贺兰山东麓一次罕见特大暴雨雷达演变特征分析

刘鹏兵 肖云清 程 瑶 聂晶鑫 杨 苑

（1.中国气象局旱区特色农业气象灾害监测预警与风险管理重点实验室，宁夏银川 750002；2.宁夏气象台，宁夏银川 750002；3.银川市气象局，宁夏 银川 750002；4.中卫市气象局 宁夏 中卫 755000）

宁夏位于西北地区东部，处于蒙古高原和黄土高原的过渡地带，地形地貌和地质结构复杂，其中北部地区又处于我国季风区域向西北干旱区域的过渡地带。贺兰山是我国季风区和非季风区的分界线[1]，沿山荒漠化严重，自然生态系统脆弱[1-3]。受地形影响，每年汛期贺兰山沿山突发的短时暴雨具有局地性强、小时雨强大、覆盖面积小等特点。贺兰山东麓的砂砾地带和苏峪口至拜寺口一带的弓形开口地形使强对流天气发生过程复杂多变。短时强降水出现时，贺兰山沿山山洪突发且流量大，使景点设施受到较大破坏，甚至威胁人民群众的生命和财产安全。短时暴雨的形成不仅与大尺度环流背景及地面辐合线、中尺度辐合中心等重要的中尺度系统密切相关[4-7]，而且地形与重力波对暴雨的发生、落区、强度也会产生不可忽视的作用[8-10]。研究表明，地形与大气之间的相互作用极其复杂[11]。迎风坡对气流的动力抬升作用会引发低层气旋式辐合，为不稳定能量的释放提供必要的强迫[12-13]；迎风坡上空气流的抬升速度与迎风坡坡度、吹向迎风坡的气流大小及气流方向与迎风坡的夹角密切相关[14-16]。近年来，研究人员针对造成短时暴雨的中尺度对流系统演变特征进行了系统分析，得到了一系列成果。章丽娜等[17]针对2011年6月23日北京对流暴雨过程进行了系统分析，指出对流系统在移动过程中加强,强阵风出流下山后与平原地区的偏南气流形成强烈辐合抬升,最强辐合恰好位于山前水汽和不稳定条件最有利地区。郭楠楠等[18]对2013年6月17—18日发生在新疆阿克苏地区的一次暴雨天气过程进行了分析，指出中亚低涡环流与天山南脉特殊地形造成的气流绕流叠加生成的中尺度辐合线是此次强降水的重要中尺度影响系统，山谷地形热力性质差异造成的下坡风推动辐合线移动，辐合线上发展的强对流引发了阿克苏地区的强降水。另外，不同高度的急流对暴雨的作用也有所不同，尤其是近地面层急流与地形叠加，对局地暴雨的影响更加明显。孙继松[16]指出边界层急流方向水平垂直于山坡迎风坡的辐合将更强,造成局地降水强度进一步增强。

贺兰山东麓暴雨是宁夏暴雨研究的热点。陈豫英等[19]利用逐时自动降水、银川CD 雷达等高分辨率多源气象资料，对比分析了贺兰山东麓6 次极端暴雨的中尺度特征，得出以下结论：低空急流夜间增强并配合贺兰山地形，在东坡山前触发或增强了暴雨中小尺度系统，造成地形处降水增幅；极端暴雨都是伴有短时强降水的对流性暴雨，夜雨特征显著。纪晓玲等[20]分析了2006年7月14日发生在宁夏贺兰山东麓的极值暴雨过程，指出中β 尺度系统的动力抬升作用与贺兰山地形强迫抬升作用相互配合，形成了强烈的持续上升运动。肖云清等[21-22]对贺兰山东麓两次局地暴雨过程湿位涡场、环境背景、影响系统进行了诊断分析，提到雷暴单体在列车效应中沿贺兰山北上过程受阻，会停滞数小时，造成山区局地产生暴雨。杨侃等[23]对贺兰山东麓特大致洪暴雨进行了数值模拟和地形影响对比分析，认为在高湿高能和极不稳定的大气层结条件下，当宁夏北部出现风速12 m/s 以上的低空急流，且风向与贺兰山东麓迎风坡夹角呈60°～90°时，会因地形阻挡，触发强对流，使得暖湿不稳定能量强烈聚集和快速释放。

强对流系统的空间范围小，生命史相对较短，新一代多普勒天气雷达是此类强对流天气的主要监测工具。2018年7月22日下午至夜间，贺兰山沿山、银川和石嘴山两市部分地区出现强对流天气，银川市西夏区贺兰山滑雪场累计最大雨量达277.6 mm，刷新了宁夏有气象观测记录以来的日降水量极值。此次降雨过程持续时间较长，对流风暴在22日白天发展缓慢，夜间其在沿山迅速增强并持续了较长时间。本文使用银川新一代CA 型多普勒天气雷达资料、葵花8 可见光云图资料、常规高空和地面观测资料及加密自动站等资料，对此次暴雨过程的环境条件、触发条件及中小尺度系统发展演变情况进行了分析，进一步掌握了贺兰山沿山暴雨的发生、发展规律，以期对宁夏极值暴雨的监测预警和防灾、减灾工作提供参考依据。

1 天气实况

2018年7月22日下午至夜间，贺兰山沿山、银川和石嘴山两市部分地区出现强对流天气。贺兰山沿山及银川、石嘴山段在22日夜间出现暴雨；贺兰山沟口至银川市西夏区贺兰山滑雪场一带出现大暴雨。自动站雨量大于200 mm 的站点有3 个；雨量为100～200 mm 的站点有5 个；雨量为50～100 mm 的站点有27 个；雨量为25～50 mm 的站点有39 个。最大累计雨量和最大小时雨强均出现在银川市西夏区贺兰山滑雪场，分别为277.6 mm 和74.1 mm/h。

本次强对流过程分为两个主要时段：7月22日13 时至18 时左右为强对流过程的第1 个时段，其间发展的对流单体主要位于银川平原东部、内蒙古鄂托克旗以及石嘴山市东部陶乐等地，回波发展较慢，持续时间较长，产生的降水相对较弱；第2 阶段从7月22日18 时左右至23日06 时，其间强对流天气主要发生在贺兰山沿山银川至石嘴山段（图1），该时段降水时间长，雨强大，尤其是22日21 时至23日02 时期间，贺兰山滑雪场站有4 个小时雨强超过40 mm/h，最大降雨量达到74.1 mm，造成沿山山洪暴发和地质灾害（图2）。

图1 2018年7月22日19 时至23日06 时降水分布（审图号：JS(2016)01-120 号）

图2 2018年7月22日19 时至23日06 时强降水测站逐时雨量变化

2 环流背景

由2018年7月22日08 时500 hPa 天气图（图略）可知，亚欧地区为“两脊一槽”型，自巴湖至贝湖一代为宽广的槽区，主槽位于新疆东部，高原切变线系统呈东北—西南向，青海至西藏东部一带有弱冷空气自主槽底部扩散东移，2018年第10 号台风“安比”在浙江沿海一带登陆，台风北侧的副高位置明显偏北，588 线自东北、华北至陕西中部，宁夏位于588线附近偏南气流中，500 hPa 偏南风仅为6～8 m/s。

至22日20 时（图3），随着台风“安比”进一步北上，副高588 线西伸至宁夏中部地区，银川站的风向、风速也较08 时有了明显的改变，从西南风4 m/s左右增加至偏南风16 m/s 左右。700～850 hPa 则分别由08 时的偏南风和东北风转为20 时的偏东风，且风速进一步增大。宁夏北部地区低层露点从16 ℃增加至18～19 ℃，处于高温高湿环境中，有利于对流风暴的发生、发展。

图3 7月22日20 时500 hPa 形势场（审图号：GS（2019）3082）

3 水汽和层结条件

气象业务中，经常使用T-ln P 图对大气层结稳定度进行判断，但T-ln P 图分析是基于从地面抬升的气块，当地面附近存在稳定层时就容易低估对流潜势。王秀明等[24]指出，可以利用垂直位温图更准确地分析对流潜势。在垂直位温图上，自θse线上某高度出发，向上做垂线，如果该垂线能经过饱和假相当位温线，即θse线与其有两个交点，则θse线与该垂线围成的面积就代表气块自该层抬升时的对流有效位能，而且垂直位温图上可以更直观地看出θse随高度的变化。当θse曲线向左倾斜则表示层结处于不稳定中，这是层结稳定度的定量判据，据此判断层结稳定度相较T-ln P 图更为直观。

22日08 时银川探空，水汽条件从地面至850 hPa为16～18 ℃，湿度条件较好，层结曲线和露点曲线呈现“下湿上干”结构，从近地面至750 hPa 左右整层较湿，700 hPa 以上则较干。但从对流有效位能（CAPE）来看，其只有200 J/kg 左右，而对流抑制能量（CIN）则达到360 J/kg 以上，同时在700 hPa 附近有下沉逆温层存在，在近地面层存在一个露点温度随高度增加而增加的稳定层，同时垂直风切变条件较差，因此仅从T-ln P 图来看，22日白天不利于强对流天气发生。但从银川站的垂直位温图上（图4）可以看出，08 时850～650 hPa，θse一直呈左倾状态且斜率较大，θse值从80 ℃减小到56 ℃，两层之间的层结处于强的不稳定中。T-ln P 图中，从地面出发计算的CAPE为200 J/kg 左右，但在垂直位温图上从850 hPa 起始，则CAPE 面积明显增大至1 000 J/kg 以上，从而在22日上午做出更准确的对流潜势预报。

图4 7月22日探空垂直位温图

当然，T-ln P 图中在700～600 hPa 存在的下沉逆温对对流的抑制作用不可忽视，因为该稳定层结的抑制，在22日白天即使出现了对流单体，但其并未发展成为深厚湿对流，22日下午的对流性降水小时雨强仅为几毫米。至20 时，对流层中层南风加大，整层变得较湿，同时随着白天的增温，逆温层结减弱明显，整体CAPE 增加至1 500 J/kg 左右，水汽条件和层结条件均变得利于短时强降水的发生。

4 触发条件

在对流条件的三要素中，主要由水汽条件和层结条件决定强对流风暴是否发生，但何时何地发生则主要取决于抬升触发条件[25]。

在可见光云图上（图5a），河西一带有明显的呈带状分布的云系，其为大气中的重力波云系，该重力波的传播方向为自西南向东北，至重力波的东段基本转为自西向东传播，其遇到宁夏北部贺兰山地形后，翻山转为自西北向东南传播，图5a 中下方箭头所指处可见条纹状重力波云系，上方箭头所指处为开始生成的对流云。从云图可见，在内蒙古中部沿重力波方向有多个块状对流云生成，由此可见，重力波可能是此次过程最初的触发系统之一。

由图5b 可见，宁夏东南部地区以偏东南风为主，而黄河一带的宁夏北部川区则以偏北风为主，两者之间呈一条西南—东北走向的辐合线，辐合线的北段延伸至内蒙古境内，对应初始回波开始的位置，因此，地面辐合线可能是此次过程的初始触发条件。内蒙古鄂托克旗境内的对流单体生成后，其移动缓慢并长时间维持，并有阵风锋生成，向西的阵风锋与地面上的东南风合并叠加，使得宁夏平原东部的偏东风长时间得以维持，从而致使地面上的辐合线也长时间维持，并且不断产生新的单体。

5 雷达演变特征

从银川雷达监测到的回波可知，此次强对流过程分为4 个阶段：第1 阶段为22日午后至18 时左右，此阶段回波强度一般，发展缓慢，其间回波强度和范围均未见显著增加；第2 阶段为22日18 时至23日0 时左右，此阶段银川平原上空的中尺度低空急流迅速增强并在贺兰山沿山产生较强的单体和降水；第3 阶段为23日0 时至02 时左右，其间中尺度低空急流有所减弱，本地新生单体开始减少，但自上游移来一块回波，并在贺兰山北段翻山后汇入原回波，使得沿山北段的回波与降水强度继续保持；第4阶段自23日02 时后至单体消亡，其间随着中尺度急流的减弱、消失，此次过程逐渐结束。

5.1 第1 阶段的雷达特征

与图5 对应时刻的雷达图（图6a）上，有一条呈东北—西南向分布的带状窄带回波（图6a 箭头所指处），对应云图上的重力波云系；最右侧箭头所指窄带回波的北端，则有新生的对流单体回波。至22日15 时左右，内蒙古鄂托克前旗境内沿辐合线有多个单体生成并聚合在一起，使得整体回波范围更大，但强度和位置变化均不大。15:19（图6b），银川东北方向、内蒙古境内的回波群产生的阵风锋可以从反射率因子图上勉强识别（图6b 中箭头所指处）。至16时前后，阵风锋更加清楚，其传播方向为自东向西，在阵风锋与地面辐合线相交处，有新的单体触发生成（图6c 圈处）。18:02，阵风锋的西段到达贺兰山北段，阵风锋遇地形触发生成新的回波（图6d 圈处）。可见，初始的单体回波生成后，其产生的阵风锋在后续过程中是重要的触发系统，阵风锋的识别对预警的发布起到积极作用。

图5 7月22日14 时葵花8 可见光卫星云图与地面加密自动站风场

反射率因子图上，阵风锋在初始时表现为一段长度较短的弧状回波，与其他回波夹杂，不易识别，16:26（图6c）与18:02（图6d），阵风锋的窄带回波特征更加清楚，但强度较弱，仍然不易识别，但可结合径向速度图判断阵风锋。15:58，径向速度图（图6e）上，阵风锋表现为处在朝向雷达的负速度区中，该区域存在一片呈弧状的较大的负速度，因阵风锋的速度相对背景风场较快，因此两种速度的边界处即为阵风锋的位置所在。另外，在银川雷达东偏南方向的风暴也产生了一条自西向东传播的阵风锋（图6f中箭头所指处），其在反射率因子图上没有反映，但速度图上可以看到一条呈窄带状的负速度线（图6f）。

图6 7月22日银川0.5°仰角雷达反射率因子与径向速度图

综上，22日午后自回波单体初生至18—19 时为过程的第1 阶段，其主要特点为：回波强度一般，为50～55 dBZ，发展缓慢，其间回波的强度和范围均未见显著增加，而且这些单体的移动也非常缓慢，位置基本上在银川东部、内蒙古鄂托克前旗境内，呈带状排列；所产生的阵风锋移动也非常缓慢，15时30 分左右阵风锋可以被识别，直至3 小时后阵风锋才到达贺兰山段，这意味着阵风锋的传播速度仅为15～20 km/h。

5.2 第2 阶段的雷达特征

22日18 时左右，阵风锋自东向西传播，遇到贺兰山后，沿山生成新的对流单体，自此至23 时左右为此次过程的第2 阶段。此阶段中，中尺度低空急流迅速增强，沿山回波强度迅速增大，并且在自南向北移动过程中，不断有新的回波在后方生成，造成“列车效应”。

此阶段最重要的特征是中尺度低空急流的形成与维持。由图7 可见，中尺度低空急流的形成非常迅速。18:48,径向速度图上雷达东南方最大风速为14 m/s左右（图7a），速度模糊刚刚出现；18:53，开始形成一条非常狭窄的自低至高均存在的急流带（图7b），其速度增加极快；18:58（图7c），速度已增加至25～28 m/s（退模糊后），急流的宽度也随时间在增加（图7d～图7e）。

图7 不同时刻银川雷达径向速度图（最大不模糊速度：14 m/s）

东南风低空急流形成后，向西移动，于19:40 左右到达贺兰山，反射率因子图上对流单体同步增强（图8），可见，低空急流遇贺兰山地形后爬坡抬升也是此次过程的触发机制之一。20 时至21 时左右，低空急流方向在边界层为东南风，低空至中空则由东南风逐渐转为偏南风，风向发生顺时针偏转。此过程中，近地层为较强的东南风，遇贺兰山（银川段）爬坡，继续产生新的对流单体，而中低空风向转为偏南后，单体的移动方向也随着环境风向的改变变为自南向北移动，在贺兰山沿山开始形成一条沿贺兰山地形走向排列的线状强对流风暴，且该风暴的移动方向与传播方向（后方新生单体）呈180°，从而使对流单体长时间在贺兰山苏峪口滑雪场一带维持。同时2～3 km 处的急流核风向顺时针偏转，使得急流核影响的位置更偏北，同时在急流核的前端有逆时针的旋转潜势（切变涡度），有利于中气旋（对流风暴）的生成与维持（图8）。中尺度低空急流在贺兰山沿山产生强的降水单体，其强度达到55～60 dBZ，且其质心较低，同时VIL 在15 kg/m2左右，产生的小时降水量为40～50 mm。

图8 银川雷达反射率因子与径向速度图

贺兰山强降水发生时，下沉气流很快发展并向山下传播，形成一条自西向东传播的阵风锋，其在反射率因子图上表现并不明显，但在径向速度图上可看出这条阵风锋（图9 中箭头所指之处）从形成至逐渐东移的过程。最初阶段，环境风场为东南风，雷达上表现为雷达西侧的正速度区，而阵风锋的传播使得在一片正速度区中出现了负速度区，正、负速度区的交界处即为阵风锋的位置，地面则由偏东风与阵风锋偏西风相遇形成辐合线，沿该辐合线有新生单体生成并发展，这也是此次过程中银川平原上对流单体的触发系统。由于低空急流的长时间维持，使得贺兰山上对流单体不断生成，从而不停地补充下沉气流，使得这条自西向东的阵风锋能长时间地维持，近地面的偏东南风也长时间地存在，在银川平原中部地区，其与地面偏东风之间形成了近乎停止的中尺度辐合线，沿该辐合线源源不断地生成新生单体并沿环境风场向北移动。

图9 银川雷达径向速度图

贺兰山沿山风暴的移动受环境风场与沿山地形的双重影响，主要沿着山脉走向移动，而在平原中部由阵风锋与地面偏东风形成的辐合线，触发的回波则只沿环境风场方向传播，传播过程中回波强度有所减弱，但由于两者路径之间有一定夹角，其在贺兰山北段大武口一带合并，单体的合并又使得强度增强，并在石嘴山市一带造成较强降水。

5.3 第3 及第4 阶段的雷达特征

23日0 时左右，银川平原的辐合线强度已经减弱，但低空急流依然稳定维持，沿山回波仍然不断生成并北移，但总体来说，本地系统的强度已经减弱。此时，自上游河西地区有回波自西偏南向东偏北方向移动至贺兰山区域，其前沿在贺兰山西侧遇低空急流，从而有新的回波生成，随后翻山汇入沿山风暴中，两个风暴的汇合使得沿山风暴继续维持，贺兰山北段的“列车效应”持续，这是此次过程的第3阶段。

23日02 时以后是此次风暴的减弱阶段，其间贺兰山银川至青铜峡段仍然有新的单体生成并向北移动、汇入贺兰山北段的线状多单体风暴中，但径向速度图上，低空的风向出现明显的变化；原本在边界层为南风、低空为SE 风的急流开始随时间逐渐减弱，低空急流从SE 风向转为偏S 风向，甚至SSW 风向，逐渐与贺兰山走向平行，低空急流与贺兰山地形的夹角减小，急流爬坡作用减弱，因此至05 时左右基本不再有新生单体生成，此次过程基本结束。

6 结论

根据以上分析，得出以下结论：

（1）本次过程是发生在副高外围高温、高湿环境背景下的暖区对流性暴雨过程；低层比湿达16 g/kg，对预报而言，这是一个在短期内应该引起警惕的阈值。

（2）22日白天，探空显示有一定的CAPE 值，对流层中低层有一个逆温层结，且从地面至500 hPa基本为条件稳定层结；可以利用垂直位温图定性订正CAPE，从而更好地判断对流潜势。

（3）“列车效应”是造成贺兰山沿山特大暴雨的直接原因；低空急流的长时间存在及其与贺兰山南北向地形的相互作用是产生“列车效应”的原因；产生新生单体从而维持“列车效应”的原因视不同时段而定。

（4）22日傍晚前后，从边界层至对流层低层，有东南风迅速增大，在15 min 内风速从10 m/s 左右增加至25 m/s 左右，形成中尺度低空急流，这是此次暴雨过程中最重要的影响系统，其作用包括：是此次暴雨所需水汽的提供者；低空急流对暖湿气流的输送使得宁夏北部白天的条件稳定层结转变为条件不稳定层结；边界层急流与阵风锋的相遇、在山脉迎风坡的爬升是此次过程中新雷暴重要的触发机制；从低到高的偏南急流同时也是影响沿山对流单体移动与传播的重要因素，中高层的南风使得对流回波向北移动，南侧低空急流继续触发新的单体，上移低传是造成沿山“列车效应”的重要原因；低空急流长时间稳定维持也是此次过程降水时间长的主要原因，在急流风向转变为与山脉角度平行后，降水很快减弱并趋于结束。

（5）本次过程中有多种中尺度触发系统的作用，在它们单独或相互触发下不断有新生单体生成，并配合贺兰山地形形成此次过程。具体而言，22日中午，有气流翻山形成重力波，与地面辐合线共同触发了北部的对流，但由于层结稳定，对流在22日下午发展非常缓慢；在银川平原东部和北部触发出对流单体后，这些对流单体在下午至傍晚形成了两条阵风锋，并向西、向南传播，传播过程中，阵风锋与阵风锋、阵风锋与辐合线不断交汇触发新的单体，并在向西到达贺兰山东麓时沿山爬升，触发贺兰山上的对流风暴；新生风暴继续产生阵风锋并向山下东、南方向传播，继而与地面辐合线及前面的阵风锋相遇，继续触发新对流；山上、山下许多对流单体生成后，在环境风场的作用下，各单体向北移动并汇合于贺兰山北段，形成沿山的带状多单体风暴，沿山北段出现“列车效应”，随着低空急流的加强，其在山前爬坡触发，低空急流与阵风锋相遇触发等多种触发方式形成新的对流风暴，随后各时段还有上游对流系统东移后遇贺兰山地形，与低空急流翻山，加强汇入沿山风暴带中，贺兰山南段则有后向传播形成的单体不断北移，维持沿山的线状多单体风暴，从而使得“列车效应”长时间维持。

（6）本次过程中阵风锋移动速度慢，影响时间长，影响范围相对较广；阵风锋的识别非常重要，可以在短临阶段进行预测，越早识别阵风锋就可以越早预警新单体乃至雷暴大风；有的阵风锋在速度图上容易识别，而有的阵风锋则在基本反射率因子图上容易识别，需要综合速度、反射率因子并结合动图来判断阵风锋。