陜南兩次西南渦引發的短時暴雨對比分析

李靜睿

(1.安康市氣象局，陜西安康 725000；2.陜西省氣象局秦嶺和黃土高原生態環境氣象重點實驗室，西安 710014)

陜南處于青藏高原東側，是受自四川盆地向東北方向移出的西南渦影響的主要地區之一[1-2]。陜南地形復雜，地質結構脆弱，因暴雨天氣的突發性和強度大常常造成該地區山洪、泥石流等災害[2]，因此加強對西南渦引發的陜南暴雨的研究尤為重要。我國氣象工作者對西南渦引發的暴雨已經做了很多研究。潘旸和陳貝等[3-4]研究認為，多數西南渦在源地生消，少數東移發展，其移動主要跟冷空氣、物理量場的分布有關，大都沿著正渦度中心和輻合中心移動。崔恒立等[5-6]針對西南渦引發的暴雨的研究結果表明：低渦暴雨的發生發展與濕位渦的時空演變有很好的對應關系；當高層高值位渦向下伸展時，其分裂的高值擾動可促使中低層氣旋渦度發展，有利于強降水產生[7]。從動力角度來說，陜西的暴雨常受冷鋒觸發，趙強等[8]研究結果表明，除了中低層的動力輻合抬升，鋒面附近鋒生形成的垂直次級環流,也可增強暴雨的上升運動。西南渦的發展常與低空急流的發展有著密切關系，中低層急流不僅是暴雨水汽輸送的最大貢獻者，也帶來不穩定能量，還是低層輻合的重要動力來源[8-9]。

2015年6月28日和2016年6月23日陜南出現了兩次暴雨天氣過程，兩次過程中均出現了3 h降水量超過50 mm的短時暴雨，且都受到西南渦的影響，故利用NCEP 1°×1°逐6 h 再分析數據資料、國家氣象站常規地面和高空觀測資料，以及安康和漢中多普勒雷達站資料，按照暴雨診斷分析的業務流程[9-10]對這兩次相似背景下的短時暴雨過程進行診斷，對比分析其異同點，總結陜南受西南渦影響的暴雨的預報著眼點，以提高此類天氣的預報預警能力。

1 降水實況

2015年6月28日，川陜交界處發生一次短時暴雨天氣，從24 h的降水空間分布圖(圖1a)可以看出，其具有明顯的中尺度特征，因降水強度大，造成陜南西部多個區縣出現城市內澇。2016年6月23日，鄂、豫、川、陜四省交界處，發生了一次暴雨天氣過程(圖1b)，降水主要集中在午后到傍晚，其中14—20時，共有6個站降水量超過50 mm，導致嚴重的城市內澇和多處滑坡。

從這兩次暴雨過程降水中心逐小時降水量的時間演變來看，“6·28”過程中城固站的降水表現為雙峰型(圖1c)，降水主要集中在28日上午到午后(10—16時)，降水量從08—12時降水強度逐步增加，13—14時達到峰值(21.7 mm/h)，隨后降水量逐漸減小，18時至29日00時只有微量降水，在29日01—08時迎來了第2波降水，降水均勻，以5 mm/h左右的降水強度為主。“6·23”過程中安康站的降水表現為單峰型(圖1d)，降水主要集中在14—20時，且強降水主要集中在1 h內，17—18時降水強度達45.2 mm/h，具有降水強度大、突發性強的特點。綜上，兩次過程都在6 h內出現了短時暴雨，“6·28”過程降水時間相對較長，在陜南影響范圍較廣，而“6·23”過程降水強度較大，為典型的突發性短時暴雨。

圖1 降雨區24 h降水量分布圖(單位為mm；a 2015-06-28T08—29T08，b 2016-06-23T08—24T08；審圖號為GS(2019)1719號)和暴雨中心站降水逐時演變(c 2015-06-28T08—29T08，城固站；d 2016-06-23T08—24T08，安康站)

2 環流形勢和主要影響系統

“6·28”過程，500 hPa天氣圖上，亞洲中高緯呈“兩槽一脊”的環流形勢。27日20時(圖略)，貝加爾湖附近到新疆南部為一東北—西南走向的西風槽，并不斷引導冷空氣南下，副熱帶高壓(下簡稱“副高”)588 dagpm線控制長江流域中下游，陜南處于588 dagpm線外圍西南暖濕氣流影響之中；700 hPa上有低渦環流生成，中心位于105.5°E、30.5°N。隨著500 hPa西風槽東移，700 hPa西風槽前與副高間的氣壓梯度加大，有強的西南氣流發展。28日08時(圖略)，700 hPa偏南急流中心風速達到了20 m/s，低渦環流沿著引導氣流逐漸向東北方向移動，低渦環流中心移至106.5°E、31.5°N，低渦環流直徑也擴大到300 km以上，對應的降水范圍較之前有所增大；地面圖上，西北地區東部到西南地區北部維持熱低壓，蒙古國北部的冷空氣經東北緩慢擴散南下影響陜西，在陜西中南部形成地面輻合，為暴雨的產生提供了一定的動力抬升條件。隨著副高北抬，28日14時(圖略)500 hPa西風槽經向度減小，700 hPa上氣旋式環流中心移至106.5°E、32.0°N，且影響范圍減小，大降水落區明顯北抬，陜南降水逐漸減小。

“6·23”過程，23日08時(圖略)200 hPa上南亞高壓脊線位于27°N，陜南處于南亞高壓東側輻散分流區，高層抽吸作用會進一步加強垂直上升運動強度[6-7]；500 hPa圖上，副高588 dagpm 線位于重慶南部到江蘇北部一線，河套到四川北部有一西風槽東移，槽前西南氣流強盛，最大風速達22 m/s，急流核位于黃淮流域；700 hPa天氣圖上有低壓中心，中心位于104.5°E、30.0°N，但未形成閉合環流中心；地面圖上，在貝加爾湖南側有中心強度為1 022.5 hPa冷高中心南下，四川中部到河南中部有低壓倒槽強烈發展，長江中上游氣溫在上午升溫明顯，中低層大氣不穩定度加大。23日14時(圖略)，500 hPa上588 dagpm線較08時略東退，冷暖空氣交匯于河南北部到四川中東部這一寬廣區域；700和850hPa上在川、渝、陜交界處低值系統發展加強，形成閉合環流，低渦環流中心移動到106.0°E、30.5°N，鄂、豫、川、陜四省交匯處位于低渦移向的右前方；地面上隨著冷空氣南下，冷鋒南移至河南北部到四川北部，冷鋒為暴雨的產生提供了觸發機制，使得不穩定能量釋放，大范圍的短時暴雨從午后開始。

3 水汽條件

兩次暴雨過程雖然處在相似的大尺度環流背景下，但水汽來源及強度有所不同。從700 hPa水汽通量(圖2a、2b)來看，兩次過程中水汽均有來自孟加拉灣經西南地區向陜西南部的輸送。對比分析可以發現，對陜南來說“6·28”過程中來自孟加拉灣的水汽輸送強度大于“6·23”過程，其輻合位置更偏北偏西，主要位于河套西部地區，在陜南無明顯的水汽通量輻合。另外，“6·23”過程還有一條明顯來自南海的水汽通道，兩支水汽通道的水汽輻合區正好位于陜西東南部，其水汽通量散度達(-4～-6)×10-7g/(cm2·hPa·s)。850 hPa上(圖略)，“6·28”過程有來自孟加拉灣繞過云貴高原向陜南方向的水汽通道，另有來自南海的水汽通道，兩條通道的水汽在川東到陜南輻合；而“6·23”過程水汽輸送主要來源于南海。綜上所述，“6·28”過程的水汽輸送強于“6·23”過程，暖濕氣流的遠距離源源不斷的輸送導致“6·28”過程的降水時間的延長，有利于降水量的累計而形成暴雨。

圖2 700 hPa水汽通量(單位為g/(cm·hPa·s)、水汽通量散度(10-7 g/(cm2·hPa·s)輻合區(a 2015-06-28T08，b 2016-06-23T14；矢量箭頭為水汽通量；等值線為水汽通量輻合大值區)

從兩次過程暴雨中心比濕的垂直剖面(圖略)對比發現，“6·28”過程在850 hPa到近低層比濕以14 g/kg為主，“6·23”過程暴雨中心的比濕在900～800 hPa達到16～18 g/kg，大值區向上伸展形成濕舌，故“6·23”過程中低層比濕垂直梯度較“6·28”過程大，大的比濕垂直梯度有利于雨強增大[9，11]，所以“6·23”過程的小時雨強較“6·28”過程的大。

4 動力條件

這兩次暴雨過程主要由西南渦引起，對比降水落區和低渦中心位置(圖略)可以發現，這兩次過程的暴雨落區，并沒有在低渦中心，而是在低渦移向的右前側100 km左右。通過850 hPa風場、垂直速度和地形的疊加圖(圖3a、3b)分析可發現，低層低渦環流中心的位置，多位于川西高原的邊緣東側，受地形影響低渦中心風速較小。且兩個過程都存在偏南風低空急流，而風速的輻合中心位于陜西南部；同時結合地形和垂直速度可以看出，850 hPa垂直上升運動大值區“6·28”過程位于巴山南麓的西部中心達-4 Pa/s，而“6·23”過程位于秦嶺和巴山南麓，尤其是在巴山南麓中段垂直上升運動達-10 Pa/s，表明兩次過程中的秦嶺和巴山對偏南低空急流都有一定的抬升作用。

圖3 850 hPa風場、垂直上升速度(等值線，單位為Pa/s)大值區和地形(灰色陰影區域為海拔高度高于1 500 m)疊加圖(a 2015-06-28T08；b 2016-06-23T14)

從暴雨中心可以發現(圖4a、4b)，“6·28”過程中強降水發生時段，隨著低層低渦的發展，在暴雨中心(32.5°N～33.5°N)900～700 hPa存在明顯輻合，尤其850～800 hPa輻合強度達到(-4～-6)×10-5s-1，中高層500～300 hPa西風槽前存在(1～4)×10-5s-1的輻散，與高空輻散區相對應，在850～300 hPa有中心強度為-8 Pa/s的垂直上升運動。

圖4 暴雨中心假相當位溫(黑色等值線，單位為K)、垂直速度(紅色虛線，單位為Pa/s)、散度(陰影區，單位為10-5 s-1)和風場(風矢，單位為m/s)緯向垂直剖面圖(a 2015-06-28T08沿107°E；b 2016-06-23T14沿109°E(黑色環狀粗實線代表鋒區次級環流))

“6·23”過程，33°N以北存在假相當位溫(θse)密集帶，存在明顯的鋒區，在鋒區南側(31～33°N)受地面鋒面和中低層低渦的動力輻合抬升作用，地面到700 hPa存在中心強度為(-2～-4)×10-5s-1的輻合。從風場還可看出，在36°N以北200 hPa左右風速達到了30 m/s以上，暴雨區處在高空急流入口區的南側，在200 hPa輻散強度達到6×10-5s-1以上。另外，在32°N以南的900～600 hPa存在強的偏南風發展，中心風速達到20 m/s，這種偏南暖濕氣流隨著鋒面附近的上升運動與鋒面北側的偏北風或東北風耦合形成了鋒面次級環流，有利于暖濕氣流上升運動的維持。“6·23”過程垂直上升運動自地面開始向上伸展至200 hPa以上，在800～600 hPa上升運動達到了10 Pa/s以上，較“6·28”過程深厚且劇烈。

綜上所述，這兩次西南渦引發的暴雨落區位于低渦移向前側的偏南急流風速輻合區域，同時位于巴山南麓地形抬升區域；而“6·23”過程除了受低渦輻合及地形動力抬升作用外，還受高層輻散抽吸及鋒面次級環流的作用，其垂直上升運動較“6·28”過程更為深厚強烈，小時雨強更強。

5 不穩定條件

吳啟樹[12]和吳國雄等[7]研究結果表明，在絕熱無摩擦的飽和濕空氣中濕位渦具有守恒特性，且它的分布能很好地表征大氣對流穩定性和斜壓穩定性[13-14]。濕位渦(moist potential vorticity下文簡稱MPV)的垂直分量MPV1(濕正壓項)是絕對渦度和靜力穩定度的乘積，通常因為絕對渦度為正值，當大氣為對流不穩定時，常與暖濕氣流相對應，MPV1小于0 PVU(1 PVU=106m2/(s·K·kg)；當大氣是對流穩定時，往往與干冷空氣相對應，MPV1大于0 PVU[15]。下面分析暴雨過程MPV1的分布，來診斷這兩次暴雨過程的不穩定性變化。

從暴雨中心濕位渦正壓項(MPV1)的經向垂直剖面圖(圖5)可見，“6·28”過程強降水發生前的28日02時，不穩定層較為淺薄，主要在近地面到900 hPa，中心強度為-0.4 PVU；在900～700 hPa MPV1為正值，即干冷空氣自北方逐漸入侵暴雨區上空，900～800 hPa中心達0.4 PVU。29日08時，強降水逐漸開始，低層不穩定層變化不大，其上部MPV1等值線密集程度較02時有所增大，900～750 hPa的MPV1負值中心強度達到0.6 PVU，暴雨區上空正負MPV1的垂直差值由1.2 PVU增大到1.8 PVU，大氣的不穩定性較02時有所增強。

圖5 暴雨中心MPV1的經向垂直剖面圖(單位為PVU,1PVU=106 m2/(s·K·kg)；a 2015-06-28T02沿107°E，b 2015-06-28T08沿107°E，c 2016-06-23T08沿109°E，d 2016-06-23T14沿109°E；黑色方框表示暴雨區上空位置)

“6·23”過程,在23日08時強降水發生前，因地面熱低壓及低層暖濕氣流的強烈輸送，暴雨區上空從地面到600 hPa均為MPV1負值區，表明中低層大氣的不穩定度大，在900～700 hPa MPV1等值線的密集程度最大，其中心強度在850～800 hPa達到了-1.8 PVU。其上空為MPV1正值區，表明中上層大氣穩定，且在35°N附近有高空分裂出的呈漏斗狀、中心為1.2 PVU的高濕位渦中心自北方逐漸入侵暴雨區。14時，不穩定層僅存在于950 hPa以下，中高層的干冷空氣入侵進一步加強，暴雨區上空MPV1正值區下滑至950 hPa，中心值達到3.0 PVU，即大氣的不穩定性明顯降低，暴雨區上空垂直方向上MPV1的正負差值達到3.5 PVU，大氣不穩定度明顯強于“6·28”過程。

由傾斜位渦發展理論知，當具有高濕位渦的冷空氣沿等熵面下滑，同時環境大氣穩定性減弱時，其絕對渦度增大，同時垂直渦度顯著增長，有利于降水加強[16-17]。通過以上分析可知，這兩次暴雨過程中，中高層的干冷空氣入侵不僅使得大氣的穩定性減弱，還使垂直渦度增大，從而有利于降水強度的增大。“6·28”過程干冷侵入更明顯，導致其降水增強更顯著。

6 中小尺度對流系統發展

通過雷達探測數據分析影響兩次暴雨過程的中小尺度系統差異。對于“6·28”過程，利用漢中多普勒雷達資料進行分析。28日05—10時，強度為35～40 dBz的層狀云降水回波自西南向東北移動影響漢中南部地區，此階段降水主要集中在漢中西南部的寧強縣，降水強度以4～7 mm/h為主。隨著低空急流的發展，回波強度逐漸增大，回波形態發展為混合狀回波(圖略)。通過反射率因子剖面圖(圖略)可以發現，漢中市中南部的降水回波中包含了多個中心強度達到45～50 dBz的強回波中心，強回波發展高度在2～6 km，多個低質心強回波沿著西南低空急流依次經過漢中中部和南部，影響時間達3～4 h，形成列車效應。隨著降水范圍和強度的增大，城固在13—14時的降水強度達到了21.7 mm/h。隨后緊實的積狀云降水回波范圍逐漸縮小，回波結構變得松散，回波強度減弱。23時以后，在低空急流不斷向北推進的過程中，當移至佛坪境內時，受秦嶺南麓地形抬升的作用，回波強度在佛坪西南部逐漸增強，形成了多個中心強度達45 dBz以上的積狀云回波，并發展東移，合并成多單體風暴結構。29日00—01時，佛坪有強對流單體回波移近，中心強度達到了50 dBz以上(圖6a)。基本速度圖(圖6c)上，與強回波相對應的2.4°仰角上，在距離雷達98.7 km處出現了速度模糊。在10 km直徑范圍內有正負速度中心，正速度中心風速達18～20 m/s，負速度中心風速為5 m/s，旋轉速度達到11.0～12.5 m/s,屬于弱中氣旋，同時沿雷達徑向有較強的中層徑向輻合，這種中層強輻合，與形勢場上中層強輻合切變相對應。此強回波造成了佛坪29日00—01時32.4 mm/h的短時強降水。之后降水回波范圍增大,強回波南壓，漢中市大部出現了雨強為2～6 mm/h的降水，08時后整個回波減弱移出，漢中降水結束。

對于“6·23”過程，從安康多普勒雷達資料來看，23日08時在安康東北部有東北—西南走向的鋒前層狀云降水回波，回波中心強度以30～35 dBz為主，降水強度以4～8 mm/h為主。14時以后，受冷鋒觸發，在大片層狀云降水回波中出現多個中心強度為40～45 dBz的積狀云回波，并逐漸南壓，漢陰站15—16時的小時雨強達到了28.6 mm/h。當冷空氣移到紫陽境內時，伴隨著西南低空急流的發展，西南方向有新的積狀云回波生成，中心強度大于50 dBz(圖略)，其西南方向為弱回波區，即西南低空急流的入流區。從反射率因子的剖面圖(圖略)來看，35 dBz以上的回波伸展高度到1.2～7.0 km，回波中心強度達到55 dBz以上，強反射率中心位于2 km以下。這種低質心強回波造成了紫陽17—18時42.3 mm的短時強降水。隨著強回波快速發展東移，強回波具有弓形回波特征，前側反射率因子梯度大，后側存在入流急流的弱回波通道，回波在移近漢濱區境內時(圖6b)，大于50 dBz的強回波范圍明顯增大。在2.4°仰角基本速度圖的相應的位置上(圖6d)，沿雷達徑向存在明顯的正負速度對，負速度中心達(-12～-14)m/s，高度為880 m，即存在西南超低空急流，正速度中心達6～8 m/s，即存在18～22 m/s的中層輻合區。該輻合中心隨著引導氣流經過紫陽和漢濱，造成了安康站45.2 mm/h的短時強降水。隨后強回波的逐漸減弱和東移，并隨著冷鋒過境并迅速南壓，20時以后安康地區僅剩部分殘留的層狀云影響，降水強度以2～5 mm/h為主，29日02時以后降水基本全面結束。

圖6 多普勒雷達組合反射率因子(a 2015-06-28T09：01漢中；b 2016-06-23T15：54安康)；2.4°仰角基本速度圖(c 2015-06-29T00：18(漢中，白色圓圈為速度模糊區域)；d 2016-06-23T15：30(安康，白色圓圈為速度輻合區域))

可見，兩次過程在雷達圖上的表現均為層狀云降水回波中含有超級單體或多單體風暴的混合狀云回波。“6·28”過程在28日16時以前為多個雷暴單體沿引導氣流長時間依次經過測站形成列車效應造成的強降水，凌晨佛坪站的短時強降水主要是因為具有中氣旋結構的超級單體造成的；而“6·23”過程中，由低質心的強雷暴單體在西南低空急流的發展過程中，強回波范圍逐漸擴大形成多單體風暴，并快速移過測站而造成短時強降水。

7 結論與討論

(1)兩次暴雨過程都是在西風槽后冷空氣與副高外圍暖濕氣流在陜西南部交匯的大的環流背景下，配合中低層的西南渦而產生。

(2)“6·23”過程的中低層水汽輻合和比濕垂直梯度大于“6·28”過程，且除低渦的動力輻合抬升和地形抬升外，還受鋒面次級環流的作用，其垂直上升運動較“6·28”過程更為深厚且強烈，其導致了最大小時雨強更強。

(3)兩次過程都存在高層干冷空氣入侵暴雨區低層，使得大氣的不穩定度增大。以后可關注高低層MPV1的垂直對比差異，及MPV1正值中心自上而下侵入時間，這為強降水的開始時間和降水強度預報提供了一定的指示。

(4)兩次過程中導致強降水發生的強對流云團中層都存在風速大于12 m/s的大風速中心或正負速度對而形成的強輻合。

(5)在對中低層有低空急流相伴的西南渦影響的陜南強降水的落區作預報時，還需要配合風場考慮秦嶺和巴山的大地形輻合抬升影響。