基于風廓線雷達對暖式切變和冷式切變大范圍強降水的風垂直結構觀測與差異分析

官曉東 劉玉 卜銀軍

（福建省三明市氣象局，三明 365000）

0 引言

風廓線雷達是通過向高空發射不同方向的電磁波束，接收并處理這些電磁波束因大氣垂直結構不均勻而返回的信息進行高空風場探測的一種遙感設備。風廓線雷達利用多普勒效應能夠探測其上空風向、風速等氣象要素隨高度的變化情況，由于風廓線雷達具有探測時空分辨率高、自動化程度高等優點，許多學者應用該資料對不同天氣進行分析。周志敏等[1]指出風廓線雷達早于天氣圖獲知冷空氣入侵時間，并能清楚地分析出冷暖平流的分布形勢。董保舉等[2]應用風廓線雷達對暴雨進行分析，結果表明三維風的脈動變化較大，水平風在垂直方向上存在風速切變，最大探測高度明顯升高。王彥等[3]利用風廓線雷達資料分析一次強降水過程，其指出垂直風切變對短時強降水的形成具有參考價值，降水開始前到出現降水時垂直風切變增大并由中層下降到中底層。張檉檉等[4]、劉淑媛等[5]利用風廓線雷達資料分析低空急流的脈動與暴雨關系，分析表明在低空急流指數迅速加強后1～2 h內將出現強降水。王秀玲等[6]指出風廓線雷達能很好地觀測到穩定性降水過程中冷、暖切變的小擾動和急流的下傳過程。陳娟等[7]也利用風廓線雷達資料分析了江西梅雨鋒暴雨天氣過程，其指出1 km或0.7 km高度以下水平風在垂直方向上的風切變的增大與下游降水的增強關系較為密切。戴建華等[8]應用風廓線雷達觀測資料對上海一次颮線特征做了細致的分析，提出較大的垂直風切變和風暴相對螺旋度對颮線的維持和發展起重要作用。李峰等[9]指出降水發生前，對流層的信噪比會明顯增強，降水發生時5個波束徑向速度自地面向上均轉為正值且徑向速度不同，存在風的影響。

福建風廓線雷達于2013年開始逐步在全省展開布設應用，由于建立不久，特別是福建內陸丘陵山區在應用風廓線雷達資料對降水天氣監測方面的研究較少，因此本文利用福建省連城縣風廓線雷達資料，對2018年6月5—7日福建省一次暖式切變和冷式切變交替下形成的大范圍強降水天氣進行分析，通過分析不同天氣形勢下降水前后風廓線雷達資料特征，為風廓線雷達資料在暴雨天氣中的應用積累經驗。

1 資料

本文風廓線雷達資料來源于龍巖市連城縣觀測站（25.7°N，116.7°E）CFL-06型低對流層風廓線雷達，最大探測高度≥6 km，最低探測高度150 m，4 km以下垂直分辨率為120 m，4 km以上垂直分辨率為240 m，雷達以偏東、南、西、北各14°及垂掃描方向共5個波束觀測，風速測量均方根誤差≤1.0 m·s-1，探測風速范圍0～60 m·s-1，風向測量均方根誤差≤10°，探測風向范圍0～360°，風速分辨率0.1 m·s-1，風向分辨率0.5°（數據來源:建設項目驗收現場測試報告）。數據采用每6 min實時采樣高度上的產品數據，半小時平均的采樣高度上的產品數據，一小時平均的采樣高度上的產品數據和功率譜數據進行分析。

2 暴雨過程概述

2018年6月5—7日，福建省出現了一次較大范圍的暴雨過程。通過分析該過程的環流背景和天氣形勢發現，此次暴雨過程分為兩個階段，即4日12時—6日00時（世界時，下同）暖式切變下形成的暴雨和6日00時—7日12時冷式切變下形成的暴雨。4日12時，500 hPa貝加爾湖以西上空存在冷性低渦，華南位于河套以南西風槽前的西南氣流控制；6日00時，貝加爾湖以西的低渦演變成高空槽與河套以南的西風槽合并東移動，影響我國中東部及華南地區。6日00時之前，850 hPa華南地區始終維持西南氣流控制，且達到了低空急流標準，925 hPa在福建上空始終維持一暖式切變（圖1a）；6日00時起，隨著500 hPa槽的東移，低層冷空氣南下，福建上空由暖式切變轉為冷式切變（圖1b）。此次暴雨過程全省有24個國家氣象站出現100 mm以上的降水，4日12時—6日00時有6個國家氣象站降水達100 mm以上，6日00時—7日12時有1個國家氣象站降水達100 mm以上。連城站在此次降水過程中達到了127.7 mm， 降水量時序分布為6日00時前降水強于6日00時后降水（圖2e、2f）。

3 降水前后風廓線雷達資料分析

3.1 水平風和垂直風脈動分析

風的運動由兩種運動組合而成，即一種簡單的平均運動上疊加一種尺度范圍廣、起伏不規則的脈動運動，風脈動定義為風的瞬時值與平均值的差值[10]。由于風脈動強烈程度與高空空氣的動力不穩定相關，脈動越劇烈說明高空動力越不穩定，能為降水提供動力條件。以時間間隔為1 h計算水平（V）和垂直（W）風的平均值，以整點第30分為V、W風的瞬時值，計算該小時V，W風的脈動[2]。

圖2a為4日01時—5日23時的水平風脈動，4日03—15時大氣中出現弱水平風脈動，4日16—19時出現一次強水平風脈動，最大脈動值出現的高度達到5 km，5日03—08時同樣出現弱水平風脈動，5日09—23時出現兩次強水平風脈動，其中10時最大脈動值出現高度達到10 km，對應連城站的降水量可以發現（圖2e），4日16時出現6.5 mm·h-1的降水，5日10時出現34.9 mm·h-1的降水，5日20時出現13.3 mm·h-1的降水。圖2b為6日01時—7日23時的水平風脈動，6日01—7日02時出現強水平風脈動，但分布較為分散，且強水平風脈動值出現的最大高度約為4.5 km，對應6日連城站出現連續性弱降水天氣（圖2f）。

圖1 925 hPa測站風（雙實線為切變線）（a）2018年6月5日12時；（b）2018年6月6日12時Fig. 1 925 hPa station wind (Double solid lines are shear lines)(a) 12:00 on 5 June 2018, (b) 12:00 on 6 June 2018

圖2 c為4日01時—5日23時的垂直風脈動，5日06—09時大氣中出現弱的垂直風脈動，4日16—21時和5日09—18時出現明顯的垂直風脈動，其中5日09—10時出現明顯垂直風脈動的高度較高，這與10時出現34.9 mm·h-1的強降水相對應，大氣出現的垂直風脈動的高度較高，說明對流云團發展的較為旺盛，相應出現較大的小時降雨量。圖2d為6日01時—7日23時的垂直風脈動，6日01時—7日08時出現明顯的垂直風脈動，垂直風脈動的最大高度在4.5 km以下，且分布較為分散，對應降水為連續性弱降水。查看風廓線雷達實時采樣高度產品數據發現4日20—21時未出現降水，且垂直方向可信度為50%，因此對出現垂直風脈動奇異大值不予分析。

通過以上分析可以發現，水平風脈動和垂直風脈動出現的時間與降水出現的時間較為對應，降水前出現較弱的水平風和垂直風脈動，與降水時脈動值差距較大，降水前出現的弱脈動是否為未來降水提供不穩定能量，提前出現的弱脈動對未來降水是否具有指示意義還需進一步驗證，這與風廓線雷達資料在暴雨天氣過程特征分析中的應用[2]所提出的觀點有所不同。水平風脈動大小和強水平風脈動出現的高度與降水強度存在一定的正相關，垂直風脈動出現的高度與降水強度存在一定的正相關。暖式切變形勢下，風垂直結構上強水平風脈動和垂直風脈動出現的較為集中且出現最大高度較高，對應降水強度較大且時序分布較為集中；冷式切變形勢下，強水平風脈動和垂直風脈動出現的較為分散且出現的最大高度較低，對應降水強度較小且時序分布均勻，說明此次降水過程暖式切變下降水云發展較冷式切變下降水云發展的高度更高，對流性更強。

3.2 水平風垂直切變

由圖3可見，2018年6月4日04時在2 km附近出現6.0～7.5 m·s-1的水平風的垂直風切變，4日10時水平風的垂直風切變高度降低至1 km以下，且強度增強到10 m·s-1以上，4日16時從地面到高空都出現大于10 m·s-1水平風的垂直風切變，此時地面出現降水；4日19時—5日08時低空水平風的垂直風切變始終存在，但強度先減弱后增大，高空水平風的垂直風切變減弱，對應期間為無降水；4日20時2 km附近出現4.5～6.0 m·s-1的水平風的垂直風切變，并再次出現向下傳播的現象，5日07時1 km以下水平風的垂直風切變再次加強，5日09時起低層和高空出現10 m·s-1以上的水平風的垂直風切變，對應5日09—23時出現降水。

圖2 2018年6月4—5日（a、c、e）和6—7日（b、d、f）的水平風脈動（單位：m·s-1）、垂直風脈動（單位：m·s-1）、低空急流指數（單位：10-3s-1）和連城站小時雨量（單位：mm）Fig. 2 Horizontal wind fluctuations (unit: m·s-1), vertical wind fluctuations (unit: m·s-1), low level jet index (unit: 10-3s-1)and hourly rainfall (unit: mm) at Liancheng station on 4 to 5 June 2018 (a, c, e) and 6 to 7 June 2018 (b, d, f)

5日22時—6日04時低空和高層水平風的垂直風切變先減小后增大，期間降水先減小后增大；6日00時起在2.5 km附近出現7.5～12.0 m·s-1水平風的垂直風切變，并開始出現向下傳播，低層水平風的垂直風切變再次增大到10 m·s-1以上，降水期間高空同樣出現大于10 m·s-1的水平風的垂直風切變，7日00時低層和高空的水平風的垂直風切變開始減弱，對應降水先增大后減小，并于7日06時降水結束。

通過以上分析發現，降水前或降水出現增大前在2～3 km高度附近出現水平風的垂直風切變增大并向低層傳播，這與王彥等[3]對一次強降水過程分析中所述的一致，說明降水前或降水出現增大前出現水平風的動量下傳。降水時低層和高層的水平風的垂直風切變增大至10 m·s-1以上。暖式切變形勢下，低層水平風的垂直風切變增強時間較降水早2～6 h，高空水平風的垂直風切變增大時段與降水同步，說明在降水前大氣提前出現擾動，整層大氣擾動時間短，對應降水為短時間的對流性降水；冷式切變形勢下，低層水平風的垂直風切變的增強時間與降水同步，高空水平風的垂直風切變增大的持續時間較長，說明冷式切變大氣未提前出現擾動，整層大氣擾動時間長，對應降水為持續性弱降水。

圖3 水平風的垂直風切變（單位：m·s-1）（a）2018年6月4—5日；（b）2018年6月6—7日，Fig. 3 Vertical wind shear of horizontal wind (unit: m·s-1)(a) 4 to 5 June 2018, (b) 6 to 7 June 2018

3.3 低空急流指數

華南大暴雨發生時常伴有對流層下部的低空急流的加強，而低空急流軸上的中小尺度的脈動與強降水過程有密切關系[11]，李侃等[12]分析暴雨成因時指出，低空急流的出現及向地面擴展程度與暴雨之間存在密切關系。本文通過計算低空急流指數，分析低空急流指數與降水的關系。

定義低空急流指數為I＝V/D ，其中V為2 km高度以下邊界層急流中心最大風速（單位：m·s-1），D為12 m·s-1風速在此刻的最低位置（單位：km）[5]，因此D越大說明低空急流越強，所在高度越低，越容易觸發對流不穩定能量的釋放，對降水就越有利。

4日15時I指數增大，15時連城開始下雨，17時I指數減小為0，降水結束（圖2e）。5日06—22時I指數再次增大，時序分布上較為連續，并且出現多個峰值，對應降水明顯增大。I指數相對6日00時前較小，且不連續，對應小時雨強較弱，隨著降水的結束，I指數減小為0（圖2f）。通過對比分析發現暖式切變形勢下，低空急流指數相對連續，且波動較大，對應降水的強度較強，降水分布不均；冷式切變形勢下，低空急流指數出現的較為分散，波動較小，對應降水強度較弱，降水分布均勻。降水前低空急流指數的增大有超前1～4 h的現象，這與劉淑媛等[5]所得出的結論相同。另外從圖2中也可看出低空急流指數增大的幅度與降水強度不相匹配，這是由于影響降水的因素較多，對降水趨勢有一定的指示作用，但與降水強度無明確的定量關系。

3.4 信噪比及功率譜密度

功率譜密度分布包含大氣返回的信號，當出現降水時返回信號中還包含降水粒子返回信號[13]；信噪比（SNR）是風廓線雷達返回信號中有用氣象信號與噪聲之比，反映的是回波功率，SNR越大對應回波功率越強[14]。通過研究這次降水過程中信噪比和功率譜密度在垂直方向上分布的特征變化，來揭示冷暖切變下降水性質的不同。

圖4a的SNR數據可以看出，在4日15時30分附近3 km以下出現大于30 dB的值，對應15時起出現降水；5日05：30 SNR值由低層開始增大，09：30在4 km以下的高度出現大于30 dB的值，11：30 SNR大值開始下傳，17：30 SNR值再次增大，21：30高度在0.5 km以下SNR出現增大，這期間10時和20時出現兩個降水峰值。圖4b的SNR數據可以看出，6日00時—7日07時SNR在2 km高度以下逐漸增大，特別是6日11：30—7日07時在0.5 km高度以下出現大于30 dB的值，回波較為密實，2 km高度以上的SNR值在不斷減小，回波變得較為松散，這期間出現較為平緩的弱降水。

圖4c功率譜密度數據中，頂波速功率譜密度數據在7 m·s-1附近出現波峰，1.23～3.63 km在0 m·s-1附近出現弱波峰，由于風廓線雷達較高的探測靈敏度，使其探測得到的降水返回信號較強，其回波強度比大氣返回信號要大，降水信號的功率譜密度峰值遠大于大氣運動的功率譜密度峰值[10]，因此這兩個波峰分對應的速度分別為雨滴下落速度和環境大氣的垂直運動速度。其余的4個波速同樣能觀測到大于5 m·s-1正速度區出現一個譜峰，在0 m·s-1速度附近出現一個較弱的譜峰。這進一步說明了該時間出現了雨滴降落。通過查看每個時次的譜線圖，可進一步說明4日15—17時，5日08時—7日02時為降水時段。

圖4 2018年6月4—5日（a）和6—7日（b）的信噪比（SNR）；2018 年6月5日09：50的功率譜密度（c）Fig. 4 SNR (dB) on 4 to 5 June 2018 (a) and 6 to 7 June 2018 (b), power spectral density at 09:50 on 5 June 2018 (c)

暖式切變降水階段，SNR強回波區在降水初期出現在較高的高度上，在降水趨于減弱時低層SNR值開始增大；冷式切變降水階段，SNR強回波區逐漸下降并在低層長時間維持；冷式切變降水階段SNR值在高層較暖式切變降水階段弱；以上分析說明暖式切變形勢下為對流云降水，天氣形勢在轉為冷式切時，降水轉為混合云降水。

4 結論

1）水平風脈動和垂直風脈動出現的時間與降水出現的時間較為對應，水平風脈動大小和水平風脈動出現的高度與降水強度存在一定的正相關，垂直風脈動出現的高度與降水強度存在一定的正相關；暖式切變形勢下強水平風脈動和垂直風脈動出現的較為集中且高度較高，冷式切變下強水平風脈動和垂直風脈動出現的較為分散且高度較低。

2）降水前或降水出現增大前在2～3 km高度附近出現水平風的垂直風切變并向低層傳播，降水時低層和高層的水平風的垂直風切變增大至10 m·s-1以上；暖式切變形勢下低層水平風的垂直風切變增強時間較降水早2～6 h，整層大氣擾動時間短；冷式切變形勢下低層水平風的垂直風切變的增強時間與降水同步，整層大氣擾動時間長。

3）暖式切變形勢下，低空急流指數相對連續，且波動較大，對應降水的強度較強，降水分布不均；冷式切變形勢下，低空急流指數較為分散，波動較小，對應降水強度較弱，降水分布均勻。降水前低空急流指數的增大超前1～4 h。

4）暖式切變降水階段，SNR強回波區在降水初期出現在較高的高度上，在降水趨于減弱時低層SNR值開始增大；冷式切變降水階段，SNR強回波區在低層長時間維持。