2012年7月末天津暴雨过程的扰动特征

徐灵芝,吕江津,许长义

(天津市滨海新区气象局,天津 300457)

2012年7月末天津暴雨过程的扰动特征

徐灵芝,吕江津,许长义

(天津市滨海新区气象局,天津 300457)

利用多普勒雷达和风廓线雷达资料,辅以高分辨率的地面自动气象站资料,对2012年7月25—26日天津地区的一次大暴雨(局部特大暴雨)过程进行扰动特征分析。结果表明:1)大暴雨过程的雷达回波表现为高质心结构,气旋式辐合与对流中上升气流及后侧下沉气流紧密相连,表现出较好的对流组织性,也预示强降雨将持续发展。逆风区的维持与伸展的高度可作为暴雨预报的先兆信号。2)地面辐合线与雷达回波上对流单体出现“列车效应”的区域有很好的一致性。地面形成的气旋性闭合环流和中小尺度环流辐合作用的稳定维持是产生大暴雨的重要因素。3)由风廓线资料可详细分析出暴雨过程中低空急流及边界层急流的扰动过程。在强降雨发生前,急流强度明显增强,与雷达回波上的“列车效应”是一致的,但比雷达更早出现。风廓线资料中低空急流和边界层急流的增强态势,对大暴雨短时临近预报具有很好的指示意义。

大暴雨;逆风区;低空急流;扰动特征

0 引言

暴雨是在有利的大尺度环流背景条件下,中小尺度强对流天气系统相互作用并发生发展的结果。有关暴雨过程中中尺度对流系统(MCS)发生发展机理的研究,不仅有中尺度对流系统特征及机理的研究(孙淑清和周玉淑,2007),也有对地形(矫梅燕和毕宝贵,2005)、边界层和急流(孙继松等,2006)等作用的探讨。郑媛媛等(2011)研究了发生在副高边缘的槽前类雷雨大风及东北冷涡形势下强对流天气的预警技术。王啸华等(2012)分析了由超级单体产生的短时强降水过程,指出强对流首先在700 hPa相对湿度梯度大值区与地面中尺度辐合线相交处被触发,强对流回波出现在地面中尺度辐合线附近。刘佳颖等(2013)应用非常规资料,分析了暴雨过程中中尺度对流系统的特征。在华南持续性暴雨的研究中,何编等(2012)分析了低空急流对暴雨发生发展的作用。刘黎平等(2004)研究了长江流域暴雨中尺度结构的动力特征,发现在西南—东北向的1 000 km长暴雨雨带中,存在许多尺度在20～50 km大小的中尺度强回波带或回波团,并指出这些中尺度结构在强对流的发展过程中起到了很重要的作用。在应用多普勒雷达进行暴雨预警也有许多进展,俞小鼎等(2005)研究新一代天气雷达在强对流天气中的应用,提出了较好的预警方法。陈杰等(2012)基于风暴尺度模式,利用EnSRF同化实际多普勒雷达资料,对3个独立的不同类型强对流天气过程进行同化试验。王彦等(2008)提出了暴雨的多普勒雷达速度辐合风场特征。古金霞(2004)总结了国内外关于双多普勒天气雷达联合探测大气风场的技术和发展动态,并阐述了双多普勒天气雷达联合探测大气风场的技术方法。张少波等(2007)利用单部多普勒雷达资料,对超级单体风暴低层风场进行了反演。随后,耿建军等(2012)利用四维变分多普勒雷达资料分析系统,反演得到了风场和微物理场。杨成芳和朱君鉴(2008)则利用多普勒雷达资料,分析了弓状回波和超级单体过程。在应用风廓线雷达探测强对流天气方面,国外研究较早(Angevine et al.,1998)。Mitchell et al.(1995)利用风廓线雷达观测资料研究美国夏季大草原上的低空急流,发现风廓线仪提供的高时空分辨率观测资料可以很好地监测低空急流的出现,从而可以大大提高预报灾害性天气的能力。Spencer et al.(1996)利用风廓线仪提供的资料,诊断分析了斜压波的发展和衰亡。运用风廓线仪进行边界层观测对比实验研究(Grilmsdell and Angevine,1998)使得风廓线仪的应用得到发展。Bianco et al.(2005)联合运用微波辐射计和风廓线雷达资料,反演出高分辨率的大气湿度廓线。通过对风廓线仪探测资料与同步探空仪资料的对比(王欣等,2005)发现,大气风廓线仪对水平风的垂直结构有较强的探测能力,能实时监测中尺度降水期间风的垂直切变和对流特征。魏东等(2011)使用由微波辐射计和风廓线资料构建的探空资料,与常规探空进行对比,认为定性分析使用时可以有效地弥补常规探空资料时间分辨率低的不足,风廓线雷达尤其适用于研究中尺度天气现象。刘淑媛等(2003)利用风廓线雷达资料揭示出边界层中与暴雨相联系的中尺度现象,发现低空急流的脉动及向地面扩展程度与暴雨之间存在密切关系。上述研究表明,多普勒雷达和风廓线雷达探测资料已成为研究强降雨天气问题的有效数据,利用这些资料可以很好地描述和刻画中尺度暴雨天气的发生发展过程,及时捕捉到暴雨落区附近近地面和边界层的扰动动力变化。本文将多普勒雷达与风廓线雷达资料结合应用,分析2012年7月25—26日天津地区大暴雨(局部特大暴雨)过程中尺度对流系统的扰动特征,并探讨大暴雨天气的临近预警方法。

1 降雨实况和环流背景

2012年7月25日下午至26日白天,天津地区普降大暴雨,25日14时—26日14时(北京时间,下同)全市13个区县国家基本站平均降雨量为111.0 mm,其中2站出现特大暴雨(大港区和津南区的雨量分别达到255.8、253.3 mm,均突破最大日降雨量历史记录),6站出现大暴雨,2站出现暴雨(按天津市气象局业务规定:只要多于4个国家气象观测站出现大暴雨即可定义为区域大暴雨)。在加密自动气象观测站中,最大雨量出现在西青区的大寺,为344.9 mm(图1a)。这次过程具有持续时间长、降雨强度大的特点,降雨主要集中在25日夜间(20—23时)和26日上午(05—11时)两个时段。大港区有5个时次雨强超过25 mm/h;津南区有4个时次雨强超过25 mm/h,其1 h最大降雨量为64.5 mm(图1b)。这次过程降雨给天津地区造成了大面积淹泡(部分地区淹泡超过3 d),城区多处路段中断,所幸没有人员伤亡。

图1 2012年7月25日14时—26日14时天津暴雨过程雨量分布(a;单位:mm;红色圆点表示塘沽和宝坻两部风廓线雷达位置),以及7月25日14时—26日13时天津地区代表站逐小时雨量变化(b;单位:mm)Fig.1 (a)Distribution of accumulated rainfall in Tianjin from 14:00 BST 25 to 14:00 BST 26 July 2012 (units:mm;the red dots represent the locations of wind profiler radar at Tanggu and Baodi),and (b)hourly rainfall changes of Tianjin representative stations from 14:00 BST 25 to 13:00 BST 26 July(units:mm)

这是一次弱冷锋前的强对流性降雨,环流背景为低槽东移型(图略)。高空从蒙古到华北北部有低槽东移,西太平洋副热带高压势力强盛,500 hPa高空上588 dagpm等值线西伸脊点到达青藏高原以东,甘肃与四川的交界处,北缘越过40°N。降雨落区主要位于高空槽前、副高边缘偏南气流中。天津上空受西南气流控制,同时低层700～850 hPa配合有闭合低涡、切变线;26日08时850 hPa上华北东部、北部的西南风速最大可达16 m/s,低空急流给降雨提供了充沛的水汽条件。

图2 2012年7月26日05:36雷达反射率因子剖面图(a)及07:36的2.4°仰角雷达径向速度图(箭头所示为逆风区)Fig.2 (a)Cross section of radar reflectivity factor at Tianjin at 05:36 BST 26 July 2012,and (b)the radial velocity image observed by Doppler radar with 2.4° elevation at 07:36 BST 26 July 2012(the arrow represents location of adverse wind region)

2 大暴雨的回波结构特征

2.1 高质心结构的对流降雨

此次降雨过程雷达回波呈高质心结构特征,对流发展深厚,50 dBz以上的强回波中心伸展高度达到0 ℃层以上,高度为5～8 km,垂直积分液态水含量较大,达到50 kg/m2。上述特征与冰雹等强对流天气的雷达特征相似,但不同的是强降雨回波移动速度较慢,平均为10～30 km/h。降雨回波自西南向东北方向移动,最大回波强度为50～55 dBz。在反射率因子剖面图(图2a)上,50～55 dBz强回波伸展高度超过0 ℃层,达到6.5 km(26日08时0 ℃层高度为5 160 m,-20 ℃层高度为8 483 m),45～50 dBz的回波也伸展到7.0 km,且在高悬的强回波下有弱回波区,即悬垂回波(图2a)。在强降雨发生之前垂直积分液态水含量从43 kg/m2迅速增加到48 kg/m2,但是在强降雨过程中呈减小的趋势,09:48减小到23 kg/m2以下。此外,在降雨减弱时,质心呈下降趋势,强度也迅速减弱,高质心结构特征消失。

2.2 “逆风区”分析

大暴雨的发生在雷达回波图上表现为强回波长时间影响同一地区。此次过程45～55 dBz的强回波维持了近5 h,因此探寻强回波因何能长时间存在且维持一定强度,是强降雨预报预警的关键。分析雷达径向速度场发现,逆风区(即中小尺度气旋式辐合)的稳定维持是强降雨回波持续的主要原因。逆风区在1.5°仰角、2.4°仰角、3.4°仰角、4.3°仰角、6.0°仰角及9.9°仰角上(图略)均有表现,范围随着高度而减小,边缘更加清晰,逆风区从1.5°仰角延伸至9.9°仰角,在各个高度均出现,表明辐合区深厚,伸展高度已达对流层中层。这种逆风区持续时间近3 h,且仰角越低,观测到的时间越早。另外,在2.4°仰角上(图2b),逆风区有清晰的表现,最早出现始于26日07:18,位于雷达站西北方向50 km处(图中箭头所示),此前雷达西北方向为大范围的负速度区,随后负速度区中出现正速度,初始为3 m/s,07:36增大到7 m/s,1 h后继续增大到12 m/s,09:06逆风区最大速度达17 m/s,大风区面积也逐步增大。大风核向偏南方向移动,与雷达径向左侧的入流(-15 m/s)形成强气旋式辐合,气旋式辐合是对流中上升气流和后侧下沉气流紧密相连的涡旋,表明对流有一定的组织性,预示了强降雨回波在一段时间内不会减弱,强降雨将持续发展。逆风区的维持与伸展的高度(8.8 km)可作为暴雨预报的有力判据。

2.3 “列车效应”的作用

此次暴雨过程中强降雨主要集中在两个阶段,第一阶段出现在25日20—23时,第二阶段出现在26日05—11时,这两个时段降雨的共同特性是系统移动缓慢及回波有组织地排列形成“列车效应”(train effect)。由于对流回波单体依次经过同一地点,对该地区造成持续性的影响,从而产生最大的累积雨量。第一阶段,在25日20时以后出现的强降雨中,降雨回波带呈东北—西南向(图3a中圆圈所示),对流云团不断从雷达站西部100 km处生成,强度为45～55 dBz,向东北方向移动,新单体逐渐代替其前部的旧单体,可见降雨系统中的单体移动和传播此消彼长,新的单体不断发展,造成了天津北部地区在25日22时出现的强降水,“列车效应”的最先出现提前了1 h 36 min。第二阶段,强降雨集中在26日凌晨开始至上午,雷达基本反射率因子图上呈现出两个“列车效应”(图3b中A和B两组圆圈),移动方向均从西南西向东北东方向移动,强度维持在45～50 dBz,最大为53 dBz,1 h后两条回波带合并,范围加宽,布满雷达站的西南方向,强度维持。两个时段表现出的雷达回波“列车效应”与降雨的实况非常吻合。

图3 2012年7月25日20:24(a)和26日06:30(b)多普勒雷达1.5°仰角基本反射率因子(单位:dBz)Fig.3 Echo images for base reflectivity factor by Doppler weather radar at 1.5° elevation at (a)20:24 BST 25 and (b)06:30 BST 26 July 2012(unit:dBz)

3 大暴雨的形成机制

3.1 地面辐合线对“列车效应”单体的作用

地面辐合线与“列车效应”单体出现的区域有很好的一致性,这一点可以从加密自动气象站资料的分析中得到验证。加密地面风场(图4a)显示,26日04:00强降雨开始之前,在强降雨中心的上游处风向转为东北风,因而出现一条北—南向长约40 km的中尺度辐合线,风场上主要表现为东北风与西南风的辐合,强降雨中心大港区、津南区处于辐合线前侧,自动站西南风风速达到8 m/s。06时(图4b)中尺度辐合线仍然存在,向东移动约20 km,呈西北—东南走向,风速仍维持8 m/s。08时(图4c)天津南部继续呈现风场辐合,此时风速虽然没有加大,但出现风场辐合中心(图中标C之处),辐合线呈西—东走向,降雨中心位于辐合线北侧东南风气流中,这种西南风、东南风气旋式辐合一直维持到10时前后。强降雨过程的地面中尺度辐合线维持时间长达6 h,辐合线的上风方(天津西南部)不断有回波生成,下风方减弱、衰亡,回波有组织地排列,并且在高空西南气流引导下,向东北偏东方向移动,从而在雷达回波中表现出“列车效应”。地面存在中尺度辐合中心(或辐合),增加了该地区的水汽和能量聚积,且形成气旋性闭合环流,导致中小尺度辐合的稳定维持,这也是产生大暴雨的重要因素,大暴雨的分布与地面辐合线的走向基本相对应。

3.2 低空急流和边界层急流对大暴雨形成、发展和维持的作用

通过风廓线资料可以详细分析出暴雨过程中低空急流和边界层急流的作用。本文使用天津地区两部风廓线雷达(宝坻区和塘沽区,位置如图1a红色圆点所示)的探测资料,时间分辨率为6 min,垂直方向有59层,最高可达5 000 m高度层,900 m以下的空间分辨率为50 m,900 m以上则为100 m。

3.2.1 低空急流的作用

在第一阶段强降雨的前期,低空急流有一明显的孕育过程,从塘沽风廓线雷达资料分析发现:25日15:06在650 m高度开始出现大于12.0 m/s的南风急流,风速随高度增加而增大,1 300 m高度偏南风风速激增至16.2 m/s,此后急流带逐渐向上扩展,16:24到达2 900 m高度,近地面200 m处在15:54则由东北风转为偏东风,可见存在着近地面层的偏东气流和低空南风急流这两支水汽输送带。低空急流出现的时间距离天津地区较强降水开始时间提前近1 h(图略)。

图4 2012年7月26日04时(a,d)、06时(b,e)和08时(c,f)地面加密自动站风场(a,b,c;单位:m/s)及相应时刻的雷达回波组合反射率因子图(d,e,f)(曲线为风场辐合线;方框为风向由西南风转为东北风的区域;C为辐合中心)Fig.4 (a,b,c)Surface wind field(unit:m/s) from surface automatic weather stations and (d,e,f)echo images for composite reflectivity factor(units:dBz) by Doppler weather radar at (a,d)04:00 BST,(b,e)06:00 BST and (c,f)08:00 BST 26 July 2012(the curves represent surface convergence line;the pane is a region where the wind varies from southwester to northeaster;the C is center of convergence)

图5 2012年7月25日16:00—23:30宝坻站(a)和塘沽站(b)风廓线(方框为风速大于等于16 m/s时段;两条曲线为扰动的传播;椭圆所在时间为宝坻站西北风与塘沽站西南风的风向辐合时段)Fig.5 Wind profiles at (a)Baodi and (b)Tanggu stations from 16:00 BST to 23:30 BST 25 July 2012(the pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s;the two curves are periods when the disturbance spreads;the ellipse denotes a period of wind convergence between the northwester at Baodi station and southwester at Tanggu station)

1 700 m高度以上的西南低空急流于21:18再一次增强,且逐渐向下层传播,持续时间近1 h,大于16.0 m/s的急流区向下传播到1 000 m高度,说明低空急流的发生先于强降雨的发生,且强度也是在强降雨发生前达到最强,持续性强降雨与短时强降雨有所不同,短时强降雨是在降雨开始时急流开始自低而高有所加强(郝莹等,2012)。另外,从位于宝坻站(图5a,间隔30 min)和塘沽站(图5b,间隔6 min)的风廓线雷达探测资料的对比可以看出:21:18东部塘沽地区低空西南风急流最大增至18.9 m/s(图5b,方框部位),近1 h后在22:06大风区向下传播到1 000 m高度,北部宝坻地区也存在低空西南急流(图5a,方框部位)。高空风的切变,即宝坻站西北风与塘沽站西南风风向辐合发生在22:00(图5a、5b中椭圆部位),3 500 m高度以上塘沽地区仍然维持西南风,但宝坻已开始转为西北风,表明弱冷空气从中层侵入,产生风向辐合,造成了武清、北辰地区的强降雨,其中北辰区22:00的1 h雨量达46.2 mm。此外,由图5a还可看出,实际上前期20:30—22:00还有风场的扰动伴随(图5a,曲线部位)。

图6 2012年7月26日01:12—02:42在4 500 m高度(a)和1 500 m高度(b)的塘沽风廓线(方框为边界层顶风速大于等于16 m/s时段;椭圆为扰动的传播)Fig.6 The wind profiles at Tanggu station at (a)4 500 m high and (b)1 500 m high from 01:12 BST to 02:42 BST 26 July 2012(the pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s at the top of boundary layer;the ellipse is a period when the disturbance spreads)

图7 2012年7月26日00:00—01:30(a)、01:36—03:06(b)、03:12—04:42(c)和06:48—08:18(d)1 000 m高度塘沽风廓线(红色方框为大于等于12 m/s风速区;蓝色方框为大于等于16 m/s风速区)Fig.7 The wind profiles at Tanggu station at 1 000 m high during (a)00:00—01:30 BST,(b)01:36—03:06 BST,(c)03:12—04:42 BST,and (d)06:48—08:18 BST 26 July 2012(the red pane is a period when wind speed exceeds 12 m/s;the blue pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s)

强降雨的第二个阶段中低空急流始终存在。从01:24开始,低空急流加强并向下传播(图6a,方框),从而触发边界层内扰动发生(图6a,椭圆),表现在1 200 m处风速增大到16.1 m/s,急流带不断向下扩展,0.5 h后传播到边界层内诱发扰动。扰动过后,边界层顶以上风速迅速增大,均大于16.0 m/s,整层大气西南急流加强,其中大于20.0 m/s的风速扩展至2 300～4 000 m高度。这种状态维持了2 h,到04:00厚度达3 km的20 m/s风速急流才有所减弱,但风速仍维持在14～16 m/s的急流水平。

3.2.2 边界层急流的作用

边界层急流(低空1 000 m内)在强降雨发生前始终存在,并不断增强,1 h内可增强4～6 m/s。图7是塘沽风廓线雷达观测到的降雨前边界层(1 000 m以下)风速的演变情况。由图7a(外圈方框)可见,风速从26日00:06开始增大,最先在850 m处达到12 m/s,大风速区迅速向下传播并加强,1 h后到达300 m附近,最大风速为15.5 m/s。边界层急流较天津东部地区强降水的出现(26日02时)提前约2 h。特别是01:36在850 m处出现大于16 m/s的急流中心(图7b,内圈方框),并向下传播,强度达19.1m/s,持续时间为36 min,此后略有减弱,03:00再次出现大于16 m/s的急流中心,持续30 min(图7c,外圈方框),而大于12 m/s的急流区始终位于300 m及以上高度。这种现象与短时强降雨随着雨强逐渐增强时边界层风速进一步增大不同。持续性强降雨开始后,边界层急流却相对较弱,仅出现两次(图7d),第一次是06:36出现在200 m高度,最大风速为13.0 m/s,持续时间仅为24 min,第二次是08:00短暂出现,最大风速为12.6 m/s,但前期边界层急流的形成时间和维持时间要比短时强降雨的急流存在时间长得多,可见边界层急流的前期显著增强和维持时间长短对持续性强降雨的预报有较好的指示意义。

3.3 边界层和中低层扰动

除了上述讨论的地面辐合线和低层急流之外,低层的扰动也可通过风廓线资料分析看到。此次大暴雨过程的又一突出特点是:这种扰动按出现的位置可以划分为边界层扰动(1 000 m以下)和低空扰动(1 000～4 000 m);按产生机制可以划分为急流扰动和冷空气入侵扰动。下面分别述之。

3.3.1 边界层内扰动

风廓线资料中900 m高度以下数据的空间间隔为50 m,这种更高分辨率的资料为边界层的精细分析提供了可能。将图6a边界层内的扰动情况放大即为图6b。可见,26日01:12近地面层100 m以下为西北风(2.0 m/s),之上为西南风(5.8 m/s),西南风风速随高度增加,到350 m高度已达到12.0 m/s的急流强度,0.5 h后900 m高度处风速迅速增大到16.1 m/s。随着急流向下传播,边界层内有3次扰动发生(图6b,椭圆),最先出现在低空250 m高度,强度较弱(3.6 m/s),出现时间为01:42,而塘沽站的降水发生在02:00前后,边界层扰动提前约18 min。随后扰动增强并向上层发展,300～400 m高度出现第二次扰动,到02:00扰动发展到600～800 m高度,强度增大到19.1 m/s。但这个扰动仅止于边界层内,并没有向对流层传播,也没有继续发展起来,持续时间约为20 min,边界层很快又恢复为一致的西南风,它带来的结果是地面产生了9.4 mm的降雨,对产生大暴雨的贡献不大。

3.3.2 低空扰动

对第二阶段降雨风廓线资料的分析,得到了强降雨发生时低空一系列的中尺度扰动信息(图8)。04:42开始出现扰动(图8a,椭圆A),是由低空急流迅速加强而致,此前位于2 000 m高度的西南风风速加大,由14.4 m/s跃增到19.5 m/s(图8a,方框),急流区向上发展,持续18min,A扰动就发生在风速加大的高度,约为2 600 m,这与前述的边界层内的扰动也是因急流增强而产生是一致的,不同的是边界层顶风速加大的方向向下传播,因而扰动发生在边界层内,可见扰动正是发生在急流传播的方向上。05时B扰动发生,时间尺度小,距离A扰动的发生不到20 min。接连的扰动辐合导致地面降雨,大港区04:00—05:00的1 h降雨量为32.3 mm,津南区的1 h降雨量为23.0 mm。第一次低空扰动的出现较短时强降水提前18 min。C扰动的发生与前两次不同,前两次是在暖区中主要由风速辐合诱发,而这一次则是由于中低空弱冷空气侵入(图8a,灰色阴影)而致,05:24在2 800 m高度由西南风转为西北风,风速为4.1 m/s,冷空气向下扩散,0.5 h后到达1 500 m附近,伴随着冷空气向下扩散,扰动也向下传播,05:48在1 900 m高度附近产生D扰动。受弱冷空气影响,大港的气温从25.2 ℃下降到22.1 ℃,1 h内降雨量为51.2 mm,津南降雨量为26.4 mm。

此后05:48—08:00西北气流维持在1 500～3 500 m高度(图略),其间没有明显的扰动发生,降雨相对稳定,但风速有所减弱,由19.3 m/s减小到13.4 m/s,且范围减小,急流范围维持在2 500 m高度附近。08:00随着冷空气势力再次有所加强,且分别向上、下扩散(图8b,阴影),新一轮扰动再度被激发(图8b,椭圆),扰动从A开始,6 min后迅速向上传播到3 500 m高度,B扰动发生,又从B扰动一直传播到N扰动(图8c)。这一系列接连不断的扰动在时间上几近是一个无缝隙的过程,尺度小,发生发展非常迅速,08:24—10:30,持续约2 h,期间造成地面降雨(大港为52.4 mm,津南为106.3 mm)。从扰动的强度来看,从A扰动到N扰动,风速分别为6.8、8.6、9.4、9.6、13.6、7.1、14.3、5.5、10.1、6.0、7.6、11.6、10.8和12.8 m/s,呈弱—强—弱—强间隔排列的特点。分析图8b还发现,扰动发生的高度位置与冷空气向上层发展的高度是一致的,持续发生在3 000～4 300 m高度附近,与此同时冷空气在向低层扩散时,边界层顶附近在09:06和09:12也可分析出a扰动和b扰动的发生,基本处于冷暖空气交汇的部位。

图8 2012年7月26日04:24—05:54(a)、07:54—09:24(b)和09:30—11:00(c)塘沽风廓线(方框为风速≥16 m/s的时段;椭圆为扰动的传播;阴影为风向转为西北风的时段)Fig.8 Wind profiles at Tanggu station during (a)04:24—05:54 BST,(b)07:54—09:24 BST,and (c)09:30—11:00 BST 26 July 2012(the pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s;the ellipse is a period when the disturbance spreads;the shading is a period of northwest wind)

3.3.3 扰动成因

由前述分析可知,风廓线资料详细地捕捉到了对流层低层和边界层内的扰动过程及其诱发原因,这些扰动的诱发原因可分为两种情况:一是与急流相对应(图8a中A和图6a方框部位)的扰动,低空急流迅速发展,风速加大,辐合加强,诱发扰动,且扰动发生在急流的传播方向上,伴随着产生了26日05时51.2 mm/h的强降雨;二是由冷空气入侵引起(图8b中A)的扰动,08—09时在冷空气向高层扩展时诱发了扰动,同时在冷空气向下扩展时也有扰动发生,表明西北风向下扩展的同时,可能存在动量下传,引起低空扰动加强,在暴雨过程中,正是由于中层冷空气的侵入,导致一系列扰动的发生发展,其特点是持续时间长,伴随产生了48.2 mm/h的降雨。对比上述扰动的发生时间与雷达回波中“列车效应”的出现时间可知,雷达回波的“列车效应”特征,其实就是这些中小尺度扰动的反映。

综上所述,地面辐合线的存在和位置与大暴雨维持和落区相一致,有利于该区域的中小尺度辐合系统稳定维持;低空急流的存在为大暴雨提供水汽输送,加强了层结不稳定度,同时触发不稳定能量释放;而低层大气中的一系列扰动则是大暴雨中的一系列对流云团产生的直接原因。上述多普勒雷达和风廓线雷达在暴雨过程中的特征归纳如表1所示。

4 结论

对2012年7月25—26日天津大暴雨过程进行细致分析,得到以下结论:

1)此次大暴雨过程雷达回波表现为高质心结构,50～55 dBz强回波伸展高度超过0 ℃层达到6.5 km高度,并在高悬的强回波下有弱回波区;径向速度图上逆风区从1.5°仰角延伸至9.9°仰角,在各个高度均有出现,辐合区深厚,伸展高度已达对流层中层。气旋式辐合与对流中上升气流和后侧下沉气流紧密相连,表现出较好的对流组织性,也预示强降雨将持续发展。逆风区的维持与伸展的高度可作为暴雨预报的先兆信号。

表1多普勒雷达和风廓线雷达资料在暴雨过程中的指示意义

Table 1 The indicator meaning of Doppler radar and wind profiler radar data in the rainstorm

暴雨开始孕育阶段暴雨产生阶段无高质心结构的回波;有高质心结构的回波;多普勒雷达特征无明显逆风区;有逆风区,从低层至高层均有表现,辐合深厚;无“列车效应”回波。“列车效应”,与地面中尺度辐合区一致。风廓线雷达特征暴雨开始前约1～2h,有边界层急流建立;边界层急流降水开始后逐步减弱;暴雨开始前约1～2h,有低空急流建立,且强降水发生前达到最强;低空急流维持并逐步减弱;暴雨开始前约1h,有中层弱冷空气侵入,并向低层扩散;暴雨开始前10～20min,开始有边界层扰动和低空扰动。边界层扰动和低空扰动不断生成和持续发展。

2)地面辐合线与雷达回波上的对流单体出现“列车效应”区域有很好的一致性。地面形成的气旋性闭合环流和中小尺度环流辐合作用的稳定维持,增加了该地区的水汽和能量聚积,提供了产生大暴雨的有利条件。

3)由风廓线资料可详细分析出暴雨过程中低空急流和边界层急流的扰动过程。在强降雨发生前,增强的低空急流、边界层急流一方面提供水汽输送,更重要的是造成低层强的暖湿空气汇聚,增强了层结不稳定,进而引发低层的扰动,触发不稳定能量释放。这与雷达回波上的“列车效应”是对应的,但能够比雷达更早地出现。分析风廓线资料中的低空急流和边界层急流增强态势,对大暴雨的短时临近预报有很好的指示意义。

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(责任编辑：倪东鸿)

FluctuationcharacteristicsofTianjinrainstorminlateJuly2012

XU Ling-zhi,LÜ Jiang-jin,XU Chang-yi

(Tianjin Binhai Meteorological Bureau,Tianjin 300457,China)

Based on Doppler radar data,wind profiler radar data and high-density observations of AWSs(automatic weather stations),a heavy rainfall event in Tianjin during 25—26 July 2012 is investigated.Results show that:(1)The radar echo shows the high centroid structure during the heavy rainfall event,and the cyclonic convergence with updraft is closely linked with rear downdraft,indicating that the convection has certain organizations and the strong rain echo will not be weakened in a certain time so the heavy rainfall will be continued.The maintenance and extended height of adverse wind region can be used as a threatened signal of heavy rainfall.(2)The surface convergence line is in good agreement with “train effect” area on the radar echo map.The mesoscale surface convergence center and the steady maintenance of meso- and micro-scale convergence are important factors affecting the rainstorm.(3)The disturbance process of low level jet and boundary layer jet can be analyzed in detail based on the wind profile data.The jet is significantly strengthened before the heavy rainstorm,which is consistent with “train effect” on the radar echo map,but can be warned more earlier than radar.The enhanced characteristics of low level jet and boundary layer jet from the wind profiler radar have a good indicative significance for the short-term weather forecast of heavy rainfall.

heavy rainfall;adverse wind region;low level jet;fluctuation characteristics

2013-07-18;改回日期2014-04-30

中国气象局预报员专项资助项目(CMAYBY2013-004)

徐灵芝,高级工程师,研究方向为中尺度灾害性天气预报,lingchee_hsu@163.com.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20130718001.

1674-7097(2014)05-0613-10

P442;P457.6

A

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20130718001

徐灵芝,吕江津,许长义.2014.2012年7月末天津暴雨过程的扰动特征[J].大气科学学报,37(5):613-622.

Xu Ling-zhi,Lü Jiang-jin,Xu Chang-yi.2014.Fluctuation characteristics of Tianjin rainstorm in late July 2012[J].Trans Atmos Sci,37(5):613-622.(in Chinese)