安徽北部一次局地特大暴雨过程的中尺度特征分析

蔡雄辉，邱学兴 ，郭 婷 ，田 磊

（1.蚌埠市气象局，安徽 蚌埠340300；2.安徽省气象台，安徽 合肥230031）

暴雨是重要的灾害性天气之一，常造成内涝、洪水、泥石流等自然灾害，给人民生命财产安全和社会经济发展带来严重威胁，对暴雨的观测分析和预报预警一直是国内外气象工作者关注的焦点。

研究表明暴雨是在有利的天气形势和环境条件下形成，低空急流和超低空急流与暴雨的形成具有密切关系[1-4]，而纯粹的短时强降水具有高的0 ℃和-20 ℃层，比较高的边界层露点温度[5]。早在20 世纪80 年代陶诗言[6]就指出梅雨锋降水是多尺度系统相互作用的结果，中尺度对流系统往往是导致暴雨的直接影响系统[7]，边界层辐合线是对流发生发展的重要因素之一，“后向传播”机制是雷暴产生强降水的重要成因[8-12]。2014 年7 月19 日夜间黑龙江暴雨的研究表明中尺度对流雨带沿边界层辐合线生消[13]，2018 年北京“7·16”特大暴雨的研究也指出边界层辐合线是对流触发并逐渐组织成带状对流系统的关键影响因素，边界层辐合线方向、低空急流轴、回波移动方向三者几乎重叠是造成对流后向传播和“列车效应”的有利条件[14]。

安徽北部地处黄淮之间，为平原地形，气候属于南北过渡带，冷暖空气活动频繁，多极端天气。据安徽气象工作者统计，安徽淮北地区是短时强降水高发区，雨强≥50 mm/h 的强降水频发，淮北地区出现概率最高，将其形成的天气形势归纳为低槽东移型、西北气流型和台风型3 类[15]，但针对极端降水的研究并不多。2018 年6 月27—28 日安徽北部局地出现特大暴雨，12 h 最大累计降水量达358 mm，并伴有雷雨大风，是一次极端强降水事件，造成蚌埠市县大范围城市内涝。为分析此次局地特大暴雨的形成原因，特别是对流的触发和维持机制，本文利用地面加密自动站观测、卫星云图、蚌埠雷达观测和NCEP再分析等资料，分析强降水过程的中尺度特征，以期揭示此次局地特大暴雨的中小尺度特征，为今后类似强降水预报提供参考依据。

1 降水过程天气实况

2018 年 6 月 27 日 18 时（北京时，下同）—28 日06 时，安徽北部出现一次局地特大暴雨，强降水中心主要在安徽蚌埠地区及其附近。28 日16 时过去24 h 包括加密自动站累计降水量有235 站≥50 mm、111 站≥100 mm、15 站≥250 mm。24 h 累计降水量最大的是固镇站，达271.9 mm，破该站日降水量极值；最大加密站为蚌埠司陈站，为358.3 mm，其最大小时雨强达 97.7 mm/h（27 日 22—23 时）、最大10 min 降水量达 35 mm（27 日 22：05—22：15）。降水于27 日16 时前后开始，由一个局地普通对流单体引起，在和另一个单体合并之后发展。19 时对流迅速加强，降水随之增强，并持续至28 日06 时，在此阶段强降水落区缓慢南移，安徽北部最大小时降水量均达60 mm 以上，雨强≥20 mm/h 的站点数在20 站以上。07 时后降水仍持续但迅速南压减弱，安徽北部地区降水结束。

2 天气背景分析

2.1 高空环流背景

27 日08 时西太平洋副热带高压（简称“西太副高”）588 线位于沿淮附近，安徽北部受东北冷涡后部西北气流控制。在东北冷涡温压结构不对称、大气斜压性强时，冷涡的西、西南、南至东南部易发生强对流天气[16]。这种形势有利于不稳定能量的积累，是皖北地区常见的强对流天气形势。27 日20 时，西太副高略有南落，588 线位于江淮之间，安徽北部仍受冷涡后部的西北气流控制，850 hPa 低槽位于皖西北的豫皖交界附近，落后于高空槽，为前倾槽结构，槽前西南急流风速 12～14 m/s（图 2a）。925 hPa 安徽北部位于超低空西南急流的出口左侧。低空急流、超低空急流均能源源不断输送暖湿气流，而高空位于槽后有干冷平流，位势不稳定层结建立并维持，易触发对流。28 日08 时850 hPa 低槽东移南压到沿淮一带，系统移动缓慢维持时间长。200 hPa 南亚高压东伸，安徽北部上空等高线和风场均为疏散状，即高空位于分流区，有明显的辐散。

2.2 水汽条件和热力条件

27 日20 时安徽北部地区的大气可降水量达到了70 kg/m2左右，大气绝对含水量充足（图3a）。在27 日20 时阜阳探空站上（图3b），露点温度在20 ℃以上的高度达到了828 hPa，850～400 hPa 的温度露点差基本＜4 ℃，接近饱和、湿层深厚。850 和925 hPa西南风风速＞12 m/s，低空急流和超低空急流为暴雨区源源不断输送水汽和不稳定能量。这些均为特大暴雨提供了充足的水汽条件。

图1 6 月27 日16 时—28 日16 时安徽北部累计降水量（a 单位：mm）和蚌埠市司陈站逐小时雨量、最大小时降水量和逐小时≥20 mm/h 站点数（b）

图3 6 月 27 日 20 时大气可降水量（a，单位：kg/m2）和阜阳站探空图（b）

在同一探空图上，CAPE（convective available potential energy，对流有效位能）值达 1 922 J/kg，修正到以地面作为抬升层，则CAPE 值达3 393 J/kg。安徽省气象台研究成果表明[15]，虽然中等强度的CAPE 值有利于极端强降水，但西北气流型的短时强降水中75%的CAPE 值＞2 000 J/kg，这是与其他类型的短时强降水有较大区别的地方。自由对流高度约在859 hPa，平衡高度达100 hPa，CAPE 值区域狭长。如果到以850 hPa 作为起始抬升层，则CAPE值为2 067 J/kg，抬升凝结高度在837.5 hPa，自由对流高度833.5 hPa，离抬升层很近，即边界层只要有一些扰动便可以触发强对流。K 指数为45 ℃，K 指数虽然是不稳定能量参数，但和安徽降水之间有更好的对应关系，据统计皖北地区K 指数达到36 ℃以上就有利于出现暴雨。SI 指数为-5.82 ℃，非常有利于出现强对流天气，0 ℃层的高度在5.3 km 左右，-20 ℃层高度达8.8 km，暖云层深厚。探空风廓线上，700 hPa 高度以下风向随高度顺转且风速随高度减小，700 hPa 以上顺转不明显。0～6 km 垂直风切变约为 14 m/s，0～1 km 垂直风切变约为 8 m/s，这些均有利于对流的维持。700 hPa 附近为偏西风且风速最小，即引导气流的方向向东且偏弱。

上述分析表明，安徽北部有以下几个特征：（1）西太副高外围和前倾槽使大气层结强烈的不稳定，热力条件非常有利于出现强降水对流天气，低层低槽还可以起到触发对流的作用。（2）湿层十分深厚，低空急流、超低空急流既为暴雨区供应水汽和不稳定能量，同时还能触发对流单体。（3）引导气流方向向东且较弱、暖云层深厚。（4）200 hPa 高空位于分流区。（5）天气尺度系统移动缓慢，影响时间长。

3 云图和雷达分析

3.1 云图特征分析

27 日 18：30—28 日 05：30 的卫星云图演变可见（图4）。16：30 在安徽固镇附近有对流云团生成并向东发展，18：30 该云团位于苏皖交界处（图4a 中B 云团），同时在上游安徽蒙城附近有新的对流云团生成（图 4a 中 A 云团），19：30 两个云团合并并显著发展（图4b 中C 云团），使云团范围扩大强度变强。此后该云团持续发展，呈椭圆形结构形式，云团后部不断有新的云系生成并合并到主体云团中（图4c 中画圈处）。04：30 之后更是逐渐延伸出一条新的云系（图4d、4e），并得到了发展加强（图4f）。云团后部伸出的云系是新的对流单体在不断生成并向东发展，存在后向传播，只是新生单体和风暴主体十分靠近，很快与风暴主体合并发展连在一起。通过演变可以看到新单体生成的源地始终在安徽蒙城附近，这种后向传播的作用造成暴雨云团后部始终稳定少动，27 日 18：00—28 日 06：30 一直维持在安徽北部的沿淮附近，导致强降水在安徽北部的蚌埠地区及附近持续发生，维持时间达12 h 并形成局地特大暴雨，07：30 后云团才开始加速南压。

图4 FY-2E 红外卫星云图

3.2 雷达观测分析

23：18 时降水最强时段蚌埠雷达反射率因子剖面图可以看到（图5a），有6 个单体侧向排列，为典型的线（带）状对流，其中1~5 号单体均是低质心单体，＞45 dBZ 的反射率因子高度主要集中在5 km 以下，即使最强的6 号单体，最强的反射率因子中心也在5 km 左右，而0 ℃层的高度在5.3 km 左右，降水具有低质心暖云降水特征。图5b 为蚌埠雷达22：33 的0.5°仰角反射率因子叠加STI 产品，图中强回波呈西北—东南向的带状回波，而风暴的移动方向基本也是西北—东南方向，移动方向与长轴方向基本一致。回波演变过程中，在主体回波带后部的蒙城、涡阳、利辛等地区附近（图5b 红圈）不断有新的单体生成，并加强、合并到风暴主体中，存在明显后向传播。新生单体离风暴主体后部较近且发展迅速，很快与风暴主体合并，因而表现为不断补充，这与云图特征一致。

图5c、5d 分别为最强降水时段的蚌埠雷达风廓线和0.5°仰角径向速度图。边界层强垂直风切变：300～900 m 由东北风转为西南风，风向随高度强烈逆转，表明近地层有强的冷平流，其上为西南暖湿入流气流，这是边界层内雷暴高压的出流边界强迫抬升暖湿空气的表现，穿过雷暴冷高压中心位置画速度剖面，零速度线高度可达1.5 km 以上，辐合线强迫抬升高度超过自地面抬升的自由对流高度。同时由于低层风向转变，0～6 km 垂直风切变增强，垂直风切变的增强有利于对流组织成线状[17]。850 hPa 左右西南风速随时间增强，表明急流和暖湿输送在增强，雷达站西南部风速大于东北部风速，表明低层有风速辐合。700 hPa 为偏西风且风速较小，表明向东的引导气流偏弱。维持的时间长，也说明系统影响时间长。

图5 蚌埠雷达图

4 地面加密资料分析

分析加密自动站资料发现有非常明显的中尺度特征，雷暴高压和边界层辐合线始终存在并与强降水相互作用，降水的各个阶段与雷暴高压、边界层辐合线的演变阶段相对应。下面将结合雷达资料就雷暴高压和边界层辐合线的形成（27 日 16：00—17：00）、维持（17：00—28 日 07：00）、减弱消亡（07：00 之后）阶段的演变过程进行分析。

4.1 形成阶段

最初阶段表现为地面出现冷中心。15：30 在安徽固镇县西边出现两个孤立新生单体并向东发展（图 6a），15：40 出现对流出现降水，16：10 两个单体合并，降水增强，同时地面气温骤降出现冷中心（图6b、6c），地面冷中心与降水中心一致。在此时虽然出现地面冷高压，但风场仍为环境风场的西南风，没有出现向外辐散的流场。

16：50 伴随着降水增强，地面冷高压也在增强，冷中心范围扩大，出现辐散流场并与环境风场形成半包围状的边界层辐合线（图6d）。尤其是冷高压西到西南部的偏东、东南气流与环境场西南风形成的辐合线最明显。在冷暖交界处温度梯度大，形成等温线密集带，边界层辐合线（加粗虚线，下同）的走向与等温线密集带基本一致并偏向暖侧。此时边界层辐合线和降水中心位置靠近并位于淮河以北。

图6 蚌埠雷达 6 月 27 日 15：30 反射率因子（a）、16：10 反射率因子（b）、16：10 地面等温线及风场（c）和 16：50 海平面气压及风场（d）

4.2 维持阶段

随着强降水的持续，冷高压持续增强，对流风暴上游的边界层辐合线向西、向外扩张，19：30 风暴后部（西部）的辐合线到达蒙城和利辛之间。27 日22—23 时是降水最强的时段，最大小时雨量和10 min 雨量就出现在这个时段，图7a 为22：30 的温度场和风场，此时冷中心进一步增强扩大，但中心仍位于沿淮淮北，边界层辐合线呈西北—东南向，并与温线密集带暖边界走向高度一致，风暴后部的辐合线仍位于蒙城和利辛之间，其北部扩张到了河南永城南部，南部扩张到了凤阳以南。图7b 为22：30海平面气压场和强降水的分布，地面高压随着降水的增加而增强，辐合线上均有降水出现，≥20 mm/h 的强降水雨带位于辐合线冷侧且大致与其平行，降水中心位于冷中心附近，雨带后部与辐合线距离最近处 10～20 km。28 日 03：30（图 7c，7d），从降水分布可以看到降水中心缓慢南压到沿淮附近地区，风暴的后部南压了10～20 km，与之对应的风暴后部的边界层辐合线向西推进了约10 km，辐合线呈准静止状移动非常缓慢，与强降水雨带距离增大到20～30 km，仍然很靠近，但东段已明显的顺转南压，与强降水雨带距离超过60 km，辐合线由西北—东南向转为西北偏北—东南偏南向。在此过程中，辐合线呈准静止状部位的位置与云图上（图4c、4d、4e、4f）云团主体后部伸出的新云系尾部位置相对应。结合加密雨量观测来看，新生云系对应的地区也能产生50 mm/h 以上的强降水，并持续了3～4 h，表明靠近风暴后部的准静止边界层辐合线起到了很强且稳定持久的触发对流和加强暖湿气流倾斜入流的作用。而边界层辐合线东南段触发的对流单体很少，表明远离主体后的边界层辐合线触发作用减弱。

图7 6 月 27 日 22：30 地面等温线和风场（a）、6 月 27 日 22：30 海平面气压和 23 时 1 h 降水（b）、6 月 28 日 03：30 地面等温线和风场（c）和 6 月 28 日 03：30 海平面气压和 04 时 1 h 降水（d）

4.3 南压及减弱消亡阶段

蚌埠雷达风廓线图上（图 8a），28 日 06：00 后高空引导气流逐渐由偏西气流转为西北气流，降水回波的移动方向逐渐由长轴转向短轴方向；07：00 后边界层辐合线、冷高压和降水南压速度加快，但南压过程中边界层辐合线快于降水和冷高压；08：00 降水主要位于安徽江淮之间，安徽北部地区降水结束（图8b）。降水南压过程中边界层辐合线和对流风暴的距离相对增大，但并未完全脱离，尤其辐合线西北段仍较靠近对流风暴，因此降水虽然减弱，但并没有结束，该降水系统后来一直南压到安徽沿江一带并持续到当日下午，直到边界层辐合线和降水中心距离过远，大范围冷垫阻断了暖湿气流的输送，降水才迅速减弱、边界层辐合线一同消失。

图8 蚌埠雷达 6 月 28 日 06—07 时风廓线（a）及 6 月 28 日 07：30 地面风场和 08 时小时降水（b）

4.4 结合雷达分析边界层辐合线的作用

图9 为蚌埠雷达0.5°仰角反射率因子产品，其中红色虚线为边界层辐合线，亮红圈为单体新生的主要区域。图 9a、9b 为 6 月 27 日 20：30 前后的反射率因子和边界层辐合线辐合线，主要有2 个特点：（1）对流单体主要在辐合线附近的冷侧生成并东移，这在图9b 中红圈处表现非常明显。（2）少数单体在辐合线以西生成，在东移到辐合线之前强度不强，但一旦东移到辐合线上就明显增强，最终强回波均在辐合线的冷侧。图9c、9d 为22：30 前后的反射率因子和边界层辐合线，此时辐合线西北部伸展到了河南永城南部，同样图9d 红圈处的单体也均是沿着辐合线局地生成的，风暴南部的辐合线冷侧也有单体新生，但发展不大很快消亡，28 日03：30 前后（图9e、9f）的情况亦与之类似。在对流风暴略微南压、涡阳北部到永城一带的辐合线消亡后，该区域（图9d上部红圈）基本再无对流单体新生，这从侧面进一步说明边界层辐合线是重要的触发机制。由以上分析可见：（1）边界层辐合线有很强的触发和维持、增强对流的作用。（2）边界层辐合线呈准静止部位（蒙城、利辛附近）的冷侧是始终存在的、主要的对流单体新生和发展、增强的区域。

图9 蚌埠雷达0.5°仰角反射率因子

综合以上加密站、雷达图的中尺度分析，有以下几点特征：（1）雷暴高压伴随着降水出现而出现，随着降水的增强而增强、移动而移动，降水中心基本与雷暴高压冷中心位置一致。（2）边界层辐合线是雷暴高压出流气流与环境风场汇合形成的，也基本伴随着强降水过程的始终，位于风暴后部的西北—西南段呈准静止状，西南—偏南段南压相对较快。（3）边界层中尺度辐合线与雷暴高压温线密集带走向保持一致并偏向暖空气一侧。（4）对流单体主要在边界层辐合线附近的冷侧触发或得到发展、增强，其与雷暴高压的位置靠近时作用明显，而距离增大后作用迅速减小。（5）后向传播主要发生在边界层辐合线准静止部位附近的冷侧。

5 结论和讨论

在分析高低空天气形势、水汽条件、热力条件基础上，尤其是自动站加密观测资料结合多普勒天气雷达进行中尺度特征分析，得出以下结论：

（1）此次过程是在副高外围、200 hPa 高空分流区及前倾槽结构的背景下，加上晴空辐射增温，使大气层结强烈不稳定。低层高温高湿，低空急流、超低空急流的发展增强均为特大暴雨的形成提供了充足的水汽和不稳定能量。

（2）垂直风切变的增强使对流组织成线状，高空引导气流为弱的偏西风，对流风暴移动慢，移动方向和线状对流长轴方向一致，并有明显的后向传播与合并发展，造成降水持续集中在安徽北部地区，形成特大暴雨。引导气流转为西北气流并加强后，对流风暴移动方向转向短轴，加速南压，安徽北部降水结束。

（3）低的自由对流高度、狭长状CAPE 值区域、强回波主要位于0 ℃层高度以下，暖云层深厚、合适的垂直风切变，这些都是高效率强降水的特征。

（4）雷暴高压和边界层辐合线的长期维持是此次过程的一个显著特点，伴随着降水过程的始终。边界层辐合线是重要的触发和维持机制，辐合线呈准静止并位于风暴后部是造成持久少动的后向传播的主要原因，也是造成此次过程的重要原因。

（5）降水主要位于边界层辐合线附近的冷侧，相比于高压的位置，强降水中心落区与雷暴高压冷中心位置更一致，而边界层辐合线则与高压冷池的暖边界相匹配。边界层辐合线和强降水之间的相互作用与这二者的相对位置有关，二者位置较靠近时边界层辐合线和强降水皆能稳定维持，距离增大后二者皆减弱至消失。

本文从天气形势、环境背景和中小尺度特征分析了2018 年6 月27—28 日安徽北部的一次局地特大暴雨过程。但为何地面环境风能长时间维持强的偏西或西南风，是不是和大别山区有关系？边界层辐合线后半段和降水相对维持稳定少动而前半段却移动较快的原因，还有此次过程主要发生在夜里，最强时段在半夜前后，白天就迅速减弱，有明显日变化，其原因又是什么？这些问题未能解答，仍有待进一步的分析研究。