秋季渤海海效应降雨的统计特征及形成机理

杨成芳，曹玥瑶

(1.山东省气象防灾减灾重点实验室，山东 济南 250031；2.山东省气象台，山东 济南 250031)

引言

海效应降雨是指强冷空气流经暖海面所产生的降雨过程，是海效应事件天气现象之一。渤海海效应事件中有约一半会造成山东半岛降水，其中冬半年主要造成降雪，个别情况下也可形成降雨[1]。预报业务中发现，在深秋，当强冷空气影响渤海和山东，各层低槽均已过境转为槽后西北气流控制时，山东半岛北部沿海地区有时会产生阵雨。这种降雨就是海效应降雨，业务中又称为冷流降雨，其发生发展机理与内陆地区降雨有明显区别。

近年来，我国海效应降雪(冷流降雪)研究进展迅速[2]，研究对象涵盖了渤海和东海的海效应降雪，涉及到山东、辽宁、上海等地[3-21]。渤海海效应降雪作为冬半年常见的天气现象，研究成果颇为丰富。渤海海效应降雪在山东半岛、莱州湾沿岸、鲁中北部地区、辽东半岛的冬季均可发生，以山东半岛最为显著[3-5]，12月具备最佳降雪条件[6]。尽管不同地区降雪差异大，发生时的天气形势也各不相同，但在天气图上的关键区域有共性环流形势特征，即在500 hPa等压面上，贝加尔湖以东至日本海为低压区，存在冷涡或低槽；对流层低层山东半岛为槽后西北冷平流；地面气压场上，渤海和山东半岛处在冷高压控制之下，海效应降雪发生在冷锋之后。其中，对流层低层渤海及山东半岛为槽后西北冷平流是海效应降雪的显著特征，也是区分冷流降雪与其他类型降雪的重要标志[3,7-8]。持续性暴雪发生在阻塞形势之下，不断有冷空气影响山东半岛。渤海海效应暴雪过程存在多尺度作用机制[4]，中尺度特征尤为显著[9]，存在浅层对流[10-11]和低层切变线。无论是在渤海南部莱州湾一带的强降雪，还是山东半岛北部的烟台、威海一带的降雪，近海面上都存在东北风，而西北风则为环境风场，二者构成切变线，产生强降雪[12-15]。在东北冷涡偏南、冷空气很强的情况下，辽东半岛的海效应降雪可达到中雪量级[16]。上海地区海效应降雪与东海暖海面有关，年平均发生次数为1.2次，占总降雪日数的25%[17]。在资料和技术方法方面，多采用卫星、多普勒天气雷达、风廓线雷达、加密自动气象站和海上浮标站等高时空分辨率资料及雷达风场反演技术，针对海效应降雪的中尺度特征过程进行研究[18-21]。多普勒天气雷达应用尤其普遍，可从中发现海效应降雪的形态、列车效应、逆风区、切变线等特征，是海效应降雪短时临近预报预警的有效信号。以上研究成果为预报员认识海效应降雪和提高预报准确率奠定了坚实的基础，同时也为海效应降雨的研究和预报提供了有益思路。

相较于海效应降雪，海效应降雨是小概率事件，过去对海效应降雨关注度低。初步研究[1,3]表明，渤海海效应降雨在10月、11月、12月和3月均可发生，11月最多，11月中上旬降雨时山东半岛东部850 hPa温度在-6 ℃左右。与海效应降雨形成机制类似的有湖效应降雨，发生在北美五大湖地区[22-24]。MOORE and ORVILLE[23]利用7 a的资料研究了伊利湖(Lake Erie)附近的湖效应降雨天气特征并与湖效应降雪进行了比较，发现湖效应降雨通常在初秋冷空气爆发时产生，其产生的天气形势与湖效应降雪相同，主要差异在于对流层低层的热力条件，湖效应降雪有明显的对流不稳定，而湖效应降雨没有对流不稳定，存在条件不稳定。由于研究薄弱，一些关键问题尚未清楚，例如，海效应降雨的时空分布、降雨强度有何特点，是否存在雨雪转换，其发生时需要满足什么样的冷空气强度、海气温差和动力条件，与海效应降雪相比有何差异，等等。预报员对此缺乏足够的认识，导致实际业务中海效应降雨经常漏报，难以满足人们对精细化预报的需求。近年来沿海探测资料日渐丰富，为海效应降雨的研究提供了良好的条件。本文利用多源观测资料，首先统计分析了近22 a中31次秋季海效应降雨过程的基本特征，然后分析了一次典型渤海海效应降雨天气的形成机理，以期加深预报员对渤海海效应降雨基本发生发展规律的认识，为海效应降雨预报提供参考依据，并与常见的海效应降雪构成完整的渤海海效应降水事件概念模型。

1 资料与方法

1.1 资料

统计分析海效应降雨特征时，使用了1999—2020年秋季(9—11月)的常规高空、地面图资料及山东122个国家级气象观测站逐日降水资料。个例分析资料采用2019年11月12—15日荣成鸡鸣岛浮标站(37.501°N，122.551°E)的逐时海面温度、3 m气温、风速、比湿、气压，山东逐时加密自动气象站、烟台和荣成CINRAD/SA多普勒天气雷达、NCEP/NCAR逐6 h再分析资料。其中，烟台多普勒天气雷达位于37.50°N，121.38°E，海拔高度为0.41 km，位于烟台国家级气象观测站(37.53°N，121.40°E)西南方向3.6 km处；荣成多普勒天气雷达位于37.15°N，122.37°E，海拔高度为0.129 km，位于荣成国家级气象观测站(37.17°N，122.38°E)西南方向，此次降雨过程中雷达的体扫模式为VCP21，9个仰角扫描。

1.2 方法

1.2.1 海效应降雨过程的统计方法

渤海海效应降雨发生的天气形势与海效应降雪形势类似，满足以下条件[3]：500 hPa等压面上，在贝加尔湖以东至日本海存在冷涡或低槽；对流层低层(850 hPa及其以下层次)，山东半岛为槽后西北冷平流；地面气压场上，亚洲中高纬度地区为庞大的冷高压覆盖，低压中心位于日本海附近或以东地区，渤海和山东半岛处在冷高压控制之下，降雨发生在冷锋之后。在此类天气形势下，山东半岛出现降雨，则为一次海效应降雨过程。如果500 hPa在60°N以南、140°E以西关键区内存在冷涡，则称500 hPa的影响系统为冷涡，如果在该区域内只有低槽，则称500 hPa的影响系统为低槽。按照这个标准利用高空图和地面图进行普查，1999—2020年共筛选出31次海效应降雨过程，其中有16次为冷涡影响，15次为低槽影响。

1.2.2 感热通量的计算方法

为了定量分析海洋向大气输送的感热，个例分析中采用了海气感热通量公式[25]进行计算：

Qs=ρacpch(Ts-Ta)u10

(1)

式中，ρa为空气密度，由湿空气状态方程计算得出；cp为定压比热，取平均值1 004.67 J·kg-1·K-1；ch为感热交换系数，取平均值1.261×10-3J·kg-1·℃-1；u10为海面10 m风速，单位为m·s-1；Ts为海面温度，Ta为近海面气温，单位为℃。

2 渤海海效应降雨的统计特征

2.1 降雨特征

2.1.1 降雨时间

1999—2020年秋季，山东半岛共出现31次海效应降雨过程，平均每年1.4次。由发生的时间来看，海效应降雨最早出现在10月19日(2007年)，最晚为11月29日(2008年)。10月中旬1次，10月下旬5次，11月共25次，11月占总数的83%，可见渤海海效应降雨主要出现在11月。细分11月各旬的降雨次数，可见降雨多发生在11月上旬和中旬，分别为8次和11次，到下旬降雨次数减少至6次(图1)。海效应降雨的持续时间较短，一次降雨过程均在1 d内，最长时间为21 h，最短时间不足1 h。

2.1.2 降雨量及空间分布

由降水量来看，31次过程各站的降水量均为小雨。其中，有11次过程为微量降雨，20次过程为有量降雨。最大降雨量为8 mm，2002年11月3日出现在福山和荣成。海效应降雨的落区与海效应降雪基本相同，分布在山东半岛北部沿海的烟台和威海地区，处在近东西向分布的低山丘陵北侧，以烟台、福山、牟平、威海、文登和荣成最为显著(图略)。

2.1.3 降水相态

在31次过程中，有22次过程为纯雨；9次过程存在降水相态转换，其中7次为雨转雨夹雪，2次为雨转雪。雨雪转换过程的相态较为复杂，有时候各站点雨雪共存，有的站点为雨，有的为雨夹雪，有的为雨转雨夹雪或者雨夹雪再转雪。渤海海效应雨雪相态转换的天气过程均发生在11月，10月只有纯降雨(图1)。

2.2 500 hPa影响系统

31次海效应降雨过程中，15次低槽影响的降水量和降雨范围均较小，单站最大降水量为3.3 mm；16次冷涡影响的降水量稍大，一般可达到3 mm以上，单站最大降水量为8 mm，降雨范围较低槽影响时大，通常可覆盖烟台和威海的北部沿海地区。该特点与海效应降雪基本相同，即在海效应降雪过程中，当有冷涡影响尤其是冷涡位置偏南时，可在烟台和威海地区产生大范围海效应暴雪[26-27]。

有的过程首先出现500 hPa(冷涡)低槽前西南气流系统性降雨，当低槽过境转为西北气流、对流层低层强冷空气影响渤海和山东半岛时转为海效应降雨，有的过程则仅产生海效应降雨(图略)。

2.3 850 hPa温度和地面气温

在海面温度变化缓慢的情况下，海效应降水事件能否发生主要取决于冷空气的强度。与海效应降雪相同，海效应降雨也是一种低云降水，其云顶接近于850 hPa，因此850 hPa的风成为海效应降雨的引导气流，850 hPa上的冷平流强弱基本代表冷空气的强度，通常以山东半岛850 hPa的温度作为海效应降雨发生的指标，也是业务中海效应降水热力条件的重要判据。统计分析31次海效应降雨发生时的850 hPa温度，按照就近原则，以降雨发生在08时或20 时的荣成探空站850 hPa温度作为代表。图2给出了各旬海效应降雨过程中降雨、转雨夹雪或雪时的850 hPa温度，图3给出了9次转雨夹雪或雪过程中出现雨夹雪或雪的站点地面气温，以此分析海效应降雨(雪)发生时冷空气强度和温度特征。

图2 1999—2020年31次海效应降雨过程发生时荣成探空站850 hPa温度(单位：℃)Fig.2 Temperature (units: ℃) at 850 hPa at Rongcheng Station during 31 Bohai ocean-effect rain events from 1999 to 2020

图3 1999—2020年9次海效应降雨过程雨夹雪(或雪)发生时的地面2 m气温(单位：℃)Fig.3 Surface air temperature (units: ℃) at 2 m during 9 Bohai ocean-effect rain events with sleet (or snow) from 1999 to 2020

由图2可以看出：10月，降雨时荣成探空站850 hPa温度在-2～0 ℃之间；11月上旬，850 hPa温度集中在-6～-5 ℃，最高为-4 ℃；11月中旬和下旬，中位数分别为-6 ℃和-7 ℃。总体来说，随着渤海海面温度的逐渐下降，海效应降雨发生时需要的冷空气强度也越来越强，10月至11月850 hPa的温度逐渐降低，10月在-1 ℃左右，11月在-6 ℃左右。

进一步考察11月9次海效应降雨转雨夹雪或雪天气过程的温度特征。此类过程通常先降雨后转为雨夹雪或雪，有的过程为部分站点降雨，另外一些站点雨转雪。发生雨夹雪或雪时，850 hPa的温度一般在-9～-8 ℃之间(图2)，较海效应降雨略低1～2 ℃，较同期的海效应暴雪过程的850 hPa温度(-10 ℃以下)略高。雨夹雪发生时的地面气温各旬差异不大，集中在1～3 ℃之间，中位数为2～3 ℃，最高地面气温为6 ℃；降雪发生时地面2 m气温11月中上旬均集中在3～5 ℃之间，下旬略低，为3～4 ℃(图3)。总体而言，11月发生雨转雨夹雪或雪时850 hPa的温度一般为-9～-8 ℃，地面2 m气温集中在2～4 ℃之间。

2.4 850 hPa风向风速

850 hPa作为引导气流层，其风向风速基本决定了海效应降雨云带向下游传播的方向和向内陆伸展的范围。在31次海效应降雨过程中，850 hPa风向为西北风的过程有28次，占总数的90%，有3次过程风向为西西北风，由此可见，西北风为主导风向。就风速而言，风速的增大有助于增强来自暖水面热量、水汽的输送和通过边界层的垂直混合，适度的风有利于产生辐合，使得垂直速度和最大降水率增强，但风速的增大将缩短驻留的时间，会减少来自暖水面热量和水汽改变大气的机会[4]。31次降雨过程的850 hPa风速均在10～20 m·s-1之间，风速为12 m·s-1的次数最多，为10次，其次为18 m·s-1和14 m·s-1，12～18 m·s-1占总次数的84%，表明海效应降雨850 hPa适宜风速为12～18 m·s-1(图4)。与周雪松等[1]对所有海效应事件的850 hPa风速统计结果相比较，二者均表现为风速12 m·s-1的频次最高，但从总体来看，所有海效应事件中850 hPa风速为7～16 m·s-1的占总数的87.4%，较海效应降雨的适宜风速略小。

图4 1999—2020年渤海海效应降雨过程850 hPa风速(单位：m·s-1)分布Fig.4 Distribution of wind speed (units: m·s-1) at 850 hPa during Bohai ocean-effect rain events from 1999 to 2020

3 渤海海效应降雨的典型个例分析

以2019年11月13日典型渤海海效应降雨过程为例，分析海效应降雨产生的环流形势、热力、动力及雷达回波特征，揭示其形成机理。

3.1 降雨实况

2019年11月12—13日，山东先后出现高空低槽影响的系统性降雨和海效应降雨。12日夜间至13日上午，为低槽前的全省性降雨，大部地区为小雨。海效应降雨自13日14时(北京时，下同)从烟台的北部沿海开始，23时在荣成结束，强降雨时段集中在17—22时。海效应降雨出现在烟台北部沿海和威海地区，烟台市牟平区的昆嵛山林场站过程降水量最大，为6.6 mm，其次是5.9 mm(牟平站)；最大小时雨量为3.0 mm，20—21时出现在文登站(图5a、b)。降雨显示出阵性特征，雷达回波为块状，最大反射率因子为45～50 dBZ，自西北向东南方向移动(图5c、d)。

图5 2019年11月13日14—23时山东半岛海效应过程总降雨量(a，单位：mm)、逐时降水量(b，单位：mm)和雷达组合反射率因子(c. 18:00，d. 20:22；单位：dBZ)Fig.5 Total ocean-effect precipitation (a， units: mm) and hourly precipitation (b， units: mm) in Shandong Peninsula from 14:00 BST to 23:00 BST, and radar composite reflectivity (c. 18:00 BST, d. 20:22 BST; units: dBZ) on 13 November 2019

3.2 环流形势

图6给出了此次海效应降雨强盛时段的500 hPa、850 hPa、地面天气图和降雨前后的冷空气情况。由图可以看出，海效应降雨过程发生在有较强冷空气影响渤海和山东半岛的形势下。13日20时，500 hPa(图6a)上，欧亚大陆中高纬度地区为“两槽两脊”形势，贝加尔湖以东地区为深厚冷涡，其后冷中心为-44 ℃，我国东北地区为经向度大的低槽。850 hPa(图6b)上，渤海和山东半岛处在低槽后部的西北冷气流中，山东半岛北部沿海的温度在-8～-6 ℃之间。地面图上，我国东部地区为冷高压控制，日本海为低压区(图6c)，地面冷锋自11时移过山东半岛。这种天气形势有利于较强冷空气影响渤海和山东半岛地区。过烟台的温度平流和水平风场的演变显示，自12日14时起，随着500 hPa低槽加强东移，对流层中高层冷空气也随之影响烟台地区，13日08时500～400 hPa有强冷平流，此后925～600 hPa间的冷平流中心值达到-60×10-6～-50×10-6℃·s-1，表明有较强冷空气入侵对流层低层；13日23时以后，对流层低层逐渐为暖平流取代(图6d)。海效应降雨发生在对流层低层冷平流影响期间，地面冷锋过境3 h后降雨开始。

图6 2019年11月13日20时高空图(a. 500 hPa，b. 850 hPa；黑色等值线为位势高度，单位：dagpm；红色等值线为温度，单位：℃；矢量为风场，单位：m·s-1)、地面气压场(c，单位：hPa)、过烟台站的温度和温度平流及水平风的时空演变(d；等值线为温度，单位：℃；色阶为温度平流，单位：10-6℃·s-1；矢量为水平风，单位：m·s-1；世界时)(a—c中圆点所示位置为烟台站)Fig.6 Synoptic chart of upper level (a. 500 hPa, b. 850 hPa; black isoline denotes geopotential height, units: dagpm; red isoline denotes temperature, units: ℃; vector denotes wind, units: m·s-1)， surface pressure field (c, units: hPa) at 20:00 BST 13 November 2019, and time-height evolution of temperature, temperature advection, and horizontal wind at Yantai Station (d; isoline denotes temperature, units: ℃; color scale denotes temperature advection, units: 10-6℃·s-1; vector, denote horizontal wind, units: m·s-1; UTC) (in a, b, and c, the location of the dot represents Yantai Station)

与常见的渤海海效应暴雪过程[4,7-8,12]相比较，可见渤海海效应降雨发生的天气形势与之基本类似，500 hPa冷涡(或低槽)、850 hPa西北冷平流、地面冷高压是产生渤海海效应降水的共同特征。

3.3 热力特征

海效应降水是冷空气和暖海面共同作用的结果。对马暖流西分支在秋季开始出现，冬季势力达到最强，导致黄海至渤海出现暖水舌，这是海效应降水形成的基础。当有强冷空气影响渤海暖海面，海效应降水能否发生，首先取决于热力条件。因海效应降水为低云降水，一般850 hPa接近于云顶，受海面温度的影响较小，故实际业务上通常以山东半岛东部850 hPa的温度代表冷空气强度，并与海面温度相比较，以此判断大气层结稳定情况。图7给出了2019年11月13日前后的海面温度和大气温度情况，以分析此次海效应降雨过程的海气变化和热力特征。

3.3.1 海面温度及冷空气

13日20时的海洋表面和陆地表面温度(图7a)显示，黄海和渤海海域的表面温度明显高于周边陆地表面温度，黄海北部至渤海存在24～28 ℃的暖海温带，温度自北向南递减，山东半岛的温度在18 ℃以下，明显低于渤海海面温度。

图7 2019年11月13日海效应降雨过程海面温度和气温(a.再分析资料中20时海洋和陆地表面温度，单位：℃；黑色方框代表鸡鸣岛浮标站，黑色圆点代表荣成站)以及12—15日08时和20时鸡鸣岛浮标站海面温度、荣成探空站850 hPa温度及其温差(b，单位：℃)Fig.7 Sea surface temperature and air temperature during ocean-effect rain event on 13 November 2019 (a. ocean and land surface temperature of reanalysis data at 20:00 BST, units: ℃； black square represents Jiming Island Buoy Station and black dot represents Rongcheng Station); sea surface temperature of Jiming Island Buoy Station, temperature of Rongcheng Radiosonde Station at 850 hPa, and their temperature difference at 08:00 BST and 20:00 BST from 12 to 15 November 2019 (b, units: ℃)

由鸡鸣岛浮标站12—15日的海面温度演变图(图7b)可以看出，12日08时—13日20时鸡鸣岛附近的海面温度均为16.8 ℃，14日08时为16.4 ℃，在降雨前后海面温度仅下降了0.4 ℃，说明海面温度的变化缓慢，短时间内接近于恒温。相比之下，冷空气变化明显，12日20时荣成探空站850 hPa的温度为8 ℃，13日08时降至4 ℃，13日20时降至-5 ℃，24 h内降温幅度达13 ℃，相应地，海气温差由8.7 ℃剧升至21.8 ℃。

3.3.2 感热通量

通过分析表明，由于强冷空气的入侵，13日对流层低层的温度和海面的温度差明显增大。根据热力学第二定律，暖空气向冷空气输送热量，海气温差增大有利于暖海面向上输送更多的热量和水汽。为了定量分析海洋向大气输送的感热，利用荣成鸡鸣岛浮标站的逐时海面温度、3 m气温和风速资料，采用海气感热通量公式[25]，计算了12—14日海效应降雨前后的感热通量及海面温度和3 m气温之差(图8)。可以看出，自12日14时起，鸡鸣岛近海面上的海气温差逐渐升高，13日20时达到峰值，为3.8 ℃，此后逐渐下降。感热通量也是从12日14时开始逐渐增大，13日12时达到峰值，为48.8 W·m-2，13日21时之后感热通量逐渐减小。感热通量和近海面的海气温差变化趋势基本一致，但也略有差异，主要是风速影响的缘故。随着感热通量减小，降雨也随着减弱直至结束。在海效应降雨期间，近海面海气温差为3.3～3.8 ℃，感热通量维持在37～46 W·m-2之间，为相对高值。对比2018年1月10日海效应暴雪过程[21]和此次海效应降雨过程，在暴雪过程期间，鸡鸣岛近海面海气温差和感热通量峰值分别为3.6～4.8 ℃和46～69 W·m-2，大于海效应降雨期间的近海面海气温差和感热通量，这可能是海效应降雨过程降雨量小于海效应暴雪过程的主要原因之一。

图8 2019年11月12—14日鸡鸣岛浮标站感热通量(单位：W·m-2)及海面温度和3 m气温之差(单位：℃)的逐时变化(图中黑色线段区间对应海效应降雨)Fig.8 Hourly variation of sensible heat flux (units: W·m-2) and difference between sea surface temperature and 3 m air temperature (units: ℃) at Jiming Island Buoy Station from 12 to 14 November 2019 (black line segment denotes stage of ocean-effect rain)

3.3.3 对流不稳定

图9给出了13日08时和20时925 hPa的水汽通量矢量、假相当位温及沿121.40°E(过烟台)的假相当位温纬向垂直剖面，从中可以分析出海效应降雨过程的水汽来源和大气层结的稳定度演变情况。13日08时，925 hPa水汽通量矢量为偏西风，风速较小，此时冷空气主力尚未影响渤海和山东半岛，渤海至山东半岛的假相当位温等值线平直，过山东半岛的假相当位温纬向垂直剖面没有不稳定层结(图9a1、b1)。随着强冷空气的逐步南下入侵，至20时，渤海至黄海水汽通量矢量的方向转为显著的西北向，表明水汽从渤海输送至山东半岛，同时通过渤海暖海面向上输送感热，导致山东半岛的假相当位温升高、等值线密集，在烟台至文登、荣成一带形成明显的假相当位温脊(图9a2)。过山东半岛的假相当位温纬向垂直剖面图(图9b2)上，在850 hPa以下36.5°～38.5°N之间假相当位温随着高度的升高而减小，表明在此区域内的大气层结存在对流不稳定。13日20时荣成站正在降雨，其探空图(图10)显示，790 hPa以下层结曲线与干绝热线近乎重合，在1 000～790 hPa高度上相对湿度为93%～100%，对流有效位能为24.2 J·kg-1，抬升凝结高度为326 m，说明低层大气处于饱和状态，有较弱的不稳定能量。在这样的层结条件下，一旦有动力触发条件，可产生弱对流性降雨。降雨发生在假相当位温脊线附近，为浅层对流，与海效应降雪类似。

图9 2019年11月13日925 hPa假相当位温(a1；等值线，单位：K)、水汽通量矢量(a2；单位：10-2 g· hPa-1·cm-1·s- 1)和假相当位温沿121.40°E(过烟台)纬向垂直剖面(b1、b2；单位：K)(a1、b1. 08时；a2、b2. 20时；a1、a2中圆点表示烟台，a2中红色线为假相当位温脊线，b2中红色虚框为不稳定区域)Fig.9 Pseudo-equivalent potential temperature (a1; isoline, units: K) at 925 hPa， water vapor flux (a2; units: 10-2 g·hPa-1·cm-1·s-1) at 925 hPa, and vertical cross section of pseudo-equivalent potential temperature along 121.40°E (passing Yantai) (b1/b2; units: K) on 13 November 2019 (a1/b1. 08:00 BST; a2/b2. 20:00 BST; dot in a1/a2 denotes the location of Yantai, red line in a2 is the pseudo-equivalent potential temperature ridge, and red dotted box in b2 is the unstable area)

图10 2019年11月13日20时荣成站t-lnp探空曲线图Fig.10 The t-lnp diagram of radiosonde at Rongcheng Station at 20:00 BST 13 November 2019

3.4 动力特征

3.4.1 地面自动气象站风场

随着冷空气东移南下，渤海、渤海海峡至山东半岛的风发生了明显转变。13日05时，冷锋到达渤海海峡，长岛列岛转为西北风，12时山东半岛均转为冷锋后。由地面自动气象站逐时风场来看，风速表现为渤海海峡至山东半岛北部沿海为强风，陆地上风速明显减小，这是由于海面摩擦小、陆地表面摩擦大，因而导致风速从海面到达陆地风速迅速减小。以18时(图11a)为例，位于烟台北部海面9.5 km处的崆峒岛出现东北风，风速为16 m·s-1，而其南侧陆地上的烟台站为西北风，风速为4 m·s-1。风向上表现为12时以后渤海海峡至山东半岛北部沿海地区转为北到东北风，同时半岛的其他地区以西北风为主，由此在半岛北部沿海地区形成了风向之间的辐合，东北风与西北风之间的切变线在山东半岛近东西向的低山丘陵北侧更为突出，该特征在20时前后最为明显(图11b)。风向风速辐合可产生较强上升运动，有利于在半岛北部沿海地区产生明显降雨，这也是不稳定层结下对流的触发机制。

图11 2019年11月13日自动气象站风场(a. 18:00，b. 20:00；风矢，单位：m·s-1；红色线为切变线)和多普勒天气雷达1.5°仰角径向速度(c.烟台雷达17:51，d.荣成雷达20:22；单位：m·s-1)Fig.11 Wind field of automatic station (a. 18:00 BST, b. 20:00 BST; wind barb, units: m·s-1; red line denotes shear line) and radial velocity at 1.5° elevation from Doppler weather radar (c. 17:51 BST from Yantai radar, d. 20:22 BST from Rongcheng radar; units: m·s-1) on 13 November 2019

3.4.2雷达径向速度

从烟台和荣成多普勒天气雷达径向速度图上可以分析出海效应降雨发生时对流层低层的风场结构。烟台雷达1.5°仰角径向速度图(图11c)显示，17:51时在烟台北部沿海海面1.0 km高度以下为北—东北风，烟台以南的区域为西北风，由此形成了北到东北风和西北风的辐合线，表明该区域在对流层低层存在风向辐合。20:22时的荣成雷达1.5°仰角径向速度图(图11d)上表现出与烟台类似的风场结构，文登的东北方向低层为北风，西南方向为西西北风。分析逐6 min的雷达径向速度演变，可以看出烟台附近18时前后及文登附近21时前后在对流层低层均存在明显的风向切变，期间组合反射率因子最强达45～50 dBZ，导致烟台18时降雨量达2.7 mm，文登站21时降雨量达3.0 mm。小时雨量低于1.0 mm的弱降雨时段，雷达径向速度图上零速度线近乎为直线，山东半岛地区为一致的西北风，对流层低层无明显风向切变，表明上升运动弱，最大反射率因子一般在30～35 dBZ之间。

由此可见，自动气象站风场和雷达径向速度均显示出，在海效应降雨过程的最强降雨时段，北部沿海地区的风场表现出了明显的中尺度特征，对流层低层存在偏东北风与西北风之间的切变线及明显的风速辐合，弱降雨时则没有明显风向风速辐合。

4 结论

统计分析了31次秋季渤海海效应降雨天气的时空分布、天气系统和冷空气强度，凝练出了一些基本特征。通过分析2019年11月13日典型降雨个例揭示了海效应降雨的形成机理，并与海效应降雪进行了比较，主要结论如下。

(1)秋季渤海海效应降雨过程发生在10月中旬至11月，以11月中上旬发生频率最高。10月为纯雨，11月既有纯雨也有雨转雨夹雪(雪)的天气过程。过程降雨量均为小雨，持续时间不超过1 d。

(2)海效应降雨在500 hPa的影响系统为低槽或冷涡，二者发生概率相当。低槽影响时海效应降雨量和降雨范围均较小，冷涡影响时降雨量和降雨范围较大。

(3)海效应降雨发生时的冷空气强度比海效应降雪弱。降雨时山东半岛850 hPa的温度10月在-1 ℃左右，11月在-6 ℃左右；11月发生雨转雨夹雪或雪时850 hPa的温度一般为-9～-8 ℃，地面气温集中在2～4 ℃之间。850 hPa风向为西北风，风速集中在12～18 m·s-1之间。

(4)在2019年11月13日海效应降雨过程中，环流形势表现为500 hPa冷涡、850 hPa西北冷平流和地面冷高压，强冷空气入侵渤海和山东半岛，荣成探空站850 hPa的温度降至-5 ℃，对流层低层温度和海面温度差明显增大，暖海面向上输送37～46 W·m-2的感热通量，在790 hPa以下半岛北部沿海地区产生浅层对流不稳定。由于海陆不同下垫面和低山丘陵地形影响形成风向风速辐合，产生较强上升运动，触发不稳定能量，从而产生海效应降雨。

(5)最强降雨时段北部沿海地区的风场存在明显的中尺度特征，对流层低层存在偏东北风与西北风之间的切变线及风速辐合，而弱降雨时则没有明显风向风速辐合；强降雨时段最大雷达反射率因子为45～50 dBZ。

总之，渤海海效应降雨的形成机理与海效应降雪类似，其环流形势、水汽来源、热力、动力及雷达径向速度特征基本相同，主要差异在于产生的月份、海面温度和冷空气强度不同，降雨量小于海效应暴雪。海效应降雨的预报关键期为10月下旬至11月，同时要关注11月可出现雨雪转换。