引言

短时强降雨是我国夏季常见的灾害性强对流天气，对国民经济和人民生命具有重大的影响, 也是引发黄山山区滑坡、泥石流等地质灾害发生的主要原因。黄山地区山脉纵横，地形复杂，西北部有黄山山脉，最高海拔1860 m，东南部有天目山，走向均为东北—西南向；据历史资料统计黄山山脉顶部(光明顶)年降水量比其附近山下盆地偏多4成，这与山脉高山地区短时强降雨过程偏多是密切相关的。近年来国内外许多学者对于短时强降雨过程的机理方面做了广泛的研究，但山区复杂的地形诱发短时强降雨过程有其独特特点。地形作用引起的降雨增幅主要有动力和热力作用两个方面：地形对暖湿气流的动力强迫抬升和辐合引发的强降雨过程，早就被人们所了解(臧增亮等, 2004; 朱民等, 1999; 刘爱鸣等, 2010；周福等，2016)，当地形走向与背景风向交角较大时, 暖湿气流沿坡爬升, 必然使对流旺盛, 雨量加大, 形成迎风坡降雨中心(傅抱璞, 1992)，地形阻挡也使降水系统移速减慢, 雨时延长，地形暴雨主要是由强降雨的持续所造成的(刘裕禄和黄勇, 2013)；另外, 锋面气流过山时, 地形重力波随之发展, 上升运动和垂直扰动加强有利于锋生，从而引发暴雨强降雨发生(杜正静等, 2015)；地形对大气环流和天气气候的影响中, 热力作用最主要的表现是地表感热和潜热通量的作用，毕宝贵等(2005)利用MM5模式对陕西南部的强降水研究发现，地表感热、潜热通量和温度的区域分布与高原地形分布有关, 夏季山区夜间山谷风即是地表感热、潜热通量分布不均的结果，山谷风辐合可形成局地的地面气旋，从而使局地降雨增强，发生暴雨强降雨(雷先春, 1993)。

以上地形降雨动力和热力作用，可能引发强对流或暴雨天气发生这一事实，但是，对于夏季黄山地区频发的短时强降水灾害而言，黄山山脉具体地形在短时强降雨过程中所起的作用，黄山山脉地形与短时强降雨分布关系、地形导致短时强降雨发生机制却有独自特点。为此，本文统计2015年所有短时强降雨过程，分析其发生过程中的雨量、地面风、压、湿等观测资料，总结其时空分布特征，并探讨了黄山山脉地形增幅、锋面过山锋生、地面气旋形成等动力和热力作用对短时强降雨发生和维持机理。

1 资料与方法

所用资料有新一代多普勒天气雷达资料、自动气象站观测资料。其中新一代多普勒天气雷达为黄山站(30.13°N、118.15°E)CINRAD/SA雷达，海拔高度为1841.3 m，通过天气雷达的接收处理系统(CINRAD-PUP软件)，得到研究区域内的雷达反射率因子、雨量预报等产品。实况雨量资料、地面风场、温度、压强、相对湿度来源于黄山市191个高密度自动雨量站, 地形高度与地面资料格点插值精度0.01°×0.01°。

研究地形迎风坡Δt时段内降雨增量ΔR方法采用的是降水量的诊断方法，降水量诊断时，水汽收支方法计算降水率。降水率的计算方法如下公式所示：

$ {{w}_{t}}=-{{\rho }_{0}}g{{V}_{0}}\centerdot \nabla h $

(1)

$ {{w}_{f}}=-g{{\rho }_{0}}Cd{{V}_{0}}{{\zeta }_{0}}/fR{{T}_{0}} $

(2)

$ I=-\left({{w}_{t}}+{{w}_{f}} \right)q/g $

(3)

$ \Delta R=I\times 10\times \Delta t $

(4)

式中，f=7.29×10^-5；ω_t，ω_f和I分别为地形抬升速度、边界层摩擦速度和降水率；ρ₀为地面密度；V₀为地面风速；q为地面饱和比湿；h为地形高度；ζ₀为地面涡度；T₀为地面温度；C_d为摩擦系数，取经验值2.5×10^-3。

文中所用的中尺度平均垂直速度${\tilde{w}} $，计算可从式(5) 和式(6) 实况降水反演得出。

$ I=\frac{1}{g}\int_{q}^{0}{{\tilde{w}}}\text{d}q $

(5)

$ \tilde{w}=-gI/Q $

(6)

文中所提到的地面上感热通量，计算公式如下：

$ {{F}_{h}}=\rho {{C}_{d}}{{c}_{p}}|{{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{a}}|\left({{T}_{w}}-{{T}_{a}} \right) $

(7)

式中，V _a是地表面2 m高度上的风向量，T_w是地表温度，T_a是地表面2 m高度上的温度，c_p为1004 J·kg^-1·℃^-1，ρ为1.29×10^-3 g·cm^-3, 此时F_h=3.225| V _a|(T_w-T_a), 单位为W·m^-2。

2 短时强降雨时空特征

统计2015年黄山地区191个地面自动观测站降水资料，取1 h降雨量大于20 mm或连续3 h大于30 mm为一次短时强降雨过程，从次数分布上看(图 1a)，大于10次以上主要分布在黄山山脉高海拔地区及西南盆地，即黄山风景区、黟县、祁门一带，中心最大值有14次位于黄山风景区；即短时强降雨发生次数中心值为东北—西南向，与黄山山脉形态走向一致、也与山脉地形高度相关。地形与短时强降雨的发生有一定相关性，说明地形能够激发更多的短时强降雨过程的发生(陈永仁和李跃清, 2013)；黄山山脉特定的地形形态和地形高度对降水有一定增幅作用从而引发短时强降雨的发生。

统计1 h大于20 mm短时强降雨发生时次，有两个明显增多时段：早晨07时、午后及傍晚14、18和20时三个时次(图 1b)。午后及傍晚14、18和20时次数明显增多，又因短时强降雨多发生在山区高海拔地区，短时强降雨发生次数的增多是因夏季山区地面受热不均、热力不稳定导致热对流降水增多引起的。而05—07时为山区最低气温期，高山山脉感热通量最低值，山谷为大值区，引起山谷风环流，有利于短时强降雨发生(毕宝贵等, 2006)。

3 地形阻挡与短时强降雨关系 3.1 迎风坡降水增幅

以上所述的短时强降雨时空分布特征表现在地形形态和地形高度对雨量的增幅，主要归根于地形的热力和动力作用结果。其中动力作用又可分为动力阻挡和摩擦作用，一般认为地形的迎风坡具有动力及屏障作用, 可以使气流绕地形流动和被迫爬升, 风速分解向上的垂直分量，即地形抬升速度，便是迎风坡降水增幅的动力因子物理量(孙继松, 2005)。但不同的天气系统在不同的地形条件下所产生的地形性降水增量有着很大的不同，冀春晓等(2007)对台风Rananim(云娜)登陆期间地形对其降水和结构影响的数值模拟试验结论指出：地形的影响对台风降雨量有明显的增幅作用，地形影响使增加的平均降雨量约占该地区模拟平均总降雨量的40%左右。

2015年影响黄山地区降水台风分别有9号台风灿鸿、13号台风苏迪罗，两个台风影响期间，只有黄山风景区出现短时强降雨。以“苏迪罗”为例，受其外围云系影响，8月8日20时至11日08时高海拔黄山风景区平均降雨量为234.2 mm，而其他地区平均雨量只有86.3 mm，此次台风降雨有明显的地形增幅；其中8月10日03—06时黄山风景区出现了短时强降雨天气，3 h平均降雨量为41.4 mm，其附近低海拔地区平均降雨量不到10 mm。地形降水增幅是因为地形高度抬升和边界层摩擦直接作用的结果(丁仁海和丁鑫, 2014)，现分别讨论此过程两者贡献：8月10日03—06时边界层摩擦最大垂直速度在03时为0.1 Pa·s^-1(图 2a)，而地形高度最大抬升速度在04时为2.0 Pa·s^-1(图 2b)，说明ω_t比ω_f大一个量级，对地形降水增幅起主导作用。根据平均地形高度抬升速度计算8月10日03—06时黄山风景区地形降水最大增幅量超过24 mm(图 2c), 与实况总降雨量(图 2d)相比, 降雨增幅量可达60%。

需强调的是：首先，抬升速度与地形高度有关，地形抬升速度出现在600 m以上区域，并且随着高度的升高而增大，最强的地形抬升速度在海拔1400~1600 m区域，8月10日03时ω_t最大值(1 Pa·s^-1)就出现在海拔1600 m玉屏峰附近迎风坡上，此区域出现了3 h 39.5 mm强降水，从而造成明显降水增幅；其次，地形降水增幅最终是水汽的风场辐合引起的，8月10日03—06时地面风场上黄山风景区光明顶到玉屏峰两站出现风场对吹现象，中尺度地面观测站风景区03时存在一个辐合低压, 04—05时仍维持一切变线，存在明显的风场辐合，切变线区域又为地面比湿大值中心, 中心最大值达20 g·kg^-1(图 2e)，即水汽风场辐合中心。故降水增幅是迎风坡地形抬升与系统风场辐合上升运动相互作用的产物(李子良, 2006)。

3.2 背风坡锋生降水增幅

地形强迫作用除了迎风坡上降水增幅，还有背风坡地形锋生显著特征。肖庆农等(1997)对冷锋过山时的锋生、锋消机制进行了数值研究，认为地形强迫环流与锋面环流相互作用，使得锋面强度在山前和山后发生变化，在冷锋开始爬坡时锋生，到达山脚后开始强烈锋生, 锋面过山增强也是黄山山脉附近短时强降雨发生次数增多的另一个原因。

以2015年9月5日冷锋过山为例，分析黄山CINRAD/SA雷达组合反射率因子图，此次冷锋自北向南过山前后整个影响过程用时4 h(02—06时)，但只有黄山山脉附近出现了短时强降雨。同样，闪电定位仪监测到整个过程(02—06时)雷电密度最大区域(图略)也出现在山脊到背风坡，说明锋面过山时是锋生、强度增强的。图 3a是03—06时锋面过境时强降雨雨量实况图，3 h 100 mm以上的强降雨中心出现在山脊到背风坡一带，背风坡的雨量明显大于迎风坡。分析03—06时各时次雨量分布和地面正涡度值，可看出锋面过山时锋生增强的事实, 03—04时单站最大降雨量为73.5 mm, 对应涡度最大值为10×10^-4 s^-1，04—05时单站最大降雨量增大到83.5 mm, 对应涡度最大值也增大到14 ×10^-4 s^-1(图 3b)，05—06时锋面过山减弱，单站最大降雨量减小到37.4 mm, 涡度最大值减弱到8×10^-4 s^-1。图 3g粗实线自北向南分别为04、05、06时地面辐合线, 即地面锋线过山过程，04时锋线在山脊前迎风坡上, 05时在山脊后背风坡上, 06时在山谷后。04—05时降雨强度增强，说明锋面04—05时过山时在背风坡是增强的；06时最大降雨量减弱，说明锋面过背风坡后05—06时减弱。以上三个事实说明锋面在背风坡是增强的，计算地面锋纬向$\partial \theta /\partial x $和经向$\partial \theta /\partial y $强度，锋面在02时纬向锋面强度${{\left( \partial \theta /\partial x \right)}_{\max }} $=0.8 K·km^-1，经向锋面强度$\left(\partial \theta /\partial y \right)_{\max } $=1.0 K·km^-1，锋面04时在山脊前纬向锋面强度$\left(\partial \theta /\partial x \right)_{\max } $=0.6 K·km^-1(图 3c)，经向锋面强度$ \left(\partial \theta /\partial y \right)_{\max } $=0.8 K·km^-1(图 3e)，随着时间的增加，锋面05时在山脊后纬向锋面强度$ \left(\partial \theta /\partial x \right)_{\max } $=3 K·km^-1(图 3d)，经向锋面强度$\left(\partial \theta /\partial y \right)_{\max } $=2 K·km^-1(图 3f)。即地形的动力作用使迎风坡上水平位温梯度减弱，背风坡上水平位温梯度增强，因此，当冷锋过山时，必然引起锋区在迎风坡位温梯度减小，在背风坡位温梯度加强，将此次过程归结为冷锋在迎风坡锋消，而在背风坡锋生(郭英莲等, 2014)。

分析背风坡锋生增强发生短时强降雨机制，首先，背风坡一侧处热力不稳定条件强中心，锋面过山扰动触发强对流天气发生，引发短时强降雨。背风坡处高温、高湿、高能热力场，相比较背风坡处山南，高空处西南暖湿气流中，气温略高于山北的迎风坡，但露点温度明显偏高，如图 3g所示，9月5日05时背风坡露点温度大于23℃，中心最大值25℃(阴影区域)，相应地，背风坡一侧假相当位温θ_se也偏高，中心最大值360 K与露点温度中心最大值分布区域相同, 背风坡处高温、高湿、高能热力场也有利于背风坡锋生。其次，天气系统为高空槽和地面气旋时, 当气流越过山脉后, 易在背风坡形成背风槽或气旋得到发展, 从而在背风坡形成降水。农尚尧和吕克利(1994)认为由于地形能诱发背风气旋, 地形坡度越大, 越容易产生背风气旋, 背风气旋强度和极大上升速度也越大, 雨区移至背风坡的适当位置, 暴雨会增强。利用实况降水反演锋面过山脊前后的平均上升速度，锋面过山脊前9月5日00—03时迎风坡山前最大平均上升速度5 Pa·s^-1，过山脊后05—06时背风坡最大平均上升速度增大到14 Pa·s^-1, 期间单站1 h降雨量最大值由38 mm增大到83.5 mm。比较锋面过山时由脊前到脊后、山谷04、05和06时三个时次抬升速度最大值分别为10、14、6 Pa·s^-1(图 3h)，脊前到脊后锋生垂直上升速度是增大的，脊后到山谷锋消垂直上升速度是减小的。

从以上分析可初步得出黄山山脉背风坡地形产生短时强降水影响的物理机制。冷锋过山产生的垂直扰动的叠加激发了垂直上升运动的强烈发展，导致了背风坡水平位温梯度增大，锋生作用，强降水的发生(谈哲敏和伍荣生, 2000)。同时, 低层东南暖湿气流在黄山山脉南坡堆积，使南坡中低层假相当位温增加，从而增加那里的对流不稳定性，有利于降水的增加，冷空气从地面侵入山脉地区，触发了对流不稳定发展。

4 热力性地形热低压与短时强降雨关系

热力作用最主要的表现是地表感热和潜热通量的作用，地表感热和潜热不均引起山谷的热力不均匀，是产生热低压的的重要原因(陈豫英等, 2013), 这种由于地形作用和下垫面的加热作用而产生的地形低压或热低压为地方性气旋(段荣等, 2013)，这种低压基本上不移动。统计发现夏季黄山山脉西南部的黟县、祁门地区春夏季产生的短时强降雨天气增多与热低压有紧密关系。

2015年7月22—23日黟县境内出现了一次热低压系统控制的天气过程，其中7月23日05—07时黟县境内有16个乡镇出现了短时强降雨天气，图 4a阴影部分为短时强降雨落区，2 h最大降雨量为81.8 mm(方坑乡)。统计发现22日10时到23日05时地面气压场上强降雨落区内有10个时次均出现了闭合低压中心，地面流场为辐合中心。计算热低压生成前期7月23日08—12时4 h平均地表感热通量(图 4b)，祁门、黟县为热通量高值中心，其附近最小值只有最大值的1/3，感热通量有明显的区域性差异，中心大值分布在山脊附近并与其平行。感热通量变化差异必然导致气压场的变化，感热通量高值区为相对低压区，形成热低压, 图 4b上所见, 各时次低压活动均在感热通量高值区内。

从地面气压场分析，22日10时热低压生成，16时发展最强盛，23日05时冷空气开始侵入低压区，气压升高，温度平流开始由暖平流转为冷平流, 05时降雨中心地面温度平流最大值达4×10^-4 ℃·s^-1，由于冷空气侵入地面强降雨开始，05时热低压开始减弱填塞，07时转为偏北气流，低压消亡，强降雨结束。

短时强降雨虽说发生在热低压开始填塞阶段，与其前期天气特点有关。热低压系统控制下会出现气压下降, 气温偏高、湿度增大及大气层结不稳定等显著特点(杨静等, 2013)。因为热低压存在，中心区域最高温度比附近周围偏高2~3℃，22日15时中心单站温度达35℃；16时热低压发展最强盛时，3 h变压达-1.8 hPa；计算7月22—23日热低压存在的6个时次中的比湿值，与附近站点比较，比湿最大值均在黟县站即在热低压中心内(表 1)；比较降雨前后方坑乡假相当位温不同高度随时间变化值(图 4c)，降雨前(20—04时)θ_se随高度变化是减小的，$ \partial {{\theta }_{\text{se}}}/\partial p>0$，大气层结不稳定，降雨发生后θ_se随高度变化是增大的，$\partial {{\theta }_{\text{se}}}/\partial p<0 $，大气层结趋于稳定。因此，短时强降雨发生在具有高能、高湿、不稳定层结的热低压系统区域内，当冷空气的侵入时，触发强对流天气。

以上提到发生短时强降雨的高温、高湿的热低压系统环境, 并发生在冷平流入侵热低压时段，发生短时强降雨低层必有强烈的水汽辐合。通过对黄山CINRAD/SA雷达基本速度场图观察，23日05:48黟县附近有一中气旋，剖面图上(图 4d)高低层均有径向正负速度对，低层辐合高层辐散。但热低压的辐合上升仅限于低层, 导致高层辐散原因，此时因降水凝结潜热释放使高层增温和高层辐散加强，形成正反馈, 最终导致地形对降水的强烈增幅，发生短时强降雨(赵玉春和王叶红, 2010)。

总结地形热低压发生短时强降雨机制，是因热低压前期水汽和热量集中(低层高温高湿), 易形成不稳定层结, 当受冷平流影响时，发生强对流天气，产生降水，降水凝结潜热释放增温可以使地形垂直环流向上伸展和加强, 高层辐散，降水增强。

5 结论与讨论

本研究分析了黄山地区短时强降雨时空分布特点，强调了短时强降雨与黄山山脉地形紧密的分布关系，并从黄山山脉动力和热力两方面对短时强降雨增幅作用进行了探讨，从这些研究中，得到了不少结论以及有待进一步阐明的问题。

迎风坡动力抬升对降雨增幅作用已得到证实，因迎风坡地形抬升速度使得山脉附近短时强降雨增多，但本文只是对台风系统影响作了研究，没有对不同系统影响进行分析，即使同一系统影响时，风向、风力随高度变化，地形动力增幅结果也不同，例如风随高度减小时，垂直方向辐合降水增强，反之降水减弱。降水是低层风场的水汽辐合抬升引起的，迎风坡地形抬升增幅作用应与天气系统相配合。

锋面过山时背风坡地形产生短时强降水物理机制是因冷锋过山时锋生增强，垂直运动增强，在背风坡一侧, 由于下沉运动随高度向下增大, 引起垂直方向上气柱被拉长, 造成水平方向空气辐合, 从而又引起气旋性涡度加强。由于背风波可以导致气旋式涡度生成，背风坡有降水增幅，发生短时强降雨天气过程。但当锋面远离背风坡时，锋消减弱，降雨减弱。其实，地形对锋面形状及结构都有影响, 包括锋面的变形、锢囚、地形对锋的阻挡以及山后加速等问题对降水强度、时间均有影响，有待更深入了解。

夏季气温差异导致感热通量差异，引起气压变化，形成局地热低压，在热低压控制下大气层结极不稳定，当冷空气侵入后，产生强对流天气，低层辐合加强，引发短时强降雨。热低压形成发展过程就是能量、水汽堆积过程，所以热低压系统控制下为高温、高湿天气，短时强降雨就发生在热低压填塞到消亡阶段。统计发现短时强降雨在07、14和18时发生次数偏多，不仅与热力不稳定形成热低压导致强对流增多，这可能与山脊与山谷结合处的感热通量差异形成山谷风辐合，当降水系统影响时，山谷风辐合有利于降水增幅。

以上分别单独对地形动力和热力作用加以研究，其实两者是共同作用的，虽说是锋面过境时背风坡降水增幅，与背风坡锋前高温高湿暖平流热力作用相关；热低压发生短时强降雨与山脉触发作用引起强对流相关。

地形动力和热力作用与发生短时强降雨存在一定因果关系，虽然提出了地形作用引发短时强雨这种机制，地形的动力热力作用都很复杂，而结合云降水微物理学来研究地形的动力、热力效应与降水微物理过程相互作用机理的研究工作，这些都有待于更深入地进行分析与研究。