陕南两次西南涡引发的短时暴雨对比分析

李静睿

(1.安康市气象局，陕西安康 725000；2.陕西省气象局秦岭和黄土高原生态环境气象重点实验室，西安 710014)

陕南处于青藏高原东侧，是受自四川盆地向东北方向移出的西南涡影响的主要地区之一[1-2]。陕南地形复杂，地质结构脆弱，因暴雨天气的突发性和强度大常常造成该地区山洪、泥石流等灾害[2]，因此加强对西南涡引发的陕南暴雨的研究尤为重要。我国气象工作者对西南涡引发的暴雨已经做了很多研究。潘旸和陈贝等[3-4]研究认为，多数西南涡在源地生消，少数东移发展，其移动主要跟冷空气、物理量场的分布有关，大都沿着正涡度中心和辐合中心移动。崔恒立等[5-6]针对西南涡引发的暴雨的研究结果表明：低涡暴雨的发生发展与湿位涡的时空演变有很好的对应关系；当高层高值位涡向下伸展时，其分裂的高值扰动可促使中低层气旋涡度发展，有利于强降水产生[7]。从动力角度来说，陕西的暴雨常受冷锋触发，赵强等[8]研究结果表明，除了中低层的动力辐合抬升，锋面附近锋生形成的垂直次级环流,也可增强暴雨的上升运动。西南涡的发展常与低空急流的发展有着密切关系，中低层急流不仅是暴雨水汽输送的最大贡献者，也带来不稳定能量，还是低层辐合的重要动力来源[8-9]。

2015年6月28日和2016年6月23日陕南出现了两次暴雨天气过程，两次过程中均出现了3 h降水量超过50 mm的短时暴雨，且都受到西南涡的影响，故利用NCEP 1°×1°逐6 h 再分析数据资料、国家气象站常规地面和高空观测资料，以及安康和汉中多普勒雷达站资料，按照暴雨诊断分析的业务流程[9-10]对这两次相似背景下的短时暴雨过程进行诊断，对比分析其异同点，总结陕南受西南涡影响的暴雨的预报着眼点，以提高此类天气的预报预警能力。

1 降水实况

2015年6月28日，川陕交界处发生一次短时暴雨天气，从24 h的降水空间分布图(图1a)可以看出，其具有明显的中尺度特征，因降水强度大，造成陕南西部多个区县出现城市内涝。2016年6月23日，鄂、豫、川、陕四省交界处，发生了一次暴雨天气过程(图1b)，降水主要集中在午后到傍晚，其中14—20时，共有6个站降水量超过50 mm，导致严重的城市内涝和多处滑坡。

从这两次暴雨过程降水中心逐小时降水量的时间演变来看，“6·28”过程中城固站的降水表现为双峰型(图1c)，降水主要集中在28日上午到午后(10—16时)，降水量从08—12时降水强度逐步增加，13—14时达到峰值(21.7 mm/h)，随后降水量逐渐减小，18时至29日00时只有微量降水，在29日01—08时迎来了第2波降水，降水均匀，以5 mm/h左右的降水强度为主。“6·23”过程中安康站的降水表现为单峰型(图1d)，降水主要集中在14—20时，且强降水主要集中在1 h内，17—18时降水强度达45.2 mm/h，具有降水强度大、突发性强的特点。综上，两次过程都在6 h内出现了短时暴雨，“6·28”过程降水时间相对较长，在陕南影响范围较广，而“6·23”过程降水强度较大，为典型的突发性短时暴雨。

图1 降雨区24 h降水量分布图(单位为mm；a 2015-06-28T08—29T08，b 2016-06-23T08—24T08；审图号为GS(2019)1719号)和暴雨中心站降水逐时演变(c 2015-06-28T08—29T08，城固站；d 2016-06-23T08—24T08，安康站)

2 环流形势和主要影响系统

“6·28”过程，500 hPa天气图上，亚洲中高纬呈“两槽一脊”的环流形势。27日20时(图略)，贝加尔湖附近到新疆南部为一东北—西南走向的西风槽，并不断引导冷空气南下，副热带高压(下简称“副高”)588 dagpm线控制长江流域中下游，陕南处于588 dagpm线外围西南暖湿气流影响之中；700 hPa上有低涡环流生成，中心位于105.5°E、30.5°N。随着500 hPa西风槽东移，700 hPa西风槽前与副高间的气压梯度加大，有强的西南气流发展。28日08时(图略)，700 hPa偏南急流中心风速达到了20 m/s，低涡环流沿着引导气流逐渐向东北方向移动，低涡环流中心移至106.5°E、31.5°N，低涡环流直径也扩大到300 km以上，对应的降水范围较之前有所增大；地面图上，西北地区东部到西南地区北部维持热低压，蒙古国北部的冷空气经东北缓慢扩散南下影响陕西，在陕西中南部形成地面辐合，为暴雨的产生提供了一定的动力抬升条件。随着副高北抬，28日14时(图略)500 hPa西风槽经向度减小，700 hPa上气旋式环流中心移至106.5°E、32.0°N，且影响范围减小，大降水落区明显北抬，陕南降水逐渐减小。

“6·23”过程，23日08时(图略)200 hPa上南亚高压脊线位于27°N，陕南处于南亚高压东侧辐散分流区，高层抽吸作用会进一步加强垂直上升运动强度[6-7]；500 hPa图上，副高588 dagpm 线位于重庆南部到江苏北部一线，河套到四川北部有一西风槽东移，槽前西南气流强盛，最大风速达22 m/s，急流核位于黄淮流域；700 hPa天气图上有低压中心，中心位于104.5°E、30.0°N，但未形成闭合环流中心；地面图上，在贝加尔湖南侧有中心强度为1 022.5 hPa冷高中心南下，四川中部到河南中部有低压倒槽强烈发展，长江中上游气温在上午升温明显，中低层大气不稳定度加大。23日14时(图略)，500 hPa上588 dagpm线较08时略东退，冷暖空气交汇于河南北部到四川中东部这一宽广区域；700和850hPa上在川、渝、陕交界处低值系统发展加强，形成闭合环流，低涡环流中心移动到106.0°E、30.5°N，鄂、豫、川、陕四省交汇处位于低涡移向的右前方；地面上随着冷空气南下，冷锋南移至河南北部到四川北部，冷锋为暴雨的产生提供了触发机制，使得不稳定能量释放，大范围的短时暴雨从午后开始。

3 水汽条件

两次暴雨过程虽然处在相似的大尺度环流背景下，但水汽来源及强度有所不同。从700 hPa水汽通量(图2a、2b)来看，两次过程中水汽均有来自孟加拉湾经西南地区向陕西南部的输送。对比分析可以发现，对陕南来说“6·28”过程中来自孟加拉湾的水汽输送强度大于“6·23”过程，其辐合位置更偏北偏西，主要位于河套西部地区，在陕南无明显的水汽通量辐合。另外，“6·23”过程还有一条明显来自南海的水汽通道，两支水汽通道的水汽辐合区正好位于陕西东南部，其水汽通量散度达(-4～-6)×10-7g/(cm2·hPa·s)。850 hPa上(图略)，“6·28”过程有来自孟加拉湾绕过云贵高原向陕南方向的水汽通道，另有来自南海的水汽通道，两条通道的水汽在川东到陕南辐合；而“6·23”过程水汽输送主要来源于南海。综上所述，“6·28”过程的水汽输送强于“6·23”过程，暖湿气流的远距离源源不断的输送导致“6·28”过程的降水时间的延长，有利于降水量的累计而形成暴雨。

图2 700 hPa水汽通量(单位为g/(cm·hPa·s)、水汽通量散度(10-7 g/(cm2·hPa·s)辐合区(a 2015-06-28T08，b 2016-06-23T14；矢量箭头为水汽通量；等值线为水汽通量辐合大值区)

从两次过程暴雨中心比湿的垂直剖面(图略)对比发现，“6·28”过程在850 hPa到近低层比湿以14 g/kg为主，“6·23”过程暴雨中心的比湿在900～800 hPa达到16～18 g/kg，大值区向上伸展形成湿舌，故“6·23”过程中低层比湿垂直梯度较“6·28”过程大，大的比湿垂直梯度有利于雨强增大[9，11]，所以“6·23”过程的小时雨强较“6·28”过程的大。

4 动力条件

这两次暴雨过程主要由西南涡引起，对比降水落区和低涡中心位置(图略)可以发现，这两次过程的暴雨落区，并没有在低涡中心，而是在低涡移向的右前侧100 km左右。通过850 hPa风场、垂直速度和地形的叠加图(图3a、3b)分析可发现，低层低涡环流中心的位置，多位于川西高原的边缘东侧，受地形影响低涡中心风速较小。且两个过程都存在偏南风低空急流，而风速的辐合中心位于陕西南部；同时结合地形和垂直速度可以看出，850 hPa垂直上升运动大值区“6·28”过程位于巴山南麓的西部中心达-4 Pa/s，而“6·23”过程位于秦岭和巴山南麓，尤其是在巴山南麓中段垂直上升运动达-10 Pa/s，表明两次过程中的秦岭和巴山对偏南低空急流都有一定的抬升作用。

图3 850 hPa风场、垂直上升速度(等值线，单位为Pa/s)大值区和地形(灰色阴影区域为海拔高度高于1 500 m)叠加图(a 2015-06-28T08；b 2016-06-23T14)

从暴雨中心可以发现(图4a、4b)，“6·28”过程中强降水发生时段，随着低层低涡的发展，在暴雨中心(32.5°N～33.5°N)900～700 hPa存在明显辐合，尤其850～800 hPa辐合强度达到(-4～-6)×10-5s-1，中高层500～300 hPa西风槽前存在(1～4)×10-5s-1的辐散，与高空辐散区相对应，在850～300 hPa有中心强度为-8 Pa/s的垂直上升运动。

图4 暴雨中心假相当位温(黑色等值线，单位为K)、垂直速度(红色虚线，单位为Pa/s)、散度(阴影区，单位为10-5 s-1)和风场(风矢，单位为m/s)纬向垂直剖面图(a 2015-06-28T08沿107°E；b 2016-06-23T14沿109°E(黑色环状粗实线代表锋区次级环流))

“6·23”过程，33°N以北存在假相当位温(θse)密集带，存在明显的锋区，在锋区南侧(31～33°N)受地面锋面和中低层低涡的动力辐合抬升作用，地面到700 hPa存在中心强度为(-2～-4)×10-5s-1的辐合。从风场还可看出，在36°N以北200 hPa左右风速达到了30 m/s以上，暴雨区处在高空急流入口区的南侧，在200 hPa辐散强度达到6×10-5s-1以上。另外，在32°N以南的900～600 hPa存在强的偏南风发展，中心风速达到20 m/s，这种偏南暖湿气流随着锋面附近的上升运动与锋面北侧的偏北风或东北风耦合形成了锋面次级环流，有利于暖湿气流上升运动的维持。“6·23”过程垂直上升运动自地面开始向上伸展至200 hPa以上，在800～600 hPa上升运动达到了10 Pa/s以上，较“6·28”过程深厚且剧烈。

综上所述，这两次西南涡引发的暴雨落区位于低涡移向前侧的偏南急流风速辐合区域，同时位于巴山南麓地形抬升区域；而“6·23”过程除了受低涡辐合及地形动力抬升作用外，还受高层辐散抽吸及锋面次级环流的作用，其垂直上升运动较“6·28”过程更为深厚强烈，小时雨强更强。

5 不稳定条件

吴启树[12]和吴国雄等[7]研究结果表明，在绝热无摩擦的饱和湿空气中湿位涡具有守恒特性，且它的分布能很好地表征大气对流稳定性和斜压稳定性[13-14]。湿位涡(moist potential vorticity下文简称MPV)的垂直分量MPV1(湿正压项)是绝对涡度和静力稳定度的乘积，通常因为绝对涡度为正值，当大气为对流不稳定时，常与暖湿气流相对应，MPV1小于0 PVU(1 PVU=106m2/(s·K·kg)；当大气是对流稳定时，往往与干冷空气相对应，MPV1大于0 PVU[15]。下面分析暴雨过程MPV1的分布，来诊断这两次暴雨过程的不稳定性变化。

从暴雨中心湿位涡正压项(MPV1)的经向垂直剖面图(图5)可见，“6·28”过程强降水发生前的28日02时，不稳定层较为浅薄，主要在近地面到900 hPa，中心强度为-0.4 PVU；在900～700 hPa MPV1为正值，即干冷空气自北方逐渐入侵暴雨区上空，900～800 hPa中心达0.4 PVU。29日08时，强降水逐渐开始，低层不稳定层变化不大，其上部MPV1等值线密集程度较02时有所增大，900～750 hPa的MPV1负值中心强度达到0.6 PVU，暴雨区上空正负MPV1的垂直差值由1.2 PVU增大到1.8 PVU，大气的不稳定性较02时有所增强。

图5 暴雨中心MPV1的经向垂直剖面图(单位为PVU,1PVU=106 m2/(s·K·kg)；a 2015-06-28T02沿107°E，b 2015-06-28T08沿107°E，c 2016-06-23T08沿109°E，d 2016-06-23T14沿109°E；黑色方框表示暴雨区上空位置)

“6·23”过程,在23日08时强降水发生前，因地面热低压及低层暖湿气流的强烈输送，暴雨区上空从地面到600 hPa均为MPV1负值区，表明中低层大气的不稳定度大，在900～700 hPa MPV1等值线的密集程度最大，其中心强度在850～800 hPa达到了-1.8 PVU。其上空为MPV1正值区，表明中上层大气稳定，且在35°N附近有高空分裂出的呈漏斗状、中心为1.2 PVU的高湿位涡中心自北方逐渐入侵暴雨区。14时，不稳定层仅存在于950 hPa以下，中高层的干冷空气入侵进一步加强，暴雨区上空MPV1正值区下滑至950 hPa，中心值达到3.0 PVU，即大气的不稳定性明显降低，暴雨区上空垂直方向上MPV1的正负差值达到3.5 PVU，大气不稳定度明显强于“6·28”过程。

由倾斜位涡发展理论知，当具有高湿位涡的冷空气沿等熵面下滑，同时环境大气稳定性减弱时，其绝对涡度增大，同时垂直涡度显著增长，有利于降水加强[16-17]。通过以上分析可知，这两次暴雨过程中，中高层的干冷空气入侵不仅使得大气的稳定性减弱，还使垂直涡度增大，从而有利于降水强度的增大。“6·28”过程干冷侵入更明显，导致其降水增强更显著。

6 中小尺度对流系统发展

通过雷达探测数据分析影响两次暴雨过程的中小尺度系统差异。对于“6·28”过程，利用汉中多普勒雷达资料进行分析。28日05—10时，强度为35～40 dBz的层状云降水回波自西南向东北移动影响汉中南部地区，此阶段降水主要集中在汉中西南部的宁强县，降水强度以4～7 mm/h为主。随着低空急流的发展，回波强度逐渐增大，回波形态发展为混合状回波(图略)。通过反射率因子剖面图(图略)可以发现，汉中市中南部的降水回波中包含了多个中心强度达到45～50 dBz的强回波中心，强回波发展高度在2～6 km，多个低质心强回波沿着西南低空急流依次经过汉中中部和南部，影响时间达3～4 h，形成列车效应。随着降水范围和强度的增大，城固在13—14时的降水强度达到了21.7 mm/h。随后紧实的积状云降水回波范围逐渐缩小，回波结构变得松散，回波强度减弱。23时以后，在低空急流不断向北推进的过程中，当移至佛坪境内时，受秦岭南麓地形抬升的作用，回波强度在佛坪西南部逐渐增强，形成了多个中心强度达45 dBz以上的积状云回波，并发展东移，合并成多单体风暴结构。29日00—01时，佛坪有强对流单体回波移近，中心强度达到了50 dBz以上(图6a)。基本速度图(图6c)上，与强回波相对应的2.4°仰角上，在距离雷达98.7 km处出现了速度模糊。在10 km直径范围内有正负速度中心，正速度中心风速达18～20 m/s，负速度中心风速为5 m/s，旋转速度达到11.0～12.5 m/s,属于弱中气旋，同时沿雷达径向有较强的中层径向辐合，这种中层强辐合，与形势场上中层强辐合切变相对应。此强回波造成了佛坪29日00—01时32.4 mm/h的短时强降水。之后降水回波范围增大,强回波南压，汉中市大部出现了雨强为2～6 mm/h的降水，08时后整个回波减弱移出，汉中降水结束。

对于“6·23”过程，从安康多普勒雷达资料来看，23日08时在安康东北部有东北—西南走向的锋前层状云降水回波，回波中心强度以30～35 dBz为主，降水强度以4～8 mm/h为主。14时以后，受冷锋触发，在大片层状云降水回波中出现多个中心强度为40～45 dBz的积状云回波，并逐渐南压，汉阴站15—16时的小时雨强达到了28.6 mm/h。当冷空气移到紫阳境内时，伴随着西南低空急流的发展，西南方向有新的积状云回波生成，中心强度大于50 dBz(图略)，其西南方向为弱回波区，即西南低空急流的入流区。从反射率因子的剖面图(图略)来看，35 dBz以上的回波伸展高度到1.2～7.0 km，回波中心强度达到55 dBz以上，强反射率中心位于2 km以下。这种低质心强回波造成了紫阳17—18时42.3 mm的短时强降水。随着强回波快速发展东移，强回波具有弓形回波特征，前侧反射率因子梯度大，后侧存在入流急流的弱回波通道，回波在移近汉滨区境内时(图6b)，大于50 dBz的强回波范围明显增大。在2.4°仰角基本速度图的相应的位置上(图6d)，沿雷达径向存在明显的正负速度对，负速度中心达(-12～-14)m/s，高度为880 m，即存在西南超低空急流，正速度中心达6～8 m/s，即存在18～22 m/s的中层辐合区。该辐合中心随着引导气流经过紫阳和汉滨，造成了安康站45.2 mm/h的短时强降水。随后强回波的逐渐减弱和东移，并随着冷锋过境并迅速南压，20时以后安康地区仅剩部分残留的层状云影响，降水强度以2～5 mm/h为主，29日02时以后降水基本全面结束。

图6 多普勒雷达组合反射率因子(a 2015-06-28T09：01汉中；b 2016-06-23T15：54安康)；2.4°仰角基本速度图(c 2015-06-29T00：18(汉中，白色圆圈为速度模糊区域)；d 2016-06-23T15：30(安康，白色圆圈为速度辐合区域))

可见，两次过程在雷达图上的表现均为层状云降水回波中含有超级单体或多单体风暴的混合状云回波。“6·28”过程在28日16时以前为多个雷暴单体沿引导气流长时间依次经过测站形成列车效应造成的强降水，凌晨佛坪站的短时强降水主要是因为具有中气旋结构的超级单体造成的；而“6·23”过程中，由低质心的强雷暴单体在西南低空急流的发展过程中，强回波范围逐渐扩大形成多单体风暴，并快速移过测站而造成短时强降水。

7 结论与讨论

(1)两次暴雨过程都是在西风槽后冷空气与副高外围暖湿气流在陕西南部交汇的大的环流背景下，配合中低层的西南涡而产生。

(2)“6·23”过程的中低层水汽辐合和比湿垂直梯度大于“6·28”过程，且除低涡的动力辐合抬升和地形抬升外，还受锋面次级环流的作用，其垂直上升运动较“6·28”过程更为深厚且强烈，其导致了最大小时雨强更强。

(3)两次过程都存在高层干冷空气入侵暴雨区低层，使得大气的不稳定度增大。以后可关注高低层MPV1的垂直对比差异，及MPV1正值中心自上而下侵入时间，这为强降水的开始时间和降水强度预报提供了一定的指示。

(4)两次过程中导致强降水发生的强对流云团中层都存在风速大于12 m/s的大风速中心或正负速度对而形成的强辐合。

(5)在对中低层有低空急流相伴的西南涡影响的陕南强降水的落区作预报时，还需要配合风场考虑秦岭和巴山的大地形辐合抬升影响。