“海棠”殘留低壓引發魯中東部暴雨中尺度特征分析

王文波，李曉利，趙 華，韓 曉，王 旭

(1.山東省濰坊市氣象局，山東 濰坊 261011；2.山東省東營市氣象局，山東 東營 257091)

引 言

熱帶氣旋所造成的影響和災害主要由大風、暴雨與風暴潮引起，而臺風暴雨還可衍生出洪澇、泥石流、山體滑坡等地質災害。因此，深入開展臺風降水研究并提高其預報水平，對預防和減輕臺風災害具有重要現實意義。熱帶氣旋北上過程中與西風槽冷空氣發生相互作用，可造成暴雨甚至特大暴雨。許多學者對此進行了研究[1-12]。林志強等[13]研究殘留低壓對內陸地區的影響時發現，殘留低壓對內陸降水的影響較熱帶氣旋的更為顯著，降水影響自東南向西北逐漸減弱，影響范圍較熱帶氣旋的西擴，且強度更大。杜惠良等[14]分析“莫蘭蒂”臺風時指出，暴雨主要由臺風殘留云系、副高邊緣的暖濕氣流和北方的弱冷空氣共同影響產生。尹東屏[15]、鈕學新[16]等分析臺風暴雨特征時發現，適當強度冷空氣侵入臺風倒槽和外圍，可以加劇動力和熱力的不穩定，冷空氣影響到的地區降水量明顯增加。在對20世紀90年代臺風登陸北上并與西風槽合并造成暴雨天氣個例的研究中，孫建華等[17]發現暴雨區處在臺風倒槽、西風槽前和副高之間。劉淑媛等[18]分析低空急流與暴雨關系時發現，2 km高度以上的低空急流中心早于2 km高度以下超低空急流中心1～2 h出現，強降水的出現和超低層急流風速中心的出現相對應。盛日峰等[19]分析發現，反演風場能細致地揭示本次降水過程中尺度風場的演變過程，并清楚地給出了風場中尺度結構、輻合線的位置及二者演變特征。此外，隨著新型探測系統的發展，高分辨率衛星和新一代雷達圖像及其反演資料越來越多地用于強對流天氣的研究[20-26]，并且取得了較好的研究成果。

2017年10號熱帶風暴“海棠”北上過程中強度迅速減弱，其殘留低壓環流造成8月2-3日魯中東部地區出現暴雨局部大暴雨天氣。強降雨導致魯中部分街道村莊遭受洪澇災害，使農作物受災減產。由于魯中東部大暴雨發生時的環流形勢并不是非常有利于暴雨發生，致使預報和實況出現一定偏差。本文利用多普勒天氣雷達、邊界層風廓線雷達和自動站加密觀測資料，從垂直風廓線、低空急流演變和天氣雷達風場反演等方面對“海棠”殘留低壓引發魯中東部暴雨天氣的成因進行分析，旨在提供一些對臺風殘留低壓降水預報有指導意義的依據。

1 降水概況和環流形勢分析

2017年10號熱帶風暴“海棠”于7月31日02時在福建省福清市沿海登陸，登陸后強度迅速減弱。8月1日08時,熱帶低壓中心移至江西北部時停止編號(圖1a)。在8月2-3日,“海棠”殘留低壓北上的過程中造成山東出現兩處暴雨中心(圖1b)。其中，2日08時至20時，當低壓中心位于安徽西部時，魯西北出現暴雨局部大暴雨天氣；2日20時至3日08時，低壓中心由皖西北進入魯西南的過程中，魯中東部地區出現暴雨局部大暴雨天氣，而魯西南、魯南和半島等地區雨量相對較小。山東此次暴雨的總體特點為降水落區集中在魯西北和魯中東部，降水強度大，出現多站次大暴雨，同時伴有明顯的短時強降水，濰坊昌邑站最大雨強達到54 mm/h。

圖1 “海棠”及其殘留低壓路徑圖(a)和2017年8月2日08時-3日08時山東省降水量分布(b)

8月2日08時(圖2a)，“海棠”殘留低壓中心移至安徽西北部，500 hPa副熱帶高壓呈塊狀，較1日20時有明顯東撤，中心移到東海海面，引導氣流由東南風轉為偏南風，“海棠”低壓轉向偏北方向移動，而西風槽緩慢東移至河套地區。山東位于“海棠”低壓環流的東北部，魯西北地區位于低壓倒槽頂端，850 hPa比濕達14 g/kg以上，具有充沛的水汽和強上升運動條件，對應2日08時至20時魯西北地區出現暴雨天氣。到2日20時(圖2b)，500 hPa副熱帶高壓繼續東撤至日本海南部上空，“海棠”低壓環流北上，并入西風槽中，在魯西地區形成深厚的低槽，槽前正渦度平流加強進而造成上升運動加強，同時槽后冷空氣與副高外圍暖濕空氣在魯中地區上空交匯。850 hPa(圖2c)低壓倒槽仍維持在魯西地區，倒槽東側青島站東南急流加強至16 m·s-1。低空急流使魯中東部地區建立起較強的天氣尺度上升運動。而925 hPa(圖2d)超低空急流軸位于120°E附近，東南風風速達18 m·s-1，魯中東部處于急流軸左側，倒槽切變線位置偏西，超低空急流為暴雨區提供了充足的水汽和輻合上升運動，進而觸發對流不穩定能量的釋放。從天氣尺度分析可知，盡管850 hPa倒槽處于魯西北，但500 hPa西風槽與“海棠”低壓倒槽的合并加強并引導冷空氣南下，與低空急流和超低空急流輸送的暖濕空氣相互作用，造成2日20時至3日08時魯中東部暴雨天氣的發生。

圖2 2017年8月2日08時500 hPa(a)及20時500 hPa(b)、850 hPa(c)、925 hPa(d)高空綜合圖

2 低空急流演變與降水強度的關系

2.1 風廓線分析

常規探空觀測時氣球受高空風影響，測得的結果并非本站上空真實數據。高時空分辨率的風廓線雷達資料顯示出中小尺度天氣系統連續的詳實的變化過程，清楚地揭示了對流層和邊界層急流的脈動特征。低空急流軸上的中小尺度脈動及向超低空快速擴展的程度與暴雨之間存在密切的關系。因此利用濰坊風廓線雷達資料對本次天氣過程的垂直風廓線結構進行分析，研究降水發生前后風廓線演變特征。

由濰坊站風廓線分布(圖3)可見，由于“海棠”北上造成魯中東部中低空非常強的東南風，2017年8月2日16-17時，在1-4 km處有12-16 m·s-1以上的東南向風速帶出現，4 km以上為較弱的西南偏南風。18-19時，1.8-3.0 km上出現20 m·s-1的強東南風，低空東南急流建立了水汽和熱量的輸送通道，但測站上空并無明顯輻合特征，因此2日20時之前并無降水發生。從20時風場的垂直結構發現，2 km以下為東南風，以上為西南偏南風的垂直結構繼續維持，20 m·s-1的急流中心下降至1.5 km高度，到21時降水開始時降到1 km附近，說明低空急流向超低空的快速擴展對應著降水的開始。2日23時至3日03時是強降水時段，各小時雨強基本都在10 mm/h以上。在此階段，近地面層東南風4 km以上中高層為西南偏南風的垂直結構依舊維持。在3日00時，22.5 mm/h的最大雨強出現時，高空5 km以上突然轉為西北風，應為槽后甩下的冷空氣。因此冷暖空氣在魯中東部地區交匯，冷空氣的侵入觸發了對流不穩定能量的釋放，造成雨強迅速增大。此外在此強降水階段，2 km以下的東南風急流略有減小，風速在16～18 m·s-1，因此低空急流脈動對降水也有影響。從該降水階段的風廓線特征分析可知，低空強東南急流向超低空的快速擴展與降水的開始相對應，高空5 km西北風的出現和短時強降水的出現也有很好的對應關系。

3日03時，2 km以下轉為南風，5 km高度以上轉為偏南風(圖3)。這樣的垂直風場結構使冷暖平流特征不明顯，對應03-04時降水量只有2.9 mm，雨強明顯減弱。到04時，2 km以下維持16 m·s-1以上的南風，而5 km以上則再次出現西北風，說明有冷空氣再次侵入，對應04-05時和05-06時的雨強分別達到12.9 mm/h和13.6 mm/h。自3日06時開始，垂直風場結構發生明顯的變化，3 km以下均轉為西南風，且風速減小至12 m·s-1左右，低空急流明顯減弱，同時3 km以上轉為偏西風，風速在6 m·s-1上下，對應06時之后降水減弱和08時降水結束。說明雖然有弱冷空氣侵入“海棠”低壓環流中，但是由于暖濕空氣輸送強度減弱，已無法造成強降水。

圖3 2017年8月2日16時至3日10時濰坊站風廓線分布

綜上分析，低空20 m·s-1以上強東南急流剛剛建立時并無降水發生，當其向超低空快速擴展達1 km以下高度時，降水開始并增強；2 km以下東南風、2-5 km偏南風急流和5 km以上西北風的垂直風場結構對應著短時強降水時段；5 km以下高度均轉為西南風且低空急流強度的明顯減弱，對應著降水的減弱和結束。

2.2 風場演變與強降水機制分析

利用FNL全球分析資料對暴雨物理量特征進行分析發現，2017年8月2日20時降水開始前低空急流向下擴展至1.2 km高度(圖3)，濰坊站斜T-lnp探空曲線顯示，1 km以上高度大氣處于不穩定層結(圖4a)，對流有效位能CAPE為805 J·kg-1，對流抑制CIN只有18 J·kg-1，這種條件性不穩定層結一直持續到3日08時。同時大氣相對濕度近飽和的層次由低層向高層逐漸擴展，K指數達到了39 ℃，這種濕層深厚、不穩定的大氣層結對短時強降水的發生非常有利。20 m·s-1的超低空急流提供了大量的水汽通量輻合，是暴雨區水汽的主要提供者。而深層(500-900 hPa)垂直風切變較14時增大至2×10-3s-1，較強的垂直風切變有利于對流云團的維持和發展。

同時，風場的演變對上升運動有明顯加強作用。8月2日14時(圖略)，最大上升速度為-0.2 Pa·s-1，位于600 hPa高度附近，且700 hPa以下為弱下沉運動。到2日20時(圖4b)，從低層到高層為一致的垂直上升區，上升速度最大值達-1.2 Pa·s-1，對應散度場500 hPa以下為輻合區，大值區在700 hPa高度附近，略低于最大上升區的高度(圖略)。通過分析2日20時假相當位溫沿119°E垂直剖面發現，36°-40°N在850-500 hPa高度等θse線梯度逐漸加大，鋒區隨高度向冷區傾斜。同時低空急流的向下擴展也致使水汽和能量在超低空匯聚，引起低層大氣鋒生，等θse線變得非常密集，鋒區斜壓性進一步加強，有利于暖濕氣流抬升。隨著3日00時高空槽東移南下，中層5 km高度附近干冷空氣侵入觸發不穩定能量的急劇釋放，造成短時強降水的發生。

圖4 2017年8月2日20時濰坊站T-lnp圖(a)和假相當位溫與垂直速度沿119°E剖面圖(b)

2.3 低空急流指數(I)分析

劉淑媛等[18]以2 km以下邊界層急流中心的最大風速V(m·s-1)和12 m·s-1風速在該小時中的最低位置D(km)的比值定義了一個低空急流指數I(V/D)，用它定量地表示低空急流向下擴展的程度和風速脈動的強度。為了更清楚地顯示降水強度的變化趨勢與低空急流的關系，本文也參照該方法，定義低空急流指數I(V/D)，即2 km以下邊界層急流中心的最大風速V(m·s-1)和12 m·s-1風速在該小時中的最低位置D(km)的比值。從指數I和雨強的時間演變(圖5)可以看出，2017年8月3日00-01時、03時和05-06時3次小時雨量超過10 mm的強降雨時段，對應著低空急流指數I的3次峰值，分別是2日22時的59、3日01時的59和3日03時的63，且指數I的增大較雨強的增大提前了2 h左右。這說明每次短時強降水的發生，都對應低空急流指數的加強，而低空急流指數對于低空急流的脈動及向超低空擴展程度有密切的關系，因此可以通過低空急流指數的分析預判短時強降水的發生。

圖5 2017年8月2日19時至3日08時低空急流指數I及濰坊站每小時雨量圖

3 多普勒雷達風場反演分析

由于“海棠”北上引發的魯中東部暴雨發生時，在地面自動站風場上為一致的東南風，風速為4～8 m·s-1，并不能看出有明顯的風向風速輻合。因此利用多普勒天氣雷達資料，選取3個較強降水時間節點的基數據進行風場反演，進一步分析降水的中小尺度特征。在2017年8月3日00:08時刻的2 km高度的反演風場圖(圖6a)上，因為魯中東部地區處于“海棠”低壓環流東北部，故主要受偏南風控制，而魯西北主要受偏東風控制，沿萊州灣西岸至昌樂雷達站一線有南北向的中尺度切變線發展，垂直伸展高度達5 km以上。從圖中看到，切變線左側有較強的西北風侵入，說明槽后有冷空氣擴散南下，與偏南暖濕氣流交匯造成切變線右側強降水回波發展，導致昌邑和濰坊等地出現短時強降水。暴雨區南部并沒有中尺度切變線，但是卻可以看到有一條西北-東南向的中尺度輻合線發展，西南急流的強風速輻合造成了該地區強降水的發生。3日02：06(圖6b)，冷空氣再次侵入魯中地區。在2 km高度反演風場圖上，沿萊州灣東岸至濰坊北部一線出現東北-西南向切變線，西北風風速達12～16 m·s-1，冷暖空氣的強烈交匯造成了切變線附近50 dBZ以上強回波發展，產生強降水天氣，而南部地區屬于暖區降水，中尺度輻合線偏弱。3日04：51的3 km高度反演風場圖(圖6c)上，高空槽后大范圍冷空氣東移南下，西到西北風侵入魯中地區，東北-西南向中尺度切變線在萊州灣西岸到昌樂雷達站一線重新發展，北部地區強降水再度加強，昌邑站出現54 mm/h的短時強降水。同時暴雨區南部由于低空急流的風速脈動，西北-東南向中尺度輻合線再度發展，造成安丘站出現30.2 mm/h的短時強降水過程。

圖6 2017年8月3日00:08(a)、02:06(b)、04:51(c)濰坊多普勒雷達風場反演圖

在8月2日23時至3日06時強降水發生過程中，由于槽后冷空氣是分股擴散南下，所以北部的中尺度切變線并不是一直維持，而是出現了3個較強降水時段。冷暖空氣強烈交匯產生的中尺度切變線和低空急流風速脈動造成的中尺度輻合線，是魯中東部暴雨的直接影響系統，對強降水的落區有很好的指示作用。

4 結 論

本文對2017年8月2-3日“海棠”殘留低壓引發的魯中東部暴雨中尺度特征分析結果表明：

(1)500 hPa西風槽與“海棠”低壓倒槽的合并加強并引導冷空氣南下，與低空急流和超低空急流輸送的暖濕空氣相互作用，造成2日20時至3日08時魯中東部暴雨天氣的發生。

(2)低空20 m·s-1以上強東南急流向超低空快速擴展到達1 km以下高度，造成降水的開始和增強；2 km以下東南風、2-5 km偏南風急流和5 km以上西北風的垂直風場結構對應著短時強降水時段；5 km以下高度均轉為西南風且低空急流強度的明顯減弱，對應著降水的減弱和結束。

(3)低空急流向下擴展，使大氣濕層加厚、斜壓鋒區加強，中層干冷空氣的侵入觸發了不穩定能量釋放。

(4)低空急流指數I對低空急流的脈動及向超低空擴展程度有密切的關系，指數I越大，脈動越大，指數I的峰值出現時刻較雨強的峰值出現時刻提前2 h左右。

(5)冷暖空氣強烈交匯產生的中尺度切變線和低空急流風速脈動造成的中尺度輻合線，是魯中東部暴雨的直接影響系統，對強降水的落區有很好的指示作用。