一次華南暖區暴雨及鋒面暴雨等熵位渦對比分析

任睿智?孫璐

摘 要：利用歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）每天間隔6 h、分辨率為0.125°×0.125°的ERA-Interim再分析資料，應用等熵位渦對華南一次雙雨帶過程進行分析，重點對比在相同的大尺度環境場下暖區暴雨和鋒面暴雨的差異。結果顯示，暖區暴雨發生時高層輻散起到主要作用，鋒面暴雨的發生受高層輻散和低層輻合共同影響；暖區暴雨的輻合輻散強度小及垂直速度明顯慢；通過等熵位渦分析，高層高位渦中心和強降水中心對應關系較好，正位渦中心東北部的北風形成風場的輻散區促使抽吸作用加強，最終導致對流發展。鋒面暴雨在對流層中層存在等熵位渦的大值中心，中層冷空氣下沉引起鋒面暴雨的發展維持，而暖區暴雨發生過程中受冷空氣影響較小。

關鍵詞：暖區暴雨；鋒面暴雨；等熵位渦

中圖分類號：P458 文獻標志碼：B文章編號：2095–3305（2024）01–0-03

華南前汛期主要降水類型有鋒面暴雨和暖區暴雨2種：前者在鋒面附近受冷暖氣團影響；后者在距鋒面200～300 km的鋒前，受單一暖氣團影響，兩者發生條件有明顯差異[1]。趙玉春等[2]指出，暖區暴雨水汽輸送環境更強，且處于高能量區。兩者中尺度對流單體（MCS）也明顯不同，鋒面上的MCS斜壓性更強，冷暖空氣同時參與對流；暖區暴雨則由多個β尺度的MCS引起，對流系統更小，平均回波頂高更低[3]。

等熵位渦被廣泛應用于寒潮、雨雪冰凍方面的研究，由于兼顧了動力因子和熱力因子，也被廣泛應用于暴雨的研究[4]。據研究，等熵位渦高值區與強降水中心有很好的對應關系[5]。周秋林等[6]指出，暴雨區常位于高位渦中心的東南側，當某地區受正渦度平流控制時強降水發生，受負渦度平流控制時強降水結束。張亞妮等[7]指出，正等熵位渦主要由平流作用引起，在其東側誘發異常，最終導致對流加強。2015年5月19日到20日的一次華南地區雙雨帶過程，在相同大尺度條件下利用等熵位渦對暖區暴雨和鋒面暴雨進行對比分析。

采用資料為歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）每天間隔6 h、分辨率為0.125°×0.125°的ERA-Interim再分析資料；中國氣象數據網提供的0.1°×0.1°自動站和CMORPH降水融合資料。

1 降水過程與大尺度環境場特征

2015年5月19日12：00—20日12：00（世界時，下同）整個廣東地區出現了雙雨帶過程，南北都出現強降水中心。北側強降水中心以帶狀為主、范圍大，落區從廣東北部延伸至中部，降水量級較小，24 h累計降水量達100 mm以上；南側強降水中心以塊狀為主、范圍小，降水量級大、局地性強，24 h累計降水量達350 mm以上。據統計逐小時累計降水分布，北側強降水中心逐漸南移，最終合并加強了南側強降水（圖略）。

19日12：00暴雨剛開始，200 hPa華南地區處于高空急流南部，廣東南部受西北氣流影響，北部受偏南氣流控制、形成輻散；500 hPa為兩槽一脊，副熱帶高壓呈東西帶狀分布，廣東主要受其偏西氣流的影響；850 hPa上廣東大部比濕大于16 g/kg，孟加拉灣的水汽在西南氣流控制下向廣東輸送，為降水提供了充足水汽條件；廣東西部受東南和西南氣流的共同影響形成地面輻合線。

2 熱動力學特征

由圖2可知，19日12：00降水剛發展時，850 hPa上廣東大部假相當位溫大于336 K，北部更有假相當位溫密集帶（＞340 K），可見暴雨發生時廣東大部處于高溫高濕的條件下（圖2a）。沿115.5°E做垂直剖面圖，在25°N以北有明顯的假相當位溫密集帶，即鋒區；鋒區向上延伸到對流層中層，且向北傾斜。在本次過程中，北側降水在鋒面附近、受鋒面影響，為鋒面暴雨；南側降水距鋒面較遠、受強西南風影響，是華南地區典型的暖區暴雨（圖2b）。

以沿23°N的剖面圖代表暖區暴雨的變化情況（圖3），以沿24.5°N的剖面圖代表鋒面暴雨的變化情況（圖4），發現兩者的成因及動力機制存在明顯的差異。

由圖3可知，暖區暴雨初始，高層輻散較強；19日18：00，高層輻散中心出現在暴雨區上空；20日00：00，高層輻散中心進一步加強；20日06：00，暴雨區高空出現了散度大于3.5個單位的強輻散中心。整個過程低層輻合很弱，未出現明顯變化，說明高層輻散對維持本次暖區暴雨起著重要作用。除降水開始的19日12：00之外，整個過程降水區都處于強上升運動區域，上升運動逐漸增強，至20日00：00，在400 hPa出現大于24 m/s的垂直速度大值中心。

由圖4可知，鋒面暴雨初始，對流層上層有強輻散中心、中層有強輻合中心；19日18：00，對流層低層也出現強輻合中心；20日00：00，對流層上層輻散中心強度增加、范圍擴大，而中低層仍以輻合為主；20日06：00，對流層高層輻散中心范圍略有縮小，低層輻合中心加強。整個降水過程中，輻合、輻散中心對應良好，說明對鋒面降水高層輻散和低層輻合均具有重要作用，且其強度都大于暖區暴雨的輻合輻散中心。由于高低層輻散輻合配合較好，鋒面降水的垂直速度明顯大于暖區降水，垂直速度最大值達40 m/s。

3 等熵位渦以及位渦平流水平特征分布

由圖5可知，356 K的等熵位渦位于200 hPa附近，等熵位渦分布與變化可代表高層系統的活動。19日12：00，廣東出現等熵位渦大值中心（大于0.4 IPV），隨降水發展大值中心加強（圖5a）；19日18：00廣東北部出現大于1 IPV的等熵位渦大值中心（圖5b）；20日00：00，廣東北部出現負的等熵位渦，而東部沿海繼續維持等熵位渦大于0.6 IPV的大值中心，之后6 h北部鋒面降水結束，南部暖區降水仍持續，對應于正等熵位渦影響區域（圖5c）；20日06：00，等熵位渦由正值轉為負值，預示降水即將結束（圖5d）?？梢?，高等熵位渦中心和強降水中心有較好的對應關系。從19日12：00—20日00：00，正等熵位渦中心東北部的北風持續加強，形成風場的輻散區。上層輻散加強的抽吸作用導致對流發展，因此高層的輻散可能是本次降水過程得以長時間維持的原因。

在不考慮摩擦和加熱的情況下，沿等熵面位渦守恒，其變化主要是受到位渦平流的影響。20日06：00出現的負位渦異?？赡苡韶摰奈粶u平流引起。

4 等熵位渦垂直特征

沿23°N和24°N做經向等熵位渦垂直剖面圖，分別代表暖區暴雨和鋒面暴雨的發生發展區域。由圖6可知，鋒面暴雨剛開始時，400～500 hPa上廣東地區有高位渦中心（大于0.6 IPV）（圖6a）；19日18：00，該中心影響范圍有所擴大（圖6b）；20日00：00，高位渦中心發展至強度達0.8 IPV以上，且東移下沉（圖6c），由于等熵位渦也可預示冷空氣，這說明鋒面暴雨中高層有冷空氣下沉；20日06：00，中層的位渦大值區減弱至消失，預示降水即將結束（圖6d）。

由圖7可知，在整個暖區暴雨發展的過程中，除20日06：00外中層等熵位渦都較小。綜上，影響鋒面降水的系統以對流層中層為主，中高層冷空氣下沉有利于對流發展；暖區降水發展過程中等熵位渦較小，受冷空氣影響較小。

5 結論

以2015年5月19—20日華南一次雙雨帶過程為例，在兩者有相同大尺度環流的條件下，對比分析了暖區暴雨與鋒面暴雨之間的差異。主要結論體現在以下2個方面。

（1）暖區暴雨發生時高層輻散起著主要作用，鋒面暴雨則受高層輻散和低層輻合共同影響，且暖區暴雨輻合輻散的強度、垂直速度明顯小于鋒面暴雨。

（2）利用等熵位渦分析發現在365 K的高層，高位渦中心和強降水中心有較好的對應關系；正位渦中心東北部的北風持續加強形成風場輻散區，上層輻散加強的抽吸作用最終導致對流發展，使本次降水過程得以維持。垂直剖面圖顯示，對于鋒面暴雨而言，在對流層中層存在等熵位渦的大值中心，中層冷空氣下沉引起鋒面暴雨的發展維持，而暖區暴雨受冷空氣影響較小。

參考文獻

[1] 陶詩言.中國之暴雨[M].北京：科學出版社，1980.

[2] 趙玉春，李澤椿，肖子牛.華南鋒面與暖區暴雨個例對比分析[J].氣象科技，2008（1）：47-54.

[3] 陳敏，鄭永光，王洪慶，等.一次強降水過程的中尺度對流系統模擬研究[J].氣象學報，2005（3）：313-324.

[4] 田秀霞，壽紹文.2008年12月兩次強寒潮過程的等熵位渦分析[J].氣象科學，2013，33（1）：102-108.

[5] 趙宇，楊曉霞，孫興池.影響山東的臺風暴雨天氣的濕位渦診斷分析[J].氣象，2004（4）：15-20.

[6] 周秋林，閔錦忠，梅士龍.浙北地區一次大暴雨過程的等熵位渦分析[J].氣象科學，2010，30（4）：475-480.

[7] 張亞妮，姚秀萍，于超.高層動力強迫對回流型華南暖區暴雨影響的個例研究[J].熱帶氣象學報，2019，35（2）：166-176.