期刊检索:
  暴雨灾害   2018, Vol. 37 Issue (3): 230-237.  DOI: 10.3969/j.issn.1004-9045.2018.03.005

论文

DOI

10.3969/j.issn.1004-9045.2018.03.005

资助项目

国家自然科学基金项目(41575049,41675046,41475050);中国气象局预报员专项(CMAYBY2016-006,CMAYBY2017-005);天津市气象局重点项目(201723zdxm04)

第一作者

张楠, 主要从事天气预报技术和中尺度天气学研究。E-mail:nanzhangnanzhang@163.com

通信作者

何群英, 主要从事暴雨预报技术的研究。E-mail:he_qunying123@sina.com

文章历史

收稿日期:2016-09-01
定稿日期:2017-10-30
非典型环流形势下天津一次局地暴雨过程中尺度特征分析
张楠 , 何群英 , 刘彬贤 , 吴振玲 , 刘一玮 , 卢焕珍     
天津市气象台, 天津 300074
摘要:利用EC再分析资料、VDRAS资料以及多种观测资料,对2014年8月16日天津地区非典型环流形势下局地暴雨过程的中尺度特征进行分析。结果表明:(1)在对流发生前,偏东气流将海上暖湿空气输送到天津上空,使得天津上空大气水汽含量突增,为短时强降水的发生提供充足的水汽条件;(2)天津西侧雷暴在近地面形成辐散气流,向天津地区输送干冷平流形成干线,当锋生扰动向东推进时,与来自渤海湾的暖湿气流相遇,加强了扰动,触发了天津城区附近对流的发展;(3)干线在东移过程中,与正在向北推进的阵风锋在天津东南部的水汽大值区相碰,且阵风锋以南的中尺度急流为短时强降水的发生提供了源源不断的水汽,使强降水的进一步发展;(4)近地层冷暖空气的交汇,配合中低层气旋式切变,为降水发展的动力机制。
关键词局地暴雨    干线    锋生扰动    边界层辐合线    水汽输送    
Analysis on the mesoscale characteristics of a local rainstorm event under atypical circulation situation in Tianjin
ZHANG Nan, HE Qunying, LIU Binxian, WU Zhenling, LIU Yiwei, LU Huanzhen    
Tianjin Meteorological Observatory, Tianjin 300074
Abstract: Based on EC reanalyzed data, VDRAS data, and a variety of observations, the mesoscale characteristics of a local rainstorm event under atypical circulation situation happened in Tianjin on 16 August 2014 were discussed. The results are as follows. (1) Before the convection occurred, the easterly transported warm air to Tianjin, which makes the atmospheric moisture contents over Tianjin increased suddenly, providing sufficient water vapor condition for the occurrence of the short time heavy precipitation. (2) There was a divergence airflow at boundary layer on the west side of Tianjin, which led to the formation of dry line.When the frontogenesis disturbance moved eastward, it met with the warm air from the Gulf of Bohai.The disturbance then became stronger, triggering the convection near the area of Tianjin City. (3) When the dry line moved eastward, the gust front interacted moist region in the southeast of Tianjin. Additionally, water vapor transport provided by meso-scale low-level jet stream further enhanced the development of heavy precipitation. (4) The intersection between the cold and warm air masses near surface with the cyclonic shear at low level is a favorable dynamic mechanism for the development of precipitation.
Key words: local rainstorm event    dry line    frontogenesis disturbance    boundary convergence line    water vapor transport    
引言

暴雨是天津乃至华北地区夏季常见的灾害性天气之一,常给人民生命财产、国防建设及工农业生产带来严重危害。早在20世纪80年代,陶诗言[1]就通过研究指出,影响华北地区暴雨的四种典型天气形势,即高空槽(相伴有冷锋)暴雨,暖切变线暴雨,黄河气旋(低涡)暴雨和冷涡暴雨。这些典型的暴雨形势均是在有利的大尺度环流背景下,冷暖空气不断在华北交汇,并使得引发暴雨的天气尺度系统(低槽、低涡、切变等)或中尺度系统发展,从而使这一地区出现强的垂直运动和水汽输送等条件。近年来,众多气象学者对京津冀地区典型暴雨过程的形成机制进行了深入的研究。何群英等[2]、李延江等[3]、张楠等[4]、甘璐等[5]对高空槽型暴雨进行分析指出,高空槽东移受副热带高压(以下简称副高)阻挡,易在副高边缘区域出现暴雨天气;卢焕珍等[6]对海河流域东部暖切变线暴雨进行研究指出,此类暴雨是在低空切变线和低空急流共同作用下发生的;田秀霞等[7]对一次河北大暴雨的低涡结构进行分析指出,此类暴雨区对应着深厚的正涡度区,而散度场结构相对零散;王坚红等[8]对天津一次冷涡背景下的暴雨过程进行分析指出,冷涡后部源源不断的冷平流输送,有利于暴雨区不稳定层结的建立。

但是一些局地强降水的发生并不满足上述四种典型天气形势,既没有天气尺度系统(低槽、低涡、切变等)的发展和经典的流型配置,也没有出现大范围强的垂直运动和水汽输送,是一种弱天气背景或者非典型的天气形势。统计天津2012—2016年的日降水资料发现,2013年以后天津地区汛期发生的典型区域性暴雨过程明显减少,而非典型局地暴雨过程明显增多。气象学者研究表明,局地暴雨多发生在非典型环流形势下,降水量级和落区预报难度很大[9, 10],目前国内学者已经开展了许多华北地区局地暴雨的中小尺度研究。郭虎等[11]对一次香山局地大暴雨进行分析表明,地形辐合回波带上中气旋回波块的滚动是大暴雨落区形成的直接原因,近地面辐合对强降雨的发生起到重要作用。段丽等[12]研究指出,夏季北京西部局地暴雨是由近地面层持续约6 h的东南风与地形作用共同造成风场辐合,诱发边界层扰动而形成的。东高红等[13]研究表明,当海风锋(边界层辐合线)移动到局地存在层结不稳定且水汽充足的区域,其抬升区的辐合上升运动迅速加强,从而触发该地区强降水的发生。

上述研究成果无疑丰富和提高了预报员对华北地区局地暴雨机制的认识,但是这种非典型环流形势下的局地暴雨的发生发展机制非常复杂,局地暴雨的落区预报仍然是预报工作中的难点,尚需要进一步的深入探讨。2014年8月16日夜间天津地区出现局地暴雨过程,具有明显的中尺度特征,给天津部分地区道路交通、农作物、油田业等造成较大影响,而16日08:00 (北京时,下同)和20:00起报的各种数值预报产品以及天津市气象台发布的主观预报产品均未准确预报出此次暴雨过程。本文利用EC再分析资料(空间分辨率0.75°×0.75°)、加密自动站资料、天津塘沽和河北沧州两部多普勒雷达资料、天津铁塔资料、微波辐射计资料,以及北京城市所研发的雷达变分同化分析系统(VDRAS)输出的高分辨率分析场(时间分辨率12 min,空间分辨率5 km×5 km)资料,分析这种弱天气尺度环流背景下大气稳定度以及中小尺度系统对此次暴雨落区的影响,探讨非典型形势下局地暴雨天气的形成机理和落区特征,以期为预报提供更多参考依据。

1 过程概况

从2014年8月16日20:00—17日08:00华北区域累计降水分布图(图略)来看,天津地区及其西南侧(河北省中部)存在分散的暴雨,可见该过程的局地性较强。图 1a为天津地区该时段累计降水量,从中可见,16日夜间天津大港和宝坻附近地区出现局地暴雨天气,通过统计天津252个自动雨量站的降水资料表明,该过程天津地区平均降水量仅为12.1 mm,有6站出现暴雨,占总站数的2.38%。天津地区存在两个降水中心,一个出现在宝坻黄庄,另一个出现在大港站。图 1b为宝坻黄庄、大港逐小时降水量,从中可见,强降水主要集中在17日01:00—03:00之间,该过程最大雨强为54.7 mm·h-1,出现在大港站,发生在01:00—02:00。该过程于16日23:24首先出现在天津市区附近(图略),但此时对流较弱,未形成短时强降水,16日23:00—17日00:00天津地区的最大雨强仅为13.8 mm·h-1,出现在河西区东风里站。随后00:00—01:00雨团向东南方向发展,导致大港地区出现局地性暴雨,同时00:00— 02:00伴随着冷空气侵入,在天津东北部形成辐合中心,导致出现强降水,宝坻黄庄站累积雨量达到79.6 mm (为本次过程最大累积雨量)。综上可知,该过程暴雨局地性强,降水强度大,具有明显的中尺度特征。

图 1 2014年8月16日20:00—17日08:00天津地区累积降水量(a, 单位: mm, ★代表市区位置)和宝坻黄庄、大港站逐小时降水量(b, 单位: mm)变化 Fig. 1 (a) Accumulated precipitation (unit: mm, black star represents urban location) and (b) hourly precipitation at Huangzhuang station of Baodi and Dagang station from 20:00 BT 16 to 08:00 BT on 17 August 2014
2 大尺度环境条件分析 2.1 环流背景分析

2014年8月16日20:00,500 hPa天气图上(图略),内蒙古和黑龙江交界处有高空冷涡存在,西风槽底伸展到40°N附近,同时在河套地区也有西风短波槽活动,渤海西岸受两系统之间的偏西气流控制。图 2a为2016年8月16日20:00的700 hPa环流形势,从中可见,内蒙古和黑龙江交界处也存在一个低涡,胶东半岛附近存在一弱的高压环流,高压北侧的西南偏西气流与冷涡后部的西北气流在华北东部至渤海西岸交汇,形成东西向切变线,位于天津中部上空。图 2b为2016年8月16日20:00的850 hPa物理量分布,从中可见,切变线位于河北省西北部,渤海西岸为西南气流控制并形成一条东北—西南向的高能舌(假相当位温大值区),高能中心位于河北省南部,天津位于高能舌顶端的假相当位温梯度大值区。从各层配置来看,700 hPa切变线与850 hPa切变线呈前倾结构,700 hPa的切变线后的冷空气叠置在850 hPa西南暖湿气流之上,有利于天津地区上空不稳定能量的聚集。另外,在河北省中南部有弱的辐合区,辐合中心值仅为-3×10-5 s1,辐合强度较弱,且切变线以东偏南气流风速较小,仅为6 m·s-1,切变线南部并未出现典型暴雨形势下的低空急流,水汽输送条件弱。

图 2 2016年8月16日20时700 hPa环流形势(a; 等值线表示位势高度, 单位: dagpm; 风向杆代表风场; 红实线为槽线; 红虚线为切变线;D代表低涡环流;G代表高压环流)和850 hPa物理量场叠加图(b; 阴影代表假相当位温场, 单位: K; 等值线代表散度, 单位: 10-5s-1; 风向杆代表风场; 红虚线为切变线) Fig. 2 (a) Circulation at 700 hPa (Contour represents potential hight, unit: dagpm, barb represents wind field, solid line is the trough line, dotted line is the shear line, D represents the vortex circulation, and G represents the high pressure circulation) and (b) pseudo equivalent temperature (shaded, unit: K) and divergence field (contour, unit: 10-5 s-1, dotted line is the shear line), wind field (barb) at 850 hPa at 20:00 BT 16 August 2014

在这种非典型暴雨环流形势下,要产生大范围的暴雨天气,条件尚不充分,但在这种环流形势下,若具备一定的中尺度环境条件局地暴雨是可能发生的,因此有必要在分析环流背景的同时,进一步利用精细化资料对该过程的中尺度特征进行分析。

2.2 探空分析

图 3为2014年8月16日20:00天津地区代表格点(117 °E, 39 °N) T-lnp图,该格点与天津市城市气候观测站距离最近,因此用该格点的探空曲线代表天津城市气候观测站的探空曲线。从中可见,对流有效位能CAPE较高,达1 066 J·kg-1,且对流抑制能量CIN较小,仅为92 J·kg-1,在这种层结结构下,较弱的边界层抬升条件即可触发强天气的发生。虽然探空图显示低层温度露点差较大,近地面层达到10 ℃以上,水汽较弱。图 4为天津铁塔探测的边界层不同高度比湿及风场时序图,从中可见,20:00之后由于倒槽不断向北伸展,天津地区位于倒槽顶部,逐渐转为偏东风,由于偏东气流将海上暖湿空气输送到天津地区,使得天津上空大气水汽含量突增,边界层各层比湿均达到20 g·kg-1以上,为短时强降水的发生提供充足的水汽条件。

图 3 2014年8月16日20:00天津地区代表格点(117°E, 39°N) T-lnp Fig. 3 T-lnp chart of representative grid (117 °E, 39 °N) of Tianjin at 20:00 BT 6 August 2014

图 4 天津铁塔(117°E, 39°N)探测的边界层不同高度比湿(曲线, 单位:g·kg-1)及风场(风向杆, 单位: m·s-1)时序图(蓝线、绿色、红线分别是40 m、120 m、200 m高度数据) Fig. 4 Time series of special humidity (curve, unit: g·kg-1) and wind field (barb, unit: m·s-1) observed by Tianjin Tower (117°E, 39°N) at 40 m (blue line), 120 m (green line), 200 m (red line) in boundary layer
3 对流系统演变特征分析

图 5为不同时次FY-2E卫星TBB (相当黑体温度)和当前小时降水量叠加图。如图所示,在中a尺度的冷云罩下降水分布极不均匀,出现强降水的区域多为中β或中γ尺度。17日00:00 (图 5a)开始在天津城区附近有一对流云团新生(云团A),中心在-50 ℃以下,与之对应,16日23:00—17日00:00在云团中心(天津市区附近)中γ尺度雨团开始发展,与此同时天津以南地区也出现一对流云团B,中心达到-55 ℃以下,在其中心和西侧梯度大值区,有多个中β或中γ尺度雨团发展。17日01:00 (图 5b),对流云团B在偏南引导气流的作用下向北推进,与本地云团A合并成云团AB,中心位于渤海西岸(天津东部),但两云团对应的中尺度雨团还没有合并,强降水区分布在云团西侧的TBB梯度的大值区。17日02:00 (图 5c),中尺度雨团已经合并,降水强度爆发增长,中心强度达到50 mm·h-1以上,发生在云团西南侧的TBB大梯度区,这与廖移山等[14]的研究结论一致,同时天津东北部有对流被触发,引导云团AB向东北方向移动。17日03:00 (图 5d),云团进一步向东北方向移动,降水始终位于云团后部的TBB梯度的大值区。随后云团移出,降水逐渐减弱,过程趋于结束。综上分析可知,17日00:00—03:00为强降水的形成和加强阶段,同时也是对流云团合并加强的阶段,短时强降水发生在对流雨团合并之后,而对流云团的合并要超前于雨团的合并。

图 5 2014年8月17日00:00 (a)、01:00 (b)、02:00 (c)、03:00 (d) FY-2E卫星TBB (< -32 ℃, 等值线, 单位: ℃)和对应小时降水量(阴影, 单位: mm)分布 Fig. 5 TBB (< -32 ℃, contour, unit: ℃) from FY-2E and corresponding precipitation (shaded, unit: mm) at (a) 00:00 BT, (b)01:00 BT, (c) 02:00 BT, and (d) 03:00 BT on 17 August 2014
4 中尺度触发加强机制分析

综上分析可知,虽然该过程历时短,影响范围小,但降水的分布具有明显的不均匀性(存在两个降水中心),因各个降水中心的对流云团触发和加强机制复杂多样,为进一步研究中尺度对流系统的发生发展机理,下面将利用地面加密自动站、天津铁塔风场资料、多普勒雷达以及VDRAS等资料,对与各降水中心相对应的中尺度触发加强机制进行分析。需要说明的是,选择天津塘沽、河北沧州两部雷达进行相关分析,当分析天津东南部强降水时,由于塘沽雷达南侧有明显的挡角,而使用沧州雷达;当分析天津东北部强降水时,因沧州雷达距离降水区较远,则使用塘沽雷达。

4.1 露点锋(干线)触发

露点锋(干线)是水平方向上的湿度不连续线,其对对流活动有重要影响[15-17],Owen [18]、寿绍文等[19]研究指出,积云带经常出现在干线附近,并可发展为强雷暴,干线对对流活动可以起到触发作用。图 6为2014年8月16日20:00—17日02:00天津铁塔探测的边界层风场矢量高度—时间剖面图,从中可见,该过程中在16日23:00之前,天津地区边界层始终维持偏东风,23:00前后,天津西南方向有回波发展(图略),降水的拖曳作用产生下沉气流,在近地面形成雷暴高压,产生辐散气流,其向东辐散的一支不断向天津地区输送干冷空气,在天津地区形成露点温度密集带,即露点锋(干线)。图 7为2014年8月16日23:00加密自动站观测的露点温度和假相当位温,从中可见,当锋生扰动配合地面辐合线自西向东移动、发展时,与来自渤海湾的偏东暖湿气流相遇,扰动加强,在高能区(城区附近)触发了对流发展。图 8a为16日23:22河北沧州雷达组合反射率,从中可见,在城区附近(方框位置)有对流被触发。图 8b为利用VDARS资料得到的沿39.16°N的u-(w×10)合成流场高度—经度剖面图,从中可见,上升气流向干区倾斜,说明偏东暖湿气流和偏西干冷空气在天津城区附近相遇后,暖湿空气沿干冷空气爬坡从而触发对流发展。此时回波较弱,未在城区附近形成短时强降水,天津城市气候观测站16日23:00—17日00:00降水量仅为1.0 mm。

图 6 2014年8月16日20:00—17日02:00天津铁塔探测的边界层风场矢量(单位: m·s-1)的高度—时间剖面图 Fig. 6 Time-height cross section of wind vector (unit:m·s-1) in boundary layer observed by Tianjin Tower from 20:00 BT 16 to 02:00 BT on 17 August 2016

图 7 2014年8月16日23:00加密自动站观测的露点温度(等值线, 单位:℃)、风场(流线, 单位: m·s-1)和假相当位温(阴影, 单位: K) (黑色方框代表市区位置, 粗实线代表干线) Fig. 7 Dew point temperature (contour, unit: ℃), wind field (stream, unit: m·s -1), pseudo-equivalent temperature (shaded, unit: K) by automatic station at 23:00 BT 16 August (Black box represents the urban location, and solid line represents the dry line)

图 8 2014年8月16日23:22河北沧州雷达组合反射率因子(a, 单位: dBz)和23:00沿39.16°N经暴雨中心的u-(w×10)合成流场纬向剖面图(b) Fig. 8 (a) Composited reflectivity (unit: dBz) from Cangzhou Dopper radar at 23:22 BT and (b) zonal cross section of u-(w×10) synthetic flow field along 39.16°N through rainstorm center on 16 August 2014
4.2 边界层辐合线的相互作用

Mueller等[20]、Wilson等[21, 22]研究表明,大多数风暴都起源于边界层辐合线附近,如果此处的大气垂直层结有利于对流发展,就容易生成雷暴。图 9为2014年8月17日00:00加密自动站观测的物理量,从中可见,原位于天津中部的辐合线东移(图 8),且南段的东移速度要快于北段的东移速度,形成西北—东南走向,但其露点温度梯度的大值区并未跟随移动,此时辐合线与高露点区、高假相当位温区重合。图 10ac分别为17日00:36和01:00沧州雷达0.5°仰角反射率因子图,从中可见,在天津以南地区,存在一较强的回波,且在回波前有阵风锋活动(黑色曲线)。图 10b为17日00:36沧州雷达0.5°仰角的径向速度图,从中可见,在沧州雷达中心两侧存在一正负速度对,在阵风锋以南低层有中尺度急流存在,风速达到12 m·s-1以上,同时负速度中心离地高度要小于正速度中心,说明急流在移动过程中是沿冷池抬升的,进一步加强了天津以南地区回波的发展,其近地面辐散气流推动阵风锋加速向天津地区移动,与天津本地辐合线在高湿高能区相遇,同时南北两块对流回波合并,使天津东南部(大港、塘沽等地)对流迅速发展(图 10c)。

图 9 2014年8月17日00:00加密自动站观测的露点温度(等值线, 单位:℃)、风场(流线, 单位: m·s-1)和假相当位温(阴影, 单位: K) (粗实线代表辐合线) Fig. 9 Dew point temperature (contour, unit: ℃), wind field (stream, unit: m·s-1), pseudo-equivalent temperature (shaded, unit: K) by automatic station at 00:00 BT 17 August (Solid line represents the convergence line)

图 10 2014年8月17日00:36沧州雷达0.5°仰角雷达反射率因子(a, 单位: dBz), 0.5°仰角径向速度(b)和01:00 0.5°仰角雷达反射率因子(c, 单位: dBz) (黑色实线代表阵风锋位置) Fig. 10 (a) Reflectivity (unit: dBz), (b) radial velocity with 0.5 elevation angle at 00:36 BT, and (c) reflectivity (unit: dBz) with 0.5 elevation angle at 01:00 BT on 17 August 2014 from Cangzhou Radar (Black solid line represents gust front position)

下面进一步分析17日00:00—02:00降水的水汽输送机制,图 11a为利用VDRAS资料得到的200—3 000 m整层水汽通量及水汽通量散度图,从中可见,辐合线以南的偏南急流源源不断地将水汽向暴雨区输送,3 000 m以下整层积分水汽通量达到3×103 g·cm-1· s-1,且在天津的东南部有较强的水汽通量辐合,散度达到-60×10-1 g·cm -2 ·s -1图 11b为沿117.45°E的v-w流场、水汽通量和水汽通量散度的高度—纬度剖面图,从中可见,由于天津以南对流发展,在38.1°—38.7°N之间,为较强的下沉气流,在下沉气流和冷池的共同作用下,形成中尺度急流,向暴雨区输送水汽,在2 000 m以下各层水汽通量达到10×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1以上;同时在急流的出口区由于风速减小形成较强的水汽通量辐合,水汽通量散度达到-120×10-8g·cm-2·hPa-1·s-1,为暴雨区提供充足的水汽,使对流不断发展加强。综上分析可知,天津东南地区不仅本地水汽充足,并有源源不断的水汽供应。17日01:00—02:00,多站点达到短时强降水量级,其中大港站雨强达到54.7 mm·h-1,形成天津东南地区的降水中心。

图 11 2014年8月17日01:12整层(200—3 000 m)水汽通量(阴影, 单位:103 g·cm-1·s-1)和水汽通量散度(等值线, 单位: 10-1g·cm-2 ·s-1) (a)以及沿117.45°E经暴雨中心的v-(10×w)合成流场(流线), 水汽通量(阴影, 10-3 g·cm-1 ·hPa-1 ·s-1)和水汽通量散度(等值线, 单位: 10-8 g·cm-2·hPa-1· s-1)经向剖面图(b) Fig. 11 (a) Vertical integration of water vapor flux (shaded, unit: 103 g·cm-1· s-1) and divergence of water vapor flux (contour, unit: 10-1g·cm-2· s-1) at 01:12 BT, and (b) Meridional cross section of v-(10×w) synthetic flow field (stream), water vapor flux (shaded, unit: 10-3 g·cm-1 ·hPa-1· s-1), divergence of water vapor flux (contour, unit: 10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1 ) through rainstorm center along 117.45°E at 01:12 BT on 17 August 2014
4.3 中尺度辐合中心

图 12为2014年8月17日01:00加密自动站风场和假相当位温场,从中可见,东南气流与西南气流在天津地区辐合,形成南北向回波带,同时在700 hPa冷空气引导下,天津以北地区冷高压南下(图略),近地面冷空气进入天津北部,与两支偏南气流在天津东北部交汇,形成中尺度辐合中心。中尺度辐合中心与弱锋区相对应(假相当位温弱梯度区),同时由于近地面层冷空气的侵入,加大了近地面层的静力稳定度,从而使其上层(对流层中低层)各等熵面间的间隔加大,使中低层静力稳定度减小[19],根据位涡守恒原理[23],必将促使中低层气旋性涡度发展。图 13a为01:48由VDRAS资料得到的1 400 m高度风场,从中可见,在地面中尺度辐合区上空有中尺度气旋性风速切变(红色虚线),在地面辐合中心和低层气旋式切变的共同作用下,触发东北部对流的发展。图 13b为17日01:30天津塘沽雷达的组合反射率,从中可见,其中心组合反射率达到55 dBz以上,降水主要集中在01:00—03:00,宝坻黄庄累积降水量达到70 mm以上,为本次过程最大累积降水量。

图 12 2014年8月17日01:00加密自动站风场(a, 流线)和假相当位温场(b, 等值线, 单位: K) Fig. 12 (a) Wind field (stream) and (b) pseudo-equivalent temperature field (contour, unit: K) from automatic station at 01:00 BT 17 August 2014

图 13 2014年8月17日01:48由VDRAS资料得到的1 400 m高度风场(a, 风向杆代表风场, 红色虚线为风速切变区)和01:30天津塘沽雷达组合反射率因子(b, 单位: dBz) Fig. 13 (a) Wind field from VDRAS at 1 400 m at 01:48 BT (Barb represents the wind field, and red dashed line represents the wind shear zone) and (b) composited reflectivity (unit: dBz) from Tianjin Radar at 01:30 on 17 Augus 2014
5 结论与讨论

本文利用多种资料,对2014年8月16日夜间出现在天津的局地暴雨过程进行了详细分析,得到以下结论:

(1) 对流层中低层系统前倾,为该过程不稳定能量的累积提供了有利条件,但中低层辐合机制较弱,且槽前偏南气流不强,水汽输送条件较弱,为华北暴雨发生的非典型环流形势。

(2) 在对流发生前1 h,偏东气流所带来的海上暖湿空气,使天津上空大气水汽含量突增,为短时强降水的发生提供充足的水汽条件。

(3) 在中α尺度的冷云罩下降水分布极不均匀,出现强降水的区域多为中β或中γ尺度影响,主要出现在冷云罩的中心和西侧TBB梯度大值区,短时强降水发生在对流雨团合并之后,而对流云团的合并要超前于雨团的合并。

(4) 虽然该过程历时短,影响范围小,但降水的影响系统复杂多样,主要包括露点锋(干线)触发、边界层辐合线的相互作用、中尺度急流和中尺度辐合,造成了天津宝坻黄庄和大港两个暴雨中心。

(5) 干线触发机制为,当锋生扰动配合地面辐合线自西向东移动、发展时,与来自渤海湾的偏东暖湿气流相遇,加强扰动,在高能区(城区附近)触发了对流发展,此时回波较弱,未在对流触发地形成短时强降水,过程降水量仅为29.8 mm。边界层辐合线的相互作用触发机制为,当辐合线东移过程中,与天津以南正在向北推进的阵风锋在天津东南部的水汽大值区相碰,且阵风锋南侧存在明显的中尺度急流,源源不断地向暴雨区输送水汽,促进强降水的进一步发展,最大雨强达到50 mm·h-1以上,形成天津东南地区的降水中心;中尺度辐合中心触发机制为,地面冷空气南下,与偏南风交汇在天津东北部,且在低层存在明显的气旋式切变,促使天津东北部降水发展,形成天津东北地区的降水中心。

本文着重对非典型环流形势下天津局地暴雨过程进行特征分析,得到了一些初步结论。文中所提及的露点锋、边界层辐合线的相互作用以及中尺度辐合中心等影响天津地区时,常常会触发局地强降水,但本文仅用一次个例进行研究,故所得结论有待进一步验证。

北京城市气象研究所陈明轩博士为本研究提供了基于BJ-ANC系统VDRAS技术的雷达变分分析数据。谨致谢忱!

参考文献
[1]
陶诗言. 中国之暴雨[M]. 北京: 气象出版社, 1980, 182.
[2]
何群英, 孙一昕, 刘一玮, 等. "7.25"天津持续性局地大暴雨初步分析[J]. 暴雨灾害, 2012, 31(3): 226-231.
[3]
李延江, 陈小雷, 张宝贵, 等. 渤海西海岸带大暴雨中尺度云团空间结构分析[J]. 高原气象, 2013, 32(3): 818-828. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2012.00075
[4]
张楠, 何群英, 刘一玮, 等. 天津地区两次副高边缘特大暴雨过程的多尺度对比分析[J]. 暴雨灾害, 2014, 33(4): 372-379.
[5]
甘璐, 邓长菊, 李津. 北京地区"7.21"特大暴雨不稳定能量诊断分析[J]. 气象与环境学报,, 2015, 31(4): 1-6.
[6]
卢焕珍, 刘一玮, 张楠. 海河流域切变线类暴雨成因分析[J]. 气象与环境学报, 2014, 30(1): 15-22.
[7]
田秀霞, 邵爱梅. 一次河北大暴雨的华北低涡结构和涡度收支分析[J]. 暴雨灾害, 2008, 27(4): 320-325.
[8]
王坚红, 张楠, 苗春生, 等. 天津地区080625强对流天气过程的分析[J]. 大气科学学报, 2011, 34(6): 688-696.
[9]
李青春, 苗世光, 郑祚芳, 等. 北京局地暴雨过程中近地层辐合线的形成与作用[J]. 高原气象, 2011, 30(5): 1232-1242.
[10]
王颖, 刘一玮, 何群英, 等. 天津局地暴雨特征及落区预报分析[J]. 气象与环境学报, 2014, 30(6): 52-60.
[11]
郭虎, 段丽. 0679香山局地大暴雨的中小尺度天气分析[J]. 应用气象学报, 2008, 19(3): 21-28.
[12]
段丽, 卞素芬, 俞小鼎, 等. 用SA雷达产品对京西三次局地暴雨落区形成的精细分析[J]. 气象, 2009, 35(3): 21-28. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2009.03.003
[13]
东高红, 何群英, 刘一玮, 等. 海风锋在渤海西岸局地暴雨过程中的作用[J]. 气象, 2011, 37(9): 1100-1107. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2011.09.006
[14]
廖移山, 李俊, 王晓芳, 等. 2007年7月18日济南大暴雨的β中尺度分析[J]. 气象学报, 2010, 68(6): 944-956. DOI:10.11676/qxxb2010.089
[15]
郑永光, 张春喜, 陈炯, 等. 用NCEP资料分析华北暖季对流性天气的气候背景[J]. 北京大学学报(自然科学版), 2007, 43(5): 600-608.
[16]
许新田, 刘瑞芳, 郭大梅, 等. 陕西一次持续性强对流天气过程的成因分析[J]. 气象, 2012, 38(5): 533-542. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2012.05.003
[17]
吴翠红, 王晓玲, 王珊珊. 受两次干线影响的湖北大暴雨过程成因分析[J]. 热带气象学报, 2013, 29(2): 262-270.
[18]
Owen J. A study of thunderstorm formation along dry lines[J]. J Apll Meteor, 1966, 5: 58-63. DOI:10.1175/1520-0450(1966)005<0058:ASOTFA>2.0.CO;2
[19]
寿绍文, 励申申, 寿亦萱, 等. 中尺度大气动力学[M]. 北京: 高等教育出版社, 2009, 230-233.
[20]
Mueller C K, Wilson J W, Crook N A. The utility of sounding and mesonet data to nowcast thunderstorm initiation[J]. Weather Forecasting, 1993, 8: 132-146. DOI:10.1175/1520-0434(1993)008<0132:TUOSAM>2.0.CO;2
[21]
Wilson J W, Schreiber W E. Initiation of convective storms by radarobserved boundary layer convergence lines[J]. Mon Wea Rev, 1986, 114: 2516-2536. DOI:10.1175/1520-0493(1986)114<2516:IOCSAR>2.0.CO;2
[22]
Wilson J W, Mueller C K. Nowcast of thunderstorm initiation and evolution[J]. Weather and Forecasting, 1993, 8: 113-131. DOI:10.1175/1520-0434(1993)008<0113:NOTIAE>2.0.CO;2
[23]
Hoskins B J, Mcintyre M E, Robertson A W. On the use and significance of isentropic potential vorticity maps[J]. Quart J.Roy Meteor Soc, 1985, 111: 877-946. DOI:10.1002/qj.49711147002