天津城區(qū)一次γ中尺度短時暴雨的熱動力環(huán)境分析*

王 瑩 董 暢 易笑園 王艷春 張文龍 徐 梅

1 天津市氣象臺，天津 300074 2 北京城市氣象研究院，北京 100089 3 天津市氣象信息中心，天津 300074

提 要： 利用睿圖-短期預報子系統(tǒng)的精細化預報結果、地面加密自動站、多普勒雷達、FY-4A衛(wèi)星的逐5 min可見光云圖以及北京探空等資料，對2018年7月22日發(fā)生在天津城區(qū)的一次突發(fā)性γ中尺度短時暴雨的熱動力環(huán)境進行了詳細分析。結果表明：此次暴雨發(fā)生在500 hPa副熱帶高壓控制范圍內，是由城區(qū)孤立風暴造成的一次局地強降水過程，具有范圍小(不足20 km)、生命史短(1～2 h)、雨強大(62.4 mm·h-1)、中尺度邊界層環(huán)境復雜等特點。暴雨是在上游降水系統(tǒng)的冷池邊界還遠離天津城區(qū)時，由城市熱島、上游冷池出流前的邊界層弱冷空氣、系統(tǒng)性東北風和午后逐漸形成的中尺度海風共同作用造成的。下墊面水平熱力差異及地表能量平衡的結果導致天津中心城區(qū)形成較為顯著的熱島效應，熱島強度達2～4℃，與熱島效應伴隨的城市熱島暖低壓的形成與發(fā)展導致城區(qū)形成中尺度輻合中心。上游降水產生的中尺度高壓(上游降水區(qū))和天津城市熱島暖低壓(下游非降水區(qū))之間的氣壓梯度導致冷池前沿形成了一支超越冷池出流邊界而率先到達天津城區(qū)的一支北風，這支邊界層弱冷空氣與系統(tǒng)性東北風、海風在城市熱島暖低壓作用下均向城區(qū)匯合，進一步增強了城區(qū)輻合中心的強度及維持時間。垂直方向上，沿城區(qū)的緯向、經向分別形成了兩個方向相反的、非對稱的中尺度次級環(huán)流，其上升支正好位于天津城區(qū)。上游冷池出流前中尺度鋒區(qū)東移造成的水汽集中以及熱島效應伴隨的局地熱量累積使城區(qū)逐漸發(fā)展為高濕高能區(qū)，且垂直方向上不穩(wěn)定度增強，為局地暴雨的發(fā)生提供了有利的中尺度環(huán)境條件。

引 言

局地暴雨(特別是短歷時強降水)是華北地區(qū)夏季常見的災害性天氣，常常造成城市瞬時積澇，從而給交通、生命、財產安全帶來嚴重威脅。這類暴雨具體表現(xiàn)為突發(fā)性強、降水強度大、局地性強等特點，它們通常受大尺度天氣系統(tǒng)制約下的中小尺度系統(tǒng)影響。由于受到觀測條件和資料分辨率的限制, 我們對此類中小尺度暴雨系統(tǒng)的結構以及演變機理的認識仍然不足，預報的難度也較大(孫繼松和楊波, 2008)。近年來，因局地暴雨給城市帶來的社會影響和危害往往更為顯著，因而該地區(qū)的局地暴雨預報更需要重視。

京津冀地區(qū)西面為太行山，東面環(huán)渤海，地理位置特殊。該地區(qū)中小尺度暴雨的發(fā)生發(fā)展除了與大尺度背景有關外，更與局地中尺度環(huán)境關系密切。在弱天氣系統(tǒng)控制下，該地區(qū)邊界層中可同時存在海陸風、山谷風、城市熱島環(huán)流及其明顯的耦合效應，從而形成該區(qū)域復雜的低層大氣環(huán)流特征(劉樹華等,2009)。前人研究表明，該地區(qū)局地暴雨的觸發(fā)和增強常常與海陸風環(huán)流(何群英等,2011;易笑園等,2014)、偏東風(吳慶梅等,2015;尉英華等,2019)、雷暴出流(陳明軒和王迎春,2012;黃榮等,2012;靳振華等,2019;徐姝等,2019)、城市熱島環(huán)流(孫繼松和舒文軍,2007;鄭祚芳和任國玉,2018)以及地形(符嬌蘭等,2017)等有關，它們既可以單獨作用觸發(fā)對流，也可以相互影響共同觸發(fā)對流，其在華北地區(qū)的相互作用可歸結為海風環(huán)流和雷暴出流、雷暴出流和偏東風、城市熱島和海風環(huán)流、地形和海陸風環(huán)流相互作用等幾種常見的形式。

雷暴出流可以和海風環(huán)流前部的海風鋒碰撞，并在碰撞交叉處形成雷暴天氣(王彥等,2014;劉彬賢等,2015)。除了海風鋒外，偏東風也可以和雷暴出流共同觸發(fā)并增強對流，王婷婷等(2011)分析了北京干、濕雷暴形成的環(huán)境物理條件，發(fā)現(xiàn)下游新生雷暴單體能否發(fā)展很大程度上取決于有沒有偏東風和上游冷池出流形成輻合線。張楠等(2018)、陶局等(2019)和雷蕾等(2020)在隨后的研究中均證實了這一點，上游冷池的輻散氣流與低層入流相遇后可在降水區(qū)下游觸發(fā)新的雷暴或使原有對流維持及加強。尉英華等(2019)研究了渤海西岸邊界層偏東風的垂直結構和溫濕特性，認為 0.6 km以下偏東風風速輻合強迫產生的上升氣流是γ中尺度對流單體的重要觸發(fā)機制，同時也提出了強降水冷池出流與不斷增強的暖濕偏東入流可以相互作用，從而使對流系統(tǒng)得以維持。此外，海風環(huán)流和城市熱島也常常存在相互作用，共同影響夏季降水過程(于恩洪等,1987;劉樹華等,2009;黃利萍等,2013;苗峻峰,2014)，這對于沿海城市對流的發(fā)展和增強非常重要。城市熱島效應能造成局地熱力不均，并進一步形成地面中尺度輻合線，當海風鋒與該輻合線相遇時，輻合上升運動明顯加強，在不穩(wěn)定天氣形勢條件下便可觸發(fā)局地不穩(wěn)定能量的釋放(東高紅等,2013；2015)。當這幾種局地中尺度環(huán)流共同存在時，γ中尺度暴雨還可以由冷池出流、山谷風環(huán)流、熱島環(huán)流以及環(huán)境風的共同作用造成，比如Li et al(2017)通過研究北京城區(qū)一次孤立暴雨的觸發(fā)過程，認為與上游山區(qū)持續(xù)性降水產生的冷池所伴隨的中高壓可以促使北風超越冷池出流先抵達北京城區(qū)附近，并與由白天地形約束下的谷風以及大尺度西南風共同形成的偏南風形成強烈輻合，熱島的持續(xù)作用使得輻合進一步增強并突破逆溫層，從而引發(fā)城區(qū)強降水。

前人對于天津地區(qū)突發(fā)性的γ中尺度暴雨研究目前還較少(東高紅等,2013)，學者們大多選取的是區(qū)域性降水中出現(xiàn)局地暴雨的個例，而且很少有學者同時考慮上游冷池、城市熱島效應和海風環(huán)流等邊界層中尺度系統(tǒng)相互作用觸發(fā)暴雨的過程，再加上往往受到資料分辨率的限制，預報員對該地區(qū)γ中尺度暴雨的認識還遠遠不足。因此，本文選取2018年7月22日發(fā)生在天津城區(qū)的一次典型γ中尺度短時暴雨過程，利用睿圖-短期預報子系統(tǒng)(RMAPS-ST)的精細化預報結果、分鐘級地面自動站資料、多普勒雷達資料、FY-4A衛(wèi)星的逐5 min可見光云圖以及北京探空資料，詳細分析此次過程的熱動力環(huán)境條件及觸發(fā)機制，希望加深預報員對這類突發(fā)性局地暴雨的認識，從而有助于提高大城市暴雨的預報預警能力。

1 天氣過程概述

1.1 降水實況

2018年7月22日12—14時(北京時, 下同)，天津城區(qū)突發(fā)了一次小范圍的局地短時暴雨過程，降水過程中伴有弱雷電活動，無破壞性大風和冰雹等其他強對流天氣。其中，有3個自動站累積降水量超過60 mm，達到暴雨量級。其中，最大降水量出現(xiàn)在天津城市氣候監(jiān)測站，為64 mm(圖1)，最大小時雨強為62.4 mm·h-1，出現(xiàn)在天津站。從暴雨站的逐5 min降水演變來看，降水主要發(fā)生在12—13時，5 min降水量最大可達12.7 mm，13:10后對流趨于消散，生命史短暫。

圖1 2018年7月22日12—14時(a)地面加密自動站累積降水量分布, (b)暴雨站逐5 min降水量變化Fig.1 Distribution of accumulated precipitation from surface dense automatic stations (a), 5 min precipitation at three heavy rain stations (b) from 12:00 BT to 14:00 BT 22 July 2018

1.2 環(huán)流背景

從當天08時的中尺度分析圖(圖2a)可以看出，500 hPa等壓面上形勢為“西低東高”，副熱帶高壓(以下簡稱副高)脊線位于華北—黃淮一帶，西伸脊點達到河套中部，強度較強，臺風安比在江浙一帶登陸并沿副高外圍向西北方向移動。天津處于副高內部高溫高濕的環(huán)境中，其外圍有高空槽活動，其中850 hPa低槽已東移至天津上游的河北西北部至北京一帶，并給該地區(qū)帶來了持續(xù)性降水天氣。地面圖上，天津處于弱的氣壓場中，受入海高壓底部偏東風影響，風力較小，同時在南部還存在東北風和偏南風的輻合線，天氣晴朗悶熱。

08時北京探空圖(圖2b)顯示，對流層中下層為“上干下濕”的條件不穩(wěn)定層結，從相應的強對流參數(表1)可以看出，850 hPa比濕達17.3 g·kg-1，大氣整層可降水量(PW)達52.3 mm，同時具備較高的對流不穩(wěn)定能量(CAPE)和較小的對流抑制能量(CIN)，沙氏指數(SI)和抬升指數(LI)都為負值，水汽和不穩(wěn)定條件均較好，有一定的對流潛勢。抬升凝結高度(LFC)和自由對流高度(LCL)都比較低，對流能較易觸發(fā)。

圖2 2018年7月22日08時(a)華北地區(qū)中尺度分析圖和(b)北京探空圖Fig.2 Mesoscale analysis figure of North China (a), Beijing radiosonde figure (b) at 08:00 BT 22 July 2018

表1 2018年7月22日08時北京探空強對流參數Table 1 Convection parameters of Beijing radiosonde at 08:00 BT 22 July 2018

2 中尺度系統(tǒng)的觀測分析

2.1 雷達回波特征

在整個降水過程中選取三個典型時刻分析此次局地暴雨的雷達回波演變。從圖3中可以看到，11:54 初生單體僅在一個體掃的時間內就迅速發(fā)展為不小于50 dBz的高強對流單體(圖3a)，沿圖3a 中AB線的剖面上強回波呈直立狀態(tài)，伸展高度達14 km，無明顯回波傾斜和懸垂特征(圖3d)。隨后在一個小時內，回波持續(xù)發(fā)展加強，范圍由城區(qū)擴大至環(huán)城四區(qū)，強度也不斷增強，12:42達到最強，中心強度維持在50～55 dBz(圖3b)，回波向上伸展至15 km以上，同時水平尺度也擴大至5 km(圖3e)。13:18時，對流趨于消散，回波強度和高度迅速下降(圖3c,3f)。在此期間，位于天津上游地區(qū)的北京沿太行山一帶始終存在降水回波，且處于不斷減弱的趨勢。因此，由此次過程的雷達回波特征和自動站雨量可以看出，這是一次典型的受中小尺度系統(tǒng)影響的γ中尺度暴雨過程，具有范圍小(不足20 km)、生命史短(1～2 h)、雨強大(62.4 mm·h-1)的特點。

2.2 可見光云圖特征

從FY-4A衛(wèi)星可見光云圖上可以看到，11時(圖4a)，河北—北京沿太行山一帶一直有東北—西南走向的對流云帶維持(藍色圓圈)，其前側有一條狹窄的、與雷暴母體間有明顯晴空區(qū)相隔的弧狀對流云線(即雷暴出流邊界，黃色箭頭)逐漸東移，弧狀云線的后部表征了上游持續(xù)性降水產生的冷池。11:00—11:53(圖4a～4c)，上游弧狀云線持續(xù)東移，并因脫離母體而逐漸減弱消失。此時，天津城區(qū)有一孤立對流云團開始形成并快速發(fā)展。從11:53的云圖上(圖4c)可以看到，對流云團開始形成時，上游降水區(qū)的出流邊界距其尚有一定距離，也就是說，天津城區(qū)的強對流云團是在上游降水系統(tǒng)的中尺度邊界還遠離天津城區(qū)時觸發(fā)的，此中尺度邊界對天津城區(qū)的降水不具備直接觸發(fā)作用。12:15—13:00(圖4d～4g)，對流云團快速發(fā)展并達到最強，云團結構密實，輪廓清晰，且有明顯的暗影，對流發(fā)展非常旺盛。13:30(圖4h)，對流開始消散，整個暴雨云團維持的時間僅一個多小時。

圖3 2018年7月22日(a,d)11:54,(b,e)12:42,(c,f)13:18塘沽多普勒雷達 (a,b,c)組合反射率因子分布及(d,e,f)沿AB線的垂直剖面Fig.3 Distribution of composite reflectivity (a, b, c) and cross-sections along line AB (d, e, f) of Tanggu Doppler Radar at 11:54 BT (a, d), 12:42 BT (b, e), 13:18 BT(c, f) 22 July 2018

圖4 2018年7月22日11—14時FY-4A衛(wèi)星可見光云圖 (a)11:00,(b)11:45,(c)11:53,(d)12:15,(e)12:30,(f)12:45,(g)13:00,(h)13:30,(i)14:00 (藍色橢圓: 上游中尺度對流系統(tǒng)，黃色箭頭: 雷暴出流邊界，白色方框：對流云街，紅色圓圈：天津城區(qū)對流云團)Fig.4 Visible cloud image of FY-4A satellite from 11:00 BT to 14:00 BT 22 July 2018 (a) 11:00 BT, (b) 11:45 BT, (c) 11:53 BT, (d) 12:15 BT, (e) 12:30 BT, (f) 12:45 BT, (g) 13:00 BT, (h) 13:30 BT, (i) 14:00 BT (blue ellipse: upstream mesoscale convective system, yellow arrow: thunderstorm outflow boundary, white box: convective cloud street, red circle: convective cloud cluster over urban area of Tianjin)

此外，從云圖中還可以看到北京—天津一帶存在多條互相平行的呈東北—西南走向的積云線(圖4a白色方框內)，它與低層西南暖濕氣流方向一致，表征該地區(qū)大氣層結不穩(wěn)定而且水汽充足，可以間接反映城市下墊面加熱的不均勻性(Kropfli and Kohn,1978)。

2.3 地面加密自動站特征

從11時地面加密自動站的溫度場分布(圖5a)可以看出，天津城區(qū)(黑色圓圈)出現(xiàn)了溫度達36℃的局地孤立高溫中心，比周圍郊區(qū)溫度高2℃左右，形成了較明顯的城市熱島。在上游北京山區(qū)，由于持續(xù)性降水的緣故近地面形成了溫度僅22℃左右的冷池，冷池前緣伴有溫度密集帶，上游降水區(qū)和下游非降水區(qū)形成了中尺度鋒區(qū)。此外，白天太陽輻射下海陸下墊面差異導致天津東部的渤海灣溫度僅約為26℃。于是在整個近地面溫度場上自西北向東南形成了“冷—暖—冷”的空間分布特征，下墊面水平溫度梯度極其顯著。

在與2 m溫度對應的海平面氣壓場上(圖5b)，與熱島對應的天津城區(qū)形成了城市熱島暖低壓(黑色圓圈)，與上游冷池對應的北京山區(qū)則形成了中高壓。從降水前1～2 h地面自動站風場的演變來看(圖5c,5d)，10時在天津城區(qū)，城市熱島暖低壓的作用導致中心城區(qū)形成了明顯的熱島環(huán)流，表現(xiàn)為尺度約30 km左右的中尺度輻合中心(紅色圈)，此時來自上游降水區(qū)的冷池出流邊界仍位于北京地區(qū)。11時(圖5d)，冷池出流邊界東移至京津交界處，且在出流邊界尾端的前部，出現(xiàn)了一支弱的西北風(藍色圈)，這支西北風并非冷池出流，它從上游冷池擴散出來并位于冷池邊界前，實際上是上游降水造成的中高壓促使北風超越冷池出流邊界而形成的一支邊界層弱冷空氣；同時，在天津東部沿海地區(qū)出現(xiàn)了具有日變化特征的中尺度海風(綠色圈)，冷池前沿的邊界層弱冷空氣、系統(tǒng)性東北風、中尺度海風進一步向天津中心城區(qū)匯合，從而使城區(qū)的中尺度輻合中心維持和加強。

圖5 2018年7月22日地面加密自動站11時(a)2 m溫度場、 (b)海平面氣壓場,以及(c)10時、 (d)11時風場(風羽) (圖5a黑色圓圈為天津城區(qū)，圖5b黑色圓圈為城市熱島暖低壓；圖5c、5d中紅色圈為 中尺度輻合中心，圖5d藍色圈為弱西北風，綠色圈為中尺度海風)Fig.5 The 2 m temperature field (a), sea level pressure field (b) at 11:00 BT; wind field (barb) at 10:00 BT (c) and 11:00 BT (d) observed from surface dense automatic stations on 22 July 2018 (Black circle inFig.5a is urban area of Tianjing; black circle inFig.5b is warm low pressure of city island; red circles in Figs.5c and 5d are mesoscale convergence centers, respectively; inFig.5d, blue circle is weak northwesterly and green circle is mesoscale sea wind)

因此，從以上分析可以看出，城區(qū)的局地暴雨與城市熱島、冷池前沿弱冷空氣、系統(tǒng)性東北風、海風以及它們輻合形成的中尺度輻合中心有直接的關系。為進一步分析此次暴雨發(fā)生的中尺度熱動力環(huán)境，下文將用睿圖-短期預報子系統(tǒng)的精細化模擬結果來具體分析。

3 熱動力環(huán)境場及對流發(fā)展過程

3.1 睿圖模式簡介及檢驗

對于這次短時暴雨過程，歐洲中期數值預報(ECMWF)模式、GRAPES-GFS、GRAPES-3 km以及天津本地的中尺度模式TJWRF等幾種常用的業(yè)務數值模式均沒有預報出來，只有北京的RMAPS-ST模式預報出了這次過程，表現(xiàn)優(yōu)于其他模式(圖略)。睿圖模式是北京城市氣象研究院研發(fā)的快速更新的多尺度分析和預報系統(tǒng)，是已經業(yè)務化的區(qū)域中尺度數值預報系統(tǒng)，也是華北區(qū)域最具代表性的中尺度數值模式，預報性能較好。本文利用其短期預報子系統(tǒng)(RMAPS-ST)的模擬結果進行分析。該系統(tǒng)同化了地面自動站、京津冀雷達反射率因子和徑向風等資料，采用水平分辨率分別為9 km和3 km 的兩重嵌套網格，垂直方向按等σ位面分為不等間距的49層，其中邊界層2 km以下加密設置12層，起報時間為2018年7月22日05時，積分時間為25 h，預報結果逐小時輸出。睿圖模式產品能為降水環(huán)境的分析提供密集的空間場，從而可以捕捉到天氣系統(tǒng)許多高時空分辨率的物理特征，能很好地彌補垂直探測資料的不足，是研究中小尺度系統(tǒng)的有力工具。

圖6a～6c為RMAPS-ST預報的22日10—12時逐小時降水，可以看到其很好地預報出了這次短時暴雨過程，落區(qū)和強度與實況基本完全吻合，但它預報的城區(qū)降水于10時開始，強降水時段主要為10—11時，而實況則為12—13時，預報的降水時間比實況提前了2 h。將RMAPS-ST預報的對流發(fā)生前的地面溫度場、風場及相應的氣壓場(圖6d～6f)和實況(圖5)作對比可以發(fā)現(xiàn)，RMAPS-ST能較好地預報出中心城區(qū)的城市熱島以及城市熱島暖低壓，風場上也能較好地反映出自動站中出現(xiàn)的熱島環(huán)流以及位于天津市區(qū)的中尺度輻合中心等關鍵系統(tǒng)。

那為什么預報的降水時間比實況提前了2 h呢？從模式預報的風場上可以看出，模式預報的上游冷池、冷出流的強度比實況強，出流邊界東移的速度也偏快，且模式并未區(qū)分出冷池出流和冷池前沿的邊界層弱冷空氣，而是表現(xiàn)為大范圍較強的西北氣流(以下稱其為冷池出流)；另外，RMAPS-ST預報的08時風場上就已經出現(xiàn)海風，而實況中卻是隨著水平熱力差異增大在降水前一小時才逐漸形成。整體來看，模式預報的動力場比實況偏強，因而提早觸發(fā)了對流，導致預報的降水時間比實況提前了2 h。因此，雖然RMAPS-ST造成了降水時間的提前，但對于降水強度、落區(qū)以及影響降水關鍵系統(tǒng)的把握大體上仍是準確的，因此，可以基于模式預報結果詳細分析此次過程。

3.2 動力環(huán)境分析

從模式預報的水平風場上來看，如圖6d,6e所示，08—09時，冷池出流、東北風和海風同時向天津城區(qū)匯合，形成了覆蓋天津中南部地區(qū)的低層風場輻合，并在天津城區(qū)形成了尺度約20～30 km的中尺度輻合中心。

從垂直方向上看，低層環(huán)流場同樣表現(xiàn)出了獨特的垂直結構(圖7)。從圖7a可以看出，09時在城區(qū)以西有一支下沉輻散氣流(紅色圓圈)，這是上游降水系統(tǒng)形成的下沉氣流，此處500 m高度上溫度等值線的“波谷”體現(xiàn)了降水的拖曳冷卻作用，近地面向東輻散的一支即為冷池出流。在城區(qū)以東，東風的厚度達到了1 km，這支東風即為水平風場上東北風和中尺度海風的偏東分量，它和西面的冷池出流在天津城區(qū)輻合，形成了一支較強的上升氣流，垂直上升運動強烈，為暴雨的發(fā)生提供了有利的觸發(fā)和抬升條件。上升氣流大約在2.2 km高度向兩側輻散形成兩支高空回流，回流分別在116.5°E和117.6°E處下沉，這樣就在城區(qū)兩側形成了兩個方向相反的中尺度次級環(huán)流，環(huán)流閉合完整。圖7b中同樣在南北方向形成了兩個閉合的環(huán)流圈，其中城區(qū)以南低層向城區(qū)輻合的一支氣流為中尺度海風，雖然這支海風較弱，但卻是形成上述水平和垂直環(huán)流場的重要因素，是城區(qū)中尺度輻合中心的直接參與者。另外，從溫度場上看，由于西側冷池出流的溫度比東北風和海風更低，導致城區(qū)與冷池一側下墊面的熱力差異更大，因而城區(qū)兩側的中尺度次級環(huán)流表現(xiàn)出了非對稱的結構特征，西側的次級環(huán)流圈水平尺度大于東側，南北方向上亦同。經向環(huán)流圈形成的時間比緯向晚1 h、水平尺度也更小，這是熱力因素制約的結果(城區(qū)以南和城區(qū)的水平溫度梯度較小)。

圖6 RMAPS-ST預報的2018年7月22日(a)10時、(b)11時、 (c)12時降水, (d)08時、(e)09時2 m溫度(填色)和10 m風場,(f)09時海平面氣壓Fig.6 Distribution of hourly precipitation at 10:00 BT (a), 11:00 BT (b), 12:00 BT (c); 2 m temperature (colored) and 10 m wind field at 08:00 BT (d), 09:00 BT (e); sea level pressure at 09:00 BT (f) 22 July 2018, simulated by RMAPS-ST

圖7 RMAPS-ST預報的2018年7月22日(a)09時沿39°N的緯向風(流線，w擴大10倍后合并)、溫度 (填色)垂直剖面，(b)10時沿117.24°E的經向風(流線，w擴大10倍后合并)、溫度(填色)垂直剖面 (圖7a中紅色圓圈為下沉輻散氣流;橫坐標的黑色線段表示城市下墊面，藍色線段表示海洋下墊面，下同)Fig.7 Vertical cross sections of zonal wind (stream, w×10) and temperature (colored) along 39°N at 09:00 BT (a), meridional wind (stream, w×10) and temperature (colored) along 117.24°E at 10:00 BT (b) on 22 July 2018, simulated by RMAPS-ST (Red circle inFig.7a is sinking divergent flow; the urban and marine areas are outlined in black and blue segments along the abscissa, respectively, the same as below)

3.3 熱力環(huán)境分析

3.3.1 城市熱島特征

在地面自動站和模式模擬的地面溫度場上均看到了城區(qū)存在熱島效應，那熱島是怎么形成的呢？由于城市熱島在區(qū)域地表能量平衡和水循環(huán)過程中起著重要作用(Bornstein and Lin, 2000)，因此首先通過分析地表能量平衡方程來分析城市化給地表能量帶來的影響。Oke(1988)曾在原來地表能量平衡基礎上提出了專門適用于城市的能量收支平衡關系：

Q*+QF=QH+QE+QS+QA

式中：Q*為凈輻射，對城鄉(xiāng)來說差別不大；QF為人為加熱，與人類活動的關系密切，量級較小且變化緩慢；QH、QE分別為感熱通量和潛熱通量，是方程中最重要的兩項；QS為局地熱存儲量，變化時間尺度較長，精確評估有相當難度，該項對于夜間的能量平衡來說最為顯著；QA為氣柱內熱量平流在城區(qū)和郊區(qū)內部變化不大，對于能量平衡的貢獻很小。因此，可以較好且方便地反映短時間內城市熱島效應的主要貢獻是QH和QE。

圖8a,8b分別為對流發(fā)生前一小時QH和QE的空間分布特征。09時，隨著太陽輻射的增加，QH迅速增加，而且由于城鄉(xiāng)下墊面性質的區(qū)別，QH在城區(qū)形成了明顯的高值區(qū)(圖8a)，城鄉(xiāng)最大可相差200 W·m-2，而QE則正好相反，城區(qū)為低值中心，這是由于城區(qū)下墊面多為水泥、瀝青等具有較小反照率、較大熱容的人造表面，植被較少，蒸發(fā)和蒸騰作用均較小，因此使得城區(qū)較為干燥，QE較小(圖8b，壽亦萱和張大林,2012)。因此，感熱和潛熱的共同作用造成了城區(qū)干熱的地面加熱場，有利于城區(qū)溫度進一步升高，最終在天津中部地區(qū)形成了高溫中心，城區(qū)與郊區(qū)溫差顯著，說明了熱島的存在。

圖8 RMAPS-ST預報的2018年7月22日09時地表(a)感熱通量,(b)潛熱通量, (c)地表2 m溫度及熱島強度計算取點圖(O表示城區(qū)，E、W、S、N分別 表示東、西、南、北四個郊區(qū)方向);(d)05—10時熱島強度(UHI)演變趨勢Fig.8 Distributions of surface sensible heat flux (a), latent heat flux (b) and 2 m temperature at 09:00 BT and point taking methods of the calculation of urban heat island intensity (c； O represents urban area and E,W,S,N represent the directions of east, west, south and north, respectively); as well as evolution of urban heat island intensity (d) from 05:00 BT to 10:00 BT 22 July 2018, simulated by RMAPS-ST

如果將城市下墊面處與非城市下墊面處2 m溫度的差值定義為城市熱島強度(曾勝蘭,2015)，在城區(qū)20～50 km范圍內東、南、西、北四個方向分別選取四個點用來代表郊區(qū)的溫度(圖8c)，然后與城區(qū)的溫度作差值來表征四個方向的熱島強度。通過圖8d可以看出，05—09時，東、南、西、北四個方向的熱島強度均隨時間而增加，到09時達到了2～4℃，熱島較強。另外，高溫區(qū)首先在城區(qū)上空出現(xiàn)，也間接說明了熱島是存在的。熱島是城市熱島環(huán)流的源，當熱島強度達4.0℃時, 擾動場上即會出現(xiàn)熱島環(huán)流(Miao,1987)，這種局地環(huán)流是大氣對與感熱通量梯度有關的溫度水平變化的一種中尺度響應(Hidalgo et al,2010)，在該個例中，熱島強度在09時已達到4℃，足以產生熱島環(huán)流，因此城區(qū)最初形成的中尺度輻合中心其實是城市熱島暖低壓發(fā)展所致。

3.3.2 水汽和能量場演變

從低層濕度場分布可以看到(圖9)，上游冷池出流前沿伴隨有向東略偏南方向向市中心移動的高比濕帶及高能帶，形成了與溫度密集帶相對應的濕度和能量鋒區(qū)。濕度分布和潛熱通量類似，對流觸發(fā)前的09時，與熱島相對應的城區(qū)比濕低于四周。在這種情況下，雖然城市熱島會導致城區(qū)溫度升高，但濕度的下降會導致對流有效位能總體趨于減小(蒙偉光等,2007)，因此城區(qū)的不穩(wěn)定能量仍要低于郊區(qū)。也就是說，熱島效應的前期，城區(qū)會變得干燥且能量較低，這一結論符合鄭祚芳和任國玉(2018)在對北京地區(qū)的城市化進行研究時提到的城市“干島效應”。但從圖9b可以看出，到了對流觸發(fā)時刻的10時，隨著熱島的不斷增強，城區(qū)已經逐漸發(fā)展為局地比濕超過20 g·kg-1的高值區(qū)，相應的不穩(wěn)定能量也由09時的1 800 J·kg-1增加至2 000 J·kg-1。那是什么原因造成水汽和能量增加，并形成了城區(qū)有利于出現(xiàn)局地暴雨的中尺度環(huán)境呢？

研究表明，局地不穩(wěn)定能量的增加可能與低層水汽強烈輻合造成的濕度增加有關(Rozoff et al,2003)。從降水前邊界層水汽通量的演變(圖10a,10b)來看，在城區(qū)的西北和東北方向建立了兩個明顯的水汽通道，分別與上游冷池出流和東北風相對應。沿這兩個通道分別有一支水汽帶向城區(qū)輸送水汽，從矢量箭頭的大小以及填色值上來看，西北一側的水汽輸送更加明顯，東北側的則較弱一些。這兩支水汽帶在09時就已經有向城區(qū)輻合的趨勢，到10時在市中心匯聚。其中，西北支水汽通量大值帶的前沿與圖9中高比濕帶一致，此高比濕帶實際上是冷池前緣中尺度鋒區(qū)附近的輻合區(qū)對水汽的集中作用。從水汽的垂直分布來看(圖10c,10d中填色)，水汽主要分布在邊界層1.5 km以下，且比濕大值中心主要分布在城區(qū)西側，20 g·kg-1等值線的前端與冷池前沿吻合，09時大致位于117°E；到了10時，冷池出流進一步南下，水汽大值帶東移南壓至天津城區(qū)，城區(qū)局地比濕超過20 g·kg-1，為暴雨的發(fā)生提供了充沛的水汽條件。因此，從水汽場的演變可以看出，本次局地暴雨的水汽主要來源于冷池出流前沿中尺度鋒區(qū)的輻合作用，而東北風和海風輸送的水汽則相對較少。在這次過程中，與中尺度海風對應的水汽通量非常小，這可能是由于此次過程中海風較弱造成的，這一點有別于前人研究(何群英等,2011;易笑園等,2014)。

圖9 RMAPS-ST預報的2018年7月22日(a)09時,(b)10時2 m比濕(填色) 和對流有效位能CAPE(等值線, 單位: J·kg-1) (藍色方框代表天津城區(qū))Fig.9 Distribution of 2 m specific humidity (colored) and convection effective potential energy (contour, unit: J·kg-1) at 09:00 BT (a) and 10:00 BT (b) 22 July 2018, simulated by RMAPS-ST (Blue rectangle represents the urban area of Tianjin)

圖10 RMAPS-ST預報的2018年7月22日(a,c,e)09時,(b,d,f)10時第四模式層(約350 m) 的(a,b)水汽通量(箭頭表示方向,填色表示大小,單位:g·s-1·hPa-1·cm-1); 沿39°N的(c,d)比濕(填色,單位:g·kg-1)、云中水凝物(等值線,單位:g·kg-1)和 (e,f)假相當位溫(填色、等值線,單位:℃)的緯向垂直剖面 (圖10a，10b中紅色方框表示城區(qū))Fig.10 Distribution of water vapor flux (arrows： direction, colored: size, unit: g·s-1·hPa-1·cm-1) at the forth model level (about 350 m) (a, b); latitudinal vertical profiles of specific humidity (colored, unit: g·kg-1) and hydrometeor in cloud (contours, unit: g·kg-1) (c, d); pseudo-equivalent potential temperature (colored and contour, unit: ℃) (e, f) along 39°N at 09:00 BT (a, c, e) and 10:00 BT (b, d, f) (Red rectangle represents urban area in Figs.10a, 10b)

與此同時，在相對應的假相當位溫場上(圖10e,10f)，09時，天津城區(qū)周圍在2km高度內形成了超過70℃的高值中心，最大約為85℃；到了10時，冷池出流、東北風和海風進一步逼近，而前人研究,如易笑園等(2014)和王彥等(2014)均印證了環(huán)渤海地區(qū)的中尺度海風具有濕冷的性質，因此在這幾支氣流共同作用下，城區(qū)及其周圍假相當位溫梯度明顯增大，體現(xiàn)了冷暖空氣的相互作用。假相當位溫最大值正好位于市中心且增加至90℃，這是冷池出流前中尺度鋒區(qū)造成的水汽集中以及熱島效應伴隨的局地熱量累積作用共同造成的。從假相當位溫的垂直分布來看，垂直方向上不穩(wěn)定度增強，提供了有利于暴雨發(fā)生的不穩(wěn)定條件。如果用云中的云水混合比、雨水混合比等水凝物來表征對流云(如圖10c,10d中黑色等值線)的話，可以看到對流云的演變趨勢和發(fā)展形態(tài)基本上與低層水汽和能量場的變化一致。

因此，結合以上分析可知，本次天津城區(qū)γ中尺度孤立對流由城區(qū)熱島效應、上游冷池出流前的邊界層弱冷空氣、系統(tǒng)性東北風和中尺度海風共同作用造成，并可將其歸結為圖11所示的概念模型。下墊面的水平熱力差異及地表能量平衡的結果導致天津中心城區(qū)形成較為顯著的熱島效應，與熱島效應伴隨的城市熱島暖低壓的形成與發(fā)展導致中心城區(qū)形成中尺度輻合中心。上游降水產生的中高壓(上游降水區(qū))和天津城市熱島暖低壓(下游非降水區(qū))之間的氣壓梯度導致冷池前沿形成了一支超越冷池出流邊界率先到達天津城區(qū)的一支北風，這支邊界層弱冷空氣與系統(tǒng)性東北風、中尺度海風在城市熱島暖低壓作用下均向城區(qū)匯合，進一步增強了城區(qū)輻合中心的強度及維持時間。冷池出流前中尺度鋒區(qū)造成的水汽集中以及熱島效應伴隨的局地熱量累積作用使得城區(qū)成為局地高濕、高能區(qū)，且垂直方向上不穩(wěn)定增強，為局地暴雨的發(fā)生提供了有利的中尺度環(huán)境條件。

圖11 2018年7月22日天津城區(qū)附近 造成突發(fā)強降水的孤立對流 觸發(fā)機理概念模型Fig.11 Concept model of isolated convective triggering mechanism for the sudden severe rainfall near urban area of Tianjin on July 22 2018

4 結 論

本文利用睿圖-短期預報子系統(tǒng)(RMAPS-ST)的精細化預報結果、地面加密自動站資料、多普勒雷達資料、FY-4A衛(wèi)星的逐5 min可見光云圖以及北京探空資料，對2018年7月22日中午發(fā)生在天津城區(qū)的一次突發(fā)性孤立γ中尺度短時暴雨過程的熱動力環(huán)境進行了詳細分析，主要得出以下結論：

(1)本次暴雨發(fā)生在500 hPa副高控制范圍內，是由城區(qū)孤立風暴造成的一次局地強降水過程，具有范圍小(不足20 km)、生命史短(1～2 h)、雨強大(62.4 mm·h-1)、中尺度邊界層環(huán)境復雜的特點。由可見光云圖上可見對流是在上游降水系統(tǒng)的冷池邊界還遠離天津城區(qū)時觸發(fā)的，此中尺度邊界對天津城區(qū)的降水不具備直接觸發(fā)作用。

(2)地面加密自動站及精細化數值模擬資料揭示出城區(qū)的局地暴雨與城市熱島、上游冷池前沿弱冷空氣、系統(tǒng)性東北風、海風以及它們輻合形成的中尺度輻合中心有直接的關系：下墊面的水平熱力差異及地表能量平衡的結果導致天津中心城區(qū)形成較為顯著的熱島效應，熱島強度達2～4℃，與熱島效應伴隨的城市熱島暖低壓的形成與發(fā)展導致中心城區(qū)形成中尺度輻合中心。而在降水前的下一個時刻，上游降水產生的中尺度高壓(上游降水區(qū))和天津城市熱島暖低壓(下游非降水區(qū))之間形成明顯氣壓梯度，從而導致冷池前沿形成了一支超越冷池出流邊界而率先到達天津城區(qū)的一支西北風，這支西北風并非冷池出流，它從上游冷池區(qū)擴散出來并位于冷池邊界前，與系統(tǒng)性東北風、午后逐漸形成的中尺度海風在城市熱島暖低壓作用下均向城區(qū)匯合，進一步增強了城區(qū)輻合中心的強度及維持時間。另外，從垂直方向上看，沿城區(qū)的緯向、經向分別形成了兩個方向相反的、非對稱的中尺度次級環(huán)流，其上升支正好位于天津城區(qū)。

(3)通過分析此次暴雨過程的熱力環(huán)境，可以發(fā)現(xiàn)在中心城區(qū)形成熱島效應的前期，城區(qū)會變得相對干燥且能量較低。但到環(huán)流發(fā)展的盛期，隨著冷池出流前中尺度鋒區(qū)造成的水汽集中以及熱島效應伴隨的局地熱量累積，城區(qū)逐漸成為局地高濕、高能區(qū)，且垂直方向上不穩(wěn)定度增強，為局地暴雨的發(fā)生提供了有利的中尺度環(huán)境條件。