第三章暴雨預(yù)報

第三章暴雨預(yù)報學(xué)習(xí)要點

本章介紹了我國暴雨的時空分布特征和暴雨的發(fā)生發(fā)展規(guī)律，重點介紹了暴雨預(yù)報方法和預(yù)報思路。

暴雨是我國常見的災(zāi)害性天氣，由于各地降水和地形特點不同，所以各地暴雨洪澇的標(biāo)準(zhǔn)也有所不同。由暴雨造成的洪澇災(zāi)害以及滑坡、泥石流等次生災(zāi)害嚴(yán)重影響了我國的國計民生，特別是對于一些地勢低洼、地形閉塞的地區(qū)，雨水不能迅速宣泄造成農(nóng)田積水和土壤水分過度飽和，會造成更多的地質(zhì)災(zāi)害，因此暴雨受到各級黨政機關(guān)、各行各業(yè)和人民群眾的高度重視和密切關(guān)注。氣象部門和有關(guān)科研機構(gòu)都將暴雨預(yù)報作為預(yù)報業(yè)務(wù)和大氣科學(xué)中最重要的研究課題之一。3.1暴雨的時空分布特征3.1.1定義和標(biāo)準(zhǔn)我國暴雨具有強度大和持續(xù)時間長的特點。氣象部門規(guī)定：24h降水量達(dá)50～99.9mm為暴雨，100～199.9mm為大暴雨，200mm及其以上為特大暴雨。在實際業(yè)務(wù)中，又可按照發(fā)生和影響范圍的大小將暴雨劃分為：局地暴雨，區(qū)域性暴雨，大范圍暴雨，特大范圍暴雨。局地暴雨歷時僅幾個小時或幾十個小時左右，一般會影響幾十至幾千平方公里，造成的危害較輕。但當(dāng)降雨強度極大時，也可造成嚴(yán)重的人員傷亡和財產(chǎn)損失，如1977年7月陜西安塞、延安暴雨、1988年7月浙江紹興、寧波、臺州一帶暴雨、2004年7月北京的“7.10”暴雨等。區(qū)域性暴雨一般可持續(xù)3～7d，影響范圍可達(dá)10～20萬平方公里或更大，災(zāi)情為一般，但有時因降雨強度極強，可能造成區(qū)域性的嚴(yán)重暴雨洪澇災(zāi)害，如1963年8月海河流域暴雨、1975年8月河南暴雨、1996年8月華北特大暴雨等。特大范圍暴雨歷時最長，一般都是多個地區(qū)內(nèi)連續(xù)多次暴雨組合，降雨可斷斷續(xù)續(xù)地持續(xù)1～3個月左右，雨帶長時期維持。如1954、1998年長江全流域性地暴雨及1991年江淮及太湖地區(qū)的暴雨。

雨季是暴雨發(fā)生的主要時期。中國東部地區(qū)在東亞夏季風(fēng)的影響下，有季節(jié)性大雨帶維持并向北推進(jìn)；西部地區(qū)也具有顯著的干季和雨季。在雨季期內(nèi)，形成了獨特的區(qū)域性暴雨?？偟膩碚f，中國主要有以下幾類區(qū)域性暴雨：華南前汛期暴雨、江淮梅雨期暴雨、北方盛夏期暴雨、華南后汛期暴雨、華西秋雨季暴雨、西北暴雨等。

華南前汛期暴雨：我國大陸的廣東、廣西、福建、海南、湖南和江西南部通稱華南，每年受夏季風(fēng)的影響最早（4月前后），結(jié)束最晚（10月前后），汛期最長（約4～9個月），由于影響降雨的大氣環(huán)流形勢和天氣系統(tǒng)不同，華南地區(qū)有前汛期（4～6月）和后汛期（7～9月）之分。前汛期受西風(fēng)帶環(huán)流影響，產(chǎn)生降雨和暴雨的天氣系統(tǒng)主要有鋒面、切變線、低渦和南支槽等。

江淮梅雨期暴雨：每年初夏時期（6月中旬至7月中旬），在長江中下游、淮河流域至日本南部這一近似東西向的帶狀地區(qū)，都會維持一條穩(wěn)定持久的雨帶，形成降雨非常集中的特殊連陰雨天氣，其降雨范圍廣，持續(xù)時間長，暴雨過程頻繁，是洪澇災(zāi)害最集中的時期。因此時正是江南特產(chǎn)梅子成熟之際，故稱“江淮梅雨”或“黃梅雨”；又因梅雨期氣溫較高，空氣濕度大，衣物、食品等容易霉?fàn)€，故又有“霉雨”之說。梅雨一般在6月中旬前后開始，稱為“入梅”；7月上中旬結(jié)束，稱為“出梅”。但是，每年入梅和出梅時間的早晚、梅雨期長短以及梅雨量大小的差別很大。一般梅雨期可持續(xù)25d左右，最長的可達(dá)60d以上，而最短的只有幾天。若連續(xù)降雨日不足6d，則稱為“空梅”。

北方盛夏期暴雨：江淮梅雨結(jié)束后，7月中下旬我國的主要降雨帶北跳至華北和東北一帶，造成這些地區(qū)7月下旬到8月上旬頻繁發(fā)生暴雨。很多影響大、致災(zāi)嚴(yán)重的特大暴雨都發(fā)生在這一時期，如：1963年8月海河特大暴雨、1975年8月河南特大暴雨、1995年7月松遼區(qū)域致洪暴雨、1996年8月華北特大暴雨等。這個時期發(fā)生的暴雨具有強度大、時間集中的特點，24h最大暴雨量一般可達(dá)300～400mm，在山地迎風(fēng)坡甚至可達(dá)1000mm以上。

華南后汛期暴雨：這一階段的暴雨主要由熱帶氣旋造成，而受影響的主要區(qū)域為中國東南沿海一帶。熱帶氣旋暴雨是造成我國沿海地區(qū)洪澇災(zāi)害和風(fēng)暴潮災(zāi)害的重要因素。根據(jù)1951—2000年的統(tǒng)計資料，每年影響中國的熱帶氣旋平均為15.5個，且影響我國的熱帶氣旋主要在西北太平洋（包括中國南海地區(qū)）上生成。

華西秋雨季暴雨：每年9—10月，影響我國東部地區(qū)的夏季風(fēng)向南撤退，大陸地區(qū)陸續(xù)進(jìn)入秋季，降雨明顯減少。但在中國西南部地區(qū)，包括陜西、甘肅南部、云南、貴州、四川西部、漢江上游和長江三峽地區(qū)在內(nèi)的華西地區(qū)，出現(xiàn)了第二個降雨集中期，稱為“華西秋雨期”。此間也會出現(xiàn)暴雨，暴雨中心位于四川東北部大巴山一帶，降雨范圍大，持續(xù)時間長，而降雨強度一般。

西北暴雨：西北地區(qū)多數(shù)地方年降雨量少，日降雨量達(dá)到50mm的機率也很小，特別是新疆，80%的測站從未出現(xiàn)過日雨量50mm以上降水。因而，按日雨量計算，西北很難達(dá)到通常定義的暴雨或特大暴雨的標(biāo)準(zhǔn)，暴雨極少。但實際上，由于西北地區(qū)容易出現(xiàn)相對較強的短歷時強降水，因而經(jīng)常發(fā)生暴雨危害，會引起地面徑流沿坡溝地形迅速下瀉，匯集成局地洪水和泥石流。因而，西北各省區(qū)都根據(jù)各自的經(jīng)驗重新劃定對當(dāng)?shù)赜杏绊懙膹娊邓沼炅孔鳛楸┯陿?biāo)準(zhǔn)。西北地區(qū)大到暴雨（日降水量≥25mm）降水頻數(shù)自東南和西北兩方面向中間減少，新疆東部最少，并且有向山脈附近集中的趨勢，但山區(qū)暴雨并不向山頂集中。隱藏3.1.2暴雨的空間分布特征圖3.1是全國年暴雨日數(shù)分布圖。由圖可見，暴雨日數(shù)分布從東南向西北減少，淮河流域及其以南大部地區(qū)普遍在3d以上，其中華南大部及江西等地達(dá)5～10d；黃河中下游、海河流域、遼河流域等地一般有1～3d；我國西部地區(qū)偶有暴雨發(fā)生。

全國年暴雨日數(shù)極大值分布的特點是南部多、北部少，東部多、西部少（圖3.2）。長江中下游以南大部地區(qū)年暴雨日數(shù)極大值一般有10～15d，廣東南部及海南東部超過15d；東北、華北、黃淮地區(qū)、江漢地區(qū)及西南東部等地有3～9d。

全國最大日降水量的分布呈東多西少，南多北少的態(tài)勢（圖3.3）。河北遵化、石家莊、河南駐馬店、湖南桑植一線以東大部地區(qū)及四川盆地最大日降水量有200～300mm；東北大部、西北東部及山西、云南、貴州等地為100～200mm。由于局地影響，沿海和內(nèi)陸都曾出現(xiàn)過日降水量大于1000mm的極值。

隱藏3.1.3暴雨的時間分布特征近46年中，中國年暴雨日數(shù)變化呈微弱增多趨勢（圖3.4）。我國主要流域年暴雨日數(shù)變化趨勢不同（圖略），珠江流域、長江流域有增多趨勢；海河流域、黃河流域、遼河流域呈減少趨勢；松花江流域、淮河流域變化趨勢不明顯。

雨季是中國暴雨發(fā)生的主要時期，雨季的持續(xù)在某一區(qū)域內(nèi)形成了雨帶，因此可認(rèn)為雨帶的時間變化與暴雨的時間變化是一致的。圖3.5是雨帶的推進(jìn)形勢示意圖，細(xì)實線表示逐候標(biāo)準(zhǔn)化雨量大值區(qū)的大致位置。在中國東部地區(qū)有三個季節(jié)性大雨帶，或稱為東亞夏季風(fēng)雨帶，分別位于長江以南地區(qū)、長江中下游和華北至東北一帶，其維持期依次為20～34候（4月6日—6月19日），35～39候（6月20日—7月14日）和40～44候（7月15日—8月8日），對應(yīng)著華南前汛期雨季、江淮梅雨期和北方雨季。從細(xì)實線分布的疏密程度還可看出這三個雨帶在自南向北的移動過程中具有明顯的跳躍性。相反，西部的雨區(qū)是自北向南推進(jìn)，而且并沒有形成階段性的大雨帶。西部雨帶在約44候以后減弱，并向自河套至青藏高原東南部一帶縮小，最后在高原東部，四川東部和甘肅、陜西南部一帶減弱直至消失。東西部雨帶的推進(jìn)形勢似以黃河和長江上游一帶為圓心作逆時針旋轉(zhuǎn)。

隱藏3.2暴雨形成機制產(chǎn)生降水需要一定的條件，以下僅根據(jù)降水形成的宏觀過程來討論暴雨形成的一些基本條件。3.2.1暴雨的形成條件⑴充分的水汽供應(yīng)

暴雨是在大氣飽和比濕達(dá)到相當(dāng)大的數(shù)值以上才形成的。據(jù)統(tǒng)計，上海、漢口、廣州、昆明等地大雨和暴雨絕大多數(shù)出現(xiàn)在比濕≥8g/kg的日期。詳情進(jìn)入⑴充分的水汽供應(yīng)

暴雨是在大氣飽和比濕達(dá)到相當(dāng)大的數(shù)值以上才形成的。據(jù)統(tǒng)計，上海、漢口、廣州、昆明等地大雨和暴雨絕大多數(shù)出現(xiàn)在比濕≥8g/kg的日期。但如果只靠該地區(qū)大氣柱中所含的水汽凝結(jié)產(chǎn)生降水，其降水量是很小的，所以除了相當(dāng)高的飽和比濕外還需要有充分的水汽供應(yīng)。因此必須研究水汽供應(yīng)及水汽輻合的環(huán)流形勢。

通常在分析水汽條件時要綜合考慮水汽含量、水汽通量、水汽通量散度、可降水量等幾個物理量。

⑵強烈的上升運動

根據(jù)估算可知，假設(shè)地面飽和比濕為14g/kg，如果50mm降水量在一天之內(nèi)均勻下降，那么降水時的最大上升速度約為10.8×10-3m/s；若50mm降水量在5h降完，則降水時的最大上升速度約為54×10－3m/s；若50mm降水量在lh內(nèi)降完，則降水時的最大上升速度為260×10－3m/s。上面三種上升速度，反映了三種不同尺度系統(tǒng)的降水。第一種屬于大尺度系統(tǒng)；第二種屬于中尺度系統(tǒng)；第三種屬于小尺度系統(tǒng)。實際上一般暴雨，尤其是特大暴雨都不是在一天之內(nèi)均勻下降的，而是集中在1h到幾小時內(nèi)降落的，所以降水時的垂直運動是很大的，是由中小天氣系統(tǒng)所造成的。如此大的垂直運動，只有在不穩(wěn)定能量釋放時，才能形成。所以在考慮暴雨時，必須分析不穩(wěn)定能量的儲存和釋放的問題。為此，必須研究形成暴雨的中、小尺度系統(tǒng)。

⑶較長的持續(xù)時間

降水持續(xù)時間的長短，影響著降水量的大小。降水持續(xù)時間長是形成暴雨(特別是連續(xù)暴雨)的重要條件。中小尺度天氣系統(tǒng)的生命期較短。一次中、小系統(tǒng)的活動，只能造成一地短時的暴雨。必須要有多次中(小)尺度系統(tǒng)的連續(xù)影響，才能形成時間較長、雨量較大的暴雨。然而中、小尺度系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展又是以一定的大尺度系統(tǒng)為背景的，也就是說，暴雨總是發(fā)生在大范圍上升運動區(qū)內(nèi)。因此，要討論暴雨的持續(xù)時間，就必須討論行星尺度系統(tǒng)和天氣尺度系統(tǒng)的穩(wěn)定性和重復(fù)出現(xiàn)的問題。副熱帶高壓脊、長波槽、切變線、靜止鋒和大型冷渦等大尺度天氣系統(tǒng)的長期穩(wěn)定是造成連續(xù)性暴雨的必要前提。短波槽、低渦、氣旋等天氣尺度系統(tǒng)移速較快，但它們在某些穩(wěn)定的長波形勢控制下可以在同一地區(qū)接連出現(xiàn)，造成一次又一次的暴雨過程。在特定的天氣形勢下，當(dāng)天氣尺度系統(tǒng)移動緩慢或停滯時，更容易形成時間集中的特大暴雨。

暴雨的形成和強度還與層結(jié)穩(wěn)定度、云的微物理過程和地形密切相關(guān)。隱藏3.2.2水汽的分布為了使暴雨得以發(fā)生，發(fā)展和維持，必須有豐富的水汽供應(yīng)，計算表明僅僅依靠降水區(qū)氣柱內(nèi)所含的水份是不夠的，即使氣柱中所含的水汽全部降下也只能達(dá)到50～70mm的降水量。從水汽的供應(yīng)觀點，它必須從周圍很大范圍收集水汽。詳情進(jìn)入對于持久性的暴雨，要求有源源不斷的水汽輸送，以補充暴雨發(fā)生不斷耗損的水汽量，這種水汽輸送，需要特別有效的機制能在較短時間內(nèi)在更大范圍內(nèi)為暴雨區(qū)收集所必需的水汽量。計算表明，持續(xù)性暴雨要求的水汽輻合區(qū)是相當(dāng)大的，應(yīng)達(dá)到暴雨區(qū)本身面積的10倍以上，即供應(yīng)水汽的地區(qū)比水汽集中區(qū)（水汽匯）要大一個量級（丁一匯2005）。

根據(jù)許多暴雨和強風(fēng)暴系統(tǒng)個例的研究，水汽的輻合主要由低層水汽通量輻合造成，尤其是800hPa以下的邊界層中占有很大的比重，可以達(dá)到二分之一以上。低層水汽輻合經(jīng)常可形成一條明顯的濕舌，這在中低層天氣圖分析中常常看到。它有5個重要的特征：⑴濕舌實際上是對流層下部的一條狹窄的暖濕空氣帶，也是一條高靜力能量舌。它不但可以對暴雨區(qū)供應(yīng)充足的水汽，而且在建立對流不穩(wěn)定層結(jié)中也起著重要作用。因而濕舌的存在可以看作是強風(fēng)暴和暴雨發(fā)展的一個必要條件。⑵濕舌的形成一般是用水汽的平流過程來解釋。在暴雨前期，隨著低空西南或偏南氣流加強，出現(xiàn)明顯向北的水汽輸送，水汽含量增加，結(jié)果使暖濕空氣帶或濕舌不斷向北伸展。如果其上有逆溫層，濕空氣可在其下向北擴展，尤其低空急流的建立對濕舌的形成和向北發(fā)展起著非常重要的作用。隨著濕舌的建立，濕層的厚度也在增加，并且在更高的層次上形成濕舌。這種情況不能用平流作用說明，而與大尺度上升運動和對流垂直輸送有關(guān)。⑶在大范圍濕舌中濕度的分布是不均勻的，而具有明顯的中尺度結(jié)構(gòu)，反映了中尺度對流擾動的作用。⑷濕舌的寬度與暴雨區(qū)的垂直運動場和降水帶有一定關(guān)系。由數(shù)值試驗中得到，濕舌越寬造成的垂直運動場和降水帶越寬，降水總量越大。這是由于濕舌越寬，所能釋放的位勢不穩(wěn)定能量將越多，所產(chǎn)生的對流區(qū)和降水區(qū)越大。⑸濕舌（高能舌）與北側(cè)或西側(cè)的干區(qū)形成明顯的濕度對比，形成干鋒或露點鋒，國外稱干線。從天氣尺度看，有人稱能量鋒或Ω-高能舌，它們是強對流或暴雨的一種觸發(fā)機制，因為圍繞這種干線，存在著一支垂直環(huán)流，上升支在濕空氣區(qū)，下沉支在干區(qū)。在副熱帶海洋氣團(tuán)或副熱帶高壓的西界常?？捎^測到非常狹窄的濕度過渡區(qū)，由于輻合的南風(fēng)或西南氣流區(qū)與濕度梯度大值區(qū)（或能量鋒區(qū)）一致，故是雷暴與暴雨形成的有利地區(qū)，東亞的梅雨鋒是一個明顯的例子。隱藏3.2.3上升運動降水發(fā)生在空氣的上升運動區(qū)，地面或低層的空氣只有通過抬升才能達(dá)到飽和，從而產(chǎn)生凝結(jié)，降落下來成為降水。大氣上升運動對降水強度的重要作用取決于它的量值，而后者又取決于是什么尺度系統(tǒng)中的上升運動。詳情進(jìn)入對于天氣尺度而言（如鋒區(qū)，溫帶氣旋，高空槽前部，副熱帶高壓邊緣等）上升速度只有10-2m/s。由這種上升速度引起的降水量約為100～101mm/d。因此只靠大尺度系統(tǒng)中的上升運動不能引起暴雨，事實上也很少觀測到上千公里的暴雨區(qū)，在水平尺度為100～300km的中尺度系統(tǒng)中（如中尺度輻合線，颮線，中尺度低壓等）上升速度比大尺度系統(tǒng)中的上升速度大一個量級，達(dá)到10-1m/s。由這種上升運動引起的降水量大約為101mm/h，達(dá)到了暴雨的強度。對于積云尺度的小尺度系統(tǒng)，由于其上升速度可達(dá)100m/s，其所造成的降水強度約102mm/h，達(dá)到了大暴雨的量級。因而在不同尺度的天氣系統(tǒng)中，同暴雨直接有關(guān)系的是中、小尺度上升運動，因而中小尺度系統(tǒng)是直接造成暴雨的天氣系統(tǒng)。但大尺度的上升運動為中小尺度上升運動的形成和增強提供了必要的環(huán)境條件和觸發(fā)機制，因而大尺度上升運動的存在是暴雨發(fā)生發(fā)展的先決條件。隱藏3.2.4地形的影響從我國各地多年平均大暴雨日數(shù)圖可以看出，暴雨日數(shù)最多的地區(qū)大多位于山脈的東南迎風(fēng)坡，如太行山、伏牛山、大別山、武夷山和南嶺等（陶詩言，1980）。地形對暴雨的影響主要表現(xiàn)在：地形產(chǎn)生的垂直速度和風(fēng)場變化對暴雨的動力作用；山地、平原、海陸等地形差別造成的下墊面熱力性質(zhì)不同對暴雨中小系統(tǒng)的影響（陳錫璋，1982）。詳情進(jìn)入地形與降水的關(guān)系很密切，在同樣的天氣形勢下，迎風(fēng)坡的降水要比其他地區(qū)大。例如1996年8月上旬華北發(fā)生特大暴雨時，由于低層盛行偏東風(fēng)，而在太行山的迎風(fēng)坡(東坡)上雨量最大（圖3.6）。研究表明，地形對暴雨的落區(qū)和幅度有影響，如山脈地形對1998年６月中旬梅雨暴雨有加強和增幅作用，湖北省的局地地形對武漢、黃石地區(qū)的突發(fā)強降水的落區(qū)有較大影響（陶詩言，2001）。

地形抬升的垂直速度伸展高度雖然很小，但由于低層濕度大，因此它所造成的降水量有時卻是不可忽視的。例如對7209號臺風(fēng)的計算表明，在臺風(fēng)登陸前，臺風(fēng)暴雨主要是地形作用形成，而在臺風(fēng)登陸后，則是由系統(tǒng)作用與地形作用相結(jié)合所造成。

地形的動力作用還表現(xiàn)在地形使系統(tǒng)性的風(fēng)向發(fā)生改變，從而在某些地方產(chǎn)生地形輻合或輻散，因而影響垂直運動和降水。例如當(dāng)盛行風(fēng)朝著喇叭口地形（所謂喇叭口地形即是三面環(huán)山，一面開口的谷地）灌進(jìn)時，由于地形的收縮，輻合引起上升運動的加強和降水量的增大。1963年8月上旬河北省的大暴雨，太行山東側(cè)的獐貘站日降水量達(dá)到865mm，除地形抬升作用外，喇叭口地形的收縮作用也是很顯著的。

此外，在山脈的背風(fēng)面，在一定的大氣條件下，還可產(chǎn)生背風(fēng)波。在背風(fēng)波的上升氣流處，氣塊抬升，不穩(wěn)定能量釋放，有降水形成。這種降水組成帶狀，一排排地與山脈平行。

3.3環(huán)流背景與天氣系統(tǒng)暴雨是各種尺度天氣系統(tǒng)相互作用的產(chǎn)物，尤其是特大暴雨或持續(xù)性暴雨，都是幾種尺度的天氣系統(tǒng)(行星尺度、天氣尺度、中尺度和小尺度)相互作用的情況下發(fā)生的。大系統(tǒng)制約和孕育小系統(tǒng)的發(fā)生和發(fā)展，小系統(tǒng)產(chǎn)生以后能成長壯大，反過來又能對大系統(tǒng)起作用，這使整個暴雨系統(tǒng)能繼續(xù)維持或加強。這里涉及到小擾動在大尺度環(huán)境中發(fā)生和增長的問題，又涉及到小擾動發(fā)展時對大尺度場的反饋問題。從數(shù)學(xué)上看這種不同尺度天氣系統(tǒng)相互作用的問題是一種非線性的很復(fù)雜問題，暴雨預(yù)報的困難在很大程度上也就存于此。3.3.1大尺度環(huán)流背景大尺度系統(tǒng)的作用持續(xù)2d以上的暴雨預(yù)報必須考慮大（行星）尺度(3000～8000km)天氣系統(tǒng)的作用。

暴雨出現(xiàn)在擾動停滯的時期，這時候大尺度系統(tǒng)往往出現(xiàn)一次調(diào)整過程或是行星尺度系統(tǒng)持續(xù)某種形勢，這使得在某地區(qū)接二連三地有擾動發(fā)生和發(fā)展。陶詩言在《中國之暴雨》中總結(jié)大（行星）尺度系統(tǒng)對暴雨的作用主要有如下三方面：

⑴制約天氣尺度系統(tǒng)的活動

行星尺度系統(tǒng)并不直接產(chǎn)生暴雨，而是通過制約直接影響暴雨的天氣尺度系統(tǒng)的活動來間接對暴雨產(chǎn)生作用的。這種制約作用表現(xiàn)在四個方面：

①影響天氣尺度系統(tǒng)的移動速度。例如，如果下游有高壓脊發(fā)展和穩(wěn)定，可使上游系統(tǒng)(如高空槽)受阻，移速減慢，這可以使系統(tǒng)中的降水增強。如果大范圍形勢是穩(wěn)定的阻塞形勢，則可使造成暴雨的天氣尺度系統(tǒng)停滯少動，從而在某地區(qū)產(chǎn)生持續(xù)性暴雨。

②行星尺度系統(tǒng)可以影響天氣尺度系統(tǒng)的強度變化。當(dāng)形勢調(diào)整產(chǎn)生有利于天氣尺度系統(tǒng)發(fā)展的有利環(huán)境條件時，可使天氣尺度系統(tǒng)迅速發(fā)展，系統(tǒng)中的暴雨也相應(yīng)增強。在臺風(fēng)暴雨、氣旋暴雨中常常見到這種情況。

③使影響暴雨的天氣尺度系統(tǒng)能重復(fù)出現(xiàn)，造成持續(xù)性暴雨。例如，當(dāng)長波槽維持在100°E上空，而朝鮮上空為高空反氣旋盤踞時，從高原上相繼有西南渦向華北方向移動，每一個西南渦移到華北時將停滯，造成一場暴雨。這種天氣尺度系統(tǒng)重復(fù)出現(xiàn)，要求行星尺度的形勢比較穩(wěn)定。

④造成不同尺度天氣系統(tǒng)間的相互作用。例如，當(dāng)中高緯度大形勢調(diào)整時，如果中緯度長波槽與較低緯度的低渦或臺風(fēng)同位相疊加時，西南渦或臺風(fēng)中的降水會增強。又例如當(dāng)副熱帶高壓西伸時，可使副熱帶高壓南側(cè)的東風(fēng)擾動西移深入內(nèi)陸。當(dāng)這個東風(fēng)擾動同西風(fēng)帶中向東移動的高空槽同位相疊加時，也可以使東風(fēng)擾動中的降水增強。

⑵決定大范圍雨區(qū)出現(xiàn)的范圍

大范圍雨區(qū)一般出現(xiàn)在長波槽前面，當(dāng)行星尺度系統(tǒng)出現(xiàn)調(diào)整時，雨區(qū)位置也就改變。如果根據(jù)環(huán)流演變或調(diào)整的趨勢，能確定未來長波槽的位置，就有可能報出暴雨區(qū)最可能出現(xiàn)的地區(qū)。例如當(dāng)預(yù)報長波未來將西退30個經(jīng)度時，則暴雨區(qū)也將相應(yīng)西移同樣距離。原來的暴雨區(qū)是不會后退的，而是在西面新生一片雨區(qū)。副熱帶高壓北上時，雨區(qū)也會向北移。

⑶決定暴雨區(qū)的水汽來源或水汽通道

水汽的來源或水汽輸送的通道由大范圍環(huán)流形勢決定。我國暴雨的水汽來源主要有兩個地區(qū)：一是南海或孟加拉灣地區(qū)，另外是東?；螯S海部分地區(qū)。

當(dāng)副熱帶高壓西伸，或位置偏南時，副熱帶高壓西側(cè)一般盛行較強的西南氣流或西南低空急流，這時候水汽輸送主要來自南海或孟加拉灣，尤其當(dāng)西南地區(qū)有低渦或盂加拉灣有熱帶低壓發(fā)展時，來自南海的水汽輸送更強。

如果副熱帶高壓位置偏北，并且熱帶輻合區(qū)或臺風(fēng)也北上，這時在副熱帶高壓與熱帶輻合區(qū)之間或副熱帶高壓與臺風(fēng)之間會出現(xiàn)強勁的偏東氣流，水汽輸送主要來自東海。

有時候在暴雨前期，以偏南的水汽輸送為主，但在后期轉(zhuǎn)為偏東的水汽輸送。這主要是由于此時出現(xiàn)了大形勢調(diào)整。有時在一場暴雨中同時有來自偏南或偏東的水汽輸送，這對暴雨區(qū)水汽的供應(yīng)最有利。

行星尺度系統(tǒng)只能控制影響暴雨的天氣尺度系統(tǒng)，其本身并不能決定會不會有暴雨出現(xiàn)。在同一種行星波形勢下，有時會出現(xiàn)暴雨，有時候卻不出現(xiàn)，還必須結(jié)合天氣尺度系統(tǒng)和中尺度系統(tǒng)分析，這是因為行星尺度系統(tǒng)只提供有利于暴雨發(fā)生的環(huán)流背景。影響我國暴雨的幾類大尺度環(huán)流系統(tǒng)大范圍暴雨是出現(xiàn)在一定的大尺度環(huán)流形勢下。在這種大形勢背景下，冷暖空氣不斷在某個地區(qū)交綏，并使得引起暴雨的天氣尺度系統(tǒng)或中間尺度系統(tǒng)發(fā)展，從而使得某地區(qū)出現(xiàn)強而持續(xù)的垂直運動和水汽輸送等條件，從而形成暴雨。

在我國出現(xiàn)的大范圍暴雨，不僅與東亞環(huán)流形勢密切相關(guān)，有時還與歐亞甚至整個北半球的環(huán)流形勢有關(guān)系。我國的大范圍暴雨不少是發(fā)生在中緯環(huán)流型出現(xiàn)明顯調(diào)整的時期，即環(huán)流形勢從緯向型演變成經(jīng)向型，或者從經(jīng)向型演變成緯向型的時期。

此外，我國的一些特大暴雨還與低緯環(huán)流有密切關(guān)系，是低緯和中高緯環(huán)流相互作用的產(chǎn)物。

表3.1給出對我國暴雨有影響的大尺度環(huán)流系統(tǒng)，其中西風(fēng)帶環(huán)流以長波系統(tǒng)或阻塞系統(tǒng)為主，這類系統(tǒng)移動緩慢，變化比較小，使得中高緯度的環(huán)流形勢在一定時期內(nèi)保持相對穩(wěn)定，這使得引起暴雨的天氣尺度系統(tǒng)會在同一地區(qū)多次出現(xiàn)或者造成天氣尺度系統(tǒng)出現(xiàn)停滯。當(dāng)長波系統(tǒng)出現(xiàn)強烈發(fā)展，形成徑向型環(huán)流形勢時，北方的冷空氣南下可達(dá)較低緯度，而南方暖濕空氣向北伸展，同時較低緯度的氣旋性系統(tǒng)(如西南渦、熱帶氣旋)亦可北上，在這種大形勢下，暴雨最強烈。

副熱帶系統(tǒng)同中國暴雨關(guān)系最密切，尤其是西太平洋副熱帶高壓的進(jìn)退、維持和強度變化同暴雨關(guān)系最為密切。暴雨出現(xiàn)在西太平洋副熱帶高壓的西北側(cè)。副熱帶高壓從春到夏，由南向北推進(jìn)，中國的主要降水帶也隨之北移。

對流層上部青藏高壓的活動對暴雨影響也很顯著，當(dāng)它向東移動時，會與副熱帶高壓打通，能阻擋臺風(fēng)或西南渦北上，造成臺風(fēng)或西南渦停滯或少動。

熱帶環(huán)流系統(tǒng)是暴雨的主要水汽來源。大暴雨不少是出現(xiàn)在熱帶系統(tǒng)向北推進(jìn)的時期。尤其是盛夏，華北的暴雨常常出現(xiàn)在熱帶輻合區(qū)和臺風(fēng)北上的時期。

孟加拉灣風(fēng)暴或低壓同我國西南地區(qū)的暴雨關(guān)系最密切。孟加拉灣低氣壓能將大量水汽輸送到我國西南地區(qū)。影響我國暴雨的典型大尺度環(huán)流形勢陶詩言在《中國之暴雨》中將我國大暴雨的大尺度環(huán)流形勢分為三類：穩(wěn)定的經(jīng)向型（圖3.7a）。在這種流型中，西風(fēng)帶以經(jīng)向環(huán)流為主，長波系統(tǒng)移動緩慢或停滯少動。副熱帶高壓也比較穩(wěn)定，但位置偏北。在這種大形勢下中低緯系統(tǒng)容易相互作用。穩(wěn)定經(jīng)向型的暴雨常常是最嚴(yán)重的，我國歷史上一些有名的特大暴雨都發(fā)生在這種環(huán)流之下。穩(wěn)定緯向型（圖3.7b）。這時西風(fēng)帶環(huán)流(35°～55°N)盛行緯向環(huán)流、短波槽活動較多，副熱帶高壓也比較穩(wěn)定，常呈帶狀。這類大形勢也常帶來嚴(yán)重的暴雨和持續(xù)性暴雨，但強度上不如第一類。第三類是過渡型，主要特征是副熱帶高壓位置不穩(wěn)定。在暴雨過程中常出現(xiàn)副熱帶高壓的明顯進(jìn)退。西風(fēng)帶環(huán)流是移動性的系統(tǒng)，降水時間比較短，在這類形勢下暴雨的強度不如第一、二類大。隱藏3.3.2天氣尺度系統(tǒng)引起降水的天氣尺度的氣旋性天氣系統(tǒng)包括鋒面和溫帶氣旋、臺風(fēng)及東風(fēng)波、高空冷渦、高空槽等。它們的尺度一般在1000～3000km。預(yù)報員一般認(rèn)為，這類系統(tǒng)是直接造成暴雨的天氣系統(tǒng)，其實并非如此。直接造成暴雨的是中、小尺度天氣系統(tǒng)。天氣尺度系統(tǒng)中的上升運動一般小于10-2m／s，在水汽供應(yīng)充分的條件下，降水強度只有1～2mm/h，日降水量24～48mm，只能造成中～大雨。目前數(shù)值預(yù)報報出來的最大降水量也只有25mm/d，這代表天氣尺度系統(tǒng)的降水量。

天氣尺度系統(tǒng)對暴雨起著以下四個作用：

⑴制約造成暴雨的中尺度天氣系統(tǒng)的活動

首先天氣尺度系統(tǒng)可以提供中尺度天氣系統(tǒng)形成的條件或環(huán)境場。中尺度天氣系統(tǒng)的發(fā)生需要一些基本條件，例如大氣層結(jié)是不穩(wěn)定的，水汽通量出現(xiàn)輻合，低空風(fēng)場出現(xiàn)輻合場和氣旋性渦度場。這些條件經(jīng)常伴隨著天氣尺度系統(tǒng)出現(xiàn)的。例如高空槽前，低空是輻合區(qū)，這里中低空的偏南氣流形成濕舌，造成水汽的集中，不同空氣的平流又造成位勢不穩(wěn)定區(qū)，因此在槽前常常是中尺度天氣系統(tǒng)出現(xiàn)的地區(qū)。

其次，天氣尺度系統(tǒng)有時是中尺度系統(tǒng)發(fā)生的觸發(fā)機制。當(dāng)有利于中尺度系統(tǒng)發(fā)生的環(huán)境條件具備以后，中尺度系統(tǒng)是否出現(xiàn)決定有無適當(dāng)?shù)挠|發(fā)條件。觸發(fā)條件之一可以是低空天氣尺度的輻合區(qū)，例如在低空切變線或鋒面中，其上升運動有時可達(dá)有5×10－3m/s的量級，如果作用時間為6～12h，這種上升運動可造成空氣塊抬升l～2km，可使不穩(wěn)定能量釋放，造成強烈的對流活動。有時即使在有逆溫層的情況下，上升運動也可以使逆溫層破壞，將不穩(wěn)定能量釋放。鋒面的抬升作用最有利于觸發(fā)中尺度系統(tǒng)的發(fā)生，當(dāng)冷鋒逼近不穩(wěn)定的濕舌區(qū)時，?？捎|發(fā)激烈的對流活動。

地面加熱作用也可以引起對流發(fā)生，這種作用也常與天氣尺度系統(tǒng)相聯(lián)系。當(dāng)天氣尺度系統(tǒng)明顯發(fā)展時，其中的上升運動會加強，地面加熱產(chǎn)生上升運動，同樣可促使中尺度系統(tǒng)生成。

另外，天氣尺度系統(tǒng)還對已經(jīng)存在著的中小尺度天氣系統(tǒng)起到組織、增強或減弱作用。中小尺度天氣系統(tǒng)發(fā)生以后，不是隨機分布的，它的分布受天氣尺度系統(tǒng)制約。中小尺度系統(tǒng)常常排列成帶狀和線狀。在天氣尺度系統(tǒng)作用下，中小尺度系統(tǒng)常發(fā)生合并或分裂現(xiàn)象，使得中小系統(tǒng)加強、新生或減弱。

在天氣尺度條件影響下，有時還可使小尺度的對流單體轉(zhuǎn)化為較大尺度的強對流風(fēng)暴(如超級單體)，在這種強對流風(fēng)暴中可造成強烈的暴雨。

⑵造成在暴雨區(qū)水汽的集中

在天氣尺度系統(tǒng)中，在低空都有大范圍的水平輻合場，這可造成水汽輻合，使得在暴雨區(qū)水汽有集中的趨勢，為暴雨的發(fā)生提供充足的水汽條件。在我國，夏季暴雨的水汽來源是西太平洋副熱帶高壓西北側(cè)或南側(cè)，由偏南氣流或偏東氣流輸送過來，在熱帶洋面，每天有相當(dāng)幾個毫米到十毫米的蒸發(fā)量，因此氣團(tuán)在洋面停留一段時間就可形成非常潮濕的熱帶海洋氣團(tuán)。夏季大陸上出現(xiàn)暴雨時，多數(shù)是由于有這類潮濕氣團(tuán)流到該地區(qū)。熱帶海洋氣團(tuán)中的含水量最大相當(dāng)于l00mm的降水量。如果把這種氣團(tuán)絲毫沒有變性地搬到陸地上，并使其強烈抬升，出現(xiàn)水汽凝結(jié)，凝結(jié)出來的水量一般只有一半落到地面，所以一般是下不了50mm雨量的。但一次暴雨一天是能下l00～200mm雨量的，這就要求暴雨區(qū)上空不斷地有潮濕氣團(tuán)供應(yīng)。水汽主要是從水平方向在大氣中低層流入的。這就是說，在暴雨區(qū)外圍，水汽含量在減少，用來補充暴雨區(qū)中的水源。要使得暴雨區(qū)能夠維持，這就要求暴雨外圍區(qū)在大尺度流場中出現(xiàn)水汽的輻合。這個大尺度水汽輻合區(qū)比暴雨區(qū)面積至少大10倍以上，這樣才能使暴雨的外圍區(qū)不斷有水汽積累用來供應(yīng)暴雨中的水源。

這種大尺度的水汽輻合一般出現(xiàn)在天氣尺度的系統(tǒng)(如氣旋和鋒面)中，這也說明為什么暴雨大多數(shù)出現(xiàn)在這種天氣尺度系統(tǒng)中。

在提供暴雨區(qū)水汽的過程中，低空急流起著很重要的作用。低空急流是水汽主要的輸送者，它可以造成明顯的濕舌和水汽集中，許多大暴雨或強對流暴雨都與濕舌的存在有密切關(guān)系。

由于天氣尺度輻合作用，一方面造成水汽向暴雨區(qū)集中外，同時大尺度輻合場中的上升運動使?jié)駥幼兒?。觀測表明，在低層出現(xiàn)由水汽水平輸送形成向北或向西伸展的濕舌時，濕層厚度也明顯增加，這種濕層厚度的增加是由天氣尺度輻合場中的上升運動造成的。濕層的厚度可以表示暴雨區(qū)水汽集中的程度。一般當(dāng)濕層厚度達(dá)到700hPa時，就有利于暴雨的發(fā)生。同時，濕層的增強還能觸發(fā)中小尺度系統(tǒng)的發(fā)生。

⑶在天氣尺度系統(tǒng)中，上下不同性質(zhì)空氣的平流造成位勢不穩(wěn)定層結(jié)

我國夏季的暴雨多數(shù)出現(xiàn)在強對流的活動時期，強對流的出現(xiàn)要求有大量不穩(wěn)定能量的釋放，因此強位勢不穩(wěn)定的出現(xiàn)是暴雨形成的重要條件之一。在天氣尺度的氣旋性系統(tǒng)中最有利于位勢不穩(wěn)定的建立。

⑷天氣尺度系統(tǒng)中的風(fēng)速垂直切變有利于中小尺度系統(tǒng)的發(fā)生和維持

在天氣尺度的系統(tǒng)中，高低空氣流的方向常有明顯差別。例如低層是偏東或偏南氣流，到中層或高層順轉(zhuǎn)成偏西或偏北氣流，高低空氣流形成明顯的風(fēng)垂直切變。強的風(fēng)垂直切變能使積云中的對流變成有組織的上升氣流，有利于積雨云不斷發(fā)展，維持長時間的對流活動。對暴雨有增強的作用，一般在高低空急流軸相交處，垂直切變最大，這里也是強對流天氣的落區(qū)。但對暴雨來說，要求大尺度場有一定程度的風(fēng)垂直切變，形成位勢不穩(wěn)定層結(jié)，并且使積雨云中上升運動變成有組織。但如果垂直切變太強，高空的卷云砧伸展甚遠(yuǎn)，這時積雨云中的大量水滴被高空急流帶走，不能降落地面，雖然對流活動強烈，但降水量并不會很大。隱藏3.3.3中尺度系統(tǒng)中尺度天氣系統(tǒng)是直接造成暴雨的天氣系統(tǒng)，尤其是中-β、中-γ尺度系統(tǒng)是許多國內(nèi)外暴雨和強對流外場試驗計劃的焦點，但專門的中尺度觀測網(wǎng)都是布置在特別地區(qū)和時段。常規(guī)氣象觀測網(wǎng)一般很難觀測到中尺度天氣系統(tǒng)的詳細(xì)發(fā)生發(fā)展過程。這是目前暴雨預(yù)報的一個難點。它們的水平尺度在幾十～幾百公里，生命期幾個小時。其地面輻合量級為10-4s-1，降水強度可達(dá)到或超過10mm／h，因此只要連續(xù)5h的降水就可以造成暴雨。中尺度系統(tǒng)包括中尺度切變線(或輻合線)、中尺度低壓、中高壓(或雷暴高壓)以及對流層中層明顯的濕度不連續(xù)帶等。中尺度天氣系統(tǒng)是在天氣尺度環(huán)流背景上發(fā)展起來的，它對暴雨有兩個作用：

⑴造成暴雨的直接天氣系統(tǒng)。在中尺度系統(tǒng)中，有強上升運動(垂直上升運動達(dá)10-2～1m/s)，對水汽通量的輻合而言，要比天氣尺度系統(tǒng)的水汽輻合大一個量級；并且在中尺度系統(tǒng)中有明顯的位勢不穩(wěn)定層結(jié)，因而可造成強烈的暴雨。1973年7月2日20:00—3日02:00，北京6h降水量達(dá)到92.8mm，這是由于有四次中尺度擾動引起的。中尺度降水系統(tǒng)可分成移動性和停滯性兩類。當(dāng)有多次移動性中尺度擾動向某地匯集或者某個中尺度擾動在某地停滯，這兩種情況可引起成災(zāi)的暴雨。

⑵中尺度系統(tǒng)對積云對流活動有明顯的組織和增強作用。在中尺度環(huán)流的組織下，積雨云團(tuán)大部分成線狀或帶狀排列，成為中尺度對流帶，相應(yīng)造成中尺度雨帶。隱藏3.3.4高低空急流與暴雨的關(guān)系高空急流高空急流是對流層上部（300～100hPa）集中的強風(fēng)速帶，在中高緯度為西風(fēng)急流，低緯為熱帶東風(fēng)急流。過去的許多研究表明，高空急流與降水之間有密切的關(guān)系，但并不是說，高空急流的出現(xiàn)和來臨，一定對應(yīng)著某地區(qū)暴雨的發(fā)生。在東亞地區(qū)，降水或暴雨區(qū)主要位于急流入口區(qū)右側(cè)和出口區(qū)左側(cè)，這里是明顯的上升運動區(qū)。根據(jù)國內(nèi)氣象工作者的統(tǒng)計結(jié)果（如鄭秀雅等，1992，對東北遼寧地區(qū)），78%的暴雨個例受高空急流的影響，并且區(qū)域性大暴雨和特大暴雨均位于急流中心右后側(cè)（入口區(qū)右側(cè)），面積大，而發(fā)生在急流中心左前側(cè)（出口區(qū)左側(cè)）的暴雨范圍較小，而在急流中心的右前側(cè)暴雨的范圍和強度都比較小。江淮地區(qū)的暴雨也主要出現(xiàn)在西風(fēng)高空急流中心入口區(qū)右側(cè)的上升運動區(qū)。低空急流低空急流（LLJ）是位于3km以下層中風(fēng)速最大值在12m/s或16m/s以上的強風(fēng)速帶。它被認(rèn)為是為中緯度暴雨和強風(fēng)暴提供熱量、水汽和動量最重要的機制，因而與暴雨的形成和維持有密切的關(guān)系。許多統(tǒng)計結(jié)果表明，LLJ與中國各地區(qū)暴雨之間正相關(guān)關(guān)系很高。低空急流按風(fēng)向分可有三類：最常見的是西南風(fēng)低空急流，它有很強的風(fēng)速，并與東亞夏季風(fēng)活動和高空槽東移密切相關(guān)；第二類是東南風(fēng)急流，氣流主要來自東海，甚至黃海。當(dāng)副高位置偏北時或臺風(fēng)北上時，常出現(xiàn)這種東南季風(fēng)型的急流。由于長江以北的大地形多呈南北走向，所以在迎風(fēng)面形成暴雨。這種低空急流也可出現(xiàn)在華南；第三種低空急流是偏東風(fēng)急流。它常沿40oN在700hPa以下出現(xiàn)在銀川—老東廟—敦煌—若羌一線。在新疆塔里木盆地經(jīng)常出現(xiàn)這種偏東風(fēng)低空急流。它的形成與出現(xiàn)與中國東部的東南風(fēng)低空急流原因不同，它與中緯低層高壓南側(cè)的東風(fēng)急流在地形作用下形成的回流有關(guān)（西北預(yù)報員稱“東灌”）。低空急流對于暴雨有三種作用：通過低層明顯的熱量與水汽輸送有利于暴雨發(fā)生前不穩(wěn)定層結(jié)的建立與以后的不斷重建；在低空急流軸左前方是正渦區(qū)和氣流輻合區(qū)，可以產(chǎn)生明顯的上升運動；通過這種動力抬升可觸發(fā)和維持暴雨的發(fā)生。

許多暴雨個例中高空急流和低空急流會同時出現(xiàn)，當(dāng)它們的垂直環(huán)流圈（主要是上升運動區(qū)）相互耦合時，對暴雨會產(chǎn)生重要的影響。其中有兩種情況，一種是當(dāng)高空急流達(dá)到一定強度時，可以在急流出口區(qū)誘生出偏南的低空急流。根據(jù)高空急流次級環(huán)流理論，在急流出口區(qū)，存在著一個右側(cè)下沉和左側(cè)上升的間接環(huán)流，高空的非地轉(zhuǎn)風(fēng)是北風(fēng)，而低層的回流是南風(fēng)，在科氏力作用下，它可演變成西南氣流，只要急流中心足夠強，低層誘生的偏南氣流可以達(dá)到一定的強度而形成低空急流或成為低空急流的重要部分。這個事實說明高空與低空急流是相互耦合的，而不是分離的。上述由高空急流誘生出的低空急流及其與高空急流的耦合過程在中緯度地區(qū)經(jīng)?？梢杂^測到，它是氣旋的發(fā)生以及有組織強對流系統(tǒng)和暴雨形成的一個重要因子。另一種高低空急流耦合的情況出現(xiàn)在高空急流的入口區(qū)右側(cè)。這常在東亞梅雨期觀測到。當(dāng)西南低空急流移近高空急流入口區(qū)右側(cè)的上升運動區(qū)時，低空急流左前方的上升運動區(qū)可以與高空急流入口區(qū)右側(cè)的上升運動區(qū)相疊加，形成強上升運動，暴雨經(jīng)常出現(xiàn)在這個耦合的強上升區(qū)中。梅雨時期高空急流與低空急流垂直環(huán)流耦合的概略圖圖3.8（a）是梅雨期高低空急流耦合及其與暴雨關(guān)系的概略圖。黃淮流域持續(xù)性暴雨時期高低空急流的耦合圖3.8（b）是黃淮流域持續(xù)性暴雨時期高低空急流耦合對暴雨作用的示意圖，可以看到暴雨發(fā)生在高空急流入口區(qū)右側(cè)和低空急流北方（左前方）的上升運動耦合區(qū)。陳久康和丁治英（1996）的分析指出，高低空急流的耦合可以與臺風(fēng)環(huán)流相耦合。使臺風(fēng)倒槽及其東側(cè)的低空急流與北面高空急流激發(fā)的低空急流和倒槽連結(jié)造成了臺風(fēng)倒槽的突然北伸和低空偏南低空急流的突然北推，使暖濕空氣一直輸送到高空急流入口區(qū)右側(cè)輻散區(qū)下方，造成臺風(fēng)遠(yuǎn)距離暴雨。3.4物理量應(yīng)用在暴雨發(fā)生前期，形成暴雨的基本條件逐漸形成甚至完全具備。通過對形成暴雨的基本條件即：水汽條件、不穩(wěn)定能量條件、上升運動條件等診斷分析，有助于判斷暴雨發(fā)生的可能性。

形成暴雨的主要物理條件有兩個：內(nèi)在因素是潮濕空氣的潛在不穩(wěn)定，而以充足的水汽表現(xiàn)為其主要方面，簡稱熱力條件；外部因素是促使這種潛在不穩(wěn)定得到充分釋放的強迫抬升運動，而又以流場的配置為其主要方面，簡稱動力條件。有的把其分為三個條件，即把熱力條件分為水汽和潛在位勢不穩(wěn)定兩個條件。3.4.1動力學(xué)特征⑴相對渦度

相對渦度值為，用實測風(fēng)或地轉(zhuǎn)風(fēng)對作計算。正、負(fù)中心分別標(biāo)以“+”號和“-”號，分別對應(yīng)氣旋流場和反氣旋流場地區(qū)。脊區(qū)對應(yīng)負(fù)渦度中心，槽區(qū)對應(yīng)正渦度中心，高層負(fù)渦度與低層正渦度相配置，有較強的垂直上升運動。值得指出的是：不同類型天氣系統(tǒng)造成的暴雨，其物理量場的配置是不盡相同的。以華南地區(qū)暖區(qū)暴雨和鋒面暴雨為例。對于鋒面暴雨，在800～750hPa之間存在著一個正渦度峰值區(qū)，日平均最大值達(dá)到10×10-5s-1以上；而在暖區(qū)暴雨區(qū)，對流層中低層為一正渦度柱，在950～975hPa附近存在一個相對較大的正渦度中心，但是其強度明顯小于鋒面暴雨的正渦度。暴雨系統(tǒng)在低層都是低值系統(tǒng)，所以都是正渦度，同時潛熱反饋也造成低空正渦度。

⑵散度

散度值為，散度場正（D＞0）、負(fù)（D＜0）中心及其分布形勢與強降水的分布有密切關(guān)系。低層的輻合易產(chǎn)生上升運動，但要維持上升運動，特別是在強降水過程中，要有強而持續(xù)的上升運動，低層輻合和高層輻散是判斷是否存在有利于區(qū)域性暴雨的大尺度上升運動的基本方法。單有低層的輻合流場是不夠的，還必須在高層有一個輻散流場，其“抽吸”作用使強的上升運動得以維持，從而有利于強降水的產(chǎn)生和持續(xù)。

在暴雨區(qū)上空高層都有輻散中心、低層有輻合中心與之對應(yīng)，一般高層輻散大于低層輻合。高層散度與低層散度差越大，愈有利于上升運動維持、暴雨系統(tǒng)的發(fā)展與維持。降水區(qū)的移向與輻合區(qū)很一致，而且地面中尺度輻合區(qū)在局地暴雨過程中起觸發(fā)對流的作用，它常先于降水1～2h出現(xiàn)，因此掌握中尺度散度場的變化是預(yù)報未來短時強降水和暴雨出現(xiàn)的重要依據(jù)。

仍以華南地區(qū)暖區(qū)暴雨和鋒面暴雨為例。趙玉春(2008)在2個暴雨個例的對比分析中發(fā)現(xiàn)：在鋒面暴雨區(qū)，對流層中低層輻合高層輻散，900～850hPa附近為一強的輻合中心，其強度達(dá)到1×10-5s-1以上，300～150hPa附近為一輻散中心，其強度較低層輻合小。這表明，對鋒面暴雨而言，對流層中低層的輻合比高層輻散在暴雨的發(fā)生發(fā)展中起到更加重要的作用。而在暖區(qū)暴雨區(qū)，邊界層內(nèi)(950～975hPa附近)有一強的輻合中心，另外在800～400hPa之間存在另外一個強的輻合中心，而對流層高層(200～150hPa附近)則為強的輻散中心，其強度在(1～4)×10-5s-1左右，且對流層高層輻散比中低層的輻合明顯要強得多。這表明，與鋒面暴雨不同，暖區(qū)高層輻散比中低層輻合在暴雨中可能起到更加重要的作用。進(jìn)一步對比同時期鋒面與暖區(qū)暴雨發(fā)現(xiàn)，暖區(qū)暴雨對流層高層的輻散較鋒面暴雨強，而對流層中低層輻合較鋒面暴雨弱，另外，暖區(qū)暴雨在邊界層內(nèi)存在輻合中心。

⑶垂直上升速度

垂直上升運動將水平輸送來的水汽向上輸送，同時使空氣絕熱冷卻達(dá)到飽和，并進(jìn)而凝結(jié)成水滴降落下來。上升速度越大，降水量越大。

暴雨過程中，往往整層大氣都是上升運動。以2003年10月華北秋季大暴雨為例。

從10日08:00一直持續(xù)到12日08:00河北省中南部地區(qū)（40oN以南）都處于垂直上升運動區(qū)。從10日20:00—11日08:00降水集中的時段，沿116oE（圖3.9）和38oN(圖略)作平均垂直速度空間剖面圖，在（110oE～120oE，30oN～40oN）都處在較強上升區(qū)，最大平均上升速度在700～500hPa之間。華北平原暴雨對應(yīng)的上升區(qū)位于36～40oN，由于鋒區(qū)結(jié)構(gòu)特征使上升運動中心隨高度向北傾斜，由上升運動和鋒面后部的下沉運動構(gòu)成了典型的鋒面垂直環(huán)流（CA）圈。

另外，螺旋度為垂直速度和渦度的乘積，所以700hPa或850hPa顯示渦度的分布與暴雨落區(qū)有較好的對應(yīng)關(guān)系，也可用來診斷和預(yù)報暴雨。

隱藏3.4.2熱力學(xué)特征與穩(wěn)定度表征大氣熱力學(xué)特征的物理量較多，如相當(dāng)位溫（e）、假相當(dāng)位溫（）、濕靜力總溫度（T）、總溫度（TT）和對流有效位能（CAPE）等。在暴雨的診斷分析中較常使用假相當(dāng)位溫、總溫度和對流有效位能等。假相當(dāng)位溫和（濕靜力）總溫度具有相同的性質(zhì)，只需分析其中的一種就可以了。

⑴假相當(dāng)位溫（）

暴雨和強對流天氣都出現(xiàn)在高溫高濕區(qū)域，對暴雨來說，還要求濕層很厚。是個同時表征溫度和濕度的參數(shù)。要注意850、700和500hPa高值區(qū)重疊區(qū)域，等線表示層結(jié)的位勢不穩(wěn)定，如果負(fù)值區(qū)與高值區(qū)重合，這就是高溫、高濕位勢不穩(wěn)定的區(qū)域，這個區(qū)域?qū)Ρ┯晟勺钣欣?/p>

日本作暴雨預(yù)報時，很注意850hPa高值區(qū)的數(shù)值，他們發(fā)現(xiàn)夏季＜320K代表極地氣團(tuán)，＞330K代表熱帶海洋氣團(tuán)（Tm），＞340K代表赤道氣團(tuán)(E)，有利于產(chǎn)生暴雨。在日本的暴雨預(yù)報中，還有一條經(jīng)驗是：當(dāng)850hPa和500hPa達(dá)到337K以上，同時從數(shù)值預(yù)報圖看出，在未來12h內(nèi)，如果這個高值區(qū)是個上升區(qū)域，則在這個區(qū)域中，未來12h出現(xiàn)大于50mm降水的可能性甚大。至于穩(wěn)定度指標(biāo)并不關(guān)鍵，暴雨可能出現(xiàn)在負(fù)值區(qū)或正值區(qū)，前者稱作不穩(wěn)定性暴雨，后者稱作穩(wěn)定性暴雨。而和同時達(dá)到337K以上是個臨界條件。

在暴雨過程中存在濕中性結(jié)構(gòu)，圖3.10是1996年8月4日20:00沿漢口到張家口的剖面圖，從圖中可看到，暴雨區(qū)上空500hPa以下等值線呈垂直柱狀分布，值近于零，為降水發(fā)展到暴雨提供了有利的條件。

⑵熱力穩(wěn)定度指數(shù)

表征大氣熱力穩(wěn)定度的指數(shù)較多，日常業(yè)務(wù)中比較常用的是用K指數(shù)、山崎指數(shù)(Ky)、沙氏指數(shù)SI、CAPE等作分析。

K指數(shù)的計算公式為:K=T850-T500+Td850-(T-Td)700，其中T為溫度，Td為露點，下標(biāo)為等壓面，主要表征能量強弱。一般情況，強降水產(chǎn)生在30℃＜K＜40℃之間的區(qū)域。

根據(jù)實踐證明，K指數(shù)這個綜合性指標(biāo)是一個較好的物理量。一次暴雨過程，往往都存在不穩(wěn)定能量的聚集-釋放-再聚集-再釋放過程，在降水區(qū)，由于不穩(wěn)定能量已釋放，各種不穩(wěn)定指標(biāo)都減小，這時不能單從這一點認(rèn)為降水將減小或停止，必須考慮其上風(fēng)方是否還有不穩(wěn)定能量的輸送（暴雨文集1978）。

沙氏指數(shù)SI=T500-Ts，其中T500表示500hPa大氣的實際溫度，TS是氣塊從850hPa開始沿狀態(tài)曲線上升到500hPa時的氣塊溫度。SI＞0表示氣層較穩(wěn)定，SI＜0表示氣層不穩(wěn)定，負(fù)值越大，氣層越不穩(wěn)定。

K指數(shù)、Ky指數(shù)和與暴雨關(guān)系最密切，SI指數(shù)和CAPE則與強對流關(guān)系更密切。隱藏3.4.3表征動力熱力作用的綜合診斷物理量⑴濕位渦

在p坐標(biāo)中，引進(jìn)靜力近似，濕位渦的表達(dá)式為:

假定垂直速度的水平變化比水平速度的垂直切變小得多，濕位渦的表達(dá)式簡化為:

式中為科氏參數(shù)或地轉(zhuǎn)渦度，為p坐標(biāo)系中的垂直渦度分量，為相當(dāng)位溫（可換為假相當(dāng)位溫，物理意義相同），位勢渦度的單位是PVU(1PVU=10-6m2?K?s-1?kg-1)。濕位渦概念的引進(jìn)將大氣中兩種不穩(wěn)定機制，即對流不穩(wěn)定和濕斜壓性對稱不穩(wěn)定聯(lián)系在一起，并提供了不穩(wěn)定判別機制。特別是對于那些明顯是對流不穩(wěn)定的系統(tǒng)，濕斜壓性對稱不穩(wěn)定系統(tǒng)所起的作用可以通過濕位渦的斜壓部分清楚地反映出來。

近年來，濕位渦概念和理論得到了深入的研究和應(yīng)用，被廣泛用于暴雨和其它天氣系統(tǒng)的診斷。劉環(huán)珠等（劉環(huán)珠（1996）、于玉斌（2000）、壽紹文（2001）、陳忠明（2003，2004））對暴雨等過程進(jìn)行了分析，都發(fā)現(xiàn)濕位渦這一綜合物理量對暴雨具有較好的指示意義：對流層低層MPV1＜0且MPV2＞0的區(qū)域與暴雨區(qū)有很好的對應(yīng)。

⑵Q矢量

定義非地轉(zhuǎn)濕Q矢量為Q*=(Qx*，Qy*)即：

其中，

Qx*和Qy*分別為Q*矢量在x和y方向上的分量，式中其它符號均為常用物理量符號。Q*矢量公式表明，Q*矢量取決于風(fēng)水平和垂直切變的差異效應(yīng)、風(fēng)的水平梯度和位溫梯度的乘積及非絕熱效應(yīng)。隱藏3.4.4水汽條件分析在實際暴雨過程中，降水停止時大氣中的水汽含量并沒有明顯減少，這表明產(chǎn)生暴雨的水汽來自雨區(qū)之外。因此在考查水汽條件時，必須考察表征水汽的輸送、水汽輻合的物理量，即：水汽通量、水汽通量散度。

⑴水汽通量：由于低層水汽含量大，在同樣的風(fēng)速下，低層水汽通量也大。一般來說，850hPa圖上水汽通量值的分布與暴雨區(qū)量級和落區(qū)相關(guān)性最佳，水汽通量等值線的密集區(qū)，通常是暴雨發(fā)生區(qū)。水汽通量大值中心一般在暴雨前0～12h出現(xiàn)。因此水汽通量是預(yù)報暴雨的一個重要參數(shù)。另外，低空急流又是一支較強的風(fēng)速帶，因此能夠把大量水汽向降水區(qū)輸送。故在日常業(yè)務(wù)中，常把低空急流看成水汽輸送帶。

(2)水汽通量散度：

低層水汽通量散度＞0，水汽輻散，不利于暴雨發(fā)生；低層水汽通量散度＜0，水汽輻合，有利于暴雨發(fā)生。從水汽通量散度的水平分布圖來看，有時水汽輻合中心和強降水中心較重合，有時水汽輻合中心和強降水中心有一定的距離。華北暴雨所要求的低空水汽通量散度的量級為-10-7g(cm2?s?hPa)-1（華北暴雨1992）。

以2005年7月22—23日的華北暴雨為例，從850～500hPa河北省中南部地區(qū)處于水汽通量大值區(qū)，在850和700hPa有一水汽通量和水汽通量散度（輻合）大值軸，850hPa太行山區(qū)水汽通量最大值達(dá)到14×10-2g?cm-2?s-1，水汽通量散度為-12×10-2g?hPa-1cm-2?s-1。因此，中低層大的水汽通量以及水汽通量散度（輻合）說明太行山區(qū)不僅有大量水汽輸送而且還有水汽的強烈輻合，為該地區(qū)暴雨的產(chǎn)生和維持提供了充沛的水汽條件。（見圖3.11）

華北地區(qū)的大暴雨（日降水量≥100mm）降水過程水汽輸送通道一般有兩條：伴隨西南氣流和伴隨東南氣流的水汽通道。以2000年7月3—6日的降水過程為例（圖3.12）。西南氣流將孟加拉灣的水汽源源不斷向暴雨上空輸送，同時，副熱帶高壓南部及臺灣西南的熱帶低壓北部的東南急流也將海面的暖濕氣流向暴雨上空輸送。當(dāng)東南急流與西南氣流這兩支來自不同下墊面的氣流匯集時，降水增大。

通過物理量診斷分析可以得出暴雨形成的物理條件是與動力、熱力或動力和熱力相結(jié)合的形式及其分布有關(guān)。

3.5衛(wèi)星資料的應(yīng)用在日常的天氣預(yù)報業(yè)務(wù)工作中，我們每天都要用到衛(wèi)星云圖。由于衛(wèi)星覆蓋面較廣、時空分辨率高，因此70年代后期，常應(yīng)用衛(wèi)星資料分析暴雨過程，如鋒面切變線云系的替換和更新、鑲嵌在云帶上的中尺度對流云團(tuán)（MCC和MCS）分析等。3.5.1暴雨天氣尺度系統(tǒng)云系特征我國可造成暴雨的主要天氣系統(tǒng)在溫帶有鋒面、急流和氣旋等；在熱帶有熱帶輻合帶、東風(fēng)波和熱帶氣旋等。有關(guān)熱帶氣旋的知識另有章節(jié)介紹，這里重點對其他天氣系統(tǒng)的云圖特征進(jìn)行介紹，預(yù)報員應(yīng)能在云圖上識別并判斷其發(fā)展變化。有關(guān)云系識別第二章已陳述，這里就不再贅述。

在實際工作中，綜合應(yīng)用衛(wèi)星資料的紅外圖像（IR）、可見光圖像（VIS）、水汽圖像（WV）及其反演資料對天氣系統(tǒng)的演變進(jìn)行分析?？衫肕ICAPS平臺將云圖和高空形勢或數(shù)值預(yù)報場的形勢疊加顯示，更易準(zhǔn)確地判斷這些系統(tǒng)的移動和演變等。隱藏3.5.2暴雨中尺度系統(tǒng)云系特征暴雨是在一定的大尺度環(huán)流形勢下，由嵌入天氣尺度系統(tǒng)中的中小尺度系統(tǒng)直接造成的。持續(xù)性、突發(fā)性暴雨天氣與MCS和MCC的活動是分不開的，MCC常和致洪暴雨相聯(lián)系。1981年四川大暴雨、“96.8”華北特大暴雨、1998年長江大水、2007年“7.18”濟南大暴雨和“7.29”運城大暴雨是由MCC或MCS的活動造成的。故對鑲嵌在云帶上的中尺度對流云團(tuán)（MCC和MCS）進(jìn)行分析十分重要。

項續(xù)康等（1995）隨機地選取了1989-1993年春末夏初我國南方地區(qū)的10個MCC，作了較全面的綜合分析，得到了以下一些結(jié)果：

⑴多形成在青藏高原東南側(cè)或山地背風(fēng)坡一側(cè)，低空急流和低空有一個濕舌伸入有利于MCC發(fā)展區(qū)，這是MCC發(fā)展的兩個十分重要的條件；

⑵它們的生命史和持續(xù)時間與美洲MCC相近，前期的對流單體絕大多數(shù)在下午后期至傍晚生成并出現(xiàn)典型發(fā)展，夜間發(fā)展成MCC，次日上午消散，平均生命史約為18h，比美洲的（10h左右）長；

⑶冷云罩（≤-52℃）面積平均為1.4×105km2，比美洲的（2～3×105km2）小，云型的橢圓偏心率（≥0.6）比美洲的（≥0.7）略?。?/p>

⑷MCC的云頂最低溫度普遍在-80℃以下，平均值為-86.3℃，而最低溫度出現(xiàn)的時間一般比冷云罩達(dá)到最大面積的時間早4～6h；大多數(shù)MCC≤-52℃的冷云罩面積比≤-32℃冷云罩面積早1～2h達(dá)到MCC定義中的標(biāo)準(zhǔn)；

⑸它們的移動路徑絕大多數(shù)向偏東方向移動，與700～500hPa層的平均氣流方向大體一致，也與低空急流的軸向基本相同；

⑹它們的生命史包括形成、發(fā)展、成熟和消散四個階段，并且在前兩個階段降水量較

小，以強對流天氣為主，暴雨主要出現(xiàn)在成熟階段。

以2007年7月30—31日華北一次MCC過程為例。通過分析風(fēng)云二號衛(wèi)星的紅外圖像和TBB發(fā)現(xiàn)，這次區(qū)域性暴雨是由高空槽云系和季風(fēng)云涌疊加產(chǎn)生的中尺度對流云團(tuán)造成的。2007年7月30日1200—1400UTC為形成階段；30日1500—1800UTC為發(fā)展階段；30日1900—2200UTC為成熟階段；30日2300UTC開始MCC減弱。圖3.13是云頂亮溫TBB的演變。

從以上MCC各個階段的云圖及降水特征我們可以看出，暴雨云團(tuán)是由三個中尺度對流云團(tuán)發(fā)展合并形成的。大的降水強度出現(xiàn)在MCS的西側(cè)、TBB梯度大的地方，最大降水強度達(dá)到隱藏3.5.3暴雨的水汽圖像特征衛(wèi)星的水汽圖像能獲得大氣對流層上層水汽的分布情況，且具有良好的空間連續(xù)性。及早發(fā)現(xiàn)深厚濕層水汽輸送帶的形成、發(fā)展以及減弱、斷裂的變化，對暴雨、持續(xù)性暴雨的預(yù)報具有積極的意義。水汽羽與暴雨水汽圖上的濕舌或濕涌常呈羽毛狀，Scofield等（1993）稱他們?yōu)椤八稹?。它反映了對流層中高層的水汽分布和輸送狀況，由此可以認(rèn)識與他們相聯(lián)系的中高層系統(tǒng)的垂直運動場，從而分析和預(yù)報暴雨及強對流產(chǎn)生的可能性。

我國中東部地地區(qū)夏季出現(xiàn)的暴雨和強對流常常與中低緯系統(tǒng)的相互作用密切相關(guān)。在水汽圖上，反映為中緯度地區(qū)的極鋒羽和熱帶、副熱帶地區(qū)的熱帶羽。他們的相互作用表現(xiàn)為二者的結(jié)合，在結(jié)合處往往產(chǎn)生暴雨和強對流天氣。我國中緯度地區(qū)向偏東方向移動的極鋒羽常常與短波槽和地面鋒面相聯(lián)系，呈氣旋性彎曲；熱帶羽常與西南季風(fēng)或者南支波動相聯(lián)系呈反氣旋性彎曲（圖3.14）。

Scofield等（1993）研究發(fā)現(xiàn)，低層θe舌區(qū)常與熱帶羽一致。因此，熱帶羽常常代表水汽相對深厚的潛在不穩(wěn)定區(qū)，若遇強迫機制出現(xiàn)則可有雷暴發(fā)生。Scofield給出了極鋒羽與熱帶羽靠近或相交相互作用時，有利的高低空強迫機制的耦合產(chǎn)生雷暴和暴雨的模型圖（圖3.15）。圖中A區(qū)為干空氣區(qū)，這里發(fā)展出的雷暴比較劇烈，常伴有冰雹、龍卷及大風(fēng)；B區(qū)處于干空氣與水汽羽交界處，這里既可產(chǎn)生強對流災(zāi)害性天氣，也可產(chǎn)生大暴雨；C區(qū)完全處于水汽羽中，這里發(fā)展出的暴雨云團(tuán)移動緩慢或向后傳播，產(chǎn)生暴雨或大暴雨。

覃丹宇等（2004，2005）對2002年6月21—24日和2002年7月20—25日暴雨過程中的水汽羽進(jìn)行了進(jìn)一步的分析研究，并總結(jié)出熱帶水汽羽和暴雨之間關(guān)系的概略圖（圖3.16）。結(jié)果表明：一條熱帶水汽羽始終和暴雨相伴，其走向從孟加拉灣向東北方向延伸到朝鮮半島，并不斷有濕涌從低緯地區(qū)向中高緯地區(qū)涌動，從而引發(fā)沿途的暴雨。熱帶水汽羽連接著低緯度和中緯度天氣系統(tǒng)，體現(xiàn)了中、低緯相互作用。熱帶水汽羽的穩(wěn)定維持給MCS提供了有利的發(fā)生發(fā)展的環(huán)境條件。

水汽圖像與位渦結(jié)合在業(yè)務(wù)預(yù)報中的應(yīng)用將水汽圖像與位渦相結(jié)合是將動力氣象的位勢渦度理論、數(shù)值預(yù)報模式輸出的物理量場和衛(wèi)星遙感的水汽圖像有機地結(jié)合起來，取長補短，勾畫出天氣系統(tǒng)三度空間結(jié)構(gòu)和發(fā)展趨勢的合理診斷和預(yù)期，形成了一種既邏輯嚴(yán)謹(jǐn)、又可以操作的預(yù)報思路。

水汽圖像代表了高層的(垂直)運動場；動力對流層頂所表現(xiàn)的位渦異常，則直觀地洞察了高層的動力特征。水汽圖像和位渦之間的關(guān)系所表現(xiàn)出來的動力活躍區(qū)有四個特點：⑴與急流相伴，它們產(chǎn)生動力活躍區(qū)的高層的輻合輻散；⑵急流在水汽圖像上有巨大的反差，極地一側(cè)干，赤道一側(cè)濕；⑶與源自平流層入侵對流層的干侵入相聯(lián)系(而不是與其它因素造成的干區(qū)相聯(lián)系)的輻合下沉運動，在水汽圖像上對應(yīng)暗區(qū)；⑷與上升運動相聯(lián)系的輻散使對流層上部變濕，在水汽圖像上對應(yīng)亮區(qū)。隨系統(tǒng)發(fā)展，動力作用變強，這四個要點變得越來越清楚。因此將水汽圖像和位渦進(jìn)行比較時，可以從兩方面入手：比較干特征，以監(jiān)視和識別與氣旋生相關(guān)的暗帶；比較濕特征，以監(jiān)視和識別與氣旋生相關(guān)的濕舌。但是在實踐中，這樣的比較并不那么容易判斷。對于干特征而言，雖然水汽圖像上的暗色調(diào)與干侵入有關(guān)，這并不等同于圖像上的暗區(qū)在觀測的瞬間一定聯(lián)系著下沉運動。圖像上的灰度反映了運動中的氣塊在一段較長歷史過程中總的物理狀態(tài)。濕特征分析也有它自己的難點，有必要在一定的垂直范圍里考察渦度場與水汽圖像之間的關(guān)系。400、500hPa的位渦異常對于暗特征比較有效；動力對流層頂?shù)母叨龋ǔＳ梦粶u等于1.5MPVU或2.0MPVU的位渦面代表）或絕對渦度的比較，對于干、濕特征比較都有效。干侵入、位渦異常、水汽圖像之間的關(guān)系比較復(fù)雜。水汽圖像上的干區(qū)與位渦異常之間并不存在簡單的一一對應(yīng)關(guān)系。預(yù)報員必須熟知這些情況，并且會進(jìn)行分析。隱藏3.5.4衛(wèi)星反演資料應(yīng)用除了圖像產(chǎn)品，各省地市氣象臺均可得到通過9210通信系統(tǒng)下發(fā)的風(fēng)云二號衛(wèi)星反演產(chǎn)品，其中TBB、云導(dǎo)風(fēng)等產(chǎn)品在暴雨預(yù)報中也有一定用途。

⑴大氣運動矢量（云跡風(fēng)、云導(dǎo)風(fēng)）產(chǎn)品

云跡風(fēng)資料能揭示云的移動規(guī)律、大氣的運動以及天氣系統(tǒng)的發(fā)展演變，尤其對于對流層上部環(huán)流形勢的判別非常有利。在實際工作中，可利用云跡風(fēng)資料判斷對流層上部是否有急流，急流是否呈疏散型分布，疏散型急流與對流層下部的低空急流是否有耦合等等，從而對暴雨、強對流天氣的發(fā)生、發(fā)展做出正確判斷。

侯青等（侯青，許健民，2006）綜合運用1998-2002年的降水資料和衛(wèi)星導(dǎo)風(fēng)資料，統(tǒng)計分析了對流層上部的流場特征，證實我國夏季出現(xiàn)重要降水過程時，對流層上部存在三種特定的環(huán)流形勢：第一種為我國南方雨帶上空，在對流層上部常伴有一個反氣旋脊，是中心

位于青藏高原上空的反氣旋（即南亞高壓）向東的延伸，強降水區(qū)位于該反氣旋脊線和副熱帶西風(fēng)急流之間的氣流輻散區(qū)或脊線南側(cè)熱帶東風(fēng)的速度輻散區(qū)里，以6～7月在我國長江流域和華南地區(qū)較為多見；第二種為強降水區(qū)位于我國東部沿海對流層上部不對稱反氣旋外流區(qū)的西側(cè)、高空變形場東側(cè)，常見于7～9月下旬；第三種為強降水區(qū)位于高空槽前的西南氣流里，這種流型以7—8月時在我國30°N以北地區(qū)居多。

三種環(huán)流形勢的共同點是在強降水區(qū)對流層上部都存在氣流的輻散，這說明大范圍區(qū)域性降水必須伴有對流層里一致的上升運動，而對流層上部的流場輻散正是對流層存在上升運動的表現(xiàn)形式之一。以第一種形勢為例說明，如圖3.17，強降水區(qū)位于對流層上部反氣旋脊的脊線附近，與副熱帶西風(fēng)急流或熱帶東風(fēng)急流相伴。強降水中心分別位于對流層上部反氣旋脊線和副熱帶西風(fēng)急流之間的氣流輻散區(qū)（圖3.17a）

和對流層上部反氣旋脊線南側(cè)、熱帶東風(fēng)的速度輻散區(qū)（圖3.17b）。

在自由大氣中，氣旋性環(huán)流或反氣旋性環(huán)流都可以匯合或疏散。由于對流一般不進(jìn)入平流層，對流層頂是一個輻合、輻散量非常大的層。對流層上部的衛(wèi)星風(fēng)正描寫出對流層頂附近的輻合、輻散或疏散、匯合趨向，對于天氣系統(tǒng)的分析診斷十分有用。疏散的脊或疏散漸近線與對流層中的上升運動有關(guān)，尤其青藏高壓東側(cè)的反氣旋脊，與我國主要雨帶聯(lián)系十分緊密。2007年的幾次暴雨過程與青藏高壓東側(cè)反氣旋脊有關(guān)。如2007年6月7日12:00的云導(dǎo)風(fēng)和水汽圖像疊加（圖3.18），廣東大暴雨的出現(xiàn)時的對流層上部形勢，暴雨區(qū)位于青藏高壓東側(cè)的反氣旋脊。雖然在天氣圖上（如200hPa、150hPa）也能分析出對流層上部反氣旋脊，但云導(dǎo)風(fēng)的風(fēng)場記錄更密，特征更清楚。

許健民等(許健民2009)總結(jié)了西風(fēng)槽前和副熱帶急流以南的暴雨與強對流系統(tǒng)在對流層上部流場方面的區(qū)別（表3.3）。

⑵衛(wèi)星黑體亮度溫度（TBB）產(chǎn)品

黑體亮度溫度是由衛(wèi)星通過掃描輻射儀觀測下墊面物體獲取經(jīng)量化處理后的輻射值，它反映了不同下墊面的亮度溫度狀況。一般TBB值越小，表明云頂越高，對流越旺盛。

TBB資料在天氣尺度系統(tǒng)的分析和預(yù)報中，可定量追蹤諸如冷鋒云系、切變線云系等系統(tǒng)的強度變化和移動特征，預(yù)報系統(tǒng)未來的移動方向和強度變化，以及可能伴隨的天氣及其落區(qū)。

由于TBB可直接展示對流發(fā)展的旺盛程度，TBB值的大小可分析和推斷云團(tuán)發(fā)展的強度及所處的階段。由TBB等值線的分布，分析其梯度特征，暴雨、強對流天氣常出現(xiàn)在低TBB區(qū)域中梯度陡變處。

以上例子可以看出衛(wèi)星反演產(chǎn)品在暴雨預(yù)報中的應(yīng)用。由于衛(wèi)星資料具有高時間和高空間分辨率的特點，充分地運用好衛(wèi)星資料，對提高暴雨預(yù)報準(zhǔn)確率具有重要意義。3.6雷達(dá)資料特征3.6.1雷達(dá)回波特征產(chǎn)生暴雨的雷達(dá)回波反射率因子特征大致可分為兩種類型：積層混合云降水回波和對流云降水回波。前一類暴雨具有范圍大、持續(xù)時間長的特點，常產(chǎn)生暴雨、連續(xù)性暴雨和大暴雨；后一類暴雨具有很強的局地性，這類暴雨具有突發(fā)性強、時間短、降水強度大的特點，很容易形成城市積澇、山體滑坡等災(zāi)害。詳情進(jìn)入積層混合云降水回波積層混合性降水，表現(xiàn)為既有層狀云降水回波特征，又有對流云降水回波特征，在基本反射率因子PPI圖上，回波形狀多呈片狀和絮狀結(jié)構(gòu)，尺度大，回波直徑可達(dá)幾百公里，持續(xù)時間可長達(dá)數(shù)十小時。在大片的層狀云回波中常常夾雜分布著很多較強的對流單體回波。在基本反射率因子垂直剖面RHI圖上回波高低起伏，高峰部分可達(dá)到雷暴的高度，有時還可觀測到分布不均的零度層亮帶結(jié)構(gòu)。這類暴雨回波強度一般不大，強回波中心一般在40～55dBZ。在基本反射率因子垂直剖面RHI圖上，強回波中心高度也比較低，一般在5km以下(見圖3.19)。

圖3.192005年8月16日19:24石家莊反射率因子產(chǎn)品（1.5°仰角）和反射率因子剖面圖對流性降水回波對流性降水回波的主要特點是在基本反射率因子PPI圖上為帶狀或塊狀，由多個回波單體組成，回波單體發(fā)展迅速，降水突發(fā)性強，降水率高，持續(xù)時間短。這類暴雨回波單體強度一般比較強，回波中心強度在50～65dBZ。從反射率因子垂直剖面RHI圖上南北方有明顯差異。桂林附近的降水回波屬于熱帶降水型，其45dBZ以上強回波都位于6km以下高度，質(zhì)心較低；石家莊附近的對流降水屬于典型的大陸性強對流，50dBZ以上強度的回波向上擴展到12km，遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過-20℃等溫線高度（8.3km），60dBZ以上強回波向上擴展到9km，呈現(xiàn)出高質(zhì)心的雹暴結(jié)構(gòu)（見圖3.20）（俞小鼎、周小剛等，2009）。

隱藏3.6.2雷達(dá)風(fēng)場結(jié)構(gòu)特征低空急流、逆風(fēng)區(qū)和氣旋性輻合或切變是暴雨的主要速度特征。詳情進(jìn)入低空急流在速度圖上的識別暴雨的產(chǎn)生一定有充分的水汽供應(yīng)，而低空急流是為暴雨輸送水汽的通道。劉洪恩給出了一個可供多普勒雷達(dá)徑向速度分析中參考的中尺度低空急流判斷標(biāo)準(zhǔn)：急流中心的水平距離≥80km，高度在3km以下，時間尺度≥2h，存在水平風(fēng)速≥10m/s且風(fēng)向一致的低空強風(fēng)速區(qū)（劉洪恩，2001）。當(dāng)?shù)涂占绷髑『眠^雷達(dá)時，低空急流的多普勒正負(fù)速度區(qū)關(guān)于顯示中心呈對稱分布（圖3.21為一次東南風(fēng)低空急流的速度圖像），正負(fù)中心的位置也相對比較穩(wěn)定（夏文梅、王凌震等2003）。在積層混合云降水形成的速度場上常有低空急流存在，短歷時強降水、暴雨雨帶走向與低空急流軸走向一致。

逆風(fēng)區(qū)在速度圖上的識別在沒有速度模糊的情況下，正速度區(qū)內(nèi)包含的負(fù)速度區(qū)或負(fù)速度區(qū)內(nèi)包含的正速度區(qū)被稱為逆風(fēng)區(qū)。這種逆風(fēng)區(qū)的一邊為輻合區(qū)，另一邊為輻散區(qū)，形成了產(chǎn)生暴雨的垂直環(huán)流結(jié)構(gòu)（張沛源、陳榮林，1995；夏文梅、張亞萍等，2003）。不論積層混合性暴雨還是對流性暴雨都經(jīng)常有逆風(fēng)區(qū)存在。逆風(fēng)區(qū)尺度越大，伸展厚度越厚，持續(xù)時間越長，越容易造成暴雨。許多文獻(xiàn)證實了逆風(fēng)區(qū)與暴雨的產(chǎn)生有很好的對應(yīng)關(guān)系。

圖3.22給出的是2008年8月11日05:08（圖中時間為世界時）秦皇島SA多普勒雷達(dá)觀測的徑向速度（圖中箭頭所指為牛頭崖）和5:00～6:00牛頭崖逐分鐘的降水量直方分布圖。這次暴雨過程降水量較為集中，牛頭崖過程降水量達(dá)170.0mm，而距牛頭涯不到10km的蓮蓬公園降水量僅為17.4mm。從降水一開始，徑向速度場逆風(fēng)區(qū)就與之相伴，降水開始逆風(fēng)區(qū)幾乎在原地停滯不動，并在仰角0.5～2.4°高度上均有逆風(fēng)區(qū)存在，降水始終位于逆風(fēng)區(qū)輻合區(qū)前沿，6:30，降水隨著速度圖上逆風(fēng)區(qū)的消失而結(jié)束。

降水持續(xù)時間的估計總的降水量取決于降水率的大小和降水的持續(xù)時間。降水的持續(xù)時間取決于降水系統(tǒng)的大小、移動速度的大小和系統(tǒng)的走向與其移動方向的夾角。一條對流雨帶，如果其移動方向基本上與其走向垂直，則任何點上降水持續(xù)時間都不會長，而同樣的對流雨帶如果其移動速度矢量平行于其走向的分量很大，則經(jīng)過某一點需要更長的時間，導(dǎo)致更大的雨量。如果對流雨帶后面帶有大片層狀云雨區(qū)，則雨量進(jìn)一步加大。對流雨帶的移動速度矢量基本平行于其走向，使得對流雨帶中的強降水單體依次經(jīng)過同一地點，即所謂的“列車效應(yīng)”，產(chǎn)生了最大的累積雨量?！傲熊囆?yīng)”并不局限于對流雨帶移向平行于其走向的情況，只要有多個降水云團(tuán)先后經(jīng)過同一地點，都會有“列車效應(yīng)”（俞小鼎、周小剛等，2009）。2005年8月6日“麥莎”臺風(fēng)一條螺旋雨帶在寧波北侖區(qū)形成“列車效應(yīng)”，產(chǎn)生了650mm的降水（見圖3.23）。

隱藏3.7暴雨落區(qū)預(yù)報3.7.1要素配料法簡介隨著數(shù)值預(yù)報的發(fā)展、觀測手段的提高，在暴雨的業(yè)務(wù)預(yù)報中，預(yù)報員不僅能獲得傳統(tǒng)的地面和高空觀測資料，獲取衛(wèi)星、雷達(dá)等遙感資料，還能獲取確定性的高時間和空間分辨率的單模式數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品，獲得集合預(yù)報產(chǎn)品，這些數(shù)值預(yù)報產(chǎn)品既包括對風(fēng)、溫度、濕度、氣壓等預(yù)報，還包括不同性質(zhì)降水的定量預(yù)報。詳情進(jìn)入目前的數(shù)值預(yù)報模式的模擬結(jié)果，已經(jīng)能用于診斷暴雨和強對流預(yù)報所需的各種參數(shù)（如探空曲線等）。在有效的數(shù)值模式預(yù)報的基礎(chǔ)上，有必要對我國目前短期天氣預(yù)報方法做一些改進(jìn)，即改變預(yù)報思路，從天氣型的預(yù)報方法改變成以模式釋用為主的預(yù)報。

1996年Doswelletal(1996)結(jié)合Chappel（1986），JohnsR.H.等（1992）的工作提出了一種新的用于產(chǎn)生暴洪的暴雨預(yù)報方法—“配料法”（ingredients-basedmothodology）。該方法從天氣學(xué)的觀點入手，考慮降水為累積量，它與降水持續(xù)的時間和降水率有關(guān)；而降水率與水汽的垂直輸送成正比。因此某場降水（P）可表示為：

這里q是比濕，w是上升速度，E是比例系數(shù)，表示從云里落到地面的降水量與進(jìn)入暴雨區(qū)上空的水汽總量之比。

從上式可知，降水量決定于上升速度、水汽的供應(yīng)量以及降水持續(xù)的時間，最強降水量出現(xiàn)在水汽垂直輸送最大且降水持續(xù)時間最長的地方。也就是說，當(dāng)某地的水汽很充足、或者具有強烈的抬升條件（如地形、潛熱釋放、大尺度強迫等）或者產(chǎn)生暴雨的中尺度對流系統(tǒng)持續(xù)發(fā)生發(fā)展，都有可能出現(xiàn)劇烈降水。

“配料”法提出后，很快被應(yīng)用于美國的冬季降雪和降水的預(yù)報（Nietfeldet.al，1998；Wetzel，2000）。

美國國家氣象中心天氣預(yù)報部在預(yù)報暴雨時，主要參考以下7個暴雨預(yù)報指標(biāo)：

⑴氣層的水汽含量情況（美國的指標(biāo)為可降水量達(dá)到多年平均的120～150%）；

⑵低層水汽流入的水汽通量；

⑶K指數(shù)（K≥30）；

⑷整層水汽的相對濕度達(dá)到70%以上；

⑸高空急流的結(jié)構(gòu)；

⑹低空比濕的分布；

⑺1000～500hPa厚度散開區(qū)。隱藏3.7.2“配料”法的分析預(yù)報應(yīng)用“配料”法的暴雨預(yù)報主旨反映了一種主觀的預(yù)報思路，也就是預(yù)報員在暴雨預(yù)報中集中精力關(guān)注有利于暴雨發(fā)生的“配料”的演變，這種“配料”包括與深厚濕對流有關(guān)的水汽、不穩(wěn)定和抬升條件。對于非地形的抬升條件判斷主要通過天氣圖分析獲得，水汽和不穩(wěn)定則可以通過典型天氣型識別和數(shù)值模式產(chǎn)品獲取。關(guān)于天氣形勢的分型研究和預(yù)報經(jīng)驗總結(jié)已經(jīng)比較完善，而對于暴雨的動力、熱力物理條件“配料”診斷分析產(chǎn)品以及利用模式輸出產(chǎn)品的“配料”暴雨落區(qū)客觀預(yù)報產(chǎn)品的研究開發(fā)還不多見。下面分別介紹利用中尺度數(shù)值模式輸出產(chǎn)品的“配料”法暴雨客觀預(yù)報和暴雨“配料”的綜合圖分析方法。詳情進(jìn)入客觀預(yù)報方法張小玲等（張小玲，陶詩言等，2009）闡述了暴雨發(fā)生的動力、熱力條件耦合及對暴雨過程的判識，并利用數(shù)值模式輸出產(chǎn)品對暴雨基本“配料”進(jìn)行診斷，介紹了基于物理量演變的“配料法”暴雨預(yù)報技術(shù)。配料法預(yù)報流程（見圖3.24）：

⑴利用觀測資料進(jìn)行環(huán)境場分析以確定主要的大尺度環(huán)流形勢；⑵利用探空和地面觀測資料計算物理量，確定當(dāng)前“配料”的種類和量級；⑶綜合⑴、⑵結(jié)果初步確定危險天氣和危險區(qū)域；⑷使用當(dāng)前所能收集到的資料作為初始場，利用中尺度模式進(jìn)行24h模擬；⑸利用模式結(jié)果計算物理量，監(jiān)測“配料”變化，追蹤暴雨系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展；⑹綜合⑶和⑸的結(jié)果，確定最終的危險天氣和危險區(qū)域。

暴雨過程中表征深厚濕對流發(fā)生發(fā)展的基本物理“配料”—水汽、不穩(wěn)定和抬升三類物理量參數(shù)的診斷可更客觀、定量地判斷暴雨的落區(qū)及可能的量級。大量的個例分析研究表明，暴雨發(fā)生、發(fā)展期間表征水汽、不穩(wěn)定和抬升條件的物理參數(shù)具有明顯的演變特征：強降水發(fā)生過程中水汽有一個由積累到消耗的演變特征；強降水發(fā)生前和發(fā)生初期通常處于不穩(wěn)定的環(huán)境中，降水結(jié)束后，環(huán)境趨于穩(wěn)定或弱的不穩(wěn)定狀態(tài)，降水發(fā)生過程中當(dāng)有天氣尺度的抬升或地形抬升促發(fā)對流有效位能釋放，將產(chǎn)生強的上升運動（張小玲，2002；孫建華，2004；梁豐，2005）。

以華北地區(qū)為例，介紹“配料法”在業(yè)務(wù)預(yù)報中應(yīng)用。張小玲等（張小玲，唐曉文等，2008）計算并分析了5種不同環(huán)境條件下華北暴雨的“配料”的演變，結(jié)果表明：在任何天氣形勢下的華北暴雨其“配料”均具有以下特征：⑴暴雨發(fā)生前有大量的能量和水汽積累，最大K指數(shù)和θse超過氣候值；⑵絕大部分個例中暴雨發(fā)生前空氣是對流不穩(wěn)定的，最大可降水量超過氣候值的120%；⑶