支樹林，許東蓓，潘赫拉，李典南，包慧濛，陳 娟

(1.江西省氣象臺，江西 南昌 330096；2.成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川 成都 610225；3.中國人民解放軍陸軍航空兵學(xué)院，北京 101123；4.貴州省氣象臺，貴州 貴陽 550002)

引 言

雷達氣候?qū)W研究是指基于長時間序列天氣雷達觀測資料，采用統(tǒng)計分析方法，了解當(dāng)?shù)貙α骰顒訒r空分布與演變特征，從而為對流天氣的預(yù)報提供背景參考。國外相關(guān)研究利用雷達資料，統(tǒng)計分析中尺度對流系統(tǒng)的空間分布及時間變化特征[1-7]，發(fā)現(xiàn)基于雷達資料對不同類型對流活動的氣候特征的分析更加準確，如CINTINEO等[8]基于多雷達/多傳感器系統(tǒng)(multi-radar/multi-xensor system, MRMS)發(fā)現(xiàn)美國2007—2010年暖季期間冰雹次數(shù)多于人工觀測和目擊報告的結(jié)果。不同地區(qū)、不同類型對流風(fēng)暴初生位置和時間各有不同，雷達氣候?qū)W研究成果可以更好地認識對流風(fēng)暴的易發(fā)區(qū)。如德國西南部和法國東部對流初生密度在山區(qū)更高，即山區(qū)更易先形成雷暴，對流增強事件幾乎同樣地跨越山脈和山谷[9]；而在美國東南部地區(qū)，1997—2013年，暖季孤立雷暴初生事件更多地發(fā)生在城市而非農(nóng)村地區(qū)，尤其在城市東部的下風(fēng)方出現(xiàn)頻率更高，且工作日比周末高[10]。也有研究采用風(fēng)暴屬性追蹤方法進行雷達氣候?qū)W的研究，該方法首先基于雷達回波三維反射率因子，對每個風(fēng)暴單體的屬性進行識別、分析和追蹤，然后再對得到的所有風(fēng)暴的有效屬性進行統(tǒng)計分析，得出某一地區(qū)對流風(fēng)暴的時空分布特征及其發(fā)展演變和傳播的氣候特征，如當(dāng)城市較大時，逆風(fēng)方向容易產(chǎn)生更高的回波反射率和最大期望冰雹尺寸等[11-12]。另外，基于雷達氣候?qū)W的分析結(jié)果，可以更好地認識對流形式，而無明顯天氣尺度抬升和切變環(huán)境下的弱強迫雷暴(weakly forced thunderstorms, WFTs)構(gòu)成了全球雷暴活動的主要形式，如美國東南部地區(qū)暖季對流活動主要表現(xiàn)為弱強迫雷暴和脈沖雷暴，前者與中層大氣的豐沛水汽作用緊密相關(guān)[13]；超級單體風(fēng)暴事件的統(tǒng)計結(jié)果則顯示其大都較分散，西南氣流和短波槽是最有利于形成暖季對流活動的天氣系統(tǒng)[14]，可見雷達氣候?qū)W研究不僅有助于認識對流活動的形式和空間分布特征，同時也加深了對形成對流活動的環(huán)境條件的認識。

自1998年開始，新一代天氣雷達在中國開展布網(wǎng)建設(shè)，迄今為止已有近20 a資料積累，使得國內(nèi)開展精細化的對流氣候?qū)W特征分析和研究具備了條件，目前取得的成果主要集中于對流風(fēng)暴的時空分布和雷達回波特征方面[15-16]，如開展暖季對流風(fēng)暴的面積、體積、頂高、最大反射率因子等特征分析，并統(tǒng)計了這些變化特征與925～500 hPa盛行風(fēng)向的關(guān)系[17]。在華南地區(qū)，對流多發(fā)生于沿南部海岸和珠江三角洲地區(qū)東部山脈的迎風(fēng)坡，6月最多而9月最少；在5月和6月，對流頻數(shù)日變化呈雙峰分布，午后、午夜和凌晨對流頻數(shù)最多，而7—9月午夜和凌晨的次高峰少很多，近似于單峰分布[18]。而以南京為代表的華東地區(qū)的統(tǒng)計結(jié)果與華南略有不同：7—8月為對流風(fēng)暴活動高峰期，不同尺度和伸展高度對流風(fēng)暴頻數(shù)日變化呈多峰分布[19]。除降水外，基于混合掃描模式雷達數(shù)據(jù)的統(tǒng)計結(jié)果也能很好地反映出地物雜波、波束阻擋、異?；夭ǖ确墙邓募竟?jié)變化特征[20]，為改進雷達資料的處理方法提供了參考。綜上所述，已有研究均集中于中國東部、南部和京津地區(qū)，且所用雷達均為S波段，而對西部地區(qū)和基于C波段雷達的氣候?qū)W分析則近乎空白，尤其漢中及其周邊地區(qū)的相關(guān)研究更是空缺，因此，為更好地認識當(dāng)?shù)氐膶α骰顒託夂蛱卣?，有必要開展這些地區(qū)的雷達氣候?qū)W研究。

本文將陜西漢中及其周邊地區(qū)作為研究區(qū)域，基于2013—2017年雷達觀測資料，開展該地區(qū)對流性天氣的統(tǒng)計特征分析，以期增進對我國西部地區(qū)對流性天氣分布及變化特征的認識。

1 資料來源和處理方法

漢中及其周邊地區(qū)的地貌特征如圖1所示。漢中盆地以北為秦嶺，一般山體海拔為1000～2000 m；南部米倉山(又稱大巴山，下同)一般山體海拔為1000～1500 m；漢中盆地海拔為500 m，秦巴山體高出漢中盆地500～2500 m，受其影響，該區(qū)域降水分布不均，偶有暴雨和對流性災(zāi)害天氣發(fā)生。漢中雷達位于107.059°E、33.135°N，型號為CINRAD-CB；在VCP21掃描模式下，探測仰角為0.5°～19.5°共9個(形成11層掃描數(shù)據(jù))，其中反射率數(shù)據(jù)的庫長為500 m，庫數(shù)為800個，最大探測距離為400 km。本文基于2013—2017年暖季(6—8月，5月雷達數(shù)據(jù)有較多缺失，因此未統(tǒng)計)漢中雷達的體掃資料，利用強天氣臨近預(yù)報系統(tǒng)(SWAN)服務(wù)器端軟件反演得到三維反射率等高平面位置顯示(constant altitude plan position indicator, CAPPI)產(chǎn)品，經(jīng)過數(shù)據(jù)預(yù)處理、孤立噪聲回波過濾及超折射回波抑制等質(zhì)量控制[21]，三維反射率產(chǎn)品垂直方向共20層(0.5～19.5 km)，時間分辨率均為6 min。文中附圖涉及地圖基于國家測繪地理信息局標準地圖服務(wù)網(wǎng)站下載的審圖號為(2019)5496的標準地圖制作，底圖無修改。

圖1 漢中及其周邊地區(qū)地貌特征(黑點為雷達所在位置，紅色區(qū)域為雷達周圍150 km有效探測區(qū)域)

漢中雷達位于漢中盆地東部，周圍山體會對雷達波束形成遮擋，為了解其遮擋程度，繪制漢中雷達不同仰角PPI探測時的遮擋系數(shù)圖(圖2)。可以看出，0.5°仰角主要遮擋區(qū)為漢中北側(cè)的秦嶺和南側(cè)的大巴山，除此之外，東西兩側(cè)也有山體的遮擋，其中東側(cè)的不利影響更顯著[圖2(a)]；1.5°仰角秦嶺的遮擋仍持續(xù)，而大巴山的遮擋系數(shù)則減小很多[圖2(b)]，漢中雷達東西兩側(cè)的遮擋大都消失；2.5°～3.5°仰角雷達東、南和西側(cè)的遮擋均幾乎消失，而北側(cè)的秦嶺遮擋仍存在[圖2(c)、圖2(d)]。綜上所述，由于秦嶺對雷達波束的持續(xù)遮擋作用，會對雷達北側(cè)的對流活動特征分析有所影響，而其他方向影響不大。

圖2 漢中雷達不同仰角PPI探測時的遮擋系數(shù)

雷達氣候?qū)W分析過程大都利用三維反射率因子作為數(shù)據(jù)源。在高度選擇上，符式紅等[22]認為2.2 km高度回波能更好地代表對流水平分布特征，且在很大程度上能夠避免由于異常傳播導(dǎo)致形成的虛假和地物雜波；孫康遠等[19]取2.5 km高度上的反射率因子統(tǒng)計了南京及其周邊地區(qū)的雷達氣候特征。但以上只是用SA雷達針對平原地區(qū)開展的研究。漢中雷達所在海拔高度較高(535.3 m)，且附近有山體，本文取3.0 km高度上的CAPPI反射率因子來統(tǒng)計分析對流風(fēng)暴頻數(shù)的分布特征，以盡可能地克服山體遮擋等不利影響。另外，采用35 dBZ作為對流初生閾值[23-25]，便于分析雷暴云相關(guān)結(jié)構(gòu)和追蹤其變化[26]，且能防止噪音或小范圍殘余地物雜波對風(fēng)暴追蹤過程的影響[27]。參考STEINER等[28]和仲凌志等[29]的做法進行對流云識別，但有所改進：若某格點反射率因子≥35 dBZ，則該格點為對流；否則計算其周圍11 km范圍內(nèi)的反射率因子平均值，將判識指標由38 dBZ改為35 dBZ，對比該格點反射率因子超過周圍平均值的程度，如果超過周圍平均值一定程度(本文選取10 dBZ)，且其自身的反射率因子高于10 dBZ(通常認為是降水回波的下限)，則亦將其判定為對流。該做法的目的是要找出那些正在發(fā)展但尚不強烈的對流泡。

利用2013—3017年6—8月歐洲中期天氣預(yù)報中心ERA5逐月物理量平均場，得到對流層中、低層的環(huán)流背景和物理量分布，進而分析造成漢中及其周邊地區(qū)對流活動的氣候背景。

2 對流頻數(shù)及面積變化

2.1 對流頻數(shù)

圖3為漢中及其周邊地區(qū)2013—2017年6—8月累計小時對流頻數(shù)空間分布?？梢钥闯?，對流高發(fā)地主要位于大巴山區(qū)、秦嶺東南麓和漢中以東的秦嶺、大巴山(簡稱“秦巴”)過渡帶。漢中正北方向由于受秦嶺高峰遮擋，雷達波束被遮擋；大巴山區(qū)對流頻數(shù)最大(234 次)出現(xiàn)在08:00—09:00(北京時，下同)，秦嶺附近的最大值(218 次)出現(xiàn)在15:00—16:00。大巴山區(qū)不僅對流頻數(shù)最大，高值區(qū)域面積也最大，約為漢中盆地西部和秦嶺的3倍，可見，該區(qū)域不僅對流最頻繁，而且對流區(qū)范圍最廣，秦嶺東南麓及秦巴過渡帶次之，漢中盆地西部較弱。侯建忠等[30]發(fā)現(xiàn)2005—2014年陜南的中尺度對流復(fù)合體(MCC)多在后半夜生成、加強和成熟，在早晨對流系統(tǒng)仍有可能持續(xù)，是該地區(qū)對流頻數(shù)較大的原因之一； LI等[31]也發(fā)現(xiàn)我國西南地區(qū)降水峰值集中在夜間至清晨；以上結(jié)論與本文研究結(jié)果相近。

圖3 漢中及其周邊地區(qū)2013—2017年6—8月累計小時對流頻數(shù)(陰影，單位：次)空間分布(虛線為地勢等高線，單位：m；白色圓圈為雷達所在處)

對流頻數(shù)的日變化明顯，02:00—15:00為大巴山區(qū)對流活躍時段；14:00后秦嶺東麓對流迅速發(fā)展，但范圍不大，且在17:00后又迅速減弱，呈現(xiàn)出快速生消的演變特征；22:00至次日02:00，秦嶺東麓對流頻數(shù)逐漸增大，02:00后減小。18:00—21:00為對流活動最弱時段。對流頻數(shù)超過150次的區(qū)域位于大巴山的主要時段為02:00—17:00；而位于秦嶺東麓附近的主要時段為14:00—17:00，較大巴山地區(qū)持續(xù)時間短。對流高發(fā)區(qū)位置與地形高度分布特征密切相關(guān)，大巴山區(qū)的對流頻數(shù)高值區(qū)位于地勢最高處附近，秦嶺附近的對流頻數(shù)高值區(qū)則位于東南麓的山坡處，這可能是由于大巴山南側(cè)為四川盆地，山地和平原間的過渡帶距離較短，偏南暖濕氣流上升后很快就到達大巴山頂附近而形成對流和降水，而秦嶺到湖北境內(nèi)地勢逐漸降低，主峰與地處平原的丹江口之間的過渡帶較寬，且湖北鄖西縣附近具有顯著的喇叭口地形特征，使得偏東氣流在此輻合上升和西進，易在過渡帶上形成對流和降水。18:00—21:00為漢中及其周邊地區(qū)對流活動整體較弱時段，這是由于傍晚至前半夜溫度下降，熱力條件轉(zhuǎn)差。02:00—09:00大巴山對流最活躍，因此該地區(qū)多夜雨。這可能與夜間盆地附近的地形熱力性質(zhì)差異有關(guān)：夜間對流層大氣的主要直接熱源是地面，離地面越高，得到的地面輻射越少，因而氣溫也就越低，漢中盆地周邊均為高山，因此山上溫度更低，導(dǎo)致形成垂直溫差；另外，山體巖石的比熱容比盆地中的土壤小，因而夜間降溫更迅速，溫差更大，導(dǎo)致形成山谷風(fēng)，而夜間山谷風(fēng)的影響會導(dǎo)致漢中盆地內(nèi)地相對更暖濕的氣流抬升，并易與山地地形結(jié)合形成對流[32]。張宏芳等[33]分析認為，盆地地形作用下夜間的山風(fēng)與青藏高原南側(cè)地形槽前定常西南暖濕上升氣流疊加，800 hPa以上上升運動異常加強，形成多個鉛直次級環(huán)流，是秦嶺南部夜雨特別顯著的重要原因，這也與本文基于雷達觀測的統(tǒng)計結(jié)果一致。

13:00—16:00為大巴山的另一對流高發(fā)時段，同時13:00—17:00也是秦嶺東麓的對流高發(fā)時段，這是由午后熱力影響造成的。另外，大巴山區(qū)的對流比其他地區(qū)更強，持續(xù)時間更長久，主要原因是其地理位置更偏南，因此熱力和水汽條件更佳。

在漢中雷達周圍100 km范圍內(nèi)，定義某時段對流發(fā)生頻數(shù)百分率為該時段內(nèi)有對流發(fā)生的體掃數(shù)與總體掃數(shù)之比。圖4為2013—2017年6—8月漢中雷達周圍100 km范圍內(nèi)對流發(fā)生頻數(shù)百分率的日變化?？梢钥闯?，6—8月對流多發(fā)時段均為15:00—18:00，主要是受到氣溫日變化影響，但少發(fā)時間段有所差異，其中7、8月均出現(xiàn)在08:00—10:00，而6月則出現(xiàn)在20:00—22:00。7、8月對流發(fā)生頻數(shù)百分率大體呈雙峰分布，15:00—18:00為最多發(fā)時段，23:00—03:00為次多發(fā)時段；6月則基本呈單峰分布。造成這種現(xiàn)象的可能原因是6—8月受午后日照影響，均是對流最多發(fā)生時段，而19:00—22:00對流發(fā)生頻數(shù)百分率逐漸降低，也是由太陽輻射的升溫作用迅速消失造成；后半夜對流又有多發(fā)，與該地區(qū)多夜雨的氣候特征吻合，這主要是由輻射冷卻造成溫差增大且夜間低空急流會有所增強，并且當(dāng)?shù)氐匦螐?fù)雜，易形成山谷風(fēng)造成。6月00:00—09:00對流頻數(shù)百分率增大幅度不及7、8月顯著，可能是因為6月的日平均溫度較低，7、8月是當(dāng)?shù)氐氖⑾募竟?jié)，熱力條件更好，從而更有利于對流天氣的發(fā)生。與逐小時的對流頻數(shù)分布相比發(fā)現(xiàn)，午后不僅頻數(shù)大，對流發(fā)生頻數(shù)百分率也達到峰值。另外，孫康遠等[19]研究發(fā)現(xiàn)南京地區(qū)6、7和8月的對流發(fā)生百分率分別為6%～7%、5%～6%和9%～10%，均高于漢中及其周邊地區(qū)。表明東部的對流性天氣更多，而以漢中為代表的我國西部地區(qū)的對流發(fā)生百分率相對較低。

圖4 2013—2017年6—8月漢中雷達周圍100 km范圍內(nèi)對流發(fā)生頻數(shù)百分率的日變化

圖5為2013—2017年6—8月漢中及其周邊地區(qū)對流頻數(shù)空間分布?？梢钥闯?，對流頻數(shù)小于240次的區(qū)域較廣；大于240次的較高對流頻數(shù)區(qū)域主要有兩個，分別位于大巴山上和秦嶺主峰的東南麓，前者面積最大，表明該處的對流性天氣最多。隨著季節(jié)的推移，對流頻數(shù)的變化表現(xiàn)為先增大后減小，進入7月后，大巴山附近的對流頻數(shù)急劇增大，最大達531次；秦嶺主峰以東的東南麓的對流頻數(shù)也明顯增大，最大達372次。對流頻數(shù)大于300次的面積7月最大、8月次之、6月最小。

圖5 2013—2017年6(a)、7(b)和8(c)月漢中及其周邊地區(qū)對流頻數(shù)(陰影，單位：次)空間分布(虛線為地勢等高線，單位：m)

相較秦嶺和大巴山區(qū)而言，在漢中盆地東部，對流頻數(shù)大于300次的面積較小。該處的海拔高度在900 m左右，而秦嶺東南麓和大巴山區(qū)的對流高頻數(shù)區(qū)高度均在1200～1800 m，表明高頻數(shù)對流區(qū)分布在山地地形較高處，也在一定程度上反映出地形與對流天氣的易發(fā)性或持續(xù)時間有較密切聯(lián)系。

2.2 對流區(qū)域面積

漢中以南、以北分別為大巴山和秦嶺，該地也是我國氣候過渡帶之一。以漢中雷達所在緯度為界，分別統(tǒng)計其以南(簡稱“漢中以南”)、以北(簡稱“漢中以北”)150 km距離區(qū)域內(nèi)逐小時的對流區(qū)面積，結(jié)果如圖6所示，可以看出，對流頻數(shù)小于50次的區(qū)域面積日變化表現(xiàn)為漢中以南、以北分別呈單峰和雙峰分布。其中漢中以南地區(qū)區(qū)域面積于21:00達峰值，最大面積25 588.5 km2，09:00最小，為13 257.1 km2；09:00—21:00單調(diào)增大，21:00—00:00有起伏變化，00:00后單調(diào)減?。粷h中以北在00:00出現(xiàn)異常大值，20:00達到次峰值，其他時刻多波動變化，但總體變化趨勢與漢中以南地區(qū)相同，即兩地的增大或減小過程大體同步。從區(qū)域面積大小來看，盡管漢中以南大都大于漢中以北，表明頻數(shù)較低的對流區(qū)在漢中以南分布更廣，影響范圍更大，但兩地的差異并不顯著，造成這種現(xiàn)象的可能原因是對流頻數(shù)小于50次的區(qū)域本身就較大，參與統(tǒng)計分析的樣本很多，因此兩地差異不甚明顯。

圖6 2013—2017年6—8月漢中以南、以北區(qū)域小時對流頻數(shù)小于50次(a)、50～100次(b)和超過100次(c)時對流區(qū)總面積日變化

對流頻數(shù)為50～1100次時，漢中以南和以北的對流區(qū)面積均呈現(xiàn)出多峰的起伏變化特征，其中漢中以南地區(qū)的峰值約有3個，分別出現(xiàn)在11:00、17:00和02:00，02:00面積最大，為9730.7 km2；對流區(qū)面積低值出現(xiàn)在21:00，為4142.2 km2。漢中以北地區(qū)峰值也約有3個，分別出現(xiàn)在08:00、15:00和03:00，03:00對流區(qū)面積最大為10 810.8 km2；最小面積出現(xiàn)在20:00，為6201.4 km2，面積變化幅度不及漢中以南地區(qū)。漢中以北地區(qū)對流區(qū)面積的變化超前于漢中以南。

對流頻數(shù)大于100次時，漢中以南對流區(qū)面積分別在09:00、13:00和06:00達峰值，其中09:00面積最大，為7879.4 km2，22:00面積最小，僅為9.9 km2。漢中以北的對流區(qū)面積有4個峰值，其中15:00最大，為4233.2 km2，其余3個峰值非常接近，且07:00和10:00的兩個峰值時間間隔很短。02:00前，兩地的變化趨勢近乎完全一致，但漢中以南較以北偏早1 h；02:00—06:00兩地的變化則近乎相反，即漢中以南對流高發(fā)區(qū)面積迅速增大，漢中以北有所減小，但減小幅度也較小。從數(shù)值變化來看，漢中以南大于漢中以北的時段更長，且漢中以南的對流區(qū)面積變化幅度明顯大于漢中以北。

當(dāng)對流頻數(shù)為50～100次和大于100次時，漢中以南分別在21:00和22:00為對流區(qū)面積最小，漢中以北地區(qū)與其相近，分別在20:00和21:00最??；而當(dāng)對流頻數(shù)小于50次時，漢中以南在21:00和00:00對流區(qū)面積最大，漢中以北則在00:00最大，20:00次之，可見20:00—22:00可作為不同頻數(shù)對流面積變化的“分水嶺”，在此前后，對流區(qū)面積均會呈現(xiàn)出大體相反的演變特征。出現(xiàn)該現(xiàn)象的可能成因是該時段白天的日照升溫效果消失，但云層上下及高空與地面的較大溫差尚未形成，且夜間的急流脈動變化尚未完全建立，山谷風(fēng)也還不明顯，因此對流活動處于最弱階段，面積也最小。在此之前，白天日照作用導(dǎo)致對流活動明顯，之后則是夜雨頻繁也同樣造成對流活動很強烈。

綜上所述，以大巴山為代表的漢中以南和以秦嶺為代表的漢中以北，對流區(qū)面積及其變化與對流頻數(shù)關(guān)系密切：總體而言，對流頻數(shù)小于50次或高于100次時，漢中以南地區(qū)的對流區(qū)面積均普遍更大，尤其高于100次時，漢中以南地區(qū)偏大更明顯；而頻數(shù)為50～100次時，兩地的對流區(qū)面積呈交替分布。

3 對流伸展高度

文中將35 dBZ回波的最大高度定義為對流伸展高度。表1列出2013—2017年6—8月漢中及其周邊地區(qū)不同對流伸展高度百分比。可以看出，漢中及周邊大部地區(qū)的對流伸展高度基本都在7 km以下，占93.7%，其中4～5 km高度占比最高，達44.4%，而這個高度也在當(dāng)?shù)? ℃層[34]附近。另外，從對流伸展高度的空間分布(圖略)來看，大部地區(qū)為3～7 km，但北部和西北部等地為8～9 km；東部地區(qū)最低，大都低于4 km。

表1 2013—2017年6—8月漢中及其周邊地區(qū)不同對流伸展高度百分比

4 對流頻數(shù)與地形高度關(guān)系

漢中盆地除午后是對流高發(fā)時段外，其夜雨也較多。漢中以南的大巴山和以北的秦嶺，對流頻數(shù)高值區(qū)的位置和多發(fā)時段有所差異。為進一步了解這兩大山地地形與對流性降水的關(guān)系，選取漢中盆地附近的4個方向(圖7)分別繪制對流頻數(shù)Hovmoller圖。

圖7 對流頻數(shù)Hovmoller圖的4個方向

圖8(a)為沿直線AB的對流頻數(shù)Hovmoller圖。可以看出，對流高發(fā)區(qū)位于海拔高度最高處(即山峰，a1處)附近，大巴山南坡及其以南地區(qū)(a1向b1過渡處及更遠)對流頻數(shù)逐漸減??；頻數(shù)大于等于200次的高發(fā)地位于1900 m左右高度，即在山頂附近，且主要出現(xiàn)在午后到傍晚，凌晨對流頻數(shù)略小，主要出現(xiàn)在山頂和山坡附近(b1處)。圖8(b)為沿直線CD的對流頻數(shù)Hovmoller圖?？梢钥闯雠c圖8(a)相似的分布特征，最大值位于秦嶺主峰東麓的次高山頂附近(a2處)，頻數(shù)大于等于160次的高發(fā)地位于2200 m左右高度，略高于大巴山區(qū)；次大值的位置偏南，位于山峰和山腰(b2處)之間。通過對比發(fā)現(xiàn)，秦嶺和大巴山附近的對流頻數(shù)隨山體高度的降低而總體呈逐漸減小趨勢，而秦嶺北側(cè)和大巴山南側(cè)的對流頻數(shù)最低，主要原因是它們距雷達較遠、且相對雷達而言為山坡背面，因此無法被雷達正常探測。

圖8(c)為沿直線EF的對流頻數(shù)Hovmoller圖。可以看出，對流頻數(shù)秦嶺南坡偏西地區(qū)較偏東地區(qū)更少，且山峰處(a3、c3處)為低值中心，而偏東地區(qū)的山谷和山腰處(d3、e3處)為高值中心。造成此現(xiàn)象的可能原因是秦嶺南坡的偏西地區(qū)恰好位于主峰附近，地勢最高處超過1800 m，對漢中及其附近地區(qū)的盛行偏東風(fēng)有所阻擋，使得氣流難以逾越山體和不易上升到較高高度；而偏東地區(qū)多為地勢較低的山坡地形，更有利于上升運動從而形成對流。秦嶺南坡對流天氣的高發(fā)時段主要有兩個，分別為13:00—15:00和22:00—01:00。

圖8(d)為沿直線GH的對流頻數(shù)Hovmoller圖?？梢钥闯觯瑢α黝l數(shù)大于140次的分布區(qū)域更寬廣(106.7°E—108.2°E)，超過200次的區(qū)域位于山頂附近(a4處)，這可能與該緯度方向上的山體高度相對平緩有關(guān)。

圖8 分別沿圖7中直線AB(a)、CD(b)、EF(c)和GH(d)的對流頻數(shù)Hovmoller圖(灰色陰影部分為山地地形高度，直線為較高對流頻數(shù)對應(yīng)的山體位置)

綜上所述，逐小時對流頻數(shù)的分布與地形高度有較密切關(guān)系：當(dāng)山峰很高時，對流頻數(shù)高值區(qū)多位于山坡處，反之則多位于山峰處及其附近。

5 對流活動的環(huán)流背景

圖9為2013—2017年6—8月月平均500 hPa位勢高度和風(fēng)場、850 hPa風(fēng)場和相對濕度及10 m風(fēng)場和對流有效位能?？梢钥闯?，6月，西太平洋副熱帶高壓(簡稱“副高”)主體位于海上，漢中及其周邊地區(qū)處于西風(fēng)帶；7月，副高增強西進，脊線北抬至28°N附近，西伸脊點深入到江南西部，585 dagpm線到達陜西與湖北交界處，同時，西南暖濕氣流迅速增強，與南下的冷平流交匯于漢中及其周邊地區(qū)，形成冷暖平流的對峙，漢中及其附近地區(qū)位于槽區(qū)，多有斜壓性不穩(wěn)定造成的對流降水發(fā)生，由于冷空氣勢力變?nèi)?，因此偏南和偏北風(fēng)速相近，從而有利于降水天氣的長時間維持；8月，副高維持在長江中下游地區(qū)，大陸高壓有所增強，并與前者連成一體，586 dagpm線北推至陜西與四川交界處，漢中及其周邊地區(qū)仍處于冷暖平流交匯區(qū)，但來自北方的冷平流顯著增強。

圖9 2013—2017年6(a、d、g)、7(b、e、h)和8(c、f、i)月月平均500 hPa位勢高度場(填色，單位：gpm)和風(fēng)場(風(fēng)矢，單位：m·s-1)(a、b、c )、850 hPa風(fēng)場(風(fēng)矢，單位：m·s-1)和相對濕度(陰影，單位：%)(d、e、f)及10 m風(fēng)場(風(fēng)矢，單位：m·s-1)和對流有效位能(陰影，單位：J·kg-1)(g、h、i)

6月，850 hPa來自南海的西南風(fēng)北上，在湖北境內(nèi)轉(zhuǎn)為東南氣流，但強度明顯減弱；7月該支氣流的強度明顯增強，相對濕度大于等于70%的區(qū)域也北抬至漢中及其周邊地區(qū)，因此水汽條件轉(zhuǎn)好，有利于降水增多，也為對流頻數(shù)的增多提供了可能；8月，隨著副高的進一步北上，江漢、江淮和黃淮等地的盛行風(fēng)由西南風(fēng)轉(zhuǎn)成東南風(fēng)，并向內(nèi)陸推進，漢中及其周邊地區(qū)由盛行偏南風(fēng)轉(zhuǎn)為偏東風(fēng)為主，水汽條件仍較好，因此對流仍多發(fā)。6—8月，在四川盆地東部和北部，漢中及其周邊地區(qū)的10 m風(fēng)場盛行東南或偏東風(fēng)，為當(dāng)?shù)貙α骰顒犹峁┝伺瘽癍h(huán)境。對流有效位能(CAPE)的月變化更加明顯：6月CAPE值為200～300 J·kg-1；7月CAPE值明顯增大至500～700 J·kg-1，大值區(qū)位于漢中及其周邊地區(qū)地區(qū)，這與該月對流頻數(shù)高值區(qū)的位置幾乎完全一致；8月，漢中及其周邊地區(qū)的CAPE值減小至500 J·kg-1以下，對流活動較7月有所減弱，也與當(dāng)月對流更弱的特征吻合。另外，7—8月，四川盆地東部維持CAPE高值中心，其位置與四川盆地北側(cè)的大巴山區(qū)非常接近，這也是大巴山區(qū)持續(xù)為對流頻數(shù)高值中心的可能原因之一。

6 結(jié)論與討論

(1)漢中及其周邊地區(qū)對流活動高發(fā)地主要位于大巴山區(qū)、秦嶺東南麓和漢中以東的秦巴過渡帶，其中大巴山區(qū)的對流頻數(shù)最高，區(qū)域也最廣，區(qū)域面積約為漢中盆地西部和秦嶺的3倍；秦嶺東南麓及秦巴過渡帶次之，漢中盆地西部對流頻數(shù)最少。

(2)大巴山區(qū)最大對流頻數(shù)出現(xiàn)在08:00—09:00，秦嶺南麓次之，秦嶺附近的最大值出現(xiàn)在07:00—08:00。7月對流活動最頻繁，6月最少。

(3)對流高發(fā)區(qū)位置與山地地形特征有密切聯(lián)系，其中大巴山區(qū)的對流頻數(shù)高值區(qū)與地形高處接近重合，秦嶺東南麓的高值區(qū)則位于山坡處。

(4)對流頻數(shù)及面積呈現(xiàn)出明顯的日變化，對流伸展高度基本為4～6 km，北部和西北部等地略高，東部最低。

(5)CAPE值在7—8月四川盆地東部維持高值中心，與其北側(cè)的大巴山區(qū)非常接近，因此可能也是當(dāng)?shù)爻掷m(xù)成為對流頻數(shù)高值中心的誘因之一。

漢中雷達站附近有雷達“靜錐區(qū)”存在，因此無法較好地分析該處的對流生消與演變特征，而且該研究過程僅有漢中雷達資料，缺乏更多雷達參與的拼圖也導(dǎo)致漢中附近及遠處的對流活動無法被掌握。另外，秦嶺主峰非常高，雷達回波被遮擋導(dǎo)致該處出現(xiàn)數(shù)據(jù)空白，這也給分析秦嶺地區(qū)的對流活動氣候特征帶來不便。由于C波段雷達衰減現(xiàn)象較嚴重，因此會對對流活動的統(tǒng)計特征有所影響，而衰減訂正處理較麻煩，因此本文未做深入衰減訂正，這也是缺憾之處?？傊疚膬H用了單部C波段雷達資料，致使有效數(shù)據(jù)范圍較小，今后需采用更多雷達的探測數(shù)據(jù)建立區(qū)域更廣泛的組網(wǎng)拼圖，再基于此做更準確的分析。