夏季黄山风景区强对流天气的谷风作用研究

刘裕禄 ，刘八一，岳如画，杜其成

（1. 黄山气象管理处，光明顶 245800；

2. 96813部队, 黄山 245000；

3. 黄山市气象台，黄山 245021）

                                                                                                                                            摘 要

应用地面自动观测站资料，统计分析了夏季黄山风景区谷风时空分布特征：谷风多数发生在晴空白天07～19时时段内，持续时间长达13小时，集中在09～15时时段内；另外，谷风也常出现在逆温层结环境下的夜间。从实测风分离出的谷风在空间水平方向上与实测风存在不同程度的偏角，并随海拔高度降低而减小，说明山谷底部吹谷风为主，山顶处吹系统风为主；不同高度的谷风也存在一定夹角，导致山谷与山顶垂直风切变增大。黄山风景区夏季谷风空间分布与午后强对流天气多发生关系密切，分别利用两个典型个例分析了谷风与层结不稳定产生维持和风场水汽辐合两方面的作用，认为：1、在绝对不稳层结中，温度垂直递减率是导致不稳定层结的发生的主要因子，但较小的谷风风切变对绝对稳定度维持有一定正相关作用；在条件不稳定层结中，谷风垂直风切变与温度垂直递减率是不稳定层结发生维持的动力和热力因子，较大的风切变对条件不稳定度维持有正相关作用；2、在诊断强对流落区时，与实测风相比较，利用谷风计算降水落区更能接近实际降水落区，谷风的地形抬升和风场水平辐合提供了强对流天气水汽垂直输送与水平输送动力；3、对流云的形成总是发生在谷风风速最大时段附近，谷风与稳定度、及风场水汽辐合两方面作用体现了谷风在对流云形成中的两个必要条件，所以，计算谷风水汽辐合与不稳定度重叠区，即是对流云形成区域，也是强对流发生区域。

关键词： 黄山风景区；谷风；层结不稳定区；水汽辐合区；对流云形成

Study on Valley Wind Effect of Strong Convective Weather in Huangshan Scenic spot in Summer 

LIU Yulu^1,3 , LIU Bayi² ,YUE Ruhua³ , DU Qicheng³

（1. Huangshan Meteorological Management Office, Huangshan 230031； 

2. 96813 troops, Huangshan 245000；

3. Huangshan Meteorology Observatory, Huangshan 245021） 

Abstract: Using the data onto the ground automatic observation station, the characteristics of the temporal and spatial distribution of the valley wind of Huangshan Scenic Spot in summer were statistically analyzed: Most of the valley wind occurred during the sunny days from 7:00 to 19:00. And it lasted as long as 13 hours, concentrated in the period from 9:00 to 15:00; in addition, valley wind often appears at night in the Inverse Temperature Environment. The valley wind separated from the actual wind measurement has different degrees of deviation from the actual wind measurement of the spatial horizontal direction. And it decreases as elevation decreases, indicating that the bottom of the valley is mainly blowing valley wind, and the top of the mountain is blowing system wind. There are also certain angles in the valley wind at different heights, resulting in an increase in vertical wind shear between the valley and the top of the mountain. The spatial distribution of summer valley wind in Huangshan Scenic Spot is closely related to the strong convective weather in the afternoon. Two typical examples are used to analyze the effects of the maintenance of valley wind and layer instability and the convergence of wind field water vapor. It is believed that: 1.In the absolute unstable layer junction, the vertical temperature reduction rate is the main factor that causes the occurrence of unstable layer junction, and the smaller valley wind shear has a positive correlation between the absolute stability. In the conditional unstable layer junction, the vertical wind shear and temperature vertical decrease is the dynamic and thermal factors that maintain the unstable layer junction. The larger wind shear has a positive correlation between the stability of the condition; 2.In the diagnosis of strong convective weather flow area, compared with actual wind measurement. The calculation of the precipitation area by the use of valley wind can be closer to the actual precipitation area. The topography of the valley wind and the horizontal convergence of the wind field provide power of strong convection water vapor vertical and horizontal transport; 3.The formation of convective clouds always takes place near the time when the wind speed of the valley wind is at its maximum. The two roles of valley wind and stability, and the convergence of water vapor in the wind field reflect the two necessary conditions for the formation of the convective cloud. Therefore, the calculation of the overlapping area of water vapor convergence and instability of the valley wind is calculated. That is, the formation area of convective clouds is also a strong convective flow region.

Key Words: Huangshan Scenic Spot；Valley Wind； unstable Layer area；Water vapor convergence area；convective clouds formation.

1引言

黄山山脉位于皖南山区，呈东北-西南向，黄山风景区为黄山山脉一部分，面积160.6平方千米，海拔最高1860米，温度垂直梯度大，夏季地面受热极不均匀，导致山谷风环流明显，雷暴与短时强降水等强对流天气时常发生。

山谷风是由地形热力和动力作用主导产生的地方性风（潘守文，1994），是中尺度环流的重要组成部分，对局地天气以至大尺度天气系统都会产生明显的影响，有时甚至是支配性的。当没有强的气压系统活动时，在山区白天地面风从谷地吹向山坡，称为谷风；夜晚风从山坡吹向谷地，称为山风。具有日变化特征的中尺度山谷风环流可以对山区降水有一定影响，特别是白天谷风环流对午后强对流天气发生有直接作用。近年来国内外许多学者对于山谷风环流天气影响方面做了的广泛的研究：总结山谷风的在降水中的作用表现在两方面：一方面谷风为上坡风，地形抬升，加强低层扰动，使低层上升运动增强，降水增大。刘蓉娜等（2010）认为，山谷风环流对降水有重要作用，谷风风速值出现时间与对流云峰值出现时间非常吻合，呈线性分布；徐文金等（1989）研究地形对湖北暴雨作用提到午后产生山谷风环流有利于对流发展，降水强度加强；夜间山区偏冷山风在山谷与偏暖谷风辐合上升，形成强对流（陈贝等，2016）；这些都揭示了山谷风的上升运动使山区上升运动加强，进而产生降水。另方面，山谷风中尺度风场辐合，或水平切变提供了对流天气充足的水汽来源。张人文等(2012)分析从化山区山谷风观测数据指出，山区—平原之间环流会带来吹向山区的水汽,导致从化山区降水量增多；Ｈe and zhang(2010) 认为山谷风热力环流有利于暖湿气流输送是引起华北地区暖季谷地降水日变化差异的重要原因；二者佐证了山谷风风场水汽辐合对谷地降水增幅作用。

山谷风对降水影响除了以上两方面作用，还有山地谷风垂直风切变与低层大气稳定度关系，以及山谷风在强对流天气中地形抬升的地形雨，风场水汽辐合引发的系统降水这两方面具体作用研究很少有人提及。黄山景区是强对流天气多发生地，统计黄山1970年至2009年6～8月发生的997个雷暴日，出现在白天07～20时占86.6%（863/997），白天雷暴的开始时间主要集中在12:30～15:30，3个小时占全部白天雷暴的47.3%。刘裕禄（2017）统计2015年黄山地区短时强降雨发生最大值就位于黄山风景区，短时强降雨发生时次，午后到傍晚14、18、20时次数有明显增多，又因强对流天气多发生在山区高海拔地区，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发的，在夏季白天黄山景区山谷又以吹谷风为主，所以研究黄山景区夏季谷风时空分布特征，并与强对流发生条件的关系对强对流预报有着实际指导意义。

2 资料与方法

所用资料有黄山景区7个自动地面观测站资料，包括风场、气压、相对湿度、温度、雨量5要素，各站点径纬度坐标、海拔高度如图1所示，按海拔高度自低向高排列，山脉以南有汤口（TangK，475m）、温泉(WunQ,680m)、云谷寺(YunGS,895m站，山脉以北有松谷庵(SongGA,1001)站，山顶为玉屏楼(YuPL,1612m)、光明顶(GuangMD,1841m) 、北海 (BeiH,1612m)站。地形高度与地面资料格点插值精度0.01°×0.01°。

诊断方法计算降雨量包括地形雨和风场辐合雨量的累加，地形雨量即在迎风坡地形降雨量方法采用的是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：                         

      （1）                                          

            （2）                                       式中、分别为地形抬升速度和降水率；其中为地面密度，为地面风速，为地面饱和比湿,地形高度。

图1:  黄山风景区观测站分布及海拔高度（阴影,单位:m）

Fig1: Huangshan Scenic Area Observatory Distribution and Height(Shadow,unit:m)

风场辐合雨量降水率计算方法公式（3），假定不考虑蒸发量，水汽收支方程由水汽通量辐合量组成，水汽通量辐合项可写成，右式第一项为风场辐合引起的，在大气的下层和上层，符号相反，而低空的q比高空要大的多。第二项表示水汽的水平平流。所以降水率这一项主要由右式第一项低空风场散度决定。时段内累积降雨量为公式（4）所定(刘裕禄等,2013)，单位：毫米。

                                                      （3）

                                                     （4）

山谷风由从实测风中分离出局地风，并根据局地风情况判断山谷风日，先将每天的逐时实测风分解成u、v 分量，则u、v 分量的日平均为系统风的u、v 分量，局地风

的u、v 分量为逐时实测风的u、v 分量减去系统风的u、v 分量，合成后得到的风矢量为去掉系统风之后的局地风（吕新生等，2016）：

                          =+                                      （5）

=-                                      （6） 

                       （）                   （7）

                          （）                  （8）

其中为实测风，为系统风，为局地风，为i年j月k天l时次实测风。

采用理查逊数划分大气稳定度(9)式，g重力加速度，为气层平均绝对温度，大气温度递减率， 干绝热递减率，风垂直切变。

3 夏季谷风时空分布特征

3.1 夏季谷风时间分布特征

选取2017年7月实测风分离出局地风，有4个时次出现了谷风，则认为该日为谷风日(席世平等，2007)。对于黄山风景区而言，由于山顶白天受热快增温多，山谷受热慢增温少，山顶暖空气抬升，山谷空气沿山坡向山顶补充，这样白天形成了从山谷吹向山顶的谷风，山顶与山谷温度梯度越大，谷风越强。所以，山脉以南的汤口、温泉、云谷寺站吹偏南气流上坡风可为谷风，山脉以北的松谷庵吹偏北风上坡风可为谷风，北海站根据山谷走向吹偏西风为谷风，山顶光明顶、玉屏楼两站主要受梯度风影响不考虑谷风。计算7月局地平均风，图2a为山脉不同海拔高度谷风随时间变化图，山脉以南的汤口站08～15时为谷风吹东南风，温泉站10～19时为谷风吹西南风，云谷寺07～16时为谷风吹东南风；山脉以北的松谷庵站09～17时为谷风吹西北风，北海站09～19时为谷风吹西南风；各站谷风持续时间不同，最短汤口8小时，最长北海11小时；山谷风转换时间也不同，最早出现在云谷寺07时，最晚北海与温泉持续到19时。以上可以得出，黄山风景区夏季谷风集中出现在白天09～15时时段内，由于山脉以南谷风为偏南风，山脉以北谷风偏北风，在山顶形成辐合，在这时段内常出现对流云发展。

    统计发现谷风虽多发生在晴空白天稳定的大气环境中，有时也出现在夜间在逆温状态下，当大气逆温层结存在时就会出现山风转为谷风现象(欧阳琳等,2017)。以2017年7月5日为例，01时由于高层暖湿气流加强，山顶出现增温，山底继续降温，导致02时逆温层开始产生。02到07时云谷寺（海拔895米）比温泉（海拔680米）气温高，此时段内云谷寺局地风为谷风吹东南风，08时太阳辐射加强，山谷地面增温加快，逆温消失，谷风又转为山风吹偏北风，谷风始终与逆温层同时并层（图2b）。

3.2 夏季谷风空间分布特征

    7月谷风平均风场图上（图2c），山脉以南汤口与云谷寺两站谷风都为东南风，风速均为4m/s, 两站中间温泉站谷风为西南风，可称为反向谷风，与接近山顶处北海站谷风一致，风力较小。这样，按海拔高度依次排列，观测黄山景区谷风垂直分布为：475m东南谷风、680m西南反向谷风、895m东南谷风、1612m为西南反向谷风；这种风向不一致的垂直分布，即使风力很小，垂直风切变仍然较大，有利于低层扰动与上升运动增强(方翀等,2017)。计算7月平均谷风的垂直风切变，汤口到云谷寺值为4.26m/s/km,汤口到北海值为3.22m/s/km，低层垂直切变大，扰动强，地形抬升增强，也是山地触发强对流天气主要因子之一。

比较7月谷风（蓝色风羽）与实测风（黑色风羽）分布，二者夹角汤口站14°、温泉站50°、云谷寺站57°、北海站96°，谷风与实测风偏角随高度升高而增大，说明海拔高度低的站点谷风占主导地位，高度越高的站点系统风增强，因此，到山顶处光明顶站系统风占主导地位。山南山北两地谷风都为上坡风，将其插值格点化，辐合线位于山脊，计算风场涡度，大值中心12×10^-4/s位于辐合线南侧北海站附近，使得7月晴空天气午后发生强对流平均降雨量中心最大值64毫米也在北海站附近（图2d）。黄山景区谷风垂直与水平空间分布这一事实证明谷风分布与强对流天气发生有一定相关性。

图2  a:2017年7月不同海拔高度站点谷风平均时序图  b:2017年7月5日0-8时汤口、云谷寺地面气温与云谷寺的局地风 c:2017年7月谷风和实测风平均场（蓝色:谷风,黑色:实测风，阴影为海拔高度大于600米区域） d:2017年7月谷风平均风格点值、涡度（阴影,单位:10^-4s^-1）和7月对流降水量(单位:mm)

Figure 2 a: Average time series of Valley winds at different altitude stations in July 2017;  b: July 5, 2017 Tangkou, Yungu Temple ground temperature and Yungu Temple local wind;  c: July 2017 Valley wind and actual wind measurement average field(blue: Valley wind, black: actual wind measurement, shadow area with altitude greater than 600 meters);  d: July 2017 Average wind grad point value, vorticity(shadow, unit: 10^-4s^-1) and convective precipitation in July(unit: mm)

4 夏季谷风与强对流天气关系

4.1 谷风与稳定度关系

强对流的发生发展是与大气稳定度相关的，不稳定层结是强对流发展的必要条件之一，“不稳定”包括两个基本概念，即热力不稳定和动力不稳定。从理论上讲，无论是热力稳定度还是动力稳定度，都可用Richardsono数来表示，这实质上说明，热力不稳定与动力不稳定可相互转化，是一个热力稳定度和动力稳定度的组合参量(孙继松等,2012)，以Ri＜0为不稳定条件。

2017年7月17日13～14时黄山景区出现了雷电及短时强降雨强对流天气，只考虑热力条件，计算11～13时位温θ随高度变化（图3a），680m温泉站以上θ值随站点海拔高度变化是减小的，即11～13时θ随高度变化（）小于0，处于层结不稳定状态。但随时间变化绝对值在减小，不稳定度在减小，11时处最不稳定状态。

若考虑垂直风切变，计算云谷寺站Richardsono数，图3b是2017年7月17日06～18时云谷寺谷风时间序列，同样地，11～13时云谷寺上空为不稳定状态, 考虑动力因子垂直风切变后，与相反，Ri不稳定度在不断增大，13时处最不稳定状态，事实也是如此，因为13时起黄山风景区开始发生强对流天气。图中还可看出，09～13时计算局地风为谷风吹东南风，持续5个小时，前2小时（09～10时）Ri＞0大气层结为稳定状态，风切变变化不大，但温度垂直递减率在增大；后3小时（11～13时）Ri＜0大气层结为不稳定状态，11时后云谷寺上空随着温度垂直递减率继续增大，Ri=0，13时温度垂直递减率（=10.9℃/km）大于γ_d（=9.8℃/km）为绝对不稳定状态，而垂直风切变却相对减小，低层湍流减小，有利于大气增温和温度垂直递减率增大，从而层结不稳定度也增大。结果Ri变小是由温度垂直递减率增大引发的，当温度垂直递减率减小时，谷风随之消失，大气层结又恢复为稳定状态。

所以，较长时间保持山谷与山顶温度垂直梯度增大，是导致低层大气层结由稳定转变为不稳定状态，并可能产生绝对不稳定状态层结，温度垂直梯度是形成绝对不稳定层结的决定因子，也是谷风持续的热力因子，但同时伴随着较小的谷风风切变也是产生绝对不稳定层结重要因子（何斌等，2015）。

对于湿大气，夏季强对流天气中不稳定层结最常见的就是“条件不稳定”。 2018年7月30日11～12时黄山景区出现了强对流天气，分析06～15时云谷寺Richardsono数与局地风场（图3c），Ri＞0，为层结稳定状态，但8～11时垂直风切变和温度垂直递减率同时在增大，层结稳定度趋于减小，10、11时两个时次接近层结不稳定状态，12时以后随着强对流天气结束，垂直风切变和温度垂直递减率又同时减小，Ri增大，层结趋于稳定。

若只考虑热力作用，计算湿空气假相当位温θse随高度变化量，如图3d所示，09～11时＜0，895m云谷寺上空均为条件不稳定状态，局地风也是吹谷风东南风，此时段内垂直风切变和温度垂直递减率都在不断增大，说明条件不稳定是谷风垂直风切变和温度垂直递减率同时增大导致的（章丽娜等，2017），13时开始谷风垂直风切变和温度垂直递减率都减小时，Ri增大，谷风逐渐转为山风，说明谷风垂直风切变与层结条件不稳定的产生是正相关的。

总之，谷风的垂直风切变与不稳定层结产生有着密切关系，对于干空气，风切变过大对强对流天气发生有抑制作用，对于湿空气，风切变过小不利于不稳定层结产生。

图3  a:2017年7月17日11～13时云谷寺θ随高度变化  b: 2017年7月17日6～18时云谷寺Ri（黑线）、垂直风切变(红线,单位:m/s/km)和温度垂直递减率（蓝线） C: 2018年7月30日6～15时云谷寺Ri（黑线）、垂直风切变(红线,单位:m/s/km)和温度垂直递减率（蓝线） d: 2018年7月30日9～12时云谷寺θ随高度变化

Figure 3 a: Change of Yungu Temple θ with height from 11 to 13 on 17 July 2017;  b:July 17, 2017 Yungu Temple Ri(black line), vertical wind shear(red line,unit: m/s/km) and temperature vertical decrease rate(blue line);  c: July 30, 2018 Yungu Temple Ri(black line), vertical wind shear(red line, unit: m/s/km) and temperature vertical decrease rate(blue line);  d: Change of Yungu Temple θ with height from 9 to 12 on 30 July 2018.

4.2 谷风与水汽辐合关系

上文提2017年7月17日13～14时黄山景区出现了雷电及短时强降雨强对流天气，09～13时局地风均吹东南风为谷风，分析13时谷风与水汽辐合关系可以了解水汽来源、降水落区分布、降水量大小。风场水汽辐合包括风场垂直输送项（）和风场水平辐合项（）。比较实测风与谷风水汽垂直输送（图4a），二者在黄山风景区西部区域都有一个6×10^-4g/cm².s中心，落区分布也一致，不同的是谷风水汽垂直输送在景区东部云谷寺站附近还有一个8×10^-4g/cm².s中心，中心值比西部大。其实，水汽垂直输送与地形抬升相关（胡祖恒等，2014），13时景区西部谷风与实测风都可分解一向上的分量，即地形抬升速度，中心最大量值均为-3pa/s的（图4b），在景区东部云谷寺，局地风为上坡东南风吹谷风，与山脉有一夹角，也有一向上的垂直分量，中心值-5pa/s，比西部大，对应的水汽垂直输送也比西部大；而13时云谷寺实测风为东北风，风向与山脉平行，结果就没有地形抬升速度，也没有水汽垂直输送，说明水汽垂直输送由谷风地形抬升速度引起的，量值成正比。

比较实测风与谷风风场水汽水平辐合项（图4c），景区东西部仍有差异，西部实测风与谷风都有一个12×10^-4g/cm².s水汽辐合中心，落区分布也基本一致，但谷风在东部还有一个6×10^-4g/cm².s水汽输送中心。这是因为水汽水平辐合与风场辐合相关(苗长明等，2015)，在实测风（图4d）与谷风（图4e）风场上，西部都有一明显的风速和风向、涡度辐合区，涡度中心值都在30×10^-4/s，所以景区西部谷风与实测风风场水汽水平辐合也相当，而谷风风场上中东部区域还有一风速辐合线，与其对应有一正涡度辐合区，以及水汽辐合区。

总之，地形抬升与风场风速或风向辐合的正涡度区决定了水汽总辐合区，即决定了强对流天气的降水落区，可分别利用地形抬升水汽垂直输送和风场水汽水平辐合大小作为降水率计算强对流天气的地形降雨量和系统降雨量，二者之和为总降雨量。根据实测风和谷风水汽辐合，计算13～14时降水落区及雨量如图4f,西部降水量最大值都在40～50毫米，中心值也基本一致，而谷风在东部还引发了35毫米降水中心，比较实际降雨量（图4f阴影区），诊断谷风引发的降雨量及落区更接近实际值。说明水汽水平输送由谷风风场辐合引起的，量值成正比，另外还得知，从实际风场分离出谷风风场更有利于诊断并了解强对流天气的风场辐合区、地形抬升速度、水汽辐合量等降水条件。              

图4  

a:2017年7月17日13时实测风（黑线）与谷风（红线）水汽垂直输送（单位:g/cm².s）  b: 实测风（黑线）与谷风（红线）地形抬升速度（单位:-pa/s）c: 实测风（黑线）与谷风（红线）风场水汽水平辐合（单位:g/cm².s） d: 2017年7月17日13时实测风风场及涡度（单位:10^-4s^-1）e:谷风风场及涡度（单位:10^-4s^-1） f:计算实测风降水量（黑线）、谷风降水量（红线）与实测降水量（阴影,单位:mm）

Figure 4 a: Actual wind measurement(black line) and valley wind(red line) water vapor vertical transport(unit:g/cm².s) at 13 on July 17, 2017;  b: Actual wind measurement(black line) and valley wind(red line) terrain lift speed(unit:-pa/s);  c: Actual wind measurement(black line) and valley wind(red line) wind field water vapor convergence(unit:g/cm².s);  d: Actual wind field and vorticity at 13 on July 17, 2017(Unit:10^-4s^-1);  e: Valley wind field and vorticity(Unit:10^-4s^-1);  f :alculation of precipitation(black line) caused by actual wind measurement, Valley wind precipitation(red line) and measured precipitation(shadow, unit: mm). 

4.3 谷风与对流云形成关系

对流云形成必须在层结不稳定、水汽辐合条件下进行的，而层结不稳定、水汽辐合又与谷风关系紧密，那么计算层结不稳定区域中谷风的水汽辐合区应是对流云形成的区域。上文提到2018年7月30日11～12时黄山风景区出现了强对流天气，从黄山雷达10:47分反射率因子图可观测到黄山风景区东南部开始有30dBz以上回波发展,11:00时对流回波发展旺盛,图5a是11:00时黄山雷达观测的组合反射率因子图，从反射率强度大于5dBZ的区域与形态就可知当时对流云形成的区域与形态。计算11时Richardsono数、谷风风场水汽垂直输送项、水汽水平输送项，不稳定层结取值Ri＜0，这样，不稳定层结和水汽辐合重叠区即是对流云形成区（图5b）,对比反射率强度大于5dBZ区，两者落区一致，前者范围略大，与11～12时实际降水落区比较，也接近实际降水落区（图略）。所以不稳定层结与水汽辐合重叠区可以认为对流云形成区，即强对流天气落区。需强调图4b上黄山风景区北部虽然有地形抬升、风场水汽辐合，但层结比较稳定，无强对流发展。

刘蓓（2016）认为，积雨云出现时间与谷风风速最大值出现时间之间具有较好的对应关系。计算不稳定区域中的汤口、温泉、云谷寺三个站点，9时起由山风转为谷风，09～11时局地风均为谷风，12时降水结束，局地风均转为山风；比较09～11时3个时次谷风风速大小，汤口站由1.5m/s增大到3.6m/s，温泉站1.2增大到1.6m/s，云谷寺站3.0增大到4.0m/s，11时谷风都达到最大值，此时对流云形成；比较08时山风，谷风显得更大，以上三个站点风速分别为，0.4、0.6、0.6m/s，因此，谷风对积雨云的形成具有重要的作用，积雨云形成的时段往往在谷风最大值出现时段附近，充分反映了山区地形强迫气流抬升，使垂直气流、风场水平辐合加强，对流发展旺盛，从而形成地形性对流云。

在不稳定层结中，谷风不断增强，垂直气流、风场水平辐合加强，使得水汽辐合加强并抬升，在高空绝热冷却形成对流云，最终发生强对流天气，对流云发展、强对流发生区域即是层结不稳定和水汽辐合重叠区域。

图5  a：2018年7月30日11:00分黄山雷达组合反射率因子（单位:dBZ）b: 2018年7月30日11时Ri＜0层结不稳定区（阴影）和水汽辐合（单位:g/cm².s）

Figure 5 a: Huangshan radar combined reflectivity factor(unit: dBZ)) at 11:00 on July 30, 2018;  b: the unstable area of the Ri ＜0 (shadow) and water vapor convergence(unit:g/cm².s) at 11:00 on July 30, 2018.

5 结论与讨论

该研究分析了黄山风景区的谷风时空分布特点，强调了谷风时空分布与黄山景区地形紧密的分布关系，并与强对流发生的不稳定层结、水汽输送、对流云的发展三方面关系进行了探讨，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。

谷风发生时间因山谷走向不同，地面受热时间不同，有早有迟，最早在07时，最晚在19时，平均时间在白天09～15时，但有时也发生在逆温条件下的夜晚，因气温变化引起气压梯度原因谷风总是由冷吹向暖一侧。虽谷风最初多发生在白天稳定层结中，但随着低层气温不断升高，与山脊温度垂直递减率增大，谷风风速增大，大气层结转为不稳定。

谷风从实际风分离出来的，所以在水平空间分布上与实际风总有一定偏角，偏角越小谷风越占主导作用，越是海拔低的山底处，偏角越小，这就说明了山底在夏季白天时吹谷风为主，山脊以系统梯度风为主。谷风之间在垂直方向分布也有一定角度，增大了垂直方向上风切变，导致低层条件不稳定性增强。

如低层是绝对不稳定状态，必须有一个大于γd温度垂直递减率，所以稳定度由温度梯度决定的，这时如果谷风垂直风切变大，Ri绝对值减小，不稳定度减弱，反而对强对流有抑制作用，所以强对流多发生在上午晴空弱风条件下。夏季最常见的还是条件不稳定状态，此时温度垂直递减率与谷风垂直风切变对条件不稳定层结发生维持同等重要，风切变越大，不稳定越强。所以，谷风与低层不稳定层结建立与维持关系密切。

谷风不但与低层不稳定层结建立与维持相关，还与山区午后局地强对流强对流天气发生所需水汽辐合相关，因谷风在迎风坡上有一个向上分量，输送了垂直向上的水汽，谷风的水平辐合输送了水平方向上水汽，在诊断计算强对流发生所需的水汽来源、降水落区、降水量，谷风比实测风更接近实际降水。

山区午后局地强对流的发生总是发生在不稳定层与充足的水汽条件下的，二者与谷风关系密切，又是对流云形成与发展的必要条件，谷风风速最大时，正是对流云形成之时，所以，计算谷风的水汽辐合与不稳定层结重叠区即是对流云形成区域，也即强对流发生区域。

以上通过诊断方法分别对谷风时空分布及其与强对流发生的条件关系作用加以研究，对晴空午后局地强对天气发生条件、落区都有预见作用，但由于所用观测资料的时间不是很长，观测站点不够密集，诊断计算数据分辨不高，黄山风景区地形复杂，研究结果的普遍性还有待更多观测证实。

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