賀蘭山東麓一次局地強對流暴雨的中尺度特征*

張曉茹 陳豫英 姚姍姍 蘇 洋 楊 銀

1 中國氣象局旱區特色農業氣象災害監測預警與風險管理重點實驗室，銀川 750002 2 寧夏氣象防災減災重點實驗室，銀川 750002 3 寧夏回族自治區氣象臺，銀川 750002

提 要：利用Himawari-8衛星、銀川C波段多普勒雷達、ERA5逐1 h再分析、自動氣象站、常規氣象探測等多源氣象資料，對2019年8月賀蘭山東麓夜間突發的一次局地短歷時強對流暴雨的中尺度特征進行分析。結果表明：700 hPa偏南急流于暴雨前6 h建立并在夜間增強北抬，促進了低層高溫高濕、大氣不穩定和動力、熱力抬升機制的發展加強，有利于地面中尺度輻合線在東麓山前觸發β中尺度對流系統，并使其增強為α中尺度對流系統，導致此次強對流暴雨的發生發展；暴雨區位于700 hPa 急流軸左前方及700 hPa水汽通量≥6 g·cm-1·s-1·hPa-1和850 hPa比濕≥12 g·kg-1的高濕區,對流有效位能≥1 500 J·kg-1和850 hPa假相當位溫≥346 K的高溫高能區，800 hPa中心強度≤-1.2 Pa·s-1的上升運動區和冷云發展前端輻射亮溫梯度大值區；最大小時降水量出現在急流軸離暴雨區最近時段，期間輻射亮溫≤-66℃、輻射亮溫梯度≥27℃·km-1、回波強度≥65 dBz、回波頂高≥10 km、垂直累積液態水含量≥11 kg·m-2、≤-52℃冷云面積約為中尺度對流復合體的1/5；輻射亮溫越低、輻射亮溫梯度越大、降溫率越高，小時降水量越大；最低輻射亮溫、最大輻射亮溫梯度、回波強度和垂直累積液態水含量躍增、回波頂高增幅加大均較強降水提前10～20 min出現，地面中尺度輻合線較降水提前30 min出現。

引 言

賀蘭山東麓地處西北內陸干旱區，位于寧夏中北部，境內自西向東由賀蘭山(海拔高度為2 000～3 000 m，最高峰為3 566 m)、東坡山洪溝(海拔高度為1 122～1 500 m)和銀川平原(海拔高度為1 102～1 122 m)構成。受地形、下墊面和氣候背景的綜合影響，該地區容易發生歷時短、強度大、局地性強的對流性暴雨，而引發短歷時暴雨的天氣尺度小、移速快，常規氣象探測很難對其捕捉，使得現行業務預報模式經常出現漏報。因此，日常業務主要依靠區域自動氣象站(以下簡稱自動站)、衛星云圖及雷達等非常規高分辨率觀測資料進行短歷時暴雨的監測預警。

國內外眾多學者基于非常規高分辨率觀測資料對短歷時暴雨中尺度對流系統進行了研究，得到了很多具有實際業務應用價值的成果。例如，丁仁海和周后福(2010)利用安徽自動站加密觀測資料研究發現，地形作用形成的風場輻合會影響強降水的形成和發展，山區風場在強降水發生前有明顯變化，且其變化與強降水的開始和增強具有一定時間對應關系；趙玉春和崔春光(2010)、王寶鑒等(2017)利用雷達圖像識別出暴雨中尺度對流系統(MCS)可分為線狀和非線狀，前者具有明顯的組織結構形態，后者則一般為混合性降水回波或無組織結構的單體嵌套在層狀降水回波中；石定樸等(1996)、王清平等(2016)、趙慶云等(2017)、陳傳雷等(2018)、魯亞斌等(2018)和徐姝等(2019)利用衛星資料研究發現，對流云帶中向前傳播的β中尺度的MCS或后向傳播-準靜止-渦旋狀的MCS是強對流暴雨的主要引發原因，輻射亮溫(TBB)等值線疏密所反映的輻射亮溫梯度(G)對MCS的發展有很好的指示意義，一般發展中的MCS的云體邊緣TBB等值線密集，且TBB≤-52℃的冷云區范圍與暴雨對應較好，強降水易發生在MCS移動方前沿TBB低值中心偏向溫度梯度大值區一側，雨強變化與TBB及其梯度變化密切相關，一般TBB越低、G越大，降水量越大；觸發強對流的中尺度系統包括邊界層輻合線、中尺度地形和中尺度重力波等，其中最重要的為邊界層中尺度輻合線，在雷達上呈現為晴空窄帶回波，在可見光云圖上有時表現為明顯的積云線(丁仁海和周后福，2010；俞小鼎，2012)。

Himawari-8(以下簡稱H8)是第三代靜止氣象衛星，其搭載的先進葵花成像儀(advanced Himawari imager，AHI)具有高時空分辨率的特點，能夠在10 min內完成全盤掃描，紅外通道空間分辨率可達2 km，在監測暴雨對流云團方面具有明顯的持續性和時間分辨率優勢，可以較FY-2衛星平均提前23 min發現對流云團，較雷達平均提前33 min(Rinaldy et al，2017；Honda et al，2018；張夕迪和孫軍，2018)，可提前預判夏季初生對流的發生，進一步提高暴雨的臨近預報準確率(郭巍等，2018)。目前基于衛星資料開展的旱區暴雨研究多集中于TRMM衛星和風云系列衛星，而H8衛星資料對旱區暴雨的指示作用還有待研究。

2019年8月2日夜間，賀蘭山東麓出現了一次年內最強的局地短歷時強對流暴雨，但業務數值模式漏報了這次過程。本文利用區域自動站逐5 min、逐10 min和逐1 h地面加密觀測、H8衛星、銀川C波段多普勒雷達、ERA5 0.25°×0.25°逐1 h再分析、常規氣象探測等多源氣象資料，對此次局地強對流暴雨過程的中尺度特征進行分析，以提高對干旱區的短歷時強對流暴雨中尺度對流系統的認識，探索這種突發性、局地性很強的對流暴雨的可預報性。

1 資料與方法

本文所用資料包括：(1)H8靜止衛星R21和B13通道數據(中心波長為10.4 μm)，其時空分辨為2 km·(10 min)-1；(2)歐洲中期數值預報中心(ECMWF)提供的空間分辨率為0.25°×0.25°、間隔1 h的ERA5再分析資料；(3)國家氣象信息中心下發的常規觀測和探空資料；(4)寧夏氣象信息中心提供的逐5 min、10 min和1 h自動氣象站、逐 6 min 銀川C波段多普勒雷達、逐毫秒雷電等高分辨率觀測資料。文中所用時間均為北京時。

其中，H8的R21通道數據和銀川C波段多普勒雷達資料用于分析MCS的觸發和發展；H8的B13通道數據和逐10 min自動站降水數據用于研究降水期間強對流云團物理量特征，分析中以-45℃為TBB閾值，對降水期間主要降水站點對應的強對流云團進行提取，并對TBB、G和降溫率(CR)等云團特征參數進行計算,計算方法詳見徐雙柱等(2011)、張春龍等(2012)；ERA5再分析、常規氣象探測和自動站資料用于研究觸發MCS的環境場特征；自動站降水數據和雷電資料用于降水實況分析。

2 降水實況

2019年8月2日19:20—23:00，靠近賀蘭山東坡山前突發局地短歷時強對流暴雨天氣。如圖1a和表1所示，該過程歷時不足4 h，降水最強時段在20:00—21:00，落區集中面積不足160 km2，過程累計雨量超過50 mm有6個站，最大小時降水量超過20 mm 的有34個站，超過50 mm的有3個站；最大過程降水量和小時降水量均出現在暖泉農場，分別為70.1 mm和53.9 mm(20:00—21:00)，降水效率(1 h降水量與過程累計降水量之比)高達76.9%，該站最大10 min降水量為16.8 mm(20:30—20:40)；18:40—22:30暴雨區還出現了60次雷電，最強在19:00—20:00，達168.6 kA，雷電和強雷電出現時間均較強降水提前約1 h。由此可見，此次暴雨過程具有歷時短、強度大、局地性強、夜發性明顯等強對流天氣特征。此外，分析強降水期間逐小時降水量落區變化(圖1b～1e)可知，強降水中心先西行，再沿賀蘭山東麓山前南下，強降水區集中在銀川平原，暴雨中心暖泉農場的海拔高度為1 105 m，距離賀蘭山約有11.2 km。

圖1 2019年8月2日(a)19:00—23:00、(b)19:00—20:00、(c)20:00—21:00、(d)21:00—22:00、(e)22:00—23:00賀蘭山東麓暴雨過程降水量(空心圓表示暴雨中心或強降水中心)

表1 2019年8月2日賀蘭山東麓暴雨過程相關信息統計

3 觸發中尺度對流系統的環境場特征

研究表明，水汽、大氣不穩定和抬升觸發機制是此類強對流天氣產生的基本條件(Parker and Johnson，2000；俞小鼎等，2012；陳豫英等，2021)，此外，來自熱帶地區的暖濕水汽輸送帶也是北方地區產生強暴雨的必要條件，暖而濕的低空急流不僅能為西北地區暴雨提供充足的水汽，也有利于暴雨區大氣不穩定與上升運動的增強，從而為暴雨的發生發展創造有利的環境場條件(陶詩言，1980；錢正安等，2018；Chen et al，2021)。以下圍繞低空急流的演變著重分析暴雨區的環境場特征。

3.1 水汽輸送

暴雨發生前22 h，即8月1日21：00，700 hPa和850 hPa上來自臺風韋伯外圍南海和西太平洋副熱帶高壓(以下簡稱副高)西南側東海的偏東暖濕氣流在四川盆地匯聚后北上，將水汽輸送至暴雨區；隨著臺風在海南登陸北上，2日13：00，在700 hPa上甘肅和四川的交界處建立了中心強度為12 m·s-1的偏南急流；暴雨時段，即2日19：00—23：00，850 hPa 上的東海水汽輸送通道與700 hPa趨于重合，水汽通量增大、水汽輻合增強(圖2a，2b)，隨著700 hPa急流不斷增強北抬至寧夏中部，中心強度達14 m·s-1，急流將東海和南海的水汽源源不斷送到暴雨區，暴雨區水汽通量增加至6 g·cm-1·s-1·hPa-1(圖2c)，850 hPa急流較700 hPa偏北(圖2d)，暴雨區位于700 hPa急流軸左前方。強降水期間，濕層增厚、濕度增大，相對濕度≥70%的高濕區向上擴展至600 hPa附近，比濕≥10 g·kg-1的濕層延伸至700 hPa，850 hPa比濕≥12 g·kg-1(圖2e)。

3.2 大氣不穩定

暴雨中心位于銀川探空站(海拔高度為1 106 m)的西側，且在強降水期間，對流層低層盛行東南氣流。因此，利用ERA5再分析資料分析過程前后暴雨中心假相當位溫(θse)，并利用銀川探空資料對比分析暴雨前后對流有效位能(CAPE)、對流抑制能量(CIN)、K指數、沙氏指數(SI)、抬升指數(LI)和0～6 km 垂直風切變(Wsr)等對流參數，從而診斷環境大氣的穩定性。

結合暴雨中心溫濕物理量的時空剖面和銀川站探空資料分析可知，2日11：00—15：00，隨著低空偏南急流的建立，在500～850 hPa上，風隨高度順轉逐漸明顯(圖3a)，對流層中低層暖平流增強，配合600～800 hPa上θse等值線梯度增加(圖3a)，同時，600～400 hPa存在明顯的干層(圖2e)，對流層中低層形成“上干冷、下暖濕”的垂直分布，環境大氣處于不穩定狀態；2日16：00—18：00，受500 hPa低渦東北移動影響，500～400 hPa由偏南風轉為偏北、偏東風(圖3a)，冷空氣入侵，進一步加劇了大氣不穩定的發展；2日19：00—23：00(暴雨過程中)，低空急流加強北上，配合θse在低層(800～650 hPa)水平方向上形成梯度區(圖3a)。同時，暴雨過程中，暴雨區的CAPE、SI、LI等對流參數增加了近5倍，CIN減小了近6倍，K指數從37℃激增到45℃。此外，Wsr在過程前和過程中均較弱，不足1.5 m·s-1(表2)，有利于短時暴雨的發生(肖遞祥等，2017；刁秀廣等，2020)。上述物理量和對流參數的變化表明，暴雨區環境大氣極其不穩定，有利于對流系統的觸發和加強。

圖2 2019年8月2日19：00(a)700 hPa和(b)850 hPa的水汽通量輻合(陰影,單位:g·cm-2·s-1·hPa-1)和流場(流線)，23：00(c)700 hPa和(d)850 hPa的水汽通量(陰影,單位:g·cm-1·s-1·hPa-1)和風場(風矢；黑線分別表示風速≥12 m·s-1和≥10 m·s-1的急流)；(e)2日08：00至3日02：00沿暴雨中心的相對濕度≥60%(陰影)和比濕(黑線,單位:g·kg-1)的時空剖面(圖2a～2d中黑色方框為暴雨區,圖2e中為暴雨時段)

3.3 抬升觸發機制

在此次暴雨發生前和過程中，雖然CIN從231 J·kg-1降低到38.9 J·kg-1，自由對流高度(LFC)從567 hPa下降到724 hPa(表2)，但LFC仍然較高，低層需要一定強度的上升氣流克服LFC以下的CIN，將地面附近氣塊抬升到LFC，對流系統才能得以被觸發。由暴雨中心的風場和垂直運動隨時間演變可知，低空急流建立前(13：00前)，中低層無明顯的水平風向輻合，弱天氣系統強迫的上升運動弱，垂直速度中心位于600 hPa附近，僅為-0.2 Pa·s-1(圖3a)；13:00后，隨著急流的建立和發展，不穩定條件加強，低層持續存在346 K以上的θse高溫區(圖3a)、相對濕度≥60%的高濕區(圖2e)、CAPE超過1 500 J·kg-1的高能區(表2)，這種強烈高溫高濕高能的熱力抬升條件進一步促使了上升運動增強，但強度達-1.2 Pa·s-1的上升速度中心較高，在400 hPa附近(圖3a)；暴雨過程中(2日19:00—23:00)，低空急流加強北上，上升運動中心迅速下降，最強降水時段(20:00—21:00)，上升速度中心降至800 hPa附近，強度維持在-1.2 Pa·s-1(圖3a)。因此，低空急流的建立和發展為中尺度對流系統的觸發和維持提供了有利條件。

表2 2019年8月2日銀川站暴雨發生前和發生時的對流參數對比

王曉芳和崔春光(2011)、俞小鼎(2012)、蘇愛芳等(2016)研究表明，中尺度抬升機制是強對流天氣被觸發的必要條件，尤其是中尺度輻合線，可通過提供帶狀輻合上升運動，起著胚胎和組織積云對流的作用。從逐5 min地面自動站風場可發現，過程降水開始前30 min，即18:50，銀川站北側出現一條東北風和東南風形成的中尺度輻合線A(圖3b黑虛線)，該輻合線維持至21:05，期間受地形影響和500 hPa 低渦外圍氣流引導而自北向南緩慢移動且略微西行，于19:25發展最明顯，東北風和東南風最強分別達10 m·s-1和14 m·s-1，對應強降水開始時刻；19:00—20:00，賀蘭山沿山平羅—賀蘭段也有一條西北風和東南風形成的中尺度輻合線B(圖3b紅虛線)，該輻合線穩定少動，于19:35發展最明顯，西北風和東南風最強分別達8 m·s-1和12 m·s-1。對應雷達回波可知，兩條輻合線附近均有對流系統存在(圖4a，4b)，表明中尺度輻合線的存在和維持也為該過程對流系統的觸發、組織和維持提供了有利條件，這和樊利強等(2009)的研究結果相似。

4 中尺度對流系統特征

此次暴雨過程從開始到結束持續不足4 h，突發性、局地性和夜發性特征顯著，具有β中尺度活動特征。為此，利用2019年8月2日19：00—23：00的H8衛星和銀川C波段多普勒雷達資料，著重對暴雨中尺度對流系統的觸發(19：00—20：00)、發展(20：00—21：00)和過程期間(19：00—23：00)云團特征參數進行深入分析。

4.1 中尺度對流系統的觸發

從H8紅外云圖演變(圖略)分析可知，8月1日08：00，青藏高原就有斜壓葉狀云系生成，并于 20:00發展為低渦云系，對應500 hPa低渦；受東部副高阻擋，該低渦沿副高外圍584 dagpm線西北側緩慢東北向移動，于2日08：00進入寧夏南部從而逐漸影響寧夏；13：00，低渦云系頭部覆蓋寧夏北部地區，但云體并不稠密；19：00，配合500 hPa低渦發展、700 hPa急流增強北抬和地面中尺度輻合線生成，云系發展增強，低渦云系頭部不斷有獨立的對流云團于降水區上空生成，初始對流云團M1位置偏東，位于銀川平原東側，面積較小，云頂較低(圖5a紅圈所示)；至19:30，M1受低渦外圍偏東氣流引導略西移并不斷發展，≤-45℃的冷云面積約為40 km2，平均輻射亮溫(TBBavg)約為-46℃，最低輻射亮溫(TBBmin)為-52℃，為引起該過程降水的初始β中尺度的MCS(圖5b)，其于10 min(19:20—19:30)內造成平羅縣高仁鄉八頃村的強降水(21.2 mm)；19:40，M1的TBBmin已迅速降至-62℃，≤-45℃的冷云面積已增長至上一時次的3倍大小(圖5c)，同時，受500 hPa低渦后部南下冷空氣、東南低空急流及地面輻合線的共同影響，賀蘭山沿山平羅段又有小對流云團M2(圖5c紅框所示)發展；20：00，各獨立對流云團已迅速合并發展為一個橢圓形的、TBBavg約為-52℃、TBBmin為-62℃、水平范圍達α中尺度的 MCS(圖5d)，為造成此次局地暴雨過程的主要對流系統。

圖5 2019年8月2日(a)19:00、(b)19:30、(c)19:40和(d)20:00 H8 TBB演變(紅色圓圈M1和紅色方框M2均代表對流云團)

對應分析雷達(離地1 180 m)組合反射率和地面輻合線演變(圖3b)可知，19:01，銀川站北側的輻合線A南側有兩個對流單體C1和C2，最大回波強度均超過60 dBz，且其前側有一條由冷池出流生成的陣風鋒，賀蘭山沿山平羅—賀蘭段的輻合線B附近有對流單體C3，最大回波強度約為50 dBz(圖4a)；隨后，輻合線A北側有單體C4于19:20生成，并受東北風引導西南向發展移動，于19:35發展最強(50 dBz)，在此期間，單體C1和陣風鋒受東南風引導也緩慢西行，C1超過50 dBz的強回波范圍發展擴大(圖4b)，對應區域10 min(19:20—19:30)出現21.2 mm的強降水；19:47—20:04，分散的強對流回波單體C1、C3和C4已于輻合線附近合并成一條多個強度中心為55 dBz、西北—東南向狹長的強回波帶(圖4c，4d)，對應實況，此時強降水中心西移(圖1b，1c)。此外，2.4°仰角的徑向速度圖上自19:01 起均可觀察到低層東南風明顯增大(圖4e)，19:35出現明顯的速度模糊，去模糊后東南風速為20～22 m·s-1(圖4f)；19:47—20:04徑向速度圖可看到清楚的“牛眼”結構(圖4g,4h)，其維持高度在1.4～2.0 km，最大速度超過20 m·s-1，表明低層存在一定的垂直風切變，且低空急流已增強明顯，該急流對水汽及能量的輸送和動力抬升十分重要。

圖3 2019年8月(a)2日08:00至3日02:00暴雨中心(暖泉農場)假相當位溫(黑線,單位:K)、上升速度(陰影)和風場(風羽)的時空剖面，(b)2日18:50—21:05地面輻合線演變和19:25自動站風場(風羽)(圖3a中為暴雨時段,圖3b中和為地面輻合線)

圖4 2019年8月2日(a，e)19:01、(b，f)19:35、(c，g)19:47和(d，h)20:04的(a～d)雷達組合反射率和(e～h)雷達2.4°仰角徑向速度場(圖4a～4d中紅色圓圈代表對流單體或回波帶,C1～C4為單體編號;圖4f～4h中白色圓圈代表大風速中心)

4.2 對流系統的發展

20:00后，對流云系始終處于500 hPa低渦北側，受低渦外圍偏東氣流引導，在α中尺度MCS的上風方，即其后部東北側不斷有對流云團并入，使得云系自身形態和結構不斷組織化發展增強，冷云面積不斷增加，TBB也迅速下降，同時，配合偏東氣流及賀蘭山地形抬升，冷云前端西南側也不斷有對流單體生成并入(圖6a，6b)，使得MCS強中心始終沿著賀蘭山東麓地形南擴(圖6c，6d)。MCS于20:10—20:40發展極為強烈，此期間云團更為密實，云頂高度更高，TBB更低，可見光圖上可看到明顯的上沖云頂(圖略)，對應200 hPa輻散，850 hPa輻合，說明此時MCS位于天氣尺度上升氣流區的有利環境下。對流發展最旺盛的時刻為20:30—20:40(圖6c)，此時TBB≤-45℃的面積增加至1.5×104km2，TBB≤-52℃的面積增加至0.9×104km2，但仍小于Maddox(1980)定義的中尺度對流復合體(MCC)的冷云面積(5×104km2)，約為其1/5，因此，捕捉和預報這種尺度的天氣現象無疑十分困難，但云團特征對其仍有一定反映——冷云中心值迅速降至-66℃，冷云發展前端TBB等值線密集，G最大為27 ℃·km-1，此后10 min內最大G前端出現16.8 mm的強降水，落區為暴雨中心暖泉農場，魯亞斌等(2018)、楊磊等(2020)的研究也可對其印證，MCS移動前沿的對流旺盛區與短時強降水區域對應較好，強對流暴雨易發生在TBB等值線密集區梯度最大處。此期間，低空急流的維持(圖略)一方面為降水提供了充沛的水汽，另一方面低層暖濕氣流的輸送也能維持一定的對流有效位能，從而為促進MCS的發展提供了保證。趙嫻婷等(2020)也指出，強對流的發展維持與低空急流密切相關。

圖6 2019年8月2日(a)20:10、(b)20:30、(c)20:40和(d)21:00 H8 TBB演變(圖6a，6b中紅色方框代表冷云發展處,圖6c，6d中紅色圓圈代表MCS強中心)

對應的雷達回波和地面輻合線演變(圖3b)顯示，受地面輻合線A南壓和地形影響，強回波帶西段不斷沿賀蘭山東麓向南移動并發展增強。20:26單體C2也并入回波帶中(圖7a)，強回波整體組織化發展，并呈現渦旋狀旋轉，于20:38達最強(圖7b)，此期間對流發展最旺盛，回波帶西段移動速度明顯較快，伴有大范圍50 dBz以上的強回波區，最大反射率因子超過65 dBz，垂直累積液態水含量(VIL)在11 kg·m-2以上(圖7e)，回波頂高超過10 km(圖7d)，強回波的位置和強度均和云圖上出現的TBBmin≤-66℃的對流旺盛區對應較好。對20:38的強回波如圖7b黑色實線所示方向做垂直剖面(圖7c)，回波帶上依次排列著3個強度≥55 dBz的強回波中心，且55 dBz強回波的高度基本在0℃以下或附近(20:00的零度層高度為4.8 km，表2)，使得降水效率較高，這也是造成該過程20：00—21：00小時降水量達53.9 mm的原因之一。此外，19:45—20:50暴雨中心逐5 min的降水量與回波強度、回波頂高及VIL隨時間演變趨勢(圖7f)顯示，強降水開始(20:25)前，回波頂高始終保持增加趨勢，但其增幅在強降水開始前20 min明顯加大(20:04—20:09 回波高度升高4.2 km)，此時，回波強度和VIL也出現躍升現象(20:04—20:09回波強度和VIL分別增加31 dBz和19.5 kg·m-2)，此后逐漸減小，表明回波強度和VIL的躍升、回波頂高的持續升高均對強降水的出現有較好的指示作用。

圖7 2019年8月2日(a)20:26和(b)20:38雷達組合反射率，(c)20:38的回波垂直剖面，(d)回波頂高和(e)VIL;(f)19:45—20:50暴雨中心(暖泉農場)逐5 min降水量、回波強度、回波頂高及VIL隨時間演變(圖7b中黑線為圖7c剖面位置，為強降水時段)

4.3 對流云團特征參數

徐雙柱等(2011)、張春龍等(2012)研究指出，TBB、G和CR等云團特征參數能反映對流云團發展程度及對流活躍強度，一般TBB越低、G和CR越大，表明云頂伸展越高，云體紋理越豐富、對流發展越旺盛。因此，利用H8的B13通道數據對19:00—23:00每小時最大降水量站點對應的強對流云團特征參數進行計算(表3)，進而結合逐10 min降水資料來揭示云團特征參數對暴雨的指示作用。

表3 2019年8月2日暴雨過程中逐小時最大降水量站點對應云團特征參數統計

如表3所示，當小時降水量介于20～30 mm時，TBBavg和TBBmin分別為-49℃和-54℃，G最大為14 ℃·km-1，CR為6 ℃·h-1；當小時降水量介于40～50 mm時，TBBavg和TBBmin分別約為-53℃和-62℃，G最大約為27 ℃·km-1，CR為18 ℃·h-1；當小時降水量大于50 mm時，TBBavg和TBBmin分別為-53℃和-66℃，G最大為27 ℃·km-1，CR為24 ℃·h-1。由此可知，小時降水量的變化與強對流云團特征參數的變化密切相關，TBB越低，G越大，CR越高時，小時降水量越大，且小時降水量的變化幅度明顯大于TBB的變化。此外，利用逐10 min 資料對19：00—22：00的3個強降水中心(依次為平羅高仁八頃村、賀蘭暖泉農場、西夏葡萄園)做降水量與云團特征參數對應關系分析，對于高仁八頃村(圖8a)，最大G較最強降水提前10 min出現，TBBmin出現在最強降水時刻；對于暖泉農場(圖8b)，最大G和TBBmin均較最強降水提前20 min 出現；對于葡萄園(圖8c)，最大G和TBBmin較最強降水分別提前10 min和20 min出現，這表明TBBmin和G對強降水的出現也具有明顯的指示作用，可作為對流快速發展，降水迅速增強的重要指標。

圖8 2019年8月2日(a)19：00—20：00、(b)20：00—21：00和(c)21：00—22：00最大小時降水量站點的逐10 min降水量和云團特征參數對應關系

5 結 論

2019年8月2日19:20—23:00，寧夏賀蘭山東麓突發年內最強、歷時短、強度大、局地性強、夜發性明顯的強對流暴雨過程。利用H8衛星、銀川C波段多普勒雷達、ERA5 0.25°×0.25°逐1 h再分析、地面加密觀測、常規氣象探測等多源氣象資料，對該過程的中尺度特征進行分析，結果表明：

(1)低空急流的建立、發展、加強北上為此次暴雨過程提供了有利的環境場條件。來自東海和南海的低空偏東暖濕氣流于暴雨前6 h匯合形成低空急流，在暴雨時段增強北抬，促使暴雨區上空水汽、大氣不穩定性、動力和熱力抬升增強，暴雨區出現在700 hPa急流軸左前方。暴雨期間，700 hPa急流軸距離暴雨區最近，低層持續有中心強度≤-1.2 Pa·s-1的上升運動區、346 K以上的θse高溫區、水汽通量≥6 g·cm-1·s-1·hPa-1和比濕≥10 g·kg-1的高濕區、CAPE≥1 500 J·kg-1的高能區。

(2)β中尺度的MCS及其組織形成的α中尺度的MCS是此次強對流暴雨的直接影響系統。對流發展最旺盛階段冷云中心TBB低至-66℃，G高達27 ℃·km-1，但低于-52℃的冷云面積約為MCC的1/5。云團特征參數與降水量相關性較好，TBB越低，G越大，CR越高，小時降水量越大，且暴雨中心出現在冷云發展前端TBB梯度大值區，降水量的變化幅度大于TBB的變化。TBBmin和最大G一般較最強降水提前10～20 min出現，可作為對流快速發展，降水迅速增強的重要指標。

(3)降水開始前30 min形成的中尺度地面輻合線為此次強對流天氣的重要觸發機制。輻合線觸發生成的對流單體前部因冷池出流又生成陣風鋒，兩者相互作用，促使回波組織化發展增強。最大小時雨強出現期間，回波中心強度超過65 dBz，回波頂高超過10 km，VIL高于11 kg·m-2?；夭敻摺姸群蚔IL對強降水的出現有較好指示作用，強降水出現前20 min，回波強度和VIL躍升、回波頂高增幅加大。