1 引言
风廓线雷达是世界气象组织认可并推荐可以业务应用的一种地基遥感设备。作为21世纪的高空探测系统， 最基本的功能就是利用遥感方式测风， 它可以实现连续无人值守、 全天候监测， 并能提供低层大气三维风场， 在精度、 全天候能力、 高度范围、 垂直分辨率和时间分辨率等方面是其他观测系统所无法比拟的（Stanley et al， 2004）。如今， 风廓线雷达的数据有较高的可靠性（张寅等， 2017）， 在局地短时强降水、 大风、 冰雹等强对流天气预报中的作用也逐渐突显（王文波等， 2020； 方桃妮等， 2022； 苟阿宁等， 2022）。宋巧云等（2013）通过观测和分析风廓线雷达数据， 揭示了强降水天气过程中的风场变化规律， 并提供了相关的预警信息； 陈娟等（2016）利用风廓线雷达数据， 研究了梅雨锋暴雨过程中的降水特征和风场演变， 发现了锋面活动与暴雨之间的密切关系； 而张小雯等（2017）则综述了之前的研究成果并指出， 风廓线雷达数据在强降水天气分析中具有重要作用， 并且对于提高天气预报准确性和灾害预警能力有着巨大潜力， 进一步优化风廓线雷达数据处理技术和算法， 将会促使风廓线雷达在强降水天气分析领域的广泛应用。目前， 风廓线雷达数据已应用于气象业务， 航空气象、 环境监测及紧急非常事件等防灾减灾领域。四川在21世纪初开始风廓线雷达的建设工作， 现已建好14部风廓线雷达， 正式投入业务运行的有12部， 其中， 四川盆地西部成都的7部风廓线雷达分别位于彭州、 郫县、 新都、 金堂、 大邑、 新津和龙泉驿， 开始了成都市大气边界层风场的实际观测。由于边界层的大气演变与天气系统和灾害性天气有密切关系（杨大升， 1978； 陶诗言等， 1979）， 尤其是青藏高原东侧特殊地形下， 四川盆地西部（成都）大气边界层风场变化对区域暴雨等强对流天气演变具有重要意义（李跃清等， 1996， 1997）。因此， 运用风廓线雷达的探测新资料， 进一步探究大气边界层风场与区域强降水， 尤其是短时强降水发生发展的关系， 对于提高强降水等灾害性天气的预报准确率是十分有意义的。
四川省位于青藏高原以东地区， 主要由川西高原、 四川盆地和盆周山地等组成， 天气气候变化极为复杂， 位于青藏高原东部川西高原东侧的四川盆地， 其降水区域性特征非常明显， 表现出局地性、 突发性和剧烈性， 是我国内陆的一个降水中心（郁淑华等， 1997； 白莹莹等， 2011； 李跃清和张晓春， 2011； 冉津江等， 2023）， 常发生暴雨等强降水， 夜间降水也尤其频繁（沈沛丰和张耀存， 2011； 唐红玉等， 2011； 王夫常等， 2011； 胡迪和李跃清， 2015； 陈双等， 2022； 李一诺和李跃清， 2024）。其中， 盆地的短时强降水强度大、 范围小， 落区和强度均不易把握， 一直是四川降水预报的难点之一。这类强降水由于其突发性强， 且缺乏高分辨率的常规观测资料， 因而往往难以较准确地预报。肖红茹等（2021）根据天气形势和影响系统将四川盆地的暖区暴雨分成四种类型， 即西南涡型、 副热带高压边缘型、 西南急流型和东南风型。由于暖区暴雨直接由β中尺度云团发展造成， 四类暖区暴雨的单站对流性降水（20~50 mm·h-1）持续时间一般不超过3 h， ≥50 mm·h-1的短时强降水维持时间不超过1 h， 若超过则易造成极端降水事件。并且， 李跃清（1995， 2000）研究发现， 在青藏高原东侧与四川盆地交界处， 地形与区域环流的相互作用下， 四川盆地西部（成都）大气边界层风场表现出明显的东北风与西南风交替的规律性变化特征， 具有明确的天气演变意义。当成都边界层平均为东北风（西南风）时， 四川盆地未来产生暴雨（无雨）天气， 并通过1998年6 -8月长江上游典型的异常暴雨天气， 进一步证实了西邻青藏高原的成都是长江上游（四川盆地）晴雨天气变化的关键信息点。青藏高原东侧边界层的动力激发作用是长江上游（四川盆地）暴雨等强对流天气产生的重要机制。但是， 关于四川暴雨等强降水天气， 还需要通过新资料、 新技术和新理论等开展深入的分析研究， 如四川盆地以上暖区暴雨之短时强降水与高原-盆地特殊地形下大气边界层的关系等。因此， 本文在已有研究的基础上， 根据暖区暴雨的分型， 选取每种类型近几年四川盆地西部成都地区出现的一个典型强降水个例， 结合风廓线雷达新资料进行对比分析， 找出青藏高原东侧复杂地形背景下， 不同类型暖区暴雨中强降水发生、 发展的风廓线特征， 加深对四川盆地暴雨等强降水的科学认识。
2 资料来源与方法介绍
本文所采用的数据有2017 -2021年四川盆地西部（以成都市为代表）风廓线雷达资料， 以及同期成都和雅安已通过质控的国家自动气象站小时降水资料。成都风廓线雷达产品数据包含： 采样高度， 水平风向、 风速， 垂直风速（垂直风向下为正， 向上为负）， 大气折射率结构常数Cn 2。本文所用数据在水平和垂直方向的厂家可信度标识均达到100%。胡明宝（2015）研究认为， 由于大气中存在各种尺度涡旋的影响， 很小尺度微气团的运动会造成风的短周期瞬时脉动， 这种瞬时脉动严重影响了风观测资料的代表性和可比较性。世界气象组织规定， 在气象观测时应当取气象要素在一定时间的平均值， 以得到相对稳定的有代表性的数据。因此本文采用了风廓线雷达的30 min HOBS数据。图1 为成都温江探空与大邑、 龙泉驿、 新都风廓线雷达4次强降水过程发生时的水平风廓线对比， 由于探空气球测量的是07:15（北京时， 下同） -08:00（或19:15 -20:00）的气象要素廓线， 此处风廓线雷达选取07:30（19:30）的数据以作对比。可以看到， 除2020年8月10日20:00在1.5~2.5 km高度上二者存在明显差异外， 在此4次过程中5 km高度以下， 探空站与风廓线雷达的水平风场分布均较为一致， 说明在这几次降水过程中， 风廓线雷达资料具有较高的可用性。
图1 成都温江探空与风廓线雷达水平风垂直分布（a） 2017年8月21日08:00， （b） 2020年8月10日20:00， （c） 2020年8月14日20:00， （d） 2021年9月24日20:00 Fig.1 The horizontal wind profile from Wenjiang sounding station and wind-profiler radar.（a） At 08:00 on 21 August 2017， （b） at 20:00 on 10 August 2020， （c） at 20:00 on 14 August 2020， （d） at 20:00 on 24 September 2021 |
本文利用风廓线雷达资料， 针对成都地区附近的短时强降水个例， 分别从垂直风廓线和垂直速度的时间演变、 风速极值以及极值层、 低空急流与小时雨量的变化等方面进行分析。
低空急流的出现通常与剧烈演变的天气系统联系在一起， 国内外已有不少学者开展了对低空急流在强对流天气中的作用， 以及低空急流与强降水之间的关系等研究（金巍等， 2007； 陈楠等， 2014； 王彦等， 2017）， 发现低空急流的脉动及其向地面的扩展程度与短时强降水之间关系密切， 低空急流的变化对短时强降水的峰值有一定指示作用， 夏季低空急流的出现有利于暴雨的发生发展。由于风廓线雷达探测具有高时空分辨率的特点， 可以监测低空急流的出现及其连续变化的过程。因此， 为了更清楚地分析降水强度与低空急流的关系， 引入刘淑媛等（2003）定义的低空急流指数I：
式中： V代表2 km以下边界层急流中心的最大风速（单位： m·s-1）； D为12 m·s-1风速在该时次中的最低位置（单位： km）。I值的大小可以直观地体现低空急流向下扩展的程度及风速脉动的强度 （单位： ×10-3 s-1）。
3 暖区暴雨分型强降水个例分析
根据肖红茹等（2021）对四川暖区暴雨做出的四类分型， 选取2017 -2021年4个不同分型天气背景下的暴雨过程， 依据最强降水站点就近原则， 以及资料的连续性取舍风廓线雷达站点， 所选个例的具体信息见表1 。
表1 强降水个例信息Table 1 Information on cases of heavy precipitation |
| 强降水类型 | 短时强降水发生时段 | 代表站点 | 风廓线雷达站点位置 |
|---|---|---|---|
| 副高边缘型 | 2017年8月21日02:00 -07:00 | 龙泉驿 | 龙泉驿（104.26°E， 30.61°N） |
| 东南风型 | 2020年8月10日20:00至11日07:00 | 芦山 | 大邑（103.47°E， 30.56°N） |
| 西南急流型 | 2020年8月14日19:00至15日07:00 | 简阳 | 龙泉驿（104.26°E， 30.61°N） |
| 西南涡型 | 2021年9月24日21:00至25日09:00 | 新都 | 新都（104.18°E， 30.77°N） |
3.1 副高边缘型
2017年8月21日凌晨到上午， 成都东部至绵阳一带出现了强降水天气， 其中成都东部的降水从21日04:00开始， 在06:00 -08:00强度最大， 06:00 - 07:00最大雨强为62.8 mm， 位于成都市成华区， 09:00之后强降水中心北移， 成都的强降水过程结束。
本文中时间剖面图的时间轴均为自右向左变化， 选取龙泉驿风廓线雷达分析成都东部强降水发生前后的垂直风廓线变化［图2 （a）］， 在降水开始（21日04:00）前， 1 km高度以上为副热带高压边缘的偏南风， 04:30和06:30在2 km以上分别出现了两次风向突变的切变线过境现象， 07:00雨强达到最大之后1 h， 中高层再次转为一致的南风， 强降水雨区快速北移， 成都东部的降水很快减弱。
由于风廓线雷达回波是由大气湍流和雨滴对雷达波共同散射造成的， 有不少学者做了关于降水天气下的风廓线雷达功率谱研究（Ralph et al， 1996； Mcdonald et al， 2004； 王晓蕾， 2010； 周旭辉等， 2011； 何越等， 2014； 马建立等， 2015； 林晓萌等， 2015； 黄书荣等， 2017）， 试图分离降水和空气湍流谱， 但这些方法均存在一些局限性， 不适用于大部分的降水类型。胡明宝（2015）的研究认为， 理论上在只采用风廓线雷达测量数据的情况下是无法分离出大气的垂直运动的， 而对于边界层风廓线雷达而言， 大气湍流散射比雨滴散射要弱两个量级以上， 因此认为当降水发生时， 风廓线雷达测量的垂直速度主要反映了降水粒子的下落速度。下文主要讨论风廓线雷达所测得的垂直速度在强降水发生时的变化特征。图2 （b）为成都东部强降水发生前后垂直速度场的时间演变， 可以看到在降水开始之前， 整层大气基本是弱的上升运动或1 m·s-1以下的下沉运动， 04:00垂直速度方向发生突变， 迅速转为明显的下沉运动， 与之对应此时开始降水， 而05:30 -06:30期间向下的垂直速度明显减小， 说明此时向上的垂直速度抵消掉一部分雨滴的下落速度， 气层中的上升运动较强， 对流发展较旺盛， 此时为降水最强的时段， 之后下沉速度再次加强， 在08:00达到最强， 强中心出现在1.5 km高度以上， 0.5 h后有所减弱， 09:30高空的下沉运动再次加强， 11:00之后整层的垂直运动迅速减弱。本次过程中， 降水开始后， 向下的垂直速度在最强降水时段的前半小时开始明显减小， 对降水的加强有一定预示性。
陈红玉等（2016）发现， 随着降水的临近， 高空的上升气流减弱、 下沉气流增强， 而下沉气流在增强的同时还向下渗透， 降水粒子从高层传至低层， 使得低层的降水粒子增多。分析强降水过程发生前后的最大垂直速度和水平风速［图3 （a）］可见， 垂直速度的极值从21日04:00开始突增后出现3个峰值， 分别在04:30 -05:30、 08:00和09:30， 其中前两个大值时段伴随了极值层高度的下降， 表明存在降水粒子向下传递的现象。从水平风速的变化［图3 （b）］来看， 最大水平风速从04:30开始呈波动增大的趋势， 极值层都在2 km以上的高度。
从强降水发生前后的低空急流指数I变化及相应的小时雨量直方图（图4 ）可以看到， 本次强降水过程中在04:30和08:00有两次低空急流指数的突增， 前一次指数的数值增加不算明显， 但在2 h后出现了强降水， 08:00的低空急流指数达到了本次过程的最大值， 不过降水已趋于结束， 可见低空急流在本次强降水过程中对强降水的初始发生有2 h提前量， 但不能根据后期的低空急流指数突增来判断强降水是否持续发生。
此次副高边缘型暖区暴雨过程中， 21日04:30和06:30高空有两次切变线过境。降水开始后， 垂直速度在最强降水时段的前半小时开始明显减小， 对降水的加强有一定预示性。垂直速度的极值从04:00开始突增后出现3个峰值， 其中前两个大值时段伴随了极值层高度的下降， 表明存在降水粒子向下传递的现象。最大水平风速从04:30开始呈波动增大的趋势， 极值层都在2 km以上的高度。低空急流对强降水的初始发生有2 h提前量， 但不能根据后期的低空急流指数突增来判断强降水是否持续发生。
3.2 东南风型
2020年8月10日夜间到11日凌晨， 雅安市北部芦山县出现了强降水天气， 雨强连续4 h超过50 mm， 最大为134.6 mm。大邑风廓线雷达位于本次强降水发生地芦山县的东北方向68 km处。降水从10日22:00开始， 23:00测得雨量为10 mm， 而后降水迅速变强， 00:00雨量即为96.6 mm， 在之后的2 h内降水强度维持， 02:00降水强度开始转弱， 03:00的雨量为57.8 mm， 之后则减少到10 mm以下， 强降水过程结束。
从同时间段垂直速度场的时间演变［图5 （b）］可以看出， 在降水开始之前的几小时中， 整个气层以上升运动为主， 22:00开始， 垂直速度场突变为5 m·s-1以上的下沉运动， 代表降水开始出现， 23:30向下的垂直速度开始减小， 到11日01:00在2~3 km高度附近出现明显的上升运动， 气层中的对流旺盛， 为01:00 -02:00时段134 mm雨强的强降水提供了动力条件， 03:00之后整层转为向下的垂直速度， 表现为稳定性弱降水。由此可见， 向下的垂直速度大值区并不对应雨强最大的时段， 而开始降水后向下垂直速度的减小和转向与降水强度的加强更有联系， 本次过程中向下垂直速度的反复减弱再加强的阶段持续时间较长， 说明气层中的对流十分旺盛， 对出现100 mm以上的雨强有所提示。
根据上述分析， 分别对强降水过程发生前后的最大垂直速度和水平风速进行分析， 从图6 （a）可见， 垂直速度极值激增发生在强降水开始前1 h（22:00后）， 强降水过程中极值和极值层都有明显波动， 且垂直速度极值较大时都出现在近地层附近。
从水平风速的变化情况［图6 （b）］发现， 水平速度极值激增发生在最强降水时段前1 h（11日00:30）， 也出现在近地层， 其余时段极值层都较高， 风速最大时极值层陡降至1.2 km， 说明在高空急流向近地面扩展的同时， 伴随了动量下传， 加强低空扰动， 从而引起更强的对流发展， 也预示了强降水的出现。
由图7 可知， 低空急流指数I在整个过程中仅有一个峰值， 出现在11日00:30， 此时强降水已经开始， 距降水强度最大的时段还有1 h左右， 据此分析， 01:00 -02:00出现134.6 mm的强降水与低空急流向下扩展有关， 低空急流指数I对于强降水的增强有一定指示意义。低空急流在此次过程中起到了为强降水补充水汽和增强扰动的作用。
3.3 西南急流型
2020年8月14日夜间到15日上午， 乐山市东北部至广元市出现了强降水天气， 14日21:00成都市东部开始降水， 14日23:00至15日00:00在成都简阳出现最大雨强41.7 mm的强降水， 之后雨区快速向西移动至成都市区， 05:00后成都的强降水过程结束。
分析过程发生前后的最大垂直速度及出现高度［图9 （a）］可见， 14日20:00开始， 垂直速度极值开始增大， 而极值层降低， 体现出明显的降水粒子向下传递， 小时雨强最大发生在00:00， 之后垂直速度极值层上升到4 km以上的高度， 04:00之后虽然垂直速度极值仍然较大， 但极值层较高， 说明剧烈的下沉运动发生在较高的气层， 近地层垂直速度较小， 对应了此时接近10 mm的弱降水。
从最大水平风速的变化情况［图9 （b）］可以看出， 整个降水过程中， 水平风速极值都维持在较大的水平， 并且随着时间越来越大， 最大风速发生在04:00， 04:00之前的极值层基本都在2~5 km之间， 04:00之后速度极值迅速减小并维持在15 m·s-1左右， 极值层也升高到5 km以上的高空。
本次过程中绝大多数时间都有低空急流存在（图10 ）， 其中20:30是I第一次增大， 此时对应了降水的开始， 22:30低空急流指数增大到6×10-3 s-1以上， 此时开始出现大于20 mm·h-1的短时强降水， 并且在1 h后达到最大雨强。而03:00 I达到最大， 降水过程已经减弱。以上分析可以表明在西南急流型的暖区暴雨中， 低空急流几乎贯穿整个过程， 低空急流指数I的变化对于强降水的可预报性基本没有贡献。
在所选西南急流型暖区暴雨过程中， 高层存在西南急流和低值系统， 边界层为明显的东北风， 并且有冷平流加强扰动。降水开始后， 雨强的明显增大发生在向下的垂直速度开始减弱之后1 h左右。随着降水增强， 雨滴增大并迅速降落到近地层， 垂直速度从强降水开始就有极值增大， 极值层降低的现象。水平风速极值较大， 并且随时间增大， 极值层在降水发生时维持在2~5 km， 降水趋于结束时极值层升高。低空急流基本上贯穿了整个过程， 其波动对于强降水的可预报性基本没有贡献。
3.4 西南涡型
2021年9月24日夜间到25日凌晨， 德阳和成都北部出现强降水天气， 降水从24日21:00开始， 并迅速增强， 25日01:00 -02:00在新都出现71.6 mm的最大雨强， 之后1 h仍然维持有40 mm以上的雨强， 到04:00减弱， 过程结束。
从该时段垂直速度场的时间演变［图11 （b）］来看， 24日21:00降水开始前气层以较弱的上升运动为主， 21:00转为明显的向下的垂直速度， 大值区位于2.5 km以下， 此时开始产生降水， 22:00向下的垂直速度开始减小， 说明气层中的上升运动逐渐加强， 到23:00向下的垂直速度再次突然增大， 再次出现大于20 mm的降水， 01:00 -02:00在中层出现最大的下沉速度区， 此时是雨强最大的时段， 随后下沉速度有所减弱， 大值区持续到03:00开始明显减弱。可见， 本次过程中向下的垂直速度在降水开始后的突然减小发生在降水加强的前1 h左右， 向下的垂直速度大小也对降水强度有所体现。
从本次过程的垂直速度极值时间变化［图12 （a）］看， 最大垂直速度在20:30后迅速增大， 并且极值层迅速降低到1 km以内， 最大垂直速度在21:30有明显回落， 1 h后再次增大， 在25日01:00达到最大， 此时对流十分剧烈， 小时雨强也达到最大。水平风速最大值在24日21:00前变化很小［图12 （b）］， 基本在9~12 m·s-1， 21:00开始剧烈波动， 最高达到22 m·s-1以上， 极值层也有很大的波动。
分析低空急流指数I与雨强的变化（图13 ）， 此次过程在降水开始前的I都为0， 低空急流指数20:30开始增大， 22:00达到最大， 经过短暂的回落， 在23:30再次达到一个峰值， 并且持续到25日00:00之后， I再次减小。此次过程中的低空急流指数I两次突增分别对应了其1 h后的降水开始和加强时间点。
此次西南涡型暖区暴雨中， 降水开始前到25日00:00， 整层有明显的暖平流， 边界层为东北风。21:00开始， 高空的急流区逐渐向下发展， 伴随了动量下传。04:00中高层有低值系统经过， 降水过程趋于结束。向下的垂直速度在降水开始后的突然减小发生在降水加强的前1 h左右， 向下的垂直速度大小也对降水强度有所体现。垂直速度极值的增减基本保持提前于雨强变化的0.5~1 h前， 对强降水的可预报性有很大作用。水平风速在降水开始前波动很小， 降水过程中风速极值和极值层均有很大波动。低空急流指数I两次突增分别对应了其1 h后的降水开始和加强时间点。
4 结论
本文根据暖区暴雨的分型（西南涡型、 副热带高压边缘型、 西南急流型和东南风型）， 选取四类天气背景下四川盆地西部成都地区的暴雨过程， 并利用风廓线雷达资料， 详细对比分析不同类型典型暖区暴雨中强降水发生、 发展时的风廓线特征。主要结论如下：
（2） 在垂直速度时间演变中， 垂直速度变化梯度大直观地体现了这几次过程时间短、 对流强的特征。四种类型的暴雨过程中都出现了降水开始后， 向下的垂直速度明显减弱甚至转向的突变时期， 代表气层中上升运动的明显增强， 除东南风型外， 其余三类过程中这种垂直速度的突变均发生在降水增强时段的前1~2 h， 对于强降水的预测有指示意义。
（3） 多数强降水过程都出现了垂直速度极值在强降水发生前或发生时增大， 并且由于降水粒子的下落， 均伴随有极值层降低的现象， 其中西南涡型暴雨过程中， 垂直速度极值的变化基本保持提前于雨强变化的0.5~1 h前； 水平风速极值和极值层有同步的增减趋势。大部分强降水过程发生前， 中层都出现了中尺度急流， 并伴随了急流层的降低。
（4） 低空急流对于强降水的作用， 一方面可以输送水汽和能量， 另一方面又有助于维持必要的动力学条件， 分析表明在这四种类型的暴雨过程中都有低空急流的参与， 其中副高边缘型和西南涡型暴雨过程中， 低空急流指数第一次增大都对降水的开始有1~2 h的预报提前量， 由于低空急流在强降水过程中有提供水汽和增强扰动的作用， 在东南风型和西南涡型过程中低空急流指数的突增还提前预示了降水强度的增大。
虽然通过对不同分型天气背景下暖区暴雨典型过程的风廓线雷达资料进行了详细分析， 认识了强降水事件的垂直速度特征， 揭示了垂直速度极值与降水强度变化的时间关系， 以及低空急流对于强降水发生与强度增加的影响， 但是， 今后还需基于更丰富、 更高质量的风廓线雷达等新资料， 进一步开展暴雨等强降水天气的合成分析、 系统研究， 以更全面地认识青藏高原-四川盆地地形下， 区域强降水的变化特征和物理成因。