副热带高压影响下陕西关中强对流发生的环境场特征及触发机制*

赵 强 陈小婷 王 楠 彭 力

1 陕西省气象台,西安 710014 2 秦岭和黄土高原生态环境重点实验室灾害性天气研究与应用中心,西安 710016 3 陕西省铜川市气象局,铜川 727031

提 要： 2015—2018年陕西关中出现了4次副热带高压(以下简称副高)影响下的强对流天气，造成局部地质灾害和城市内涝，全球模式对短时暴雨出现了漏报。利用ERA5再分析资料(0.25°×0.25°)、地面加密自动站和西安站多普勒天气雷达等资料，分析此类强对流的环境场特征和触发机制，为预报预警提供思路。分析结果表明：陕西关中副高控制下的强对流往往与高温天气并存。对流发生时低层水汽含量大，可降水量在50 mm以上；相对于副高外围的系统性暴雨，此类天气水汽输送较弱；水汽输送强弱决定了过程总雨量大小。此类强对流强辐合中心位于地面到800 hPa，相对于系统性暴雨辐合中心位置更低，低层的辐合主要作用是克服对流抑制，释放不稳定能量。对流发生有利的环境条件包括：强的位势不稳定层结、低自由对流高度、中等强度对流有效位能、较厚的暖云层。触发机制主要是地面冷锋和低层风场辐合线，上游冷锋后的降水降温效应会加大温度梯度使冷锋增强，锋面侵入副高内部高温、高湿大气，从而触发对流；暖区对流一般由地面中尺度辐合线触发，对流产生的冷池前沿阵风锋触发新生对流。秦岭地形对对流的移动和传播有明显影响，在关中北部新生对流南移过程中容易在秦岭北麓沿山维持，造成暴雨天气。而在秦岭北麓的地形辐合线上新生的对流系统，下山过程中由于势能向动能转化，对流系统移速加快，其出流边界触发平原地区对流发展，强降水持续时间较短，更容易产生大范围雷暴大风天气。

引 言

副热带高压(以下简称副高)背景下，大气处于高温、高湿状态，水汽和能量条件充沛，对流发生需要有抬升力使地面气块克服对流抑制能量上升到自由对流高度(level of free convection,LFC)以上，即抬升触发机制是对流能否产生的关键。Wilson and Megenhardt(1997)指出，触发对流的中尺度系统主要包括中尺度辐合线、地形和重力波，其中，特别重要的是边界层中尺度辐合线。同时，地面中尺度辐合线形成物理过程及其对雷暴活动的影响亦非常复杂，辐合线可以触发对流，对流系统也可以激发新的地面辐合线(陈明轩和王迎春，2012；李强等，2019)。王丽荣等(2013)研究指出，有利的天气系统配合下，地面辐合线才会产生较为强烈的对流天气，且无论何种类型的辐合线，对流天气首先出现在辐合线附近。近地面冷池是对流风暴另一个重要的边界层特征，其出流边界作为边界层内的不稳定触发因子，在对流风暴的局地新生及快速演变中扮演重要角色(陈明轩等，2017)。

研究表明，夏季副高背景下强对流天气时有发生，尹红萍和曹晓岗(2010)对上海地区副高控制下的强对流天气进行了总结，指出副高控制下强对流容易出现错报，对流较易在副高北侧发生，强对流的发生除需有较好的层结不稳定条件外，对抬升条件也有较高要求。张树民等(2017)发现500 hPa副高脊线附近也会触发强对流天气，强对流发生前大气层结不稳定，呈上干下湿状态分布，925 hPa切变线和地面辐合线附近的强动力抬升作用触发了对流风暴。副高控制下的强对流天气主要以短时强降水为主，有时伴有雷暴大风(尹红萍和曹晓岗，2010；张树民等，2017)。短时强降水主要由深厚湿对流造成，深厚湿对流的产生需要考虑静力不稳定、水汽、抬升触发机制三个基本条件(俞小鼎等，2012)。对于天气尺度系统造成的大范围稳定性降水过程，降水的持续时间取决于天气系统的移动速度，即降水区域上空水汽辐合维持时间的长短；而对于对流降水过程，降水持续时间则取决于对流系统的尺度、移动速度和传播特征(孙继松，2017)。极端短时强降水产生在降水效率高的地区，可以通过环境场大致判断出来，环境场极高的水汽含量、能量充沛、暖云异常深厚、大的边界层露点温度、极低的LFC及垂直风切变小对应的低夹卷率等均有利于提高对流云的降水效率(王珏等，2019；范元月等，2020，狄潇泓等，2019)。对西北地区六盘山两侧的强对流暴雨研究发现，强对流出现在副高588 dagpm线控制范围内，大气高温高湿、层结不稳定的环境条件非常有利于强对流天气发生，地面中尺度辐合线触发对流，产生短时暴雨天气(赵庆云等，2018)。

陕西盛夏季节的区域性暴雨主要发生在低空急流左侧的水汽辐合区，高空槽和副高结合，增强气压梯度，在副高外围形成了一条宽而强的西南风水汽输送通道，将大量的水汽和能量直接输送到陕西，并在低涡、切变线的辐合作用下形成暴雨，此类天气水汽输送强，其不稳定机制主要包括斜压不稳定及条件对称不稳定(梁生俊和马晓华，2012；赵强等，2017)。而对流性强降水过程中水汽输送弱，本地水汽含量大，比湿垂直梯度大，雨强大，不稳定机制主要是位势不稳定(郭大梅等，2020；刘勇等，2016；赵强等，2020)。副高背景下，大气高温、高湿，水汽和能量条件充沛，对流在何时、何地、何种机制下触发是副高控制下强对流天气预报的难点。现有研究显示，地面冷锋是陕西短时强降水的重要触发机制之一(王楠等，2018；赵强等，2017)，冷锋侵入不稳定区域，造成不稳定能量的释放，形成短时暴雨天气。关中地区短时强降水的垂直环境配置为“上干下湿”的不稳定层结，850 hPa的切变线为强对流提供了初始扰动，地面辐合线触发了强对流天气的发生，对流产生的阵风锋又触发了新对流的产生(武麦凤等，2017；张雅斌等，2019)。

关中地区位于陕西中部(图1)，北为黄土高原，南为秦岭山区，三面环山,地形复杂。2015—2018年关中地区都出现了副高背景下的强对流天气，全球数值模式对此类对流性强降水预报能力较弱(肖玉华等，2010；董全等,2016)，由于其突发性和强致灾性，给社会经济及人民生命财产带来重大威胁。现有工作多针对短时暴雨的个例分析，缺乏对此类天气共性及差异性的对比分析，因此本文选取近年来的4次类似天气过程，诊断此类强对流天气产生的环境条件及触发机制，分析环境场及触发条件差异对强天气范围及类型的影响，以期为此类天气的短期潜势预报和临近预警提供更多参考依据。

1 天气实况

2015—2018年陕西关中地区出现4次副高控制下的强对流天气。2015年8月2日(图2a, 以下称为过程1)关中的中西部地区出现强降水，主要时段为18—23时(北京时，下同)，累计出现49站次短时强降水(1 h降水量>20 mm，下同)，最大1 h降水量高达65.3 mm，临潼3 h降雨量达80 mm，高陵1 h降水量达47.3 mm，同时出现2站次7级以上大风天气，最大风力为华山站(26 m·s-1)。2016年8月24日(图2b,以下称为过程2)强降水呈带状位于关中平原地区，主要降水时段为25日01—08时，累计出现95站次短时强降水，高陵站25日05时出现最大雨强(57 mm·h-1)，12 h降水量最大为长武站(94 mm)，期间关中地区华山站出现7级以上大风(18 m·s-1)。2017年7月27日(图2c,以下称为过程3)关中西部出现了雷暴大风和短时强降水天气，主要降水时段为14—23时，累计出现41站次短时强降水，最大小时雨强为18时的岐山站(35.3 mm·h-1)，同时出现了7站次雷暴大风，最大风速为扶风站(22 m·s-1)。2018年7月26日(图2d,以下称为过程4)关中东部地区出现大范围雷暴大风和短时强降水天气，强降水主要时段为14—18时，累计出现39站次短时强降水，最大小时雨强为渭南华阴16时的47 mm·h-1，12 h最大降水量出现在渭南官道(60.6 mm)，关中地区共出现18站次8级以上大风天气，西安三桥阿房宫站14：35出现极大风速(29 m·s-1)。

对比可以看出，4次过程关中地区均出现了大范围短时强降水，过程1和过程2降水持续时间更长，累计降水量大，关中地区出现了较大范围的暴雨天气，过程3和过程4累计降水量较小，主要以短时强降水和雷暴大风天气为主。

图1 陕西省地形图(填色为海拔高度，黑色粗线范围为关中地区，红色三角形为西安探空站和雷达站所在地，虚线为109°E，方框为图2实况绘图范围)Fig.1 Topographic map of Shaanxi Province (Colored is sea level, thick black line represents Guanzhong Area and dashed line is 109°E, red triangle is the location of sounding station and radar station of Xi’an, box shows the drawing range in Fig.2)

2 大尺度环境条件分析

2.1 环流背景

在2015年8月2日08时天气图上(图3a)，东北地区有一个冷涡，副高强盛并呈带状分布，控制中国35°N以南的大部分地区，700 hPa及850 hPa上甘肃南部存在切变线，在14时500 hPa上(图略)陕西中南部仍为副高所控制，西安站位势高度达到590 dagpm，850 hPa上在甘肃东部到关中西部有切变线东移，地面上关中地区为低压带控制，副高控制之下的关中高温、高湿，关中南部气温为37～39℃，露点温度为22～24℃，大气不稳定能量大，关中西北部风场有东北风和西南风的辐合线，地面到低层的辐合线首先在关中北部触发对流，随后辐合线东南移动，触发关中南部不稳定大气的能量释放，因此产生了短时暴雨天气。

在2016年8月24日20时天气图上(图3b)，副高强盛呈东西带状，控制河套以南中国大陆大部分地区，588 dagpm线北抬至河套地区，东北到内蒙古有东北西南向的冷槽，700 hPa河套东部暖脊发展，陕北地区存在东北—西南向切变线；850 hPa四川到陕西中部为24～28℃暖脊，内蒙古到河套地区等温线密集，风速达到8～10 m·s-1，河套地区有显著冷平流输送，延安站08时6 m·s-1西南风在20时转为12 m·s-1西北风，说明河套北部有较强的冷空气向南影响陕西地区，关中地区有南风和偏北风形成的切变线。地面图上20时冷锋位于关中北部，关中东部气温为32～34℃，随着冷空气侵入高温高湿的副高控制区，不稳定能量释放，产生强对流天气。

图2 4次强对流天气实况(a)2015年8月2日08—20时，(b)2016年8月24日20时至25日08时，(c)2017年7月27日08—20时，(d)2018年7月26日08—20时(填色为12 h降水量，浅蓝色为25～50 mm，深蓝色为50～100 mm，点值代表小时降水量>20 mm,风向标为出现7级以上大风的站点，红色十字为西安泾河探空站位置)Fig.2 Observation of four convection cases(a) 08:00-20:00 BT 2 August 2015， (b) 20:00 BT 24 to 08:00 BT 25 August 2016，(c) 08:00-20:00 BT 27 July 2017， (d) 08:00-20:00 BT 26 July 2018(Colored is 12 h accumulated rainfall, light blue is for 25-50 mm and dark blue for 50-100 mm; spot represents 1 h rainfall >20 mm, wind barb is for the station wind speed >17.1 m·s-1, red cross is the location of Xi’an Jinghe Sounding Station)

图3 4次过程的高空天气形势(a)2015年8月2日08时，(b)2016年8月24日20时，(c)2017年7月27日08时，(d)2018年7月26日08时(黑色等值线为500 hPa位势高度，单位：dagpm;红色虚线为850 hPa等温线，单位：℃；风向标为850 hPa风场，单位：m·s-1)Fig.3 Weather conditions of four convection cases at 08:00 BT 2 August 2015 (a), 20:00 BT 24 August 2016 (b), 08:00 BT 27 July 2017 (c), 08:00 BT 26 July 2018 (d)(Black solid line is 500 hPa geopotential height, unit: dagpm; red dashed line is 850 hPa isotherm， unit: ℃； wind barb is 850 hPa wind， unit: m·s-1)

在2017年7月27日08时天气图上(图3c)，副高呈东北—西南向控制黄河以南、长江中下游大部分地区，脊线位于30°N，西伸脊点达100°E，陕西中南部地区处于副高控制中。上游西风槽东北—西南向位于河套至青海一线，700 hPa陕北至甘南存在东北—西南向的切变线，后部东北风和前部西南风最大风速均可达14 m·s-1，中层大气的水汽辐合和冷暖交汇主要位于陕北地区，使该地区出现区域性暴雨天气，副高在27日20时西伸北抬，关中地区为副高控制，西安T850-500达到26℃，大气不稳定度高，850 hPa关中地区存在东西向切变线，14时关中气温达36～38℃，冷锋位于甘肃南部到陕西中部，随着冷空气南下，触发不稳定能量释放，造成关中地区强对流天气。

在2018年7月26日08时天气图上(图3d)，副高主体呈东北—西南向位于我国东部地区，陕西东南部地区受副高控制，副高外围东北—西南向存在浅槽。700 hPa副高外围有4～8 m·s-1的西南风，850 hPa陕南至关中有4～6 m·s-1的东南风，向陕西地区输送水汽和能量。西安T850-500达到27℃，大气垂直不稳定度高。在26日14时地面图上(图略)，关中地区为低压控制，气温达到了37～38℃，露点温度在22～24℃，低层温度高，湿度条件好，秦岭山区西南风和东北风的辐合线在午后触发对流。

通过以上4次天气过程分析发现：副高控制陕西的中南部地区，关中地区的最高气温在35～39℃，表现出高温天气和强对流天气共存的特点，850 hPa 陕西中南部为暖脊控制，不稳定能量强。过程2和过程3的强对流过程中，副高控制关中地区；而过程1和过程4，对流发生前受副高控制，之后500 hPa有浅槽向东移动，副高略有东退。从冷空气强度来看，过程2和过程3的冷空气较强，850 hPa 有明显锋区，地面有冷锋，关中地区的对流主要由冷锋触发，过程1和过程4冷空气弱，关中地区为低压控制，地面的中尺度辐合触发对流。

2.2 水汽条件

以下通过比湿、水汽通量及水汽通量散度的垂直变化分析4次过程中水汽特征。2015年8月2日18时(图4a)，暴雨区近地面层到750 hPa比湿达14～16 g·kg-1，700 hPa比湿为10 g·kg-1，暴雨区低层绝对湿度条件好，大气可降水量达50～55 mm，水汽充沛。在850～600 hPa有西南风的水汽输送，水汽通量最强值在700 hPa附近，为8～10 g·cm-1·hPa-1·s-1，近地面层到850 hPa附近有-5×10-7g·s-1·hPa-1·cm-2的水汽辐合，对照天气图可以发现，这是850 hPa切变线和地面辐合线对水汽的辐合抬升，使得气块克服对流抑制，触发不稳定能量释放，产生对流，从而造成强降水。

2016年8月25日03时(图4b)，关中地区近地面层到850 hPa为比湿高值区，达到16～18 g·kg-1, 700 hPa比湿为12 g·kg-1,整层水汽含量大，大气可降水量高达55～60 mm，850～700 hPa有西南风水汽输送，水汽通量为8～10 g·cm-1·hPa-1·s-1，随着低层冷锋的南压，在关中北部地区形成西南风和东北风的水汽辐合，辐合中心从地面直到750 hPa，水汽通量散度最大值为-2×10-6g·s-1·hPa-1·cm-2。

2017年7月27日18时(图4c)，850 hPa以下比湿在16～18 g·kg-1，700 hPa比湿为10 g·kg-1，水汽含量较大，大气可降水量在55 mm左右。中低层大气的水汽输送弱，低层受西北路冷锋东南移动影响，偏东风和偏西风在关中地区辐合，在关中北部近地面层形成辐合中心，水汽通量散度为-2×10-6g·s-1·hPa-1·cm-2。

2018年7月26日14时(图4d)，近地层到850比湿达16 g·kg-1左右，700 hPa比湿为10 g·kg-1，大气可降水量在50～55 mm，近地面层有偏东风水汽输送，高层有偏南风水汽输送，关中地区水汽通量辐合中心主要位于近地面层，由地面辐合线造成。

在4次过程中关中地区绝对水汽含量均较高，850 hPa 以下比湿可达16 g·kg-1以上，700 hPa比湿在10～12 g·kg-1，大气可降水量在50 mm以上，过程2中更是达到了60 mm。从水汽输送来看，过程1、过程2水汽输送较强，因此这2次过程总雨量达到暴雨的范围较大，过程3、过程4主要为短时强降水，暴雨很少，但是相比于副高外围的区域暴雨过程来说，水汽输送相对偏弱，这是由于副高控制下中低层大气的西南风风速较小造成的。从水汽的辐合来看，强的辐合中心在地面到800 hPa，主要由冷锋和风场辐合线造成，相对于辐合中心在850～700 hPa的区域性暴雨来说，辐合中心位置更低，这种低层的辐合克服对流抑制，释放不稳定能量，形成强对流天气。

2.3 热力条件

热力不稳定条件是强对流发生发展的必要条件，下面对4次过程的热力不稳定条件进行对比分析。2015年8月2日14时(图5a)，关中平原为“上低下高”的对流不稳定区，近地面到850 hPa为假相当位温大值区，达352～356 K，温度平流整层为弱的暖平流，表明在副高控制之下，关中平原低层环境条件为高温高湿，而在600～500 hPa有低值假相当位温，中心值为336 K，这代表中层有干空气，中低层假相当位温的差值达12～16 K，说明了大气层结具有强的位势不稳定，为对流的发生提供了有利的热力环境。

2016年8月25日02时(图5b)，假相当位温在关中地区随高度变化而减小，低值中心(348 K)位于600 hPa，低层850 hPa为352～356 K，在副高控制下，随着冷空气侵入形成了“上干冷、下暖湿”的位势不稳定层结。另外关中北部到陕北(35°～37°N)的低层有冷锋带来明显冷平流，低层冷空气侵入高温高湿的副高控制区，抬升暖湿空气，有利于对流的发生发展。随着冷空气从北部侵入关中地区，形成锋区，在假相当位温图上等温线分布密集，锋面附近强的辐合上升运动有利于对流的触发。

2017年7月27日18时(图5c)，关中上空存在明显的假相当位温“上低下高”的对流不稳定，低值中心位于550 hPa，值为344 K，高值中心位于地面到850 hPa,值为 360 K，上下层间假相当位温差值达12 K，表明强的位势不稳定，同时关中北部在800 hPa 以下有明显冷平流，中心值达-50×10-5K·s-1，对应地面冷空气侵入，形成明显的锋区，假相当位温线密集，冷空气侵入和锋生有利于对流触发。

2018年7月26日14时(图5d)，500 hPa假相当位温为344 K，近地面到850 hPa为360 K，差值达到16 K，大气不稳定度高，从冷平流看，在秦岭北麓有明显的冷平流，冷平流下山触发不稳定能量释放，形成强对流天气。

以上分析表明，4次过程均存在明显的位势层结不稳定，满足强对流天气发生的能量条件，同时在低层有明显的冷平流，有利于对流的触发。

2.4 探空分析

2015年8月2日14时西安泾河站的探空图上(图6a)，850 hPa与500 hPa的温差达29℃，K指数为34℃，SI指数为-1.77℃，大气的热力不稳定度强，CAPE值达2 119 J·kg-1，不稳定能量强。近地面到800 hPa绝对湿度大，温度高，从相对湿度看，饱和层较薄，而500 hPa附近有干空气层，对应500 hPa 高原槽后的干空气，14时西安站地面温度达38℃，而850 hPa的温度为23℃，温差达15℃，低层大气接近超绝热状态，极易触发对流。

2016年8月24日20时西安泾河站探空图(图6b)呈现上干下湿的层结特征，850 hPa与500 hPa的温差为25℃，K指数为40℃，SI指数为1.4℃，CAPE值达1 292 J·kg-1，不稳定能量强。从相对湿度看，700～500 hPa为饱和区，近地面到800 hPa绝对湿度大，温度高，整层湿度条件好，LFC为707 hPa。从对流条件分析，整层湿度条件好，抬升凝结高度低，有利于强降水的发生，SI较大，需要较大的抬升力来触发对流。

过程3、过程4的对流活动主要发生在午后至傍晚，早晨的探空代表性不足，因此利用ERA5资料制作对流发生前2 h西安泾河位置的探空图做分析。2017年7月27日16时西安泾河站的ERA5资料探空图(图6c)，850 hPa与500 hPa的温差达28℃，K指数为39℃，SI指数为-2℃，大气的热力不稳定度强，CAPE值达1 568 J·kg-1，不稳定能量强。近地面到850 hPa绝对湿度大，850 hPa露点温度为18℃，从相对湿度看，湿层在800～700 hPa附近湿层浅薄，中层大气和低层大气都存在干空气，有利于夹卷作用及降水粒子的蒸发吸热而形成地面大风天气。

2018年7月26日12时西安泾河站的ERA5资料探空图(图6d)，850 hPa与500 hPa的温差达到了27℃，K指数为42℃，SI指数为-3℃，大气热力不稳定度强，CAPE值达到了1 172 J·kg-1，不稳定能量较强，近地面到850 hPa绝对湿度大，850 hPa露点温度为18℃，总体看中层大气500～300 hPa及近地面层到800 hPa的相对湿度较低，绝对湿度大，随着午后高温天气的出现，对流热力不稳定度大，中层及近地层干空气有利于对流大风形成。

对比4次过程的探空发现其共同点是850 hPa和500 hPa的温差大，均在25℃以上，K指数在35℃以上，大气热力不稳定度高，低层绝对湿度大，过程1、过程4的地面到850 hPa的温差很大，接近超绝热状态，容易触发对流，过程2、过程3近低层温差更小一些，对流触发需要的抬升更强。过程2中层大气存在饱和层，湿层深厚，因此总降水量更大，暴雨的范围最大，过程1、过程3、过程4中层存在干空气层，中层干空气的夹卷作用有利于雷暴大风的产生。

图6 2015年8月2日14时(a)和2016年8月24日20时(b)西安泾河站探空图以及2017年7月27日16时(c)和2018年7月26日12时(d)西安泾河的ERA5模式探空(绿线：层结露点温度线，黑线：层结温度线，红线：状态曲线)Fig.6 Sounding diagrams at 14:00 BT 2 August 2015 (a), 20:00 BT 24 August 2016 (b) and ERA5 model sounding diagrams at 16:00 BT 27 July 2017 (c), 12:00 BT 26 July 2018 (d) at Xi’an Jinghe Station(green curve: dew point line of atmospheric stratification, balck curve: temperature line of atmospheric stratification, red polyline: state curve)

综合以上分析，副高控制下的关中强对流天气，表现出高温和对流共存的特点，低层水汽条件好，大气可降水量在50 mm以上，可降水量越大、湿层越深厚、水汽输送越强则总降水量越强。从水汽的辐合来看，强的辐合中心在地面到800 hPa，较区域性暴雨的辐合更低，在此类对流暴雨过程中低层辐合的作用主要是触发对流、释放不稳定能量。中层干空气则有利于产生雷暴大风天气。

3 强对流触发机制分析

3.1 2015年8月2日对流触发机制

在2015年8月2日14时(图7a)地面图上，延安到甘肃南部有中尺度风场辐合线，辐合强度值达-30×10-6s-1，14:10(图略)沿着辐合线，在延安中部有对流回波的初生，随后带状对流回波随着辐合线向南移动。16时辐合线南压，辐合强度增强且中心南移，延安南部到关中北部雷达回波增强，最强回波可达55 dBz。随着对流的增强，在延安南部到关中北部出现了冷池，1 h降温(图7b)达4～6℃，最大降温幅度达7～8℃，形成等温线密集带，1个纬距的温差达14℃，说明冷池很强，而西安地区温度达38℃，强烈的温差和雷暴出流将触发新生对流，地面风场同样显示(图略)，辐合中心进一步南移，关中北部风力加大，出现10～12 m·s-1的偏北风。18时冷中心进一步南压，等温线密集带位于西安北部地区，风场上关中北部有8～10 m·s-1的偏北风。强的变温及等温线密集带，表明雷暴冷池很强。18时的锋生函数、假相当位温及垂直速度沿109°E的剖面图显示(图7c)，35°N附近的关中北部山区低层为θse低值中心，关中南部为θse高值中心，低层冷池南压和关中南部的高温、高湿空气交汇，造成近地面到800 hPa西安附近锋生，中心值为2×10-8K·m-1·s-1。地面到850 hPa为上升运动，而中层500 hPa为弱下沉运动，说明在副高控制下，中层大气稳定，垂直运动主要由于地面辐合线及850 hPa切变线从关中北部向南部移动造成，低层上升运动触发不稳定能量释放，形成强对流天气。在18:02的雷达回波图上(图略)，冷池前沿的西安北部有阵风锋出现，18:36(图7d)阵风锋移动到雷达站附近，西安北方的弧状对流云线特征清楚，其东段在西安东北方向触发了强对流，回波强度达60 dBz，从回波剖面图上可以看到(图略)，50 dBz以上的强回波主要出现在5 km以下，即0℃层以下，呈现低质心特点，主要以降水回波为主，造成高陵出现39.6 mm·h-1的强降水。19时冷池控制了关中西部地区，强回波在冷池后部偏北风的推动下继续东南移动，造成泾河站1 h降水量达49.3 mm，临潼站1 h降水量达34.3 mm(图略)。20时西安地区为冷空气控制，气温在24～26℃，雷达回波转为30～35 dBz的层状云降水(图略)，强降水过程结束。

3.2 2016年8月24日对流触发条件

在2016年8月24日20时地面图上(图8a)，冷锋位于山西到甘肃南部一线，甘肃南部地区有较强降水出现，降水造成的降温进一步增强了甘肃与陕西西部之间的温度梯度，使锋区进一步增强并向东南方向移动，到8月25日02时(图略)，甘肃南部的锋区向东移动至关中西部，锋后的偏北风增强，关中西部位于偏北风和东南风的强辐合区,有中尺度对流云团发展。25日02时(图8b)地面到750 hPa，关中以北为θse低值中心，为340 K，关中南部θse高值中心达352 K，说明低层冷暖空气在关中地区交汇，造成关中地区锋生加强，近地面到750 hPa为锋生区，最强锋生在850 hPa附近，中心值达3×10-8K·m-1·s-1。从垂直速度显示，关中地区地面至500 hPa为上升运动，最强上升运动在850～750 hPa，达-1.2 Pa·s-1，上升运动大值中心与锋生最强区域重叠，说明冷锋锋生造成的垂直运动是主要的触发机制。25日02时的地面风场(图8c)，冷锋后部的偏北风与关中地区的东南风之间形成辐合线，与辐合线对应25日02：21有带状对流发展(图8d)，冷锋后部也有层状云回波，此后偏北风进入关中地区，受秦岭地形的阻挡，逐渐转为西北到偏西风，偏西风推动带状对流自西向东移动，给关中地区带来强降水天气。

图7 2015年8月2日(a)14:00地面天气图(黑色实线为气压，单位：hPa；红色虚线为温度，单位：℃；红色粗实线为地面辐合线)，(b)16:00地面温度(黑色实线，单位：℃)及1 h变温(填色，单位：℃)，(c)18：00锋生(填色，单位：10-9 K·m-1·s-1)、假相当位温(黑色实线，单位：K)和垂直速度(红色实线，单位：Pa·s-1)沿109°E剖面及(d)18:36西安1.4°反射率因子(填色，单位：dBz；粗黑线为阵风锋)Fig.7 (a) The ground synoptic chart at 14:00 BT (black solid line： sea level pressure, unit: hPa; red dashed line: 2 m temperature, unit: ℃; red solid line: surface convergence line), (b) 2 m temperature (solid line) and 1 h temperature change (colored, unit: ℃) at 16:00 BT, (c) vertical profiles of pseudo-equivalent potential temperature (black solid line, unit: K), frontogenesis function (colored, unit: 10-9 K·m-1·s-1) and vertical velocity (red solid line, unit: Pa·s-1) along 109°E at 18:00 BT and (d) 1.4° radar reflectivity factor (colored, unit: dBz; black solid line: gust front) at Xi’an Station at 18:36 BT 2 August 2015

3.3 2017年7月27日对流触发机制

2017年7月27日14时(图9a)冷锋位于甘肃南部到陕西西部地区，锋后的偏北风进入关中后受到秦岭阻挡转为偏西风，关中东部位于低压顶端的偏东气流中，偏西风和偏东风在关中西部地区交汇，辐合强度增大，14时后关中西部首先出现了孤立的对流单体(图略)，随后随着冷锋后部偏北风的加强，辐合增强，零散的对流单体逐步合并，形成带状对流自西向东移动。18时锋生函数、θse及垂直速度分布显示(图9b)，关中以北地区地面到750 hPa为θse低值中心，最小值为340 K，关中南部为高值中心达360 K，低层冷暖空气在关中地区交汇，强的锋生位于关中北部，近地面到750 hPa为锋生区，最强锋生位于800 hPa附近，中心值达4×10-8K·m-1·s-1。关中地区地面到300 hPa都为上升运动，最强上升运动位于700 hPa附近，达-2 Pa·s-1，上升运动区位于最强锋生区域的暖区一侧，说明对流首先在暖区的辐合线触发，随后冷锋锋生带来的上升运动在锋面附近触发对流，随后对流合并增强。27日18时(图9c)地面偏西风与偏东风之间形成辐合线，与该辐合线对应的18：11(图9d)雷达回波显示有带状对流发展，呈弓形特征，对应的径向速度图显示带状回波后部有入流的西风急流，速度图上出现了速度模糊(图9e)，风速达12～14 m·s-1，前部为偏东风入流，在弓形回波的顶点，径向速度的垂直剖面上存在中层径向辐合(图9f)，实况显示武功在随后出现了20 m·s-1的大风天气。

图8 2016年8月(a)24日20:00地面天气图(黑色实线为气压，单位：hPa；红色虚线为温度，单位：℃；蓝色粗实线为地面冷锋),(b)25日02:00锋生(填色，单位：10-9 K·m-1·s-1)、假相当位温(黑色实线，单位：K)和垂直速度(红色实线，单位：Pa·s-1)沿108°E剖面，(c)25日02：00 10 m风场(风向杆为地面风场，黑色实线为地面辐合线)及(d)25日02:21西安1.5°反射率因子(填色，单位：dBz；黑色实线为风场辐合线)Fig.8 (a) The ground synoptic chart at 20:00 BT 24 (black solid line： sea level pressure, unit: hPa; red dashed line： 2 m temperature, unit: ℃; blue solid line： cold front), (b) vertical profiles of pseudo-equivalent potential temperature (black solid line, unit: K), frontogenesis function (colored, unit: 10-9 K·m-1·s-1) and vertical velocity (red solid line, unit: Pa·s-1) along 108°E at 02:00 BT 25, (c) 10 m wind (barb) and wind convergence line (thick black line) at 02:00 BT 25 and (d) 1.5° radar reflectivity factor (colored, unit: dBz； black solid line: convergence line) at Xi’an Station at 02:21 BT 25 August 2016

3.4 2018年7月26日对流触发机制

在2018年7月26日13时(图10a)地面图上，关中地区为低压控制，西安南部有东北风和偏南风的辐合线，辐合线南侧秦岭山区开始有对流新生，对流产生的冷空气在西安南部山区造成了4～6℃的降温，冷池下山过程中，势能转化为动能，移动速度加快，冷空气与西安城区37～38℃的暖湿空气交汇，触发了剧烈的对流天气。由14时锋生函数、θse分布可见(图10b)，关中地区低层为360～364 K的θse大值区，中层500 hPa上南侧秦岭山区干冷空气与关中平原上空的暖空气造成弱锋生，中层干冷空气有利雷暴大风的形成。从垂直速度上(图10b)看，西南风和东北风的辐合线产生上升运动主要在近地面到850 hPa，最强达到-1.2 Pa·s-1，秦岭北坡有下沉运动。对流产生的冷池加速下滑，冷空气造成城区南部1 h降温6～8℃，和西安城区高温区形成很大的温度梯度，30 km温差达8～10℃(图10c)。14:01(图10d)强回波外围有阵风锋向西安城区扩散，随后触发新的对流，同时刻的速度图上，阵风锋后侧的西南风最大速度达到18 m·s-1(图略)，随后阵风锋快速向北推进，给西安城区以及关中东部带来了大范围的对流天气，由于阵风锋移速较快，累积雨量不大，主要以雷暴大风和短时强降水为主。

图9 2017年7月27日(a)14：00地面天气图(黑色实线为气压，单位：hPa；红色虚线为温度，单位：℃；蓝色实线为地面冷锋)，(b)18：00锋生(填色，单位：10-9 K·m-1·s-1)、假相当位温(黑色实线，单位：K)和垂直速度(红色实线，单位：Pa·s-1)沿108°E剖面，(c)18：00地面温度场(等值线，单位：℃)及1 h变温(填色，单位：℃)， (d)18：11西安1.5°反射率因子(单位：dBz)，(e)18：00 3.4°径向速度(单位：m·s-1)及(f)18:11径向速度垂直剖面(单位：m·s-1)Fig.9 (a) The ground synontic chart at 14:00 BT (black solid line： sea level pressure, unit: hPa; red dashed line： 2 m temperature, unit: ℃; blue solid line： cold front), (b) vertical profiles of pseudo-equivalent potential temperature (black solid line, unit: K), frontogenesis function (colored, unit: 10-9 K·m-1·s-1) and vertical velocity (red line, unit: Pa·s-1) along 108°E at 18:00 BT, (c) 2 m temperature (solid line， unit: ℃) and 1 h temperature change (colored, unit: ℃) at 18:00 BT, (d) 1.5° radar reflectivity factor (colored, unit: dBz) at 18:11 BT, (e) 3.4° radar velocity (unit: m·s-1) at 18:00 BT and (f) radial velocity profile at 18:11 BT in Xi’an Station on 27 July 2017

对比4次过程的触发条件，过程2、过程3由冷锋触发对流，而过程1、过程4的对流由中尺度辐合线触发，通过以上的综合分析给出了2种不同触发机制的环流配置图(图11)。2类过程中，关中地区地面最高气温在35℃以上，大气可降水量为50 mm，大气处于高温、高湿状态，能量充沛，不同触发机制触发的对流的区别在于影响范围不同以及对流移动方向与秦岭地形的相互作用有所区别。由西北路冷锋触发的对流过程，低层大气锋生最强的区域对应大尺度最强上升运动区，西北路冷锋进入关中后，受秦岭阻挡转为东西向移动，造成关中地区东西向的带状强雨带，对流范围大，持续时间更长。而由中尺度辐合线触发的对流新生一类出现在关中北部，另一类有偏东风与秦岭地形辐合触发出现在秦岭山区，对流产生后冷池前沿的阵风锋触发关中南部高温、高湿大气的新生对流，从关中北部触发随后向南移动造成总降水量更大，原因是受秦岭地形的阻挡作用，使系统移动缓慢，造成总的降水量更大；而秦岭山区触发下山向北移动的对流，其移动速度更快，由于冷池在下山过程中势能向动能转化造成移速加快，更容易造成关中地区的大风天气。

图10 2018年7月26日(a)13：00地面风场(粗实线为地面辐合线)，(b)14：00锋生(填色，单位：10-9 K·m-1·s-1)、假相当位温(黑色实线，单位：K)和垂直速度(红色实线，单位：Pa·s-1)沿109°E剖面，(c)14：00地面温度(黑色实线，单位：℃)及1 h变温(填色，单位：℃)及(d)14:01西安0.4°反射率因子(填色，单位：dBz；粗黑线为阵风锋)Fig.10 (a) The 10 m wind at 13:00 BT (thick solid line： surface convergence line), (b) vertical profiles of pseudo-equivalent potential temperature (black solid line, unit: K), frontogenesis function (colored, unit: 10-9 K·m-1·s-1) and vertical velocity (red solid line, unit: Pa·s-1) along 109°E at 14:00 BT, (c) 2 m temperature (black solid line， unit: ℃) and 1 h temperature change (colored, unit: ℃) at 14:00 BT and (d) 0.4° radar reflectivity factor (colored, unit: dBz; thick solid line: gust front) at Xi’an Station at 14:01 BT 26 July 2018

图11 陕西关中在副高影响下由(a)冷锋触发和(b)中尺度辐合线触发强对流的环流配置示意图Fig.11 Circulation configuration map of severe convection triggered by (a) cold front and (b) mesoscale convergence line under the influence of subtropical high in Guanzhong of Shaanxi

4 结 论

通过对2015—2018年陕西关中地区4次发生在副高影响下的强对流天气进行对比分析，探讨此类强对流发生的环境特征、触发机制的异同，得出以下主要结论：

(1)盛夏陕西关中地区在受副高控制时，地面高温、高湿，低层大气有触发条件时容易产生强对流，导致高温与强对流并存，而大尺度模式预报对此类过程强降水的预报能力有限，在预报中值得被关注和订正。

(2)副高控制下的对流发生时低层大气水汽含量大，大气可降水量达50 mm以上。相对于副高外围的系统性暴雨，此类天气中低层大气的西南风风速较小，水汽输送相对较弱。水汽输送强弱决定了强对流过程中是否伴有暴雨。

(3)此类强对流天气水汽辐合中心位于地面到800 hPa，相对于系统性暴雨来说，辐合中心位置更低，其主要作用是克服对流抑制，释放不稳定能量。

(4)对流主要是由地面冷锋和低层大气的风场辐合线触发，冷锋后的降水降温效应会加大温度梯度使得冷锋增强，锋面在低层侵入副高内部高温、高湿大气，触发强对流天气发生；没有明显冷平流的暖区对流一般由地面中尺度辐合线触发，对流产生的冷池形成阵风锋在高能大气中触发新生对流。

(5)秦岭地形对对流的移动和传播有明显影响，西北路冷锋进入关中，锋后偏西风由于质量的堆积，风速增大，造成的雨带在秦岭北麓沿山维持，形成暴雨。关中北部触发对流云团向南移动时受到秦岭阻挡，移速变慢，总雨量增大；而在秦岭北麓的新生的对流系统，在下山过程中势能向动能转化，造成系统移速加快，其出流边界触发平原地区对流发展，强降水持续时间较短，但更容易造成大范围的雷暴大风天气。