尉英华，陈宏，刘一玮，林晓萌

(天津市气象台，天津300074)

引言

雷暴、短时强降水、冰雹等对流性天气具有发生范围小、持续时间短、突发性强、破坏性大的特点，是影响我国的主要灾害性天气，常给社会经济和人民生命财产安全带来严重危害。大量的科学研究表明，对流性天气多由边界层暖湿空气受辐合抬升而形成，然而还有少数在低层冷空气控制下由大气边界层以上被触发的称为高架对流。有关高架对流的研究国外比较多，美国学者Colman(1990a，1990b)最早引入高架雷暴概念，认为典型高架雷暴发生在地面冷锋后或暖锋前稳定的冷空气中，与传统理解的边界层内不稳定空气被强迫抬升产生的对流明显不同；Grant(1995)、Wilson and Roberts(2006)、Marsham等(2011)发现高架雷暴发生时近地面受冷空气控制，位于逆温层以上的层结不稳定是造成高架雷暴发生的主要原因。

近年来，高架对流开始引起国内气象学者越来越多的关注。俞小鼎等(2012，2016)指出中国的高架对流常发生在早春和深秋，低空存在较强的逆温层，对流出现在锋面的冷空气一侧；农孟松等(2013)、吴乃庚等(2013)、陈军等(2017)、崔慧慧(2017)分别对早春伴有冰雹等对流现象的典型冷区“高架对流”发生机理进行研究，认为高架对流发展时地面为冷空气控制，暖湿空气从逆温层以上开始抬升，边界层之上的冷槽或切变线为对流的发生提供了触发条件；石燕清等(2017)通过对湘西地区近10年高架对流类冰雹的统计分析，指出春季冷锋后高架对流类冰雹的预报着眼点主要为低层冷空气、500 hPa西风槽以及700 hPa西南急流。此外，冬季的高架雷暴(“雷打雪”)大多发生在回流干冷空气侵入低层背景下，由冷垫迫使暖湿空气抬升并触发不稳定能量释放所致(郭荣芬等，2009；苏德斌等，2012；郑丽娜和靳军，2012；陈潇潇等，2015；黄小刚等，2017)。上述研究得到了许多有参考意义的成果，但主要集中在对冷季高架对流天气过程的分析，而对盛夏季节高架对流的研究较为少见。李瑞萍等(2019)对2013年7月华北地区一次地面冷锋后发生的暴雨过程进行分析，指出暴雨由高架对流造成，暴雨区位于地面冷锋北侧的低层冷区中，距离地面锋面120 km以上。

2017年7月21日，华北地区自北向南出现大范围雷阵雨天气。21日17∶00地面冷锋南压至山东北部，一般来说锋后冷气团控制下多为稳定性降水，但21日18∶00—22日01∶00位于冷锋后约300 km的廊坊与天津交界处出现了多测站小时雨强大于20 mm·h-1的短时强降水且有雷暴记录。本文利用常规观测资料、NCEPFNL(1°×1°)全球分析资料、风廓线雷达和变分多普勒天气雷达分析系统(VDRAS)反演资料(时间分辨率18 min，空间分辨率5 km×5 km)，从大气环流形势、垂直结构特征和对流发生发展机制等方面，对2017年7月21日18∶00—22日01∶00地面冷锋后发生的对流性局地大暴雨过程成因进行探讨，以期为今后暖季冷区对流暴雨天气事件的预报提供参考。其中，多普勒天气雷达资料来源于天津塘沽站(117.72°E，39.04°N)CINRAD/SA雷达，海拔高度69.8 m；变分多普勒天气雷达分析系统(VDRAS)反演资料由北京城市气象研究所提供(陈明轩等，2011)。

1 过程天气概况

图1a为2017年7月21日18∶00—22日01∶00(北京时，下同)累计降水量分布。廊坊与天津交界处直径约30 km区域内，加密自动站22站次降水量超过50 mm，10站次降水量超过100 mm，最大降水量出现在调河头小学站(207.7 mm)，雨强达69.6 mm·h-1，同时伴有明显的雷电现象。从预报角度看，21日18∶00—22日01∶00廊坊与天津交界处强降水发生时地面冷锋已南压至山东境内(图1b)，强降水发生于锋后冷空气一侧，前期锋面降水蒸发冷却和冷空气入侵降温共同作用，使得廊坊与天津交界处边界层没有高温、高湿的不稳定能量积聚。在锋后冷空气控制且午后地面仅22～24℃的低气温条件下，预报员很难预报有对流性天气发生，数值模式和业务预报均未能提前准确预测。虽然廊坊与天津交界处强降水并未造成严重灾害，但突发性局地大暴雨造成的社会反响给气象部门的预报预警服务工作带来了不小的压力。

图1 2017年7月21日18:00—22日01:00累计降水量(a，单位：mm)、21日02∶00—20∶00地面冷锋位置图(b)Fig.1(a)Distribution of accumulated precipitation(unit:mm)from18∶00 BTon 21 to01∶00 BTon 22,and(b)location of cold front from02∶00 BTto20∶00 BTon 21 July 2017.

2 环流形势特征

2017年7月21日08∶00(图2a、c)，500 hPa欧亚中高纬地区以纬向型环流为主，副热带高压呈东西带状分布控制华北中南部及其以南地区，山西、河北两省交界处存在闭合的反气旋性环流中心，高层环流形势总体上不利于出现明显降水。在副高北侧盛行纬向气流不利于冷空气南下的形势下，850 hPa冷空气沿东北平原南下并西进，以偏东风回流形势侵入华北北部，并与南侧暖湿气流交汇形成低涡切变线。21日20∶00(图2b、d)，850 hPa温度场冷中心东移至我国东北地区，形成沿东北-西南方向侵入华北地区的冷舌，而河套地区与暖中心配合的低压发展导致其东南侧的南风分量加大，同时500 hPa副热带高压亦明显加强，588 dagpm线北抬至41.5°N附近。在低层冷舌南侵、西侧低压发展与副热带高压北抬的共同作用下，850 hPa低空切变线稳定维持于华北中部，廊坊与天津交界处强降雨带与低空切变线位置有较好对应关系。

图2 2017年7月21日08∶00(a，c)，20∶00(b，d)500 hPa高度场(实线，单位：dagpm)和风场(单位：m·s-1)(a，b)，850 hPa温度场(实线，单位：℃)和风场(单位：m·s-1)(c，d，红色线为低空切变线)Fig.2 Distribution of(a,b)geopotential height(solid line,unit:dagpm)and wind field(unit:m·s-1)at 500 hPa,and(c,d)temperature(solid line,unit:℃)and wind field(unit:m·s-1)at 850 hPaat(a,c)08∶00 BT,and(b,d)20∶00 BTon 21 July 2017.(red curvesrepresent thelow-level shear line)

地面图上，2017年7月21日08∶00(图3a、3d)冷高压中心盘踞于内蒙古中东部，冷空气从东路西伸南下并与偏南暖湿气流交汇，在河北中北部形成了等温线密集的锋区。受锋后冷空气影响，华北东部出现一支4～8 m·s-1的东风带。21日20∶00(图3b、3e)温度锋区南压至36°N附近的河南至山东北部，华北平原处于锋后东北气流控制下，冷空气的侵入导致午后至傍晚地面最高气温仅22～24℃，此时地面表现为两条明显的降雨带，其中山东北部的雨带位于冷锋附近，而廊坊与天津交界处的雨带则发生在锋后冷空气控制下，雨带距离冷锋约300 km。21日23∶00(图3c、3f)温度锋区继续南压，但温度梯度有所减小，山东北部与锋区相伴随的雨带减弱消失，而位于锋后冷区一侧的廊坊与天津交界处强降水仍然维持。

图3 2017年7月21日08∶00(a，d)、20∶00(b，e)、23∶00(c，f)国家气象观测站海平面气压(实线，单位：hPa)、温度(虚线，单位：℃)、风场(单位：m·s-1)和1 h降水量(阴影，单位：mm)分布Fig.3 Distribution of sealevel pressure(solid line,unit:hPa),temperature(dashed line,unit:℃),wind(unit:m·s-1)and 1h precipitation(shaded,unit:mm)observed by national meteorological stationsat(a,d)08∶00 BT,(b,e)20∶00 BT,and(c,f)23∶00 BTon 21 July 2017.

可见，与一般的边界层暖湿空气受辐合抬升而触发的对流不同，21日18∶00—22日01∶00廊坊与天津交界处局地大暴雨发生时，低层冷空气已经以偏东风回流形势侵入华北地区，强降雨带发生在地面锋后冷空气一侧，距离锋面约300 km，不存在暖湿空气从近地面开始对流抬升。此外，在低层冷空气南侵、西侧低压发展与副热带高压北抬的共同作用下，稳定维持在华北中部的850 hPa低空切变线是主要的天气尺度影响系统。

3 大气垂直结构特征

3.1 探空资料分析

图4给出了2017年7月21日20:00乐亭站和北京站的温度对数压力(T-log p)图，两者分别位于暴雨区东北侧约180 km和北侧约50 km处。从图中可以看出，乐亭站和北京站500 hPa以下温度露点差很小，对流层中低层环境大气均处于近乎饱和状态。垂直结构上，乐亭探空站850 hPa以下为一致偏东风形成的“冷垫”，偏东风风速达8～13 m·s-1，且存在明显的逆温层，大气层结绝对稳定；而逆温层之上的700—500 hPa温差达15℃，且γs＜γ＜γd(其中，γ为环境温度直减率，γs为湿绝热递减率，γd为干绝热递减率)，大气处于条件不稳定层结状态。与此同时，北京探空站850 hPa以下亦受一致的偏东风控制，但风速与乐亭站相比明显较弱，且仅850 hPa附近存在浅薄的逆温层。李瑞萍等(2019)指出夏季高架雷暴过程与一般冷季高架对流相比边界层逆温特征并不明显，主要表现为γ＜γs的稳定层结。分析本次过程发现，北京探空站850 hPa以下的温度及露点温度与21日08∶00(图略)相比均降低2～5℃，低层存在干冷空气侵入，且850 hPa以下亦处于γ＜γs的稳定层结状态；而位于稳定层之上的700—500 hPa温差由12℃增至15℃，层结不稳定性增强。可见，此次夏季冷锋后对流暴雨过程的逆温特征虽不明显，远不如冷季高架对流锋面逆温显著，但低层处于γ＜γs的稳定层结状态，其不稳定层位于低层稳定层之上的700—500 hPa。

图4 2017年7月21日20∶00乐亭探空站(a)和北京探空站(b)T-log p图Fig.4 T-log p diagramof(a)Laotingand(b)Beijingsoundingstationsat 20∶00 BTon 21 July 2017.

与以往冷季高架对流研究中(金米娜等，2013；张一平等，2014；鲍媛媛等，2015；曹舒娅等，2019)常存在的700 hPa西南急流不同，本次过程700 hPa西南暖湿气流浅薄且强度较弱，北京站和乐亭站风速均不足8 m·s-1，远远低于低空急流标准。但因处于盛夏时节，北京站和乐亭站700 hPa温度露点差均为1℃，比湿亦达到12 g·kg-1，中层大气具有明显的高湿特性。

3.2 假相当位温垂直变化

由于探空资料空间分辨率较低，为了进一步分析层结稳定度的垂直结构特征，图5给出了2017年7月21日08∶00和20∶00沿廊坊与天津交界处大暴雨中心116.7°E的假相当位温(θse)垂直剖面。21日08∶00，850 hPa以下低层冷空气已侵入廊坊与天津交界处，其南、北两侧的θse高、低值中心分别为362 K、336 K，两者之间形成明显的能量锋区。冷空气侵入使得廊坊与天津交界处850 hPa以下的θse随高度升高而增加，低层大气层结趋于稳定。21日20∶00，锋区进一步南压，廊坊与天津交界处近地层处于θse低值中心附近，θse值较前一时次降低了15～17 K，意味着低层冷垫已经形成并加强，大气层结更加稳定，来自地面的气块难以穿过层结稳定的冷垫而获得浮力。同时，位于冷垫之上的850—500 hPaθse值随高度升高而减小，大气层结处于不稳定状态。对比21日08∶00—20∶00廊坊与天津交界处不同高度的θse变化发现，低层冷空气侵入使得950 hPa的θse值较前一时次降低16 K，同时在副热带高压北抬作用下850、700、500 hPa的θse分别增大了2.5、7.6、1.7 K。上述变化使得上暖湿、下干冷的低层大气层结更加稳定，而用Δθse(500-700)诊断中层不稳定度的变化也更为清晰，08时Δθse(500-700)=2.5 K，20时Δθse(500-700)=-3.4 K，700—500 hPa由稳定层结转为不稳定层结状态。可见，廊坊与天津交界处的局地大暴雨主要由低层稳定冷空气之上的暖湿空气对流造成，是一次暖季高架对流暴雨过程。

图5 2017年7月21日08∶00(a)、20:00(b)沿116.7°E的假相当位温θse(单位：K)纬度—高度剖面(▲代表局地大暴雨中心位置)Fig.5 Latitude-height cross sectionsofθse(unit:K)along116.7°Eat(a)08∶00 BT,and(b)20∶00 BTon 21 July 2017.(▲indicatesthecenter of local heavy rainfall)

4 中尺度对流系统演变特征和触发机制

4.1 中尺度对流系统发展演变特征

图6给出了2017年7月21日17∶42—20∶30塘沽多普勒雷达0.5°仰角反射率因子演变。从图中可以看出，17:42沿保定—廊坊—天津一线的东西向带状区域内多个中γ尺度对流单体新生，其中对流回波A、B孤立地分布在保定境内，而廊坊—天津一线(蓝色框内)新生单体则呈零星的离散分布状态。18∶18廊坊—天津一线对流单体有组织地合并发展，形成由多个强度大于40 dBz小单体组成的带状中β尺度对流系统C。19∶18对流回波A减弱消散、B稳定少动，而带状中β尺度对流系统C则缓慢东移，其西侧不断有单体新生并与主回波带合并发展，回波中心强度达45～50 dBz，水平尺度伸展至长约100～150 km，宽约20～30 km。20∶30带状中β尺度对流系统C与对流回波B合并加强，在其西侧又出现新生对流单体D、E。由于对流层700—500 hPa为一致的弱偏西气流，带状回波随着承载层平均气流东移，且移速缓慢，多个强回波中心间断经过产生列车效应，导致降水持续数小时。与此同时，主回波带西侧新生对流单体不断发生发展，中尺度对流系统明显的后向传播特征进一步加剧了列车效应。带状中尺度对流系统的后向传播和列车效应特征，是导致降水持续时间长并造成局地大暴雨的主要原因(梁维亮等，2019；任丽等，2019)。

图6 2017年7月21日17:42(a)、18∶18(b)、19∶18(c)、20∶30(d)塘沽多普勒雷达0.5°仰角反射率因子(单位：dBz)分布(A、B、D、E：对流单体，C：带状中尺度对流系统，蓝色方框：带状中尺度对流系统合并发展区域)Fig.6 Reflectivity (unit: dBz) at 0.5° elevation from Tanggu radar at (a) 17∶42 BT, (b) 18∶18 BT, (c) 19∶18 BT, and (d) 20∶30 BT on 21 July 2017.(A，B，D and E indicate the convective cell, C indicates the belt-shaped meso-scale convective system, the blue box indicates the region where the belt-shaped meso-scale convective systems merge and develop)

以往研究中华北地区低层偏东风回流形势下产生的暴雨多发生在春、秋季，具有连绵成片、均匀幕状的层状云降水回波特征，虽镶嵌有中尺度系统，但最大回波强度为30～35 dBz(张守保，2008)，本次局地大暴雨过程亦发生在低层回流冷空气控制下，但从回波范围和强度来看，降水的对流性特征更为明显。

4.2 中尺度对流系统触发机制

由于局地大暴雨发生期间地面加密自动站为风向一致的偏东风，且风速梯度较小，近地面不存在可以触发对流的中尺度辐合系统。图7给出了2017年7月21日16∶00—19∶30北京站和西青站垂直风廓线演变，两站分别位于带状回波北侧约50 km和南侧约15 km。从图中可以看出，两站低层均持续受回流的偏东风控制，偏东气流厚度分别达1.7 km和1.0 km。值得注意的是，位于带状回波南侧的西青站1.0—1.7 km受偏南暖湿气流控制，而北侧的北京站受偏东风控制，两者之间存在明显的中尺度辐合系统。此外，对流单体触发前的17c00—17∶30，西青站1.0—2.0 km偏南气流增加了2 m·s-1，2.5—3.0 km亦由西北气流转为弱的西南气流，风速增大、风向突变使得偏南暖湿气流加强，有利于冷垫之上的中层大气不稳定层结建立，与前文中700—500 hPa大气层结由稳定性转为不稳定性相一致。

图7 2017年7月21日16∶00—19∶30北京站(a)、西青站(b)垂直风廓线演变Fig.7 Vertical wind profileof(a)Beijingand(b)Xiqingstation during16∶00-19∶30 BTon 21 July 2017.

为了深入探讨带状中尺度对流系统的触发机制，以下通过北京城市气象研究所提供的变分多普勒天气雷达分析系统(VDRAS)动力反演风场资料进一步分析中尺度流场的水平和垂直结构特征。廊坊与天津交界处的对流暴雨发生前，受冷空气影响华北地区1.0 km以下高度均为一致的偏东风(图略)。7月21日17∶42(图8a)，1.4 km高度上华北北部和南部分别受偏东风和东南风控制，两支气流在39.2°N附近交汇形成一条东西向的中尺度辐合线，沿中尺度辐合线不断有对流单体新生；19∶18(图8b)，辐合线暖区一侧由东南风逐渐转变为偏南风，且偏南气流较之前明显加强，与前文分析中指出的河套地区低压发展导致南风分量增大相一致。在增强的偏南气流作用下，中尺度辐合系统进一步加强，带状对流回波有组织地发展。因此冷垫之上的中尺度辐合系统对对流的触发起到了重要作用。

图8 2017年7月21日17:42(a)、19:18(b)VDRAS1 400 m风矢量和塘沽多普勒雷达0.5°仰角反射率因子(单位：dBz)分布Fig.8 Wind vector of VDRASat1 400 mheightand reflectivity(unit:dBz)at 0.5°elevation from Tanggu radar at(a)17∶42BTand(b)19∶18 BTon 21 July2017.

图9 给出了21日19∶18沿116.7°E的v-w合成风场和沿39.2°N的u-w合成风场垂直剖面(w放大40倍)。从v-w合成风场的经向垂直环流剖面(图9a)中可以看到，带状中尺度对流系统边界层1.4 km以下为一致的下沉气流区，1.4—4.6 km存在狭窄的偏南暖湿气流上升支，与位于39.2°N附近的窄带状回波位置相一致。与此同时，u-w合成风场的纬向垂直环流剖面(图9b)中，3.8 km以上为平直西风气流，1.4 km以下为偏东风回流，1.4—3.4 km存在闭合的中尺度垂直环流圈。可见，本次对流性强降水并非由边界层暖湿空气辐合抬升形成，而是在低层回流冷空气之上被抬升触发。另外，位于116.4°—117.0°E的垂直环流上升支与带状回波的生成、发展相对应，位于117.0°E以东的垂直环流下沉支则对应着对流回波的减弱、消亡，导致对流暴雨仅发生在廊坊与天津西部交界处的窄带状区域内。

图9 2017年7月21日19∶18沿116.7°E的v-w(w×40)合成风场的经向垂直环流剖面(a)，沿39.2°N的u-w(w×40)合成风场的纬向垂直环流剖面(b)Fig.9 Vertical crosssectionsof(a)meridional circulation(v-w,w×40)along116.7°E,and(b)zonal circulation(u-w,w×40)along39.2°Nat 19∶18 BTon 21 July 2017.

5 结论与讨论

通过对2017年7月21日18∶00—22日01∶00廊坊与天津交界处的局地大暴雨过程分析，发现暖季暴雨并非都是由来自地面附近的上升气块触发的，本次在低层冷气团控制下出现的伴有雷电、短时强降水的局地大暴雨由高架对流造成。主要结论如下：

(1)局地大暴雨发生在副热带高压北抬、低空切变线稳定少动和低层回流冷空气侵入的高低空环流配置下。在副热带高压北抬不利于冷空气南下的形势下，低层冷空气以偏东风回流形势侵入华北地区，局地大暴雨发生在距离地面锋面约300 km的锋后冷空气一侧，而稳定维持在华北中部的850 hPa低空切变线是主要的天气尺度影响系统。

(2)与一般冷季高架对流相比，本次过程逆温特征不明显，但受低层冷空气影响，850 hPa以下温度及露点温度均明显降低，且表现为γ＜γs的稳定层结状态。同时，受副高北抬影响冷垫之上的偏南暖湿气流加强，700—500 hPa温差由12℃增至15℃，Δθse(500-700)亦由2.5 K降至-3.4 K，大气层结不稳定性明显加强。位于稳定层结之上的700—500 hPa不稳定层结为高架对流产生提供了有利的环境条件。

(3)低层1.4 km以下的偏东风回流冷空气受下沉运动控制，局地大暴雨由1.4—4.6 km的暖湿气流上升运动触发，位于1.4 km高度附近的中尺度辐合线对高架对流的触发起到了重要作用。沿辐合线呈东西走向的带状中尺度对流系统随着弱偏西引导气流缓慢东移，并呈现明显的后向传播和列车效应特征，是导致降水持续时间长并造成局地大暴雨的主要原因。

需要指出的是，本研究只针对北方盛夏一例高架对流暴雨过程，结论的适用性需今后通过更多个例进行研究总结来进一步验证。