2022, Vol. 48 
2. 宁夏气象防灾减灾重点实验室，银川 750002；
3. 宁夏回族自治区气象台，银川 750002
2. Ningxia Key Laboratory for Meteorological Disaster Prevention and Mitigation, Yinchuan 750002;
3. Ningxia Hui Autonomous Region Meteorological Observatory, Yinchuan 750002
贺兰山东麓地处西北内陆干旱区，位于宁夏中北部，境内自西向东由贺兰山(海拔高度为2 000~3 000 m，最高峰为3 566 m)、东坡山洪沟(海拔高度为1 122~1 500 m)和银川平原(海拔高度为1 102~1 122 m)构成。受地形、下垫面和气候背景的综合影响，该地区容易发生历时短、强度大、局地性强的对流性暴雨，而引发短历时暴雨的天气尺度小、移速快，常规气象探测很难对其捕捉，使得现行业务预报模式经常出现漏报。因此，日常业务主要依靠区域自动气象站(以下简称自动站)、卫星云图及雷达等非常规高分辨率观测资料进行短历时暴雨的监测预警。
国内外众多学者基于非常规高分辨率观测资料对短历时暴雨中尺度对流系统进行了研究，得到了很多具有实际业务应用价值的成果。例如，丁仁海和周后福(2010)利用安徽自动站加密观测资料研究发现，地形作用形成的风场辐合会影响强降水的形成和发展，山区风场在强降水发生前有明显变化，且其变化与强降水的开始和增强具有一定时间对应关系；赵玉春和崔春光(2010)、王宝鉴等(2017)利用雷达图像识别出暴雨中尺度对流系统(MCS)可分为线状和非线状，前者具有明显的组织结构形态，后者则一般为混合性降水回波或无组织结构的单体嵌套在层状降水回波中；石定朴等(1996)、王清平等(2016)、赵庆云等(2017)、陈传雷等(2018)、鲁亚斌等(2018)和徐姝等(2019)利用卫星资料研究发现，对流云带中向前传播的β中尺度的MCS或后向传播-准静止-涡旋状的MCS是强对流暴雨的主要引发原因，辐射亮温(TBB)等值线疏密所反映的辐射亮温梯度(G)对MCS的发展有很好的指示意义，一般发展中的MCS的云体边缘TBB等值线密集，且TBB≤-52℃的冷云区范围与暴雨对应较好，强降水易发生在MCS移动方前沿TBB低值中心偏向温度梯度大值区一侧，雨强变化与TBB及其梯度变化密切相关，一般TBB越低、G越大，降水量越大；触发强对流的中尺度系统包括边界层辐合线、中尺度地形和中尺度重力波等，其中最重要的为边界层中尺度辐合线，在雷达上呈现为晴空窄带回波，在可见光云图上有时表现为明显的积云线(丁仁海和周后福，2010；俞小鼎，2012)。
Himawari-8(以下简称H8)是第三代静止气象卫星，其搭载的先进葵花成像仪(advanced Himawari imager，AHI)具有高时空分辨率的特点，能够在10 min内完成全盘扫描，红外通道空间分辨率可达2 km，在监测暴雨对流云团方面具有明显的持续性和时间分辨率优势，可以较FY-2卫星平均提前23 min发现对流云团，较雷达平均提前33 min(Rinaldy et al，2017；Honda et al，2018；张夕迪和孙军，2018)，可提前预判夏季初生对流的发生，进一步提高暴雨的临近预报准确率(郭巍等，2018)。目前基于卫星资料开展的旱区暴雨研究多集中于TRMM卫星和风云系列卫星，而H8卫星资料对旱区暴雨的指示作用还有待研究。
2019年8月2日夜间，贺兰山东麓出现了一次年内最强的局地短历时强对流暴雨，但业务数值模式漏报了这次过程。本文利用区域自动站逐5 min、逐10 min和逐1 h地面加密观测、H8卫星、银川C波段多普勒雷达、ERA5 0.25°×0.25°逐1 h再分析、常规气象探测等多源气象资料，对此次局地强对流暴雨过程的中尺度特征进行分析，以提高对干旱区的短历时强对流暴雨中尺度对流系统的认识，探索这种突发性、局地性很强的对流暴雨的可预报性。
1 资料与方法本文所用资料包括：(1)H8静止卫星R21和B13通道数据(中心波长为10.4 μm)，其时空分辨为2 km·(10 min)-1；(2)欧洲中期数值预报中心(ECMWF)提供的空间分辨率为0.25°×0.25°、间隔1 h的ERA5再分析资料；(3)国家气象信息中心下发的常规观测和探空资料；(4)宁夏气象信息中心提供的逐5 min、10 min和1 h自动气象站、逐6 min银川C波段多普勒雷达、逐毫秒雷电等高分辨率观测资料。文中所用时间均为北京时。
其中，H8的R21通道数据和银川C波段多普勒雷达资料用于分析MCS的触发和发展；H8的B13通道数据和逐10 min自动站降水数据用于研究降水期间强对流云团物理量特征，分析中以-45℃为TBB阈值，对降水期间主要降水站点对应的强对流云团进行提取，并对TBB、G和降温率(CR)等云团特征参数进行计算, 计算方法详见徐双柱等(2011)、张春龙等(2012)；ERA5再分析、常规气象探测和自动站资料用于研究触发MCS的环境场特征；自动站降水数据和雷电资料用于降水实况分析。
2 降水实况2019年8月2日19:20—23:00，靠近贺兰山东坡山前突发局地短历时强对流暴雨天气。如图 1a和表 1所示，该过程历时不足4 h，降水最强时段在20:00—21:00，落区集中面积不足160 km2，过程累计雨量超过50 mm有6个站，最大小时降水量超过20 mm的有34个站，超过50 mm的有3个站；最大过程降水量和小时降水量均出现在暖泉农场，分别为70.1 mm和53.9 mm(20:00—21:00)，降水效率(1 h降水量与过程累计降水量之比)高达76.9%，该站最大10 min降水量为16.8 mm(20:30—20:40)；18:40—22:30暴雨区还出现了60次雷电，最强在19:00—20:00，达168.6 kA，雷电和强雷电出现时间均较强降水提前约1 h。由此可见，此次暴雨过程具有历时短、强度大、局地性强、夜发性明显等强对流天气特征。此外，分析强降水期间逐小时降水量落区变化(图 1b~1e)可知，强降水中心先西行，再沿贺兰山东麓山前南下，强降水区集中在银川平原，暴雨中心暖泉农场的海拔高度为1 105 m，距离贺兰山约有11.2 km。
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图 1 2019年8月2日(a)19:00—23:00、(b)19:00—20:00、(c)20:00—21:00、(d)21:00—22:00、(e)22:00—23:00贺兰山东麓暴雨过程降水量 (空心圆表示暴雨中心或强降水中心) Fig. 1 Accumulated rainfall during the rainstorm at the eastern foot of Helan Mountains on 2 August 2019 (a) 19:00 BT to 23:00 BT, (b) 19:00 BT to 20:00 BT, (c) 20:00 BT to 21:00 BT, (d) 21:00 BT to 22:00 BT, (e) 22:00 BT to 23:00 BT (Hollow circles indicate the centers of the rainstorm or strongest hourly rainfall) |
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表 1 2019年8月2日贺兰山东麓暴雨过程相关信息统计 Table 1 Statistics of the rainstorm at the eastern foot of Helan Mountains on 2 August 2019 |
研究表明，水汽、大气不稳定和抬升触发机制是此类强对流天气产生的基本条件(Parker and Johnson, 2000；俞小鼎等，2012；陈豫英等，2021)，此外，来自热带地区的暖湿水汽输送带也是北方地区产生强暴雨的必要条件，暖而湿的低空急流不仅能为西北地区暴雨提供充足的水汽，也有利于暴雨区大气不稳定与上升运动的增强，从而为暴雨的发生发展创造有利的环境场条件(陶诗言，1980；钱正安等，2018；Chen et al，2021)。以下围绕低空急流的演变着重分析暴雨区的环境场特征。
3.1 水汽输送暴雨发生前22 h，即8月1日21：00，700 hPa和850 hPa上来自台风韦伯外围南海和西太平洋副热带高压(以下简称副高)西南侧东海的偏东暖湿气流在四川盆地汇聚后北上，将水汽输送至暴雨区；随着台风在海南登陆北上，2日13：00，在700 hPa上甘肃和四川的交界处建立了中心强度为12 m·s-1的偏南急流；暴雨时段，即2日19：00—23：00，850 hPa上的东海水汽输送通道与700 hPa趋于重合，水汽通量增大、水汽辐合增强(图 2a，2b)，随着700 hPa急流不断增强北抬至宁夏中部，中心强度达14 m·s-1，急流将东海和南海的水汽源源不断送到暴雨区，暴雨区水汽通量增加至6 g·cm-1·s-1·hPa-1(图 2c)，850 hPa急流较700 hPa偏北(图 2d)，暴雨区位于700 hPa急流轴左前方。强降水期间，湿层增厚、湿度增大，相对湿度≥70%的高湿区向上扩展至600 hPa附近，比湿≥10 g·kg-1的湿层延伸至700 hPa，850 hPa比湿≥12 g·kg-1(图 2e)。
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图 2 2019年8月2日19：00(a)700 hPa和(b)850 hPa的水汽通量辐合(阴影, 单位: g·cm-2·s-1·hPa-1)
和流场(流线)，23：00(c)700 hPa和(d)850 hPa的水汽通量(阴影, 单位: g·cm-1·s-1·hPa-1)
和风场(风矢；黑线分别表示风速≥12 m·s-1和≥10 m·s-1的急流)；(e)2日08：00至3日02：00沿暴雨中心的相对湿度≥60%(阴影)和比湿(黑线, 单位: g·kg-1)的时空剖面
(图 2a~2d中黑色方框为暴雨区, 图 2e中 为暴雨时段)
Fig. 2 (a, b) Distribution of water vapor flux convergence (shadow, unit: g·cm-2·s-1·hPa-1) and flow field (streamline) at (a) 700 hPa and (b) 850 hPa at 19:00 BT, (c, d) distribution of water vapor flux (shadow, unit: g·cm-1·s-1·hPa-1) and wind field (vector, black lines: wind speed ≥12 m·s-1 and ≥10 m·s-1) at (c) 700 hPa and (d) 850 hPa at 23:00 BT 2 August 2019,
(e) spatio-temporal section of relative humidity ≥60% (shadow) and specific humidity (black line, unit: g·kg-1) along the center of rainstorm from 08:00 BT 2 to 02:00 BT 3 August 2019
(Black rectangles represent rainstorm area in Figs. 2a-2d, indicates rainstorm period in Fig. 2e)
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暴雨中心位于银川探空站(海拔高度为1 106 m) 的西侧，且在强降水期间，对流层低层盛行东南气流。因此，利用ERA5再分析资料分析过程前后暴雨中心假相当位温(θse)，并利用银川探空资料对比分析暴雨前后对流有效位能(CAPE)、对流抑制能量(CIN)、K指数、沙氏指数(SI)、抬升指数(LI)和0~6 km垂直风切变(Wsr)等对流参数，从而诊断环境大气的稳定性。
结合暴雨中心温湿物理量的时空剖面和银川站探空资料分析可知，2日11：00—15：00，随着低空偏南急流的建立，在500~850 hPa上，风随高度顺转逐渐明显(图 3a)，对流层中低层暖平流增强，配合600~800 hPa上θse等值线梯度增加(图 3a)，同时，600~400 hPa存在明显的干层(图 2e)，对流层中低层形成“上干冷、下暖湿”的垂直分布，环境大气处于不稳定状态；2日16：00—18：00，受500 hPa低涡东北移动影响，500~400 hPa由偏南风转为偏北、偏东风(图 3a)，冷空气入侵，进一步加剧了大气不稳定的发展；2日19：00—23：00(暴雨过程中)，低空急流加强北上，配合θse在低层(800~650 hPa)水平方向上形成梯度区(图 3a)。同时，暴雨过程中，暴雨区的CAPE、SI、LI等对流参数增加了近5倍，CIN减小了近6倍，K指数从37℃激增到45℃。此外，Wsr在过程前和过程中均较弱，不足1.5 m·s-1(表 2)，有利于短时暴雨的发生(肖递祥等，2017；刁秀广等，2020)。上述物理量和对流参数的变化表明，暴雨区环境大气极其不稳定，有利于对流系统的触发和加强。
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图 3 2019年8月(a)2日08:00至3日02:00暴雨中心(暖泉农场)假相当位温(黑线, 单位: K)、上升速度(阴影)和风场(风羽)的时空剖面，(b)2日18:50—21:05地面辐合线演变和19:25自动站风场(风羽)
(图 3a中为暴雨时段, 图 3b中 和 为地面辐合线)
Fig. 3 (a) Spatial-temporal section of θse (black line, unit: K), updraft (shadow) and wind field (barb) along the center of rainstorm (Nuanquan Farm) from 08:00 BT 2 to 02:00 BT 3 August 2019, (b) evolution of the ground convergence line from 18:50 BT 2 to 21:05 BT 2, and the wind field (barb) of automatic weather stations at 19:25 BT 2 August 2019
(indicates rainstorm period in Fig. 3a, and indicate ground convergence lines in Fig. 3b)
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表 2 2019年8月2日银川站暴雨发生前和发生时的对流参数对比 Table 2 Comparison of convective parameters at Yinchuan Station before and during the rainstorm on 2 August 2019 |
在此次暴雨发生前和过程中，虽然CIN从231 J·kg-1降低到38.9 J·kg-1，自由对流高度(LFC)从567 hPa下降到724 hPa(表 2)，但LFC仍然较高，低层需要一定强度的上升气流克服LFC以下的CIN，将地面附近气块抬升到LFC，对流系统才能得以被触发。由暴雨中心的风场和垂直运动随时间演变可知，低空急流建立前(13：00前)，中低层无明显的水平风向辐合，弱天气系统强迫的上升运动弱，垂直速度中心位于600 hPa附近，仅为-0.2 Pa·s-1(图 3a)；13:00后，随着急流的建立和发展，不稳定条件加强，低层持续存在346 K以上的θse高温区(图 3a)、相对湿度≥60%的高湿区(图 2e)、CAPE超过1 500 J·kg-1的高能区(表 2)，这种强烈高温高湿高能的热力抬升条件进一步促使了上升运动增强，但强度达-1.2 Pa·s-1的上升速度中心较高，在400 hPa附近(图 3a)；暴雨过程中(2日19:00—23:00)，低空急流加强北上，上升运动中心迅速下降，最强降水时段(20:00—21:00)，上升速度中心降至800 hPa附近，强度维持在-1.2 Pa·s-1(图 3a)。因此，低空急流的建立和发展为中尺度对流系统的触发和维持提供了有利条件。
王晓芳和崔春光(2011)、俞小鼎(2012)、苏爱芳等(2016)研究表明，中尺度抬升机制是强对流天气被触发的必要条件，尤其是中尺度辐合线，可通过提供带状辐合上升运动，起着胚胎和组织积云对流的作用。从逐5 min地面自动站风场可发现，过程降水开始前30 min，即18:50，银川站北侧出现一条东北风和东南风形成的中尺度辐合线A(图 3b黑虚线)，该辐合线维持至21:05，期间受地形影响和500 hPa低涡外围气流引导而自北向南缓慢移动且略微西行，于19:25发展最明显，东北风和东南风最强分别达10 m·s-1和14 m·s-1，对应强降水开始时刻；19:00—20:00，贺兰山沿山平罗—贺兰段也有一条西北风和东南风形成的中尺度辐合线B(图 3b红虚线)，该辐合线稳定少动，于19:35发展最明显，西北风和东南风最强分别达8 m·s-1和12 m·s-1。对应雷达回波可知，两条辐合线附近均有对流系统存在(图 4a，4b)，表明中尺度辐合线的存在和维持也为该过程对流系统的触发、组织和维持提供了有利条件，这和樊利强等(2009)的研究结果相似。
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图 4 2019年8月2日(a，e)19:01、(b，f)19:35、(c，g)19:47和(d，h)20:04的(a~d)雷达组合反射率和(e~h)雷达2.4°仰角径向速度场 (图 4a~4d中红色圆圈代表对流单体或回波带, C1~C4为单体编号; 图 4f~4h中白色圆圈代表大风速中心) Fig. 4 (a-d) Radar composite reflectivity, and (e-h) radial velocity at 2.4° elevation at (a, e) 19:01 BT, (b, f) 19:35 BT, (c, g) 19:47 BT, (d, h) 20:04 BT 2 August 2019 (Red circles in Figs. 4a-4d represent convective cells or echo bands, C1-C4 are cell numbers; white circles in Figs. 4f-4h represent centers of strong wind speed) |
此次暴雨过程从开始到结束持续不足4 h，突发性、局地性和夜发性特征显著，具有β中尺度活动特征。为此，利用2019年8月2日19：00—23：00的H8卫星和银川C波段多普勒雷达资料，着重对暴雨中尺度对流系统的触发(19：00—20：00)、发展(20：00—21：00)和过程期间(19：00—23：00)云团特征参数进行深入分析。
4.1 中尺度对流系统的触发从H8红外云图演变(图略)分析可知，8月1日08：00，青藏高原就有斜压叶状云系生成，并于20:00发展为低涡云系，对应500 hPa低涡；受东部副高阻挡，该低涡沿副高外围584 dagpm线西北侧缓慢东北向移动，于2日08：00进入宁夏南部从而逐渐影响宁夏；13：00，低涡云系头部覆盖宁夏北部地区，但云体并不稠密；19：00，配合500 hPa低涡发展、700 hPa急流增强北抬和地面中尺度辐合线生成，云系发展增强，低涡云系头部不断有独立的对流云团于降水区上空生成，初始对流云团M1位置偏东，位于银川平原东侧，面积较小，云顶较低(图 5a红圈所示)；至19:30，M1受低涡外围偏东气流引导略西移并不断发展，≤-45℃的冷云面积约为40 km2，平均辐射亮温(TBBavg)约为-46℃，最低辐射亮温(TBBmin)为-52℃，为引起该过程降水的初始β中尺度的MCS(图 5b)，其于10 min(19:20—19:30)内造成平罗县高仁乡八顷村的强降水(21.2 mm)；19:40，M1的TBBmin已迅速降至-62℃，≤-45℃的冷云面积已增长至上一时次的3倍大小(图 5c)，同时，受500 hPa低涡后部南下冷空气、东南低空急流及地面辐合线的共同影响，贺兰山沿山平罗段又有小对流云团M2(图 5c红框所示)发展；20：00，各独立对流云团已迅速合并发展为一个椭圆形的、TBBavg约为-52℃、TBBmin为-62℃、水平范围达α中尺度的MCS(图 5d)，为造成此次局地暴雨过程的主要对流系统。
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图 5 2019年8月2日(a)19:00、(b)19:30、(c)19:40和(d)20:00 H8 TBB演变 (红色圆圈M1和红色方框M2均代表对流云团) Fig. 5 Evolution of H8 TBB at (a) 19:00 BT, (b) 19:30 BT, (c) 19:40 BT, and (d) 20:00 BT 2 August 2019 (Red circles M1 and red rectangle M2 represent convective cloud clusters) |
对应分析雷达(离地1 180 m)组合反射率和地面辐合线演变(图 3b)可知，19:01，银川站北侧的辐合线A南侧有两个对流单体C1和C2，最大回波强度均超过60 dBz，且其前侧有一条由冷池出流生成的阵风锋，贺兰山沿山平罗—贺兰段的辐合线B附近有对流单体C3，最大回波强度约为50 dBz(图 4a)；随后，辐合线A北侧有单体C4于19:20生成，并受东北风引导西南向发展移动，于19:35发展最强(50 dBz)，在此期间，单体C1和阵风锋受东南风引导也缓慢西行，C1超过50 dBz的强回波范围发展扩大(图 4b)，对应区域10 min(19:20—19:30)出现21.2 mm的强降水；19:47—20:04，分散的强对流回波单体C1、C3和C4已于辐合线附近合并成一条多个强度中心为55 dBz、西北—东南向狭长的强回波带(图 4c，4d)，对应实况，此时强降水中心西移(图 1b，1c)。此外，2.4°仰角的径向速度图上自19:01起均可观察到低层东南风明显增大(图 4e)，19:35出现明显的速度模糊，去模糊后东南风速为20~22 m·s-1(图 4f)；19:47—20:04径向速度图可看到清楚的“牛眼”结构(图 4g, 4h)，其维持高度在1.4~2.0 km，最大速度超过20 m·s-1，表明低层存在一定的垂直风切变，且低空急流已增强明显，该急流对水汽及能量的输送和动力抬升十分重要。
4.2 对流系统的发展20:00后，对流云系始终处于500 hPa低涡北侧，受低涡外围偏东气流引导，在α中尺度MCS的上风方，即其后部东北侧不断有对流云团并入，使得云系自身形态和结构不断组织化发展增强，冷云面积不断增加，TBB也迅速下降，同时，配合偏东气流及贺兰山地形抬升，冷云前端西南侧也不断有对流单体生成并入(图 6a，6b)，使得MCS强中心始终沿着贺兰山东麓地形南扩(图 6c，6d)。MCS于20:10—20:40发展极为强烈，此期间云团更为密实，云顶高度更高，TBB更低，可见光图上可看到明显的上冲云顶(图略)，对应200 hPa辐散，850 hPa辐合，说明此时MCS位于天气尺度上升气流区的有利环境下。对流发展最旺盛的时刻为20:30—20:40(图 6c)，此时TBB≤-45℃的面积增加至1.5×104 km2，TBB≤-52℃的面积增加至0.9×104 km2，但仍小于Maddox(1980)定义的中尺度对流复合体(MCC)的冷云面积(5×104 km2)，约为其1/5，因此，捕捉和预报这种尺度的天气现象无疑十分困难，但云团特征对其仍有一定反映——冷云中心值迅速降至-66℃，冷云发展前端TBB等值线密集，G最大为27 ℃·km-1，此后10 min内最大G前端出现16.8 mm的强降水，落区为暴雨中心暖泉农场，鲁亚斌等(2018)、杨磊等(2020)的研究也可对其印证，MCS移动前沿的对流旺盛区与短时强降水区域对应较好，强对流暴雨易发生在TBB等值线密集区梯度最大处。此期间，低空急流的维持(图略)一方面为降水提供了充沛的水汽，另一方面低层暖湿气流的输送也能维持一定的对流有效位能，从而为促进MCS的发展提供了保证。赵娴婷等(2020)也指出，强对流的发展维持与低空急流密切相关。
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图 6 2019年8月2日(a)20:10、(b)20:30、(c)20:40和(d)21:00 H8 TBB演变 (图 6a，6b中红色方框代表冷云发展处, 图 6c，6d中红色圆圈代表MCS强中心) Fig. 6 Evolution of H8 TBB at (a) 20:10 BT, (b) 20:30 BT, (c) 20:40 BT, (d) 21:00 BT 2 August 2019 (Red rectangles in Figs. 6a and 6b represent the development area of cold cloud, red circles in Figs. 6c and 6d represent the severe centers of MCS) |
对应的雷达回波和地面辐合线演变(图 3b)显示，受地面辐合线A南压和地形影响，强回波带西段不断沿贺兰山东麓向南移动并发展增强。20:26单体C2也并入回波带中(图 7a)，强回波整体组织化发展，并呈现涡旋状旋转，于20:38达最强(图 7b)，此期间对流发展最旺盛，回波带西段移动速度明显较快，伴有大范围50 dBz以上的强回波区，最大反射率因子超过65 dBz，垂直累积液态水含量(VIL)在11 kg·m-2以上(图 7e)，回波顶高超过10 km(图 7d)，强回波的位置和强度均和云图上出现的TBBmin≤-66℃的对流旺盛区对应较好。对20:38的强回波如图 7b黑色实线所示方向做垂直剖面(图 7c)，回波带上依次排列着3个强度≥55 dBz的强回波中心，且55 dBz强回波的高度基本在0℃以下或附近(20:00的零度层高度为4.8 km，表 2)，使得降水效率较高，这也是造成该过程20：00—21：00小时降水量达53.9 mm的原因之一。此外，19:45 —20:50暴雨中心逐5 min的降水量与回波强度、回波顶高及VIL随时间演变趋势(图 7f)显示，强降水开始(20:25)前，回波顶高始终保持增加趋势，但其增幅在强降水开始前20 min明显加大(20:04—20:09回波高度升高4.2 km)，此时，回波强度和VIL也出现跃升现象(20:04—20:09回波强度和VIL分别增加31 dBz和19.5 kg·m-2)，此后逐渐减小，表明回波强度和VIL的跃升、回波顶高的持续升高均对强降水的出现有较好的指示作用。
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图 7 2019年8月2日(a)20:26和(b)20:38雷达组合反射率，(c)20:38的回波垂直剖面，(d)回波顶高和(e)VIL; (f)19:45—20:50暴雨中心(暖泉农场)
逐5 min降水量、回波强度、回波顶高及VIL随时间演变
(图 7b中黑线为图 7c剖面位置，为强降水时段)
Fig. 7 Radar composite reflectivity at (a) 20:26 BT and (b) 20:38 BT 2 August, (c) radar vertical profile,
(d) radar echo tops and (e) vertical integrated liquid water at 20:38 BT 2 August, (f) evolution of 5 min rainfall, radar echo intensity, radar echo heights and vertical integrated liquid water at the center of rainstorm (Nuanquan Farm) from 19:45 BT to 20:50 BT 2 August 2019
(Black line in Fig. 7b is the profile position for Fig. 7c, indicates strongest rainfall period)
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徐双柱等(2011)、张春龙等(2012)研究指出，TBB、G和CR等云团特征参数能反映对流云团发展程度及对流活跃强度，一般TBB越低、G和CR越大，表明云顶伸展越高，云体纹理越丰富、对流发展越旺盛。因此，利用H8的B13通道数据对19:00 —23:00每小时最大降水量站点对应的强对流云团特征参数进行计算(表 3)，进而结合逐10 min降水资料来揭示云团特征参数对暴雨的指示作用。
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表 3 2019年8月2日暴雨过程中逐小时最大降水量站点对应云团特征参数统计 Table 3 Statistics of cloud characteristic parameters at the stations with the maximum hourly rainfall during the rainstorm on 2 August 2019 |
如表 3所示，当小时降水量介于20~30 mm时，TBBavg和TBBmin分别为-49℃和-54℃，G最大为14 ℃·km-1，CR为6 ℃·h-1；当小时降水量介于40~50 mm时，TBBavg和TBBmin分别约为-53℃和-62℃，G最大约为27 ℃·km-1，CR为18 ℃·h-1；当小时降水量大于50 mm时，TBBavg和TBBmin分别为-53℃和-66℃，G最大为27 ℃·km-1，CR为24 ℃·h-1。由此可知，小时降水量的变化与强对流云团特征参数的变化密切相关，TBB越低，G越大，CR越高时，小时降水量越大，且小时降水量的变化幅度明显大于TBB的变化。此外，利用逐10 min资料对19：00—22：00的3个强降水中心(依次为平罗高仁八顷村、贺兰暖泉农场、西夏葡萄园)做降水量与云团特征参数对应关系分析，对于高仁八顷村(图 8a)，最大G较最强降水提前10 min出现，TBBmin出现在最强降水时刻；对于暖泉农场(图 8b)，最大G和TBBmin均较最强降水提前20 min出现；对于葡萄园(图 8c)，最大G和TBBmin较最强降水分别提前10 min和20 min出现，这表明TBBmin和G对强降水的出现也具有明显的指示作用，可作为对流快速发展，降水迅速增强的重要指标。
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图 8 2019年8月2日(a)19：00—20：00、(b)20：00—21：00和(c)21：00—22：00最大小时降水量站点的逐10 min降水量和云团特征参数对应关系 Fig. 8 Corresponding relationship between 10 min rainfall and cloud characteristic parameters at the stations with the maximum hourly rainfall on 2 August 2019 (a) 19:00 BT to 20:00 BT, (b) 20:00 BT to 21:00 BT, (c) 21:00 BT to 22:00 BT |
2019年8月2日19:20—23:00，宁夏贺兰山东麓突发年内最强、历时短、强度大、局地性强、夜发性明显的强对流暴雨过程。利用H8卫星、银川C波段多普勒雷达、ERA5 0.25°×0.25°逐1 h再分析、地面加密观测、常规气象探测等多源气象资料，对该过程的中尺度特征进行分析，结果表明：
(1) 低空急流的建立、发展、加强北上为此次暴雨过程提供了有利的环境场条件。来自东海和南海的低空偏东暖湿气流于暴雨前6 h汇合形成低空急流，在暴雨时段增强北抬，促使暴雨区上空水汽、大气不稳定性、动力和热力抬升增强，暴雨区出现在700 hPa急流轴左前方。暴雨期间，700 hPa急流轴距离暴雨区最近，低层持续有中心强度≤-1.2 Pa·s-1的上升运动区、346 K以上的θse高温区、水汽通量≥6 g·cm-1·s-1·hPa-1和比湿≥10 g·kg-1的高湿区、CAPE≥1 500 J·kg-1的高能区。
(2)β中尺度的MCS及其组织形成的α中尺度的MCS是此次强对流暴雨的直接影响系统。对流发展最旺盛阶段冷云中心TBB低至-66℃，G高达27 ℃·km-1，但低于-52℃的冷云面积约为MCC的1/5。云团特征参数与降水量相关性较好，TBB越低，G越大，CR越高，小时降水量越大，且暴雨中心出现在冷云发展前端TBB梯度大值区，降水量的变化幅度大于TBB的变化。TBBmin和最大G一般较最强降水提前10~20 min出现，可作为对流快速发展，降水迅速增强的重要指标。
(3) 降水开始前30 min形成的中尺度地面辐合线为此次强对流天气的重要触发机制。辐合线触发生成的对流单体前部因冷池出流又生成阵风锋，两者相互作用，促使回波组织化发展增强。最大小时雨强出现期间，回波中心强度超过65 dBz，回波顶高超过10 km，VIL高于11 kg·m-2。回波顶高、强度和VIL对强降水的出现有较好指示作用，强降水出现前20 min，回波强度和VIL跃升、回波顶高增幅加大。
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