2013年7月1日京津冀区域出现了一次强降水天气过程, 形成了南北两条暴雨带, 其中河北中南部局地出现409.2 mm的特大暴雨和小时雨量121.8 mm的极端强降水, 造成农作物受灾面积达18万亩, 受灾群众11.7万人, 直接经济损失1.15亿元。京津冀北靠燕山山脉, 西倚太行山, 东临渤海湾, 南面为华北平原, 特殊的地理环境使得暴雨天气具有时间集中、强度大的特点(吴正华, 1992)。但是像这样一次强降水过程呈现出南北双暴雨带的结构特点, 同时最大小时雨强超过北京历史有名的“7·21”特大暴雨的最大雨强(100.3 mm·h^-1)的暴雨过程是极为罕见的。

目前, 中国对双雨带的研究多集中于江淮梅雨锋暴雨、华南暴雨和东北暴雨。郑维忠等(1999)研究发现了梅雨锋暴雨过程的α中尺度双雨带特征, 给出了双雨带物理量场的空间结构, 揭示了双雨带之间此强彼弱的交替变化特点。丁治英等(2008, 2009)研究表明6月长江以南至华南的连续性暴雨过程中常出现南北两支雨带, 北雨带与冷锋降水以及副热带西风急流右后方的非地转场引起的质量调整有关, 南雨带的形成是东、西风急流和南亚高压共同作用的结果。赵玉春等(2008)指出华南连续性暴雨过程的双雨带分别为梅雨锋暴雨和锋前暖区暴雨, 它们不仅在中尺度雨团活动、系统动力结构、大气不稳定机制和大气加热结构等方面存在明显的差异, 且在水汽输送、中尺度环境及与暴雨有关的垂直环流之间也存在不同, 这些差异是造成锋前暖区暴雨较难模拟和预报的主要原因。杨青等(2015)研究表明辽宁区域性暴雨过程也存在双雨带特征, 两支雨带的影响系统、降水性质和形成机制显著不同, 分别为东北低压冷锋和华北气旋暖锋所致。

对于华北暴雨, 近年来气象工作者做了大量的分析研究。尤其在北京“7·21”特大暴雨的环境条件、多尺度特征和形成机理等方面取得了丰硕的成果(孙建华等, 2013; 孙继松等, 2012; 孙明生等, 2013a, 2013b; 汤鹏宇等, 2015; 张迎新等, 2015), 研究表明此次过程由暖区降水和锋面降水组成, 在有利的大尺度背景下中尺度对流系统(Mesoscale Convective System, MCS)及其形成的“列车效应”是造成特大暴雨的直接原因, 京津冀复杂的地形对中尺度系统的生成和降水的增强有重要作用。俞小鼎(2012)和孙永刚等(2014)提出导致北京极端暴雨的MCS起源于河套地区低层涡旋的发展, 500 hPa明显的正涡度平流、高的对流有效位能(Convective Available Potential Energy, CAPE)、深厚的湿层、强的低空急流等条件非常有利于特大暴雨的发生。廖晓农等(2013)、王婧羽等(2014)揭示了“7·21”特大暴雨的水汽输送特征, 指出此次过程异常充沛的水汽来源于偏南低空急流从孟加拉湾和南海长时间的向北输送, 暴雨区的低层水汽以辐合为主, 中高层水汽垂直输送作用更为显著, 异常大的水汽含量(可降水量达60~80 mm)及与其相关的物理量异常可作为判断极端降水的重要因子。另外, 苗爱梅等(2014)、赵桂香等(2017)、吕晓娜(2017)、赵庆云等(2017)、孙靖等(2017)和孔凡超等(2016)也从环流背景、中小尺度系统、热动力结构、水汽、地形和城市下垫面等不同角度对京津冀及周边地区的暴雨和强对流天气形成发展的物理机制做了详细地分析, 取得了很多有意义的研究成果。

但是在华北地区缺乏对双雨带暴雨过程形成机制的研究, 而在实际业务中双雨带暴雨的落区和强度预报存在较大难度, 因此研究京津冀这次双雨带暴雨过程的形成机制是十分必要的。本文充分应用常规观测、NCEP 1°×1°再分析资料和加密自动站、雷达、云图以及雷达变分同化分析系统(VDRAS)提供的高时空分辨率分析场资料, 对此次暴雨过程的环境条件和中尺度过程进行诊断分析, 揭示双暴雨带和特大暴雨的形成机制, 以加深对华北地区双雨带暴雨天气的认识, 为今后的暴雨预报提供科学的参考。

2013年7月1日京津冀区域出现了一次暴雨天气过程。从图 1[文中涉及的地图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1610号和审图号为GS(2016)2889号的标准地图制作, 底图无修改]的降水量分布可以看出, 此次过程形成了南北两条暴雨带, 其中南部暴雨带从河北邢台北部经衡水、沧州到天津南部, 北部暴雨带则从保定的北部、北京南部东部到河北东北部。南部暴雨带出现了两个特大暴雨中心, 河北邢台北部的四芝兰24 h累积雨量达409.2 mm, 其中17:00(北京时, 下同)-19:00的小时雨量均超过100 mm, 17:00-18:00雨强达121.8 mm(图 2); 天津南部大港马棚口的24 h累积雨量达254.4 mm, 16:00-17:00雨强达103.3 mm。北部暴雨带在保定北部、北京东北部和河北东北部出现了多个大暴雨中心, 以河北青龙雨量最大为185.7 mm, 最大小时雨强为45 mm(16:00-17:00), 北京的最大累积雨量出现在东北部的平谷北寨, 为105.2 mm, 但是小时最大雨强出现在北京南部的庞各庄, 22:00-23:00达到69.6 mm(图 2)。

图 1(Fig. 1)

图 1 2013年7月1日08:00至2日08:00 24 h京津冀地区降水量(单位: mm) Fig. 1 Observed 24 h accumulated rainfall around Beijing-Tianjin-Hebei area from 08:00 on 1 to 08:00 on 2 July 2013.Unit: mm

图 2(Fig. 2)

图 2 2013年7月1-2日京津冀地区雨量代表站点逐小时降水量时间演变 Fig. 2 Time changes of hourly rainfall at several representative gauge stations around Beijing-Tianjin-Hebei area from 1 to 2 July 2013

综合分析此次京津冀区域暴雨过程具有对流性强、持续时间长、累积雨量大等特点, 形成了南北双暴雨带, 尤其是南支暴雨带的中尺度特征明显, 降水强度极大, 多站次出现了小时雨量超过100 mm的极端强降水, 局地出现超过400 mm的特大暴雨, 是极为罕见的。相对而言, 北支暴雨带的降水强度和累积雨量较小, 但是持续时间较长, 暴雨区面积较大。

此次京津冀暴雨过程发生在低纬度西太平洋副热带高压北抬, 其外围西南低空急流加强, 中高纬度为“两槽一脊”的环流背景下。7月1日08:00 500 hPa有东北低涡维持, 同时河套西部有低槽东移, 副热带高压588 dagpm特征线由长江口以南北抬至33°N附近, 副高西侧的偏南低空急流伸至山东西南部, 低层有冷性切变线位于呼和浩特与张家口之间, 京津冀处于西南暖湿气流中, 河套西南部有低涡形成, 其与地面低压位置基本重合(图 3)。到1日20:00高空槽位于内蒙古中部到山西一带, 低层的低涡中心移至河北中部, 其前部有暖性切变线生成, 西南低空急流加强北抬至河北南部东部, 地面上河套的低压倒槽发展为气旋冷锋影响京津冀地区, 1日夜间高低空系统东移出境。因此, 此次京津冀暴雨过程是在西来槽、河套低涡、切变线、低空急流和气旋冷锋等多个高低空系统的共同影响下造成的。

图 3(Fig. 3)

图 3 2013年7月1日08:00京津冀地区天气尺度高低空系统配置 Fig. 3 Synoptic system around Beijing-Tianjin-Hebei area at 08:00 on 1 July 2013

分析卫星云图与天气系统的演变发现, 此次暴雨过程可以分为三个阶段。第一个阶段是7月1日早晨到上午在高空槽和低空切变线的影响下, 有块状云团C1[图 4(a)]影响河北西北部和北京北部, 云团结构相对松散, 红外云顶亮温在-40 ℃左右(233 K), 造成的雨量较小, 自动站最大降水强度不超过15 mm·h^-1。第二阶段是1日中午到傍晚, 主要有南北两块对流云团影响京津冀地区, 分别位于天津南部到河北南部一带和河北东北部。南部的对流云团C2是于12:00在河北东部开始强烈发展, 在西南暖湿气流中对流云团高度组织化, 于14:00形成中尺度对流复合体MCC(Mesoscale Convective Complexe)[图 4(b)], 下午是MCC的发展阶段, ≤-52 ℃(221 K)的冷云盖面积进一步扩大, 接近圆形, 超过100 mm·h^-1的极端强降水出现在此阶段(图 2)。河北东北部的对流云团是上午的C1云团东移加强造成的, 对流活动较C2弱, 但也造成局地出现20~50 mm·h^-1的短时强降水, 持续时间较长。第三阶段是1日夜间, 主要受东移加强的尺度较大的切变线云系C3影响, 其中C3中段生成的持续拉长状中尺度对流系统(PECS)与暖区的MCC(C2)于19:00-20:00在河北中南部合并, 使得河北中南部上空的红外云顶亮温进一步降低到-70 ℃(203 K)[图 4(c)]。切变线云系随着高低空系统的东移, 自西向东影响京津冀地区, 降水强度较暖区降水有所减弱[图 4(d)]。

图 4(Fig. 4)

图 4 2013年7月1日08:00(a)、14:00(b)、20:00(c)和2日02:00(d)京津冀地区FY-2E红外云图TBB分布(单位: K)C1、C2、C3分别代表影响京津冀地区的云团及位置演变 Fig. 4 Distribution of FY-2E TBB around Beijing-Tianjin-Hebei area at 08:00 (a), 14:00 (b), 20:00 (c) on 1 and at 02:00 on 2 (d) July 2013.Unit: K.C1, C2 and C3 indicates the cloud clusters which can influence Beijing-Tianjin-Hebei regions together with their location evolution, respectively

从以上分析可以看出, 京津冀地区这次过程第一阶段的对流和降雨较弱, 暴雨主要是由第二阶段和第三阶段的中尺度对流系统造成的, 下面重点分析后两个阶段的雷达回波特征和中尺度热动力过程。

从京津冀区域7月1日12:00-20:00每小时间隔的组合反射率雷达回波拼图(图 5)中可以看出, 11:00-12:00在河北东部开始有零散回波局地生成, 生成后不断发展加强并缓慢向东北方向移动, 逐渐演变为西南-东北向的线状对流云回波。13:00-19:00多个对流单体经过河北衡水、沧州至天津中南部一带, 对流组织性增强, 回波带强度大多维持在40~55 dBZ, 其中最大回波强度达到60 dBZ, 强回波顶高达到12 km以上。从雷达回波的传播方向来看, 沿着这条回波带不断有单体自西南方向生成、发展, 再由东北方向减弱、移出, 具有明显的“列车效应”特征, 其中15:00-16:00线状回波带的南端衡水以南开始有回波发展, 16:00-19:00衡水与邢台之间新生的对流单体一直在东移单体的西南方(后侧)生成, 后向传播特征明显。在这条线状对流回波带上多站1 h降水量超过30 mm, 天津南部、河北中南部局地出现超过100 mm的极端小时雨强。

图 5(Fig. 5)

图 5 2013年7月1日白天京津冀区域雷达组合反射率因子时间演变(彩色区, 单位: dBZ) 黑色圆圈为特大暴雨中心河北四芝兰的位置, 箭头为雷达回波“列车效应”的传播方向 Fig. 5 Time changes of radar composite reflectivity (color area, unit: dBZ) around Beijing-Tianjin-Hebei area on 1 July 2013.Black circle denotes the location of extreme rainfall center Sizhilan in Hebei, and the arrow denotes the propagation direction of radar echoes "train-effect"

从图 5可以看出, 特大暴雨中心四芝兰上空从15:00左右开始有强对流单体发展, 之后到19:00在四芝兰的上空及其西南方(后侧)不断有新生雷暴生成, 中心强度超过50 dBZ, 并由西南向东北方向传播、发展, 16:00-19:00多个强对流单体连续经过四芝兰一带, 并逐渐形成东西带状多单体强回波区。由于对流回波的后向传播特征显著, 导致降水系统移动缓慢, 强降水单体依次经过四芝兰上空, 四芝兰的强降水持续时间较长。18:35[图 6(a)], 四芝兰上空50 dBZ以上的强回波范围发展到最大, 由东西向垂直剖面[图 6(b)]可以看出, 回波带上有包含多个55 dBZ以上的强中心, 50 dBZ以上强度的回波向上扩展到-20 ℃层高度以上, 55 dBZ强度的回波也向上扩展到8 km, 属于深厚的大陆强对流降水型回波。由此可见, 强降水回波的后向传播及其所形成的带状强回波的长时间维持是四芝兰17:00-19:00连续2 h出现超过100 mm极端小时雨强的主要因素, 导致7月1日下午四芝兰累积雨量达到特大暴雨。

图 6(Fig. 6)

图 6 2013年7月1日18:35特大暴雨四芝兰上空雷达组合反射率因子分布(a, 单位: dBZ)和黑色箭头方向对应的雷达回波垂直剖面(b, 单位: dBZ) 黑色圆圈为特大暴雨河北四芝兰的位置, 白色虚线分别为0 ℃、-20 ℃高度线 Fig. 6 Distribution of radar composite reflectivity (unit: dBZ) at 18:35 on 1 July 2013 around Sizhilan station (black circle) with extreme rainfall (a) and radar echo vertical section along the black line (b, unit: dBZ). The white dotted lines indicate the height line of 0 ℃ and -20 ℃, respectively

分析发现, 上述线状回波带的发生和“列车效应”的形成与低层强盛的西南暖湿气流以及边界层辐合线密切相关。暴雨发生前7月1日08:00京津冀低空850 hPa处于4~8 m·s^-1的西南风暖湿气流中, 相对湿度超过80%, 副高外围的西南低空急流伸至35°N河南到山东西南部(图 7)。由京津冀地面加密自动站风速、温度和露点温度的客观分析场发现(图 8), 7月1日上午从河北石家庄经保定、廊坊到天津形成了一条偏南风和偏东风的气旋性辐合线, 辐合线呈西南-东北向, 附近处于高温高湿区。11:00河北东南部处于辐合线南侧气温≥30 ℃、露点温度≥24 ℃的高能区内[图 8(a)], 这条地面中尺度辐合线附近造成的辐合上升运动触发了高能区的对流不稳定能量, 11:00-12:00在河北东部开始产生对流回波。

图 7(Fig. 7)

图 7 2013年7月1日08:00(a)、14:00(b)、20:00(c)和2日02:00(d) 850 hPa风场(风羽, 单位: m·s-1)、温度(等值线, 单位: ℃)和相对湿度(阴影区, 单位: %)分布 Fig. 7 Distribution of wind field (barb, unit: m·s-1), temperature (contour, unit: ℃), and ≥50% relative humidity (the shaded, unit: %) at 850 hPa at 08:00 (a), 14:00 (b), 20:00 (c) on 1 and at 02:00 on 2 (d) July 2013

图 8(Fig. 8)

图 8 2013年7月1日11:00(a)、14:00(b)、17:00(c)和20:00(d)地面加密自动站风场(风羽, 单位: m·s-1)、温度(阴影, 单位: ℃)、≥22 ℃露点温度(绿色实线, 单位: ℃)分布 棕色实线为辐合线, N为暖区, L为冷池 Fig. 8 Distribution of wind field (barb, unit: m·s-1), temperature (the shaded, unit: ℃), and ≥22 ℃ dew point temperature (green solid line, unit: ℃) observed at surface intensive automatic weather station at 11:00 (a), 14:00 (b), 17:00 (c) and 20:00 (d)on 1 July 2013.The brown solid line shows convergence line, N denotes warm area, and L denotes cool pool

图 7显示1日白天京津冀中南部的西南暖湿气流明显加强, 20:00西南低空急流伸至38°N河北中南部。在地面中尺度辐合线的组织下, 低空西南暖湿气流加强的环境下, 河北东部的初始对流回波于13:00-14:00开始强烈发展, 并向东北方向移动, 在衡水、沧州到天津南部逐渐形成具有“列车效应”的西南-东北向线状对流系统。由图 8(b)可以看出, 14:00河北东部到天津南部由于强降水蒸发冷却导致冷空气不断下沉扩展, 在近地面形成中心25 ℃的东西向冷池。冷池内的冷空气外流与外部的暖湿气流交汇, 分别在其北侧天津中部和其西南侧河北中部形成温度梯度较大的中尺度锋区, 锋区内能够产生较强的上升运动, 触发暖区内的不稳定能量, 对新风暴单体的形成非常有利, 因此1日下午强对流回波分别向冷池北侧的天津中北部和西南侧的河北中部移动传播。天津中北部由于冷池的存在, 切断了西南暖湿气流的水汽和能量输送, 下午回波逐渐减弱。而河北中南部下午处于西南暖湿气流加强的环境下, 因此东北向冷池、西南侧暖湿的形势维持, 冷池与暖湿气流之间既存在中尺度温度锋区, 又存在冷池出流造成的偏东风与偏南暖湿气流之间的风向辐合[图 8(c)], 两者共同作用使雷暴西南侧的高温高湿区不断有新的对流单体生成, 从而呈现出明显的后向传播特征(图 5)。16:00-19:00沧州到衡水一带地面为25~26 ℃的冷池, 邯郸到邢台一带为温度为35 ℃、露点温度为25 ℃的高温高湿区域, 期间衡水与邢台之间不断有新生的对流单体在强雷暴单体的西南侧生成, 而四芝兰附近处于温度梯度最大的区域, 是偏南风暖湿气流和冷池出流偏东风的汇合区域, 热动力和水汽输送条件都极为有利, 对流回波在这一带后向传播特征显著并强烈发展, 不断东移导致强降水维持时间较长, 产生极大累积雨量。

由前面的卫星云图、雷达图结合地面分析可以看出, 随着切变线云系及其对应的带状回波的移进, 傍晚在石家庄以西形成冷池, 其与1日下午河北东部“列车效应”回波形成的冷池、南部偏南气流形成的暖区三者相遇, 20:00在河北邢台附近形成地面中尺度涡旋和“人”字形的辐合线(图 8)。在“人”字形辐合线的组织下, 中尺度涡旋前部的强雷暴与后部切变线云系形成的多单体风暴在邢台北部相遇合并, 合并后回波中心强度超过55 dBZ(图 9)。随着系统的东移, 该回波20:00-24:00在石家庄、邢台北部、衡水一带造成强降水, 其中强回波21:00-23:00移至四芝兰上空时, 使四芝兰的降水在短暂减弱后再度加强, 出现58.6和40.1 mm的小时雨强。

图 9(Fig. 9)

图 9 2013年7月1日夜间京津冀区域雷达组合反射率因子分布(单位: dBZ) 黑色圆圈为特大暴雨中心河北四芝兰的位置 Fig. 9 Time changes of radar composite reflectivity around Beijing-Tianjin-Hebei area at night on 1 July 2013.Unit: dBZ. Black circle denotes the location of extreme rainfall center Sizhilan in Hebei

由7月1日京津冀区域雷达拼图的演变可以看出(图 5, 图 9), 傍晚到夜间切变线云系对应的多单体回波带的北段回波强度大多在30~45 dBZ, 但是在东移过程中其上有多个50 dBZ以上的小块强雷暴云团发展。

图 10给出了雷达变分同化分析系统(VDRAS)反演的高分辨率的边界层风场和扰动温度热力场。VDRAS模式系统是以三维云尺度数值模式和雷达资料四维变分同化(4DVar)技术为核心, 最初由Sun et al(1997, 1998)发展研究, 随后经过了一系列的改进(Sun et al, 2001, 2008; 陈明轩等, 2011), 目前已经形成为一个雷达资料同化分析和临近预报系统。改进后的VDRAS系统可以实现对多部多普勒天气雷达资料的快速更新循环同化分析, 从而得到与风暴系统生消发展密切相关的三维动力和热动力特征。分析图 10发现, 20:00河北北部的切变线南压至北京西北部到河北中部偏西地区, 其后侧的冷池范围较大, 对应的低空低涡中心移至河北中部保定一带。1日夜间低空低涡中心从河北中部经北京南部、天津北部移向河北东北部, 其后部的切变线相应东移, 引导较强冷空气南下。在低涡和切变线东移过程中, 在上述地区局地造成多个强雷暴云团的发生发展, 出现20 mm·h^-1以上的短时强降水天气。22:00北京南部处于低涡前部东南风与东风的气旋性切变中, 扰动温度处于相对暖区中, 与切变线后部的冷空气交汇, 热动力条件较为有利, 因此这一带有局地强回波发展(图 9), 造成大兴三个自动站出现超过50 mm·h^-1的短时强降水, 其中庞各庄22:00-23:00最大小时雨量达到69.6 mm。

图 10(Fig. 10)

图 10 2013年7月1-2日VDRAS系统937.5 m风场(矢量, 单位: m·s-1)、扰动温度场(彩色区, 单位: ℃)分布 Fig. 10 Distribution of VDRAS wind field at 937.5 m level (vector, unit: m·s-1) and temperature perturbation (color area, unit: ℃) from 1 to 2 July 2013

京津冀区域的地形地势较为复杂(图 11), 结合图 1可以看出, 本次过程北部暴雨带的东段就位于北京东北部到河北东北部的燕山南麓, 与地形走向基本一致。在相同的环境条件下, 相邻地区降水量的差异主要与地形有关(谭冠日等, 1985)。选取位于河北东北部燕山山前的青龙和平原地区的昌黎站的小时降水量对比发现(图 12), 两地虽然距离仅几十公里, 但是青龙的降水时间从1日14:00持续到2日07:00, 长达17 h, 累积降水量185.7 mm, 午后回波增强, 16:00-17:00雨强达到45 mm, 而昌黎的降水时间从1日19:00到2日06:00, 12 h累积降水量21.2 mm, 最大小时雨强(8.1 mm)出现在2日05:00-06:00, 位于山前的青龙降水量远远大于远离山区的昌黎, 降水时间也较长。对于北京而言, 同样位于东北部地区, 位于山前浅山区的平谷北寨(海拔356 m)7月1日白天降雨69.2 mm, 山前平原地区的平谷测站(海拔32 m)27.6 mm, 远离山区的顺义测站(海拔29 m)白天则无降水, 这表明地形对降水有明显的增幅作用。由前面的地面风场和低空风场分析发现, 7月1日白天低层的偏南风在不断加强北抬并长时间维持, 不仅有利于水汽输送, 又使暖湿气流在燕山南麓迎风坡一带沿地形绕流形成气旋性辐合(图 8), 加上地形的强迫抬升作用, 造成在北京东北部到河北东北部一带不断有新的回波生成, 同时随着午后偏南风的加强, 在燕山南麓形成强的对流回波带(图 5)。

图 11(Fig. 11)

图 11 京津冀区域地形高度图(单位: m) Fig. 11 Topographic height distribution in Beijing-Tianjin-Hebei area.Unit: m

图 12(Fig. 12)

图 12 2013年7月1-2日河北青龙、昌黎自动站逐小时降水量时间演变 Fig. 12 Time changes of observed hourly rainfall at automatic weather stations Qinglong and Changli in Hebei from 1 to 2 in July 2013

从以上分析可以看出, 南北两支暴雨带的中小尺度结构特征是显著不同的, 那么在相同的大尺度环流背景下, 两支暴雨带的环境要素条件有什么差异呢？下面就从产生暴雨的水汽、层结和动力条件进行对比分析。

水汽在暴雨和极端强降水过程中的重要作用是毋庸置疑的。大气的水汽来源主要靠三部分:一是降水区本地大气的绝对水汽含量, 二是来源于其他区域的水汽输送, 三是降水区本地的水汽辐合。从降水前京津冀地面的露点温度变化来看(图略), 6月30日开始就持续升高, 到7月1日08:00平原地区的露点温度均在22 ℃以上, 整层可降水量超过50 mm, 说明本地的水汽含量已经非常高(表 1)。结合前面图 7、图 8和图 10暴雨过程中风矢量的变化分析可以看出, 此次京津冀暴雨过程的水汽来源主要来自两部分, 一是西南低空急流携带的南方暖湿空气, 二是边界层来自于渤海湾的偏东水汽输送。

表 1(Table 1)

表 1 2013年7月1日北京、邢台站强对流参数 Table 1 Sounding-derived convective parameters at Beijing and Xingtai stations on 1 July 2013 站点 Δθse(850-500)/℃ K指数/℃ LI/℃ CAPE/(J·kg-1) 地面露点温度/℃ 整层可降水量/mm 北京08:00 10 41 -1.7 538 23 55 北京20:00 9 22 -1.4 428 24 61 邢台08:00 19 43 -2.8 1435 24 60 邢台20:00 16 43 -5.0 1821 25 66

表 1 2013年7月1日北京、邢台站强对流参数 Table 1 Sounding-derived convective parameters at Beijing and Xingtai stations on 1 July 2013

分别利用探空代表站和NCEP格点资料, 对比南北暴雨带上空的比湿和水汽通量散度(图 13, 图 14), 分析降水过程中水汽的输送和辐合能力。从中可以看出7月1日08:00北京和河北中南部在900 hPa以下均处于弱的水汽辐合中, 850 hPa比湿超过15 g·kg^-1, 但是河北各层的比湿均比北京高, 比北京的水汽条件更为充沛。下午到前半夜南支暴雨带中心四芝兰降水期间, 近地层比湿超过20 g·kg^-1, 500 hPa以下比湿较08:00增大, 湿层深厚, 整层可降水量达到66 mm, 但是低层的水汽辐合较弱。而1日夜间北支暴雨带出现降水期间, 湿度和水汽辐合的垂直分布与南支暴雨带明显不同, 北京850 hPa及以下水汽辐合显著增强, 925 hPa的水汽通量散度增至-9×10⁸ g·cm^-2·hPa^-1·s^-1, 对应近地面由于下午暖区强降水形成了偏东气流, 比湿增大, 但是中层800~550 hPa比湿明显减小, 说明降水期间中层有干空气侵入。

图 13(Fig. 13)

图 13 2013年7月1日08:00和20:00北京、邢台探空比湿垂直分布 Fig. 13 Profile of specific humidity at sounding stations Beijing and Xingtai respectively at 08:00 and 20:00 on 1 July 2013

图 14(Fig. 14)

图 14 2013年6月30日20:00至7月2日08:00北京(a)、四芝兰(b)水汽通量散度时间垂直剖面(单位: g·cm-2·hPa-1·s-1) Fig. 14 Time cross-section of moisture flux divergenceat Beijing (a) and Sizhilan (b) from 20:00 on 30 June to 08:00 on 2 July 2013.Unit: g·cm-2·hPa-1·s-1

不稳定层结是产生强对流天气的重要条件。7月1日暴雨过程发生前, 伴随低空西南气流的暖湿输送, 低层就有高能舌自南向北伸向京津冀地区(图略), 为暴雨尤其是极端强降水的产生提供了充足的能量条件。对比北支暴雨带探空代表站北京观象台、南支暴雨带探空代表站邢台的对流参数(表 1), 可以看出到7月1日08:00两站的Δθ_se(850-500)≥10 ℃, K指数都超过40 ℃, 抬升指数LI＜-1 ℃, 远远大于章国材(2011)统计的产生短历时强降水有利的环境条件(K≥32 ℃、LI≤0 ℃、Δθ_se(850-500)≥6 ℃), 说明京津冀区域处于强的位势不稳定层结和有利于发生短时强降水的状态。而且邢台的CAPE值为1435 J·kg^-1, 远远高于北京的538 J·kg^-1, Δθ_se(850-500)达到19 ℃, 对流不稳定层结更为显著。

由图 15邢台与北京两地θ_se时间垂直剖面分析发现, 20:00邢台中低空各层次的θ_se较08:00明显增大, 500 hPa以下θ_se不仅随气压的降低而减小, 而且Δθ_se(850-500)正值区与θ_se500、θ_se700、θ_se850高值区重合, 无干冷气团侵入, CAPE值也增加至1821 J·kg^-1, 中低层比湿也较08:00增大, 说明7月1日白天河北中南部在西南低空急流暖湿平流输送造成的增温增湿条件下, 层结不稳定在进一步增长, 因此7月1日下午到前半夜南支暴雨带的强降水属于典型的暖区深厚湿对流暴雨。对比北京θ_se的变化可以看出, 7月1日08:00北京500 hPa以下θ_se基本随气压的降低而减小, 但是到20:00随着切变线和高空槽系统的临近, 中层700 hPa有干冷空气侵入, 由天气尺度系统造成的位势不稳定层结增强。而且850 hPa与700 hPa之间的θ_se梯度显著, 形成了明显的锋区, 垂直方向锋区强度达到25 ℃, 有利于增强大气的斜压性, 造成低层低值系统的发展。傍晚到夜间西来的切变线云系及其对应的回波带移下太行山时, 由于山前平原地区的边界层为下午暖区降水形成的偏东风, 偏东风在太行山前造成的地形抬升运动加强了大尺度的上升运动, 触发不稳定能量, 使回波带在太行山前有局地强对流单体发生发展, 北京南部的强降水就是回波下山增强导致的。

图 15(Fig. 15)

图 15 2013年6月30日08:00至7月2日20:00北京(a)和邢台(b)θse的时间垂直剖面图(单位: ℃) Fig. 15 Time cross-section of θse at sounding stations Beijing (a) and Xingtai (b) from 08:00 on 30 June to 20:00 on 2 July 2013.Unit: ℃

俞小鼎(2013)指出短时强降水事件的识别主要由雨强和降水持续时间两个要素确定, 其中雨强(R)可以表达为: R=kEwq, E为降水效率, w是云底上升气流速度, q为云底比湿, k为比例系数(Doswell et al, 1996)。降水效率与环境条件密切相关, 对流层整层相对湿度越大, 垂直风切变越小, 雨滴越不容易蒸发, 降水效率越高(Davis et al, 2001)。在对流降水情况下, 云底上升气流速度(w)直接与对流有效位能(CAPE)相关, CAPE值越大, w越大。在这次暴雨过程中, 南支暴雨带的CAPE值大, 20:00达到1821 J·kg^-1, 十分有利于产生强盛的云底上升气流速度; 整个对流层湿层深厚, 利于产生高的降水效率; 近地层露点温度较高, 比湿超过20 g·kg^-1。在降水效率、云底上升气流速度和比湿这三个要素都很有利的综合效应下, 南支暴雨带局地出现超过100 mm的极端小时雨强, 加之“列车效应”使降水持续时间较长, 使四芝兰产生极大累积雨量, 出现特大暴雨。而北支暴雨带的CAPE值较小, 低层湿度大但中层较干, 因此雨强相对较弱。

从前面的系统分析可以看出, 此次暴雨过程的影响系统有低涡、低槽、切变线、低空急流及地面的气旋冷锋等, 大尺度动力条件无疑是有利的, 但是由于南北暴雨带的影响系统有所不同, 因此垂直运动条件也有显著差异。

对比分析南支暴雨中心四芝兰和北支暴雨代表站北京的垂直运动时空变化(图 16)。7月1日08:00 200 hPa西风急流西伸至内蒙中部, 西南低空急流北伸至山东西北部, 京津冀处于低层辐合、高层辐散的区域, 高低空处于上升运动中, 但是北部受东北低涡和切变线系统的影响, 北京的上升运动较河北中南部强, 因此1日上午北京和河北北部出现了弱的降水天气。1日白天200 hPa西风急流加强东移, 西南低空急流北抬, 低空低涡中心移至河北中部, 高空槽临近, 北京处于西南低空急流的左侧与高层西风急流的南侧, 低层辐合与高层辐散的抽吸作用叠加造成高低空垂直方向上的强烈耦合, 高低空深厚的辐合系统和急流耦合使垂直上升运动得到强烈发展, 1日20:00北京上空的上升运动十分强盛, 贯穿整个对流层, 中空的垂直速度中心超过-2 Pa·s^-1[图 16(a)], 十分有利于暴雨天气的发生和维持。对比而言, 南支暴雨中心四芝兰降水期间中低空的上升运动较差, 1日下午到夜间700 hPa以下有弱的上升运动, 但是500 hPa层次为下沉运动。

图 16(Fig. 16)

图 16 2013年6月30日20:00至7月2日08:00北京(a)、四芝兰(b)垂直P速度时间剖面(单位: Pa·s-1) Fig. 16 Time cross-section of vertical P velocity at Beijing (a) and Sizhilan (b) stations from 20:00 on 30 June to 08:00 on 2 July 2013.Unit: Pa·s-1

应用常规观测、NCEP再分析资料和多种加密观测以及雷达变分同化分析资料, 对2013年7月1日京津冀暴雨过程的特点、中尺度过程及形成机制进行分析, 得出以下结论:

(1) 此次过程是在副热带高压北上、西南暖湿气流加强、高空槽东移的环流背景下, 由多个高低空系统影响, 形成了罕见的京津冀南北双暴雨带, 具有降水强度大、持续时间长、累积雨量大、中尺度特征明显等特点。

(2) 南支暴雨带前期100 mm以上的极端强降水是由MCC产生的, 雷达回波上具有明显的“列车效应”和后向传播特征, 后期的强降水在地面中尺度涡旋的组织下, 由MCC与持续拉长状中尺度对流系统PECS合并东移造成的。过程的初始回波产生于西南低空急流出口区、地面暖式中尺度辐合线的南侧, 中尺度辐合线长时间维持是形成“列车效应”的主要原因, 强降水产生的冷池出流和偏南暖湿气流形成的温度梯度最大区域指示了强回波的后向传播方向, 地面辐合线及中尺度涡旋的位置决定了雨带和特大暴雨中心的位置。

(3) 北支暴雨带主要是在冷式切变线和低空低涡的影响下, 由切变线云系形成的多单体回波带造成的, 局地对流发展旺盛, 低空低涡的位置及移动路径与强降水的落区和雨带的位置有较好的对应。并且, 地形对北支暴雨带的降水有显著的增幅作用, 低空偏南气流加强并长时间维持, 在燕山南麓迎风坡一带形成气流辐合和强迫抬升, 使该地区成为对流回波触发和加强的区域。

(4) 南北两支暴雨带虽然都具备产生短时强降水的不稳定层结和水汽条件, 但是形成机制有显著差异。南支暴雨带形成于西南暖湿气流输送的环境下, 对流不稳定层结显著、湿层深厚, 有助于产生高的降水效率、强的云底上升气流速度, 属于深厚的暖区湿对流暴雨, 因此雨强和累积雨量极大、中尺度特征明显; 北支暴雨带不稳定能量相对较弱, 但是高低空系统耦合产生了强烈的上升运动, 而且中层的干冷侵入在垂直方向上形成了明显的θ_se锋区, 因此系统具有锋面对流的特点, 加之地形的影响, 造成雨强相对较弱, 但降水持续时间长, 暴雨区面积大。

(5) 两支暴雨带在形成与维持过程中相互影响、相互促进。南支暴雨带暖区降水后形成的偏东风不仅为北支暴雨带提供水汽输送, 而且在太行山前的地形抬升作用促使切变线回波带上强对流单体的发生发展, 增强了北支暴雨带的降水强度。切变线回波带南段强对流降水造成的冷池促进了地面中尺度涡旋的形成, 造成南支暴雨带后期强对流回波的合并和降水的再度加强。