1 引言
暴雨是夏季最主要的灾害性天气之一， 盛夏7-8月的对流性暴雨尤其具有突发性和局地性特点， 雨强大， 短时暴雨由于在较短时间内较大的降水量往往会形成城市内涝， 并引发山洪、 泥石流等次生地质灾害， 造成巨大的生命财产损失。因此， 暴雨特别是短时暴雨是气象预报服务的重点和难点（何光碧等， 2019； 慕熙昱等， 2019）。
中国夏季降水与副热带高压（简称副高）的变化密切相关， 副高西北侧是暴雨的频发区， 大气的斜压性和经向环流对暴雨的产生有重要作用（周鸣盛， 1993； 陶诗言等， 2008； 丁一汇， 2014； 张芳丽， 2020）。副高影响下的对流性天气常发生在西风槽逼近副高西边缘附近， 高空槽带来的冷空气和副高边缘加强暖湿气流交汇的辐合区附近（周淑玲等， 2009）。副高西北边缘与西风槽之间形成强的能量锋区， 强对流常发生在锋区附近（刘还珠等， 2007）。在副高控制情况下， 暴雨发生前持续高温高湿状态， 造成大气不稳定能量的积累， 为中小尺度对流系统形成创造了有利的环境条件（徐远波等， 2009）。在大尺度环境条件满足对流的静力不稳定和水汽条件的情况下， 要想使对流生成， 需要有抬升力将地面气块抬升克服对流抑制能量直到自由对流高度以上， 即抬升触发机制（Doswell et al， 2003）。触发对流的中尺度系统主要包括中尺度辐合线、 地形和重力波， 其中， 特别重要的是边界层中尺度辐合线， 大约有一半的雷暴在边界层辐合线附近生成， 包括雷暴的出流边界（阵风锋）、 锋面、 干线、 海风锋辐合线等（Weckwerth et al， 1997； Wilson et al， 1997）。顾清源等（2009）指出副高西北侧的低空急流不仅为暴雨区提供了水汽和不稳定能量， 同时也对强降水具有触发作用。侯淑梅等（2017）对山东一次西风槽与副高相互作用的持续暴雨过程进行分析发现， 锋面抬升是触发暴雨的动力机制， 低空急流是暴雨增强机制。李强等（2019）对重庆一次副高控制之下的局地强风暴进行分析指出， 副高控制下大气高温、 高湿， 不稳定度大， 边界层中尺度辐合线触发了局地的强风暴。对于陕西的短时强降水研究发现， 对流的主要触发机制也是地面中尺度辐合线， 包括边界层的辐合线、 冷锋、 阵风锋及干线（王楠等， 2016； 朱平等， 2019； 赵强等， 2017a）。地形抬升也是对流的触发机制之一， 同时也可以引起天气系统的增强、 减弱以及影响天气系统的移动等。俞小鼎（2012）在“7·21”北京大暴雨的研究中认为， 强烈的暖湿低空急流遇到燕山山脉阻挡， 导致低空急流在北京地区形成明显的低层水汽通量辐合， 为暴雨的产生提供了充足的水汽。对于陕西来说， 秦岭山脉迎风坡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（毕宝贵等， 2006； 赵强等， 2017b）。
西安位于秦岭北麓， 地形坡度大， 周边河流峪口众多， 是洪涝灾害及地质灾害的高发区（徐玉霞， 2017）， 强降水带来的次生衍生灾害频发（杜继稳， 2010）。2015年8月2 -3日西安城区及周边连续两日出现短时暴雨天气， 造成泥石流漫道， 陇海铁路线中断2天， 多趟列车晚点， 同时短时暴雨在大峪引发山洪导致9人死亡。西安城区连续出现短时暴雨比较少见， 此次暴雨过程降水强度大、 突发性很强， 并引发突发的山洪、 泥石流造成重大的人员伤亡， 但预报难度大， 因此有必要对本次造成重大人员和财产损失的短时强降水过程进行全面的总结和分析。王楠等（2018）分析表明， 8月3日西安的短时暴雨是在有利的对流条件下冷锋触发产生的， 但是对于2日的短时暴雨成因未做分析。本文重点对比两天的中尺度对流的环境条件及触发机制的异同点， 为关中地区短时暴雨临近预报预警提供预报着眼点。
2 降水过程概况
2015年8月2 -3日西安地区连续出现短时暴雨天气， 2日18:00（北京时， 下同） -21:00西安城区及周边临潼、 高陵、 灞桥等地出现了暴雨天气［图1（a）］， 临潼3 h降雨量达80 mm， 高陵1 h降水量达到47.2 mm。3日17:00 -20:00西安周边出现了短时暴雨［图1（b）］， 19:00临潼1 h降水量达到76.1 mm（表1）， 同时长安周边峪口也出现了短时暴雨， 长安区大峪、 杨庄17:00 -20:00的3 h降水量超过100 mm， 大峪19:00的1 h降水量高达87.6 mm（表1）。下面利用常规高空、 地面探测资料， 卫星云图及西安站的多普勒雷达资料、 ECMWF的再分析资料（0.25°×0.25°）， 对2 -3日连续两天发生在西安地区的短时暴雨成因进行分析， 重点对比两天的对流环境条件和触发机制， 为今后此类突发性、 强致灾的短时暴雨临近预报预警提供参考。
图1 2015年8月2日18:00 -21:00 （a）和3日17:00 -20:00 （b）陕西3 h降水量分布（单位： mm）红色方框为西安临潼观测站位置 Fig.1 Three-hour precipitation distribution in Shaanxi Province from 18:00 to 21:00 on 2 （a） and from 17:00 to 20:00 on 3（b） August 2015.Unit： mm.The red boxes represent the location of Lintong observatory station in Xi'an |
表1 2015年8月2 -3日西安及周边站点小时降水量Table 1 Hourly precipitation at Xi'an and its surrounding stations from 2 to 3 August 2015 |
| 站名 | 小时降水量/mm | |||
|---|---|---|---|---|
| 2日20:00 | 2日21:00 | 3日18:00 | 3日19:00 | |
| 临潼 | 29.5 | 35.1 | 0 | 76.1 |
| 高陵 | 47.2 | 7.9 | 6.6 | 24.4 |
| 西安 | 44.2 | 6.6 | 4.8 | 1.1 |
| 大峪 | 6.0 | 1.0 | 40.3 | 86.3 |
文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为［GS（2019）1719号］的中国地图制作， 底图无修改。
3 大尺度对流背景条件
3.1 环流背景
2015年8月2日08:00的500 hPa高空图上（图略）， 中高纬度在东北地区有一冷涡， 西太平洋副高和青藏高原副高打通， 呈带状分布， 陕西中南部为副高控制， 在甘肃南部有短波槽东移， 低层700 hPa及850 hPa上对应短波槽的位置在甘肃南部有风场的切变线， 14:00 500 hPa上［图2（a）］陕西中南部仍为副高控制， 西安站的位势高度达到590 dagpm， 甘肃南部的短波槽东移到关中西部地区， 短波槽带来了弱的负变温。850 hPa上［图2（c）］， 在甘肃东部到关中西部有切变线东移， 地面图上［图2（e）］， 从青藏高原东部到关中地区为低压带控制， 关中南部平原气温达到37~38 ℃， 露点温度达到22~24 ℃， 说明在副高控制之下， 关中地区高温、 高湿， 关中西北部有东北风和西南风的辐合线， 辐合线首先在关中北部触发对流， 随后辐合线东南移动， 影响到关中南部。2日20:00的关中西部的短波槽东移到陕西东部， 带状的副高断裂为两部分， 东部的副高减弱东退， 西安站位势高度降低至586 dagpm， 低层切变线东移， 地面上的辐合线也移动到陕西东南部， 因此20:00之后关中地区的降水减弱消散。
图2 2015年8月2 -3日500 hPa（a， b）、 850 hPa（c， d）位势高度场（实线， 单位： dagpm）， 温度场（虚线， 单位： ℃）和风场（风羽， 单位： m·s-1）（a~d）， 地面海平面气压场（实线， 单位： hPa）和10 m风场（风羽， 单位： m·s-1）分布（e， f）Fig.2 500 hPa （a， b） and 850 hPa （c， d） geopotential height field （solid line， unit： dagpm）， temperature （the dotted line， unit： ℃） and wind （barb， unit： m·s-1） （a， b， c， d）， and surface weather situation （e， f） of sea level pressure （solid line， unit： hPa） and 10 m wind （barb， unit： m·s-1） form 2 to 3 August 2015 |
3日14:00 500 hPa高空图上［图2（b）］， 西太平洋副高西伸脊点位于110°E， 脊线位于28°N左右， 高原上有短波槽东移， 同时河西地区也有冷槽东移， 在河套到四川东北部合并加深， 高空槽前正涡度平流带来的动力强迫造成低层的上升运动， 陕西中南部出现了较大范围的降水天气， 同时700 hPa上对应的切变线东移， 700 hPa切变线前侧从云贵高原到陕西中南部有8~10 m·s-1的西南气流， 向雨区输送水汽， 850 hPa上［图2（d）］， 切变线位于关中北部， 温度场上冷暖对比明显， 关中北部为温度梯度大值带， 切变线造成水汽的辐合抬升， 造成陕西中南部的降雨天气。地面图上［图2（f）］， 槽后冷平流引导地面冷锋从河西地区东南移动影响关中地区， 冷锋触发切变线前侧暖湿空气的不稳定能量释放， 造成关中暴雨天气。
对比两天的天气形势可以发现， 2日关中地区为副高控制， 甘肃南部有短波槽东移， 冷平流较弱， 而3日河套到川东北有较深的低槽存在， 关中地区位于副高外围、 低槽前部的冷暖空气交汇区， 由于槽的经向度加大， 使得槽后冷平流更强， 同时中低层切变线前侧的西南暖湿输送也更强； 地面图上2日关中为低压控制， 14:00气温达到了37~38 ℃， 低压中的辐合线从关中西北部东南移动， 触发了对流， 产生短时暴雨， 而3日地面上关中存在明显的冷锋， 地面气温只有29~30 ℃， 较2日有明显的下降， 冷锋触发了不稳定能量的释放， 产生暴雨天气。
3.2 水汽及动力条件对比分析
分析2015年8月2日及3日14:00、 20:00的比湿、 水汽通量及其散度垂直分布（图3）发现， 2日14:00， 暴雨区近地面层到750 hPa的比湿达到了12~14 g·kg-1， 而700 hPa的比湿为10 g·kg-1， 西安站2日14:00探空显示925 hPa的比湿为14 g·kg-1， 850 hPa的比湿达到了13 g·kg-1， 700 hPa的比湿为10 g·kg-1， 因此在暴雨区低层的绝对湿度条件好， 暴雨区的大气可降水量达到了55~65 mm， 水汽充沛， 500~600 hPa的比湿低值区位于关中以南， 其对应的是500 hPa的短波槽带来的干空气， 这种低层湿、 中层干的层结有利于位势不稳定层结的建立， 低层切变线造成大气的辐合上升， 形成条件不稳定大气， 有利于对流的产生。而在850~700 hPa上， 从秦岭以南到关中平原有西南风的水汽输送， 水汽通量在8~10 g·s-1·cm-2， 近地面层到850 hPa附近有中心强度达-2×10-7 g·s-1·hPa-1·cm-2的水汽辐合， 对应天气图可以发现， 这是低层切变线对水汽的辐合抬升， 这种低层的辐合上升运动抬升低层大气， 使得气块克服对流抑制， 触发不稳定能量释放， 产生对流造成强降水。2日20:00开始河套地区有低槽东移， 中低层对应有切变线， 该时刻剖面图上可以看到， 陕北地区中低层对应切变线位置有水汽辐合， 从陕南到关中地区的水汽通量也增大到10~12 g·s-1·cm-2， 由于持续的水汽输送， 3日14:00， 暴雨区近地面到850 hPa的比湿增大到14 g·kg-1， 同时随着陕北切变线的南压， 水汽辐合区也随之南压， 在3日14:00关中北部地区近地面层到700 hPa附近有水汽辐合， 中心值达到-6×10-7 g·s-1·hPa-1·cm-2， 20:00水汽辐合南压到秦岭山区， 14:00 -20:00切变线南移过关中， 中低层的水汽辐合区也移过关中， 加之西安存在不稳定能量， 辐合抬升触发对流， 产生短时暴雨。对比两天的水汽条件可以发现， 2日水汽输送条件较差， 水汽通量小2~4 g·s-1·cm-2， 从700 hPa天气图上也可以看出陕南的西南风风速更小一些， 低层的湿度条件也略差， 大尺度的辐合条件更差， 属于暖区对流降水， 而3日大尺度的环境场更有利于降水， 高空的低槽更深， 呈后倾形势， 地面有冷锋南压， 属于锋面降水的形势， 水汽辐合更强。
图3 2015年8月2日14:00、 20:00及3日14:00、 20:00沿109°E的水汽垂直分布等值线为比湿（单位： g·kg-1）； 矢量为水汽通量（单位： g·s-1·cm-2）； 填色为水汽通量散度（单位： g·s-1·hPa-1·cm-2）； 灰色阴影为地形 Fig.3 Vertical distribution of water vapor along 109°E at 14:00 and 20:00 on 2 and at 14:00 and 20:00 on 3 August 2015.The solid lines for specific humidity （unit： g·kg-1）； vectors represent water vapor flux （unit： g·s-1·cm-2）； shaded represent divergence of water vapor flux （unit： g·s-1·hPa-1·cm-2）； The gray shadows represent terrain |
3.3 热力及不稳定条件对比分析
热力不稳定条件是强对流发生发展的必要条件（苏东生等， 2019）， 下面对两天的热力不稳定条件进行对比分析， 2日14:00的假相当位温垂直剖面上［图4（a）］可以看到， 关中平原为“上低下高”的位势不稳定区， 近地面到850 hPa附近为假相当位温大值区， 达352~356 K， 表明底层大气高温、 高湿， 温度平流整层为弱的暖平流， 说明在副高控制之下， 关中平原底层环境条件为暖湿， 而在500~600 hPa附近， 西南伸向关中为低值假相当位温， 中心值336 K， 这代表中层的高原槽带来的干空气， 中低层的假相当位温的差值达到了12~16 K， 说明了大气的位势不稳定强， 强的位势不稳定层结为对流的发生提供了有利的热力环境。2日14:00西安站探空图上［图4（e）］， 850 hPa与500 hPa的温差达到了29 ℃， K指数34 ℃， SI指数-1.77 ℃， 大气的热力不稳定度强， CAPE值达到了2119 J·kg-1， 不稳定能量强。500 hPa附近有干空气层， 对应500 hPa高原槽后的干空气， 近地面到800 hPa的比湿在12~16 g·kg-1， 说明底层的绝对湿度大， 温度高， 西安站的自由对流高度为955 hPa， 接近地面， 对流容易触发。温度层结来看， 14:00西安站地面温度达到38 ℃， 而850 hPa的温度为23 ℃， 温差达到了15 ℃， 底层大气接近超绝热的状态， 对流极易触发。2日20:00［图4（b）］， 假相当位温在垂直方向上仍然表现为“上低下高”的位势不稳定形势， 说明2日下午时段的降水并没有完全的释放能量， 大气中仍存在一定的位势不稳定， 这为第二天持续的对流降水提供了条件， 同时对流暴雨造成近地面的冷空气出流在近地面到850 hPa表现为关中以南的弱冷平流， 西安站2日20:00探空也显示（图略）， CAPE值下降到237 J·kg-1， 地面温度下降到24 ℃左右， 底层大气趋于稳定， 低层大气由于降水的原因， 相对湿度有明显增加。3日14:00的假相当位温垂直剖面［图4（c）］可以看到， 相较2日14:00， 底层大气的假相当位温值降低， 但关中平原在垂直结构上仍然表现为“上低下高”的位势不稳定层结， 近地面到850 hPa附近为大值区， 量值为348~352 K， 表明底层大气高温、 高湿， 中层大气仍有低值区， 在35.5°N附近从地面到700 hPa附近有假相当位温的密集带， 表明了低层的锋区南压到关中北部， 温度平流上也可以看到， 关中以北地面到800 hPa有较强冷平流， 关中地区位于冷空气前沿的锋区， 中北部850 hPa附近的冷平流中心值达到了-50×10-5 K·s-1， 说明3日受冷锋影响， 低层有明显冷空气影响， 降温显著， 3日14:00西安站的气温为29 ℃， 比2日有显著下降。到3日20:00［图4（d）］， 冷空气南压到关中平原， 整个关中地区低层为冷平流控制， 低层的假相当位温值降低， 垂直方向上表现为“上高下低”的结构， 大气为位势稳定层结， 强降水也随之结束。3日14:00西安站探空图上［图4（f）］， 地面层受冷空气影响， 气温为28 ℃， 但850 hPa与500 hPa的温差28 ℃， K指数43 ℃， SI指数-2.77 ℃， 上下层的热力不稳定度强， CAPE值达到了806 J·kg-1， 说明大气不稳定度强。温度层结来看， 14:00西安站地面温度达到28 ℃， 而850 hPa的温度为24 ℃， 温差为4 ℃， 说明在850 hPa以下， 大气处于稳定状态， 因此需要更大的上升运动来触发对流。对比两日的热力及不稳定条件， 2日为副高控制下的暖区暴雨， 对流不稳定度、 CAPE值更大， 近地面到850 hPa的温差更大， 对流更易触发； 3日低层大气的温度降低， 对流不稳定度及CAPE减小， 对流的触发需要更大的抬升力。
图4 2015年8月2日14:00、 20:00及3日14:00、 20:00沿109°E的假相当位温（实线， 单位： K）、 温度平流（填色， 单位： ×10-5 K·s-1， 灰色阴影为地形）垂直剖面（a， b， c， d）及14:00西安站探空（e， f）Fig.4 Vertical profiles of pseudo-equivalent potential temperature （solid line， unit： K） and temperature advection （the shaded， unit： ×10-5 K·s-1， the gray shadows represent terrain） along 109°E at 14:00 and 20:00 of 2 and 3 （a， b， c， d）， and the radiosonde observation at Xi'an station at 14:00 （e， f ）of 2 and 3 August 2015 |
4 触发机制的对比分析
4.1 中尺度雨团演变特征
8月2日14:00的FY-2E红外卫星云图上（图5a）， 圆形对流云团在延安地区发展， 中心的云顶亮温在-52 ℃， 16:00（图略）对流云团进一步发展并南压到延安南部， 最低云顶亮温低于-70 ℃， 对应在延安南部的黄陵产生了15 mm·h-1的降水量， 到17:00北边的对流云团进一步发展并南压到关中北部， 在甘肃正宁产生了40 mm·h-1的降水量， 上游地区的对流产生的雷暴高压使得高压外围的风速增大， 关中北部产生了10 m·s-1的偏北风， 18:00［图5（b）］对流云团进一步南压， 对流云团南边界的亮温梯度的大值区已经位于西安北部， 梯度大值区对应的雷暴出流进一步增强， 关中北部的地面风力达到了10~15 m·s-1， 出流的冷空气进入西安的暖湿气流区域， 使得对流进一步发展， 到了19:00（图略）， 对流云团控制了整个西安地区， 说明对流云团一方面向南移动， 一方面雷暴的出流边界触发了新生对流， 使得对流云团移动迅速， 西安地区的云顶亮温低于 -70 ℃， 19:00高陵的1 h降水量达到了39.6 mm， 20:00对流云团达到最强［图5（c）］， -70 ℃以下的对流云团控制了整个西安地区， 对应西安的降水强度达到最大， 泾河站1 h降水量49.3 mm， 临潼1 h降水量34.3 mm， 到了21:00对流云团南压到陕西南部， 西安地区的强降水减弱。
3日14:00云图上［图5（d）］， 关中北部到甘肃南部有东北-西南走向的带状锋面云系， 关中北部的云顶亮温在-32 ℃左右， 说明锋面云系中的对流发展并不旺盛， 17:00（图略）冷锋前的西安地区有团状对流开始发展， 云顶亮温开始达到-52 ℃， 造成了17:00 -18:00高陵的短时强降水， 降雨量达24 mm， 18:00［图5（e）］， 西安地区的对流云团进一步发展， 云团面积增大， 最低云顶亮温达到了 -70 ℃， 在18:00 -19:00， 西安地区的中β尺度对流云团造成了短时强降水， 临潼1 h降水量高达76 mm， 长安区大峪1 h降水量高达87.6 mm， 暴雨引发山洪， 造成人员伤亡。19:00［图5（f）］锋面云系和对流云系合并， 云团的面积扩大， 最低云顶亮温有所升高， 20:00之后， 云顶亮温进一步升高， 锋面云系的对流性减弱， 转为层状云降水， 强降水结束。通过两天对流云团发展演变特征的对比分析， 2日主要是对流云团先在延安南部中尺度辐合线附近触发， 然后主体发展南压， 并伴随雷暴出流边界触发西安地区的对流新生的过程； 3日主要是锋面云系在南压过程中与暖区对流云团相结合， 中尺度对流云团进一步发展并南压影响西安的对流过程。
4.2 暴雨触发条件的对比分析
4.2.1 2日暴雨触发条件分析
2日14:00（图略）地面图上， 陕西中北部为低压控制， 延安到甘肃南部有中尺度辐合线， 沿着风场辐合线有较强的辐合上升运动， 散度中心值达到 -30×10-6 s-1， 从西安站的1.4°仰角的雷达回波（图略）可以看到， 沿着辐合线， 在延安地区有对流发生、 发展。16:00［图6（a）］， 地面上的风场辐合线南压， 辐合中心也随着南移， 在关中西北部地区有 -40×10-6 s-1的辐合中心， 辐合的强度增强， 在16:02的雷达回波图上可以看到， 延安地区的回波开始减弱， 强回波位于延安南部到关中北部地区， 最强雷达反射率因子可达55 dBZ。随着对流的增强， 在延安南部到关中北部的强回波中心偏南侧出现了冷池［图6（b）］， 1 h降温在关中北部地区达到了4~6 ℃， 最大降温幅度7~8 ℃， 温度场上在关中北部地区为等温线的密集带， 1个纬距的温差达14 ℃， 说明对流的冷池很强， 而西安地区温度达38 ℃， 强烈的温差和雷暴出流将触发新生对流， 对应地面风场辐合中心进一步南移， 关中北部风力加大， 出现了10~12 m·s-1的偏北风。17:00雷暴及地面的冷池都南压（图略）， 强回波位于关中北部的铜川一带， 1 h变温强度在4~6 ℃， 等温线的密集带在35°N附近。
图6 2015年8月2日16:00及18:00 10 m风场（风羽， 单位： m·s-1）、 散度场（彩色区， 单位： ×10-6 s-1）和2 m温度（等值线， 单位： ℃）、 1 h变温场（彩色区， 单位： ℃）以及西安雷达1.4°仰角18:02、 18:36反射率因子（单位： dBZ）Fig.6 10 m wind （vector， unit： m·s-1） and its divergence （color area， unit： ×10-6 s-1）， 2 m temperature （solid line， unit： ℃） and one hour temperature change （color area， unit： ℃） at 16:00 and 18:00 and 1.4° basic reflectivity from Xi'an radar （unit： dBZ） at 18:02， 18:36 on 2 August 2015 |
18:00的地面温度及变温［图6（d）］可以看到， 冷中心进一步南压， 关中北部地区的气温下降到18~22 ℃， 变温在4~6 ℃， 关中南部平原地区的气温仍达到32~36 ℃， 等温线密集带位于西安北部地区， 风场上［图6（c）］， 关中北部有8~10 m·s-1的偏北风， 最大达到12 m·s-1， 强的变温及等温线的密集带， 表明了雷暴冷池较强， 在18:02的雷达回波图上［图6（e）］， 位于冷池前沿的西安北部有阵风锋回波出现， 18:36［图6（f）］， 阵风锋移动到雷达站附近， 其东段在西安东北方向触发了强对流， 强回波达到了60 dBZ， 从回波剖面图上可以看到（图略）， 50 dBZ以上的强回波主要出现在5 km以下， 也就是零度层以下， 回波呈现低质心特点， 主要是降水回波为主。18:53阵风锋触发的强回波东移， 且在高陵地区增强， 造成1 h 39.6 mm的强降水， 从垂直剖面上看到（图略）强回波比阵风锋触发的回波高度略高， 但仍表现为低质心的特点， 50 dBZ的强回波主要位于6 km以下。19:00温度场上（图略）， 冷池控制了关中西部地区， 1 h降温在6 ℃左右， 温度场上， 在西安东部为32 ℃的高温区， 等温线密集带位于西安西北部， 雷达回波上（图略）表现为大片的50 dBZ的降水回波， 从剖面图上看（图略）， 强回波仍表现为低质心的特点。强回波在雷达站附近及西安东部维持1 h左右， 造成泾河站1 h降水量49.3 mm， 临潼站1 h降水量34.3 mm。20:00地面温度场上（图略）， 西安地区为冷空气控制， 气温在24~26 ℃， 雷达回波也转为30~35 dBZ的层状云降水， 强降水结束。通过以上分析， 8月2日的短时暴雨首先在延安南部由地面中尺度辐合线触发， 随后对流云团在南压的过程中， 其前沿的阵风锋触发了西安地区的对流， 对流表现出低质心的暖云降水特征。
4.2.2 3日暴雨触发条件分析
从前面的地面图分析发现， 2日的对流主要是暖低压中的中尺度辐合线触发， 下面利用锋生函数分析近地面层的锋生、 锋消情况， 结合地面加密资料和雷达进一步分析3日的暴雨的触发条件。锋生函数计算选取θ se为气象参数来计算（陶诗言等， 2008； 郭英莲等， 2014）：
式中： F1为水平锋生； F2为垂直锋生（F1和F2均未考虑非绝热加热对锋生的作用）， F>0代表锋生， F<0代表锋消； u、 v表示水平风速的纬向和经向分量； θ se表示假相当位温； w为垂直风速； x、 y和z是空间的三个方向。F1为水平锋生， 由假相当位温的水平梯度、 风速的水平散度、 切变形变三项组成； F2为垂直锋生， 由水平分布不均匀的垂直速度和垂直稳定度决定。
8月3日17:00地面图（图略）上可以看到冷锋位于关中西部地区， 相应的雷达回波图上［图7（e）］， 锋面雨带呈西南—东北走向位于关中西部地区， 强度30~40 dBZ， 锋面南压过程中遇到秦岭山脉的阻挡及后部冷高压的影响， 在秦岭北侧沿山地带由于质量堆积使偏西风加强， 17:00地面风场来看（图略）在秦岭北侧的宝鸡南部到西安南部有12~14 m·s-1的边界层急流， 王楠等（2018）对长安风廓线雷达的分析发现在1 km附近， 15:00 -16:00宝鸡南部到西安有12~14 m·s-1的急流出现， 边界层高层的急流早于地面风速的增长及强降水的产生， 具有一定的预报指示意义。17:00温度场上， 等温线的密集带与锋面一致呈东北-西南走向， 宝鸡西部有-4 ℃左右的1 h降温， 等温线的密集带位于宝鸡东部， 西安为30~34 ℃高温区。17:00随着降水增强， 西安西部出现3~4 ℃的降温， 西安东部为30 ℃， 其西侧已经被冷空气控制， 等温线密集带位于西安地区， 从对应时次的锋生函数看， 等温线密集带对应的冷锋锋生区域， 分析锋生中水平锋生（F1）和垂直锋生（F2）的分布（图略）可以发现， 水平、 垂直锋生在西安都是正值， 分析F1中各项发现， 冷锋呈东西走向， ， 锋区内为偏北风和偏西风的辐合， ， 因此水平锋生主要是由于假相当位温向北减小和v风向北减小造成的； 分析F2中各项发现， 由锋前暖区上升运动得出 <0， 由此推断锋前暖区内的垂直锋生应该是对流不稳定 造成的。最大锋生区位于西安东部及南部， 也就是3日17:00 -20:00降水最强的区域， 最强锋生中心达到了40×10-10~60×10-10 K·m-1·s-1［图7（c）］， 从CAPE来看（图略）， 关中西部在17:00已经被冷空气控制， 能量较低， 而西安东部CAPE值达到了500~1000 J·kg-1， 这与西安站14:00探空的CAPE接近， 低层冷锋锋生强迫造成的上升运动， 使得低层大气克服对流抑制， 在西安东部产生短时暴雨天气。
图7 2015年8月3日17:00和18:00 2 m温度（等值线， 单位： ℃）及1 h变温场（彩色区， 单位： ℃）、 850 hPa θ se（等值线， 单位： K）及锋生函数（彩色区， 单位： ×10-10 K·m-1·s-1）， 以及西安雷达1.4°仰角18:00、 18:09反射率因子（单位： dBZ）Fig.7 2 m temperature （solid line， unit： ℃） and 1 h temperature change （color area， unit： ℃）， 850 hPa θ se （solid line， unit： K）， frontogenesis function （color area， unit： ×10-10 K·m-1·s-1） at 17:00 and 18:00 and 1.4° basic reflectivity from Xi'an radar （unit： dBZ） at 18:00， 18:09 on 3 August 2015 |
17:00 -18:00雷达回波移动上看， 西安南部的回波由于秦岭山脉的地形阻挡自西向东沿山移动， 移动过程中， 在长安南部山区不断有中γ尺度的强回波生成， 强度达到50 dBZ， 强回波的不断生成， 加之回波自西向东不断移过西安， 形成列车效应， 使得强降水维持， 从18:00雷达回波的垂直剖面上看（图略）， 45 dBZ以上的回波集中在近地面层到5 km以下的高度上， 为低质心强降水回波， 降水效率高， 对应17:00 -18:00长安区引镇1 h降水量达到40.3 mm。18:00开始， 冷锋东移， 锋后偏西风增强， 从温度场分布［图6（b）］看， 西安以西为冷空气控制， 西安东部为28 ℃的高温区， 等温线密集带位于西安东部， 从同时次的锋生函数分布［图7（d）］上可以看到， 关中西部为冷空气控制， 为锋消区， 而关中东部为假相当位温等值线密集区的锋生区， 锋生值达到30×10-10~50×10-10 K·m-1·s-1， 锋生触发不稳定能量的释放， 回波在关中东部增强， 对应18:00 -19:00在西安东部强降水， 1 h降水量临潼为76.1 mm， 高陵24.4 mm， 引镇高达86.3 mm， 强降水引发小峪河山洪爆发。19:00之后， 冷空气完全控制西安地区， 降水减弱消散。
下面进一步定性分析锋生造成的垂直运动情况。通过对垂直于锋面的次级环流方程（SE方程）进行定量诊断， 能够加深对锋面次级环流以及相应的对称不稳定等问题的认识（陈涛等， 2013）。Shapiro（1988）提出了包含水汽因素的横向次级环流方程（Sawyer-Eliassen方程）， 能够定量的计算锋面强迫的次级环流， 下面利用这个方程进行诊断本次过程中锋生垂直运动情况。
式中： ； 为垂直剖面上的流函数， 对应的锋面强迫的垂直运动 ； f为柯氏参数； cp为定压比热容； cv为定容比热容； θe为位温； ug为地转风的水平分量； R表示摩尔气体常数； p 0为海平面气压； 、 为地转风的散度； 、 为相当位温的水平梯度； 代表大气的对流稳定度， 垂直于锋面的次级环流的强度决定于相当位温的水平梯度、 大气不稳定度及水平风场的辐合辐散。通过松弛迭代法求解微分方程可以得到流函数， 从而可以得到锋面造成的垂直运动， 。从前面的分析知道， 17:00 -18:00西安地区有明显的冷锋锋生， 对应的从锋生造成的垂直次级环流的诊断可以看到， 西安地区上空近地面层到850 hPa附近， 有锋面次级环流造成的垂直运动， 大值中心位于850 hPa附近， 达到-20×10-3 hPa·s-1， 这种锋面强迫的垂直运动使得气块抬升到自由对流高度， 从而触发对流， 造成西安地区的暴雨。
5 结论
（1） 2015年8月2 -3日西安地区连续两天出现了短时暴雨天气， 分析发现两天的对流环境条件及触发机制明显不同。2日西安地区为副高控制， 甘肃南部有短波槽东移， 冷平流较弱， 地面上为低压控制， 14:00气温达到了37~38 ℃， 低压中的辐合线从关中西北部东南移动， 触发了对流， 关中北部的对流产生雷暴高压， 其出流产生的阵风锋触发西安地区不稳定能量的释放， 产生短时暴雨。3日河套有较深的低槽东移动， 关中地区位于冷暖空气交汇区， 槽的经向度更大， 槽后冷平流更强， 地面上陕西中部存在明显的冷锋， 气温较2日有明显的下降， 冷锋触发不稳定能量释放， 产生暴雨天气。
（2） 对流环境条件对比显示： 2日天气尺度系统的强迫较弱， 水汽输送条件、 大尺度的动力和热力条件均稍差， 但大气水汽含量大， 能量条件充沛， 底层大气接近超绝热状态， 对流极易触发。3日为低槽、 副高共同影响下冷暖空气交汇产生的降水， 天气尺度强迫、 水汽辐合更强， 地面有冷锋南压， 属于锋面降水的形势， 但是能量条件较差， 对流抑制更大， 近地面层不稳定度降低， 需要更大的抬升力触发对流。
（3） 3日下午强锋生区域与低层冷平流区域对应较好， 位于近地面层到850 hPa， 地面到850 hPa由于锋生造成的垂直运动， 使得气块克服对流抑制而抬升到自由对流高度， 触发不稳定能量释放， 产生强降水。冷锋南压过程中由于秦岭的阻挡作用， 在沿山北麓边界层形成急流， 沿着急流强雷暴单体不断生成并在向东移动过程中形成列车效应， 造成山区的大暴雨。
（4） 对于低压暖区的对流性强降水， 在有利的水汽、 能量条件下， 应关注地面中尺度辐合线的位置及其对对流的触发， 以及对流触发后阵风锋造成的对流传播； 在能量条件较弱， 对流抑制大的情况下， 应关注较强天气尺度强迫触发不稳定能量的释放。