弱天氣尺度下短時強降水環(huán)境特征和觸發(fā)機制研究
——以河北省廊坊市為例

劉小雪， 劉艷杰， 李 娜， 黃浩杰

（1.廊坊市氣象臺，河北 廊坊 065000； 2.河北省氣象與生態(tài)環(huán)境重點實驗室，石家莊 050000）

短時強降水是指雨強大于等于20 mm/h 的降水，是強對流天氣的一種，有時會與冰雹或雷暴大風伴隨出現(xiàn)，其發(fā)生需要滿足強對流天氣的3 個基本條件，即水汽條件、不穩(wěn)定層結和抬升觸發(fā)機制［1］. 樊李苗和俞小鼎［2］認為，純粹短時強降水天氣與強冰雹、雷暴大風天氣環(huán)境參數(shù)存在明顯差異；眾多學者［3-5］分析了國內不同地域短時強降水發(fā)生的環(huán)境特征參數(shù)和預報閾值，認為當特征參數(shù)達到特定閾值時，就可判斷有短時強降水發(fā)生的潛勢，但最終能否觸發(fā)短時強降水還取決于是否具有觸發(fā)該地區(qū)不穩(wěn)定能量釋放的抬升機制. 當短時強降水天氣發(fā)生發(fā)展在有利的大尺度環(huán)流，如高空冷渦［6-7］、低槽［8］等天氣背景時，槽線、切變線、低壓、低渦等天氣系統(tǒng)造成的系統(tǒng)性上升運動觸發(fā)對流［1］，對于預報員來說，顯著的天氣系統(tǒng)比較容易判斷；當高空環(huán)流處于弱天氣尺度背景時，如西風環(huán)流或高壓脊［9］形勢時，在水汽和不穩(wěn)定能量條件滿足的情況下，短時強降水往往是在中小尺度系統(tǒng)觸發(fā)下產生，比如地面輻合線［10］、陣風鋒［11-12］、海風鋒［12］、地形抬升觸發(fā)［13］和熱力因子［14］等，以及有利于強對流出現(xiàn)的其他環(huán)境特征［15-16］，這種情況下，短時強降水很容易漏報.

廊坊市短時強降水平均每年發(fā)生13次［17］，一般性短時強降水（雨強20～50 mm/h）呈逐年波動上升趨勢［9］.目前多運用多普勒雷達、雙偏振雷達等手段對短時強降水進行短臨監(jiān)測和預警，但預警提前量有限. 本文旨在對弱天氣尺度下局地短時強降水進行深入分析，探索其發(fā)生的觸發(fā)機制以及環(huán)境特征參數(shù)特點并總結預報預警閾值，以期為局地短時強降水的預報和服務提供更多的科學依據(jù).

1 資料與方法

降水等地面要素資料來源于廊坊市9個國家級氣象觀測站2010—2018年5—8月地面自動站逐時降雨量和加密觀測實況數(shù)據(jù)；探空、天氣形勢資料來源于中國氣象局通過CMA下發(fā)的MICAPS 資料.

局地短時強降水篩選標準為：廊坊市9個觀測站中有1～2個站出現(xiàn)降雨強度≥20 mm/h的非全區(qū)性降水，記為一次局地短時強降水過程.

環(huán)境參數(shù)通過箱線圖進行分析，箱線圖能夠直觀地反映出一組數(shù)據(jù)的平均值、最大值、最小值和分位數(shù)等特征. 用25%和75%分位數(shù)之間的箱體表示物理量的主體，根據(jù)不同物理量的特點，以25%和75%分位作為預警的最低閾值或最高閾值.

2 局地短時強降水時空分布特征

廊坊市2010—2018 年5—8 月局地短時強降水過程共發(fā)生38次，其中4次過程為兩站短時強降水，其余34次均為單站短時強降水；短時強降水發(fā)生的大尺度環(huán)流形勢有4 個類型，即低槽型、西風環(huán)流型、低渦型和高壓脊型［9］；弱天氣尺度下的局地短時強降水共13 次，其中平直西風環(huán)流型3次，高壓脊型10次.

2.1 空間分布特征

從弱天氣尺度下局地短時強降水的空間分布（圖1）來看，廊坊市有兩個短時強降水高頻中心：一個在廊坊北部的大廠回族自治縣，此地發(fā)生局地短時強降水的次數(shù)最多，總共8次，弱天氣尺度下發(fā)生4次；另一個高頻中心位于廊坊市中部的永清縣，共發(fā)生7次，其中弱天氣尺度的短時強降水發(fā)生4次；其他地區(qū)發(fā)生次數(shù)較少，香河發(fā)生次數(shù)為0. 廊坊市處于華北平原，地形比較單一，除北部三河市有燕山余脈外，其余地區(qū)均為平原，而從短時強降水的分布情況來看，中部和北部均有高頻區(qū)，沒有表現(xiàn)出明顯的地域性特征.

圖1 廊坊市弱天氣尺度下短時強降水的空間分布特征Fig.1 Spatial distribution of short-term heavy precipitation at weak synoptic scale

2.2 時間分布特征

廊坊一年中弱天氣尺度下的短時強降水主要集中在夏季，8月份最多（5次），6月（4次）、7月（3次）次之，5月最少（1次）. 主要原因是夏季氣溫高，大氣層結多處于不穩(wěn)定狀態(tài)，邊界層擾動或熱對流發(fā)展等觸發(fā)不穩(wěn)定機制，利于形成強對流天氣.

由圖2（a）可看出，從局地短時強降水發(fā)生的日變化看，降水多發(fā)生在下午到傍晚和后半夜，又以下午到傍晚發(fā)生的頻率較高，上午和前半夜幾乎沒有發(fā)生過. 這是由于下午到傍晚氣溫高，地面熱力不均勻，易觸發(fā)不穩(wěn)定能量；而后半夜由于晴空輻射導致地面降溫，形成不穩(wěn)定層結，觸發(fā)強對流天氣.

廊坊市局地短時強降水雨強分布如圖2（b）所示. 弱天氣尺度下，局地短時強降水雨強多為20～＜30 mm/h（出現(xiàn)8次，占比61.5%），30～＜40 mm/h以及≥50 mm/h的降水各發(fā)生2次，而雨強在40～＜50 mm/h的局地短時強降水只有1次. 由此認為，大多數(shù)弱天氣尺度下局地短時強降水的雨強都不很大.

圖2 弱天氣尺度下局地短時強降水日變化和雨強特征Fig.2 Diurnal variation and hourly rainfall intensity of local short-term heavy precipitation under weak synoptic scale

3 環(huán)境特征參數(shù)分析

3.1 水汽條件

短時強降水天氣發(fā)生的基本條件之一是水汽條件. 一方面水汽可提供成云致雨的原料，另一方面水汽可影響大氣的垂直分布和溫度的垂直變化，從而影響大氣層的穩(wěn)定度. 從3 個高度層的比濕箱線圖（圖3）來看，850 hPa和700 hPa比濕均值分別是12 g/kg和6.7 g/kg，25%～75%分位區(qū)間分別為9～15 g/kg和5～8 g/kg，極小值分別是8 g/kg和3 g/kg，可見在局地短時強降水發(fā)生前，對流層低層的水汽條件較好，邊界層水汽充足有利于短時強降水的產生；500 hPa 比濕25%～75%分位區(qū)間為0.9～3 g/kg，均值為2 g/kg，對流層中層干空氣的輸入，有利于強風暴的維持，且上干下濕的大氣層結結構有利于增強氣層的不穩(wěn)定性，從而觸發(fā)雷暴. 因此，選取25%分位值作為850 hPa和700 hPa比濕的最小閾值，75%分位值作為500 hPa比濕的最大閾值，水汽條件的預警范圍為850 hPa比濕≥9 g/kg，700 hPa比濕≥5 g/kg，500 hPa比濕≤3 g/kg .

圖3 局地短時強降水過程各層比濕的箱線圖Fig.3 Box plot of specific humidity of local short-term heavy precipitation

3.2 熱力不穩(wěn)定條件

選取天氣預報中常用的850 hPa 與500 hPa 溫差（ΔT85）、K指數(shù)和沙氏指數(shù)（SI）對廊坊市13次局地短時強降水過程進行參數(shù)分析.

ΔT85表征的是垂直方向上溫度的遞減程度，兩層溫差差值越大，大氣層的條件不穩(wěn)定性越強. 從圖4（a）可知，剔除異常突出值，廊坊市局地短時強降水過程中850 hPa與500 hPa溫差的均值為26 ℃，25%和75%分位值分別為23 ℃和27 ℃；將ΔT85作為局地短時強降水預警的指標之一，由于其值越大越利于強對流的發(fā)生，因此將閾值選取為23 ℃，即ΔT85≥23 ℃.

K指數(shù)是綜合反映高低空溫差、低空水汽和中層飽和程度的物理量，該值越大，表示大氣層結越不穩(wěn)定［1］. 圖4（b）顯示，除去異常值外，K指數(shù)的分布比較集中，25%和75%分位值為33 ℃和35 ℃，平均值為34 ℃；選取K指數(shù)的閾值為33 ℃，即K指數(shù)≥33 ℃.

SI指數(shù)是指500 hPa高度上大氣的實際氣溫與由850 hPa開始抬升的氣塊抬升到500 hPa時的溫度的差值［1］. SI＜0表示大氣層不穩(wěn)定，負值越大，氣層越不穩(wěn)定. 由圖4（c）可以看出，廊坊市局地短時強降水過程中，SI 平均值為-2.1 ℃，而25%～75%分位值的范圍為-3.8 ℃～-0.4 ℃. 由于平均值和數(shù)據(jù)集中的區(qū)域均在＜0 ℃的區(qū)間，因此認為SI 對大氣的不穩(wěn)定性具有較強的指示意義，且負值越大，越有利于短時強降水的發(fā)生，將預警閾值設定為≤75%分位數(shù)-0.4 ℃，即SI≤-0.4 ℃.

圖4 局地短時強降水參數(shù)ΔT85、K指數(shù)和SI指數(shù)的箱線圖Fig.4 Box plots of ΔT85、K and SI of local short-term heavy precipitation

3.3 對流能量和垂直風切變

對流有效位能（CAPE）是能反映雷暴發(fā)生潛勢最重要的參數(shù)，與對流抑制能量一起是濕對流發(fā)生潛在強度的重要指標. 從圖5（a）中可知，CAPE 值的范圍較寬，極小值至極大值為49.1～3 403.4 J/kg，平均值為1274 J/kg，25%和75%分位值為586 J/kg 和1824 J/kg. 由于CAPE 越大，越有利于濕對流的發(fā)展，因此選取25%分位數(shù)586 J/kg作為最低閾值. 對流抑制能量（CIN）是氣塊抬升到自由對流高度需要克服的負浮力，對流抑制能量越小，越容易觸發(fā)濕對流的形成，對流抑制能量平均值為121 J/kg，選取75%分位數(shù)作為預警的最高指標，即CIN≤141 J/kg.

環(huán)境風的垂直風切變是對流系統(tǒng)發(fā)展和轉換的條件. 通常選取0～6 km高度的風矢量差表示垂直切變的大小，俞小鼎等［18］將其分為3個等級，＜12 m/s為弱垂直風切變，12～＜20 m/s為中等強度垂直風切變，≥20 m/s為強的垂直風切變. 由圖5（b）顯示，廊坊市局地短時強降水過程的垂直風切變平均值為10 m/s，為弱垂直風切變，25%～75%分位值區(qū)間為4.3～13 m/s，選取25%分位值4.3 m/s作為最低閾值.

圖5 局地短時強降水過程CAPE、CIN和垂直風切變的箱線圖Fig.5 Box plots of the instability parameters CAPE and CIN and vertical wind shear of local short-term heavy precipitation

3.4 暖云層厚度

在短時強降水的形成過程中，暖云層厚度也是個重要影響因素，暖云層越厚，表明降水效率越高，越有利于短時強降水的產生［3］. 強降水混合型強對流的暖云層厚度明顯高于雷暴大風和冰雹等強對流天氣的暖云層厚度，暖云厚度可以作為其區(qū)分于其他類型強對流的重要指標之一. 廊坊市局地短時強降水的暖云層厚度平均值為3.7 km，25%～75%分位區(qū)間為3.2～4.3 km，暖云層越厚，越利于短時強降水的形成，選取25%分位值3.2 km作為預警最低閾值.

3.5 關鍵參數(shù)閾值檢驗

根據(jù)上述分析，歸納得出廊坊市近10年弱天氣尺度下局地短時強降水預報預警的建議閾值. 對13個弱天氣尺度下的短時強降水過程的特征參數(shù)進行檢驗，得到結論：局地短時強降水過程中以上幾個環(huán)境參數(shù)并不能同時滿足在閾值范圍內，有78%的過程能同時滿足7個物理量在閾值范圍內，因此在進行弱天氣尺度下的短時強降水過程預報時應綜合考慮以上特征參數(shù).

4 中小尺度觸發(fā)機制分析

弱天氣尺度背景下，在地面輻合線［10］、負變壓等中小尺度動力系統(tǒng)的觸發(fā)下可產生局地短時強降水，配合較好的水汽條件，強烈的上升運動，甚至能夠產生暴雨［19］. 選取弱天氣尺度平直西風環(huán)流型（2010年8月10日）和高壓脊型（2018年8月5日）兩個典型的局地短時強降水過程進行觸發(fā)機制分析.

4.1 地面輻合線分析

分析兩次局地短時強降水過程環(huán)流形勢，前者強降水發(fā)生前500 hPa 高空環(huán)流形勢為平直的西風環(huán)流，低空700 hPa 和850 hPa 風場為偏西風和東南風，均沒有明顯的低空急流，沒有觸發(fā)對流性天氣的明顯系統(tǒng)；后者強降水過程廊坊市處于副熱帶高壓控制當中，沒有大尺度的對流觸發(fā)機制.

分析降水前后地面加密風場變化（圖6）可看出，2010年8月10日的強降水過程中，文安觀測站19—20時的1 h降雨量為20.3 mm. 由圖6（a）可看出，在短時強降水開始前的2 h，雨區(qū)附近出現(xiàn)了東北—西南走向（西北風和東南風）的地面輻合線；由圖6（b）和（c）可看出，風向切變較為明顯，切變線維持時間較長，降水落區(qū)位于切變線北側的偏北風控制中，20時之后切變線消失，降雨停止；由圖6（d）可以看出，在2018年8月5日的強降水過程中，降水開始前2 h左右出現(xiàn)西北—東南向輻合線，首先出現(xiàn)風向切變線；由圖6（e）可見，至16時切變線位置穩(wěn)定；由圖6（f）可見，至17時前后風速切變增強，短時強降水開始，切變消失后降雨減弱. 由此可見，在弱天氣尺度環(huán)流背景下，地面輻合線的生成和維持對不穩(wěn)定能量的觸發(fā)起到了至關重要的作用.

圖6 兩次強對流過程中地面加密自動站風場分析Fig.6 Wind field analysis of ground automatic station in two strong convection processes

4.2 地面氣壓場分析

分析兩次短時強降水過程地面加密觀測的海平面氣壓場資料（圖略）可知，兩次降水過程開始前均出現(xiàn)了直徑不超過130 km的局地小高壓. 局地短時強降水站點位于小高壓外圍，降水開始前的3 h內小高壓已出現(xiàn)，且持續(xù)存在于降水過程當中. 因此認為，雷暴高壓是局地短時強降水的一個中尺度系統(tǒng).

由圖7（a）可見2018年8月5日廊坊觀測站逐5 min的溫度和氣壓要素變化，降水過程中有氣溫驟降、氣壓涌升的現(xiàn)象，變化趨勢的顯現(xiàn)和降水的出現(xiàn)時間基本一致，在雨強達到最大時氣溫和氣壓也達到極值，并隨著降水的減弱停止而趨于平穩(wěn). 由圖7（b）分析3 h變溫和3 h變壓觀測數(shù)據(jù)，在強降水發(fā)生前（15時50 min）開始出現(xiàn)負變壓，強度隨著時間發(fā)展而加強，至16 時15 min 負變壓達到最強，變壓值為-1.1 hPa，30 min 后（16時45 min）降水開始，且變壓值轉為正值，當降雨強度達到最大時，負變溫和正變壓達到峰值，因此變溫和變壓與降雨強度有密切關系，且負變壓的加強對強降水的發(fā)生有明顯指示作用.

圖7 2018年8月5日廊坊觀測站溫度場和氣壓場變化Fig.7 The pressure field changes of Langfang observation station on August 5，2018

4.3 熱力抬升作用

局地熱力抬升作用是夏季強對流天氣的觸發(fā)機制之一. 夏季地表受熱不均勻，造成局地溫差，導致空氣抬升，起到觸發(fā)機制的作用. 熱力作用的強弱取決于局地加熱的程度，即最高氣溫的高低. 對流溫度可以看成發(fā)展熱對流的地面臨界溫度，當?shù)孛孀罡邭鉁剡_到對流溫度，則有對流發(fā)生的可能. 廊坊市13次弱天氣尺度局地短時強降水過程中有5次發(fā)生在午后（13—20時），降水前最高氣溫均達到32 ℃以上，其中有3次最高氣溫高于對流溫度，有熱對流發(fā)生潛勢，配合水汽等條件，產生短時強降水. 例如，2018年8月5日廊坊市處于副熱帶高壓控制中，降雨前最高氣溫33.4 ℃，08時北京探空顯示不穩(wěn)定能量為2 822.1 J/kg，配合低空出現(xiàn)的弱切變線，出現(xiàn)局地短時強降水. 因此，在弱天氣系統(tǒng)下，需要考慮局地熱力不穩(wěn)定條件的影響.

5 結論與討論

1）2010—2018 年廊坊市春夏季局地短時強降水共發(fā)生38 次，其中弱天氣尺度下短時強降水過程只有13次，短時強降水多發(fā)生在下午到傍晚和后半夜. 從空間分布看，大廠發(fā)生局地短時強降水的次數(shù)最多，總共8次，弱天氣尺度過程4次，沒有明顯的地域性特征.

2）對廊坊市弱天氣尺度下局地短時強降水探空資料進行分析，得出環(huán)境參數(shù)預報預警的建議閾值，其中850 hPa比濕、700 hPa比濕、850 hPa與500 hPa溫差、CAPE、K、0～6 km垂直風切變和暖云層厚度選取25%分位值作為最低閾值的建議值，分別是9、5 g/kg、23 ℃、586 J/kg、33 ℃、4.3 m/s和3.2 km；500 hPa比濕、CIN和SI選取75%分位值作為最高閾值的建議值分別是3 g/kg、141 J/kg和-0.4 ℃. 在實際預報業(yè)務中將以上幾類特征參數(shù)進行組合，同時滿足多個閾值范圍時，即可進行短時強降水的預報和預警. 由于弱天氣尺度下的局地短時強降水出現(xiàn)的較少，因此總結的環(huán)境參數(shù)閾值有一定的局限性，需多積累此類降水過程對閾值進行完善，以減少此類短時強降水預報的漏報.

3）在平直西風環(huán)流型和高壓脊型兩種弱天氣尺度下，廊坊市短時強降水的觸發(fā)機制主要包括地面輻合線、負變壓和熱力因子.