毛 倩，孙飞飞，杨昌洪，施倩雯，白 慧

(1.贵州省黔东南苗族侗族自治州气象局，贵州 凯里 556000；2.贵州省榕江县气象局，贵州 榕江 557200；3.贵州省织金县气象局，贵州 织金 552100)

0 引言

暖区暴雨最早是由黄士松针对华南前汛期提出的。暖区暴雨的强度大、降水集中、局地性强、具有明显对流性质等特点，同时预报难度大，对于预警信息的及时准确发布提出了巨大挑战[1-2]。新一代多普勒天气雷达对暴雨天气的监测和预警有十分重要的作用，可以进行较大范围降水的定量估测[3]。由于触发暖区暴雨的天气尺度扰动信号弱，而新一代多普勒天气雷达资料较常规观测资料具有高时空分辨率优势，更能捕捉到产生强降水的中小尺度对流系统，因此，被广泛应用于暖区暴雨的研究[4]。但新一代多普勒天气雷达无法对降水粒子的形状、相态进行分析，在定量降水估测、冰雹识别等方面有一定的局限性，而双偏振多普勒雷达可以探测到差分反射率因子(ZDR)、差分传播相移(ΦDP)、差分相移率(KDP)、以及相关系数(CC)等偏振参数；对这些参数进行分析、反演，可以进一步识别降水粒子的形状大小、空间取向，相态分布以及降水类型等更为具体的信息[5-7]。近年来，随着双偏振雷达的建设增多，气象工作者对双偏振雷达资料在强对流、强降水方面的应用开展了大量研究。张磊[8]对C波段双线偏振雷达数据处理及其在粒子分类和降水估测中的应用进行了分析；刘黎平等[9]对比分析了C波段双偏振雷达和普通雷达对不同强度降雨的测量效果，得出双偏振雷达在一定范围内可以改善小到中雨的测量效果；张杰等[10]利用C波段双偏振雷达资料归纳了不同降水类型对应的常用偏振参量的一般取值范围，提高了实际预报工作中各参数的应用效益。

月亮山位于云贵高原向湘桂丘陵过渡的斜坡地带，为九万大山延脉，位于黔东南州榕江、从江及黔南州荔波3县交界处，最高海拔为1508 m，最低海拔为174 m，平均海拔为800 m左右(图1)。相对高度差大是月亮山区典型的地形特征，同时山形破碎，切割深长，山高谷深，河谷纵横交错，地形复杂。该地区所处纬度较低，温湿条件好，既有低纬高原山区天气气候特征，又具有华南地区天气气候相似特征，加上特殊地形作用，突发性暴雨多，致灾程度高，是黔东南州年降雨量和夏季降雨量最强中心。由于2020年以前月亮山区一直是雷达监测盲区，致使该地区预报预警难度大。2020年榕江C波段双偏振多普勒天气雷达建成并投入业务应用以来，月亮山区致灾暴雨预报预警能力得到一定程度的提升。但由于暖区暴雨降雨强度大，致灾程度重，特别是在月亮山区这一特点尤为突出，精准预报预警难度较大。为进一步认识月亮山暖区暴雨的雷达回波特征和地形对回波的影响，提高该地区暖区暴雨的预报预警准确率和预警提前量，有效降低该地区群众因灾返贫和致贫的风险，本文基于榕江双偏振多普勒天气雷达资料、常规观测和加密自动站观测等资料，对2020年5月31日(以下简称“5.31”过程)和6月8日(以下简称“6.08”过程)月亮山区2次暖区致灾暴雨的雷达资料进行分析研究，总结雷达回波演变特征和规律，以及雷达相关偏振参量与短时强降雨的对应关系，以期能进一步提高月亮山区致灾暴雨临近预报预警能力。

1 资料与方法

本文研究的月亮山区主要指黔东南州境内榕江县八开、定威、兴华、计划、水尾等南部乡镇及从江县所有乡镇 (图1)。

图1 贵州省黔东南州地形图(注：图中标记处为月亮山区)

本文主要利用黔东南榕江双偏振多普勒天气雷达资料、常规观测和加密自动站观测等资料，对2020年5月31日及6月8日2次暴雨天气过程进行总结分析。

降雨时界：北京时前一日20时至当日20时。

本文主要参照文献[11]中对贵州省2012年5—9月的暴雨类型分类方法，从地面影响系统出发将2020年5月31日及6月8日黔东南州月亮山区出现的2次高影响暴雨天气过程归类为暖区暴雨。

2 过程概况和天气背景分析

2.1 天气过程及灾情概况

“5.31”暖区暴雨天气过程共出现4站大暴雨(均分布在从江县)、9站暴雨，日最大降雨量为从江县加榜乡148.0 mm，最大雨强为榕江兴华乡74.8 mm·h-1，强降雨主要集中在31日02—08时；“6.08”过程共出现2站特大暴雨、6站大暴雨、8站暴雨，日最大降雨量为从江县加勉乡282.0 mm，最大雨强为加勉乡108.7 mm·h-1，强降雨主要集中在8日01—08时，大暴雨和特大暴雨主要分布在从江县。2次暖区暴雨均具有对流性强、降雨高度集中、过程累计降雨量大、夜雨特征显著等特点。据从江县应急管理局统计，“5.31”过程使从江多个乡镇因大暴雨引发的山洪、滑坡造成直接经济损失达80万元；“6.08”过程大暴雨和特大暴雨使从江县受灾人口达15 190户55 707人，因灾死亡3人，失联2人，全县因灾累计经济损失30 980万元，其中，群众家庭财产损失约700万元。

2.2 天气背景及影响系统分析

贵州暖区暴雨发生时地面为热低压控制，地面辐合线加强触发暖区暴雨发生[12、13]。“5.31”和“6.08” 过程在暴雨发生前黔东南州均受热低压控制，地面及中低层无冷空气影响，地面上有小尺度辐合线出现，高空500 hPa均有高空槽东移，中低层有切变线南压，并有低空急流建立和加强，暴雨出现在高温高湿不稳定区。其中“5.31”大暴雨天气过程(图2a)，5月30日20时黔东南500 hPa受高空槽前西南气流影响，低层受切变线南侧偏南气流控制，地面热低压发展东移影响黔东南，并有辐合线生成，30日夜间切变南压，中低空急流建立并加强；850 hPa比湿达14～15 g·kg-1；850 hPa和500 hPa的温差达到25～26 ℃，K指数大于35 ℃，SI指数在-3～-2 ℃之间，CAPE值在1000～1700 J·kg-1之间。“6.08”特大暴雨天气过程(图2b)，黔东南同样受500 hPa高空槽前西南气流影响，配合中低层切变，地面受热低压控制，并有辐合线影响；700 hPa和850 hPa为西南气流控制，850 hPa低空急流建立并加强，850 hPa比湿达16～17 g·kg-1；850 hPa和500 hPa的温差在22～25 ℃之间，K指数大于40 ℃，SI指数在-3～-1 ℃之间，CAPE值在800～1300 J·kg-1之间。2次暴雨过程黔东南均处于高湿区中，并位于急流左侧动力和水汽辐合区，大气层结不稳定，水汽条件充足，动力抬升条件好，有利于暴雨的产生。

图2 2020年5月30日(a)、6月7日(b)20时中尺度环境场分析

3 榕江双偏振多普勒天气雷达资料分析

3.1 组合反射率源地、形态、移动及传播特征

分析“5.31”和“6.08”过程影响月亮山区的雷达组合反射率产品发现，回波主要以积状云回波为主，演变主要分为3个阶段(图3)：第一阶段，因月亮山区处于高温高湿不稳定区，在局地动力扰动下，月亮山及附近区域生成分散的块状回波，但因没有系统配合，这些局地生成的回波生消较快。第二阶段，在地面辐合线附近触发对流回波，影响黔南荔波、广西南丹、环江等县的雷暴回波群在中高层西南气流的引导下逐渐东移北抬影响从江县，在地形的抬升下，进入从江县境内的回波强度明显增强：“5.31”过程爬山前回波最大反射率因子为55 dBz，爬山后增强至60 dBz；“6.08”过程爬山前回波最大反射率因子为55 dBz，爬山后增至63 dBz(图略)；与此同时影响黔南平塘、独山、三都等县的雷达回波逐渐东移影响榕江南部地区。第三阶段，第二阶段的2条回波带合并发展，在东移过程中强回波带缓慢南压，影响月亮山区东部地区；同时主回波后部不断有新单体生成并入主回波，使回波得以维持并持续东移南压，强回波经过月亮山区形成长时间的“列车效应”，造成大暴雨和特大暴雨天气过程，从江加勉乡出现108.7 mm·h-1的短时强降雨。俞小鼎等[14]亦指出后向传播的β中尺度对流系统更容易导致暴雨，极端的对流性暴雨事件常常是由列车效应导致。“5.31”和“6.08”月亮山区2次暖区暴雨天气过程均是由“列车效应”引起的。

图3 6月8日01时43分—06时43分月亮山区雷达回波演变情况(注：图中红色箭头表示回波整体移动方向)

3.2 径向速度特征

逆风区是出现强降水的1个重要指标[15]。余代辉等[13]在1次暖区暴雨雷达回波特征研究中也指出,逆风区的出现及其所在位置对暴雨的落区预报有很好的指示作用。“5.31”和“6.08”过程影响月亮山区的径向速度产品显示，当月亮山区出现短时强降雨时，径向速度场往往配合逆风区。以“6.08”特大暴雨过程为例，03—07时月亮山区出现短时强降水的区域 0.5°仰角上均有明显的逆风区。从江加勉乡从03时21分开始(0.5°仰角)有明显逆风区，并持续至06时，同时有γ中尺度的气旋式辐合(图4)，对应8日02—06时从江加勉乡出现持续强降雨，最大雨强达108.7 mm·h-1，出现在04—05时，说明此区域为强烈的辐合区，有利于强降雨的产生。

图4 6月8日03时32分、04时27分、05时27分0.5 °仰角平均相对径向速度图(单位：m·s-1)

3.3 风暴追踪信息特征

利用风暴趋势图可以更直观地表征风暴的一些特征。风暴追踪信息能显示出被追踪单体的回波底和顶的高度、最大反射率高度、质心高度、冰雹指数与强冰雹指数、单体的垂直积分液态含水量、最大反射率等[3、16]，为对流风暴的结构分析提供了条件。

利用风暴追踪信息分析“5.31”和“6.08”过程主要引起月亮山区出现≥50 mm·h-1短时强降雨的对流风暴的变化趋势(图略)，发现月亮山区出现短时强降雨有的是由1个对流单体造成，有的是由多个对流单体同时造成或是先后影响同一个区域造成的。同时分析得出，引起月亮山区短时强降雨的对流风暴生命周期在20～60 min之间。风暴在发展过程中，回波顶高伴随跃增现象，跃增量在3～5 km之间，最大可达9 km，发展旺盛的单体回波顶高在9～12 km之间，最大可达14～15 km。垂直积分液态含水量同样也伴随跃增现象，生命周期(≥40 min)较长的单体垂直积分液态含水量稳定少变，在25～35 kg·m-2之间波动，生命周期较短(<40 min)的单体垂直积分液态含水量跃增量相对较小，可达20 kg·m-2左右；生命周期(≥40 min)较长的单体回波质心高度相对较低，在2～3 km范围波动，但生命周期较短(<40 min)的单体回波质心高度高，可达5～7 km，发展旺盛，单体生消较快，对流性强，最大反射率强度均在50～60 dBz范围内波动，而生命周期较长的单体对流性相对较弱一些，单体在生成、发展、消亡的整个阶段，最大反射率强度比较稳定，维持在60 dBz左右。同时分析6月8日从江加勉乡04—05时的10 min降雨强度与对流单体的质心高度对应关系(图5a)发现，随着质心高度的升高，雨强也会随之增强，但是两者之间存在一定的滞后关系，滞后时间在20 min左右，即在单体质心高度开始升高20 min左右后雨强才开始增强。分析此期间影响加勉乡的回波最大垂直液态水含量及最大回波强度与10 min雨强之间的对应关系(图5b、5c)发现也有此变化特征，同时发现回波质心高度越高，垂直液态水含量越大。

图5 6月8日从江加勉10 min雨强与回波质心高度(a)、最大垂直液态水含量(b)、最大回波强度(c)变化趋势

3.4 双偏振参量特征

大量研究表明，不同尺寸和不同相态的气象目标物对应不同的双偏振参数特征值，对这些参数特征值进行细致分析与模糊逻辑运算，可以进一步识别降水粒子的相态分布以及降水类型等[17]。张羽等[6]研究指出短时强降雨的差分反射率因子(ZDR)、差分相移率(KDP)都随着回波强度(ZH)的增加而增大；1 h降雨量>50 mm的降水对应的ZDR平均值在1.25～1.66 dB之间，最大值在1.65～3.19 dB之间；KDP的平均值在0.8～1.48 °· km-1之间，最大值在1.8～2.4 °· km-1之间；相关系数(CC)的平均值都在0.95 以上，最大值接近于1。荀爱萍等[18]研究发现随着雨强的增大，ZH、ZDR、KDP总体趋势均是不断增大的，暴雨以上量级的降水ZDR范围为1.0～4.0 dB，KDP范围大部分为1.0～4.0 °·km-1，不同强度的降水CC差别不大。KEENAN等[19]对大量的观测资料进行统计，给出了C波段双线偏振雷达不同降水粒子类型对应不同偏振参数以及温度的取值范围，其中雨的ZDR范围为0.5～4 dB，KDP的范围为0～20 °·km-1，CC>0.95。张磊[8]研究指出对于C波段双线偏振雷达ZDR值的范围基本为-0.5～6 dB。一般而言，大雨滴为大的扁椭球体，雨滴长轴直径一般大于1.5 mm，ZDR值>1.5 dB；而小雨滴则为小的球形水滴或小冰粒，它们的ZDR值多小于0.7dB。

分析月亮山区暖区暴雨对应的双偏振参量(图6)发现，随着回波强度的增强，ZDR、KDP总体趋势亦是不断增大的，暴雨以上量级降水的ZDR≥0.5 dB，最大可达3～5 dB，说明降水以大雨滴为主。KDP范围为1.0～4.0 °·km-1，最大可达5～7 °·km-1，说明降水强度强，雨滴浓度大；同时分析发现KDP大值区可以反映出强降水的落区，这与李云等[20]研究指出的KDP大值区可以为强降水的落区提供判别依据结论相一致。CC变化幅度较小，但随着雨强的增强CC略微增大并靠近1，同时≥0.98的范围扩大，刁秀广等[17]研究指出对于纯净的雨滴，CC>0.98，说明月亮山区的暴雨以上的降水主要以纯雨滴为主。

图6 6月8日04时16分月亮山区0.5 °仰角差分相移率KDP(a)、差分反射率因子ZDR(b)、相关系数CC(c)分布图

3.5 降水估计产品对比分析

新一代天气雷达的重要功能之一是降水估计。降水估计的基本原理是基于反射率因子和降水率之间的正相关关系。反射率因子越大，降水率越大。降水算法根据反射率因子和降水率之间的经验关系Z-R关系，利用每个体扫的最低4个仰角的反射率因子导出1 h累积降水量、3 h累积降水量、和风暴总降水量[3]。选取“5.31”和“6.08”2次暖区暴雨天气过程中最大雨强≥50 mm·h-1的站点逐小时降水量，与对应时段雷达估测的1 h累积降水量产品进行对比分析(图7)发现：雷达估测的逐小时累积降水量的演变与实际观测到的逐小时降水量变化趋势较为一致，即实际小时雨强增强时，雷达估测的1 h累积降水量也呈增加趋势，反之则相反；但定量分析发现，雷达对雨强25 mm·h-1以下的估测平均误差为3.37 mm(样本数44个)；对雨强10 mm·h-1以下(含)的估测平均误差为1.8 mm(样本数30个)；对雨强10～25 mm·h-1(含)的估测平均误差为6.46 mm(样本数15个)；对雨强25～50 mm·h-1(含)的估测平均误差为11.91 mm(样本数14个)；对雨强50～70 mm·h-1(含)的估测平均误差为15 mm(样本数5个)；对雨强80～90 mm·h-1(含)的估测平均误差为50.85 mm(样本数2个)；对雨强在100 mm·h-1以上的估测误差为76.1 mm(样本数1个)。由此可以看出，雷达估测的1 h累积降水量与自动站观测到的实况还是存在一定的偏差，且随着雨强的增大，误差随之增大。另外分析雷达的3 h累积降水量及风暴总降水量产品发现，虽然与自动站观测到的实况同样存在一定的偏差，但2个产品能较好地反映出强降水落区(图8)。

图7 5月31日加榜(a)、刚边(b)、翠里(c)及6月8日加勉(d)、光辉(e)、加鸠(f)、宰便(g)、加榜(h)逐小时实际降水量与对应时段雷达估测的1 h累积降水量(OHP)演变图

图8 5月31日04—07时月亮山区实际降水量与对应时段雷达估测的3 h累积降水量(THP) (a)，5月31日 02—09时月亮山区实际降水量与对应时段雷达估测的风暴总降水量(STP)(b)，6月8日03—06时月亮山区实际降水量与对应时段雷达估测的3 h累积降水量(THP)(c)，6月8日00—10时月亮山区实际降水量与对应时段雷达估测的风暴总降水量(STP)(d)

4 小结与讨论

①黔东南州月亮山区2020年“5.31”和“6.08” 2次暖区暴雨过程是在热低压控制下，地面及中低层无冷空气影响，地面上有辐合线，高空有低槽东移、中低层切变线南压、低空急流建立和加强的天气背景条件下发生的，暴雨出现在高温高湿不稳定区。

② 2次暖区暴雨的雷达回波主要以积状云回波为主，在地形的强迫抬升下，回波强度明显增强，最大反射率强度在60 dBz左右；回波演变主要分为3个阶段，对流回波的“合并增强”和单体后向传播形成长时间的“列车效应”，造成了月亮山区的大暴雨和特大暴雨天气过程；暖区暴雨由低质心+高质心回波共同影响造成，发展旺盛的单体生消较快，对流性强，生命周期(≥40 min)较长的单体回波质心高度在2～3 km范围波动，生命周期较短(<40 min)的单体回波质心高度可达5～7 km；径向速度场往往配合逆风区及γ中尺度的气旋式辐合；回波顶高、垂直积分液态含水量伴随跃增现象，发展旺盛的单体回波顶高在9～12 km之间，最大可达14～15 km，垂直积分液态含水量在25～35 kg·m-2范围之间波动；随着质心高度、最大垂直液态水含量及最大回波强度的升高雨强也会随之增强，但是三者与雨强变化之间存在一定的滞后关系；暴雨以上量级降水双偏振参量差分反射率因子(ZDR)≥0.5 dB，最大可达3～5 dB，差分相移率(KDP)范围为1.0～4.0 °·km-1，最大可达5～7 °·km-1，相关系数(CC)变化幅度较小，但随着雨强的增强CC略微增大并靠近1，同时≥0.98的范围扩大，说明暖区暴雨降水以大雨滴为主，降水强度强，雨滴浓度大；雷达估测的逐小时累积降水量的演变与实际观测到的逐小时雨量变化趋势较为一致，但雷达估测的1 h累积降水量与自动站观测到的实况存在一定的偏差，且随着雨强的增大，误差随之增大。3 h累积降水量及风暴总降水量产品能较好地反映出强降水落区。

③因2020年榕江双偏振多普勒天气雷达正式建成并投入业务的时间短，月亮山区有雷达观测资料的暖区暴雨个例少，下一步将不断积累该地区的暖区暴雨个例，并对相应的雷达回波特征进行更深层次的分析和探讨，不断完善雷达因子演变与短时强降雨的对应关系指标。