西北地区东部地处青藏高原边坡地带,暴雨的发生、发展有一定的特殊性和复杂性,西风带和副热带系统的相互作用是造成西北地区东部暴雨的主要环流背景,不断有中小尺度系统迅速发展,暴雨的突发性、局地性和破坏性强,常引发严重的山洪、泥石流等灾害,造成严重的人员伤亡及经济损失。关于西北地区东部暴雨的研究已有很多,并取得了一些有意义的研究成果。白肇烨等(1991)对西北地区暴雨的气候特征、环流特征、地形影响及云图特征等进行了比较系统的总结,为该地区暴雨预报提供了较为系统的预报思路。王川等(2004)、刘勇等(2006)、孔祥伟等(2015)分别诊断分析了青藏高原东北侧的暴雨过程; 王劲松等(2002)、李安泰等(2012)、杨小银等(2013)对西北地区暴雨过程进行了数值模拟试验; 井喜等(2005)对远距离台风影响陕北突发性暴雨成因做了分析; 李川等(2006)、毕宝贵等(2006)分析了地形对西北地区东部暴雨的影响; 刘新伟等(2013)对2010年7月造成甘肃大暴雨的低涡结构进行了分析。这些研究主要集中在锋面暴雨、低涡暴雨和切变线暴雨,是西北地区东部多发的暴雨类型,其大多数出现在副热带高压西北侧锋区降雨带里,对流层中层短波槽(低涡)和低层偏南气流叠加区时常产生暴雨(白肇烨等,1991; 李栋梁等,2000),然而由于西北地区东部深处内陆,受青藏高原东侧侧边界摩擦作用大,偏南风低空暖湿急流较难形成,热力不稳定条件较差,暖区暴雨较少。但暖区暴雨在我国东部地区有较深入的研究,张晓美等(2009)、覃丽等(2009)、夏茹娣等(2009)对华南暖区暴雨中尺度系统进行了诊断分析和数值模拟; 赵玉春等(2008)对华南锋面与暖区暴雨进行了个例对比分析; 谌芸等(2012)、孙军等(2012)指出2012年北京“7·21”特大暴雨过程分为暖区降水和锋面降水两个阶段,强降水持续时间之长、降水强度之大,超出预报员预计,陈明轩等(2013)、孙建华等(2013)、俞小鼎(2012)、姜晓曼等(2014)从暴雨雨团的发生和传播机理、多尺度特征、中尺度对流系统的环境场特征和降水异常成因等方面对该特大暴雨过程进行了研究; 徐珺等(2014)对黄淮一次典型的暖区大暴雨强降水成因进行了探讨; 侯淑梅等(2014)对山东一次切变线冷区和暖区暴雨落区进行了分析。

2013年6月1920日西北地区东部发生了一次罕见的区域性大暴雨天气过程,是由冷空气侵入前的暖区降水和侵入后的低空切变线降水共同造成的。暖区暴雨的影响系统相对于锋面暴雨、切变线暴雨和低涡暴雨不明显,发生前天气尺度扰动的信号弱,数值模式模拟难度大,业务预报中容易出现漏报(张晓美等,2009)且以往学者对西北地区东部的暖区暴雨研究较少,因而分析该地区暖区暴雨的降水特点和成因对提高预报准确率具有重要意义。本文利用多种常规和非常规观测资料、NCEP分析资料、T639数值模式分析场资料、天水雷达资料和FY2E卫星资料等通过诊断分析和天气动力学理论相结合的方法,探讨这次大暴雨过程的降水特征、低层流场特征、水汽特征、抬升条件特征及中尺度云团特征等,为预报员认识和预报该类大暴雨天气提供参考。

2013年6月19日20:00至20日20:00(北京时,下同)甘肃陇南、天水、平凉等市(简称陇东南,下同)出现大暴雨(下称过程1),暴雨区呈西南至东北向狭长带状分布(图 1a)。最大降水量出现在天水市麦积区的仙人崖,日降水量为265.9 mm,日降水占该地区年平均降水量的三分之一。暴雨区32.5%的乡镇最大小时降水量超过了35 mm·h^-1,秦州区的李子降水最强,达到了65 mm·h^-1。不论是从过程降水量强度,还是小时降水量强度都是该地区罕见的。短时强降水(≥20 mm·h^-1,下同)频次分布(图 1b)表明,暴雨区大部分站点都出现过短时强降水,麦积、徽成盆地的短时强降水超过3次,发生频次最多的仙人崖雨量站达6次。暴雨过程致灾人口10.1万人,直接经济损失21.7亿元。

图 1(Figure 1)

图 1 2013 年6月19日20:00至20日20:00降水量(a,单位: mm)和短时强降水频次(b,单位: 次)分布 Figure 1 The distribution of observed accumulated precipitation(a,unit: mm)and short-time severe rainfall frequency(b,unit: times)from 20:00 on 19 to 20:00 on 20 June 2013

图 2和图 3 分别是1 h降水量和地面辐合线、低空切变线的演变。19日20:00降水首先出现在天水麦积和徽成盆地,陇东南位于地面辐合线和低空切变线东侧的暖区内,随后雨团增强,范围增大,并向南北两个方向快速扩展,22:00扩展到康县麦积张家川崆峒一线,呈带状分布,徽县曹坝村降水量为32.2 mm·h^-1。20日00:00强降水带状分布演变为多中心分布,降水强度明显增强,秦州区望天降水量达54 mm·h^-1。02:0004:00降水继续向北扩展到庆阳,小时降水强度仍然较大且中心分散,多站降水量超过30 mm·h^-1。05:00之前,陇东南一直处于暖区控制中,以对流性降水为主,强降水中心分散,持续时间长,暖区降水量占过程累积降水量的60%以上,局部达到80%以上(图略)。20日05:00前后冷空气从对流层低层侵入陇东南,受低空切变线、武都涡和地面辐合线的影响,06:0008:00沿着地面辐合线形成一条西南至东北向的雨带,稳定性降水和对流性降水共同组成,降水中心仍然位于天水附近,09:0014:00天水降水强度明显减弱,徽成盆地仍有对流性降水发生。14:00之后,陇东南大部分地区处于冷空气的控制下,降水强度明显减弱,较弱的降水一直持续到20日20:00。

图 2(Figure 2)

图 2 2013 年6月19日20:00至20日12:00陇东南1 h降水量分布(单位: mm) (a)19日20:00,(b)19日22:00,(c)20日00:00,(d)20日02:00,(e)20日04:00,(f)20日06:00, (g)20日08:00,(h)20日10:00,(i)20日12:00 Figure 2 The distribution of hourly precipitation from 20:00 on 19 to 12:00 on 20 June 2013.Unit: mm. (a)20:00 on 19,(b)22:00 on 19,(c)00:00 on 20,(d)02:00 on 20,(e)04:00 on 20, (f)06:00 on 20,(g)08:00 on 20,(h)10:00 on 20,(i)12:00 on 20

图 3(Figure 3)

图 3 2013 年6月19日至20日地面辐合线(a)和低空切变线演变(b) “D”表示低涡中心,圆点表示天水所在的位置 Figure 3 The change of surface convergence line(a)and wind shear line(b)from 19 to 20 June 2013. “D” denote vortex center,circular point denote the location of Tianshui

为分析每个阶段的降水特点,以大暴雨中心麦积仙人崖雨量站为例,统计了1 h降水量序列(图 4)。该站降水可细分为两个阶段: 即19日20:00至20日05:00暖区降水(第一阶段)和20日06:00-20:00低空切变线降水(第二阶段)。第一阶段降水持续约10 h,累积降水量为204.3 mm,占过程总降水量的76.8%,其中23:00至次日03:00连续出现短时强降水,暖区内降水强度如此之大,是罕见的,也是预报员难以预料的。第二阶段的降水强度相对较弱,累积降水量为61.6 mm,低空切变线刚移入暴雨区时,降水强度超过10 mm·h^-1,之后主要维持在5 mm·h^-1以下。较长时间的暖区强对流降水和低空切变线稳定性降水共同造成仙人崖站265.9 mm的特大暴雨。

图 4(Figure 4)

图 4 仙人崖雨量站1 h降水量的时间演变 Figure 4 The hourly precipitation sequence chart in Xianrenya weather station

此次过程是由暖区降水和低空切变线降水共同构成的,因而分别从19日20:00和20日08:00的中尺度对流环境条件分析两个阶段的大尺度环流背景,同时选取2013年7月2122日(下称过程2)和8月2728日(下称过程3)陇东南两次典型的区域性暴雨过程与此次过程暖区降水阶段进行环流形势的对比分析。白肇烨等(1991)根据暴雨发生时的大尺度环流形势场特征,指出西北地区东部典型的暴雨环流形势为副高西北侧西南气流型,其特征为新疆北部、河西走廊等地是西风带冷槽影响区,常引导冷空气东移,移至高原东北侧与南来暖湿气流相遇,形成大范围雨带,暴雨常位于低空切变线附近。过程2、3均属于这种典型的暴雨过程,暴雨落区与过程1基本相近。

6月19日20:00(图 5a)500 hPa西太平洋副热带高压(简称副高)外围584 dagpm线的西北侧西南气流控制着西北地区东部,低槽位于拐子湖武威西宁带。700 hPa切变线位于阿拉善左旗永登贵德一带,陇东南处于暖区控制之下,地方性的武都涡还未完整(图 6a),陇东南上空存在一支偏南风急流,其是暖区降水时段主要影响系统,持续不断的输送暖湿空气,并与400 hPa温度槽相叠加,形成上冷下暖的不稳定层结。850 hPa西北地区东部为偏东风,其输送暖湿空气的同时受地形阻挡而抬升。过程2、3(图 5 c、d)的对流层中层也是副高西北侧西南气流控制着西北地区东部,与过程1相似,但低槽(低涡)位置偏东,位于甘肃中东部,低层的切变线直接位于暴雨区附近,形成冷暖气团交汇,天气尺度的辐合上升运动显著; 700 hPa存在偏北风急流,850 hPa为偏西风,引导冷空气东移南下至陇东南,大气层结稳定性较高,这与过程1的暖区降水阶段以暖湿气团为主的环流形势形成鲜明对比。过程1随着冷空气的东移南下,20日05:00暖区降水趋于结束,环流形势演变为陇东南地区典型的低空切变线暴雨形势(图 5b)。可见,在对流层中层相似的环流形势(副高西北侧西南气流型)下,低层切变线或低涡切变的位置,低空偏南风急流是否存在、强度、位置,近地面的风向等因素对降水的性质、落区、强度等都产生重要影响,也是该地区暴雨预报中需要着重关注的因素。

图 5(Figure 5)

图 5 2013 年6月19日20:00(a)、20日08:00(b)、7月21日20:00(c)、8月27日20:00(d)中尺度对流系统环境条件 粗长箭头为700 hPa急流,棕色双线为切变线,点划线为比湿,细长箭头为850 hPa显著流线,棕色单线为500 hPa槽线,“D”为700 hPa低涡中心,蓝色锯齿线为400 hPa温度槽,黑色叉划线为地面辐合线,点线为露点温度,阴影区为暴雨区 Figure 5 Comprehensive mesoscale field at 20:00 on 19 June(a),at 08:00 on 20 June(b),at 20:00 on 21 July(c)and at 20:00 on 27 August(d)2013.Long thick arrow denote 700 hPa jet stream,brown double line denote shear line,dot-forked line denote specific humidity,thin long arrow denote 850 hPa stream line,brown line denote trough line,”D” denote 700 hPa vortex center,blue saw-tooth line denote 400 hPa temperature trough line,black dash-forked line denote surface convergence line,dot line denote dew point temperature,and shaded area denote rainstorm area

图 6(Figure 6)

图 6 2013 年6月19日20:00(a)和20日08:00(b)T639数值模式的700 hPa风场分布(单位: m·s-1) 阴影区表示地形,粗长箭头表示显著流线,”D”表示低涡中心,双线表示切变线 Figure 6 The 700 hPa analysis wind field from numerical model T639 at 20:00 on 19(a)and at 08:00 on 20(b)June 2013. Unit: m·s-1. The shaded area denote topography,long thick arrow denote stream line, “D” denote vortex center,double line denote wind shear line

青藏高原东北侧700 hPa常有一地方性低涡,因其经常出现在甘肃武都附近,称为武都涡,武都涡的形成主要是由高原边坡的侧向摩擦作用和秦岭、六盘山等山脉的阻挡作用造成的,初生的武都涡常为暖性,是一个浅薄的中尺度系统,只有在适当的条件下,经过发展加强的低涡才能成为降水低涡,其对西北地区东南部的降水有先兆性(张永康等,1991)。

从700 hPa风场变化(图 6)可以看到武都涡的演变过程。19日20:00,青藏高原东侧处于副高西侧的偏南气流中,偏南气流受地形的侧边界摩擦作用,产生切变涡度,同时会宁榆中夏河有一支偏东气流,流场上形成暖性未闭合的武都涡(图 6a),初生的武都涡由于其浅薄、强度较弱,对陇东南的降水影响较小。500 hPa高空槽距离陇东南较远,但槽前伸向暴雨区上空的偏西南气流带来了暖平流(图 7a)和正涡度平流(图 7b),而700 hPa涡度平流较弱,即涡度平流随高度增加,根据ω方程可知,这种涡度平流和温度平流分布有利于上升运动的增强,有利于低层涡度增强,也有利于涡度向上输送,使得武都涡厚度有所伸展。武都涡与涡区内云系和降水同时发展,上升运动产生的凝结潜热加热大气,斜压适应过程中可能会出现一些正反馈效应,引起上升运动的急速增加,加之850 hPa偏东气流受地形阻挡而抬升,这些都有利于武都涡增强。20日05:00前后冷空气侵入武都涡后,使其斜压性增强,涡度增加,形成了完整的闭合环流中心(图 6b)。发展强盛的武都涡和其北侧的低空切变线对陇东南的第二阶段降水产生较大影响。14:00之后陇东南对流层低层基本上被冷空气所控制,武都涡逐渐填塞消亡,降水也趋于结束。

图 7(Figure 7)

图 7 2013 年6月19日20:00 500 hPa温度平流(a,单位: 10-5K·s-1)和涡度平流(b,单位: 10-7s-2)分布 Figure 7 The distribution of temperature advection(a,unit: 10-5 K·s-1)and vorticity advection (b,unit: 10-7s-2)on 500 hPa at 20:00 on 19 June 2013

水汽在暴雨过程中的作用毋庸置疑,本次过程也不例外。暖区降水时段强降水区的地面温度露点差＜3 ℃,对流层中层>5 ℃,700 hPa假相当位温介于82 ℃~84 ℃(图略),达到了该地区短时强降水预报业务中假相当位温指标(63 ℃~85 ℃)上限。地面露点温度(图 5a)和整层大气可降水量(下称PW)均显示湿舌向西北方向伸展到陇东南,暴雨区的PW超过44 mm(图 8a),也接近该地区短时强降水预报业务中PW指标(25~48 mm)的上限,说明陇东南对流层低层水汽充沛。

从19日20:00沿105.5°E水汽通量散度垂直剖面(图 8c)可知,水汽辐合区位于山脉的迎风坡,从低纬到高纬沿着山脉坡度延伸到700 hPa高度附近,水汽辐合中心位于800 hPa、35°N附近,中心值为-8.0×10^-7g·cm^-2·hPa^-1·s^-1。从图 8d 可知,水汽辐合区仍然位于山脉的迎风坡,中心位于800 hPa、106°E附近,表明地形有利于水汽的辐合。19日20:00陇东南700 hPa为水汽辐合较弱,800 hPa为较强的水汽辐合区,天水和陇南南部为水汽辐合中心(图 8e)。20日05:00,对流层低层冷空气南下到陇东南,受武都涡和低空切变线共同影响,800 hPa水汽通量散度介于-8×10^-7～-4×10^-7g·cm^-2·hPa^-1·s^-1,700 hPa水汽通量散度中心值为-3.0×10^-7g·cm^-2·hPa^-1·s^-1(图 8f),水汽辐合区最高延伸到600 hPa高度附近,对流层相对湿度>90%的层次厚度显著增加,较强的水汽辐合区仍位于对流层低层。

图 8(Figure 8)

图 8 2013 年6月20日02:00整层大气可降水量(a,单位: mm)和地面至700 hPa的水汽通量垂直积分 (b,单位: g·cm-1·s-1,长粗箭头表示水汽通道),19日20:00沿105.5°E(c)、沿34.5°N(d)水汽通量散度(单位: 10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)、风场(单位: m·s-1)的垂直剖面(阴影区表示地形),19日20:00 800 hPa(e)和20日08:00 700 hPa(f)水汽通量散度 Figure 8 The precipitable water(a,unit: mm)and vertical integral of water vapor flux from ground to 700 hPa (b,unit: g·cm-1·s-1,long thick arrow denote water vapor transport path)at 02:00 on 20 June,the vertical cross-sections of water vapor flux divergence(unit: 10-7g·cm-2·hPa-1·s-1)and wind field(unit: m·s-1) along 105.5°E(c)and 34.5°N(d)at 20:00 on 19(shaded area denote topography),the water vapor flux divergence on 800 hPa at 20:00 on 19(e)and on 700 hPa at 08:00 on 20 June(f)2013

不论是暖区降水还是切变线降水,对流层低层的水汽输送都较强。从地面至700 hPa的水汽通量垂直积分(图 8b)可见,与以往学者(李晓霞等,2013; 井喜等,2008; 王宝鉴等,2006; 陈添宇等,2009; 梁生俊等,2012)研究结论不同的是,此次暴雨有三条明显的水汽输送通道: 从孟加拉湾绕青藏高原东侧一直伸展到陇东南的偏西南水汽输送通道; 从南海经由华中地区一直伸展到陇东南的偏东南水汽输送通道; 从东部沿海经由华东地区一直伸展到陇东南的偏东水汽通道。三条水汽通道将源于热带和副热带的暖湿空气持续输送到陇东南,由风速、风向辐合和地形作用形成显著的水汽辐合中心,为暴雨区提供了充沛的水汽和不稳定能量。

降水前期副高西北侧的偏南气流一直控制着西北地区东部,陇东南对流层中层为暖中心,17日08:00至19日14:00受偏南气流形成的弱冷平流影响(图略),暖中心的温度持续降低,最终形成温度槽,然而地面温度和露点温度却缓慢升高,19日陇南和天水的最高气温超过29 ℃,暴雨区上空的垂直温度递减率较大,不稳定层结有利于对流天气的发生,武都上空的温度演变(图 9a)也表明这一变化特征。

图 9(Figure 9)

图 9 2013 年6月1720日武都站温度的演变(a,单位: ℃)和19日20:00沿105.5°E假相当位温(实线,单位: K)、比湿(虚线,单位: g·kg-1)的垂直剖面(b),阴影区表示地形 Figure 9 The temperature sequence variation at Wudu(a,unit: ℃)on 1720 June 2013,the vertical cross-section of potential pseudo-equivalent temperature(solid line,unit: K)and specific humidity(dashed line, unit: g·kg-1)along 105.5°E at 20:00 on 19 June 2013(b). Shaded area denote topography

由于天水没有探空观测站,但是陇南市武都区和天水相距较近,暖区降水时段两地的大气层结曲线基本相似,主要差异在低层风速风向,武都受地形侧边界摩擦影响更大,700 hPa风速偏小,风向的偏东分量更大。因此,将陇南市武都区的探空资料作为参考资料。19日14:00探空资料(图略)表明暴雨区上空700 hPa和600 hPa附近均有逆温层存在,有利于低层不稳定能量的堆积,对流有效位能(CAPE)值小,此时出现对流性降水的可能性不大。19日20:00探空资料(图 10)显示CAPE值有所增大,达到477.1 J·kg^-1,层结为条件性不稳定层结,武都对流层低层垂直风切变仅为2 m·s^-1,天水垂直风切线要明显大于武都,约为9 m·s^-1,700 hPa以下的假相当位温垂直递减率高(图 9b),在有触发条件下容易形成对流天气。

探空中的抬升凝结高度(LCL)、自由对流高度(LFC)和CAPE都是自地面抬升计算而来,而实际大气中气块在任何高度被抬升都应重新计算以上指数,即LCL和LFC是相对抬升点的高度,而高湿背景下相对高度更低,导致暖区暴雨对抬升条件的要求降低,可以不需要像锋面这种强抬升条件(徐珺等,2014)。本次暴雨过程,对流层低层水汽充足,地面的温度露点差小,有利于降低LCL和LFC,武都的LCL和LFC均低于700 hPa(图 10),由于强降水区的地面温度露点差明显小于武都,因而LCL和LFC高度更低。

图 10(Figure 10)

图 10 2013 年6月19日20:00武都站探空的T-lnP图 Figure 10 T-lnP for Wudu Sounding at 20:00 on 19 June 2013

天气尺度的上升运动不能在有限时间内将气块抬升到自由对流高度,因而触发对流的抬升运动须由次天气尺度以下尺度的系统提供,但高湿背景下天气尺度的抬升有助于较大尺度云系的形成,较大尺度云系一方面可以解释暴雨过程较长的降水时间,另一方面也提高了镶嵌于其中的中尺度对流系统的降水效率(Doswell et al,1996)。暖区降水时段,陇东南的地面和850 hPa均盛行偏东风,地形强迫抬升是触发对流单体生成的重要因素。对流性降水首先出现在麦积和徽成盆地,两地分别位于渭河河谷上游和汉水水系上游地形陡峭之处,偏东气流受地形阻挡,强迫抬升作用显著,导致对流单体在两地生成,其中徽成盆地在整个暖区降水时段不断的产生对流单体(图 11),是对流单体产生的主要源地。

图 11(Figure 11)

图 11 2013 年6月19日20:00至20日03:00天水雷达1.5°仰角反射率因子演变 (a)19日20:00,(b)19日21:00,(c)19日22:00,(d)19日23:00,(e)20日00:00,(f)20日01:00,(g)20日02:00,(h)20日03:00 Figure 11 The evolution of radar reflectivity for Tianshui Radar at 1.5° elevation from 20:00 on 19 to 03:00 on 20 June 2013. (a)20:00 on 19,(b)21:00 on 19,(c)22:00 on 19,(d)23:00 on 19,(e)00:00 on 20,(f)01:00 on 20,(g)02:00 on 20,(h)03:00 on 20

垂直风切变对中尺度系统的垂直涡度贡献较大(寿绍文等,2003),对流系统倾向于在最强低层垂直切变的地方生成(Rotunno et al,1988; Weisman,1992)。本次暖区降水发生过程中,暴雨区近地面为偏东风,风随高度增加而迅速顺转增强,至700 hPa已成为偏南低空急流,急流轴是垂直风切变最强之处,850～700 hPa垂直风切变为9 m·s^-1,而短时强降水主要是发生在低空急流轴和低空急流出口区附近,因而低空急流也可能是触发对流单体生成的重要因素。对流层低层冷空气侵入后,低空切变线、武都涡及地面辐合线造成的天气尺度上升运动,形成的降水以稳定性降水为主。

雨强与降水效率、垂直运动、比湿这三因子关系密切,即高降水效率、强上升运动和高比湿能够产生大雨强(Doswell et al,1996)。详细的降水效率要对每一个对流单体进行计算,但对于由较多对流单体组成的对流系统,每个对流单体的降水效率可能千差万别,且不易计算,因此在预报上需要从整个对流系统进行定性考虑(孙军等,2012)。一般情况下环境相对湿度越高、暖云层越厚、垂直风切变越小,降水效率越高。

武都站探空资料(图 10)表明,暴雨区上空0 ℃层位于500 hPa高度附近,LCL位于800 hPa高度附近,暖云层厚度较大; 对流层低层高湿,减小了蒸发率; 对流层中上层垂直风切变较小,使得对流单体不会发展到较高的高度,不会形成云砧并将水滴从高层扩散出去; 对流单体基本位于0 ℃层以下(图 12),云中粒子以水滴为主而非冰晶,以暖云降水为主。这些都有助于提高降水效率,在预报预警中特别要警惕该类低层高湿的区域。

图 12(Figure 12)

图 12 2013 年6月19日22:00(a)和20日02:00(b)天水雷达反射率因子及沿红色实线的垂直剖面 Figure 12 Radar reflectivity and its vertical cross-section along the red line at 22:00 on 19(a)and at 02:00 on 20(b)June 2013

高时空分辨率的云图可以较好的监测暖区降水中的中尺度对流云团演变过程。19日20:00(图 13a),西北地区东部有四个孤立的细胞状积云单体生成,分别位于麦积、成县、青川、剑阁,在向东北方向缓慢移动过程中依然保持孤立,造成麦积和徽成盆地的短时强降水。22:00,积云单体1减弱北移,积云单体2原地增强,出现TBB＜-52 ℃的云顶亮温,积云单体3、4开始合并。23:00(图 13b),积云单体2云区面积快速增大,强度增强,位置少动,增强为云团5,给天水带来了持续的短时强降水,积云单体3、4完全合并形成云团6,其TBB＜-52 ℃的区域还未影响到甘肃。20日01:00之前(图 13c),云团5、6稳定少动,强度增加,分别影响天水和陇南,给两地带来了持续的短时强降水。02:00(图 13d),云团5、6合并形成云团7,该云团与四川盆地的云团连接,形成了较大尺度的中尺度对流系统(MCS)。02:0004:00 MCS的TBB＜-52 ℃的区域稳定维持,TBB＜-32 ℃的区域向北扩展到庆阳,陇东南开始出现大范围的短时强降水。随着低层冷空气东移南下,MCS强度逐渐减弱,对陇东南的影响也随之减弱,06:00(图 13e)南退到陇南,09:00(图 13f)南退到陇南南部,至14:00(图 13g)陇东南演变为层云,以稳定性降水为主,至20:00(图 13h)云区基本消散。当低空切变线和地面辐合线移到陇东南时,在地面辐合线附近也有对流单体生成(图 13e),但影响区域较小,持续时间较短。

图 13(Figure 13)

图 13 2013 年6月1920日FY-2E红外云图演变(单位: ℃) (a)19日20:00,(b)19日23:00,(c)20日01:00,(d)20日02:00,(e)20日06:00,(f)20日09:00,(g)20日14:00,(h)20日20:00.图中1~7为云团 Figure 13 The satellite images of FY-2E from 19 to 20 June 2013.Unit: ℃.(a)20:00 on 19,(b)23:00 on 19, (c)01:00 on 20,(d)02:00 on 20,(e)06:00 on 20,(f)09:00 on 20,(g)14:00 on 20, (h)20:00 on 20. The number 1~7 denote clouds in figures

从红外云图演变可知,暖区降水时段为层积混合云系,积云单体在本地生成,并合并为西南东北向的对流云带,对流云带可以提高嵌于其中的积云单体的降水效率,在对流云带上不断有积云单体的生消、合并。对流云带稳定少动,具有准静止的中尺度对流系统特征,给陇东南造成了持续的短时强降水,尤其是天水的短时强降水持续时间最长。

雷达回波反射率因子(图 11)表明,20:00开始,沿低空急流轴附近,大面积的层积混合云回波已经形成,呈西南东北向的带状分布,不断向北延伸,>35 dBZ强回波也具有西南东北向的带状分布特征。20日02:00之前,徽成盆地附近不断有强回波出现,并沿着急流轴向东北方向移动,对流组织性增强,其移动方向、传播方向和强回波长轴方向近似一致,具有后向传播和“列车效应”特征。“列车效应”可能成因: 与影响系统的移动速度有关,由于副高的阻挡,冷空气南下速度较慢,低空急流的强度和位置可以长时间的维持; 特殊地形造成了对流单体不断在徽成盆地生成、发展; 对流单体生成后一般沿着风暴承载层平均风略微偏右方向移动,暖区降水时段陇南和天水的承载层(700～400 hPa)平均风向为西南偏南,因而对流单体可长时间的经过陇东南。04:00前后,在冷空气前沿的武山甘谷一线有块状强回波生成,最强回波强度为45 dBZ,这是低空切变线和地面辐合线触发的对流单体,此时暖区内35 dBZ以上的回波面积大幅减少,且为零星分布,以大片25 dBZ以下的层云回波为主,暖区强对流降水趋于结束。此外,回波旺盛时段雷达反射率因子的垂直剖面(图 12)表明,对流云带上有多个积云对流单体存在,40 dBZ以上的强回波主要位于4 km高度以下、5 ℃等温层以下,降水以低质心的暖云降水为主,降水效率较高。

(1)大暴雨是由暖区降水和低空切变线降水共同构成,落区集中,呈西南至东北向的狭长带状分布,暖区降水量占累积降水量的比例达到了76.8%,降水强度大、持续时间长、中尺度特征显著。

(2)对流层中层为副高外围584 dagpm线西北侧西南气流型的环流形势,与陇东南典型暴雨环流形势相似,但暖区降水时段,低空切变线位置偏西,远离暴雨区,暴雨区处于暖性气团的控制下,而低空偏南风急流和近地面的偏东气流对强降水的产生具有重要作用。

(3)对流层低层三条水汽通道持续输送来自热带和副热带的暖湿水汽,在山脉迎风坡和低空急流出口区辐合。低层高湿、地面高露点和低温度露点差有利于降低LCL和LFC,增大暖云层厚度,而较低的LCL和LFC有利于降低暖区降水对抬升条件的要求。

(4)对流系统发展旺盛区与低空急流有较好的对应,低空急流和垂直风切变可能是暖区强降水的重要触发因素。徽成盆地是生成对流单体的主要源地,地形抬升在对流触发中也具有重要作用,

(5)西南东北向的对流云带上不断有对流单体的生消、合并,造成持续的短时强降水。暖区降水以暖云降水为主,低质心、高效率,同时具有明显的准静止、后向传播和“列车效应”特征。

在预报中该过程有开始预报时间偏晚、量级明显偏小、落区明显偏差等问题,从此次过程的降水特点和成因分析来看,暖区强降水具有明显的中尺度特征,目前的数值模式对此类天气的预报能力有限。极端大暴雨过程的环流形势及中尺度特征都是比较典型的,因而在预报中应针对性的寻找共性,从潜势分析入手,关注低层的偏南风急流、水汽、探空资料,中高层的环流形势等条件是否与本次过程相似,判定具有潜势后,继续寻找抬升条件,着重关注低层垂直风切变、急流轴、地形等。此外,预报员对暖区降水预报时,一定要着重关注暖区降水的高效率、中尺度对流系统的移动传播特点和持续时间等因素,这些对降水的量级和落区有着重要影响。目前,对于暖区强降水应注重对雷达、卫星、自动站等高精度观测资料应用,侧重于短时临近预报,而西北地区东部的暖区强降水形成机制、预报方法还需要通过更多的个例进行分析和总结。