2010—2018年天山北坡短時強降水環境參數特征及閾值初探

洪 月，王 勇，張云惠，華 燁，黃 艷

（1.新疆氣象臺，新疆 烏魯木齊830002；2.新疆生態氣象與衛星遙感中心，新疆 烏魯木齊830002；3.和田地區氣象臺，新疆 和田848000）

短時強降水是夏季災害性天氣之一，其引發的山洪、泥石流、城市內澇等次生災害來勢猛、災害重[1-3]。探空資料分析是強對流天氣環境參數潛勢預報的重要手段之一，多年來我國學者對此做過很多研究，葉篤正[4-5]早在20世紀70年代就初步探討利用探空資料尋找對流天氣發展的有利條件；俞曉鼎[6]在分析短時強降水臨近預報的思路及方法指出，降水效率與環境條件關系密不可分，對流層相對濕度越大，垂直風切變越小，降水效率越高。何立富等[7]分析國家級強對流潛勢預報業務進展表明，選取探空資料敏感動力熱力參數，可構建強對流潛勢預報指數參數；孫繼松等[8]總結不同類型強對流天氣的探空參數特征，指出K指數、A指數和MK指數對強對流天氣具有較好的指示意義。雷蕾等[9-10]計算北京地區CAPE、DCAPE、PW、低層垂直風切變等探空物理參量，表明其可以較好地甄別冰雹和暴雨天氣。

近些年來，隨著新疆區域自動站建設及觀測手段的提高，很多專家在暴雨動力機制、水汽輸送等機理研究基礎上，闡明了短時強降水對暴雨的主要貢獻[11-14]，而探空物理參數是短時強降水潛勢預報指標之一，莊曉翠等[15]分析阿勒泰地區短時強降水環境參數特征表明，對流層低層濕度較大，抬升凝結高度低，CAPE值較小，除T850-500和抬升指數比我國中東部地區偏大外，其余參數均偏小。張超等[16]統計分析烏魯木齊市短時強降水過程物理參數指出，K指數為30～33℃、SI指數和抬升指數均＜0℃，對短時強降水預報有較好指示意義。楊蓮梅等[17]分析烏魯木齊一次短時強降水的探空參數顯示，午后K指數增大、SI指數減小，CAPE值明顯增大，表明層結不穩定明顯發展，對流有效位能發展顯著，有利于短時強降水發生。黃艷等[18]分析南疆短時強降水環境參數表明，短時強降水發生前大氣水汽含量充沛、存在一定的CAPE、較明顯的垂直風切變及0℃層高度偏低、暖云層厚度偏厚等特征，而合適的CIN有利于對流不穩定能量的積聚和爆發。天山北坡是短時強降水多發區之一，但對其環境參數特征研究較少，因此，有必要進行分析研究。本文通過分析2010—2018年6—8月天山北坡探空物理參數特征，總結各參數閾值，以期為短時強降水預報預警提供參考。

1 資料和方法

1.1 短時強降水過程定義

根據新疆多年的預報服務實踐、暴雨洪水成災事實和干旱半干旱地區暴雨特點，結合新疆預報業務，定義短時強降水為1 h降水量≥10 mm。本文將短時強降水過程定義為：（1）1 h內有2個或以上相鄰測站的雨強均≥10 mm/h；（2）同一測站連續2 h（或以上）降水量≥10 mm/h；同時滿足上述條件之一，為一次短時強降水過程。

1.2 資料選取

在統計2010—2018年6—8月天山北坡26個國家站和205個區域自動站86次短時強降水過程基礎上，利用烏魯木齊、克拉瑪依2部GFE（L）型高空氣象探測雷達站逐日08時、20時（北京時，下同）資料，篩選最接近短時強降水發生區域100 km范圍的探空站及短時強降水發生前的最近時次，統計出71次短時強降水有效探空數據。

1.3 探空參數及閾值計算方法

基于強對流天氣構成要素預報方法中[5-9]，本文用T850-500即ΔT85來表示靜力不穩定，溫差越大，則表示存在條件不穩定的可能越大；水汽條件用地面至700 hPa露點溫度的平均值代表水汽絕對量；K指數、SI指數、抬升指數（LI）、A指數、對流有效位能CAPE和對流抑制CIN來表示強對流天氣發生的潛勢（可能性），由于大多數對流發生在午后，對流有效位能CAPE和對流抑制CIN為訂正后的數據；深層垂直風切變則采用0～6 km的風矢量差來代表。通過分析各關鍵參數集合箱線圖數據（剔除奇異值），考慮到若用箱線圖中最低值作為預報預警閾值，則出現虛報的概率可能較大，故采用25%百分位作為預報最低閾值的初猜值[19]。

2 時空分布特點

統計2010—2018年6—8月天山北坡短時強降水平均頻次空間分布（圖1a）可以看出，其分布極為不均，主要發生在沿山、山麓丘陵、山地迎風坡、地形陡升區、喇叭口、戈壁湖泊綠洲交界等特殊地形附近，其中昌吉州沿山（海拔1000～1500 m）的淺山區、臨近湖和水庫的站（海拔在470～650 m）年平均發生頻次最多達4～5次，其次是烏蘇市—沙灣縣—石河子市及烏魯木齊市的沿山一帶（海拔1000～2000 m）迎風坡年平均最多2～3次，而靠近準噶爾盆地南緣少于1次。

圖1 2010—2018年6—8月天山北坡短時強降水平均頻次空間分布（a）和月分布（b）

天山北坡短時強降水平均頻次月分布表明（圖1b），6月出現最多，平均65次，其次7月和8月均為42次。

3 環境參數特征

3.1 溫濕廓線形態分類

統計分析天山北坡71次（6月31次，7月28次，8月12次）短時強降水環流形勢，主要影響系統為中亞或西西伯利亞低槽（渦）及其分裂的短波；探空T-lnP溫濕廓線，參考黃艷等[18]對T-lnP溫濕廓線分型，分為4種類型（圖2）：I型（整層濕）有8次（圖2a），多發生在6月下旬和7月，短時強降水主要出現在平原、淺山山麓和山區地帶，傍晚和清晨較易發生。II型（上干下濕）只有3次（圖2b），主要在7月上旬和8月，短時強降水出現在平原和沿山地帶，午后較易發生。III型（上濕下干）有27次（圖2c），6月、7月下旬和8月上旬多發，大多出現在沿山及山區地帶，午后至傍晚多發。IV型（干絕熱）有33次（圖2d），此型是天山北坡最多的類型，也說明短時強降水是通過水汽迅速集中實現，主要出現在平原及淺山地帶，6月中下旬和7月中下旬頻發，午后至夜間較易發生。

圖2 天山北坡短時強降水T-lnP溫濕廓線分型（a為I型，b為II型，c為III型，d為IV型）

3.2 關鍵環境參數特征

3.2.1 主要環境參數氣候特點

表1是2010—2018年6—8月天山北坡主要環境參數的平均值。由于夏季天山北坡多為晴空少云天氣，ΔT85為24.8～30.3℃，接近干絕熱層結，這與天山北坡東西向地形有關。6—7月ΔT85值較高，為29.2～30.3℃，8月為24.8℃，說明6—7月大氣條件不穩定度高，發生強對流天氣的可能性高于8月。地面至700 hPa露點溫度的平均值呈逐月增大趨勢，6月為4.1℃，7月為6.4℃，8月為9.5℃，說明低層水汽條件6月較好、7月次之。CAPE平均值7月最大為245.6 J/kg，其次是6月為210.3 J/kg，8月最小為68.7 J/kg。CIN分布7月最大為120.5 J/kg，其次是6月為93.2 J/kg，8月較小為82.4 J/kg，說明7月對流不穩定能量釋放最多，對流天氣最易發生。0～6 km垂直風切變呈逐漸增大趨勢，8月風切變最大為15 m/s，6～7月較小為9～10 m/s。

3.2.2 靜力不穩定

研究表明[18-19]夏季干絕熱層結ΔT85為38～39℃，濕中性層結（假絕熱曲線）ΔT85約20～21℃；一般對流性天氣在21～39℃，其值越大，代表條件性不穩定越強。夏季天山北坡ΔT85平均28.1℃（表1），滿足靜力不穩定條件。圖3是天山北坡短時強降水I、III、IV型及總次數探空溫濕度廓線ΔT85箱線圖，中位值分別為24、30、31、30℃；平均值分別為24.1、29.8、31.2、29.5℃；25%～75%百分位值的范圍分別為23～25℃、28～32℃、30～33℃、28～32℃；最小到最大值范圍分別為20～28℃、24～36℃、26～35℃、23～36℃。可見III和IV型值均大于I型，且IV型值總體較大，呈明顯的條件不穩定層結，而總次數箱體值與III型很相近。因此，I、III、IV型ΔT85的25%百分位值分別是23、28、30℃，可以作為天山北坡短時強降水3種類型靜力不穩定的閾值，而其25%百分位最低值23℃可作最低閾值。

表1 2010—2018年6—8月天山北坡主要環境參數月平均

圖3 ΔT85箱線圖

3.2.3 水汽條件

水汽是深厚濕對流生成的另一個要素，圖4是天山北坡短時強降水I、III、IV型及總次數探空溫濕度廓線地面至700 hPa露點溫度平均值的箱線圖，中位值分別為11.6、6.1、4.8、6.0℃；平均值分別為10.6、6.0、4.2、5.7℃；25%~75%百分位值的范圍分別為9～12.2℃、3.4～8.5℃、1.5～7.1℃、3.0～8.2℃；最小到最大值范圍分別為8～12.3℃、1～13.5℃、-2.6～9℃、-2.6～13.5℃?？梢姷孛嬷?00 hPa露點溫度均值I型值最大，III型次之，IV型最小，說明I型所需要的水汽條件低于其它兩型，總次數箱體值與III型相近。因此，I、III、IV型地面至700 hPa露點溫度平均值25%百分位值9.0、3.4、1.5℃可分別作為天山北坡短時強降水3種類型水汽條件閾值，而其25%百分位最低值1.5℃可作為最低閾值。

圖4 地面至700 hPa露點溫度平均值箱線圖

3.2.4 CAPE和CIN

靜力不穩定（條件不穩定）與水汽條件結合所表征的對流參數有很多，比較綜合的對流指數是對流有效位能CAPE和對流抑制CIN。對流有效位能CAPE反映了大氣環境中是否能發生深厚對流的熱力變量，通常與對流抑制CIN結合在一起作為判斷深厚濕對流發生潛勢和潛在強度的重要指標之一[5-10]。圖5a是天山北坡短時強降水I、III、IV型及總次數對流有效位能CAPE箱線圖，可見I型值較大箱體明顯寬于其它兩型，說明CAPE值的區間范圍較大，而III、IV型及總次數的CAPE值接近且分布比較集中。I、III、IV型及總次數中位值分別為800、363、280、307 J/kg；平均值分別 為774、361、408、390 J/kg；25%～75%百分位值的范圍分別為436～1120 J/kg、110～582 J/kg、133～599 J/kg、152～536 J/kg；最小到最大值的范圍分別為172～1329 J/kg、64～708 J/kg、71～1292 J/kg、64～911 J/kg，CAPE最大值出現在2015年6月28日，昌吉州東部17站出現短時強降水。因此，I、III、IV型CAPE的25%百分位值436 J/kg、110 J/kg、133 J/kg分別可作為天山北坡短時強降水3種類型的閾值，而其25%百分位最低值110 J/kg可作為最低閾值。

對流抑制CIN的物理意義是指抬升力必須克服負浮力才能將氣塊抬升到自由對流高度，即深厚濕對流形成所需要的抬升觸發強度由CIN決定。圖5b為天山北坡短時強降水I、III、IV型及總次數CIN值箱線圖，I、III、IV型及總次數中位值分別為68、198、268、195 J/kg；平均值分別為77、218、260、221 J/kg；25%～75%百分位值的范圍分別為30～130 J/kg、83～290 J/kg、160～356 J/kg、87～332 J/kg；最小到最大值的范圍分別為29～139 J/kg、61～565 J/kg、59～434 J/kg、29～565 J/kg?？梢奍型值最小，與CAPE值呈明顯反相關，IV型值整體較大，III型與總次數箱體接近。因此，I、III、IV型CIN的25%百分位值分別是30、83、160 J/kg，可作為天山北坡短時強降水3種類型的閾值，而25%百分位最低值30 J/kg可作為最低閾值。

圖5 對流有效位能CAPE（a）和對流抑制CIN（b）箱線圖

3.2.5 深層垂直風切變

垂直風切變（Vertical Wind Shear）是風向風速隨高度的變化。在給定水汽、靜力不穩定性及抬升觸發的條件下，對流性風暴組織和特征決定于垂直風切變的大小，是強對流天氣預報的重要參數[4-10]。通常用地面至6 km高度的風矢量差來表示深層垂直風切變，參考新疆短時強降水有關文獻[13-18]，將0～6 km垂直風切變劃分為3類，即＜12 m/s定為弱垂直風切變，12～20 m/s為中等強度垂直風切變，≥20 m/s為強垂直風切變。

圖6為天山北坡短時強降水I、III、IV型及總次數探空0～6 km垂直風切變箱線圖，可見I型箱體明顯寬于其它兩型，總次數箱體值與III型很相近，I、III、IV型及總次數中位值分別為10、11.5、10、10 m/s；平均值分別為12.1、10.3、9.8、10.5 m/s；25%～75%百分位值的范圍分別為6.5～17.5 m/s、6.8～13.2 m/s、7.0～12.8 m/s、7.0～13.8 m/s；最小到最大值的范圍分別為5～22 m/s、1～23 m/s、1～19 m/s、1～23 m/s。上述3類垂直風切變中位和平均值均在10～12 m/s，屬于弱垂直風切變，說明天山北坡多數短時強降水發生在弱垂直風切變下，而75%百分位值在12.8～17.5 m/s，為中等強度垂直風切變，≥20 m/s的強垂直風切變僅有2次，其最大值23 m/s出現在2014年7月5日，當日塔城地區烏蘇市4站出現短時強降水。因此，I、III、IV型0～6 km垂直風切變25%百分位值分別是6.5、6.8、7.0 m/s，可作天山北坡短時強降水3種類型的閾值，而25%百分位最低值6.5 m/s可作為最低閾值。

圖6 0～6 km垂直風切變箱線圖

3.2.6 暖云層厚度

強降水產生的有利環境條件除了具備靜力不穩定、水汽和抬升觸發外，還有一個條件即暖云層厚度，將抬升凝結高度到0℃層之間的高度差定義為暖云層厚度。暖云層厚度越大，降水效率越高，越有利于強降水的產生。圖7為天山北坡短時強降水I、III、IV型探空溫濕度廓線的暖云層厚度箱線圖，可以看到I型暖云層厚度明顯高于III、IV型，而III、IV型箱體接近。I、III、IV型及總次數中位值分別為3.0、1.5、1.6、1.7 km；平均值分別為3.0、1.6、1.6、1.8 km；25%～75%百分位值的范圍分別為2.8～3.1 km、1.1～2.1 km、1.1～2.2 km、1.2～2.3 km；最小到最大值的范圍分別為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出現在2016年7月30日，當日石河子市附近5站出現短時強降水。因此，I、III、IV型暖云層厚度25%百分位值分別是2.8、1.1、1.1 km，可作為天山北坡短時強降水3種類型的閾值，而25%百分位最低值1.1 km可作為最低閾值。上述分析也表明天山北坡短時強降水暖云層厚度明顯低于我國中東部[7-10]，這可能是造成短時強降水量級及強度偏弱的原因之一。

圖7 暖云層厚度箱線圖

3.2.7 其他敏感參數

圖8為天山北坡短時強降水I、III、IV型及總次數探空參數K指數、SI指數、抬升指數（LI）、A指數的箱線圖，可以看出3型及總次數25%～75%百分位值的范圍K指數分別為31.0～37.0℃、31.0～36.0℃、24.3～30.8℃、27.3～33.0℃（圖8a）；SI指數分別為-1.3～2.2℃、-0.2～2.4℃、-0.2～2.6℃、-0.4～2.4℃（圖8b）；抬升指數（LI）分別為-3.9～1.8℃、-2.5～1.5℃、-1.5～1.1℃、-1.6～1.4℃（圖8c）；A指數分別為3.0～18.0、2.5～15.0、-9.8～3.8、-4.8～12.0（圖8d）。

圖8 各型其它敏感參數箱線圖

綜上所述，天山北坡短時強降水I、III、IV型K指數、SI指數、抬升指數（LI）、A指數25%百分位最低閾值分別為24.3℃、-1.3℃、-3.9℃和-9.8。

4 結論與閾值探討

4.1 結論

（1）統計2010—2018年6—8月天山北坡探空參數月平均表明，ΔT85呈逐月減小趨勢，且干絕熱層結特征明顯；地面至700 hPa露點溫度平均值、0～6 km垂直風切變呈逐月增大趨勢；對流有效位能CAPE和對流抑制CIN均7月最大，6月次之，8月較小。

（2）天山北坡短時強降水主要受中亞或西西伯利亞低槽（渦）及其分裂短波影響，主要發生在沿山、山麓丘陵、山地迎風坡、地形陡升區、喇叭口、戈壁湖泊綠洲交界等特殊地形附近，6月出現最多，其次是7月和8月，午后至夜間發生概率較大。T-lnP溫濕廓線形態主要可分為整層濕（I型）、上干下濕（II型）、上濕下干（III型）和干絕熱（IV型）等4型，其中，IV型為最多，占總次數的46.5%；其次是III型，占總次數的38%；第三是I型，占總次數的11.3%；II型最少，僅占總次數的4.2%。

（3）I型、II型短時強降水發生前低層大氣濕潤、水汽含量充沛、存在一定的對流有效位能、較大暖云層厚度、中低層有中等或偏弱的垂直風切變等特征，而合適的對流抑制，有利于對流不穩定能量的積聚和爆發，產生短時強降水。III型中高層有較深厚的濕度層結，暖云層厚度和對流有效位能較小，垂直風切變弱，低層對流抑制能量（CIN）大。IV型與其它3型不同，大氣層結干、ΔT85大，暖云層厚度、對流有效位能（CAPE）和對流抑制（CIN）均較小。

4.2 閾值探討

（1）以集合箱線圖25%百分位作為建議預警最低閾值，天山北坡短時強降水關鍵物理參數總體閾值為T850-500≥23℃，地面至700 hPa露點溫度平均值≥1.5℃，CAPE≥110 J/kg，CIN≥30 J/kg；0～6 km垂直風切變≥6.5 m/s，暖云層厚度≥1.1 km，K指數≥24.3℃，SI指數≥-1.3℃，抬升指數（LI）≥-3.9℃及A指數≥-9.8。

（2）考慮到實際業務應用，分析表明天山北坡短時強降水總體關鍵物理參數組合為ΔT85、地面至700 hPa露點溫度平均值、0～6 km、暖云層厚度、K指數、SI指數等，而CAPE、CIN、抬升指數（LI）、A指數等變化較大，具有不確定性。對于4種不同溫濕廓線形態物理參數，除了IV型與總體關鍵物理參數組合相同，I、II、III型共性的物理參數為ΔT85、地面至700 hPa露點溫度平均值、0～6 km、暖云層厚度、K指數、SI指數、抬升指數（LI）、A指數等，其閾值可作為關鍵組合。

（3）天山北坡短時強降水多發生在午后到夜間，且區域自動氣象站出現次數較多，探空站的時空分辨率有限，因此，本文分析方法尚有一定的局限性，關鍵物理參數閾值及各型物理參數組合還需在應用中不斷完善，對其觸發機制也需進行細致分析研究。