赵 强，王 楠， 陈小婷， 高星星

(陕西省气象台,陕西 西安 710014)

引 言

西北地区复杂的地形和下垫面条件及不同的气候区域，使其暴雨分布与中国东部地区有明显差异[1]，而陕西是西北地区暴雨最多发地区，暴雨，尤其是大暴雨，因来势猛、强度大、历时短且局地性强, 常常引发严重的洪涝灾害和诱发局部山地灾害, 给人民生命财产带来极大危害[2]。

丁一汇[3]归纳总结了暴雨形成的八个诊断分析流程,包括考察大尺度环流形势、追踪降水天气系统的演变、高低空急流耦合分析、触发条件分析、上升运动区诊断、水汽辐合的计算和分析、大气稳定度分析以及中尺度不稳定分析。高空急流入口区右侧的动力强迫引起的非地转风是暴雨形成的原因之一[4]，高、低空急流耦合增强了上升运动[5]，中低层急流是暴雨水汽输送的最大贡献者和低层辐合的主要动力来源[6-8]。对于暴雨天气触发条件的分析表明：一是中高层干冷空气入侵，增大大气的不稳定度，对暴雨的触发起重要作用[9-11]；二是低层和地面中尺度辐合触发了强降水的发生[5]；三是冷锋触发对流不稳定能量的释放。针对北京“7·21”暴雨的研究发现[12-13]，冷锋强迫抬升触发不稳定能量的释放，是造成暴雨天气的重要触发条件，而陕西的暴雨个例研究中也发现，地面冷锋是暴雨的重要触发系统[14-17]，锋面附近的锋生形成垂直次级环流[15]，上升运动增强，产生大范围强降水，在大气不稳定度高的情况下，冷锋强迫抬升触发不稳定能量的释放[16-18]，产生对流性暴雨天气。另外，秦岭山脉迎风破的动力爬升和云物理作用有助于陕西中南部暴雨的发生和加强[19-20]。数值模式已经成为现代天气预报不可或缺的技术支撑，但数值模式对降水量的预报能力随着降水量级别的增加而减弱,并与地形有密切关系，中国东部暴雨的预报能力强于西部，山区暴雨预报量级明显偏小[21-22]，特别是对于局地暴雨、受地形影响较大的对流性暴雨的预报能力更差[23-24]，因此对数值模式的预报误差进行预判和订正，在灾害天气预报中十分必要。

2018年8月21—22日(简称 “8·21”)陕西北部、关中西部地区出现了区域性暴雨、局地大暴雨天气，此次过程范围广、历时短、强度大。强降雨致使6市14县发生洪涝灾害，灾害共造成3人死亡，紧急转移安置953人,倒塌和严重损坏房屋140间。ECMWF等各家数值模式预报本次过程的暴雨落区位于陕北及陕南西部，而实况陕北南部、关中西部、陕南西部均出现暴雨天气，特别是关中西部的降水强度大、范围广，而数值模式预报的落区范围偏小、强度偏弱，短期时效内预报员虽然主观上将关中西部的暴雨落区范围订正大，但相对于实况暴雨落区范围仍然偏小，强度偏弱，因此有必要针对此次过程进行水汽、能量条件的诊断，重点探讨陕北、关中西部暴雨形成的差异，以及模式预报存在偏差的原因，以期为预报员更好地使用及订正数值模式产品提供参考。

1 降雨实况及模式降水量预报检验

2018年8月21—22日陕北南部、关中西部、陕南中西部出现区域性暴雨、局地大暴雨天气。21日08:00(北京时，下同)至22日08:00全省共24站出现大暴雨，249站出现暴雨，最大降水量出现在铜川印台袁家山为150.4 mm[图1(a)]。强降水主要出现在21日下午到22日凌晨，21日20:00至22日02:00全省6 h降水量(图略)73站超过50 mm，最大出现在宜君南文兴站(97.4 mm)。过程小时雨量全省17站超过50 mm，最大为71.9 mm。

EC细网格20日20:00起报的21日08:00至22日08:00的24 h降水量[图1(b)]表现为陕北西部暴雨，局地大暴雨，关中西北部有暴雨，最强降水在陕北地区可达120 mm，其对陕北暴雨预报范围偏大、偏北，雨量偏大；关中西北部的暴雨预报比实况范围偏小，位置偏西，对关中南部的的暴雨出现了空报，大雨的预报范围也明显偏小、强度偏弱。NCEP 20日20:00起报的21日08:00至22日08:00的24 h降水量[图1(c)]表现为对陕北西南部的暴雨区预报较为准确，但对关中地区的强降水预报落区范围小，强度偏弱，预报的 最大降水量为84.0 mm，无论范围和强度均明显偏弱，偏差较大。各主流全球数值预报模式均对陕北地区降水预报偏强，而对关中、陕南地区预报偏弱。陕北地区为冷锋后部的稳定性降水，主要由天气尺度造成，而关中、陕南地区降水具有对流性质，雨强大，并伴有雷暴大风，模式对于大尺度的降水预报偏强，而对于对流性降水预报偏弱。下面分析关中西部暴雨、大暴雨的水汽、动力及热力条件与中尺度对流系统的环境条件及演变特征。

图1 2018年8月21日08:00至22日08:00陕西24 h累计降水量空间分布(单位：mm)(a)实况，(b)ECMWF 20日20:00起报，(c)NCEP 20日20:00起报Fig.1 The spatial distribution of 24-hour accumulation precipitation in Shaanxi Province from 08:00 BST on 21 to 08:00 BST on 22 August 2018 (Unit: mm)(a) observations, (b) forecasted by the ECMWF initiating from 20:00 BST on August 20, 2018, (c) forecasted by the NCEP initiating from 20:00 BST on August 20, 2018

2 暴雨环流形势

2018年8月20日20:00 500 hPa高空图上，19号台风“苏力”位于日本海，西太平洋副热带高压(简称“副高”)位于东海到长江中下游地区，青海中部有高原槽东移，700 hPa副高控制了华东到四川东部地区，陕西南部为312 dagpm线控制的反气旋环流区，对应500 hPa高原槽在青海地区有低压环流。21日08:00，台风“苏力”向西移动，受其影响，副高向西移动，华东到陕西南部为副高控制，高原槽东移至甘肃南部，低层700 hPa切变线也随之东移到甘肃南部。21日20:00，500 hPa[图2(a)]河套地区短波槽东移与高原槽叠加，宁夏到甘肃南部为较深的低槽控制，受台风西移影响，副高稳定少动，在陕西中部地区交汇的由高原槽带来的冷空气和副高外围的暖空气，为暴雨提供了有利的环流背景。21日08:00，700 hPa甘肃东部有低涡切变线东移，至21日20:00，700 hPa[图2(b)]切变线东移到陕西西部，风速较小，环流表现为气旋式环流，切变线为降雨提供了动力抬升条件。21日20:00，850 hPa[图2(c)]河套地区至陕西中部有冷空气南压，陕北到甘肃东部为12 ℃冷中心，关中西部、北部风场上表现为东北风与东南风的辐合区，低层抬升触发不稳定能量释放，产生强降水。随着河西地区西风槽东移，引导地面弱冷空气向东南方向移动，地面[图2(d)]冷锋南压至关中南部到陕南地区，陕北地区为冷锋后部的稳定性降水，总雨量较小，雨强也较小，而锋面触发了关中地区不稳定能量的释放，在关中地区产生对流降水，雨量更大，雨强也更强。

图2 2018年8月21日20:00 500 hPa(a)、700 hPa(b)和850 hPa(c)位势高度(黑色实等值线，单位：dagpm)、温度(红色虚等值线，单位：℃)、风(风向杆，单位：m·s-1)与海平面气压(黑色实等值线，单位：hPa)、温度(红色虚等值线，单位：℃)(d)空间分布Fig.2 The spatial distribution of 500 hPa (a), 700 hPa (b) and 850 hPa (c) geopentatial height (blake solid isoline, Unit: dagpm), temperature (red dotted isoline, Unit: ℃) and wind (wind stem, Unit: m·s-1), and sea level pressure (blake solid isoline, Unit: hPa) and temperature (red dotted isoline, Unit: ℃) (d) at 20:00 BST on August 21, 2018

3 水汽和动力条件

3.1 水汽条件

此次过程，受台风西移影响副高位置偏西，因此水汽通道没有建立，只有从四川东部到陕南有6 m·s-1左右的西南风。8月22日02:00 700 hPa[图3(a)]，陕西中部水汽通量值较小，小于5 g·hPa-1·cm-1·s-1，为弱的西南风水汽输送，随着高原切变线东移，700hPa辐合区东移至陕西中北部，陕北地区为-9×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的辐合区，而关中西部有-12×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的辐合中心；850 hPa[图3(b)]陕西中部为东北风控制，水汽输送较弱，但是由于关中北部到陕北有风场的辐合，对应在陕北南部为-10×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的辐合中心，关中西北部为-20×10-7g·hPa-1·cm-2·s-1的辐合中心，低层水汽辐合抬升为暴雨区提供了有利条件。陕西由于前期受副高控制，本地水汽含量较好，陕北整层大气可降水量为50～60 mm，关中和陕南的大气可降水量为70～80 mm，其中关中西部的可降水量为80～90 mm[图3(c)]，关中地区中低层比湿大，近地面层比湿达20 g·kg-1以上，850 hPa比湿为16～18 g·kg-1，700 hPa比湿为10～12 g·kg-1，说明在暴雨发生前，大气水汽含量大，而陕北地区700 hPa比湿也达10～12 g·kg-1，但是850 hPa以下由于受到东北风冷空气的影响，比湿明显较关中地区小，只有16 g·kg-1左右[图3(d)]，加之本次过程的水汽输送弱，因此本地的水汽条件对降水量级的影响就更大，这是陕北地区降水偏弱的原因。另外关中地区比湿垂直梯度较大，大的比湿垂直梯度有利于短时雨强的增强[25]，本次过程中陕北的比湿垂直梯度较小，最大小时雨强为20 mm·h-1，而关中地区最大小时雨强达61 mm·h-1。综上所述，陕北地区中低层比湿小于关中地区，整层大气可降水量也偏小10～20 mm，700 hPa辐合强度相当，但850 hPa辐合关中强于陕北，这是陕北地区降水弱于关中的原因。

图3 2018年8月22日02:00 700 hPa(a)、850 hPa(b)水汽通量(阴影，单位： g·hPa-1·cm-1·s-1)和水汽通量散度(等值线，单位：10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1)及整层大气可降水量(c，单位：mm)的空间分布和比湿沿108°E的纬度-高度剖面(d，单位：g·kg-1)Fig.3 Spatial distribution of water vapor flux (shaded, Unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) and water vapor flux divergence (isoline, Unit: 10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1) on 700 hPa (a) and 850 hPa (b) and total atmospheric precipitation (c, Unit: mm) and latitide-height cross-section of specific humidity along 108°E (d, Unit: g·kg-1) at 02:00 BST on August 22, 2018

3.2 垂直运动

图4为2018年8月21日20:00及22日02:00垂直速度及散度沿108°E的纬度-高度剖面。可以看出，21日20:00，关中地区辐合主要在近地面层至850 hPa，辐合强度为-5～-3×10-5s-1，最大上升速度在850 hPa附近，为-0.4 Pa·s-1，低层上升运动使得低层大气克服对流抑制，达到自由对流高度，释放不稳定能量，产生对流降水。陕北地区辐合位于800～700 hPa，与700 hPa切变线对应，而850 hPa以下为冷空气控制，没有辐合上升。22日02:00，随着冷空气进一步南压，整个陕北地区800 hPa以下为冷空气控制，低层为辐散区，主要辐合区位于800～700 hPa，强度较弱为-10×10-5～-8×10-5s-1，最强上升运动位于600 hPa附近，垂直速度为-0.5 Pa·s-1，而关中地区由于冷暖空气的交汇，在近地面层至800 hPa由于锋生产生辐合，辐合中心在850 hPa附近，强度达-20×10-5～-15×10-5s-1，最强上升运动区位于800～750 hPa，中心值达-1.4 Pa·s-1。

比较陕北和关中地区降雨的动力条件可以发现，陕北地区上升运动主要由700 hPa切变线造成，其辐合强度及造成的上升运动强度都小于关中地区。关中地区辐合主要位于850 hPa，由850 hPa冷锋锋生造成上升运动，低层的上升运动触发不稳定能量释放，产生对流降水，其辐合强度及上升运动明显强于陕北地区，因此降水强度更强、总降水量更大。

4 陕北与关中热力条件及不稳定机制对比

4.1 能量条件

图5为2018年8月21日20:00和22日02:00 CAPE值空间分布。可以看出，21日20:00陕北地区能量较差，只有南部为50～200 J·kg-1，而关中地区的CAPE值为200～400J·kg-1，关中西部地区达500 J·kg-1。22日02:00，陕北被冷空气完全控制，大气转为稳定状态，降水明显减弱，而关中西部CAPE值为200～400 J·kg-1，22日02:00—08:00，关中西部地区仍有25 mm左右的降水。

图4 2018年8月21日20:00(a)及22日02:00(b)垂直速度(等值线，单位：Pa·s-1)及散度(阴影，单位：10-5 s-1)沿108°E的纬度-高度剖面Fig.4 Latitude-height cross-section of vertical velocity (isoline, Unit: Pa·s-1) and divergence (shaded, Unit: 10-5 s-1) along 108°E at 20:00 BST on 21 (a) and 02:00 BST on 22 (b) August 2018

图5 2018年8月21日20:00(a)和22日02:00(b)CAPE值空间分布(单位：J·kg-1)Fig.5 The spatial distribution of CAPE values at 20:00 BST on 21 (a) and 02:00 BST on 22 (b) August 2018 (Unit: J·kg-1)

图6为2018年8月21日20:00西安及延安探空站T-lnP图。可以看出，21日20:00延安上空整层大气为饱和状态，低层的强东北风带来的冷空气造成近地面层至750 hPa的逆温，中层切变线造成的辐合上升运动使得水汽在近地面层的冷空气上抬升，形成较强降水，延安站的CAPE值为0，850 hPa和500 hPa的假相当位温θse接近相等，说明大气为中性层结。西安站高层大气为饱和状态，中低层比湿为12～18 g·kg-1，水汽条件好，CAPE值为424 J·kg-1，925 hPa有弱冷空气侵入，存在浅薄的逆温层，结合20:00地面图，弱冷空气从关中西北部侵入，触发关中西部的不稳定能量的释放，造成关中西部强降雨。

图6 2018年8月21日20:00西安(a)及延安(b)探空站T-ln P图Fig.6 The T-ln P diagram of Xi’an (a) and Yan’an (b) sounding stations at 20:00 BST on 21 August 2018

4.2 冷空气及锋生

21日20:00冷锋位于关中地区，冷锋触发对流不稳定能量释放，产生强降水，下面从θse、冷暖平流及锋生函数的分布情况，分析锋生与暴雨落区的关系。图7为 2018年8月21日20:00和22日02:00θse和温度平流沿108°E的纬度-高度剖面。可以看出，陕北800 hPa以下有弱的冷平流，中心值为-10×10-5K·s-1，结合850 hPa的θse及地面天气图，陕北为北部冷空气带来的冷平流，而关中地区为来自西边的弱冷空气，关中地区θse随高度升高迅速减小，近地面层与500 hPa的θse差达20 K以上，说明关中地区存在显著的对流不稳定，而陕北南部地区θse随高度变化不大，表明陕北南部大气处于中性层结，不稳定能量弱；22日02:00，地面冷锋进一步南压，陕北地区为强冷平流控制，中心值为-40×10-5K·s-1，冷锋锋区压至关中地区，陕北大气由中性层结转为稳定层结，降水基本结束，而关中地区大气不稳定度减弱，大气为弱对流不稳定，02:00之后关中地区6 h降水量仍有25 mm左右。

图7 2018年8月21日20:00(a)和 22日02:00(b)θse(等值线，单位：K)和温度平流(阴影，单位：10-5 K·s-1)沿108°E的纬度-高度剖面Fig.7 The latitude-height cross section of pseudo-equivalent potential temperature (isoline, Unit: K) and temperature advection (shaded, Unit: 10-5 K·s-1) along 108°E at 20:00 BST on 21 (a) and 02:00 BST on 22 (b) August 2018

锋生函数可以定量分析具体的天气现象、气象要素的变化状况，此次过程中空气湿度较大，上升下沉运动可近似看成湿绝热过程，所以选取θse来计算锋生函数[26-27]，公式如下：

F=F1+F2

(1)

(2)

式中：F为锋生函数；F1、F2分别为水平锋生和垂直锋生，式(2)和式(3)均未考虑非绝热加热对锋生的作用。

图8为2018年8月21日20:00和 22日02:00 850 hPaθse及锋生函数空间分布。可以看出，陕北南部有θse密集区，代表陕北东北风的前沿，锋生函数值为10×10-10～15×10-10K·m-1·s-1，陕北地区的强锋生区主要出现在冷锋后部的强冷平流区，冷空气造成θse梯度加大，形成冷锋锋生，而关中西部地区有强锋生区，中心值达40×10-10～50×10-10K·m-1·s-1，其主要是由从陕南伸向关中的高θse值代表的暖湿气流和甘肃南部的θse低值代表的干冷空气交汇产生。由于陕北地区的锋生与强冷平流区相对应，大气为中性层结，而关中地区的锋生由冷暖空气交汇产生，冷空气触发不稳定能量释放，造成对流性降水，因此降水的强度更强、总雨量更大。22日02:00，陕北地区仍存在冷平流，位置略南压，对应冷平流的前沿，仍有弱的锋生，而关中西部的冷空气略东移，在西安附近有较强的锋生，中心值达30×10-10～40×10-10K·m-1·s-1，在02:00前后西安出现强降水，最强小时降水量达30 mm。

4.3 不稳定机制

图8 2018年8月21日20:00(a)和 22日02:00(b) 850 hPa θse(等值线，单位：K)和锋生函数(阴影，单位：10-10 K·m-1·s-1)空间分布Fig.8 The spatial distribution of 850 hPa pseudo-equivalent potential temperature (isoline, Unit: K) and frontogenesis function (shaded, Unit: 10-10 K·m-1·s-1) at 20:00 BST on 21 (a) and 02:00 BST on 22 (b) August 2018

图9 2018年8月21日20:00(a)和 22日02:00(b)湿位涡MPV(阴影，单位：10-6 m2·s-1·K·kg-1)，红色等值线，单位：K·hPa-1)及绝对涡度(黑色等值线，单位：s-1)沿108°E纬度-高度剖面Fig.9 The latitude-height cross section of moist potential vorticity (shaded, Unit: 10-6 m2·s-1·K·kg-1), (red isoline, Unit: K·hPa-1) and absolute vorticity (black isoline, Unit: s-1) along 108°E at 20:00 BST on 21 (a) and 02:00 BST on 22 (b) August 2018

5 结论及讨论

(1)高原槽带来的冷空气和副高外围的暖空气在陕西中北部地区交汇，为暴雨提供了有利的环流背景，700 hPa切变线为降雨提供了动力抬升条件，850 hPa河套地区—陕西中部有冷空气南压，陕北以冷锋后部的稳定性降水为主，而冷锋锋生触发了关中地区不稳定能量的释放，产生对流降水。

(2)此次暴雨过程，水汽输送弱，暴雨发生前，陕西中北部大气水汽含量大，整层大气可降水量达60～80 mm，陕北由于低层为冷空气控制，低层的比湿较关中地区小，因而整层大气可降水量更小，雨量也更小，关中地区的比湿垂直梯度较大，有利于短时雨强的增强，最大小时雨强达61 mm·h-1。

(3)暴雨发生前，关中中低层存在显著的对流不稳定，CAPE在200～400 J·kg-1，陕北南部CAPE值为50～200 J·kg-1，陕北大气处于中性层结，不稳定能量弱，而关中西部的弱冷空气触发了不稳定能量的释放，产生了对流降水。

(4)陕北的锋生与强冷平流相对应，低层为条件稳定大气，800～700 hPa存在条件对称不稳定，产生大到暴雨，而关中地区为冷暖空气交汇产生的锋生，触发对流不稳定，产生对流暴雨。

模式对陕北系统性降水的量级预报偏大，而对关中西部的对流降水量级预报偏小、强度预报偏弱。今后，在预报中可以根据大气的环境条件进行订正，在水汽输送较弱的情况下，根据大气可降水量、能量条件及不稳定机制对强降水落区进行订正，对于陕北以稳定性降水为主的地区，大气可降水量较小，降水量级向小调整，而对于关中地区大气为条件不稳定的地区，大气可降水量更大，能量更足的地区，降水量级和范围向大调整。此外应关注地面的锋生，其为对流的触发条件。