“7 .19”暴雨成因分析

祝玉梅,周显伟,朱春涛,梁 爽

（齐齐哈尔市气象局，黑龙江 齐齐哈尔161006）

1 引言

暴雨是齐齐哈尔市夏季主要灾害性天气， 很多人对暴雨过程进行了分析，如胡燕平[1]等分析得出当对流层高层有“干侵入”向对流层低层倾斜到暴雨区附近时，有利于强降水发生；张晨晖[2]等分析指出暴雨一般出现θse 等值线最陡峭且密集的区域内，陡峭密集区内有利于气旋性涡度发展。 锋区南侧不稳定能量发展高度越高，降水强度越强。 本文利用常规气象资料、国家气象卫星中心FY-2E 卫星资料、九三农场雷达回波资料综合分析了2014年7月19日夜里发生在齐齐哈尔北部的一次暴雨天气过程， 试图找出一些具有参考意义的预报着眼点。

2 降水实况

2014年7月19-20日齐齐哈尔市出现较大降水，全市平均降雨量为49.0 mm。 降水较大的区域位于齐齐哈尔市北部的讷河、克山、克东、依安和拜泉等地， 平均雨量分别为59.1 mm、106.1 mm、64 mm、87.2 mm,和104.1 mm，其中有51 个乡镇的雨量超过50.0 mm，21 个乡镇的雨量超过100.0 mm。 由于降雨区域集中， 江河水位上涨迅猛，140 个水库超汛限的有50 个。 据统计，截至21日12时，洪涝灾害造成全市5 个县（市）36 个乡镇受灾。 受灾人口26.73 万人，死亡2 人。 农作物受灾面积15.68 万公顷，成灾面积12.57 万公顷，绝收面积2.74 万公顷，倒塌房屋252户、596 间，直接经济损失6.51 亿元。

3 环流背景分析

7月19日20时(图1)500 hPa 高度场上欧亚中高纬地区为多波动型， 贝加尔湖以东大兴安岭地区受浅槽控制，有弱冷空气滑下；而副高588 线北跳到46°N 左右，使得暴雨区高层等压线密集，风力较大，高层抽吸作用明显。 从700 hPa 和850 hPa 的槽位置上看， 暴雨区上空浅槽随着高度的降低深度逐渐加大；暖平流越来越明显，低层急流把水汽从渤海湾一直输送到暴雨区，700 hPa 和850 hPa 存在风场辐合，为降水区提供了充沛的水汽和不稳定能量的堆积。

19日17时(图略)地面图上，暴雨区位于地面冷锋前部暖区中，处于低压横轴的前部，恰好处于西南气流与东南气流的交汇处， 地面风力较小， 扰动较弱，有利于地面气流的辐合堆积。 19日20时海平面气压场东移并开始北收，触发暴雨区开始降水，地面风力较小，暴雨区转为南风和东风的辐合。 19日23时，低压趋于成熟，冷锋压到暴雨区，暴雨区风速及水汽辐合均明显加强，地面风速达到10 m/s，地面辐合触发不稳定能量，促使不稳定能量迅速释放，上升运动发展强烈。

图1 19日20时500 hPa 高度场和风场

4 物理量场分析

4.1 假相当位温

500 hPa 上θse 低能舌自大兴安岭伸向齐齐哈尔地区北部，700 hPa 上θse 场高能舌自吉林伸向齐齐哈尔，850 hPa 上θse 场等温线密集，西南气流源源不断地把暖湿气流输送到齐齐哈尔地区， 形成该地区的高能中心， 这表明低层增温增湿， 高层冷空气南下， 这种叠加在低层高能舌上的高层低能舌的形势加大了大气的不稳定度，有利于形成强对流天气。 假相当位温空间垂直剖面图 （图2） 上, 地面到700 hPaθse 随高度升高而减小， 自地面向上伸展的舌状高值区在122.5°E-127°E, 该区域为上升运动区；且θse500-θse850 负值区与θse700 ，θse850 高值区重合，满足高温、高湿的不稳定条件，利于暴雨生成[3]。这说明， 齐齐哈尔暴雨区常发生在中低层是高温高湿的有利环境下，同时，暖湿气流的辐合抬升也促使了不稳定能量的释放，形成降水。

图2 19日20时沿47.8°N 的θse 垂直剖面(单位℃)

4.2 涡度

分析19日20时沿47.8°N 的涡度垂直剖面图（图3）， 齐齐哈尔市上空1000-850 hPa 为正涡度，700 hPa 以上为负涡度， 最大负涡度中心出现在200 hPa 高空，其值为-80×10-5s-1，最大正涡度中心出现在925 hPa 高空，其值为20×10-5s-1，这种配置说明中低层有正涡度有利于气旋加强， 高层有负涡度有利于反气旋加强，且高层反气旋加强作用更强，低层辐合高层辐散有利于对流系统进一步发展， 使系统维持和加强。

图3 19日20时沿47.8°N 的涡度垂直剖面图(单位℃)

4.3 水汽通量和水汽通量散度

暴雨的产生需要有充足的水汽， 西南气流是本次暴雨的主要水汽输送载体。 但暴雨的发生更重要的是这些水汽能否在此地汇集， 特别是底层的水汽汇集。 为此计算了此次暴雨上空的水汽通量和水汽通量散度。 19日20时925-700 hPa 黑龙江省西部地区都为水汽通量大值区，且850 hPa 上有两个闭合的水汽通量大值中心， 中心值都为16×10-2g·cm-2·s-1，暴雨区位于两个大值中心的鞍型场内，850 hPa 上水汽通量最大值达到14×10-2g·cm-2·s-1。 在850 hPa 有水汽通量散度负大值中心（辐合），中心值为-20×10-2g·hPa-1·cm-2·s-1， 且大值中心位于暴雨区上空。 可以看到水汽通量中心和水汽通量辐合中心并不重叠，水汽通量辐合中心对本次暴雨的落区有很好的指示意义。 因此，低层大的水汽通量以及水汽通量散度说明， 齐齐哈尔地区不仅有大的水汽输送而且还有水汽的强烈辐合， 为该地区暴雨的产生提供了充沛的水汽条件。

4.4 “上干下湿”的湿度层结

19日20时的齐齐哈尔探空图的物理量场 （图略）可知，700 hPa 以下相对湿度都维持在80%以上，温度露点差<3 ℃，700 hPa 以上相对湿度迅速减小；嫩江站600 hPa 以下相对湿度大于65%，600 hPa 以上相对湿度也迅速减小， 这表明黑龙江省西部地区对流层低层湿度大， 且湿层较深厚，700-500 hPa 有干冷空气存在，“上干下湿” 的湿度层结对短时暴雨的形成有利。

5 探空资料分析

降水开始前，齐齐哈尔北部受暖湿气团控制，有较大的不稳定能量， 大兴安岭北部新生槽的尾部不断有冷空气下滑导致不稳定能量的触发。19日20时齐齐哈尔探空图 （图4a） 上， 湿层已经扩展到700 hPa，700 hPa 以下风向随高度顺转，有暖平流，风向风速随高度快速转变， 因此风的垂直切变较大，CAPE 值达到2535 J/kg，CIN 值仅为35 J/kg 对流抑制弱， 潜在不稳定能量大，K 指数>34 ℃达到齐齐哈尔市暴雨K 指数的阈值。 嫩江探空图（图4b）上，对流有效位能大于对流抑制能，K 指数为33 ℃,风速的垂直变化比齐齐哈尔更剧烈， 且上干下湿的层结不稳定更加明显。 这说明齐齐哈尔北部大气层结不稳定剧烈，为对流天气的发生、发展提供较大的不稳定能量、水汽条件和触发条件。

图4 19日20时(a)齐齐哈尔探空图和(b)嫩江探空图

6 卫星云图分析

利用气象卫星云图能够直观地看到各种天气系统下产生的云系演变情况， 同时也可以帮助识别云系对应的天气系统[4]。 本文利用每小时一次的FY-2C卫星资料， 对影响2014年7月19日夜齐齐哈尔北部地区暴雨的对流混合体进行初步分析。

(1)生成、发展阶段。 19日19时在齐齐哈尔市偏北方向开始出现对流云团，尺度较小，强度不强。 20时冷云区范围迅速增大，云团呈现圆形，强度梯度较大，云顶温度迅速降低色调变红，边界清晰，此时齐齐哈尔北部讷河市19-20时1 h 降雨量达到72.5 mm，强降水出现在云团的第二象限（西偏西北方向，下同）的边缘强度梯度大的区域。

(2)成熟阶段。21-22时云团由圆形逐渐趋于半圆形，后界变成为“<”形，面积较前一个时次增大近两倍，亮温梯度加大，冷云顶继续膨胀，且冷云区覆盖整个云顶色调变浅白， 云团边缘整齐光滑， 克山县21-22时1 h 降雨量达到59.6 mm， 强降水出现在云团的第二象限，冷云梯度大的区域。23时-次日01时由于西南气流向暴雨区不断输送大量的水汽和不稳定能量致使对流云团发展达到旺盛阶段， 云顶发展得更高，但发展速度减慢，后界少动呈现“(”，且后界的强度梯度仍然很强，依安县19日23时至20日00时1 h 降雨量达到88.4 mm，拜泉县20日00-01时1 h 降雨量达到47.3 mm，强降水依旧出现在云团的第二象限。 此后，云团维持旺盛阶段移出齐齐哈尔市辖区。

以上分析可知， 19日19时-20日01时，由于低空暖湿气流的堆积、抬升作用，云团在齐齐哈尔市上空迅速膨胀发展，呈现明显的团（块）形式，强对流中心（CB 云）的形成，为齐齐哈尔市的强降水提供了云物理条件。 云图上可以清楚的看出强降水的落区，是短时临近预报的重要依据。

7 雷达回波

7.1 反射率产品分析

分析这次暴雨过程的反射率产品发现，强度大、移动速度缓慢的混合性降水回波是造成这次齐齐哈尔北部地区暴雨过程的主要因素。 19日18时00 分（图略）在九三分局西南距离测站80-100 km 之间有对流单体生成，中心强度在50 dBz 附近，回波主体向东南方向移动，移动过程中迅速加强，影响范围不断扩大。19时46 分回波主体移到雷达探测范围的西南方向形成强度中心为50-60 dBz 的混合性回波，强回波顶高在10 km 左右。 平均径向速度出现中尺度气旋式辐合流场[5]，此时降雨强度和面积开始迅速增大，到20时讷河本站1 h 降雨量达72.5 mm。22时19 分回波处于发展旺盛期， 大于50 dBz 的强回波带位于测站正南方， 对应的低仰角0.5°、1.5°的PPI 反射率因子图上均有明显的“V”型缺口，通过多层次显示可以看到弱回波区。

19日21时-20日01时前侧的混合型回波移到测站东南方向， 尾部不断有强对流单体生成逐渐合并成强回波带， 强回波带的强降水单体依次通过同一地点，产生了“列车效应”，使累计雨量达到最大。依安县19日23时-20日00时1 h 降雨量达到88.4 mm，就是“列车效应”的结果。

7.2 雷达回波径向风场特征

从19时19 分雷达径向速度图上看“零”速度线呈西北东南向直线型分布，整层为西南风，距离雷达60-90 km 处出现速度大值区，负速度中心值为25 m/s，西南风为系统的发展提供充沛的水汽，且西南-东北走向的暖湿气流碰上冷锋不断触发新的对流回波生成。 21时03 分“零”速度线呈“s”型，曲率变化大，各层次均为偏南风，本站南70 km 处出现辐合区，有利于对流发展，从而使得降水得以维持。

8 结论

（1）高空冷空气、低空暖湿气流与地面低压配合，为短时强降水的发生提供了动力和水汽条件。

（2）850 hPa 切变线的存在为降水区提供了充沛的水汽和不稳定能量的堆积， 在地面辐合的触发下不稳定能量得以释放是产生暴雨的主要原因。

（3）近地层偏南气流与低空东南气流为系统提供充沛的水汽，加强了对流的发展，使暴雨得以维持。

（4）强对流云团的生成、移动与强降水的发生密切相关。 本次暴雨发生在低层高能舌与高层低能舌的叠加区域，这种形势加大了大气的不稳定度；水汽通量散度比较好地反映本次暴雨的强度和落区。

（5）回波中出现“V”型缺口、中尺度气旋式辐合等特征，这可作为短时、临近预报的一个着眼点。

[1] 胡燕平，田秀霞，赵规划，等．沙澧河流域两场大暴雨过程的对比分析[J]．气象，21108，34(8)：95-103．

[2] 张晨晖，刘静，张程明，等．宁波一次特大暴雨过程的诊断分析[J]．暴雨灾害，2010，29(2)：166-170．

[3] 姚学祥.天气预报技术与方法[M]，北京：气象出版社，2011。

[4] 吕江津，王庆元，杨晓君．海河流域一次大到暴雨天气过程的预报分析［J］．气象，2007，33（10）：52-60．

[5] 俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等．多普勒天气雷达原理与业务应用［M］．气象出版社，2006：53-61．