賀蘭山東麓一次罕見特大暴雨雷達演變特征分析

劉鵬兵 肖云清 程 瑤 聶晶鑫 楊 苑

（1.中國氣象局旱區(qū)特色農(nóng)業(yè)氣象災(zāi)害監(jiān)測預(yù)警與風險管理重點實驗室，寧夏銀川 750002；2.寧夏氣象臺，寧夏銀川 750002；3.銀川市氣象局，寧夏 銀川 750002；4.中衛(wèi)市氣象局 寧夏 中衛(wèi) 755000）

寧夏位于西北地區(qū)東部，處于蒙古高原和黃土高原的過渡地帶，地形地貌和地質(zhì)結(jié)構(gòu)復(fù)雜，其中北部地區(qū)又處于我國季風區(qū)域向西北干旱區(qū)域的過渡地帶。賀蘭山是我國季風區(qū)和非季風區(qū)的分界線[1]，沿山荒漠化嚴重，自然生態(tài)系統(tǒng)脆弱[1-3]。受地形影響，每年汛期賀蘭山沿山突發(fā)的短時暴雨具有局地性強、小時雨強大、覆蓋面積小等特點。賀蘭山東麓的砂礫地帶和蘇峪口至拜寺口一帶的弓形開口地形使強對流天氣發(fā)生過程復(fù)雜多變。短時強降水出現(xiàn)時，賀蘭山沿山山洪突發(fā)且流量大，使景點設(shè)施受到較大破壞，甚至威脅人民群眾的生命和財產(chǎn)安全。短時暴雨的形成不僅與大尺度環(huán)流背景及地面輻合線、中尺度輻合中心等重要的中尺度系統(tǒng)密切相關(guān)[4-7]，而且地形與重力波對暴雨的發(fā)生、落區(qū)、強度也會產(chǎn)生不可忽視的作用[8-10]。研究表明，地形與大氣之間的相互作用極其復(fù)雜[11]。迎風坡對氣流的動力抬升作用會引發(fā)低層氣旋式輻合，為不穩(wěn)定能量的釋放提供必要的強迫[12-13]；迎風坡上空氣流的抬升速度與迎風坡坡度、吹向迎風坡的氣流大小及氣流方向與迎風坡的夾角密切相關(guān)[14-16]。近年來，研究人員針對造成短時暴雨的中尺度對流系統(tǒng)演變特征進行了系統(tǒng)分析，得到了一系列成果。章麗娜等[17]針對2011年6月23日北京對流暴雨過程進行了系統(tǒng)分析，指出對流系統(tǒng)在移動過程中加強,強陣風出流下山后與平原地區(qū)的偏南氣流形成強烈輻合抬升,最強輻合恰好位于山前水汽和不穩(wěn)定條件最有利地區(qū)。郭楠楠等[18]對2013年6月17—18日發(fā)生在新疆阿克蘇地區(qū)的一次暴雨天氣過程進行了分析，指出中亞低渦環(huán)流與天山南脈特殊地形造成的氣流繞流疊加生成的中尺度輻合線是此次強降水的重要中尺度影響系統(tǒng)，山谷地形熱力性質(zhì)差異造成的下坡風推動輻合線移動，輻合線上發(fā)展的強對流引發(fā)了阿克蘇地區(qū)的強降水。另外，不同高度的急流對暴雨的作用也有所不同，尤其是近地面層急流與地形疊加，對局地暴雨的影響更加明顯。孫繼松[16]指出邊界層急流方向水平垂直于山坡迎風坡的輻合將更強,造成局地降水強度進一步增強。

賀蘭山東麓暴雨是寧夏暴雨研究的熱點。陳豫英等[19]利用逐時自動降水、銀川CD 雷達等高分辨率多源氣象資料，對比分析了賀蘭山東麓6 次極端暴雨的中尺度特征，得出以下結(jié)論：低空急流夜間增強并配合賀蘭山地形，在東坡山前觸發(fā)或增強了暴雨中小尺度系統(tǒng)，造成地形處降水增幅；極端暴雨都是伴有短時強降水的對流性暴雨，夜雨特征顯著。紀曉玲等[20]分析了2006年7月14日發(fā)生在寧夏賀蘭山東麓的極值暴雨過程，指出中β 尺度系統(tǒng)的動力抬升作用與賀蘭山地形強迫抬升作用相互配合，形成了強烈的持續(xù)上升運動。肖云清等[21-22]對賀蘭山東麓兩次局地暴雨過程濕位渦場、環(huán)境背景、影響系統(tǒng)進行了診斷分析，提到雷暴單體在列車效應(yīng)中沿賀蘭山北上過程受阻，會停滯數(shù)小時，造成山區(qū)局地產(chǎn)生暴雨。楊侃等[23]對賀蘭山東麓特大致洪暴雨進行了數(shù)值模擬和地形影響對比分析，認為在高濕高能和極不穩(wěn)定的大氣層結(jié)條件下，當寧夏北部出現(xiàn)風速12 m/s 以上的低空急流，且風向與賀蘭山東麓迎風坡夾角呈60°～90°時，會因地形阻擋，觸發(fā)強對流，使得暖濕不穩(wěn)定能量強烈聚集和快速釋放。

強對流系統(tǒng)的空間范圍小，生命史相對較短，新一代多普勒天氣雷達是此類強對流天氣的主要監(jiān)測工具。2018年7月22日下午至夜間，賀蘭山沿山、銀川和石嘴山兩市部分地區(qū)出現(xiàn)強對流天氣，銀川市西夏區(qū)賀蘭山滑雪場累計最大雨量達277.6 mm，刷新了寧夏有氣象觀測記錄以來的日降水量極值。此次降雨過程持續(xù)時間較長，對流風暴在22日白天發(fā)展緩慢，夜間其在沿山迅速增強并持續(xù)了較長時間。本文使用銀川新一代CA 型多普勒天氣雷達資料、葵花8 可見光云圖資料、常規(guī)高空和地面觀測資料及加密自動站等資料，對此次暴雨過程的環(huán)境條件、觸發(fā)條件及中小尺度系統(tǒng)發(fā)展演變情況進行了分析，進一步掌握了賀蘭山沿山暴雨的發(fā)生、發(fā)展規(guī)律，以期對寧夏極值暴雨的監(jiān)測預(yù)警和防災(zāi)、減災(zāi)工作提供參考依據(jù)。

1 天氣實況

2018年7月22日下午至夜間，賀蘭山沿山、銀川和石嘴山兩市部分地區(qū)出現(xiàn)強對流天氣。賀蘭山沿山及銀川、石嘴山段在22日夜間出現(xiàn)暴雨；賀蘭山溝口至銀川市西夏區(qū)賀蘭山滑雪場一帶出現(xiàn)大暴雨。自動站雨量大于200 mm 的站點有3 個；雨量為100～200 mm 的站點有5 個；雨量為50～100 mm 的站點有27 個；雨量為25～50 mm 的站點有39 個。最大累計雨量和最大小時雨強均出現(xiàn)在銀川市西夏區(qū)賀蘭山滑雪場，分別為277.6 mm 和74.1 mm/h。

本次強對流過程分為兩個主要時段：7月22日13 時至18 時左右為強對流過程的第1 個時段，其間發(fā)展的對流單體主要位于銀川平原東部、內(nèi)蒙古鄂托克旗以及石嘴山市東部陶樂等地，回波發(fā)展較慢，持續(xù)時間較長，產(chǎn)生的降水相對較弱；第2 階段從7月22日18 時左右至23日06 時，其間強對流天氣主要發(fā)生在賀蘭山沿山銀川至石嘴山段（圖1），該時段降水時間長，雨強大，尤其是22日21 時至23日02 時期間，賀蘭山滑雪場站有4 個小時雨強超過40 mm/h，最大降雨量達到74.1 mm，造成沿山山洪暴發(fā)和地質(zhì)災(zāi)害（圖2）。

圖1 2018年7月22日19 時至23日06 時降水分布（審圖號：JS(2016)01-120 號）

圖2 2018年7月22日19 時至23日06 時強降水測站逐時雨量變化

2 環(huán)流背景

由2018年7月22日08 時500 hPa 天氣圖（圖略）可知，亞歐地區(qū)為“兩脊一槽”型，自巴湖至貝湖一代為寬廣的槽區(qū)，主槽位于新疆東部，高原切變線系統(tǒng)呈東北—西南向，青海至西藏東部一帶有弱冷空氣自主槽底部擴散東移，2018年第10 號臺風“安比”在浙江沿海一帶登陸，臺風北側(cè)的副高位置明顯偏北，588 線自東北、華北至陜西中部，寧夏位于588線附近偏南氣流中，500 hPa 偏南風僅為6～8 m/s。

至22日20 時（圖3），隨著臺風“安比”進一步北上，副高588 線西伸至寧夏中部地區(qū)，銀川站的風向、風速也較08 時有了明顯的改變，從西南風4 m/s左右增加至偏南風16 m/s 左右。700～850 hPa 則分別由08 時的偏南風和東北風轉(zhuǎn)為20 時的偏東風，且風速進一步增大。寧夏北部地區(qū)低層露點從16 ℃增加至18～19 ℃，處于高溫高濕環(huán)境中，有利于對流風暴的發(fā)生、發(fā)展。

圖3 7月22日20 時500 hPa 形勢場（審圖號：GS（2019）3082）

3 水汽和層結(jié)條件

氣象業(yè)務(wù)中，經(jīng)常使用T-ln P 圖對大氣層結(jié)穩(wěn)定度進行判斷，但T-ln P 圖分析是基于從地面抬升的氣塊，當?shù)孛娓浇嬖诜€(wěn)定層時就容易低估對流潛勢。王秀明等[24]指出，可以利用垂直位溫圖更準確地分析對流潛勢。在垂直位溫圖上，自θse線上某高度出發(fā)，向上做垂線，如果該垂線能經(jīng)過飽和假相當位溫線，即θse線與其有兩個交點，則θse線與該垂線圍成的面積就代表氣塊自該層抬升時的對流有效位能，而且垂直位溫圖上可以更直觀地看出θse隨高度的變化。當θse曲線向左傾斜則表示層結(jié)處于不穩(wěn)定中，這是層結(jié)穩(wěn)定度的定量判據(jù)，據(jù)此判斷層結(jié)穩(wěn)定度相較T-ln P 圖更為直觀。

22日08 時銀川探空，水汽條件從地面至850 hPa為16～18 ℃，濕度條件較好，層結(jié)曲線和露點曲線呈現(xiàn)“下濕上干”結(jié)構(gòu)，從近地面至750 hPa 左右整層較濕，700 hPa 以上則較干。但從對流有效位能（CAPE）來看，其只有200 J/kg 左右，而對流抑制能量（CIN）則達到360 J/kg 以上，同時在700 hPa 附近有下沉逆溫層存在，在近地面層存在一個露點溫度隨高度增加而增加的穩(wěn)定層，同時垂直風切變條件較差，因此僅從T-ln P 圖來看，22日白天不利于強對流天氣發(fā)生。但從銀川站的垂直位溫圖上（圖4）可以看出，08 時850～650 hPa，θse一直呈左傾狀態(tài)且斜率較大，θse值從80 ℃減小到56 ℃，兩層之間的層結(jié)處于強的不穩(wěn)定中。T-ln P 圖中，從地面出發(fā)計算的CAPE為200 J/kg 左右，但在垂直位溫圖上從850 hPa 起始，則CAPE 面積明顯增大至1 000 J/kg 以上，從而在22日上午做出更準確的對流潛勢預(yù)報。

圖4 7月22日探空垂直位溫圖

當然，T-ln P 圖中在700～600 hPa 存在的下沉逆溫對對流的抑制作用不可忽視，因為該穩(wěn)定層結(jié)的抑制，在22日白天即使出現(xiàn)了對流單體，但其并未發(fā)展成為深厚濕對流，22日下午的對流性降水小時雨強僅為幾毫米。至20 時，對流層中層南風加大，整層變得較濕，同時隨著白天的增溫，逆溫層結(jié)減弱明顯，整體CAPE 增加至1 500 J/kg 左右，水汽條件和層結(jié)條件均變得利于短時強降水的發(fā)生。

4 觸發(fā)條件

在對流條件的三要素中，主要由水汽條件和層結(jié)條件決定強對流風暴是否發(fā)生，但何時何地發(fā)生則主要取決于抬升觸發(fā)條件[25]。

在可見光云圖上（圖5a），河西一帶有明顯的呈帶狀分布的云系，其為大氣中的重力波云系，該重力波的傳播方向為自西南向東北，至重力波的東段基本轉(zhuǎn)為自西向東傳播，其遇到寧夏北部賀蘭山地形后，翻山轉(zhuǎn)為自西北向東南傳播，圖5a 中下方箭頭所指處可見條紋狀重力波云系，上方箭頭所指處為開始生成的對流云。從云圖可見，在內(nèi)蒙古中部沿重力波方向有多個塊狀對流云生成，由此可見，重力波可能是此次過程最初的觸發(fā)系統(tǒng)之一。

由圖5b 可見，寧夏東南部地區(qū)以偏東南風為主，而黃河一帶的寧夏北部川區(qū)則以偏北風為主，兩者之間呈一條西南—東北走向的輻合線，輻合線的北段延伸至內(nèi)蒙古境內(nèi)，對應(yīng)初始回波開始的位置，因此，地面輻合線可能是此次過程的初始觸發(fā)條件。內(nèi)蒙古鄂托克旗境內(nèi)的對流單體生成后，其移動緩慢并長時間維持，并有陣風鋒生成，向西的陣風鋒與地面上的東南風合并疊加，使得寧夏平原東部的偏東風長時間得以維持，從而致使地面上的輻合線也長時間維持，并且不斷產(chǎn)生新的單體。

5 雷達演變特征

從銀川雷達監(jiān)測到的回波可知，此次強對流過程分為4 個階段：第1 階段為22日午后至18 時左右，此階段回波強度一般，發(fā)展緩慢，其間回波強度和范圍均未見顯著增加；第2 階段為22日18 時至23日0 時左右，此階段銀川平原上空的中尺度低空急流迅速增強并在賀蘭山沿山產(chǎn)生較強的單體和降水；第3 階段為23日0 時至02 時左右，其間中尺度低空急流有所減弱，本地新生單體開始減少，但自上游移來一塊回波，并在賀蘭山北段翻山后匯入原回波，使得沿山北段的回波與降水強度繼續(xù)保持；第4階段自23日02 時后至單體消亡，其間隨著中尺度急流的減弱、消失，此次過程逐漸結(jié)束。

5.1 第1 階段的雷達特征

與圖5 對應(yīng)時刻的雷達圖（圖6a）上，有一條呈東北—西南向分布的帶狀窄帶回波（圖6a 箭頭所指處），對應(yīng)云圖上的重力波云系；最右側(cè)箭頭所指窄帶回波的北端，則有新生的對流單體回波。至22日15 時左右，內(nèi)蒙古鄂托克前旗境內(nèi)沿輻合線有多個單體生成并聚合在一起，使得整體回波范圍更大，但強度和位置變化均不大。15:19（圖6b），銀川東北方向、內(nèi)蒙古境內(nèi)的回波群產(chǎn)生的陣風鋒可以從反射率因子圖上勉強識別（圖6b 中箭頭所指處）。至16時前后，陣風鋒更加清楚，其傳播方向為自東向西，在陣風鋒與地面輻合線相交處，有新的單體觸發(fā)生成（圖6c 圈處）。18:02，陣風鋒的西段到達賀蘭山北段，陣風鋒遇地形觸發(fā)生成新的回波（圖6d 圈處）。可見，初始的單體回波生成后，其產(chǎn)生的陣風鋒在后續(xù)過程中是重要的觸發(fā)系統(tǒng)，陣風鋒的識別對預(yù)警的發(fā)布起到積極作用。

圖5 7月22日14 時葵花8 可見光衛(wèi)星云圖與地面加密自動站風場

反射率因子圖上，陣風鋒在初始時表現(xiàn)為一段長度較短的弧狀回波，與其他回波夾雜，不易識別，16:26（圖6c）與18:02（圖6d），陣風鋒的窄帶回波特征更加清楚，但強度較弱，仍然不易識別，但可結(jié)合徑向速度圖判斷陣風鋒。15:58，徑向速度圖（圖6e）上，陣風鋒表現(xiàn)為處在朝向雷達的負速度區(qū)中，該區(qū)域存在一片呈弧狀的較大的負速度，因陣風鋒的速度相對背景風場較快，因此兩種速度的邊界處即為陣風鋒的位置所在。另外，在銀川雷達東偏南方向的風暴也產(chǎn)生了一條自西向東傳播的陣風鋒（圖6f中箭頭所指處），其在反射率因子圖上沒有反映，但速度圖上可以看到一條呈窄帶狀的負速度線（圖6f）。

圖6 7月22日銀川0.5°仰角雷達反射率因子與徑向速度圖

綜上，22日午后自回波單體初生至18—19 時為過程的第1 階段，其主要特點為：回波強度一般，為50～55 dBZ，發(fā)展緩慢，其間回波的強度和范圍均未見顯著增加，而且這些單體的移動也非常緩慢，位置基本上在銀川東部、內(nèi)蒙古鄂托克前旗境內(nèi)，呈帶狀排列；所產(chǎn)生的陣風鋒移動也非常緩慢，15時30 分左右陣風鋒可以被識別，直至3 小時后陣風鋒才到達賀蘭山段，這意味著陣風鋒的傳播速度僅為15～20 km/h。

5.2 第2 階段的雷達特征

22日18 時左右，陣風鋒自東向西傳播，遇到賀蘭山后，沿山生成新的對流單體，自此至23 時左右為此次過程的第2 階段。此階段中，中尺度低空急流迅速增強，沿山回波強度迅速增大，并且在自南向北移動過程中，不斷有新的回波在后方生成，造成“列車效應(yīng)”。

此階段最重要的特征是中尺度低空急流的形成與維持。由圖7 可見，中尺度低空急流的形成非常迅速。18:48,徑向速度圖上雷達東南方最大風速為14 m/s左右（圖7a），速度模糊剛剛出現(xiàn)；18:53，開始形成一條非常狹窄的自低至高均存在的急流帶（圖7b），其速度增加極快；18:58（圖7c），速度已增加至25～28 m/s（退模糊后），急流的寬度也隨時間在增加（圖7d～圖7e）。

圖7 不同時刻銀川雷達徑向速度圖（最大不模糊速度：14 m/s）

東南風低空急流形成后，向西移動，于19:40 左右到達賀蘭山，反射率因子圖上對流單體同步增強（圖8），可見，低空急流遇賀蘭山地形后爬坡抬升也是此次過程的觸發(fā)機制之一。20 時至21 時左右，低空急流方向在邊界層為東南風，低空至中空則由東南風逐漸轉(zhuǎn)為偏南風，風向發(fā)生順時針偏轉(zhuǎn)。此過程中，近地層為較強的東南風，遇賀蘭山（銀川段）爬坡，繼續(xù)產(chǎn)生新的對流單體，而中低空風向轉(zhuǎn)為偏南后，單體的移動方向也隨著環(huán)境風向的改變變?yōu)樽阅舷虮币苿?，在賀蘭山沿山開始形成一條沿賀蘭山地形走向排列的線狀強對流風暴，且該風暴的移動方向與傳播方向（后方新生單體）呈180°，從而使對流單體長時間在賀蘭山蘇峪口滑雪場一帶維持。同時2～3 km 處的急流核風向順時針偏轉(zhuǎn)，使得急流核影響的位置更偏北，同時在急流核的前端有逆時針的旋轉(zhuǎn)潛勢（切變渦度），有利于中氣旋（對流風暴）的生成與維持（圖8）。中尺度低空急流在賀蘭山沿山產(chǎn)生強的降水單體，其強度達到55～60 dBZ，且其質(zhì)心較低，同時VIL 在15 kg/m2左右，產(chǎn)生的小時降水量為40～50 mm。

圖8 銀川雷達反射率因子與徑向速度圖

賀蘭山強降水發(fā)生時，下沉氣流很快發(fā)展并向山下傳播，形成一條自西向東傳播的陣風鋒，其在反射率因子圖上表現(xiàn)并不明顯，但在徑向速度圖上可看出這條陣風鋒（圖9 中箭頭所指之處）從形成至逐漸東移的過程。最初階段，環(huán)境風場為東南風，雷達上表現(xiàn)為雷達西側(cè)的正速度區(qū)，而陣風鋒的傳播使得在一片正速度區(qū)中出現(xiàn)了負速度區(qū)，正、負速度區(qū)的交界處即為陣風鋒的位置，地面則由偏東風與陣風鋒偏西風相遇形成輻合線，沿該輻合線有新生單體生成并發(fā)展，這也是此次過程中銀川平原上對流單體的觸發(fā)系統(tǒng)。由于低空急流的長時間維持，使得賀蘭山上對流單體不斷生成，從而不停地補充下沉氣流，使得這條自西向東的陣風鋒能長時間地維持，近地面的偏東南風也長時間地存在，在銀川平原中部地區(qū)，其與地面偏東風之間形成了近乎停止的中尺度輻合線，沿該輻合線源源不斷地生成新生單體并沿環(huán)境風場向北移動。

圖9 銀川雷達徑向速度圖

賀蘭山沿山風暴的移動受環(huán)境風場與沿山地形的雙重影響，主要沿著山脈走向移動，而在平原中部由陣風鋒與地面偏東風形成的輻合線，觸發(fā)的回波則只沿環(huán)境風場方向傳播，傳播過程中回波強度有所減弱，但由于兩者路徑之間有一定夾角，其在賀蘭山北段大武口一帶合并，單體的合并又使得強度增強，并在石嘴山市一帶造成較強降水。

5.3 第3 及第4 階段的雷達特征

23日0 時左右，銀川平原的輻合線強度已經(jīng)減弱，但低空急流依然穩(wěn)定維持，沿山回波仍然不斷生成并北移，但總體來說，本地系統(tǒng)的強度已經(jīng)減弱。此時，自上游河西地區(qū)有回波自西偏南向東偏北方向移動至賀蘭山區(qū)域，其前沿在賀蘭山西側(cè)遇低空急流，從而有新的回波生成，隨后翻山匯入沿山風暴中，兩個風暴的匯合使得沿山風暴繼續(xù)維持，賀蘭山北段的“列車效應(yīng)”持續(xù)，這是此次過程的第3階段。

23日02 時以后是此次風暴的減弱階段，其間賀蘭山銀川至青銅峽段仍然有新的單體生成并向北移動、匯入賀蘭山北段的線狀多單體風暴中，但徑向速度圖上，低空的風向出現(xiàn)明顯的變化；原本在邊界層為南風、低空為SE 風的急流開始隨時間逐漸減弱，低空急流從SE 風向轉(zhuǎn)為偏S 風向，甚至SSW 風向，逐漸與賀蘭山走向平行，低空急流與賀蘭山地形的夾角減小，急流爬坡作用減弱，因此至05 時左右基本不再有新生單體生成，此次過程基本結(jié)束。

6 結(jié)論

根據(jù)以上分析，得出以下結(jié)論：

（1）本次過程是發(fā)生在副高外圍高溫、高濕環(huán)境背景下的暖區(qū)對流性暴雨過程；低層比濕達16 g/kg，對預(yù)報而言，這是一個在短期內(nèi)應(yīng)該引起警惕的閾值。

（2）22日白天，探空顯示有一定的CAPE 值，對流層中低層有一個逆溫層結(jié)，且從地面至500 hPa基本為條件穩(wěn)定層結(jié)；可以利用垂直位溫圖定性訂正CAPE，從而更好地判斷對流潛勢。

（3）“列車效應(yīng)”是造成賀蘭山沿山特大暴雨的直接原因；低空急流的長時間存在及其與賀蘭山南北向地形的相互作用是產(chǎn)生“列車效應(yīng)”的原因；產(chǎn)生新生單體從而維持“列車效應(yīng)”的原因視不同時段而定。

（4）22日傍晚前后，從邊界層至對流層低層，有東南風迅速增大，在15 min 內(nèi)風速從10 m/s 左右增加至25 m/s 左右，形成中尺度低空急流，這是此次暴雨過程中最重要的影響系統(tǒng)，其作用包括：是此次暴雨所需水汽的提供者；低空急流對暖濕氣流的輸送使得寧夏北部白天的條件穩(wěn)定層結(jié)轉(zhuǎn)變?yōu)闂l件不穩(wěn)定層結(jié)；邊界層急流與陣風鋒的相遇、在山脈迎風坡的爬升是此次過程中新雷暴重要的觸發(fā)機制；從低到高的偏南急流同時也是影響沿山對流單體移動與傳播的重要因素，中高層的南風使得對流回波向北移動，南側(cè)低空急流繼續(xù)觸發(fā)新的單體，上移低傳是造成沿山“列車效應(yīng)”的重要原因；低空急流長時間穩(wěn)定維持也是此次過程降水時間長的主要原因，在急流風向轉(zhuǎn)變?yōu)榕c山脈角度平行后，降水很快減弱并趨于結(jié)束。

（5）本次過程中有多種中尺度觸發(fā)系統(tǒng)的作用，在它們單獨或相互觸發(fā)下不斷有新生單體生成，并配合賀蘭山地形形成此次過程。具體而言，22日中午，有氣流翻山形成重力波，與地面輻合線共同觸發(fā)了北部的對流，但由于層結(jié)穩(wěn)定，對流在22日下午發(fā)展非常緩慢；在銀川平原東部和北部觸發(fā)出對流單體后，這些對流單體在下午至傍晚形成了兩條陣風鋒，并向西、向南傳播，傳播過程中，陣風鋒與陣風鋒、陣風鋒與輻合線不斷交匯觸發(fā)新的單體，并在向西到達賀蘭山東麓時沿山爬升，觸發(fā)賀蘭山上的對流風暴；新生風暴繼續(xù)產(chǎn)生陣風鋒并向山下東、南方向傳播，繼而與地面輻合線及前面的陣風鋒相遇，繼續(xù)觸發(fā)新對流；山上、山下許多對流單體生成后，在環(huán)境風場的作用下，各單體向北移動并匯合于賀蘭山北段，形成沿山的帶狀多單體風暴，沿山北段出現(xiàn)“列車效應(yīng)”，隨著低空急流的加強，其在山前爬坡觸發(fā)，低空急流與陣風鋒相遇觸發(fā)等多種觸發(fā)方式形成新的對流風暴，隨后各時段還有上游對流系統(tǒng)東移后遇賀蘭山地形，與低空急流翻山，加強匯入沿山風暴帶中，賀蘭山南段則有后向傳播形成的單體不斷北移，維持沿山的線狀多單體風暴，從而使得“列車效應(yīng)”長時間維持。

（6）本次過程中陣風鋒移動速度慢，影響時間長，影響范圍相對較廣；陣風鋒的識別非常重要，可以在短臨階段進行預(yù)測，越早識別陣風鋒就可以越早預(yù)警新單體乃至雷暴大風；有的陣風鋒在速度圖上容易識別，而有的陣風鋒則在基本反射率因子圖上容易識別，需要綜合速度、反射率因子并結(jié)合動圖來判斷陣風鋒。