暴雨是影响山东的灾害性天气之一, 大范围的连续暴雨, 或者是雨量过分集中、雨强较大的大暴雨过程, 往往会造成洪涝灾害, 给当地带来严重损失。暴雨预报一直是日常预报服务工作中的热点和难点。由于暖区暴雨具有突发性、局地性强和强对流的特性, 使暖区暴雨的预报更加困难; 目前数值预报对于暖区暴雨落区和强度的预报能力也十分有限, 使对暖区暴雨的研究显得尤为重要。近些年, 气象工作者们对暖区暴雨也做了大量的研究, 并得出许多有价值的结论(丁治英等, 2011; 张诚忠等, 2011; 徐燚等, 2009; 苏贵睦等, 2010)。其中何立富等(2016)针对华南暖区暴雨对典型背景场、暖区暴雨与低空急流的关系、暖区中尺度对流系统的形成与传播、暖区暴雨触发机制等独特的天气动力学特征进行了系统的梳理和分析, 总结提炼出3类华南暖区暴雨类型—边界层辐合线型、偏南风风速辐合型以及强西南急流型的天气系统配置及触发因子。近些年, 其他地区的暖区暴雨, 尤其是北方暖区暴雨的研究也逐渐被重视起来, 并取得了不少研究成果(马梁臣等, 2017; 王宝鉴等, 2016; 赵庆云等, 2017; 陈丹等, 2018; 庄晓翠等, 2016)。其中刘晶等(2018)对新疆北部一次暖区暴雪进行分析研究, 表明暖区暴雪位于暖锋锋区前沿处, 地形强迫和锋面抬升是暴雪发生的有利动力抬升条件; 陈玥等(2016)对长江中下游地区的暖区暴雨按天气形势进行分类:冷锋前暖区暴雨、暖切变暖区暴雨以及副热带高压边缘暖区暴雨三种类型, 并建立了三类暖区暴雨的概念模型; 王淑莉等(2015)对北京“7·21”暖区暴雨过程进行数值模拟, 得出这次暖区暴雨的一些中尺度特征; 孙兴池等(2006)对气旋的冷暖区暴雨进行对比分析, 得出暖区暴雨高低空系统重合, 暴雨落区位于850 hPa θ_e暖湿舌里等一系列结论。

目前, 针对山东的暖区暴雨研究尚少, 因此有必要对此类问题进行深入研究。本文利用常规气象观测资料、探空资料、NCEP 1°×1°再分析资料以及FY-2G和FY-2F资料, 对2017年7月6—7日山东雨季首场暖区暴雨的大尺度环流背景、垂直结构特征、触发机制以及卫星云图特征等方面进行分析, 从中得出一些有价值的结论, 以期对山东暖区暴雨的预报提供些参考。

2017年7月6—7日在副热带高压(简称副高)、高空槽、切变线和低空急流的共同作用下, 山东迎来了2017年雨季的首场大范围暴雨。从6日00:00(北京时, 下同)至7日20:00山东降水量的分布[图 1(a)]可以看出, 此次暴雨过程全省平均降水量51.4 mm, 其中出现暴雨23个站, 大暴雨20个站。暴雨落区呈东北-西南向带状分布, 大暴雨落区主要位于鲁南及鲁中东南部地区, 最大降水量出现在济宁鱼台, 达197.8 mm, 其次是枣庄峄城, 降水量也高达189.2 mm。

图 1(Fig. 1)

图 1 2017年7月6日00:00至7日20:00山东省降水量空间分布(a, 单位: mm), 6日05:00至7日05:00鱼台和峄城两站逐时降水量时间序列(b) Fig. 1 Spatial distribution of accumulated rainfall amount in Shandong province from 00:00 on 6 to 20:00 on 7 (a, unit: mm), time series of hourly rainfall at Yutai and Yicheng in Shandong province from 05:00 on 6 to 05:00 on 7(b) July 2017

从单站降水的逐时分布[图 1(b)]发现, 降水出现在6日早晨至7日早晨, 强降水主要集中在6日10:00—14:00和6日18:00至7日02:00, 并且两个时段均出现暴雨, 其中6日18:00至7日02:00的降雨强度更大, 对流性更强, 峄城6日23:00 1 h降水量高达88.1 mm, 对流性非常强。强降水发生的区域雷电活动也比较剧烈。

从以上分析可以看出, 这次降水过程具有强度大、范围广、对流性强和降水效率高等特点。

从暴雨开始时的500 hPa环流形势来看, 6日08:00[图 2(a)], 在蒙古中部到河套有一西风槽, 同时在四川盆地附近有一个明显的南支槽发展, 此时副高呈东西带状分布, 副高的西脊点至105°E附近, 120°E的副高脊线位于25°N附近, 山东位于副高北侧, 584 dagpm线穿过山东。副高对于南支槽的作用, 一方面南支槽沿着副高西北侧的西南气流向东北方向移动, 另一方面南支槽在东移的过程中与副高之间的气压梯度加大, 西南气流明显增强, 山东正好处于南支槽前西南暖湿气流的影响当中, 西南气流的增强为山东暴雨的产生提供充足的水汽供应和低层的动力辐合上升运动。与此同时, 在日本海至我国东北地区有一个大陆高压, 与副高结合形成西北-东南向的高压坝, 此高压坝的存在阻挡了西风带系统的东移, 使其移速明显减慢。700 hPa[图 2(b)], 槽的经向度更加明显, 槽前西南气流发展强盛, 达到急流的强度, 鲁南位于急流轴的顶端, 此处有明显的风速辐合, 暖湿气流在此处辐合上升, 造成鲁南此时段的强降水。850 hPa[图 2(c)], 在山西北部-河北-山东北部形成一条东西向的暖式切变线, 山东位于切变线南侧的西南暖湿气流里, 山东以南也存在一支低空西南急流, 鲁南有强的风速辐合。925 hPa形势与850 hPa类似。200 hPa上[图 2(d)], 山东位于南压高压脊线北侧的高空西风急流轴的右侧, 在山东上空存在反气旋性弯曲, 说明山东上空有高空的辐散气流。地面上, 冷锋位于内蒙古东部-河北-河南一线, 山东位于锋前的暖区当中。此时段的降水落区位于850 hPa暖切变附近及其以南地区, 其中鲁南降水强度最大。

图 2(Fig. 2)

图 2 2017年7月6日08:00高度场(实线, 单位: dagpm)和风场(风羽, 阴影区域:风速≥12 m·s-1) Fig. 2 Geopotential height (solid line, unit: dagpm) and wind field (barb, the shaded is wind speed ≥12 m·s-1) at 08:00 on 6 July 2017

6日20:00(图略), 500 hPa副高稳定, 南支槽沿副高外围西南气流向东北方向移动。西风槽受日本海高压的影响, 移动缓慢, 与南支槽合并, 整个山东位于槽前强盛的西南气流中。西南气流较前一个时次明显增强, 风速最大超过22 m·s^-1。700 hPa, 槽前低空西南急流强烈发展, 向北推进到山东北部的渤海湾地区, 并在渤海湾内形成一条东西向的暖式切变线, 切变线两侧的西南风与东南风的风速都在12 m·s^-1以上, 说明辐合上升运动比较强, 为此处强降水的产生提供强有力的动力辐合上升条件。西南急流的强度较上一个时次也有明显的增强, 其中徐州站的探空风速超过20 m·s^-1。850 hPa, 山东北部的切变线维持, 低空西南风急流继续向北推进, 影响山东, 位于河套附近的冷式切变线东移位于河北与山东交界的位置, 说明此时山东西部有冷空气的侵入, 雨带也随之向东向北推进, 造成此时段的暴雨。地面上, 山东仍然受锋前热低压的影响, 山东境内为一致的偏南风。7日08:00, 合并后的西风槽继续东移, 槽线转为西北-东南向, 山东除半岛地区外均转为槽后影响, 降水也随之结束。

从以上分析发现, 造成这次暴雨过程的影响系统主要有500 hPa西风槽、南支槽以及副高, 700 hPa及以下层次的低空西南风急流、切变线。其中低空急流一方面为暴雨的产生提供充足水汽, 另一方面急流轴上的扰动触发不稳定能量的释放, 产生辐合, 形成上升运动, 为暴雨的产生提供动力条件。暴雨落区位于850 hPa暖切变以南, 冷式切变线以东的西南暖湿气流里。地面一直处于热低压系统的影响当中, 没有明显的冷空气活动, 属于一次暖区暴雨过程。同时这次过程, 满足山东雨季开始的标准。因此作为2017年山东雨季的首场暖区暴雨天气, 有必要对此类天气过程的影响系统、触发机制以及垂直结构等方面进行深入分析和研究。

选取离暴雨区较近的徐州站探空资料(图 3)进行分析发现, 暴雨开始前, 6日08:00, 整层风场随高度顺转, 有暖平流, 没有冷空气活动。湿对流有效位能CAPE为1829.2 J, K指数41 ℃, SI指数-2.18, 说明暴雨区上空有不稳定能量的积累, 有强对流天气发生的可能, 同时对流抑制有效位能CIN为56.7 J, CAPE值远远大于CIN值, 说明大气处于真潜在不稳定状态。500 hPa以下大气相对湿度均在80%以上, 大气的湿层深厚, 有利于暴雨天气的产生。自由对流高度LFC在850 hPa附近, 抬升凝结高度LCL在1 km以下, 0 ℃层位于550 hPa附近, 说明大气的自由对流高度和云底高度较低, 暖云层厚度较厚, 有利于产生高效率的强降水。强降水时段, 6日20:00, 对流层中低层西南风速明显增强, 湿层进一步加厚, 250 hPa以下相对湿度均在80%以上, 由于降水的影响, 不稳定能量得到一定释放, 湿对流有效位能CAPE降为960.7 J, 对流抑制有效位能CIN增加到124.4 J, 大气仍然处于真潜在不稳定状态, 暖云层变得更加深厚, 降水效率变得更高。

图 3(Fig. 3)

图 3 2017年7月6日徐州站探空图 Fig. 3 The sounding at Xuzhou station on 6 July 2017

以上分析表明, 这次暖区暴雨的垂直结构表现出以下特点:暴雨区整层存在暖平流, 没有冷平流相配合, 同时暖区暴雨还表现出湿层和暖云层深厚, 暴雨发生前和暴雨发生时大气均处于真潜在不稳定状态, 云底高度较低, 降水效率高等特点。

俞小鼎等(2009)指出, 垂直风切变是指水平方向的风速随高度的变化, 在给定的层次中, 切变风矢指的是顶层和底层风矢量之差, 在暴雨和强对流天气的分析过程中, 通常用地面到6 km高度的风矢量差表示深层垂直风切变, 若该风矢量差小于15 m·s^-1, 则判定为较弱垂直风切变, 若大于等于15 m·s^-1而小于20 m·s^-1, 则判定为中等以上垂直风切变, 若大于等于20 m·s^-1, 则判定为强垂直风切变。由于500 hPa高度大致接近6 km, 采用NCEP资料1000~500 hPa的风矢量表征深层垂直风切变。

从7月6日08:00和20:00的垂直风切变的分布(图 4)可以看出, 降水开始前, 6日08:00, 整个山东上空, 垂直风矢量差基本都在10 m·s^-1以下, 说明大气的垂直风切变较弱。强降水开始时, 14:00(图略), 1 000~500 hPa垂直风矢量差基本都在10 m·s^-1以下, 说明降水的初始阶段大气的垂直风切变较弱, 通过前面分析知道, 这次暴雨的云底高度较低。如果风切变较弱, 就有利于产生较强的降水效率。强降水时段, 20:00, 暴雨区上空(34°N—37°N), 垂直风切变迅速增加到15 m·s^-1以上, 达到中等以上强度的垂直风切变量级, 35°N—36°N之间, 甚至达到强垂直风切变, 强的垂直风切变有利于对流风暴的维持和增强, 造成此时段强降水的产生和维持。由此分析发现, 这次暴雨经历了垂直风切变由弱变强的过程。

图 4(Fig. 4)

图 4 2017年7月6日沿117.8°E 1000~500 hPa垂直风切变分布 Fig. 4 The vertical wind shear along 117.8°E between 1000 hPa and 500 hPa on 6 July 2017

由117.8°E附近风场、全风速和垂直速度的垂直剖面(图 5)可见, 降水开始之前, 6日08:00(图略), 山东暴雨区上空(34.5°N-37°N)500 hPa以下为一致的偏南风, 风速较弱, 没有明显的上升气流, 35°N以南600 hPa上西南风风速超过12 m·s^-1。降水开始时(14:00), 38°N以南整层大气均为西南气流, 同时风速也明显增强, 800 hPa以上风速超过12 m·s^-1, 出现低空西南急流, 急流向北推进到鲁南地区(35°N附近), 雨区上空出现上升运动。同时200 hPa出现偏西风急流, 暴雨区位于急流的入口区, 说明暴雨区上空有辐散气流。强降水时段(20:00), 34°N—36°N之间的暴雨区上空出现深厚的垂直上升气流, 强上升运动中心出现在400 hPa附近, 中心值超过1.5×10^-5 hPa·s^-1, 与此时的鲁南强降水相配合, 在强上升运动中心的下方700 hPa附近出现一个弱的下沉运动区, 这与当时的强降水造成的下沉运动相关。与此同时在37°N以南, 大气整层西南风风速迅猛增强, 600 hPa以下最大风速超过18 m·s^-1, 其中超过12 m·s^-1的低空西南风急流迅速下传到900 hPa以下, 出现超低空南风急流。同时高空偏西风急流增强, 说明高空辐散增强, 造成的抽吸作用也更加明显。7日08:00, 随着系统东移, 低空西南急流明显减弱, 降水也随之东移并减弱。

图 5(Fig. 5)

图 5 2017年7月6日全风速(实线, 单位: m·s-1)、水平风矢量(风羽)和垂直速度(虚线, 单位: ×10-5 hPa·s-1)沿117.8°E的经向剖面 Fig. 5 Longitude-height cross section of wind velocity isoline (solid line, unit: m·s-1), wind vector (barb) and vertical velocity (dotted line, unit: ×10-5 hPa·s-1) along 117.8°E on 6 July 2017

以上分析表明, 中低层存在明显的水汽输送和强烈的辐合上升运动, 造成了此次山东大范围暴雨的产生。其中低空西南风急流的快速加强和向下传播触发不稳定能量释放, 高空急流提供强的“抽吸”作用, 形成强的上升运动, 为这次比较强的山东暖区暴雨的产生发挥关键作用。

6日14:00[图 6(a)]暴雨开始时, 34°N—37°N之间500 hPa以下为涡度平流的负值区, 500 hPa以上为正涡度平流区, 中心值出现在300 hPa附近, 说明涡度平流随高度增加, 有上升运动。同时暴雨区500 hPa以下大气都处在暖平流区, 强中心出现在600 hPa附近, 中心值8×10^-5 K·s^-1, 暖平流造成此处有上升运动产生。地面一直维持一个热低压, 低压不断发展, 说明在近地面层有非绝热加热造成的上升运动。根据w方程, 涡度平流随高度变化项、温度平流的拉普拉斯项和非绝热加热的拉普拉斯项对上升运动都有正的贡献。强降水时段, 20:00[图 6(b)], 暴雨区上空800 hPa以下, 36°N以南, 均为正涡度平流, 且涡度平流随高度递减, 对垂直上升运动有负的贡献, 800~500 hPa之间涡度平流随高度增加, 对垂直上升运动有正的贡献。温度平流项变化最大, 暴雨区上空整层大气均为暖平流, 尤其是近地面层的暖平流迅猛增强, 出现两个中心, 最大中心位于950 hPa附近的超低空, 中心值18×10^-5 K·s^-1, 次中心位于700 hPa附近, 中心值8×10^-5 K·s^-1, 与此时段700 hPa低空西南急流和925 hPa超低空南风急流的增强有关, 暖平流的增强, 对上升运动的正贡献度更加明显。由于超低空暖湿空气的增暖增湿, 使地面热低压进一步加强, 非绝热加热更加明显, 与此同时由于强降水的作用, 凝结潜热释放, 将使非绝热造成的上升运动加强。由此发现垂直运动方程的三项对垂直运动都有明显的正相关作用, 尤其是暖平流的作用更加明显, 也就是说低空西南急流和超低空偏南急流的加强对暖区暴雨的形成发挥了至关重要的作用。与一般暴雨相比暖区暴雨对低空急流的要求较高, 因此在日常的暖区暴雨的预报服务工作中, 要更加关注低空和超低空急流的预报。

图 6(Fig. 6)

图 6 2017年7月6日温度平流(实线, 单位: ×10-5K·s-1)和涡度平流(虚线, 单位: ×10-9s-2, 阴影区是正涡度平流区)沿117.8°E的经向剖面 Fig. 6 Longitude-height cross section of temperature advection (solid line, unit: ×10-5K·s-1) and relative vorticity advection (dotted line, unit: ×10-9s-2, the shaded area denotes a positive relative vorticity advection) along 117.8°E on 6 July 2017

从FY2G的TBB逐时演变(图 7)可以发现, 鲁南降水开始时, 6日08:00[图 7(a)], 鲁南有两个β中尺度的对流单体A和B, 冷云顶在-50 ℃以下, A较B范围要大的多, 对流单体A, 造成菏泽和济宁此时段的降水。之后, 11:00(图略), 鲁南对流云团A, 持续发展, 冷云顶发展到-60 ℃以下, -50 ℃的冷云顶面积明显增大, 造成此时段济宁、枣庄以及临沂地区的强降水。一直到17:00[图 7(b)], 冷云顶的范围和强度都有所减弱, 但在济宁上空一直有一个小于-50 ℃的β中尺度的对流单体。较长的持续时间, 是造成此时段鲁南降水雨量较大的原因。20:00[图 7(c)], 位于山东南部、河南东部和江苏一带形成一条东北-西南向的冷云带, 冷云顶温度≤-70 ℃, 尺度较大, 并向北伸展到鲁南地区。≤-70 ℃的冷云带, 沿高层西南引导气流向东北偏东方向移动, 这种状态一直持续到7日00:00[图 7(d)], 这时段的降雨强度更大, 对流性更强, 峄城6日23:00出现1 h降水量高达88.1 mm的短时强降水。在之后的几个时次, ≤-70 ℃的冷云带明显东移, 并开始影响鲁东南及鲁中东部地区, 造成此时段暴雨的产生。7日03:00(图略), ≤-70 ℃的冷云迅速东移, 冷云面积减小, 雨区也随之东移, 强降水范围明显缩小。

图 7(Fig. 7)

图 7 2017年7月6—7日FY-2G的TBB演变(单位: ℃) Fig. 7 The spatial distribution of TBB retrieved from FY-2G from 6 to 7 in July 2017.Unit: ℃

从FY-2F红外云图和水汽图与500 hPa高度场叠加的演变(图 8)发现, 降水开始前, 6日08:00的红外云图上[图 8(a)], 位于蒙古国中东部的高空冷涡对应的云系呈逗点状, 并有呈S型的后边界, 南部的尾部云带, 与西风槽前的带状云系连接在一起。对应此时, 水汽图上[图 8(b)], 逗点云系的头部西界(即头边界)边界整齐光滑, 高空冷涡南部的尾部云带, 色调白亮, 说明这一区域对流层上部有强烈的湿上升运动, 云带的上风方边界整齐, 下风方是向下游伸展的羽状卷云, 干湿边界的左侧是大片的无云区, 对应着高空槽后干冷的西北下沉气流。此时在西风槽与副高之间的山东西南部、河南以及安徽交界地带有中尺度对流云团形成, 云团色调白亮, 云顶发展高度高, 是第一时段造成鲁南强降水的中尺度对流系统。第二阶段降水期间, 6日20:00, 红外云图上[图 8(c)]冷涡云系发展呈涡旋状, 冷锋云系迅速东移南压, 云带呈东北-西南向, 整个山东上空云系色调白亮, 尺度较大, 对应此时水汽图上[图 8(d)]干湿边界的左侧暗区明显向东向南扩展, 涡旋云系的南侧有一条水汽暗带自涡旋的西侧从南部进入涡旋中心, 使得高空冷涡发展, 山东开始受涡旋云系南部的尾部云带影响, 云系不断自西南向东北方向移动, 持续影响鲁南, 鲁南出现强降水, 之后随着系统的东移, 云系东移, 雨带也随之向东移动, 造成鲁中东部以及半岛地区的暴雨天气。

图 8(Fig. 8)

图 8 2017年7月6日FY-2F的红外云图和水汽图与500 hPa高度场(实线, 单位: dagpm)叠加 Fig. 8 FY-2F infrared image and water vapor along with 500 hPa geopotential height field (solid line, unit: dagpm) on 6 July 2017

通过对2017年山东雨季的首场暖区暴雨的大尺度环流背景、垂直结构特征以及触发机制等方面进行分析, 得出如下结论:

(1) 这次暖区暴雨过程是在副高西北侧的西风带系统与来自低纬度的西南暖湿气流共同作用, 并配合700 hPa及以下层次的低空西南风急流、切变线和地面热低压的有利背景下产生的。暴雨落区位于850 hPa暖切变以南, 冷式切变线以东的西南暖湿气流里。

(2) 这次暴雨过程整层存在暖平流, 暴雨发生前和暴雨发生时大气均处于真潜在不稳定状态, 云底高度低, 湿层和暖云层深厚, 产生了较高的降水效率。同时由于降水持续时间比较长, 是这次暖区暴雨形成的两个重要方面。这次暖区暴雨过程还经历了垂直风切变由弱变强的过程。

(3) 在这次暖区暴雨过程中, 中低空西南风急流的快速加强和向下传播触发不稳定能量释放, 为暴雨的产生提供触发条件, 高空西风急流提供强的“抽吸”作用, 形成强的上升运动。

(4) TBB低值区对应强降水的落区; 水汽云图和红外云图可以有效地揭示天气系统的发生、发展和消亡过程, 以及对流层中上部的动力和水汽特征, 为日常工作中短时临近预报提供重要参考。

(5) 垂直运动方程的三项对垂直运动都有明显的正相关作用, 尤其是暖平流的作用更加明显, 而一般暴雨不仅有暖平流, 还有冷平流相配合, 对低空急流的要求也不像暖区暴雨那么高, 因此在日常的暖区暴雨的预报服务工作中, 可以将低空和超低空急流的预报作为暖区暴雨的预报着眼点。但这些结论仅限于一次暖区暴雨过程的研究, 结果有待于进一步的研究和验证。