宋静 傅文伶

(民航西南空管局，成都 610202)

引 言

暴雨是四川盆地最为严重的自然灾害之一，容易引发山洪、泥石流和城市内涝等灾害，造成人员伤亡和经济损失。四川盆地四面环山，地形复杂: 西部为青藏高原东麓，高原大地形促进了偏东气流的抬升；北部的大巴山和秦岭阻滞了新疆、内蒙方向的冷空气南下；东部为低山丘陵，南下的冷空气可经盆地东北部回流; 南部为云贵高原，多低压倒槽活动，在盆地东南部诱发初生对流。盆地水汽来源丰富，属于亚热带季风气候，天气系统多样：副热带高压、台风、西南涡等都会对盆地造成影响。

关于四川盆地暴雨的研究，顾清源等[1]利用中尺度模式再分析资料分析2008年9月盆地西北部暴雨事件，指出低空急流为暴雨维持提供了水汽和不稳定条件。康岚等[2]研究了2000—2010年四川暴雨和台风路径的相关性，指出偏西、转向和西北路径和盆地暴雨的统计关系最为密切。王沛东等[3]指出盆地的地形对极端暴雨的出现和持续时间有着重要的作用。肖递祥等[4]对1981—2015年四川盆地极端暴雨过程基本特征的分析表明，盆地西北部(绵阳—成都)极端暴雨出现最多，并具有明显的夜雨特征，夜间降水量多于白天。

在民航领域，降水强度达到暴雨时机场便无法起降航空器，造成航班备降或返航，严重时还会造成飞行事故，因此需要业务人员研究并熟悉当地暴雨的气象气候特征。双流机场位于四川盆地西部龙门山脉与龙泉山脉之间东北—西南向的袋形走廊上，基准点坐标为(30°34.8′N，103°56.9′E)。根据双流机场气象台的记录(1986—2015年)，机场累年年平均降水量为884.0 mm，最大降水量可达1 212.8 mm(1990年)，最少为580.9 mm(2012年)；最大日降水量出现于1998年7月5日，达264.5 mm。

国内对暴雨的研究主要关注人口密集地区，对位于郊区的民航机场涉及较少；研究的空间范围常以省—市为主，对机场狭小范围的影响关注有限。本文以2017年夏季发生在成都双流机场的一次雷雨过程为研究对象，分析和讨论了中小尺度天气系统在有限区域内的发展演变，尤其是短时强降水的发生发展，为航空飞行安全保障提供一定的参考。

1 降水实况

本文统计了2017年7月21日12—17时(世界时，下同)四川省内157个测站，其中共7个测站6 h降水超过30 mm。双流站降水量达45 mm，双流机场跑道端自动雨量计测得降水量达60.9 mm(图1)。本次过程具有降水范围大、降水量集中的特点，主要落区为川东北和川东南；就双流机场而言，80%的降水量发生在25 min的时段内(7月21日14∶23—14∶41、16∶21—16∶27)，最大小时降水量达38.9 mm(14—15时)。本文就该次过程的天气尺度背景、中尺度系统演变和微物理特征展开分析。

图1 2017年7月21日10—18时双流机场的小时降水Fig.1 Variation of hourly rainfall in Shuangliu Airport during 1000 UTC-1800 UTC on 21 July 2017

2 环流形势和环境条件

2.1 环流形势

成都双流机场12∶07闻雷，12∶30雷暴伴小阵雨，因此12时的形势场显示的是临近状态。12时，200 hPa青藏高压中心位于青海甘肃一带，高压南侧的东风急流位于成都上空(图2a)；500 hPa副热带高压西伸控制川西和川南地区，高压西侧的偏南暖湿气流自东南向西北经过四川盆地，温江站上空温度略低于0 ℃，温度露点差为4 ℃，表明暖层较为深厚，且湿度较高；整个四川地区700 hPa为一致的东南风，温江站上空温度露点差仅为1 ℃，水汽条件较好；850 hPa，川北至陇南存在暖中心(29 ℃)，并向川东重庆一带伸出暖舌，成都位于温度槽和暖式切变前部，温度为23 ℃，露点为22 ℃，低层温湿条件很好，有利于强对流天气的发生(图2b)。地面图上，冷锋位于川西，川东南的弱低压也向东北形成倒槽，成都位于锋前暖区和地面倒槽前部：本例中暴雨出现在副热带高压西侧和地面倒槽冷侧，有“暖区暴雨”特征。夏茹娣等[5]曾对一次华南锋前暖区暴雨进行研究，指出中低纬度系统的相互作用和当地的喇叭口地形共同促成了对流的发生发展。本例中，冷空气主要经由低层切变线进行侵入，少部分从川东回流，四川地区特殊的地理环境在此起到了一定作用。

图2 2017年7月21日双流机场暴雨天气系统配置中尺度综合图(a)和温江探空T-lnp图(b)Fig.2 (a)Mesoscale comprehensive map of Shuangliu Airport rainstorm weather system configuration and (b)Wenjiang sounding T-lnp comprehensive map

2.2 环境条件

2.2.1 不稳定条件

为分析成都双流机场附近的层结和环境条件，选择机场附近的温江站(56187)探空。2017年7月21日12时温江站无明显回波(图略)，适合作为临近环境条件分析。

由图2b可见，12时，温江站的T-lnp图反映的环境场特征如下：(1)近地面层到500 hPa，对流有效位能(Convetive Available Potential Energy, CAPE)明显增加，呈长条状分布；(2)500 hPa以下比较潮湿，500 hPa以上温度露点差较大，干空气渗透深度由500 hPa下降到600 hPa，层结曲线呈向上开口的喇叭状，“上干冷、下暖湿”特征明显；0 ℃高度约为6 km，-20 ℃时约为9 km；(3)中低层风速不大，风速随高度变化较小，有一定强度的垂直风切变：这种结构特征一般适合短时强降水[6]，并由于湿层深厚和暖区较厚主要为暖云降水。

7月21日00—12时，探空各项物理量出现了不同程度的变化(表1)。抬升凝结高度(Lifting Condensation Level, LCL)由00 时的943 hPa抬升到886.9 hPa，对流抑制能量(Convective Inhibition, CIN)也由74.6 J·kg-1下降到0。注意到00时和12时边界层以内(2 km以下)饱和程度不同，12时相对较干，近地面未饱和(相对湿度低于80%)，需要在逆温层上方开始计算LCL，因此出现了LCL抬升的情况。王秀明等[7]指出，对流抑制对抬升气块的温湿很敏感，低层增温或增湿都会造成对流抑制的显著减小。12时边界层内有明显增温，露点温度也有所增加，因此CIN的减小是合理的。CIN代表气块做功需要克服的能量大小。7月21日00至12时的CIN的减小，表明水汽凝结和抬升条件向着有利于降水发生的方向改善，借助外界强迫的需求降低。平衡高度(Equilibrium Level, EL)由179 hPa上升到128.9 hPa，表明温江附近的云顶理论伸展高度有明显增加。0 ℃层高度由5 650 m略微下降到5 467 m。CAPE由869.7 J·kg-1增加到1 992.9 J·kg-1，属于中等对流不稳定[8]，相较极端的CAPE更有利于高效率降水的形成，可以在较大程度上避免使气块加速通过暖云层，从而延长暖云的降水时间；K指数由43 ℃增至45 ℃，层结更加暖湿，主要源于850 hPa气温的增加和700 hPa温度露点差的减小。

综合来看，7月21日12时成都附近基本满足了发生强对流的不稳定条件。

2.2.2 水汽条件

短时强降水需要充沛的水汽。据统计，我国短时强降水所需的大气可降水量(Precipitable Water，PW)一般不低于20 mm，而70 mm则属于较为极端的水汽条件[9]。表1中，根据“地面法”[10]计算得到温江00时和12时的大气可降水量为73 mm。由位于双流机场的HTG-4型地基辐射仪反演数据可知，12时水汽总含量(Integrated Water Vapor，IWV)为63 mm，降水开始前迅速增加到80 mm(图4b)，和常规探空值吻合，表明水汽含量充沛，有利于强降水天气的产生。

表1 2017年7月21日00、12时温江站(56187)探空物理量和垂直切变值Table 1 Physical and vertical shear values at 0000 and 1200 UTC on 21 July from sounding of Wenjiang station

形势场显示，从00—12时，成都始终处于副热带高压西北部偏南气流控制下，中低层转为一致的西南风(图2a)。探空图上，00至12时，尽管中层及以上仍然是较为干冷的区域，中低层的湿度却普遍有所增加，尤其925 hPa出现了8 m·s-1的东南风(图2b)，证实了成都低层存在较强的暖湿输送。

2.2.3 垂直风切变

水平风的垂直切变大小影响雷暴的组织程度和生命史长短，业务上常用深层垂直风切变(0～6 km)来分析强雷暴，用浅层垂直风切变(0～1 km)来分析龙卷。2017年7月21日12时，温江各特征层风切变见表1：其中，0～500 hPa垂直风切变仅有0.58×10-3s-1，低于多数多单体风暴的切变值(1.5～2.5×10-3s-1)[11]，这意味着12时的垂直风切变条件只满足普通单体雷暴或组织松散的多单体风暴的条件。但从0～700 hPa的风切变值来看，达到了多单体风暴的标准，而0～925 hPa的切变值则高于强风暴标准(4.5～8.0×10-3s-1)：这表明容易形成低质心的对流风暴。实际上，2017年“7.21”双流机场暴雨过程的降水主体为低质心普通单体雷暴。

综合来看，2017年“7.21”暴雨过程在层结结构上属于比较深厚的湿层；CAPE值中等，未达到极端强对流天气要求的条件[12]；中高层切变偏弱，不利于强风暴生成和维持，低层较强切变有利于低质心对流风暴的产生和发展。这些都符合高强度降水天气的环境特征[13-14]。

3 对流系统演变及微物理特征

3.1 雷达回波演变特征

根据四川省气象局多普勒天气雷达数据，2017年7月21日傍晚到午夜的对流天气过程大致分为两个阶段：

阶段1：阵风锋触发浅薄对流单体(09—14时)

09∶06，雷达站西北20 km处有中尺度辐合线，东北有分散回波(图3a)。阵风锋a长度约20 km，回波强度5～10 dBZ，自东北向西南移动，移速约20 km·h-1；10∶04(图3b)，a长度增至50 km左右，回波强度10～15 dBZ，南下接近雷达坐标中心点，和中尺度辐合线交叉，触发对流单体A。单体A向机场方向移动途中产生了阵风锋b(图3c、d)。b初生时回波强度5～10 dBZ，长度25～30 km，移速约15 km·h-1，南下途经双流机场，造成近地面气温短时下降(11∶00—11∶30，由33 ℃降至30 ℃)，并于机场北面5 km处触发新的单体B(图3e)。阵风锋b经过机场后长度和强度都有所减弱，继续南压时于机场东南6 km处触发新的单体C后消失(图3f)。单体C回波强度35 dBZ，已达初生对流标准，生成后逐渐向机场(西北)移动并造成雷暴伴小阵雨天气。此后，机场东侧约25 km的龙泉山脉附近对流明显增强并逐渐西移北抬，于机场附近触发更多单体(图3g、h)。

从持续时间来看，该阶段由阵风锋触发的单体A、B和C都属于浅薄的对流单体，持续时间都在1 h左右，消散较快，回波顶高也较低，仅有3～4 km。浅薄单体的快速生消表明机场附近层结具备了产生对流的条件，气层暖湿且不稳定，在受到阵风锋一类边界层天气尺度系统扰动时较易发生对流，但中层以上的垂直风切变条件较差，限制了对流的发展和维持，难以产生深厚的对流系统。

阶段2：短时强降水回波演变(14—17时)

14时后，龙泉山脉以东附近对流加强，成都西南、东北和正东方向出现片状回波，机场附近也由孤立的单体雷暴演变成多个单体并存，并和龙泉附近回波逐渐连成带状，向西北移动，不断激发新的单体。图3i中，带状回波覆盖机场上空，并滞留半小时以上，强度达35 dBZ以上的回波面积逐渐扩大，覆盖约10×10 km2的范围，其中强单体(回波强度超过50 dBZ)于14∶23—14∶41期间在机场造成38.6 mm的降水量(合128.6 mm·h-1)。15时后带状回波继续向西北方向移动(图3j)，移速约为10 km·h-1，并逐渐分裂：带状回波西南端(眉山附近)移动较回波主体迟缓，这部分落后的回波向机场方向持续生成新的对流单体，并于16∶21—16∶27造成10.0 mm的降水量(合100 mm·h-1)。16∶52(图3l)，机场附近10 km范围内回波已逐渐减弱，也无新的回波生成。该阶段单体强度明显高于一阶段，强单体反射率超过50 dBZ，回波顶高也更高，达到了6～8 km，降水效率也大幅增加，但缺乏明显的深对流活动特征。

综上，此次过程回波特征为：来自东北部的阵风锋南压过程中，于机场北部触发孤立强单体雷暴，随后又触发了多个单体雷暴。受龙泉山脉的影响，逐步演变成带状强回波。过程的“列车效应”[15]不明显，主要降水集中在14∶30和16∶30前后合计不足半小时的时段内达到了过程降水量的80%。这表明，低质心对流云团造成了强降水。

3.2 微物理特征

前文讨论了暴雨发生前的环境特征和对流云团的移动发展情况，而局地暴雨的发生和维持，还和各种气象要素的空间分布、发展演变密不可分。为深入了解暴雨过程的各种细节和云团结构特点，利用天气雷达和辐射仪数据对湿度相关的物理要素进行分析。

3.2.1 相对湿度和水汽总含量演变

足量水汽供应是强对流发生的重要条件之一。相对湿度在垂直方向的分布和变化可以反映水汽供给的情况。过程发生前2～3 h(图4a)，相对湿度大致呈5～10 km低、1～5 km高、0～1 km低的“上下干、中间湿”三层结构。雷暴发生前约1 h，0～10 km相对湿度都有所增加，变为“上干、下湿”两层结构，基本维持到雷暴结束。降水开始时(图5a、b中白色箭矢)，5 km以下相对湿度达到90%以上，由0 ℃层(图4b白色实线)分布可知，高湿区基本位于温度高于0 ℃的暖区，与探空结果相一致，即暖云层深厚，水汽供应充足。降水强度增强时，相对湿度呈现明显的波峰(图4b黑色箭矢)，饱和区(相对湿度≥95%)也向上扩展，在最主要的两次降水期间(14∶23—14∶41和16∶21—16∶27)，饱和区中心高度都低于4 km，多数位于1～3 km之间，表明低层有持续足量的水汽补充。

IWV是辐射计反演的0～10 km气柱中的水汽总含量。图4b中，IWV在过程前迅速增长、过程结束后迅速下降，雷暴和降水都发生在IWV快速增长的波峰上，并对应了降水强度的变化。过程临近时，IWV达到60 mm，峰值在过程期间多次超过了85 mm，表明有持续的水汽来源(偏南暖湿气流)，有利于强降水天气的发生。

3.2.2 液态水密度特征演变

由四川省气象局天气雷达数据可知，14∶30(图5c)，35 dBZ以上回波近地层宽度达10 km，回波整体呈倾斜结构，核心宽阔致密，50 dBZ强回波区位于2～4 km高度并向移动方向倾斜；前方可见小范围的弱回波区，有明显的回波梯度，小部分强回波及地，表明强盛的上升气流继续维持，降水强度短时间不会减小，造成了整个过程中最多的降水。16∶14，云团包含多个单体(图5d)，层状云降水回波范围显著扩大，范围达25～30 km；35 dBZ以上回波松散，强回波核心基本位于2 km以下，多数已经及地，但个别单体仍然较强，从而使得降水强度有明显波动，短时间内仍能产生较大降水。而图5a、b中以孤立的回波单体为主，回波整体呈直立结构，强回波核心范围较小且很快及地，表明上升气流不足以维持对流发展，能够造成的降水十分有限。

本次过程中对流云团回波顶高普遍在6～8 km，属于中等深对流[16]。云体大部位于0 ℃层以下，云底高度较低，表明降水云团主要由0 ℃层附近及以下高度的液态雨滴构成[17]，呈现暖云降水特征。50 dBZ以上的强回波基本都在4 km以下，多数位于2 km附近，属于降水效率较高的热带低质心降水系统。又由四川省气象局的地基闪电定位网数据可知，2017年7月21日12—17时期间，发生在双流境内的总闪电仅为74次，远少于一般强对流过程[18]：低质心降水云团中降水粒子相态以液态水(含过冷水)为主，混合相态粒子含量不高，造成闪电次数偏少。

3.2.3 湿层特征演变

此外，由双流机场地基微波辐射仪反演得到抬LCL、自由对流高度(Level of Free Convection, LFC)、湿层厚度(Wet Layer Thickness，WLT)和单位面积上气柱所含液态水总量(Liquid Water Profile，LWP)随时间的演变(图6)，可以反映降水过程期间的大气层结变化特征。

LCL(图6中实线)在降水开始前1 h保持持续下降(图6a)，从11∶01的820 hPa下降到11∶59的864 hPa，12∶31降水落地，此时LCL已经降至950 hPa，并在降水停止前(17∶03)保持“恒定”(理论上，LCL至多降至近地面，这里不妨取辐射仪有效数据最低层的气压值)，降水结束后开始上升(17∶16升至938 hPa)。当低层相对湿度由于水汽输送逐渐达到饱和时，LCL的高度逐渐下降，反映了云底高度的降低和湿层的增厚；当降水趋于结束，LCL高度升高，又反映了云底高度的抬升和低层变干。Rasmussen, et al[19]曾用美国6 000个00时探空资料分析了关于超级单体的预报参数，并根据技巧评分高低排序，其中最有效的参数便是抬升凝结高度LCL。因此，对于常见的深厚湿对流过程，可增加对LCL的关注。

图4 2017年7月21日0800—2000 UTC双流机场微波辐射仪反演的水汽总含量(a)和相对湿度(b)(白色箭矢表示降雨开始，黑色箭矢表示中阵雨)Fig.4 Temporal variation of integrated water vapor(a) and relative humidity(b) calculated with microwave radiometer data during 0800 UTC—2000 UTC on 21 July 2017 at Shuangliu Airport (white arrow indicates the starting of rain and black arrows show the timing of moderate shower)

图5 2017年7月21日不同时刻的成都雷达反射率因子剖面 (剖面位置见图3相应时刻图中白色实线):(a)12∶51;(b)13∶48;(c)14∶25;(d)16∶14Fig.5 Reflectivity profiles of Chengdu radar at different time on 21 July 2017 (The positions of profiles at corresponding time aremarked as white lines in Fig.3)： (a)1251 UTC; (b)1348 UTC; (c)1425 UTC; (d)1614 UTC

图6 2017年7月21日11—18时双流机场微波辐射仪反演的LCL、LFC、LWP和WLTFig.6 Temporal variation of LCL，LFC，LWP and WLT calculated with microwave radiometer data during 1100 UTC-1800 UTC on 21 July 2017 at Shuangliu Airport (The positions of profiles at corresponding time are marked as white lines in Fig.3)

LFC(图6中虚线)在临近降雨前1 h左右也随着LCL的下降(图6a)，由694 hPa下降到758 hPa)，表明机场附近的温湿条件改善使得气块不需要过多的外界强迫即可依靠自身浮力上升，同时提升了CAPE，减少了CIN，对流发生的条件进一步得到满足。LFC在降雨开始后并不像LCL一样稳定，而是大幅波动，但呈现阶段性的相对稳定(围绕某个高度上下波动)。

由辐射仪反演得到的WLT和LWP可以进一步分析降水期间湿层特征的变化(图6b)。韩珏靖等[20]将湿层厚度定义为相对湿度超过85%的垂直厚度，可以在一定程度上反映整层水汽的饱和程度。在降水开始前半小时，WLT由2 km快速增至5 km，并在14∶17附近取得极大值6.5 km，对应过程中最大的降雨强度和降雨量；尽管此时的WLT不如16∶30附近的深厚(7.0 km)，但相差仅有7.7%，实际雨强也非常接近，表明深厚的湿层对降水强度增加有利。WLT在过程开始前的变化指示性较为明显，降雨结束后的指示性变差。液态水路径LWP降雨开始前仅有0.5 mm，降雨开始后迅速升至3.4 mm，最高达到3.5 mm，降雨结束后又快速回落至0.5 mm，显示了更好的指示作用。

4 结论

通过对成都双流机场2017年“7.21”暴雨过程的环境条件、中尺度系统、微物理特征和触发机制的分析，结论如下：

(1)此次暴雨过程局地性强，短时降雨强度大，水汽条件极端性较明显，天气尺度的热力和动力条件较弱。在弱风场背景下，地面倒槽前部少量冷空气经城市热岛加热后汇入城市暖出流，与山前冷出流辐合，在较强温度梯度带上形成初生对流。随着副热带高压西进，偏南气流增强，配合地面辐合线，对流西移影响机场，造成第一波强降水；之后在冷池的作用下触发新的单体，产生第二波强降水。

(2)此次暴雨过程的强降水回波结构密实，最强回波低于60 dBZ，50 dBZ回波高度低于4 km(平均为2 km)，云体大部处于0 ℃层以下，为高效的热带低质心降水系统。冷云部分高度有限，冰相粒子含量较少，对流过程闪电偏少。

(3)微物理特征分析显示，暴雨发生前环境非常潮湿，相对湿度、水汽总含量、液态水密度、湿层厚度和液态水路径等都显示了由于对流过程中偏南暖湿气流的持续输送，保证了水汽的充足供应，使得气层持续保持不稳定状态，在低层中小尺度系统的扰动下触发对流天气。对抬升凝结高度和自由对流高度的诊断表明，抬升凝结高度对强对流过程的发生发展更为敏感，在临近预报中有着更好的应用价值。

(4)高空引导气流不强，近地层偏南气流偏弱，导致对流系统移动整体偏慢，基本沿着引导气流方向缓慢移动，从而导致了局地强降水的爆发。系统结构上属于前向传播，尽管有着较为极端的水汽条件，但缺乏更有效的组织也限制了实际的降水量。