成都两次暴雨期间风廓线雷达观测的低空风场特征

王佳津，张 琪，张 涛，龙柯吉，师 锐

(1.四川省气象台，四川 成都 610072；2.中国气象局成都高原气象研究所，高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，四川 成都 610072；3. 四川省成都市气象局，四川 成都 610071)

引 言

在有利的大尺度环流背景下，暴雨由中小尺度天气系统活动直接造成[1-2]。对于中尺度系统而言风场扰动相对于气压场更加敏感[3]，且中尺度对流活动与低层切变系统的发展、演变相吻合[4]。因此，分析低层风场特征，有助于进一步了解暴雨的中尺度特征。低层风场可能是暴雨触发的因子，也可能是暴雨维持、增强的原因。研究发现低空急流先于暴雨形成，低层风速脉动是触发暴雨的重要因子[5]，低层偏南风气流即使未达到低空急流标准，风速加大也可以触发产生暴雨[6-7]，且低层偏南风的加强为降雨区提供大量的水汽和不稳定能量，在暴雨区的扩大和暴雨强度的增强中有重要作用[8-10]。此外，边界层的冷空气对中尺度对流的发生发展有重要意义，是盆地暴雨发生发展的重要原因之一[4,11]。

常规气象高空观测资料时空分辨率较低，不足以分辨中尺度对流系统的发生发展及演变过程[12]，风廓线雷达站网能够弥补常规探空站网分布密度的不足[13]。风廓线雷达探测资料种类多，时空分辨率高，可以揭示中小尺度系统的连续变化过程，是研究暴雨期间低空风场特征的有力工具[14]。国外，风廓线雷达在天气预报中的应用研究较早，如应用风廓线雷达数据分析低空急流特征、冷锋结构、雷暴特征、天气系统的连续变化等[15-20]。

风廓线雷达对风的垂直结构探测表现出较强的能力[14]，可以直观显示暴雨过程中的中小尺度系统活动[21,22-24]。研究发现，高低空急流的向下脉动与强降水的开始和增强有密切联系[22,25-29]，且低空急流向下脉动和加强引起的降水加强比高空急流向下脉动更为重要[22]，低空急流指数与降水强度存在正比关系[21,29]。强降水开始前数小时地面风场存在辐合，降水临近时辐合层向上发展有利于降水发展[25,30]。值得指出的是，在不同天气背景、下垫面环境等影响下，低空急流及风切变与强降水的相互作用表现不同[28]。

成都位于四川盆地西部，龙门山脉东侧，共布有7部风廓线雷达，其观测数据为研究成都暴雨期间中尺度风场结构与强降水的关系提供了有利的数据支撑。2018年7月南压高压位置稳定且偏强[31]，成都暴雨频发，共出现7次暴雨过程，其中以7月2日和11日两次过程强度最大。本文利用成都风廓线雷达探测资料，分析2018年7月2日10:00(北京时，下同)—12:00、7月11日02:00—05:00在成都出现的两次强降水过程期间低空风场特征，以期对进一步认识成都暴雨期间的中尺度特征提供帮助。

1 风廓线雷达主要性能和资料

成都风廓线雷达是由北京敏视达雷达有限公司生产的TWP3，是利用UHF多普勒雷达技术和RASS技术在引进、吸收洛克希德-马丁公司为美国海洋大气管理局提供的风廓线雷达专有技术的基础上，融合现代成熟技术开发的无人值守、自动和连续测量边界层风廓线和温度廓线的新型气象装备。TWP3的基本技术性能为：(1)在1270～1295 MHz和1300～1375 MHz频率范围内选择工作频点；(2)最低探测高度为100 m；(3)最高探测高度为3～5 km；(4)高度分辨率为60 m及其倍数；(5)扫描波束数为5(天顶、偏东16.3°、偏南16.3°、偏西16.3°、偏北16.3°)。

探测期间原始数据时间分辨率为6 min，最低探测高度100 m，最大探测高度4000 m，高度分辨率为60 m。资料为风廓线雷达输出的60 min平均产品数据。

2 天气形势

2018年7月2日和11日成都连续出现了两次暴雨过程，暴雨中心皆为彭州站，强降水时段分别在白天和夜间，日降水量分别为144.3 mm和253.4 mm，最大1 h降水量为50.4 mm(2日10:00—11:00)和52.7 mm(11日03:00—04:00)。2日08:00 500 hPa高原槽位于甘肃南部至四川甘孜州北部，槽后伴有较强冷平流，后续逐渐发展加强成高原涡，强降水区位于低涡前部，副热带高压(简称“副高”)位于海上，588 dagpm线的西脊点位于130°E附近[图 1 (a)]；850hPa强降水区存在风向、风速的辐合，偏南风增强，且达到急流强度，最大风速16 m·s-1，水汽主要来自孟加拉湾[图 1 (b)]； 2日08:00的探空图(图略)上，大气存在热力不稳定，CAPE值为537.6 J·kg-1，湿层较厚。10日20:00 500 hPa贝加尔湖南部至甘孜州南部存在一高空槽，温度槽落后于高度槽，槽内冷平流明显，强降水区位于槽前底部，副高588 dagpm线的西脊点位于110°E附近，且稳定维持，对低槽有一定的阻挡作用[图 1(c)]；850 hPa强降水区主要为偏东风，存在明显的风速辐合，水汽主要来自东海[图 1 (d)]； 10日20:00的探空图(图略)上，大气热力不稳定较2日过程偏小，CAPE值为377.5 J·kg-1，但与2日过程相似的是湿层较厚(图略)。

图1 2018年7月2日08:00(a、b)和10日20:00(c、d)500 hPa位势高度场(等值线，单位：dagpm)与风场(风向杆，单位：m·s-1)(a、c)和四川地区850 hPa风场(b、d，单位：m·s-1)(三角形为彭州站)Fig.1 The 500 hPa geopotential height field (isoline, Unit: dagpm) and wind field (wind stem, Unit: m·s-1) (a, c) and 850 hPa wind field (b, d, Unit: m·s-1) over Sichuan area at 08:00 BST on 2 (a, b) and 20:00 BST on 10 (c, d) July 2018(the triangle for Pengzhou station)

1 h降水量达到或超过20 mm为短时强降水[32]，两次降水过程强降水出现时间分别为2日10:00—12:00和11日02:00—05:00(图2)。

图2 2018年彭州站7月2日(a)和11日(b)两次暴雨过程逐小时降水量Fig.2 Hourly precipitation during two rainstorms at Pengzhou station on 2 (a) and 11 (b) July 2018

3 暴雨期间风场特征

3.1 大气垂直结构特征

两次过程的暴雨中心都在彭州，彭州附近有2个风廓线雷达站，分别在距彭州约19 km、27 km的郫县站和新都站，3个站点的分布如图3所示，彭州介于新都和郫县之间，位置偏北，且2个风廓线雷达站的纬度相近。下文将主要根据新都、郫县站的风廓线雷达资料分析两次强降水期间的低空风场特征。

图3 气象站点空间分布Fig.3 Spatial distribution of meteorological stations

风廓线探测要求探测的风场在每个采样高度及其所在范围的平面内风向风速“相同”[21]。在强降水天气中，单一时次资料缺乏代表性，文中所用风廓线雷达数据为1 h平均值。温江探空站位于郫县西南侧，与郫县风廓线雷达相距约13 km。图4为2018年7月11日08:00郫县风廓线雷达与温江探空水平风廓线。可以看出，两者4 km以下水平风场分布较为一致，即风廓线雷达资料具有一定的可信度，此外，罗娟[33]研究也指出500 hPa以下风廓线雷达资料具有较高的可用性。

图4 2018年7月11日08:00郫县风廓线雷达(左)与温江探空(右)水平风廓线Fig.4 The horizontal wind profile from Pixian wind profile radar (the left) and Wenjiang sounding station (the right) at 08:00 BST on 11 July 2018

图5为2018年7月2日和11日温江探空站相对湿度廓线和两次过程温江探空假相当位温廓线。可以看出，两次降水过程大气垂直结构略有不同。对于2日的降水过程，短时强降水开始于2日10:00，08:00低层没有出现低空急流， 850～500 hPa大气处于不稳定层结状态，且大气相对湿度处于整层饱和状态(>90%)，这种高湿且不稳定的状态有利于降水的发展；20:00 850～500 hPa大气处于基本稳定状态，但大气相对湿度仍处于整层饱和状态，降水以稳定性降水为主。11日降水过程，短时强降水开始于11日02:00，2～4 km存在低空急流，10日20:00的大气整层都处于层结不稳定状态，大气相对湿度整层处于近饱和状态，这种饱和且不稳定的大气环境非常有利于强降水发生；11日08:00 850～500 hPa大气处于基本稳定状态，且此时大气相对湿度从850 hPa超过80%递减到400 hPa 50%左右，此时降水以稳定性降水为主并趋于结束。

图5 2018年7月2日(a)和11日(b)温江探空站相对湿度廓线和两次过程温江探空假相当位温廓线(c)Fig.5 Relative humidity profiles at Wenjiang sounding station on 2 (a) and 11 (b) July 2018, and pseudo-equivalent potential temperature profile at Wenjiang sounding station during two processes (c)

3.2 低空风场特征

风廓线雷达水平风场的时间-高度剖面除了可以分析低空急流外，还可以分析低层风场扰动，这种扰动与两种情况对应:一是与急流；二是与冷空气入侵[34]。图6为两次暴雨过程郫县和新都站风廓线雷达水平风的时间-高度剖面。可以看出，2日暴雨过程未建立低空急流，从1日18:00至2日08:00，1～4 km高度主要为偏南风，风随高度顺转，为暖平流。2日02:00 2～4 km高度南风有所加强，最大风速为10 m·s-1，持续至05:00，并在08:00南风再次增大，最大风速达18 m·s-1，但持续时间较短。而1 km以下高度主要为偏北风，2日06:00，偏北风风速有所增加， 08:00，0.5 km高度出现第一次风场扰动，此时2 km以下偏南风逐渐转为偏东风，风随高度逆转，中低层有冷空气侵入。2日10:00 1 km高度出现第二次风场扰动，1～4 km皆转为偏东风，整层都有冷平流，且风速增大，短时强降水开始。随后整层偏北风风速继续增大，在0.5～1 km高度上表现尤为显著，12:00出现了风速大于20 m·s-1的北风大值中心，此时短时强降水结束。综上所述，此次过程强降水时段介于3 km高度附近出现南风大值中心和1 km以下高度出现北风大值的时间段之间。

图6 2018年7月1日18:00至2日22:00(a、c)，10日13:00至11日17:00(b、d)两次暴雨过程郫县(a、b)、新都(c、d)风廓线雷达水平风的时间-高度剖面(箭头表示强降水开始时刻，阴影为≥8 m·s-1风速，图a中10:00—20:00资料缺测)Fig.6 The time-height cross sections of horizontal wind from Pixian (a, b) and Xindu (c, d) wind profile radars during two rainstorm processes from 18:00 BST on 1 to 22:00 BST on 2 (a, c), and from 13:00 BST on 10 to 17:00 BST on 11 (b, d) July 2018 (The arrow indicates beginning moment of heavy rain, the shaded for wind speed greater than or equal to 8 m·s-1, the material is missing during 10:00 BST-20:00 BST in Fig.6(a))

7月11日暴雨过程的风场结构与7月2日略有不同，在11日强降水前期，存在低空急流，水平风速在垂直方向上存在一个大值中心。郫县风廓线时间-高度剖面上，10日13:00—20:00，1 km以上风向随高度顺转，为暖平流，1 km以下由东风逐渐转为偏北风，地面存在浅薄冷空气。10日20:00 2～4 km高度风场由前期的东南风转为南风，且风速增大，并出现风速大值区(≥12 m·s-1)，低空急流持续至11日03:00，维持近8 h，为强降雨的产生提供了充足的水汽和动力条件。10日23:00至11日01:00， 0.5 km高度及以下区域出现第一次风场扰动，11日02:00开始0.5 km以下转为一致的偏北风并且风速增强，迫使地面暖湿空气抬升，对流强烈发展，此时1 km高度上存在第二次风场扰动，短时强降水开始，而后随着中层风场由偏南风转为偏北风，冷平流入侵，冷暖空气扰动增强，短时强降水增强，低空急流消失。11日06:00 3 km以下转为一致的偏北风，北风风速增加，1 km高度风速增大较为显著，强降水减弱。而偏东的新都风廓线雷达站，风场结构特征与郫县基本一致，只是风速大值区(≥12 m·s-1)出现在10日18:00—22:00，中心值达16 m·s-1，出现时间较郫县站早2 h。本次强降水过程低空急流的出现早于强降水，其强度也是在强降水发生前达到最强，且低空急流发生层次(800～700 hPa)较高，属于天气尺度急流[35]，其形成与地形的热力和动力强迫作用相关。成都位于龙门山脉东侧，午后辐射加热作用显著，形成强烈的上山气流，在科里奥利力及惯性振荡机制共同作用下气流逐渐向北转，在夜间呈现明显的南风分量并加强原有偏南气流形成低空急流[35]。急流东侧是副高，西侧为高原槽，高低压系统的过渡带存在较大的气压梯度，风速得到加强也易形成低空急流。800～1000m附近的偏北风急流比强降水开始前1500 m附近的偏南风急流更强，该急流主要是由冷空气入侵而引起的边界层急流，伴随着强降水的发生、发展和结束。而强降水开始前的低空急流，与扰动相联系，并与天气系统的发展相关[36]，其对降水的作用主要体现在3个方面：输送水汽；形成大气不稳定层结；产生上升运动[37-38]。

综上所述，两次暴雨的强降水开始时间都是在0.5 km高度附近出现第一次风场扰动之后，1 km高度附近出现第二次风场扰动之时，第一次风场扰动较强降水开始提前约1 h。两次暴雨过程由地面到高层依次出现的风场扰动主要由冷空气侵入造成。

3.3 低空急流指数

11日暴雨过程期间有明显的低空急流。为了进一步理解暴雨强度与低空急流的关系，引入低空急流指数I[22,29,39]，I=V/D，V(m·s-1)为2 km以下急流中心最大风速；D(m)为12 m·s-1风速最低高度；I(10-3s-1)值越大说明急流所在高度越低，对降水越有利。

图7为2018年7月11日暴雨过程彭州降水量和新都低空急流指数I的逐时变化。可以看到，强降水(11日02:00—05:00)前，10日19:00—22:00I维持在10×10-3s-1左右，22:00出现最大值10.6×10-3s-1，3 h后出现短时强降水，I峰值超前短时强降水3 h。

图7 2018年7月11日暴雨过程彭州站降水量和新都站低空急流指数的逐时变化Fig.7 Hourly variations of precipitation at Pengzhou station and low-level jet index over Xindu station during the rainstorm process on July 11, 2018

7月2日暴雨过程，没有低空急流建立的过程，但彭州仍然出现了短时强降水，这表明低空急流的建立不是短时强将水出现的必要条件，且I与强降水强度也不一定正相关，还需要其他条件的配合。

3.4 风切变

图8为2018年7月1日18:00至2日22:00和10日13:00至11日17:00新都站水平风垂直切变的时间-高度剖面。可以看出，在两次强降水开始前几小时，3 km左右高度风场垂直切变逐渐增强。1日08:00，即强降水开始前2 h左右， 3 km附近出现明显的垂直切变中心(南风增强产生)，中心值大于0.04 s-1；10日21:00，即强降水开始前5 h左右，3.5 km附近出现明显的垂直切变强中心(南风增强产生，大于0.04 s-1)。此外，在强降水开始后的几小时，1 km以下高度风场垂直切变逐渐增强。其中2日12:00，即强降水开始后2 h左右， 1 km以下高度出现明显的垂直切变中心(北风增强产生)，中心值大于0.04 s-1，随后降水逐渐减弱； 11日06:00，即强降水开始后4 h， 1 km高度以下出现大于0.04 s-1垂直切变中心(北风增强产生)，随后降水逐渐减弱。

图8 2018年7月1日18:00至2日22:00(a)和10日13:00至11日17:00(b)新都水平风垂直切变的时间-高度剖面(单位：s-1)Fig.8 The time-height cross section of and vertical shear of horizontal wind from 18:00 BST on 1 to 22:00 BST on 2 (a), and from 13:00 BST on 10 to 17:00 BST on 11 (b) July 2018 (Unit: s-1)

为进一步分析南风增强和北风增强而产生的垂直切变中心对强对流组织发展的影响，以11日强降水过程为例，选取4个时刻，详细分析不同阶段的强对流雷达回波特征。在垂直切变中心形成前，即10日14:58[图 9(a)]新都附近有回波生成，最大反射率因子为22 dBZ；南风增强形成垂直切变中心时，即10日20:59[图 9(b)]，新都西侧存在新生发展的块状回波，最大反射率因子为43 dBZ；强降水开始时，即11日02:09[图 9(c)]，新都站南侧回波北上，在新都附近明显加强，最大反射率因子为50 dBZ；北风增强开始形成垂直切变中心时，即11日06:02[图 9(d)]，0 dBZ以上回波主要位于新都西侧更靠近郫县地区，新都附近回波的反射率因子为30 dBZ左右；随着偏北风的进一步增强，11日07:54新都西侧的强降水回波完全消失。

图9 2018年7月10日14:58(a)、21:08(b)、11日02:09(c)和06:02(d)成都站雷达回波反射率因子(单位：dBZ)(彭州、郫县和新都站在红色圆圈内)Fig.9 The reflectivity factor at Chengdu radar station at 14:58 BST (a), 21:08 BST (b) on 10, 02:09 BST (c) and 06:02 BST (d) on 11 July, 2018 (Unit: dBZ)(Pengzhou, Pixian and Xindu stations are inside the red circle)

综上所述，强降水开始前，由南风风速增强(2～4 km)形成强垂直风切变中心，有利于对流组织发展，从而产生强降水，而强降水开始后，由北风风速增强(1 km附近及以下)形成的强垂直风切变中心，破坏对流组织发展，降水逐渐减弱，这与王彦等[43]的研究结果一致。

4 结 论

(1)强降水开始前，2～4 km左右的偏南风有所加强，7月11日过程甚至加强为低空急流，低空急流发生层次较高，属于天气尺度急流，急流的形成与成都地形热力作用和“东高西低”的动力强迫作用相关。低空急流指数I的峰值较短时强降水出现提前3 h。

(2)两次降水过程，强降水开始时间都在0.5 km左右高度附近出现风场扰动之后，1 km高度附近出现风场扰动之时。0.5 km高度附近风场扰动出现时间较强降水开始时间提前约1 h。

(3)南风增强和北风增强产生的强垂直切变对强降水的作用有所不同。2～4 km南风逐渐加强而形成的强垂直切变有利于对流组织发展，从而产生强降水；1 km附近及以下北风逐渐加强形成的强垂直切变，破坏对流组织发展，降水逐渐减弱。