一次引發局地暴雨的中尺度對流系統降水及風場結構特征

王曉麗，趙桂香，楊 璐，李新生

(1.山西省氣象臺，山西 太原 030006；2.北京城市氣象研究院，北京 100089)

引 言

暴雨災害給國家和人民帶來嚴重的損失。國內外眾多學者在基礎理論和預報分析方面作了大量研究[1-7]，揭示了許多重要現象和事實，為暴雨研究提供了重要的理論支撐。中尺度對流系統(MCS)的發生發展及結構特征演變與強對流天氣，特別是短時強降水天氣的發生發展存在重要的關系[8-15]，而短時強降水所造成的暴雨帶來的災害更為嚴重。近年來隨著觀測手段的多樣性及中尺度數值模式的快速發展，許多學者通過多種手段對中尺度對流系統的風場結構特征進行了研究，得出一些有意義的結論[16-30]。祁秀香等[16]利用多普勒雷達、風廓線雷達及RASS觀測資料,分析了廣州南沙一次中尺度對流系統的演變和風場垂直結構特征，發現風廓線雷達能夠觀測到中尺度對流系統中強上升入流和下沉氣流，邊界層的上升運動發生在α-中尺度對流系統的前部，上升運動與地面中尺度低壓生成及輻合線有關。盧煥珍等[17]利用多種非常規觀測資料及雷達變分同化系統(VDRAS)分析場資料,分析了2013年7月1日發生在天津南部的大暴雨過程，發現逆風區出現、中低空急流形成及加強是降水強度加強的重要原因。趙桂香等[18-19]對比分析了不同季節MCC的結構特征，發現由于氣候背景的差異，初春與盛夏的MCC在動力、熱力等方面存在較大的差異；高層輻散低層輻合的垂直結構是孤立對流云團能夠維持和發展的重要原因。趙東旭等[20]發現高層輻散低層輻合及強烈的上升氣流是大到暴雨發生的動力條件。支樹林等[22]利用衛星、雷達、閃電定位儀等資料，分析了贛西地區一次致災大暴雨的中尺度對流條件和對流系統的演變特征，結果表明雷達徑向速度上中尺度渦旋是導致此次暴雨的重要因素，動力輻合與山地地形共同作用形成的輻合導致局地出現連續性強降水。張偉等[26]實現了對雷達徑向數據的定量化應用，能夠直觀揭示中尺度對流系統的風場結構，在中尺度對流系統發展的不同階段具有不同的垂直風場結構特征。宋清芝等[27]對發生在黃河中游的一次致洪暴雨的機理研究中發現，地面輻合線及干空氣的侵入在暴雨的發生發展中起到關鍵作用。李如琦等[28]分析了3次暴雨過程，發現低層輻合疊加地形強迫可觸發對流。這些研究對認識中尺度對流系統結構特征及其影響具有重要作用。但對于山西地區中尺度對流系統的分鐘降水特征及風場結構特征的研究相對較少。2014年7月22日下午到23日白天，山西南部的運城、夏縣、沁源出現暴雨天氣，暴雨點分散，降水以對流性為主，持續時間短，預報難度大。本文利用多種資料，結合數值模擬結果，分析降水及風場結構特征，揭示衛星、雷達資料和各層風場結構特征與強降水的對應關系，以期為今后此類局地對流性暴雨天氣預報提供參考。

1 資料與方法

本文所用資料：NCEP再分析資料、探空資料、加密自動站資料、分鐘降水資料、地球靜止氣象衛星TBB資料、多普勒天氣雷達資料、WRF中尺度數值模擬結果等。其中NCEP再分析資料水平分辨率為1°×1°，時間分辨率為6 h；分鐘降水資料為山西109個國家站逐分鐘降水觀測數據；FY-2E靜止氣象衛星TBB資料水平分辨率為0.1°×0.1°，時間分辨率為1 h,文中采用增強處理方法顯示；長治雷達為CC雷達，數據范圍為150 km，三門峽雷達為SA雷達，數據范圍為230 km。

WRF中尺度數值模式版本為3.5.1。模式采用雙層嵌套，水平分辨率分別為15 km、5 km，垂直分為33層。模式微物理過程參數化方案選用Thompson方案；長波與短波輻射方案均采用rrtmg方案；邊界層參數化方案選用YSU方案；外層積云對流參數化方案選用New Grell方案，內層不設置積云對流參數化方案。為分析風場垂直演變，模式輸出時間分辨率為1 h。

2 降水及天氣形勢特點

2.1 降水實況概述

2014年7月22日08時-23日08時，山西省出現分布不均的陣雨或雷陣雨天氣，24 h降水量為0.2～76 mm，≥25 mm的降水(大雨)主要集中在南部，其中運城、夏縣、沁源3縣市達暴雨(圖1a，運城76 mm、夏縣74 mm、沁源59 mm)，暴雨點分散。從以上3站的單站降水時序圖(圖1b)上可以看出，暴雨主要由短時強降水造成，沁源站≥15 mm/h的強降水主要集中在22日16時-17時，運城和夏縣則主要出現在22日20時和23時。結合降水落區分布可以看出，此次暴雨過程具有典型的β-中尺度特征，且運城和夏縣的降水強度明顯大于沁源的。可見，此次暴雨，降水強度大，持續時間短，局地性和突發性強，預報難度大。

圖1 2014年7月22日14時-23日08時累計降水量分布(a)和3個暴雨站降水時序圖(b)

2.2 環流背景分析

2014年7月22日08時-20時，200 hPa(圖略)南亞高壓呈東西向帶狀分布，中心范圍不斷向東擴大，強度增強，高壓北側偏西風急流強盛，在山西中部與河北北部形成分流，山西南部位于分流輻散區。500 hPa上，亞洲中高緯地區為“兩槽一脊”，副熱帶高壓穩定西伸，西北側西南氣流較強，山西南部始終位于副熱帶高壓外圍588 dagpm線邊緣(圖2)，西南水汽輸送明顯，中緯度短波槽自內蒙古西部攜帶弱冷空氣東移影響；對應低層700 hPa切變線從山西北部南壓至中部，850 hPa輻合線在山西南部穩定維持。在此期間，山西南部地區的850 hPa與500 hPa溫差始終大于26 ℃，大氣不穩定度持續增大。地面上山西受高壓前部偏北氣流影響，晉城地區有弱地面倒槽存在，晉城為偏南風。14時倒槽略有發展，臨汾東部也轉為偏南風，長治與臨汾交界處形成一條中尺度輻合線(圖2)。隨著倒槽西移和強度的減弱，輻合線轉至運城地區。

圖2 2014年7月22日14時地面風場流線、500 hPa高度場及CAPE值

綜上，200 hPa南亞高壓強盛穩定，山西南部位于分流輻散區，高層抽吸作用較強；500 hPa副高穩定西伸，配合短波槽緩慢東移，造成低層切變線穩定少動，冷暖空氣在山西南部交匯，山西南部低層大氣不穩定度持續增強，是造成此次對流性暴雨天氣的主要環流背景。

3 中尺度對流系統與降水演變特征

3.1 云頂亮溫與降水演變特征

衛星觀測到的云頂亮溫(TBB)能夠很好地反映中尺度對流系統的發生發展演變過程，而中尺度對流系統的演變過程與短時強降水的發生發展密切相關。

分析FY-2E衛星觀測的TBB演變發現(圖3)，2014年7月22日中午隨著近地面氣溫逐漸升高，在副高邊緣、沿850 hPa切變線及地面中尺度輻合線附近，開始有對流云團活動。14時在長治地區有對流云團A生成，并且在其外圍東南側出現明顯降水。隨后該云團緩慢向東向南發展，16時強度達最強，中心云頂亮溫達到-65 ℃，水平尺度為120 km。此時在其西北側的沁源、沁縣及中心附近的高平、長治的區域站觀測到了短時強降水天氣，其中沁源16時雨強為23.3 mm/h。此時河南地區、晉城西部在地面中尺度輻合線附近有對流云團B、C生成。18:30時 C云團發展到最旺盛，中心TBB達-64 ℃，水平尺度為100 km左右，而B云團水平尺度發展為300 km，TBB最小為-73 ℃，在其東側出現明顯降水，但強度不強；C云團在東移過程中強度減弱，至20:30基本消失，而B云團發展到最旺盛階段，水平尺度達到300 km左右，中心TBB達-71 ℃，小于-32 ℃的冷云面積達12×104km2，長短軸比約為0.9，已達到MCC標準。短時強降水主要出現在B云團東側外圍及北側B云團內部TBB梯度大值區附近。運城地區有14個區域站雨強超過20 mm/h，其中最強為運城聞喜郭家莊鎮柏林小學站，雨強達到67.4 mm/h。B云團西段發展迅速，不斷吸收東段的能量，23時前后B云團西段發展到最旺盛，長短軸之比約為0.4，TBB最小達-70 ℃，在對流云團中心出現多站短時強降水，運城39.7 mm/h，夏縣44.3 mm/h，區域站最大雨強為54.1 mm/h，出現在運城夏縣南師村村委會。23日03時B云團已經完全減弱為一般云團，降水強度也隨之減弱。

圖3 2014年7月22日16時(a)、18時(b)、20時(c)、23時(d)對流云團TBB及短時強降水分布圖

綜上，此次暴雨是由副高邊緣、沿低層850 hPa切變線及地面中尺度輻合線附近激發的中尺度對流云團造成的，由于低層無急流形成，這些中尺度對流云團較為分散；隨著低層垂直風切變不斷增大，運城地區的對流云團出現合并、加強，持續時間延長，而長治地區的對流云團沒有合并現象，持續時間較短。因此，運城地區的兩個暴雨點降水強度大，持續時間相對長，而長治地區的暴雨點降水強度較小，持續時間短。在對流云團發展初期，強降水主要出現在對流云團外圍偏東偏南側的TBB梯度大值附近，而發展旺盛階段強降水主要出現在對流云團外圍偏西偏北側TBB梯度大值區靠近中心附近；對流云團成熟階段降水強度最大。

3.2 雷達反射率因子與分鐘降水演變特征

雷達資料時空分辨率高，其回波特征可反映中尺度對流系統中降水粒子的發展演變信息。與A云團對應，14:00左右在沁源區內出現明顯的回波，對應沁源的個別鄉鎮出現了降水，但降水強度較弱。14:22沁源出現多條γ-中尺度的回波(圖4a)，回波呈西北-東南向依次排列。沁源地形復雜，北側和西側均為海拔高于1300 m的山體，西側山體最高海拔超過1800 m。該回波與沁源西北側東北-西南向山體垂直，主要是氣流下山后觸發不穩定層結形成的。在之后緩慢東移過程中，垂直排列的回波均不斷加強，偏北的對流單體移動較快。14:48多個對流單體呈東北-西南向排列，且緩慢向東南方向移動。15:08回波前沿進入沁源站區，沁源開始出現降水。15:12出現1 h內第一個降水峰值(圖5a)。之后回波繼續緩慢東移南壓，15:39前后，≥40 dBZ強回波區經過沁源(圖4b)，沁源連續9 min出現了0.9 mm/min以上的降水量。15:54-16:03降水出現間歇，而此時在回波帶的尾部即西側又有新的對流單體生成，16:04經過沁源，沁源再次出現降水。16:55以后≥40 dBZ強回波通過沁源(圖4c)，沁源在此1 h內出現降水峰值(圖5b)。之后回波移出沁源，且在沁源附近沒有新的對流單體生成，本階段對流性降水結束。

圖4 2014年7月22日14:22(a)、15:39(b)、16:55(c)長治雷達1.5°仰角反射率特征和17:54(d)、21:13(e)、21:56(f)三門峽站0.57°仰角雷達回波圖

19:00-20:00，運城、夏縣的分鐘降水數據呈現多峰型(圖5c)，而22:00-23:00的分鐘降水數據則呈現單峰型(圖5d)，且夏縣的強降水時段要晚于運城的，運城的強降水時段出現在22:08左右，夏縣則出現在22:43左右。從三門峽站的單站雷達分析發現，17:54在運城南部有對流單體生成，從垂直剖面上(圖4d)看，強回波(回波強度≥50 dBZ)高度在4 km以上，說明此時大水滴或冰雹粒子還未及地。之后運城地區又有多個對流單體生成，且在東移、北抬過程中連成一片，18:42左右運城站附近有降水回波生成，回波強度為45 dBZ，此時在運城站南側也存在明顯的降水回波，回波最強為50 dBZ。19:00以后，運城站西側及南側回波連成一片，并不斷向東北方向移動，給運城帶來持續的對流降水。21:13(圖4e)，山西、陜西和河南3省交界處生成的回波在不斷向東北方向移動過程中進入運城境內，21:56強回波主體到達運城(圖4f)。從雷達回波垂直剖面上(圖4f)可以看到，影響運城的對流單體，其強回波質心低，降水效率高。該回波向東北方向移動，于22:32移至夏縣，23:08移出夏縣。在此期間夏縣出現了持續30 min分鐘降水強度超過1 mm的強降水。

圖5 2014年7月22日16時(a)、17時(b)沁源站和20時(c)、23時(d)運城、夏縣站分鐘降水時序圖

從以上分析不難看出，沁源站西側不斷有對流單體生成發展東移經過，沁源站的短時強降水是由“列車效應”造成的；而運城、夏縣兩站的短時強降水，主要是由于強回波出現合并且移速較慢，在局地持續時間較長造成的。回波強度的變化及移動與分鐘降水強度有很好的對應關系，40 dBZ回波對應的分鐘降水約為1 mm/min。提前分析回波的生成及移動特點，對短時強降水的預報有很好的指示意義。另外，雷達回波強度也能夠間接反映非觀測站點處降水強度特征，在高分辨率網格降水估測中能夠發揮重要作用。

4 雷達徑向速度特征分析

此次過程，低空并沒有形成明顯的急流，暴雨局地性強，主要是觸發局地不穩定能量引起的短時強降水。降水期間，長治站雷達徑向速度圖上，零速度線呈“S”型，風隨高度順轉，低層有暖平流，低層大氣的不穩定度持續增大。2014年7月15:29開始沁源站3 km附近最大速度值為-14.8 m/s，成片的負速度區內出現小范圍的正速度(圖6a)，這種速度的不連續，造成回波不斷加強，對流發展。15:59負速度值減小，正速度區消失，在沁源站東側形成一條明顯的陣風鋒，沁源站降水暫停。

18:48前，運城區域為弱的偏北風，之后轉為偏南風。19:00-19:30運城站偏南風風速最大約為5 m/s。從19:18沿運城站的速度剖面圖(圖6b)上可看出，運城站4 km以下為偏南風，4 km以上為偏北風，風隨高度順轉，存在明顯的暖平流。21:50-21:56，運城偏南風風速迅速增大到約10 m/s，對應低層比濕(圖略)迅速增大，使運城站降水迅速增幅。22:08運城站降水達到峰值，分鐘降水量達到2.9 mm/min。之后偏南風減弱或轉為偏北風，降水強度也相應減弱。22:14以后，夏縣偏南風增大，于22:38達到最大，約為14 m/s，夏縣降水強度出現明顯增幅，22:42分鐘降水量達到2.5 mm/min。隨后偏南風風速減小，降水強度也隨之減弱。

圖6 2014年7月22日15:29長治站(a)、19:18運城站(b)雷達徑向風分布

由以上分析不難看出，沁源站在成片的負速度區出現小范圍正速度區，這種風場的不連續，是造成沁源短時強降水的重要觸發因素，隨著負速度值的減小，沁源站降水結束。而運城、夏縣的降水增幅與偏南風風速的增加有很好的對應關系。雷達徑向速度場能夠分析局地風向風速的連續變化，而徑向風速風向的變化對局地降水強度變化有很好的指示意義。

5 數值模擬及中尺度對流系統風場結構分析

5.1 數值模擬

中尺度數值模式WRF較好模擬了2014年7月22日14時至23日08時山西南部中雨以上量級降水(圖7a):暴雨局地特征明顯，運城、夏縣、沁源局地出現暴雨天氣。從模擬的運城單站降水時序圖(圖7b)可以看出，模式模擬的降水主要是從21時開始，23時運城站出現了短時強降水，降水強度達到40 mm/h以上，與實況較為接近。

圖7 模擬的2014年7月22日14時-23日08時累計降水量(a)及運城單站降水時序圖(b)

模式也較好地模擬了地面中尺度輻合線及CAPE的演變特征。15時沁源附近存在一CAPE大值中心(圖8a)，中心值為1100 J/kg，并且此時地面上長治臨汾交界處存在一條明顯的中尺度輻合線。受地面輻合線觸發，沁源地區出現短時強降水天氣，之后能量釋放至<800 J/kg。CAPE大值區西移，運城地區CAPE值不斷增加，20時達到1600 J/kg以上(圖8b)。此時地面中尺度輻合線也移至運城北部，不穩定能量觸發后發生短時強降水天氣，CAPE值≥1600 J/kg的范圍減小，但是運城地區的不穩定能量仍然在1500 J/kg左右。23時運城、夏縣繼續出現短時強降水天氣，地面中尺度輻合線略微南移至運城站附近(圖8c)。輻合線附近輻合強度強，出現的短時強降水天氣強度也更強。之后不穩定能量被完全釋放，運城地區的強對流天氣也基本結束。

圖8 2014年7月22日15時(a)、20時(b)、23時(c)CAPE(陰影)分布及地面風場(矢量)

綜上分析，中尺度數值模式模擬結果與實況較為一致。下文將使用模擬結果分析中尺度對流系統風場結構特征。

5.2 風場垂直結構和演變特征

分析中尺度數值模式輸出的逐小時各層風場變化可知(圖略)，200 hPa高壓不斷南壓西擴，而且風速增大，高壓西側外圍風的輻散強度和范圍都在擴大，23時運城地區的短時強降水外圍風輻散最強，強度最大，此時的短時強降水強度也最大。700 hPa上16時在山西南部為一致的西南風，在沁源附近存在較大的輻合中心，而后風場偏西分量逐漸增大，20時長治地區轉為西風，此時運城地區風場切變明顯，輻合增強，23時運城南部偏南氣流明顯增強，降水強度也明顯強于20時的降水。對應850 hPa上，16時在長治晉城地區為一致的東南風，東南風受地形阻擋，在長治西北部形成東南風與東北風強輻合中心，之后東南風偏東分量增強，偏南風分量減弱，在20時變為一致的偏西風，強輻合中心南壓、西擴，臨汾、運城、晉城等地均存在明顯的輻合中心，直至23時，850 hPa風場在運城地區都存在一條近似東-西走向的切變線。這種風場在不同層次上的垂直結構及變化，為強降水的發生提供了有利的動力條件。

35.15°N處20時、23時的風場垂直剖面顯示，20時，在111°E附近垂直層上主要表現為緯向風切變，且近地層到500 hPa緯向切變達到15 m/s，而經向風風速較小，在111°E附近表現為多層切變，切變最強為6 m/s。23時，在111°E附近經向風風速增加，風速垂直切變迅速增強，近地層到500 hPa最強垂直經向風切變達到16 m/s(圖9a)，緯向風切變層壓縮，對流層低層風切變增強，近地層到700 hPa垂直風切變達到12 m/s，而且從700 hPa到500 hPa之間也存在較弱的緯向風切變(圖9b)。與20時的風場垂直結構相比，23時的風場垂直切變顯著增強，因此23時的降水強度較20時要強(圖9c)。葉更新等[31]研究表明,風垂直切變對風暴的作用只表現在風速大小隨高度的變化和水平渦度的作用上，而風向隨高度的變化是大氣對流的結果而不是原因，對流越強，風向垂直切變越強。從35.15°N在16時到23時的風速垂直變化來看(圖略)，18時在111°E附近650 hPa以下風速垂直變化增大，比強降水出現時間提前2 h，而22時在111°E附近又出現多層風速垂直變化。可見，風速隨高度的變化作為風暴發生的原因，能夠提高對流天氣預報的時效性。

圖9 過35.15°N經向風分量v在2014年7月22日23時(a)和緯向風分量u在20時(b)、23時(c)的垂直剖面

風場及散度場(圖略)的變化，局地特征明顯。16時前后低層的輻合主要出現在山西東南部沁源附近。隨著時間的推移，20時前后輻合在運城附近更為明顯，而且23時前后輻合增強，運城地區降水增幅。從風場的垂直結構變化可以看出，運城和夏縣23時短時強降水強度比20時的顯著偏大的原因，主要是動力條件加強，23時的風場輻合及垂直風切變強度明顯大于20時的。

6 結果與討論

此次暴雨天氣過程主要是由短時強降水造成的，降水強度大,持續時間短,局地性強。通過天氣背景、FY-2E氣象衛星和雷達及地面加密分鐘資料和數值模擬結果精細分析，得出以下結論：

(1)200 hPa南亞高壓強盛穩定，500 hPa副高穩定西伸，低層切變線穩定少動，山西南部低層大氣不穩定度持續增強，是造成此次對流性暴雨天氣的主要環境條件。

(2)衛星和地面降水資料對應分析表明，降水初期對流云團分散，沁源站的降水強度隨著本地對流云團的減弱而迅速減小，而運城、夏縣的對流云團在有利的風場結構下出現了合并，≥1 mm/min的強降水持續時間較長。對流云團初生階段強降水主要出現在對流云團偏東偏南側的TBB梯度大值區，而在發展旺盛階段強降水主要出現在對流云團外圍偏西偏北側的TBB大值區、靠近中心位置附近；對流云團成熟階段時降水強度最強，之后降水強度減弱。

(3)從雷達反射率因子分析知，沁源站的強降水是由“列車效應”造成的，而運城、夏縣兩站的短時強降水，主要是由于強回波移速較慢，在局地停留時間較長造成的。雷達徑向速度與地面分鐘降水數據對應分析表明，沁源站在成片的負速度區出現小范圍正速度區，這種風場的不連續，是造成沁源短時強降水的重要觸發因素；而運城、夏縣的降水增幅與偏南風風速的增加有很好的對應關系。雷達徑向速度場上徑向風向風速的變化對降水強度變化有很好的指示意義。

(4)風場垂直結構及演變特征顯示，強回波區上空高層輻散、低層輻合的傾斜垂直結構，不僅加強了對流單體的發展，而且延長了對流的時間，為短時強降水的發生提供了有利的動力條件。計算分析垂直風切變變化表明，緯向和徑向風切變在對流的不同發展階段特征不同，對強對流發展及強降水的作用也不同。低層徑向風切變大小與短時強降水強度關系更密切。