非常规探测资料在天津沿海3 次灾害暴雨过程中的差异性分析

王 鑫，卜清军，呼莉莉，王紫滨

(1. 天津市应急管理事务中心 天津300006；2. 天津市滨海新区气象局 天津300457；3. 天津港集团有限公司 天津300450)

0 引 言

华北是我国东部夏季三大降雨区之一，华北地区80%～90%的暴雨出现在6 至8 月，并且主要集中在7 月下旬至8 月上旬，即所谓的“七下八上”[1]。天津位于华北平原东部，天津暴雨具有华北暴雨所具有的突发性、局地性强以及物理机制复杂等特点，因此其预报难度较大。孙建华等[2]将华北夏季特大暴雨过程的天气形势分为5 型，分别为台风与低槽(低涡)远距离相互作用型(32.2%)、低涡暴雨型(26%)、低涡(登陆台风)与西风槽相互作用型(19.4%)、暖切变暴雨型(19.4%)和登陆台风北上受高压阻挡停滞型(3%)。苏永玲等[3]研究了京津冀地区强对流时空分布与天气学特征后指出，短时暴雨是京津冀地区强对流的主要发生形式之一。突发性短时暴雨的预报预警最大难点在于，预报员虽然从天气学的角度可以预报有雷阵雨天气，但是不能确定发生的具体时间、位置。根据相关分析和以往经验[4-5]，可以关注山前迎风坡、边界层辐合线等易发对流区，而实际上每次过程的新生对流云都发生在不同的位置，这也是短时临近预警中的最大难点。

短时强降水和短时暴雨作为一种强对流天气，其生成和发展具有突发性和局地性，常造成较大灾害，但常规监测手段很难捕捉，预报难度很大。近几年，中国气象局布设了多种新型探测设备，如多普勒天气雷达、风廓线雷达、闪电定位和加密自动站，所得到的高时空分辨率监测资料不仅为研究中小尺度天气现象提供了研究条件，更提高了强对流天气的短时临近预报预警技术。新型探测资料在研究城市短时暴雨等强对流天气的中尺度结构方面取得了很多有价值的成果[6-8]。王欣等[9]将风廓线雷达探测资料与探空资料进行对比，结果表明风廓线雷达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。李晨光等[10]分析了华南暴雨和南海季风科学试验期间香港风廓线资料，结果显示风廓线雷达在对流层低层以及边界层中的资料有效率可达80%～90%。顾映欣等[11]研究显示，风廓线资料的高时空辨率有助于揭示大气多层结构和次天气尺度系统的时间演变。刘淑媛等[12]分析香港风廓线资料发现低空急流的脉动及向地面的扩展程度与暴雨之间存在密切关系。

本文利用天津多普勒天气雷达资料以及天津塘沽和宝坻两部风廓线资料等多种新型探测资料，结合天气形势对2012 年汛期发生在天津城区的3 次暴雨过程进行分析和对比，试图揭示夏季天津城区暴雨的差异和相似性，并尝试为突发对流性暴雨的短时临近预报预警提供科学依据。

图1 天津地区3次暴雨过程累积降水量分布图(单位：mm)Fig.1 Distribution of accumulated rainfall in Tianjin(unit：mm)

1 实况及天气形势

1.1 天气实况

2012 年夏季天津降水异于常年，历史罕见，主要有以下特点：降水总量大，较常年同期偏多六成，全市平均降水量603.4 mm，为1978 年以来历史同期第一位；暴雨过程多，出现区域性暴雨4 次，比常年同期明显偏多；降水强度大，7 月下旬的3 次过程降水量都在100 mm 以上，其中21 至22 日全市平均降水量109 mm，最大雨量出现在宝坻大白庄为297.5 mm(图1a)，强降水时段集中在21 日20 时至22 日05 时(图2a)，多以短时强降水和短时暴雨为主，其中小时最大降水量达到94.4 mm。7 月25 至26 日全市平均降水量111.0 mm，有10 个站出现了250 mm 以上的特大暴雨，125 个站出现了100 mm 以上的大暴雨，最大雨量出现在西青大寺为344.9 mm(图1b)，最大降水强度92.3 mm/h，降水持续时间达16 h。图2给出的天津地区3 个国家级观测站点25 日14 时至26 日13 时的逐小时雨量可以明显看出降水的间歇性，主要分为两个阶段，第一阶段为25 日14 时～26 日01 时，此时由于副高位于天津中部附近，强降水主要出现在天津北部，最大雨强出现在此阶段；第二阶段为26 日02 至12 时，此时副高东撤，天津北部降水减弱，南部处在副高边缘，造成天津南部大暴雨(图2b)。与7.21、7.26 两次暴雨过程不同，7 月30 日至8 月1 日的暴雨过程呈现“过程缓、强度小”的特点，即降水过程持续时间缓慢，从7 月30 日20 时至8 月1 日19 时降水彻底结束，该过程雨强较小，没有出现雨强大于30 mm/h 的短时强降水。

图2 3次暴雨过程代表站逐时雨量变化(单位：mm)Fig.2 Hourly rainfall changes at representative stations(unit：mm)

1.2 天气形势

暴雨的发生发展与高低空天气系统的有利配置是密不可分的。7.21 暴雨过程为典型的华北暴雨形势(图3a)，高低空系统相耦合为本次降水过程的发生、发展创造了良好的环境条件，特别是低层低涡及切变线移至高空强辐散流场下并与其耦合是直接诱因。实际上低涡在20 日已经在西北地区形成，此时虽然在华北地区上空已经存在高空辐散流场，但由于低涡位置偏西，且处于高空急流核出口区右侧，不利于对流发生，21 日随着低涡东移，强度逐渐加强，高空急流核也快速东移，低涡处于高空急流入口区右侧，在适宜的水汽和热力条件下容易触发对流发生发展。因此，7.21 暴雨过程更符合低槽冷锋型。值得注意的是，7.21 暴雨过程中海南及两广等地受2012 年第8 号台风“韦森特”强烈影响，台风活动可能也对本次华北暴雨产生一定的影响。

7.26 大暴雨过程为副高边缘型，500 hPa 高空图上中高纬为典型的“两槽一脊”形势，形成有利于华北暴雨的东高西低形势(图3b)，天津处于槽前和副高西北边缘的西南暖湿气流顶端，对水汽输送十分有利。25 日夜间，当副高减弱东退时，来自孟加拉湾的水汽源源不断输送到华北平原东部，加上高空槽后弱冷空气侵入导致副高边缘冷暖空气交汇共同触发本次暴雨过程。

7 月30 日20 时华北地区位于500 hPa 高空浅槽前偏西气流控制，副高588 hPa 线偏东(图3c)，低层850 hPa 和700 hPa 上存在暖切变线位于河北南部山东北部地区，天气系统呈明显的后倾结构，这也是7.31 过程以连续性稳定降水为主的重要原因之一。在这次降水过程发生时，华南和华东地区分别受到“苏拉”和“达维”双台风的影响，这在华北暴雨与台风相互关系研究中还是非常特殊的。

通过以上分析可知，3 次暴雨过程的影响系统各不相同，7.21 过程影响系统为高空槽配合地面冷锋暴雨，7.26 过程为副高边缘型暴雨，而7.31 过程则为暖切变线暴雨。以下通过多普勒天气雷达、风廓线雷达具体分析3 次过程的差异性特征。

图3 3次暴雨过程NCEP再分析天气形势合成图(风速≥40 m/s表示200 hPa高空急流(箭矢线)，风速≥12 m/s表示850 hPa的低空急流(风标)，实线代表500 hPa等位势高度线，单位：10 gpm)Fig.3 Composite synoptic diagrams from NCEP reanalysis data(wind velocity greater than 40 m/s represents upper-level jet stream at 200 hPa(arrows)；wind velocity greater than 12 m/s represents lower-level jet stream at 850 hPa(barbs)；solid line is the geopotential height at 500 hPa(unit：10 gpm))

2 雷达产品特征及差异性分析

2.1 雷达反射率因子特征

雷达资料来源于天津塘沽的多普勒雷达(39°02′38″N，117°43′01″E)，图4 给出了3 次暴雨过程雷达组合反射率因子分布特征，无论是回波强度还是回波形态特征都显著不同。7 月21 日20：00 时强回波中心以带状形式自西北向东南方向影响天津市，带状回波在东移南压过程中强度不断增强，与此同时，天津西南部的块状回波不断发展为带状并缓慢东移，在22 日02：42 时前后与北支强回波合并为“人”字型回波(图4a2)，随后又演变为线状强回波(图4a3)，其中心强度大于55 dBZ，该时段也是天津降水最为集中的几个时段。可以看出，该过程雷达回波演变可分为带状回波-“人”字型回波-线状回波3 个阶段。22 日06 时后随着回波减弱东移入海，天津地区降水也基本结束。

图4 3次暴雨过程天津雷达组合反射率因子图(单位：dBZ)Fig.4 Reflectivity factor maps of by Tianjin Doppler radar(unit：dBZ)

7 月25 日20 时开始，块状回波开始影响天津市，回波系统缓慢东移并有组织地排列形成所谓的“列车效应”。这种多单体雷暴在暖切变暖区一侧或低空急流等天气系统引发的对流性暴雨过程中较为常见[13-15]。在25 日20 时以后出现的强降雨中，降水回波呈西南—东北向(图4b1～b3)，对流云团不断从雷达站西部100 km 处生成，强度45～55 dBZ，向东北方向移动，新单体逐渐代替其前部的旧单体，可见降水系统中的单体移动和传播此消彼长，造成天津北部强降水，即第一阶段降水。天津中南部强降水集中在26 日凌晨开始至上午，雷达反射率因子图上呈现出2 个列车效应(图4b3 中蓝色A 和红色B)，对流单体反复经过天津中南部，造成津南、大港等区县极端降水，即第二阶段降水。回波均自西南西向东北东移动，强度维持在45～55 dBZ，最大62 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，强度维持不再加强。两阶段表现出的回波列车效应与逐时降水量演变(图2b)非常吻合。

7 月30 日至8 月1 日，天津地区存在着大片以层状云为主的回波(图4c1～c3)，比较均匀且缓慢东移，强度基本在35 dBZ 以下，部分为35～40 dBZ。因此该过程始终以稳定性降水为主，无强对流现象产生。

基于塘沽多普勒天气雷达基数据，对比分析3 次暴雨过程雷达垂直剖面图(图5)，可以比较3 次降水过程的不同性质。7.21 暴雨过程显示强降水区域超过35 dBZ 的雷达反射率因子高度较低，仅为3 km 左右，22 日02 时反射率因子大于50 dBZ 的强回波中心所在高度仅位于3 km 以下，但造成了如此强的短时强降水，这显示对流系统的降水效率非常高，与大陆型的高反射率高回波顶的强对流系统完全不同，而类似于热带海洋对流系统的雷达反射率因子分布特征，即呈现出低质心、高效率的结构特征。其形成可能与这次降水的水汽来源一部分来自热带环流有关，另一方面与风向、风速的垂直分布也有一定关系。

7.26 过程强度50 dBZ 以上强回波中心高度伸展至0 ℃层高度以上，可达5～8 km，回波呈高质心结构特征，对流发展深厚，如图5 所示。26 日05：36 时50 dBZ 以上强回波伸展高度达6.5 km(26 日08 时0 ℃层高度为5 160 m，-20 ℃层高度为8 483 m)，且高悬强回波(回波悬垂)之下存在有界弱回波区(BWER)，表明存在强烈的上升气流。

7.31 过程为典型的层状云降水回波，回波高度介于3～6 km，强度在35 dBZ 左右，为稳定性降水。由于系统稳定少动，持续时间长，同样造成了天津地区暴雨天气过程。

图5 3次暴雨过程塘沽雷达反射率因子剖面图(单位：dBZ)Fig.5 Cross section of radar reflectivity factor(unit：dBZ)

2.2 对流层中层水平流场结构分析

Segman[16]在一次强风暴研究中发现5 km 高度存在双涡式结构。Eagleman等[17]利用双多普勒雷达研究1974 年6 月8 日一次强对流风暴时，发现5～6 km 高度存在双涡式结构，并对该结构进行了模型构建。图6 给出了3 次过程对流层中层反射率和平均径向速度PPI 图。可以看出7 月22 日02：12 时2.4°仰角的径向速度和反射率因子图中存在中尺度气旋(图6a1，黑色圆圈)，其旋转速度为24 m/s，属于强中气旋。径向速度图中气旋的右前侧是气旋式旋转，表现为单涡式的气旋旋转结构，该结构的稳定维持造成了天津多个站点出现短时暴雨。7.26 过程(图6b1、b2)对流单体的右前侧气旋式旋转，正负径向速度差值约16 m/s，右后侧同时存在反气旋式旋转，即呈现类似于双涡管式的旋转结构。这种深厚的内部环流结构可与环境风相持，形成近似刚体的风暴柱，环境风绕风暴而过，不会吹穿风暴，使得风暴可以维持一段时间。该结构的形成解释了津南26 日09 时和10 时的小时雨强分别达64.5、41.8 mm/h 的原因。7.31 过程(图6c1、c2)平均径向速度场并无明显的旋转特征，该过程没有明显的对流特征，以稳定性降水为主。

通过比较7.21 和7.26 两次过程对流层中层水平流场结构可知，强对流单体流场除了垂直方向的对流结构外，单体中层水平气流表现为不同的旋转结构，旋转可分为单涡式和双涡管式旋转两种结构。

图6 3次暴雨过程中层基本反射率因子及平均径向速度PPI图(黑色圆圈为雷达产品识别的中气旋)Fig.6 Radar basic reflectivity(left panels) and radial velocity PPI maps(right panels)(Black circle marks the location of mesocyclone)

2.3 垂直积分液态含水量特征

CINRAD/SA 雷达的垂直积分液态含水量(VIL)产品计算公式[18]为：

式中：Zi为第i 层高度上的雷达发射率因子，△hi为第i 层和第i+1 层之间的高度差，n 为体积扫描的层数，VIL 值与反射率因子、强回波的厚度、回波高度有关，但反射率因子的最大阈值为 55 dBZ，超过55 dBZ 的仍按55 dBZ 计算。

20 世纪80 年代以后VIL 已成为美国天气雷达判别强对流天气造成的暴雨、暴雪和冰雹等灾害性天气的一种有效工具[19]。王炜等[20]运用VIL 对天津地区的强对流天气过程进行了分析总结，并利用多元回归方法建立了预报方程。目前VIL 主要用于判别强对流天气造成的冰雹、灾害性大风等[21]，而将VIL 应用于判别短时强降水的研究较少。

由图7a 可以看出，7.21 过程存在3 次明显的VIL 最大值跃增现象，即21 日22：00 至22：12 时从26 kg/m2增加到44 kg/m2，而由图2(a)可知，蓟县站21 日23 时的小时雨量达52.9 mm；第2 次跃增发生在22 日0：36 至1：00 时，从31 kg/m2增加到44 kg/m2，与之对应的是北辰站22 日02 时的小时雨量达到62.1 mm；最后一次发生在01：54 至02：18时，从29 kg/m2增加到40 kg/m2，随后北辰站在03 时以及宁河站在 04 时的小时雨量分别为 60.1、68.5 mm。VIL 最大值的3 次跃增较3 次短时暴雨分别提前了48、60、42 min。

从7.26 过程VIL 最大值的演变图中也可看出，该过程分为两个阶段。第一阶段存在两次较明显的跃增，25 日20：30 至21：00 时从48 kg/m2增加至64 kg/m2以及22：48 至22：54 时从45 kg/m2增至60 kg/m2，该阶段主要造成天津北部地区较强降水，其中北辰站25 日22 时的小时雨量为46.2 mm，VIL最大值提前1 h 有所表征。第二阶段则存在3 次明显的跃增现象，天津南部降水从26 日04 时开始明显加强，其中大港站在05 至08 时雨强分别为32.3、51.2、33.1、48.2 mm/h，均达到短时强降水标准，VIL 最大值的3 次跃增较3 次短时强降水分别提前42、36、48 min。注意到，津南站在26 日09 时和10 时的小时雨量分别为64.5、41.8 mm，但VIL 最大值却维持在30 kg/m2的低值区。

7.31 过程VIL 最大值稳定维持在30 kg/m2左右(图7c)，峰值仅为38 kg/m2，这也体现了该过程为稳定性降水的特征。

通过以上分析可知，VIL 最大值对短时强降水等强对流天气具有一定的指示意义。当然短时强降水均在一定的环流背景条件下出现，而VIL 产品只是雷达监测强天气产品中的一种，在短时临近预报工作中还应综合雷达其他产品和气象资料，并结合当时的天气背景和当地实况条件，尽量做出准确的强对流天气的短时临近预报和服务。

图7 3次过程垂直液态水含量VIL最大值的时间演变图(单位：kg·m2)Fig.7 Temporal evolution of maximum of VIL(unit：kg·m2)

3 风廓线特征分析

风廓线仪是晴空探测脉冲多普勒雷达，采用微波遥感技术应用多普勒原理不间断地提供可探测高度范围内的大气水平风场、垂直气流、大气折射率结构常数等随高度的分布。通过风廓线资料可以详细分析出暴雨过程与低空急流、边界层急流、边界层扰动等的相互关系。本文主要应用宝坻和塘沽两部风廓线资料，资料时间分辨率6 min，垂直方向有59 层，最高达5 000 m，空间分辨率900 m 以下每50 m 一个间隔，900 m 以上每100 m 一个间隔。

3.1 7.21过程风廓线特征

从风廓线资料的分析中发现，21 日16：18 时2 km 附近开始出现风速大于16 m/s 的偏南低空急流(图8a，红色方框)，之后一直持续并不断向1 500 m高度扩展，至19：18 时偏南急流逐渐转为西南急流，而从19：30 时开始1 500 m 以下开始出现风速大于16 m/s 的东南风，并不断向边界层和近地面层200 m高度附近下传，且强度逐渐增强，此时蓟县已经开始出现小雨。可以发现，无论是低空西南急流还是边界层东南急流都有从高层向低层伸展的特点。20：48 时开始，100 m 以下的近地面层存在一支东风急流，其风速大于20 m/s，该急流一直持续至22：24 时消失(中间有缺测时段)。因此在该时段内，边界层底层存在冷平流，而对流层低层则存在暖平流。该东风急流的出现相对蓟县22～23 时52.9 mm 短时暴雨提前近2 h。刘淑媛等[12]研究的华南暴雨过程中低空急流与暴雨的关系，认为强降水前1～2 h 有低空急流出现。与之相比，7.21 过程中低空西南急流以及边界层东南急流提前时段较长，而近地面层东风急流对短时强降水的指示意义更明显。

22 日0：42 开始，500～1 500 m 出现西南与南风的暖切变(图9a，黑色实线)，与此同时，200 m 以下的近地面层出现了偏东风与东北风的冷切变，即近地面层和边界层同时存在的双切变线是触发7 月22 日凌晨天津强降水的重要中小尺度天气系统；02：54 时在200 m 高度附近出现东北风与东南风的切变线(图9b，黑色实线)。22 日0：36 时开始150 m 以下出现了风速大于20 m/s 的偏东风随后转变为东北风，风速甚至大于30 m/s，持续至01：06 时，持续时间达0.5 h。双切变和东风急流共同造成了北辰站01～03 时的强降水，其小时雨强分别达到43.4、62.1、60.1 mm/h。此时天津地区强降水已自北向南全面开始，且强度也逐渐增强，多个基本站出现小时雨量大于50 mm 的短时暴雨。随着强降雨的发展加强，低空西南急流也在加强，边界层东南急流逐渐转为南风急流，风速增加到20 m/s 以上，02：42 时开始出现风速大于30 m/s 的南风急流(图9b)，且其强度和范围进一步加大，至04：00 时750 m 高度出现大于50 m/s的大风速区，由此造成宁河04 时68.5 mm/h 的短时暴雨。通过以上分析可以推测，强降水与低空急流是相互促进协同发展的。

图8 7月21日3 000 m高度塘沽站风廓线图Fig.8 Wind profilers at Tanggu station(3 000 m high)

图9 7月22日1 500 m高度塘沽站风廓线图Fig.9 Wind profilers at Tanggu station(1 500 m high)

3.2 7.26过程风廓线特征

7.26 暴雨过程主要集中在两个阶段，分别出现在25 日20 至26 日01 时以及26 日02 至12 时。由图10a 看出，25 日15 时开始200 m 以下近地面层出现风速大于25 m/s 的东北风，一直持续至15：36 时结束，形成双层急流结构(1 300～2 000 m 和 50～200 m)，随之在300 m 高度附近又出现了西南与东北风的辐合线，由此带来了北辰站 16 时出现的18.3 mm/h 降水。风速大于16 m/s 的西南低空急流从25 日的16：48 开始建立，之后始终维持并扩展至边界层，由此提供了强盛的西南水汽输送。并且可以发现，低空急流具有从低层向高层传播的特征，这与7.21 过程急流的传播方向刚好相反。强降水发生的第一阶段在25 日22：30 至22：48 的18 min 内200 m 以下的近地面层存在风速大于35 m/s 的东北风，与自动站加密监测显示的天津地面东北冷空气渗入相对应，说明强降水第一阶段有冷池的形成，即在此阶段同样也形成了双层急流结构，而在21：30 至22：00 是北辰站降水最强的时段，双低空急流滞后近1 h。

图10 7月25日1 500 m高度26日4 000 m高度塘沽风廓线仪连续观测图塘沽风廓线仪连续观测图Fig.10 Evolution of vertical wind profile detected by wind profiler(1 500 and 4 000 m high)

7.26 过程强降水第二阶段集中在26 日凌晨开始持续至中午，中低空急流始终存在，这也说明急流的出现始终先于强降水的发生。降水第二阶段在风场上的重要特点是存在近地面层-边界层-对流层低层的扰动传播，风廓线资料捕捉到了强降水发生时低空一系列的中尺度扰动信息。由图10a 看出，26 日01：06 时近地面层100 m 以内存在西南风与西北风的辐合，随后扰动逐渐增强并向上层发展，01：42 时左右在200 m 附近以及01：54 时在300 m 附近分别发生了第2 次和第3 次扰动，到02：00 时扰动发展到600～800 m 高度，且随着急流的增强该扰动强度亦有所增强。但这4 次扰动仅止于近地面层至边界层内，并没有向对流层传播，也没有继续发展起来，持续时间约54 min，边界层很快又恢复一致的西南风，该扰动带来的结果使得静海站在02～03 时以及03～04 时分别产生了33.6、50.3 mm 的短时强降水。研究表明[22]，大多数风暴都起源于边界层辐合线附近，此处的大气垂直层结有利于对流发展，易生成风暴。04：42 时开始2 500 m 附近再次出现扰动辐合(图10b)，此前位于2 000 m 高度的西南风风速加大，低空急流区向上发展，该扰动就发生在风速加大的高度，这与02：00 时边界层内的扰动因急流增强而产生是一致的，可见扰动正是发生在急流传播的方向上，是由低空急流迅速加强而导致的。05：00 时发生第二次低层扰动，距离前一次低层扰动发生不足20 min。接连的扰动辐合导致天津南部强降水，大港站04～05 时的小时雨量达32.3 mm，为短时强降水。05：24 时发生的第3 次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西北冷空气侵入，05：24 时2 800 m 高度由西南风转为西北风，冷空气向下扩散，约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 时1 900 m 高度附近产生第4 次扰动，由此造成大港站 05～06 时的小时雨量达51.2 mm。此后2 h 为扰动的间歇期，其间没有明显的扰动发生，降水相对稳定。08：18 时随着西北冷空气势力再次有所加强，并分别向上、下扩散(图10c、d)，新一轮扰动再度被激发(图10c，棕色椭圆)，几分钟后迅速向上传播到3 500～4 000 m 高度。这一系列接连不断的扰动在时间上几乎是无缝隙的过程，尺度非常小，发生发展也十分迅速，从 08：18 时到10：36 时，持续约2 h，其间造成大港06～08 时的累计雨量达81.3 mm，津南09 时和10 时的雨强分别达到64.5、41.8 mm/h。

通过上述分析可知，7.26 过程2 个强降水阶段在低层风场信息方面表现为不同的特征。第一阶段表现为分别出现在近地面层－边界层和边界层－对流层低层的双层急流结构，急流具有从低层向高层传播的特征；第二阶段表现则为辐合扰动自近地面层向边界层再向对流层低层的传播特征。但急流与扰动是密切相关的，扰动正是发生在急流传播的方向上，是由低空急流迅速加强而导致。

3.3 7.31过程风廓线特征

与7.21 和7.26 过程明显不同，7.31 整个降水过程不存在低空偏南急流，如图11 所示，30 日20：18 时开始在500～1 500 m 的边界层出现风速大于25 m/s的东北风急流，但该边界层急流仅维持0.5 h 消失，之后则稳定维持边界层偏东风低空西南风的暖平流。31 日0：36 时在1 000 m 高度附近的边界层再次出现风速大于16 m/s 的东风急流，该急流于01：12 时消失，较30 日出现的强度弱，之后则无急流出现。由此可见，7.31 过程除了短暂出现的边界层偏东急流之外，既无低空急流的出现，也没有低层风场辐合现象，这也是本次过程为稳定性降水的重要原因，即稳定持续的低空急流或边界层急流是短时强降水或短时暴雨发生的必要条件之一。

图11 7月30至31日3 000 m高度宝坻站风廓线仪连续观测图Fig.11 Evolution of vertical wind profile detected by wind profiler(3 000 m high)

4 结 论

多普勒天气雷达、风廓线仪和加密自动站等观测资料为深入了解中小尺度对流系统的结构特征，掌握强对流天气的短时临近预报预警技术提供了事实依据。本文对发生在2012 年7 月下旬天津沿海地区的3 次灾害暴雨过程进行了深入对比分析，得出以下主要结论：

①尽管3 次暴雨过程均属于典型的华北暴雨形势，但3 次过程的天气形势各不相同。7.21 过程为高空低槽伴随地面冷锋型暴雨；7.26 过程属于副高边缘型暴雨；7.31 过程则是低层暖切变型暴雨。值得注意的是，7.21 和7.31 两次过程发生时均受台风影响，台风对天津地区暴雨是否有影响以及其作用是否相同都是值得进一步研究的。

②次暴雨过程在雷达反射率因子、径向速度和垂直液态水含量(VIL)特征方面均有所差异。7.21 过程雷达回波演变可分为带状回波-“人”字型回波-线状回波3 个阶段，呈低质心高效率的结构特征；7.26 过程可分为两个阶段，分别造成天津北部和中南部强降水，强回波呈高质心结构特征，且存在回波悬垂和有界弱回波区；7.31 过程为稳定性降水。

③中层水平流场结构方面，7.21 和7.26 分别为单涡式和双涡式的气旋旋转结构，7.31 则无明显的旋转特征。7.26 过程VIL 值最大，7.21 过程次之，7.31过程最小，7.21 和7.26 过程VIL 最大值均存在跃增现象，且7.21 过程VIL 最大值的跃增对短时强降水有较好的指示意义。

④7.21 过程近地面层东风急流对该过程短时强降水的指示意义更明显，近地面层和边界层同时存在的双切变线是7.21 过程的又一特征；7.26 过程强降水的两个阶段分别具有双层低空急流及扰动由近地面层-边界层-对流层低层的传播特征，且急流与扰动是密切相关的，扰动是由急流迅速加强导致的；7.31过程既无低空急流的出现，也没有低层风场辐合现象。