山西一次持续暴雨天气过程诊断与集合预报检验

2020-03-14赵桂香

干旱气象 2020年1期

闫慧，赵桂香

(山西省气象台，山西太原 030006)

引言

暴雨是影响山西省的重要灾害性天气之一，暴雨预报及其数值预报产品检验一直是气象工作重点关注的问题之一[1-4]。1978年HOSKINS等[5]提出准地转Q矢量概念，之后被广泛应用于暴雨和强对流天气中尺度斜压诊断分析[6-7]。研究表明，水汽凝结效应对暴雨的发展起着重要作用，因此，湿Q矢量锋生函数更能反映暴雨落区和中尺度特征[8-9]，低层湿Q矢量辐合区与强降雨区、锋生函数的正值区与同时刻暴雨区均有较好的对应关系[10-11]；非地转湿Q矢量辐合与正涡度中心对应，有利于热量和水汽的垂直输送，可加快中尺度对流涡旋发展[12-13]，而强辐合早于锋前暴雨发生，对锋前暴雨有较强的预报能力[14]。

锋生作用使上升运动增强，并促使低层气旋性垂直涡度快速增长，而气旋性涡度的发展与湿位涡变化有关。研究表明，湿正压场上对流层低层β中尺度强对流不稳定核心区的生成、湿正压场和湿斜压场的耦合有利于中尺度气旋快速且显著发展，也是β中尺度暴雨云团在短时间内获得上升运动的重要原因[15]；另外，低层非绝热过程引起的湿位涡制造与中尺度低涡发展也有很好的正相关[16]；暴雨前期，850 hPa和高层分别出现异常负位涡和正位涡分布，随着正位涡向下渗透，冷空气侵入，触发强对流，暴雨位于湿位涡零线东侧偏暖空气一侧[17]。

“配料法”是一种基于暴雨和强对流天气发生物理机制的具有逻辑性的方法，也是基于有效数值模式输出的短期预报方法之一[18]。随着对暴雨和强对流天气预报的深入研究[19-20]，数值模式预报产品在业务中广泛应用，基于“配料法”的数值客观预报产品可为暴雨预报提供更为有效的参考[21]。而集合预报将单一确定性预报转变为概率预报，可定量估计数值预报的不确定性[22-24]，在给出暴雨等灾害性天气最可能、更稳定的预报结论方面更有优势。基于“配料法”和集合预报联合概率方法，可根据不同天气对气象因子的依赖程度选用不同产品，在确定范围内给出有效预报[25]。

2015年8月1—3日，山西中部出现持续性暴雨天气过程，由于中尺度天气系统范围小、变化快，对流天气突发性和局地性强，数值模式对强降水时间和强度的预报难度增大。本文利用气象观测资料和NCEP/NCAR(1°×1°)再分析资料，分析此次过程中连续触发强对流天气的环境场演变特征差异，并采用湿Q矢量和湿位涡理论进一步诊断揭示中尺度斜压发展机制，同时，在对ECMWF集合预报产品检验的基础上，采用联合概率方法，对暴雨集合预报进行了改进，以期为暴雨预报提供参考。

1 环流背景

此次过程，200 hPa偏西北急流强，500 hPa副高强盛，地面低压不断发展，形势稳定。

强降雨前期，500 hPa亚欧中高纬为“2槽1脊”型(图略)，贝加尔湖地区存在低涡，随着低涡旋转带动槽后冷空气不断南下，槽前呈疏散形势；大陆高压稳定向东伸展，贝加尔湖东侧高压脊也不断向北发展，使得中国西南到东北广大地区受高压影响；同时，海上副热带高压不断西伸、北抬，逐步与大陆高压打通；对应地面图上，相应区域受低压控制。

图1为2015年8月1日20:00(北京时，下同)、3日08:00高低空及地面形势综合配置。图2为山西省24 h累积降水量分布。从影响系统和降水特征可将此次降水过程分为两个阶段，第一阶段(1日20:00至2日20:00)，500 hPa冷涡先减弱后加强，槽后偏西北气流持续加强，最大风速26 m·s-1，700 hPa形势与500 hPa类似，而850 hPa切变线稳定位于山西西北部。随着槽后干冷空气不断入侵，迫使低层暖湿空气持续抬升，冷暖平流作用使斜压锋生，地面低压带于1日20:00断裂[图1(a)]，北侧低压形成气旋并发展加深；2日08:00高空前倾形势明显(图略)，大气不稳定性进一步加剧，低层西南暖湿气流不断加强和东移，850 hPa在暴雨区上空形成水汽辐合中心，为暴雨提供充足的水汽供应。在此期间，山西一直位于地面锋前及高空急流分流区，低层辐合、高层辐散的垂直结构，有利于大气垂直上升运动的持续加强，是暴雨发生发展的有利动力条件，高空干冷平流和强烈的辐合上升运动触发锋前强不稳定能量释放，造成山西中部强降水[图2(a)]。

图1 2015年8月1日20:00(a)、3日08:00(b)高低空及地面形势综合配置图(阴影为200 hPa全风速场，单位：m·s-1)Fig.1 The system integrated configuration of high and low level and ground at 20:00 BST 1 (a), and 08:00 BST 3 (b) August 2015 (The shaded area is full wind speed on 200 hPa, Unit: m·s-1)

图2 2015年8月1日20:00至2日20:00(a)、2日20:00至3日20:00(b)山西省24 h累积降水量分布(单位：mm)Fig.2 The 24 hours accumulated precipitation from 20:00 BST 1 to 20:00 BST 2 (a), and from 20:00 BST 2 to 20:00 BST 3 (b) August 2015 in Shanxi Province (Unit: mm)

第二阶段(2日20:00至3日20:00)开始，500 hPa冷涡发展加深，涡后冷空气持续南下，副高被迫断裂，山西受偏西北气流控制，对应地面位于均压区(图略)，降水出现间歇。3日08:00[图1(b)]，冷涡不断加深，中心向北发展，副高西北侧西南气流也不断加强，大气斜压性再次发展，地面低压再度发展为气旋，山西自西向东开始出现大范围降水；之后，500 hPa冷涡东移，涡后冷空气大举南下，700 hPa低槽减弱为切变线并移到山西东部，锋生作用加强，山西位于高空急流入口区左侧，同时地面冷锋过境，山西东部再次触发强降水[图2(b)]，但低层西南急流更偏东偏南，水汽补充有所减弱，降水强度也随之减弱。

综上所述，第一阶段，受500 hPa高压脊阻挡，系统东移呈前倾结构，山西位于锋前高能高湿的暖区，水汽输送强，低层辐合层深厚，高空抽吸作用强烈，对流发展更旺盛，降水强度更大；第二阶段，受高空槽和低层切变线影响，强上升运动中心高度降低，但垂直速度强度增强，低层扰动更明显，同时地面冷锋过境，触发区域性强对流天气，强降水时间和落区更集中，但强度减小，表1和表2分别列出两个降水阶段降水实况及暴雨站点环境场参数。

2 降水中尺度特征

为更加细致地了解强降水过程中的中小尺度特征，综合分析卫星云图(图3)、雷达产品(图4)、地面加密自动站风场及暴雨站逐时降水量演变特征。

第一阶段，1日午后，冷涡云系尾部、沿高空槽前西南气流、近地面风场扰动区域，不断有对流云团形成，在河套和山西北部有组织化的发展、合并。1日20:00形成α中尺度对流云团，相当黑体亮温(TBB)≤-32 ℃冷云区面积大于1.5×105km2，TBB≤-52 ℃冷云区面积大于3×104km2，云团呈东北—西南向不规则的椭圆形，之后，逐渐发展东移影响山西中部地区，造成强降水。该云团于2日06:00减弱，其后部有新对流云团发展加强，在山西中部与陕西交界处，地面风场辐合区，发展成MCC(中尺度对流复合体)，并沿高空引导气流向偏南方向移动，再次造成强降水[图3(a)]。对应单站雷达图上，受低空急流影响，河套和山西中部地区的强回波不断东移发展成有组织的线状，其中镶嵌着多个强单体风暴，最大组合反射率因子位于线风暴尾部，强度达65 dBZ以上[图4(a)]，且强回波中心发展高度较低，位于3 km左右[图4(b)]，多站出现短时强降水。2日08:00，在地面持续偏南风影响下，新的强回波单体被激发，再次出现降水峰值。强降水主要集中在1日20:00至2日11:00，暴雨站点(兴县、临县、方山、永和)出现2～3个雨强≥20 mm·h-1的降水峰值，降水强度大。

表1 两个降水阶段降水实况Tab.1 The actual rainfall during two precipitation stages

表2 两个降水阶段暴雨站点环境场参数统计Tab.2 Statistics of environmental parameters for rainstorm stations during two precipitation stages

第二阶段，河套地区形成新的高空槽云系，随着高空槽东移，槽前山西中部盆地不断有对流云团发展并向东北偏东方向移动，TBB≤-32 ℃冷云区面积逐渐扩大。3日午后，热力作用加强，在地面风场辐合区域，触发多个分散的β中尺度强对流云团，TBB≤-52 ℃冷云区面积大于1×103km2[图3(b)]。对应雷达回波图上，表现为大片片状回波中镶嵌着多个分散的强单体风暴，其中最强单体风暴呈椭圆形，强度达60 dBZ以上[图4(c)]，45 dBZ以上的强回波位于4 km左右[图4(d)]，造成山西中东部地区短时强降水。强降水集中在3日10:00—18:00，降水强度较第一阶段有所减小。

综上所述，第一阶段强降水由冷涡云系尾部激发的α中尺度对流系统发展造成，雷达回波上表现为由多个强单体风暴组成的高度组织化的线状回波，强度强，维持时间长，随着风暴单体强度加强，多次出现雨峰。第二阶段强降水由高空槽云系中激发的β中尺度对流系统东移影响造成，雷达回波上表现为片状回波中分布着多个分散对流单体，强度较第一阶段明显减弱。

图3 2015年8月2日08:00(a)和3日13:00(b)红外云图(阴影，单位：K)、TBB(棕色等值线，单位：℃，-32 ℃等值线加粗)、地面加密自动站风场(风矢量，单位：m·s-1)Fig.3 The infrared image (the shaded, Unit: K), TBB (the brown contours, Unit: ℃, the contour of -32 ℃ is thickened), wind field of encryption automatical weather stations (wind vectors, Unit: m·s-1) at 08:00 BST 2 (a) and 13:00 BST 3 (b) August 2015

图4 2015年8月2日05:22榆林站(a、b)和3日12:13太原站(c、d)雷达组合反射率(a、c)及其垂直剖面图(b、d)(单位：dBZ)Fig.4 The radar composite reflectivity (a, c) and their vertical sections (b, d) of Yulin station (a, b) and Taiyuan station (c, d) at 05:22 BST 2 and 12:13 BST 3 August 2015

3 中尺度环境特征

大气层结不稳定是产生对流性暴雨的基本条件[26-27]。图5为2015年8月1日20:00和3日08:00太原探空站T-lnP图，表3列出两个降水阶段中尺度环境条件特征量。可以看出，两个降水阶段探空曲线均具有上干冷、下暖湿的喇叭口型温湿结构，大气处于不稳定状态；能量的正面积形状均呈细长型分布，且面积较大，说明对流有效位能(CAPE)较大[图5(a)]，为典型的短时强降水分布型。强降水发生前6 h，湿层增厚[图5(b)]，CAPE、K指数和850 hPa与500 hPa温差(ΔT850-500 hPa)均出现明显跃增，沙氏指数(Si)和抬升指数(LI)均小于0(表3)，高低层较大的温度差动平流进一步加剧了大气层结不稳定性发展，且中高层有干空气入侵。不同的是：第一阶段，CAPE和ΔT850-500 hPa更大，0～6 km风垂直切变较小，干空气侵入在中层，凝结高度较低，具有典型的锋前暖云降水特征，大气可降水量大，降水效率也更大。第二阶段，干空气侵入高度抬高，减少了风暴对干空气粒子的吸入，不利于低层低涡向高层继续发展[28]；随着不稳定能量部分释放，CAPE和ΔT850-500 hPa减小，大气不稳定性有所减弱；0～6 km风垂直切变加大，虽然有利于风暴的组织，但对流层中层风速增大，雨滴加速蒸发，积云对流凝结释放的潜热迅速向四周平流，热量和水汽无法向上层集中[29]，对对流发展和降水增幅有一定抑制作用，因此，第二阶段降水强度减弱。可见，两个降水阶段大气层结结构存在一定差异，造成降水持续时间和强度不同。

图5 2015年8月1日20:00(a)和3日08:00(b)太原探空站T-ln P图(蓝色实线为温度层结曲线，绿色实线为露点温度曲线，红色实线为状态曲线)Fig.5 The T-ln P diagrams of Taiyuan sounding station at 20:00 BST 1 (a) and 08:00 BST 3 (b) August 2015(the blue line for temperature curve, green line for dew point temperature, red line for state curve)

表3 两个降水阶段中尺度环境条件特征量Tab.3 The characteristic variables of mesoscale environmental conditions during two precipitation stages

4 斜压发展特征

以上分析表明，两个降水阶段，由于大气环境场特征不同，造成中尺度特征不同，降水强度和持续时间也存在明显差异。为进一步揭示造成这些差异的原因，计算非地转湿Q矢量(Q*)散度和锋生函数以及湿位涡[8-9,30]，并分析其演变特征。

4.1 斜压锋生作用

假相当位温(θse)是一个重要的温湿特征参数[31]，暴雨过程中能量的积聚和释放与强降水的产生和减弱密切相关，此次过程强降水开始前，与低层暖湿空气输送相对应，从我国西南经陕西、山西一直到内蒙中部，形成一个西南—东北走向带状分布的θse高值区(图略)，随着西北侧冷空气东南压，其西北侧梯度较大。两个强降水阶段，等θse线梯度不断加大，说明大气斜压性加强，锋生作用明显。

图6为2015年8月1日20:00、2日02:00、08:00和3日14:00 850 hPaQ*矢量锋生函数。可以看出，对应θse梯度大值区靠近中心附近，低层均存在Q*矢量辐合区和锋生函数正值区，辐合中心和锋生函数正值中心与暴雨区基本吻合，且提前6 h出现，对暴雨预报有一定指示意义。说明暴雨区上空存在强次级环流，大气斜压性不断发展，造成低层辐合上升运动持续加强，加之存在强锋生作用，不稳定能量向暴雨区持续累积，使中尺度对流云团维持，并在后部下沉补偿气流处不断激发新的对流云团，造成暴雨增幅和持续发生。不同的是，第一阶段，Q*矢量辐合和锋生出现多次增大的过程，对应多次出现雨峰[图6(a)、图6(b)、图6(c)]；第二阶段，由于第一阶段降水造成的潜热释放，使得等θse线梯度更大，辐合中心强度和锋生作用均有所加强[图6(d)]，这可能是降水反馈作用造成的，加之高空冷空气大举南下，下沉气流加强，对对流发展有所抑制，因此，降水强度比第一阶段小，持续时间短。

图6 2015年8月1日20:00(a)、2日02:00(b)、08:00(c)和3日14:00(d)850 hPa非地转湿Q矢量锋生函数(单位:1.0×10-14 K·hPa-1·s-3)(黑色圆点为暴雨站)Fig.6 The wet Q vector frontogenesis function on 850 hPa at 20:00 BST 1 (a), 02:00 BST 2 (b), 08:00 BST 2 (c), 14:00 BST 3 (d) August 2015 (Unit: 1.0×10-14 K·hPa-1·s-3)(Black dots are storm stations)

4.2 湿斜压发展

湿位涡qw<0是判断大气发生条件性对称不稳定的依据，分析qw及其剖面图的演变特征，有助于揭示中尺度系统与大气斜压发展特征的联系[30]。

分析此次两个降水阶段qw水平分布变化，发现其演变特征在低层表现更明显。两个降水阶段850 hPa上的qw存在共同特征，湿正压场上山西中部均存在向北伸展的高位涡舌且不断增强，暴雨区的qw强度达-2.1～-1.2 PVU，对流不稳定能量向暴雨区集聚并发展，与弱的正、负湿斜压场耦合，有利于强对流天气的发生、发展，暴雨区位于湿斜压场零线附近及其以北或以东正值区一侧(图略)。但在垂直方向上，两个降水阶段qw变化存在明显差异。分别沿暴雨区(110°E和113.5°E)作湿位涡空间剖面图(图7)，可以看出，湿正压场上，两个阶段暴雨区上空600 hPa以下均为负值，并明显向下延伸，强度可达-1.5 PVU[图7(a)和图7(c)]，说明大气中低层存在强对流不稳定性。湿斜压场上，负值自低层向高层倾斜向北发展，500 hPa以上基本为正值，斜压场梯度较大，斜压性较强[图7(b)和图7(d)]。所不同的是，第一阶段，湿正压场和湿斜压场耦合作用更明显，强对流伸展高度更高，因此，降水强度更强；第二阶段，随着中高层西北急流的加强和东移，地面冷锋过境，风垂直切变增大，湿斜压场上，850 hPa在暴雨区西北侧出现负值中心，强度达-0.3 PVU，低层斜压扰动加强，但位涡下传高度较第一阶段低，因此，不稳定厚度减小，降水强度较第一阶段减小。

图7 2015年8月2日02:00(a、b)、3日14:00(c、d)湿正压场(a、c)、湿斜压场(b、d)沿110°E(a、b)及113.5°E(c、d)的纬度-高度剖面(单位: PVU)Fig.7 The latitude-height sections of wet barotropic (a, c) and wet baroclinic field (b, d) along 110°E (a, b) and 113.5°E (c, d) at 02:00 BST 2 (a, b) and 14:00 BST (c, d) 3 August 2015 (Unit: PVU)

5 集合预报检验

5.1 集合预报产品检验

图8为ECMWF集合预报2015年7月31日20:00起报的48 h时效最大值产品、集合平均预报及其离散度产品、72 h时效90%分位数产品和8月1日20:00起报的24 h时效最大值产品。第一阶段对于降水量≥50 mm的概率预报，只对山西西北部暴雨有一定指示意义，与降水实况对比可看出，暴雨落区较大概率区偏南(图略)；最大值产品[图8(a)]显示，预报与实况暴雨落区基本吻合，但强降水中心明显偏北，阳曲县暴雨、永和县大暴雨出现漏报，山西东部的暴雨则出现空报；集合平均预报产品显示，预报强降水量级较实况明显偏小，离散度大值区较实况暴雨中心偏北约1个纬度[图8(b)]。第二阶段，对于降水量≥50 mm的预报，概率产品(图略)及90%分位数产品[图8(c)]的大值区范围均与实况暴雨落区较吻合，而最大值产品暴雨落区范围偏大(图略)，集合平均预报产品对暴雨出现漏报，离散度大值区位于山西东部(图略)。随着时间临近，模式预报调整，8月1日20:00起报的第一阶段降水预报，最大值产品[图8(d)]暴雨落区向南调整，北部暴雨空报、中部暴雨漏报范围均有所减少，预报效果改善，但永和县大暴雨仍漏报，东部仍存在暴雨空报。

从以上分析不难看出，集合预报的不同产品对于两个阶段的暴雨预报效果不同，集合预报高分位数产品可较好地预报出强降水趋势和范围，但对锋前突发性暴雨落区和降水强度的精准预报性能还有待提升。

5.2 改进的联合概率预报检验

针对此次暴雨过程，基于ECMWF集合预报产品，从暴雨形成机制入手，综合考虑水汽、不稳定能量和动力等条件，采用联合概率方法[25]，动态筛选因子，建立概率预报方程，并对预报效果进行检验。

分析7月31日20:00和8月1日20:00起报的联合概率集合预报产品(图9)。可以看出，第一阶段，虽然对山西中部暴雨落区预报概率偏小，对西南部弱降水预报概率偏大，但超过50%的范围较好地预报出山西西部两个暴雨中心；第二阶段，对山西中部暴雨落区的预报概率大于20%，对南部小到中雨的预报概率略偏大，但概率大于40%的范围较好地预报出了山西东部暴雨中心。

可见，改进后的联合概率预报产品，大概率范围基本覆盖了两个阶段暴雨中心，但南部出现空报。这主要是由于：(1)西南气流对水汽的输送作用，使山西南部水汽条件充足，模式产品强化了水汽作用；(2)K指数和假相当位温是判别热力条件较好的指标，但暴雨可能会出现在其梯度大值区，而不是K指数和假相当位温的大值区，山西南部由于温度较高，K指数较大，模式产品同样放大了其作用；(3)动力条件的影响与降水时间的开始和结束密切相关，随着预报时效延长，预报大概率范围整体偏南。

因此，针对不同暴雨天气过程，应深入研究其形成的物理机制，提炼能够精细描述其发生发展特征的物理量作为预报因子，通过相关性和影响时间的详细分析，得出概率预报产品，改进暴雨预报效果。

图8 ECMWF集合预报2015年7月31日20:00起报的48 h时效最大值产品(a)、集合平均预报(等值线)及其离散度(阴影)产品(b)、72 h时效90%分位数产品(c)和8月1日20:00起报的24 h时效最大值产品(d)(单位：mm)Fig.8 The maximum forecast product (a), ensemble mean forecast (the contours) and spread (the shaded) product (b) for 48-hour, 90% quantile forecast product (c) for 72-hour started from 20:00 BST 31 July and maximum forecast product for 24-hour started from 20:00 BST 1 August (d) 2015 of ECMWF ensemble prediction system (Unit: mm)

图9 ECMWF集合预报2015年7月31日20:00(a)和8月1日20:00(b)起报的24 h时效联合概率预报产品(单位：%)Fig.9 Joint probability forecast product for 24-hour started from 20:00 BST 31 July (a) and 20:00 BST 1 August 2015 (b) of ECMWF ensemble prediction system (Unit: %)