黄土高原一次对流性大暴雨成因分析

薛小宁

(榆林市气象局，陕西榆林 719000)

榆林地处黄土高原，为暖温带半干旱季风气候区。全年降水主要集中在夏季，且夏季的暴雨天气过程多以短时暴雨为主，具有来势猛、雨强大、降水时段集中的特点。短时暴雨的发生与中尺度系统的生消，与高、中、低纬度环流系统的相互作用，与高低空急流的耦合有密切关系[1]。盛夏陕北地区当西太平洋副热带高压处于强盛期，副高外围700 hPa 西南风低空急流和850 hPa东南风急流的形成为大暴雨区提供了源源不断的水汽供应，低空急流在夜间增强导致大暴雨具有夜发性[2-4]。西北地区东部的暴雨，低空急流建立在大暴雨发生前期[5]，陕北北部区域性暴雨与中低层急流建立有关[6]。黄土高原西风带的弱冷空气与副热带高压西北侧的西南气流交汇时，易触发对流[7]；在环境场上短时暴雨的对流条件、水汽条件、地面能量场特征、湿位涡和假相当位温等因子的诊断尤为重要[8-11]。对流云团是暴雨的直接制造者，目前监测对流云团的手段主要有卫星和雷达[12-13]，在卫星和雷达产品上可以直观看到天气系统所产生的云系，也可以定量地衡量其强度和速度。中尺度天气系统的触发机制也不尽相同，与弱冷空气活动相伴随的中尺度能量比低值舌入侵可以触发对流[14]，河套低涡影响下的地面中尺度低压系统可以激发出更小尺度的系统，从而导致短时强降水的产生[15]。本文选取一次黄土高原地区不伴有低空急流的对流性大暴雨天气过程，对其成因进行诊断分析，以期提高对此类强降水天气事件的认识并积累预报经验。

1 过程实况及降水特点

2018年8月10日14时至11日08时，榆林神木出现大暴雨天气，降水以对流性降水为主，突发性强，降雨强度大，强降水中心位于神木境内(图1)。神木站及其周边4个区域气象站降水量超过100 mm,最大降水量乔岔滩143.1 mm，11日03—06时，乔岔滩3 h雨量达117.4 mm；最大小时雨强在神木沙峁为49.2 mm/h。全市共出现大暴雨5站、暴雨26站，大雨127站。

大暴雨区降水分为两个强降水时段，即10日19—20时和11日00—07时，降水时段集中，3 h降水量均达50 mm以上，表现出明显的夜雨特征。在暴雨区降水开始前，位于其南部的吴堡、佳县在南风气流里出现了大雨，大雨以对流性降水为主，持续时间短。

2 大尺度环境场特征

2.1 高空环流形势

9日20时500 hPa高空图上(图略)，副高588 dagpm线到达38°N、109°E附近，榆林位于其西北边缘，大陆高压东伸至40°N、100°E附近，河套处于两高之间的辐合区；40°N～50°N为纬向型环流，贝湖附近有短波槽发展，温度槽落后于高度槽，槽不断加深东移南下。10日20时500 hPa高空图(图2a)上，副高向东南方向撤退至江淮流域，西脊点位于32°N、115°E，西风槽东移至河套上空，槽前有西南气流发展，东胜站西南风从08时的6 m/s增强到12 m/s，陕北北部位于西风槽前与副热带高压外围暖湿气流交汇区，为此次大暴雨天气提供了有利的环流背景。

10日08时700 hPa天气图上(图略)，内蒙西部—宁夏—甘肃南部有一竖切变，榆林上空位于竖切变东侧的偏南风(4 m/s)气流中。随着西风槽加深东移，受其东侧高压阻挡，切变线北端移速大于南端，在东移过程中逐渐转为东北—西南向。20时700 hPa天气图(图2b)上切变线压至榆林西北部，榆林上空转为4 m/s的西南风，随着西风槽向东移，其与副高间的气压梯度力加大，700 hPa切变线南侧的西南风气流加速。02时，榆林上空西南风风速达10 m/s。榆林上空比湿从08时的8 g/kg增大到20时10 g/kg，明显发展的西南气流为榆林输送了水汽和能量，榆林北部位于西南风左前侧和切变线的右侧，强的水汽辐合和上升运动为强降水提供了有利的水汽和动力条件。

10日08时850 hPa天气图(图略)上，陕北上空为偏南风水汽输送。20时(图2c)自东南沿海至陕北南部有明显的偏东风水汽输送发展北移，榆林上空偏南风加强至8 m/s，且存在西南风和东南风的暖切变。同时，河套地区在风场上表现为弱的反气旋环流，暖切变北侧的反气旋环流对偏南风形成阻挡，利于其在陕北的辐合上升。河套地区位于大陆暖区，温度达24 ℃，低层增暖增湿，有利于不稳定层结的建立和维持，这都是产生强降水的有利条件。

在200 hPa天气图(图2d)上,45°N以北有一支风速大于30 m/s的高空急流存在，榆林位于高空急流右侧，高空辐散场有利于低层上升运动发展；同时高空急流的右侧，低空偏南气流的左前侧，高低空气流的耦合区易形成垂直次级环流，有利于降水的增强。

2.2 地面风场及降水特征

10日08时地面天气图(图略)上，贝加尔湖到东北为一中心强度为1 017.5 hPa的冷高压控制，冷高压的前部有从东北伸向华北的高压区，西北高原地区受低值系统控制，从青海到河套有低压倒槽发展并向东北方向伸展。10—11日榆林处于高、低压之间的锋区中，锋区的发展和维持有利于强降水的产生。10日20时(图3a)榆林有明显的辐合线存在，榆林西部有偏东风和偏西风辐合，北部有偏北风和偏南风的辐合，在辐合线附近有20 mm/h以上的短时强降水。11日02时(图3b),榆林北部有明显的风速辐合区，中部为西北风和东南风辐合区，在辐合区暖区一侧，神木站小时雨强达58 mm/h，地面辐合线造成的上升运动有利于对流的触发，从而在辐合线附近产生大降水。

2.3 探空特征

利用榆林以北东胜站和以南延安站的探空资料，分析大暴雨区的大气环境条件。由于副高外围偏南风的发展，陕北地区整层水汽条件转好。8月10日20时东胜站探空图(图4a)上，6 km以下为湿层，湿层深厚。850～700 hPa风随高度顺转有暖平流，700～500 hPa风随高度逆转，有弱冷平流，这种低层暖平流高层冷平流的层结结构，有利于不稳定层结的建立和维持；500～400 hPa西南气流发展旺盛，500～400 hPa出现了逆温层，使暖层、湿层增厚，有利于降水效率的提高，CAPE值达201.7 J/kg,K指数达40.3 ℃，SI指数-3.72 ℃，近地层比湿达12 g/kg，850 hPa与500 hPa之间的温度差达24 ℃。20时延安站探空图(图4b)上，0～3 km层和3～6 km层风垂直切变为6 m/s，CAPE形态呈细长条形，是一种利于产生强降水的形态。CAPE值从08时的584.2 J/kg增加到2 108 J/kg，850 hPa与500 hPa之间的温度差达27 ℃,大气热力不稳定度高，K指数达41.2 ℃，SI指数-2.99 ℃，近地层比湿达14 g/kg，说明大气不仅热力不稳定度高而且中低层水汽条件好。通过对东胜站、延安站探空资料分析发现，榆林暴雨发生前期，在副高及其外围暖湿气流影响下，水汽条件转好，同时能量充沛，在中小尺度天气系统的触发下，易产生对流性降水天气。

2.4 物理量场牲征

充足的水汽和强烈的上升运动有利于暴雨的产生。分析暴雨发生前的水汽条件发现，此次暴雨有两支明显的水汽输送带，一支是850 hPa的偏南气流，一支是700 hPa的西南气流。20时850 hPa和700 hPa的比湿达到了12 g/kg和8 g/kg，这两支水汽在暴雨区辐合上升。从水汽通量散度场上可以看出，在暴雨区东南暖区一侧850 hPa水汽通量散度达-7×10-7g/(hPa·cm2·s)(图略)，700 hPa水汽通量散度大值区位于切变线的南侧，充足的水汽在暴雨区上空辐合抬升，是产生暴雨的有利动力条件。涡度和散度的垂直剖面图(图5a)上，850 hPa至350 hPa 暴雨区及其北侧为正涡度区,最大值位于600 hPa至500 hPa，涡度达14×10-5s-1,在高层200 hPa附近暴雨区上空有8×10-5s-1的强散度中心，低层辐合高层辐散的结构有利于在暴雨区产生次级环流，使得暴雨中小尺度系统得以维持。

整层大气可降水量(图略)方面，从10日02时起神木站从31.2 mm持续增长至20时的42.5 mm,14—20时神木位于可降水量大值中心区，降水开始后，整层大气可降水量开始减小，11日08时降水结束时降至34.4 mm。

从10日14时假相当位温及垂直速度剖面图(图略)上可以看到，在暴雨区近地面层假相当位温达356 K左右，说明低层大气高温高湿，能量水汽充沛。随高度增加假相当位温迅速减小，700 hPa附近只有340 K。850 hPa至600 hPa存在假相当位温等值线密集区，且自东向西倾斜，雨区东侧为冷空气区；在水平方向上，榆林东侧有假相当位温密集区，说明在暴雨区东侧为冷暖空气交汇区。垂直速度场上，暴雨区附近从850 hPa至500 hPa有强的上升气流，上升速度大值区位于700 hPa附近，达-0.6 Pa/s。20时(图5b)假相当位温及垂直速度剖面图上，暴雨区东侧的假相当位温密集区西移，冷空气不断向西南方向移动，从假相当位温垂直分布看，大气对流不稳定区增大，西侧的冷空气与暴雨区上空的暖空气在暴雨区西侧交汇，雨区扩大，强度增强。从垂直速度剖面图上可以看到，冷暖空气的交汇造成了强烈的上升运动，850 hPa至500 hPa垂直上升速度达-0.6 Pa/s，且至11日凌晨一直在暴雨区上空维持，使得降水持续。本次暴雨发生前，大气的对流不稳定能量大，低层的辐合区和锋区触发了对流，对流造成了不稳定能量的释放，产生了对流性暴雨；随着降水的持续，东西两路冷空气在暴雨区上空交汇，使得降水的持续时间进一步增长。

3 对流单体的识别

暴雨的形成是中小尺度系统在大尺度的环流背景下不断重复出现造成的，因而在合适的大尺度环流背景下，对流单体、对流云团、对流复合体等的生消对暴雨落区、强度有重要作用。

3.1 基于红外亮温的对流单体特征

对流云的卫星识别主要采用相当黑体亮度温度(black body temperature,TBB，tBB) 阈值法[12]，定义tBB≤-32 ℃为冷云罩，其初次出现时间定义为对流云生成时间；tBB≤-52 ℃为冷云区，换算为开尔文温度为tBB≤221.15 K。通过分析FY-2G卫星红外云图及反演的TBB 资料，分析此次大暴雨过程中对流云团的发展。

如图6(第13页)所示，12时,河套西部、山西西北部有2个强对流云团生成,分别以云团A、云团B标识，tBB≤-32 ℃。14时,两个对流云团均东移，对流云团A强度增强，中心出现tBB≤-52 ℃的冷云区，对流发展旺盛，tBB≤-32 ℃云区面积从12时的1.5×105km2增大至6.5×105km2,此时云团A位于榆林西北方向，自西向东移动。同时榆林南部延安境内有新的对流云团生成,云团B继续东移减弱，位于榆林东南部的对流云团C生成。17时对流云团A继续加强东移，tBB≤-32 ℃云区面积增至10×105km2，其东南边缘开始进入榆林境内，且开始产生降水，有大于5 mm/h的降水出现，对流云团C东移加强。19时对流云团A和C云顶合并加强，云区面积增大至14×105km2,中心出现tBB≤-52 ℃的深对流，降水开始增强，19—20时神木站出现27.2 mm的短时强降水。20时合并加强的对流云团在神木上空维持，且移动缓慢，21时,云区面积缩小，云团出现了分裂，23时,云团A减弱,位于神木东部。02时,对流单体A西部、南部有弱对流生成合并于A中，使得对流云团A再次加强，对应地面出现强降水。02—05时，对流云团A在神木上空维持，移速缓慢，强降水持续。06时，云团A出现了分裂，且移速加快，降水开始减弱，但仍可以识别出tBB≤-32 ℃云区。07时，云团A迅速减弱东移。08时，移出神木境内，降水结束。

从红外亮温对对流云团的识别来看，基于卫星资料大范围连续观测的优势，对流云在榆林境外时就可以被识别，早在10日12时就可以第一次被识别，距其移入榆林境内产生降水，可以提前6 h识别。在单体东移过程中，有不同对流云团的合并，使得对流单体得以加强。对流单体出现分裂时，对应地面降水减弱；对流单体的再次发展依托于多个对流并入且合并加强，对应地面降水加强。对流云团的移速是影响地面降水的主要因子，当其移速缓慢时，地面降水持续时间长。对流云团的减弱消失可以从云顶分裂中得到预示，另外，对流云团移速增快也是对流减弱的信号。

3.2 基于雷达反射率因子的对流单体特征

利用榆林新一代多普勒(CB)天气雷达观测资料来识别对流云的发展，将组合反射率因子大于35 dBz时，作为对流单体的识别标准[13]。

10日10—15时榆林北部有零星单体回波快速生消向东北方向移动。如图7(见第14页)所示，16：00，榆林东南部有强对流发展向东北偏北方向移动，榆林西北部有强对流发展向东北偏南方向移动，最大反射率因子均大于50 dBz。17：01，南、北两个对流系统均发展加强，最大反射率因子均大于55 dBz，北部的对流系统逐渐排列成线状，其前部反射率因子梯度增大，在南侧的对流系统西部不断有单体新生，此时榆林南部有对流性降水产生，小时雨强达10 mm/h以上。17:50，组合反射率因子图上，南北两支对流系统发展加强，可以看到清楚的外流边界阵风锋，其西部逐渐合并，且有组织地相向移动。18：58，两条对流系统在榆林附近合并，且强度增强，对应于地面在米脂、神木均产生了大于20 mm的短时强降水。20：05，合并后的对流系统呈东北—西南向，位于榆林北部，为混合性降水回波，中心有强度大于55 dBz 的强中心，对应于地面出现了9站大于20 mm的短时强降水，神木西沟小时雨强达48.5 mm/h。22：01，组合反射率因子图上，降水系统减弱，回波以40 dBz左右的混合降水回波为主，地面上降水强度均小于10 mm/h。11日00:03，对流系统西侧不断有新的对流单体新生，中心强度大于45 dBz且排列整齐，沿着其南部边缘不断向东北方向移动。02：05，强回波带仍位于神木境内，其移向平行于回波主轴，且移速缓慢，02—05时稳定维持，列车效应显著，与地面的强降雨时段对应。06:59，对流系统减弱，雨区南压，降水趋于结束。

从雷达对降水系统的监测来看，对于单体回波，组合反射率因子大于35 dBz可以很好地识别出单体，但对于混合型的降水回波，回波单体不易识别，从回波形态和移动上分析，更容易把握降水的落区和强度。对流系统的合并会使系统增强，对流有组织化地发展是产生对流性大暴雨的有利条件，不断新生的对流并入会增长系统的生命期，系统移向与回波主轴平行所形成的列车效应使得雨量增大，降水持续时间增长，从而形成大暴雨。

4 结论与讨论

(1)河套西部西风槽东移和副高东南退，是这次大暴雨产生的有利环流背景。暴雨发生前有偏南气流的发展，700 hPa和850 hPa两支偏南水汽输送为暴雨的产生提供了充足的水汽和不稳定能量。

(2)700 hPa内蒙西部—宁夏—甘肃南部的竖切变在东移过程中受东部高压系统的阻挡转为东北—西南向切变，中低层的正涡度与200 hPa的正散度区叠加，高层辐散，低层辐合有利于中小尺度系统不断新生，且沿着切变东移，使得降水维持，形成暴雨。

(3)暴雨发生前陕北地区中低层明显增湿，700 hPa比湿达到10 g/kg，CAPE形态呈细长条形为2 108 J/kg， 大气不稳定度强。高度的层结不稳定和能量条件为对流提供了有利条件。

(4)利用卫星观测资料可以较早地识别出对流系统，且对流云顶的合并、分裂可以很好地刻画出对流系统的增强、减弱；雷达图上，对流系统的合并对应地面降水增强，新生对流的并入使系统的生命期增长，对流有组织化地发展是产生对流性大暴雨的有利条件，系统移向与回波主轴平行所形成的列车效应使得降雨量增大，降水持续时间增长，从而形成大暴雨。