国内外关于强对流和中尺度对流云团的研究和应用分析较多, 但是, 涉及青藏高原和西北地区的较少, 针对青藏高原东北部(青海)的强对流研究则很少。俞小鼎等(2005, 2012, 2013, 2014)介绍了对流风暴的分类和环境因素以及雷达回波识别, 强对流天气的临近预警技术, 产生强冰雹的有利环境条件和雷达回波特征, 对流性降水分类和降水估计以及短时强降水的临近预报方法, 常被预报员忽视的真正意义的冰雹融化层高度的计算方法等。郑永光等(2017)介绍了强对流天气预报的一些基本问题, 包括雷暴大风的形成机制, 超级单体和龙卷环境条件等。王秀明等(2013, 2014)对雷暴大风的环境特征和形成进行了机理研究, 探空订正方法和几种大气层结不稳定型的区分及适用范围等进行了分析。Corfidi et al(1966, 2003)先基于对流系统的移动为平流和单体传播的矢量和的理论建立了预报强降水中尺度对流复合体(MCC)移动的经验规则, 预报和观测的相关系数达到75%以上; 后又研究得出中尺度对流系统(MCSs)的传播方向不仅与低空急流有关更取决于存在条件不稳定时的阵风锋最大辐合位置, 并根据这一理论结果给出了一套预报MCS质心短时移动的新技术。

青藏高原太阳辐射强, 境内山脉高耸, 地形起伏多样, 河流纵横, 湖泊棋布, 降水受复杂地形影响大, 大部分地区属非季风区, 且远离海洋, 水汽输送较受限制, 降水量较同纬度的东部地区稀少。青藏高原水汽主要从高原的南、西、北三个边界(26°N—42°N, 75°E—105°E)的中层和低层输入高原, 而从东边界的中层输出; 南边界的水汽来源于阿拉伯海和孟加拉湾, 由印度夏季风携带水汽经由大峡谷和金沙江、怒江、澜沧江等径向河流输入到高原。另外, 来自南海和热带太平洋的水汽在西北太平洋汇合后转向西北, 从我国东南沿海地区往北输送, 从高原的东南部爬升进入高原, 或者水汽到达南海后在东亚夏季风经圈环流的作用下经云贵高原、四川盆地沿高原东南侧输送, 可到达青海省内100°E以东和35°N以北到祁连山东段。根据第二类条件不稳定原理, 以两阶梯接力的方式, 偏南风携带的部分暖湿水汽还可以翻越青藏高原南边界的大地形进入到高原上。上述两条水汽源是西北地区最主要的水汽输入。西边界和北边界的水汽主要来源于黑海、里海和北冰洋, 由中纬度西风带的南支和北支完成向高原内部的输送(谢欣汝等, 2018; 申红艳等, 2017; 徐祥德等, 2002; 卓嘎等, 2002; 王宝鉴等, 2004)。近55年青海高原的年降水量呈增加趋势, 高原降水集中于夏季(占到全年降水的50%以上), 在7月份达到峰值; 夏季降水日数呈上升趋势, 并且, 随着气候变暖, 其暖湿化现象逐渐明显(刘维成等, 2017; 谢欣汝等, 2018; 韩熠哲等, 2017)。Zhu et al(2003)对青藏高原的一次MCS的敏感性实验研究结果表明高原上MCS在高层青藏高原反气旋高压的大尺度背景下主要受中低层热力强迫的支配。戴加洗(1990)研究发现青藏高原中部积雨云是其他非青藏高原地形区的5倍左右, 说明青藏高原地形作用对产生强对流云是有贡献的。苗秋菊等(2004)通过分析青藏高原周边多雨中心的水汽输送结构发现, 高原周边异常多雨中心与高原南侧强非均匀水汽“湿锋”及高原东南边缘地形动力强迫作用密切相关。徐祥德等(2001)指出青藏高原中小尺度湍流与对流发展十分强盛与高原地面总辐射强有关, 由于高原中部地面强热源或由复杂地形造成的下垫面强热力非均匀性, 高原地区侧边界低层暖湿平流或干冷平流交互影响显著, 形成高原低层强烈不稳定状态。西北地区强对流天气的研究, 例如, 孙继松等(2014)将中国西北地区主要强对流天气形势分为高空冷平流强迫类、低空暖平流强迫类、斜压锋生类, 高空冷平流强迫类主要出现冰雹和短时强降水, 低空暖平流强迫类主要出现短时强降水, 有时伴有冰雹, 斜压锋生类较少见, 大风、冰雹、短时强降水均可产生, 主要影响青海东南部。孔德兵(2016)将西北地区的雷暴天气形势(按频次从高到低)分为西北气流型、低槽型、西南气流型、低涡型。赵庆云等(2017)利用常规观测资料和NCEP再分析资料对2013年6月19日西北地区东部的一次罕见暖区大暴雨过程的中尺度对流系统的发生发展及传播特征进行了分析。

近几年, 青藏高原东北部(下称高原东北部)的强对流灾害性天气呈现活跃频繁趋势, 其复杂地形对各类对流天气生成演变起到重要影响, 午后局地热对流多在河谷、迎风坡或山脊上产生, 其中湟水谷地为强对流最密集的地区[图 1(a)]。湟水河是黄河的重要支流, 自西北向东南流经海晏县-湟源县-湟中县-西宁市-互助县与平安县的交界带-乐都县-民和县。湟中县内的南川河、大通县内的北川河、门源县内的浩门河均属于湟水河的支流。其次, 黄河流域、祁连县的黑河谷地、青海湖周边等地也是强对流灾害集中区。王江山等(2004)曾分析得出高原东北部的冰雹天气形势以蒙古冷槽型最多, 西北气流小槽型次之, 西北气流冷温度槽型第三。短时强降水天气形势主要有副高西北侧西南气流型、巴湖横槽型、西风气流多波动型、两高之间切变型(西部中东高压-青海湖南北向切变线-东部西太平洋副高)、两脊一槽型(乌山脊-贝湖脊)、两槽一脊型(西亚槽-贝湖脊-东亚槽)等。张国庆等(2006)研究发现高原东北部作为人口密集的农业区, 同时也是雹灾高发区, 其冰雹“多而小”, 对农作物毁坏最大的冰雹直径多在20~30 mm。朱平等(2014, 2015)对高原东北部以冰雹和短时强降水为主的强对流天气进行过一定研究和应用, 但还未曾涉及对水汽路径和对流传播等的分析。而本文则针对2016年在高原东北部出现的一次罕见强对流过程, 分析其水汽路径和对流传播等中小尺度特征, 期望能对今后高原上的强对流天气分析和预报起到一定借鉴作用。文中使用的地图均基于中国气象局向国家测绘地理信息局购买的审图号为GS(2017)3320号的标准地图制作, 底图无修改; 青藏高原东北部县界则是基于青海省气象局向青海省测绘地理信息局购买的审图号为青S(2017)008号的标准地图制作, 底图无修改。

图 1(Fig. 1)

图 1 2016年8月17日11:00至18日11:00青藏高原闪电分布(a)和高原东北部强对流集中区(b) OHP表示1 h降水量 Fig. 1 The lightning distribution (a) and the sever convection concentration area in the northeast part (b) of Qinghai-Tibetan Plateau from 11:00 on 17 to 11:00 on 18 August 2016. OHP is one hour precipitation

2015年8月2日高原东北部出现了少见的强对流性质的区域性大到暴雨过程, 暴雨站数仅1~2个站, 湟源和湟中县个别站的最大小时降水量在40~42 mm(田成娟等, 2017)。而2016年的8月17—18日的这次强对流过程, 在青藏高原[图 1(a)]产生了大范围雷暴天气, 闪电和强对流主要集中在高原东北部[图 1(b)]。其冰雹范围较广(门源县自西向东、湟中县中部)、最大尺寸(达40 mm)、暴雨站数(6站)、大雨站数(40站)和短时强降水站数(1 h降水超过20 mm的有35个站)、1 h降水量极值[湟源测站52.4 mm达到了所在降水时段全国中部地区(30°N—37°N)的降水极大值, 另外湟源县大华镇降水也达47.5 mm]、强对流天气现象(短时强降水、雷暴、冰雹和雷暴大风)和对流降水范围等对于高原东北部来说均为罕见。其对流传播与中东部地区容易出现的列车效应和后向传播不同, 而是具有高原复杂的地形特色, 强对流主要出现在17日14:00到18日11:00(表 1)之间的湟水河谷地[图 1(b)], 并且造成了严重的经济损失(受灾详情略)。表 1中海北州包括图 1(b)所示的祁连、门源、海晏、刚察等4县, 海南州北部包括共和县和贵德县, 西宁市区包括大通县、湟源县、湟中县、西宁市(城区)。

表 1(Table 1)

表 1 2016年8月17—18日强对流重点实况信息 Table 1 The key actual information of severe convection from 17 to 18 August 2016 重要天气现象 时间段 地点 瞬时雷暴大风 17日13:50至18日07:25 祁连县、大通县、湟源县 冰雹直径5~40 mm 17日19:20—22:40 门源县 间歇性冰雹, 直径5~10 mm 18日08:10—08:40 湟中县 短时强降水21.0~52.4 mm 17日21:00至18日11:00 海北州、西宁市区、海南州北部、互助县

表 1 2016年8月17—18日强对流重点实况信息 Table 1 The key actual information of severe convection from 17 to 18 August 2016

2016年8月15—18日青藏高原受西太平洋副热带高压(下称副高)控制, 高原东北部高温高湿, 不稳定能量较充足, 且16日夜间在副高584 dagpm等高线和北部等高线弱波动位置有降水产生(图略)。高原中东部近地面的700 hPa为低压区, 在孟加拉湾有孟湾风暴爆发, 在海南岛附近有热带气旋发展, 在西太平洋有高压中心存在[图 2(a), (b)]。500 hPa及以上高度范围为高压区, 但整层风速较弱, 17—18日副高缓慢北抬[图 2(c), (d)], 西风槽向东南移动, 槽底和槽后不断有冷空气下滑。500 hPa和300 hPa的温差维持在25~27 ℃, 具有较高的热力不稳定度(图略)。17日20:00门源县北部的中层有弱浅槽波动, 导致门源县上空有正涡度平流输送, 该抬升力能将不稳定的气层整层抬升, 有利于条件不稳定层结的形成, 提供深厚湿对流产生的基本要素之一。18日08:00相比17日白天[图 2(c), (d)], 584 dagpm等高线已经西伸北抬到高原北边界外, 高原东北部中高层风向更为偏南, 且中低层绝对湿度增加, 说明由于副高北抬所产生的暖平流强迫作用明显; 在青海湖北部的0 ℃等温线(图略)附近一直存在西南风和西北风的中层风向切变, 随着弱冷空气向南推进, 0 ℃等温线南落明显, 对流落区随之往南移动, 西宁地区已经受到弱冷空气影响并出现了强对流天气。从图 3也可看出, 17日20:00到18日08:00, 由于副高北抬所造成的整层抬升力很强, 高原东北部整层处于上升速度大值中心区。17日20: 500 hPa比湿为3~6 g·kg^-1, 18日08:00增大到5~6 g·kg^-1, 且18日08:00中层500~400 hPa为水汽通量辐合中心。因此, 17日23:00以后副高北抬所造成的对流层中层偏南风水汽输送条件有所改善, 且降水和北部冷空气所带来的降温使得高原东北部的中层(400 hPa)大气变得非常接近饱和, 水汽条件十分有利于大降水的产生。

图 2(Fig. 2)

图 2 2016年8月17—18日流场(a, b, 黑实线为等高线, 单位: dagpm; 黄色带箭头实线流线)和青藏高原东北部对流云生成、移动路径(c, d, 绿色带箭头线为青海湖上风方向对流云生成和移动路径; 箭头顶点指向青海湖; 色标对应云图亮温, 单位: K)字母D、G分别表示低压中心和高压中心 Fig. 2 The circulation patterns (a, b, the dark lines are contour lines, unit: dagpm; the yellow lines with arrow are streamline of wind) and the generation and moving path of convective clouds (c, d, the green line with arrow represents the generation and moving path of convective clouds of Qinghai Lake in the upwind and the top of the green arrow points to the Qinghai Lake; the color bar represents the bright temperature, unit: K) in the northeast part of Qinghai-Tibetan plateau from 17 to 18 August 2016. The capital letter D and G respectively stands for low-pressure and high-pressure center

图 3(Fig. 3)

图 3 2016年8月17—18日比湿(黑实线, 单位: g·kg-1)和水汽通量散度(蓝虚线, 单位: ×10-6g·cm -2·hPa-1·s-1)以及垂直上升速度(红虚线, 单位: ×10-1Pa·s-1) Fig. 3 Specific humidity (black solid lines, unit: g·kg-1), vapor flux divergence (blue dotted lines, unit: ×10-6g·cm -2·hPa-1·s-1), and vertical rising speed (red dotted lines, unit: ×10-1Pa·s-1) from 17 to 18 August 2016

另外, 从700 hPa流场[图 2(a), (b)]可以看出, 17日20:00有从孟加拉湾吹向高原东北部的南风, 仅到达青海南部的澜沧江和金沙江附近; 而南海气旋外围有沿四川盆地和川西高原到达高原东北部的东南气流, 并与青藏高原北部风场形成低层切变线。18日08:00, 海南岛气旋西伸明显, 其边缘到达川西高原东部, 更有利于将南海的水汽往西北方向输送; 从南海到达高原东北部的东南风势力增强, 导致低层切变线往西推至柴达木盆地东侧。然而, 湟水河谷西侧的日月山(青海湖的东侧)的海拔3 km以上, 而柴达木盆地的地面到低层的风向常年为偏西风。因此, 低层切变线应在青海湖东侧的日月山东面山脚附近包含一段地形切变线, 低层切变线的生成有利于低层水汽辐合上升而凝结成云。从湟水河和黄河谷地沿线的地面风向(图略)来看, 除了河谷地形的影响外, 还有700 hPa风沿河谷东进或者从地势较低的黄河南侧北上, 从而带来较丰富的低层水汽。因此, 低层水汽主要来源于南海, 其水汽输送路径与王宝鉴等(2004)和谢欣汝等(2018)的研究结果一致。从云团的跟踪观测来看, 17日下午到前半夜, 有从西藏东侧的澜沧江—怒江—沿500 hPa(高原的引导气流层)副高边缘西南气流[图 2(c)]—青海湖方向陆续生成、发展和移动的对流云块。青海湖上游对流云块移动路径如图 2(c)绿色带箭头实线所示, 上游云块不断追赶上青海湖云团, 使得青海湖云团不断发展增强, 并与祁连云团合并。17日后半夜有从云南西侧—沿500 hPa副高边缘西南气流[图 2(d)]—青海湖方向陆续生成、发展和移动的对流云块。合并后的云团上游的对流云块移动路径如图 2(d)绿色带箭头实线所示, 上游云块不断追赶上合并后的云团, 使得云团更加扩展增强。因此, 17日夜间有从孟加拉湾方向沿引导气流层进入高原东北部的水汽。说明孟加拉湾风暴的爆发有利于孟湾水汽向北翻越青藏高原的南坡大地形, 并且在高原两级阶梯接力(徐祥德等, 2002)的作用下还翻越了青海南部的唐古拉山往高原东北部输送。因此, 本次强对流过程的低层水汽主要来自南海, 其次还有部分中低层水汽来自孟加拉湾。

2016年8月17日20:00西宁探空[图 4(a)]均呈喇叭口形, 中层到高层的干冷层很厚, 有利于雷暴大风和地面较强冷池的产生。对流有效位能(CAPE)为1900 J·kg^-1, 对流抑制能量(CIN)为120 J·kg^-1, 中低层温差(T₇₀₀-T₅₀₀)为17 ℃, 大气不稳定程度较高。0~6 km垂直风切变(风矢量差)为15 m·s^-1, 属于中等强度的深层垂直风切变, 有利于形成高度组织化的对流风暴。-20 ℃层高度距离地面6.9 km, 0 ℃层高度距离地面4 km, 由于中低层的湿层浅薄, 冰雹融化层高度(湿球温度0 ℃层, 俞小鼎, 2014)到地面距离为3.3 km[图 4(a)中WBZ Level所在高度], 有利于冰雹不经过太多融化而降落地面。因此环境特征有利于产生强冰雹和雷暴大风等强对流天气的产生。18日05:00西宁地面温度降到21 ℃、露点温度增加到17 ℃。18日08:00的西宁探空[图 4(b)], 深厚的湿层达到360 hPa, 整层可降水量(PW)增加到38.7 mm, 有利于产生强降水天气。CAPE值仍然有350 J·kg^-1, 中低层温差15.2 ℃, 具有一定的强对流潜势。由于湿层深厚冰雹融化层高度[3.4 km, 图 4(b)中WBZ Level所在高度]与0 ℃层高度(3.6 km)接近。0~6 km垂直风切变有所减小, CIN增加到165 J·kg^-1左右。此不利条件被17日23:00以后584 dagpm等高线略明显的波动所带来的上升运动所克制, 且上湿中干下湿的层结, 仍然有利于产生雷暴大风天气。17日20:00左右到18日08:00左右, 随着深层垂直风切变和温度-露点垂直层结的变化, 产生强对流天气类型也有所变化, 探空环境从有利于强冰雹和雷暴大风向有利于强降水和雷暴大风变化。

图 4(Fig. 4)

图 4 2016年8月17—18日西宁站探空图 Fig. 4 Sounding image of T-logP for Xining station from 17 to 18 August 2016

2016年8月17日地面弱冷锋从05:00开始在祁连山(青海湖北部的青海省界附近)西段存在, 并沿祁连山向东南移动。13:00, 从地面观测数据发现在青海湖西侧存在气旋式风切变, 从可见光云图看到在切变线右侧有云生成。14:00切变线位置发展成弱冷锋, 并在午后湖陆风和迎风坡地形强迫抬升的作用下, 加之低层有来自南海的充沛水汽, 锋前云块快速发展。16:30青海湖西侧弱冷锋前的云发展成雷暴云, 对应雷达回波和闪电监测(图略)显示, 有闪电和40 dBZ的强反射率因子出现。而祁连弱冷锋后的中尺度云团从上游降水区而来, 并逐渐往锋前暖湿区发展增强。16:00左右祁连测站位置所在雷达回波强度达到43 dBZ, 可见祁连云团已经发展为雷暴云。从闪电监测和野牛沟(祁连县内)出现雷达大风的时间(17日13:50—16:00)来看, 祁连云团应在13:50左右形成的雷暴云团。20:00祁连弱冷锋到达祁连山东段, 青海湖西侧弱冷锋向东略有移动[图 5(a)]。祁连山西北部24 h最大变压维持在7 hPa左右、最大变温(图略)-6 ℃左右, 青海湖西侧弱冷锋后部的24 h最大变压在5 hPa左右、最大变温(图略)维持在-6 ℃左右, 降水在祁连冷锋后产生。直到18日02:00之后, 青海湖西侧弱冷锋消失, 祁连冷锋东移、南压, 18日08:00弱冷锋[图 5(b)]主体到达河套地区, 弱冷锋的尾部恰位于高原东北部的湟水河谷北侧。祁连北侧24 h变压增大, 青海湖东北侧的24 h气温变化(图略)较大(下降6 ℃)。降水落区已向冷锋前发展。因此, 17日下午到夜间高原东北部在副热带高压控制的大尺度背景和对流层中低层大气层结的热力不稳定状态下, 地面弱冷锋成为强对流的地面触发机制, 使得对流云发展加强, 并向冷锋前的相对暖区, 同时也是往大气层结不稳定区扩展。

图 5(Fig. 5)

图 5 2016年8月17—18日地面天气图分析示意图 黑色、蓝色、红色实线分别为地面24 h零变压、正变压、负变压等值线(单位: hPa), 蓝色带三角形实线为地面冷锋, 黑色圆点、三角形上带圆点、长等号、横8字形、S形符号分别代表小雨、阵雨、轻雾、霾、浮尘等天气现象 Fig. 5 The schematic diagrams for the analysis on surface weather from 17 to 18 August 2016. The black, blue and red lines separately represent the 0 variable pressure, the positive variable pressure and the negative variable pressure isolines of 24 hours (unit: hPa). The blue lines with blue triangles represent the surface cold front. The blank dots, triangles with dots, long equal signs, transverse 8-shaped symbols, and S-shaped symbols represent light rain, showers, mist, haze, dust, respectively

从上述分析以及对云图的跟踪观测已知, 高原东北部对流云团的上游有不断沿副高边缘西南风而来的云块, 不断补充进入东北部对流云团, 使其不断发展加强、尺度扩大。17日13:30—14:00(祁连县野牛沟站雷暴大风出现在14:00)之间, 野牛沟站西北侧有明显高耸的上冲积雨云顶强烈发展, 并且云顶东侧为非强降水的下沉气流暗影区(图略)。暗影南端恰好在14:00经过野牛沟测站, 在前进方向的低云呈碎裂的辐散状。下沉气流在地面辐散开后形成雷暴高压, 其出流边界上不断触发出对流云。16:00(祁连站雷暴大风出现在16:00)该云团前侧到达祁连测站[图 6(a)祁连县内彩色方块右侧圆点位置], 云团前进方向的碎低云仍然呈辐散状, 说明下沉气流很强, 造成了地面大风。从16:00雷达回波的径向速度来看, 低仰角(距离祁连站地面高度为5 km左右)存在18 m·s^-1和-18 m·s^-1的中层径向辐合[图 6(a)蓝绿色方块和黄色方块表示径向速度]。17日11:00到18日11:00, 由于祁连县仅在18日09:00的1 h降水量最大(祁连站达到了16.6 mm), 其余时段降水很弱或无降水; 在雷暴大风时段(17日14:00和16:00左右)仅有微量降水(地面露点温度大于10 ℃), 且环境探空显示中高层的干冷层很厚[图 4(a)], 因此祁连县的雷暴大风是由于弱降水导致的下沉气流中的降水物质蒸发等造成的下沉气流显著降温而产生了较大的负浮力, 从而导致了地面雷暴大风的产生。

图 6(Fig. 6)

图 6 2016年8月17—18日葵花卫星云图演变 Fig. 6 Evaluation of Himawari-8 Satellite Cloud Image from 17 to 18 August 2016

从对葵花卫星云图的跟踪监测可知, 祁连山区云团在往东南移动的过程中, 下沉气流造成的地面辐散气流不断在环境不稳定区触发出新的对流云, 造成祁连前侧云团往锋前不稳定区传播、增强、扩展[图 6(a)]。从而造成了祁连云团在17日17:00左右发展出前侧和后侧的两个强云头, 前侧云头(A)更强。直到19:20左右青海湖云团(C)的前沿和祁连山区前侧云头的前沿在门源县西侧相遇, 造成A云头急速增强, 开始释放出产生冰雹的环境高能量。随后A云头在吞并C云团前端的同时增强和扩展了A的前端, 可见A云头的势力更强。19:40, A云头已经向南扩展而超出门源县界到达大通西北部, 并与C云团相遇、C前端继续被A吞并的同时C被挤向A的反方向[图 6(b)所示黄色箭头方向], 而祁连山区前后侧的A和B云头沿图 6(b)所示绿色箭头方向扩展。随后, A迅速增强, B减弱, C减弱且尺度减小。21:00 A云头发展到最强, 呈椭圆形、结构密实、边界清晰整齐。从19:20—21:30, 在A云头边缘亮温梯度最大值位置和亮温低值中心陆续(门源县自西向东)出现地面冰雹和短时强降水。22:00 A云头前沿与C云团残留部分合并增强, 往南侧的湟水河谷方向发展出新的A1云团, A明显减弱并逐渐被A1吞并。23:30, A1完全合并原来的A云头, 并往南[图 6(c)所示绿虚线方向]扩展, A1云团发展到最强阶段, 亮温低值中心位于大通县上空。同时, 减弱的C和B相遇, 在其上游有不断追赶上来的小云团。18日00:00 A1云团开始随着对流能量的释放而逐渐减弱并往东北方向移动, 之后湟水河谷上空对流短时间内减弱甚至停止。直到18日02:00, 小云团与C和B云团合并增强为新的E云团, 并随后整体往湟水河谷方向扩展。05:00 A1衰亡, E云团东移南下和壮大, 07:00 E云团发展成中尺度对流辐合体MCC。18日06:40—09:30, 在高原东北部的MCS为最强阶段, 其中西宁地区对流层中上层的水汽充足[图 6(d)]。18日08:00 E云团在副高较明显北抬的同时也沿引导气流往东北[图 6(d)黄色实线方向]移动, 并不断地往湟水河谷方向[图 6(d)绿色虚线所示]扩展增强, 与图 2(d)所示的高原东北部湟水河谷低层水汽进入方向基本相反, 由于引导气流较弱因而对流运动以传播为主, 导致云团整体往东南移动。

从雷达回波的风暴追踪产品(STI, 图略)可看到在A和B云头发展的过程中, 已经在靠近黑河和祁连县东侧的八宝河以及门源县内的浩门河谷一带陆续新生和消亡了多个对流单体, 造成强对流的主要风暴单体的生命史都较长。例如, 门源强冰雹的V0单体生命史长达48 min, C1单体生命史长达50 min。西宁地区D3和O5单体在湟源北部的生命史分别长达79和36 min, 对短时暴雨的贡献最大。湟中县的对流单体(比大通的更强)生命史在18~24 min, 大通站强降水的主要对流单体生命史约44 min。西宁城区强降水主要由从湟中或大通往西宁移动并衰弱的对流单体造成, 其中H7单体在西宁城北区的生命史长达42 min, 造成西宁城区中的城北区降水相对更强。17日前半夜的新生单体都在云顶亮温梯度最大值的边缘和靠近河谷一侧生成, 又随着云团发展在云团亮温低值中心的边缘沿湟水河谷新生单体, 并往湟水主干流方向移动。例如, 17日19:44在门源县河谷新生的V0单体[图 6(b)红色圆圈所示位置]在20:10已经到达A云头前进方向的云团边缘。J1单体从22:13开始从湟中县北部湟水河支流附近新生, 随着云团A1的壮大往东北方移动, 从22:44开始在湟中北部—大通中部一带生成线状对流, J1单体始终位于线状对流带上。23:10线状对流发展到最强, 直到23:29线状开始解体。23:16 J1恰好经过大通站[图 6(c)黑色圆点位置], J1从23:10—23:16的两个相邻雷达体扫时间内, 最强回波(53~54 dBZ)高度从7.1 km急剧下降到1.6 km, 造成了大通站的瞬时雷暴大风天气。而在雷达回波的径向速度图上未发现明显的中层径向辐合现象。线状对流造成大通站1 h最大降水量达到32.8 mm。因此大通站的雷暴大风应由强降水拖曳造成。从18日05:00开始, 在云团E的亮温梯度大值区且靠近湟水河谷的一侧不断新生对流单体。新生单体先随西南引导气流在云团边缘生成, 后又随着云团发展在云团亮温低值中心的边缘(沿湟水河谷)新生单体。不同单体的移动路径如图 6d带圆点的同色连线所示。例如, 05:47在共和新生的D3单体先沿引导气流往北移动到达湟源边界, 06:30低质心的D3单体在湟源县内的湟水河谷达到最强, 07:19在D3单体位置(湟水河谷)原地新生O5单体, 并沿河谷向东发展, D3则被挤向南侧逐渐衰亡。

可见, 17—18日高原东北部中尺度云团在引导气流层风速较弱[图 2(c), (d)]的情况下, 对流运动以传播为主。强对流单体和云团均往湟水河谷层结不稳定区新生和发展, 从而产生了相应的强对流天气。对流单体沿着湟水河谷地形, 在低层风速较弱[图 2(a), (b)]的情况下仍然往低层风的反方向传播。因此对流传播整体具有沿着河谷地形往具有一定能量的大气层结不稳定区正向和往低层弱风的反向传播的特征。门源大冰雹和西宁市区的强降水均由中尺度云团和较长生命史的风暴单体造成, 特别是西宁地区17日后半夜的强降水主要由MCC向湟水河谷传播造成。祁连县的野牛沟和祁连测站的雷暴大风是由强烈发展的雷暴云团内的下沉辐散气流造成。大通测站的雷达大风则是由强降水拖曳造成, 伴随有强回波高度急剧下降的特征。

2016年8月17—18日对流单体主要雷达回波参数对比(均采用造成强对流的主要风暴单体), 如图 7所示(横坐标的时次序号按照强冰雹和强降水的时间顺序排列)。以降雹为主的对流单体(主降雹单体)整体比以强降雨为主的对流单体(主降水单体)的各项雷达回波参数值更大。强对流最强时段[图 7(a)横坐标第11~26]的主降雹单体的垂直累积液态水含量(vertical integrated liquid water content, VIL)比主降水单体变化更频繁和变化幅度更大, 且主降雹单体的最大回波强度(DBZM)的上升幅度整体比主降水单体更大。从雷达基数据回放结果可以看出, 17日门源降雹开始(19:20左右)前VIL先增后降, 相邻时次VIL增幅达到10~25 kg·(m·m)^-2, 18:50[图 7(a)横坐标第6时次]VIL值达到顶峰为62 kg·(m·m)^-2, 19:15[图 7(a)横坐标第7时次]另一最强单体(Q0)的VIL也达到了58 kg·(m·m)^-2。18日湟源强降水开始(07:09左右)之前, VIL仍是先增后降但变化幅度小, 相邻时次最大变化为5~6 kg·(m·m)^-2。湟源短时暴雨的VIL比湟中短时强降水伴随局地小冰雹的VIL变化相对缓慢, 特别是最强对流初期湟源VIL增加10 kg·(m·m)^-2, 而湟中增加26 kg·(m·m)^-2。强对流减弱后, 可看到主降雹单体的VIL值迅速下降, 而主降水单体下降较慢。强对流发生前, 冰雹的DBZM为小幅度连续上升, 而暴雨前的DBZM则小幅度的起伏变化, 且暴雨的DBZM更大, 达到61 dBZ。从图 7(b)还可看出, 主降雹单体和主降水单体的各项高度差距不大, 其中强中心高度均值的差别稍微明显, 主降雹单体的强中心高度均值(5.3 km)比主降水单体的(3.1 km)高2.2 km; 主降雹单体的强中心高度均值与其风暴单体平均高度(10.9 km)之比约为0.5, 而主降水单体的比值约为0.3。因此, 整个强对流过程, 主降雹单体的各项雷达回波参数整体比主降水单体的更大, 尤其是VIL值变化更剧烈, 但DBZM均较大且变化幅度较小。

图 7(Fig. 7)

图 7 2016年8月17—18日高原东北部对流单体主要雷达回波参数对比 Fig. 7 Comparison of Main Radar Echo Parameters ofconvective cells in the northeast part of Qinghai-Tibetan plateau from 17 to 18 August 2016

本次强对流过程期间雷达回波的强中心区正好位于中尺度云团的亮温低值中心下方。据门源X波段雷达和西宁C波段雷达探测情况: 17日18:39门源西北侧新生单体R0, 18:45单体R0的基本反射率因子三维立体图[图 8(a)]呈高耸状, 在50 dBZ位置附近有强上升气流的弱回波空洞存在。最大回波强度达到54 dBZ, 最强中心高度达到4.6 km、30 dBZ对流顶高(TOP)14.5 km。大于40 dBZ的强回波达到12 km, 50 dBZ强回波高约6 km(17日-20 ℃层高度), 对流风暴单体厚约11 km, 单体的垂直累积液态水含量达到37 kg·(m·m)^-2, 冰雹概率100%, 强冰雹概率为50%。18:45—18:55风暴体向上和向下约有增长, 低层存在气旋式辐合的中气旋, 实况地面有直径大于10mm的中等冰雹产生。19:02单体R0的中气旋伸展到中层, 底高4.4 km、顶高6.2 km, 旋转速度达到23 m·s^-1[图 8(b)]。门源冰雹过程中对流单体陆续生成并向浩门河谷方向演变, 对应的中气旋存在时间段为: 18:39—19:08(单体Q0所在中气旋)、19:02—19:44(R0)、19:50—20:14(V0)和20:38—21:03(C1)。20:32门源测站附近对流发展到最强, 有V0和C1两个联系紧密的单体[图 8(c)]。低层的0.5°仰角基本反射率因子的西北侧为后侧入流方向, 回波前侧与中尺度云团梯度大值区位置同步往东南方向增强和扩展。从20:32的基本反射率因子的三维立体[图 8(c)]可看到弱回波空洞和弱回波区上的强回波悬垂, 风暴的组织化程度较高。大于40 dBZ的顶高约8 km, 50 dBZ顶高达到了-20 ℃高度。VIL达到48 kg·(m·m)^-2, DBZM达到62 dBZ, 属于普通多单体强回波团。门源县20:26—20:38强回波团之外的其余时段的强回波中心多为孤立的单体, 由于中气旋持续时间长且厚度较大, 环境0~6 km垂直风切变为15 m·s^-1[图 6(a), 达到中等强度], 且地面产生了直径30~40 mm的大冰雹, 但基本反射率因子的空间三维立体[图 8(a)]为非典型的超级单体, 所以门源县内的孤立单体属于“类超级单体”。因此, 门源县内冰雹回波主要属于类超级单体和普通多单体, 并且, 门源县内对流中低层生命史较长的中气旋对于风暴组织化程度和大冰雹的贡献很大。另外, 门源县冰雹期间从多个弱回波空洞可看出对流内部气流杂乱, 导致该时段雷达风廓线产品全为缺测。湟中强降水伴随小冰雹由从湟源东移的线状对流造成, 地形阻挡导致低层0.5°仰角的基本反射率因子很弱甚至缺失, 从三维立体图(图 8)可看出, 线状对流的风暴结构变得松散, 但由于环境0~6 km垂直风切变仍有13 m·s^-1[见图 6(b)], 因而多单体之间彼此关联较为紧密, 局部位置的50 dBZ回波高度超过9 km[图 8(d)], 因此仍然有冰雹产生。由于垂直累积液态水含量超过40 kg·(m·m)^-2, 且随后的质心高度仅2~3 km, 在更有利于强降水的环境场[见图 6(b)]下产生了超过40 mm的小时降水量。而湟源暴雨回波的三维结构则相当松散(图略)。

图 8(Fig. 8)

图 8 2016年8月17—18日雷达基本反射率因子立体图(a, c, d, 单位: dBZ)和径向速度(b, 单位: m·s-1)分布 Fig. 8 The 3D image of Radar basic reflectivity factor (a, c, d, unit: dBZ) and the radial velocity (b, unit: m·s-1) from 17 to 18 August 2016

18日06:54左右在共和-湟源-海晏-大通一带对流发展成近似线状, 线状对流随副高边缘较弱的西南气流往东北移动, 06:20线状对流南端到达湟源北部, 随后线状对流整体往湟水河谷方向移动, 其南端不断新生和发展对流单体, 线状对流尺度往南伸展。18日07:07线状对流强回波位于湟源中北部[图 9(a)]。18日07:10—07:15湟源测站瞬时雷暴大风时段, 其单体强回波质心高度HT无明显变化, 该单体的其余值较大, 特别是TOP和DBZM值相对较高。仅从18日07:07—07:13的雷达回波径向速度图上能看到中层(6.0°仰角)有-7 m·s^-1和17 m·s^-1的径向速度辐合现象[图 9(b)箭头位置], 并且在0.5°仰角的径向速度图(图略)上, 湟源测站的西侧存在径向相邻像素的大风速对[图 9(b)箭头位置], 其为-25 m·s^-1的朝向雷达和12 m·s^-1的离开雷达的径向风速。可见, 湟源瞬时雷暴大风[图 9(a)和(b)箭头位置]主要是由线状对流的强降水拖曳所造成的近地面强辐散气流造成。

图 9(Fig. 9)

图 9 2016年8月18日07:07雷达回波2.4°仰角基本反射率因子(a, 单位: dBZ)和6.0°仰角径向速度(b, 单位: m·s-1) Fig. 9 Radar echo reflectivity factor at 2.4° elevation (a, unit: dBZ) and radial velocity at 6.0° elevation (b, unit: m·s-1) of Xi'ning C-band Radar at 07:07 on 18 August 2016

因此, 17日冰雹为主的对流组织化程度明显高于18日的暴雨或强降水伴随小冰雹回波, 并且冰雹过程的回波属于“类超级单体”和普通多单体, 强降水过程主要属于线状对流回波, 线状对流前侧的雷暴大风是由强降水拖曳的下沉辐散气流造成。

2016年8月17—18日, 在西太平洋副热带高压北抬和北方弱冷空气南下的共同影响下, 青藏高原东北部自西向东出现了大范围对流降水天气过程。并且西太平洋副热带高压北抬作用很明显, 属于低层暖平流强迫型。水汽主要来自南海气旋外围的北上气流所带来的低层水汽, 其次来自副高北上所带来的孟加拉湾中层水汽和部分翻山的低层水汽。强对流落区位于引导气流下风方向的层结不稳定区(浩门河谷和湟水河谷)。强对流前半夜的大气层为中高空干层较厚的高能不稳定层结, 后半夜为湿层深厚且具有一定能量的不稳定层结。

(1) 高原东北部维持较长时间的弱冷锋是此次强对流的地面触发机制, 对流往锋前具有一定能量的大气层结不稳定区发展。

(2) 中尺度对流云团分别在上游对流降水系统和局地地形和热力作用下产生, 在环湖两侧弱冷锋的触发作用下增强为雷暴云团, 又经历碰撞、吞并、反向碰撞、增强、衰亡、新生等过程后演变成MCC。对流运动以传播为主, 整体具有沿着河谷地形往层结不稳定区的正向和往低层入流风(较弱)的反向传播的特征。河谷地形(自西北向东南递减的湟水河谷和浩门河谷)是影响对流移动和传播路径以及强对流落区的关键。

(3) 强降雹过程的雷达回波属于生命史较长的类超级单体和普通多单体。中气旋持续时间长, 强回波质心偏上, 在弱回波区上方有强回波悬垂, 风暴组织化程度较高。强降水过程的回波主要属于生命史较长的多单体线状对流, 风暴组织化程度较低, 其中造成短时暴雨的低质心风暴单体生命史最长(超过1 h)。降雹单体整体比降水单体发展得更强, 变化幅度更大, 尤其是垂直累积液态水含量的变化更剧烈; 但最大回波强度均较大(超过60 dBZ)且变化幅度较小, 强对流开始前单体垂直累积液态水含量均是先增后降。

(4) 此次强对流过程的局地雷暴大风分别是由雷暴云团内弱降水在较厚的环境干层蒸发而显著降温所产生的较大负浮力导致强下沉辐散气流, 和由线状对流中强降水拖曳带来的强下沉辐散气流造成。分别伴有雷达回波的质心急剧下降和中层径向速度辐合的特征。