一次副高控制下的局地大暴雨天气分析

郭 莉，康晓甫，刘 坤，周 丹，孟明霞

(商洛市气象局, 陕西商洛 726000)

暴雨是陕西夏季经常出现的灾害性天气之一，常给社会经济发展和人民生命财产带来严重影响。气象工作者对暴雨发生发展的机理、中小尺度特征等做了大量研究。肖贻青等[1]对西太平洋副热带高压控制下的一次区域性强对流暴雨成因进行分析，结果表明该过程的水汽来源主要是本地水汽积聚和辐合，锋面过境是该过程的抬升触发机制；马晓华等[2]对冷锋影响下西安一次对流性天气进行了研究，发现当冷锋移近和低空急流加强时，秦岭地形影响下触发不稳定能量释放，导致对流性暴雨强烈；井宇等[3]对商洛一次局地暴雨诊断分析发现，强降水主要发生在对流云团强中心西北侧TBB梯度大值区；何可杰等[4]对陕南一次突发性暴雨过程分析，指出最大降水出现在β中尺度对流系统的成熟期。在常规观测资料的基础上，利用NCEP1°×1°逐6 h再分析资料、FY-2E卫星TBB资料和地面自动站降水量资料，对2016年7月30—31日发生在商洛的局地大暴雨天气进行分析，探讨暴雨产生原因及机理，为此类天气的预报积累经验。

1 降水概况

2016年7月30日20时至31日07时，商洛市遭遇了一次强对流暴雨天气袭击，强降水中心主要出现在山阳和商南境内。全市有48个雨量监测点超过50 mm，6个超过100 mm，山阳县西照川镇为211.3 mm；强降水集中时段在30日21时至31日03时。据逐时自动雨量站观测数据显示，最大小时雨强56 mm/h，出现在31日02时至03时。这次强降水突发性强且降水强度大，对人民生命财产和农业生产造成较大灾害。

2 环流背景分析

7月30日08时500 hPa天气图上，欧亚中高纬度为“两槽一脊”型，巴尔喀什湖、东北地区分别为低槽区，贝加尔湖为一高压脊，大陆高压位于甘肃北部至内蒙西部，西太平洋副热带高压控制华北南部至华南地区。20时副热带高压西伸北抬，与大陆高压合并加强，主体仍位于海上，在陕西形成“歪脖子脊”，商洛受其控制。700 hPa上从云贵高原至陕西北部为一支4～8 m/s的西南风风速带，850 hPa上安康至商洛为2～4 m/s的偏南风，中低层商洛地区上空无明显风场辐合。地面图上，商洛受地面暖低压控制。从环流背景分析来看，本次过程发生前，从低层到高层均没有有利于降水发生的环境条件。

3 大气稳定度分析

暴雨是各种尺度天气系统相互作用的产物。中尺度系统是产生暴雨的直接影响系统，通常是在高温、高湿、层结不稳定等有利环境条件下形成的[5]。查看暴雨区及周边地区最高气温发现，7月22—30日商洛及周边地区最高气温均在30 ℃以上，温度露点差均在1～5 ℃，说明暴雨发生前暴雨区已经具备了有利于中尺度系统形成的高温高湿环境条件。分析与大暴雨区分别相距212、168、180 km的西安、安康、南阳3个探空站的资料(表1)发现，强降水发生前，30日08时西安、安康站不稳定能量达900 J/kg，位于商洛东部的南阳站不稳定能量达3 973.3 J/kg，表明商洛市东部比西部大气层结更加不稳定；西安站K指数为29 ℃，安康、南阳站K指数≥40 ℃；西安站SI指数为1.86 ℃，安康站为-2.42 ℃，南阳站达-6.93 ℃。通过K指数、SI指数分析可以发现，商洛西南部、东部更有利于强对流发生。

表1 2016-07-30T08探空站资料

进一步分析三个探空站的风向变化，发现西安、安康整层风向随高度顺转，表现为暖平流特征；南阳站地面至500 hPa风向随高度顺转，500～400 hPa风向随高度逆转，说明中低层存在暖平流，中高层存在冷平流。30日08时商洛东部有冷空气入侵，冷空气在南下的过程中，触发不稳定能量释放，造成这次强降水，这也是强降水出现在商洛东南部的原因。说明此次过程中，在大气层结不稳定状态下，冷平流入侵方向对强降水落区有较好的指示意义。

4 物理量诊断分析

4.1 水汽条件

暴雨需要有源源不断的水汽输送并在降水区集中。分析暴雨区逐6 h水汽通量及其散度(图略)变化，可以看到此次强降水主要以700 hPa水汽输送为主，水汽源地一个来源于孟加拉湾，一个来源于东海，二者在陕西南部汇合，形成一条偏南水汽通道。这条水汽通道在30日08时已建立，在强降水过程中稳定维持。水汽通量散度场上，30日20时之前，700 hPa有弱水汽辐合；31日02时水汽辐合明显增强，中心强度达―3×10-7g/(cm2·hPa·s)，水汽辐合中心与强降水区正好吻合。

文献[6]中提到陕西突发性暴雨相对湿度有明显的递增。通过分析2016年7月30—31日商洛局地大暴雨，发现相对湿度也有明显的递增现象。30日08时850 hPa以下比湿为12～14 g/kg，20时开始比湿增大至14～16 g/kg；相对湿度变化更为明显，30日08—20时850 hPa以下相对湿度小于50%，20时之后低层相对湿度开始增加，31日02时整层相对湿度达90%以上，接近饱和。

4.2 动力条件

沿33.3°N做垂直速度经向垂直剖面图。分析发现30日08时暴雨区处于副高外围，700 hPa以下有弱上升运动；随着冷空气不断入侵，抬升条件逐渐改善，暴雨区上升运动增强；31日02时(图1)地面至200 hPa形成一致的上升运动区，最大上升速度>1.5 Pa/s,上升运动大值区位于900 hPa附近，低层较强的上升运动有利于将中低层的水汽向上输送，使水汽充分凝结形成降水。

图1 2016-07-31T02沿33.3°N垂直速度(单位为Pa/s)经向剖面

4.3 热力条件

假相当位温是表征大气温湿特征的物理量，θse高值区代表高温高湿区(即高能区)，从θse垂直剖面图上可以分析对流不稳定能量的积聚和释放过程。7月30日20时沿110.4°E经暴雨中心θse的纬向剖面图(图2a)上，33.2°N近地面为高能暖中心，中心强度达99 ℃以上，高能舌向上伸至650 hPa附近。对流层中低层为∂θse/∂p>0的对流不稳定层结，600～400 hPa为中性层结，400 hPa以上为对流稳定区。深厚的对流不稳定层结有利于对流天气的发生。

分析850 hPaθse变化情况可以看到，30日20时以前，商洛地区θse>80 ℃，说明暴雨发生前大气为高能高湿状态，有不稳定能量积聚；30日20时(图2b)，东北冷涡南压，有东北路冷空气扩散南下， 850 hPaθse图上山西经河南西部到商洛出现低能区，低能轴呈东北—西南向，商洛东部低存在θse<74 ℃的低能中心。说明有东路冷空气入侵暴雨区，触发不稳定能量释放，与之相对应商洛出现短时强降水，1 h降雨量达30 mm。

图2 2016-07-30T20θse(a 沿110.4°E经暴雨中心纬向剖面，b 850 hPa；单位为℃)

5 暴雨云团中尺度特征分析

常规观测资料和自动加密观测资料很难预报局地短时强对流性天气，但静止气象卫星携带各种气象遥感仪器，不仅能监测大尺度云系走势，而且能监测中小尺度对流云团变化的全过程。其精准的周期可将资料实时送回地面，对监视灾害天气、跟踪 MCS 更为有效[7]。利用 FY-2E逐时TBB资料，结合地面加密自动站资料，具体分析暴雨云团的中尺度特征。

图3显示，随着华北平原东路冷空气南下入侵，30日20时商洛东北部与渭南交界处有中心tBB<―20 ℃的中-β尺度对流云A生成；21时商洛南部有中-γ尺度的对流云团B、C生成。22时对流云团A和B、C迅速合并加强为云团D，其中心tBB<―52 ℃，水平尺度达100 km左右。云团合并后地面降水迅速发展，商洛东部多个站点出现40 mm/h以上的强降水，最大雨强达56 mm/h。23时到31日03时，云团D中心强度维持在―60 ℃，水平尺度达150 km左右，此时段是对流云团的成熟阶段。对应多个区域站连续4 h的雨强超过30 mm/h。04时后，云团D中心强度和范围不断减小，边缘比较松散，TBB梯度减小，表明此云团对流性减弱，地面降水也减弱。

图3 2016-07-30T21—31T04FY-2E卫星TBB(单位为℃)

进一步分析TBB与降水量的关系，7 月30日21时西赵川镇 (图4)上空 TBB为-20 ℃,21时后开始出现降水，但雨量很小。22时TBB突降到-42 ℃, 表明对流加强，21—22时降雨量达到20.2 mm。30日23时至31时03时TBB一直小于-50 ℃,表明对流云团发展旺盛,此时段内雨强均达20 mm/h以上。04时随着对流云团减弱东移TBB升至-18 ℃,降水量也随之减小。对流云团最强盛阶段(30日22时—31日03时)6 h降水量高达218.4 mm。由此可见,降水出现后云顶亮温TBB逐渐降低，当TBB突然下降时，对流云团处于快速发展阶段，TBB低值阶段和强降水出现时段基本吻合；TBB开始升高时降水强度也相应减小。

图4 2016-07-30T21—31T04西照川镇上空TBB与小时雨量变化

6 多普勒雷达产品特征分析

商洛新一代多普勒雷达对这次突发性局地大暴雨天气过程进行了连续追踪，得到了完整的监测资料。从基本反射率演变情况看，这次降水雷达回波为层状云和对流云叠加的混合性降水回波。受午后局地热力抬升影响，16:00—19:56不断有对流回波在商洛东南部生成、消散。随着东路冷空气入侵，21：34，2.4°仰角上基本反射率(图5a)45 dBz以上的强回波范围增大，对流单体移动方向和回波带走向基本一致，形成列车效应，造成山阳与商南县交界处持续近6 h的强降水。

从基本速度演变情况看，在回波发展初期，速度图上存在零散的逆风区，随着回波发展，1.5°仰角(图5b)上21:34西照川镇附近有气旋性辐合，6.0°仰角(图5c)上有反气旋性辐散。低层辐合高层辐散的配置有利于强对流云团的发展。31日00:56在1.5°仰角(图略)上辐合区进一步扩大，对应强降水范围扩大。04：06在1.5°仰角(图略)上正速度区增大，负速度区减小，强降水区低层转为辐散，降水范围和强度均下降。

垂直液态含水量VIL是多普勒天气雷达探测到水平面单位面积上垂直方向延伸至回波顶的空气柱内含有的液态水总量[4]。对降水期间VIL统计分析，发现大部分地区VIL为10～30 kg/m2，降水最强时段VIL达60 kg/m2，且最大值所在位置与地面强降水区、演变趋势基本相同[8]。

7 结论

(1)此次暴雨天气过程发生前，中高层受高压脊控制，暴雨区大气处于高温高湿状态，有不稳定能量积聚。随着东路冷空气入侵，不稳定能量释放，强降水主要出现在东部。暴雨区周围上空冷暖平流分布，对短期预报强降水落区有一定指示意义。

(2)暴雨发生过程中相对湿度有明显的递增现象；暴雨发生时垂直速度场也表现为整层上升运动。强降水出现在中尺度暴雨云团发展成熟阶段，TBB低值阶段和强降水出现时段基本吻合，TBB开始升高时降水强度也相应减弱。

(3)此次过程的雷达回波为层状云和对流云叠加的混合性降水回波。回波移动方向和其走向一致，形成列车效应，是造成强降水的主要原因。基本速度图上，在降水发展阶段出现低层气旋性辐合、高层反气旋性辐散的有利配置。垂直液态含水量最大值所在位置与地面强降水落区基本相同。

图5 2016-07-30T21:34商洛多普勒雷达基本反射率(a 仰角为2.4°，圆圈表示西赵川镇)、基本速度(b 仰角为1.5°，圆圈表示气旋；c 仰角为6.0°，圆圈表示反气旋)

图1 2015-08-23T20影响系统配置图(文见第2页3)

图2 2015-08-23T14泾河TlnP图(文见第2页3)