一次大暴雨过程中两个强降水时段差异对比

井 宇，陈 闯，王建鹏，胡启元

(1.陕西省气象台，陕西 西安 710014；2.陕西省气象科学研究所，陕西 西安 710016)

引 言

暴雨是造成洪涝、滑坡和泥石流等地质灾害的重要气象诱因，也是天气预报业务的难点和重点[1]。暴雨的形成机理、发展过程以及范围、落区、强度的预报一直是科研和业务领域重视的问题[2]。高层辐散、低层辐合的配置可为暴雨的发生发展提供有利的动力条件[3-7]；充沛的水汽输送对暴雨的形成非常必要[8-9]，低空急流可为暴雨区提供丰富的水汽[10-11]；暴雨发生时低层具有高比湿特征[12-13]；中尺度对流系统活动与暴雨的发生密切相关[14-20]；地形与天气系统的有利配置对强降水发生有显著影响[21-22]。川陕交界夏季暴雨时有发生，复杂的地形使得该地区暴雨预报难度加大。本文利用卫星资料、ERA5再分析资料、自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水资料对2015年6月28日03:00—15:00(北京时，下同)和28日20:00至29日08:00两个时段的大暴雨成因和差异进行分析探讨，重点针对两个强降水时段的云图特征、环流形势、假绝热过程和可逆绝热过程中的不稳定进行对比分析，以期为该地区此类大暴雨预报提供参考。

1 资料和方法

所用资料为FY-2G卫星云图资料、ERA5再分析资料和自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水量网格数据集(1.0版)，其中数据ERA5为ECMWF的再分析资料，利用先进的建模和数据同化系统，ERA5将大量的历史观测资料结合到全球估算中，提供大量大气、陆地和海洋气候变量的小时分辨率资料，第一批ERA5数据于2017年7月发布。

假绝热过程中的热力学方程见文献[23]；可逆绝热过程中的参数计算见文献[24]。

对于理想气体，浮力可以写为

(1)

式中：Tp为气块温度，Te为环境温度。对于水汽和干空气混合的湿空气，公式(1)中的温度需要用虚温Tv[23]代替：

(2)

式中：r为水汽混合比；ε=0.622[25]。

(3)

式中： CAPE为浮力b的积分；Tvp为气块虚温；Tve为环境虚温[26]。

假设一定空气中干空气、水汽、液水、冰水同时存在时，式(1)和(3)中的温度用密度温度Tρ代替。

(4)

rT=r+rl+ri

(5)

式中：rT为水物质总混合比；rl为液水混合比；ri为冰水混合比。当一定空气中不含液水和冰水时，rT=r，Tv=Tρ，Tv为密度温度的一种特例[23]。

2 雨情、云图及环流形势

2.1 雨 情

2015年6月26—29日，川陕交界附近发生一次强降水天气，陕西境内共有134站累计雨量超过100 mm，其中有7个区域站累计雨量超过200 mm。

据民政部门不完全统计：陕西境内受灾人数达45.1 万人，因灾死亡4人，失踪13人，直接经济损失达9亿元。其中，28日03:00—15:00(第1阶段)和28日20:00至29日08:00(第2阶段)两个阶段累计降水量中心值分别高达200 mm和100 mm以上(图1)。

2.2 云图特征

中尺度对流系统MCS的大小与持续时间正相关，最严重降水往往发生在MCS发展阶段[27]，28日00:00，四川东北部生成一条多个中-β尺度云团组成的云带，云带中云团TBB最低值小于-72 ℃；之后多个中-β尺度云团逐渐发展合并，云带北部向陕西境内伸展，逐渐发展为中-α尺度对流系统(meso-α convective system，简称MαCS)，但小时强降水分布区域比较零散。28日 07:00—13:00 MαCS继续发展增强，形状趋于较规则的椭圆形，且向东北方向发展进入陕西境内，对应第1阶段的最强降水期，小时强降水集中分布在冷云顶附近； 14:00，MαCS中TBB<-62 ℃冷云区面积显著缩小，川陕交界附近小时降水高值区范围缩小(图2)。28日14:00之后(图略)，TBB<-52 ℃冷云区面积逐渐缩小，MαCS逐渐减弱失去有组织的结构，四川东部和陕西南部境内降水强度逐渐减弱。

28日20:00至29日02:00，受原MαCS减弱后的云团后部与其西侧东移云带之间新生的中-β尺度云团影响，陕西南部出现强降水；29日03:00—04:00原中-β尺度云团逐渐东移，其西侧出现多个中-β、中-γ尺度云团发展合并，强降水持续(图3)。

图1 第1阶段(a)和第2阶段(b)累计降水量空间分布(单位：mm)(阴影为地形，单位：m)Fig.1 The spatial distribution of accumulated precipitation amount from 03:00 BST to 15:00 BST June 28 (a) and from 20:00 BST 28 to 08:00 BST 29 June (b) 2015 (Unit: mm)(The gray shaded represents terrain, Unit: m)

图2 2015年 6月28日07:00—14:00逐小时TBB空间分布(阴影，单位：℃)(☆为第1阶段暴雨中心)Fig.2 The spatial distribution of hourly TBB from 07:00 BST to 14:00 BST on 28 June 2015 (the shaded, Unit: ℃)(The pentagram denotes rainstorm centre during the period 1)

图3 2015年6月28日21:00至29日04:00逐小时TBB空间分布(阴影，单位：℃)(○为第2阶段暴雨中心)Fig.3 The spatial distribution of hourly TBB from 21:00 BST on 28 to 04:00 BST on 29 June 2015 (the shaded, Unit: ℃) (The circle denotes rainstorm centre during the period 2)

29日05:00—08:00，多个中尺度云团继续发展合并，逐渐发展为东北西南向云带，但位于陕西南部境内的云带北端东移速度较快，陕西南部雨带随之东移，受云带南段影响的四川境内降水加强；29日08:00之后强降水主要位于四川境内；14:00之后随着中尺度对流云带的减弱，降水随之减弱(图略)。

综上所述，川陕交界受MαCS生成与发展影响形成第一个强降水时段，受MαCS减弱期后部与其西侧东移云带前方多个中-β、中-γ尺度云团发展合并影响形成第2个强降水时段，影响第2阶段强降水中心云团的TBB弱于第1阶段。

2.3 环流形势

28日03:00，200 hPa南亚高压中心位于30°N附近，暴雨区上空为南亚高压东部气流辐散区(图略)。图4为2015年6月28日03:00、20:00500hPa、

图4 2015年6月 28日03:00 (a、c、e)及20:00(b、d、f) 500 hPa(a、b)、700 hPa(c、d)和850 hPa(e、f)高度场(等值线，单位：dagpm)与风场(风向杆，单位：m·s-1)( 为切变线，灰色阴影为地形，下同)Fig.4 Geopotential height (isolines, Unit: dagpm) and wind (wind stems, Unit: m·s-1) fields on 500 hPa (a, b), 700 hPa (c, d) and 850 hPa (e, f) at 03:00 BST (a, c, e) and 20:00 BST (b, d, f) on 28 June 2015(The double solid line denotes shear line, the gray shaded represents terrain, the same as below)

700 hPa和850 hPa高度场和风场。可以看出，28日03：00，500 hPa西太平洋副热带高压(简称“副高”)北界位于30°N附近，副高外围584 dagpm等值线附近有一切变，受副高阻挡，切变稳定少动；700 hPa 川陕交界受10～12 m·s-1偏南气流影响；850 hPa河南中部至陕西南部为2～8 m·s-1偏东气流，受偏东气流和副高外围偏南气流共同影响，青藏高原东侧和秦岭南侧形成气流辐合区。28日04:00—15:00，200 hPa暴雨区上空气流辐散维持，最强降水时段辐散中心增大至10×10-5s-1以上；850～500 hPa深厚的偏南气流和850 hPa气流辐合区维持；500 hPa切变前方生成的MαCS在中高层西南气流引导下北上影响川陕交界区形成第1阶段强降水(图略)。28日20:00，200 hPa陕西境内辐散高值中心位于陕南西南部，第2阶段暴雨中心上空辐散较弱(图略)；500 hPa副高控制范围向西扩展，30°N以南偏南气流减弱，切变东移至107°E附近；700 hPa甘肃附近西北气流南侵至35°N，与副高外围偏南气流在陕西北部—甘肃东部形成一切变；850 hPa影响暴雨区的偏南气流和偏东气流维持。之后700 hPa切变逐渐东移南压影响川陕交界。500 和700 hPa切变、低层偏南气流维持是导致第二时段暴雨的重要因素，切变附近对流云团发展合并影响川陕交界形成第2阶段强降水。

3 水汽、动力条件和云垂直特征

临近第1阶段暴雨发生前和发生时整层以偏南气流为主；第2阶段暴雨发生前整层以偏南气流为主，发生时600～400 hPa受冷切变影响，西南风转为西北风，风速为4～6 m·s-1。第2阶段秦岭南侧低层上升气流与中层冷切变辐合区的上升气流相耦合(图略)，触发MCS[28]，最强降水时段与冷切变过境相对应。第1阶段暴雨中心低层偏南风比第2阶段更强盛，两个时段暴雨中心800～650 hPa水汽通量值达10 g·hPa-1·cm-1·s-1以上，第1阶段暴雨中心低层水汽通量最大值达20 g·hPa-1·cm-1·s-1以上，高于第2阶段暴雨中心低层水汽通量(图5)；两个时段低层水汽通量辐合均较强，第2阶段暴雨中心低层水汽通量散度负值中心达-20×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1，水汽聚集能力高于第1阶段(图略)。两个阶段暴雨中心700 hPa以下比湿维持在12 g·kg-1以上，第1阶段暴雨中心低层比湿大于15 g·kg-1，区域更深厚，水汽含量更高(图6)。

图7为第1阶段和第2阶段分别沿32.6°N、33.4°N的u、ω、散度平均值经度-高度剖面。可以看出，与第2阶段相比，第1阶段暴雨中心上升气流从低层向上伸展至100 hPa，高层和低层分别有一个高值中心，中心值均小于-1 Pa·s-1，伸展高度更高，强度更大。第1阶段暴雨中心西侧山脉陡度更大，低层东风更强，低层强辐合区集中分布于山前；第2阶段低层辐合区范围较大，且暴雨中心低层的强辐合中心距离山脉陡度大的地方较远。相应的纬度-高度剖面图(图略)上，第2阶段暴雨中心低层受偏南气流影响，辐合区分布于秦岭南侧。气流与山脉相互作用，地形迫使气流抬升对垂直运动的增幅不同，可能是两个阶段低层垂直运动强度差异的原因之一。受风场和地形影响，影响两个阶段暴雨中心的低层辐合区不同，与其他层次天气系统引起的辐合辐散相配合，形成了不同的上升气流区和不同的水汽聚集区，可能是两个阶段降水落区不同的原因之一。

图5 第1阶段(a)和第2阶段(b) 暴雨中心水汽通量(等值线，单位：g·hPa-1·cm-1·s-1)和风场(风向杆，单位：m·s-1)时间-高度剖面Fig.5 The time-height cross sections of water vapor flux (isolines, Unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) and wind field (wind stems, Unit: m·s-1) over rainstorm center during the period 1 (a) and the period 2 (b)

图6 第1阶段(a)和第2阶段(b)暴雨中心比湿(等值线，单位：g·kg-1)的时间-高度剖面(蓝色柱条为降水量，下同)Fig.6 The time-height cross section of specific humidity (isolines, Unit: g·kg-1) over the rainstorm center during the period 1 (a) and the period 2 (b)(the blue columns for precipitation, the same as bellow)

图7 第1阶段(a、c)和第2阶段(b、d)分别沿32.6°N、33.4°N的u(等值线，单位：m·s-1)、ω(阴影，单位：Pa·s-1)(a、b)以及散度(c、d，单位：10-5 s-1)平均值的经度-高度剖面(★为第1阶段暴雨中心，▲为第2阶段暴雨中心，下同)Fig.7 The longitude-height cross-sections of mean zonal wind (isolines, Unit: m·s-1), mean vertical velocity (the shaded，Unit: Pa·s-1) (a, b) and mean divergence (c, d, Unit: 10-5 s-1) along 32.6°N during the period 1 (a, c) and 33.4°N during the period 2 (b, d)(The black pentagon denotes the rainstorm centre during the period 1, the dark triangle denotes the rainstorm centre during the period 2, the same as below)

第1阶段平均强上升运动区和低层辐合区位于最强降水区西侧，降水粒子对上升气流削弱作用较小；第2阶段强上升运动区和低层强辐合区位于最强降水区上空，降水粒子对上升气流削弱作用较大，这可能是两个阶段垂直运动强度差异的另一原因。而且较弱的上升气流对水汽向上输送的能力也较差，使得第2阶段高层生成云冰粒子的概率降低。

图8为第1阶段和第2阶段分别沿32.6°N、33.4°N的云水、云冰含量以及云覆盖率平均值的经度-高度剖面。第1阶段850～700 hPa、300～100 hPa分别被中心值大于30×10-5kg·kg-1云水区和云冰区覆盖，云冰含量高值区较深厚；而且850～700 hPa和200～100 hPa云覆盖率达九成以上。第1阶段降水区域对应高层云冰含量高值区，且累计最强降水区上空云冰高值区更深厚，云冰粒子凝华增长后落入混合层中的云冰量大，“播种”作用强[29]。第2阶段平均高层和低层云冰含量和累积区厚度、云覆盖率均小于第1阶段，表明影响第1阶段暴雨区的云层更为深厚密实。

图8 第1阶段(a、c)和第2阶段(b、d)分别沿32.6°N、33.4°N的云水(黑色等值线)、云冰(紫色等值线)含量(单位：10-5 kg·kg-1)(a、b)以及云覆盖率(c、d)平均值的经度-高度剖面Fig.8 The longitude-height cross-sections of mean cloud liquid (black isolines) and cloud ice (purple isolines) content (Unit: 10-5 kg·kg-1) (a, b) and mean cloud cover (c, d) along 32.6°N during the period 1 (a, c) and 33.4°N during the period 2 (b, d)

4 绝热过程

假设环境大气处于静力平衡状态，气块干绝热上升时将因体积膨胀而降温[8]，气块绝热抬升时，达到抬升凝结高度之上，凝结液态水释放的潜热能加热气块，使得气块的温度随高度递减率小于干绝热递减率。两个阶段暴雨中心气块从最底层(高空资料中距地面最近的一层，第1阶段为825 hPa，第2阶段为875 hPa)按可逆绝热过程垂直位移时液态水含量先增大后减小[图9(a)]，500 hPa以上冰水含量逐渐增大[图9(b)]。第1阶段和第2阶段大暴雨中心低层水汽含量较高，抬升凝结高度低，从最底层开始抬升的气块几乎整层都受相变潜热能加热(图10)，且气块按可逆绝热过程抬升时在400～300 hPa出现潜热能高值区，与冰水含量迅速增大的区域相对应，液态水冻结释放凝固潜热[12]使得气块温度递减率进一步减小。

图10 第1阶段强降水中心气块向上垂直位移时潜热能分布(单位：103 J)(a)按假绝热过程，(b)按可逆绝热过程Fig.10 The distribution of latent heat energy over the heavy rain center of the period 1 during the parcel vertical displacement (Unit: 103 J)(a) according to the pseudo-adiabatic process, (b) according to the reversible adiabatic process

由式(1)可以看出气块浮力正比于气块与环境密度温度差，图11为第1阶段、第2阶段强降水中心气块按假绝热、可逆绝热过程向上垂直位移时与环境密度温度差。可以看出，第1阶段和第2阶段暴雨中心气块按假绝热过程向上位移中的浮力小于按可逆绝热过程位移的浮力。在假绝热抬升和可逆绝热抬升中，从最底层抬升的气块在强降水发生前(第1阶段的27日08:00—20:00和第2阶段的28日08:00—20:00 )，浮力先增大后减小，这可能与太阳辐射日变化导致底层温度先升再降有关，但此时第1阶段暴雨区上空500 hPa气流较弱，没有相应的切变配合，暴雨区上空上升运动并没有显著发展；而第2阶段暴雨区上空500 hPa有切变存在，800 hPa以上上升运动有一定发展。临近10 mm·h-1以上强降水发生时和发生中，气块按假绝热过程从最底层抬升作垂直位移时，第1阶段和第2阶段整层以负浮力为主，中高层负浮力更大，对垂直运动起抑制作用，中高层抑制作用更强；气块按可逆绝热过程从最底层抬升作垂直位移时，第1阶段和第2阶段从低层至高层均由正浮力逐渐转为负浮力，由对垂直运动的促进作用转为抑制作用。

最底层至750 hPa逐层选为气块的抬升层，按假绝热过程和可逆绝热过程分别抬升时，对应CAPE从最底层至750 hPa逐渐增大，说明两个时段浮力均逐渐增大，对垂直运动的促进作用增大，且第1阶段大于第2阶段，对垂直运动促进作用更强。两个时段暴雨中心CAPE高值区均分布在800～700 hPa，表明从800～700 hPa抬升的气块在绝热过程中受到的浮力均较大(图12)，从之前的分析可看出两个时段暴雨中心低层水汽含量高值区在700 hPa之下，有利的不稳定条件和水汽条件相配合，更有利于暴雨的发展。

图11 第1阶段(a、b)、第2阶段(c、d)强降水中心气块按假绝热(a、c)、可逆绝热(b、d)过程向上垂直位移中与环境密度温度差(等值线，单位：K)Fig.11 The density temperatures difference between the parcel and the environment during the vertical displacement of the parcel over the heavy rain centre during the period 1 (a, b) and the period 2 (c, d) according to the pseudo-adiabatic (a, c) and the reversible adiabatic (b, d) processes (isolines, Unit: K)

图12 第1阶段(a、b)、 第2阶段(c、d)强降水中心气块按假绝热(a、c)、可逆绝热(b、d)从不同起始层向上垂直位移时CAPE分布(单位：J·kg-1)Fig.12 The distribution of CAPE during the parcel vertical displacement from different starting level over the heavy rain centre during the period 1 (a, b) and the period 2 (c, d) according to the pseudo-adiabatic (a, c) and the reversible adiabatic (b,d) processes (Unit: J·kg-1)

5 结 论

(1) 川陕交界受中-α尺度对流系统(MαCS)生成与发展影响形成第1个强降水时段，受MαCS减弱期后部与其西侧东移云带前方多个中-β、中-γ尺度云团发展合并影响形成第2个强降水时段。

(2)200 hPa强辐散的维持，500 hPa切变稳定少动和850 hPa川陕交界气流辐合区维持，有利于上升运动的发展和水汽集聚，为第1阶段暴雨的发生发展提供了有利条件，MαCS在中高层西南气流引导下北上影响川陕交界区形成强降水。500 和700 hPa切变、低层偏南气流维持是导致第2阶段暴雨的重要因素，切变附近对流云团发展合并影响川陕交界形成第2阶段强降水。

(3)与第2阶段暴雨中心相比，第1阶段暴雨中心低层水汽含量更高，暴雨区上空上升气流区伸展高度更高，强度更大，影响第1阶段暴雨区的云层更为深厚密实。地形迫使气流抬升对垂直运动增幅不同，可能是两个时段低层垂直运动强度差异的原因之一；第1阶段强上升运动区和低层辐合区位于最强降水区西侧，降水粒子对上升气流削弱作用较小，而第2阶段强上升运动区和低层强辐合区位于最强降水区上空，降水粒子对上升气流削弱作用较大，可能是两个时段垂直运动强度差异的另一原因。

(4)两个阶段强降水中心气块按可逆绝热过程抬升的不稳定度比按假绝热过程抬升更高；两个阶段暴雨中心CAPE高值区均分布在低层800～700 hPa附近，表明从800～700 hPa抬升的气块在绝热过程中受到的浮力均较大，且两个时段暴雨中心低层水汽含量高值区在700 hPa之下，不稳定条件和水汽条件相配合，更有利于暴雨的发展。