基于地基微波輻射計資料對成都雙流機場兩次雷雨過程的分析

宋 靜，傅文伶，周天煜

（1.民航西南地區空中交通管理局氣象中心，四川 成都610202；2.北京愛爾達電子設備有限公司，北京102299）

受航空器活動限制， 機場及其周邊不能通過探空氣球獲取氣象要素（如溫度、濕度）的分布和演變。每天2~3 次定時城市探空資料，難以滿足高時空密度要求的航空氣象服務。 多通道地基微波輻射計能夠連續獲取地面至10 km 高度的溫度、 濕度廓線，彌補常規探測手段的不足， 可用于監測機場周邊中小尺度天氣系統的發展變化。

國內外學者應用微波輻射計開展了多項研究。王健等[1]利用微波輻射計研究暴雨發生前后氣象要素和降水的關系，發現大氣降水和水汽密度、液態水含量之間有著緊密的聯系。 王健等[2]還發現，大氣水汽含量變化具有季節性和日變化特點。 韓芳蓉等[3]利用地基微波輻射計獲取的高時空分辨率資料，對2012 年7 月12—13 日武漢站發生的暴雨過程中各氣象要素與降水的關系進行了分析， 表明微波輻射計資料有助于對降水云團的深入研究。 黃治勇等[4]對2009 年和2010 年發生在武漢咸寧的兩次冰雹過程中的氣象要素特征進行了研究， 表明輻射計溫濕資料對于冰雹天氣的監測有一定的指導意義。 方哲卿等[5]利用上海氣象局的輻射計資料對2010 年上海盛夏午后強對流過程進行了研究， 發現在降水發生前半小時內， 輻射計反演的溫度廓線在1 km 高度處有異常增溫。

地基微波輻射計的數據質量也得到了國內外學者的充分驗證。 趙玲等[6]通過研究MP-3000A 型微波輻射計， 指出輻射計數據的誤差主要源自探測信號受到干擾和反演算法的本地化適應能力。 Chan[7]通過對比香港探空和GPS 資料，指出微波輻射計資料盡管存在一定誤差， 但仍包含了可用于天氣預報的信息。 韓玨靖等[8]對比了2011 年1—12 月江蘇蘇州的MP-3000A 型微波輻射計和常規探空數據，指出輻射計反演的相對濕度、液態水含量與降水、強對流和大霧的發生有著良好的對應。 沈建等[9]通過對2014 年1—7 月蘇州大氣邊界層高度的分析， 指出輻射計反演的邊界層高度和激光雷達的探測結果有著良好的一致性。

盡管地基微波輻射計在我國的應用已經較為普遍， 但以往的研究基本局限于青藏高原以下第三階梯的城市地區， 較少涉及不能施放探空氣球的民航機場。 我國西南地區地形復雜，高原機場較多，機場周邊空中氣象資料相對缺乏， 有必要對地基微波輻射計、風廓線雷達、氣象衛星等非常規探測手段的應用進行充分研究，以適應日益增長的飛行需求。

本文從短臨預報角度出發， 利用布設在成都雙流機場的HTG-4 型微波輻射計資料， 對2017 年7月17 日“兩高切變”型和7 月21 日“東高西低”型影響機場的2 次雷雨過程的溫度、 相對濕度（Relative Humidity，RH）、 綜合水汽含量（Integrated Water Vapor，IWV）、 云 中 液 態 水 含 量（Liquid Water Profile，LWP）等輻射計參數和由其反演的穩定度指數K、 對流有效位能CAPE（Convective Available Potential Energy）等對流參數進行研究，以了解雙流機場對流天氣特征及要素變化規律。

1 過程概況和天氣形勢

2017 年7 月17 日，機場19：00 聞雷（世界協調時UTC，下同），19：23—19：26、20：37—20：46 雷暴伴中陣雨，22：00 過程結束， 過程降水量7 mm（6.8 mm 產生于中陣雨階段）。 2017 年7 月21 日，機場12：07 聞雷，12：30 雷暴伴小陣雨，14：23—14：41、15：21—15：28、16：21—16：27 雷暴伴中陣雨，16：37雷暴伴小陣雨，17：00 過程結束，過程降水量60.9 mm（51.9 mm 產生于中陣雨階段）。

根據肖遞祥等[10]對四川盆地1981—2015 年23次暴雨天氣形勢的統計分析， 7 月17 日12 時，四川地區500 hPa 形勢場屬于“兩高切變”型，副熱帶高壓和青藏高壓間切變位于盆地西部， 機場位于切變以東，受副高西側偏南氣流影響；700 hPa 有弱冷平流侵入盆地；850 hPa 暖式切變位于盆地東部，機場位于切變東側， 上空為2 m/s 的東南風； 地面圖上，冷空氣位于盆地北部，尚未到達機場。 到18 日00 時，兩高切變仍維持在盆地附近，低層切變略有北抬，機場位于地面鋒線北側。此次過程有斜壓鋒生特征，鋒面移動較快，產生的降水較少。

7 月21 日12 時， 四川地區500 hPa 形勢場屬于“東高西低”型，副高西伸至青海東部，盆地完全處于副熱帶高壓控制下，低壓槽位于青藏高原中東部；700 hPa 盆地有暖中心；850 hPa 暖式切變線位于機場東側，偏南風風速較大，達6~8 m/s；地面圖上，四川地區為弱的低壓，無明顯冷空氣入侵。之后低層切變西移北抬，到22 日00 時位于機場以西。此次過程低層暖平流強迫顯著，過程持續時間較長，降水量較高。

2 資料與方法

2.1 所用資料

選取2017 年7 月17 日、7 月21 日雷雨時段（7月17 日19—22 時，7 月21 日12—17 時）成都雙流機場HTG-4 型地基微波輻射計逐時資料和對應時刻地面觀測資料進行分析。HTG-4 型地基微波輻射計配置了2 個探測頻段，14 個信號通道，其中7 個通道用來獲取濕度廓線，頻率范圍在22~31 GHz，7 個通道用來獲取溫度廓線，頻率范圍在51~58 GHz。垂直廓線分辨率2 km 以下為100 m，2~5 km 為200 m，5~10 km 為400 m。該輻射計探測地面到空中0~10 km 的大氣溫度、 水汽等要素的數據刷新率為分鐘級，由于資料的時間步長不是整數且不固定，以下分析均基于某時刻前后5 min 時段的要素平均值。

2.2 計算方法

個例比較中用到K 指數和對流有效位能CAPE，計算方法如下[11]：

T 和Td分別為氣溫和露點溫度，下標數值表示氣壓。算式中第一項表示溫度直減率，第二項表示低層水汽條件，第三項表示中層飽和程度。 因此K 指數可以反映大氣的層結穩定情況，K 指數越大，層結越不穩定。

式中：δT=T氣團-T環境，Base=LFC。 LFC 為自由對流高度，EL 為平衡高度。其物理意義表示：當氣塊的重力與浮力不相等且浮力大于重力時， 一部分位能可以釋放，由于這部分能量對大氣對流有著積極的作用，并可轉化成大氣動能，稱其為對流有效位能。在自由對流高度之上，氣塊可從正浮力作功而獲得能量。

由于輻射計可以隨時反演出K 指數和CAPE指數， 所以通過分析這2 個指數在對流過程不同階段值的變化， 可以較準確地描述雙流機場對流天氣演變特征。

3 個例研究

3.1 相對濕度和綜合水汽含量演變特征

低層足量水汽供應是強對流發生的重要條件之一。 地面以上10 km 范圍內，以相對濕度達到80%來區分干區和濕區，在“7·17”雷雨前3 h（16—19時），相對濕度垂直分布呈現“上下干，中間濕”三層結構（圖1a）。 空中2~4 km 多次出現接近飽和（RH≥90%）的現象，濕層（RH≥80%）厚度達到3~4 km，頂高在4~5 km，底高在0~1 km，維持時間超過3 h；降水發生前1 h（18—19 時），相對濕度分布轉為“上干、下濕”兩層結構，濕層增厚至4~5 km，近地面濕度逐漸達到飽和并持續到過程結束。“7·21”雷雨過程發生前3 h（9—12 時），相對濕度也呈“上下干、中間濕”三層結構（圖1b）。 濕層厚度達3~4 km，頂高在5~6 km，底高在1~2 km，維持時間超過3 h；降水發生前1 h（11—12 時），0~10 km 相對濕度都有所增加，濕層增厚至4~4.5 km，整層變為“上干、下濕”兩層結構，并維持到降水結束。

對2017 年7—8 月發生在雙流機場的20 例對流過程（18 例含中陣雨及以上強度降水，2 例僅有小陣雨）分析發現，較強降水過程前的相對濕度垂直分布都呈現“上下干、中間濕”的特征，且最大相對濕度都高于80%，部分甚至高于85%。 對于較強降水過程，中間濕層的高度一般在2~4 km，并在近地面之前2~3 h 達到飽和， 但空中濕層達到飽和的現象不一定保持連續； 在降水開始后，3 km 以下的氣層基本都呈現飽和狀態，并保持連續直到降水結束。

圖1 雙流機場相對濕度垂直廓線和綜合水汽含量（IWV）隨時間變化

此外，“7·17”相對濕度大值區中心（≥80%）除整層增濕的峰值階段外（如19：30、20：30 前后），基本處于5 km 高度以下， 相對濕度60%以上區域的平均高度超過了6 km；而“7·21”過程的相對濕度大值區中心高度和60%區域的平均高度分別為6 km和7 km，濕層更深厚。 深厚的濕層有利于短時強降水的產生[12]，而兩者濕層厚度差異可能是由于“東高西低”環流背景下低層有更明顯的暖平流強迫，水汽條件更好[10]。此外，濕層厚度也能夠用于區分降水期和非降水期[3]，而降水期間的多個相對濕度峰值也較好地對應了降水強度的變化——中陣雨總是發生在相對濕度達到波峰時（圖1 中黑色箭頭）。

此外，由0 ℃層高度變化（圖1 中白色實線）可知，暖區（溫度≥0 ℃的區域）厚度在降水開始后（圖1 中白色箭頭）先增大后減小，每次中陣雨（圖1 中黑色箭頭）發生時都有明顯增大，也對應著濕度的增加。暖區內RH≥90%，過程期間始終處于飽和狀態，暖區外則明顯干燥，表明兩次過程以暖云降水為主。

綜合水汽含量（IWV）直觀地反映了大氣中的水份狀態。 兩次雷雨過程中，IWV 都很充沛（圖1c，1d），峰值超過85 kg/m2，最低不低于70 kg/m2，屬于較為極端的水汽條件[13]。 但后者IWV 保持高值的時間顯著高于前者，水汽條件更好，更容易產生短時強降水。 兩次過程中，IWV 在過程發生前迅速增長、過程結束后迅速下降，雷暴和降水都發生在IWV 快速增長的波峰上（圖1 中白色箭頭）。“7·17”過程第一次中陣雨發生后，IWV 短暫回落至72 kg/m2，很快又增大， 兩次較大的波峰對應了兩次中陣雨的發生。“7·21”過程的IWV 表現特征類似，IWV 短暫減小至77 kg/m2后又很快增大（圖1d），反復2 次，3 次較大的波峰對應了3 次中陣雨的發生， 中陣雨的持續時間也顯著高于“7·17”過程。兩次過程中，每次發生較強降水后，IWV 都會短暫回落， 但仍高于過程開始前的水平，不足2 h 后再次發生較強的降水。 此外，“7·17”過程中第一次中陣雨距離過程開始的時間間隔要明顯短于“7·21”過程，表明前者對流發展較快，但整體降水時間不足，只發生了兩次中陣雨，持續時間也較短。 而后者從降水開始到發生第一次中陣雨的時間間隔更長，3 次中陣雨的間隔也基本一致，總降水時間更久，表明后者對流發展雖然較慢，但有更多的時間產生降水，從而造成了更大的降水量。

3.2 云中液態水含量演變特征

云中液態水含量能夠直觀的反映云中的水分狀態。 王健等[1]、韓芳蓉等[3]統計了不同地區降水前云液態水含量變化特征，并給出了一些預警指標。數值模擬顯示短時強降水對700~850 hPa 附近的水汽條件最為敏感[14]。

雙流機場的2 次過程在降水發生前1 h，1~3 km的云中液態水含量有明顯波動。隨著降水的臨近，波動加劇，高含水量區域的高度逐步抬升，降水開始后降低，并反復數次，每次明顯的抬升都對應了中陣雨的發生。相比較而言，“7·21”過程云液態水含量漲落更頻繁，達到極值2500 g/m2的次數更多，持續時間也有優勢，體現了更充足的水汽供應。

對應云中高含水量區域的抬升， 含水量大值中心所在高度也抬升至6~7 km， 降水發生后降低至3~4 km；大值區中心濃度也由最高0.8 g/m2下降，但仍高于過程發生前的數值（0.0~0.2 g/m2）；大值區中心的平均高度為4~6 km，而含量高于0.2 g/m2的云中液態水廣泛分布在1.3~6.5 km， 這和牟艷彬等[15]對2017 年7—8 月雙流機場20 例對流過程的分析結果相一致。

由圖2 可知，兩次過程中較暖的液態水（溫度≥0 ℃）占據了云中液態水含量的絕大部分，變化趨勢和總量基本一致； 降水發生在液態水總量和較暖液態水含量的峰值上， 降水強度的增大也對應了液態水總含量和較暖液態水含量的增加。兩次過程中對流云的主體都位于6 km 以下，液態水極值也分布于0 ℃層高度附近（4~6 km），云底高度較低，具有典型的暖云降水特征[16]。

3.3 不穩定特征

溫度的垂直分布可以反映大氣層結熱力狀態的變化。兩次過程開始前1 h，1 km 以下氣層出現了明顯的增溫現象，增幅0~2 ℃不等，并向上延伸到0 ℃層。 同時，0 ℃層以上大氣增溫效果隨著高度增加而減弱（圖3a，3b），導致0 ℃層附近溫度梯度增大。 雷雨發生后0.5~1 h，近地層逆溫開始形成，并在降水期間多次出現。逆溫層的出現并不連續，在較強的降水期間逆溫層明顯加深，溫度的垂直變化顯著，而在較弱的降水期間逆溫層減弱甚至消失， 溫度的垂直變化不明顯。黃治勇等[17]的研究表明，逆溫層之上的空氣正處于不穩定狀態， 低層逆溫的出現有利于對流的維持和發展。“7·21”過程比“7·17”過程更頻繁的出現逆溫，較強降水的頻次也更高，表明“7·21”過程低層水汽條件更好，降水時間更長，產生的降水也更多。

圖2 雙流機場云中液態水含量（LWP）隨時間變化

圖3 雙流機場氣溫垂直廓線和穩定度參數隨時間變化

K 指數用來表示大氣穩定度。 兩次雷雨過程開始前1 h（圖3c，3d），K 指數均達到了35 ℃以上，主要是由于低層濕度的增加和氣溫的上升， 使得大氣層結處在對流不穩定狀態。 臨近雷暴發生K 指數明顯增大，在雷雨期間多次大幅增加，降水強度也隨之增大；每次增大后都會短暫下降到35 ℃以下，然后迅速上升，為后續過程的發生提供了有利條件。過程結束后，K 指數迅速降至發生前狀態并繼續下降到35 ℃以下。 對比兩次過程可知，“7·21”過程K 指數達到極值的次數更多，維持時間更久，表明該過程低層暖濕條件更好，更有利于對流性降水的發生和維持。

CAPE 反映了不穩定潛勢能量的大小。 兩次雷雨過程開始前2~3 h，CAPE 均有明顯波動， 峰值達到了600 J/kg，臨近雷暴有小幅回落，表明對流發生前能量有部分釋放； 雷雨開始后躍升至2000 J/kg，并反復振蕩， 雷雨結束后迅速回落到較低水平。 可見，相較于K 指數，CAPE 值對強對流天氣的發生更加敏感。 兩次過程中，除雷雨起始階段外，CAPE 的峰值基本都低于2000 J/kg，屬于中等對流不穩定[18]，相較極端的CAPE 更有利于高效率降水的形成，可以在較大程度上避免使氣塊加速通過暖云層， 從而延長暖云的降水時間。 得益于更有利的水汽條件，“7·21”過程CAPE 維持中等強度的時間更久，更有利于對流活動維持和強降水持續。

4 結論

（1）兩次雷雨發生前，相對濕度從“上下干、中間濕”的三層結構轉變為“上干、下濕”兩層結構，空中高濕區一般提前近地層2~3 h 達到飽和；過程期間3 km 以下持續飽和，直至過程結束；較強的降水發生在相對濕度的波峰上。

（2） 兩次過程水汽含量充沛， 保持在70 kg/m2以上，峰值超過85 kg/m2。每一次較強降水發生后水汽含量都會短暫回落， 但仍高于過程前的數值，不足2 h 后再次發生較強降水；“7·21” 過程更好的水汽條件有利于產生更大的降水。

（3） 云中液態水含量的顯著增長對應了降水的產生和雨強的增加。降水過程中，云中液態水主要位于6 km 以下， 溫度在0 ℃以上的液態水占比很高；暖區（溫度≥0 ℃）內相對濕度≥90%，兩次過程以暖云降水為主。

（4） 雷雨前1 h 左右低層氣溫上升、0 ℃層抬升，雷雨開始1 h 內1 km 以下出現明顯逆溫，逆溫層增厚對應了降水強度的增加， 逆溫的持續存在有利于產生更多的降水。

（5）CAPE 比K 指數能更早的預示強對流天氣的發生，較強的降水發生在兩者快速增加的波峰上。更好的水汽條件有利于對流的維持和降水的持續。