2013—07—03山西南部区域性大暴雨成因分析

李冬梅+刘婉莉+赵华+陈雪珍+赵建武+周涛

摘 要：2013-07-03山西南部出现区域性大暴雨，19个县达到暴雨，其中，8个县的降水量≥100 mm，1 h最大雨强达54.6 mm。利用常规气象观测资料、地面加密自动站资料、卫星云图资料、雷达资料对此次区域性大暴雨成因进行分析，结果表明：①此次大暴雨过程发生在两槽一脊、副高稳定、200 hPa反气旋的大尺度环流背景下，超低空急流加强、低层正涡度、强的上升气流是大暴雨发生的环境条件，大暴雨发生在湿区梯度锋上；②大暴雨由午后热对流产生的暴雨云团和中尺度对流系统造成，热对流云团发生在超低空急流左前侧、山西南部中条山、王屋山的迎风坡和喇叭口地形收缩处，地形抬升作用触发热对流；中尺度对流系统由4个对流云团组成，地面中尺度涡旋是中尺度对流系统的主要触发系统。

关键词：大暴雨；中尺度对流系统；中尺度涡旋；成因

中图分类号：P458.1+21.1 文献标识码：A 文章编号：2095-6835（2014）12-0138-04

暴雨是在有利的大尺度环流背景下产生的中尺度现象。顾清源等研究低空急流和冷空气在副高西北侧暴雨中触发作用和中尺度特征，孙继松等研究“7.21”北京大暴雨系统的结构演变特征及成因分析，苗爱梅等对山西暴雨过程中MCC与一般云团进行了对比分析，赵桂香对一次阻高背景下地形对晋南特大暴雨的作用进行分析，国内外气象学者对大暴雨的研究取得了丰硕的研究成果，但是，局地大暴雨预报依然是一个普遍性难题。2013-07-03山西南部大暴雨落区从大尺度环流背景场上来说，很难提前24 h预报出来，利用常规气象资料、地面加密自动站资料、卫星云图资料、雷达资料，对此次大暴雨过程进行深入研究，提炼出大暴雨发生的中尺度信息和先兆信息，进一步提高大暴雨的预报能力。

1 区域性大暴雨特征分析

2013-07-03T08：00—2013-07-04T08：00，山西南部的临汾、长治、晋城、运城等地出现了区域性暴雨天气，如图1所示，雨带呈东北—西南向，水平尺度200 km，19个县达到暴雨，其中，8个县降水量≥100 mm（含县境内区域站资料），达到大暴雨。强降雨主要集中在山西东南部，最大降水量为晋城市的阳城124.7 mm，其次是运城市的绛县110.1 mm。

分析大暴雨中心的逐小时降水量，如图2所示，强降雨分为两个阶段：第一阶段发生在2013-07-03T15：00—T17：00，为午后热对流，范围较小，最大雨强为阳城的20.7 mm/h；第二个阶段发生在2013-07-04T01：00—07：00，受β中尺度对流系统影响，最大雨强为绛县的54.6 mm/h（2013-07-04T02：00）。强降雨造成部分县市农作物受灾，房屋倒塌、损毁，城市洪涝，损失严重。

此次降水过程表现为强对流特点，降水时间集中、雨强大、局地灾害重，大暴雨中心位于山西南部中条山迎风坡和王屋山的喇叭口地形收缩处，由午后热对流引发的一般暴雨云团和MβCS造成。

2 区域性暴雨环境条件分析

2.1 抬升和垂直风切变条件分析

2013-07-03T08：00，如图3所示，500 hPa上中纬度地区为两槽一脊型，槽区有明显的冷低压中心，分别位于乌拉尔山和我国东北地区，贝加尔湖南侧为一高脊，脊中高原东部的青海湖附近有短波槽生成，副热带高压西伸北抬至30°N，山西南部受东北冷涡底部、副高外围偏南气流影响控制。2013-07-03T20：00东北冷涡加深，冷空气从华北平原向南扩散，同时，高原槽发展东移与冷涡后部的冷空气结合，触发不稳定能量释放。

2013-07-03T08：00，700 hPa河套中部有冷暖切变线形成，T20：00随着东北冷涡得加深，暖切变北侧东北风增大，受槽后西北风、槽前西南风、涡后东北风3股气流影响，冷暖切变线在陕西北部—山西中部交界处加强并形成较强的辐合中心。850 hPa切变线位于山西东南部，为冷涡后部西北风与副高边缘西南气流之间切变。200 hPa高原上为高压脊控制，高空急流呈反气旋式弯曲，强的高空辐散有利于垂直运动发展，山西南部大暴雨区位于高空急流出口区右侧、低层850 hPa切变上。

2013-07-03T08：00，如图4所示，925 hPa有东北风与西南风的流场辐合，辐合线与850 hPa切变线位置一致，其南侧在武汉—阜阳—徐州有一支≥20 m/s的超低空西南急流，T20：00西南急流北进，并出现偏南风分支，南支急流头位于山西东南部。在急流头左侧水汽辐合和正涡度输送增强，山西南部大暴雨位于南支急流头左侧200 km处。

地面图上（2013-07-02T08：00—2013-07-03T08：00）东北地区地面气旋发展加深，河套—华北为弱高压控制，2013-07-03T14：00，受山西南部暖低压控制，气温升高，午后沿中条山南端迎风坡产生热对流。2013-07- 03T20：00，如图5所示，从东北气旋中心到山西南部受冷锋影响，激发中尺度对流系统产生暴雨天气。

2.2 特征物理量分析

2.2.1 不稳定度条件

强降雨开始前，山西南部大气层结处于条件不稳定状态。2013-07-02T08：00—2013-07-03T08：00，k指数>40 ℃，SI指数<-1 ℃，对流稳定度指数IC<-10 ℃，△θse500*-850<-4 ℃。200 hPa以下风随高度顺时针旋转，深厚的暖平流利于对流有效位能积聚。强降雨临近（201-07-03T20：00），925 hPa西南急流南支加强，左侧气旋切变和风速辐合增强，造成强的对流不稳区。在山西东南部抬升指数（LI）增为-2 ℃，如图6所示，Cape增为1 600 J/kg，如图7所示。根据公式计算，在Cape中心可产生56 m/s的垂直上升速度，强度的上升气流引发MβCS在中心区域生成、发展，从而产生大暴雨。

2.2.2 水汽条件

水汽通量散度场上2013-07-03T08：00（图略）水汽辐合位于低空急流左前侧，最大辐合中心位于925 hPa，在超低空急流左侧有-13×10-8 g（cm2·hpa·s）辐合中心，超低空水汽辐合有利于午后对流发展。2013-07-03T20：00时，如图8所示，随着高空槽东移，槽前西南风加大，700 hPa以下山西中南部为水汽通量辐合区，最大值位于700 hPa。在切变线节点处有<-30×10-8 g（cm2·hpa·s）的辐合中心，山西南部大暴雨位于-10×10-8 g（cm2·hpa·s）的包围区。

在比湿场上，暴雨发生前（2013-07-03T08：00）低层比湿开始增加，700 hPa以下比湿较大，最大值位于925 hPa比湿>18 g/kg，T20：00湿区范围扩大，700 hPa在高原东部—陕西中部为高湿区，如图9所示，中心值>14 g/kg，山西中部为干区，中心值<3 g/kg。干湿中心相差11 g/kg，在山西南部形成西北—东南向的湿度锋，大暴雨发生在湿区梯度锋上。

2.2.3 动力条件

在涡度场上，暴雨发生前期低层正涡度增大，如图10所示，850 hPa为20×10-5 hPa/s，500 hPa以上转为负涡度，300 hPa为-25×10-5 hPa/s，低层正涡度与高层负涡度发生耦合作用，有利于对流抬升发展，暴雨区位于低层正涡度中心的东侧。在垂直速度场上，2013-07-03T20：00，如图11所示，500～250 hPa的垂直速度<-20×10-2 hPa/s，最强上升速度位于400 hpa，值为-39×10-2 hPa/s，而850 hPa为下沉气流，垂直速度为5×10-2 hPa/s。强的上升气流出现在较高层次，低层下沉气流位于对流云后侧，有利于触发新对流云团生成。

3 中尺度分析

3.1 地面中尺度分析

自动站风场分析，热对流发生前3 h（2013-07-03T11：00）垣曲、阳城附近有中尺度辐合线生成。随着地面气温得升高，2013-07-03T14：00，中尺度辐合线上有对流云团生成；2013-07-03T16：00—17：00，如图12a所示，阳城中尺度辐合线加强为中尺度涡旋，受地形辐合抬升作用，对流加强；2013-07-03T23：00，如图12b所示，山西中南部东北风加大，同时，绛县西南侧、中条山北端的迎风坡上有中尺度涡旋生成，并维持至2013-07-04T00：00，造成强对流云团在中尺度涡旋处加强为MβCS。2013-07-04T 01：00，如图12c所示，东北气流继续加强，冷空气从对流云团后部侵入，抬升作用使新的对流云团生成。

3.2 对流云团和MβCS结构演变

山西南部大暴雨是由午后热对流形成的暴雨云团和水平尺度为200～300 km的MβCS造成的。利用卫星云图、雷达资料对发生大暴雨的成因进行详细分析，揭示了大暴雨的形成过程，为短临预报提供依据。

3.2.1 对流云团的演变

2013-07-03T14：00，三门峡雷达回波上（图13a）沿地面中尺度辐合线有2个回波带R1、R2生成，分别位于中条山、王屋山迎风坡。2013-07-03T15：00（图13b）受低空偏南气流引导，中条山区形成的对流云带向北移动，受王屋山地形（海拔2 321 m）阻挡折向东移动，T16：00（图13c）对流单体在王屋山和太行山交界的喇叭口地形处收缩加强为暴雨云团，回波强度为45 dbz，高度为3.5 km。卫星云图上（图略）暴雨云团为带状结构，水平尺度为100 km，冷云盖中心TBB值为-40 ℃，<-32 ℃冷云面积5 000 km2。

热对流云团生成前，山西西南部最高气温达38.6 ℃，高温高湿利于形成强对流天气。在地形作用下，对流云带沿王屋山南坡一字排开，列车效应造成阳城出现第一阶段的强降雨，3 h累计降水3.2.2 MβCS的演变

MβCS的演变可分为以下三个阶段。

3.2.2.1 初生和加强阶段

MβCS由对流云团B，C，D组成，初生阶段对流云团各自形成并发展。其中，B和D云团发展为β中尺度对流云团。2013-07-03T23：00（图14a）切变线云系移入山西后分裂为2个对流云团——A和B ，其中，A云团外型不规则，沿700 hPa暖切变向东移动，中心TBB值由-52 ℃提高到-32 ℃，冷云盖面积减小，2013-07-04T03：00移出山西。在其影响范围内，12 h累计雨量为10～23 mm。B云团受高空气流引导向东南方向移动，2013-07-03T23：30（图14b）在越过黄河时，受湿的下垫面影响，对流云团加强为外型呈椭圆形，水平尺度200 km，中心TBB值-55 ℃的对流云团造成山西吕梁发生13 mm/h的强降雨。C云团为高空槽东移在山西西南部触发的对流云团，生成后沿地面辐合线向东北方向移动。D云团为地面东南气流加强后2013-07-03T21：00在中条山区再次生成的对流云团，2013-07-03T22：00—T23：00在原地发展，并向东南方向移动，中心TBB值为-65 ℃，<-52 ℃的冷云盖面积9 500 km2，造成垣曲县境内出现50 mm/h的强降雨。

3.2.2.2 成熟和合并阶段

B，C对流云团在地面中尺度涡旋的强上升气流作用下加强为MβCS，冷云盖面积扩大，接近MCC。2013-07-04T00：00，雷达速度图上（图略）地面中尺度涡旋处有强的中尺度辐合中心并维持至2013-07-04T00：30。2013-07-04T01：00（图14c）B云团与对流云团C在地面中尺度涡旋处合并加强，水平尺度为300 km，中心TBB值为-59 ℃，≤-52 ℃冷云区面积为45 000 km2的MβCS，≤-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2。2013-07-04T02：00（图14d）MβCS发展为椭圆形，近似于MCC，进入成熟期，长轴沿顺时针方向倾斜，造成以绛县为中心的强降雨，最大雨强为54.6 mm/h。其前侧的对流云团D，TBB值升高趋于减弱阶段；其后侧由于地面东北风加强，冷的入流使MβCS后部有新的云团E生成。

3.2.2.3 再生和消亡阶段

2013-07-04T03：00（图14e）D云团减弱消亡，MβCS云团长轴发生顺时针旋转，中心值TBB开始升高，其后侧E云团冷云盖面积不断扩大。2013-07-04T05：00（图14f）MβCS减弱消亡，E云团发展为椭圆形，中心TBB值<-52 ℃，影响阳城、绛县雨强，发生>15 mm/h的强降雨。2013-07-04T07：00，E云团减弱移出山西，山西降水强度减弱。

影响山西南部出现大暴雨天气的为中尺度对流系统（MβCS），由4个中尺度对流云团B，C，D，E组成，并在湿区梯度锋上发展、合并、再生。2013-07-03T23：00初生，2013-07-04T01：00—2013-07-04T03：00成熟，成熟持续时间3 h，水平尺度为300 km，TBB≤-52 ℃的冷云盖面积为45 000 km2，≤-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2，2013-07-04T05：00，对流云团E生成，2013-07-04T07：00减弱。MβCS从生成到减弱维持9 h。由于受4个对流云团的影响，大暴雨中心呈现2峰和3锋，小时雨强大，强降雨发生在TBB低值中心并呈现明显的阵性。

4 小结

山西南部大暴雨发生在两槽一脊、副高稳定、200 hPa反气旋的大环流背景下，超低空急流为大暴雨发生提供了充沛水汽，偏南分支增强了低层气旋式辐合，东北冷涡后部干冷空气侵入在山西南部形成湿区梯度锋，为暴雨发生提供了动力条件。大暴雨发生时，大气层结条件不稳定，低层正涡度、高层负涡度有利于天气系统的加强，高空辐散的抽吸有利于强降雨的产生，大暴雨发生前对流有效位能增大、中层水汽辐合增强，大暴雨发生在湿区梯度锋上。

大暴雨是由午后热对流形成的暴雨云团和水平尺度为200～300 km的MβCS造成的。暴雨云团由午后地形抬升作用引发，雷达回波上为多个对流单体沿王屋山南端迎风坡东移合并加强；卫星云图上呈带状，水平尺度为100 km，冷云盖中心TBB值为-40 ℃，<-32 ℃的冷云盖面积为5 000 km2。MβCS在卫星云图上由4个中尺度对流云团组成，是由高空槽东移触发的对流系统，成熟期发展为椭圆形，持续时间3 h，长轴沿顺时针方向倾斜，TBB水平尺度为300 km，<-52 ℃的冷云盖面积为45 000 km2，<-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2，接近MCC。强降雨发生在TBB低值中心。

地面中尺度涡旋是大暴雨发生的直接影响系统，地面中尺度涡旋产生使地面冷空气增强，东北风加大，在中条山北端的迎风坡上，较大暴雨发生提前3 h。地面中尺度涡旋产生的强烈上升气流是MβCS的主要触发机制，在地面中尺度涡旋作用下，对流云团在其中心附近合并、加强，形成54.6 mm/h的强降雨。同时，地面东北风加强使MβCS后部冷的入流加强，促使新的对流云团生成。

参考文献

[1]顾清源，肖递祥，黄楚惠，等.低空急流在副高西北侧连续性暴雨中的触发作用[J].气象，2009，35（4）：59-67.

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[10]寿绍文.中尺度气象学[M].北京：气象出版社，2003.

〔编辑：白洁〕

3.2.2.3 再生和消亡阶段

2013-07-04T03：00（图14e）D云团减弱消亡，MβCS云团长轴发生顺时针旋转，中心值TBB开始升高，其后侧E云团冷云盖面积不断扩大。2013-07-04T05：00（图14f）MβCS减弱消亡，E云团发展为椭圆形，中心TBB值<-52 ℃，影响阳城、绛县雨强，发生>15 mm/h的强降雨。2013-07-04T07：00，E云团减弱移出山西，山西降水强度减弱。

影响山西南部出现大暴雨天气的为中尺度对流系统（MβCS），由4个中尺度对流云团B，C，D，E组成，并在湿区梯度锋上发展、合并、再生。2013-07-03T23：00初生，2013-07-04T01：00—2013-07-04T03：00成熟，成熟持续时间3 h，水平尺度为300 km，TBB≤-52 ℃的冷云盖面积为45 000 km2，≤-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2，2013-07-04T05：00，对流云团E生成，2013-07-04T07：00减弱。MβCS从生成到减弱维持9 h。由于受4个对流云团的影响，大暴雨中心呈现2峰和3锋，小时雨强大，强降雨发生在TBB低值中心并呈现明显的阵性。

4 小结

山西南部大暴雨发生在两槽一脊、副高稳定、200 hPa反气旋的大环流背景下，超低空急流为大暴雨发生提供了充沛水汽，偏南分支增强了低层气旋式辐合，东北冷涡后部干冷空气侵入在山西南部形成湿区梯度锋，为暴雨发生提供了动力条件。大暴雨发生时，大气层结条件不稳定，低层正涡度、高层负涡度有利于天气系统的加强，高空辐散的抽吸有利于强降雨的产生，大暴雨发生前对流有效位能增大、中层水汽辐合增强，大暴雨发生在湿区梯度锋上。

大暴雨是由午后热对流形成的暴雨云团和水平尺度为200～300 km的MβCS造成的。暴雨云团由午后地形抬升作用引发，雷达回波上为多个对流单体沿王屋山南端迎风坡东移合并加强；卫星云图上呈带状，水平尺度为100 km，冷云盖中心TBB值为-40 ℃，<-32 ℃的冷云盖面积为5 000 km2。MβCS在卫星云图上由4个中尺度对流云团组成，是由高空槽东移触发的对流系统，成熟期发展为椭圆形，持续时间3 h，长轴沿顺时针方向倾斜，TBB水平尺度为300 km，<-52 ℃的冷云盖面积为45 000 km2，<-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2，接近MCC。强降雨发生在TBB低值中心。

地面中尺度涡旋是大暴雨发生的直接影响系统，地面中尺度涡旋产生使地面冷空气增强，东北风加大，在中条山北端的迎风坡上，较大暴雨发生提前3 h。地面中尺度涡旋产生的强烈上升气流是MβCS的主要触发机制，在地面中尺度涡旋作用下，对流云团在其中心附近合并、加强，形成54.6 mm/h的强降雨。同时，地面东北风加强使MβCS后部冷的入流加强，促使新的对流云团生成。

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[10]寿绍文.中尺度气象学[M].北京：气象出版社，2003.

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3.2.2.3 再生和消亡阶段

2013-07-04T03：00（图14e）D云团减弱消亡，MβCS云团长轴发生顺时针旋转，中心值TBB开始升高，其后侧E云团冷云盖面积不断扩大。2013-07-04T05：00（图14f）MβCS减弱消亡，E云团发展为椭圆形，中心TBB值<-52 ℃，影响阳城、绛县雨强，发生>15 mm/h的强降雨。2013-07-04T07：00，E云团减弱移出山西，山西降水强度减弱。

影响山西南部出现大暴雨天气的为中尺度对流系统（MβCS），由4个中尺度对流云团B，C，D，E组成，并在湿区梯度锋上发展、合并、再生。2013-07-03T23：00初生，2013-07-04T01：00—2013-07-04T03：00成熟，成熟持续时间3 h，水平尺度为300 km，TBB≤-52 ℃的冷云盖面积为45 000 km2，≤-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2，2013-07-04T05：00，对流云团E生成，2013-07-04T07：00减弱。MβCS从生成到减弱维持9 h。由于受4个对流云团的影响，大暴雨中心呈现2峰和3锋，小时雨强大，强降雨发生在TBB低值中心并呈现明显的阵性。

4 小结

山西南部大暴雨发生在两槽一脊、副高稳定、200 hPa反气旋的大环流背景下，超低空急流为大暴雨发生提供了充沛水汽，偏南分支增强了低层气旋式辐合，东北冷涡后部干冷空气侵入在山西南部形成湿区梯度锋，为暴雨发生提供了动力条件。大暴雨发生时，大气层结条件不稳定，低层正涡度、高层负涡度有利于天气系统的加强，高空辐散的抽吸有利于强降雨的产生，大暴雨发生前对流有效位能增大、中层水汽辐合增强，大暴雨发生在湿区梯度锋上。

大暴雨是由午后热对流形成的暴雨云团和水平尺度为200～300 km的MβCS造成的。暴雨云团由午后地形抬升作用引发，雷达回波上为多个对流单体沿王屋山南端迎风坡东移合并加强；卫星云图上呈带状，水平尺度为100 km，冷云盖中心TBB值为-40 ℃，<-32 ℃的冷云盖面积为5 000 km2。MβCS在卫星云图上由4个中尺度对流云团组成，是由高空槽东移触发的对流系统，成熟期发展为椭圆形，持续时间3 h，长轴沿顺时针方向倾斜，TBB水平尺度为300 km，<-52 ℃的冷云盖面积为45 000 km2，<-32 ℃的冷云盖面积为180 000 km2，接近MCC。强降雨发生在TBB低值中心。

地面中尺度涡旋是大暴雨发生的直接影响系统，地面中尺度涡旋产生使地面冷空气增强，东北风加大，在中条山北端的迎风坡上，较大暴雨发生提前3 h。地面中尺度涡旋产生的强烈上升气流是MβCS的主要触发机制，在地面中尺度涡旋作用下，对流云团在其中心附近合并、加强，形成54.6 mm/h的强降雨。同时，地面东北风加强使MβCS后部冷的入流加强，促使新的对流云团生成。

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〔编辑：白洁〕