江淮地区一次副高边缘暖区暴雨成因分析

李慧敏,何志新,邱学兴,安晶晶,周晓晔

(安徽省气象台，合肥 230031)

暖区暴雨最早由黄士松[1]针对华南前汛期所提出，主要是指发生在华南地面锋面南侧暖区里，没有明显冷空气或变性冷高脊控制下产生的暴雨。暖区暴雨具有强度大、范围小、对流强、强降水相对集中的特点。这类暴雨天气尺度扰动信号较弱，数值模式很难捕捉，在业务预报中常常出现误报和漏报现象[2]。我国暖区暴雨研究主要集中在华南地区，但偏北地区的锋前、暖切变和副高边缘等地也会产生[3-5]。陶诗言[6]指出副高西北侧是暴雨的频发区，副高边缘降水差异大、局地性强。张芹等[3]研究表明这类暴雨多出现在暖切变线以南的西南暖湿气流里，冷空气活动较弱且暴雨具有明显的中小尺度特征。

暖区暴雨作为强对流天气的一种，其发生仍需要满足不稳定层结[7-9]、垂直风切变[8,10]、抬升触发机制和水汽等基本条件[11-16]，而这些基本条件可由天气系统或局地中尺度系统演变导致[17-20]。统计表明，多数强降水事件出现在较弱深层垂直风切变环境下[21-22]。

众多学者研究指出暖区暴雨多出现在不稳定能量较高，湿层较厚，大气斜压性不明显，低空较强暖湿急流环境中，且雨强更强，降水极值更大[23-24]。研究表明冷池出流抬升或风速辐合产生的小扰动均可触发对流，且低空急流和超低空急流、地面辐合线、中尺度对流系统形成的阵风锋以及中尺度气旋均有利于暖区对流的触发和组织化发展[15,19,24-26]。

暴雨中尺度对流系统过程的复杂性，尤其是暖区暴雨的触发系统不明显与中尺度尤其是中β尺度对流系统活动有关[2,27]，而对暴雨中尺度对流系统发生发展物理机制认识不够清晰，制约了数值预报模式对暴雨中尺度对流系统启动、发展、维持和消亡过程的模拟能力，导致目前数值模式对暴雨的定时、定点和定量的预报能力有限[28]。

目前对江淮地区暖区暴雨机理的研究相对较少，近年来安徽暖区暴雨过程时有发生，且数值预报对此类天气过程降水预报强度偏弱，预报难度大，因此需要对此类天气过程中尺度特征及其形成的物理机制进行研究分析。本文针对2018年7月26日发生在江淮地区的一次暖区暴雨过程，利用常规观测资料和卫星资料，采用中尺度模式WRF进行数值模拟，对本次过程的中尺度对流系统的形成原因和结构特征进行分析和探讨，为江淮地区暖区暴雨预报提供预报思路和科学依据。

1 降水过程形势分析

1.1 降水概况

2018年7月26日至27日安徽大部分地区出现短时强降水天气，强降水集中出现在26日晚间至27日凌晨，从图1小时累计降雨量分布可以看出，安徽中部包括合肥、六安、淮南等地在内的37个测站降水超过100 mm，最大降雨量出现在肥西为158.7 mm，其中合肥多地小时最大雨强达100 mm/h左右，实属罕见。这次降水过程强度大、持续时间短，具有明显的中尺度特征，多家业务模式(ECMWF、GRAPES、华东中尺度模式)均没有预报出安徽中部的强降水。

图1 2018-07-26T08—27T08地面累计雨量(单位为mm)分布(审图号:GS(2019)3082号)

此次降水局地性强，26日20—21时(图2a、图2b)，安徽东北部和西北部以及南部各有一个强降水点，呈现一个类似三角型的分布，22时(图2c)该三角型的强降水中心开始减弱并向三角的中心(安徽中部)靠近并加强，随后3小时，强降水主要集中在安徽中心地区，且雨强较大，23时(图2d)出现超过100 mm/h的短时强降水，随后降水逐渐减弱。

图2 2018-07-26T20—23地面逐小时降雨量(单位为mm；a 20时，b 21时,c 22时,d 23时)分布(审图号:GS(2019)3082号)

1.2 天气形势演变和环境条件特征

图3见第13页给出了26日安徽地区高低空系统配置和地面风场辐合线演变。从26日20时高低空配置(图3a)可以看到：太平洋副热带高压(简称副高)强盛位置偏北，呈西南—东北带状分布，安徽南部处于副高控制下，588 dagpm线位于江淮之间，安徽北部和中部处于副高边缘；700 hPa上，淮河以北存在东北风、西南风之间的东西向切变线，为安徽北部初始对流触发提供抬升条件；850 hPa上，安徽南部处于副高控制，低层一致的西南暖湿气流与江苏东部临海的东南风在安徽东部与江苏交界处形成一条近乎西北—东南向的暖式切变线，为安徽东部与江苏交界处对流发展提供了动力条件。17—20时，地面风场辐合线不断向南移动(图3b)。

7月26日18时至27日01时地面逐时温度与风场分析(图4，见第13页)表明，18时安徽北部地面温度较南部地区偏低4～6 ℃(图4a)，在山东与安徽交界处形成一冷池，导致安徽北部边界层有弱冷空气输入，较冷气流与副高外围偏南暖湿气流交汇，在安徽北部形成东西向中尺度风场辐合线，触发对流云团，降水产生的冷池使得新的对流单体不断在中尺度对流系统的南侧生成并向下游传播(图4b)。与此同时，大别山区和皖南山区夜间形成冷源，20—21时，安徽中部为热源被来自四周冷空气包围，形成热力直接环流导致风场从西北、东北和南部向安徽中部辐合(图4c、图4d、图4e)，导致22时中部短时强降水。23时(图4f)，强降水产生后蒸发冷却，地面大部分温度均降低至25 ℃以下。在此过程中副高整体维持稳定，安徽中部处于副高边缘，表明在高温高湿的环境下，对流系统的冷池出流边界触发抬升。

从阜阳和南京26日20时探空图(图5，第13页)和对流稳定度参数(表1)可知， 强降水发生前安徽北部和中部均有明显的对流不稳定能量(CAPE)，阜阳站和南京站CAPE值分别高达1 532 J/kg、2 496 J/kg。湿层深厚，提供了充足的水汽条件。两站的抬升凝结高度(LCL)和自由对流高度(LFC)均较低，暖云层深厚，有利于提高降水效率。另外有一定的对流抑制能量(CIN)，有利于对流发生前不稳定能量积蓄，触发热对流[16]，且两站20时的整层垂直风切变均较弱，属于一次弱垂直风切变环境下的强降水过程。

表1 2018-07-26T20阜阳站和南京站对流稳定度参数

2 中尺度对流系统的发生发展

图6(第14页)给出了26日17时至27日02时30分FY-2E红外图像。17时左右安徽北部和西北部受低层切变线和地面辐合线(图3)作用出现中-α尺度对流云团A，同时在江苏中部和南部与安徽交界处受暖切变线触发分别生成中-β尺度对流云团B和α尺度对流云团C。18：30(图6a)，安徽北部对流云团A在地面辐合线(图3b)引导下不断向南发展增强，主体位于中北部，同时江苏境内对流云团B发展并向安徽移动，A、B对流云团在19：30逐渐靠近合并。皖南山区大别山区受地形作用不断触发对流云团C和D(图6a)，这与前人研究指出地形对对流云团发展起重要作用相一致[29]。21：30(图6b)安徽北部、江苏西部以及安徽南部不同尺度的对流云团A、B、C合并加强为ABC，且对流云团D发展增强向东移动与ABC合并,在22：30(图6c)发展成一个强盛的椭圆型中-α尺度对流系统E，冷云顶亮温达到-61℃，面积覆盖整个安徽中部的江淮之间，对应该时段安徽中部出现短时强降水。随着对流云团逐渐减弱南移，降水强度也趋于减弱。整体来看，中尺度云团初生强度大，发生发展迅速并且有组织的合并加强是形成本次强降水的重要原因。

图3 2018-07-26T20安徽地区高低空系统配置(a)和2018-07-26T17—20地面风场辐合线逐时演变(b)(审图号为GS(2019)3082号；文见第11页)

图4 2018-07-26T18—23逐小时地面温度(填色，单位为℃)和地面风场(单位为m/s)(a 18时；b 19时；c 20时；d 21时；e 22时；f 23时)分布(审图号为GS(2019)3082号；文见第11页)

图5 2018-07-26T20阜阳(a)和南京(b)温度对数压力图(文见第11页)

图6 2018-07-26 FY-2E红外云图(a 18:30；b 21:30；c 22:30)(审图号:GS(2019)3082号)

3 数值模拟

3.1 模式简介

采用中尺度预报和同化系统WRF3.8模式，通过同化雷达反射率和径向风资料模拟此次降水过程，使用合肥和南京两部多普勒雷达资料。采用两层嵌套方案，外层区域有193×193个格点，格距9 km，内层区域有289×289个格点，格距3 km，中心位置均为117.40°E、32.48°N。模式的初始和边界条件采用ECMWF的0.25°×0.25°再分析资料，每3 h更新一次数据，模式起报时间2018年07月26日20时，积分12 h，内层区域每隔1 h输出一个结果。

3.2 模拟结果分析

对比分析模拟与观测的逐时降水发现模拟的主要雨带和降水量级与实况分布较为一致，降水发生过程和持续时间与实况基本相符，故模式输出结果适用于本次对流系统的分析研究。考虑观测数据没有模式数据时间分辨率高，所以采用模式的逐小时水平、垂直方向多层次数据更细致的分析此次暖区暴雨过程的环境场包括动力和水汽条件。

3.2.1 低空急流 图7给出了7月26日21时至27日00时逐小时850 hPa风场及风速图。21时(图7a)安徽东北部、西部和南部均存在风速超过12 m/s的低空急流，局地超过24 m/s，与小时雨量图对比发现，风速大值区与21时小时降水量所在区域较为一致。22时(图7b)，三股急流向安徽中部汇合，形成一个完整的气旋式环流，有利于水汽和能量在中部累积增强。23时(图7c)，气旋式环流进一步向安徽中部辐合，导致安徽中部中尺度辐合，强降水分布中心也随之转移到安徽中部。27日00时(图7d)安徽中部气旋式辐合强度减弱，对应强降水减弱。值得一提的是，925 hPa风场和风速分布与850 hPa类似，在强降水区存在风速超过12 m/s，局地超过24 m/s的超低空急流。综上，此次过程强盛的低空急流和超低空急流提供了充足的水汽条件和动力条件，风场中尺度辐合是对流发展和强降水发生的重要原因。

3.2.2 不稳定层结 图8(见第16页)给出了假相当位温和风场的垂直剖面。26日21时(图8a)在安徽的西北部115.5°E以西和东北部118.5°E以东高层至低层(500 hPa以下)分别为西风和东风，形成风场辐合造成两地强上升运动，且中低层(700 hPa以下)假相当位温随高度降低，大气处于不稳定层结。22时(图8b)，西北部强上升运动东移至116.5°E，东北部上升运动向西移动至118.3°E，风场辐合进一步推至中部并有所增强。

图8c、图8d给出的是沿经度117.5°E的高度纬度剖面图。23时(图8c)在安徽中部(31.5～32.5°N)中低层为不稳定层结，南部为北风，北为南风，风场向安徽中部辐合，导致强上升运动；27日00时(图8d)风场进一步向安徽中部辐合，强上升运动更加集中，宽度比前一时次减小，导致强降水范围开始缩小。由此可见，源自西北、东北和南边的整层风场作为引导气流向安徽中部辐合，造成中部整层强上升运动，从而导致安徽中部出现100 mm/h的短时强降水。

图8 2018年7月26日21时(a)、22时(b)沿纬度33°N，23时(c)、27日00时(d)沿经度117.5°E的WRF模式假相当位温(单位为K)和风场垂直剖面(水平u分量与10倍垂直速度ω的合成(u,10ω)(a、b)，水平v分量与10倍垂直速度ω的合成(v,10ω)(c、d))(文见第14页)

4 结论和讨论

(1)本次暖区暴雨发生在副高边缘的安徽中部，环境场高温高湿，不稳定能量强，对流系统受低层切变线及上游地区边界层弱冷气流与副高外围偏南暖湿气流构成的中尺度辐合线共同触发；对流产生的冷池出流边界与环境风场形成地面中尺度辐合线， 使得新的对流单体不断在其南侧生成并向下游传播，冷池触发的对流云团与地形热力作用强迫的对流云团之间合并加强最终导致强降水的产生。

(2)WRF模式对此次暖区暴雨落区和量级预报较好，故采用更高分辨率的模式数据分析此次暖区暴雨过程的中尺度环境场特征，结果表明影响此次强降水的中尺度系统主要包括中尺度辐合线和气旋式辐合中心；来自西北、东北和南边的低空急流和超低空急流向安徽中部气旋式辐合，同时增温增湿，使得低层假相当位温比高层明显增大，造成大气不稳定层结，上述动力和热力条件配合低层触发机制造成安徽中部整层强上升运动，最终导致此次暖区暴雨的产生。

(3)暖区暴雨预报中，在高温高湿条件下，地面中尺度辐合线(冷池出流)、低空急流和超低空急流具有指示意义，同时雷达资料及云图分析是提高暖区暴雨预报的途径之一。本文仅为一次过程分析，需要更多个例分析验证此结论。