一次副高控制下的局地大暴雨天氣分析

郭 莉，康曉甫，劉 坤，周 丹，孟明霞

(商洛市氣象局, 陜西商洛 726000)

暴雨是陜西夏季經常出現的災害性天氣之一，常給社會經濟發展和人民生命財產帶來嚴重影響。氣象工作者對暴雨發生發展的機理、中小尺度特征等做了大量研究。肖貽青等[1]對西太平洋副熱帶高壓控制下的一次區域性強對流暴雨成因進行分析，結果表明該過程的水汽來源主要是本地水汽積聚和輻合，鋒面過境是該過程的抬升觸發機制；馬曉華等[2]對冷鋒影響下西安一次對流性天氣進行了研究，發現當冷鋒移近和低空急流加強時，秦嶺地形影響下觸發不穩定能量釋放，導致對流性暴雨強烈；井宇等[3]對商洛一次局地暴雨診斷分析發現，強降水主要發生在對流云團強中心西北側TBB梯度大值區；何可杰等[4]對陜南一次突發性暴雨過程分析，指出最大降水出現在β中尺度對流系統的成熟期。在常規觀測資料的基礎上，利用NCEP1°×1°逐6 h再分析資料、FY-2E衛星TBB資料和地面自動站降水量資料，對2016年7月30—31日發生在商洛的局地大暴雨天氣進行分析，探討暴雨產生原因及機理，為此類天氣的預報積累經驗。

1 降水概況

2016年7月30日20時至31日07時，商洛市遭遇了一次強對流暴雨天氣襲擊，強降水中心主要出現在山陽和商南境內。全市有48個雨量監測點超過50 mm，6個超過100 mm，山陽縣西照川鎮為211.3 mm；強降水集中時段在30日21時至31日03時。據逐時自動雨量站觀測數據顯示，最大小時雨強56 mm/h，出現在31日02時至03時。這次強降水突發性強且降水強度大，對人民生命財產和農業生產造成較大災害。

2 環流背景分析

7月30日08時500 hPa天氣圖上，歐亞中高緯度為“兩槽一脊”型，巴爾喀什湖、東北地區分別為低槽區，貝加爾湖為一高壓脊，大陸高壓位于甘肅北部至內蒙西部，西太平洋副熱帶高壓控制華北南部至華南地區。20時副熱帶高壓西伸北抬，與大陸高壓合并加強，主體仍位于海上，在陜西形成“歪脖子脊”，商洛受其控制。700 hPa上從云貴高原至陜西北部為一支4～8 m/s的西南風風速帶，850 hPa上安康至商洛為2～4 m/s的偏南風，中低層商洛地區上空無明顯風場輻合。地面圖上，商洛受地面暖低壓控制。從環流背景分析來看，本次過程發生前，從低層到高層均沒有有利于降水發生的環境條件。

3 大氣穩定度分析

暴雨是各種尺度天氣系統相互作用的產物。中尺度系統是產生暴雨的直接影響系統，通常是在高溫、高濕、層結不穩定等有利環境條件下形成的[5]。查看暴雨區及周邊地區最高氣溫發現，7月22—30日商洛及周邊地區最高氣溫均在30 ℃以上，溫度露點差均在1～5 ℃，說明暴雨發生前暴雨區已經具備了有利于中尺度系統形成的高溫高濕環境條件。分析與大暴雨區分別相距212、168、180 km的西安、安康、南陽3個探空站的資料(表1)發現，強降水發生前，30日08時西安、安康站不穩定能量達900 J/kg，位于商洛東部的南陽站不穩定能量達3 973.3 J/kg，表明商洛市東部比西部大氣層結更加不穩定；西安站K指數為29 ℃，安康、南陽站K指數≥40 ℃；西安站SI指數為1.86 ℃，安康站為-2.42 ℃，南陽站達-6.93 ℃。通過K指數、SI指數分析可以發現，商洛西南部、東部更有利于強對流發生。

表1 2016-07-30T08探空站資料

進一步分析三個探空站的風向變化，發現西安、安康整層風向隨高度順轉，表現為暖平流特征；南陽站地面至500 hPa風向隨高度順轉，500～400 hPa風向隨高度逆轉，說明中低層存在暖平流，中高層存在冷平流。30日08時商洛東部有冷空氣入侵，冷空氣在南下的過程中，觸發不穩定能量釋放，造成這次強降水，這也是強降水出現在商洛東南部的原因。說明此次過程中，在大氣層結不穩定狀態下，冷平流入侵方向對強降水落區有較好的指示意義。

4 物理量診斷分析

4.1 水汽條件

暴雨需要有源源不斷的水汽輸送并在降水區集中。分析暴雨區逐6 h水汽通量及其散度(圖略)變化，可以看到此次強降水主要以700 hPa水汽輸送為主，水汽源地一個來源于孟加拉灣，一個來源于東海，二者在陜西南部匯合，形成一條偏南水汽通道。這條水汽通道在30日08時已建立，在強降水過程中穩定維持。水汽通量散度場上，30日20時之前，700 hPa有弱水汽輻合；31日02時水汽輻合明顯增強，中心強度達―3×10-7g/(cm2·hPa·s)，水汽輻合中心與強降水區正好吻合。

文獻[6]中提到陜西突發性暴雨相對濕度有明顯的遞增。通過分析2016年7月30—31日商洛局地大暴雨，發現相對濕度也有明顯的遞增現象。30日08時850 hPa以下比濕為12～14 g/kg，20時開始比濕增大至14～16 g/kg；相對濕度變化更為明顯，30日08—20時850 hPa以下相對濕度小于50%，20時之后低層相對濕度開始增加，31日02時整層相對濕度達90%以上，接近飽和。

4.2 動力條件

沿33.3°N做垂直速度經向垂直剖面圖。分析發現30日08時暴雨區處于副高外圍，700 hPa以下有弱上升運動；隨著冷空氣不斷入侵，抬升條件逐漸改善，暴雨區上升運動增強；31日02時(圖1)地面至200 hPa形成一致的上升運動區，最大上升速度>1.5 Pa/s,上升運動大值區位于900 hPa附近，低層較強的上升運動有利于將中低層的水汽向上輸送，使水汽充分凝結形成降水。

圖1 2016-07-31T02沿33.3°N垂直速度(單位為Pa/s)經向剖面

4.3 熱力條件

假相當位溫是表征大氣溫濕特征的物理量，θse高值區代表高溫高濕區(即高能區)，從θse垂直剖面圖上可以分析對流不穩定能量的積聚和釋放過程。7月30日20時沿110.4°E經暴雨中心θse的緯向剖面圖(圖2a)上，33.2°N近地面為高能暖中心，中心強度達99 ℃以上，高能舌向上伸至650 hPa附近。對流層中低層為?θse/?p>0的對流不穩定層結，600～400 hPa為中性層結，400 hPa以上為對流穩定區。深厚的對流不穩定層結有利于對流天氣的發生。

分析850 hPaθse變化情況可以看到，30日20時以前，商洛地區θse>80 ℃，說明暴雨發生前大氣為高能高濕狀態，有不穩定能量積聚；30日20時(圖2b)，東北冷渦南壓，有東北路冷空氣擴散南下， 850 hPaθse圖上山西經河南西部到商洛出現低能區，低能軸呈東北—西南向，商洛東部低存在θse<74 ℃的低能中心。說明有東路冷空氣入侵暴雨區，觸發不穩定能量釋放，與之相對應商洛出現短時強降水，1 h降雨量達30 mm。

圖2 2016-07-30T20θse(a 沿110.4°E經暴雨中心緯向剖面，b 850 hPa；單位為℃)

5 暴雨云團中尺度特征分析

常規觀測資料和自動加密觀測資料很難預報局地短時強對流性天氣，但靜止氣象衛星攜帶各種氣象遙感儀器，不僅能監測大尺度云系走勢，而且能監測中小尺度對流云團變化的全過程。其精準的周期可將資料實時送回地面，對監視災害天氣、跟蹤 MCS 更為有效[7]。利用 FY-2E逐時TBB資料，結合地面加密自動站資料，具體分析暴雨云團的中尺度特征。

圖3顯示，隨著華北平原東路冷空氣南下入侵，30日20時商洛東北部與渭南交界處有中心tBB<―20 ℃的中-β尺度對流云A生成；21時商洛南部有中-γ尺度的對流云團B、C生成。22時對流云團A和B、C迅速合并加強為云團D，其中心tBB<―52 ℃，水平尺度達100 km左右。云團合并后地面降水迅速發展，商洛東部多個站點出現40 mm/h以上的強降水，最大雨強達56 mm/h。23時到31日03時，云團D中心強度維持在―60 ℃，水平尺度達150 km左右，此時段是對流云團的成熟階段。對應多個區域站連續4 h的雨強超過30 mm/h。04時后，云團D中心強度和范圍不斷減小，邊緣比較松散，TBB梯度減小，表明此云團對流性減弱，地面降水也減弱。

圖3 2016-07-30T21—31T04FY-2E衛星TBB(單位為℃)

進一步分析TBB與降水量的關系，7 月30日21時西趙川鎮 (圖4)上空 TBB為-20 ℃,21時后開始出現降水，但雨量很小。22時TBB突降到-42 ℃, 表明對流加強，21—22時降雨量達到20.2 mm。30日23時至31時03時TBB一直小于-50 ℃,表明對流云團發展旺盛,此時段內雨強均達20 mm/h以上。04時隨著對流云團減弱東移TBB升至-18 ℃,降水量也隨之減小。對流云團最強盛階段(30日22時—31日03時)6 h降水量高達218.4 mm。由此可見,降水出現后云頂亮溫TBB逐漸降低，當TBB突然下降時，對流云團處于快速發展階段，TBB低值階段和強降水出現時段基本吻合；TBB開始升高時降水強度也相應減小。

圖4 2016-07-30T21—31T04西照川鎮上空TBB與小時雨量變化

6 多普勒雷達產品特征分析

商洛新一代多普勒雷達對這次突發性局地大暴雨天氣過程進行了連續追蹤，得到了完整的監測資料。從基本反射率演變情況看，這次降水雷達回波為層狀云和對流云疊加的混合性降水回波。受午后局地熱力抬升影響，16:00—19:56不斷有對流回波在商洛東南部生成、消散。隨著東路冷空氣入侵，21：34，2.4°仰角上基本反射率(圖5a)45 dBz以上的強回波范圍增大，對流單體移動方向和回波帶走向基本一致，形成列車效應，造成山陽與商南縣交界處持續近6 h的強降水。

從基本速度演變情況看，在回波發展初期，速度圖上存在零散的逆風區，隨著回波發展，1.5°仰角(圖5b)上21:34西照川鎮附近有氣旋性輻合，6.0°仰角(圖5c)上有反氣旋性輻散。低層輻合高層輻散的配置有利于強對流云團的發展。31日00:56在1.5°仰角(圖略)上輻合區進一步擴大，對應強降水范圍擴大。04：06在1.5°仰角(圖略)上正速度區增大，負速度區減小，強降水區低層轉為輻散，降水范圍和強度均下降。

垂直液態含水量VIL是多普勒天氣雷達探測到水平面單位面積上垂直方向延伸至回波頂的空氣柱內含有的液態水總量[4]。對降水期間VIL統計分析，發現大部分地區VIL為10～30 kg/m2，降水最強時段VIL達60 kg/m2，且最大值所在位置與地面強降水區、演變趨勢基本相同[8]。

7 結論

(1)此次暴雨天氣過程發生前，中高層受高壓脊控制，暴雨區大氣處于高溫高濕狀態，有不穩定能量積聚。隨著東路冷空氣入侵，不穩定能量釋放，強降水主要出現在東部。暴雨區周圍上空冷暖平流分布，對短期預報強降水落區有一定指示意義。

(2)暴雨發生過程中相對濕度有明顯的遞增現象；暴雨發生時垂直速度場也表現為整層上升運動。強降水出現在中尺度暴雨云團發展成熟階段，TBB低值階段和強降水出現時段基本吻合，TBB開始升高時降水強度也相應減弱。

(3)此次過程的雷達回波為層狀云和對流云疊加的混合性降水回波。回波移動方向和其走向一致，形成列車效應，是造成強降水的主要原因。基本速度圖上，在降水發展階段出現低層氣旋性輻合、高層反氣旋性輻散的有利配置。垂直液態含水量最大值所在位置與地面強降水落區基本相同。

圖5 2016-07-30T21:34商洛多普勒雷達基本反射率(a 仰角為2.4°，圓圈表示西趙川鎮)、基本速度(b 仰角為1.5°，圓圈表示氣旋；c 仰角為6.0°，圓圈表示反氣旋)

圖1 2015-08-23T20影響系統配置圖(文見第2頁3)

圖2 2015-08-23T14涇河TlnP圖(文見第2頁3)