1 引言
短时强降水作为云南省经常发生的强对流天气之一， 其降水时间短、 雨强大、 局地性强， 容易导致暴洪、 地质灾害、 城市内涝等灾害， 往往对农业生产、 交通、 建筑和人民生命财产等造成严重影响。滇中地区是我国面向东南亚、 南亚对外开放的重要门户， 是云南省经济文化中心， 具有重要的经济战略意义。短时强降水的发生给城市发展和经济发展带来极大损失。如2013年7月19日， 历史罕见的“特大暴雨”突袭昆明城， 鼓楼站在19日03:00（北京时， 下同）突发57.3 mm·h-1 的短时强降水， 之后连续4 h雨强均超过20 mm·h-1， 累积降雨量达226.4 mm， 受强降雨影响排水系统下游河道全线超出警戒水位， 造成昆明市区主要街道变河流， 露天停车场成汪洋， 大量航班延误、 滞留。短时强降水的及时和正确预报预警服务是各级政府组织指挥救灾的重要科学依据， 因而短时强降水的预报预警成为天气预报业务中的难点， 也是气象工作者研究的重点之一。
短时强降水是由中小尺度系统发生发展的直接结果， 但以大尺度环境场为背景， 大尺度环境参数配置影响或制约着中小尺度系统的发生发展及演变。Doswell et al（1996）指出大多数强降水由对流活动造成， 短时强降水形成的要素包括水汽、 层结不稳定、 垂直风切变等。然而不同地区、 不同天气过程， 大气环境条件不尽相同， 产生的强天气类型也不同。近年来， 许多国内专家学者对此进行了大量研究（常煜等， 2018； 田付友等， 2015； 韩宁等， 2012； 苏爱芳等， 2013； 庄晓翠等， 2018； 张青梅等， 2022； 李强等， 2021； 孔祥伟等， 2021； 陈双等， 2022； 陈豫英等， 2021， 朱平等， 2022）。这些研究都是在统计大量个例基础上， 针对某地短时强降水的天气系统配置、 物理量参数统计与阈值分析， 有助于深入了解不同地区、 不同天气过程和不同大气环境下各地短时强降水的物理过程。
随着气象业务现代化迅速发展， 多普勒天气雷达建设和高分辨率的地面加密观测为深入分析强降水天气提供了可靠依据。根据产生强降水的对流系统特征和属性差异， Lemon（1977）对回波对流类型进行分类， 分为大陆强对流型和热带海洋型， 规定40 dBz反射率因子垂直扩展到-20 ℃等温线以上高度， 则判定为大陆强对流型； 否则， 属于热带海洋型。国内许多研究也表明， 一些发生在中国盛夏季节的中纬度甚至高纬度强降水系统也具有类似热带暖云降水的属性（俞小鼎， 2012； 孙继松等， 2015； 郑永光等， 2017； 曹艳察等， 2020）。不少研究基于雷达资料分天气系统、 分区域、 分强降水不同量级进行了特征统计分析， 发现不同天气系统、 不同地区、 不同量级的短时强降水雷达特征在移动传播、 垂直结构以及造成的强降水时空分布方面有着各自的特点（盛杰等， 2012； 王孝慈等， 2022； 罗辉等， 2020； 冯晋勤等， 2014； 李欣等， 2020； 何钰等， 2021； 陈豫英等， 2022）。上述研究成果对认识各地区短时强降水的成因和维持机制提供了坚实的基础。然而对造成滇中地区短时强降水的大气环境条件和雷达回波特征研究较少。本文针对滇中地区2021年主汛期不同影响系统下的3次典型短时强降水过程的降水特征、 环流形势、 大气环境的动力、 水汽、 热力特征等， 以及雷达回波的演变特征进行了对比分析， 以期为理解、 认识和预报滇中地区短时强降水提供一定的参考和依据。
2 过程筛选标准与资料数据说明
采用中国气象局对短时强降水的定义， 即小时降水量≥20 mm为短时强降水。利用常规观测资料、 NCEP 1°×1°逐6 h再分析资料（08:00、 14:00、 20:00、 02:00）、 逐时、 逐5 min国家基本站和区域自动站降水资料以及昆明CINRAD/CC多普勒雷达资料对3次短时强降水过程进行对比分析。雷达探测范围囊括了滇中91%的自动站， 足以对短时强降水过程主要特征进行分析（图1 ）。由于滇中地区短时强降水事件多发时段是在晚间和凌晨， 因此规定24 h内国家基本站中有1/6站出现短时强降水事件时， 即为一次区域内短时强降水过程。文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2019）3082号的标准地图制作， 底图无修改。
图1 滇中地区地形高度（彩色区， 单位： m）、 32个国家基本站（黑色+）和903个区域站（红点）以及昆明雷达站（黑色正方形）圆圈表示雷达水平扫描半径150 km的探测范围 Fig.1 Terrain height in central Yunnan （color area， unit： m）， 32 national basic stations （black +） and 903 regional stations （red dots）， and Kunming radar station （black square）.Circle indicates detection range of radar horizontal scanning radius of 150 km |
3 过程概况
第一个过程是2021年7月24日05:00至25日05:00（过程1）、 第二个过程是2021年7月27日17:00至28日17:00（过程2）、 第三个过程是2021年8月24日02:00 -15:00（过程3）。从3次过程累积降水量分布和短时强降水站点分布来看（图2 ）， 过程1强降水过程雨区覆盖面较大， 存在多个分散的暴雨落区， 持续时间较长， 国家基本站共出现7站次短时强降水， 区域自动站共出现146站次短时强降水， 最大累积雨量出现在玉溪市峨山县岔河站（190.3 mm·d-1）， 最大小时雨强出现在玉溪市玉带站（67.4 mm·h-1）， 出现时间为7月24日19:00 -20:00。过程2强降水过程雨区比较分散， 暴雨落区范围比较小， 持续时间也较长， 国家基本站共出现6站次短时强降水， 区域自动站共出现103站次短时强降水， 最大小时雨强出现在昆明市五华区护国站（59.9 mm·h-1）， 出现时间为7月28日15:00 -16:00， 最大累积雨量出现在昆明市寻甸县五星村站（91.7 mm·d-1）。过程3强降水过程雨区主要分布在楚雄州和玉溪市， 暴雨落区比较分散， 范围比较小， 持续时间较短， 国家观测站共出现5站次短时强降水， 区域自动站共出现85站次短时强降水［图2 （c）］， 最大小时雨强出现在玉溪市新平县柏枝小学站（63.0 mm·h-1）， 出现时间为8月24日14:00 -15:00， 过程最大累积雨量同样出现在柏枝小学站［109.3 mm·（13h）-1］。3次过程中不同强度短时强降水站点统计显示， 有6~7成的短时强降水雨强为20~30 mm·h-1， 有2.5~3成短时强降水雨强为30~50 mm·h-1， 仅有0.3~0.6成短时强降水雨强达到50 mm·h-1以上。
逐时短时强降水站次序列显示（图3 ）， 过程1中7月24日07:00是峰值出现时间， 08:00之后显著减少， 24日傍晚再次出现少量短时强降水站点， 25日00:00之后短时强降水站点又有增加的趋势。过程2中7月27日傍晚至28日上半夜有少量站次出现短时强降水， 28日16:00短时强降水站点剧增， 之后逐渐减少。过程3除12:00 -13:00没有出现短时强降水站点以外， 其余时刻均观测到4~10站次短时强降水。
4 天气形势配置及大气环境条件
4.1 天气形势对比
过程1的影响系统主要是500 hPa副高底部东北气流， 700 hPa切变线和地面辐合线图［图4 （a）］。200 hPa南压高压中心位于青藏高原（图略）， 云南省处于南压高压底部东北气流辐散区； 500 hPa西南地区大部为大陆高压588 dagpm控制下的东北风， 台湾地区北部有2021年6号“烟花”台风活动， 台风外围东北风卷入的水汽向西南地区输送； 同时印度半岛东北部有低压活动， 700 hPa低压南侧存在西南气流风速辐合， 不断地向云南地区输送水汽和能量， 并与大陆高压底部东北气流在云南省中部地区形成西北-东南向的切变线， 近地层存在辐合线， 中低层辐合线和切变线附近的抬升作用有利于触发对流产生强对流天气。由于强大的“烟花”台风北上速度较慢， 大陆高压和孟加拉湾低压也稳定维持少动， 因此云南省500 hPa受到东北气流持续影响， 700 hPa切变线缓慢向南移动， 造成云南省出现了持续的降水天气， 滇中地区产生了区域性短时强降水过程。
过程2的影响系统主要是500 hPa小高压环流（脊）， 700 hPa切变线和地面辐合线［图4 （b）］。此时200 hPa云南省处于南压高压头部反气旋气流辐散区（图略）； 500 hPa“烟花”台风已经北上移至江淮沿海地区二次登陆， 强度大幅减弱， 孟加拉湾北部此时为低值区控制， 低值区前沿东南风影响到滇西南边缘地区， 云南省处于两个低值系统之间的相对高值区， 风场具有反气旋式旋转， 大陆高压继续控制青藏高原及以北地区， 西北地区东部至四川中部中纬度低槽后配合温度槽， 槽后西北气流有弱冷空气向南输送， 引起中层大气的不稳定状态； 700 hPa大陆高压头部偏北气流影响滇北地区， 滇中以南则为孟加拉湾低值系统前沿东南气流， 因此在滇中地区形成东-西纬向切变线， 滇西南配合地面辐合线， 由于大陆高压、 “烟花”台风、 孟加拉湾低值系统等大尺度天气系统维持时间较长， 因此在云南省形成的小高压环流得以持久维持， 同时700 hPa切变线在云南省中部地区摆动， 受其影响滇中地区出现了区域性短时强降水过程。
过程3的影响系统主要是500 hPa两高辐合区， 700 hPa切变线和地面弱冷锋［图4 （c）］。200 hPa云南省处于南压高压中心前部的气流辐散区（图略）； 500 hPa西太副高西伸至东海附近， 青藏高原南侧也为588 dagpm高压控制， 江南、 华南至西南大部地区， 包括滇中地区处于两高之间的辐合区， 此时中国中纬度地区为西高东低形势， 有小波动槽自西北地区向黄淮地区呈阶梯槽形势快速东移， 并在短波槽后配合弱的温度槽， 因此有利于中高层西北地区的冷空气逐渐向南渗透； 700 hPa上在内蒙古存在一个切断低压， 低压西侧强偏北急流将北方冷空气迅速携带南下， 黄淮地区至贵州为东北-西南向的低槽， 槽后偏北风引导冷空气继续南下影响云南省北部地区， 致使滇中地区大气环境具有一定的不稳定层结条件， 而700 hPa青藏高原南侧至云南省中部以南地区为一系列短波槽东移趋势， 云南省中部以南地区为西偏南气流控制， 因此在云南省北部地区形成了东-西纬向的冷式切变线， 并在地面上配合弱冷锋， 切变冷锋自北向南移动过程中造成了云南省的大范围降水过程， 并在滇中地区形成了区域性的短时强降水过程。
综上， 3次短时强降水过程大尺度环流影响系统差异主要在于500 hPa， 分别是副高底部东北气流、 小高压环流（脊）和两高辐合区， 700 hPa都有切变线影响， 但是形成原因各异， 地面有辐合线或弱冷锋配合， 中尺度的切变线和地面辐合线、 弱冷锋的抬升作用， 有利于对流的触发而产生降水天气。而相同特征是200 hPa南压高压有利的位置使云南省处于高空气流辐散区， 对中低层气流起到抽吸作用利于低层辐合上升气流加强。
4.2 大气环境条件分析
4.2.1 不稳定层结
3次过程的大气层结状态都具有一定的不稳定层结， 统计得到区域平均的500 hPa和800 hPa 假相当位温差（θ se差）在-11.1~-5.4 ℃， 800 hPa和500 hPa温度差在18.87~25.38 ℃， 明显弱于滇中地区超级单体风暴发生时800 hPa和500 hPa温度差大于28 ℃的结论（尹丽云等， 2021）， 暖湿大气的垂直温度递减率一般小于超级单体风暴的环境大气垂直温度递减率， 因为产生短时强降水需要凝结大气中丰富的水汽， 而大气中的水汽容纳能力与大气温度密切相关， 大气温度越高， 其对水汽容纳能力越大， 因此由500 hPa和800 hPa计算出的θ se差和温度差代表的大气层结稳定度不是很强， 与中国其他大部分地区的短时强降水发生时大多数情况下大气存在弱的条件不稳定结论一致（陈元昭等， 2016； 张武龙等， 2021； 张一平等， 2014； 付超等， 2021； 仇娟娟等， 2013）。
4.2.2 水汽条件
3次过程的大气整层可降水量（PW）在34~39 mm， 明显小于中国大部分地方短时强降水的PW平均值50 mm以上的结论（田付友等， 2017， 2022； 张一平等， 2014； 付超等， 2021； 陈元昭等， 2016； 张武龙等， 2021）， 近地层比湿条件在13.63~17.62 g·kg-1， 属于近地层湿度条件较好的环境； 由此可见， 与中国短时强降水大多发生在整层高湿环境下不同， 滇中地区出现短时强降水时， 大气整层可降水量显著低于中国其他地区， 但近地层的水汽条件与中国其他地区相似（张一平等， 2014； 田付友等， 2017）。夏季季风气流带来的丰富水汽由洋面吹向大陆， 途经低纬高原， 复杂的下垫面影响大气的水汽含量， 山区整层水汽含量远低于平原和海区， 这可能是大气整层可降水量明显低于中国其他地区的原因（王宏等， 2021）， 具体原因有待进一步研究。
4.2.3 能量条件
在强对流天气分析与预报中， 还需要一定的能量条件， 对流有效位能（CAPE）是一个能定量反映大气环境中能否发生深厚对流的重要参数， 表示对流发展的潜势和一旦对流产生可能达到的强度， 它与对流抑制能量（CIN）一起是深厚湿对流发生潜势和潜在强度的一个重要指标。统计如表1 ， 个例间CAPE值 和CIN值差异较大， 最小CAPE值仅为31.94 J·kg-1， 最大CAPE值达829.95 J·kg-1， CIN值最小为0.33 J·kg-1， 最大值为98.85 J·kg-1， 但总体上来说滇中地区3次短时强降水过程的CAPE值均小于中国大多数地区（张一平等， 2014； 王宏等， 2021； 庄晓翠等， 2018； 陈元昭等， 2016； 张武龙等， 2021； 仇娟娟等， 2013； 陈相甫等， 2021）。其可能原因是滇中地区所在的低纬高原多山地丘陵， 除地面辐合线、 冷锋等天气系统触发对流外， 地形影响导致对流触发产生抬升运动也是主要因素之一， 同时中层大气环境有利于对流继续向上发展和维持， 因此对对流有效位能的依赖不是太大， 这也是低纬高原对流天气区别于中国大多数地区的特征之一。
表1 3次过程的大气能量条件和动力条件统计表Table 1 Statistical table of atmospheric energy conditions and dynamic conditions of the three cases |
| 过程 | 时间 | 能量条件 | 动力条件 | ||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| CAPE /（J·kg-1） | CIN /（J·kg-1） | Div800hPa /（×10-5·s-1） | SWEAT | SHR0~3km /（m·s-1） | SHR0~6km /（m·s-1） | ||
| 过程1 | 7月24日02:00 | 82.04 | 98.85 | -0.29 | 201.53 | 3.34 | 5.49 |
| 7月24日08:00 | 89.88 | 54.26 | -0.19 | 198.25 | 2.51 | 4.52 | |
| 7月24日14:00 | 829.95 | 1.72 | 0.11 | 209.86 | 4.19 | 5.01 | |
| 7月24日20:00 | 527.14 | 24.19 | -0.01 | 212.14 | 5.74 | 6.06 | |
| 7月25日02:00 | 94.34 | 65.83 | -0.64 | 200.17 | 3.99 | 3.02 | |
| 7月25日08:00 | 143.58 | 8.97 | 0.23 | 202.72 | 6.24 | 4.77 | |
| 过程2 | 7月27日14:00 | 571.4 | 0.37 | -1.0 | 195.07 | 1.19 | 3.27 |
| 7月27日20:00 | 356.32 | 26.0 | -0.54 | 202.62 | 0.87 | 4.42 | |
| 7月28日02:00 | 31.94 | 60.2 | -1.29 | 191.74 | 1.47 | 3.19 | |
| 7月28日08:00 | 43.65 | 38.15 | -0.78 | 190.56 | 1.63 | 2.19 | |
| 7月28日14:00 | 916 | 0.49 | -2.49 | 207.7 | 2.17 | 2.53 | |
| 7月28日20:00 | 508.79 | 28.37 | -1.38 | 207.98 | 1.96 | 2.6 | |
| 过程3 | 8月24日02:00 | 109.47 | 71.81 | -1.45 | 209.48 | 2.42 | 4.74 |
| 8月24日08:00 | 56.16 | 14.38 | -0.99 | 204.58 | 2.53 | 4.16 | |
| 8月24日14:00 | 776.49 | 0.33 | -1.82 | 216.18 | 3.69 | 3.61 | |
4.2.4 动力条件
此外要发生对流天气的必要条件之一， 还需要低层抬升触发， 尽管这种条件较为复杂且多样， 并经常以多尺度相互作用的方式呈现。有研究指出， 与无降水和普通降水相比， 短时强降水往往出现在更有利的低层抬升触发动力环境中（Tian et al， 2015）， 3次过程中的近地层大多数时次都存在辐合作用， 近地层出现辐合， 有利于对流的触发和产生， 尽管辐合量级较小（表1 ）。垂直风切变是维系强对流发生发展的必要条件， 是影响对流发生发展的重要因子， 与雷暴大风、 冰雹等强对流天气不同， 短时强降水一般发生在适当的垂直风切变条件下， 且对流层中层风速可作为风暴承载层风速， 是决定风暴移速的关键因子。3次过程的0~3 km垂直风切变（SHR0~3km）和0~6 km的垂直风切变（SHR0~6km）均未超过12 m·s-1， 即均为弱风切变（陈元昭等， 2016）， 这与中国暴雨通常发生在较弱垂直风切变环境下的结论是一致的（丁一汇， 2005）， 可见弱垂直风切变条件是短时强降水的共性。动力稳定度条件中， 强天气威胁指数（SWEAT）反映了不稳定能量与风速、 风向切变对风暴强度的综合作用。3次过程中SWEAT指数在190.56~216.18， 属于适中的SWEAT量值， 但该区间范围也与中国西北地区东部一般在233~296和中国东部地区SWEAT大于240有所差异（韩宁等， 2012； 沈澄等， 2016）。主要原因是由于其构成要素中的风速、 风向切变属于弱风速、 弱风切变， 因此综合指数SWEAT低于中国其他地区。
5 对流风暴结构特征、 演变特点及降水特点
5.1 降水回波结构
通常来说， 反射率因子越大， 雨强越大， 但这个关系会受到降水类型的影响， 即反射率因子的分布状况决定了产生降水的类型（孙继松， 2017）。因此在分析降水效率时， 要注意分析降水回波类型。基于已有研究对降水雷达回波分类方法， 根据对流风暴成熟阶段的最大回波强度和垂直结构特征， 通过对滇中地区3次短时强降水过程各个强降水时段对应的雷达回波特征进行分析， 利用曹艳察等（2020）的分型方法将其分为低质心型、 高质心型和混合型三类对流风暴。
5.2 降水回波形状及演变特征
3次过程期间的0 ℃层高度为5300~5500 m， -20 ℃层高度为8900~9000 m。依据对流风暴类型的变化将每个过程分为不同的阶段。
5.2.1 过程1
过程1回波演变共分为3个阶段。阶段1为7月24日05:00 -10:00， 在雷达观测范围内的回波为东北-西南向中β尺度层积混合絮状回波， 大多是原地发展后维持停滞状态或缓慢向西南方向移动［图5 （a）~（c）］。回波发展和移动过程中有合并现象， 合并后强度和面积增大， 大多数对流回波的反射率因子强度都在40 dBz左右， 最强强度保持在50 dBz以下， 40 dBz强回波顶高都在6 km以内， 回波质心低， 回波顶高一般都在8 km左右， 最高能够达到12 km以上， 短时强降水形成于停滞时间较长或者缓慢移动的多单体对流回波中， 短时强降水主要分布在昆明市， 少量出现在楚雄州。
图5 过程1各阶段雷达基本反射率因子演变（单位： dBz）（a）~（c）： 阶段1； （d）~（f）： 阶段2； （g）~（i）： 阶段3； 雷达扫描仰角为1.5°， 红色线段为图8、 图10、 图9剖面位置， 红色字母A、B分别表示剖面起始和结束位置 Fig.5 Evolution of radar basic reflectance factor at different stages in cases 1.Unit： dBz.（a）~（c）： Stage 1； （d）~（f）： Stage 2； （g）~（i）： Stage 3； Radar scans elevation is 1.5°， the red line segment is the position of the profile in Fig.8， Fig.10 and Fig.9， the red letters A and B indicate the starting and ending position of the profile |
阶段2为24日17:00 -20:00， 滇中北部以层状云回波为主， 滇中南部出现以各自原地发展的γ尺度点状回波为主的对流单体回波， 短时强降水主要出现在玉溪市， 回波单体发展迅速， 强度增强， 强中心可达到55 dBz以上， 回波质心高， 之后多个位置的多个单体分别合并为块状， 同时伴随点状单体不断新生， 合并后的多单体继续原地发展， 形成范围较大、 40 dBz块状回波中嵌有强中心的回波群， 主要由高质心型和混合型降水回波构成［图5 （d）~（f）］， 剖面图上显示高质心型对流风暴的50 dBz强回波顶高能够达到12 km以上， 混合型的强度一般在50 dBz， 50 dBz强回波顶高在5~6 km。短时强降水发生在原地生成单体回波或者原地合并增强的多单体回波中。
阶段3为24日21:00至25日05:00， 雷达探测范围内再次出现原地各自发展的块状单体回波或多单体回波， 回波原地缓慢发展为中β尺度层积混合型回波， 整体逐渐向南移动， 过程中有合并、 生消现象， 合并后面积增大， 是以低质心型对流风暴为主， 夹杂少量混合型对流风暴的阶段， 大面积层积混合型的絮状回波的强度维持30~40 dBz的， 少数能达到50 dBz［图5 （g）~（i）］， 40 dBz强回波顶高大都在6 km以内， 发展旺盛的强回波40 dBz顶高可达8 km附近， 混合型对流风暴50 dBz强回波顶高约在5 km附近， 发展旺盛的回波顶高最高能够达到13~14 km。短时强降水再次形成于停滞时间较长或者缓慢移动的絮状对流回波中， 滇中三个地州都有短时强降水出现， 分布较分散。
5.2.2 过程2
过程2的降水回波演变分为2个阶段。阶段1为7月27日18:00 -23:00， 开始回波形状大多以点状对流单体为主， 属于高质心型为主， 伴有混合型对流降水， 分布比较零散， 回波自东北向西南缓慢移动过程中逐渐发展， 还有新生单体出现， 并有合并和分裂现象， 有短时强降水发生于发展较为旺盛且缓慢移动的对流单体中， 也有短时强降水发生于多个单体连续途经某地的对流回波中， 也就是具有“列车效应”的回波中［图6 （a）~（c）］。短时强降水主要出现在昆明市和玉溪市澄江市。
阶段2为28日12:00 -18:00， 回波演变特征为各自原地发展的点状回波局地生消、 组织、 合并， 新生单体分布范围较广、 较稀疏， 回波单体发展迅速， 之后多个位置的多个单体分别合并， 强度增强， 同时伴随单体不断新生， 合并后的多单体继续发展， 形成范围较大、 强度较强的多单体对流回波， 移速缓慢， 大部分回波移动方向为自北向南移动［图6 （d）~（f）］， 属于高质心型和混合型为主的对流风暴， 大多对流回波强度可达55 dBz以上， 最强回波中心强度可以高达60 dBz以上， 短时强降水大多产生于局地发展起来的单体回波中， 还有合并发展的多单体回波中， 主要出现在昆明市和楚雄州。
5.2.3 过程3
过程3的降水回波演变分为2个阶段。阶段1为8月24日02:00 -12:00， 短时强降水主要出现在楚雄州、 玉溪市北部， 少量出现在昆明市。降水回波形状为分散的点状回波和大片絮状回波， 结构略松散， 单体或多单体强度大约在40 dBz以下， 点状回波有合并现象， 合并后回波覆盖面积增大， 强度维持40 dBz左右， 是典型的低质心型对流风暴， 由东向西缓慢移动， 南部回波具有后向传播特征， 过程中逐渐在楚雄地区连为结构松散的南-北向带状回波， 西移过程中由带状回波逐渐转变为大片絮状回波［图7 （a）~（c）］。
阶段2时间范围为8月24日13:00 -15:00， 短时强降水主要出现在玉溪市， 属于低质心型为主， 伴有少量混合型对流风暴降水。降水回波形状以大片絮状回波为主， 南部出现少量点状回波， 自东南向西北方移动， 絮状回波强度大约在40 dBz以下， 点状回波发展较快， 移动也较快， 强度可达到55 dBz， 发展移动过程中有合并现象， 合并后回波覆盖面积增大， 强度维持45 dBz左右， 逐渐在玉溪南部连为结构比较松散的东-西带状回波， 西北移动过程中又逐渐分裂为40 dBz以下的块状回波［图7 （d）~（f）］。
综上， 对流回波的形状有点状回波、 块状回波、 带状回波、 絮状回波等， 点状回波多属于单体对流回波， 其尺度较小， 均为中γ尺度； 块状回波常常是由多个单体回波合并组织而成， 覆盖面积明显增大， 甚至可达到中β尺度； 带状回波是由点状回波或者块状回波移动过程中组织合并而来， 其结构不是紧密的带状， 因此产生的强对流以短时强降水为主， 并无雷暴大风、 冰雹这类强对流天气， 其尺度通常也达到中β尺度； 絮状回波则表现为大片层状云回波中不断有积云回波生消交替而形成的层积混合型回波， 通常都是中β尺度。
短时强降水有单独出现某种对流风暴类型的阶段， 也有多种对流风暴类型同时出现的阶段。高质心型对流风暴和混合型对流风暴， 对流回波高度可向上伸展到12~14 km， 而低质心型对流风暴的对流回波垂直高度大多可达7~8 km， 少数低质心型对流风暴的对流回波垂直高度甚至可达12 km， 大部分回波高度都达到了-20 ℃层高度， 具有深对流特征， 属于对流性降水。
5.3 地面雨强与对流风暴的关系
5.3.1 低质心型对流风暴的地面降水特征
过程1阶段1中经昆明牛街站降水回波的剖面图和逐五分钟降水显示（图8 ）， 绝大多数回波强度在40 dBz以内， 40 dBz强回波主要位于5 km高度以下， 低于0 ℃层高度， 说明强的反射率因子主要由液态水滴形成， 暖云层厚度大， 暖云中密布着大于35 dBz的回波， 降水效率很高。7月24日06:00 - 07:00的降水强度维持在4~6 mm·（5min）-1， 造成牛街站57.5 mm·h-1 的极端短时强降水， 07:12之后回波强度逐渐减弱， 维持在30~35 dBz， 雨强也呈减弱趋势， 07:00 -08:00出现15.4 mm·h-1， 08:00以后减弱为层云降水回波。过程1阶段3中玉溪岔河站也是典型低质心型对流风暴降水， 7月25日01:00 - 04:00连续出现65.7 mm·h-1， 36.5 mm·h-1， 40.9 mm·h-1的短时强降水， 是由于岔河站受低质心多单体降水回波不断生消合并分裂的演变影响出现的连续降水， 逐5 min降水时序图和经岔河站降水回波的剖面图显示（图9 ）， 岔河站01:20 -02:25、 03:15 -03:50出现两段较强降水， 最强雨强达到11 mm·（5min）-1， 从基本反射率因子强度演变来看， 01:20 -02:37、 03:18 -03:53岔河站上空始终维持30~40 dBz积云对流回波， 多单体回波剖面强中心可达40 dBz以上， 40 dBz垂直高度可达6 km左右， 与强降水时段对应。过程中强回波在垂直方向上均呈柱状或塔状， 35 dBz的强回波接地， 无悬垂结构。
图8 沿图5（a）~（c）中红色线段不同时刻的对流回波剖面图（a~c， 单位： dBz）及牛街站逐5 min降水时序图（d）红色箭头为牛街站位置 Fig.8 Cross section of convective echo at different times along the red line segment in Fig.5（a）~（c）（a~c， unit： dBz） and time sequence diagram of 5 min precipitation at Niujie station （d）.The red arrow shows the location of Niujie station |
图9 沿图5（g）~（j）中红色线段不同时刻的对流回波剖面图（a~c， 单位： dBz）及岔河站站逐5 min降水时序图（d）红色箭头为岔河站位置 Fig.9 Cross section of convective echo at different times along the red line segment in Fig.5（g）~（j）（a~c， unit： dBz）and time sequence diagram of 5 min precipitation at Chahe station （d）.The red arrow shows the location of Chahe station |
5.3.2 高质心型对流风暴的地面降水特征
过程1阶段2中玉溪雨带站属于典型的高质心型对流风暴降水， 7月24日18:17在玉溪市初生回波， 原地发展面积逐渐扩大， 18:28玉带站上空对流回波强度就已经达到40 dBz， 但18:30 -19:00时段内并没有产生明显地面降水， 19:10对流回波达到成熟， 块状回波强度达56 dBz， 玉溪雨带站降水回波的剖面图和玉带站逐5 min降水时序图显示（图10 ）， 50 dBz强回波高度达到8 km以上（高于0 ℃层高度2 km以上）， 回波顶高最高能够达到12 km， 之后逐渐原地减弱， 19:15 -19:21的基本反射率因子强度高达54 dBz和50.6 dBz， 对应地面降水仅为3.5 mm·（5min）-1、 7.8 mm·（5min）-1， 而在之后19:27 -19:33， 强回波质心减弱并且质心高度下降至4~6 km， 回波顶高维持12 km以上， 最强基本反射率因子强度维持48~50 dBz时， 19:25 -19:30降水强度分别达12.4 mm·（5min）-1和11.8 mm·（5min）-1， 出现了最强地面雨强。该回波造成了玉溪市内4站区域站出现短时强降水， 其中玉溪站、 玉兴站和玉带站分别出现了54.3 mm·h-1、 55.7 mm·h-1和67.4 mm·h-1的极端短时强降水。
图10 沿图5（d）~（f）中红色线段不同时刻的对流回波剖面图（a~c， 单位： dBz）及玉带站逐5 min降水时序图（d）红色箭头为玉带站位置 Fig.10 Cross section of convective echo at different times along the red line segment in Fig.5（d）~（f）（a~c， unit： dBz） and time sequence diagram of 5 min precipitation at Yudai station （d）.The red arrow shows the location of Yudai station |
从基本反射率因子来看， 最强雨强出现在强回波由旺盛转为衰减的阶段， 此时强回波中心减弱， 强回波质心下降， 0 ℃层高度以下强回波维持在50 dBz左右。对流单体在发展阶段， 云内主要为上升气流， 单体发展到成熟阶段， 云内出现下沉气流， 其原因一方面是由于云中液态水滴、 过冷水及冰晶粒子的蒸发或升华作用使云中空气温度低于环境温度， 而形成下沉气流， 另一方面上升气流拖不住大量液态水滴和固态凝结物时， 液态水滴和固态凝结物在回波墙的位置快速大量下落， 拖曳作用也使得上升气流减弱， 下沉气流加强， 云内逐渐由上升气流为主的垂直结构转变为由下沉气流为主的垂直结构， 下沉气流的加强导致地面随即产生强烈雨强， 此时回波质心下移， 回波强中心减弱， 即由旺盛成熟阶段发展至衰减阶段。
5.3.3 “列车效应”的地面降水特征
过程2阶段1中澄江风口哨站短时强降水属于典型“列车效应”造成的。7月27日19:10澄江东部初生强度35 dBz左右的对流回波， 原地缓慢加强， 剖面显示为低质心型对流风暴， 缓慢西南移动过程中造成澄江北部多个区域自动站相继出现明显降水［图11 （a）］， 19:51分裂为两个对流单体， 如［图11 （b）］中红色字母A所示， 在其东北方石林县境内又有新生回波， 新生回波强度32 dBz左右， 西南移动过程中迅速加强， 如［图11 （b）］中红色字母B所示， 20:15进入澄江县境内， 强度已经达到50 dBz以上， 剖面显示为混合型对流风暴， 继续影响澄江县北部， 澄江县左所水库、 梁王冲、 出大水、 风口哨、 绿阴塘、 大地站相继受到不同对流单体经过， 造成20:00 -21:00均出现短时强降水［图［11（c）］。以风口哨站为例， 受“列车效应”回波影响19:00 - 21:00连续出现32.6 mm·h-1、 22.6 mm·h-1的短时强降水， 从风口哨站逐5 min的降水量时序图来看［图11 （d）］， 19:20 -19:40维持3~6 mm·（5min）-1的降水强度， 20:20之后降水再次增强， 3~6 mm·（5min）-1的降水维持至20:35后， 降水再次减弱， 基本反射率强度显示19:22 -19:51、 20:27 -20:44风口哨站上空回波强度都高于40 dBz， “列车效应”出现的短时强降水呈现间歇性的强降水特征， 每一阶段降水增强都与对流单体途经站点相对应， 形成了稳定性降水与短时强降水交替出现的情形， 产生的累积雨量是非常可观的。
图11 澄江风口哨站不同时刻的对流回波演变（a~c， 单位： dBz）及风口哨站逐5 min降水时序图（d）（b）和（c）中圆圈表示澄江风口哨站所在地， 箭头表示不同回波， 字母A、 B、 C表示回波演变和发展 Fig.11 Evolution of convective echoes at different time of Fengkoushao station in Chengjiang （a~c， unit： dBz） and time sequence diagram of 5 min precipitation at Fengkoushao station （d）.The circle in （b） and （c）indicates the location of Chengjiang Fengkoushao station， arrows indicate different echoes， the letter A、 B、 C indicate echo evolution and development |
过程3阶段1中易门县韩所站为另一种“列车效应”影响形成了短时强降水， 即由后向传播的对流回波途径韩所站所造成的。短时强降水发生在8月24日07:00 -08:00时段内。06:40韩所站东部的低质心对流回波东南侧有新生对流回波， 如［图12 （a）］中小圆圈所在地， 06:58 -07:09低质心对流回波向西移至韩所站， 地面降水增加， 其东南侧的对流回波也并入到前侧低质心对流回波中， 前侧的低质心对流回波逐渐减弱， 而后侧的对流回波移至韩所站过程中有所增强， 继续影响韩所站产生降水［图12 （b）］和［图12 （c）］， 韩所站逐5 min降水和基本反射率因子时序图显示07:04 -07:51地面降水为3.6~8.4 mm·（5min）-1， 韩所站上空维持35~40 dBz的对流回波强度， 导致1 h内产生了45.2 mm·h-1的短时强降水。剖面图显示40 dBz强回波发展高度可达8 km， 回波顶高超过12 km， 强中心达48 dBz， 为低质心型对流风暴。
5.4 对流风暴与大气环境的关系探讨
对流系统内的垂直速度主要源于对流有效位能的释放， 即理论最大垂直速度 ， 因此在对流降水情况下， 云底上升气流速度w直接与对流有效位能相关， CAPE值越大， w越大， 对流发展高度就越高， 但短时强降水的CAPE值也不会太大， 因为极端的CAPE值释放能形成强烈的上升运动， 会使气块加速通过暖云层， 从而减少通过暖云过程形成降水的时间。强天气威胁指数SWEAT是20世纪70年代引入的一个指数， 现在很多国家和地区仍在应用， 它是利用探空资料根据表达式（式1 ）求得（刘建文等， 2005）。
式中： Td 850hPa 为850 hPa露点温度； T 850hPa为850 hPa温度； f 850hPa和f 500hPa分别表示850 hPa和500 hPa风速； S=sin（500 hPa风向-850 hPa风向）， 式中各项不为负数。指数从风速和风向切变角度体现了气体涡旋切变的特性， 描述环境风场的变化对雷暴产生的作用， SWEAT量值越大， 发生雷暴的可能性越大， 强度也可能越大， 统计表明雷暴多出现在SWEAT指数达150以上， 雷暴持续时间较长或伴随强对流天气的雷暴中， SWEAT指数多数可达300以上， 发生龙卷时的临界值为400， 强上升运动有助于粒子间的碰撞， 进而加强云中电场， 导致雷暴强度增大， 强烈的雷暴往往说明大气剧烈的对流程度。在3次滇中地区短时强降水过程中， SWEAT指数在190.56~216.18， 大小适中， 过小的SWEAT指数表明大气对流较弱， 不易产生较强降水， 过大的SWEAT指数表明大气具有较强涡旋切变， 也不利于产生持续的降水。将CAPE与SWEAT联合起来考察滇中地区3次短时强降水过程， 发现当CAPE值在100 J·kg-1以下、 同时SWEAT指数在200以下时， 发生的对流风暴类型以低质心型对流风暴为主， 随着CAPE值增大， 超过100 J·kg-1时， 且SWEAT指数也达到200以上时， 对流风暴类型可出现混合型对流风暴， 当CAPE值超过350 J·kg-1且SWEAT指数也在200以上时， 可出现高质心型对流风暴或者高质心型对流风暴伴随混合型对流风暴。3次过程中对流回波多在原地生成发展， 组织合并， 这与滇中地区多山地丘陵， 多数对流与局地地形抬升触发形成有关； 而对流回波生成后移动缓慢甚至长时间停滞， 其原因是过程中的垂直风切变均为弱风切变， 风暴移速的关键因子是对流层中层风速， 即风暴承载层的风速较小， 决定了风暴移动缓慢甚至停滞， 且弱的垂直风切变对流风暴的结构具有明显影响， 形成的对流风暴主要以塔状和柱状结构为主。
6 结论
利用2021年滇中地区主汛期3次典型短时强降水过程， 分析了短时强降水特点、 环流形势配置、 大气环境场和雷达回波的结构、 形状、 演变的基本特征， 得到以下结论：
（1） 3次过程的强降水雨区分布不同， 持续时间也有差异， 短时强降水出现的时段也不同。3次短时强降水过程影响系统差异主要在于500 hPa天气系统不同， 700 hPa都有切变线影响， 但是形成原因各异， 地面均有辐合线或弱冷锋配合。3次过程的环境条件在不稳定层结、 近地层水汽、 垂直风切变方面与中国其他地区短时强降水发生的环境条件具有一致性， 但是在大气整层可降水量、 对流有效位能、 SWEAT指数等方面存在明显差异。
（2） 对流回波的形状有点状回波、 块状回波、 带状回波、 絮状回波等， 点状回波多属于单体对流回波， 均为中γ尺度； 块状回波常常是由多个单体回波合并组织而成， 尺度甚至可达到中β尺度； 带状回波是由点状回波或者块状回波移动过程中组织合并而来， 其结构不是紧密的带状， 因此产生的强对流以短时强降水为主， 其尺度通常也达到中β尺度； 絮状回波则表现为层积混合型回波， 通常都是中β尺度。
（3） 对流风暴分为高质心型、 低质心型以及混合型； 短时强降水有单独出现某种对流风暴类型的阶段， 也有多种对流风暴类型同时出现的阶段； 高质心型和混合型对流风暴高度可向上伸展到12~14 km， 而低质心型对流风暴垂直高度大多可达7~8 km， 少数低质心型对流风暴垂直高度达12 km， 大部分回波具有深对流特征， 属于对流性降水。弱的垂直风切变导致强回波剖面呈柱状或者塔状结构。CAPE值和SWEAT指数的值的变化与对流风暴类型存在一定的相关关系。对流回波多在原地生成发展， 组织合并， 与滇中地区多山地丘陵， 多数对流是由局地地形抬升触发形成有关。
（4） 短时强降水天气过程中的对流回波多属于长时间停滞型或移动缓慢型， 还有部分短时强降水产生于雷达回波的“列车效应”中。“列车效应”出现的短时强降水呈现间歇性的强降水特征， 形成了稳定性降水与短时强降水交替出现的情形。短生命周期的单体生消形成的短时强降水持续时间绝大部分在1 h以内， 但是单体合并组织和反复生消或者“列车效应”形成的短时强降水持续时间常在1~3 h。高质心对流风暴产生的瞬时雨强可达10 mm·（5min）-1以上， 短时间内（连续2个体扫）就能达到短时强降水量级， 但雨强减小得很快， 最强雨强出现在强回波由旺盛转为衰减的阶段。低质心型和混合型对流风暴可产生的雨强范围较大， 大多在3~10 mm·（5min）-1， 少数也可达到10 mm·（5min）-1以上。
需要指出的是， 本文对比分析了滇中地区主汛期不同环流形势下区域性短时强降水过程的大气环境条件和雷达回波的相同特征与差异， 反映出不同天气流型下的大气环境条件和雷达回波的基本特征和关键特征， 有助于认识和理解滇中地区不同类型的短时强降水特征， 然而， 滇中地区地形地貌复杂， 中尺度对流系统复杂多变， 且资料有限， 所选个例较少， 存在一定的局限性， 很多问题需进一步深入探讨和研究， 如CAPE和SWEAT与风暴类型的相关关系有待更多个例调查的印证、 不同对流系统的触发形成机理和维持机制、 对流风暴内部的微物理结构特点， 这些问题都有待进一步深入分析研究。