引言

大气中各个高度上的温度、湿度、气压等垂直分布特征及其变化，是大气水汽、热力和动力特征的反映，对各类天气系统的诊断分析、强天气预警预报都具有十分重要的意义。

大气垂直结构的变化能一定程度地揭示强降水触发机制和形成机理。降水开始前，大气中各高度层结的水汽密度及液态水含量会有明显波动，降水开始前一小时大气水汽含量明显高于晴空(敖雪等，2011)；在短时强降水中，水汽条件是其发生的必要条件，水汽输送层的深厚程度是其发生的重要条件(李文娟等，2017)；高度较高的0 ℃层，配合低层较大的风切变和中层较小的风切变，往往有利于短时强降水的发生(张一平等，2014)。而在环境条件方面，不稳定的大气环境有利于触发强降水，充沛的水汽输送和强大的上升运动则保证强降水的发生发展(李文娟等，2017)；对流层整层相对湿度越大，垂直风切变越小，雨滴越不易蒸发，降水效率越高(俞小鼎，2013)。

地形是影响降水的重要因子之一，其动力和热力效应会影响云和降水的发展，地形高度的变化有利于迎风坡附近水平风场辐合和垂直上升运动的发展，对云的发展有显著影响(廖菲等，2009)。高原地形的热力效应可以使大气的上升运动增强，下层辐合上层辐散，可以加强低层暖湿空气的抽吸和高层大气向周边地区的排放，同时影响水汽输送，容易诱发降水(王凌梓等，2018)。在微物理过程方面，地形高度的增加会增加冰相粒子的数量(廖菲等，2009)，垂直上升运动加强，也可以使雪和霰粒子迅速增长，导致下落的雨滴增大(侯瑞钦等，2010)。在环境水汽方面，地形对水汽输送有一定的阻滞作用(王凌梓等，2018)，并影响水汽密度、温湿度等大气垂直结构变化，促成降水。

大气垂直结构观测主要依靠气球探空，但气球飘移、探空站布点稀疏、观测时次少、影响航空安全等限制了该资料在山地强对流方面的使用。随着科技的发展、观测技术的进步，GPS气象学（GPS/MET）、微波辐射计、雷达等多种大气垂直结构遥感手段在长江中游中尺度暴雨研究中得到应用，其中微波辐射计通过神经网络反演能够得到从地面到10 km高空的温湿参量，并可进行分钟级的连续观测，具有一定的数据可靠性，有利于中尺度暴雨前的特征捕捉(Cui et al., 2015)。随着反演技术的改进、各类参量的质量可靠性的提升，微波辐射计也逐渐用于中尺度天气分析与预报中。近年来众多学者对微波辐射计资料的质量进行了对比验证：同探空比较，微波辐射计温、湿度相关系数分别为0.994和0.697，均通过了置信度0.001的显著性水平检验(赵玲等，2010)；水汽总量的探测方面微波辐射计与探空的一致性要优于GPS/MET与探空的一致性(刘红燕等，2009)。微波辐射计虽然与探空观测之间存在一定的差异，但其提供的温度、相对湿度廓线以及水汽总量等仍然能够为天气预报提供有用信息(Chan，2009)，其相对湿度廓线、云液态水含量廓线的变化与降水、强对流、大雾的发生有很好的对应关系(韩珏靖等，2015)。

不同地形条件下的大气垂直结构的比较分析，可以更加有效和深入地认识强对流天气的特征。以往对大气垂直结构的探究多针对单站探空，且受观测限制，复杂地形下大气垂直结构的分析多通过模式模拟对比试验完成(杨洁帆等，2010；唐洁等，2014)，依靠观测分析的较少。中国气象局武汉暴雨研究所在咸宁、武汉、神农架分别安装了微波辐射计，本文将主要基于神农架、咸宁的微波辐射计观测资料，结合降水观测，分析两种地形下暴雨形成前后大气垂直结构及其变化特性的异同，并探讨暴雨形成机理。

1 资料与方法 1.1 暴雨过程

长江中游地处东亚季风区，中小尺度地形复杂，是暴雨、(特)大暴雨频发地带，也是长江下游暴雨的影响区。受地形影响的中小尺度天气系统是影响该地区暴雨的主要天气系统之一。神农架林区位于湖北省西部，地形复杂，神农架机场气象站海拔2 593 m，咸宁气象站位于咸宁西北部的长江冲积平原，海拔98.8 m。上述两个测站的观测资料分别体现了山地和平原的气象要素特征，选取两站2016年夏季的两次暴雨过程(神农架2016年6月23日23时—25日07时(北京时，下同)，咸宁站2016年7月3日16时—4日22时)，对比分析不同地形下暴雨开始前后大气垂直结构的差异。

图 1是2016年6月23—24日700 hPa环流形势及6 h累计降水。该降水过程主要受东北低槽、南支槽、切变线影响，降水区北侧的偏北气流与南侧的偏南风汇合，产生降水。2016年6月24日02时(图 1c)，东北低槽东移，此时降水移入湖北地区，受到切变线影响，湖北产生较大强度降水。随着东北低槽的东移，环流形势相对调整，降水带逐渐转变为东西向。24日整日，湖北地区降水主要受到切变线影响。2016年6月23日23时—25日07时, 神农架机场站累积降水量66.4 mm。第一段连续降水发生于23日23时—24日04时，雨强峰值9.0 mm·h^-1(24日00时)，持续4 h之后雨强减弱至0.0 mm·h^-1(24日04时)，24日05时—23时出现第二段连续降水，雨强峰值7.2 mm·h^-1(24日08时)，24日23时雨强减弱为0.4 mm·h^-1(图 3a)。

图 2是2016年7月3—4日500 hPa环流形势场及6 h累计降水。强降水主要受高空槽、低空急流影响。降水位于高空槽前，对湖北东部影响较为显著。3日08时(图 2a)，咸宁降水较弱，降水带位于江西、安徽等地，呈东北—西南向。此时降水主要受到副高及高空槽影响，降水区位于槽前。随后高空槽加强东移，咸宁站西南气流加强。在咸宁站上空西南风低空急流也增强，导致水汽输送增加，促进了强降水的形成。

咸宁站2016年7月3日16时—4日22时，累积降水量223 mm。整个过程中，出现6个雨强峰值，4日02时—03时为弱降水间歇期，间歇前主要雨强峰值27.6 mm·h^-1，间歇后雨强峰值25.3 mm·h^-1(图 3b)。

1.2 地基观测及其数据质量

本文选取降水开始前11 h至开始后10 h为研究分析时段，所用资料主要有：(1)神农架机场站(站号Q2912，110.4°E，31.6°N，2 593 m)2016年6月23日11时—24日08时逐小时地面降水数据，(2)咸宁站(站号57590，114.4°E，29.8°N，98.8 m)2016年7月3日04时—4日01时逐小时地面降水数据，(3)对应时段与地面站最近的神农架(110.2° E, 31.4° N，2 619.3 m)、咸宁(114.2°E, 29.5°N, 104.2 m)的地基微波辐射计观测数据。为方便两站降水前后大气垂直结构的比较分析，将降水开始时刻记为0时刻(由于地面小时雨量资料是此时刻前1 h内累积降水量，故第一个降水数据出现在1 h时刻)，降水开始前11 h文中记为-11 h，开始后10 h文中记为10 h，其他时刻以此类推。文中提到的高度，为测站上空距离地面的高度。

咸宁站和神农架站微波辐射计均为MP-3000A型，同批出厂，并且做了一致性检验。利用观测得到的亮温数据，通过神经网络反演输出天顶方向地面至10 km高度的共58层的温度、湿度、水汽、液态水的廓线以及大气水汽总量、液态水总量等数据。垂直方向分辨率在500 m以下为50 m，500~2 000 m为100 m，2 000 m以上为250 m；时间分辨率为3 min左右。

云底高度数据是通过微波辐射计与其配载的红外测温仪(IRT)联合观测反演得出。MP-3000A型微波辐射计配载有工作波长为9.6~10.5 μm的IRT，用于测量天顶方向的红外辐射强度。有云时IRT接收的红外辐射来自云，假设云为黑体且忽略云底大气衰减，则IRT给出的红外亮温即为云底温度。将云底温度与微波辐射计反演的大气温度廓线对比即可得到云底高度。

与同址的探空、GPS无线电探空、GPS/MET的观测数据比较：微波辐射计(MP-3000A型)探测的总水汽含量与探空结果的相关系数在0.92以上，系统偏差小于4.5 mm，在无降水时与GPS无线电探空、GPS/MET的系统偏差分别在4 mm和2 mm以内，在有降水时根据降水的量级不同与GPS/MET的平均偏差在4.1~ 10.8 mm；水汽密度廓线与探空结果的相关系数绝大部分在0.9以上，系统误差±2 g·m^-3，与GPS无线电探空结果有很好的正相关，相关系数大于0.97，平均偏差-0.7~2.0 g·m^-3；相对湿度廓线与探空结果平均偏差为6%~15%，在3.5 km以下低于10%，与GPS无线电探空结果的相关系数在有明显降水和无降水天气下分别为0.68~0.87和0.44~0.96，两者平均偏差在-4.8%~ 7.5%之间；温度廓线与GPS无线电探空结果有很好的正相关，相关系数大于0.99，平均偏差-2.6~3.5 ℃(徐桂荣等，2010；张文刚等，2013；张文刚等，2015)。微波辐射计和激光云高仪观测的云底高度一致性较好，其偏差为0.55 km，相关系数为0.65，通过了0.001的显著性水平检验(Xu et al., 2015；周伶俐，2018)。

文中所使用的两台微波辐射计安装使用以来，长期进行连续的观测，数据按业务要求实时上传湖北业务网，有专业人员维护，并且每年均会在干季、湿季进行至少两次液氮标定，数据稳定。

2 山地与平原要素对比分析 2.1 水汽与液态水垂直结构变化及其对降水的影响

充足的水汽供应及水汽的累计增长是形成降水的重要因素。水汽的平流输送和地面降水的蒸发都将增加大气水汽总量，空气中的水汽消耗形成液态或固态水，部分下落形成地面降水。大气中的水汽一般都集中在对流层的中低层(郭艳君和丁一汇，2014)，其中85%~90%集中在500 hPa以下，处于微波辐射计的有效探测区。本节从两地暴雨前后水汽和液态水总量变化，到不同高度层水汽密度和液态水含量的变化，逐步深入地挖掘山地和平原暴雨前后的大气水汽、液态水的垂直结构特征及其与降水的关系。

降水前大气水汽总量、液态水总量均呈波动增加趋势，咸宁水汽相对充沛，水汽输送持续。咸宁水汽总量-10 h前就长期维持在5 cm以上，水汽总量和液态水总量皆高于神农架，神农架-10 h水汽才开始增长。

降水期间水汽聚集、输送并凝结形成液态水，液态水部分下落产生地面降水，地形起着一定的作用。对比神农架水汽总量和液态水总量随时间的变化(图 4a、c)可以发现，二者基本上呈现出相反的变化趋势，2 h出现第一个峰值雨强9.0 mm，在降水开始2 h内水汽总量发生明显的“W”型波动，液态水总量相应的呈现出“M”型波动。降水开始2 h之后水汽总量逐渐回升，但仍维持在6 cm以下；降水开始后6.5 h液态水总量增加，水汽总量下降，触发形成第二次降水，但强度不及第一个峰值。神农架水汽总量和液态水总量大致呈相反的变化趋势，说明该地区大部分液态水由本地水汽凝结产生，水汽的平流输送不够充足。由于山区地形的影响，阻碍了水汽的平流输送，这也注定大强度的降水持续时间不会太长。咸宁降水开始之后水汽总量不降反增，从7.0 cm增加到第一个峰值9.5 cm，并在后续的10 h内出现5个峰值，这6个水汽总量的峰值与6个液态水总量峰值在时间上相对呼应(图 4b、d)，水汽的增减伴随液态水的直接变化。从咸宁整层水汽和整层液态水含量的变化趋势可以看出二者基本是同时增加或者减少的，即水汽密度增加的时候液态水含量也增加，这说明该地区水汽供应充足，水汽在凝结之后可以得到迅速的补充，这也是咸宁降水量明显强于神农架的一个重要原因。

降水过程中多次出现雨强峰值后水汽总量和液态水总量的快速增长，如：神农架第8 h、9 h降水之后液态水总量出现峰值；咸宁的第2雨强峰值后水汽和液态水总量达到峰值。其中导致液态水增加的原因，一方面可能来源于前一次降水后近地面水汽凝结，另一方面可能是平流输送的水汽发生凝结。降水前后神农架水汽总量主要集中于1 km以下(图 5a)，咸宁集中在2.2 km以下(图 5b)。神农架降水-6 h前，在水汽总量增加的同时，0.5 km以下水汽密度略有减少，1 km以上水汽密度逐渐增加，反映降水发生前低层水汽辐合并向上输送的特征。降水开始0~2 h的水汽总量贡献来源于1 km以下近地面层水汽密度增加，而2~6 h的水汽总量维持依赖于3—6 km水汽密度增加；咸宁降水前高、低层水汽密度同时增加，-5 h时近地面水汽密度开始明显的增加，在降水开始之后1 h近地面层出现了水汽密度超过30 g·cm^-3的大值中心，高空各层水汽密度也有同时增加，说明水汽平流输送充足，水汽总量的贡献大多来源于2 km以下(图 5b)。从水汽密度分布看，在所选个例中，水汽总量的贡献主要来自于低层，神农架水汽低层减少、高层增加，表现出垂直输送的特征，咸宁水汽在低层增加的同时高层也一并增加，表现出平流输送的特征。

神农架(图 4c、图 5c)降水开始后不同时段液态水总量的贡献来源不同高层，0~1 h、9~10 h液态水总量来源于4—6 km和3—6 km液态水高值区，此刻液态水总量主要来源高空水汽凝结，而1~2 h液态水总量来源于3 km以下，是固态降水粒子落入0 ℃层后融化以及低层水汽凝结导致；咸宁(图 4d、图 5d)降水前水汽累积阶段，低层水汽丰富，3 km以下出现液态水，-5 h因弱降水导致液态水增大，咸宁站降水开始后，1 h、4 h、6.5 h、7.7 h和9.5 h液态水总量峰值的贡献主要来源于6—8 km高层水汽凝结，直接影响下一时次降水，之后相邻近的时间段内低层液态水含量的明显增加来源于固态降水物的融化和前一时次的降水后低层水汽凝结，这对后期降水有间接影响作用。从液态水含量分布看，液态水总量的贡献以高空水汽凝结为主，降水后低层水汽凝结贡献次之，分别直接和间接地影响着下一时次的降水。

2.2 相对湿度、温度变化与热力作用

空气达到饱和是成云致雨的关键，而使空气达到饱和状态有增加水汽和降低温度两种途径。前面的分析中显示，相对于咸宁，神农架水汽平流输送不够充足，未产生多次较大雨强的降水峰值，但该地区24 h的累计雨量仍然超过50 mm。因此，本节进一步对比分析两地的相对湿度与温度垂直分布，探究山地和平原两站热力作用对降水的影响。

一般而言，大气中总是有足够的凝结核存在，所以当相对湿度刚刚超过100%，云就能形成，这是大气的一个重要特点，而促使云体结构变成胶体不稳定的机制有两种：第一种机制是水滴之间的直接碰并，这对任何一种云来说都是重要的；第二种机制是微雨滴和冰晶之间的相互作用，适用于顶部超过0 ℃层的云。在一定的温度和湿度条件下，云滴通过凝结增长、碰并增长形成水成物(雨滴、霰和冰晶等)并伴随潜热释放，最终水成物下落(伴随融化)形成降水。相对湿度反映的是大气的饱和程度，由水汽含量和环境温度共同决定，相对湿度和温度一起表征着形成降水的关键热力条件。

降水前，神农架相对湿度大值区主要存在于近地层和3—6 km高层，咸宁相对湿度大值区深厚(0—7 km)并且维持时间长(图 6a、b)。神农架山地0.5 km高度以下相对湿度基本都接近100%，3—6 km高度相对湿度在70%~100%，4 km左右高度层饱和状态一直维持并逐渐增厚。神农架近地层的高相对湿度与神农架植被茂密相关；咸宁降水前0—7 km相对湿度在80%~100%。

降水前神农架和咸宁温度变化平缓，但在站点上空相同的高度上，神农架温度比咸宁低10 ℃左右(图 6c、d)。在3—6 km高度，神农架温度维持在-20~0 ℃，相对湿度处于饱和或近饱和。神农架站点上空3—6 km是过冷水主要集中层，是多种相态的混合层，对冰晶快速增长有重要意义。与数值模拟(杨洁帆等，2010；唐洁等，2014)相对照，在神农架混合层上部，即5—6 km高度，小液滴会随上升气流进入该区域，并不断蒸发，冰晶可以通过冰晶效应快速增长形成雪粒子胚胎；在混合层中下部即3—5 km高度，固、液态水含量均较高，凝华过程发生的同时也可能伴随着冰晶与过冷云水的碰并增长，即凇附过程。神农架虽然水汽供应相对而言不够充足，在云中含水量较低情况下，碰并增长可能不显著，但是由于山地温度较低，3—6 km高度温度在-15 ℃左右维持，出现了近饱和的相对湿度，且-4~7 h内相对湿度超过了咸宁相同高度的相对湿度。考虑凝结潜热的释放，-15 ℃左右的背景温度正好是冰晶效应最显著的温度条件(杨军等，2011b)，可以推断此次降水过程是以冰晶效应为主导，混合层对地面降水的贡献最大(杨洁帆等，2010)。综上所述，神农架在水汽输送相对不充足条件下，形成暴雨的原因一是神农架3—6 km高度层相对湿度处于高值，二是该层温度有利于冰晶效应的发生，适宜的温湿条件促使冰晶较快增长。

相对神农架而言，咸宁水汽输送充沛且更深厚(图 5b)，但是各层温度高于神农架，冰晶效应的温湿条件不如神农架。在咸宁混合层的上部(6.5—8 km)，相对湿度并未达到近饱和(图 6b)，冰晶很难通过凝华增长到较大尺度，但是咸宁混合层过冷水含量丰富(图 5d)，在一定程度上促进了凇附过程。当液态水含量大于1.0 g·cm-3时，冰晶的凇附增长可使其发展到霰(杨军等，2011c)。0 ℃层以下近饱和的相对湿度会减少雨滴在下落过程中的蒸发，并且较高的液态水含量有利于雨滴的碰并增长，提高降水效率(俞小鼎，2013)。因此，从温度和相对湿度垂直结构观测和模拟研究(杨洁帆等，2010；唐洁等，2014)推断，咸宁混合层的冰晶凇附过程和低层饱和区的液态水的碰并过程在降水的形成中都将起作用。

虽然微波辐射计只能探测液态水，无法探测固态水成物，但通过液态水含量廓线(图 5c、d)大值区的分布，仍可推断降水过程中混合层内固、液态水的相互作用和暖层中固态降水的融化过程：在神农架降水0~ % ℃ 1 h，0 ℃层以上液态水含量出现大值区，其中的过冷水有利于冰晶效应，在1~2 h，0 ℃层以下随高度降低液态水含量出现增大的趋势，与冰晶融化有关；在咸宁降水的1~2 h、3~4 h、6~10 h，0 ℃层以上随着高度的下降液态水出现减少趋势，0 ℃层以下随着高度的降低液态水含量逐渐增加；在0 ℃层高度处，液态水含量基本都处在相对较低水平，表现出“液—固—液”的相变过程。在上述几个时间段，固、液态水的相互作用和暖层中固态降水融化的叠加作用下，地面降水明显(图 4e、f)。

微波辐射计观测也综合显示了神农架和咸宁降水的其他特点。神农架降水开始后0~2 h、6~10 h水汽减少(图 4a)，液态水含量少量增加、凝结潜热释放使温度升高(图 6c)。咸宁降水在1 h、4 h、7 h、7.5 h和9.5 h等时刻出现从低层到高层的温度升高(图 6d)、水汽密度增长和高层的液态水增长(图 5b、d)，从参量变化可见水汽凝结潜热释放量大且迅速，温度较高的区域存在时间短，温度的峰值细长，潜热促进了气流抬升，有利于将低层水汽、液态水垂直输送进入-10 ℃以下的环境中，再加上咸宁水汽平流输送充沛，有利于冰晶形成增长和液态水的碰冻，冰晶落入过冷水层(6—7 km)后，在冰、水混合状态下由于冰晶效应或凇附过程液态水被迅速消耗，冰晶增大降水效率增强，在温度峰值之后都产生了小时累计降水量的峰值。

2.3 云底高度变化与动力作用

云是大气的相对湿度达到饱和或过饱和时才会形成的可见聚合体(杨军等，2011a)，云底高度反映降水地区上空水物质向下发展的程度(汪小康等，2016)。Zheng和Rosenfeld(2015)研究发现云底高度和边界层内上升气流的速度呈线性关系，即云底高度越高则上升气流速度越大。从云底高度及其波动程度，可看出两地垂直气流速度大小及其变化剧烈程度。

图 7是神农架、咸宁云底高度随时间的变化，-1 km代表无云。降水前云底高度皆出现剧烈波动，外部动力抬升是共同特点。神农架云底高度高于咸宁，云底高度波动振幅分别为8 km、4.7 km，神农架上升气流较咸宁活跃。两站水汽和液态水随着气流的抬升被输送到4—7 km高度，使得图 6a、图 6b中1—3 km在对应时间段出现一个相对湿度的低值区，而4—7 km相对湿度饱和程度增加，水汽在高空的积累并凝结为降水的形成酝酿条件。

水汽的连续输入、动力抬升对于云底高度的状态以及降水形成有直接影响，咸宁尤甚。神农架降水开始后云底高度波动并不明显，因外界水汽的输入较弱，无论是水物质的向下输送还是外部抬升都逐渐趋于平缓。咸宁降水开始后云底高度波动明显，其峰值与雨强峰值、液态水、温度峰值在时间上有较好的对应关系，如在第1~2 h、4~5 h和6~9 h等时段，对比这几个时间段云底高度、液态水廓线和温度廓线可推断：周边水汽辐合输送，水汽发生凝结产生了液态水，凝结潜热和感热导致各层等温线都出现了明显的上抬，产生热力不稳定，低层水汽随上升气流向上输送，为降水的发生酝酿条件。咸宁降水期间云底高度和雨强峰值的一致性变化，定性地反映出水汽的连续输入、潜热释放、动力抬升以及水物质的向下输送的作用。

3 结论与讨论

利用神农架机场站和咸宁站地面小时降水资料及同址同期的微波辐射计资料对比分析了山地和平原暴雨开始前后大气垂直结构特征，探究地形对降水发生的影响和两地降水机制的差异，得到如下结论：

(1) 在文中所分析的两个降水过程中，大气垂直结构存在明显差异。总体来说神农架的水汽总量、液态水总量均低于咸宁，各层水汽密度、液态水含量、温度也低于咸宁对应高度的数值，混合层相对湿度略大于咸宁，降水开始之前神农架云底高度波动程度强于咸宁，降水开始之后神农架云底高度波动趋于平缓。

(2) 神农架由于山区地形的阻挡，水汽平流输送不够充分，该地区的液态水基本由本地水汽凝结产生；咸宁水汽供应充足，水汽凝结之后可以得到补充。水汽输送充分可能是导致咸宁降水量明显大于神农架的主要原因。

(3) 神农架和咸宁形成降水的机制不同。神农架在3—6 km高度相对湿度达到饱和，温度在-15 ℃左右，较好的温湿条件促进冰晶凝华增长，冰晶效应正是神农架在水汽输送相对不充足的情况下形成暴雨的原因。咸宁有利于冰晶凝华增长的温湿条件不如神农架，凇附过程和液态水的凝结、碰并增长在降水过程中都起了重要作用。

(4) 降水开始前，神农架的上升气流较咸宁活跃。降水开始后，神农架上升气流减弱；咸宁水汽持续输入，凝结释放潜热产生热力不稳定，水汽随升上气流向上输送，促进降水增强与持续。

微波辐射计作为一种新型的大气垂直结构的探测仪器，可以弥补传统探空手段的诸多不足，并在不同强度降水大气垂直结构分析、冰雹天气监测、暴雨潜势预报等方面得到应用(唐仁茂等，2012；黄治勇等，2013；汪小康等，2016)。但是其探测精度会受降水影响，在云中液态水含量过大、大粒子过多或发生强降水时系统误差较晴空时偏大，观测资料在定量使用上有一定的局限性。在咸宁的几个降水峰值时刻(2 h、4 h、8 h)附近，水汽密度廓线(图 5b)、温度廓线(图 6d)的明显波动和数值的突增也可能与探测精度变化有关，有待进一步通过综合试验来完成误差分析检验，进行更深入细致的大气垂直结构分析。