侯淑梅，孙兴池，范苏丹，肖明静

(1．山东省气象台，山东 济南 250031;2．山东省气象科学研究所，山东 济南 250031)

切变线冷区和暖区暴雨落区分析

侯淑梅1，孙兴池1，范苏丹2，肖明静2

(1．山东省气象台，山东 济南 250031;2．山东省气象科学研究所，山东 济南 250031)

利用常规、自动气象站、NCEP/NCAR再分析资料(1°×1°，逐6 h)和WRF模式逐小时资料，对2010年6月30日—7月2日山东省暴雨过程的落区进行了分析。结果表明:本次暴雨过程具有暖区暴雨和冷区暴雨两种特征。暖区暴雨强度强、范围广、落区集中，位于925 hPa经向切变线右侧或者低涡的东南象限“人”字型切变线内、暖温度脊后部、地面低压前部南风区内;冷区暴雨区强度弱、范围小、落区分散，位于925 hPa经向切变线左侧、冷温度槽前、地面低压后部北风区内。冷区和暖区暴雨均位于大气可降水量大于70 kg/m2的区域、低空急流顶端的左侧。低空急流与强降水同时开始或者低空急流提前1 h开始，降水强度最大时段出现在850 hPa风速跃增后1～3 h。只有冷区暴雨时，冷空气较弱，冷锋伸展高度较低，暴雨区位于冷锋后部θse锋区前沿、θse暖脊脊线顶点、强上升运动中心。冷区与暖区暴雨共存时，冷暖空气势力均比只有冷区暴雨时强，冷锋伸展高度较高，冷区与暖区暴雨均位于强上升运动中心南侧1个纬距内风速辐合处。只有暖区暴雨时，冷空气较强，冷锋伸展高度较高，暴雨区位于冷锋前1个纬距内、θse暖脊脊线与地面交点、上升运动中心。低层向北倾斜锋区的南北跨度与中层向南倾斜锋区的南北跨度的差值大小，直接影响上升运动的强度和暴雨区的分布。

切变线;冷区暴雨;暖区暴雨;干侵入;大气空间结构

0 引言

切变线是影响山东夏季降水的一种重要天气系统，其产生的降水持续时间较长，降水区稳定，有时可在同一地区造成连续性暴雨(曹钢锋等，1988)。近年来，有关切变线暴雨的研究较多，取得了许多有益的成果。方翀等(2012)对北京“7.21”特大暴雨中尺度对流条件的研究表明，低层切变线与地面辐合线相交的地区，是对流单体初生和强烈发展的区域;根据中层风的风向风速及地面辐合线的位置和走向，可以大致判断对流单体的移动方向及是否存在列车效应。张少林等(2009)对山东“7.18”致灾暴雨的分析表明，弱冷空气的低层侵入对暖湿空气具有抬升作用，促使对流发展和不稳定能量释放产生暴雨;地面存在中尺度辐合中心或辐合线的生成和发展，是此次大暴雨产生的启动机制，大暴雨的分布与地面辐合线的走向基本一致。孙兴池等(2012)对纬向切变线的落区进行了精细化的分析，认为影响系统的空间结构及冷暖空气的相互作用对暴雨落区的精细化预报至关重要。上述研究表明，切变线降水造成的暴雨落区不仅与切变线的位置和走向有关，而且与地面辐合线、弱冷空气的侵入等多种因素有关，影响暴雨的因子仍有许多不确定性，落区预报仍然是预报的难点。因此研究切变线暴雨过程中大气空间结构的不同配置特点与暴雨落区的关系，进而分析暴雨产生的机制，对暴雨落区精细化预报有很大帮助。

2010年6月30日下午到7月2日，山东省出现全省性降雨过程，全省平均降雨量为45.3 mm，其中鲁西北的西部、鲁西南、鲁中和半岛的部分地区出现暴雨，局部大暴雨。此次降水时间长、范围广，不同地区产生暴雨的机制不尽相同。本文根据暴雨落区位置，将此次暴雨过程分为暖区暴雨和冷区暴雨，分别从水汽条件、低空急流、空间结构等方面分析不同阶段的要素分布特征，从动力特征方面分析了暴雨的产生成因。

1 资料和方法

采用分辨率为1°×1°、间隔为6 h的 NCEP/NCAR再分析资料(Kalnay et al.，1996)以及山东省区域自动气象站资料和常规观测资料。

WRF-RUC模式采用36 km、12 km、4 km三层双向嵌套网格，每3 h循环启动。该模式采用0.5°×0.5°的 GFS资料作为初始场和边界条件，通过WRF3dvar将常规地面和探空、省内自动站、船舶、浮标、GPS/MET水汽等实况资料同化到模式中(阎丽凤等，2013)。本文使用其分辨率为12 km、时间间隔为1 h的850 hPa风场输出产品。

根据暴雨落区位置分为冷区暴雨和暖区暴雨:暴雨区位于地面低压后部北风区定义为冷区暴雨，位于低压前部南风区为暖区暴雨。采用诊断分析和天气动力学理论相结合的方法，对这次大范围暴雨的落区进行分析。

2 天气实况

2010年6月30日下午到7月1日夜间，受切变线影响，山东省出现大范围暴雨天气过程，降水持续时间长、范围广、强度大。过程降水量(6月30日10时至7月2日08时)在全省共有3个暴雨片区(图1a)，主要分布在鲁西北的西部、鲁中的南部和鲁西南、胶东半岛。强降水时段主要集中在30日夜间，暴雨区主要位于鲁西南地区;7月1日白天暴雨区东移，范围缩小，由大片、连续暴雨区转为带状、分散暴雨区，降水强度减弱。过程降水量大于50 mm的有511个站(占全省区域站的1/3)，大于100 mm的有282个站，大于200 mm的有101个站。过程最大降水量为274.2 mm，出现在菏泽鄄城的红船站，该站主要降水时段为7月1日00—04时(图1b)，5 h降水量为245 mm，其中01时1 h降水量高达75.7 mm。

图1 2010年6月30日10时—7月2日08时累计降水量分布(a;单位:mm)以及菏泽红船站6月30日17时—7月1日10时逐时降水量(b;单位:mm)Fig.1 (a)Accumulated precipitation distribution from 10:00 BST 30 June to 08:00 BST 2 July 2010 and(b)hourly precipitation from 17:00 BST 30 June to 10:00 BST 1 July at Hongchuan station(units:mm)

3 环流形势

3.1 高空形势

6月30日08时500 hPa高空图上中支槽位于100°E附近，副热带高压与华北高压脊同位相叠加，山东受暖高压脊控制;700、850 hPa切变线位于山西到陕西一带，山东受切变线前部的西南气流控制。20时，系统稳定少动，850 hPa(图2a)切变线仍然位于山西东部到陕西南部，切变线的西侧山西、陕西一带是冷中心;925 hPa(图2d)切变线位于山东西部，济南与邢台吹对头风，辐合较强，冷温度槽位于切变线西侧，从河北省北部伸到山西省中部，切变线以东是暖温度脊，28℃暖舌控制山东大部地区。30日下午暴雨区位于925 hPa切变线左侧、冷温度槽前脊后。

7月1日08时，500 hPa上山东仍然受中支槽前西南气流控制。850 hPa(图2b)切变线东移到山东与河北交界处，切变以西为冷温度槽，以东为暖温度脊。西南低空急流从广西经湖南、湖北、河南、安徽到达山东中部，风速为14～20 m/s，山东中部为风速辐合区;925 hPa(图2e)上，河北与山东的交界处是一个低涡中心，从低涡中心向西南有一条冷式切变线，向东有一条暖式切变线，二者构成“人”字型切变线，850 hPa上相同位置是低空西南急流，风速为14～20 m/s。暖温度脊强度减弱并东移到山东省中东部地区。暴雨区位于925 hPa经向切变线的两侧、低空急流轴顶端的左侧、暖温度脊后部，切变线右侧南风区内暴雨区范围大，降水强度大。

1日20时，500 hPa槽分为南北两段，40°N以北槽位于内蒙古东部到渤海西海岸，山东境内槽位于青岛与成山头之间。850 hPa(图2c)切变线东移到山东中部，冷温度槽控制山东北部，低空急流东移并向北伸到青岛—大连一带，风速为12～18 m/s。925 hPa(图2f)低涡中心移到山东北部，暖温度脊东移到山东省东部到黄海，鲁西北受冷温度槽控制。低空急流在山东半岛东部有气旋式弯曲。暴雨区位于925 hPa低涡的东南象限“人”字型切变内、暖温度脊后部、低空急流气旋式弯曲左侧，暴雨区分散，不连续。

综上所述，30日下午暴雨区位于925 hPa切变线左侧、温度槽前脊后，30日夜间暴雨区位于925 hPa经向切变线的两侧、低空急流轴顶端的左侧、暖温度脊后部，1日白天暴雨区位于925 hPa低涡的东南象限“人”字型切变线内、暖温度脊后部、低空急流气旋式弯曲左侧。

3.2 地面形势

从6月27日开始，山东省一直受蒙古气旋前部的西南风控制，天气晴朗，气温较高，29—30日内陆最高气温高达37～38℃，能量充足。30日17时，鲁西南地区受倒槽控制，黄河以西处于倒槽后部，为偏北风，此时聊城和菏泽已开始有降水。20时(图2g)地面形势变化不大，1 000 hPa倒槽仍然控制着鲁西南地区，辐合线呈东北—西南向由鲁中山区伸向鲁西南地区。暴雨区位于倒槽顶端辐合线左侧的偏北风内，为冷区暴雨，暴雨区范围小，略分散。

图2 2010 年6 月30 日20 时(a，d，g)、7 月1 日08 时(b，e，h)、20 时(c，f，i)850 hPa(a，b，c)、925 hPa(d，e，f)高空图和地面图(g，h，i)( 高空图为高度场，地面图为气压场， 温度场， 切变线，低空急流， 地面辐合线，R12h≥30 mm的雨区)Fig.2 (a，b，c)The 850 hPa and(d，e，f)925 hPa high charts，and(g，h，i)surface charts at(a，d，g)20:00 BST 30 June，(b，e，h)08:00 BST 1 July，and(c，f，i)20:00 BST 1 July 2010( height in high，pressure in surface， temperature，shear，low level jet， convergence line，area of 12-hr rainfall≥30 mm)

1日08时(图2h)倒槽北上加强形成一个1 000 hPa闭合低压，控制山东省中西部地区。辐合线呈东西向从德州南部经淄博伸向潍坊。暴雨区分为两部分，一部分在鲁西南，位于低压前沿、辐合线南侧的南风内，为暖区暴雨，另一部分在鲁西北，位于辐合线北侧的北风区内，为冷区暴雨。冷区暴雨范围小、强度弱，暖区暴雨区范围大、强度强。

20时(图2i)1 000 hPa低压控制山东全省，山东省境内有两个997.5 hPa的闭合低压中心，一个位于潍坊和烟台地区，另一个位于菏泽到枣庄交界处。两个低压中心附近分别有辐合线，一条从烟台北部经东营南部、济南伸向泰安西部，另一条从枣庄中部伸向菏泽南部。暴雨区主要位于低压东南侧、辐合线右侧的南风区内，为暖区暴雨，暴雨区分散、不连续，辐合线左侧北风区有零星暴雨点。

综上所述，30日下午主要为冷区暴雨，30日夜间为冷区暴雨和暖区暴雨共存，1日白天主要为暖区暴雨。冷区暴雨主要在鲁西北地区，位于925 hPa经向切变线左侧，暖区暴雨则从鲁西南逐渐向东移动到鲁中和半岛地区，位于925 hPa经向切变线右侧。

4 水汽条件

暴雨的产生首先要有充足的水汽(朱乾根等，2009)322，本次暴雨过程中水汽含量丰富，湿层深厚，暴雨区上空700 hPa以下比湿均大于13 g/kg，850 hPa比湿大于15 g/kg(图略)。暴雨区的移动方向与850 hPa上大于16 g/kg的比湿的移动方向相同，但比湿大的地方并没有全部出现暴雨。

大气可降水量是指将一单位面积地区上空整层大气的水汽全部凝结并降至地面的降水量，一个地区的可降水量的大小表示了该地区整层大气的水汽含量(朱乾根等，2009)329。此次暴雨过程的可降水量分布表明，30日20时(图3e)，呈现出由南向北伸展的可降水量高值区，其长轴为准南北向，位于菏泽西部到聊城西部，高值区西侧是锋区，暴雨区位于长轴右侧大于70 kg/m2的区域内(图3a，e)。1日02时(图3f)，可降水量大值区长轴呈现“L”型，准南北向的长轴位置与方向没有明显变化，长轴在聊城南部向东南折向山东南部，从鲁中山区有一个低值区伸向“L”型大值区的拐点处。此低值区刚好成为冷区暴雨与暖区暴雨的分界线，黄河以北的冷区暴雨仍然位于准南北向长轴右侧大于70 kg/m2的区域内，黄河以南的暖区暴雨则位于“L”型大值区的拐点以东准东西向大于70 kg/m2的区域(图3b，f)。1日08时(图3g)，可降水量大值区长轴仍然呈“L”型，大于70 kg/m2的范围扩大，准南北向大值区内大于75 kg/m2的范围向北扩展，冷区暴雨也随之向北扩展，位于其长轴的右侧大于75 kg/m2的区域内，大于70 kg/m2的范围略大于暴雨区(图3c)。鲁中的低值区向东南移到枣庄一带，其西南侧大于70 kg/m2的范围为暖区暴雨。之后可降水量大值区继续东移，由西侧锋区伸出一低值区延向大值区中部，冲断原来准南北向的大值区。1日20时(图3h)山东境内大于70 kg/m2的长轴位于东营、潍坊到日照一带，长轴由原来的东北—西南向演变为西北—东南向，低值区从鲁西北伸向鲁中，由图2c可见，此低值区的位置正是850 hPa冷温度槽所在处，暴雨区位于低值区以东大于70 kg/m2的大值区内(图3d)。

由此可见，可降水量准南北向的大值区长轴左侧有锋区时，长轴右侧大于70 kg/m2的区域为冷区暴雨;“L”型大值区拐点以东准东西向大于70 kg/m2的大值区为暖区暴雨;当锋区内有低值区向大值区侵入时，低值区以东大于70 kg/m2的大值区为暖区暴雨。无论是暖区还是冷区暴雨，大于70 kg/m2的大值区均比暴雨区范围大，或者说大于70 kg/m2的大值区并不是充满了暴雨;因此，水汽条件只是暴雨的一个物质条件，这些水要真正变成地面有效降水，还需满足其他条件。

图3 2010 年6 月30 日20 时(a，e)、7 月1 日02 时(b，f)、08 时(c，g)、20 时(d，h)6 h降水量大于30 mm 的区域(a，b，c，d)及大气可降水量(e，f，g，h;单位:kg/m2)Fig.3 (a，b，c，d)Area of 6-hr rainfall≥30 mm and(e，f，g，h)atmospheric precipitable water(kg/m2)at(a，e)20:00 BST 30 June，(b，f)02:00 BST，(c，g)08:00 BST，and(d，h)20:00 BST 1 July 2010

5 低空急流

从高空形势来看，暴雨均出现在低空急流顶端的左侧。国内许多学者在低空急流与暴雨的关系方面做了大量研究(孙淑清和翟国庆，1980;朱乾根等，2000;苗爱梅等，2010)。孙淑清和翟国庆(1980)提出，低空急流有很强的超地转性和极不稳定性，不仅为暴雨区输送水汽，而且还因其极不稳定经常在急流轴上产生中尺度对流脉动，对暴雨有触发作用。单磊等(2014)研究发现，台风远距离暴雨的水汽输送主要存在于700 hPa以下，水汽来源于东海上空。可见，低空东南急流对暴雨区的水汽输送起到非常重要的作用。朱乾根等(2000)指出，边界层急流是暴雨区所需水汽的最大提供者，它在暴雨区形成辐合上升运动，是暴雨区对流不稳定能量释放的触发者。

肖递祥等(2013)对四川盆地西部的一次暴雨过程的研究表明，降雨强度随南风气流的增强而增强，850 hPa上3 h风速演变对中尺度对流系统的发展具有很好的指示意义。本次暴雨过程中，过程降水量最大的3个站均位于菏泽境内，这3个站的过程降水量均超过270 mm。利用WRF-RUC模式每小时输出的850 hPa风场资料表示低空急流，选取3个站的上游格点(116°E，35°N)850 hPa 风速，对比分析3个自动站的逐时降水量及该格点850 hPa逐小时风速。由图4可见，6月30日22时以前，850 hPa风速均在6 m/s以下，23时风速由6 m/s突然跃增到10 m/s，此时黄安站(98006)的1 h降水量达22.6 mm，引马站(98105)和红船站(98104)7月1日00时1 h降水量分别为53 mm、67.4 mm。850 hPa风速在7月1日00时升到12 m/s，持续了4 h后降到10 m/s。对比降水量可见，850 hPa风速达12 m/s时，3站逐时降水量一般在30 mm/h以上，7月1日05时风速降到10 m/s时，3站降水量均突降到10 mm/h以下，之后持续了2 h大于10 mm/h的降水，降水强度减弱至停止。

可见，低空急流与强降水同时开始或者低空急流提前1 h开始，降水强度最大时段出现在850 hPa风速跃增后1～3 h，低空急流维持期，降水强度一般在30 mm/h以上，当低空急流风速减弱到10 m/s时，降水强度随之减弱，强度大于10 mm/h的降水持续2 h后趋于停止。

6 大气空间结构

上述分析表明，此次降水分为冷区和暖区暴雨两个部分，两部分暴雨出现的时段和强度不同，暴雨落区与天气形势和物理量的配置关系也不相同，说明两种暴雨产生的物理机制是有差别的。那么两部分暴雨区上空的大气空间结构有什么差别呢?暴雨落区到底在哪呢?下面分别对30日下午的冷区暴雨、30日夜间共存的冷区暴雨和暖区暴雨以及1日白天的暖区暴雨进行对比，分析不同阶段冷区和暖区暴雨的空间结构特征，以期对今后的预报提供参考。

6.1 6月30日下午冷区暴雨

图4 自动站逐时降水量(单位:mm)与850 hPa逐时风速(单位:m/s)的比较Fig.4 Comparison of hourly AWS precipitation(units:mm)and hourly 850 hPa wind speed(units:m/s)

由6月30日20时沿116°E的剖面(图5a)可见，θse在37 ～38°N 有明显的锋区结构(θse密集区，以下锋区均指θse锋区)，锋区以南是暖湿空气，锋区以北是干冷空气(图中冷、暖中心分别指温度的低、高中心，干、湿中心分别指θse的低、高中心，下同)。冷锋位于θse锋区前1～2个纬距内，随高度向北倾斜，倾角较小，伸展高度为900 hPa，冷锋上空900 hPa以上仍为南风，说明冷空气势力较弱。冷锋后部为弱的西—西北风，锋前为较强的南风，南风较大的区域位于900 hPa以下的35°N以南区域。等温线从 θse锋前2个纬距(35°N)到锋后2个纬距(40°N)处触地，弱冷空气堆位于θse锋后1～2个纬距(39～40°N)，说明冷空气从θse锋后边界层由北向南扩散，并伸展到θse锋前1～2个纬距。锋前θse暖脊脊线随高度向北倾斜，倾角较小，小于45°。暖脊伸展高度为500 hPa，其顶点位于37°N。

θse锋区垂直方向存在四层锋区结构:第一层锋区在1 000～950 hPa附近，锋区与地面准垂直。根据倾斜涡度发展理论，θse面的陡立使得大气湿斜压性增加，导致对流层低层气旋性涡度显著发展，且入侵的冷空气通过降低低层稳定度和强迫中层较暖空气抬升，触发不稳定能量释放，促进了该地区垂直上升运动显著增长(吴君等，2007);第二层锋区位于950～800 hPa，锋区由南向北倾斜，表明在这一层大气中干冷空气低层的移动速度大于高层;第三层锋区在800～700 hPa之间向南倾斜的湿斜压锋区，是干冷空气主体与暖湿气流交绥区，说明在对流层中层有干空气侵入;第四层锋区为700～500 hPa向北倾斜的锋区。

干侵入的深入研究是在20世纪90年代以后，干侵入被定义为来源于对流层顶附近的气流侵入到低层的现象(刘会荣和李崇银，2010)。姚秀萍和于玉斌(2005)认为，干侵入除了与对流层中高层气流的下沉有关外，还与中高纬度气流的南下有关。James and Clark(2003)的研究表明，无论是中纬度还是热带地区，干侵入在调节降水结构中都起到了非常重要的作用。由图5a可见，干冷空气主体(θse低值区)位于第三层和第四层锋区北侧，40°N上空700～600 hPa上，干空气的前沿是θse暖脊的顶端，二者之间正是锋区梯度最强的湿斜压锋区，梯度达16 K/(1°lat)。锋前θse随高度减小，气层为对流性不稳定层结。锋前暖湿空气在北上过程中沿锋面抬升，在对流层中层与干空气相遇，激发强烈的垂直上升运动。上升运动中心(-20×10-3hPa·s-1)刚好位于湿斜压锋区的顶端(图5b)。18—20时风云2E 的卫星云图(图略)显示，在 116°E、36.5 ～37°N维持着一块MCC，相当黑体亮温在-60℃以下，最低值达-70.2℃(18时)。在20时700 hPa的高空图(图略)上，暴雨区上空是西北—东南向的干锋，锋区两侧的露点差达7℃，暴雨区正好位于干锋锋区内。Browning and Golding(1995)研究指出，虽然干冷空气的入侵使得宽广锋面降水受到抑制，但是有利于强对流性降水的产生。吴翠红和王珊珊(2012)认为，受对流层500 hPa干侵入的影响，槽后干空气不断穿过露点锋侵入到槽前暖湿气团中，这是导致触发形成中尺度雨团的主要原因。本次降水过程中，30日20时冷区暴雨区均为对流性降水，山东境内暴雨区内站点均有雷暴，说明来自中高纬度对流层中层干冷空气的侵入在此次暴雨过程中起到了非常重要的作用，与上述研究成果吻合。

四层锋区呈反“S”形，近地层锋区坡度较大，锋面抬升产生上升运动，在中层遇到向暖区倾斜的湿斜压锋区，干湿空气相遇，激发更强烈的上升运动(图5b)。冷区暴雨位于上升速度中心附近、湿斜压锋区顶端、冷锋后部 θse锋区前沿、θse暖脊脊线的顶点。

由图5b还可以发现，在暴雨区附近有两个次级环流圈。暴雨区上空有两支气流，900 hPa以上是上升运动区，上升运动向上一直伸展到200 hPa，在700～600 hPa附近是一个-20×10-3hPa·s-1的强上升速度中心，该处是θse的暖脊顶点、湿斜压锋区的顶端。暴雨区上空700 hPa以下θse为352 K，是暖湿空气向上发展最强的层次。900 hPa以下是θse锋后弱冷空气扩散和降水造成的弱下沉气流，位于上升运动中心偏南一侧，即37～36°N。暴雨区以北，39°N附近的锋区上空，有一支弱的下沉气流，下沉运动中心位于700 hPa干冷空气中心的下方，即湿斜压锋区的下方偏北一侧，与图5a的弱冷空气堆相对应，这是锋后弱冷空气下沉造成的。这两支弱下沉气流与暴雨区上空的上升气流构成次级垂直环流圈，加剧了暴雨区上空的垂直上升运动。

综上所述，冷锋位于θse锋区前1～2个纬距内，冷空气较弱，锋面抬升是触发垂直运动的主要机制，中层干冷空气入侵加剧了垂直运动，冷锋及锋前θse暖脊脊线随高度向北倾斜，倾角较小，冷区暴雨位于冷锋后部θse锋区前沿、θse暖脊顶点、强上升运动中心所在处。

6.2 6月30日夜间冷区与暖区暴雨

6月30日夜间鲁西北和鲁西南地区分别出现冷区暴雨和暖区暴雨，冷区暴雨零散、范围小、强度弱，暖区暴雨范围大、强度大，后半夜降水强度大于前半夜。

7月1日08时沿116°E的剖面(图6a)显示，与图5a相类似，θse仍然有明显的锋区，锋前2个纬距到锋后有弱冷空气堆触地。θse锋区有两层结构:近地面层1 000～950 hPa之间的锋区仍然是与地面准垂直，950～700 hPa锋区位于37～40°N向北倾斜，700 hPa以上虽然θse等值线转为向南倾斜，但等值线稀疏，锋区不明显。对比图5a，中层干冷空气减弱且高度升高，湿斜压锋区减弱，干湿空气对暴雨的影响逐渐减弱。θse锋区前沿是冷锋，向上高度达700 hPa，冷锋在950 hPa以下垂直地面，950 hPa以上随高度向北倾斜，倾角较大。冷锋与θse锋区呈准平行。冷锋两侧风速均比图5a增大，但上空700 hPa以上仍为南风，说明冷锋强度有所增强，但冷空气势力仍然较弱。锋前θse暖脊向上发展，与地面的倾角较大，大于45°，脊线顶点位于37°N，与地面交点为35°N。锋面抬升仍然是产生上升运动的主要动力。由于冷锋与θse锋区准平行，暖湿空气的上升距离缩短，在抬升到700 hPa时与干空气相遇，中层干空气势力虽然减弱，但暖湿空气抬升到此，上升运动受阻，一方面在锋区上空700 hPa以下形成了第一个上升速度中心(图6b)，中心值 -12×10-3hPa·s-1位于冷锋上空(38°N)800 ～700 hPa，另一方面干湿空气相遇，会加强上升运动，一部分湿空气受阻后继续上升，在干空气顶端处达到第二个上升速度中心，中心值为-14×10-3hPa·s-1，位于36°N的600 hPa左右。对比图5a发现，由于冷锋位于θse锋前1～2个纬距，且坡度较缓，相当于延长了θse第二层锋区，暖湿空气向北移动过程中，首先被冷锋抬升，在35°N就开始出现上升运动，并没有像图6一样上升到湿斜压锋区的底部，而是刚好上升到湿斜压锋区的顶端与干空气相遇，并在此处产生最强的上升运动，因此，其上升运动中心只有一个，没有像图6b那个出现两个中心。图5a中第二层锋区加上冷锋延长的部分其南北跨度达3个纬距，第三层锋区的南北跨度只有1个纬距，二者相差2个纬距，使暖湿空气有足够的抬升距离达到湿斜压锋区的顶端。图6a中θse第二层锋区的南北跨度为1.5个纬距，对流层中层向南倾斜的干空气南北跨度也是1.5个纬距，因此，暖湿空气抬升后沿锋面上升，只能上升到干空气的下方，导致对流层出现两全上升运动中心的情况。冷区暴雨位于冷锋及θse锋区前沿、θse暖脊顶点、上升运动中心南侧1个纬距内。

由图6a还可以发现，θse锋前暖舌增强并向上发展，352 K的θse等值线由30日20时(图5a)的700 hPa升到600 hPa，使得30日20时位于对流层中层700～500 hPa的干区(θse低值区)断裂，分别向南北两侧退缩，断裂处即是干湿空气交绥最激烈的地方，南侧的干区顶端退到35.5°N上空600 hPa。干区断裂处也是南北风的转换层，36°N上空，600 hPa以下是强盛的西南风，600～500 hPa是偏西风，500 hPa以上是强劲的西北风。36°N以南，无论是南风还是北风风速均比图5a大，高空槽为前倾槽，强度增强，一方面低层暖湿、高层干冷的差值增大，增强了大气的不稳定，另一方面，增大了中层的干冷空气强度，断裂点以南的干区强度增强，出现小于344 K的干中心。强的西南低空急流将南方暖湿空气向北输送，与中层干空气相遇，在干区断裂处产生强上升运动(图6b)，上升运动中心为 -14×10-3hPa·s-1，位于36°N上空600 hPa左右。暖区暴雨位于干湿交绥区干区顶点南侧1个纬距内、强上升运动中心南侧1个纬距内、θse暖脊脊线与地面交点，500 hPa高空槽前。

θse锋前西南风风速较大，36～32°N由30日20时的南风转为西南风，且风速明显增大，925～700 hPa风速为12～20 m/s，达急流强度。900～700 hPa各层风速在 36°N 均大于 35°N 和 37°N，32～35°N风速则逐渐减小，尤其是900 hPa风速由20 m/s减小为12 m/s。可见，风速在37°N和35°N辐合，暴雨即出现在风速辐合处。

综上所述，暖湿空气增强，冷锋位于θse锋区前沿，冷空气较弱，冷区暴雨由锋面抬升造成，暴雨区位于冷锋及θse锋区前沿、θse暖脊脊线顶点;暖湿空气向上发展，θse暖脊与地面倾角增大，暖湿空气与对流层中层干空气交绥是产生暖区暴雨的主要机制，暴雨区位于干湿空气交绥区干区顶点附近、θse暖脊脊线与地面交点。低层向北倾斜的θse锋区的南北跨度大于对流层中层向南倾斜的锋区南北跨度时，中层干空气会加剧上升运动，对流层只有一个上升运动中心，且强度较强，暴雨区即位于上升运动中心下方;当二者跨度相当时，中层干空气会阻碍上升运动向上发展，导致对流层同一气柱不同高度出现南北两个上升运动中心，且强度减弱，暴雨区位于强上升运动中心南侧1个纬距。无论是冷区暴雨还是暖区暴雨，暴雨区均位于强上升运动中心南侧1个纬距内风速辐合处。

6.3 7月1日白天暖区暴雨

7月1日白天，低层切变线和地面低压逐渐东移，降水区也随之东移。鲁西北地区有冷空气入侵，山东省中东部大部分地区仍受暖温度脊控制。1日白天暴雨区主要位于地面低压东南象限的南风内，零星暴雨分布在辐合线附近。由7月1日14时沿116°E的垂直剖面(图7a)可见，温度和θse均有明显的锋区结构:θse锋区位于37～39°N，锋区为双层结构，900 hPa以下锋区与地面准垂直，900～600 hPa向北倾斜。锋前是θse暖脊，暖脊在800 hPa以下垂直向上伸展，800 hPa以上分别向北、向南倾斜，向南倾斜的暖脊与其上空的干空气交绥，加剧了上升运动，脊线与地面交点为35°N，即暖区暴雨所在地。30日白天和夜间有冷区暴雨出现时，θse暖舌从地面开始向北倾斜，这是二者的不同之处。等温线在θse锋区内有明显的折角，θse锋前2个纬距到锋后有明显的冷空气堆触地，说明锋后冷空气已到达地面。锋区以南900 hPa以下等温线密集，说明低层暖湿空气非常强盛。冷锋位于θse锋区前1～2个纬距内(35 ～36°N)，垂直高度达 700 hPa，850 hPa以下垂直地面，850 hPa以上随高度向南倾斜。冷空气势力较强，冷锋北侧整层均为西北风，这也是与之前有冷区暴雨时的不同之处。锋面辐合抬升，暖湿空气向上运动并与中层干空气相遇，增强了上升运动，上升运动贯穿整个对流层，上升运动中心 -8×10-3hPa·s-1位于35°N 上空 500 ～400 hPa(图 7b)，是θse暖舌脊线与地面的交点，该处850 hPa以下是西南风、θse湿中心，850 hPa以上是西北风、θse低值区，为下暖湿上干冷的不稳定大气层结。暴雨区位于冷锋前1个纬距内南风区、θse暖舌脊线与地面交点、上升运动中心所在处。

综上所述，7月1日白天暖区暴雨发生时，温度和θse均有明显的锋区结构，冷锋位于θse锋前1～2个纬距内，低层垂直地面，上层随高度向南倾斜，冷空气较强，锋后整层大气被冷空气控制，冷区暴雨停止。锋前是强盛的暖湿空气，θse暖脊脊线低层垂直于地面，上层向南发展与对流层中层干空气交绥。锋面辐合抬升及干湿空气交绥是产生暴雨的主要动力因素，暴雨区位于冷锋前1个纬距内、θse暖舌脊线与地面交点、上升运动中心所在处。

7 结论

1)冷区暴雨强度弱、范围小、落区分散，位于925 hPa经向切变线左侧、温度槽前脊后;暖区暴雨强度强、范围广、落区集中，位于925 hPa经向切变线右侧或者低涡的东南象限“人”字型切变线内、暖温度脊后部。无论是冷区暴雨还是暖区暴雨均位于低空急流轴顶端的左侧。

2)冷区暴雨位于可降水量准南北向大值区长轴右侧大于70 kg/m2的区域内;暖区暴雨位于“L”型大值区拐点以东准东西向大于70 kg/m2的区域，当锋区内有低值区向大值区侵入时，暖区暴雨位于低值区以东大于70 kg/m2的大值区内。

3)低空急流与强降水同时开始或者低空急流提前1 h开始，降水强度最大时段出现在850 hPa风速跃增后1～3 h;低空急流维持期，降水强度一般在30 mm/h以上，当低空急流风速减弱到10 m/s时，降水强度随之减弱，强度大于10 mm/h的降水持续2 h后，趋于停止。

4)冷区暴雨发生时，冷空气较弱，冷锋位于θse锋区前1～2纬距内，伸展高度较低。锋面抬升是触发垂直运动的主要机制，中层有干冷空气入侵时会加剧垂直运动。暴雨区位于冷锋后部θse锋区前沿、θse暖脊脊线顶点、强上升运动中心所在处。

5)冷区与暖区暴雨同时存在时，冷锋位于θse锋区前沿，伸展高度至700 hPa。冷区暴雨仍然由锋面抬升造成，暴雨区位于冷锋及θse锋区前沿、θse暖脊脊线顶点;暖区暴雨则是暖湿空气与对流层中层干空气交绥激发产生，暴雨区位于干湿空气交绥区干区顶点附近、θse暖脊脊线与地面交点。冷区与暖区暴雨均位于强上升运动中心南侧1个纬距内风速辐合处。

6)暖区暴雨发生时，冷锋位于θse锋前1～2个纬距内，伸展高度至700 hPa。冷空气较强，锋后整层大气被冷空气控制，锋前是强盛的暖湿空气。冷锋及θse暖脊脊线低层垂直地面，上层随高度向南倾斜，倾角较大。锋面辐合抬升和干湿空气交绥是产生暴雨的主要动力因素，暴雨区位于冷锋前1个纬距内、θse暖舌脊线与地面交点、上升运动中心所在处。

7)低层向北倾斜的θse锋区的南北跨度大于对流层中层向南倾斜的锋区南北跨度时，中层干空气会加剧上升运动，对流层只有一个上升运动中心，且强度较强，暴雨区位于上升运动中心下方;当二者跨度相当时，中层干空气会阻碍上升运动向上发展，导致对流层同一气柱不同高度出现南北两个上升运动中心，且强度减弱，暴雨区位于强上升运动中心南侧1个纬距。

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(责任编辑:倪东鸿)

Analysis on cold and warm sector heavy rain area of shear line

HOU Shu-mei1，SUN Xing-chi1，FAN Su-dan2，XIAO Ming-jing2
(1.Shandong Meteorological Observatory，Ji'nan 250031，China;2.Shandong Institute of Meteorological Sciences，Ji'nan 250031，China)

Based on the conventional，AWS，NCEP/NCAR(1°×1°，interval of 6 h)reanalysis and WRF hourly data，the falling area of a heavy rain process in Shandong Province from 30 June to 2 July 2010 was analyzed.Results show that the warm sector and cold sector heavy rain are two features of the rainfall process.The warm sector heavy rain is stronger，wider，more concentrated than the cold sector，locating on the right of the 925 hPa meridional shear line or in the southeastern quadrant of low vortex，the rear of warm temperature ridge，and the southerly region in front of surface low pressure.The cold sector heavy rain is weak and scattered，locating on the left of 925 hPa meridional shear line，in front of cold temperature trough，and in the northerly region behind surface low pressure.The warm and cold sector heavy rain both lie in the area where the atmospheric precipitable water(APW)greater than 70 kg/m2，and on the left to LLJ(low level jet)top.LLJ begins with the heavy rain simultaneously or one hour ahead，and precipitation intensity maximum period appears one to three hours after 850 hPa wind speed jumped.When only the cold sector heavy rain，the cold air is weak with lower height，and the rainstorm lies behind thecold front and in front of the θsefrontal zone，at the top of θsewarm ridge and the center of strong upward motion.When the cold and warm sector heavy rain coexist，the intensity of warm and cold air are stronger than that of only cold sector，and the rainstorm locates in wind speed convergence region，a latitude distance south of the strong upward motion center.When only the warm sector heavy rain，cold air is stronger with higher altitude，and the rainstorm is situated in one latitude distance ahead of cold front，the intersection of θsewarm ridge and ground，and the center of the strong upward motion.The difference value in the north-south span between the lower frontal area which slants northward with height and the middle frontal area which slants southward with height，directly affect the strength of upward motion and the distribution of heavy rain.

shear line;cold sector heavy rain;warm sector heavy rain;dry air intrusion;spatial structure of atmosphere

P458.3

A

1674-7097(2014)03-0333-11

侯淑梅，孙兴池，范苏丹，等.2014.切变线冷区和暖区暴雨落区分析［J］.大气科学学报，37(3):333-343.

Hou Shu-mei，Sun Xing-chi，Fan Su-dan，et al.2014.Analysis on cold and warm sector heavy rain area of shear line［J］.Trans Atmos Sci，37(3):333-343.(in Chinese)

2013-09-18;改回日期:2013-12-19

山东省气象局重点课题(2012sdqxz04);山东省气象局课题(2012sdqx04)

侯淑梅，高级工程师，研究方向为天气预报及天气气候学，shmh0808@163.com.