1. 引言
雅安地处四川盆地西部，位于青藏高原与四川盆地的过渡地带，东西高差显著，具有独特的“喇叭”地形，这使得雅安成为盆地西部暴雨的极值中心。已有研究表明，雅安的特殊地形有利于水汽输送的阻挡和汇聚，青藏高原东坡地形也会强迫抬升低层偏东气流，促使稳定低涡的形成，这些因素对暴雨天气的发生起着至关重要的作用[1]-[3]。然而，目前关于暴雨的研究主要集中在强对流暴雨方面，对于无明显中尺度特征、云体发展较低、强对流特征不明显的弱对流暴雨或稳定性降水的研究相对较少。垂直上升运动、不稳定层结以及充足的水汽是暴雨发生的三个必要条件，对于弱对流暴雨而言，其所需的持续垂直上升运动通常由大尺度强迫抬升提供[4]，而冷空气则是建立不稳定层结的重要因素[5]。此外，刘勇等指出，充沛的水汽、水汽辐合以及较强的锋区也是导致弱对流暴雨的主要原因[6]。这类暴雨的回波强度和顶高虽然不具备明显的强对流特征，但由于回波维持时间较长，降雨时间也较长，易导致暴雨天气的发生[7]。尽管此类降水的小时雨强相对较弱，但由于持续时间较长，总降雨量较大，仍然容易引发山洪、地质等次生灾害。然而，目前对此类天气过程的研究关注较少，预报难度较大，因此，有必要加强对此类暴雨天气过程的研究。基于此，本文对雅安市一次在层结稳定对流条件下的暴雨事件进行了研究，旨在揭示层结对流稳定条件下暴雨的特征，并分析此次弱对流暴雨的动力条件、水汽条件和不稳定条件，为同类暴雨天气过程的准确预报提供技术支撑。
2. 资料与降水实况
2.1. 资料
本文主要使用了三种类型的资料1) 采用区域自动站的观测资料、探空资料以及雷达资料对此次过程的降水实况、天气背景以及天气过程的演变情况进行了分析。2) 采用了0.25˚ × 0.25˚的、1小时1次的ERA5再分析资料对此次过程的物理量演变特征进行了分析。3) 采用了空间分辨率为450 m的ETOPO数据对地形进行绘制。
2.2. 降水实况
2021年8月24日夜间到25日夜间雅安市出现了一次持续性的降水过程，降水时段主要集中在25日白天到夜间，据雅安区域自动站资料统计，全市共有192站出现暴雨(占总站39.1%)，还有1站出现大暴雨，最大值位于荥经县境内为167.8毫米(图1(a))。此次降水过程，暴雨出现的范围大，8个县(区)中有6个县(区)出现了区域暴雨，同时，从各县(区)最大降雨量及面雨量来看，南部地区(汉源、石棉)与北部地区(宝兴、芦山、天全、荥经、雨城、名山)具有明显的差异，北部地区降雨量明显大于南部地区。从代表站点逐小时降雨量来看(图1(b))，全市各县(区)的降雨趋势基本一致，降雨从25日04时左右开始，并以较弱的小时雨强维持了较长的降雨时间，其维持时间均超过了24小时。最大小时雨强出现在25日17时前后，且小时雨强未超过20 mm/h。同时，北部地区的小时雨强略大于南部地区，这与北部地区面雨量大于南部地区一致。综上所述，此次降雨过程具有小时雨强小、降雨持续时间久、降雨范围广和南北部地区差异明显的特点。
Figure 1. Rainfall distribution in Ya’an from 08:00 on 25 August 2021 to 08:00 on 26 August 2021 (a) and hourly evolution of rainfall at two representative stations (b)
图1. 2021年8月25日08时至26日08时雅安市的降雨分布(a)及2个代表站点降雨量逐时演变(b)
3. 天气背景
2021年8月24日08时(北京时，下同)，500 hPa高度场位于内蒙古北部的东北冷涡引导北方冷空气南下影响四川盆地，甘肃南部及四川盆地存在明显的负温度变化，且温度槽略落后于高度槽，有利于高度槽的加深，进而引导偏北气流进一步南下。受弱冷空气影响，700 hPa高度场亦存在明显的负温度变化，中低层大气湿度条件一般(图2(a))。至20时，500 hPa低涡略有东移并南压，四川盆地盛行风向由北风转为西风，风速减小，冷空气影响略有减弱，但盆地仍处于低槽后部。700 hPa高度场盛行风向转为偏南风，有利于湿度条件的改善(图2(b))；但850 hPa高度场上甘肃南部出现了12 m/s的强北风，有利于不稳定层结的形成。当天温江站的探空资料显示(图3)，08时温江附近的对流有效位能(CAPE)和对流抑制能(CIN)分别为234.6 J/kg和172.1 J/kg，具有一定的CAPE值，同时较大的CIN值有利于不稳定能量的进一步积累。K指数和SI指数表明当天大气处于层结稳定状态，此时850 hPa和700 hPa的比湿分别为10.27 g/kg和8.24 g/kg，不满足暴雨发生的水汽条件。随着午后气温的升高以及700 hPa水汽的输送，中高层水汽条件得到改善，CAPE值进一步增大，虽然大气仍处于稳定层结状态，但层结的稳定度略有下降。同时，此时的对流抑制能仍较强，不利于对流天气的触发。综上所述，此次天气过程是在弱冷空气影响下发生的层结稳定型暴雨过程。
Figure 2. 500 hPa isobaric line (blue solid line) and isotherm line (orange dashed line) and 700 hPa wind field (wind bar) at 08:00 (a) and 20:00 (b) on 24 August
图2. 8月24日08时(a)和20时(b) 500 hPa等压线(蓝色实线)和等温线(橙色虚线)及700 hPa风场(风向杆)
Figure 3. T-logP chart at Wenjiang sounding station at 08:00 (a) and 20:00 (b) on 24 August
图3. 8月24日08时(a)与20时(b)温江站的T-logP图
4. 雷达回波特征
通过分析2021年8月25日雅安站雷达回波图(图4)，可以观察到该次降水过程的演变特征。25日02时14分，雷达回波呈现分散状态，最大回波强度仅为30 dBz。在西南风的引导下，回波向东北方向移动并不断组织发展，与泸定方向生成并东移的回波最终合并，形成大范围的层状云(图4(a))，回波强度略有增加，最大达到35 dBz。但此次过程回波移速较快，到25日08时(图4(b))，回波主体已移出雅安市，且在向东北方向移动过程中组织程度有所降低，降水强度也有所减弱。12时左右再次出现零星雷达回波。14时20分左右(图4(d))，回波再次组织发展并维持，与14时后降水强度再次加强相一致。此外，回波在东移过程中，西部地区有回波不断生成并向南发展，到18时左右(图4(e))，南部地区也形成了大范围层状云。随后在西南风引导下，回波向东北方向移动并迅速减弱，但西部仍有回波持续生成并东移影响雅安北部地区，回波强度略有增强，最大达到50 dBz。沿图4(a)中的线段做垂直剖面分析发现，此次过程回波发展高度较低，大于30 dBz的回波发展高度最高仅达6 km，表明对流发展不旺盛，以层状云降水为主，因此小时雨强较弱。值得注意的是，此次过程回波经历了发展、减弱、再发展的演变过程，且雅安西部一直有回波生成，导致回波影响时间较长，总降雨量较大，但由于回波强度较弱，发展高度较低，小时雨强较小。综上所述，雷达回波分析表明，此次降雨过程主要由层状云系统造成，没有明显的对流云特征。
Figure 4. Combined reflectivity of Ya’an at 4:44 (a), 7:54 (b), 14:20 (d), and 17:58 (e) on the 25 August. Reflectivity profile at 4:44 (c) and 17:58 (f)
图4. 8月25日4时44分(a)、7时54分(b)、14时20分(d)、17时58分(e)雅安站组合反射率，4时44分反射率剖面图(c)，17时58分反射率剖面图(f)
5. 动力条件
上升运动是对流性天气发展的必要条件之一，但对于弱对流天气而言，其上升运动通常仅存在于500 hPa以下[8]。24日02时，700 hPa雅安西部风向由南风转为偏东风，配合地形抬升作用有利于垂直运动的发展，此时雅安西部出现零星回波(图略)。25日04时(图5)，700 hPa雅安地区呈现出弱的气旋性曲率，而850 hPa雅安中部也有低涡生成，中低层有一定的配合，在地形抬升作用下，有利于上升运动的发展，进而促进水汽和能量的向上输送，从而促进降水的发生。此时低涡位于雅安中部，因此雷达回波组织较好，发展较强。700 hPa高度场在之后一直受弱偏东风影响，直到25日15时左右才逐渐转为偏北气流，而850 hPa在白天就已经从偏东气流转为了偏北气流，且偏北风还在逐渐加强。中低层的冷空气与本地的暖湿气流交汇有利于形成锋区，因此，当700 hPa也出现偏北风时，锋区加强，降水也随之加强。这表明低层的冷空气有利于锋区的生成，进而促进降水的产生，锋区的加强则有利于降水的加强。
Figure 5. 700 hPa wind field with terrain height of 3 km at 04:00 (a) and 15:00 (c) on 25 August, 850 hPa wind field with terrain height of 1.5 km at 04:00 (b) and 15:00 (d) on 25 August.
图5. 8月25日04时与15时700 hPa风场叠加3 km地形高度(a)、(c)，850 hPa风场叠加1.5 km地形高度(b)、(d)
Figure 6. Latitudinal-vertical profiles of divergence (shaded, unit: 10−5 s−1), vertical velocity (dashed line, unit: m/s), and uw wind field (wind bar, unit: m/s) along 30˚N at 04:00 (a) and 18:00 (b) on 25 August
图6. 8月25日04时(a)与18时(b)沿30˚N散度场(填色，单位：10−5 s−1)，垂直速度场(虚线，单位：m/s)，uw风场(风杆，单位：m/s)的纬向–垂直剖面图
从垂直速度的剖面来看(图6)，25日04时，103˚N附近低层存在明显的垂直上升速度，其最大值位于650 hPa附近，中心值为6 m/s。除地形抬升作用外，由于低层存在一个辐合区，600 hPa存在一个辐散区，抽吸作用也会进一步加强上升运动。但辐合区与辐散区的发展高度较低，因此上升运动的发展高度也不高，这与图4中雷达回波发展高度较低的特征一致。到了18时左右，上升运动明显减弱，降水也随之减弱。此次过程中上升运动发展高度一直在500 hPa以下，因此，雷达回波的发展高度也一直维持在6 km以下。综上所述，此次暴雨过程受地形抬升作用影响，低层产生上升运动，但由于高低空配置较差，辐合区与辐散区发展高度较低，上升运动的发展高度也较低。同时，低层伴随了一定冷空气的影响，有利于不稳定层结的建立，进而加强了降水。因此，这次暴雨过程的上升运动发展高度和雷达回波发展高度均呈现出明显的弱对流特征。
6. 水汽条件
Figure 7. Water vapor flux divergence (unit: 10−7 g/(cm2·hPa·s)) and flow field at 700 hPa (a) (c) and 850 hPa (b) (d) at 01:00 and 15:00 on 25 August
图7. 8月25日01时与8月25日15时700 hPa (a) (c)和850 hPa (b) (d)水汽通量散度(单位：10−7 g/(cm2·hPa·s))和流线场
充沛的水汽是形成暴雨的必要条件之一。25日05时，700 hPa的比湿为9~11 g/kg，850 hPa的比湿为11~13 g/kg，本地水汽条件相对较弱，仅满足发生暴雨的基本条件(图略)。然而，此次暴雨过程持续时间较长，必然有源源不断地水汽输送维持降雨，因此，有必要对此次暴雨过程的水汽来源进行深入探究。图7给出了8月25日01时和15时700 hPa和850 hPa水汽通量散度和流线场。分析发现，此次过程发生前存在南风加强的过程，南风加强并携带水汽在雅安形成了水汽辐合区。700 hPa辐合中心最大强度约为8 ×10−7 g/(cm2·hPa·s)，水汽输送时间较长，一直持续到25日15时。15时之后，随着北风南下，水汽通量的辐合区也逐渐南撤，雅安境内无明显的水汽辐合区。850 hPa的水汽输送主要集中在雅安北部，其维持时间更长，在19时之后水汽通量散度才逐渐减弱。虽然此次暴雨过程中低层都受明显的偏南风影响，水汽通道较为畅通，有源源不断的水汽输送，水汽条件得到改善，但辐合中心强度较弱，中低层配合一般，且水汽辐合区域不够深厚，导致水汽条件总体一般。这可能是导致小时雨强偏弱的原因之一。然而，本地长时间维持充沛的水汽，进而使得降雨过程持续时间较长。
7. 不稳定条件
Figure 8. Hourly evolution of CAPE (unit: J·kg−1) and boundary layer height (unit: m) from 20:00 on August 24th to 08:00 on August 26th
图8. 8月24日20时至26日08时CAPE值(单位：J·kg−1)与边界层高度(单位：m)的逐时演变
大气对流是对流有效位能(CAPE)向对流运动动能的转换，因此对流天气的强弱可以由CAPE直接反映[9]。为了更好地反映区域内CAPE的演变情况，本文选取雅安北部地区的格点值做平均。从图8来看，雅安北部地区上空CAPE总体偏低，最大值不超过100 J/kg，有利于低质心暖云降水的形成[10]，这与前文中大于30 dBz的雷达回波高度不超过6 km的特征相一致。CAPE值的增大主要集中在两个时段：一是25日00时至04时，二是25日06时至17时。在第一个时段(25日00时至04时)，有零星对流生成，随着水汽辐合和降雨出现，层结不稳定性增大，CAPE值增大。在第二个时段(25日06时至17时)，06时至08时降水减弱，CAPE值维持在一定的范围，到14时之后由于回波再次组织发展，对流发展较前期旺盛，CAPE值迅速增大，17时左右达到极值，此时小时雨强也达到最强。随后随着回波移出、减弱，层结逐渐趋于稳定，CAPE值也逐渐减小。
边界层高度(BLH)作为影响大气热量、动量和其他物质垂直交换的重要通道，受湿度、地气温差、极大风速等因素的影响，进而也影响着许多灾害性天气的发生发展[11]。从图8来看，此次天气过程BLH不高于300 m，整体表现出较为稳定的特点，这符合雷达回波垂直分布较低的特征。同时，BLH的变化与CAPE值的变化表现出相同的特征，但峰值出现的时间要略早于CAPE值。其中24日23时至25日04时及25日06时至15时，BLH呈上升趋势。这是由于BLH与湿度有密切的联系，在对流发生前，由于水汽的输送，近地层湿度增加，因此BLH在CAPE值上升之前开始出现上升。同时，由于降雨的产生，也会进一步增加近地面的湿度，进而促进BLH的上升。综上所述，此次暴雨过程中，CAPE值总体偏低，对流发展高度较低，有利于低质心暖云降水的形成。CAPE值的变化与降水强度密切相关，而BLH的变化则先于CAPE值，反映了水汽输送和降雨过程对近地层湿度的影响。
8. 结论与不足
1) 层结对流稳定条件下的暴雨具有小时雨强小、降水维持时间长、降雨范围广、南北差异明显的特点，与强对流型暴雨相比其降雨的范围和量级都明显偏小。
2) 本次暴雨过程发生在弱冷空气影响下，层结稳定，湿度条件较差的天气背景下。其动力条件及本地水汽条件都较弱，降雨主要以层云降水为主，无明显对流云特征。雷达回波分析表明，回波强度弱，发展高度低。在降水开始前，受地形抬升作用影响，产生垂直上升运动，有利于水汽和热量的向上输送，促进弱对流的触发。但由于高低空配置较差，上升运动发展高度较低。中低层受明显偏南风的影响，水汽通道畅通，有源源不断的水汽输送，水汽条件得到改善。降水后期，低层开始受弱冷空气影响，有利于不稳定层结的建立，进而促进降水的产生。
3) 本次暴雨过程能量条件较差，有利于低质心暖云的形成。此次过程中，降水主要分为两个阶段。在小时雨强增强前，CAPE值出现了两次增加的阶段，说明不稳定能量的释放有利于降水强度的增加。边界层高度也反映出相同的趋势，但其峰值出现的时间略早于CAPE值。
因此，对于此类暴雨的预报，应重点关注冷空气南下的影响、弱上升运动的发展及维持、水汽通道维持的时间长短。但由于本文仅对一次层结对流稳定条件下的暴雨进行分析，其特征还不具有普遍性。后续还需加强对此类天气过程的研究，进一步总结其规律和特征，为提高预报精度提供更多参考。未来可考虑利用更长时间序列的数据，对比分析不同层结对流稳定条件下暴雨的异同，以期获得更具普适性的结论。同时，还可结合数值模式的模拟结果，深入探讨此类暴雨的物理机制，为改进预报模型提供理论依据。
基金项目
资助课题：国家自然科学基金(42105153)、中国沙漠气象科学研究基金(Sqj2019013)。
NOTES
*通讯作者。