1 引言
贺兰山东麓地处西北内陆青藏高原东北部的边坡地带， 西部贺兰山呈东北-西南弧形走向， 南北长约220 km， 东西宽约30 km， 海拔2000~3000 m， 最高峰3566 m， 是东亚夏季风和非夏季风的分界线； 贺兰山南北和东西不对称， 南段和西坡山势缓和， 北段和东坡山势陡峭， 尤其是东坡植被稀疏， 分布着100多条与山体垂直分布的东西向V型沟道， 海拔1122~1500 m； 东部银川平原， 海拔1102~1122 m。区域内平均年降水量不足200 mm， 但受地形、 下垫面和气候背景的综合影响， 容易发生强度大、 历时短、 局地性强的极端暴雨。陈晓光等（2008）和邵建等（2015）研究表明， 贺兰山东麓年降水量自1961年以来呈明显减少趋势， 但在气候变暖的大背景下， 极端降水的频率和强度却明显增强。虽然极端暴雨在干旱区是极小概率事件， 但近10年， 以短时暴雨为主要特征的局地大暴雨过程却在贺兰山东麓多次出现， 且受地形影响， 暴雨中心多集中在贺兰山东坡山前， 极端暴雨引发的山洪、 地质灾害、 城市内涝等次生灾害极易通过山洪沟向下游银川平原地区传播， 形成灾害链， 对沿山特色产业及城市建设构成巨大威胁， 同时也给降水预报带来极大挑战。如： 2006年7月14日、 2012年7月29日、 2016年8月21日等贺兰山东麓极端暴雨均造成重大损失。
针对中国暴雨的研究过去主要集中在东部地区， 对西部地区的暴雨关注较少， 而西北地区暴雨虽然发生频率较东部地区少， 但由于其特殊的地形条件和防灾能力有限， 因此， 暴雨造成的灾害往往更大。而处于西北内陆干旱区的贺兰山东麓极端暴雨由于个例少， 暴雨研究以个例分析为主， 集中在三个方面： 天气尺度， 利用常规探测和模式再分析资料分析暴雨过程的环流背景、 天气系统配置及动力、 热力、 水汽、 不稳定等关键物理量的演变（钱正安等， 2018； 王晖等， 2017； 陈豫英等， 2014； 纪晓玲等， 2010b； 肖云清等， 2008； 宁贵财等， 2015； 陶林科等， 2014）； 中尺度， 利用卫星雷达等精细观测资料， 总结出强对流暴雨云团和雷达回波的监测指标（朱平和俞小鼎， 2019； 赵庆云等， 2018； 胡文东等， 2015； 穆建华等， 2014； 陈楠等， 2012； 纪晓玲等， 2007）； 数值模式预报偏差， 针对2016年8月21日历史极端暴雨过程， 对业务模式的预报偏差和可预报性进行了分析讨论（陈豫英等， 2018）。虽然气象工作者对贺兰山东麓暴雨进行了较多的研究， 也取得了一定的成果， 但还缺乏对干旱区复杂地形条件下暴雨的中尺度特征与形成机理的系统性深入研究， 现行业务模式对复杂地形处的降水模拟能力有限， 尤其是对降水的极端性和强降水时段的模拟存在较大预报偏差， 对地形与低空急流配合在地形处触发暴雨的形成机理认识不足也导致预报员没有订正能力而往往漏报， 对预报工作和防灾减灾提出了许多问题和挑战。因而， 本文从暴雨的中尺度特征入手， 以对流系统的中尺度分型为切入点， 充分利用常规气象探测、 地面加密观测、 雷电、 卫星、 雷达、 数值模式等高分辨率多源气象资料， 对干旱区复杂地形条件下极端暴雨的中尺度特征与形成机理进行系统性分析， 为进一步提升干旱区的暴洪防灾减灾能力、 助力沿黄经济带发展提供有力的气象保障。
2 资料选取与方法介绍
2.1 资料选取
所用资料有宁夏自动气象站网建设趋于稳定（2006年）以来逐时降水、 银川C波段D型号多普勒天气雷达（离地约100 m）、 FY系列卫星、 0.125°×0.125°欧洲中期天气预报中心（ECMWF）再分析产品、 常规气象探测资料。研究区域如图1所示。文中图1、 图2涉及的地图是基于宁夏回族自治区标准地图服务网站下载的审图号为宁审（2019）20号标准地势地图和宁审（2016）10号标准地图制作， 底图无修改； 图4、 图6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）1711的中国地图和GS（2019）3266的宁夏地图制作， 底图无修改， 图4只是保留了宁夏省界。文中所用时间为北京时。
图1 贺兰山东麓地形与极端暴雨中心分布阴影为海拔（单位: m） Fig.1 Distribution of topography and the extreme rain-storm center along the Eastern Helan Mountain.The shadow refers to the altitude (unit: m) |
图2 贺兰山东麓极端暴雨线型(上)和非线型(下)对流系统过程的降水分布（阴影为过程雨量≥50 mm）Fig.2 Precipitation distribution of linear (up) and nonlinear (down) convection process the extreme rainstorm along the Eastern Helan Mountain.The shadow is the accumulated precipitation more than 50 mm |
图3 暴雨中心逐时降水量(单位： mm)与对流强度特征量[回波强度(单位： dBZ)、顶高(单位: km)、液态水含量[单位: (g·kg-1)]以及TBB(单位： ℃)的时间演变Fig.3 Evolution of hourly rainfall (unit： mm) and characteristic quantity of convective intensity [echo intensity (unit： dBZ)，cloud top height (unit： km)，liquid water (unit: g·kg-1)，TBB (unit： ℃)] of the rainstorm center |
图4 深对流系统（a~d）和混合对流系统（e~f）过程的低层水汽输送阴影为水汽通量散度(单位: ×10-5 g·cm-3·hPa-1·s-1), 绿色实线为水汽通量(单位: ×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1), 红色实线为低空急流, 风速(矢量）≥10 m·s-1 Fig.4 Low-level vapour transport in the rainstorm dominated by deep(a~d) and mixed(e~f) convection system.The shallow is the divergence of moisture flux(unit: ×10-5 g·cm-3·hPa-1·s-1), green line represents moisture flux (unit: ×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1), red line marks low-level jet, wind speed (vector) is more than or equal to 10 m·s-1 |
图5 银川（38.47°E、 106.2°N）上空的风矢量（风羽, 单位: m·s-1）、 上升运动（虚线, 单位: hPa·s-1）、 相对湿度（阴影≥70%, 单位: %）（上）、 假相当位温（下, 黑实线, 单位: K）的时-空剖面■ 为强降雨时段 Fig.5 Time-height section of Yinchuan station (38.47°E 106.2°N) about wind vector (barb, units: m·s-1), ascending motion (the dashed line, units: hPa·s-1), relative humility (the shaded means relative humility more than 70%, units: %)(up), and potential pesudoequivalent temperature (down, black solid line, units: K. ■ means strongest rainfall period |
2.2 极端暴雨过程标准
目前， 国内对极端降水事件的标准多采用翟盘茂和潘晓华（2003）定义的百分位阈值法： 日降水量超过30年（1981 -2010年）逐年日降水序列的第99个百分位值的30年平均值。按此标准， 只有国家级观测站才有30年以上的逐日降水资料， 而宁夏自动气象站从2006年才开始陆续建设。因此， 同时参考了徐建芬和王锡稳（1986）、 侯建忠等（2006）、 孙继松等（2015）和肖递祥等（2017）对西北、 华北、 西南等地区极端暴雨过程的选取标准及中国气象局和宁夏气象局业务规范， 并为了凸显干旱区暴雨的极端性和灾害性特征， 定义贺兰山东麓极端暴雨过程： 任意24 h累计降雨量有5个及以上自动气象站达到暴雨（累计降雨量≥50 mm）， 其中至少有1站大暴雨（累计降雨量≥100 mm）； 短时强降水小时雨强≥20 mm·h-1。过程主要时段以区域内最早和最晚出现雨强≥10 mm·h-1计算。
按照上述标准， 共挑选出6次极端暴雨过程（表1）： 2017年7月5日（简称170705过程）和6月4 -5日（简称170604过程）、 2016年8月21 -22日（简称160821过程）、 2012年7月29 -30日（简称120729过程）、 2009年7月7 -8日（简称090707过程）、 2006年7月14 -15日（简称060714过程）。
表1 2006 -2017年贺兰山东麓地区极端暴雨天气过程Table 1 Extreme rainstorms in the Eastern Region of Helan Mountain from 2006 to 2017 |
| 过程分类 | 主要降水时段 | 持续 时间/h | 区域平均 雨量/mm | 大暴雨 测站数 | 短时强降水 测站数 | 最大累计 雨量/mm | 最大雨强 /(mm·h-1) | |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 线型 对流系统 | 深对流系统 | 2017年7月5日03:00-18:00 | 16 | 12.1 | 1 | 13 | 滑雪场114.4 | 47.4 |
| 2016年8月21日19:00至22日08:00 | 14 | 9.6 | 5 | 26 | 滑雪场241.7 | 82.5 | ||
| 2009年7月7日15:00至8日03:00 | 13 | 21.5 | 1 | 8 | 汝箕沟107.6 | 39.6 | ||
| 非线性 对流系统 | 深对流系统 | 2012年7月29日20:00至30日11:00 | 16 | 58.8 | 14 | 22 | 滚钟口174.3 | *47.7 |
| 混合对流 系统 | 2017年6月4日15:00至5日10:00 | 20 | 39.7 | 3 | 5 | 黄旗沟116.5 | 26.7 | |
| 2006年7月14日16:00至15日10:00 | 19 | 76.6 | 8 | 16 | 黄草滩168.2 | *33.3 | ||
所有降水统计包含整个研究区域所有测站; *表示累计降雨中心与最大雨强测站不一致 |
2.3 极端暴雨过程分类
统计表明， 贺兰山东麓极端暴雨都伴有短时强降水（表1）。而短时强降水一般都与对流过程有关， 中尺度对流系统MCS是这类过程的主要表现特征（陶诗言， 1980）。关于对流系统的分类标准有很多， 如： Lemon（1977）按照属性分为大陆强对流型（高质心）和热带强对流型（低质心）； Fovell and Oguray（1988）按照雷暴系统的发生发展机制和生命周期划分3类： 普通、 多单体、 超级单体等雷暴； Doswell et al（1996）按照对流系统与雨带移动方向的夹角划分3类： 垂直、 几乎平行（列车效应）、 平行的分量很大； 孙继松等（2015）将影响华北极端暴雨的对流系统分为2类： 第1类为长生命周期对流单体停滞、 反复生消或多单体组织合并形成； 第2类为多单体依次经过同一点的“列车效应”； 王晓芳和崔春光（2011）综合了国内外学者的研究， 根据对流系统组织形状、 单体和系统的移动特征， 分为3类： 单体、 线状和区域； 阮悦等（2018）基于对流强度、 云顶高度、 35 dBZ 回波区顶高等3个特征参数， 利用模糊聚类分析方法将高原夏季对流云分为深厚和浅薄两类。纪晓玲等（2010a）、 慕建利等（2014）、 王宝鉴等（2016， 2017）和赵庆云等（2017， 2018）对西北地区大暴雨过程分析表明对流系统呈现出明显的列车效应。
综合参考上述分类标准， 结合研究区域极端暴雨雷达回波特征， 根据对流系统的组织形态， 可分为2类： 线型对流系统和非线型对流系统。另根据对流系统的发展高度（回波顶高）， 又可分为2类： 深对流系统和混合对流系统， 其中， 深对流系统主导的暴雨回波顶高远高于0 ℃层高度， 甚至接近或超过-20 ℃层高度， 暴雨中心强回波质心在5 km或以上， 而混合对流系统主导的暴雨回波顶高接近或稍高于0 ℃层高度， 远低于-20 ℃层高度， 暴雨中心强回波质心低于5 km。
3 两类极端暴雨过程的主要中尺度特征
表2 强降水发生前、 过程中对流参数和云顶高度变化与暴雨中心最强降雨时段的雷达回波和TBBTable 2 Convective parameters and cloud top height before and during the occurrence of heavy precipitation, echo intensity and TBB of the rainstorm center during the strongest rainfall period |
| 过程分类 | 极端暴雨 过程 | 对流参数变化 | 特殊温度层 高度km | 暴雨中心对应雷达 回波和TBB | ||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 过程前 | 过程中 | |||||||||||||||
| CAPE /(J·kg-1) | CIN /(J·kg-1) | K指数/℃ | CAPE /(J·kg-1) | CIN /(J·kg-1) | K指数 /℃ | LFC /hPa | 0 ℃ | -20 ℃ | 强度 /dBZ | 顶高 /km | 强回波 高度/km | 液态水 含量 /(g·kg-1) | TBB /℃ | |||
| 线型 对流 系统 | 深对流 系统 | 170705过程 | 430.4 | 447.4 | 30.3 | 1104.7 | 215.1 | 39.1 | 611 | 4.7~5.1 | 8~8.1 | 58 | 11 | 5.5(45 dBZ) | 28 | -46 |
| 160821过程 | 3.6 | 148.7 | 35.9 | 536 | 18.7 | 43 | 678 | 5.6~6.0 | 9.0~9.2 | 63 | 16 | 7(50 dBZ) | 38 | -73 | ||
| 090707过程 | 13.3 | 200.3 | 35 | 398.6 | 81 | 39 | 711 | 5.2~5.3 | 8.5~8.8 | 58 | 10 | 5.5(40 dBZ) | 13 | -36 | ||
| 非线型 对流 系统 | 深对流 系统 | 120729过程 | 201.5 | 235 | 34.9 | 278.6 | 159.3 | 41.9 | 612 | 5.2~5.4 | 8.5~8.9 | 58 | 9 | 5.5(40 dBZ) | 25 | -57 |
| 混合对流 系统 | 170604过程 | 30.6 | 348 | 23.5 | 37.4 | 1.6 | 30.1 | 854 | 4.2~4.9 | 7.4~7.6 | 48 | 5 | 3(35 dBZ) | 1.5 | -52 | |
| 060714过程 | 32.9 | 205.2 | 32 | 60.3 | 2.2 | 40 | 844 | 5.3~6.0 | 9~9.1 | 38 | 5 | 3(30 dBZ) | 1.5 | -19 | ||
3.1 降水分布特点
从表1、 图1~3中可以看出， 贺兰山东麓极端暴雨频次少、 范围小、 局地性强、 伴有短时强降水的对流性暴雨； 大暴雨主要集中在贺兰山东坡山前， 中心都分布在东坡山洪沟口， 约50 km范围内； 7月是集中期， 夜雨特征显著。这样的降水分布与低空偏（东）南急流夜间增强， 并配合地形影响在东坡山前触发或增强了暴雨中小尺度系统造成地形处降水增幅密切相关（陶诗言， 1980）。其中： 160821过程历时14 h， 最大累计雨量231.8 mm， 最大小时雨强82.5 mm·h-1（22日01:00）， 雨强超过20 mm·h-1的有4个时次（21日21:00 -22:00， 22日00:00 -01:00）， 其他时次都在10 mm·h-1以下， 雨强起伏变化大， 而这4个时次的短时强降水虽然不连续， 但累计降雨量占过程雨量的84.8%， 其中22日00:00 -01:00两个时次降雨量占比达55.2%［图3（b）］； 虽然雨强（量）大， 但暴雨主要集中在贺兰山前约20 km范围内， 大暴雨范围集中， 近似“单点”分布［图2（b）］， 区域平均雨量仅有9.8 mm。170705过程［图2（a）， 图3（a）］和090707过程［图2（c）、 图3（c）］也有相似的降水分布。由此可见， 线型对流系统主导的暴雨历时短、 范围小、 雨强大、 有间歇性， 3~4 h累计雨量约占过程总量的85%， 区域平均雨量远小于暴雨量级50 mm·d-1， 暴雨和大暴雨主要集中在山前， 极具地形性强对流暴雨特征。
060714过程历时19 h， 暴雨中心累计雨量168.2 mm， 最大小时雨强25.8 mm（15日00:00）； 降水分为2个阶段， 14日17:00至15日01:00雨强基本在3~8 mm·h-1， 15日02:00 -11:00大都在10~25 mm·h-1， 其中15日02:00 -05:00连续4个时次的短时强降水累计雨量占过程雨量的54%， 虽然雨强不大， 但2个阶段的雨量分布相对均匀， 且持续时间长， 累计雨量较大［图3（f）］； 研究区域一半以上面积都出现了暴雨， 大暴雨范围也较大， 山前和平原都有出现［图2（f）］， 区域平均雨量高达76.6 mm。120729过程［图2（d）， 图3（d）］和170604过程［图2（e）、 图3（e）］也有相似的降水分布， 但170604过程暴雨和大暴雨的面积相对小， 尤其是大暴雨呈单点分布， 主要集中在山前。因此， 非线型对流系统主导的暴雨历时长、 范围大、 雨强小、 降水连续， 区域平均雨量接近或超过暴雨量级， 暴雨和大暴雨在山前和平原地区都有出现， 锋面对流性降水和锋区层状云降水构成的混合性降水特征凸出。
3.2 触发极端暴雨的环境场特征
水汽、 大气不稳定和抬升触发机制是对流性暴雨产生的基本条件（王晓芳等， 2011； 俞小鼎， 2010； Parker and Johnson， 2000）。下面就围绕这3个条件对比分析有利于两类极端暴雨触发的环境场特征。
3.2.1 水汽输送
北方要发生很强的暴雨， 必须有来自热带地区的暖湿水汽输送带（丁一汇， 2014）， 而低空急流就是水汽输送的载体， 钱正安等（2018）归纳的“三支急（气）流接力水汽输送模型”也印证了低空急流对西北夏季暴雨水汽输送的重要性。
考察160821过程随低空急流发展水汽输送情况： 暴雨前6 h的21日14:00， 700 hPa上来自渤海、 黄海、 东海的偏东暖湿气流在四川盆地转向后加强北上， 形成的水汽输送带穿过暴雨区， 急流建立， 但位置偏北， 主要在河套北部［图4（a）］； 21日20:00至22日02:00对应的强降水时段， 偏南低空急流增强北抬， 陇南到宁夏中南部形成了一支中心风速超过16 m·s-1的南风急流带， 将东海的水汽源源不断送向暴雨区， 暴雨区水汽通量增加、 水汽辐合增强［图4（b）］； 850 hPa上来自黄海和东海的偏东暖湿气流在陕西和四川转向西进北上， 在河套东北部合并加强形成10~12 m·s-1的东南低空急流， 急流区虽然不连续， 也较700 hPa弱［图4（c）］， 但暴雨区处在水汽通量和水汽辐合大值区； 湿层薄， 主要在低层［图5（a）］。以120729过程为代表的其他3次深对流过程与160821过程类似， 不同的是700 hPa和850 hPa水汽源地都来自孟加拉湾［图4（d）］， 且湿层深厚［图5（b）］。
上述分析表明： 无论哪种类型的极端暴雨， 低空都有一支来自东部或（和）南部海洋的低空偏（东）南暖湿气流形成的水汽输送带穿过暴雨区， 四川盆地是低空急流形成的起始地， 也是水汽聚集地和中转站； 低空急流在暴雨前6~12 h建立， 随着低空急流增强北上或西进， 暴雨区低层水汽含量增加、 水汽辐合增强， 降水增强； 暴雨区出现在急流轴左前方， 急流最强、 急流轴离暴雨区最近时段对应降水最强； 暴雨强弱无关湿层厚薄， 但低层必须有70%以上高湿区， 且一定是接地的。不同的是： 深对流过程水源地相对单一， 多数过程来自孟加拉湾， 700 hPa偏南急流区多集中在河套中南部、 急流轴相对短， 850 hPa在河套附近没有明显的、 连续的急流区； 而混合对流过程在850 hPa和700 hPa从四川盆地到河套东北部有路径基本重合的东南低空急流带， 急流轴较长， 两支低空急流构成的水汽输送带将汇集了孟加拉湾、 南海、 黄海和渤海4个洋面的水汽源源不断输向暴雨区， 水源地更丰富、 水汽输送更充沛， 更有利于持续性暴雨的产生。
3.2.2 大气不稳定
本文研究的极端暴雨中心都位于银川探空站（53614， 106.22°E， 38.48°N， 海拔1106 m）的西侧， 且在强降水期间， 对流层低层盛行偏（东）南气流。因此， 下面主要利用银川探空站和ECMWF再分析资料对比分析极端暴雨发生前和过程中， 对流有效位能CAPE、 对流抑止CIN、 K指数、 假相当位温θ se等对流参数来诊断环境大气的稳定度。其中， 2007年过程前后， 银川站CAPE一直为0 J·kg-1， 代表性不强， 故利用低空急流带上、 上游离银川探空站最近的延安探空资料来诊断。
对比分析以160821过程、 120729过程为代表的深对流过程与170604过程代表的混合对流过程的温湿风等物理量随时间变化（图5）并结合表2的对流参数变化可以看到， 随着低层偏（东）南暖湿气流加强向北或西推进， 对流层低层风随高度顺转， 暖平流增强的同时， 低层θ se、 CAPE、 K指数都呈增大趋势， 而CIN进一步降低， 低层增温增湿促进了大气稳定度的降低； 暴雨时段， 多数过程的K指数都在39 ℃以上， 同时， 对流层低层形成θ s高值区， 中层为θ s低值区， 两者之间的θ se等值线梯度密集区正是冷暖空气团交汇的锋区， 中低层垂直方向上这种“上干冷下暖湿”的层结分布有利于加剧环境大气不稳定发展。不同的是： 多数深对流过程中较过程前CAPE呈百倍数量级增加， 而混合对流过程CAPE增幅不明显， 且暴雨阶段深对流系统对应的CAPE值较混合对流系统的大近百倍。这表明， 深对流过程的大气稳定度更低， 更有利于对流系统的发展加强。
3.2.3 抬升触发机制
在有明显对流抑止背景下， 天气系统产生的上升气流通常不会直接触发对流系统， 但强天气尺度的上升气流有利于对流天气的产生， 而伴有锋面结构的对流性天气沿着锋面方向易触发中尺度系统， 增强了对流天气发生的可能（陶诗言， 1980； 俞小鼎， 2010）。对比两类极端暴雨发生时的自由对流高度LFC和CIN（表2）， 深对流过程CIN为10~100 J·kg-1， LFC在700~600 hPa， 因此中低层需要有一定强度上升气流克服LFC以下的对流抑止能量CIN， 将地面附近气块抬升到LFC， 对流系统才能得以触发； 混合对流过程CIN仅为1.6~2.2 J·kg-1， LFC在850 hPa左右， 相较而言， 对流系统更容易触发。
从图5中还可以看出， 以120729过程和170604过程为代表的低层有明显水平风向辐合伴有明显锋面结构的4次暴雨过程（其他2次170704、 090707过程）， 强天气系统强迫下的上升运动都较强， 中心大都在700~600 hPa之间， 中心值达0.4 hPa·s-1以上， 个别过程中心位于400 hPa， 湿层厚， 低层θ se中心值在330~358 K之间， 且随着锋面系统入侵， 过程中后期低层θ se迅速减小， 因此， 相较低层高温高湿提供的热力抬升， 锋面系统强迫的动力抬升对中尺度对流系统的触发更为关键； 以160821过程为代表的低层没有明显水平风向辐合的2次过程（另1次060714过程）， 弱天气系统强迫的上升运动弱， 中心位于800 hPa， 中心值仅有0.2 hPa·s-1， 湿层薄， 低层θ se中心值在362~366 K， 且过程期间低层持续有360 K以上的高温区， 因此， 即使动力抬升条件有限， 但低层强烈持续的高温高湿为中尺度对流系统的触发提供了重要的热力条件。另外， 低空急流与贺兰山地形结合形成的地形抬升也是研究区域极端暴雨中尺度对流系统触发的重要机制。
3.3 暴雨中尺度系统的发生与发展
以170705过程和170604过程作为线型和非线型对流系统的典型个例， 对比分析两类极端暴雨中尺度系统的发生与发展过程。
170705过程对流系统的2次触发和加强过程， 对应2个强降雨阶段。第1阶段在5日05:00 -08:00， 云图上， 锋面云带和暖区对流云带相互独立， 05:00 -06:00暖区对流云带上触发的对流云团A1沿着贺兰山体向东北方向移动发展［图6（a）］， 07:00 -08:00翻越贺兰山北部进入暴雨区， 并进一步加强［图6（b）］； 雷达上， 05:00 -07:00平行于贺兰山体的南风低空急流轴上的风速脉动形成的中尺度扰动北上遇到贺兰山， 受地形抬升影响， 急流轴上触发新生对流系统B1［图7（a）］， 并沿山体传播［图8（a）］， 07:00 -08:00对流单体北上过程中， 其后部在急流轴南端不断有新生单体触发， 北上过程中组织合并增强， 形成短窄线状回波B2［图7（b）］， 速度图上在暴雨中心附近有气旋式辐合［图8（b）］， 此时， 暴雨中心爆发了25.5 mm·h-1的强降水， 中心附近TBB达-46 ℃［图3（a）］， 最强回波58 dBZ、 顶高11 km、 液态水含量28 kg·m-2。第2阶段在5日11:00 -13:00， 云图上， 锋面云带与暖区对流云带合并东移翻越贺兰山， 锋面对流云带上的对流系统A2再次活跃［图6（c）］， 进入暴雨区后继续加强［图6（d）］； 雷达上， 山前， 低空急流在冷垫上不断触发对流系统B3沿山体传播并依次经过暴雨中心［图7（c）］， 发展加强形成带状线型回波B4［图7（d）］， 对应速度图上也有气旋式辐合［图8（c）， （d）］， 对流系统B4虽然没有B2强， 暴雨中心附近TBB为-39 ℃， 回波最强53 dBZ、 顶高9 km、 液态水含量13 kg·m-2， 但组织化程度B4明显高于B2， 且对流系统B4在山前稳定少动， 列车效应作用的强降水持续约2.5 h， 暴雨中心雨强47.4 mm·h-1［见图3（a）］； 13:00之后， 冷空气增强南下， 对流系统南下进入平原地区减弱东移出境， 转为锋区降水， 降雨迅速减弱。
图7 170705过程（a~d）和170604过程（e~h）贺兰山东麓极端暴雨过程的雷达（2.4°仰角）回波强度（单位: dBZ）演变B1-B4为对流系统 Fig.7 Radar 2.4° inflectivity evolution of the 170705 (a~d) and 170604 (e~h) extreme rainstorm in the Eastern Region of Helan Mountain.Unit: dBZ.B1-B4 represents the convective system |
图8 170705过程（a~d）和170604过程（e~h）贺兰山东麓极端暴雨过程的雷达（2.4º仰角）回波速度（单位: m·s-1）演变白色圆圈为气旋式辐合或中尺度辐合线 Fig.8 Radar 2.4°velocity evolution of the 170705 (a~d) and 170604 (e~h) extreme rainstorm in the Eastern Region of Helan Mountain.Unit: m·s-1.White circle represents the cyclonic convergence or mesoscale convergence line |
其他2次线型对流系统主导的过程（图略）与170705过程相似， 不同的是： 160821过程以暖区对流降水为主， 对流云团为涡旋云系构成的MCSα， 090707过程以锋区对流降水为主， 对流云团由锋面对流云带上的切变线云系构成； 160821过程回波移动路径与传播方向几乎垂直， 090707过程先垂直后平行， 这与急流方向有关； 降水最强时段， 160821过程较090707过程、 170705过程回波更强、 TBB值更低、 雨强更大， 这与160821过程的低空急流更强有关。
170604过程以锋面对流降水为主， 强降水主要在4日夜间。云图上， 东南低空急流对应的暖区对流云带和锋面对流云带重合， 过程期间， 云带上先后触发4个对流云团快速北上经过暴雨区， 云团A和B为两条线型对流， C和D为团状对流， C尺度最大， 对流都不强， 且移速快， 暴雨区雨强大都在20 mm·h-1以下， 其中， 4日21:00至5日01:00云团A、 B、 C先后经过暴雨区［图6（e）~（f）］， 列车效应造成了22~27 mm·h-1的单点短时强降水［暴雨中心22:00 -23:00雨强26.7 mm， 图3（e）］； 5日03:00 -05:00， 锋面云带上仍然有弱对流系统沿偏南低空急流轴北上， 但强度较之前更弱， 且结构松散、 形状模糊［图6（g）~（h）］， 造成了21~23 mm·h-1的单点短时强降水［暴雨中心04:00 -05:00雨强21.7 mm， 图3（e）］。雷达上， 冷暖空气长时间的交汇， 受地形和锋面抬升的共同作用， 低空东南气流在冷垫上触发的气旋式辐合或中尺度辐合线［图8（e）~（h）］在山前长时间维持， 对流系统B1-4主要在山前沿山体传播， 而平原地区以偏南暖湿气流形成的层状云降水为主， 由于低空急流不强（10 m·s-1左右）， 虽然速度图上有“S”型回波分布， 但对流系统结构松散、 移速快， 只在4日21:00 -23:00［图7（e）~（f）］和5日04:00 -06:00［图7（g）~（h）］等时段内山前对流系统组织合并形成组织化程度不高的非线型回波带B1-2， 山前暴雨中心TBB虽然达-52 ℃， 但对流并不强， 回波都在40 dBZ以下、 顶高不足5 km、 液态水含量1.5 kg·m-2， 山区出现了5个时次的单点短时强降水［图3（e）］。
其他2次非线型对流系统主导的过程（图略）与170604过程相似， 但120729过程和060714过程的东南低空急流更强， 中心风速超过20 m·s-1， 影响的雨强、 雨量、 暴雨范围也较170604过程更强。不同的是： 120729过程锋面云带上的对流云团由涡旋云系发展加强为MCSα， 060714过程在锋面云带底部不断有MCSγ单体南下， 因此， 120729过程较170604过程和060714过程对流发展更强、 雨强也更强。
上述分析表明， 贺兰山东麓极端暴雨主要有暖区对流降水、 锋面对流降水、 锋区层状云降水3种性质； 暖区对流主要在山区， 地形抬升是主要触发机制， 锋面对流的触发是低层暖湿气流沿着冷垫抬（爬）升， 平原和山区皆有， 山区锋面对流的触发还叠加了地形抬升； 对流系统的移动在云图和雷达上分别与高低层风场一致， 山区和平原分别沿山体和低空急流轴传播， 通常移动与传播方向平行或夹角很小， 但在山区， 当低层为偏东风， 移动与传播几乎垂直或夹角很大， 暴雨期间列车效应明显。
不同类型暴雨的冷空气强度不同， 造成暴雨性质、 对流系统触发机制不同， 其中：
（1） 线型对流系统主导的过程冷空气弱， 以暖区或（和）锋面对流降水为主， 对流单体在东坡山前沿山体传播形成组织化程度较高的的带状线型回波； 非线型对流系统主导的过程冷空气强， 以锋面对流降水和锋区层状云降水为主， 对流单体在山区和平原沿山体和急流轴传播和移动形成组织化程度不高的的非线型回波；
（2） 大多数暴雨过程都有冷空气活动， 因此都有锋面对流， 但对流系统的触发、 影响时间、 活动区域、 移动、 发展等差异性较大， 其中， 线型对流系统主导的过程冷空气弱， 受贺兰山阻挡， 冷空气在山上堆积， 受锋面和地形抬升共同作用， 对流系统主要在山前活动， 且稳定少动、 组织化程度高、 发展强盛， 下山后移速加快或减弱； 非线性对流系统主导的过程冷空气强， 锋面云带翻山后能到达银川平原， 速度图上在雷达站附近回波呈“S”型分布， 平原和山区都有锋面对流触发， 但对流系统的组织化程度总体不高、 移速快、 强度弱， 相较而言， 深对流系统的组织化程度高、 对流发展强。
3.4 对流强度与降水强度
（1） 无论哪种类型的极端暴雨， 雨强R都与回波强度Z的正相关性最好， 相关系数达到0.85~0.92。当Z≥40 dBZ时， 在95%的置信范围， 各项参数匹配最优条件下， Z-R满足如下关系式： R= 3.67×10-8×Z 5.222+4.835， 拟合曲线如图9。
（2） 雨强与液态水含量和回波顶高呈正相关， 但相关性总体不高， 明显的正相关只出现在深对流过程的强降雨时段。深对流系统主导的强降雨时段， 雨强与回波顶高的相关系数为0.83~0.9， 雨强超过20 mm·h-1的多数时段， 回波顶高突破-20 ℃层高度， 最大达到16 km， 强回波质心达到或略高于0 ℃层高度， 对流发展旺盛， 冲破云顶， 强回波可能含有霰或软雹等固态水， 因此液态水含量大， 超过10 kg·m-2， 接近40 kg·m-2； 而混合对流系统主导的过程， 由于对流发展相对不强， 回波顶高接近或略高于0 ℃层高度， 强回波质心则低于0 ℃层高度， 强回波主要由大粒径水滴产生， 因此， 回波顶高和液态水含量小或在雷达图上无反映。
（3） 雨强与TBB呈反相关， 但相关性不高， 大体的变化趋势为： TBB负值增大、 雨强呈增大趋势， TBB负值减小， 雨强呈减弱趋势， 深对流过程的反位相变化趋势更明显。
（4） 雨强还与CAPE的增幅有正相关。CAPE增幅越大， 对流发展越强烈， 雨强越大。
上述分析表明： CAPE增幅越大、 越有利于对流系统发展， 回波越强、 顶高越高、 液态水含量越大、 TBB负值越大、 对流越强、 持续时间越长、 降水强度越大， 这种对应关系在深对流系统主导的过程中表现得更为清晰。
4 结论
在贺兰山东麓近10年6次极端暴雨中尺度系统分型基础上， 对比分析了不同类型极端暴雨的降水分布、 环境场、 对流系统的发生发展、 降水强度与对流强度等中尺度特征， 其中， 线型对流系统主导的暴雨都属于深对流， 而非线型对流系统主导的暴雨1次是深对流、 2次是混合对流。得到以下主要结论：
（1） 极端暴雨的分布特征为： 频次少、 范围小、 局地性强、 夜雨特征显著、 7月是集中期、 伴有短时强降水的对流性暴雨； 暴雨主要集中在贺兰山东坡山前， 中心分布在东坡山洪沟口。降水分布与低空偏（东）南急流夜间增强， 并配合地形在东坡山前触发或增强了暴雨中小尺度系统造成地形处降水增幅密切相关。
（2） 极端暴雨都满足对流性暴雨的3个基本条件， 700 hPa低空急流发展加强、 向北或西推进， 将来自东南部海洋的暖湿气流输向暴雨区， 低层增温增湿促进了暴雨区的大气不稳定和动力、 热力、 地形抬升触发机制； 暴雨形成与湿层厚薄、 上升运动中心值大小、 低层是否有锋面结构无关， 只与低层高温、 高湿接地、 暴雨区持续上升运动有关。其中， 深对流系统主导的过程850 hPa没有或低空急流不明显， 多数水汽源自孟加拉湾， 水汽来源地单一， 水汽输送条件受限， 但大气稳定度更低， 有利于对流性暴雨的发生； 混合对流系统主导的过程850 hPa和700 hPa有路径重合的低空急流， 将汇集了孟加拉湾、 南海、 黄海和渤海4个水源地的水汽源源不断输向暴雨区， 水源地更丰富、 水汽输送更充沛， 有利于持续性暴雨的产生。
（3） 贺兰山东麓极端暴雨主要有暖区对流降水、 锋面对流降水、 锋区层状云降水3种性质， 绝大多数暴雨都伴有冷空气活动的锋面对流降水； 暖区对流主要在山区， 地形抬升是主要触发机制， 锋面对流的触发是低层暖湿气流沿着冷垫抬（爬）升， 平原和山区皆有， 而山区锋面对流的触发还叠加了地形抬升； 对流系统的移动在云图和雷达上分别与高低层风场一致， 山区和平原分别沿山体和低空急流轴传播， 通常移动与传播方向平行或夹角很小， 但在山区， 当低层为偏东风， 移动与传播几乎垂直或夹角很大， 暴雨期间列车效应明显。
（4） 线型对流系统主导的过程冷空气弱， 以暖区或（和）锋面对流降水为主， 对流系统主要在山前活动， 沿山体传播形成组织化程度高的带状线型回波， 低层为偏南风时， 传播与移动方向平行， 低层为偏东风时， 传播与移动近似垂直， 对流系统在山前稳定少动、 发展强盛， 下山后移速加快或减弱， 列车效应在山前造成的强降水历时短、 范围小、 雨强大、 有间歇性， 3~4 h累计雨量占过程总雨量的85%左右， 区域平均雨量远小于暴雨量级50 mm·d-1， 地形性强对流暴雨特征凸显。
（5） 非线型对流系统主要的过程冷空气强， 以锋面对流性降水和锋区层状云降水为主， 速度图上在雷达站附近回波呈“S”型分布， 对流系统在山前和平原皆有触发， 沿山体和急流轴传播和移动， 山前传播与移动方向近似垂直， 平原传播与移动方向平行， 虽然对流系统组织化程度不高、 移速快、 强度弱， 但列车效应形成的强降水历时长、 范围大、 雨强小， 连续降水累计雨量大， 区域平均雨量接近或达到暴雨量级， 混合性降水特征明显。
（6） 降水强度与CAPE增幅、 回波强度、 强回波持续时间、 回波顶高、 液态水含量呈正相关， 与TBB呈负相关， 该对应关系在深对流系统主导的过程中表现得更为清晰。回波强度Z≥40 dBZ时， 与降水强度R呈正相关， 满足如下关系： R=3.67×10-8 Z 5.222+4.835。