近年来天气气候变化异常, 极端强降水天气多发, 并引发山洪、泥石流、城市内涝等次生灾害, 造成巨大的人员经济损失。比较典型的有北京“7·21”大暴雨, 舟曲“8·8”短时强降水等过程。对于北京的“7·21”大暴雨(俞小鼎, 2012; 孙建华等, 2013; 王靖羽等, 2014), 主要认为起源于低层涡旋的MCS长时间维持是直接影响系统, 降雨对流的组织和增强与冷锋强迫相关, 在低层水汽的辐合起主要作用而中高层水汽垂直输送作用较为显著。对于舟曲短时强降水, 赵玉春等(2010)和曲晓波等(2010)认为其发生、发展是在高空有冷空气东移南下的大尺度环流背景下, 由低层切变线天气系统强迫作用造成的。白晓平等(2016)研究认为黄土高原和秦岭以南地区的短时强降水天气以西南气流型和低槽型为主。许东蓓等(2018)对比分析了两次相似气候背景下不同类型的短时强降水过程。徐珺等(2010)对济南“7·18”大暴雨进行模拟研究发现, 中尺度对流系统生成、发展于低涡西南侧的辐合线上, 又与其前部的对流系统合并, 导致极端降水发生。王楠等(2016)分析研究了黄土高原超级单体雷暴的中尺度特征。短时强降水多发生在有利的天气尺度背景下, 锋面是常见的一种影响系统。对多次对流性短时强降水过程的研究发现, 强风暴单体的对流组织化过程与地面风场辐合及锋面有密切关系, 强降水多是由冷锋云系或涡旋云系中不断生消的中尺度对流系统(MCS)直接造成的(陈涛等, 2013; 郑婧等, 2015; 常煜等, 2016; 吕晓娜, 2017)。赵强等(2017)分析了陕北两次大暴雨中的锋生原因及其对降水的作用。陈敏等(2007)研究发现华南前汛期中伴随对流活动的冷锋具有独特的垂直环流结构。对于新型探测资料的应用, 风廓线雷达利用多普勒效应, 可以连续地获得测站上空每几分钟、几十米层距的高分辨率的垂直风廓线资料, 因此在局地暴雨、冰雹等夏季强对流天气预报中的应用越来越受到人们的重视(张霭琛, 2000; 古红萍等, 2008)。

本文对一次发生在秦岭北麓的、冷锋系统触发的短时强降水过程进行分析, 应用常规观测资料和NCEP再分析资料, 以及高时空分辨率的风廓线雷达及多普勒天气雷达资料, 对此次过程的影响系统天气特征进行了深入研究。

一般而言, 陕西地区强降水多发生在秦岭南坡(赵强等, 2017), 即偏南气流迎风坡上, 秦岭北麓较为少见。2015年8月3日17:00(北京时, 下同) 20:00位于秦岭北麓的西安地区突发短时强降水, 降水强度之大历史罕见。短短3 h, 临潼自动站和长安区2个加密站雨量超过50 mm。降水量最大的是长安引镇大峪, 累计达145.3 mm, 18:00小时雨强40.3 mm·h^-1, 19:00达到86.3 mm·h^-1[图 1, 该图及文中所涉及的地图是基于陕西省标准地图服务网站下载的审图号为陕S(2012)008号和国家测绘地理信息局与国家气象信息中心提供的标准地图制作, 底图无修改]。突发的短时强降水诱发山洪和泥石流, 致使9人死亡或失踪。

图 1(Figure 1)

图 1 加密站地形(彩色区, 单位: m)及2015年8月3日16 :00 22: 00 6 h累计降水(等值线, 单位: mm)(a)和乡镇代表站小时雨强随时间演变(b) Figure 1 Intensive automatic weather station terrain (color region, unit: m) and 6 h accumulated precipitation (contour, unit: mm) from 16:00 to 22:00 on 3 August 2015 (a), and the hour precipitation distribution along with time of representative stations (b)

现行的中尺度天气分析技术中, 要求预报员通过地面、高空常规和加密观测资料的分析和数值预报相关参量的分析, 寻找中尺度天气系统发生发展的各种环境场条件, 以确定中尺度天气发生的潜势(张小玲等, 2010)。

通过以2015年8月3日08:00高空资料为基础制作高空综合分析图[图 2(a)]可以看出, 风场分布显示陕西关中地区处于500 hPa低槽以及850 hPa切变线前侧, 且850 hPa有显著流线, 说明大气低层辐合明显; 同时又处于200 hPa高空急流入口处的右侧, 高层辐散与低层辐合区叠加, 将有利于低层上升运动发展加强。从温度分析来看, 500 hPa上在陕西西北上游大部区域24 h降温2 ℃以上, 并有一温度槽在河套西部, 说明强冷空气已经出现在陕西上游, 在显著西北气流作用下将很快抵达陕西; 关中中西部地区的850 hPa和500 hPa温度差超过25 ℃, 说明此处大气稳定度较差。湿度场配置显示, 850 hPa显著湿区在陕西中部地区, 反映低层湿度条件较好; 700 hPa干线位置在850 hPa干线东部, 呈现前倾状, 说明中层干空气叠加在低层湿区之上, 且干线逐渐东移也有利于触发强对流。综上, 08:00高空资料显示, 关中地区湿度条件较好, 上游有冷空气, 大气存在不稳定层结, 且将有干线东移, 具备良好的强对流潜势。

图 2(Figure 2)

图 2 2015年8月3日天气分析综合(a, b)和西安站T-logP图(c, d) Figure 2 The comprehensive analysis of synoptic situation (a, b) and T-logP map at Xi'an station (c, b) on 3 August 2015

地面综合图分析[图 2(b)]显示, 08:00冷锋系统主体处于东北地区东部-华北北部-陕北地区一线, 在冷锋后部河套地区有小雨或小阵雨天气, 陕西中北部有雾, 说明锋前地区空气温暖湿润, 集聚着一定的不稳定能量。14:00冷锋主体进一步南压, 到达陕北南部-关中西部一线, 锋后雨区进一步加大加强, 锋区前后温差接近10 ℃, 且风场辐合明显。西安地区升温明显, 能量快速集聚, 在冷锋系统触发作用下爆发短时强降水。

西安站08:00探空图[图 2(c)]上对流有效位能CAPE为788.8 J·kg^-1, 在700~450 hPa间表现为狭长条。K指数为39 ℃, SI指数为-2.2 ℃, LI指数为-1.4 ℃, 各项不稳定指数都表征有较强的对流不稳定潜势。同时存在一定的对流抑制, CIN为103.2 J·kg^-1, 表明一方面必须要有足够的抬升机制配合, 使气块冲破对流抑制, 才能触发强对流天气; 另一方面说明此时的层结条件在为强对流发展集聚一定的能量储备。湿度条件来看, t-t_d < 2 ℃的湿层深厚, 直达400 hPa; 400 hPa以上有显著干区, 反映了上干下湿的层结分布, 有利于湿对流风暴DMC的发展。

14:00西安探空[图 2(d)]显示, 层结条件更有利于对流发生。CAPE区域依然为狭长条形, 但厚度增加, 其数值显著增加到1 057.6 J·kg^-1, 其他几个对流参数绝对值也都有所增加, K指数为43 ℃, SI指数为-2.6 ℃, LI指数为-3.0 ℃, 对流不稳定进一步增强。对流抑制变化不大, 但自由对流高度LFC有所下降。干层的起始高度降低至接近600 hPa高度, 表明中层干侵入有近一步下探, 600 hPa以下t-t_d < 2 ℃的湿层依然维持, 上下层结的干湿对比更加强烈。0~6 km风垂直切变增加至12.11 m·s^-1, 仍属于中等偏弱的垂直风切变, 更有利于提高降水效率(俞小鼎, 2013)。垂直风切变的增加主要是500 hPa风速显著增大造成的, 也反映了中层干侵入的加强。

值得关注的是, 14:00在925~850 hPa出现浅薄逆温层(锋面逆温)。午后, 由于太阳辐射使近地面层结快速增温, 已经达到干绝热状态, 但由于这个逆温层的存在, 使得对流抑制依然存在, 不稳定能量得以积累, 成为此次强对流天气得以发生的重要条件。

2015年8月3日08:00 500 hPa东北低涡中心在120°E, 高空锋区基本呈东西走向, 位于36°N—44°N。地面冷锋位于河套地区北部。FY-2C卫星红外通道云顶亮温监测显示, 东北冷涡处有涡旋云系发展, 冷涡后部清晰的无云区边界对应高空锋区, 冷涡底部有冷锋云带发展(图略)。

14:00冷锋系统东移, 500 hPa高空锋区移动较慢, 而850 hPa锋区移动较快, 且切变加强, 锋区温度梯度加大[图 4(a)], 并伴有强冷平流, 使西安地区850 hPa以下气温迅速下降, 形成探空图上浅薄逆温。地面上11 :00—17: 00, 西安地区持续增温增湿[图 3(d)], 气压下降; 在850 hPa切变加强的作用下, 15:00地面出现一个中γ尺度气旋[图 3(a)字母D处], 此时云图上也有一小块对流云初生, 并在原地迅速增大[图 3(b)]。17:00对流云团与东移的冷锋相结合后再次急剧爆发, 形成直径近于200 km的MCS云团[图 3(c)], 云顶亮温迅速降低, 秦岭北麓短时降水开始发生, 18:00云顶亮温最低接近-70 ℃(图略), 出现小时降水峰值。此时地面要素温度、湿度下降、气压陡升。可见, 冷锋前部暖区内对流不稳定能量堆积, 冷锋过境激发不稳定能量得以释放, 产生短时强降水天气。

图 3(Figure 3)

图 3 2015年8月3日15:00(a), 16:00(b), 17:00(c)地面加密观测风场(风羽, 单位: m·s-1)、温度(数值, 单位: ℃)和FY-2E红外亮温(彩色区, 单位: ℃), 及11 :00—20: 00长安站的温度、露点温度、红外亮温TBB、气压的时间变化曲线(d) 字母D为中γ尺度气旋 Figure 3 Surface on meteorology surface wind field (barb, unit: m·s-1), temperature (numerical value, unit: ℃) and TBB from FY-2E (color area, unit: ℃) at 15:00 (a), 16:00 (b) and 17:00 (c); the distribution of temperature, dew point, TBB and pressure along with time at Chang'an station from 11:00 to 20:00 (d) on 3 August 2015.The capital D represents meso-γ scale cyclone

图 4(Figure 4)

图 4 2015年8月3日14:00 850 hPa风场(风羽, 单位: m·s-1)和相当位温(黑色实线, 单位: K)空间分布(a), 相当位温(黑色实线)和温度平流(灰色线, 单位: K·m·s-1)(b), 比湿(黑色实线, 单位: g·kg-1)和水汽通量散度(灰色线, 单位: ×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)(c)以及垂直运动(d, 单位: 0.1 m·s-1)沿109°E剖面 Figure 4 The spacial distribution of winds (barb, unit: m·s-1) and equivalent potential temperature (black solid lines, unit: K) at 850 hPa (a), cross-section of equivalent potential temperature (black solid lines) and temperature advection (gray lines, unit: K·m·s-1) (b), specific humidity (black solid lines, unit: g·kg-1) and moisture flux divergence (gray lines, unit: ×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1) (c), and vertical velocity (d, unit: 0.1 m·s-1) along 109°E at 14:00 on 3 August 2015

冷锋系统的垂直剖面一般会呈现出相当位温密集区, 在35°N 36°N的θ_se密集区即为此次冷锋系统, 在800 hPa以下近乎垂直且略有前倾, 主要是由于强冷平流主要出现在850 hPa以下[图 4(b)], 导致对流层低层温度垂直递减率加大、锋面坡度变陡。由于这样的温度层结分布, 使得在锋前的暖区内34°N(即短时强降水发生地)附近的600 hPa以下存在$\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial z}} < 0$的对流不稳定形势。

水汽通量(图略)显示, 此次降水过程的水汽输送主要来自对流层中下层, 以偏南气流为主, 08:00的700 hPa水汽通量辐合位于37°N(陕北中部)附近, 与850 hPa辐合区位置近乎重合; 14:00的700 hPa水汽通量辐合略南压至34°N(关中)附近, 而850 hPa辐合区已压至关中南部。对比发现冷锋后部的降水落区始终与700 hPa水汽通量辐合区相一致。14:00沿109°E垂直剖面[图 4(c)]显示, 在锋前700 hPa以下水汽含量较大, 近地面接近20 g·kg^-1, 达到西安地区暴雨天气阈值。同时在这一地区800 hPa以下存在显著的水汽通量辐合, 近地面最大达-5×10^-7g·cm^-2·hPa^-1·s^-1。可见短时强降水的水汽来源及辐合区主要存在于850 hPa, 而锋后降水主要对应于700 hPa的水汽大值区。

从图 4(d)中可以看出, 在锋区前端(35°N)上升运动与下沉运动呈上下叠置状态, 而没有形成通常情况下的锋面次级环流。最大上升运动达到0.2 m·s^-1, 出现在700 hPa附近。这一量级的垂直运动代表的是环境大气, 主要作用体现为抬升, 使气块获得克服CIN所需要的能量(孙继松等, 2012)。探空显示, 14:00自由对流高度接近700 hPa[图 3(b)], 说明此次天气尺度抬升运动主要在自由对流高度以下, 因此冷锋的抬升运动足以使锋前暖湿空气抬升至逆温层之上, 克服CIN达到自由对流高度以上, 从而触发对流性降水, 可见锋面的动力抬升作用是触发对流的直接因素。

锋生函数可以从定量的角度来分析具体的天气现象、气象要素的变化状况(陶诗言等, 2008), 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θ_se为气象参数来计算锋生函数F=F1+F2, 其中F1为水平锋生, F2为垂直锋生[式(1)和(2)均未考虑非绝热加热对锋生的作用]:

图 5分别给出3日14:00的700 hPa和850 hPa的锋生函数及水平锋生、垂直锋生分布。从锋生函数来看, 这两层都在关中西北部有较大的锋生区, 而850 hPa上的锋生区相对来说组织性更好, 强度更强, 与等相当位温线密集区位置一致[图 5(b)], 可见这次过程的锋生主要是发生在对流层中低层(925 hPa上表现类似, 图略)。

图 5(Figure 5)

图 5 2015年8月3日14:00西安站850 hPa(上)、700 hPa(下)附近锋生(a, d)、水平锋生(b, e)和垂直锋生(c, f)分布(单位: ×10-10K·s-1·m-1) Figure 5 The spacial distribution of frontogenesis (a, d), horizontal frontogenesis (b, e) and vertical frontogenesis (c, f) at 850 hPa (up) and 700 hPa (down) near Xi'an station at 14:00 on 3 August 2015.Unit: ×10-10 K·s-1·m-1

根据式(1), 水平锋生主要受相当位温的水平梯度$\left({\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}}, \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right)$、风速的水平梯度$\left({\frac{{\partial u}}{{\partial x}}, \frac{{\partial v}}{{\partial y}}} \right)$和切变变形$\left({\frac{{\partial v}}{{\partial x}} + \frac{{\partial u}}{{\partial y}}} \right)$决定。由于此次冷锋系统接近东西走向$\left({\frac{{\partial v}}{{\partial x}} + \frac{{\partial u}}{{\partial y}}} \right)$, 中低层较强的冷平流增大了温度的水平梯度$\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} \approx 0$; 且锋区内有强的偏北风与偏西风辐合$\frac{{\partial u}}{{\partial x}} \approx 0$, $\frac{{\partial v}}{{\partial y}} < 0$, 因此水平锋生增强。700 hPa和850 hPa在锋区内均有明显的水平锋生, 850 hPa锋生区更偏南, 接近强天气发生区, 也反映出冷锋系统随高度后倾的垂直分布特征。

根据式(2), 影响垂直锋生大小的除了有相当位温水平梯度$\left({\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}}, \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right)$外, 还有垂直速度的水平梯度$\left({\frac{{\partial \omega }}{{\partial x}}, \frac{{\partial \omega }}{{\partial y}}} \right)$和对流稳定度$\left({\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial p}}} \right)$。由锋前暖区上升运动得出$\frac{{\partial \omega }}{{\partial y}} < 0$, 由此推断锋前暖区内的垂直锋生应该是对流不稳定$\left({\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial p}} > 0} \right)$造成的, 与前文分析的锋前对流层中下层存在对流不稳定结论一致。另外, 前文分析强上升运动主要出现在700 hPa, 因此700 hPa垂直速度的水平梯度大于850 hPa, 这也是700 hPa垂直锋生较850 hPa显著的主要原因。

上述分析表明, 这次过程锋生主要集中在对流层中下层, 且以水平锋生为主, 兼有垂直锋生, 水平锋生有利于水汽输送和辐合抬升, 垂直锋生有利于对流不稳定能量的累积和触发, 更有利于对流性质的强降水发生(郭英莲等, 2014)。

长安站风廓线雷达能够清晰显示冷锋过境前后当地风场的演变特征。针对风场特征将空间分为0~1 km、1~2 km高度及2 km以上分别考察[图 6(a)]。从图 6(a)中可以看到, 0~1 km高度间, 14:00开始风向逐渐由偏东转为偏西, 表现出明显的风随高度逆转。1~2 km高度间, 15:00开始(比0~1 km间的风向转换晚1 h)1.5~2 km间风向一致由西南转为西北, 之后1~1.5 km间风向逐渐由偏北转为西北。上述分析表明, 冷锋过境带来的风向转变首先出现在0~1 km区间, 1 h后才出现在1~2 km区间, 这与冷锋系统呈后向倾斜的空间特征是一致的。但是在2 km以上风向一直保持偏南或西南风, 说明此次冷锋系统在对流层中层以上移动非常缓慢, 探空分析表明, 直到4日20:00, 700 hPa上西安站才转为偏北风。由此可见, 冷锋系统在空间垂直分布是中上层明显滞后于下层。

图 6(Figure 6)

图 6 2015年8月3日14 :00 17: 00(a)和17 :00 20: 00(b)逐6 min垂直风廓线(风羽, 单位: m·s-1) 细曲线所示风向转为偏西, 红色椭圆内为风场扰动, 黑色椭圆内为低空急流 Figure 6 The vertical wind profile on 6 minute intervals form 14:00 to 17:00 (a) and form 17:00 to 20:00 (b) on August 3, 2015 (barb, unit: m·s-1).Thin curve represents the wind shifted to the west, the red-oval is wind disturbances, the black-oval is low level jet

从风向随高度的变化来看, 不管在哪个高度区间内, 风向转换都是从高向低传播。0~1 km逆转显著, 1~2 km由弱的逆转变为弱的顺转, 可见此次冷锋系统在低层携带较强的冷平流, 这也是低层锋生较强的原因。这一结论与前文的再分析资料所得结论一致。

上述分析表明, 单从风场变化来看, 地面冷锋风场于15:00抵达长安站。但图 3(b)显示, 温度等气象要素都是在17:00才出现显著变化, 此时红外亮温开始显著下降, 说明温压湿等要素变化与强降水同步出现。因此对于此次过程, 冷锋系统过境产生的风场变化早于其他气象要素, 具有非常明确的预报指示意义。

图 6(b)显示, 在临近本站降水时(10 min观测显示, 本站降水出现在17:40, 图略), 16 :00 17: 00, 1.5~3 km间风场突然出现由偏西转为偏东再转为偏西; 而在17 :00 17: 40, 0.5 km以下风向在40 min内旋转幅度达到180°, 在时序图上呈现一个明显的逆时针圆弧。可见, 在降水即将开始时, 受冷锋系统影响, 对流层中下层出现自高向低传播的风场扰动, 这种扰动具有一定的提示意义, 可以作为短时强降水的临近预报因子。

孙继松(2005)通过对北京地区夏季边界层急流特征研究发现, 局地强降水与边界层急流之间存在明显的正反馈现象:由于局地强降水造成大气边界层的迅速降温, 热力强迫作用造成了边界层气流加速; 反过来, 超低空急流的形成又加强了急流前方的风速辐合, 造成局地降水强度进一步增强。

此次过程中风廓线雷达观测[图 6(b)]显示, 17:00以后在1 km以下的边界层内出现风速随时间逐渐加强的现象, 最大风速达到16 m·s^-1, 超低空强西风的形成与强降水的反馈作用有关。地面观测显示(图略)08:00关中西部开始出现降水, 在降水及冷空气的共同作用下, 关中西部地区在14:00后温度逐渐下降。图 7(a)显示, 14:00 17: 003 h的降温幅度达到5 ℃左右, 使得17:00在关中西部形成一个低温中心, 西安地区温度较高, 形成了温度西低东高的温度梯度, 局地热力环流有利于偏西风大风速带的形成。另外, 局地热力差异还导致关中西部形成一个3 h正变压区[图 7(b)], 在变压梯度的作用下, 地面风速明显加大。地面自动站观测到的最大风速为8~10 m·s^-1, 结合风廓线雷达观测及多普勒雷达径向速度资料[图 8(a), (d)]认为关中地区伴随降水出现超低空强西风带。

图 7(Figure 7)

图 7 2015年8月3日地面观测14:00风场(风羽, 单位: m·s-1)、14 :00 17: 00等3 h变温(数值, 单位: ℃)、17:00等温度线(红色实线, 单位: ℃)(a), 和17:00风场(风羽)、17:00温度(数值)、等3 h变压线(黑色实线, 单位: hPa)(b) Figure 7 The surface wind field at 14:00 (barb, unit: m·s-1), 3 h temperature variation from 14:00 to 17:00 (numerical value, unit: ℃) and thermoisopleth at 17:00 (red solid line, unit: ℃) (a), surface wind field at 17:00 (barb), temperature (numerical value) and 3 h isallobars at 17:00 (black solid line, unit: hPa) (b) on 3 August 2015

图 8(Figure 8)

图 8 2015年8月3日16:14(a), 18:21(d)西安站多普勒雷达1.4°仰角径向速度与16:14(b), 17:18(c), 18:21(e), 20:10(f)反射率因子 黑色箭头为径向风, 黑色实线为冷锋前沿辐合线, 黑色椭圆为初始冷锋回波带A, 虚线椭圆为重新建立的冷锋回波带B, 红色椭圆为团状对流单体C Figure 8 The radical velocity at 16:14 (a), 18:21 (d) and reflectivity at 16:14 (b), 17:18 (c), 18:21 (e), 20:10 (f) with the elevation angle of 1.4°of Xi'an Doppler radar on 3 August 2015.The black arrow represent radial wind, the black solid line represent convergence line ahead of the cold front, the black-oval represent radar echo band A of original cold front, dotted oval represent rebuilding radar echo band B of cold front, red-oval represent gobbet-type convection cell C

超低空大风速带有利于水汽的输送, 由于近地面在锋区前部有> 18 g·kg^-1的高比湿区[见图 4(c)], 以偏西风为主的超低空大风将水汽输送至长安, 为此次过程增加了水汽输送。, 同时强风速使得0~3 km的间风速随高度减小, 垂直风切变的增强有利于对流的有组织发展, 强西风带也增强了急流前方的风速辐合, 有利于水汽辐合抬升, 同时低空急流前侧正好有一南北走向山体[见图 1(a)], 在地形作用下, 迎风坡上产生水平辐合, 造成气旋式涡度增加, 产生风场切变, 对迎风坡的降水产生明显的增幅作用, 而此次小时雨强最大的地方正位于此处。

西安多普勒雷达观测(图 8)显示, 3日15:00, 冷锋系统形成的层云降水回波带A呈NE—SW走向, 于雷达站西北方向100 km处逐渐东移。16:00开始, 在回波带A的前侧, 分别在雷达站北侧和西南侧有对流回波生成, 在东移过程中连成一线。17:00之后, 线状对流北段逐渐南压, 南段逐渐北抬, 结合成一个中γ尺度团状对流单体C, 持续东移。在此过程中, 回波带A在东移中逐渐减弱, 在对流单体C周围又新生出层云降水回波, 20:00对流单体C减弱后与周围的层云降水回波相连, 形成回波带B, 即重新建立的冷锋雨带。通过雷达回波演变可以看到, 冷锋系统在东移过程中, 其前部触发中γ对流单体, 产生短时强降水后在冷锋的逐步推进过程中逐渐消散, 而冷锋雨带的组织性也因为对流单体的出现而打乱, 东移后又重新建立。

在对流降水开始前, 雷达站50 km内左右两侧均有负速度[图 8(a)], 中间正速度, 说明在对流层低层雷达站西侧有冷锋带来的偏西气流, 东侧有偏东风存在, 雷达站处于东西风辐合场中, 抬升触发对流回波。在降水过程中, 西安雷达径向速度图基本上为左侧负速度, 右侧正速度(图略), 反映出整层空间内均是偏西气流为主的特征; 在雷达站附近的径向速度一直维持在14 m·s^-1左右, 个别地方退模糊后的径向速度达到16 m·s^-1[图 8(d)黑色实线左侧小块绿色区域]。说明在西安雷达附近存在超低空偏西大风, 与风廓线雷达观测一致。

PPI上显示雷暴单体初生时, 低层径向辐合线与零散的对流回波位置较一致[图 8(a), (b)], 在东移过程中, 低层径向辐合线明显超前于回波单体[图 8(d), (e)]。这主要是由于超低空的偏西强风速带的存在, 导致低空风垂直切变为负(风速随高度减小, 风向几乎不变), 并且与风暴移动方向一致。在这样的风场作用下, 刚刚建立的风暴单体底部相对于上部快速东移, 风暴的垂直结构长时间难以维持。

2015年盛夏秦岭北麓突发一次短时强降水过程。当天大气层结不稳定较明显, 整层水汽条件好, 午后逆稳层的出现加强了不稳定能量聚集, 在冷锋的触发作用下爆发短时强降水。得到以下主要结论:

(1) 冷锋系统在东移的过程, 850 hPa系统移动较快, 且伴随有较强的冷平流, 一方面造成西安地区午后850~800 hPa间的浅薄逆温, 加强了近地面不稳定能量聚集; 另一方面, 造成850 hPa以下冷锋系统近乎垂直, 锋前暖区内呈现对流不稳定。

(2) 锋前暖区内在对流层中下层水汽充沛, 近地面达到大于18 g·kg^-1高比湿区, 是短时强降水的主要水汽辐合区; 与一般的冷锋次级环流不同, 此次冷锋产生的上升运动在下沉运动之上, 而在自由对流高度以下, 抬升锋前气块突破CIN, 在逆温层之上触发对流性降水。

(3) 此次过程锋生主要发生在对流层中下层, 强冷平流引起水平锋生而对流不稳定及上升运动产生垂直锋生, 有利于对流性短时强降水天气发生。

(4) 850 hPa系统东移的同时切变加强, 使得在冷锋主体前部出现中γ尺度对流云团, 与冷锋主体合并后迅速发展成MCS, 导致短时强降水发生。

(5) 风廓线雷达探测显示, 降水之前伴随冷锋系统东移, 0~2 km风场自下而上逐渐转为偏西风, 而在2 km之上风向几乎无变化, 一方面反映了低空的冷平流存在, 另一方面显示出冷锋系统的移动在中上层出现明显的滞后。临近降水时, 低空出现明显风场扰动, 也可以做为临近预报因子。

(6) 秦岭的阻挡作用使得冷锋后部转为偏西风, 与短时强降水产生正反馈作用形成超低空强西风速带。偏西风与迎面山体配合对降水产生增幅作用, 同时还带来低空水汽输送。但是超低空大风的存在使环境风场呈现负垂直切变, 并且与风暴移动方向一致。在这样的风场作用下, 刚刚建立的风暴单体底部相对于上部快速东移, 风暴的垂直结构长时间难以维持。