承德山區夏季短時強降水的時空分布及環境參數特征*

王 宏 王秀明 姜云雁 高艷春 楊 杰 尤國軍 馮鈺博 胡琪琭 李兆祺 張宇杰

1 河北省承德市氣象局，承德 067000

2 中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081

3 中國科學院大氣物理研究所大氣邊界層物理和大氣化學國家重點實驗室，北京 100029

4 北京科技大學， 北京 100083

5 南京信息工程大學濱江學院，無錫 214105

提 要： 利用河北承德山區自動氣象站觀測資料、衛星資料、承德CB型多普勒天氣雷達探測資料以及NCEP再分析資料，分析了2008—2017年夏季6—8月承德山區146次短時強降水事件，結果表明：夏季承德山區短時強降水的大尺度環流型特征表現為冷渦型的占比最高，達45%，西風槽型次之，占34%，副熱帶高壓(以下簡稱副高)外圍型僅占21%；其中，6月的短時強降水大多發生在冷渦背景下且強降水落區分散，而7月上旬至中旬的短時強降水多受西風槽影響，7月下旬之后轉變為副高外圍型；副高外圍型和西風槽型短時強降水空間分布相似，多集中在承德南緣燕山迎風坡。此外，與華北雨季主要受副高北跳影響不同，承德山區短時強降水集中在6月下旬至7月下旬，且其峰值出現在冷渦和西風槽共同影響期間。產生短時強降水的中尺度對流系統主要從西南(北京東北部)、西北(內蒙古)移入承德區界，另外還有相當一部分承德本地新生的對流風暴。傳統雨季以副高外圍型為主，其水汽含量較高且存在明顯的濕舌，南部山區850 hPa比濕在12 g·kg-1以上，且有較大范圍水汽輸送，其他流型下的短時強降水過程水汽含量低且水汽輸送量不顯著，冷渦型850 hPa水汽含量僅為8 g·kg-1。承德山區區域平均大氣可降水量中位數值僅為33 mm，冷渦型低至29 mm，即使是副高外圍型大氣整層可降水量中位數值(38 mm)亦較南側平原地區低15 mm。承德山區短時強降水發生在層結極不穩定的環境下：冷渦型和西風槽型850 hPa和500 hPa溫差中位數值分別為28.6℃ 和27.9℃，而我國其他地區(包括山區)多在25℃以下。

引 言

中國氣象部門將1 h降水量≥20 mm的降水定義為短時強降水。短時強降水多由對流活動所造成，其降水時間短、雨強大、局地性強，易導致城市內澇、農田漬澇和山洪、泥石流、滑坡等地質災害。隨著城市規模擴大，短時強降水導致的城市內澇日益凸顯。嚴重的農田漬澇易造成農作物減產，地質災害所造成的財產損失在所有氣象災害中是最大的(林紓等，2008)，因而短時強降水預報預警服務已成為各級氣象部門提供政府決策服務和社會公眾服務的重點工作之一。

短時強降水空間分布與地形關系極其密切。楊波等(2016)、王國榮和王令(2013)研究表明北京西南山前、城區和東北山前地區是3個短時強降水事件的多發中心。陜甘寧地區1 h降水量≥30 mm的短時強降水更容易發生在山前迎風坡、地形陡升區、“喇叭口”等地形附近(韓寧和苗春生，2012)。四川強降水高發中心主要位于盆地與山脈的過渡區(周秋雪等，2015；李強等，2017)。付超等(2019)分析發現江西暖季短時強降水高頻區主要分布在山地及河谷附近。Doswell et al(1996)指出大多數強降水由對流活動造成，短時強降水形成的要素包括水汽、層結不穩定、風垂直切變等。樊李苗和俞小鼎(2013)對中國短時強對流天氣的若干環境參數特征進行了分析。陳元昭等(2016)、黃艷等(2018)分別分析研究了珠江三角洲地區重大短時強降水和南疆短時強降水事件的大尺度流型、T-lnp圖形態和關鍵物理參數的特征。付雙喜和何金梅(2015)給出了甘肅短時強降水環境參數特征。何鈺等(2018)利用探空資料分析了云南五類短時強降水的環境參數。Tian et al(2015)較系統地分析并給出了我國中東部短時強降水關鍵環境物理量。上述研究表明不同地形地貌和地理位置，短時強降水的分布及物理量閾值不盡相同，不同大尺度環流背景下短時強降水落區物理量閾值差異顯著，精細化短時臨近預報需要基于本地不同流型下短時強降水時空特征及表征短時強降水環境要素物理量值進行統計分析。

就河北區域而言，王叢梅等(2017)對不同天氣系統背景下太行山特殊地形影響的極端短時強降水成因進行了深入分析；花家嘉等(2016)研究發現唐山地區短時強降水的活躍區位于其東北部，發生時局地水汽豐富，暖云層厚度較大，垂直風切變較弱；地處華北平原的廊坊市區出現短時強降水的頻率最高(許敏等，2017)。

承德地處河北北部山區，地勢自西北向東南傾斜，北部為內蒙古高原的東南邊緣，中部為淺山區，南部為燕山山脈，海拔高度為200～1 200 m，最高峰霧靈山海拔高度為2 118 m(圖1)。夏季降水分布極不均勻，以局地短時強降水為主，暴雨日數少，年平均暴雨日數僅為0.8 d(溫克剛，2008)，短時強降水多發生在華北雨季。華北雨季指隨著副熱帶高壓(以下簡稱副高)北抬，集中發生在7月下旬到8月上旬的華北大范圍強降水(一般用24 h累計雨量衡量)。承德多山，城鎮人口集中在地勢相對低洼處，且是著名的旅游景區，夏季山區游客較多，20 mm左右的短時強降水導致泥石流和山體滑坡、造成人員傷亡的概率遠高于中國東部其他山區。如：2011年6月23日豐寧縣黃旗鎮的短時強降水引發山洪，造成1人死亡，倒塌房屋40間，2萬多畝(1畝≈666.7 m2)農作物受災；2012年6月20日下午豐寧縣西官營鄉短時強降水將放學回家的4名學生沖走；上述兩次過程測站雨強僅為20～30 mm·h-1，就降水強度而言遠不及華北平原地區。另一方面，由于短時強降水由對流活動造成，突發性強、局地性強，加上山區地形復雜，預報難度極大，而目前數值預報模式等客觀預報平臺對山區的降水預報準確率都很低，對承德山區的短時強降水特征尚無相對系統的基礎統計研究。2014年6月17日和7月15日下班晚高峰承德市區短時強降水致市區的低洼處積水近1 m深，多處護坡和護壩出現險情。王宏等(2017)對這兩次局地短時暴雨的中尺度特征分析表明,6 m·s-1的東南風有利于強降水的維持，強降水由對流單體回波的合并增強以及“列車效應”造成。

圖1 承德山區地形Fig.1 Mountainous topography of Chengde

本文篩選近10年(2008—2017年)發生在承德山區的短時強降水事件，統計了不同環流背景短時強降水的時空分布及雨強特征，重點分析強降水發生前環境要素特征，以期為承德山區短時強降水精細化短時臨近預報預警提供定量參考依據。

1 資料及處理方法

研究選取2008—2017年6—8月承德山區連續性與穩定性較好的211個自動站逐小時觀測數據，承德CB波段天氣雷達組合反射率觀測資料，FY-2系列紅外云圖，常規高空地面觀測以及NCEP(1°×1°)再分析資料。首先，基于逐小時間隔的降水觀測篩選短時強降水事件，當降水持續期間至少有1個站點1 h降水量≥20 mm且周圍站點出現降水時，定義為一次強降水事件(考慮觀測空間密度，僅單站20 mm以上強降水且周圍站點無降水的情況視為不可靠被剔除)，挑選出146個典型短時強降水事件。在天氣分型的基礎上進行水汽和大氣層結穩定度相關的物理量統計。

為了突出承德山地下墊面對環境參數的影響，選擇承德西南部平原和相同緯度帶上的東南部海區同樣大小的區域進行對比分析(圖2)：承德山區標記為A區(40.2°～42.7°N、115.8°～119.3°E)，西南平原標記為B區(37.7°～40.2°N、114°～117.5°E)，東南海區標記為C區(37.7°～40.2°N、117.5°～121°E)。由于B區西北部為山區，統計物理量時將B區中的西北部山區(標記“D”)去掉并在B區的南側補上同等面積區域。根據承德區域內產生短時強降水的雷達回波后向追蹤造成短時強降水的中尺度對流系統移動路徑，在承德雷達探測區域之外用紅外云圖資料追蹤云團的最強對流中心。

圖2 承德山區與對比區域(A：承德山區，B：西南平原，C：東南海區，D：B區中的西北部山區)Fig.2 Mountainous terrain of Chengde and its surrounding comparative areas(A: Chengde mountainous terrain, B: southwest plain, C: southeast sea area, D: northwest mountainous terrain in B area)

選取的環境參數包括表示水汽含量的850 hPa和700 hPa比濕、地面露點溫度(Td)及大氣整層可降水量(PW)；表示大氣層結穩定條件的850 hPa和500 hPa的溫差(ΔT85)、K指數、對流有效位能(CAPE)；另外還計算了0～3 km、0～6 km垂直風切變以及700 hPa和500 hPa風速。考慮到NCEP再分析資料在強對流產生環境分析中的實用性(王秀明等，2012)，除地面露點采用自動站觀測外，其他物理量均采用NCEP(1°×1°)再分析資料，計算PW時剔除了地面高度以下的虛假數據。

2 承德山區短時強降水過程的特征

2.1 主要流型特征

一般以大尺度環流形勢特征或以影響系統來對暴雨過程進行分型(陶詩言，1980；孫建華等，2005)。本研究主要基于500 hPa環流形勢，分為冷渦型、西風槽型和副高外圍波動型(以下簡稱副高外圍型)。冷渦型是造成承德山區短時強降水的主要天氣類型，約占總數的45%(66例)，按照冷渦中心位置又進一步分為蒙古冷渦型和東北冷渦型；西風槽型占比為34%，副高外圍型占比為21%。

圖3給出了流型合成場，合成場由相同流型下所有短時強降水過程的大氣環流基本要素場平均而成，用以表征不同流型的環流特征。合成場的時間以短時強降水開始出現時間計算，選取在短時強降水事件發生前且與其最近的時間。冷渦型特點為中高緯地區受低渦控制：35°～60°N、105°～145°E范圍內出現閉合等高線且有冷中心或冷槽相配合，持續2 d或以上；蒙古冷渦型(圖3a)，承德山區受冷渦底部低槽影響；東北冷渦型(圖3b)，承德受橫槽影響。西風槽型(圖3c)特點為：110°E附近中高緯度存在西風槽，河北處于西風槽前，副高588 dagpm線位于30°N以南；副高外圍型(圖3d)表現為副高呈塊狀，588 dagpm線進入華北，華北處于副高外圍西北側，110°E中高緯地區有低槽活動。副高外圍型與西風槽型的主要區別為副高是否影響華北以及副高的形狀。由850 hPa水汽通量(圖3陰影)可看出，僅副高外圍型存在遠距離水汽輸送，冷渦型和西風槽型均無遠距離水汽輸送，水汽大值區位于北京及河北中東部，且水汽通量值小，表明從承德南側輸送到承德山區的水汽不多。副高外圍型水汽含量較高且存在明顯的濕舌(圖3d小圖)，南部山區850 hPa比濕在12 g·kg-1以上，北部壩上高原為10～12 g·kg-1，水汽能向北輸送到承德北部高原。因此，副高外圍型常產生持續時間較長范圍較大的降水，日降水量50 mm以上的暴雨過程大多發生在此型下。西風槽型亦存在濕舌和向壩上高原的水汽輸送(圖3c小圖)，但由于水汽含量相對低且比濕梯度不大，水汽輸送量不顯著，其10 g·kg-1比濕等值線僅伸展到承德南部。冷渦型的850 hPa水汽含量僅為8 g·kg-1(圖3a、3b中小圖)，蒙古冷渦型在承德南端存在一小范圍的比濕小中心(10 g·kg-1)，配合西南氣流，在承德最南端燕山迎風坡或有弱水汽輸送。蒙古冷渦型和東北冷渦型在低層水汽條件上的細節差異對預報有影響：蒙古冷渦型下承德區域的水汽含量略大于東北冷渦型，短時強降水可預報性較高，而東北冷渦型下承德處于渦后的偏北氣流中，水汽含量低，可預報性較低，實際業務工作中經常造成漏報。

圖3 2008—2017年夏季承德山區短時強降水過程合成平均環流場(a)蒙古冷渦型，(b)東北冷渦型，(c)西風槽型，(d)副高外圍型(500 hPa位勢高度，黑色等值線,單位：dagpm；850 hPa風場，矢量,單位：m·s-1；水汽通量，陰影，單位：g·cm-1·hPa-1·s-1；比濕，綠線，單位： g·kg-1；藍色矩形框為小圖范圍)Fig.3 Averaged circulation patterns of short-time severe rainfall events in the Chengde Montains in summer during 2008-2017(a) Mongolia cold vortex type, (b) Northeast cold vortex type, (c) westerly trough type,(d) edge of the Western Pacific subtropical high (WPSH) type[geopotential height at 500 hPa (black lines, unit: dagpm), wind field (vectors, unit: m·s-1), water vapour flux (shaded, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) and specific humidity (green solid lines, unit: g·kg-1) at 850 hPa; blue rectangles: the range of the small inset]

2.2 時空分布特征

由圖4a可以看出，承德山區短時強降水的集中時段為6月下旬至7月下旬, 7月上旬達到峰值。6—8月各月出現短時強降水的次數分別為45、68和33次。6月冷渦型處于支配地位，常出現連續多日的午后雷陣雨，冷渦型峰值在6月下旬；7月中上旬以西風槽型為主，7月上旬的峰值由冷渦型和西風槽型疊加造成；7月下旬至8月中旬以副高外圍型為主。承德山區的短時強降水集中期與華北雨季并不同步，華北雨季一般為7月下旬到8月上旬，而承德山區的短時強降水集中在6月下旬至7月下旬。實際上，7月下旬較峰值已有明顯減少。我國大部分地區的短時強降水多發生在高溫高濕的雨季(Chen et al，2013)，雨季和短時強降水時段同步。由于承德山區冷渦背景下短時強降水占比高，傳統意義上的雨季的短時強降水過程主要發生在占比最低的副高外圍型下，因而短時強降水集中期和雨季不同步。承德山區短時強降水強度不大(圖略)：平均值為29.7 mm，中位數值為26.3 mm；75%的短時強降水過程小時降水量在32.9 mm以下，且不同流型短時強降水強度差異不大。從日變化特征看(圖4b)，承德山區短時強降水集中出現在16—19時。

圖4 2008—2017年6—8月承德山區短時強降水事件的旬變化(a)和日變化(b)Fig.4 Dakad (a) and daily variations (b) of short-time severe rainfall events in the Chengde Mountains during June-August of 2008-2017

冷渦型主要發生在午后至傍晚前后，峰值出現在17時前后；西風槽型主要時段是傍晚前后至前半夜，峰值出現在20時前后；副高外圍型有兩個峰值階段，第一個峰值出現在15—16時，最大峰值出現在23時到次日05時。

圖5給出了承德山區強降水發生頻次和不同流型下強降水空間分布特征。由圖5a可見，承德山區強降水高發區集中在承德南部的興隆、寬城，約為10年20次，即年均2次以上(圖5a中紅色圓點)。中部淺山地區每年發生1～2次，西部北部的壩上高原一年不到1次。總體而言由南到北逐漸減少，即海拔升高短時強降水頻次減少。承德南部強降水主要受地形與西南氣流抬升影響，高頻強降水出現在燕山迎風坡(由圖3可見低層風為西南風)。同時，承德主城區短時強降水年均發生次數也在2次以上，較周圍地區顯著多。承德市區一半左右(11次)的短時強降水出現在冷渦型背景下，或許與承德城市下墊面有關，也可能與向南開口低山地形有關。由圖5b可見冷渦型短時強降水分散，承德中南部周邊峽谷、七老圖山山前和南部燕山山前迎風坡都有7次以上的短時強降水。西風槽與副高外圍型短時強降水集中在承德南部的燕山迎風坡和灤河流域河谷區(圖5c、5d)，前者1 h降水極值紀錄為70.3 mm，后者的紀錄為87.9 mm。承德山區的小時極值雨量出現在冷渦背景下，1 h最大降水量紀錄為103.7 mm，出現在承德南部的興隆縣陡子峪鄉。由此可見，承德山區短時強降水極值降水均位于燕山山脈最高峰(霧靈山)的南坡。與冷渦型下常出現單點強降水不同，副高外圍型強降水由于水汽輸送顯著，多數過程有低空急流配合，常出現范圍較大的強降水。

圖5 2008—2017年6—8月承德山區短時強降水頻次的空間分布(a)全部過程，(b)冷渦型，(c)西風槽型，(d)副高外圍型(圓點表示發生短時強降水的次數，陰影表示海拔高度)Fig.5 Spatial distribution of frequencies of short-time severe rainfall events in the Chengde Mountains during June-August of 2008-2017(a) all events, (b) cold vortex type, (c) westerly trough type, (d) edge of the WPSH type(Dots represent the occurrence times of short-time severe precipitation； shaded represents altitude)

2.3 中尺度對流系統分析

短時強降水風暴結構形態大致可分為相對孤立的塊狀和尺度較大的準帶狀兩種結構，其中孤立的塊狀回波占比接近50%，另外還有約12%為塊狀回波和帶狀回波共同影響(圖6a)。需要說明，塊狀和帶狀回波共同影響的情形沒有重復計算于塊狀或帶狀類中。塊狀回波為一般單體和多單體風暴，表現為孤立風暴單體塊，回波面積較小(水平尺度大多數不足10 km)，結構密實，具有明顯的局地性、突發性特征。帶狀回波為多個對流單體排列成帶狀，回波長度遠大于回波寬度。從圖7可以看出，影響承德山區短時強降水的對流云團分為外部移入和本地新生兩種，外部移入主要來自西邊界，其中西南和西北方向的較多，占比分別為29%和23%(圖6b)，正西受高地形影響相對較少；東側移入回波極少，包括東邊界和東北、東南方向(圖7a)。本地新生的對流風暴占比為27%，新生地點大多為河谷地形、平坦以及低洼地帶，其中承德主城區是風暴新生集中區，主要是由于承德主城區地勢相對低洼，水汽相對充沛，可能還有局地熱低壓、水汽沿著灤河等河谷向承德市區輸送的影響以及地形熱力差異的影響等。從西南方向移入的風暴產生強降水的范圍相對較大，20站(時)次以上的短時強降水過程的對流風暴幾乎均由西南方向移入。

圖6 2008—2017年6—8月不同雷達回波形態頻次(a)及雷達回波進入承德前所處位置頻次(b)Fig.6 Frequencies of different radar echo shapes (a), and frequencies of different locations of radar echo before entering Chengde (b) during June-August of 2008-2017

圖7 2008—2017年6—8月對流風暴進入承德山區前的移動路徑(黑色、紅色曲線分別表示偏北、偏南方向)以及承德本地雷暴新生位置(綠色小圓點)(a)全部過程，(b)冷渦型，(c)西風槽型，(d)副高外圍型(圖中的數字和陰影均指對流風暴出現次數)Fig.7 Paths of convective storms before entering the Chengde Mountains (black and red curves: north and south directions) and locations of storms born locally in Chengde (small green dots) during June-August of 2008-2017 (a) all events, (b) cold vortex type, (c) westerly trough type, (d) edge of the WPSH type(Both number and shaded indicate frequencies of occurrences of convective storms)

冷渦型下回波多呈塊狀,從西北方向(承德與內蒙古邊界)移入較多(38%)(圖7b)，另外還有相當一部分沿著西南路徑從北京東北部移入(占24%)，本地新生孤立塊狀回波占比亦較高(27%)，其中承德主城區和承德北部山區的短時強降水主要由局地新生的孤立回波造成單點強降水，偶爾可出現多個孤立單體合并成的帶狀回波造成多站(次)的短時強降水。西風槽型來自北京東北部的云團移入的個例最多(圖7c)，還有相當一部分來自承德西北部高原的塊狀回波，這與自承德西北部南下的冷鋒有關。北京東北部的降水回波北上后影響承德中南部，張家口東南部帶狀回波沿東北方向進入承德后常造成承德北部三縣(豐寧、圍場和隆化)的短時強降水。副高外圍型風暴主要從南側移入承德境內(31例中有23例)(圖7d)，且主要為帶狀回波(20例)。

3 環境參數特征

3.1 水汽條件

水汽因子是影響承德山區降水強度最為關鍵的因素，因為山區水汽含量相對低，南來的水汽需要越過燕山山脈或者沿河流峽谷輸送。下面基于低層水汽絕對含量(用比濕、露點表征)和大氣整層可降水量統計給出承德短時強降水的水汽特征。由于承德山區地形高度多在925 hPa以上，因而僅分析850 hPa 及以上層次的比濕。王秀明等(2012)分析表明，NCEP再分析資料中邊界層的水汽含量與觀測探空差異較大，特別是925 hPa以下，因此還給出了強降水前鄰近站點觀測的地面露點分布。

由圖8看出，承德山區短時強降水發生前850 hPa和700 hPa的比濕中位數值分別為9.7 g·kg-1和6.7 g·kg-1(圖8a)，明顯低于我國中東部地區的14.3 g·kg-1和9.8 g·kg-1(Tian et al，2015)，另外還有25%的個例850 hPa比濕在8 g·kg-1以下。由地面露點觀測(圖9)可見，承德山區強降水發生前地面露點中位數值為19.1℃，比山東短時強降水地面露點值低3.4℃(高曉梅等，2018)。冷渦背景下的短時強降水過程低層水汽含量尤其低(圖8b)，其850 hPa和700 hPa的比濕中位數值分別為8.4 g·kg-1和6.3 g·kg-1，850 hPa比濕最小值僅為5.6 g·kg-1。冷渦型地面露點中位數值僅為17.5℃，且有25%的個例地面露點在15℃以下。

圖8 2008—2017年6—8月承德山區(A)短時強降水出現前850 hPa和700 hPa區域平均比濕與對比區域(B、C)比濕箱線圖(a)全部過程，(b)冷渦型，(c)西風槽型，(d)副高外圍型(A、B、C的范圍見圖2；中位數，箱內線；上下四分位數，箱子上下邊界；上下邊緣，須線；均值，黑色星點)Fig.8 Area averaged specific humidity at 850 hPa and 700 hPa before the occurrence of short-time severe rainfall events in the Chengde Mountains (A) and the comparative areas (B, C) during June-August of 2008-2017(a) all events, (b) cold vortex type, (c) westerly trough type, (d) edge of the WPSH type(The ranges of A, B, C are shown in Fig.2； the median, line inside box; the upper and lower quartiles, upper and lower edges of boxes; the upper and lower edges, whiskers; the mean, black star spots)

圖9 2008—2017年6—8月承德山區短時強降水出現前觀測站點的地面露點溫度Fig.9 Ground dew point temperatures before the occurrence of short-time severe rainfall events at observation stations in Chengde during June-August of 2008-2017

發生在華北雨季的副高外圍型短時強降水，其水汽含量相對充沛，850 hPa比濕中位數值為12.2 g·kg-1(圖8d)，較冷渦型中位數值高3.8 g·kg-1，地面露點溫度中位數值為20.6℃。不同下墊面低層水汽含量差異明顯，也與環流型有關，冷渦型和副高外圍型下承德以南的平原和海區850 hPa比濕較承德山區高1 g·kg-1，西風槽型平原下墊面比山區高1 g·kg-1(圖8c)，而海區與山區無明顯差異。B區和C區是在相同緯度帶上，兩個區域850 hPa和700 hPa的水汽含量在全部短時強降水事件中大體相當(圖8a)，但是在西風槽型和副高外圍型短時強降水事件中，平原地區(B區)850 hPa的水汽含量明顯高于山區(A區)和海區(C區)，而在700 hPa高度上，無論哪一種類型主導下的短時強降水，其水汽含量差異都很小。這表明，西部和北部地形有利于偏南通道的水汽在平原地區聚集，這一點也可以從大氣整層含水量的分布上得到證實(圖10)。

圖10 2008—2017年6—8月承德山區短時強降水出現前大氣整層可降水量(數值，單位：mm；陰影表示地形高度)(a)全部過程，(b)冷渦型，(c)西風槽型，(d)副高外圍型Fig.10 Atmospheric precipitable water before the occurrence of short-time severe rainfall events around the Chengde Mountains during June-August of 2008-2017 (number: PW, unit: mm; shaded area: altitude) (a) all events, (b) cold vortex type, (c) westerly trough type, (d) edge of the WPSH type

田付友等(2017)研究表明，整層大氣可降水量是表征短時強降水環境水汽含量的主要水汽參量，對降水強度等級區分度較好。從圖11可見，NCEP給出的大氣整層可降水量能夠表征不同流型下大氣水汽含量的差異，對于承德山區(A區)，副高外圍型水汽含量最高(圖11d)，西風槽型次之(圖11c)，冷渦型最小(圖11b)，中位數值分別為38、34和29 mm；田付友等(2017)、花家嘉等(2016)、李文娟等(2017)給出中國大部分地方的短時強降水PW平均值都在50 mm以上，即使是含有泰山山地的魯中地區，出現短時強降水時PW含量多在40 mm以上(高曉梅等，2018)。由此可見，與我國短時強降水大多發生在高濕環境下不同，承德山區出現短時強降水時，其環境水汽含量顯著低于中國其他地區。這樣的水汽含量值在中國東部很多地方可作為消空閾值，如Tian et al(2015)統計給出，中國東部無降水情況下的PW中位數值為34 mm。下墊面對三種類型降水水汽含量的影響程度不同，副高外圍型受下墊面影響最大，承德山區水汽含量遠低于平原及海區，山區PW中位數值較南側平原地區低15 mm；冷渦型下水汽含量都很低，不同下墊面差異不大。從圖10可以看出，總體而言，承德山區水汽分布和地形密切相關，壩上高原水汽含量明顯低于中部淺山地區，淺山地區又低于南部平原地區，梯度約為7～8 mm·(100 km)-1(圖10a)，這是承德南部短時強降水次數多于北部的原因之一。冷渦型下不同地形地貌下PW均較小，由南到北不同地形高度水汽差小(圖10b)；副高外圍型承德山區差異不大而平原和山區水汽差異顯著，承德以南的平原地區大氣整層可降水量比山區高16 mm(圖10d)；西風槽型從淺山地區到壩上高原PW差異達9 mm(圖10c)。

圖11 同圖8，但為大氣整層可降水量Fig.11 Same as Fig.8, but for atmospheric precipitable water

3.2 穩定度條件

分析850 hPa和500 hPa的溫差、對流有效位能(CAPE)以及K指數，總結承德出現短時強降水時表征大氣層結穩定度的一些潛勢指標。圖12表明，不同流型背景下短時強降水發生前850 hPa和500 hPa溫差(ΔT85)，承德山區均較其南側的平原和海區大，承德山區中位數值為27.2℃，其南側平原、海區的中位數值分別為26.6℃和25.5℃(圖12a)。

圖12 同圖8，但為850 hPa與500 hPa溫差Fig.12 Same as Fig.8, but for temperature difference between 850 hPa and 500 hPa

冷渦型和西風槽型ΔT85較大，冷渦型平均值為28.8℃，最大值達34.6℃(圖12b)，西風槽型平均值為27.9℃(圖12c)，遠大于中國東部地區均值(23℃；Tian et al，2015)，與山東接近(高曉梅等，2018)；副高外圍型溫差較小，ΔT85中位數值僅為25.0℃(圖12d)，大致相當于溫度直減率5.8℃·km-1。值得一提的是，不論何種流型背景下，海洋下墊面的溫度垂直遞減率都小于陸地，特別是西風槽背景下差異明顯。

從圖13可知，承德山區CAPE均值為658 J·kg-1(圖13a)，不同流型背景下短時強降水的CAPE值(圖13b～13d)差別不大。總體而言CAPE不大，這與其他地區的短時強降水特征相同。不同下墊面對比表明，冷渦型和西風槽型降水均表現為山區的CAPE較平原和海區大。承德山區短時強降水前環境背景的K指數值比中國西部的甘肅(付雙喜和何金梅，2015)和中國東部地區(Tian et al，2015)低3～4℃，其中位數值為33～35℃(圖略)，較其南部平原和海區高，不穩定度的表現與溫度直減率一致。

圖13 同圖8，但為對流有效位能Fig.13 Same as Fig.8, but for CAPE

綜上所述，ΔT85、K指數和CAPE均表現為山區高于平原和海區，顯示出更為不穩定的大氣層結，其中表征環境溫度直減率的ΔT85遠高于中國其他地區。

3.3 垂直風切變條件

垂直風切變是影響對流風暴組織結構的主要因素(Weisman and Klemp,1982)，另外對流層中層風速可以作為風暴承載層風速，是決定風暴移速的關鍵因子。圖14表明，承德山區短時強降水發生在弱的環境風垂直切變下，0～6 km風矢量差平均值為10.5 m·s-1(表1)，冷渦型和西風槽型大部分過程均為12 m·s-1以下的弱風切，副高外圍型垂直風切變略大，有50%過程在12 m·s-1以上；0～3 km垂直風切變中位數值在6 m·s-1以下，75%以上的強降水過程在9 m·s-1以下，相當于每千米變化3 m·s-1以下。垂直風切變弱主要是因為對流層中低層風速不大(圖略)，700 hPa和500 hPa的風速中位數值分別為7.6 m·s-1和11.1 m·s-1。以往研究表明(丁一匯，2005；Tian et al，2015；田付友等，2017；花家嘉等，2016)，短時強降水0～6 km環境風垂直風切變多為12 m·s-1以下的弱垂直風切變，可見弱垂直風切變下是短時強降水的共性而非承德山區特性。

圖14 2008—2017年6—8月德山區短時強降水出現前0～3 km(a)和0～6 km(b)垂直風切變矢量差Fig.14 0-3 km (a) and 0-6 km (b) vertical wind shears vector difference before the occurrence of short-time severe rainfall events in the Chengde Mountains during June-August of 2008-2017

表1 承德山區短時強降水的關鍵環境參數特征Table 1 Features of key ambient parameters for short-time heavy rainfall in the Chengde Mountains

4 結論與討論

本文通過對河北承德山區2008—2017年6—8月的146個短時強降水過程統計分析，得到以下主要結論：

(1)承德山區夏季短時強降水的天氣型可分為冷渦型、西風槽型和副高外圍型三類，其中冷渦型占比接近一半，西風槽型次之，副高外圍型占比僅21%。強降水集中在6月下旬至7月下旬，6月主要受冷渦系統影響，7月上旬到中旬主導型為西風槽型，7月下旬到8月上旬主要受副高外圍波動影響。短時強降水峰值出現在7月上旬，由西風槽型和冷渦型疊加形成。傳統意義上的華北雨季強降水主要發生在副高外圍型下，因而短時強降水集中期與華北雨季并不同期，短時強降水能更好地描述承德山區強降水的時空分布特征。

(2)承德山區短時強降水局地性強，分布極不均勻，一方面是由于復雜的下墊面，另一方面是由于冷渦強降水事件占比較高，而冷渦降水有相對分散的特點。總體而言，承德山區強降水南多北少，南部燕山山脈迎風坡是短時強降水集中區，副高外圍型和西風槽型短時強降水主要出現在承德南端。

(3)承德山區與中國其他地區短時強降水環境特征相同，其短時強降水發生在弱垂直風切變下，對流有效位能較強對流過程顯著偏小。不同之處為，承德山區短時強降水環境水汽含量顯著偏小而環境溫度直減率大，冷渦型和西風槽型中此特征尤為突出。對比山區與平原、海區不同下墊面環境要素表明，山區下墊面低層水汽含量較其南側的平原和海區低而環境溫度直減率大。為了盡可能保證不同下墊面處于相似環流背景下，三個區域是相鄰的。

由于承德高原水汽含量相對華北平原地區低，濕層厚度亦小于平原地區，很可能還存在沿河谷的低層水汽輸送，較大范圍強降水發生頻次較低；承德山區地形復雜，地表受熱不均，加之地形對局地環流的影響，降水分布極不均勻且多發生單點對流性短時強降水，致災概率高，給預報預警工作帶來了極大挑戰。本文統計表明承德市區是短時強降水高發區之一，主城區周邊常有局地風暴新生。受資料和篇幅所限，本文僅對短時強降水時空分布和環境參數特征進行分析，下一步將對承德山區短時強降水個例的抬升觸發機制進行深入細致的分析，以提升人口相對密集的山區短時強降水短時臨近預警能力。