2017, Vol. 43 
西太平洋副热带高压(以下简称副高)是影响我国夏季降水的重要天气系统，其强弱变化、北进南退对我国的旱涝和雨带分布影响很大，许多学者从不同侧面分析研究了我国不同地区暴雨和强对流等灾害性天气过程中副高的重要作用(周雨华等，2006；王秀荣等，2008；李国翠等，2012；支树林等，2015)。司东等(2008)的研究表明，副高西伸对应着华南暴雨，东退对应着暴雨间歇期，同时华南强降水和印度季风区降水的共同作用可使副高加强西伸。副高异常偏强时，在500 hPa无低值系统的情况下，850 hPa持续强劲的东南风急流能触发产生暴雨(顾清源等，2009)。冷春香和陈菊英(2003)指出，长江流域梅汛期的旱涝与副高强弱和东西位置关系密切，副高西北侧西南气流增强了局地上升运动, 为江淮流域的暴雨创造了大尺度背景流场(赵兵科等，2005)，副高不同的结构特征，导致暴雨区的水汽供应条件和产生强烈上升运动的大尺度背景场存在差异(金荣花等，2007)。上海地区副高型强对流易发生在副高的北侧，除需要有较好的层结不稳定条件外，对抬升条件也有较高要求，如边界层整层在上海附近存在中尺度辐合线(尹红萍和曹晓岗，2010)。赵彩萍和赵桂香(2012)研究山西中部一次致灾暴雨时发现，500 hPa副高强盛，由块状转为带状以及对应200 hPa图上东西向反气旋的稳定存在是低空横切变线形成和维持的背景因素。在西风带冷空气条件基本相同的条件下，35°N附近副高588 dagpm线在110°~125°E维持时间越长、副高中心强度越强，辽宁暴雨的强度越大、降雨维持时间越长(陈传雷等，2013)。副高是华北暴雨的主导系统(周鸣盛，1993)，北京地区大降水(≥25 mm·d-1)天气有72%出现在7—8月, 其中直接受副高影响的大降水占46%(刘还珠等，2007)。北京“7·21”暴雨日当天，和同类暴雨日平均场相比，副高西伸更强(赵洋洋等，2013)，副高与西风带高压脊叠加形成“高压坝”，使西风槽东移减慢(孙建华等，2013)。郭锐和付宗钰(2013)分析华北两次副高边缘暴雨过程卫星云图表明，整个云系位于高空槽前580 dagpm线与副高外围588 dagpm线之间；对流云团集中发展于云带靠近副高边缘晴空区一侧，稳定性降水集中高空槽前(即云带后部)，混合性降水位于两个云系之间。
副高脊线的短期变化与西风带天气系统互相联系并相互制约(朱乾根等，2009)，中高纬度槽脊变化引起的东亚沿海负涡度的增加是副高连续北抬的关键因素(康志明等，2013)。山东地处中纬度，造成山东暴雨的四种主要天气系统都与副高有密切关系(阎丽凤和杨成芳，2014)。副高边缘是否维持输送到山东的偏南暖湿气流输送带是山东夏季多雨或少雨的必要条件, 副高边缘的暖湿输送带维持时, 山东将多雨, 副高的强度和位置可能是500 hPa高度场中影响山东降水最强的信号(高安春，2004)。当副高位置偏北，西伸势力偏强时，极易对中纬度西风槽产生阻挡现象，西风槽受副高阻挡减速约占38%(牛叔超，1986)。副高异常偏强，低层切变线、地面辐合线在鲁西北停滞少动，降水持续时间较长，是“09·05”区域性暴雨形成的必要条件(杨学斌等，2012)。近年来，山东对于与副高有关的暴雨研究取得了一些成果，高留喜等(2011)认为, 在副高南退过程中，“8·17”特大暴雨降水分布与地形关系密切，尼山“V”形山谷特殊地形降水增幅约50%。孙兴池等(2015)的分析表明，在有锋面系统影响时，初始对流往往由锋面触发，因此，暴雨的第一落区在锋面附近。冷锋触发的暖区暴雨随后出现，不需强的动力辐合条件，可能远离低涡中心，而是位于副高边缘的高温湿舌内。以上的研究成果，虽然都提出副高在暴雨过程中的重要作用，但多数是强调副高边缘高温高湿不稳定的环境条件为产生暴雨提供了有利的背景条件。西风槽与副高相互作用过程中，暴雨区的结构特征差异以及产生暴雨动力机制等，没有针对性的阐述。
2007年8月15—18日，山东省出现大范围的降雨天气过程，15日20时至18日20时累加降水量见图 1a(本文如无特别说明时间均为北京时)，50 mm以上降水区主要出现山东省中部。最大降水量为269.3 mm，出现在新泰(图 1b)，降水时间集中在17日08—14时，6 h降水量高达138.2 mm，其中12时小时降水量为36 mm。此次降雨过程时间长，范围广，强度大，大暴雨引起山洪暴发，新泰柴汶河河水暴涨，东部河堤被冲垮，华源煤矿发生溃水淹井事故，造成巨大的生命和财产损失(周雪松等，2012)。分析形势发现，副高进退过程中与西风槽相互作用是造成此次暴雨的主要环流背景。因此，分析副高进退过程中暴雨区动热力场的结构特征，有助于认识不同阶段产生暴雨的动力机制，提高对此类暴雨的预报能力。
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图 1 2007年8月15日20时至18日20时累计降水量(a)和8月17日00时至18日06时新泰站逐小时降水量(b)(单位：mm) Fig. 1 Distribution of total precipitation from 20:00 BT 15 to 20:00 BT 18 August 2007 (a) and hourly precipitation from 00:00 BT 17 to 06:00 BT 18 August 2007 at Xintai Station (b) (unit: mm) |
本文所用资料为：分辨率为1°×1°、间隔为6 h的NCEP/NCAR再分析资料(Kalnay et al，1996)；山东省区域自动气象站加密观测资料、常规观测资料；FY-2C卫星云图资料。
根据中央气象台降水等级划分标准，6 h降水量达25.0~59.9 mm为暴雨，本文将6 h降水量达25 mm称为暴雨区，作为本文研究的重点。
1 暴雨落区与天气背景 1.1 副高西进，切变线缓慢西移2007年8月15日20时(图略)，500 hPa副高强盛，呈南北向，块状控制黄海、朝鲜半岛及其以东地区；中纬度西风槽东移过程中受副高阻挡，停滞于华北到华中一带。700和850 hPa切变线位于鲁东南—苏北—皖东一带，鲁东南为风向风速辐合中心。16日08时(图 2a)，副高西进，588 dagpm线控制山东半岛东部、江苏中南部和浙江省，500 hPa高空槽仍然停滞在京津地区—冀鲁交界—河南省中部—湖北、湖南一带；700 hPa(图略)切变线与500 hPa位置相同；850 hPa(图 2b)切变线由苏北移到鲁中一带。切变线以东东南风风速较大，700 hPa以下均达急流强度，且急流宽度增大，达3~5个经距，不仅为暴雨区提供了充足的水汽，而且有利于暴雨区不稳定大气层结的建立。此时地面倒槽北上(图 2c)，控制鲁南地区，鲁东南一带为东南风与东北风的辐合区。15日夜间在鲁东南出现区域性暴雨，最大暴雨点蒙阴，16日02—08时6 h降水量高达64.0 mm。
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图 2 2007年8月16日08时500 hPa(a)、850 hPa(b)、地面图(c)和18日08时500 hPa(d)图 ( 高空图为高度场，地面图为气压场； 温度场； 切变线； 低空急流； 图a，b，c为16日02—08时降水区，图d为17日20时至18日08时降水区，其中蓝色≥25 mm、绿色≥50 mm、红色≥100 mm)
Fig. 2 The 500 hPa (a, d), 850 hPa (b) and surface (c) charts at 08:00 BT 16 (a, b, c) and 18 (d) August 2007 ( height in high level chart, pressure in surface chart; temperature; shear line;
low level jet; rain area from 02:00 to 08:00 BT 16 August in Figs. 2a, 2b, 2c, rain area from 20:00 BT 17 to 08:00 BT 18 August in Fig. 2d, precipitation in blue ≥25 mm, precipitation in green ≥50 mm, precipitation in red ≥100 mm)
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之后副高继续西进，16日20时(图略)588 dagpm线控制鲁中以东地区，700与850 hPa切变线均移到鲁西北到鲁西南一带，低空急流减弱，地面倒槽仍控制鲁南地区。16日08—20时暴雨区呈南北狭长带状，位于588 dagpm线的边缘、700和850 hPa切变线东侧、地面倒槽顶端偏东风区域内。
17日08时(图略)副高继续西伸，588 dagpm线控制黄河下游以东地区。700与850 hPa切变线位于冀鲁交界处，低空急流继续减弱，地面倒槽南缩到安徽中部。16日20时至17日08时暴雨区亦随天气系统减弱，变得零散且范围小。
1.2 横槽南压，副高减弱16日08时(图 2a)，河西走廊到蒙古国中部暖高压脊经向发展，副高西伸加强，其间在东北地区到华北北部一带建立一个低槽。然后，蒙古国中部暖高压脊持续加强并向东北方向伸展，促使脊前北风变为东北风，冷空气往西流，低槽中冷温度槽经向度也增大。17日08时新建低槽演变为横槽，14时(图略)东北风风速增大，冷平流加强，导致横槽东移南压，副高北界随之南落，588 dagpm线由08时东北—西南向从菏泽到烟台转为准东西向由菏泽到青岛。500 hPa以下副高势力明显减弱，700 hPa的316 dagpm线向东退缩到黄海中部到成山头一带；850 hPa的152 dagpm线退缩到韩国，同时在鲁西北到冀东地区出现16℃冷中心，温度梯度增大。说明08—14时，横槽南压，副高强度减弱，浅薄冷空气侵入山东，干冷与暖湿空气在山东境内处于博弈阶段。此阶段只在鲁中的南部出现小范围暴雨点，新泰站的最大雨强出现在此阶段。暴雨区位于588 dagpm线附近、700和850 hPa切变线右侧、850 hPa冷暖中心之间、925 hPa辐合中心，暴雨区范围小，但强度大。
1.3 横槽转竖，副高南撤17日20时，随着冷空气向南侵入，冷温度槽伸到黄淮地区；横槽西段槽后转为偏北风，风力增大，冷平流减弱，预示着横槽将转竖。18日08时，500 hPa (图 2d)横槽转竖东移，位于辽宁省中部—山东省中部—河南省北部一带，副高南撤到苏皖北部，完全退出山东。700和850 hPa(图略)高空槽位于鲁西北，略落后于500 hPa槽，无低空急流。此时地面倒槽(图略)控制着鲁中以南地区。17日20时至18日08时出现区域性带状暴雨区，降水强度较弱，暴雨点分散不连续。暴雨区位于500 hPa槽线上、700和850 hPa槽前、地面倒槽顶端。
综上可见，17日08时之前，副高加强西伸，500 hPa西风槽受阻停滞，700与850 hPa切变线缓慢西移，西风槽随高度后倾。初期，副高外围风速增大，低空急流较强，携带暖湿空气在鲁东南一带辐合上升产生暴雨，为典型的暖锋降水。暴雨区范围较大，强度较强，为区域性暴雨；暴雨区位于500 hPa高空槽与588 dagpm线之间。随着副高继续西进，低空急流减弱，暴雨区范围减小，从区域性转为南北狭长带状，进而转为分散性暴雨，降水强度也随之减弱。
17日08—20时，横槽南压，副高减弱，西风槽随高度后倾，浅薄冷空气入侵，为典型的强对流降水。暴雨区位于588 dagpm线附近。暴雨区范围小，但区域集中，强度大。
17日20时至18日08时，横槽转竖东移，冷空气入侵，副高南撤，西风槽前倾，为高空槽降水。暴雨区呈区域带状，降水强度均匀，但分散不连续，暴雨区位于500 hPa槽线附近。无论副高西进还是南撤，暴雨区均位于700与850 hPa切变线右侧、低空急流左侧、地面倒槽顶端附近。
2 暴雨过程动热力场水平结构 2.1 副高西进暴雨过程16日02时(图略)，850 hPa切变线位于鲁东南沿海到江苏北部，位于θse锋区前沿，θse高能区与高湿区同位相。16日08时，副高继续西伸，切变线与锋区随之西移，850 hPa切变线西移到鲁东南到山东半岛西部(图 3a)，处于θse暖舌与锋区交界处。同时，低空急流加强北上，前沿伸到鲁东南沿海地区，水汽辐合区随之北移，位于切变线附近(图 3b)。辐合中心水汽通量散度值为-5×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1，从暴雨区上游(南侧)移到暴雨区下游(北侧)，这与孔凡超等(2016)分析冀中特大暴雨时，暖区暴雨发生过程中低层水汽通量辐合急剧加强的结论相似。700 hPa(图略)切变线比850 hPa偏后，位于鲁西北到鲁西南一带，切变线右侧为强盛的偏南风低空急流和θse高能舌。统计表明(曾波等，2016)，中尺度对流系统(Mesoscale Convective System，MCS)发生前，副高加强西伸，中低层有一条东北—西南向风速加强带，伴随着自西南往中东部地区充足的水汽供应。16日02—08时暴雨区位于850 hPa切变线右侧气旋式风向风速辐合最强处、θse高能舌西侧紧贴锋区的位置、水汽辐合区中心及其右侧，位于700 hPa急流轴左侧高能舌内。暴雨区850 hPa比湿达14 g·kg-1。此阶段的特点是整层暖湿空气增强，水汽辐合中心移经暴雨区，低层气旋性辐合抬升是触发暴雨的动力机制，低空急流对暴雨起到增强作用。
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图 3 2007年8月16日08时(a，b)、14时(c，d)、17日08时(e，f)850 hPa θse(黑实线, 单位:K)、比湿(阴影区，单位:g·kg-1)、水汽通量散度(虚线，单位:10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)及水平风场(单位:m·s-1)分布图 (切变线， 6 h暴雨区)
Fig. 3 Distribution of θse (black solid line, unit: K), specific humidity (shaded area, unit: g·kg-1), moisture flux divergence (dashed line, unit: 10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1) and horizontal wind field (unit: m·s-1) at 850 hPa at 08:00 BT 16 (a, b), 14:00 BT 16 (c, d), 08:00 BT 17 (e, f) August 2007 ( shear line, 6 h heavy rain area)
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随着副高的进一步西进，16日14时850 hPa切变线西移至山东中部(图 3c)，处于θse锋区内，鲁中以东处于344 K的θse高能区控制之下。切变线附近是水汽辐合中心(图 3d)，辐合中心水汽通量散度为-4×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1。切变线随高度仍为后倾。08—14时暴雨区位于850 hPa切变线附近θse锋区内、水汽辐合中心附近、700 hPa θse锋区右侧低空急流左侧。暴雨区呈东北—西南向狭长带状，降水强度减小。此阶段切变线辐合和锋面抬升是产生暴雨的动力机制。
17日08时(图 3e)，暖湿空气进一步增强，348 K的高能中心位于鲁中到鲁南地区，内部出现15 g·kg-1的高湿中心。θse锋区呈东北—西南向位于沿黄河地区，锋区梯度增大。水汽辐合中心水汽通量散度值为-6×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1，位于锋区附近(图 3f)，切变线处于θse锋区前部。700与850 hPa变化趋势相同。925 hPa河北省干冷空气向南侵入，328 K的θse低中心位于冀鲁交界处。可见，近地层干冷空气侵入，θse锋区梯度增大，850 hPa暖湿空气进一步增强，被锋面抬升，是产生暴雨的动力机制。暴雨区呈东北—西南向狭长带状，位于850 hPa切变线右侧θse锋区与高能舌交界处、水汽辐合中心附近，位于700 hPa θse锋区与高能舌交界处、低空急流左侧。
综上所述，在副高西进过程中，850 hPa系统配置特征见表 1：切变线和θse锋区均随高度后倾，并随着副高西进而西移，但切变线比θse锋区移速快，切变线先后位于θse暖舌与锋区交界处、θse锋区内、θse锋区后部；锋区梯度随时间增强；水汽辐合区一直位于θse暖舌与锋区交界处，先后位于切变线上和切变线右侧；暴雨区不一定发生在切变线上，而是位于θse锋区与暖脊的交界处的水汽辐合中心附近，暴雨区范围逐渐减小，强度减弱；低层气旋性辐合、切变线辐合和锋面抬升是触发暴雨的动力机制。
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表 1 副高西进过程中850 hPa结构特征 Table 1 Structure characteristics at 850 hPa in the advancing westward process of subtropical high |
从FY-2C卫星云图可见，15日20时(图略)，我国东部115°~120°E为副高外围的切变线云系，云系在偏南气流的引导下向偏北方向移动，山东省处于切变云系的北部。随着偏南风速的增大，南方暖湿空气向北移动的过程中，被北方干冷空气抬升，形成对流云。23:30，在安徽北部有小块对流云发展北上，进入山东，范围逐渐扩大。16日02时(图 4a)，在鲁南—苏北一带形成一条西北—东南向、由多单体构成的对流云带，称为云带A。云带A的尾部不断有小块对流单体生成、发展并合并，呈后向传播特征。云带A内的单体边界清晰，从水汽图像可以看到对流云团周边的暗区。03时，在云带A的尾部、江苏北部有尺度30 km左右的小块对流单体生成，称为单体P。单体P生成后，范围快速扩大，强度迅速增强，04时，其范围已达100 km×70 km，云顶最低亮温达-51.1℃，其北部进入临沂枣庄交界处，造成20 mm·h-1的降水。之后，单体P继续扩大并向东北方向移动。05时(图 4b)，单体P与云带A的尾部合并为一体，形成一条结构更加紧密完整的对流云带，云顶亮温为-58.3℃，造成临沂站06时小时降水量达31.2 mm。从区域自动站1 h变压资料可见，02时(图 4a)，在枣庄一带为-0.9 hPa的负变压中心，同时在临沂西部还有另一个-0.7 hPa的次负变压中心。对流云先是在负变压中心新生，并逐渐向偏北方向的次负变压中心移动并发展。说明南方暖湿气流北上，导致地面减压，形成中尺度低压，辐合上升产生对流。05时(图 4b)，对流云在临沂西部降水产生的下沉气流导致地面局地增压，在临沂西部出现正变压区，与北上暖湿空气形成的负变压区之间形成锋面。云带A刚好处于锋面附近。从区域自动站风场资料可见(图略)，15日夜间鲁东南一直处于东南风—东北风—北风的气旋式辐合区内。可见，南方暖湿空气北上，被北方干冷抬升，同时与降水产生的出流之间形成锋面，地面气旋性辐合加剧上升运动的发展，激发对流云团发生、发展，造成鲁东南区域性暴雨。
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图 4 2007年8月16日02时(a)和05时(b)FY-2C红外云图及区地面自动站1 h变压(单位：0.1 hPa) (图 4a中椭圆内为对流云带A，箭头为对流云发展方向；图 4b中曲线为正负变压分界线) Fig. 4 Infrared image of FY-2C satellite and 1 h variation for pressure of AWS (unit: 0.1 hPa) at 02:00 BT (a), 05:00 BT (b) 16 August 2007 (Ellipse is convective band A, arrow is the development direction for convective cloud, curved line is boundary between positive and negative variation for pressure) |
综上所述，副高西进过程中，暖湿空气增强，锋区梯度增大，低层辐合和锋面抬升是触发暴雨的动力机制，低空急流为暴雨区输送充足水汽。
2.2 副高减弱暴雨过程17日08时1000 hPa θse锋区位于鲁西北到鲁中地区，348 K的高能舌控制鲁东南和山东半岛及其以东洋面，切变线位于锋区右侧偏高能舌一侧。14时(图 5a)，暖湿空气增强北抬，352 K的高能舌控制鲁南到山东半岛南部一带。同时，东北地区冷空气南侵，经渤海侵入θse暖脊。新泰站位于暖脊的顶点，正是冷空气侵入暖脊的位置，同时又处于对头风的辐合区内，动力、热力条件均有利于该地产生强降水。从新泰站相关物理量场时间剖面图(图 5b)可见，从16日08时开始，该站900 hPa以下θse呈上升趋势，16日20时，348 K的湿舌控制该站上空850~925 hPa，同时在700~600 hPa附近有一个340 K的θse低中心，下暖上冷的不稳定大气层结开始建立。此时该站上空925 hPa以上出现弱的上升运动。17日02时，对流层中层干区向低层伸展，340 K干中心高度下降到800~700 hPa，在850 hPa附近与低层的暖舌之间形成锋区，加剧了干湿空气的交绥。此时该站上空上升运动加强，从地面到200 hPa均为弱的上升运动，新泰站降水开始。17日08时，低层暖舌加强，暖湿空气向上抬升，344 K暖舌顶点高度抬升到600 hPa，中层340 K的干中心消失，上升运动达到最强，整个对流层为一致的上升气流，上升运动中心为-10×10-3 hPa·s-1，位于800~600 hPa，新泰站降水强度增大，强降水时间集中在08—13时。14时，暖湿空气强度减弱，暖脊顶出现向下的凹陷，上升运动随之减弱，且高度降低，强降水结束。
综上所述，副高减弱过程中1000 hPa系统配置特征见表 2：切变线随高度后倾，θse锋区随高度垂直；切变线位于θse暖舌内，水汽辐合区位于切变线上；暴雨区范围小，强度大，位于切变线上靠近北风一侧、θse高能舌顶端、水汽辐合区西侧；锋面抬升是产生暴雨的动力机制。
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图 5 2007年8月17日14时1000 hPa θse(黑实线，单位：K)和比湿(阴影区，单位：g·kg-1)分布(a), 新泰站16日08时至18日08时θse(黑实线)、上升速度(虚线，单位：10-3 hPa·s-1)、相对湿度(阴影区，单位：%)时间剖面图(b) ( 暖湿空气方向， 冷空气方向， 新泰站)
Fig. 5 Distribution of θse (black solid line, unit: K), specific humidity (shaded area, unit: g·kg-1) at 1000 hPa at 14:00 BT 17 August 2007 (a) and time-height profile at Xintai Station from 08:00 BT 16 to 08:00 BT 18 August 2007 (b, black solid line, θse, unit: K; dashed line, vertical velocity, unit: 10-3 hPa·s-1; shaded area, relative humidity, unit: %) ( direction of warm moist air, direction of cold air, Xintai Station)
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表 2 副高减弱过程中1000 hPa结构特征 Table 2 Structure characteristics at 1000 hPa in the weakening process of subtropical high |
从FY-2C卫星云图可见，04时(图略)在济宁附近生成一小块对流单体，称之为云团A。云团A范围迅速扩大，并向东北方向移动。17日06时可见光云图可见(图 6a)，云团A移动到新泰附近，尺度80 km左右，其西南侧(尾部)又生成两小块对流单体，称之为云团B。云团A、B之间有明显的暗区，说明对流发展非常旺盛。云团B生成后，范围和强度均迅速增大，其后部持续有小块对流单体生成，并与之合并。09时(图 6b)云团B移动到泗水、新泰一带，已增长为尺度120 km的圆形MCC，其云顶亮温最低达-54.9℃。云团B的云顶覆盖在云团A之上，边界清晰，在其西侧仍有明显的暗影，造成泗水站09时小时降水量高达46.5 mm。之后云团B继续向东北方向移动，与云团A逐渐合并为一体。11时，在云团B的西南侧又生成一小块对流单体，并很快与云团B合并。14时之后，云团B减弱，边界模糊，逐渐与周围云系合并，对流特征逐渐消失。可见，造成新泰强降水的云团在向东北方向移动过程中，其尾部一直维持着较强的上升运动，不断有新的对流单体生成、合并，具有后向传播特征，导致云团强度增强，形成MCC，造成新泰强降水。
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图 6 2007年8月17日06时(a)和09时(b)FY-2C可见光云图 Fig. 6 Visible image of FY-2C satellite at 06:00 BT (a) and 09:00 BT (b) 17 August 2007 |
从济南多普勒雷达径向速度图可见(图略)，17日09:03，新泰站上空为气旋式辐合区，其正负速度差达19 m·s-1。之后随着降水回波向东北方向移动，不断地有新的气旋式辐合区移动到该站上空。此种特征在0.5°(相当于900 hPa)和1.5°(相当于700 hPa)仰角均有表现，并且一直持续到13:32。之后逐渐消失。可见低层小尺度气旋式辐合是新泰强降水的动力抬升机制。
由此可见，近地面层来自西北太平洋的暖湿空气增强北上，同时北方冷空气南压，两者在山东中部相遇，θse锋区梯度增大，低层小尺度气旋式辐合和锋面抬升运动是触发新泰等地对流性强降水的主要动力机制；对流层中层干冷空气入侵，大气不稳定性增大，是新泰强降水的增强机制。暴雨区位于1000 hPa切变线上靠近北风一侧θse暖舌顶点。对流层中层干空气向下伸展，对流层低层暖湿空气向上伸层，干湿空气交绥剧烈，上升运动增强，产生强降水；暖湿空气势力减弱，暖舌顶向下凹陷，上升运动减弱，强降水结束。
2.3 副高南撤暴雨过程17日20时，θse高能舌进一步北抬，山东省中部整层处于θse高能舌控制。18日08时，东北地区冷空气南压，850 hPa(图 7a)切变线东移南压至鲁中的东部，处于θse锋区上，切变线右侧是344 K高能舌，控制山东半岛到鲁东南地区。水汽辐合中心位于切变线右侧高能舌内，水汽通量散度中心值为-2×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1。冷空气强度由低层到高层强度增强，700 hPa冷空气从东北地区入侵(图 7b)，在鲁西北形成一个320 K的θse低中心；θse锋区前沿压到山东半岛西部，锋区狭窄，梯度高达13 ℃·(100 km)-1，远远大于850 hPa。500 hPa形势与700 hPa相似，588 dagpm线南撤到黄海中部。可见17日夜间，500 hPa冷空气入侵导致副高南撤，冷空气叠置在低层暖舌之上，大气不稳定性增强。低层切变线辐合抬升是触发暴雨的动力机制，大气不稳定性增强是降水增强机制。张小玲等(2010)的研究表明，冷锋型(高空槽)暴雨的直接制造者MCS主要活跃在沿850 hPa θse舌区的轴线附近。17日夜间暴雨区位于850 hPa切变线上、θse高能舌靠近锋区一侧水汽辐合中心附近，比湿为14 g·kg-1，处于700和500 hPa θse锋区内。
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图 7 2007年8月18日08时850 hPa(a)和700 hPa(b)θse(黑实线, 单位：K)和比湿(阴影区，单位：g·kg-1) (切变线， 6 h暴雨区，暖湿空气方向，冷空气方向)
Fig. 7 Distribution of θse (black solid line, unit: K), specific humidity (shaded area, unit: g·kg-1) at 850 hPa (a) and 700 hPa (b) at 08:00 BT 18 August 2007 ( shear line, 6 h heavy rain area, direction of warm moist air,
direction of cold air)
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综上所述，副高南撤过程中850 hPa系统配置特征见表 3：切变线随高度低层后倾中层前倾，呈现交错倾斜现象，θse锋区则为前倾；切变线位于θse锋区内，水汽辐合区位于切变线右侧高能舌内；暴雨区呈东北—西南向带状，位于切变线上、θse高能舌靠近锋区一侧；切变线辐合是产生暴雨的动力机制。
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表 3 副高南撤过程中850 hPa结构特征 Table 3 The structure characteristics on 850 hPa in the retreating southward stage of subtropical high |
从卫星云图的演变可见(图略)，17日22时，淄博一带有小块云团加强，称之为云团A。云团A向东北移动过程中，逐渐发展加强，其尾部不断有新的对流单体生成。18日00时, 云团A尾部生成新的云团B，尺度不足50 km，但云顶亮温已达-40.1℃。云团B发展迅速，01:30，其后部又生成新的对流单体云团C。此时云团A、B、C已连接在一起，云顶亮温为-42.7℃，造成青州小时雨强32.7 mm。
由此可见，东北地区冷空气南压，导致切变线东移。低层切变线辐合抬升是触发强降水的动力机制，大气不稳定性增强是降水增强机制。暴雨区位于850 hPa切变线上、θse暖舌靠近锋区一侧。
3 暴雨过程动热力场垂直结构 3.1 副高西进暴雨过程沿118°E作θse、温度、垂直速度和相对湿度垂直剖面图，从8月15日20时(图略)图上可以看出，35°N以北为庞大的干空气团控制，锋区随高度向北倾斜。随着暖湿空气北上，16日02时(图 8a)，锋面被推到34°N以北，锋面坡度减小，梯度增大。暴雨区上空北风层次变薄，900 hPa以上均为南风，且风速较大，700 hPa达急流强度。同时，暖湿空气被锋面抬升，锋区以南被广大的湿区和上升运动区所覆盖(图 8b)，上升运动中心为-6×10-3 hPa·s-1，位于暴雨区上空的700~600 hPa，鲁东南降水强度增大，蒙阴站07时3 h降水量高达58.5 mm。水汽饱和区(相对湿度≥90%)宽广，范围随高度增大，向上伸展到300 hPa以上，500 hPa饱和区的宽度为11个纬距。说明在暴雨区前部，有广大的降水区。
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图 8 2007年8月16日02时沿118°E经向剖面图(a) θse、温度、风矢, (b) θse、垂直速度(阴影区为相对湿度, 单位：%) (
θse, 单位:K， 温度, 单位:℃， 垂直速度, 单位:10-3 hPa·s-1, 红色为上升，蓝色为下沉，
θse锋区，切变线，暖湿空气方向， 暴雨区)
Fig. 8 The vertical cross-section along 118°E at 02:00 BT 16 August 2007 (a) θse, temperature, wind and (b) θse, vertical velocity (shaded area is relative humidity, unit: %) (
θse, unit: K, temperature, unit: ℃, vertical velocity, unit: 10-3 hPa·s-1, red for rising up, blue for falling down,
θse front zone, shear line,
direction of warm moist air, heavy rain area)
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16日08时锋区北推到35°N以北，暴雨区上空大气层结趋于稳定。上升运动区随着锋区北移，强度略有减弱，饱和区范围变窄，说明雨区范围将减小。随着副高继续西伸，16日白天到夜间沿117°和118°E的剖面图呈现与上述类似的特征。
综上所述，副高西进过程中，暴雨区上空要素场垂直特征见表 4：θse锋区随高度向北倾斜，坡度较小，梯度为8 ℃·(100 km)-1，850 hPa以下为不稳定大气层结；饱和区宽广，范围随高度增大，厚度为1000~300 hPa；最大上升速度高达-6×10-3 hPa·s-1，位于700~600 hPa；900~300 hPa均为上升运动区。
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表 4 副高西进过程中暴雨区上空垂直特征 Table 4 Vertical characteristics on heavy rain area in the advancing westward process of subtropical high |
由此可见，暴雨区中低层最初是由干空气控制，为东北风，中上层为南风。副高西进过程中，中上层南风增强，并向下伸展，暖湿平流增强，推动干空气北移；锋区坡度减小，梯度增大；暴雨区转为受θse锋区控制。暖湿空气北进过程中被锋面抬升，首先是锋区前端的对流降水，继而暖湿空气沿锋面产生斜升运动，是典型的暖锋降水过程。因锋面坡度较小，暴雨区范围大，强度均匀。低层气旋性辐合与锋面抬升是产生强降水的动力机制，这与前面的分析结果一致。700 hPa出现上升运动时降水开始，上升运动增强后降水强度随之增大；近地面浅薄的不稳定层结消失后，降水趋于停止。
3.2 副高减弱暴雨过程沿117.73°E新泰站上空作θse、温度、垂直速度和相对湿度垂直剖面图，从17日08时(图 9a)图上可以看出，θse暖脊控制35°~37°N，其长轴呈垂直向上发展，344 K脊的顶点向上伸到600 hPa。暖脊北侧37°~42°N是强大的干冷空气团，两者之间的θse锋区梯度为8 ℃·(100 km)-1，坡度较大；800 hPa以下锋区随高度向北倾斜，800~500 hPa锋区随高度向南倾斜。切变线处于锋区内部，随高度向北倾斜，前沿伸到新泰站，后部有冷平流。由此可以看出，700 hPa以下，暖湿空气强盛，向北向上发展，达到旺盛阶段，新泰站受θse暖脊的控制。干冷空气分别从低层和中层侵入暖脊：近地面层冷空气楔向南侵入暖脊，辐合上升；700~500 hPa干空气向南伸到θse暖脊的上部，不稳定度增大，加剧上升运动的发展。刘会荣和李崇银(2010)发现济南“7·18”暴雨过程中干空气侵入现象有两种表现形式：对流层顶附近向下的干空气侵入和对流层低层由北向南的干空气侵入，干侵入一方面有利于低层辐合高层辐散，导致上升运动的发展; 另外一方面还对锋区的形成和移动具有重要作用。新泰站的干侵入特征与济南“7·18”暴雨相似，导致新泰站上空整个对流层为一致的上升运动区(图 9b)，上升运动中心为-12×10-3 hPa·s-1，位于新泰站上空θse暖脊顶点靠近锋区一侧，预示着该站即将发生强降水。从图 9b还可以发现，200 hPa以下为水汽饱和区，饱和区范围狭窄，只有2个纬距宽，说明降水区范围较小。可见，锋面抬升运动是触发新泰等地对流性强降水的主要动力机制，中层干空气侵入，增强了降水强度。暴雨区位于θse暖脊垂直方向的轴线附近。
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图 9 同图 8，但为8月17日08时沿117.73°E(新泰)经向剖面图 (
θse锋区(蓝色和红色分别表示锋区随高度向北和向南倾斜)，干空气方向， 冷空气方向，新泰站，其余同图 8)
Fig. 9 Same as Fig. 8, but for 117.73°E (Xintai) at 08:00 BT 17 August 2007 (
θse front zone, blue and red represent the front lean northward and southward with height,
direction of dry air, direction of cold air, Xintai Station. The rest with Fig. 8)
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综上所述，副高减弱过程中，暴雨区上空要素场垂直特征见表 5：受θse暖脊控制，θse锋区低层随高度向北倾斜，中上层向南倾斜；饱和区狭窄，范围随高度减小，厚度为1000~200 hPa；最大上升速度高达-12×10-3 hPa·s-1，位于800~600 hPa；1000~200 hPa均为上升运动区。
14时(图略)，南北两侧的干空气向中间夹击，θse暖脊宽度变窄，顶点下降；饱和区宽度随之变窄，并在500 hPa出现断裂。锋区转为随高度向南倾斜，梯度减弱，上升运动减弱。说明此时干冷空气势力增强，向南入侵，暖湿空气势力减弱，降水强度将减弱。新泰站强降水发生在锋区南侵的过程中。
可见，副高减弱过程中，近地面冷暖空气交绥，锋面抬升运动是触发新泰等地对流性强降水的主要动力抬升机制，θse暖脊的顶部干侵入增强了锋区梯度，是降水增强机制。上升运动激烈，贯穿整个对流层，降水强度在三个阶段中最强。饱和区范围狭窄，但伸展高度达200 hPa。强降水位于θse暖脊垂直方向的轴线附近。
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表 5 副高减弱过程中暴雨区上空垂直特征 Table 5 Vertical characteristics of heavy rain area in the weakening process of subtropical high |
沿117.68°E莱芜站上空作θse、温度、垂直速度和相对湿度经向剖面图，从17日20时(图略)图上可以看出，锋区位于36°~38°N，随高度向南倾斜，35°~37°N处于θse暖脊控制，脊的轴线垂直向上位于36°N上空，低层切变线位于θse锋区以北38°~39°N，随高度垂直。18日02时(图 10a)，干冷空气增强并向南推进，同时向低层扩展。低层切变线向南推进到37°~38°N，随高度向北倾斜；对流层中层500~400 hPa在38°~37°N上空形成324 K的低中心。在干冷空气的推动下，θse暖脊随高度向南倾斜，344 K暖脊顶点降至800 hPa；同时西南风风速增大，锋区梯度增大。θse锋区及其前部θse暖脊区均为上升运动区(图 10b)，上升运动中心为-6×10-3 hPa·s-1，位于θse暖脊顶与θse锋区交界一带，比17日20时增强。饱和区与θse暖脊位置大致相同，也随高度略向南倾斜，范围狭窄，只有1个纬距，且高度较低，仅在500 hPa以下。对比实况发现，莱芜站18日01—03时均出现小时雨强大于20 mm的短时强降水。对流层中层干冷空气推动θse暖脊向南倾斜，上升运动增强，强降水开始；干冷空气覆盖θse暖脊顶部，θse暖脊顶高降低，上升运动减弱，强降水结束。
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图 10 同图 8，但为8月18日02时沿117.68°E(莱芜)经向剖面图 (干空气方向，冷空气方向，其余同图 8)
Fig. 10 Same as Fig. 8, but for 117.68°E (Laiwu) at 02:00 BT 18 August 200 ( direction of dry air, direction of cold air. The rest with Fig. 8)
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综上所述，副高南撤过程中，暴雨区上空要素场垂直特征见表 6：受θse暖脊控制，θse锋区随高度向南倾斜；饱和区狭窄，范围随高度减小，厚度仅为1000~500 hPa；最大上升速度为-6×10-3 hPa·s-1，位于700~500 hPa；1000~300 hPa均为上升运动区。
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表 6 副高南撤过程中暴雨区上空垂直特征 Table 6 Vertical characteristics on heavy rain area in the retreating southward process of subtropical high |
可见，对流层中层干冷空气增强向南移动并向低层扩展，与θse暖脊交绥，锋区梯度增大，低层切变线南移。低层切变线辐合抬升是触发强降水的动力机制，中层干侵入是降水增强机制。降水强度小于副高西进，强降水位于θse锋区前沿与θse暖脊轴线之间的区域。饱和区范围较窄，且垂直厚度在500 hPa以下。
4 结论此次暴雨过程中，西风槽与副高相互作用，先后经历了副高西进切变线缓慢西移、横槽南压副高减弱和横槽转竖副高南撤三个阶段。三个阶段的共同特征是：中低层有切变线和θse锋区，700 hPa有低空急流，产生暴雨的对流云团均具有后向传播特征，生命史中多次发生合并。但是三个阶段暴雨区上空切变线与锋区的分布特征不同，产生暴雨的动力机制不同，暴雨落区也不同。
(1) 副高西进过程中，南支暖湿气流增强北上，锋区随高度向北倾斜，梯度增大，坡度减小，为典型的暖锋降水。西风槽和θse锋区均随高度后倾。暴雨区范围大，强度均匀，位于850 hPa θse锋区与暖脊交界处的水汽辐合中心附近。饱和区宽广，范围随高度增大，伸展高度达300 hPa；上升运动厚度为900~300 hPa；最大上升速度为-6×10-3 hPa·s-1。产生暴雨的对流云团TBB为-58.3~-51.1℃。低层气旋性辐合、切变线辐合、锋面抬升是触发暴雨的动力机制，低空急流是暴雨增强机制。700 hPa出现上升运动时降水开始，上升运动增强后降水强度随之增大；近地面浅薄的不稳定层结消失后，降水趋于停止。
(2) 副高减弱过程中，暖湿空气强盛，θse暖脊垂直向上，干冷空气分别从低层和中层侵入暖脊。θse锋区随高度先向北后向南，呈交错倾斜现象，坡度大，为典型的强对流降水。切变线随高度后倾，θse锋区随高度垂直。暴雨区范围小，强度强，分布不均，位于1000 hPa切变线上靠近北风一侧、θse暖脊垂直方向轴线附近。饱和区狭窄，范围随高度减小，但伸展高度达200 hPa；上升运动厚度为1000~200 hPa，最大上升速度为-12×10-3 hPa·s-1。产生新泰强降水的对流云团TBB为-54.9℃。锋面抬升运动是触发新泰等地对流性强降水的主要动力机制，对流层中层干冷空气入侵是强降水的增强机制。对流层中层干空气向下伸展，对流层低层暖湿空气向上伸展，上升运动增强，产生强降水；暖湿空气势力减弱，暖舌顶向下凹陷，上升运动减弱，强降水结束。
(3) 副高南撤过程中，东北地区冷空气南压，低层切变线东移，θse锋区随高度向南倾斜，坡度大，为典型的高空槽降水。切变线随高度呈现交错倾斜现象，θse锋区随高度前倾。暴雨区狭长分散，强度弱，位于850 hPa切变线上、θse暖舌靠近锋区一侧。饱和区狭窄，范围随高度减小，且垂直厚度在500 hPa以下；上升运动厚度为1000~300 hPa，最大上升速度为-6×10-3 hPa·s-1。产生暴雨的对流云团TBB为-42.7~-40.1℃。低层切变线辐合抬升是触发强降水动力机制，中层干侵入是降水增强机制。对流层中层干冷空气推动θse暖脊向南倾斜，上升运动增强，强降水开始；干冷空气覆盖θse暖脊顶部，θse暖脊顶高降低，上升运动减弱，强降水结束。
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