井 宇，陳 闖，王建鵬，胡啟元

(1.陜西省氣象臺，陜西 西安 710014；2.陜西省氣象科學(xué)研究所，陜西 西安 710016)

引 言

暴雨是造成洪澇、滑坡和泥石流等地質(zhì)災(zāi)害的重要?dú)庀笳T因，也是天氣預(yù)報業(yè)務(wù)的難點(diǎn)和重點(diǎn)[1]。暴雨的形成機(jī)理、發(fā)展過程以及范圍、落區(qū)、強(qiáng)度的預(yù)報一直是科研和業(yè)務(wù)領(lǐng)域重視的問題[2]。高層輻散、低層輻合的配置可為暴雨的發(fā)生發(fā)展提供有利的動力條件[3-7]；充沛的水汽輸送對暴雨的形成非常必要[8-9]，低空急流可為暴雨區(qū)提供豐富的水汽[10-11]；暴雨發(fā)生時低層具有高比濕特征[12-13]；中尺度對流系統(tǒng)活動與暴雨的發(fā)生密切相關(guān)[14-20]；地形與天氣系統(tǒng)的有利配置對強(qiáng)降水發(fā)生有顯著影響[21-22]。川陜交界夏季暴雨時有發(fā)生，復(fù)雜的地形使得該地區(qū)暴雨預(yù)報難度加大。本文利用衛(wèi)星資料、ERA5再分析資料、自動站與CMORPH降水產(chǎn)品融合的逐時降水資料對2015年6月28日03:00—15:00(北京時，下同)和28日20:00至29日08:00兩個時段的大暴雨成因和差異進(jìn)行分析探討，重點(diǎn)針對兩個強(qiáng)降水時段的云圖特征、環(huán)流形勢、假絕熱過程和可逆絕熱過程中的不穩(wěn)定進(jìn)行對比分析，以期為該地區(qū)此類大暴雨預(yù)報提供參考。

1 資料和方法

所用資料為FY-2G衛(wèi)星云圖資料、ERA5再分析資料和自動站與CMORPH降水產(chǎn)品融合的逐時降水量網(wǎng)格數(shù)據(jù)集(1.0版)，其中數(shù)據(jù)ERA5為ECMWF的再分析資料，利用先進(jìn)的建模和數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)，ERA5將大量的歷史觀測資料結(jié)合到全球估算中，提供大量大氣、陸地和海洋氣候變量的小時分辨率資料，第一批ERA5數(shù)據(jù)于2017年7月發(fā)布。

假絕熱過程中的熱力學(xué)方程見文獻(xiàn)[23]；可逆絕熱過程中的參數(shù)計算見文獻(xiàn)[24]。

對于理想氣體，浮力可以寫為

(1)

式中：Tp為氣塊溫度，Te為環(huán)境溫度。對于水汽和干空氣混合的濕空氣，公式(1)中的溫度需要用虛溫Tv[23]代替：

(2)

式中：r為水汽混合比；ε=0.622[25]。

(3)

式中： CAPE為浮力b的積分；Tvp為氣塊虛溫；Tve為環(huán)境虛溫[26]。

假設(shè)一定空氣中干空氣、水汽、液水、冰水同時存在時，式(1)和(3)中的溫度用密度溫度Tρ代替。

(4)

rT=r+rl+ri

(5)

式中：rT為水物質(zhì)總混合比；rl為液水混合比；ri為冰水混合比。當(dāng)一定空氣中不含液水和冰水時，rT=r，Tv=Tρ，Tv為密度溫度的一種特例[23]。

2 雨情、云圖及環(huán)流形勢

2.1 雨 情

2015年6月26—29日，川陜交界附近發(fā)生一次強(qiáng)降水天氣，陜西境內(nèi)共有134站累計雨量超過100 mm，其中有7個區(qū)域站累計雨量超過200 mm。

據(jù)民政部門不完全統(tǒng)計：陜西境內(nèi)受災(zāi)人數(shù)達(dá)45.1 萬人，因災(zāi)死亡4人，失蹤13人，直接經(jīng)濟(jì)損失達(dá)9億元。其中，28日03:00—15:00(第1階段)和28日20:00至29日08:00(第2階段)兩個階段累計降水量中心值分別高達(dá)200 mm和100 mm以上(圖1)。

2.2 云圖特征

中尺度對流系統(tǒng)MCS的大小與持續(xù)時間正相關(guān)，最嚴(yán)重降水往往發(fā)生在MCS發(fā)展階段[27]，28日00:00，四川東北部生成一條多個中-β尺度云團(tuán)組成的云帶，云帶中云團(tuán)TBB最低值小于-72 ℃；之后多個中-β尺度云團(tuán)逐漸發(fā)展合并，云帶北部向陜西境內(nèi)伸展，逐漸發(fā)展為中-α尺度對流系統(tǒng)(meso-α convective system，簡稱MαCS)，但小時強(qiáng)降水分布區(qū)域比較零散。28日 07:00—13:00 MαCS繼續(xù)發(fā)展增強(qiáng)，形狀趨于較規(guī)則的橢圓形，且向東北方向發(fā)展進(jìn)入陜西境內(nèi)，對應(yīng)第1階段的最強(qiáng)降水期，小時強(qiáng)降水集中分布在冷云頂附近； 14:00，MαCS中TBB<-62 ℃冷云區(qū)面積顯著縮小，川陜交界附近小時降水高值區(qū)范圍縮小(圖2)。28日14:00之后(圖略)，TBB<-52 ℃冷云區(qū)面積逐漸縮小，MαCS逐漸減弱失去有組織的結(jié)構(gòu)，四川東部和陜西南部境內(nèi)降水強(qiáng)度逐漸減弱。

28日20:00至29日02:00，受原MαCS減弱后的云團(tuán)后部與其西側(cè)東移云帶之間新生的中-β尺度云團(tuán)影響，陜西南部出現(xiàn)強(qiáng)降水；29日03:00—04:00原中-β尺度云團(tuán)逐漸東移，其西側(cè)出現(xiàn)多個中-β、中-γ尺度云團(tuán)發(fā)展合并，強(qiáng)降水持續(xù)(圖3)。

圖1 第1階段(a)和第2階段(b)累計降水量空間分布(單位：mm)(陰影為地形，單位：m)Fig.1 The spatial distribution of accumulated precipitation amount from 03:00 BST to 15:00 BST June 28 (a) and from 20:00 BST 28 to 08:00 BST 29 June (b) 2015 (Unit: mm)(The gray shaded represents terrain, Unit: m)

圖2 2015年 6月28日07:00—14:00逐小時TBB空間分布(陰影，單位：℃)(☆為第1階段暴雨中心)Fig.2 The spatial distribution of hourly TBB from 07:00 BST to 14:00 BST on 28 June 2015 (the shaded, Unit: ℃)(The pentagram denotes rainstorm centre during the period 1)

圖3 2015年6月28日21:00至29日04:00逐小時TBB空間分布(陰影，單位：℃)(○為第2階段暴雨中心)Fig.3 The spatial distribution of hourly TBB from 21:00 BST on 28 to 04:00 BST on 29 June 2015 (the shaded, Unit: ℃) (The circle denotes rainstorm centre during the period 2)

29日05:00—08:00，多個中尺度云團(tuán)繼續(xù)發(fā)展合并，逐漸發(fā)展為東北西南向云帶，但位于陜西南部境內(nèi)的云帶北端東移速度較快，陜西南部雨帶隨之東移，受云帶南段影響的四川境內(nèi)降水加強(qiáng)；29日08:00之后強(qiáng)降水主要位于四川境內(nèi)；14:00之后隨著中尺度對流云帶的減弱，降水隨之減弱(圖略)。

綜上所述，川陜交界受MαCS生成與發(fā)展影響形成第一個強(qiáng)降水時段，受MαCS減弱期后部與其西側(cè)東移云帶前方多個中-β、中-γ尺度云團(tuán)發(fā)展合并影響形成第2個強(qiáng)降水時段，影響第2階段強(qiáng)降水中心云團(tuán)的TBB弱于第1階段。

2.3 環(huán)流形勢

28日03:00，200 hPa南亞高壓中心位于30°N附近，暴雨區(qū)上空為南亞高壓東部氣流輻散區(qū)(圖略)。圖4為2015年6月28日03:00、20:00500hPa、

圖4 2015年6月 28日03:00 (a、c、e)及20:00(b、d、f) 500 hPa(a、b)、700 hPa(c、d)和850 hPa(e、f)高度場(等值線，單位：dagpm)與風(fēng)場(風(fēng)向桿，單位：m·s-1)( 為切變線，灰色陰影為地形，下同)Fig.4 Geopotential height (isolines, Unit: dagpm) and wind (wind stems, Unit: m·s-1) fields on 500 hPa (a, b), 700 hPa (c, d) and 850 hPa (e, f) at 03:00 BST (a, c, e) and 20:00 BST (b, d, f) on 28 June 2015(The double solid line denotes shear line, the gray shaded represents terrain, the same as below)

700 hPa和850 hPa高度場和風(fēng)場?？梢钥闯?，28日03：00，500 hPa西太平洋副熱帶高壓(簡稱“副高”)北界位于30°N附近，副高外圍584 dagpm等值線附近有一切變，受副高阻擋，切變穩(wěn)定少動；700 hPa 川陜交界受10～12 m·s-1偏南氣流影響；850 hPa河南中部至陜西南部為2～8 m·s-1偏東氣流，受偏東氣流和副高外圍偏南氣流共同影響，青藏高原東側(cè)和秦嶺南側(cè)形成氣流輻合區(qū)。28日04:00—15:00，200 hPa暴雨區(qū)上空氣流輻散維持，最強(qiáng)降水時段輻散中心增大至10×10-5s-1以上；850～500 hPa深厚的偏南氣流和850 hPa氣流輻合區(qū)維持；500 hPa切變前方生成的MαCS在中高層西南氣流引導(dǎo)下北上影響川陜交界區(qū)形成第1階段強(qiáng)降水(圖略)。28日20:00，200 hPa陜西境內(nèi)輻散高值中心位于陜南西南部，第2階段暴雨中心上空輻散較弱(圖略)；500 hPa副高控制范圍向西擴(kuò)展，30°N以南偏南氣流減弱，切變東移至107°E附近；700 hPa甘肅附近西北氣流南侵至35°N，與副高外圍偏南氣流在陜西北部—甘肅東部形成一切變；850 hPa影響暴雨區(qū)的偏南氣流和偏東氣流維持。之后700 hPa切變逐漸東移南壓影響川陜交界。500 和700 hPa切變、低層偏南氣流維持是導(dǎo)致第二時段暴雨的重要因素，切變附近對流云團(tuán)發(fā)展合并影響川陜交界形成第2階段強(qiáng)降水。

3 水汽、動力條件和云垂直特征

臨近第1階段暴雨發(fā)生前和發(fā)生時整層以偏南氣流為主；第2階段暴雨發(fā)生前整層以偏南氣流為主，發(fā)生時600～400 hPa受冷切變影響，西南風(fēng)轉(zhuǎn)為西北風(fēng)，風(fēng)速為4～6 m·s-1。第2階段秦嶺南側(cè)低層上升氣流與中層冷切變輻合區(qū)的上升氣流相耦合(圖略)，觸發(fā)MCS[28]，最強(qiáng)降水時段與冷切變過境相對應(yīng)。第1階段暴雨中心低層偏南風(fēng)比第2階段更強(qiáng)盛，兩個時段暴雨中心800～650 hPa水汽通量值達(dá)10 g·hPa-1·cm-1·s-1以上，第1階段暴雨中心低層水汽通量最大值達(dá)20 g·hPa-1·cm-1·s-1以上，高于第2階段暴雨中心低層水汽通量(圖5)；兩個時段低層水汽通量輻合均較強(qiáng)，第2階段暴雨中心低層水汽通量散度負(fù)值中心達(dá)-20×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1，水汽聚集能力高于第1階段(圖略)。兩個階段暴雨中心700 hPa以下比濕維持在12 g·kg-1以上，第1階段暴雨中心低層比濕大于15 g·kg-1，區(qū)域更深厚，水汽含量更高(圖6)。

圖7為第1階段和第2階段分別沿32.6°N、33.4°N的u、ω、散度平均值經(jīng)度-高度剖面。可以看出，與第2階段相比，第1階段暴雨中心上升氣流從低層向上伸展至100 hPa，高層和低層分別有一個高值中心，中心值均小于-1 Pa·s-1，伸展高度更高，強(qiáng)度更大。第1階段暴雨中心西側(cè)山脈陡度更大，低層?xùn)|風(fēng)更強(qiáng)，低層強(qiáng)輻合區(qū)集中分布于山前；第2階段低層輻合區(qū)范圍較大，且暴雨中心低層的強(qiáng)輻合中心距離山脈陡度大的地方較遠(yuǎn)。相應(yīng)的緯度-高度剖面圖(圖略)上，第2階段暴雨中心低層受偏南氣流影響，輻合區(qū)分布于秦嶺南側(cè)。氣流與山脈相互作用，地形迫使氣流抬升對垂直運(yùn)動的增幅不同，可能是兩個階段低層垂直運(yùn)動強(qiáng)度差異的原因之一。受風(fēng)場和地形影響，影響兩個階段暴雨中心的低層輻合區(qū)不同，與其他層次天氣系統(tǒng)引起的輻合輻散相配合，形成了不同的上升氣流區(qū)和不同的水汽聚集區(qū)，可能是兩個階段降水落區(qū)不同的原因之一。

圖5 第1階段(a)和第2階段(b) 暴雨中心水汽通量(等值線，單位：g·hPa-1·cm-1·s-1)和風(fēng)場(風(fēng)向桿，單位：m·s-1)時間-高度剖面Fig.5 The time-height cross sections of water vapor flux (isolines, Unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) and wind field (wind stems, Unit: m·s-1) over rainstorm center during the period 1 (a) and the period 2 (b)

圖6 第1階段(a)和第2階段(b)暴雨中心比濕(等值線，單位：g·kg-1)的時間-高度剖面(藍(lán)色柱條為降水量，下同)Fig.6 The time-height cross section of specific humidity (isolines, Unit: g·kg-1) over the rainstorm center during the period 1 (a) and the period 2 (b)(the blue columns for precipitation, the same as bellow)

圖7 第1階段(a、c)和第2階段(b、d)分別沿32.6°N、33.4°N的u(等值線，單位：m·s-1)、ω(陰影，單位：Pa·s-1)(a、b)以及散度(c、d，單位：10-5 s-1)平均值的經(jīng)度-高度剖面(★為第1階段暴雨中心，▲為第2階段暴雨中心，下同)Fig.7 The longitude-height cross-sections of mean zonal wind (isolines, Unit: m·s-1), mean vertical velocity (the shaded，Unit: Pa·s-1) (a, b) and mean divergence (c, d, Unit: 10-5 s-1) along 32.6°N during the period 1 (a, c) and 33.4°N during the period 2 (b, d)(The black pentagon denotes the rainstorm centre during the period 1, the dark triangle denotes the rainstorm centre during the period 2, the same as below)

第1階段平均強(qiáng)上升運(yùn)動區(qū)和低層輻合區(qū)位于最強(qiáng)降水區(qū)西側(cè)，降水粒子對上升氣流削弱作用較??；第2階段強(qiáng)上升運(yùn)動區(qū)和低層強(qiáng)輻合區(qū)位于最強(qiáng)降水區(qū)上空，降水粒子對上升氣流削弱作用較大，這可能是兩個階段垂直運(yùn)動強(qiáng)度差異的另一原因。而且較弱的上升氣流對水汽向上輸送的能力也較差，使得第2階段高層生成云冰粒子的概率降低。

圖8為第1階段和第2階段分別沿32.6°N、33.4°N的云水、云冰含量以及云覆蓋率平均值的經(jīng)度-高度剖面。第1階段850～700 hPa、300～100 hPa分別被中心值大于30×10-5kg·kg-1云水區(qū)和云冰區(qū)覆蓋，云冰含量高值區(qū)較深厚；而且850～700 hPa和200～100 hPa云覆蓋率達(dá)九成以上。第1階段降水區(qū)域?qū)?yīng)高層云冰含量高值區(qū)，且累計最強(qiáng)降水區(qū)上空云冰高值區(qū)更深厚，云冰粒子凝華增長后落入混合層中的云冰量大，“播種”作用強(qiáng)[29]。第2階段平均高層和低層云冰含量和累積區(qū)厚度、云覆蓋率均小于第1階段，表明影響第1階段暴雨區(qū)的云層更為深厚密實。

圖8 第1階段(a、c)和第2階段(b、d)分別沿32.6°N、33.4°N的云水(黑色等值線)、云冰(紫色等值線)含量(單位：10-5 kg·kg-1)(a、b)以及云覆蓋率(c、d)平均值的經(jīng)度-高度剖面Fig.8 The longitude-height cross-sections of mean cloud liquid (black isolines) and cloud ice (purple isolines) content (Unit: 10-5 kg·kg-1) (a, b) and mean cloud cover (c, d) along 32.6°N during the period 1 (a, c) and 33.4°N during the period 2 (b, d)

4 絕熱過程

假設(shè)環(huán)境大氣處于靜力平衡狀態(tài)，氣塊干絕熱上升時將因體積膨脹而降溫[8]，氣塊絕熱抬升時，達(dá)到抬升凝結(jié)高度之上，凝結(jié)液態(tài)水釋放的潛熱能加熱氣塊，使得氣塊的溫度隨高度遞減率小于干絕熱遞減率。兩個階段暴雨中心氣塊從最底層(高空資料中距地面最近的一層，第1階段為825 hPa，第2階段為875 hPa)按可逆絕熱過程垂直位移時液態(tài)水含量先增大后減小[圖9(a)]，500 hPa以上冰水含量逐漸增大[圖9(b)]。第1階段和第2階段大暴雨中心低層水汽含量較高，抬升凝結(jié)高度低，從最底層開始抬升的氣塊幾乎整層都受相變潛熱能加熱(圖10)，且氣塊按可逆絕熱過程抬升時在400～300 hPa出現(xiàn)潛熱能高值區(qū)，與冰水含量迅速增大的區(qū)域相對應(yīng)，液態(tài)水凍結(jié)釋放凝固潛熱[12]使得氣塊溫度遞減率進(jìn)一步減小。

圖10 第1階段強(qiáng)降水中心氣塊向上垂直位移時潛熱能分布(單位：103 J)(a)按假絕熱過程，(b)按可逆絕熱過程Fig.10 The distribution of latent heat energy over the heavy rain center of the period 1 during the parcel vertical displacement (Unit: 103 J)(a) according to the pseudo-adiabatic process, (b) according to the reversible adiabatic process

由式(1)可以看出氣塊浮力正比于氣塊與環(huán)境密度溫度差，圖11為第1階段、第2階段強(qiáng)降水中心氣塊按假絕熱、可逆絕熱過程向上垂直位移時與環(huán)境密度溫度差。可以看出，第1階段和第2階段暴雨中心氣塊按假絕熱過程向上位移中的浮力小于按可逆絕熱過程位移的浮力。在假絕熱抬升和可逆絕熱抬升中，從最底層抬升的氣塊在強(qiáng)降水發(fā)生前(第1階段的27日08:00—20:00和第2階段的28日08:00—20:00 )，浮力先增大后減小，這可能與太陽輻射日變化導(dǎo)致底層溫度先升再降有關(guān)，但此時第1階段暴雨區(qū)上空500 hPa氣流較弱，沒有相應(yīng)的切變配合，暴雨區(qū)上空上升運(yùn)動并沒有顯著發(fā)展；而第2階段暴雨區(qū)上空500 hPa有切變存在，800 hPa以上上升運(yùn)動有一定發(fā)展。臨近10 mm·h-1以上強(qiáng)降水發(fā)生時和發(fā)生中，氣塊按假絕熱過程從最底層抬升作垂直位移時，第1階段和第2階段整層以負(fù)浮力為主，中高層負(fù)浮力更大，對垂直運(yùn)動起抑制作用，中高層抑制作用更強(qiáng)；氣塊按可逆絕熱過程從最底層抬升作垂直位移時，第1階段和第2階段從低層至高層均由正浮力逐漸轉(zhuǎn)為負(fù)浮力，由對垂直運(yùn)動的促進(jìn)作用轉(zhuǎn)為抑制作用。

最底層至750 hPa逐層選為氣塊的抬升層，按假絕熱過程和可逆絕熱過程分別抬升時，對應(yīng)CAPE從最底層至750 hPa逐漸增大，說明兩個時段浮力均逐漸增大，對垂直運(yùn)動的促進(jìn)作用增大，且第1階段大于第2階段，對垂直運(yùn)動促進(jìn)作用更強(qiáng)。兩個時段暴雨中心CAPE高值區(qū)均分布在800～700 hPa，表明從800～700 hPa抬升的氣塊在絕熱過程中受到的浮力均較大(圖12)，從之前的分析可看出兩個時段暴雨中心低層水汽含量高值區(qū)在700 hPa之下，有利的不穩(wěn)定條件和水汽條件相配合，更有利于暴雨的發(fā)展。

圖11 第1階段(a、b)、第2階段(c、d)強(qiáng)降水中心氣塊按假絕熱(a、c)、可逆絕熱(b、d)過程向上垂直位移中與環(huán)境密度溫度差(等值線，單位：K)Fig.11 The density temperatures difference between the parcel and the environment during the vertical displacement of the parcel over the heavy rain centre during the period 1 (a, b) and the period 2 (c, d) according to the pseudo-adiabatic (a, c) and the reversible adiabatic (b, d) processes (isolines, Unit: K)

圖12 第1階段(a、b)、 第2階段(c、d)強(qiáng)降水中心氣塊按假絕熱(a、c)、可逆絕熱(b、d)從不同起始層向上垂直位移時CAPE分布(單位：J·kg-1)Fig.12 The distribution of CAPE during the parcel vertical displacement from different starting level over the heavy rain centre during the period 1 (a, b) and the period 2 (c, d) according to the pseudo-adiabatic (a, c) and the reversible adiabatic (b,d) processes (Unit: J·kg-1)

5 結(jié) 論

(1) 川陜交界受中-α尺度對流系統(tǒng)(MαCS)生成與發(fā)展影響形成第1個強(qiáng)降水時段，受MαCS減弱期后部與其西側(cè)東移云帶前方多個中-β、中-γ尺度云團(tuán)發(fā)展合并影響形成第2個強(qiáng)降水時段。

(2)200 hPa強(qiáng)輻散的維持，500 hPa切變穩(wěn)定少動和850 hPa川陜交界氣流輻合區(qū)維持，有利于上升運(yùn)動的發(fā)展和水汽集聚，為第1階段暴雨的發(fā)生發(fā)展提供了有利條件，MαCS在中高層西南氣流引導(dǎo)下北上影響川陜交界區(qū)形成強(qiáng)降水。500 和700 hPa切變、低層偏南氣流維持是導(dǎo)致第2階段暴雨的重要因素，切變附近對流云團(tuán)發(fā)展合并影響川陜交界形成第2階段強(qiáng)降水。

(3)與第2階段暴雨中心相比，第1階段暴雨中心低層水汽含量更高，暴雨區(qū)上空上升氣流區(qū)伸展高度更高，強(qiáng)度更大，影響第1階段暴雨區(qū)的云層更為深厚密實。地形迫使氣流抬升對垂直運(yùn)動增幅不同，可能是兩個時段低層垂直運(yùn)動強(qiáng)度差異的原因之一；第1階段強(qiáng)上升運(yùn)動區(qū)和低層輻合區(qū)位于最強(qiáng)降水區(qū)西側(cè)，降水粒子對上升氣流削弱作用較小，而第2階段強(qiáng)上升運(yùn)動區(qū)和低層強(qiáng)輻合區(qū)位于最強(qiáng)降水區(qū)上空，降水粒子對上升氣流削弱作用較大，可能是兩個時段垂直運(yùn)動強(qiáng)度差異的另一原因。

(4)兩個階段強(qiáng)降水中心氣塊按可逆絕熱過程抬升的不穩(wěn)定度比按假絕熱過程抬升更高；兩個階段暴雨中心CAPE高值區(qū)均分布在低層800～700 hPa附近，表明從800～700 hPa抬升的氣塊在絕熱過程中受到的浮力均較大，且兩個時段暴雨中心低層水汽含量高值區(qū)在700 hPa之下，不穩(wěn)定條件和水汽條件相配合，更有利于暴雨的發(fā)展。