大连地区一次副热带高压边缘暖锋暴雨机制分析

王秀萍，赛 瀚，刘晓初，李 燕

（1.中国气象局沈阳大气环境研究所，辽宁 沈阳 110166；2.大连市气象台，辽宁 大连 116001）

暴雨是中国夏季主要的灾害性天气之一，暴雨预报是气象工作者一直以来面临的难题。随着社会经济的发展，暴雨引起的城市内涝以及次生灾害给国民经济和人民生命财产造成的损失越来越大，因此对暴雨的预报和研究备受关注和重视。早在20 世纪70 年代，雷雨顺等[1-2]研究分析暴雨发生发展时指出，整层高湿环境是产生特大暴雨的重要条件。陶诗言[3]指出，暴雨天气是各种不同尺度天气系统相互作用的结果，暴雨的发生不仅需要有利的大尺度环流背景、充足的水汽供应，还需要持久的上升运动以及位势不稳定层结建立。随后很多气象工作者从不同方面对暴雨发生、发展机理及成因进行一系列分析研究[4-11]。研究发现，暴雨往往发生在有利的大尺度环流条件下，由中小尺度对流天气系统造成[4-6]；高、低空急流配合作用为暴雨提供水汽输送、热力和动力条件[7-8]；地面中尺度辐合线触发对流发展，特殊地形作用造成中低层气流辐合抬升，对降水增幅有不可忽视的作用[9-11]等，以上这些研究对暴雨的预报提供了一定的指导和参考依据。大连地处辽东半岛南端，东濒黄海，西临渤海，南与山东半岛隔海相望，北倚辽阔的东北平原。由于当地暴雨的突发性和局地性较强，再加上特殊的地理位置及地形特点，使得大连地区暴雨的预报和研究难度加大。为此，很多气象工作者[12-16]从大尺度环流形势、水汽条件、高低空急流、卫星云图、雷达图和数值模拟等方面对本地暴雨展开了众多研究，研究成果对指导该地区暴雨预报起着重要的指导作用，但对某些暴雨过程降水落区和强度的预报仍存在较大偏差，因此有必要对预报偏差较大的强暴雨过程进行分析研究。2020 年8 月31 日—9 月1 日大连地区出现一次副热带高压边缘暴雨到大暴雨，局部特大暴雨过程。当时跟进式的预报和服务在此次暴雨过程中发挥很大作用，但是对降水落区和降水强度的预报均与实况相比偏差较大，对降水极端性的估计也存在很大不足。因此，本文利用常规气象观测资料、自动站逐时降雨量资料、NCEP 逐6 h 1°×1°再分析资料，对此次暴雨过程的大尺度环流背景、水汽输送条件以及动力、热力机制等方面总结预报经验，从而加深对副热带高压边缘暴雨的认识，提高对此类暴雨的预报预警能力，更好地为防灾减灾提供优质的服务，有效预防或减小暴雨造成的危害。

1 资料和方法

本文使用2020 年8 月31 日大连探空站资料，2020 年8 月31 日—9 月1 日大连地区区域自动站逐小时降雨量资料以及美国国家环境气象预报中心（NCEP/NCAR）逐6 h 再分析资料（每日4 次、水平分辨率为1°×1°、垂直方向共31 层）。利用NCEP/NCAR 再分析资料分析大尺度环流背景、垂直结构特征，计算特大暴雨中心区域的动力、热力物理量分布。

2 结果分析

2.1 降水实况

2020 年8 月31 日08 时—9 月1 日01 时（北京时，下同），大连地区出现暴雨到大暴雨，局地特大暴雨（图1）。此次过程降雨带呈东北—西南向分布，平均降雨量为71.5 mm，220 个区域自动站有50%的站累积雨量＞50 mm，＞100 mm 的站点达到28%，＞250 mm 的有3 站。最强特大暴雨中心位于普兰店区双塔镇珍珠河，过程降雨量为264.9 mm，其次是庄河市荷花山乡同巨镇和桂云花乡，降雨量分别高达261.8 和250.6 mm；31 日22—23 时在庄河市步云山乡出现最强小时降雨，为113.1 mm。此次过程有4 个自动站出现1 h 雨量＞100 mm，突破这4个站有自动站降雨记录以来小时雨强极值，是一次非常典型的极端短时强降雨[17]。

图1 2020 年8 月31 日08 时—9 月1 日01 时大连地区降水量空间分布（单位：mm）

分析大连地区220 个区域雨量站逐小时降雨量演变情况可知，强降雨主要集中在31 日16—23 时，降雨期间出现连续8 h 雨强＞20 mm/h 的短时强降雨，21—22 时出现站数最多，为29 站；19—23 时出现连续5 h 雨强＞50 mm/h 的极端短时强降雨，也是21—22 时出现站数最多，为13 站；尤其20—23 时降雨强度最大，有4 个站雨强＞100 mm/h。此次强降雨过程共造成瓦房店市、普兰店区、庄河市3 个地区20 多万人受灾，城市内涝和次生灾害严重，给当地人民生命财产造成直接经济损失达7.8 亿元。

此次过程具有暴雨和大暴雨覆盖面广，强降雨时段集中，对流特征明显，暴雨强度大，单站小时降雨极端，灾害损失重等特点。

2.2 大尺度环境场特征分析

2.2.1 环流背景场分析

2020 年8 月31 日08 时（图2a），200 hPa 大连地区上空存在明显的高空急流，脊线呈东北—西南向，从内蒙古西部向东一直延伸到东北地区，大连地区处于200 hPa 急流轴南侧辐散区内。500 hPa 中高纬高度场呈“两脊一槽”形势，乌拉尔山—巴尔喀什湖上空为高压脊，鄂霍次克海上空受高压脊控制，贝加尔湖到蒙古国为高空槽，其上空槽线呈东北—西南走向。副高发展比较强盛，位置偏西偏北，北界维持在39°N 附近，588 dagpm 等值线控制山东半岛地区。9 号台风“美莎克”沿着副高南侧偏东气流向西偏北移动，造成副高588 dagpm 线向北凹进，因而副高南部被挤压，但副高北界位置稳定，副高外围的西南暖湿气流不断向北输送，为暴雨区提供水汽和动力条件。850 hPa 风场，大连地区为西南风控制，处于副高边缘的大连至烟台地区存在东北—西南向的暖式切变线，暖湿气流在切变线处辐合抬升，有利于形成暴雨天气。31 日20 时（图2b）副高稳定少动，受其阻挡，500 hPa 高空槽引导冷空气叠置在中低层强暖平流之上，进一步增加了大气位势不稳定层结，给该地区带来强降雨天气。之后随着低空急流向东移动，强降雨区随之向东北扩展和传播。

图2 2020 年8 月31 日08时（a）和20 时（b）500 hPa 位势高度（黑色实线，单位：dagpm）、850 hPa 温度场（红色虚线，单位：℃）、风场（风向杆，单位：m/s）和200 hPa 超过30 m/s 急流区（阴影区，单位：m/s）（黑色粗实线代表850 hPa 暖式切变线；红色方框代表大连地区）

综上所述，此次暴雨过程发生在远距离台风活动的有利背景下，由副高、500 hPa 高空槽和850 hPa暖式切变线共同影响所致。大连地区处于副高边缘，副高和远距离台风外围的偏南气流为暴雨区输送充沛的水汽，暖湿气流在切变线处辐合抬升，触发不稳定能量释放，从而产生强降雨，为此次大暴雨的产生提供有利的大尺度环流背景场。

2.2.2 探空资料分析

由2020 年8 月31 日08 时大连站的探空图可知，低层到高层风场随高度顺转，说明整层为暖平流。地面到500 hPa 为暖湿空气，而500 hPa 以上为干冷空气，这种上干冷、下暖湿的结构有利于大连地区上空产生对流不稳定。31 日08 时暴雨发生前，自由对流高度LFC 为753.1 hPa，抬升凝结高度（TCL）为971.1 hPa，说明水汽凝结高度低，有利于降雨形成；大气的湿层厚度为3 442.5 m，暖云层厚度约4 510.5 m。一般情况下，湿层厚度达到700 hPa 就容易出现暴雨[18]；暖云层厚度达到4 000 m 就算深厚。此次过程暴雨发生前，湿层和暖云层深厚，具备产生暴雨的条件。31 日20 时，对流层中低层西南风风速明显增强，湿层和暖云层进一步加厚，湿层厚度达到3 492.9 m，暖云层厚度达到5 180 m。Davis[19]和俞小鼎等[17]研究指出，暖云层厚度越大，降水效率越高，越有利于强降水的产生。由此可见，“8·31”过程湿层和暖云层深厚，云底高度较低，是导致产生高效率强降雨的有利条件。

2.2.3 水汽条件分析

研究表明[18]，暴雨的产生离不开充足的水汽条件。由特大暴雨中心（122.5°E，39.8°N）比湿和相对湿度的高度—时间剖面（图3）可以看出，降水开始前，8 月31 日08 时，700 hPa 以下相对湿度超过80%，随着降雨开始，低层相对湿度和比湿迅速增加并向高层伸展，饱和层厚度不断增加；20 时强降雨期间，饱和层厚度垂直伸展到400 hPa 附近，深厚饱和层的出现为强对流云团的发展提供了良好的水汽条件，有利于降雨加强；之后，随着饱和层厚度迅速降低，降雨也随之结束。由31 日08—20 时比湿可知，31 日08 时降雨开始前，850 hPa 比湿为12 g/kg，达到区域暴雨阈值[20]。随着降雨的加强，从地面到高空比湿不断增大，整体呈现上凸结构，20 时850 hPa比湿＞14 g/kg，超过区域暴雨的阈值，而且近地层比湿＞18 g/kg，表明中低空水汽特别充足，此时降雨强度开始增大；随着比湿快速减小，湿层厚度迅速下降，降雨也趋于结束。

图3 2020 年8 月30 日08 时—9 月1 日08 时比湿（等值线，单位：g/kg）与相对湿度（阴影，单位：%）（a）和水汽通量散度（阴影，单位：×10-7g·hPa/（cm2·s））与垂直速度（虚线，单位：×10-1 hPa/s）的时间—高度垂直剖面（b）

暴雨过程能够维持，不仅需要暴雨外围区有充足的水汽输送，还要有强烈的水汽辐合。水汽输送源与汇的强弱用水汽通量散度大小反映，其负值越大，表示水汽通量汇合越强，越有利于强降雨产生[18，21]。由特大暴雨中心（122.5°E，39.8°N）水汽通量散度和垂直速度的时间—高度垂直剖面（图3b）可知，31 日08—20 时，暴雨区上空500 hPa 以下呈现上升运动特征，强上升中心位于650 hPa，同时，水汽通量辐合不断增强，辐合层次也逐渐抬升，达到650 hPa 附近；31 日20 时900 hPa 以下低层形成水汽通量辐合中心，最大值超过-140×10-7g·hPa/（cm2·s），并且处于上升运动区内，此时降雨强度开始增大，21—22时普兰店区双塔镇珍珠河站1 h 降雨量达108.4 mm，22—23 时庄河步云山乡1 h 降雨量达113.1 mm；9月1 日02 时之后，随着中低空转为下沉运动，同时水汽通量散度变为正值，即为水汽通量辐散，降雨也随之减弱停止。

综上，降雨强度与水汽饱和层厚度及比湿含量有着较好的对应关系。850 hPa 比湿＞14 g/kg 和比湿向高空的凸起对强降水的预报具有明显的指示意义；近地层强水汽通量辐合中心与上升运动区的有效配合是预报强降雨的重要条件。

3 暴雨的动力和热力机制分析

3.1 大气热力不稳定特征

假相当位温（θse）是综合反映大气中的能量分布、垂直稳定度状况和大气湿斜压性的物理量[22]，其垂直分布与对流性天气的发生有着较大的关系，假相当位温随高度减小说明大气层结是不稳定，θse随高度增加减小得越快，气层对流不稳定性越强。

分析2020 年8 月31 日08 时850 hPa 的θse分布可知，“8·31”过程发生前，山东半岛地区存在中心强度达351 K 的高能舌，高能舌向辽东半岛地区伸展，高能舌西北部存在θse等值线密集带（锋区），大连位于高能舌的顶部，有利于产生强降雨。图4 为此次大暴雨过程沿122.5°E 的θse垂直剖面。31 日08 时（图4a），大连地区38°N 以南，近地面假相当位温为351 K，中层700 hPa 存在一低值中心，强度为342 K，在38°N 以北θse等值线有明显的倾斜；由于西南暖湿气流对水汽和不稳定能量的输送，中层假相当位温迅速升至348 K，并且对流层中高层在降雨过程中一直维持这种高能结构；至31 日20 时强降雨期间（图4b），500 hPa 以下假相当位温保持在348 K，大连地区39°N 附近存在θse等值线密集带（锋区）和陡立区。吴国雄等[23]研究指出，θse的陡立区容易出现涡度的倾斜发展，是涡旋发展的重要区域。大连地区39°N 附近存在涡旋发展，有利于低层能量和水汽向上输送，产生强降雨。随着切变线的东移，大连地区的假相当位温明显减弱，降雨随之结束。

图4 2020 年8 月31 日08 时（a）、20 时（b）假相当位温θs（e黑色实线，单位：K）和比湿（阴影，单位：g/kg）沿122.5°E 的经向—高度剖面（黑色阴影区为地形）

暴雨发生前大气处于对流不稳定，对流层中层为不稳定能量的低值区，高能舌控制大连地区，使得大气增暖增湿，出现假相当位温密集带和陡立区，锋区的动力强迫和涡旋发展有利于低层能量和水汽向上输送，产生强降雨。

3.2 高、低空急流耦合动力作用

高、低空急流与暴雨关系密不可分[24-26]。通常把对流层上部风速≥30 m/s 的强风速带称为高空急流；把600～900 hPa 风速≥12 m/s 的西南风气流带称为低空急流[27-28]。高、低空急流的作用是为暴雨提供水汽输送、动力和热力条件的重要机制。由沿122.5°E 全风速、风场和垂直速度的垂直剖面（图5）可见，31 日08 时降水开始前（图5a），大连地区上空（38.5°～40°N）600 hPa 以下为一致的偏南风，风速较弱，存在弱上升气流，200 hPa 存在高空急流，急流中心在250 hPa 附近，中心值达到48 m/s，说明高空有较强的辐散。随着降雨开始，高空急流增强，降雨凝结潜热的释放，暴雨区上空出现自高层向下的大风速舌，引起中低层西南风风速加强。20 时（图5b），高空急流中心值达到52 m/s，38°～40°N 不同高度大气偏南风风速显著加强，600 hPa 至地面风速均＞12 m/s，并且存在2 个大风速中心，一个中心位于650 hPa 附近，最大风速＞18 m/s；另一个中心位于950 hPa 附近，最大风速＞16 m/s，说明出现低空和超低空急流。同时，在40°N 附近，500 hPa 以下产生较强垂直上升气流，最强上升运动中心位于700～900 hPa，这说明高、低空急流耦合的区域产生较强的垂直上升运动。随着降雨系统东移，低空西南急流明显减弱，超低空急流随之消失，降雨区也向东北移动。

图5 2020 年8 月31 日08 时（a）、20 时（b）全风速（黑色实线，单位：m/s）、风矢量（风向杆）和垂直速度（阴影，单位：×10-1 hPa/s）沿122.5°E 的垂直剖面（黑色阴影区为地形）

高空急流提供强的辐散“抽吸”作用，降雨凝结潜热释放引起中低层偏南风风速不断加强，暴雨区上空出现低空和超低空急流，高、低空急流耦合的区域产生较强的垂直上升运动，超低空急流的出现为此次暴雨的产生、发展和加强发挥关键作用。

3.3 锋生的动力作用

由于在计算相当位温时考虑的是完全饱和的湿空气，实际大气并不满足处处饱和。基于此，Gao 等[29]通过在相当位温中引入凝结几率函数提出广义位温的概念，凝结潜热加热大值区与广义位温大值区相对应，广义位温具体计算公式见文献[28，30]。研究表明[28-29]，广义位温公式中增强了水汽的贡献，因而能更好地体现水汽凝结潜热释放对维持强降雨的作用。广义位温对于描述干湿共存的非均匀饱和大气是非常重要和有效的物理量。

由2020 年8 月31 日20 时广义位温沿122.5°E的经向—高度剖面（图6a）可知，强降雨期间，暴雨区上空由于降雨凝结潜热的释放，引起39°～41°N 上空900～450 hPa 广义位温区向下伸展，呈狭窄的漏斗状分布，高值区在900～700 hPa。并且漏斗两侧存在广义位温等值线密集带和陡立区，说明漏斗两侧存在明显的广义位温梯度区。暴雨区位于漏斗北侧较大广义位温梯度区，大气表现显著的湿斜压性，有利于锋生。

锋生是反映动力作用的综合物理量，锋生与暴雨的形成和加强十分密切，锋面强度用锋生函数表示。由于本次暴雨过程湿度较大，可近似看作湿绝热过程，因而选用假相当位温（θse）计算锋生函数（F），具体锋生函数计算公式见文献[31]。由2020 年8月31 日20 时锋生函数沿122.5°E 的经向—高度剖面（图6b）可知，较显著的锋生位于500 hPa 以下，900 hPa 附近锋生最强，锋生强度达到25×10-9～30×10-9K/（m·s），锋生函数高值区与广义位温最大梯度区对应（图6a）。强降雨期间，由于中低层出现低空和超低空急流，西南风加强导致锋区上形成强烈的暖平流，最强暖平流中心位于600 hPa 附近，中心值达5×10-4～10×10-4K/s，强暖平流促使大气斜压性和锋生显著加强，造成整层饱和大气抬升，最终形成大暴雨天气。

由此可见，暴雨区上空存在广义位温等值线密集带和陡立区，低空西南风急流的加强导致锋区上形成强烈的暖平流，强暖平流促使大气斜压性显著加强，有利于暖锋锋生，从而造成整层饱和大气的抬升，最终导致强降雨的产生。

4 结论和讨论

通过对2020 年8 月31 日大连地区一次副热带高压边缘暖锋暴雨过程的大尺度环境场特征以及动力、热力机制进行分析，得到如下结论：

（1）降水过程发生在远距离台风活动的有利背景下，由副高、500 hPa 高空槽和850 hPa 暖式切变线共同影响所致。大连地区位于副高北侧边缘，台风活动造成副高西伸北抬，副高边缘和远距离台风外围的偏南暖湿气流为暴雨区输送充足的水汽条件，暖湿气流在切变线处辐合抬升，触发不稳定能量释放，为强降雨的产生提供了有利的大尺度环流背景。

（2）暴雨发生前大气处于对流不稳定，湿层和暖云层深厚，云底高度较低，具有产生较高降雨效率的有利条件。

（3）降雨强度与水汽饱和层厚度和比湿含量有着较好的对应关系，水汽饱和层厚度和比湿含量向高空的凸起对强降雨的预报具有明显的指示意义。850 hPa 比湿＞14 g/kg，超过区域暴雨阈值；近地层形成强水汽通量辐合中心，并与上升运动区有效配合是预报强降雨的重要条件。

（4）降雨期间，高空西风急流提供强的辐散“抽吸”作用，对流层中下层西南风风速快速加强和向下传播，出现低空和超低空急流，高、低空急流耦合作用形成强烈的上升运动，为暴雨的形成提供强有利的动力抬升条件。超低空急流的出现，对暴雨的产生、发展和维持发挥着关键的作用。

（5）暴雨区上空存在广义位温等值线密集带和陡立区，由于降雨凝结潜热释放而引起广义位温高值区呈漏斗状向下伸展，中低层强暖平流促使湿斜压性显著增强，有利于暖锋锋生，从而导致整层饱和大气的抬升，最终产生强降雨天气。

本文仅从天气诊断的角度对2020 年8 月31 日大连地区暴雨过程的环境场特征和动热力机制进行了分析，指出了有利的大尺度环流形势场，高、低空和超低空急流，热力、动力条件，水汽输送条件等是造成此次大连地区暖锋暴雨形成的原因。进一步分析发现，当时造成对此次暴雨过程预报偏差较大原因在于，数值预报模式对降雨强度和降雨落区的预报，与实况相比偏差较大；没有考虑到出现边界层急流，边界层急流和地形如何作用？以及地形在降水强度的影响中占据了多大贡献？对这些情况考虑严重不足。由于在充沛的水汽输送背景下，降水落在哪里，常与500 hPa 引导气流和低空急流密切相关，低空急流与边界层急流的耦合及其产生的上升运动，是造成局地强降水的根本原因。另外，低空急流尤其是边界层急流又常与地形密切相关。地形对气流和降水的影响有动力和热力2 个方面，在地形热力抬升和动力阻挡抬升的共同作用下，强降水一般出现在地形迎风坡一侧。以上这些均有待于通过数值模拟和更多相关个例的研究来解答。