引言

短时强降水是指短时间内降水强度较大，其降雨量达到或超过某一量值的天气现象。短时强降水累积形成的较大降水在短时间内可形成暴洪，造成农田渍涝、城市内涝，甚至引发泥石流、山洪等地质灾害，造成重大经济损失和人员伤亡。因此加强其机理研究及临近监测预警具有非常重要的意义。近年来，不少学者对短时强降水进行了深度并卓有成效的探讨：国外对雨强的探测和估算进行了深入的研究^[1-3]。在国内，许多学者对短时强降水的气候特征和环流形势特征进行了分析^[4-6]。随着数值预报的发展和人们对短时强降水发生发展机理的认识加深, α中尺度的分析被越来越多地用于短时强降水的研究中，殷雪莲等^[7]通过对沿祁连山两次典型强降水的对比分析得出“东高西低”切变辐合及低空急流是区域性强降水产生的关键。周淑玲等^[8]强调了高低空急流的耦合作用。杨贵名等^[9]对2003年梅雨期的一次强降水的分析中揭示了干侵入对强降水起到激发作用。各种表征热力、动力的物理量也被广泛地应用到短时强降水的分析诊断中^[10-13]。杨诗芳等^[5]通过个例分析发现，短时强降水时大气层结不稳定，各个大气对流参数场中心与短时强降水中心对应较好。随着新一代天气雷达资料的广泛应用，短时强降水的分析研究和短时预报预测服务水平得到很大提高。应冬梅等^[14]通过对比分析冰雹、大风和短时强降水的雷达特征，得到相对平均径向速度图上“S”型暖平流及表现强低空急流的“牛眼”，深厚的湿度层等是短时强降水的主要特征。陈秋萍等^[15]分析了福建北部前汛期短时强降水的时空分布及雷达回波特征，得到了短时强降水的回波高度和回波强度特征。众所周知，短时强降水是在中小尺度系统中产生的，但以大尺度天气系统为背景，大尺度天气系统影响或决定着中小尺度天气系统的生成、发展和移动过程，而中小尺度天气系统又对大尺度天气系统有反馈作用。因此对其进行多尺度分析研究是非常有必要的。本文在前人工作的基础上，分析安徽省1995—2010年间的短时强降水过程，总结了短时强降水的气候特征、大尺度背景场模型、主要影响系统及物理量特征，并分析雷达的反射率因子、径向速度、回波顶高等多种产品得到短时强降水的中小尺度特征。探求了强降水回波维持和发展的原因, 最终得到短时强降水预报，预警的着眼点，对服务防灾减灾，具有一定积极的意义。

1 定义及资料说明

使用安徽省79个市(县)1995—2010年逐小时降水资料统计短时强降水(≥30 mm·h^-1)的气候特征，并提取一日中有3个站1小时降水量超过50 mm的过程分析典型短时强降水过程的大尺度环流特征。在典型强降水过程中，选取距离合肥雷达站150 km以内的≥50 mm·h^-1强降水, 分析其雷达特征。

2 短时强降水的气候特征

为更加详细地分析短时强降水的气候特征，在分析≥30 mm·h^-1(2135时次)短时强降水的时空分布的基础上，对≥40 mm·h^-1(813时次)和≥50 mm·h^-1(264时次)这两种雨强更强的降水也进行了统计分析。

2.1 空间分布特征

短时强降水的高发区基本都在淮北和大别山区和江南西部。大别山区、江南西部是≥30 mm·h^-1短时强降水(图 1a)的频发区，地形增幅作用起到了一定的作用，但随着降水强度的增大，淮北逐渐超越南部，成为≥40 mm·h^-1(图略)，≥50 mm·h^-1(图 1b)强降水的易发区。据统计，淮北的极端短时强降水多出现在夏季，夏季时淮北处于副高边缘，500 hPa平均高度为584 dagpm左右，是水汽的输送带，西风带系统东移，冷暖空气在此地交汇，形成对流性强的短时强降水。

2.2 时间分布特征

短时强降水的月分布呈现单峰型特征，7月是强降水最频繁发生的月份。≥30 mm·h^-1的短时强降水出现在6和8月的次数几乎相等、9月出现次数比5月略多；而分别≥40和50 mm·h^-1这种强度更强的降水则更易出现在盛夏末，8月出现次数比6月多，9月出现次数比5月多，且降水强度越强，这种特征越明显(图 2)。

日分布呈明显的双峰型特征(图 3)，在早晨、午后到傍晚这两个时间段是强降水易发时间段，而中午及夜里则是强降水的低发时间段。强度越强的降水其双峰结构越明显。根据以往研究^[16]，低空急流会在凌晨达到最大值，且急流结构最清楚，短时强降水在凌晨多发可能和低空急流的加强有着密切的关系。另外，地面气压具有日变化特征，凌晨03—04时(北京时，下同)的地面气压是一天中次低值，这个时间恰好在短时强降水频发时段(05—06时)前，地面气压的降低使辐合增强，更有利于短时强降水的发生发展。午后到傍晚地面受日射而强烈加热，常在近地层形成绝对不稳定的层结，使对流容易发展，如果当天水汽丰富，那么这一天午后到傍晚就易出现短时强降水。

3 短时强降水的大尺度环流背景特征 3.1 短时强降水的环流形势特征

通过分析得知，短时强降水的环流背景一般有三种类型(见图 4)：低槽东移型，占66.7%；西北气流型，占22.2%；台风强降水，占11.1%。这三种类型分别有以下环流特征。

(1) 低槽东移型(见图 4a)：河套东部到西南地区有低槽，部分情况下低槽的北部即内蒙古、山西、河北一带同时有低涡，副高势力较强，呈西低东高的形势，500 hPa低槽东移，同时低层配合有低涡或切变线，强降水往往出现在暖式切变线的南侧。

(2) 西北气流型(见图 4b)，副高受冷空气影响断裂成东西两环，安徽省处于沿海槽后的西北气流中，北方有冷空气补充南下，中低层有低涡、切变线，风随高度顺转，呈前倾槽的形势，当中低层的小尺度系统过境时出现短时强降水。此类型一般显著湿区较窄，系统移动较快。

(3) 台风型(见图 4c)，据统计，近年来造成安徽大范围短时强降水的台风基本为西北路径并结合有西风槽。台风在闽浙沿海登陆，并沿西北路径(登陆点切线与正北方向夹角为15°~75°)移向安徽，在安徽周边或境内减弱为低压环流，此时若北方有西风槽东移，往往产生大范围的持续强降水。台风减弱后的低压环流较为深厚，到300 hPa的高度仍有明显的辐合，再到高层就转变为反气旋辐散环流，呈低层辐合、高层辐散的形势，最为重要的是台风倒槽为降雨区源源不断地输送水汽，非常有利于强降水的持续出现。强降水的落区基本在西风槽前、台风倒槽的偏南风急流的交汇处或略偏东北的位置。

3.2 短时强降水的大尺度及α中尺度影响系统

在大尺度环流背景场的基础上，利用中尺度分析工具分析其大尺度及α中尺度影响系统，表 1中按其重要程度依次排列。

从表 1可见，低层辐合、高层辐散还是短时强降水最重要的垂直结构特征，短时强降水的区域在高空辐散区下方低涡、暖切附近或略偏南的位置。对流层中层的低槽活动也起到比较重要的作用，有83%的低槽东移型和75%的西北气流型500 hPa有-30 gpm以上的负变高，所有的台风型也都有负变高，并且强降水区域和负变高区域重合。低空急流也和短时强降水关系密切，75%的低槽东移型、100%的西北气流型和台风型的短时强降水都在低空存在急流，平均的风速为16 m·s^-1，强降水出现在急流轴的左侧。急流的风向主要是东到西南风，其中西南风最多，占66.7%，偏东风占16.7%，存在东风和南风两支急流的占16.7%。经分析，所有低槽东移型的急流在强降水出现前都有显著的加强，12 h风速平均增加为8 m·s^-1。仅有一半的西北气流型的急流有显著加强，12 h风速平均增加为7 m·s^-1。而台风型强降水前低空急流则没有显著变化。可见急流的显著增强对低槽东移型的强降水具有较好的指示意义。

西北气流型和其他两种类型的不同在于低层有明显的锋区并且700 hPa存在干线。西北气流型强降水区域的北侧都有干线，干线这种干湿空气强烈对比的不连续线，给对流层中低层带来干空气，在西北气流型强降水中扮演着触发机制的角色，强降水出现在干线南侧暖而湿的区域。西北气流型的锋区很明显，冷锋过后850 hPa会有4~9℃的显著降温。

3.3 短时强降水的物理量特征

Brooks等^[17]认为造成洪水的强降水的前提是持续的高降水率和湿空气迅速上升, 郑仙照等^[18]、陈春艳等^[19]和王晓芳等^[20]的研究表明:位势不稳定能量的释放是暴雨产生发展的可能机制之一。因此分别选择表征不稳定能量、风切变、水汽及一些高度厚度的物理量来分析短时强降水，以期得到短时强降水的发生机理。发现以下特征，(1) 水汽充沛、湿层深厚，850 hPa比湿均在13 g·kg^-1以上，从850到300 hPa温度露点差均小于5℃。(2) 有一定的不稳定能量，典型强降水的对流有效位能大部分在400~1500 J·kg^-1，属于中等强度，说明中等强度的对流有效位能比极端的对流有效位能更有利于高降水效率的形成。但75%的西北气流型的对流有效位能大于2000 J·kg^-1，和低槽东移型和台风型有所不同。另外，KI指数平均值为37℃，比夏季雷暴的KI平均值高4℃。(3) 暖云层厚度较厚。暖云层厚度(暖云层厚度是抬升凝结高度到融化层高度之间的厚度)均在3700~4800 m。远大于冰雹大风时的暖云层厚度3207 m。厚的暖云层保证了云粒子在降水系统的下沉气流里较少的被蒸发，有利于高降水效率的产生。(4)0℃层高度较高，平均在5000 m左右，高于冰雹发生时的0℃层高度。

4 短时强降水的雷达特征及临近预警 4.1 短时强降水的雷达特征

分析典型强降水的雷达特征，将强降水分为两种类型：低质心结构，占81.82%；高质心结构，占18.18%。详细描述如下：

(1) 低质心结构

低质心结构的雷达特征为：在PPI上降水回波一般呈带状，其移动方向和回波的长轴方向相近，产生列车效应。回波的移动速度较快，一般超过40 km·h^-1，最快的能达到101 km·h^-1。反射率因子一般为40~50 dBz，最大可达50~55 dBz，且回波强度的变化不大，不存在激增或锐减。低质心结构的短时强降水的VIL基本在12~32 kg·m^-2之间，远低于冰雹的VIL。在RHI上呈低质心特征，回波强度从低到高依次减弱，不存在强回波悬垂。50 dBz以上的强回波伸展高度在2~4 km，最高可达5 km，但达不到0℃层高度。可见主要是暖云产生高效率的短时强降水。以2005年6月27日凌晨03—04时池州出现了1小时降水量为56.1 mm的强降水为例。降水回波带呈东北—西南向，而回波的移动方向也是东北向，在池州的西南方向不断有新的降水回波生成并东北向移动。对流雨团的反复经过造成了池州的短时强降水。图 5中03：06位于枞阳南部的55 dBz的强回波中心(亮蓝色圆圈区域)向偏东方向移动，且强度逐渐减弱，其后部的弱降水回波(紫色圆圈区域)则在东北移动的过程中不断增强，由45~50 dBz增大到55 dBz，范围也有所扩大，并逐渐代替其前部的老单体。可见这个降水系统中的单体移动和传播相互抵消，产生了最大累积降水。对最强的回波沿径向做反射率因子的剖面(图 6)，具有低质心结构，50~55 dBz回波最高3 km，45~50 dBz回波最高伸展到约5 km，不超过0℃层高度(27日08时安庆0℃层高度5179 m)。

(2) 高质心结构

此类短时强降水对流发展比较深厚，强回波中心伸展到较高的高度，呈高质心特征。50 dBz以上的强回波伸展高度到0℃层以上，高度达5~8 km，并在高悬的强回波下有弱回波区。其垂直液态积分含水量较大，能达50 kg·m^-2以上，有的甚至高达72 kg·m^-2。这些特征和冰雹的雷达特征相类似，但和雹暴也有一定的差异，如回波的移动速度较慢，平均在10~30 km·h^-1，另外高质心结构强降水减弱时，质心在下降的同时强度迅速减弱，这与冰雹明显不同。以2008年7月17日17—18时霍邱的强降水为例。影响霍邱的强降水回波呈西北东南向带状，最大回波强度为50~55 dBz，回波向偏东方向移动，移动速度较慢，在霍邱停留的时间长达50 min。沿雷达径向做反射率因子的垂直剖面，有类似雹暴的结构，对流发展比较深厚(图 7)。17:23 50 dBz以上的强回波中心扩展到9 km的高度(当日阜阳0℃层高度5113 m，-20℃层高度8745 m)，并在高悬的强回波下有弱回波区，17：29强回波继续向高层扩展，到达了14 km的高度，但质心开始下降，同时低层的弱回波区也在减小，17：35回波高度和回波强度迅速减弱，弱回波区消失，这时的垂直剖面特征呈低质心结构，强降水开始逐渐减弱。

4.2 持续强降水的机理初探

根据对22次1 h降水量超过50 mm强降水个例的分析, 发现无论是低质心结构还是高质心结构, 其共同的特征都是强回波长时间维持在强降水发生地区, 因此探寻强回波因何能长时间存在且维持一定强度, 是短时强降水预报预警的关键。本文分析多次短时强降水的径向速度场, 发现中小尺度辐合(辐合、中小尺度风速切变和气旋性辐合)的稳定维持是强降水回波维持少动的主要原因。另外边界层急流、中低空急流的加强也是短时强降水持续的重要原因，其中边界层急流早在强降水开始前半小时就显著增强。

(1) 中小尺度风速切变

强降水发生地常存在中小尺度风速切变(占个例的27.3%)，且在强降水开始前30 min至2 h中小尺度风速切变会明显增大, 雨强和中小尺度风速切变的强弱关系密切。如2008年8月1日受台风凤凰影响，江淮东部出现了罕见强降水。其中全椒14—15时降水量为54.1 mm。发现0.5°仰角径向速度(图 8)在强降水开始前1 h，强降水区的南侧的风速开始不断增大，由5 m·s^-1逐渐增强至10 m·s^-1，但全椒的径向速度一直维持在5 m·s^-1，和其南侧的风速切变加大。强降水开始时，强降水区的南侧逐渐形成一个径向速度为20 m·s^-1的正速度中心，且直到5 km的高度，该中心一直存在。全椒的径向速度虽然也增至10 m·s^-1，但和其南侧的风速切变仍是显著增大的。伴随着风速切变的加强，全椒的反射率因子也增至45 dBz，且回波长时间维持。15：15后正速度中心开始东移减弱并逐渐消失，反射率因子降至30 dBz，降水强度随之减弱。

(2) 辐合

辐合(占个例的50%)表现形式多为在雷达径向上出现正负速度，且正速度靠近雷达一侧。反射率因子大值区和辐合线的位置非常吻合，强降水出现在辐合一侧。辐合的径向速度都比较小，基本不超过10 m·s^-1，但有时也能达15~20 m·s^-1。例如2006年8月6日19—20时肥西出现了64.9 mm的强降水，早在18：34 2.2 km高度上在大片的负速度区中肥西西北边出现较小尺度的正径向速度。18：53该正径向速度区移至肥西和西南侧的负速度区形成一个西北东南向的风向辐合线，该辐合线(图中黑色虚线)的形状及位置和强降水回波带非常吻合(图 9)。受其影响，肥西雨强增大，并且当强降水持续时，正径向速度区的位置稳定少动。

(3) 气旋式辐合

气旋式辐合(占个例的22.7%)的表现形式为在雷达径向的两侧存在比较对称的正负速度对，且入流位于雷达径向的左侧。气旋式辐合是强对流风暴的上升气流和后侧下沉气流紧密相联的小尺度涡旋。其出现也表明风暴有一定的组织性, 预示了强降水回波在一段时间内不会减弱, 短时强降水将持续和发展。气旋式辐合的正负速度较大，可超过15 m·s^-1，有的甚至达到了中气旋的强度。且伸展高度能达到对流层的中高层。如2006年8月6日16—17时明光降水量达51.3 mm。在强降水开始前1 h，该地区为一致正径向速度区，径向速度1~5 m·s^-1，无降水回波。15：55在明光的南侧约10 km的位置正径向速度增大至15 m·s^-1，同时在雷达径向的左侧与其对称的位置出现1 m·s^-1的负径向速度区，有弱的气旋式辐合，与此同时该地的反射率因子增至50 dBz，出现强降水。16：33开始气旋式辐合移至明光，正负速度中心值分别为15和5 m·s^-1(图 10a)。直到对流层中高层该辐合一直存在，但辐合位置随高度的增加略向南倾斜(图 10b)，强回波位于低层的辐合区内。在之后的30 min内，该气旋式辐合一直维持在明光地区，强回波也稳定维持。17：03气旋式辐合减弱并移出明光，明光强降水结束。在短短的30 min降水量约50 mm，可见降水效率很高。在强降水回波发展旺盛时，辐合区上空往往叠加有辐散区，对2006年8月6日16：39径向速度场沿雷达径向做明光地区的垂直剖面图，可见在低层辐合区上，6 km高度开始有辐散，且反气旋式辐散在9 km高度有所加强。而2008年7月17日17：29径向速度场上监测霍邱有中气旋，在其上空15 km出现风暴顶辐散，正负径向速度均高达27 m·s^-1(图 10c)。

(4) 边界层急流的显著加强

经研究发现，在短时强降水开始前边界层急流开始显著加强，强降水开始时中低空急流开始有所加强。1 h内边界层急流可增强6 m·s^-1左右，中低空急流增加得稍少，约为2~4 m·s^-1。这点和以上的大尺度分析相吻合。以2008年8月2日肥西05—06时的强降水(1 h降水量57 mm)为例，从VWP产品可见(图 11)，边界层急流的显著增强对短时强降水有一定的预示意义，早在强降水开始前半小时，即04:33时0.6 km的风速开始显著增大，由8 m·s^-1增大至12 m·s^-1，随后在04:45时0.3和0.9 km的风速也分别增大了2 m·s^-1，随着雨强逐渐增强时，边界层风速进一步增大，在04:27—05:15这近1 h的时间内，边界层的风速基本都增大了6 m·s^-1。中低空急流则在强降水出现时间附近自低而高有所增强，04:45在1.5 km高度风速增加了2 m·s^-1，之后随着时间的推移，从1.5~4.0 km风速都约增强了2 m·s^-1。

(5) 短时强降水持续时间的讨论

综合以上定性的分析，可见中小尺度辐合及急流增强均有利于气旋性涡度的产生、发展和维持，其中气旋性辐合形成了闭合的循环气流，导致中小尺度辐合的稳定维持。而中小尺度风速切变和边界层急流、低空急流的增强则造成低层强的暖湿空气的平流，加强了层结不稳定度，而且可以加强低层的扰动，触发不稳定能量的释放，从而使强降水加强和维持。

下面通过对个例的分析寻求径向速度场特征和强降水持续时间定量的关系，从图 12可见16:27—16:32无气旋式辐合，6 min降水量为0.1 mm。16:33垂直涡度增至2.24×10^-3 s^-1，随后6 min内累计降水量达0.9 mm。16:39垂直涡度增至3.31×10^-3 s^-1时，每分钟降水量达2.0~2.8 mm，16:51虽然反射率因子和上个体扫相同，但垂直涡度进一步加大至5.12×10^-3 s^-1，随后出现了最大3.6 mm·min^-1的雨强，6 min累计降水高达15.5 mm。之后随着垂直涡度的逐步减小，雨强减弱。可见垂直涡度会略提前强降水出现，且其跃增时强降水出现并加强，其维持的时间略大于强降水持续时间，因此，可通过分析径向速度场的中小尺度辐合来预测强降水的生消发展，这较反射率因子有一定优势。

5 小结

通过对安徽省短时强降水的气候特征、环流形势特征、物理量特征和雷达特征进行多尺度的分析，得到一些有意义的结论。

(1) 短时强降水高发区位于淮北、大别山区和江南西部，极端的强降水多出现在淮北。7月是短时强降水最为频发的月份。短时强降水的日变化呈双峰结构，在早晨、午后到傍晚这两个时间段是强降水易发时间段。早晨多发可能和超低空急流的加强及地面低压在03—04时为一天之中的次低值有密切的联系。

(2) 短时强降水的环流背景可分低槽东移型、西北气流型和台风型三种类型。影响因子按重要程度排列依次为：高空辐散、低涡切变线、低空急流和对流层中层的低槽活动。低槽东移型、50%的西北气流型在强降水出现前低空急流有显著加强，12 h风速平均增加7~8 m·s^-1。西北气流型低层有明显的锋区并且700 hPa存在干线，和其他两型不同。

(3) 物理量特征为水汽充沛、湿层深厚。对流有效位能大部分在400~1500 J·kg^-1，属于中等强度。KI指数平均值为37℃，能较好地指示短时强降水。0℃层高度位于5000 m左右，暖云层厚度较厚，保证了云粒子在降水系统的下沉气流里较少的被蒸发。

(4) 短时强降水的雷达特征有两种类型: ① 低质心结构：回波呈带状，其移向和回波的长轴方向相近，移速超过40 km·h^-1。反射率因子一般为40~50 dBz，最大可达50~55 dBz，垂直剖面呈低质心特征。VIL在12~32 kg·m^-2之间。② 高质心结构：50 dBz以上的强回波伸展高度超过0℃层高度，并在高悬的强回波下有弱回波区。VIL达50 kg·m^-2以上。回波的移速较慢。

(5) 中小尺度辐合的稳定维持是强降水持续的主要原因。中小尺度辐合的表现形式主要有中小尺度风速切变、辐合和气旋性辐合。强降水发生地常存在中小尺度风速切变，且在强降水开始前30 min至2 h中小尺度风速切变会明显增大; 辐合的表现形式多为在雷达径向上出现正负速度，且正速度靠近雷达一侧。强降水出现在辐合的一侧，并且反射率因子大值区和辐合线的位置非常吻合; 气旋式辐合的出现也表明风暴有一定的组织性, 预示短时强降水将持续和发展。气旋式辐合的正负速度较大，可超过15 m·s^-1，有的甚至达到了中气旋的强度。

(6) 边界层急流、中低空急流的加强也是短时强降水预警的重要指标，边界层急流早在强降水开始前半小时就显著增强，强降水开始时中低空急流开始有所加强。1 h内边界层急流可增强6 m·s^-1左右，中低空急流增加的稍少，约为2~4 m·s^-1。这点和以上的大尺度分析相吻合。

(7) 通过分析径向速度场特征对分钟雨量的影响，可见径向速度场特征会较强降水提前数分钟出现，其维持的时间略大于强降水持续时间，且当速度场特征增强时雨强加大。因此，可通过分析径向速度场的中小尺度辐合来预测强降水的生消发展，这较反射率因子有一定优势。