1 引言
降水作为大气圈最活跃的气象要素之一， 在大气过程和能量循环中扮演了十分重要的角色（Tong et al， 2014； Liu et al， 2007）， 它不仅对天气和气候有重要反馈（Dai， 1999； Bowman et al， 2005）， 是大气热力、 动力过程对水汽循环影响的综合反映（Sorooshian et al， 2002； 许建伟等， 2020）， 而且强烈地影响着一个流域或区域的水热状况。降水在时间上可以分为日变化、 逐日变化、 季节性演变、 年际、 年代际变化等多种尺度， 其中降水日变化和逐日变化对工农业生产影响最为直接， 也一直是气象学者关注的重点问题（Ramage， 1952； 蒋慧敏等， 2019）。通过对降水日变化和逐日变化的研究， 一方面可以深入理解触发降水的物理机理， 认识区域天气和气候的特征； 另一方面有助于改进天气、 气候模式的参数化方案， 为提高数值模式的预报性能建立有效的客观依据。但受观测资料的限制， 20世纪90年代以前， 降水日变化的研究工作主要集中在热带地区， 研究资料也多取自气象台站观测、 卫星直接观测的云顶亮温、 水汽数据或通过卫星观测反演的降水资料（Wallace， 1975； Landin et al， 1985； Nesbitt et al， 2003； Zuidema， 2003）。在亚洲国家， 由于缺乏长序列高频次的降水观测资料， 降水日变化特征研究起步相对较晚（Mao et al， 2012）。Yu et al（2007a， 2007b）基于1991 -2004年中国气象台站雨量计观测的降水资料， 首次系统地分析了中国大陆区域夏季降水的日变化特征， 指出中国大陆夏季降水具有明显的区域性： 青藏高原及其东部地区在午夜达到降水极值， 华南和东北地区峰值出现在下午， 长江中游地区最大值出现在清晨， 江淮、 黄淮地区则呈现出清晨、 午后双峰并存的特征。白爱娟等（2008）也利用TRMM多卫星降水量资料和中国643个气象站降水量观测资料， 分析了青藏高原及其周边地区的夏季降水量和降水频率的日变化特征， 认为高原及周边地区降水最大值出现的时间具有选择性， 高原中部降水最大值集中出现在傍晚前后， 高原以东地区通常在夜晚， 而长江中下游地区出现的时间依次推迟。陈炯等（2013）分析了中国暖季短时强降水的时空分布特征， 表明中国短时强降水时次频率地理分布同暴雨分布非常相似。原韦华等（2014）利用1961 -2006年我国285站逐时降水观测数据， 分析了中国东部不同地区夏季平均降水的日变化， 结果发现淮河南北降水的持续性特征存在明显的差异， 降水强度差异更为突出， 且主要表现在持续性强降水中。计晓龙等（2017）利用全国自动站观测降水资料和CMORPH卫星反演降水融合资料， 研究了青藏高原夏季降水日变化特征， 发现高原地区夏季降水量和降水频率的日变化表现出明显的凌晨和傍晚的双峰结构， 而降水强度的双峰结构却不太明显。宇如聪等（2016）系统分析和比较了中国大陆地区暖季降水量、 降水频次和降水强度的日变化峰值位相的整体特征、 空间分布差异， 指出中国大陆暖季降水日变化峰值时间主要表现为下午、 清晨、 夜间3类典型位相， 且整体而言降水频次的清晨峰值更凸出， 降水强度以下午峰值为主。以前的这些研究主要针对我国不同区域降水的气候特征开展了大量的分析工作， 均指出了不同区域降水具有显著的时空差异和区域特点。但受资料较低空间分辨率的限制， 并不能完整、 精细地揭示小时强降水的时间和区域分布特征。
秦岭是我国北方干冷空气南下和南方暖湿空气北上的自然屏障， 秦岭南部陕西、 四川交界处年平均降水量达1000 mm以上， 而北部的长城沿线年均降水量仅为300 mm左右（张宏芳等， 2015； 潘留杰等， 2018）。独特的地理位置和气候特征使秦岭及其周边地区降水差异巨大（位晶等， 2018）。秦岭南部的四川盆地周边是我国夜雨特征最明显的地区（白爱娟等， 2011； 于灏等， 2020）， 早在公元851年就有晚唐诗人李商隐“巴山夜雨涨秋池”的著名佳句， 但受所处时代的限制， 并没有有关夜雨成因的深入研究。卢萍等（2008）认为夜雨触发有两个方面： 一是西南地区四川盆地的特殊地形， 使得盆地西部易于形成沿坡地的辐合上升运动； 二是下垫面提供给低层大气的热通量， 能够进一步增强那里大气层结的不稳定性。
这种观点很大程度上解释了秦岭南部的夜雨成因， 但不能解释具有类似地形的秦岭北部关中平原夜雨异常偏少和处于四川盆地同纬度的湖北武汉境内夜雨显著偏弱的原因， 本文将进一步探讨秦岭及周边地区暖季降水日变化的触发机制， 以进一步充实秦岭南部夜雨触发机制的认识， 同时分析秦岭北部关中平原夜雨偏少， 午后强降水异常多发的原因， 从而为该地区的降水预报提供分析基础。
此外， 由于秦岭地区下垫面本身地形的复杂性和地处青藏高原东部的特殊位置， 导致数值模式在该地区的降水预报能力显著偏弱（王子谦等， 2016）。秦岭南北暖季日降水时空分布如何， 与之对应的降水频率及降水强度有何差异， 不同持续时间降水又呈现出怎样的日变化特征， 由什么机制触发， 这些问题都需要系统和深入的分析。这不仅有利于了解复杂地形条件下， 秦岭南北的降水差异， 为数值模式参数化方案调整提供参考； 而且可以深入了解降水的演变特征和触发机理， 直接为该地区气象防灾减灾提供重要的业务支撑。本文利用中国气象局最新发布的自动气象观测站， CMORPH ［CPC （Climate Prediction Center）morphing techniq-ue］卫星与雷达反演三源融合逐时降水量资料分析秦岭及周边地区暖季降水的变化特征。并在此基础上基于欧洲中心最新发布的ERA5逐小时高空地面要素再分析资料， 阐述秦岭地区暖季降水日变化的触发机制以及与降水逐日变化相联系的水汽输送特征。
2 资料选取和方法介绍
2.1 资料选取
采用的降水资料为中国气象科学数据信息网发布的全国4万多个自动观测站、 CMORPH卫星与雷达的三源逐时降水融合格点数据（http： //www.escience.gov.cn/metdata/page/index.html［2014-12-01］）， 空间分辨率为0.05°×0.05°， 研究的时段为2008 -2016年的5 -9月。该产品精度明显提升， 解决了复杂地形条件下观测资料稀少的问题， 在我国夏季24 h累计降水相关系数达0.908， 平均偏差为 -0.035 mm， 能够反映降水的真实状态， 是分析降水量日变化的很好资料（潘旸等， 2012； 沈艳等， 2013， 张蒙等， 2016）。此外， 针对降水产品的可靠性， 选择日降水频率较高区域的四川甘孜州康定站（站号： 56374）， 四川省雅安宝兴站（站号： 56273）， 青海东部河南站（站号： 56065）及泽库站（站号： 52968）进行验证， 结果发现， 融合降水产品和站点观测整体吻合较好。
在分析降水日变化形成的可能机制和与降水逐日变化相联系的水汽输送特征时采用的是欧洲中期数值预报中心2017年7月最新发布的ERA5逐时再分析数据（https： //climate.copernicus.eu/products/climate-reanalysis［2017-12-12］）。该套资料时间分辨率为逐小时， 垂直分辨率从地面到0.01 hPa共137层， 原始水平分辨率31 km。水平分辨率还可以根据需要由模式运算输出， 本文选择的水平分辨率为0.125°×0.125°。使用的要素包括风场（u， v）、 垂直速度（ ）、 水汽通量输送的南北和东西分量（PfluxNS， PfluxEW）、 水汽通量散度（PfluxD）、 位势高度（HGT）、 2 m温度（T2）。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（2016）1606的中国地图制作， 底图无修改。
2.2 方法介绍
研究范围为秦岭及周边地区如图1所示。为了方便计算， 以34°N为界将研究区域划分为秦岭南部、 秦岭北部两个特征区域进行讨论， 分别为秦岭南部地区（29°N -34°N， 101°E -115°E）和秦岭北部地区（34°N -40°N， 101°E -115°E）。参考Zhou et al（2008）将小时降水量大于等于0.1 mm判定为有降水发生， 首先计算2008 -2016年5 -9月逐天逐时的平均降水量、 降水频率和降水强度。计算公式为： （1）降水量PA＝总降水量/总时数； （2）降水频率PF＝（总降水时数/总时数）×100%； （3）降水强度PI＝总降水量/总降水时数＝降水量/降水频率。计算秦岭北部， 秦岭南部的平均降水量， 降水频率时是按照计算公式分别计算该区域内每个格点2008 -2016年5 -9月逐天逐时的平均降水量、 降水频率和降水强度， 再对不同区域做平均。然后按照Yu et al（2007a）和Zhou et al（2008）的计算方法， 统计降水量日峰值（Peak Precipitation Amount， PPA）和降水频率日峰值（Peak Precipitation Frequency， PPF）及它们出现的时间， 并讨论秦岭南北降水日变化的区域性差异。另外讨论不同持续时间降水的日变化特征时， 按照Yu et al（2007b）的划分方法， 短时降水（Short-duration Precipitation Amount， SPA）定义为持续时间小于等于3 h的降水， 长时降水（Long-duration Precipitation Amount， LPA）定义为持续时间大于等于6 h的降水。由于气象上将大于20 mm·h-1的降水定义为短时强降水， 本文按0.1~10， 10~20， 20 mm·h-1 3个等级（L1~L3）来划分降水强度， 以此分析其区域性特征。
3 降水日变化特征分析
在分析降水的日变化特征之前， 首先给出秦岭及周边地区日平均降水量的总体特征。从图2中可以看出， 秦岭及周边地区日平均降水量最重要的特征是地形作用下的纬向特征， 以34°N为界， 秦岭南北日平均降水量呈现出明显的量级差异。秦岭北部， 有一条清楚的沿甘肃兰州、 宁夏固原、 内蒙古鄂尔多斯的西北—东南向降水分界线， 降水低值中心位于内蒙古地区， 高值中心在陕西关中以北的陕西、 山西交界处。关中平原则是地形影响下秦岭北部的第二降水低值中心， 其以北地区沿甘肃庆阳、 陕西延安、 山西吕梁受地形抬升作用， 日平均降水量显著增大。在秦岭南部， 四川盆地对降水的空间分布贡献十分显著， 盆地内日平均降水量明显偏小， 沿盆地周围的地形抬升区则为一条弧形的日平均降水量高值带， 最大值位于盆地西部四川省雅安市附近， 降水量超过7.2 mm·d-1。其次， 受盆地北部大巴山脉的影响， 四川、 陕西交界处为日平均降水量的第二高值中心， 中心量级超过6.4 mm·d-1。值得注意的是， 这一高值中心并不在秦岭主峰及南部地区， 可能的原因是， 暖季由南向北输送的水汽， 受大巴山强迫抬升产生较大降水， 然后经秦巴川道输送至秦岭主峰， 尽管其南部二次地形强迫作用较强， 但大气可降水量显著减小， 整体降水减弱。日平均降水量标准差与降水量的空间分布有较好的一致性， 在秦岭南部降水高值中心可达4.8 mm·d-1， 而宁夏以北地区则小于1.2 mm·d-1。
图2 秦岭周边暖季日均降水量（彩色区, 单位: mm·d-1）和标准差(等值线, 单位: mm·d-1)（a）, 日降水量≥0.1 mm（彩色区）和>50.0 mm(等值线)的频率（b， 单位： %）, PPA（彩色区, 单位: mm·h-1）及其出现时间（矢量）（c）, PPF（彩色区, 单位: %）及其出现时间（矢量）（d）（c）、 （d）中箭矢表示峰值出现时间（表盘所示）, 方向杆长度表示对应量值的大小 Fig.2 Spatial distribution of daily average precipitation (color area, unit: mm·d-1) and its standard deviation(contour, unit: mm·d-1) (a), the frequency of daily precipitation≥0.1 mm (color area) and >50.0 mm (contour) (b, unit: %), PPA (color area, unit: mm·h-1) and its occurrence time (vector) (c); PPF (color area, unit: %) and its occurrence time (vector) (d) in warm season in the surrounding areas of Qinling.The direction of the vector stands for phase (shown on the dial) of the maximum value, while the length of the vector stands for the magnietude in (c) and (d) |
秦岭南北地区不同量级降水的频率也存在显著差异［图2（b）］， 但纬向分界线并不如日平均降水量清楚［图2（a）］。首先是受青藏高原东部地形影响， 四川甘孜州、 甘肃甘南、 青海东部≥0.1 mm的降水频率超过55%， 部分地方高达85%以上， 是降水频率的绝对高值中心。但这一地区暴雨发生频率整体低于0.4%， 大部分地方表现出降水次数多、 量级小的特征， 日平均降水量也相对较低。其次， 除整体降水频率由南向北递减外， 秦岭南部四川盆地降水频率偏低， 其周围环状高值带依然存在。受大巴山第一地形抬升带的影响， 无论是≥0.1 mm的降水还是>50.0 mm的暴雨， 陕西、 四川交界处都是高值区， 该地区表现出降水频率多、 量级大的特征。而秦岭第二地形抬升带则主要表现为降水频率多的特征。与日平均降水量空间分布一致， 秦岭北部关中平原、 河套平原降水频率较低， 降水频率高值带主要分布在关中平原以北黄土高原地形抬升带附近， 部分地方≥0.1 mm降水的频率超过45%， 同时暴雨发生频率也相对较高， 在陕西、 山西交界处超过0.4%。计算了暖季各月秦岭南部及秦岭北部降水量与降水频率、 降水强度逐时变化的相关系数（表1）， 发现无论是秦岭南部还是秦岭北部， 降水量与降水强度的相关均更高。相对来说， 秦岭南部降水量与降水频率、 降水强度的相关要好于秦岭北部。不同的是秦岭南部降水量与降水频率的相关系数在7月最低， 5月最高； 秦岭北部降水量与降水频率的相关在8月最差， 最高却出现在6月。
表1 秦岭南部、 秦岭北部5 -9月降水量与降水频率、 降水强度日变化的相关系数Table 1 The correlation coefficient between daily average precipitation and frequency of precipitation and daily variation of precipitation intensity in southern and northern Qinling Mountains from May to September |
| 区域名称 | 要素 | 5月 | 6月 | 7月 | 8月 | 9月 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 秦岭南部 | 与降水频率的相关系数 | 0.69 | 0.48 | 0.41 | 0.56 | 0.54 |
| 与降水强度的相关系数 | 0.86 | 0.85 | 0.87 | 0.89 | 0.90 | |
| 秦岭北部 | 与降水频率的相关系数 | 0.47 | 0.52 | 0.42 | 0.41 | 0.51 |
| 与降水强度的相关系数 | 0.80 | 0.81 | 0.82 | 0.85 | 0.84 |
进一步分析降水量日峰值和降水频率日峰值， 从图2中可以看出， 降水量日峰值与日平均降水量在空间分布上有一定的对应性， 但两者并不完全一致， 在四川盆地的西部日平均降水量较小， 小时降水量却相对较大， 降水量日峰值超过0.35 mm·h-1。从降水量日峰值出现的时间来看， 秦岭南部的四川盆地周围及其东南部湖北境内都具有显著的夜雨特征。盆地西部雅安附近降水量日峰值出现在00:00（北京时， 下同）左右， 日峰值沿盆地西部边缘有顺时针旋转的趋势， 四川、 陕西交界处日峰值出现在07:00左右。秦岭北部降水量日峰值出现时间整体在午后， 受下垫面影响， 14:00 -20:00都可能发生。值得注意的是， 青藏高原东部边缘降水量日峰值同样出现在午后。降水频率日峰值［图2（d）］随纬向变化的特征并不显著， 但出现时间却和降水量日峰值出现时间吻合较好［图2（c）］。空间上秦岭西南部在夜间降水频率异常偏高， 降水次数超过该地区总次数的7%； 午后关中北部黄土高原降水异常高发， 38°N以北部分地方还超过9%， 表明午后降水对黄土高原具有显著贡献。
午后秦岭北部降水量相对全区而言［图3（d）］， 其降水量为弱的正异常值， 最大为18:00的0.4 mm， 但相对北部区域正异常达到1.8 mm， 表明尽管午后北部降水量仅和全区平均降水量持平， 却在自身总降水量中占重要比重。对秦岭南部而言， 夜雨在全区和自身降水量中都具有绝对优势。从降水频率看， 秦岭南部夜间和午后都是降水高发区［图3（b）， 3（e）］， 但午后降水强度低［图3（c）］。夜间则表现为多频率［图3（b）］、 高强度［图3（c）］降水。对秦岭北部而言， 午后降水频率高， 降水强度也相对较大； 夜间则表现低频率［图3（b）］， 高强度［图3（c）］的特征， 强降水通常出现06:00 -08:00［图3（f）］， 这需要在日常预报业务中特别关注。
不同的持续时间对应着不同性质的降水事件， 而降水性质对降水日变化有重要影响（Yu et al， 2007b； 原韦华等， 2014）。为了清楚表现地形对秦岭及周边地区不同持续时间降水的影响， 图4给出了研究区域的地形海拔和梯度分布。从图4中可以看出， 影响研究区域最主要的下垫面特征是青藏高原东部边缘、 关中北部黄土高原的大地形抬升， 地形抬升区短时和长时降水对区域的贡献在空间分布上存在一条清楚西南东北向的分界线。统计表明短时降水对研究区域西北部至关重要， 占总降水的40%以上， 而长时降水对研究区域东南部影响更大。其次， 不同局地地形， 短时和长时降水的空间分布差异显著， 四川盆地、 关中平原短时降水量显著偏低； 大巴山脉、 秦岭山脉西部长时降水较周边地区偏多10%以上， 而宁夏西北部的平原地区短时降水量较周边偏多20%。
图4 短时(a)和长时(b)降水相对于总降水量贡献的空间分布, 秦岭及周边地区地形高度(填色, 单位: m)和风速的梯度(风矢, 单位: m·s-1)分布特征(c), 短时(d)和长时(e)降水日峰值和出现时间（箭矢表示峰值出现时间, 如表盘所示, 方向杆长度表示对应量值的大小）的空间分布, 短时(上)和长时(下)标准化降水量的日变化特征(f)Fig.4 Spatial distributions of the percentage contributions of short-duration (a) PA (SPA) and long-duration PA (LPA) (b) to total precipitation amount; the terrain height (shaded, unit: m) and gradient (vector, unit: m·s-1) of Qinling and surrounding areas (c); spatial distributions of diurnal peaks of the SPA (d) and LPA (e) and their occurrence time (arrows, the direction of the vector stands for phase of the maximum value, shown on the dial, while the length of the vector stands for the magnietude); diurnal variations of short (up) and long time (down) standardized precipitation (f) |
尽管秦岭以南四川盆地周边地区具有显著的夜雨特征［图2（c）］， 但夜雨主要是长时降水贡献［图4（e）］， 对短时降水来说， 日峰值仅在四川盆地西部表现为夜雨［图4（d）］， 研究区域其余大部分地方短时降水均出现在午后， 表明热力作用是短时降水的重要触发机制。从日峰值平均降水量来看， 秦岭南部长时降水日峰值［图4（e）］显著高于短时降水［图4（d）］， 而秦岭北部则表现相反， 午后关中平原北部黄土高原上短时降水强度明显偏大［图4（d）］。事实上， 无论是秦岭南部还是北部， 短时降水都主要出现在14:00 -20:00［图4（f）， 上］， 而且降水强度异常偏大， 17:00小时平均异常超过2.0 mm。对长时降水来说［图4（f）］， 秦岭北部降水量日峰值也出现在夜间， 14:00 -16:00平均小时降水量最小， 然后随时间演变逐渐增大， 03:00 -05:00达到最大， 然后逐渐减小。
图5给出了不同量级小时降水的频率、 强度空间分布。从降水频率来看（图5）， L1级降水频率的首要特征是纬向分布， 秦岭南部降水频率显著高于秦岭北部。其次， 地形影响下， 青藏高原东部边缘、 大巴山脉是降水频率的峰值区， L1级降水频率在总降水频率的占比超过40%， 同时在秦岭山脉、 关中平原北部黄土高原地形抬升区影响下的降水频率显著高于其周边地区。L2级和L1级降水频率存在较大差异： 一是与L1级降水相比， 青藏高原边缘L2级降水频率减少非常厉害， 研究区域东部L2级降水频率显著增加， 这种现象在L3级降水中也同样存在； 二是尽管四川盆地L1级降水较少， 但L2和L3级降水频率分别达到4%和2.5%以上， 明显高于其它地区； 三是在关中北部局地L3级降水频率异常高发。从降水强度来看， 青藏高原东部边缘降水频率高， 但量级并不大， 两个降水高值区分别出现在陕西、 四川交界的大巴山和湖北省境内， 降水强度超过1.4 mm·h-1。大巴山脉、 陕西以东L1级降水量也相对较大， 部分地方降水强度超过1.2 mm·h-1。秦岭北部L2级降水频率低， 但强度大， 北部地区降水大值区平均小时降水强度超过15.0 mm·h-1， 而南部整体平均小时降水强度低于14 mm。L3级降水强度与L2级有类似之处， 研究区域东北部降水频率少、 强度非常大， 极端情况下降水强度超过60 mm·h-1。这种强度大、 频率低的降水往往造成非常严重的气象灾害， 实际业务中预报也十分困难， 分析其气候特征， 有重要的现实意义。
4 成因分析
秦岭南部四川盆地周围具有典型的夜雨特征， 卢萍等（2008）认为夜雨触发有两个方面： 一是西南地区四川盆地的特殊地形， 使得盆地西部易于形成沿坡地的辐合上升运动； 二是下垫面提供给低层大气的热通量， 能够进一步增强那里大气层结的不稳定性。这些研究在很大程度上解释了秦岭南部的夜雨成因， 但同样具有盆地地形特征的秦岭北部关中平原夜雨特征并不显著。为此， 利用欧洲中期数值预报中心ERA5逐小时再分析数据详细分析秦岭南北两侧的高、 低空环流特征， 以进一步充实秦岭南部夜雨触发机制的认识， 同时试图探讨秦岭北部关中平原夜雨偏少， 午后强降水异常多发的原因， 从而为该地区的降水预报提供分析基础。降水日变化特征与高低空环流特征密切相关， 为了清楚展示地形影响下白天和夜间环流特征的差异， 利用加速的利布曼法（任晨平等， 2013）计算势函数， 再由势函数计算辐散风的分量， 计算公式如下：
式中： 为风的旋转部分； 为风的辐散部分； 为流函数； 为势函数； 和 分别为辐散风的 ， 分量； 为散度。
通过夜雨多发时段（07:00）和午后降水偏少时段（17:00）的气象要素特征（图6）可以看出， 地面温度场在白天和夜间的空间分布差异不大， 高温区恒高， 低温区恒低。但受局地复杂下垫面影响， 地面风场的辐合辐散特征在夜间和白天完全相反， 夜间低海拔地区为一致的风场辐合、 温度偏高， 低层具有充分的对流触发条件， 这与卢萍等（2008）的研究一致。进一步分析高空环流场可以发现， 受青藏高原大地形影响， 无论在夜间还是白天， 高原南部600 hPa都有地形槽维持， 西南风沿等压线向北输送， 四川盆地位于槽前， 600 hPa整体为上升气流。但白天和夜间600 hPa的上升速度存在显著差异， 白天减弱， 夜间异常加强。在青藏高原地形的影响下， 秦岭南部盆地上空800 hPa以上维持定常上升气流， 但入夜850~500 hPa之间垂直速度异常加强。而秦岭以北受青藏高原北部地形脊影响， 无论是白天和夜间， 600 hPa都表现为下沉气流， 而且在中上层定常维持。因此， 青藏高原南部地形槽定常维持， 秦岭以南夜间对流层中上层上升运动异常加强， 为巴山夜雨提供了动力条件。而秦岭北部受青藏高原北部地形脊影响， 夜间对流层中上层维持下沉气流， 抑制了秦岭北部关中平原的夜间降水的发生。图6（c）和6（f）中时间轴表示了经向风的南北输送， 值得注意的是， 午后秦岭北部黄土高原， 有较强的南风上升气流， 与中上层北风下沉气流在700 hPa附近交汇， 这可能是秦岭北部午后强降水异常多发的重要原因。
图6 气象要素的时空分布(a) 07:00温度(填色, 单位: ℃)和地面风(风矢, 单位: m·s-1), (b)07:00 600 hPa垂直速度(彩色区, 单位: Pa·s-1)、 位势高度(等值线, 单位: dagpm)和风场(风矢, 单位: m·s-1), (c)范围“A”内平均垂直速度（彩色区, 单位: Pa·s-1）、 经向风 (风矢, 单位: m·s-1)的时间剖面, (d)17:00温度 (彩色区, 单位: ℃)和地面风(风矢, 单位: m·s-1), (e)17:00 600 hPa垂直速度(彩色区, 单位: Pa·s-1)、 位势高度(等值线, 单位: dagpm)和风场(风矢, 单位: m·s-1), (f)范围“B”内平均垂直速度（彩色区, 单位: Pa·s-1）、 经向风 (风矢, 单位: m·s-1)的时间剖面。图(b)、 (e)中灰色阴影为地形 Fig.6 The spatial and temporal distributions of meteorological elements.(a) temperature (color area, unit: ℃) and the ground wind(vector, unit: m·s-1) at 07:00, (b) 600 hPa vertical velocity (color area, unit: Pa·s-1), geopotential height (isoline, unit: dagpm) and wind (vector, unit: m·s-1) at 07:00, (c) Average vertical velocities (color area, unit: Pa· s-1) and meridional winds time-height section (vectors, unit: m·s-1) of area“A”, (d) temperature (color area, unit: ℃) and the ground wind (vector, unit: m·s-1) at 17:00, (e) 600 hPa vertical velocity (color area, unit: Pa·s-1), geopotential height (isoline, unit: dagpm) and wind field (vector, unit: m·s-1) at 17:00, (f) average vertical velocities (color area, unit: Pa· s-1) and meridional winds time-height section (vector, unit: m·s-1) of area“B”, the gray shading is terrain in (b) and (e) |
秦岭南部和北部的降水发生时间（见图2）和环流特征［图6（b）， （e）］存在显著差异， 为了更清楚地表现大地形影响下， 秦岭南北两侧的触发机理， 选择06:00和17:00的36°N、 32°N温度、 纬向风、 垂直速度做经度—高度剖面（图7）。从图7中可以看到， 清晨秦岭北部从低层到高层整体西风盛行， 高原上因辐射降温， 地表层温度偏低， 冷空气沿高原外围下滑， 向西输送， 空气的垂直运动主要是下沉气流， 抑制对流发展， 在没有明显的天气系统条件下， 出现夜雨的可能性小， 这可能是秦岭北部关中平原夜雨异常偏少的另一个原因。而午后地表辐射增温， 上升运动强烈， 与高原上空西风气流形成正反馈上升机制， 形成铅直的次级环流， 导致午后秦岭北部黄土高原非系统性短时强降水发生时段集中［见图4（f）］、 雨强大［见图5（f）］。秦岭南部高原东侧低层东风气流偏强［图7（c）， （d）］， 与秦岭北侧形成显著差异。低层弱的东风气流一方面受地形强迫抬升， 另一方面与高原外围下滑的干冷空气叠加， 在高原东侧形成多个铅直次级环流， 有利于局地对流触发， 导致秦岭南部巴山地区夜雨异常多发。午后秦岭南部降水［图7（d）］与夜间显著不同在于， 白天高原地表温度偏高， 在同一海拔上形成热源。高原上的西风偏暖气流向东输送的过程中， 受到低层偏东气流因地形抬升和热力增温影响下形成的上升气流所阻挡， 形成上升气流汇， 冷暖空气交汇不如夜间显著， 无铅直次级环流抽吸作用， 非系统性天气条件下昼雨偏少， 夜雨异常多发。
5 结论
利用中国气象科学数据信息网CMORPH卫星与全国4万多个自动观测站、 雷达的逐时降水量融合资料， 欧洲中期数值预报中心最新发布的ERA5逐小时再分析数据， 分析秦岭周边地区暖季降水日变化、 逐日变化特征， 并探讨其触发机制， 主要结论如下：
（1） 秦岭及周边地区日平均降水量和降水频次的最主要特征是纬向差异明显。其次， 受不同局地地形影响， 降水的空间分布差异显著。秦岭南部的四川盆地、 大巴山， 秦岭北部的关中平原、 河套平原、 黄土高原地形抬升带对降水的局地空间分布都有重要影响。
（2） 秦岭南部降水量和降水频率日峰值主要出现在夜间， 西部出现时间早于东部， 出现时间有从西向东顺时针旋转的趋势； 秦岭北部降水频率和量级日峰值出现在午后。秦岭南部降水频率具有双峰值特征， 15:00 -19:00是触发降水的第二高峰； 秦岭北部降水强度具有双峰值特征， 分别是13:00 -20:00和06:00 -08:00， 夜间黄土高原强降水频率低， 强度大。
（3） 青藏高原东部边缘、 关中北部黄土高原的大地形抬升对长时、 短时降水的空间分布影响显著， 地形影响的贡献量将在后续工作中深入研究。尽管秦岭南部降水量日峰值出现在夜间， 但大部分地区的短时强降水仍然出现在午后。对不同量级降水来说， 秦岭南部降水频率高， 降水强度相对偏小， 而秦岭北部20 mm·h-1的降水频率少， 强度异常偏高， 超过50 mm·h-1的短时强降水时有发生， 业务中需要特别注意。
（4） 青藏高原南部地形槽定常维持， 一方面受槽前上升气流与山谷风作用下槽前上升气流叠加的作用， 夜间对流层中上层上升运动异常加强； 另一方面低层偏东气流与高原外围下滑冷空气交汇， 形成多个铅直次级环流， 是秦岭南部， 四川盆地及周边地区夜雨异常多发的重要原因。而秦岭北部受青藏高原地形脊影响， 夜间对流层中上层维持下沉气流， 其次整层空气的垂直运动也主要为下沉气流， 抑制对流发展， 在没有明显的天气系统条件下， 出现夜雨的可能性小。