2015年冀中廊坊短时强降水的风场垂直结构特征

2021-09-16田晓飞任福玲周玉都

气象与环境科学 2021年5期

许敏，田晓飞，任福玲，周玉都，王洁

(1.廊坊市气象局，河北廊坊 065000；2.永清县气象局，河北永清 065600)

引言

短时强降水是华北地区主要的灾害性天气之一，具有突发性强、雨强大等特点。多年来，国内外气象工作者从物理量场、天气形势等不同方面对强降水天气进行了分析。近年来，随着多普勒天气雷达、风廓线仪、微波辐射计、多要素地面自动站等探测设备的广泛布设，探测资料多样化，一些理论研究者和气象一线的工作者从多角度深入分析了短时强降水的特征，同时高时空分辨率探测资料也让探索中小尺度系统的诱因成为可能。徐灵芝等[1]通过对非常规资料的应用研究发现，暴雨开始前约1～2 h边界层急流和低空急流建立，且低空急流在强降水发生前达到最强，风廓线雷达有能力捕捉到对暴雨预报有指示意义的信号。武威等[2]则认为，低层偏东气流与高空槽前西南气流配合产生经向次级环流，使上升运动增强，这是强降水形成的原因之一。王令等[3]对比分析了北京两次突发性局地强降水，认为在有利的天气形势背景下，暴雨回波更容易在中尺度系统的扰动下突发。李青春等[4]利用新型探测资料对2009年北京的一次典型局地暴雨进行分析诊断，探讨了近地面层辐合线与降雨强度及落区的关系。王丛梅等[5]在对太行山东麓两次不同天气背景下的强降水分析后发现，太行山地形通过增强辐合上升运动、增大垂直风切变，使雷暴下山加强。马月枝等[6]同样考虑了地形的影响，认为太行山脉东侧的雷暴外流边界受地形抬升作用，触发大范围分散的对流单体，导致了局地短时强降水天气。何群英等[7]初步分析了2012年7月25—26日天津持续性、局地性大暴雨，认为强降水由3个β中尺度对流云团发展加强所致，与其对应的是若干个γ中尺度对流回波，明显的列车效应和充沛的水汽供应导致降水时间长、强度大。郭虎、孙靖等[8-10]利用地面自动站、GPS水汽、风廓线、SA雷达等多种高时空分辨率资料，分析了北京局地暴雨和强降水过程不同的动力机制和触发机制，以及对流单体的组织发展成因。另有多名学者在短时强降水的成因诊断、物理量特征、天气系统配置等多个方面取得了丰硕成果[11-18]。

京津冀地区地形复杂，前人对该地区强降水的研究成果多与太行山或海洋这种特殊的地形或下垫面关系密切。由于廊坊地处平原地带，短时强降水成因与保定、石家庄、秦皇岛等地的有着较大的差异。本文利用MICAPS自动气象站、风廓线雷达资料和NCEP再分析资料，对2015年冀中廊坊短时强降水天气进行综合分析。

1 资料介绍

本文中降水统计所用的资料为2015年国家气象观测站逐小时和区域气象观测站逐分钟降水资料，天气形势分析使用了MICAPS资料和美国NCEP逐6 h分辨率1°×1°再分析资料。低空急流和低空切变的分析，以及相关计算使用了风廓线雷达资料，该风廓线雷达位于河北省大厂回族自治县(简称大厂县，下同)(116°56′47″E、39°54′45″N)，型号为CFL-03ZC，主要技术参数见表1。大厂隶属于河北廊坊市，地处华北平原北部,与北京东部通州区接壤，其风廓线雷达于2014年11月建成并投入运行，有效弥补了河北中北部探空资料低时空密度的不足，为多种天气的分析与预报研究提供了高精度的风场资料。

表1 CFL-03ZC风廓线雷达主要技术参数

2 结果分析

2.1 2015年廊坊短时强降水概况

短时强降水是指1 h降水量达到或超过20 mm的降水过程[19]。2015年廊坊全市共出现短时强降水21站次，各县(市)平均为2.3站次。其中，大厂和市区的最多，均为4站次，香河、永清、文安和大城的最少，分别出现了1站次(图1a)。

从月分布特点来看(图 1b)，2015年廊坊的短时强降水出现在5-9月，集中于7月和8月，7-8月强降水发生站次占全年的85.7%。日变化特征为(图 1c)：03-04时和14-18时是短时强降水最高发的两个时段，其中峰值03时和16时发生频率都达到了14.3%；次高发时段在08-09时，频率约为5%-10%；另外，20时至00时也出现了短时强降水，但发生频率相对较小，均在5%以下。综上可见，2015年午后至傍晚和后半夜是廊坊短时强降水的高发时段。

图1 2015年廊坊各县(市)短时强降水发生站次(a)、月分布(b)和日变化特征(c)

就全年的短时强降水过程来看(表2)，最早开始于5月17日(固安)，最晚的结束于9月25日(廊坊市区)。进入7月后降水强度明显增大，尤其是7月中下旬至8月上旬，雨强普遍可达30～50 mm·h-1。7月18日出现范围最广的短时强降水天气，集中于廊坊、固安、永清和霸州等中部县市，最大雨强达到66.6 mm·h-1。2015年廊坊的区域性短时强降水天气较少，仅出现一次，其余均为单站或两站的局地过程。

表2 2015年廊坊全市短时强降水过程小时降水量 mm

2.2 短时强降水风场特征分析

2.2.1 低空急流

一般来讲，低空急流是指出现在850 hPa或700 hPa等压面上，风速≥12 m·s-1的西南风极大风速带[20]。低空急流携带着大量的水汽和能量。当暖湿空气向北输送进入高空干冷空气下方时，即形成上干冷下暖湿的不稳定层结，一旦扰动触发对流不稳定能量释放，可使上升运动加强[21]，导致强降水的发生。从廊坊短时强降水开始前至结束后低空急流的变化情况(表3)可以看出，在7次天气过程中，低空急流均早于强降水出现，提前时间在6～114 min，平均提前量约为46 min。在全部个例短时强降水发生过程中，低空急流逐渐减弱，并且在强降水结束后迅速消失。进一步分析后发现，雨强减弱至20 mm·h-1以下后，低空风风向发生了明显变化，由西南风迅速转为偏东风或西北风。因此，低空急流的监测和分析不仅对短时强降水的临近预报有一定的指导意义，也可通过高时空分辨率的数值预报产品的应用来提高其短期预报的准确率。

表3 廊坊短时强降水开始前至结束后低空急流变化情况

低空急流指数的计算公式为

I=V/D

(1)

式中，V为2 km以下边界层急流中心最大风速(单位m·s-1)，D为12 m·s-1风速在该时次中的最低位置(单位：km)。该指数可定量衡量短时强降水与低空急流的关系[22]。从短时强降水开始前后西南风低空急流指数变化来看(表4)，在强降水发生前的1 h，低空急流指数平均值已突增至15.6 m·s-1·km-1，并且出现了46.3 m·s-1·km-1的极大值；在强降水发生的时段内，低空急流的平均强度和极值较前期均有所下降；雨强减小至20 mm·h-1后，平均低空急流指数迅速跌至1.3 m·s-1·km-1。可见，强降水发生前西南风低空急流显著而持续的加强，为降水地区雨强的增大起到了至关重要的作用。

表4 廊坊短时强降水开始前至结束后低空急流指数小时平均值和极大值变化 m·s-1·km-1

2.2.2 低空风切变

一般情况下，低空切变线尺度较小，持续时间短，但往往对强对流天气的触发起着至关重要的作用[23]。近年来，多普勒雷达、风廓线等高时空分辨率探测资料的应用，以及数值预报的快速发展，为强降水的临近预报研究提供了有力的支持。将低空风切变指数的计算方法定义为

I=VS/ΔH

(2)

其中，VS为约600 m高度以下的最大垂直风切变，ΔH为两个风矢量间的高度，本文中取值为60 m[23]。

通过分析短时强降水过程前后最大低空风切变指数变化可以看出(图2)：在强降水开始1 h前，每个探测时次的最大低空风切变指数已普遍增大至0.050～0.100 s-1，部分时段强度可达0.139 s-1，平均指数为0.086 s-1，达到了中等强度风切变；强降水开始后，最大低空风切变强度略减小但仍维持在较高水平，最大极值降至0.109 s-1，1 h平均强度为0.080 s-1；强降水结束 6 min后，切变指数迅速降低，强度仅为0.031～0.056 s-1。可见，低空风切变增强时刻要早于强降水开始出现时刻，且强降水开始1 h前的平均低空风切变指数甚至超过强降水过程中的低空风切变指数，高指数的维持为强降水的形成创造了良好的动力条件。

图2 廊坊短时强降水过程前1 h至结束后1 h最大低空风切变指数随时间的变化

2.3 短时强降水热力条件分析

在实际天气分析中，为了更简便地了解环境大气的热力稳定度层结，气象学家定义了大量的热力稳定度参数[19]。其中，较常用的有对流有效位能(CAPE)、K指数、沙氏指数(SI)、能量螺旋度(EHI)、抬升指数(LI)和Δθse850-500。表5中给出了不同雨强下北京探空站各热力不稳定参数，从中可见，当雨强为20-40 mm·h-1时，CAPE值的平均强度不足1000 J·kg-1，EHI为365.3 J·m·kg-1·s-2·10-4，但雨强达到40 mm·h-1时，CAPE值跃增至2573.7 J·kg-1，EHI达到1355.9 J·m·kg-1·s-2·10-4，同时Δθse850-500和LI也有4-7 ℃的上升。可见，较大降雨强度的形成不仅与动力条件有关，还与热力不稳定环境有着密切关系，高指数与大的雨强有着非常好的对应关系。

表5 北京探空站大气热力不稳定参数

3 典型个例分析

3.1 降水概况

2015年7月18日凌晨开始，廊坊全市陆续出现降雨天气，17日20时—18日20时的累计雨量最大地区位于中南部的霸州，达到81.0 mm，另有固安和永清两县也达到暴雨量级，雨量分别为55.4 mm和50.3 mm，北部和南部地区普遍在7～19 mm，最大、最小雨量差值达到73.1 mm，强降雨出现在02-03时，最大雨强达到66.6 mm·h-1(图略)。

3.2 天气形势演变

从高空500 hPa形势场来看(图3a、b)，17日08时在蒙古南部形成闭合低涡中心，其南部在我国境内河套地区有深厚的低槽配合，河北处槽前西南气流中，南亚高压呈西部型，中心位于青藏高原，副热带高压退居海上；20时南亚高压北部脊略微北抬，副热带高压位置稳定，阻挡冷涡低槽东移，使其在河套至华北地区较长时间维持，有利于700 hPa以下西南风携带暖湿气流不断为华北中部输送水汽。08时地面形势图上可以看到(图3c)，华北北部至东北有弱高压系统，廊坊位于其南部，到20时高压南压，回流形势的建立和维持使近地层冷空气垫形成(图3d)，暖湿气流不断爬升，在700 hPa和850 hPa低空切变的触发下突发短时强降雨。

图3 2015年7月17 日500 hPa高度场和地面形势场

3.3 风的垂直分布特征

风向风速随时间和空间的变化可直接或间接反映天气系统的活动情况[24]。水平、垂直风切变，以及西南低空急流的形成和维持，对短期强降水的发生起着至关重要的作用。

在此次天气过程中，18日01:30后700-1500 m高度上偏东风风速由2～4 m·s-1突增至30 m·s-1以上(图 4a)，同时垂直风切变指数由0.02～0.05 s-1增至0.07 s-1左右(图 4b)。此后垂直风切变指数继续增大，02:00-03:30低空风切变指数维持在较高水平，大多时段达到0.1～0.2 s-1，几乎同时，2000 m以下出现明显的西南风低空急流和超低空急流，1500 m(约850 hPa)高度最大西南风风速达到31.6 m·s-1。02:42后低空急流指数出现持续增长(图 4b)，在03:18达到极值79.2 m·s-1·km-1。随后开始逐渐减小，03:40后低空风切变指数也迅速降至0.03 s-1以下。对比强降水发生时段可清晰看到，西南风低空急流指数和垂直风切变指数均在雨强增大前30-60 min出现跃增现象，也就是说强盛暖湿气流的输送既为降雨区提供了必备的水汽条件，也使大气不稳定能量增强，引发对流性天气的产生，同时垂直风切变的加强为降雨强度增大创造了优越的动力条件。

图4 2015年7月18日垂直风廓线(a)、低空风切变指数和急流指数(b)随时间的变化

3.4 垂直气流

通常情况下，上升气流出现时刻早于强降水发生时刻，表明西南气流携带的水汽和能量开始在降水地区被强迫抬升，直至降水开始后下沉气流占据绝对主导地位[25]，可见，垂直气流与强降水的产生有着密不可分的关系。图5中给出了垂直速度随时间和高度的分布，可以看出，01:30左右时500-3500 m高度已转为上升气流，强度较弱，仅-0.2～-0.1 m·s-1。此时距短时强降水开始约90 min。随后上升气流高度逐渐抬升，到02:30升至1500-6500 m，最大强度-0.4 m·s-1，垂直厚度达到5000 m左右。在此后的约30 min内，上升气流的高度下降至660 m，伸展厚度和强度维持。03:00，上升气流强度减小，且厚度迅速减至1000 m，随后30 min内整层大气转为一致下沉气流，在强降水出现的1 h内最大下沉速度达到6 m·s-1。