一次引发局地暴雨的中尺度对流系统降水及风场结构特征

王晓丽，赵桂香，杨 璐，李新生

(1.山西省气象台，山西 太原 030006；2.北京城市气象研究院，北京 100089)

引 言

暴雨灾害给国家和人民带来严重的损失。国内外众多学者在基础理论和预报分析方面作了大量研究[1-7]，揭示了许多重要现象和事实，为暴雨研究提供了重要的理论支撑。中尺度对流系统(MCS)的发生发展及结构特征演变与强对流天气，特别是短时强降水天气的发生发展存在重要的关系[8-15]，而短时强降水所造成的暴雨带来的灾害更为严重。近年来随着观测手段的多样性及中尺度数值模式的快速发展，许多学者通过多种手段对中尺度对流系统的风场结构特征进行了研究，得出一些有意义的结论[16-30]。祁秀香等[16]利用多普勒雷达、风廓线雷达及RASS观测资料,分析了广州南沙一次中尺度对流系统的演变和风场垂直结构特征，发现风廓线雷达能够观测到中尺度对流系统中强上升入流和下沉气流，边界层的上升运动发生在α-中尺度对流系统的前部，上升运动与地面中尺度低压生成及辐合线有关。卢焕珍等[17]利用多种非常规观测资料及雷达变分同化系统(VDRAS)分析场资料,分析了2013年7月1日发生在天津南部的大暴雨过程，发现逆风区出现、中低空急流形成及加强是降水强度加强的重要原因。赵桂香等[18-19]对比分析了不同季节MCC的结构特征，发现由于气候背景的差异，初春与盛夏的MCC在动力、热力等方面存在较大的差异；高层辐散低层辐合的垂直结构是孤立对流云团能够维持和发展的重要原因。赵东旭等[20]发现高层辐散低层辐合及强烈的上升气流是大到暴雨发生的动力条件。支树林等[22]利用卫星、雷达、闪电定位仪等资料，分析了赣西地区一次致灾大暴雨的中尺度对流条件和对流系统的演变特征，结果表明雷达径向速度上中尺度涡旋是导致此次暴雨的重要因素，动力辐合与山地地形共同作用形成的辐合导致局地出现连续性强降水。张伟等[26]实现了对雷达径向数据的定量化应用，能够直观揭示中尺度对流系统的风场结构，在中尺度对流系统发展的不同阶段具有不同的垂直风场结构特征。宋清芝等[27]对发生在黄河中游的一次致洪暴雨的机理研究中发现，地面辐合线及干空气的侵入在暴雨的发生发展中起到关键作用。李如琦等[28]分析了3次暴雨过程，发现低层辐合叠加地形强迫可触发对流。这些研究对认识中尺度对流系统结构特征及其影响具有重要作用。但对于山西地区中尺度对流系统的分钟降水特征及风场结构特征的研究相对较少。2014年7月22日下午到23日白天，山西南部的运城、夏县、沁源出现暴雨天气，暴雨点分散，降水以对流性为主，持续时间短，预报难度大。本文利用多种资料，结合数值模拟结果，分析降水及风场结构特征，揭示卫星、雷达资料和各层风场结构特征与强降水的对应关系，以期为今后此类局地对流性暴雨天气预报提供参考。

1 资料与方法

本文所用资料：NCEP再分析资料、探空资料、加密自动站资料、分钟降水资料、地球静止气象卫星TBB资料、多普勒天气雷达资料、WRF中尺度数值模拟结果等。其中NCEP再分析资料水平分辨率为1°×1°，时间分辨率为6 h；分钟降水资料为山西109个国家站逐分钟降水观测数据；FY-2E静止气象卫星TBB资料水平分辨率为0.1°×0.1°，时间分辨率为1 h,文中采用增强处理方法显示；长治雷达为CC雷达，数据范围为150 km，三门峡雷达为SA雷达，数据范围为230 km。

WRF中尺度数值模式版本为3.5.1。模式采用双层嵌套，水平分辨率分别为15 km、5 km，垂直分为33层。模式微物理过程参数化方案选用Thompson方案；长波与短波辐射方案均采用rrtmg方案；边界层参数化方案选用YSU方案；外层积云对流参数化方案选用New Grell方案，内层不设置积云对流参数化方案。为分析风场垂直演变，模式输出时间分辨率为1 h。

2 降水及天气形势特点

2.1 降水实况概述

2014年7月22日08时-23日08时，山西省出现分布不均的阵雨或雷阵雨天气，24 h降水量为0.2～76 mm，≥25 mm的降水(大雨)主要集中在南部，其中运城、夏县、沁源3县市达暴雨(图1a，运城76 mm、夏县74 mm、沁源59 mm)，暴雨点分散。从以上3站的单站降水时序图(图1b)上可以看出，暴雨主要由短时强降水造成，沁源站≥15 mm/h的强降水主要集中在22日16时-17时，运城和夏县则主要出现在22日20时和23时。结合降水落区分布可以看出，此次暴雨过程具有典型的β-中尺度特征，且运城和夏县的降水强度明显大于沁源的。可见，此次暴雨，降水强度大，持续时间短，局地性和突发性强，预报难度大。

图1 2014年7月22日14时-23日08时累计降水量分布(a)和3个暴雨站降水时序图(b)

2.2 环流背景分析

2014年7月22日08时-20时，200 hPa(图略)南亚高压呈东西向带状分布，中心范围不断向东扩大，强度增强，高压北侧偏西风急流强盛，在山西中部与河北北部形成分流，山西南部位于分流辐散区。500 hPa上，亚洲中高纬地区为“两槽一脊”，副热带高压稳定西伸，西北侧西南气流较强，山西南部始终位于副热带高压外围588 dagpm线边缘(图2)，西南水汽输送明显，中纬度短波槽自内蒙古西部携带弱冷空气东移影响；对应低层700 hPa切变线从山西北部南压至中部，850 hPa辐合线在山西南部稳定维持。在此期间，山西南部地区的850 hPa与500 hPa温差始终大于26 ℃，大气不稳定度持续增大。地面上山西受高压前部偏北气流影响，晋城地区有弱地面倒槽存在，晋城为偏南风。14时倒槽略有发展，临汾东部也转为偏南风，长治与临汾交界处形成一条中尺度辐合线(图2)。随着倒槽西移和强度的减弱，辐合线转至运城地区。

图2 2014年7月22日14时地面风场流线、500 hPa高度场及CAPE值

综上，200 hPa南亚高压强盛稳定，山西南部位于分流辐散区，高层抽吸作用较强；500 hPa副高稳定西伸，配合短波槽缓慢东移，造成低层切变线稳定少动，冷暖空气在山西南部交汇，山西南部低层大气不稳定度持续增强，是造成此次对流性暴雨天气的主要环流背景。

3 中尺度对流系统与降水演变特征

3.1 云顶亮温与降水演变特征

卫星观测到的云顶亮温(TBB)能够很好地反映中尺度对流系统的发生发展演变过程，而中尺度对流系统的演变过程与短时强降水的发生发展密切相关。

分析FY-2E卫星观测的TBB演变发现(图3)，2014年7月22日中午随着近地面气温逐渐升高，在副高边缘、沿850 hPa切变线及地面中尺度辐合线附近，开始有对流云团活动。14时在长治地区有对流云团A生成，并且在其外围东南侧出现明显降水。随后该云团缓慢向东向南发展，16时强度达最强，中心云顶亮温达到-65 ℃，水平尺度为120 km。此时在其西北侧的沁源、沁县及中心附近的高平、长治的区域站观测到了短时强降水天气，其中沁源16时雨强为23.3 mm/h。此时河南地区、晋城西部在地面中尺度辐合线附近有对流云团B、C生成。18:30时 C云团发展到最旺盛，中心TBB达-64 ℃，水平尺度为100 km左右，而B云团水平尺度发展为300 km，TBB最小为-73 ℃，在其东侧出现明显降水，但强度不强；C云团在东移过程中强度减弱，至20:30基本消失，而B云团发展到最旺盛阶段，水平尺度达到300 km左右，中心TBB达-71 ℃，小于-32 ℃的冷云面积达12×104km2，长短轴比约为0.9，已达到MCC标准。短时强降水主要出现在B云团东侧外围及北侧B云团内部TBB梯度大值区附近。运城地区有14个区域站雨强超过20 mm/h，其中最强为运城闻喜郭家庄镇柏林小学站，雨强达到67.4 mm/h。B云团西段发展迅速，不断吸收东段的能量，23时前后B云团西段发展到最旺盛，长短轴之比约为0.4，TBB最小达-70 ℃，在对流云团中心出现多站短时强降水，运城39.7 mm/h，夏县44.3 mm/h，区域站最大雨强为54.1 mm/h，出现在运城夏县南师村村委会。23日03时B云团已经完全减弱为一般云团，降水强度也随之减弱。

图3 2014年7月22日16时(a)、18时(b)、20时(c)、23时(d)对流云团TBB及短时强降水分布图

综上，此次暴雨是由副高边缘、沿低层850 hPa切变线及地面中尺度辐合线附近激发的中尺度对流云团造成的，由于低层无急流形成，这些中尺度对流云团较为分散；随着低层垂直风切变不断增大，运城地区的对流云团出现合并、加强，持续时间延长，而长治地区的对流云团没有合并现象，持续时间较短。因此，运城地区的两个暴雨点降水强度大，持续时间相对长，而长治地区的暴雨点降水强度较小，持续时间短。在对流云团发展初期，强降水主要出现在对流云团外围偏东偏南侧的TBB梯度大值附近，而发展旺盛阶段强降水主要出现在对流云团外围偏西偏北侧TBB梯度大值区靠近中心附近；对流云团成熟阶段降水强度最大。

3.2 雷达反射率因子与分钟降水演变特征

雷达资料时空分辨率高，其回波特征可反映中尺度对流系统中降水粒子的发展演变信息。与A云团对应，14:00左右在沁源区内出现明显的回波，对应沁源的个别乡镇出现了降水，但降水强度较弱。14:22沁源出现多条γ-中尺度的回波(图4a)，回波呈西北-东南向依次排列。沁源地形复杂，北侧和西侧均为海拔高于1300 m的山体，西侧山体最高海拔超过1800 m。该回波与沁源西北侧东北-西南向山体垂直，主要是气流下山后触发不稳定层结形成的。在之后缓慢东移过程中，垂直排列的回波均不断加强，偏北的对流单体移动较快。14:48多个对流单体呈东北-西南向排列，且缓慢向东南方向移动。15:08回波前沿进入沁源站区，沁源开始出现降水。15:12出现1 h内第一个降水峰值(图5a)。之后回波继续缓慢东移南压，15:39前后，≥40 dBZ强回波区经过沁源(图4b)，沁源连续9 min出现了0.9 mm/min以上的降水量。15:54-16:03降水出现间歇，而此时在回波带的尾部即西侧又有新的对流单体生成，16:04经过沁源，沁源再次出现降水。16:55以后≥40 dBZ强回波通过沁源(图4c)，沁源在此1 h内出现降水峰值(图5b)。之后回波移出沁源，且在沁源附近没有新的对流单体生成，本阶段对流性降水结束。

图4 2014年7月22日14:22(a)、15:39(b)、16:55(c)长治雷达1.5°仰角反射率特征和17:54(d)、21:13(e)、21:56(f)三门峡站0.57°仰角雷达回波图

19:00-20:00，运城、夏县的分钟降水数据呈现多峰型(图5c)，而22:00-23:00的分钟降水数据则呈现单峰型(图5d)，且夏县的强降水时段要晚于运城的，运城的强降水时段出现在22:08左右，夏县则出现在22:43左右。从三门峡站的单站雷达分析发现，17:54在运城南部有对流单体生成，从垂直剖面上(图4d)看，强回波(回波强度≥50 dBZ)高度在4 km以上，说明此时大水滴或冰雹粒子还未及地。之后运城地区又有多个对流单体生成，且在东移、北抬过程中连成一片，18:42左右运城站附近有降水回波生成，回波强度为45 dBZ，此时在运城站南侧也存在明显的降水回波，回波最强为50 dBZ。19:00以后，运城站西侧及南侧回波连成一片，并不断向东北方向移动，给运城带来持续的对流降水。21:13(图4e)，山西、陕西和河南3省交界处生成的回波在不断向东北方向移动过程中进入运城境内，21:56强回波主体到达运城(图4f)。从雷达回波垂直剖面上(图4f)可以看到，影响运城的对流单体，其强回波质心低，降水效率高。该回波向东北方向移动，于22:32移至夏县，23:08移出夏县。在此期间夏县出现了持续30 min分钟降水强度超过1 mm的强降水。

图5 2014年7月22日16时(a)、17时(b)沁源站和20时(c)、23时(d)运城、夏县站分钟降水时序图

从以上分析不难看出，沁源站西侧不断有对流单体生成发展东移经过，沁源站的短时强降水是由“列车效应”造成的；而运城、夏县两站的短时强降水，主要是由于强回波出现合并且移速较慢，在局地持续时间较长造成的。回波强度的变化及移动与分钟降水强度有很好的对应关系，40 dBZ回波对应的分钟降水约为1 mm/min。提前分析回波的生成及移动特点，对短时强降水的预报有很好的指示意义。另外，雷达回波强度也能够间接反映非观测站点处降水强度特征，在高分辨率网格降水估测中能够发挥重要作用。

4 雷达径向速度特征分析

此次过程，低空并没有形成明显的急流，暴雨局地性强，主要是触发局地不稳定能量引起的短时强降水。降水期间，长治站雷达径向速度图上，零速度线呈“S”型，风随高度顺转，低层有暖平流，低层大气的不稳定度持续增大。2014年7月15:29开始沁源站3 km附近最大速度值为-14.8 m/s，成片的负速度区内出现小范围的正速度(图6a)，这种速度的不连续，造成回波不断加强，对流发展。15:59负速度值减小，正速度区消失，在沁源站东侧形成一条明显的阵风锋，沁源站降水暂停。

18:48前，运城区域为弱的偏北风，之后转为偏南风。19:00-19:30运城站偏南风风速最大约为5 m/s。从19:18沿运城站的速度剖面图(图6b)上可看出，运城站4 km以下为偏南风，4 km以上为偏北风，风随高度顺转，存在明显的暖平流。21:50-21:56，运城偏南风风速迅速增大到约10 m/s，对应低层比湿(图略)迅速增大，使运城站降水迅速增幅。22:08运城站降水达到峰值，分钟降水量达到2.9 mm/min。之后偏南风减弱或转为偏北风，降水强度也相应减弱。22:14以后，夏县偏南风增大，于22:38达到最大，约为14 m/s，夏县降水强度出现明显增幅，22:42分钟降水量达到2.5 mm/min。随后偏南风风速减小，降水强度也随之减弱。

图6 2014年7月22日15:29长治站(a)、19:18运城站(b)雷达径向风分布

由以上分析不难看出，沁源站在成片的负速度区出现小范围正速度区，这种风场的不连续，是造成沁源短时强降水的重要触发因素，随着负速度值的减小，沁源站降水结束。而运城、夏县的降水增幅与偏南风风速的增加有很好的对应关系。雷达径向速度场能够分析局地风向风速的连续变化，而径向风速风向的变化对局地降水强度变化有很好的指示意义。

5 数值模拟及中尺度对流系统风场结构分析

5.1 数值模拟

中尺度数值模式WRF较好模拟了2014年7月22日14时至23日08时山西南部中雨以上量级降水(图7a):暴雨局地特征明显，运城、夏县、沁源局地出现暴雨天气。从模拟的运城单站降水时序图(图7b)可以看出，模式模拟的降水主要是从21时开始，23时运城站出现了短时强降水，降水强度达到40 mm/h以上，与实况较为接近。

图7 模拟的2014年7月22日14时-23日08时累计降水量(a)及运城单站降水时序图(b)

模式也较好地模拟了地面中尺度辐合线及CAPE的演变特征。15时沁源附近存在一CAPE大值中心(图8a)，中心值为1100 J/kg，并且此时地面上长治临汾交界处存在一条明显的中尺度辐合线。受地面辐合线触发，沁源地区出现短时强降水天气，之后能量释放至<800 J/kg。CAPE大值区西移，运城地区CAPE值不断增加，20时达到1600 J/kg以上(图8b)。此时地面中尺度辐合线也移至运城北部，不稳定能量触发后发生短时强降水天气，CAPE值≥1600 J/kg的范围减小，但是运城地区的不稳定能量仍然在1500 J/kg左右。23时运城、夏县继续出现短时强降水天气，地面中尺度辐合线略微南移至运城站附近(图8c)。辐合线附近辐合强度强，出现的短时强降水天气强度也更强。之后不稳定能量被完全释放，运城地区的强对流天气也基本结束。

图8 2014年7月22日15时(a)、20时(b)、23时(c)CAPE(阴影)分布及地面风场(矢量)

综上分析，中尺度数值模式模拟结果与实况较为一致。下文将使用模拟结果分析中尺度对流系统风场结构特征。

5.2 风场垂直结构和演变特征

分析中尺度数值模式输出的逐小时各层风场变化可知(图略)，200 hPa高压不断南压西扩，而且风速增大，高压西侧外围风的辐散强度和范围都在扩大，23时运城地区的短时强降水外围风辐散最强，强度最大，此时的短时强降水强度也最大。700 hPa上16时在山西南部为一致的西南风，在沁源附近存在较大的辐合中心，而后风场偏西分量逐渐增大，20时长治地区转为西风，此时运城地区风场切变明显，辐合增强，23时运城南部偏南气流明显增强，降水强度也明显强于20时的降水。对应850 hPa上，16时在长治晋城地区为一致的东南风，东南风受地形阻挡，在长治西北部形成东南风与东北风强辐合中心，之后东南风偏东分量增强，偏南风分量减弱，在20时变为一致的偏西风，强辐合中心南压、西扩，临汾、运城、晋城等地均存在明显的辐合中心，直至23时，850 hPa风场在运城地区都存在一条近似东-西走向的切变线。这种风场在不同层次上的垂直结构及变化，为强降水的发生提供了有利的动力条件。

35.15°N处20时、23时的风场垂直剖面显示，20时，在111°E附近垂直层上主要表现为纬向风切变，且近地层到500 hPa纬向切变达到15 m/s，而经向风风速较小，在111°E附近表现为多层切变，切变最强为6 m/s。23时，在111°E附近经向风风速增加，风速垂直切变迅速增强，近地层到500 hPa最强垂直经向风切变达到16 m/s(图9a)，纬向风切变层压缩，对流层低层风切变增强，近地层到700 hPa垂直风切变达到12 m/s，而且从700 hPa到500 hPa之间也存在较弱的纬向风切变(图9b)。与20时的风场垂直结构相比，23时的风场垂直切变显著增强，因此23时的降水强度较20时要强(图9c)。叶更新等[31]研究表明,风垂直切变对风暴的作用只表现在风速大小随高度的变化和水平涡度的作用上，而风向随高度的变化是大气对流的结果而不是原因，对流越强，风向垂直切变越强。从35.15°N在16时到23时的风速垂直变化来看(图略)，18时在111°E附近650 hPa以下风速垂直变化增大，比强降水出现时间提前2 h，而22时在111°E附近又出现多层风速垂直变化。可见，风速随高度的变化作为风暴发生的原因，能够提高对流天气预报的时效性。

图9 过35.15°N经向风分量v在2014年7月22日23时(a)和纬向风分量u在20时(b)、23时(c)的垂直剖面

风场及散度场(图略)的变化，局地特征明显。16时前后低层的辐合主要出现在山西东南部沁源附近。随着时间的推移，20时前后辐合在运城附近更为明显，而且23时前后辐合增强，运城地区降水增幅。从风场的垂直结构变化可以看出，运城和夏县23时短时强降水强度比20时的显著偏大的原因，主要是动力条件加强，23时的风场辐合及垂直风切变强度明显大于20时的。

6 结果与讨论

此次暴雨天气过程主要是由短时强降水造成的，降水强度大,持续时间短,局地性强。通过天气背景、FY-2E气象卫星和雷达及地面加密分钟资料和数值模拟结果精细分析，得出以下结论：

(1)200 hPa南亚高压强盛稳定，500 hPa副高稳定西伸，低层切变线稳定少动，山西南部低层大气不稳定度持续增强，是造成此次对流性暴雨天气的主要环境条件。

(2)卫星和地面降水资料对应分析表明，降水初期对流云团分散，沁源站的降水强度随着本地对流云团的减弱而迅速减小，而运城、夏县的对流云团在有利的风场结构下出现了合并，≥1 mm/min的强降水持续时间较长。对流云团初生阶段强降水主要出现在对流云团偏东偏南侧的TBB梯度大值区，而在发展旺盛阶段强降水主要出现在对流云团外围偏西偏北侧的TBB大值区、靠近中心位置附近；对流云团成熟阶段时降水强度最强，之后降水强度减弱。

(3)从雷达反射率因子分析知，沁源站的强降水是由“列车效应”造成的，而运城、夏县两站的短时强降水，主要是由于强回波移速较慢，在局地停留时间较长造成的。雷达径向速度与地面分钟降水数据对应分析表明，沁源站在成片的负速度区出现小范围正速度区，这种风场的不连续，是造成沁源短时强降水的重要触发因素；而运城、夏县的降水增幅与偏南风风速的增加有很好的对应关系。雷达径向速度场上径向风向风速的变化对降水强度变化有很好的指示意义。

(4)风场垂直结构及演变特征显示，强回波区上空高层辐散、低层辐合的倾斜垂直结构，不仅加强了对流单体的发展，而且延长了对流的时间，为短时强降水的发生提供了有利的动力条件。计算分析垂直风切变变化表明，纬向和径向风切变在对流的不同发展阶段特征不同，对强对流发展及强降水的作用也不同。低层径向风切变大小与短时强降水强度关系更密切。