高原气象

高原气象 >

2020 , Vol. 39 >Issue 4: 774 - 787

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00070

论文

乌鲁木齐两类暴雨的中尺度影响系统和大气垂直结构分析

  • 曾勇 , 1, 2 ,
  • 杨莲梅 , 1, 2
展开
  • 1. 中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所, 新疆 乌鲁木齐 830002
  • 2. 中亚大气科学研究中心, 新疆 乌鲁木齐 830002
杨莲梅（1969 -）， 女， 河北承德人， 研究员， 主要从事灾害性天气研究. E-mail:

曾勇（1990 -）， 男， 重庆人， 助理研究员， 主要从事灾害性天气研究. E-mail:

收稿日期: 2019-04-04

  修回日期: 2019-08-19

  网络出版日期: 2020-08-28

基金资助

新疆气象局科学技术研究面上项目(MS201807)

中国气象局沙漠气象科学研究基金项目(Sqj2016016)

中央级公益性科研院所基本科研业务费专项资金项目(M2019001)

国家重点研发计划专项(2018YFC1507104)

收起

Analysis on Mesoscale Impact System and Atmospheric Vertical Structure of Two Types of Heavy Rains in Urumqi

  • Yong ZENG , 1, 2 ,
  • Lianmei YANG , 1, 2
Expand
  • 1. Institute of Desert Meteorology, China Meteorological Administration, Urumqi 830002, Xinjiang, China
  • 2. Center for central Asia Atmosphere Science Research, Urumqi 830002, Xinjiang, China

Received date: 2019-04-04

  Revised date: 2019-08-19

  Online published: 2020-08-28

Fold

本文亮点

利用常规观测、 FY-2G、 多普勒天气雷达、 风廓线雷达、 地基微波辐射计资料和NCEP/NCAR（1°×1°）再分析资料对2015年6月9日、 6月27日和2016年10月2 -3日乌鲁木齐三次典型暴雨过程（分别简称为过程1、 过程2和过程3）的中尺度影响系统和大气垂直结构进行分析。结果表明: 降水历时短且有短时强降水出现的过程1和过程2为强对流型暴雨, 分别产生在高压脊前西北气流和低值系统前部西南气流中; 历时较长且相对平稳的过程3为平稳型暴雨, 出现于槽前偏西气流中。强对流型暴雨的大气层结不稳定性更强、 低层大气更湿, 对暴雨中短时强降水的出现更为有利, 此类暴雨是由相对孤立、 尺度小、 生成和发展迅速且生命史短的β-中尺度对流云团及尺度小、 生消快、 移动迅速的γ-中尺度对流单体直接造成, 且伴有中低层风速辐合和低层辐合高层辐散; 平稳型暴雨则是由持续时间长且尺度大的层积混合云团、 雷达回波及切变线直接造成。风廓线雷达水平风场资料和地基微波辐射计相对湿度资料分别能够细致刻画和监测乌鲁木齐两类暴雨过程水平风场和大气相对湿度演变特征。暴雨开始前, 低层风场和高层风场随高度分别出现顺时针和逆时针旋转, 低层暖平流和高层冷平流增强了大气的不稳定性; 暴雨临近前0.5~1 h, 不同高度上风速的明显增长和相对湿度的剧烈发展可作为暴雨即将开始的预警; 暴雨过程中垂直风切变明显且水汽饱和区以波动形式发展; 强对流型暴雨水平风场和相对湿度变化更为剧烈, 同时, 水汽饱和区发展到暴雨过程中最高位置时, 短时强降水产生。

本文引用格式

曾勇 , 杨莲梅 . 乌鲁木齐两类暴雨的中尺度影响系统和大气垂直结构分析[J]. 高原气象, 2020 , 39(4) : 774 -787 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00070

Highlights

Based on the conventional observational data, the TBB data of FY-2G satellite, data of Doppler weather radar, wind profiler radar, ground-based microwave radiometer, and NCEP/NCAR reanalysis data with 1°×1° spatial resolution, the mesoscale system and atmospheric vertical structure of three typical heavy rain processes occurred on 9 June, 27 June 2015 and from 2 to 3 October 2016 (referred to as Process 1, Process 2 and Process 3, respectively) in Urumqi were studied.The results are as follows: Process 1 and Process 2 were the strong convective storm, which were generated in the southwest airflow before the high-pressure ridge and the southwest airflow in the front of the low-value system with short-term heavy precipitation, respectively; Process 3 was the steady rainstorm, which was the longer and smoother occurred in the westward airflow in front of the trough.Process 1 and Process 2 were more favorable for the occurrence of short-term heavy precipitation during heavy rain due to more unstable and more humid at the lower atmosphere than Process 3.The strong convective storm were caused by β-mesoscale convective clouds, which were relatively isolated, small in scale, rapid in generation and development, and short in life history as well as the γ-mesoscale convective system, which were small in scale, fast in growth and rapid in movement, and there were convergence of wind speed at intermediate and low-level and convergence at low-level and divergence at high-level in radial velocity; The steady rainstorm was caused long-term and large-scale laminated hybrid cloud, echoes of stratified hybrid cloud and shear lines.Wind profiler radar and microwave radiometer could meticulously describe the evolution of wind field and humidity during heavy rain, the high and low wind fields showed reverse and clockwise rotation with height, and the cold and warm advection enhanced the instability of the atmosphere before the start of heavy rain;When the rainstorm is approaching 0.5~1 h, the obvious increase of wind speed at different altitudes and the sharp development of relative humidity could be used as the early warning for the beginning of heavy rain; vertical wind shear was obvious during the rainstorm and the water vapor saturation zone developing in the form of fluctuations; horizontal wind field and relative humidity change more severely during the strong convective rainstorm.At the same time, when the water vapor saturation zone developing to the highest position in the heavy rain process, short-term heavy precipitation occurred.

1 引 言

新疆位于中国西北边陲, 是我国天气的上游地区, 气候与东部季风区明显不同, 呈现出典型的大陆性干旱、 半干旱气候。境内自北向南分布有阿尔泰山、 天山和昆仑山, 其间为准噶尔盆地和塔里木盆地, 构成了为人所熟知的“三山夹两盆”独特地形地貌结构。独特的气候特征和地形地貌使新疆暴雨与我国中东部暴雨相比存在诸多差异（张家宝等, 1987）。新疆暴雨突发性强, 加之地形复杂、 观测站点稀疏且分布不均和观测手段不丰富等原因, 暴雨预报预警难度大（杨莲梅等, 2011; 谢泽明等, 2018; 曾勇等, 2019）。暴雨是在中尺度系统的作用下直接产生的（陶诗言, 1980; 丁一汇, 1993; 陆汉城, 2000; 赵思雄等, 2004; 孙淑清等, 2007; 王东海等, 2009; 高守亭等, 2013; 孙继松等, 2013; 赵庆云等, 2018; 朱平等, 2019）。新疆暴雨中尺度系统突发性强、 局地性强、 尺度小、 生命史短（杨莲梅等, 2004, 2011; 庄薇等, 2006; 曾勇等, 2017a, 2017b）, 多普勒天气雷达、 风云卫星和区域加密自动站等观测资料及高分辨率中尺度数值模式的模拟资料揭示出中尺度对流系统、 风场辐合线、 地形辐合线的快速生成、 发展和移动与暴雨的生消和发展密切相关, 是暴雨产生的直接系统（庄薇等, 2006; 孔期等, 2011; 曾勇等, 2018, 2019）。
新疆地域广阔、 下垫面极其复杂、 暴雨局地特征明显, 乌鲁木齐作为新疆的首府, 是新疆经济、 政治和文化中心, 也是新疆最重要的城市之一。刘惠云等（2007）研究表明乌鲁木齐暴雨日及短时强降水均呈增多趋势。王世杰等（2012）则指出乌鲁木齐暴雨最易开始于下午时段, 且在5月上中旬、 7月中旬及8月下旬发生最多。目前, 风廓线雷达和微波辐射计等多源探测手段在乌鲁木齐暴雨天气监测预警中应用还较为薄弱（杨莲梅等, 2018）。然而, 国内外许多学者已经利用风廓线雷达对不同地区暴雨进行了诸多研究（Rottger, 1980; Cifelli et al, 1994; Ecklund, 1995; Rajopadhyaya et al, 1999; Peter et al, 2001, 2002; 刘淑媛等, 2003; Kanofsky et al, 2008; 万蓉等, 2011; 周芯玉等, 2015; 许敏等, 2016）, 发现风廓线雷达对暴雨期间大气风场有较好的反映, 对暴雨有较好的监测和预警作用。微波辐射计资料在暴雨期间对大气温湿度的探测研究也取得了一定进展(Feltz et al, 2002; Mattioli et al, 2007; Chan, 2009; 黄建平等, 2010; 刘红燕, 2011; Friedrich et al, 2012; 郭丽君等, 2015), 研究表明微波辐射计能够很好地反映暴雨期间大气温湿度演变, 对暴雨同样具有较好的监测和预警作用。
本文针对近年来乌鲁木齐两类暴雨过程, 利用NCEP/NCAR（1°×1°）再分析资料、 风云卫星、 多普勒天气雷达、 风廓线雷达和地基微波辐射计资料, 在天气尺度环流、 水汽和动热力条件分析的基础上, 对乌鲁木齐暴雨过程中尺度系统和大气垂直结构进行分析, 以期增强对乌鲁木齐暴雨形成的认识, 提高乌鲁木齐暴雨预报预警能力, 为推动国家“一带一路”战略发展和新疆经济社会发展提供气象保障。

2 资料简介

为了揭示乌鲁木齐两类暴雨的中尺度影响系统和大气垂直结构, 本文所用资料包括: FY-2G的相当黑体亮温（Black-Body Temperature, TBB）、 多普勒天气雷达、 风廓线雷达、 地基微波辐射计和NCEP/NCAR再分析资料。其中, TBB资料在复杂地形和地面观测较为稀疏的新疆对暴雨中尺度系统进行研究具有独特优势（曾勇等, 2018, 2019）, 其时空分辨率分别为1 h和0.1°×0.1°; C波段的多普勒天气雷达能提供逐6 min的组合反射率因子、 径向速度和垂直累积液态水含量密度数据, 水平方向上可探测范围为半径150 km的区域; 边界层风廓线雷达可探测逐6 min的地面至7.5 km左右的水平风场廓线, 垂直方向上840 m以下分辨率为60 m, 其上分辨率为120 m; MP-3000A型地基微波辐射计可探测逐3 min的地面至10 km高度的相对湿度, 垂直方向分辨率为: 500 m以下为50 m, 500~2000 m为100 m, 2000 m以上为250 m; NCEP/NCAR再分析资料水平分辨率为1°×1°, 时间分辨率为6 h。本文主要基于以上较高分辨率观测资料对乌鲁木齐暴雨进行分析。

3 暴雨过程概况

新疆气象和水文部门根据多年的降水预报服务实践、 暴雨洪水成灾事实和干旱半干旱地区暴雨特点, 提出了适合新疆气候特点的降水量级标准, 规定24 h降水量达24 mm以上为暴雨（张家宝等, 1987; 陈春艳等, 2012）。从乌鲁木齐三次典型暴雨过程的小时降水量演变（图1）可见, 2015年6月9日09:00（世界时, 下同） -19:00（下称过程1）历时10 h共产生了25.0 mm的暴雨, 其中, 11:00 -12:00出现了14.7 mm的短时强降水; 2015年6月27日10:00 -20:00（下称过程2）历时10 h出现了28.1 mm的暴雨, 且15:00 -16:00产生了10.1 mm的短时强降水; 2016年10月2日09:00至3日04:00（下称过程3）历时19 h共产生了43.7 mm的暴雨。三次暴雨均始于午后至傍晚, 可见此时段有利于乌鲁木齐暴雨的出现, 这也与杨莲梅（2003）和曾勇等（2016）对于新疆强降水主要出现在午后至傍晚的研究结论较为一致。同时, 过程1和过程2具有历时短和相伴短时强降水出现的特点, 过程3降水则表现出历时较长、 相对平稳的特征。
图1 2015年6月9日08:00至10日06:00（过程1）、 6月27日08:00至28日06:00（过程2）和2015年10月2日08:00至3日06:00（过程3）乌鲁木齐地面逐小时降水量

Fig.1 Ground hourly precipitation in Urumqi from 08:00 on 9 to 06:00 on 10 June 2015 (Process 1), from 08:00 on 27 to 06:00 on 28 June 2015 (Process 2), and from 08:00 on 2 to 06:00 on 3 October 2016 (Process 3)

4 环流特征

从较大范围看, 乌鲁木齐位于青藏高原大地形北部, 处于天山中段北麓位置; 从较小尺度可见其地形呈现出西、 南和东三面环山、 北部开口的特征[图2(a)]。过程1出现在中纬度环流呈“两槽两脊”的形势下, 新疆西部和蒙古地区为低值系统, 咸海地区和新疆受高压脊控制, 高纬度上西西伯利亚地区为明显低涡系统, 低涡底部偏西气流强劲。暴雨发生前和暴雨过程中, 乌鲁木齐始终处于高压脊前西北气流控制中[图2(b)]。过程2出现在新疆受低值系统控制、 黑海—巴尔喀什湖区域受宽广的高压脊控制的环流形势下, 乌鲁木齐西北部存在一个气旋式风场闭合环流, 暴雨过程前及暴雨过程中, 乌鲁木齐始终位于低值系统前部西南气流中[图2(c)]。过程3出现在中纬度为“两脊一槽”的环流形势下, 新疆西部为一个宽广且较平直的低槽系统, 乌鲁木齐处于槽前偏西气流中, 其东部和西部分别为一高压脊系统, 同时, 较低纬度上青藏高原地区受西太平洋副热带高压控制, 其西部伊朗地区为一明显的低涡系统 [图2(d)]。
图2 研究区概况（a）与2015年6月9日12:00（b）、 6月27日12:00（c）和2016年10月2日12:00（d）500 hPa位势高度场（等值线, 单位: dagpm）和风场（风羽, 单位: m·s-1）分布

Fig.2 Research area overview (a), geopotential height field (contour, unit: dagpm) and wind field (barb, unit: m·s-1) at 500 hPa at 12:00 on 9 June 2015 (b), at 12:00 on 27 June 2015 (c) and at 12:00 on 2 October 2016 (d)

综上所述, 这三次暴雨过程发生在颇为不同的环流形势下, 其中, 过程1出现在高压脊前西北气流控制下; 过程2出现在低值系统前部西南气流中; 过程3处于槽前偏西气流控制下。

5 水汽和热动力条件

众所周知, 暴雨的形成离不开充足的水汽供应。图3为这三次暴雨过程地面至300 hPa垂直积分水汽通量。过程1开始前水汽通道快速建立（图略）; 暴雨过程中, 西西伯利亚低涡底部偏西气流携带大量水汽向东输送, 虽然大部分随着低涡底前部西南气流转向东北向, 但仍有一部分水汽补充到新疆高压脊前西北气流中, 为乌鲁木齐暴雨的出现提供有利水汽条件[图3(a)]。过程2中, 水汽随着黑海—巴尔喀什湖区域宽广的高压脊先向东再转为向西南输送, 补充到新疆低值系统中, 而后随着新疆低值系统前部西南气流输送到暴雨区上空[图3(b)]。过程3中, 阿拉伯海北部和波斯湾水汽在伊朗低涡前部偏南气流的作用下向偏北方向输送, 汇合到中纬度槽脊系统水汽通道中, 随着新疆西部宽广且较平直的低槽系统向偏东方向输送到乌鲁木齐[图3(c)], 这与早前研究得到的低纬水汽在适宜环流配置下可接力输送到达新疆暴雨区的结论一致（张书萍等, 2011; 杨莲梅等, 2012; 曾勇等, 2018）。
图3 2015年6月9日12:00（a）、 6月27日12:00（b）和2016年10月2日12:00（c）地面至300 hPa水汽通量的垂直积分（彩色区和矢量, 单位: g·hPa-1·cm-1·s-1）

红色箭头线代表水汽通量输送路径

Fig.3 Vertical integral of water vapor flux from surface to 300 hPa (color area and vector, unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) at 12:00 on 9 June 2015 (a), at 12:00 on 27 June 2015 (b) and at 12:00 on 2 October 2016 (c).The red arrow line represents the transport path of the water vapor flux

综上可知, 三次暴雨过程水汽输送路径存在较大差异, 其中, 过程1为偏西路径, 过程2为偏西路径转东北路径再转西南路径, 过程3为低纬偏南路径汇合偏西路径。同时, 上述分析也表明, 对于乌鲁木齐暴雨天气, 水汽输送路径的分布很大程度上依赖于环流系统的配置和调整, 这与杨莲梅等（2012）针对新疆暴雨的三种典型雨型的水汽特征对比分析得到的结论一致。
暴雨的产生除了要求有适宜的天气尺度环流形势和水汽输送, 有利的热动力条件也很重要。吴国雄等（1995）指出低层假相当位温θ se等值线密集的锋区中, 锋区的动力强迫有利于低层能量和水汽向上输送, 同时θ se的陡立区容易出现涡度的倾斜发展。图4为沿乌鲁木齐作的θ se和比湿、 涡度和散度时间-高度剖面。过程1开始前的2015年6月8日18:00, 500 hPa以下的大气表现出θ se向上减小的不稳定状态[图4(a)], 同时, 比湿开始增大; 暴雨临近的9日06:00, 低层θ se出现大值中心, θ se垂直梯度进一步加强, 大气更加不稳定, 同时, 低层比湿增大到8 g·kg-1; 随后, 暴雨开始, 在暴雨过程中, 中低层大气不稳定状态逐渐减弱但始终存在; 随着降水减弱停止, 大气恢复稳定状态。过程1开始前的8日18:00低层为正涡度控制区[图4(b)], 暴雨临近时正涡度增强且向上发展到700 hPa附近, 暴雨过程中正涡度始终存在且保持在700 hPa以下, 9日12:00前后出现了7×10-5 s-1正涡度大值中心, 14.7 mm强降水出现。相比涡度, 散度配合并不好, 仅在中层有较弱的辐合。
图4 2015年6月8日18:00至10日06:00（a, b）、 2016年10月1日18:00至3日06:00（c, d）沿乌鲁木齐的比湿（等值线, 单位: g·kg-1）和θ se（彩色区, 单位: K）（a, c）及涡度（彩色区, 单位: ×10-5 s-1）和散度（等值线, 单位: ×10-5 s-1）（b, d）的时间-高度剖面

Fig.4 The height-time sections of specific humidity (contour, unit: g·kg-1) and θ se (color area, unit: K) (a, c), and the height-time sections of vorticity (color area, unit: ×10-5 s-1) and divergence (contour, unit: ×10-5 s-1) (b, d) along Urumqi from 18:00 on 8 to 06:00 on 10 June 2015 (a, b) and 18:00 on 1 to 06:00 on 3 October 2016 (c, d)

过程2在临近和发展过程中, 中低层大气表现为θ se向上减小的不稳定状态（图略）, 低层大气保持10 g·kg-1的比湿; 2016年6月27日12:00前后, θ se垂直梯度达到最大且低层出现11 g·kg-1的比湿大值中心, 随后出现了10.1 mm的短时强降水。过程2开始前的6月26日18:00, 500 hPa为正涡度大值中心和辐散中心, 其下则为负涡度区和辐散区（图略）; 随着暴雨临近, 正涡度区和辐合区逐渐从500 hPa下降到低层大气; 暴雨过程中, 中低层始终为正涡度区和辐合区, 12:00 -15:00低层正涡度发展到最大的5×10-5 s-1, 低层辐合也达最强的-4×10-5 s-1, 随后出现了10.1 mm的短时强降水。
过程3仅在暴雨开始前低层为微弱的不稳定, 暴雨过程中比湿始终保持在5 g·kg-1左右[图4(c)]。从涡度和散度情况看, 暴雨开始前的2016年10月1日18:00, 低层为辐合区和弱正涡度区[图4(d)], 随着暴雨临近和出现, 低层辐合区向中层发展, 低层正涡度增强到5×10-5 s-1, 2日21:00前后, 500 hPa出现9×10-5 s-1的大值中心。
综上可知, 过程1和过程2具有较强的不稳定层结和较湿的低层大气, 配合有利的涡度和散度分布, 对暴雨过程中强降水的出现较为有利; 过程3不稳定层结较弱且湿度条件一般, 但配合一定的涡度和散度条件, 也可出现平稳型降水。
多普勒天气雷达可进一步揭示暴雨过程水汽和动力条件。图5为三次暴雨期间乌鲁木齐多普勒天气雷达径向速度及其剖面。过程1中, 受高压脊前西北气流控制的乌鲁木齐, 雷达径向速度图上表现为明显的西北风, 虽然没有风向的辐合, 但是存在风速的辐合, 剖面显示辐合自地面伸展到4 km, 并在11:12表现最为明显[图5(a)], 中低层辐合有利于将水汽和能量向上输送, 此时从垂直累积液态水含量密度D VIL及其剖面[图5(d)]可见, D VIL最大值达1 g·m-3且0.3 g·m-3区域从底层一直伸展到4 km, 14.7 mm短时强降水出现。
图5 三次暴雨期间乌鲁木齐多普勒天气雷达径向速度及其剖面（a~c, 单位: m·s-1）和垂直累积液态水含量密度D VIL及其剖面（d~f, 单位: g·m-3）

白色实线为剖面位置, 剖面图为沿白色实线自西向东所剖而成; 蓝色大（小）箭头表示大（小）风速; 黄色弧线代表辐合线; 黄色（黑色）箭头表示吹向（远离）雷达站的风

Fig.5 Velocity and cross section of velocity (a~c, unit: m·s-1), density of vertically integrated liquid water and corresponding cross section (unit: g·m-3) from Urumqi radar during the three rainstorms.The white solid line is the position of the section, the cross section is taken along the white solid line from west to east; Large (small) blue arrows indicate large and small wind speeds, respectively; The yellow arc represents the convergence line; The yellow (black) arrow indicates the wind blowing towards (away) the radar station

过程2中, 2.4°仰角的径向速度图上乌鲁木齐及其以北区域存在近乎南北分布的辐合线, 乌鲁木齐位于辐合线南段, 从辐合较为强盛的15:13径向速度剖面[图5(b)]可见, 存在明显的低层辐合、 高层辐散风场配置, 有利于对流单体的发展, 此时D VIL及其剖面[图5(e)]最大值为0.5 g·m-3, 较大值区位于4 km以下。
过程3中, 2.4°仰角的径向速度图上乌鲁木齐西南部区域受西北风控制, 而其东北部区域存在偏东风, 西北风和偏东风形成了切变线, 乌鲁木齐处于切变线附近[图5(c)], D VIL及其剖面[图5(f)]显示最大值为1 g·m-3, 较大值区位于2 km以下, 径向速度和D VIL的配置有利于降水的出现和维持。
综上, 过程1主要为中低层风速辐合, 过程2表现为低层辐合高层辐散的辐合线形式, 过程3则存在切变线; 虽然形式不同, 但均有利于暴雨中尺度系统的产生和加强, 对暴雨过程起到了关键的动力作用, 同时, 从三次暴雨过程垂直累积液态水含量密度D VIL可见, 过程1 的D VIL较过程2更大, D VIL大值区较过程3更高。

6 中尺度系统分析

从三次暴雨期间FY-2G卫星TBB的演变（图6）可以看出, 过程1开始前的2015年6月9日05:00, 乌鲁木齐西部约200 km处开始出现中心强度为 -40 ℃ γ-中尺度对流云团A（图略）; 06:00 A进一步发展加强为中心强度为-44 ℃ β-中尺度对流云团, 其东南部出现-40 ℃ γ-中尺度对流云团B[图6(a)]; 随后A和B合并加强为中心强度为-44 ℃ β-中尺度对流云团C并移向乌鲁木齐[图6(b)]; 08:00 C进一步发展且已经紧邻乌鲁木齐, 但并未移动到乌鲁木齐上空（图略）, 此时降水未开始; 09:00 C开始影响乌鲁木齐, 暴雨开始出现[图6(c)]; 随后伴随着对流云团C发展、 移动及新的对流云团新生, 暴雨持续产生, 12:00前后, C发展到最强的-52 ℃影响乌鲁木齐, 14.7 mm的短时强降水出现, 此时C附近还有若干中尺度云团存在[图6(d)]; 随着中尺度云团减弱消散（图略）, 暴雨减弱停止。
图6 三次暴雨过程期间FY-2G卫星TBB演变（单位: ℃）

分辨率为0.1º×0.1º; A、 B、 C和D代表中尺度云团

Fig.6 The change of TBB from FY-2G satellite during the three rainstorms.Unit: ℃.The resolution is 0.1°×0.1°.The capital A, B, C and D represent mesoscale clouds

过程2临近前的2015年6月27日08:00, 乌鲁木齐西南方约50 km处开始出现中心强度为-32 ℃ γ-中尺度对流云团D（图略）; 随着D进一步发展并向东北方向移动, 中心加强为-40 ℃, 并在10:00控制乌鲁木齐[图6(e)], 此时降水开始出现; 随后D持续影响乌鲁木齐, 在此过程中强度进一步加强、 范围进一步加大[图6 (f)]; 15:00 -16:00 D中心强度增强为为-44 ℃[图6(g)~(h)], 在此过程中, 乌鲁木齐出现了10.1 mm的短时强降水; 随后, 中尺度云团范围减小、 强度减弱（图略）, 降水强度减弱。
过程3开始前的2016年10月2日02:00, 乌鲁木齐西北方约200 km处存在较大范围的层积混合云团[图6(i)]; 09:00, 云团移动到乌鲁木齐上空, 云团南边界开始影响乌鲁木齐[图6(j)], 降水开始; 随后层积混合云团向东北方向移动的过程中不断影响乌鲁木齐产生降水（图略）; 13:00 -14:00层积混合云中发展旺盛的α-中尺度对流云团（深色云体）移过乌鲁木齐上空[图6(k)~(l)], 在此时段出现了此次暴雨过程最强小时降水5.3 mm; 随后层积混合云持续影响乌鲁木齐（图略）, 降水得以持续较长时间; 云体移过乌鲁木齐上空后（图略）, 降水快速减弱停止。
从以上细致分析不难发现, 造成以上三次乌鲁木齐暴雨的中尺度对流云团存在诸多差异; 强对流型暴雨受快速生成、 发展的中尺度对流云团影响, 云团相对孤立、 尺度较小且生命史较短, 在预报预警上挑战更大; 平稳型暴雨受层积混合云团持续影响, 云体持续时间较长、 尺度较大, 使降水相对平稳且维持时间较长。
从三次暴雨期间乌鲁木齐多普勒天气雷达（乌鲁木齐地面观测站位于雷达站东南方约25 km处）组合反射率因子及反射率因子剖面演变特征（图7）可以看出, 过程1临近前的2015年6月9日08:57乌鲁木齐上空几乎没有回波, 但其周边存在比较明显的回波, 其西北方30 km处回波较强[图7(a)]; 随着乌鲁木齐西北方回波区向东南移动, 09:25乌鲁木齐上空已被30 dBZ回波覆盖[图7(b)], 降水开始出现; 随后乌鲁木齐西北方不断有γ-中尺度对流单体发展, 在高压脊前西北气流的引导下移到乌鲁木齐, 10:44乌鲁木齐受强度为40 dBZ 且30 dBZ回波达4 km的γ-中尺度对流单体影响出现了5.4 mm的小时降水[图7(c)]; 随着其西北部对流单体不断移动到乌鲁木齐, 11:12强度为45 dBZ 且40 dBZ回波达4 km的γ-中尺度对流单体控制了乌鲁木齐[图7(d)], 乌鲁木齐在11:00 -12:00出现了14.7 mm短时强降水; 随着乌鲁木齐上空回波减弱到30 dBZ以下（图略）, 小时降水量也减弱到1.1 mm以下; 18:53伴随着乌鲁木齐上空回波减弱消散（图略）, 降水停歇。
图7 三次暴雨期间乌鲁木齐多普勒天气雷达组合反射率因子CR和反射率因子R剖面（单位: dBZ）

白色实线为剖面位置, 剖面图为沿白色实线自西向东所剖而成

Fig.7 Composite reflectivity factor and cross section of reflectivity from Urumqi radar during the three rainstorms.Unit: dBZ.The white solid line is the position of the section, the cross section is taken along the white solid line from west to east

对于过程2, 2015年6月27日10:09乌鲁木齐上空有弱回波[图7(e)], 降水开始出现; 随着回波进一步向东北方向移动, 乌鲁木齐持续受较弱回波影响[图7(f)], 降水持续; 13:43前后, 乌鲁木齐受中心强度为45 dBZ 且40 dBZ回波达4 km的γ-中尺度对流单体影响[图7(g)], 出现了较强的4.5 mm的小时降水; 随着回波进一步移动和演变, 15:24强度为40 dBZ 的γ-中尺度对流单体控制乌鲁木齐[图7(h)], 造成15:00 -16:00出现了10.1 mm短时强降水; 随后回波进一步减弱向东北向移动, 19:31乌鲁木齐上空回波消散（图略）, 降水停歇。
过程3开始前的2016年10月2日08:47, 乌鲁木齐上空受5 dBZ左右较弱回波控制, 其西部有一片较明显回波区（图略）; 随着回波向偏东方向移动, 09:38乌鲁木齐受25 dBZ回波影响开始出现降水[图7(i)]; 回波在发展演变的过程中形成了一条线状回波, 回波强度达40 dBZ, 但强回波高度仅位于2 km以下, 13:40线状回波东移到乌鲁木齐上空[图7(j)], 乌鲁木齐出现了此次暴雨过程中5.3 mm的最强小时降水; 线状回波移过乌鲁木齐后, 乌鲁木齐持续受30 dBZ左右回波影响[图7(k)~(l)], 降水持续且较为平稳; 随着回波进一步东移, 3日01:57乌鲁木齐上空回波进一步减弱（图略）, 降水减弱停歇。
综上可见, 三次暴雨过程雷达组合反射率因子特征存在差异; 强对流型暴雨以孤立对流单体为主, 单体尺度小、 生消快、 移动迅速, 致使小时降水变率较为剧烈, 预报预警难度大; 平稳型暴雨主要表现为层积混合云回波, 降水较为平稳。

7 大气垂直结构分析

7.1　大气水平风场垂直结构特征

从两类暴雨期间乌鲁木齐风廓线雷达资料显示的水平风场时间-高度演变（图8）可以看出, 过程1临近前的2015年6月9日07:30[图8(a)], 400 m以下由偏东风转为西北风; 随后的08:30, 2000~3000 m出现了36 m·s-1较明显的大风速区; 此后约0.5 h, 1000 m出现大风速, 降水开始; 09:30 -10:00, 地面至3000 m风向变化明显, 垂直风切变和暖平流都较为明显, 其上则表现为风向随高度逆转, 存在冷平流, 这样的配置使大气不稳定加剧, 有利于降水的出现和维持; 11:00前后, 4500 m出现较强风速区, 其下则出现空白区, 表明此时风向变化极快且较为杂乱, 同时也说明此时大气极不稳定, 随后即出现了14.7 mm的短时强降水; 19:00前后1000 m以下风向随高度逆转, 表明此时冷平流控制了近地层, 降水停歇。过程2开始前的2015年6月27日07:00 [图8(b)], 1000 m以下转为较为一致的西北风, 1000 m以下的西北风和其上的东南风形成了较明显的风切变; 09:30左右, 1500 m以下风向出现更加明显的变化, 地面至5000 m风向随高度顺转明显, 暖平流较强, 其上风向逆转存在冷平流, 伴随着5000 m以上风速增强, 大气不稳定加剧; 随后0.5 h, 降水开始出现; 与过程1类似, 过程2于15:00 -16:00风向、 风速剧烈变化, 出现了短时强降水; 17:00以后风场已不利于降水维持, 降水逐渐减弱停歇。
图8 乌鲁木齐两类暴雨期间风廓线雷达水平风场时间-高度演变（单位: m·s-1）

灰色实线对应暴雨开始和结束时刻, 灰色阴影区对应短时强降水过程

Fig.8 Time-height charts of horizontal winds field during two types of rainstorms in Urumq.Unit: m·s-1.The gray solid line position corresponds to the time of rainstorm start and end, and the gay shaded area position corresponds to the time of short-term strong precipitation occurrence

过程3开始前的2016年10月2日04:00 -08:00 [图8(c)], 2000~3000 m为偏南风, 其上为偏西风和西南风, 其下为偏北风, 近地层则为西北风, 风场呈现出明显的中低层随高度顺转、 高层随高度逆转的分布, 表明中低层存在暖平流、 高层存在冷平流, 大气不稳定性较强; 08:30垂直风切变加强, 500 m附近的近地层出现了27.7 m·s-1较强大风, 同时, 5000 m以上的西南风有所增强; 随后0.5 h, 降水开始出现; 暴雨过程中低层暖平流、 高层冷平流的层结依然存在; 3日00:00以后, 1000 m以下风场随高度逆转, 表明随着降水的持续, 低层已经受冷平流控制, 已不利于降水出现, 随后降水减弱停歇。
综上所述, 暴雨开始前和暴雨过程中, 高层和低层风场分别随高度逆转和顺转, 表明低层暖平流、 高层冷平流明显, 大气不稳定性增强; 暴雨临近前约0.5 h, 三次暴雨过程分别在不同高度出现了明显的风速增长; 强对流型暴雨在暴雨期间特别是短时强降水发生前后风场变化更加剧烈, 这也从侧面说明强对流型暴雨的对流性更强、 中尺度系统尺度更小。

7.2　大气相对湿度垂直结构特征

从三次暴雨期间乌鲁木齐地基微波辐射计资料显示的相对湿度时间—高度演变（图9）可以看出, 过程1开始前的2015年6月9日04:00 -07:30 [图9(a)], 1500 m以上大气相对较干, 湿度基本在50%以下; 随着暴雨临近, 50%以上的相对湿度区于07:30后开始向上发展; 08:30地面至4000 m高度出现狭窄的70%以上的相对湿度大值区, 与图8(a)中2000~3000 m风速激增有较好对应; 随后0.5 h降水开始, 暴雨开始后的09:00 -15:00, 相对湿度表现为剧烈的波动发展, 在此期间的11:00 -12:00, 水汽饱和区发展到暴雨过程中最高位置的3500~4500 m, 此时出现了14.7 mm的强降水; 随后水汽饱和区位于1500~4000 m, 降水持续; 19:00整层相对湿度明显减小, 降水结束。过程2开始前的2015年6月27日04:00 -08:30 [图9(b)], 在图8(b)中3000 m以上槽前西南气流输送水汽的影响下, 相对湿度较大, 但水汽未饱和; 与过程1类似, 暴雨临近和开始后相对湿度呈现出剧烈波动发展形势, 且水汽饱和区高度达最高时对应着最强小时降水出现, 水汽饱和区减弱后降水停歇。
图9 乌鲁木齐三次暴雨期间地基微波辐射计相对湿度时间—高度演变（单位: %）

灰色实线对应暴雨开始和结束时刻, 灰色阴影区对应短时强降水过程

Fig.9 Time-height charts of relative humidity during the three rainstorm processes in Urumq.Unit: %.The gray solid line position corresponds to the time of rainstorm start and end, and the gay shaded area position corresponds to the time of short-term strong precipitation occurrence

过程3开始前的2016年10月2日04:00 -08:30 [图9(c)], 1500~4000 m受偏南风输送水汽的影响出现相对湿度饱和区, 但其下为相对干区, 特别是700 m以下为相对湿度50%以下的明显干区; 暴雨临近的08:30, 相对湿度大值区开始向下发展; 随后降水开始, 整个暴雨期间, 相对湿度呈较为平缓的波动形态, 水汽饱和区的主体位于1000~3000 m, 降水较为平缓; 3日04:00相对湿度呈剧烈波动减小, 降水停歇。
综上可见, 强对流型暴雨在临近和开始后, 相对湿度大值区以剧烈波动形式发展, 当水汽饱和区发展到暴雨过程中最高位置时, 短时强降水出现; 平稳型暴雨水汽饱和区高度更低, 且相对湿度的波动更加缓和。

8 结论

通过对2015年6月9日、 6月27日和2016年10月2 -3日乌鲁木齐三次典型暴雨过程（分别简称为过程1、 过程2和过程3）在小时雨强演变、 天气尺度环流、 水汽输送和热动力条件分析的基础上, 重点利用风云卫星和多普勒天气雷达资料对三次暴雨过程中尺度系统进行分析, 在此基础上又利用风廓线雷达和地基微波辐射计资料对暴雨过程大气水平风场和湿度廓线的精细演变进行了进一步分析, 得到以下主要结论:
（1） 三次暴雨过程环流形势差异明显, 暴雨分别产生在高压脊前西北气流、 低值系统前部西南气流和槽前偏西气流中; 强对流型暴雨降水历时短且伴有短时强降水, 平稳型暴雨降水历时较长且相对平稳。三次暴雨过程水汽输送路径也存在明显差异, 分别为偏西路径、 偏西路径转东北路径再转西南路径和低纬偏南路径汇合偏西路径。强对流型暴雨具有更强的不稳定大气层结和更湿的低层大气, 在有利的动力条件下, 将水汽和能量向上输送, 对暴雨特别是短时强降水的产生较为有利, 平稳型暴雨不稳定层结和湿度条件较弱, 但在有利的涡度和散度条件下出现了平稳型降水。
（2） 强对流型暴雨由相对孤立、 尺度较小且生命史较短的β-中尺度对流云团造成, 多普勒天气雷达上对流单体以尺度小、 生消快、 移动迅速的孤立γ-中尺度系统为主, 并伴随有中低层风速辐合和低层辐合高层辐散, 平稳型暴雨则由持续时间较长且尺度较大的层积混合云团、 回波及切变线造成。同时, 风场辐合在不同类型暴雨中形式虽然存在差异, 但对暴雨中尺度系统的产生和加强均较为有利, 对暴雨均起到了关键的动力作用。
（3） 风廓线雷达能够细致刻画两类暴雨过程风场演变, 暴雨开始前, 高、 低层风场随高度分别出现逆、 顺时针旋转, 冷暖平流使大气的不稳定性增强; 暴雨临近前约0.5 h, 风速的明显增长可作为暴雨即将开始的预警; 暴雨过程垂直风切变明显, 强对流型暴雨风场变化更剧烈, 表明对流性更强、 中尺度系统尺度更小。微波辐射计能够细致刻画暴雨过程湿度演变, 三次暴雨开始前分别表现为近地层相对较湿、 中层相对湿度较大但未达饱和近地层相对较干, 暴雨临近和开始后, 分别出现相对湿度大值区以剧烈波动形式向上发展、 中层大气迅速以剧烈波动形式达到饱和及相对湿度大值区以较为平缓的波动形式向下发展; 相对湿度的突变对暴雨的开始有约1 h的预警。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
Chan P W, 2009.Performance and application of a multi-wavelength, ground based microwave radiometer in intense convective weather [J].Meteorologische Zeitschrift, 18(3): 253-265.

Cifelli R, Rutledge S A, 1994.Vertical motion structure in maritime continent mesoscale, convective systems: results from 50-MHz profiler [J].Journal of the Atmospheric Sciences, 51（18）: 2631-2652.

Ecklund W L, Gage K S, Williams C R, 1995.Tropical precipitation studies using a 915-MHz wind profiler [J].Radio Science, 30（4）: 1055-1064.

Feltz W F, Mecikalski J R, 2002.Monitoring high-temporal-resolution convective stability indices using the ground-based atmospheric emitted radiance interferometer (AERI) during the 3 May 1999 Oklahoma-Kansas tornado outbreak [J].Weather Forecast, 17(3): 445-455.

Friedrich K, Lundquist J K, Aitken M, al et, 2012.Stability and turbulence in the atmospheric boundary layer: A comparison of remote sensing and tower observations [J].Geophysical Research Letters, 39(3): 1-6.

Kanofsky L, Chilson P, 2008.An analysis of errors in drop size distribution retrievals and rain bulk parameters with a UHF wind profiling radar and a two-dimensional video disdrometer [J].Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 25(12): 2282-2292.

Mattioli V, Westwater E R, Cimini D, al et, 2007.Analysis of radiosonde and ground-based remotely sensed PWV data from the 2004 North Slope of Alaska Arctic winter radiometric experiment [J].Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 24(3): 415-431.

Peter T M, Jameson A R, Thomas D K, al et, 2001.A comparison between polarimetric radar and wind profiler observations of precipitation in tropical showers [J].Journal of Applied Meteorology, 40(10): 1702-1717.

Peter T M, Jameson A R, Thomas D K, al et, 2002.Combined wind profiler polarimetric radar studies of the vertical motion and microphysical characteristics of tropical sea-breeze thunder storms [J].Monthly Weather Review, 130(9): 2228-2239.

Rottger J, 1980.Structure and dynamics of the stratosphere and mesosphere revealed by VHF radar investigations [J].Pure and Applied Geophysics, 118(1): 494-527.

Rajopadhyaya D K, Avery S A, May P T, al et, 1999.Comparison of precipitation estimation using single and dual-frequency wind profilers [J].Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 16(1): 165-173.

陈春艳, 孔期, 李如琦, 2012.天山北坡一次特大暴雨过程诊断分析[J].气象, 38(1): 72-80.

丁一汇, 1993.1991年江淮流域持续性特大暴雨研究[M].北京: 气象出版社, 249-254.

高守亭, 刘璐, 李娜, 2013.近几年中尺度动力学研究进展[J].大气科学, 37(2): 319-330.

郭丽君, 郭学良, 2015.利用地基多通道微波辐射计遥感反演华北持续性大雾天气温、 湿度廓线的检验研究[J]．气象学报, 73(2): 368-381.

黄建平, 何敏, 阎虹如, 等, 2010.利用地基微波辐射计反演兰州地区液态云水路径和可降水量的初步研究[J].大气科学, 34(3): 548-558.

孔期, 郑永光, 陈春艳, 2011.乌鲁木齐7·17暴雨的天气尺度与中尺度特征[J].应用气象学报, 22(1): 12-22.

陆汉城, 2000.中尺度天气原理和预报（第二版）[M].北京: 气象出版社, 1-3.

刘惠云, 王晓梅, 肖书君, 等, 2007.乌鲁木齐市近40多年降水演变特征[J].干旱区研究, 24(6): 785-789.

刘淑媛, 郑永光, 陶祖钰, 2003.利用风廓线雷达资料分析低空急流的脉动与暴雨关系[J].热带气象学报, 19(3): 285-290.

孙继松, 何娜, 郭锐, 等, 2013.多单体雷暴的形变与列车效应传播机制[J].大气科学, 37(1): 137-148.

孙淑清, 周玉淑, 2007.近年来我国暴雨中尺度动力分析研究进展[J].大气科学, 31(6): 1171-1188.

陶诗言, 1980.中国之暴雨[M].北京: 科学出版社.

王东海, 杨帅, 2009.一个干侵入参数及其应用[J].气象学报, 67(4): 522-529.

王世杰, 杨莲梅, 史玉光, 2012.乌鲁木齐1991—2010年降雨特征分析[J].中国沙漠, 32(2): 509-516.

万蓉, 周志敏, 崔春光, 等, 2011.风廓线雷达资料与探空资料的对比分析[J].暴雨灾害, 30(2): 130-136.

吴国雄, 蔡雅萍, 庄晓菁, 1995.湿位涡和倾斜涡度发展[J].气象学报, 53(4): 387-405.

许敏, 张瑜, 张绍恢, 2016.风廓线雷达资料在冀中一次强降水天气预报中的应用[J].干旱气象, 34(5): 898-905.

谢泽明, 周玉淑, 杨莲梅, 2018.新疆降水研究进展综述[J].暴雨灾害, 37(3): 204-212.

杨莲梅, 2003.南亚高压突变引起的一次新疆暴雨天气研究[J].气象, 29(8): 21-25.

杨莲梅, 张广兴, 2004.阿克苏北部绿洲强对流暴雨与冰雹红外云图特征对比分析[J].干旱气象, 22(3): 22-25.

杨莲梅, 李霞, 张广兴, 2011.新疆夏季强降水研究若干进展及问题[J].气候与环境研究, 16 (2): 188-198.

杨莲梅, 张云惠, 汤浩, 2012.2007年7月新疆三次暴雨过程的水汽特征分析[J].高原气象, 31(4): 963-973.

杨莲梅, 刘晶, 2018.新疆水汽研究若干进展[J].自然灾害学报, 27(2): 1-13.

庄薇, 刘黎平, 王楠, 2006.新疆地区一次对流性降水的三维中尺度风场研究[J].应用气象学报, 17(4): 444-451.

赵思雄, 陶祖钰, 孙建华, 等, 2004.长江流域梅雨锋暴雨机理的分析研究[M].北京: 气象出版社.

赵庆云, 张武, 陈晓燕, 等, 2018.一次六盘山两侧强对流暴雨中尺度对流系统的传播特征[J].高原气象, 37(3): 767-776.DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00068.

曾勇, 杨莲梅, 2016.中亚低涡背景下新疆连续短时强降水特征分析[J].沙漠与绿洲气象, 10(4): 67-72.

曾勇, 杨莲梅, 2017a.南疆西部一次暴雨强对流过程的中尺度特征分析[J].干旱气象, 35(3): 475-484.

曾勇, 杨莲梅, 2017b.南疆西部两次短时强降水天气中尺度特征对比分析[J].暴雨灾害, 36(5): 410-421.

曾勇, 杨莲梅, 2018.新疆西部一次极端暴雨事件的成因分析[J]．高原气象, 37(5): 1220－1232.DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00014.

曾勇, 周玉淑, 杨莲梅, 2019.新疆西部一次大暴雨形成机理的数值模拟初步分析[J].大气科学, 43(2): 372-388.

张家宝, 邓子风, 1987.新疆降水概论[M].北京: 气象出版社.

张书萍, 祝从文, 2011.2009年冬季新疆北部持续性暴雪的环流特征及其成因分析[J].大气科学, 35 (5): 833-846.

周芯玉, 廖菲, 孙广凤, 2015.广州两次暴雨期间风廓线雷达观测的低空风场特征[J].高原气象, 34(2): 526-533.DOI: 10. 7522/j.issn.1000-0534.2013.00188.

朱平, 俞小鼎, 2019.青藏高原东北部一次罕见强对流天气的中小尺度系统特征分析[J].高原气象, 38(1): 1-13.DOI: 10. 7522/j.issn.1000-0534.2018.00070.

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