基于地基微波辐射计资料对成都双流机场两次雷雨过程的分析

宋 静，傅文伶，周天煜

（1.民航西南地区空中交通管理局气象中心，四川 成都610202；2.北京爱尔达电子设备有限公司，北京102299）

受航空器活动限制， 机场及其周边不能通过探空气球获取气象要素（如温度、湿度）的分布和演变。每天2~3 次定时城市探空资料，难以满足高时空密度要求的航空气象服务。 多通道地基微波辐射计能够连续获取地面至10 km 高度的温度、 湿度廓线，弥补常规探测手段的不足， 可用于监测机场周边中小尺度天气系统的发展变化。

国内外学者应用微波辐射计开展了多项研究。王健等[1]利用微波辐射计研究暴雨发生前后气象要素和降水的关系，发现大气降水和水汽密度、液态水含量之间有着紧密的联系。 王健等[2]还发现，大气水汽含量变化具有季节性和日变化特点。 韩芳蓉等[3]利用地基微波辐射计获取的高时空分辨率资料，对2012 年7 月12—13 日武汉站发生的暴雨过程中各气象要素与降水的关系进行了分析， 表明微波辐射计资料有助于对降水云团的深入研究。 黄治勇等[4]对2009 年和2010 年发生在武汉咸宁的两次冰雹过程中的气象要素特征进行了研究， 表明辐射计温湿资料对于冰雹天气的监测有一定的指导意义。 方哲卿等[5]利用上海气象局的辐射计资料对2010 年上海盛夏午后强对流过程进行了研究， 发现在降水发生前半小时内， 辐射计反演的温度廓线在1 km 高度处有异常增温。

地基微波辐射计的数据质量也得到了国内外学者的充分验证。 赵玲等[6]通过研究MP-3000A 型微波辐射计， 指出辐射计数据的误差主要源自探测信号受到干扰和反演算法的本地化适应能力。 Chan[7]通过对比香港探空和GPS 资料，指出微波辐射计资料尽管存在一定误差， 但仍包含了可用于天气预报的信息。 韩珏靖等[8]对比了2011 年1—12 月江苏苏州的MP-3000A 型微波辐射计和常规探空数据，指出辐射计反演的相对湿度、液态水含量与降水、强对流和大雾的发生有着良好的对应。 沈建等[9]通过对2014 年1—7 月苏州大气边界层高度的分析， 指出辐射计反演的边界层高度和激光雷达的探测结果有着良好的一致性。

尽管地基微波辐射计在我国的应用已经较为普遍， 但以往的研究基本局限于青藏高原以下第三阶梯的城市地区， 较少涉及不能施放探空气球的民航机场。 我国西南地区地形复杂，高原机场较多，机场周边空中气象资料相对缺乏， 有必要对地基微波辐射计、风廓线雷达、气象卫星等非常规探测手段的应用进行充分研究，以适应日益增长的飞行需求。

本文从短临预报角度出发， 利用布设在成都双流机场的HTG-4 型微波辐射计资料， 对2017 年7月17 日“两高切变”型和7 月21 日“东高西低”型影响机场的2 次雷雨过程的温度、 相对湿度（Relative Humidity，RH）、 综合水汽含量（Integrated Water Vapor，IWV）、 云 中 液 态 水 含 量（Liquid Water Profile，LWP）等辐射计参数和由其反演的稳定度指数K、 对流有效位能CAPE（Convective Available Potential Energy）等对流参数进行研究，以了解双流机场对流天气特征及要素变化规律。

1 过程概况和天气形势

2017 年7 月17 日，机场19：00 闻雷（世界协调时UTC，下同），19：23—19：26、20：37—20：46 雷暴伴中阵雨，22：00 过程结束， 过程降水量7 mm（6.8 mm 产生于中阵雨阶段）。 2017 年7 月21 日，机场12：07 闻雷，12：30 雷暴伴小阵雨，14：23—14：41、15：21—15：28、16：21—16：27 雷暴伴中阵雨，16：37雷暴伴小阵雨，17：00 过程结束，过程降水量60.9 mm（51.9 mm 产生于中阵雨阶段）。

根据肖递祥等[10]对四川盆地1981—2015 年23次暴雨天气形势的统计分析， 7 月17 日12 时，四川地区500 hPa 形势场属于“两高切变”型，副热带高压和青藏高压间切变位于盆地西部， 机场位于切变以东，受副高西侧偏南气流影响；700 hPa 有弱冷平流侵入盆地；850 hPa 暖式切变位于盆地东部，机场位于切变东侧， 上空为2 m/s 的东南风； 地面图上，冷空气位于盆地北部，尚未到达机场。 到18 日00 时，两高切变仍维持在盆地附近，低层切变略有北抬，机场位于地面锋线北侧。此次过程有斜压锋生特征，锋面移动较快，产生的降水较少。

7 月21 日12 时， 四川地区500 hPa 形势场属于“东高西低”型，副高西伸至青海东部，盆地完全处于副热带高压控制下，低压槽位于青藏高原中东部；700 hPa 盆地有暖中心；850 hPa 暖式切变线位于机场东侧，偏南风风速较大，达6~8 m/s；地面图上，四川地区为弱的低压，无明显冷空气入侵。之后低层切变西移北抬，到22 日00 时位于机场以西。此次过程低层暖平流强迫显著，过程持续时间较长，降水量较高。

2 资料与方法

2.1 所用资料

选取2017 年7 月17 日、7 月21 日雷雨时段（7月17 日19—22 时，7 月21 日12—17 时）成都双流机场HTG-4 型地基微波辐射计逐时资料和对应时刻地面观测资料进行分析。HTG-4 型地基微波辐射计配置了2 个探测频段，14 个信号通道，其中7 个通道用来获取湿度廓线，频率范围在22~31 GHz，7 个通道用来获取温度廓线，频率范围在51~58 GHz。垂直廓线分辨率2 km 以下为100 m，2~5 km 为200 m，5~10 km 为400 m。该辐射计探测地面到空中0~10 km 的大气温度、 水汽等要素的数据刷新率为分钟级，由于资料的时间步长不是整数且不固定，以下分析均基于某时刻前后5 min 时段的要素平均值。

2.2 计算方法

个例比较中用到K 指数和对流有效位能CAPE，计算方法如下[11]：

T 和Td分别为气温和露点温度，下标数值表示气压。算式中第一项表示温度直减率，第二项表示低层水汽条件，第三项表示中层饱和程度。 因此K 指数可以反映大气的层结稳定情况，K 指数越大，层结越不稳定。

式中：δT=T气团-T环境，Base=LFC。 LFC 为自由对流高度，EL 为平衡高度。其物理意义表示：当气块的重力与浮力不相等且浮力大于重力时， 一部分位能可以释放，由于这部分能量对大气对流有着积极的作用，并可转化成大气动能，称其为对流有效位能。在自由对流高度之上，气块可从正浮力作功而获得能量。

由于辐射计可以随时反演出K 指数和CAPE指数， 所以通过分析这2 个指数在对流过程不同阶段值的变化， 可以较准确地描述双流机场对流天气演变特征。

3 个例研究

3.1 相对湿度和综合水汽含量演变特征

低层足量水汽供应是强对流发生的重要条件之一。 地面以上10 km 范围内，以相对湿度达到80%来区分干区和湿区，在“7·17”雷雨前3 h（16—19时），相对湿度垂直分布呈现“上下干，中间湿”三层结构（图1a）。 空中2~4 km 多次出现接近饱和（RH≥90%）的现象，湿层（RH≥80%）厚度达到3~4 km，顶高在4~5 km，底高在0~1 km，维持时间超过3 h；降水发生前1 h（18—19 时），相对湿度分布转为“上干、下湿”两层结构，湿层增厚至4~5 km，近地面湿度逐渐达到饱和并持续到过程结束。“7·21”雷雨过程发生前3 h（9—12 时），相对湿度也呈“上下干、中间湿”三层结构（图1b）。 湿层厚度达3~4 km，顶高在5~6 km，底高在1~2 km，维持时间超过3 h；降水发生前1 h（11—12 时），0~10 km 相对湿度都有所增加，湿层增厚至4~4.5 km，整层变为“上干、下湿”两层结构，并维持到降水结束。

对2017 年7—8 月发生在双流机场的20 例对流过程（18 例含中阵雨及以上强度降水，2 例仅有小阵雨）分析发现，较强降水过程前的相对湿度垂直分布都呈现“上下干、中间湿”的特征，且最大相对湿度都高于80%，部分甚至高于85%。 对于较强降水过程，中间湿层的高度一般在2~4 km，并在近地面之前2~3 h 达到饱和， 但空中湿层达到饱和的现象不一定保持连续； 在降水开始后，3 km 以下的气层基本都呈现饱和状态，并保持连续直到降水结束。

图1 双流机场相对湿度垂直廓线和综合水汽含量（IWV）随时间变化

此外，“7·17”相对湿度大值区中心（≥80%）除整层增湿的峰值阶段外（如19：30、20：30 前后），基本处于5 km 高度以下， 相对湿度60%以上区域的平均高度超过了6 km；而“7·21”过程的相对湿度大值区中心高度和60%区域的平均高度分别为6 km和7 km，湿层更深厚。 深厚的湿层有利于短时强降水的产生[12]，而两者湿层厚度差异可能是由于“东高西低”环流背景下低层有更明显的暖平流强迫，水汽条件更好[10]。此外，湿层厚度也能够用于区分降水期和非降水期[3]，而降水期间的多个相对湿度峰值也较好地对应了降水强度的变化——中阵雨总是发生在相对湿度达到波峰时（图1 中黑色箭头）。

此外，由0 ℃层高度变化（图1 中白色实线）可知，暖区（温度≥0 ℃的区域）厚度在降水开始后（图1 中白色箭头）先增大后减小，每次中阵雨（图1 中黑色箭头）发生时都有明显增大，也对应着湿度的增加。暖区内RH≥90%，过程期间始终处于饱和状态，暖区外则明显干燥，表明两次过程以暖云降水为主。

综合水汽含量（IWV）直观地反映了大气中的水份状态。 两次雷雨过程中，IWV 都很充沛（图1c，1d），峰值超过85 kg/m2，最低不低于70 kg/m2，属于较为极端的水汽条件[13]。 但后者IWV 保持高值的时间显著高于前者，水汽条件更好，更容易产生短时强降水。 两次过程中，IWV 在过程发生前迅速增长、过程结束后迅速下降，雷暴和降水都发生在IWV 快速增长的波峰上（图1 中白色箭头）。“7·17”过程第一次中阵雨发生后，IWV 短暂回落至72 kg/m2，很快又增大， 两次较大的波峰对应了两次中阵雨的发生。“7·21”过程的IWV 表现特征类似，IWV 短暂减小至77 kg/m2后又很快增大（图1d），反复2 次，3 次较大的波峰对应了3 次中阵雨的发生， 中阵雨的持续时间也显著高于“7·17”过程。两次过程中，每次发生较强降水后，IWV 都会短暂回落， 但仍高于过程开始前的水平，不足2 h 后再次发生较强的降水。 此外，“7·17”过程中第一次中阵雨距离过程开始的时间间隔要明显短于“7·21”过程，表明前者对流发展较快，但整体降水时间不足，只发生了两次中阵雨，持续时间也较短。 而后者从降水开始到发生第一次中阵雨的时间间隔更长，3 次中阵雨的间隔也基本一致，总降水时间更久，表明后者对流发展虽然较慢，但有更多的时间产生降水，从而造成了更大的降水量。

3.2 云中液态水含量演变特征

云中液态水含量能够直观的反映云中的水分状态。 王健等[1]、韩芳蓉等[3]统计了不同地区降水前云液态水含量变化特征，并给出了一些预警指标。数值模拟显示短时强降水对700~850 hPa 附近的水汽条件最为敏感[14]。

双流机场的2 次过程在降水发生前1 h，1~3 km的云中液态水含量有明显波动。随着降水的临近，波动加剧，高含水量区域的高度逐步抬升，降水开始后降低，并反复数次，每次明显的抬升都对应了中阵雨的发生。相比较而言，“7·21”过程云液态水含量涨落更频繁，达到极值2500 g/m2的次数更多，持续时间也有优势，体现了更充足的水汽供应。

对应云中高含水量区域的抬升， 含水量大值中心所在高度也抬升至6~7 km， 降水发生后降低至3~4 km；大值区中心浓度也由最高0.8 g/m2下降，但仍高于过程发生前的数值（0.0~0.2 g/m2）；大值区中心的平均高度为4~6 km，而含量高于0.2 g/m2的云中液态水广泛分布在1.3~6.5 km， 这和牟艳彬等[15]对2017 年7—8 月双流机场20 例对流过程的分析结果相一致。

由图2 可知，两次过程中较暖的液态水（温度≥0 ℃）占据了云中液态水含量的绝大部分，变化趋势和总量基本一致； 降水发生在液态水总量和较暖液态水含量的峰值上， 降水强度的增大也对应了液态水总含量和较暖液态水含量的增加。两次过程中对流云的主体都位于6 km 以下，液态水极值也分布于0 ℃层高度附近（4~6 km），云底高度较低，具有典型的暖云降水特征[16]。

3.3 不稳定特征

温度的垂直分布可以反映大气层结热力状态的变化。两次过程开始前1 h，1 km 以下气层出现了明显的增温现象，增幅0~2 ℃不等，并向上延伸到0 ℃层。 同时，0 ℃层以上大气增温效果随着高度增加而减弱（图3a，3b），导致0 ℃层附近温度梯度增大。 雷雨发生后0.5~1 h，近地层逆温开始形成，并在降水期间多次出现。逆温层的出现并不连续，在较强的降水期间逆温层明显加深，温度的垂直变化显著，而在较弱的降水期间逆温层减弱甚至消失， 温度的垂直变化不明显。黄治勇等[17]的研究表明，逆温层之上的空气正处于不稳定状态， 低层逆温的出现有利于对流的维持和发展。“7·21”过程比“7·17”过程更频繁的出现逆温，较强降水的频次也更高，表明“7·21”过程低层水汽条件更好，降水时间更长，产生的降水也更多。

图2 双流机场云中液态水含量（LWP）随时间变化

图3 双流机场气温垂直廓线和稳定度参数随时间变化

K 指数用来表示大气稳定度。 两次雷雨过程开始前1 h（图3c，3d），K 指数均达到了35 ℃以上，主要是由于低层湿度的增加和气温的上升， 使得大气层结处在对流不稳定状态。 临近雷暴发生K 指数明显增大，在雷雨期间多次大幅增加，降水强度也随之增大；每次增大后都会短暂下降到35 ℃以下，然后迅速上升，为后续过程的发生提供了有利条件。过程结束后，K 指数迅速降至发生前状态并继续下降到35 ℃以下。 对比两次过程可知，“7·21”过程K 指数达到极值的次数更多，维持时间更久，表明该过程低层暖湿条件更好，更有利于对流性降水的发生和维持。

CAPE 反映了不稳定潜势能量的大小。 两次雷雨过程开始前2~3 h，CAPE 均有明显波动， 峰值达到了600 J/kg，临近雷暴有小幅回落，表明对流发生前能量有部分释放； 雷雨开始后跃升至2000 J/kg，并反复振荡， 雷雨结束后迅速回落到较低水平。 可见，相较于K 指数，CAPE 值对强对流天气的发生更加敏感。 两次过程中，除雷雨起始阶段外，CAPE 的峰值基本都低于2000 J/kg，属于中等对流不稳定[18]，相较极端的CAPE 更有利于高效率降水的形成，可以在较大程度上避免使气块加速通过暖云层， 从而延长暖云的降水时间。 得益于更有利的水汽条件，“7·21”过程CAPE 维持中等强度的时间更久，更有利于对流活动维持和强降水持续。

4 结论

（1）两次雷雨发生前，相对湿度从“上下干、中间湿”的三层结构转变为“上干、下湿”两层结构，空中高湿区一般提前近地层2~3 h 达到饱和；过程期间3 km 以下持续饱和，直至过程结束；较强的降水发生在相对湿度的波峰上。

（2） 两次过程水汽含量充沛， 保持在70 kg/m2以上，峰值超过85 kg/m2。每一次较强降水发生后水汽含量都会短暂回落， 但仍高于过程前的数值，不足2 h 后再次发生较强降水；“7·21” 过程更好的水汽条件有利于产生更大的降水。

（3） 云中液态水含量的显著增长对应了降水的产生和雨强的增加。降水过程中，云中液态水主要位于6 km 以下， 温度在0 ℃以上的液态水占比很高；暖区（温度≥0 ℃）内相对湿度≥90%，两次过程以暖云降水为主。

（4） 雷雨前1 h 左右低层气温上升、0 ℃层抬升，雷雨开始1 h 内1 km 以下出现明显逆温，逆温层增厚对应了降水强度的增加， 逆温的持续存在有利于产生更多的降水。

（5）CAPE 比K 指数能更早的预示强对流天气的发生，较强的降水发生在两者快速增加的波峰上。更好的水汽条件有利于对流的维持和降水的持续。