2010—2018年天山北坡短时强降水环境参数特征及阈值初探

洪 月，王 勇，张云惠，华 烨，黄 艳

（1.新疆气象台，新疆 乌鲁木齐830002；2.新疆生态气象与卫星遥感中心，新疆 乌鲁木齐830002；3.和田地区气象台，新疆 和田848000）

短时强降水是夏季灾害性天气之一，其引发的山洪、泥石流、城市内涝等次生灾害来势猛、灾害重[1-3]。探空资料分析是强对流天气环境参数潜势预报的重要手段之一，多年来我国学者对此做过很多研究，叶笃正[4-5]早在20世纪70年代就初步探讨利用探空资料寻找对流天气发展的有利条件；俞晓鼎[6]在分析短时强降水临近预报的思路及方法指出，降水效率与环境条件关系密不可分，对流层相对湿度越大，垂直风切变越小，降水效率越高。何立富等[7]分析国家级强对流潜势预报业务进展表明，选取探空资料敏感动力热力参数，可构建强对流潜势预报指数参数；孙继松等[8]总结不同类型强对流天气的探空参数特征，指出K指数、A指数和MK指数对强对流天气具有较好的指示意义。雷蕾等[9-10]计算北京地区CAPE、DCAPE、PW、低层垂直风切变等探空物理参量，表明其可以较好地甄别冰雹和暴雨天气。

近些年来，随着新疆区域自动站建设及观测手段的提高，很多专家在暴雨动力机制、水汽输送等机理研究基础上，阐明了短时强降水对暴雨的主要贡献[11-14]，而探空物理参数是短时强降水潜势预报指标之一，庄晓翠等[15]分析阿勒泰地区短时强降水环境参数特征表明，对流层低层湿度较大，抬升凝结高度低，CAPE值较小，除T850-500和抬升指数比我国中东部地区偏大外，其余参数均偏小。张超等[16]统计分析乌鲁木齐市短时强降水过程物理参数指出，K指数为30～33℃、SI指数和抬升指数均＜0℃，对短时强降水预报有较好指示意义。杨莲梅等[17]分析乌鲁木齐一次短时强降水的探空参数显示，午后K指数增大、SI指数减小，CAPE值明显增大，表明层结不稳定明显发展，对流有效位能发展显著，有利于短时强降水发生。黄艳等[18]分析南疆短时强降水环境参数表明，短时强降水发生前大气水汽含量充沛、存在一定的CAPE、较明显的垂直风切变及0℃层高度偏低、暖云层厚度偏厚等特征，而合适的CIN有利于对流不稳定能量的积聚和爆发。天山北坡是短时强降水多发区之一，但对其环境参数特征研究较少，因此，有必要进行分析研究。本文通过分析2010—2018年6—8月天山北坡探空物理参数特征，总结各参数阈值，以期为短时强降水预报预警提供参考。

1 资料和方法

1.1 短时强降水过程定义

根据新疆多年的预报服务实践、暴雨洪水成灾事实和干旱半干旱地区暴雨特点，结合新疆预报业务，定义短时强降水为1 h降水量≥10 mm。本文将短时强降水过程定义为：（1）1 h内有2个或以上相邻测站的雨强均≥10 mm/h；（2）同一测站连续2 h（或以上）降水量≥10 mm/h；同时满足上述条件之一，为一次短时强降水过程。

1.2 资料选取

在统计2010—2018年6—8月天山北坡26个国家站和205个区域自动站86次短时强降水过程基础上，利用乌鲁木齐、克拉玛依2部GFE（L）型高空气象探测雷达站逐日08时、20时（北京时，下同）资料，筛选最接近短时强降水发生区域100 km范围的探空站及短时强降水发生前的最近时次，统计出71次短时强降水有效探空数据。

1.3 探空参数及阈值计算方法

基于强对流天气构成要素预报方法中[5-9]，本文用T850-500即ΔT85来表示静力不稳定，温差越大，则表示存在条件不稳定的可能越大；水汽条件用地面至700 hPa露点温度的平均值代表水汽绝对量；K指数、SI指数、抬升指数（LI）、A指数、对流有效位能CAPE和对流抑制CIN来表示强对流天气发生的潜势（可能性），由于大多数对流发生在午后，对流有效位能CAPE和对流抑制CIN为订正后的数据；深层垂直风切变则采用0～6 km的风矢量差来代表。通过分析各关键参数集合箱线图数据（剔除奇异值），考虑到若用箱线图中最低值作为预报预警阈值，则出现虚报的概率可能较大，故采用25%百分位作为预报最低阈值的初猜值[19]。

2 时空分布特点

统计2010—2018年6—8月天山北坡短时强降水平均频次空间分布（图1a）可以看出，其分布极为不均，主要发生在沿山、山麓丘陵、山地迎风坡、地形陡升区、喇叭口、戈壁湖泊绿洲交界等特殊地形附近，其中昌吉州沿山（海拔1000～1500 m）的浅山区、临近湖和水库的站（海拔在470～650 m）年平均发生频次最多达4～5次，其次是乌苏市—沙湾县—石河子市及乌鲁木齐市的沿山一带（海拔1000～2000 m）迎风坡年平均最多2～3次，而靠近准噶尔盆地南缘少于1次。

图1 2010—2018年6—8月天山北坡短时强降水平均频次空间分布（a）和月分布（b）

天山北坡短时强降水平均频次月分布表明（图1b），6月出现最多，平均65次，其次7月和8月均为42次。

3 环境参数特征

3.1 温湿廓线形态分类

统计分析天山北坡71次（6月31次，7月28次，8月12次）短时强降水环流形势，主要影响系统为中亚或西西伯利亚低槽（涡）及其分裂的短波；探空T-lnP温湿廓线，参考黄艳等[18]对T-lnP温湿廓线分型，分为4种类型（图2）：I型（整层湿）有8次（图2a），多发生在6月下旬和7月，短时强降水主要出现在平原、浅山山麓和山区地带，傍晚和清晨较易发生。II型（上干下湿）只有3次（图2b），主要在7月上旬和8月，短时强降水出现在平原和沿山地带，午后较易发生。III型（上湿下干）有27次（图2c），6月、7月下旬和8月上旬多发，大多出现在沿山及山区地带，午后至傍晚多发。IV型（干绝热）有33次（图2d），此型是天山北坡最多的类型，也说明短时强降水是通过水汽迅速集中实现，主要出现在平原及浅山地带，6月中下旬和7月中下旬频发，午后至夜间较易发生。

图2 天山北坡短时强降水T-lnP温湿廓线分型（a为I型，b为II型，c为III型，d为IV型）

3.2 关键环境参数特征

3.2.1 主要环境参数气候特点

表1是2010—2018年6—8月天山北坡主要环境参数的平均值。由于夏季天山北坡多为晴空少云天气，ΔT85为24.8～30.3℃，接近干绝热层结，这与天山北坡东西向地形有关。6—7月ΔT85值较高，为29.2～30.3℃，8月为24.8℃，说明6—7月大气条件不稳定度高，发生强对流天气的可能性高于8月。地面至700 hPa露点温度的平均值呈逐月增大趋势，6月为4.1℃，7月为6.4℃，8月为9.5℃，说明低层水汽条件6月较好、7月次之。CAPE平均值7月最大为245.6 J/kg，其次是6月为210.3 J/kg，8月最小为68.7 J/kg。CIN分布7月最大为120.5 J/kg，其次是6月为93.2 J/kg，8月较小为82.4 J/kg，说明7月对流不稳定能量释放最多，对流天气最易发生。0～6 km垂直风切变呈逐渐增大趋势，8月风切变最大为15 m/s，6～7月较小为9～10 m/s。

3.2.2 静力不稳定

研究表明[18-19]夏季干绝热层结ΔT85为38～39℃，湿中性层结（假绝热曲线）ΔT85约20～21℃；一般对流性天气在21～39℃，其值越大，代表条件性不稳定越强。夏季天山北坡ΔT85平均28.1℃（表1），满足静力不稳定条件。图3是天山北坡短时强降水I、III、IV型及总次数探空温湿度廓线ΔT85箱线图，中位值分别为24、30、31、30℃；平均值分别为24.1、29.8、31.2、29.5℃；25%～75%百分位值的范围分别为23～25℃、28～32℃、30～33℃、28～32℃；最小到最大值范围分别为20～28℃、24～36℃、26～35℃、23～36℃。可见III和IV型值均大于I型，且IV型值总体较大，呈明显的条件不稳定层结，而总次数箱体值与III型很相近。因此，I、III、IV型ΔT85的25%百分位值分别是23、28、30℃，可以作为天山北坡短时强降水3种类型静力不稳定的阈值，而其25%百分位最低值23℃可作最低阈值。

表1 2010—2018年6—8月天山北坡主要环境参数月平均

图3 ΔT85箱线图

3.2.3 水汽条件

水汽是深厚湿对流生成的另一个要素，图4是天山北坡短时强降水I、III、IV型及总次数探空温湿度廓线地面至700 hPa露点温度平均值的箱线图，中位值分别为11.6、6.1、4.8、6.0℃；平均值分别为10.6、6.0、4.2、5.7℃；25%~75%百分位值的范围分别为9～12.2℃、3.4～8.5℃、1.5～7.1℃、3.0～8.2℃；最小到最大值范围分别为8～12.3℃、1～13.5℃、-2.6～9℃、-2.6～13.5℃。可见地面至700 hPa露点温度均值I型值最大，III型次之，IV型最小，说明I型所需要的水汽条件低于其它两型，总次数箱体值与III型相近。因此，I、III、IV型地面至700 hPa露点温度平均值25%百分位值9.0、3.4、1.5℃可分别作为天山北坡短时强降水3种类型水汽条件阈值，而其25%百分位最低值1.5℃可作为最低阈值。

图4 地面至700 hPa露点温度平均值箱线图

3.2.4 CAPE和CIN

静力不稳定（条件不稳定）与水汽条件结合所表征的对流参数有很多，比较综合的对流指数是对流有效位能CAPE和对流抑制CIN。对流有效位能CAPE反映了大气环境中是否能发生深厚对流的热力变量，通常与对流抑制CIN结合在一起作为判断深厚湿对流发生潜势和潜在强度的重要指标之一[5-10]。图5a是天山北坡短时强降水I、III、IV型及总次数对流有效位能CAPE箱线图，可见I型值较大箱体明显宽于其它两型，说明CAPE值的区间范围较大，而III、IV型及总次数的CAPE值接近且分布比较集中。I、III、IV型及总次数中位值分别为800、363、280、307 J/kg；平均值分别 为774、361、408、390 J/kg；25%～75%百分位值的范围分别为436～1120 J/kg、110～582 J/kg、133～599 J/kg、152～536 J/kg；最小到最大值的范围分别为172～1329 J/kg、64～708 J/kg、71～1292 J/kg、64～911 J/kg，CAPE最大值出现在2015年6月28日，昌吉州东部17站出现短时强降水。因此，I、III、IV型CAPE的25%百分位值436 J/kg、110 J/kg、133 J/kg分别可作为天山北坡短时强降水3种类型的阈值，而其25%百分位最低值110 J/kg可作为最低阈值。

对流抑制CIN的物理意义是指抬升力必须克服负浮力才能将气块抬升到自由对流高度，即深厚湿对流形成所需要的抬升触发强度由CIN决定。图5b为天山北坡短时强降水I、III、IV型及总次数CIN值箱线图，I、III、IV型及总次数中位值分别为68、198、268、195 J/kg；平均值分别为77、218、260、221 J/kg；25%～75%百分位值的范围分别为30～130 J/kg、83～290 J/kg、160～356 J/kg、87～332 J/kg；最小到最大值的范围分别为29～139 J/kg、61～565 J/kg、59～434 J/kg、29～565 J/kg。可见I型值最小，与CAPE值呈明显反相关，IV型值整体较大，III型与总次数箱体接近。因此，I、III、IV型CIN的25%百分位值分别是30、83、160 J/kg，可作为天山北坡短时强降水3种类型的阈值，而25%百分位最低值30 J/kg可作为最低阈值。

图5 对流有效位能CAPE（a）和对流抑制CIN（b）箱线图

3.2.5 深层垂直风切变

垂直风切变（Vertical Wind Shear）是风向风速随高度的变化。在给定水汽、静力不稳定性及抬升触发的条件下，对流性风暴组织和特征决定于垂直风切变的大小，是强对流天气预报的重要参数[4-10]。通常用地面至6 km高度的风矢量差来表示深层垂直风切变，参考新疆短时强降水有关文献[13-18]，将0～6 km垂直风切变划分为3类，即＜12 m/s定为弱垂直风切变，12～20 m/s为中等强度垂直风切变，≥20 m/s为强垂直风切变。

图6为天山北坡短时强降水I、III、IV型及总次数探空0～6 km垂直风切变箱线图，可见I型箱体明显宽于其它两型，总次数箱体值与III型很相近，I、III、IV型及总次数中位值分别为10、11.5、10、10 m/s；平均值分别为12.1、10.3、9.8、10.5 m/s；25%～75%百分位值的范围分别为6.5～17.5 m/s、6.8～13.2 m/s、7.0～12.8 m/s、7.0～13.8 m/s；最小到最大值的范围分别为5～22 m/s、1～23 m/s、1～19 m/s、1～23 m/s。上述3类垂直风切变中位和平均值均在10～12 m/s，属于弱垂直风切变，说明天山北坡多数短时强降水发生在弱垂直风切变下，而75%百分位值在12.8～17.5 m/s，为中等强度垂直风切变，≥20 m/s的强垂直风切变仅有2次，其最大值23 m/s出现在2014年7月5日，当日塔城地区乌苏市4站出现短时强降水。因此，I、III、IV型0～6 km垂直风切变25%百分位值分别是6.5、6.8、7.0 m/s，可作天山北坡短时强降水3种类型的阈值，而25%百分位最低值6.5 m/s可作为最低阈值。

图6 0～6 km垂直风切变箱线图

3.2.6 暖云层厚度

强降水产生的有利环境条件除了具备静力不稳定、水汽和抬升触发外，还有一个条件即暖云层厚度，将抬升凝结高度到0℃层之间的高度差定义为暖云层厚度。暖云层厚度越大，降水效率越高，越有利于强降水的产生。图7为天山北坡短时强降水I、III、IV型探空温湿度廓线的暖云层厚度箱线图，可以看到I型暖云层厚度明显高于III、IV型，而III、IV型箱体接近。I、III、IV型及总次数中位值分别为3.0、1.5、1.6、1.7 km；平均值分别为3.0、1.6、1.6、1.8 km；25%～75%百分位值的范围分别为2.8～3.1 km、1.1～2.1 km、1.1～2.2 km、1.2～2.3 km；最小到最大值的范围分别为2.3～3.7 km、0.6～2.7 km、0.3～3.5 km、0.3～3.7 km。最大值3.7 km出现在2016年7月30日，当日石河子市附近5站出现短时强降水。因此，I、III、IV型暖云层厚度25%百分位值分别是2.8、1.1、1.1 km，可作为天山北坡短时强降水3种类型的阈值，而25%百分位最低值1.1 km可作为最低阈值。上述分析也表明天山北坡短时强降水暖云层厚度明显低于我国中东部[7-10]，这可能是造成短时强降水量级及强度偏弱的原因之一。

图7 暖云层厚度箱线图

3.2.7 其他敏感参数

图8为天山北坡短时强降水I、III、IV型及总次数探空参数K指数、SI指数、抬升指数（LI）、A指数的箱线图，可以看出3型及总次数25%～75%百分位值的范围K指数分别为31.0～37.0℃、31.0～36.0℃、24.3～30.8℃、27.3～33.0℃（图8a）；SI指数分别为-1.3～2.2℃、-0.2～2.4℃、-0.2～2.6℃、-0.4～2.4℃（图8b）；抬升指数（LI）分别为-3.9～1.8℃、-2.5～1.5℃、-1.5～1.1℃、-1.6～1.4℃（图8c）；A指数分别为3.0～18.0、2.5～15.0、-9.8～3.8、-4.8～12.0（图8d）。

图8 各型其它敏感参数箱线图

综上所述，天山北坡短时强降水I、III、IV型K指数、SI指数、抬升指数（LI）、A指数25%百分位最低阈值分别为24.3℃、-1.3℃、-3.9℃和-9.8。

4 结论与阈值探讨

4.1 结论

（1）统计2010—2018年6—8月天山北坡探空参数月平均表明，ΔT85呈逐月减小趋势，且干绝热层结特征明显；地面至700 hPa露点温度平均值、0～6 km垂直风切变呈逐月增大趋势；对流有效位能CAPE和对流抑制CIN均7月最大，6月次之，8月较小。

（2）天山北坡短时强降水主要受中亚或西西伯利亚低槽（涡）及其分裂短波影响，主要发生在沿山、山麓丘陵、山地迎风坡、地形陡升区、喇叭口、戈壁湖泊绿洲交界等特殊地形附近，6月出现最多，其次是7月和8月，午后至夜间发生概率较大。T-lnP温湿廓线形态主要可分为整层湿（I型）、上干下湿（II型）、上湿下干（III型）和干绝热（IV型）等4型，其中，IV型为最多，占总次数的46.5%；其次是III型，占总次数的38%；第三是I型，占总次数的11.3%；II型最少，仅占总次数的4.2%。

（3）I型、II型短时强降水发生前低层大气湿润、水汽含量充沛、存在一定的对流有效位能、较大暖云层厚度、中低层有中等或偏弱的垂直风切变等特征，而合适的对流抑制，有利于对流不稳定能量的积聚和爆发，产生短时强降水。III型中高层有较深厚的湿度层结，暖云层厚度和对流有效位能较小，垂直风切变弱，低层对流抑制能量（CIN）大。IV型与其它3型不同，大气层结干、ΔT85大，暖云层厚度、对流有效位能（CAPE）和对流抑制（CIN）均较小。

4.2 阈值探讨

（1）以集合箱线图25%百分位作为建议预警最低阈值，天山北坡短时强降水关键物理参数总体阈值为T850-500≥23℃，地面至700 hPa露点温度平均值≥1.5℃，CAPE≥110 J/kg，CIN≥30 J/kg；0～6 km垂直风切变≥6.5 m/s，暖云层厚度≥1.1 km，K指数≥24.3℃，SI指数≥-1.3℃，抬升指数（LI）≥-3.9℃及A指数≥-9.8。

（2）考虑到实际业务应用，分析表明天山北坡短时强降水总体关键物理参数组合为ΔT85、地面至700 hPa露点温度平均值、0～6 km、暖云层厚度、K指数、SI指数等，而CAPE、CIN、抬升指数（LI）、A指数等变化较大，具有不确定性。对于4种不同温湿廓线形态物理参数，除了IV型与总体关键物理参数组合相同，I、II、III型共性的物理参数为ΔT85、地面至700 hPa露点温度平均值、0～6 km、暖云层厚度、K指数、SI指数、抬升指数（LI）、A指数等，其阈值可作为关键组合。

（3）天山北坡短时强降水多发生在午后到夜间，且区域自动气象站出现次数较多，探空站的时空分辨率有限，因此，本文分析方法尚有一定的局限性，关键物理参数阈值及各型物理参数组合还需在应用中不断完善，对其触发机制也需进行细致分析研究。