江淮地區一次副高邊緣暖區暴雨成因分析

李慧敏,何志新,邱學興,安晶晶,周曉曄

(安徽省氣象臺，合肥 230031)

暖區暴雨最早由黃士松[1]針對華南前汛期所提出，主要是指發生在華南地面鋒面南側暖區里，沒有明顯冷空氣或變性冷高脊控制下產生的暴雨。暖區暴雨具有強度大、范圍小、對流強、強降水相對集中的特點。這類暴雨天氣尺度擾動信號較弱，數值模式很難捕捉，在業務預報中常常出現誤報和漏報現象[2]。我國暖區暴雨研究主要集中在華南地區，但偏北地區的鋒前、暖切變和副高邊緣等地也會產生[3-5]。陶詩言[6]指出副高西北側是暴雨的頻發區，副高邊緣降水差異大、局地性強。張芹等[3]研究表明這類暴雨多出現在暖切變線以南的西南暖濕氣流里，冷空氣活動較弱且暴雨具有明顯的中小尺度特征。

暖區暴雨作為強對流天氣的一種，其發生仍需要滿足不穩定層結[7-9]、垂直風切變[8,10]、抬升觸發機制和水汽等基本條件[11-16]，而這些基本條件可由天氣系統或局地中尺度系統演變導致[17-20]。統計表明，多數強降水事件出現在較弱深層垂直風切變環境下[21-22]。

眾多學者研究指出暖區暴雨多出現在不穩定能量較高，濕層較厚，大氣斜壓性不明顯，低空較強暖濕急流環境中，且雨強更強，降水極值更大[23-24]。研究表明冷池出流抬升或風速輻合產生的小擾動均可觸發對流，且低空急流和超低空急流、地面輻合線、中尺度對流系統形成的陣風鋒以及中尺度氣旋均有利于暖區對流的觸發和組織化發展[15,19,24-26]。

暴雨中尺度對流系統過程的復雜性，尤其是暖區暴雨的觸發系統不明顯與中尺度尤其是中β尺度對流系統活動有關[2,27]，而對暴雨中尺度對流系統發生發展物理機制認識不夠清晰，制約了數值預報模式對暴雨中尺度對流系統啟動、發展、維持和消亡過程的模擬能力，導致目前數值模式對暴雨的定時、定點和定量的預報能力有限[28]。

目前對江淮地區暖區暴雨機理的研究相對較少，近年來安徽暖區暴雨過程時有發生，且數值預報對此類天氣過程降水預報強度偏弱，預報難度大，因此需要對此類天氣過程中尺度特征及其形成的物理機制進行研究分析。本文針對2018年7月26日發生在江淮地區的一次暖區暴雨過程，利用常規觀測資料和衛星資料，采用中尺度模式WRF進行數值模擬，對本次過程的中尺度對流系統的形成原因和結構特征進行分析和探討，為江淮地區暖區暴雨預報提供預報思路和科學依據。

1 降水過程形勢分析

1.1 降水概況

2018年7月26日至27日安徽大部分地區出現短時強降水天氣，強降水集中出現在26日晚間至27日凌晨，從圖1小時累計降雨量分布可以看出，安徽中部包括合肥、六安、淮南等地在內的37個測站降水超過100 mm，最大降雨量出現在肥西為158.7 mm，其中合肥多地小時最大雨強達100 mm/h左右，實屬罕見。這次降水過程強度大、持續時間短，具有明顯的中尺度特征，多家業務模式(ECMWF、GRAPES、華東中尺度模式)均沒有預報出安徽中部的強降水。

圖1 2018-07-26T08—27T08地面累計雨量(單位為mm)分布(審圖號:GS(2019)3082號)

此次降水局地性強，26日20—21時(圖2a、圖2b)，安徽東北部和西北部以及南部各有一個強降水點，呈現一個類似三角型的分布，22時(圖2c)該三角型的強降水中心開始減弱并向三角的中心(安徽中部)靠近并加強，隨后3小時，強降水主要集中在安徽中心地區，且雨強較大，23時(圖2d)出現超過100 mm/h的短時強降水，隨后降水逐漸減弱。

圖2 2018-07-26T20—23地面逐小時降雨量(單位為mm；a 20時，b 21時,c 22時,d 23時)分布(審圖號:GS(2019)3082號)

1.2 天氣形勢演變和環境條件特征

圖3見第13頁給出了26日安徽地區高低空系統配置和地面風場輻合線演變。從26日20時高低空配置(圖3a)可以看到：太平洋副熱帶高壓(簡稱副高)強盛位置偏北，呈西南—東北帶狀分布，安徽南部處于副高控制下，588 dagpm線位于江淮之間，安徽北部和中部處于副高邊緣；700 hPa上，淮河以北存在東北風、西南風之間的東西向切變線，為安徽北部初始對流觸發提供抬升條件；850 hPa上，安徽南部處于副高控制，低層一致的西南暖濕氣流與江蘇東部臨海的東南風在安徽東部與江蘇交界處形成一條近乎西北—東南向的暖式切變線，為安徽東部與江蘇交界處對流發展提供了動力條件。17—20時，地面風場輻合線不斷向南移動(圖3b)。

7月26日18時至27日01時地面逐時溫度與風場分析(圖4，見第13頁)表明，18時安徽北部地面溫度較南部地區偏低4～6 ℃(圖4a)，在山東與安徽交界處形成一冷池，導致安徽北部邊界層有弱冷空氣輸入，較冷氣流與副高外圍偏南暖濕氣流交匯，在安徽北部形成東西向中尺度風場輻合線，觸發對流云團，降水產生的冷池使得新的對流單體不斷在中尺度對流系統的南側生成并向下游傳播(圖4b)。與此同時，大別山區和皖南山區夜間形成冷源，20—21時，安徽中部為熱源被來自四周冷空氣包圍，形成熱力直接環流導致風場從西北、東北和南部向安徽中部輻合(圖4c、圖4d、圖4e)，導致22時中部短時強降水。23時(圖4f)，強降水產生后蒸發冷卻，地面大部分溫度均降低至25 ℃以下。在此過程中副高整體維持穩定，安徽中部處于副高邊緣，表明在高溫高濕的環境下，對流系統的冷池出流邊界觸發抬升。

從阜陽和南京26日20時探空圖(圖5，第13頁)和對流穩定度參數(表1)可知， 強降水發生前安徽北部和中部均有明顯的對流不穩定能量(CAPE)，阜陽站和南京站CAPE值分別高達1 532 J/kg、2 496 J/kg。濕層深厚，提供了充足的水汽條件。兩站的抬升凝結高度(LCL)和自由對流高度(LFC)均較低，暖云層深厚，有利于提高降水效率。另外有一定的對流抑制能量(CIN)，有利于對流發生前不穩定能量積蓄，觸發熱對流[16]，且兩站20時的整層垂直風切變均較弱，屬于一次弱垂直風切變環境下的強降水過程。

表1 2018-07-26T20阜陽站和南京站對流穩定度參數

2 中尺度對流系統的發生發展

圖6(第14頁)給出了26日17時至27日02時30分FY-2E紅外圖像。17時左右安徽北部和西北部受低層切變線和地面輻合線(圖3)作用出現中-α尺度對流云團A，同時在江蘇中部和南部與安徽交界處受暖切變線觸發分別生成中-β尺度對流云團B和α尺度對流云團C。18：30(圖6a)，安徽北部對流云團A在地面輻合線(圖3b)引導下不斷向南發展增強，主體位于中北部，同時江蘇境內對流云團B發展并向安徽移動，A、B對流云團在19：30逐漸靠近合并。皖南山區大別山區受地形作用不斷觸發對流云團C和D(圖6a)，這與前人研究指出地形對對流云團發展起重要作用相一致[29]。21：30(圖6b)安徽北部、江蘇西部以及安徽南部不同尺度的對流云團A、B、C合并加強為ABC，且對流云團D發展增強向東移動與ABC合并,在22：30(圖6c)發展成一個強盛的橢圓型中-α尺度對流系統E，冷云頂亮溫達到-61℃，面積覆蓋整個安徽中部的江淮之間，對應該時段安徽中部出現短時強降水。隨著對流云團逐漸減弱南移，降水強度也趨于減弱。整體來看，中尺度云團初生強度大，發生發展迅速并且有組織的合并加強是形成本次強降水的重要原因。

圖3 2018-07-26T20安徽地區高低空系統配置(a)和2018-07-26T17—20地面風場輻合線逐時演變(b)(審圖號為GS(2019)3082號；文見第11頁)

圖4 2018-07-26T18—23逐小時地面溫度(填色，單位為℃)和地面風場(單位為m/s)(a 18時；b 19時；c 20時；d 21時；e 22時；f 23時)分布(審圖號為GS(2019)3082號；文見第11頁)

圖5 2018-07-26T20阜陽(a)和南京(b)溫度對數壓力圖(文見第11頁)

圖6 2018-07-26 FY-2E紅外云圖(a 18:30；b 21:30；c 22:30)(審圖號:GS(2019)3082號)

3 數值模擬

3.1 模式簡介

采用中尺度預報和同化系統WRF3.8模式，通過同化雷達反射率和徑向風資料模擬此次降水過程，使用合肥和南京兩部多普勒雷達資料。采用兩層嵌套方案，外層區域有193×193個格點，格距9 km，內層區域有289×289個格點，格距3 km，中心位置均為117.40°E、32.48°N。模式的初始和邊界條件采用ECMWF的0.25°×0.25°再分析資料，每3 h更新一次數據，模式起報時間2018年07月26日20時，積分12 h，內層區域每隔1 h輸出一個結果。

3.2 模擬結果分析

對比分析模擬與觀測的逐時降水發現模擬的主要雨帶和降水量級與實況分布較為一致，降水發生過程和持續時間與實況基本相符，故模式輸出結果適用于本次對流系統的分析研究。考慮觀測數據沒有模式數據時間分辨率高，所以采用模式的逐小時水平、垂直方向多層次數據更細致的分析此次暖區暴雨過程的環境場包括動力和水汽條件。

3.2.1 低空急流 圖7給出了7月26日21時至27日00時逐小時850 hPa風場及風速圖。21時(圖7a)安徽東北部、西部和南部均存在風速超過12 m/s的低空急流，局地超過24 m/s，與小時雨量圖對比發現，風速大值區與21時小時降水量所在區域較為一致。22時(圖7b)，三股急流向安徽中部匯合，形成一個完整的氣旋式環流，有利于水汽和能量在中部累積增強。23時(圖7c)，氣旋式環流進一步向安徽中部輻合，導致安徽中部中尺度輻合，強降水分布中心也隨之轉移到安徽中部。27日00時(圖7d)安徽中部氣旋式輻合強度減弱，對應強降水減弱。值得一提的是，925 hPa風場和風速分布與850 hPa類似，在強降水區存在風速超過12 m/s，局地超過24 m/s的超低空急流。綜上，此次過程強盛的低空急流和超低空急流提供了充足的水汽條件和動力條件，風場中尺度輻合是對流發展和強降水發生的重要原因。

3.2.2 不穩定層結 圖8(見第16頁)給出了假相當位溫和風場的垂直剖面。26日21時(圖8a)在安徽的西北部115.5°E以西和東北部118.5°E以東高層至低層(500 hPa以下)分別為西風和東風，形成風場輻合造成兩地強上升運動，且中低層(700 hPa以下)假相當位溫隨高度降低，大氣處于不穩定層結。22時(圖8b)，西北部強上升運動東移至116.5°E，東北部上升運動向西移動至118.3°E，風場輻合進一步推至中部并有所增強。

圖8c、圖8d給出的是沿經度117.5°E的高度緯度剖面圖。23時(圖8c)在安徽中部(31.5～32.5°N)中低層為不穩定層結，南部為北風，北為南風，風場向安徽中部輻合，導致強上升運動；27日00時(圖8d)風場進一步向安徽中部輻合，強上升運動更加集中，寬度比前一時次減小，導致強降水范圍開始縮小。由此可見，源自西北、東北和南邊的整層風場作為引導氣流向安徽中部輻合，造成中部整層強上升運動，從而導致安徽中部出現100 mm/h的短時強降水。

圖8 2018年7月26日21時(a)、22時(b)沿緯度33°N，23時(c)、27日00時(d)沿經度117.5°E的WRF模式假相當位溫(單位為K)和風場垂直剖面(水平u分量與10倍垂直速度ω的合成(u,10ω)(a、b)，水平v分量與10倍垂直速度ω的合成(v,10ω)(c、d))(文見第14頁)

4 結論和討論

(1)本次暖區暴雨發生在副高邊緣的安徽中部，環境場高溫高濕，不穩定能量強，對流系統受低層切變線及上游地區邊界層弱冷氣流與副高外圍偏南暖濕氣流構成的中尺度輻合線共同觸發；對流產生的冷池出流邊界與環境風場形成地面中尺度輻合線， 使得新的對流單體不斷在其南側生成并向下游傳播，冷池觸發的對流云團與地形熱力作用強迫的對流云團之間合并加強最終導致強降水的產生。

(2)WRF模式對此次暖區暴雨落區和量級預報較好，故采用更高分辨率的模式數據分析此次暖區暴雨過程的中尺度環境場特征，結果表明影響此次強降水的中尺度系統主要包括中尺度輻合線和氣旋式輻合中心；來自西北、東北和南邊的低空急流和超低空急流向安徽中部氣旋式輻合，同時增溫增濕，使得低層假相當位溫比高層明顯增大，造成大氣不穩定層結，上述動力和熱力條件配合低層觸發機制造成安徽中部整層強上升運動，最終導致此次暖區暴雨的產生。

(3)暖區暴雨預報中，在高溫高濕條件下，地面中尺度輻合線(冷池出流)、低空急流和超低空急流具有指示意義，同時雷達資料及云圖分析是提高暖區暴雨預報的途徑之一。本文僅為一次過程分析，需要更多個例分析驗證此結論。