一次云南干季极端暴雨成因分析

米瑞芝，牛法宝，赵建萍，王志云，米智伟，鲁亚斌**，孙绩华

(1.云南省气象台，云南 昆明 650034；2.中国气象局 横断山区（低纬高原）灾害性天气研究中心，云南 昆明 650034；3.云南机场集团 沧源佤山机场气象台，云南 沧源 677400；4.陕西省渭南市气象局，陕西 渭南 714000)

云南地处低纬高原，干湿季分明，干季（11 月至次年4 月）降水仅占15%，年内85%的降水量集中在雨季（5—10 月），强降水天气主要出现在雨季[1].然而，云南干季期间也会出现强降水天气，影响系统主要是南支槽和冷空气.秦剑等[2]指出云南全省性寒潮强降水天气过程由南支槽与强冷空气结合产生，关键是南支槽的水汽充沛与否以及北方冷空气对昆明静止锋的加强程度；段旭等[3]研究指出南支槽位置、水汽输送、湿度锋区、低空急流和冷空气强弱等条件的不同决定了降水的强弱或是否有强对流天气出现；索渺清等[4]研究了南支槽与孟加拉湾（以下简称孟湾）风暴结合造成滇西北暴雪过程的影响机制；郭荣芬等[5]研究了云南两次冬季南支槽影响下强降水特征.诸多研究成果揭示了南支槽在干季降水的重要性[6-7].在业务预报中，干季强降水的预报准确率还不够高，对其发生机理认识不足是原因之一，尤其在干季气候背景下水汽输送强度研判偏弱，往往导致降水量级预报偏小.热带对流季节内振荡（Madden-Julian Oscillation,MJO）通过影响水汽输送对云南降水有显著的作用，目前MJO 对云南雨季降水的影响研究较多[8-10]，对云南干季强降水的活动特征研究较少，牛法宝等[11-12]统计MJO 不同活动中心位置对云南冬半年降水过程的影响，发现MJO 在激发水汽活动方面作用明显，有助于中短期降水预测.干季区域性降水对农业用水调度及库塘蓄水至关重要，为认识干季气候背景下云南强降水发生的环流背景和物理机制，本文对2015 年1 月9 日云南一次全省性暴雨过程进行综合分析，以期为今后云南干季强降水气象服务提供一些有益的参考.

1 暴雨过程概况

1.1 暴雨过程实况2015 年1 月8 日20 时至9日20 时，滇中及以西以南出现区域性暴雨和大暴雨，大暴雨区域主要集中在临沧南部、普洱西部以及楚雄部分地区（图1）.全省区域自动站共出现122 站大暴雨，669 站暴雨，最大日雨量为178.8 mm（双江县大文清坪水库）；从降水性质看，以哀牢山为界，哀牢山以西的滇西、滇西南对流性降水为主，滇西、滇西南有明显的强对流天气，其中滇西以冰雹和雷暴天气为主，陇川出现了直径15 mm 的中冰雹，滇西南多短时强降水，墨江龙潭出现41.3 mm/h的最大小时雨强；哀牢山以东的滇中及以南为稳定性降水.

1.2 暴雨过程的极端性分析经统计，1981 年至2020 年云南共出现93 次区域性暴雨过程，年均2.3 次.暴雨站数排序前10 名过程中有2 次出现在干季，分别排在第3 位和第5 位，说明干季暴雨的强度不弱于夏季.2015 年1 月9 日云南暴雨过程（下称“15.1.9”过程）即为暴雨站数排序历史第3（表1），暴雨站数排序干季第1.另外，“15.1.9”过程有30个国家级气象站日降水量突破1 月历史极值，创造了云南干季暴雨天气的新记录.可见，“15.1.9”过程属于一次干季极端暴雨天气.

2 资料说明和方法

热带季节内振荡（MJO）指数（http://www.cpc.n cep.noaa.gov/products/precip/CWlink/MJO/mjo.shtml）由美国国家气候预测中心（Climate Prediction Center,CPC）提供，技术方法是利用IRMM指数（IRMM1和IRMM2）描述MJO 活动位置与强度，MJO 活动中心在热带地区的东传分1～8 位相，其中2～3 位相表示MJO 活动中心位于热带印度洋，4～5 位相表示MJO 活动中心在孟加拉湾至海洋性大陆（印尼群岛一带），6～7 位相表示在热带太平洋，8 位相和1 位相表示在西半球和非洲；MJO 的强度为MJO 活动中心的位置距中心越远，表示MJO 越活跃，当位于圆圈外时(即称之为MJO 强位相.

美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction,NCEP）再分析资料数据水平分辨率为1°×1°，时间分辨率为逐6 h，要素包括不同气压层上的位势高度场、水平风场、垂直速度、散度、相对湿度和温度等.文中分析方法为统计分析、天气学分析及物理量诊断.本文的地图的底图数据来源于中国气象局气象信息综合分析处理MICAPS4 系统，即中国气象数据网的国家气象科学数据中心（http://data.cma.cn/）.

3 大气环流背景

2015 年1 月上旬中期，伴随南亚大气环流调整阿拉伯半岛至巴尔喀什湖一线高压脊发展，青藏高原西部至印度北部西北急流建立，与西太平洋副高西部的西南风急流配置，在孟湾中部形成深厚强势的南支槽.1 月8 日08 时，南支槽东移到87ºE，此时南支槽开始影响云南，1 月8 日08 时至20 时，造成云南小到中雨降水.1 月8 日20 时，200 hPa上[图2（a）]南支槽东移到89ºE，云南处于南支槽槽前高空急流入口区右后方，急流核风速达80 m·s−1；500 hPa 上[图2（b）]南支槽位于89ºE，并有闭合低压环流，配合−20 ℃冷中心，槽前为西南风急流，风速达20～36 m·s−1.1 月8 日20 时后暴雨全面发展，至1 月9 日20 时南支槽东移到95ºE，强降水明显减弱，同时中纬度西北气流引导冷空气南下；700 hPa 上[图2（c）]中国西北为冷高压，偏北风南下到四川东南部形成川滇切变线，过程期间切变线南下影响到滇西南；南支槽槽前西南低空急流建立，风速达12～20 m·s−1，云南处于西南低空急流出口区前方，500 hPa 冷中心与低空强暖湿气流叠加，构成大气对流不稳定层结，有利于对流性天气发生发展.实况显示，1 月8 日20 时至9 日20 时，滇西南出现雷暴和短时强降水及局地冰雹等强对流天气，滇西南持续对流性降水并伴有短时强降水有利于降水增幅，是滇西南成为暴雨中心的主要原因.

图2 2015 年1 月8 日20 时形势图及1 月8—9 日锋面动态示意图Fig.2 The circulation situation at 20 on January 8 and dynamic map of cold front in January 8 to 9,2015

1 月8 日20 时云贵静止锋位于云南东部，之后加强为冷锋并开始西移，至1 月9 日08 时锋面移动到哀牢山沿线.1 月8 日夜间，滇中及以东受静止锋影响的区域降水量明显增强，以持续性降水为主.1 月9 日白天静止锋翻越哀牢山影响滇西南，触发对流降水再度发展，云贵静止锋是此次极端暴雨过程的重要影响系统之一.至1 月9 日20 时静止锋西移到滇缅交界处[图2（d）].

综上分析，这次干季暴雨发生在有利的大气环流背景下，南支槽强盛且极为深厚，槽前西南急流从高层延伸到低层，南支槽东移到89ºE，云南降水全面增强，移出95ºE 后西南风急流减弱，强降水明显减弱.南支槽配合地面冷锋及700 hPa 切变线共同作用引发本次极端暴雨天气过程，强降水落区形态与低空急流走向基本一致.

4 MJO 表现特征

MJO 的研究和业务实践应用表明[11-12]，热带季节内振荡（30～60 d 周期）的传播进入第3～6 位相，即MJO“湿窗口”以后，对云南及周边地区有显著影响，将会明显激发这些地区的对流活动，有利于改善水汽条件，云南的降水日数及降水强度明显增多、增强，在有利的环流条件下即可产生强降水天气；MJO 活动中心的传播进入第7～8 位相和1～2 位相，即MJO“干窗口”时，将抑制云南上游热带地区及中南半岛等区域的对流活动.MJO 的追踪可提示中短期的水汽活动信号，为强降水预测提供有利的大气低频振荡背景，在此次干季暴雨过程中，MJO 表现明显.分析图3 发现，从2014 年12月17 日至2015 年1 月9 日强降水发生时，MJO 从3 位相向6 位相缓慢东移，且逐渐加强，1 月7 日后MJO 再一次明显加强，9 日MJO 强度指数达到2.33，表明水汽活动状况极佳，该时段与西南急流的活跃相对应.可见强降水发生前后MJO 长期位于有利于云南降水的“湿窗口”期，东传过程较为活跃，有利于激发云南上游区域孟加拉湾的水汽向云南输送.同时，水汽对对流运动的活跃程度有一定指示作用，有利于判断对流活动的状况.

图3 2014 年12 月17 日—2015 年1 月10 日MJO 演变图Fig.3 Madden-Julian Oscillation (MJO) distribution from December 17,2014 to January 10,2015

5 水汽条件

5.1 西南风急流产生暴雨必须要具备充分的水汽条件[13-15].随南支槽建立，水汽自孟湾向东输送，1 月8 日白天[图4（a）]云南低层相对湿度增加，湿层相对浅薄.1 月8 日20 时至9 日08 时[图4（b），（c），（d）]，随南支槽东移，槽前西南风急流建立后进一步加强，水汽输送猛增，湿层厚度迅速加大，高湿区（RH≥90%）向上抬升到350 hPa 附近，对流层维持饱和状态约24 h.从暴雨酝酿到发展持续，随西南急流增强，水汽输送也增强，大气经历了显著增湿过程，相对湿度饱和区深厚，这是干季暴雨发生发展的重要特征之一.

图4 2015 年1 月8—9 日沿24ºN 过暴雨区相对湿度（单位：%）及风的垂直剖面图Fig.4 Vertical profile of relative humidity (unit: %) and wind in a rainstorm area along 24ºN from January 8 to 9,2015

5.2 水汽辐合从700 hPa 水汽通量（图略）演变看，水汽输送主要来自孟湾，1 月8 日20 时西南低空急流建立后，云南南部首先增湿，水汽通量达4～8 g·cm−1·hPa−1·s−1；至1 月9 日02 时，云南南部水汽通量增强至8～12 g·cm−2·hPa−1·s−1，并一直维持到1 月9 日20 时，这在云南干季是极少出现的，堪比雨季期间大到暴雨的量级.1 月8 日夜间[图5（a）]，700 hPa 切变线南下前，云南水汽辐合主要由低空急流造成，此阶段云南处于低空急流出口区前方，水汽辐合首先从滇西南开始加强，强度为−10～−50×10−8g·hPa−2·cm−2·s−1，水汽辐合中心在滇西南的临沧、普洱西部.至1 月9 日02 时[图5（b）]，水汽辐合区沿西南风急流轴向东北方向扩展，水汽辐合区覆盖了滇中及以南大片地区，同时强度加强到−10～−70×10−8g·hPa−1·cm−2·s−1，强水汽辐合区扩大到滇中南部.1 月9 日白天，随着切变线南下，水汽辐合区维持在滇中以南以西地区，暴雨区与水汽辐合区相对应.另外，结合5.1 节相对湿度分析可知，水汽辐合有利于增加大气层湿度，同时对大气层呈现高湿状态提供了正反馈机制.

图5 2015 年1 月8—9 日700 hPa 水汽通量散度（单位：10−8 g·hPa−1·cm−2·s−1）及风矢合成图Fig.5 Divergence of water vapor flux at 700 hPa (unit: 10−8 g·hPa−1·cm−2·s−1) and synthesis of wind vector from January 8 to 9,2015

综上，伴随着西南风急流加强、水汽输送增强，饱和湿层几乎涵盖对流层，水汽长时间强辐合是暴雨发展的重要原因之一.

6 动力条件

6.1 高低空急流及次级环流强降水发生需具备强大的动力抬升条件[16-19].在暴雨过程开始前的1月8 日08 时，南支槽前已形成低层辐合高层辐散的配置结构，有利于南支槽进一步发展加强.1 月8 日20 时，200 hPa 上[图6（a）]南支槽前西南风急流强盛，云南处于高空急流入口区右后方辐散中心处，辐散中心值为50×10−6s−1，700 hPa 上[图6（b）]云南处于低空急流出口区前方辐合中心区，辐合中心值为−40×10−6s−1，高层辐散强于低层辐合，表明上升运动还会加强.8 日20 时到9 日08 时（图略）200 hPa 南支槽前高空急流核中心风速增加，700 hPa低空急流范围扩大，急流核区扩大，此间伴随急流增强，降水迅猛发展.9 日白天[图6（c），（d）]，200 hPa高空急流缓慢东移，但辐散中心仍维持在暴雨区上方，700 hPa 上西南低空急流随南支槽缓慢东移南扩，同时700 hPa 切变线南压到滇中，辐合中心区扩大，强降雨持续.9 日20 时后，200 hPa 高空急流核区进一步东移渐远，辐散中心东移出云南，云南高层辐散减弱，同时低层辐合减弱，强降水随之减弱.

图6 2015 年1 月8—9 日散度与风场合成图Fig.6 The composite plot of divergence and wind field from January 8 to 9,2015

从垂直流场显示的次级环流[图7（a）、（b）]也看出，随着高低空急流的耦合，出现横越高空急流的次级环流，在云南暴雨区出现一致的上升气流，上升气流大值区集中在650～450 hPa 之间，中心区在500 hPa 附近，垂直速度量值高达−2 Pa·s−1，随着高低空急流加强，暴雨区上升运动加强，垂直速度量值高达−2.5 Pa·s−1.

图7 2015 年1 月9 日沿100ºE 和101ºE 过暴雨区垂直流场图Fig.7 Vertical flow field diagram of heavy rain area along 100ºE and 101ºE on January 9,2015

综上所述，当高、低空急流耦合处于有利位置时，高空急流形成非地转风辐散区，高层辐散的抽吸作用形成次级环流，在低空急流的前侧非地转风辐合和切变线形成的风场辐合叠加，高空急流入口区右后侧的次级环流上升支与低空急流前侧的上升支相重叠，这时散度场上表现为高空辐散区和低层辐合区几乎重合的垂直配置，形成深厚的、剧烈的上升运动区，为暴雨的发生发展提供了强大的动力条件.

6.2 锋面动力抬升暴雨发生前静止锋维持在云南东部，之后静止锋加强为冷锋，自东向西影响云南，至1 月8 日20 时后静止锋已向西移动，冷空气与强暖湿气流对峙，导致假相当位温θse等值线密集并形成近于垂直地面的陡立区.吴国雄等[20]指出，当冷暖空气交绥，大气温湿结构发生改变，θse陡立使大气斜压性增强，激发倾斜涡度发展，导致对流层气旋式涡度显著发展，有利于上升运动增长，从而引起暴雨的发生和持续.从暴雨区假相当位温和垂直环流剖面（图8）可以看出，锋区内假相当位温线密集呈陡立状，导致倾斜涡度发展，有利于湿对流发展，假相当位温等值线呈漏斗状，有利于高空冷空气沿等熵面下滑与低层暖湿气流交汇，触发对流不稳定，造成强降水.同时可见，受锋面强迫抬升，锋区次级环流上升支与急流次级环流上升支叠加，极大加强了上升气流，且上升气流范围大，是此次极端暴雨过程范围大强度强的重要原因之一.

图8 2015 年1 月9 日沿24ºN 过暴雨区假相当位温和垂直环流合成图Fig.8 Composite of false equivalent potential temperature and vertical circulation along 24ºN rainstorm area on January 9,2015

7 大气层结稳定度分析

大气不稳定层结是对流发生发展的重要因子.沿南支槽前西南低空急流分布着一条不稳定能量带，为对流提供了有利条件.1 月8 日20 时，滇西南、滇中西部对流有效位能值（Convective Available Potential Energy，CAPE）达50～−150 J·kg−1[图9（a）]，K 指数滇西南为35～40 ℃（图略），达到成片雷雨指标，沙氏指数（Si 指数）为−4～−2 ℃（图略），表明大气层结对流不稳定；至1 月9 日02 时，滇西南CAPE 值减小到50 J·kg−1以下，但θse500−θse800<0[图9（b）]，大气层结仍是对流不稳定，滇中及以东地区θse500−θse800>0，为对流稳定层结，因而滇西南在1 月8 日夜间为对流性降水，强对流天气突出.1 月9 日白天[图9（c），（d）]，随冷空气不断向西渗透越过哀牢山，滇西南东部已处于对流稳定状态，但滇西、滇西南西部仍在暖湿区，对流不稳定层结再次建立，在地面冷锋触发下，强对流天气再次发展.可见，西南低空急流带来的不稳定能量使滇西南大暴雨区强对流天气频发.

图9 2015 年1 月8—9 日对流有效位能值（CAPE，单位：J·kg−1）及假相当位温（θse500−θse800，单位：K）Fig.9 Convective Available Potential Energy (CAPE,unit: J·kg−1) and potential pseudo-equivalent temperature (θse500−θse800,unit:K) from 8 to 9 on January,2015

8 结论

（1）“15.1.9”过程是一次干季极端暴雨天气过程，降水强度大、影响范围广，深厚的南支槽、低空切变线及地面冷锋是本次过程的主要影响系统.滇西南暴雨区以对流性降水为主，强对流天气明显，降水增幅显著，滇中暴雨区以稳定性降水为主.

（2）强降水发生前后MJO 东传活跃，长期位于“湿窗口”期，有利于激发孟加拉湾水汽向云南输送，水汽对对流活动的预测有较好指示作用.

（3）南支槽前西南急流提供了充沛的水汽输送，水汽主要来自孟湾.暴雨落区位于高空急流入口区右后方强辐散区与低空急流出口区前方强辐合区重叠处，与水汽强辐合区基本一致，可将水汽通量散度辐合区作为判断强降水落区的重要指标之一.

（4）锋面次级环流上升支与高空急流次级环流上升支叠加，形成极度强烈的上升运动，范围大、持续时间长，这是“15.1.9”过程得以发生的重要原因之一.

（5）西南低空急流输送不稳定能量导致滇西南强对流天气突出，隆冬强对流天气CAPE 值偏小，结合K 指数、Si 指数及高低层假相当位温差（θse500−θse800）等对流参数的综合分析，有助于判断强对流天气落区.