第３１卷第３期 气 象科学 Ｖｏ１．３１，Ｎｏ．３ ２０１１年６月 Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ ｔｈｅ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ Ｊｕｎｅ，２０１１ 蒋义芳，尹东屏，刘安宁，等．一次特大暴雨过程的多普勒天气雷达资料分析．气象科学，２０１１，３１（３）：３４７．３５３． ＪＩＡＮＧ Ｙｉｆａｎｇ，ＹＩＮ Ｄｏｎｇｐｉｎｇ，ＬＩＵ Ａｎｎｉｎｇ，ｅｔ ａ１．Ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｎ Ｄｏｐｐｌｅｒ ｗｅａｔｈｅｒ ｒａｄａｒ ｄａｔａ ｏｆ ａｎ ｅｘｔｒａｏｒｄｉｎａｒｉｌｙ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌ１．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ ｔｈｅ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２０１１，３１（３）：３４７—３５３． 一次特大暴雨过程的多普勒天 、亩 ＝－寻昌 达资料分析 蒋义芳 尹东屏 刘安宁 李进喜吴海英 （江苏省气象台，南京２１０００８） 摘要 利用卫星云图和多普勒天气雷达资料对２００８年８月ｌ一２日上午发生在安徽东南部及 江苏西南部特大暴雨过程进行了分析。结果表明，这次区域性特大暴雨是由台风减弱演变为深厚 低压系统所引发，暴雨区域辐合上升运动强烈，西南低空急流强盛，同时中层冷空气侵入触发不稳 定能量释放；特大暴雨的发生与中ｐ尺度强对流云团多次发展以及长时间维持密切相关，中尺度 云团的最冷云区亮温和面积决定了暴雨强度；积层混合云降水回波内部有多个尺度不等的的对流 回波相继经过暴雨发生地形成“列车效应”，从而造成持续性暴雨，暴雨回波的强回波核总是位于 云体的中下部，这是暴雨回波的典型特征；特大暴雨发生阶段，对流层中低层辐合厚度增加，强度增 强，同时低层（２ ｋｍ以下）伴随下沉运动，２ ｋｍ以上则为上升运动。 关键词 特大暴雨；低空急流；多普勒天气雷达 分类号Ｐ４５８．１２１．１ 文献标识码Ｂ Ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｎ Ｄｏｐｐｌｅｒ ｗｅａｔｈｅｒ ｒａｄａｒ ｄａｔａ ｏｆ ａｎ ｅｘｔｒａｏｒｄｉｎａｒｉｌｙ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌｌ ＪＩＡＮＧ Ｙｉｆａｎｇ ＹＩＮ Ｄｏｎｇｐｉｎｇ ＬＩＵ Ａｎｎｉｎｇ ＬＩ Ｊｉｎｘｉ ＷＵ Ｈａｉｙｉｎｇ （Ｊｉａｎｇｓｕ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌ Ｏｂｓｅｒｖａｔｏｒｙ，Ｎａｎｊｉｎｇ ２１０００８，Ｃｈｉｎａ） Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｂａｓｅｄ Ｏ１３ ｔｈｅ ｓａｔｅｌｌｉｔｅ ｃｌｏｕｄ ｐｉｃｔｕｒｅ ａｎｄ Ｄｏｐｐｌｅｒ ｗｅａｔｈｅｒ ｒａｄａｒ ｄａｔａ．ｔｈｅ ｅｘｔｒａｏｒｄｉｎａｒｉｌｖ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌｌ ｆｒｏｍ １ Ａｕｇｕｓｔ ｔｏ ２ Ａｕｇｕｓｔ，２００８ ｏｃｃｕｒｒｅｄ ｉｎ ｓｏｕｔｈｅａｓｔ ｏｆ Ａｎｈｕｉ ｐｒｏｖｉｎｃｅ ａｎｄ ＳＯＵｔｈｗｅｓｔ ｏｆ Ｊｉａｎｇｓｕ ｐｒｏｖｉｎｃｅ ｗａｓ ａｎａｌｙｚｅｄ．Ｔｈｅ ｒｅｓｕｌｔｓ ｓｈｏｗ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｒａｉｎｓｔｏｒｍ ｗａｓ ｃａｕｓｅｄ ｂｙ ｒｅ—ｉｎｔｅｎｓｉｉｆｅｄ ｄｅＤｒｅｓ— ｓｉｏｎ ａｓ ｔｈｅ ｒｅｓｕｌｔ ｏｆ ｌａｎｄｆａｌｌ ｏｆ ｔｙｐｈｏｏｎ．Ｔｈｅｒｅ ｗａｓ ｓｅｖｅｒｅｌｙ ｃｏｎｖｅｒｇｅｎｔ ａ￣ｃｅｎｄｉｎｇ ｍｏｔｉｏｎ ａｎｄ ｓｏｕｔｈｗｅｓｔ ．ｌｏｗ—ｌｅｖｅｌ ｊｅｔ ｏｖｅｒ ｒａｉｎｓｔｏｒｍ ａｒｅａ．Ｔｈｅ ｃｏｌｄ ａｉｒ－ｍａｓｓ ｗｈｉｃｈ ｗａｓ ｉｎｔｒｕｄｅｄ ｉｎ＇ｔｏ ｍｉｄｄｌｅ ｔｒｏｐｏｓｐｈｅｒｅ ｔｒｉｇｇｅｒｅｄ ｔｈｅ ｉｎｓｔａｂｉｌｉｔｙ ｅｎｅｒｇｙ．Ｔｈｅ ｓｅｖｅｒｅｌｙ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌｌ ｃｏｒｒｅｌａｔｅｄ ｗｉｔｈ ｓｅｖｅｒａｌ＇，ｔｉｍｅｓ’ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔｓ ａｎｄ １０ｎｇ ｓｔａｎｄｉｎｇ ｍａｉｎｔｅｎａｎｃｅ ｏｆ ｔｈｅ ｍｅｓｏ—Ｂ ｓｃａｌｅ ＭＣＳ．Ｂｏｔｈ ｔｈｅ ｌｏｗｅｓｔ ｃｌｏｕｄ ｆｉｅｌｄ ｌｕｍｉｎａｎｃｅ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ａｎｄ ｔｈｅ ａｒｅａ ｏｆ ｍｅｓｏ ｓｃａｌｅ ｃｌｏｕｄ ｃｌｕｓｔｅｒ ｄｅｃｉｄｅｄ ｔｈｅ ｒａｉｎｓｔｏｒｍ ｉｎｔｅｎｓｉｔｙ．Ａｎｄ ｔｈｅ ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ ｔｅｒｎｐｅｒａｔｕｒｅ ｂｅ． １ｏｗ一７３℃ｏｆ ｃｏｌｄ ｃｌｏｕｄ ｃｌｕｓｔｅｒ ｃｏｒｒｅｌａｔｅｄ ｗｉｔｈ ｒａｉｎｓｔｏｒｍ ａｒｅａ ｖｅｒｙ ｗｅｌ１．Ｓｅｖｅｒａｌ ｃｏｎｖｅｃｔｉｏｎ ｃｅ１ｌｓ ｉｎｓｉｄｅ ｔｈｅ ｃｕｍｕｌｕｓ—ｓｔｒａｔｕｓ ｍｉｘｅｄ ｅｃｈｏ ｐａｓｓｅｄ ｔｈｒｏｕｇｈ ｒａｉｎｓｔｏｒｍ ａｒｅａ ｉｎ ｔｕｒｎ ａｎｄ ｂｒｏｕｇｈｔ ａｂｏｕｔ“ｔｒａｉｎ ｅｆｆｅｃｔ” ａｎｄ ｌｅｄ ｔｏ ａ ｓｕｓｔａｉｎｅｄ ｒａｉｎｓｔｏｒｍ．Ｄｕｒｉｎｇ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌｌ ｓｔａｇｅ．ｔｈｅ ｔｈｉｃｋｎｅｓｓ ｏｆ ｃｏｎｖｅｒｇｅｎｃｅ ｉｎ ｍｉｄｄｌｅ ａｎｄ ｌｏｗ ｔｒｏｐｏｓｐｈｅｒｅ ｉｎｃｒｅａｓｅｄ ａｎｄ ｉｎｔｅｎｓｉｔｙ ｒｅｉｎｆｏｒｃｅｄ．Ｔｈｅ ｄｉｖｅｒｇｅｎｃｅ ｉｎ ｕｐｐｅｒ ｔｒｏｐｏｓｐｈｅｒｅ ｗａｓ Ｗｅａｋ．Ｄｅ— ｓｃｅｎｄｉｎｇ ｍｏｔｉｏｎ ｐｒｅｖａｉｌｅｄ ｉｎ ｌｏｗ ｔｒｏｐｏｓｐｈｅｒｅ（ｂｅｌｏｗ ２ ｋｍ）ａｎｄ ａｓｃｅｎｄｉｎｇ ｍｏｔｉｏｎ Ｗａｓ ａｂｏｖｅ ２ ｋｍ． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ Ｓｅｖｅｒｅ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌｌ；Ｌｏｗ．１ｅｖｅｌ ｉｅｔ；Ｄｏｐｐｌｅｒ ｗｅａｔｈｅｒ ｒａｄａｒ 收稿日期（Ｒｅｃｅｉｖｅｄ）：２０１０－０１—１２；修改稿日期（Ｒｅｖｉｓｅｄ）：２０１０ １１—１６ 基金项目：江苏省气象科研开放基金项目（２００９１０）；中国气象局气象新技术推广项目预报员专项（ＣＭＡＴＧ２００９ＹＢＩ２） 通讯作者（Ｃｏｒｒｅｓｐｏｎｄｉｎｇ ａｕｔｈｏｒ Ｊ：蒋义芳（ＪＩＡＮＧ Ｙｉｔａｎｇ）． ３４８ 气 象 科 学 ３１卷 引 言 特大暴雨天气由于降水强度大，持续时间长，经 常给工农业生产和国民经济生活造成不可估量的损 加大，２０时形成强盛的低空急流，安徽东南部西南 急流风速达到了２０ ｍ／ｓ，由西南风输送的水汽源源 不断地流入，使得滁河地区不稳定能量和湿度激增。 ８月１日０８时，８５０ ｈＰａ上低压环流演变为深厚的 低槽，２０时河套东部冷空气刚刚南下渗透到滁河地 失。对暴雨研究，很多气象工作者已做过大量的工 作，如探讨了低空急流与暴雨发生的密切关系¨ ， 指出低空急流的活动区域常常是暴雨和强对流天气 经常发生的地区，低空急流为中纬度暴雨和强对流 区，７００ ｈＰａ以上风向已转为西北风。冷空气触发 了不稳定能量释放，强烈的上升运动造成了滁河地 区特大暴雨。２日２０时５００ ｈＰａ低槽东移，滁河地 提供了热力和动力条件，在低空急流风速发生较大 区受槽后西北气流控制，降水结束。 脉动地区的下游有强度较大的降水发生。也指 出［７－９｝北方南下的冷空气，对暴雨的发生起到触发 作用。由于每次特大暴雨的形成机制不同，对它的 预报难度非常大。多普勒天气雷达是一种非常有用 的探汉４工具，它不仅提供时隔６ ｍｉｎ的强度产品，还 提供平均径向速度产品及丰富的导出产品，可以从 中分析出环境垂直风场结构及低空急流等特征，为 分析研究暴雨发生发展机制提供了极为有利的条 件。本文利用卫星云图和多普勒天气雷达资料，对 ２００８年８月１ 日上午发生在安徽东南部及江苏 西南部特大暴雨过程进行了分析，找出中尺度对流 云团（ＭＣＳ）及平均径向速度和风廓线产品变化特 征与暴雨发生的关系，探讨了这次特大暴雨发生发 展的物理机制，为今后大暴雨的预报提供参考依据。 １ 天气实况 ２００８年８月１－－２日上午在安徽的滁州、全椒 及南京浦口区和南京城区产生了特大暴雨，期间累 积雨量分别为４２０、３７５、２４１、１４３．８ ｍｍ，其中滁州８ 月１日１９时一８月２日０１时（北京时，下同）期间 ６ ｈ累积降水量达２９９ １＂１＂１１７１。这次特大暴雨为历史罕 见，滁河水位猛涨，城市严重积涝，交通瘫痪，给人民 日常生活和工农业生产带来了严重影响。 ２天气形势分析 ２００８年第８号台风“凤凰”于２８日晚上１０时 在福建省福清市东瀚镇登陆后，沿着副热带高压西 侧的东南引导气流向西北偏北方向移动，同时强度 明显减弱，７月３０日０５时在江西余干县附近减弱 为热带风暴，之后，热带风暴转向北偏东方向移动。 ７月３１日安徽处于减弱的热带低压中心，２０时地面 低压中心气压值为１ ００３ ｈＰａ，且低压环流系统从地 面延伸到３００ ｈＰａ，滁河地区及南京处于低压环流东 部偏南气流中，同时河套地区有一高空槽正在东移。 随着副热带高压增强西进，对流层中低层西南风速 ７月３１日开始，Ｋ指数（， ）维持在３５ 以上， 沙氏指数， ＜０，表明大气层处于不稳定状态，特别 是８月１日２０时，大气层的不稳定程度达到最大， ， ＝４０ ｏＣ，， ＝一４．５ ，极不稳定的大气层，为暴雨 的产生提供了能量保证。 以上分析可以看出，由台风减弱演变为深厚低 压系统所控制的区域辐合上升运动强烈，强盛的西 南低空急流为特大暴雨发生提供了充足的水汽和不 稳定能量，冷空气侵入触发不稳定能量释放。由于 受到增强副热带高压的阻挡，低槽系统长时问停留 在安徽东南部和江苏西南部，造成了滁河地区和南 京地区特大暴雨。 ３ 中尺度对流云团演变分析 分析８月１ 日的红外卫星云图可以清晰地 看出，特大暴雨发生阶段有中尺度对流云团（属于 ＭＣＳ）强烈发展和长时间维持特征，图１是８月１～ ２日红外卫星云图上对流云团演变过程。 ８月１日０９时，在合肥附近，有中尺度对流云 团Ａ新生并发展，１４时开始，在Ａ云团的东北边缘， 也就是全椒、滁州上空，有对流云团Ｂ迅速发展加 强，云区范围扩大，１６：３０云顶亮温低于一７３ ｃ（＝的 云区面积达到６ ０００ ｋｍ ，全椒在１４一ｌ６时内２ ｈ雨 量超过８０ ｍｍ，１７：３０开始，该对流云团有所减弱， １８：３０在Ｂ云团的东部边缘，也就是南京市上空又 有新的对流云团ｃ生成并发展，但相对于Ｂ云团来 讲对流性发展不是太强，因此在南京市区也就造成 了２０ ｍｍ／ｈ的降水强度。与此同时，在Ｂ云团的西 北方向有多个尺度大小不等的中尺度对流云团，同 样它们的对流程度也不是很强，相互作用不明显。 ２１：３Ｏ，原先已经减弱的Ｂ云团“死灰复燃”，减弱的 云系又重新发展，对流强度迅速增强，云顶亮温又下 降到一７３ 以下，到２３：３０，低于一７３ 的云区面 积达到了１２ ０００ ｋｍ ，ｌ９—２３时之问，滁州４ ｈ降水 量达到２４０ ＩＴＩＩＴＩ。８月２日０１时３０分，云顶亮温梯 ３期 蒋义芳，等：一次特大暴雨过程的多普勒天气雷达资料分析 １日１４时 ３４９ 度开始变小，云区边缘向四周扩散，与其西北方向较 弱的中１３对流云团合并形成中 尺度云团，８月２ 日０２时３Ｏ分，在有所减弱的Ｂ云团内部又激发出 ４个尺度不等的强对流云团，每个云团的对流程度 日０８时１８ ｈ累积降水量分别达 ４２０ ｍｍ和３７５ ｍｍ，特别在１日１９时—２日１时之 间滁州６ ｈ降水量达２９９ ｍｍ。２日４时开始回波减 弱，大于４０ ｄＢｚ的强回波面积明显减小。然而，从 也不尽相同，其中最强的是Ｂ云团的东北侧Ｄ云团 （滁州、全椒上空），０３：３０，形成尺度较大的强对流 嘉山到合肥之间又有强回波向东偏南方向移来，０８ 时（图２ｄ）大于３０ ｄＢｚ的降水区域覆盖滁州、合肥、 巢湖、含山、全椒地区，这些地方继续维持较强降水， 但降水强度与前面时次相比减小了许多。２日９时 云团，期间，滁州、全椒、江浦降水强度在２０～ ３０ ｍｍ／ｈ左右，０８时，对流云团明显减弱，滁河流域 强降水过程基本结束。 由上分析可以看出，滁河流域特大暴雨与中Ｂ 尺度强对流云团（属于ＭＣＳ）多次发展以及长时间 维持密切相关，中尺度云团的最冷云区亮温和面积 决定了暴雨强度，强降水出现在对流云团的发展阶 段，≤一７３℃的冷云覆盖区与暴雨落区有较好的对 应关系。 ４多普勒天气雷达回波分析 ４．１暴雨回波演变 ８月１日上午８：３０（图２ａ）在南京西部１５０ ｋｍ 外安徽的淮南到寿县一带有回波东移发展，ｌ０时较 强回波位于合肥以西地区，移向为１００～１４０。方位， 而南京西南方向原先减弱的回波仍向东北移动，两 者于ｌ２时左右相接，此时，强中心距离滁州西部 ５０ ｋｍ，１４时（图２ｂ）强中心到达滁州、全椒及含山 一带，最大强度４０～５０ ｄＢｚ，最大回波顶高１２～ １４ ｋｍ。此后，在滁州西北方向固镇、蚌埠、嘉山一 线接连不断地有中心强度达４５～５０ ｄＢｚ的强回波 单体移入，形成“列车效应”，造成持续性强降水。 １７时，强回波进入南京，过南京后则向东移动并减 弱，强回波移向呈气旋性旋转，这主要是由于南京上 空对流回波向东扩展，而滁州西北方向的对流单体 向东南方向移动而形成，这也表明滁州和南京区域 具有有利于对流云团生成和维持的中尺度环境，此 时，北方南下的冷空气与南方西南暖湿气流相互交 汇，残留台风低压变性增强。由于两股气流在３２。Ｎ 附近势力相当，因而产生持续强降水。（图２ｃ）是 暴雨发生最强盛阶段回波组合反射率因子图，在暴 雨发生区域，大片层状云中有多个中心强度达４５～ ５０ ｄＢｚ的对流单体镶嵌其中，这就是暴雨系统在雷 达回波上所反映的积层混合云系的絮状回波这样的 典型特征。南京西北方向的北边缘组合反射率因子 梯度大，而且从１日２０时到２日０２时４０ ｄＢｚ以上 的回波面积维持最大。由于强回波维持时间超过 １０ ｈ盘踞在滁州、全椒、江浦、南京一带，滁州、全椒 以后，盘踞在南京雷达站西南方向的回波原地缓慢 减弱，并于下午１４时（图略）以后基本消散殆尽。 ４．２暴雨回波垂直结构 图３为暴雨发生期问８月２日１：４３沿南京到 滁州方向所作的反射率因子垂直剖面图，从图中可 以看出，在南京的西北方向，混合性降水回波中镶嵌 着５～６个对流回波柱，它们的水平尺度从５— ３０ ｋｍ不等，为中 尺度及中ｐ尺度，这表明中ｐ尺 度云团内部有多个中 尺度和中ｐ对流回波，它们 向上伸展高度达１０～１２ ｋｍ，大于３５ ｄＢｚ的强回波 伸展高度也有６—７ ｋｍ，强回波核总是位于云体的 中下部，中心强度达４０—４５ ｄＢｚ，这些对流性非常强 盛的单体所经之地都会造成强降水，而且这些单体 回波相继经过全椒、滁州、浦口等地，从而造成滁河 地区特大暴雨。这种具有在大片层状云中有多个对 流回波柱的混合性降水回波垂直分布结构是暴雨系 统的典型回波特征。 ’ 以上分析可以看出，大片层状云降水回波中镶 嵌着多个尺度不等的西北一东南走向排列的对流回 波，这些对流回波不断新生并发展，并相继经过全 椒、滁州、浦口等地，形成“列车效应”而造成持续性 暴雨。由于层状云为对流云生成发展提供了富含小 水滴的潮湿环境，就不必像孤立对流云那样因周围 是干空气，由湍流和蒸发作用要消耗很多水汽和能 量，而是加速了对流上升运动和云物理过程，云体向 上发展到１０～１２ ｋｍ就能产生强降水，也就不像孤 立对流云需要更多能量来使云体发展到更高高度和 更大体积才能产生同量的降水。同时，暴雨回波的 强回波核总是位于云体的中下部，这也是暴雨回波 的典型特征。 ５平均径向速度分析 在平均径向速度场中，零速度线和平均径向速 度大小的变化反映了风场结构的变化，从中可以分 析出暴雨发生发展的环境场特征。 ８月１日０９时０．５ｏ仰角ＰＰＩ的平均径向速度 350气象科学a31卷吣扎(\"，曲●A日∞●●1J(峪州●，、O(．，b、1／bF3¨∞毗瑚翻鹾瓣I粼l2401[图Fig1．18o月12日红外卫convec星云图对流云团演变cTheevolutionfIRtioncloudlusterfrom1Augustto2August图1357：28月2o1-23南京雷达站组合反射率因子演变图1；；(e)；301：431fcom3(d)21re07：57；n3(e)2114l00：(单位：dBz距离圈间隔50km)，FheevolutionpositeOnlfuectivityinNajingfromonAugussttn2Augu14：stOil1August(C)01：432Agust；(d)07：572Augut；(e)002August(interval：50km)内(对应高度35km．以下)一，10～一15m／s。的速15H∥s的面积这表度面积明显大于东北侧10…刚--幽50km区域内对流层低层有低空-瓣隧．明■■此时测站周围～，，，急流存在同时具有明显的风速辐合特征为区域暴，，”巧\"钙\"：2巧雨的发生提供了水汽和动力条件14。0：3(图4b)平均径向负速度所覆盖的区域，一扩大到安徽的蚌埠五河嘉山、、带这说明上述地，一区已有降水回波而此时零速度线的形状发生了，些变化距离测站，，60km以内零速度线呈s型弯，，曲表明对流层低层有暖平流存在而图3Fig3．30km外南北2008ver年l8月2日lo：43ec反射率因子垂直剖面图tivitya两侧表现出不对称性测站南侧零速度线仍呈西北，Theticasectionfrelftl：43Oil2August，2008东南走向北侧则呈东北西南走向表现为北风和一，，南风的辐合线图(图，，10．和24仰角PPI(图略)也具有。．一4a)上，100km范围内(对应高度1，．6kin以同样的特征，。这表明沿江苏南从低层到中层为45km。致下)零速度线基本呈西北东南走向在距测站西南方向一30～一～60km20m处(对应高度10，西南风长江以北垂直方向上的风场则随着高度增05．～0．9km)有一15／s的负速度中心而在东北侧对应距，—加风向发生顺转低层西南风，～，，高度转为当中层有从离处平均径向速度为，15m／s，24．度仰角70km西到西北风北方中层已有冷空气渗透，，PPI的径向速度图(图略)上西南方向距测站以冷空气入侵同时对流层低层又有源源不断的水汽输送上冷下暖的配置有利于暴雨天气的发生，。3期蒋义芳等：次特大暴雨过程的多普勒天气雷达资料分析一，351In／s-墨0—，，51527●RF(Fig4．a、b、C、d、e南京雷达05仰角)分别对应8月1日09：02图4。．PPI14、The；(bevolutiononofvelocity；of05degre．e(a)0902：0131August)1403：1August(e)1632：on的径向速度演变图316：3223：348月2日07：45PPIinNanjingfrom1Augustto2August451August；(d)23：34On1August；(e)07：0：、、、tin2August雷达回波强度图的演变可以看出从蚌埠不断有大，于40dBz的强回波生成并向东南方向移动进入安，徽的滁州和全椒地区造成连续强降水，。中层冷空。气在缓慢南下的同时也渐渐向低层扩散，16：32分(图5c)测站北侧，，10km内零速度线02．一呈西北15km．东南走向而，10～90km(高度～)为南北走向90km，以外则是东北15km．西南向表明边界层维持西南风，，以上已转为西，到西北风冷空气已经渗透到低层此时，，，100km范围内负速度区面积大于正速度区面积低层仍然存在风向风速辐合。冷空气从中层的侵入不仅增强，，了大气的层结不稳定也触发了对流不稳定能量的释放同时低层风场辐合的长时间存在有利于大气，，时闻8，1i2时14时16时18时∞时2j时8／200时∞时04时06时上升运动的维持为持续性强降水的产生提供了保，证60。图23：345evo风廓线随时间演变图lutiono(图4d，)测站北侧30，km，外零速度线呈Fig5．Thefwindprofilewithtime度方位走向南侧随着距离增大向负速度区弯，曲同时西南方向负速度中心的数值也增大了平均5m的各个高度上水平风用风标表示在同，一幅图上而一／s，表明低层西南暖湿气流有一个增强的过程一成水平轴表示时间垂直轴表示高度这，，，产品可技术反演，滁州1h降水超过月270mm，南京到滁州4e线强降水80km以帮助我们了解在降水发展的不同阶段风场垂直0持续至8日05时结构的特征。大范围降水过程中用，VAD。在强降水变为弱降水阶段(图)一，距离得到的速度方位显示风廓线(VWP)能较好地反映圈内零速度线已由暴雨发生前的西北，东南走向转雷达测站周围50km范围内(这次暴雨过程正好发。变为南北向表明对流层低层的风向已经发生明显的变化由西南风变成了西到西北风暴雨发生所需，，生在这范围内)平均水平风的时空变化情况由风廓线随时间变化(图时开始在4，～5)可以看出，1日14的水汽条件消失同时大风速轴呈西北东南走向且，，6km高度首先有西北风出现表明对，，，正大风速区的面积明显比负大风速区的面积大说，流层中层有冷空气渗透随后冷空气向低层扩散2014明中低层辐散场的存在强降水维持的动力条件被，时扩散到对流层低层时以后开始的，。滁州全椒强降水就是从、打破14—15时之间两站，lh降水量分别。以上分析表明对流层低层存在风场辐合和低，为37达到mm、mm。14qmm。0时两站146h降水量分别空急流中层冷空气的入侵并向低层扩散是滁河地，117lilln、197，由于时前各层为强盛西，区特大暴雨产生的主要原因。南暖湿气流控制低层水汽充足当暖湿空气在上升过程中遭遇冷空气时就会很快凝结成液态水滴同，，6风场垂直结构的变化分析VAD时随着中层冷空气的入侵上下层温差加大使得对，，风廓线产品是将不同时刻VAD算法导出流加剧从而产生对流性强降水，。1日20时到2日３５２ 气 象 科 学 ３１卷 ０２时，虽然冷空气已经渗透到对流层低层，但ｌ ｋｍ 以下一直保持西南风，而且２日００时，西南风抬高 到１．２ ｋｍ高度，西南风速达ｌ４～１６ ｍ／ｓ，表明低层 水汽充足，期间滁州六小时降水量达２６０ ｍｍ。０２ 时以后，１ ｋｍ以下的风转为西风，且风速在变小，所 以０２时以后雨势明显减弱。 以上分析可以看出，滁河地区特大暴雨的发生 与低层强盛西南暖湿气流以及对流层中层冷空气的 入侵密切相关。 ７ 平均散度场与平均垂直运动场的结 构特征 胡志群等¨ 利用改善的ＥＶＡＤ方法计算出降 水区各高度上的平均风向和平均散度，再用变分法 对散度值进行调整，然后利用连续方程，计算大气的 垂直速度。为了满足ＥＶＡＤ方法的基本假设，保证 风场在一定水平范围内足够的平滑，资料选取水平 距离１０～５０ ｋｍ内雷达基数据。特大暴雨发生地全 椒、滁州及浦口距离南京雷达站小于５０ ｋｍ，满足方 法所需资料要求。图８为用上述方法计算出的散度 场与垂直运动场演变。 从图６可以看出，强降水发展前期（图６ａ、ｂ）， 中低层为弱的辐合，边界层辐合相对较大（散度为 一ｌ１×１０ ／ｓ），３～３．６ ｋｍ为辐散层，垂直速度场表 现为整层的上升运动，最大上升速度为１０ ｃｍ／ｓ，位 于３．１ ｋｍ高度；强降水发生阶段（图６ｃ、ｄ），辐合层 厚度增加。散度场中，４．５ ｋｍ以下为一致的负散 度，且辐合强度增强，强辐合层向高层扩展，１。２～ ３．５ ｋｍ高度层的散度值在（一１０～一１５）×１０。／ｓ 之间，远远大于强降水发展前期值。４．５ ｋｍ以上为 弱辐散，最大散度值只有２×１０～／ｓ，这与暴雨系统 的特征规律“低层辐合，高层辐散，且辐散量要超过 低层辐合量”不一致，其原因可能是：上述结论是由 改善的ＥＶＡＤ方法计算散度场得到的，由于多普勒 天气雷达ＶＣＰ ２１体扫只有９个仰角作ＰＰＩ连续扫 描，到高层作某仰角ＰＰＩ扫描的间隔太大，而且最高 仰角只有１９．５。，未包含整个高层空间，以致计算出 来的散度误差较大，而低层ＰＰＩ扫描间隔较密，计算 结果基本可信。而此阶段，低层２ ｋｍ以下为下沉运 动，２ ｋｍ以上为上升运动，最大上升运动在４．５ ｋｍ。 最大上升气流的速度大于下沉气流的速度，有利于 强降水维持，当低层辐合减弱，增大的下沉气流向更 高层延伸时，强降水趋于结束。强降水结束阶段 （图６ｅ、ｆ），散度场中，对流层低层（３ ｋｍ以下）以辐 图６ ２００８年８月１－２日平均散度（左图单位：１０～ｓ ）和 垂直速度垂直分布（右图，单位：ｍ・Ｓ ） （ａ、ｂ）１日０８：２６；（Ｃ、ｄ）１日２１：０１；（ｅ、ｆ）２ Ｆｔ ０８：４７ Ｆｉｇ．６ Ｔｈｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｓ ｏｆ ａｖｅｒａｇｅ ｄｉｖｅｒｇｅｎｃｅ（１ｅｆｔ）ａｎｄ ｖｅｒｔｉｃａｌ ｖｅｌｏｃｉｔｙ（ｒｉｇｈｔ）ｆｒｏｍ １ Ａｕｇｕｓｔ ｔｏ ２ ａｕｇｕｓｔ，２００８． （ａ）０８：２６ ｏｎ １ Ａｕｇｕｓｔ；（ｂ）２】：０１ Ｏｉｌ】Ａｕｇｕｓｔ； （ｃ）０８：４７ ｏｎ ２ Ａｕｇｕｓｔ 散为主，３ ｋｍ以上转为辐合，而垂直运动场变为整 层的下沉运动。 以上分析表明，强降水发生发展的不同时期，散 度场和垂直运动场的分布不同，强降水发展前期，中 低层为弱的辐合，有利于上升运动的维持，为暴雨发 生提供了动力条件；强降水发生阶段，中低层辐合厚 度增加，强度增强，高层辐散，同时低层伴随由于强降 水产生的下沉运动，这种下沉气流将高层的较冷空气 携带下来，使得周围由于较强辐合作用而积聚的暖湿 空气更易达到饱和，从而产生强降水。由于这种散度 场和垂直运动场分布特征的长时间维持，使得强降水 维持较长时间。当低层辐合减弱转变为辐散，高层转 变为辐合，整层为下沉运动时，强降水结束。 ８ 结论 （１）这次区域性特大暴雨是由台风低压减弱再 由冷空气侵入而激活演变为深厚低压系统所引发， 暴雨区域辐合上升运动强烈，西南低空急流强盛，同 ３期 蒋义芳，等：一次特大暴雨过程的多普勒天气雷达资料分析 ３５３ 时中层冷空气侵入，导致降水区中大气对流不稳定 结构与垂直风切变的增强，使对流性降水发展。同 时由于受到增强副热带高压的阻挡，５００ ｈＰａ低槽系 统长时间停留在安徽东南部和江苏西南部，造成了 滁河地区和南京地区特大暴雨。 （２）特大暴雨的发生与中Ｂ尺度强对流云团 （ＭＣＳ）多次发展以及长时间维持密切相关，中尺度 云团的最冷云区亮温和面积决定了暴雨强度，强降 水出现在对流云团的发展阶段，≤一７３℃的冷云覆 盖区与暴雨落区有较好的对应关系。 （３）积层混合云降水回波内部有多个尺度不等 的西北．东南走向排列的对流回波，这些对流回波不 断新生并发展，并相继经过全椒、滁州、浦口等地，形 成“列车效应”而造成持续性暴雨。由于层状云为 对流云生成发展提供了富含小水滴的潮湿环境，加 速了对流上升运动和云物理过程，云体向上发展到 １Ｏ～１２ ｋｍ就能产生强降水。同时，暴雨回波的强 回波核总是位于云体的中下部，这也是暴雨回波的 典型特征。 （４）多普勒径向速度的零速度线变化以正负速 度中心数值大小反映暴雨发生发展环流演变以及低 空急流强度。 （５）特大暴雨发生阶段，对流层中低层辐合厚 度增加，强度增强，高层辐散，同时低层（２ ｋｍ以下） 伴随下沉运动，但２ ｋｍ以上则为上升运动；强降水 减弱阶段，低层辐合减弱并转变为辐散，高层转变为 辐合，整层为下沉运动。 参考文献 陶诗言．中国之暴雨．北京：科学出版社，１９８０：２９－３３． ＴＡＯ Ｓｈｉｙａｎ．Ｒａｉｎｓｔｏｒｍ ｏｆ Ｃｈｉｎａ．Ｂｅｉｊｉｎｇ：Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｐｒｅｓｓ（ｉｎ Ｃｈｉ— ｎｅｓｅ），１９８０：２９－３３． ［２］ 王远超，陈明璐，林宝亭．一次中尺度对流系统触发特大暴雨 机理研究．气象研究与应用，２００９，３０（２）：７－１１． ＷＡＮＧ Ｙｕａｎｃｈａｏ，ＣＨＥＮ Ｍｉｎｇｌｕ，ＬＩＮ Ｂａｏｔｉｎｇ．Ｔｒｉｇｇｅｒｅｄ ｍｅｃｈａ— ｎｉｓｍ ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｆ ａ ｍｅｓｏ ｓｃａｌｅ ｃｏｎｖｅｃｔｉｖｅ ｓｙｓｔｅｍ（ＭＣＳ）ｏｎ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎｆａｌ１．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ ａｎｄ Ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎ（ｉｎ Ｃｈｉｎｅｓｅ），２００９，３０（２）：７－１１． ［３］ 韩桂荣，何金海，梅伟．２００３年江淮梅雨期一次特大暴雨的研 究一中尺度对流和水汽条件分析．气象科学，２００８，２８（６）： ６４９－６５４． ＨＡＮ Ｇｕｉｒｏｎｇ，ＨＥ Ｊｉｎｈａｉ，ＭＥＩ Ｗｅｉ．ＭＣＳ ａｎｄ ｍｏｉｓｔｕｒｅ ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｎ ａ ｔｏｒｒｅｎｔｉａｌ ｒａｉｎ ｄｕｒｉｎｇ ｔｈｅ Ｍｅｉｙｕ ｓｅａｓｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｙａｎｇｔｚｅ－Ｈｕａｉｈｅ Ｒｉｖｅｒ Ｂａｓｉｎ ｉｎ ２００３．Ｓｃｉｅｎｔｉａ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ（ｉｎ Ｃｈｉｎｅｓｅ）， ２００８，２８（６）：６４９－６５４． ［４］刘淑媛，郑永光，陶祖钰．利用风廓线雷达资料分析低空急流 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