1 引言
天山山脉东段横亘新疆东部， 将该地区分为南北2部分， 南部为哈密市， 北部为巴里坤和伊吾县。巴里坤地处迎风坡多暴雨日， 南部干旱少雨， 为典型的内陆干旱区。道然·加帕依等（2007）研究表明， 1961 -2000年新疆东部44次暴雨过程中， 北部巴里坤最多， 占总数的52.3 %， 伊吾和红柳河站各7次为次多， 七角井5次， 哈密和淖毛湖站各1次； 因此， 暴雨在该地区尤其是南部哈密市和东北部伊吾县为小概率事件。2018年7月31日（简称7·31）受中亚低涡减弱东移影响， 哈密市东部和伊吾县出现了历史罕见的特大暴雨， 暴雨来势迅猛， 造成重大灾害。对干旱区来说， 暴雨又是重要的水资源， 若能及时准确的做出预报， 实时蓄水， 趋利避害， 为农牧业生产提供足够的灌溉用水， 是重要的途径之一。因此， 准确及时监测预报干旱区暴雨天气， 为暴雨洪涝防灾减灾提供科学的技术支撑， 是预报员亟待解决的问题。
多年来， 新疆的气象工作者对暴雨天气形成机理、 分布规律等进行了大量的研究（张家宝等， 1987； 张云惠等， 2013， 2015； 黄艳等， 2012； 杨莲梅等， 2012； 陈春艳等， 2012）， 构建了新疆暴雨概念模型（主要是天山两侧和南疆西部）： 100 hPa南亚高压双体型、 500 hPa副热带大槽控制新疆的环流背景； 三支气流的典型配置： 200 hPa 西南急流、 500 hPa 偏南气流、 700 hPa低空偏东急流； 阿拉伯海和孟加拉湾的水汽绕过青藏高原经河西走廊接力输送影响新疆造成暴雨； 杨莲梅等（2012）对2007年7月新疆3次暴雨的水汽特征研究表明， 水汽有4条路径， 西方、 南方、 北方及偏东路径， 暴雨落区不同， 其路径有较大的差异。陈春艳等（2012）对天山北坡特大暴雨研究表明， 暴雨过程与中亚低槽密切相关， 槽前西南气流是暴雨过程中水汽接力输送的主要通道； 张云惠等（2013）对南疆西部一次罕见暴雨研究表明， 除中亚低涡自身携带的水汽外， 中低层偏东气流和中高层中亚南部偏南气流所携带的暖湿气流接力输送； 曾勇等（2018）对新疆西部一次极端暴雨研究表明， 在高、 中、 低纬度有利的环流系统配合下， 来自孟加拉湾、 南海和西太平洋的水汽通过接力输送至暴雨区。目前， 随着观测手段的不断改进和观测资料的不断丰富， 以及大气科学理论的发展， 对新疆暴雨的中小尺度特征（曾勇等， 2017， 2019； 庄晓翠等， 2014， 2017， 2018； 李博渊等， 2017； 王清平等， 2016）也进行了较多的研究， 揭示了中小尺度辐合与对流是暴雨产生的直接原因及短时强降水T-logP图特征。庄晓翠等（2018）对阿勒泰地区短时强降水流型和环境参数研究表明， T-logP图温湿廓线呈上干冷下暖湿的“漏斗”状， 对流层中低层或低层水汽较好， 对流有效位能CAPE呈“瘦弱”的梭型， 抬升凝结高度较低。黄艳等（2018）研究表明， 南疆短时强降水T-logP图温湿廓线有4种类型： Ⅰ型（整层湿）、 Ⅱ 型（上湿下干）和Ⅲ型（上干下湿）发生前大气水汽含量充沛、 存在一定的 CAPE和较明显的垂直风切变以及０℃层高度偏低、 暖云层厚度偏厚等特征， 而Ⅳ型（干绝热型）存在大气层结较干， CAPE较前3类大。可见诸多的研究主要针对造成南疆， 其次对北疆暴雨和大暴雨天气。总体而言， 对新疆东部区域暴雨的环境场及中尺度特征的认识十分有限， 而2018年7月30 -31日新疆出现了一次大范围的降雨天气过程， 和田、 阿克苏地区及哈密市等地的部分地区出现暴雨和大暴雨； 最大降雨中心位于哈密市伊州区沁城乡小堡站， 是新疆东部的一次极端暴雨事件。此次天气发生前哈密站探空图上没有观测到不稳定能量， 其动力机制是什么？水汽以何种方式输送到新疆东部的？其辐合程度怎样？与新疆其他地区暴雨及中国南方有何不同？这些都是值得探讨的重要科学问题。本文利用FNL［1°×1°（简称FNL1）和0.25°×0.25°（简称FNL025）］再分析资料、 常规资料、 区域自动站、 FY-2G TBB及水汽图像资料， 拟在大尺度环流背景下， 针对上述问题进行研究， 揭示此次极端暴雨的机制和预报着眼点， 从而进一步提高此类暴雨落区预报准确率和预警水平， 减少灾害损失， 为防灾减灾提供参考依据。
2 暴雨天气实况及环流特征
2.1 暴雨实况及极端性
2018年7月31日（简称7·31）新疆东部哈密地区出现了历史罕见的区域特大暴雨天气， 统计自动站日雨量可知， 14个站为暴雨以上量级， 4个站为大暴雨， 2个站为特大暴雨， 暴雨中心出现在哈密市沁城乡小堡站（简称小堡站）为115.5 mm ［图1（a）］。8个站次1 h降水量达短时强降水， 持续2、 3和4 h的连续性短时强降水出现3次， 其中淖柳公路短时强降水事件持续时间最长为4 h， 累计降水量为70.7 mm， 最大雨强为20.9 mm·h-1； 小堡站持续3 h， 累计降水量为76.3 mm， 最大雨强为29.2 mm·h-1（持续2 h）［图1（b）］； 沁城乡站持续了2 h， 最大雨强为29.5 mm·h-1， 为此次过程最强雨强。淖柳公路和小堡站日降水量达特大暴雨， 沁城乡和下马崖站为大暴雨。可见， 此次暴雨过程日降水量和短时强降水中心均出现在小堡站； 降水主要集中在07:00 -10:00（北京时， 下同）， 持续时间短， 累计雨量大， 局地性强， 来势迅猛， 具有短时强降水特征， 部分站日雨量破极值。统计1961年有气象记录以来的日降水资料可知， 暴雨中心附近淖毛湖站日降水量破7月极值； 伊吾站居历史第二位； 小堡站日雨量为哈密站历年年平均降水量（43.7 mm）的2.6倍； 次暴雨中心淖柳公路站日降水量接近伊吾站历年年平均降水量（104.0 mm）， 是淖毛湖站历年年平均降水量（23.4 mm）的4.5倍。短时强降水引发局地洪水， 造成水库溃坝和人员伤亡， 损失严重。
图1 2018年7月31日新疆东部（彩色区为地形, 单位: m）暴雨（红三角）和大暴雨（黑点）测站分布(a)及大暴雨站逐小时降水量（b）Fig.1 Distribution of weather stations for heavy rains (red triangle) and torrential rains (black dot) (a, color area denote terrian, unit: m), typical station represents hourly precipitation (b) in eastern Xinjiang on 31 July 2018 |
2.2 环流背景
研究表明（张家宝等， 1987； 张云惠等， 2013， 2015； 黄艳等， 2012； 杨莲梅等， 2012； 陈春燕等， 2012）， 新疆暴雨往往发生在100 hPa南亚高压双体型， 东、 西两个闭合高压中心分别位于青藏高原、 伊朗高原东部， 且西强东弱； 暴雨落区主要位于天山两侧和南疆西部。而此次极端暴雨过程南亚高压也为双体型， 但两个高压中心分别位于内蒙古中西部和里海南部， 并表现为东强西弱［图2（a）， 该图及文中涉及的地图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）1552号标准地图制作， 底图无修改］， 维持到暴雨结束， 说明暴雨中心与南亚高压双体型高压中心的位置有密切的关系。分析暴雨过程前， 200 hPa高空风场可知， 西南急流不断增强， 到30日20:00 ［图2（a）］急流核风速达68 m·s-1， 暴雨区位于高空西南急流入口区右侧强辐散区。由此可见， 此次极端暴雨高空急流明显比以往的新疆暴雨强， 并且比新疆西部极端暴雨强12 m·s-1（曾勇等， 2018）。
图2 FNL1 再分资料2018年7月30日20:00 100 hPa高度场（等值线, 单位: dagpm）和200 hPa急流（阴影, 单位: m·s-1）（a）、 500 hPa高度场（b, 等值线, 单位: dagpm）、 FNL 025 31日02:00 700 hPa流场（流线）和低空急流（阴影, 单位: m·s-1）（c）及30日20:00地面图（d, 单位: hPa）Fig.2 FNL1 height field at 100 hPa (contour, unit: dagpm) and the jet stream at 200 hPa (the shaded, unit: m·s-1) (a), 500 hPa height field (b, contour, unit: dagpm) at 20:00 on 30 July 2018; FNL 025 flow field (streamline) and low level jet stream (the shaded, unit: m·s-1) at 700 hPa at 02:00 on 31 (c) and figure on the ground at 20:00 on 30 (d, unit: hPa) |
暴雨前， 伊朗副热带高压向北发展， 与东欧脊同位相叠加， 环流径向度加大， 脊前不断有弱冷空气南下到中亚地区。与此同时， 西太平洋副热带高压（下称西太副高）西伸北挺增强， 588 dagpm线位于哈密地区东部（97°E附近）。两高压之间的高、 中、 低纬度低值系统同位相叠加， 中亚为低涡。30日20:00 ［图2（b）］低压槽区南端接近10°N， 比南疆西部罕见暴雨南伸了约20°N， 比新疆西部极端暴雨偏南（张云惠等， 2013； 曾勇等， 2018）； 从而有利于低纬度洋面的水汽沿西太副高西侧偏南气流北上至暴雨区， 同时， 2个副热带高压均发展较强， 中心均为592 dagpm。张家宝等（1987）研究表明， 7月下旬伊朗副高和西太副高分别位于70°E以西和120°E以东的30°N附近， 强度为588 dagpm， 而此次极端暴雨西太副高西伸至97°E， 脊线北挺至43°N附近， 强度明显强于历年平均值和南疆西部、 新疆西部和天山北坡罕见暴雨（张云惠等， 2013； 曾勇等， 2018； 陈春艳等， 2012）。20:00后2个副热带高压略有减弱南撤（东退）， 中亚低涡东移减弱， 造成新疆东部区域极端暴雨。进一步分析可知， 新疆其他地区的暴雨是西太副高西伸北挺与中高纬度脊同位相叠加（张家宝等， 1987； 曾勇等， 2017； 张云惠等， 2013）， 而此次暴雨产生在西太副高西部， 其西伸北挺过程并没有与中高纬度脊同位相叠加［图2（b）］。由此可见， 此次极端暴雨西太副高西伸北挺的位置偏北， 暴雨落区位于其西侧， 在新疆暴雨过程中罕见； 此次暴雨西太副高在水汽输送和阻滞影响系统东移方面起到了重要作用， 与中国中东部相似； 因此， 雨强大， 持续时间长， 累计降雨量大。
暴雨前， 700 hPa流场上， 哈密地区东部为弱偏东风， 东风逐渐增强， 风向转为东南风， 至暴雨初期31日02:00 ［图2（c）］达最强， 形成东南风低空急流， 暴雨区位于低空急流出口区前部辐合区。随着环流形势的调整， 500 hPa中亚低涡减弱东移， 低空急流消失， 降水结束。
地面图上， 28 -29日冷空气影响哈密造成小雨天气， 气温略有些下降， 在45°N以北以高压带为主， 以南为低压带。30日高压带逐渐增强， 其前部弱冷锋缓慢东移南下， 至20:00 ［图2（d）］南压至哈密地区南部。与此同时， 45°N以南青藏高原东部有热低压发展， 17:00低压中心达995 hPa， 位于35.8°N， 101.2°E的贵德站附近（图略）， 该热低压在西太副高西南部东南气流的引导下， 逐渐向西北方向移动， 至31日02:00移到祁连站附近（38°N， 100°E）， 强度变化不大， 08:00后随着西太副高的东退， 热低压东移。由此可见， 暴雨过程中冷暖空气在哈密对峙， 冷锋移动缓慢； 结合暴雨落区可知， 此次极端暴雨位于地面冷锋后部200~350 km处的负变温区域， 而新疆其他地区暴雨位于冷锋附近。
综上可知， 此次极端暴雨发生在南亚高压双体型， 高压中心位置明显偏北偏东， 强度较强的两脊一槽的大尺度环流背景下。暴雨区位于200 hPa西南急流入口区右侧强辐散区， 500 hPa中亚低涡前西南气流和西太副高西侧偏南气流的汇合处， 700 hPa东南低空急流出口区前部辐合区， 构建了暴雨上空3股气流汇合的配置， 与新疆其他地区暴雨上空3股气流的配置略有不同。对流层低层东南急流， 中层西南和偏南气流及高空西南急流在暴雨区上空形成较强的垂直风切变， 从而为暴雨区辐合上升运动和中尺度系统的发生发展提供了有利的环境场条件。
3 中尺度对流云团特征
2018年7月31日01:00（图略）开始受东移减弱的中亚低涡影响， 槽前西南气流上不断有水平尺度<100 km的β中尺度对流云团发展东移， 03:00 ［图3（a）］有3个β中尺度对流云影响新疆东部， TBB中心达-40 ℃， 造成该地区大部出现小雨天气。04:00 ［图3（b）］开始沿中亚槽前东移的对流云团基本移出新疆东部， 但西太副高西侧偏南气流上有3个水平尺度<25 km的β中尺度（云团A）和γ中尺度（云团B、 C）对流云团迅速发展北上， 其中位于小堡站南侧的云团发展最迅速， 此时已发展为中心TBB<-40 ℃的椭圆型对流云团， 造成小堡站短时强降水（11.4 mm·h-1）。05:00 （图略）对流云团 A和B合并增强， 中心TBB达-52 ℃， 造成哈密东部多站出现中雨。06:00 ［图3（c）］合并的对流云团进一步增强范围扩大， 形成水平尺度<140 km的中心TBB达 -60 ℃的β中尺度云团， 这是造成未来1 h 4个站出现大范围短时强降水的主要原因， 其中小堡和沁城乡站雨强达29.2 mm·h-1、 29.5 mm·h-1， 1 h降水量达暴雨。07:00 ［图3（d）］ β中尺度对流云团范围继续增大， 强度不变， 水平尺度<170 km的β中尺度对流云团造成未来1 h 3个站出现短时强降水， 其中小堡站雨强继续达29.2 mm·h-1。08:00 ［图3（e）］对流云团范围继续扩大， 强度略有减弱， 形成水平尺度为230 km左右中心TBB减弱为-56 ℃的α中尺度对流云团， 短时强降水范围（2个站）和强度明显减小， 最大雨强为20.9 mm·h-1。09:00［图3（f）］ α中尺度对流云团继续沿副高西北侧东移， 范围增大， 雨强减小（最大为18.4 mm·h-1）。10:00（图略）后随西太副高的东退， 对流云团东移出哈密地区， 新疆东部降水雨强明显减小。由此可见， 此次暴雨中短时强降水是由β和α中尺度的对流云团造成， 是短时强降水的直接影响系统， 其落区位于对流云团的北、 西、 东南部的TBB梯度大值及其附近的冷空气侵入一侧， 与常煜等（2018）研究结论一致。已有的研究表明， 新疆暴雨TBB最强的一次过程出现在天山南坡的巴州， 为-52 ℃持续约1 h（王清平等， 2016）， 而此次新疆东部极端暴雨TBB最强为-60 ℃持续约2 h。
4 对流环境与物理量诊断分析
4.1 对流发展分析
4.1.1 大气层结
分析暴雨发生前30日20:00哈密站（距小堡站和沁城乡站在100 km范围内）探空图［图4（a）］可知， 大气层结稳定， 对流有效位能和对流抑制能均为0 J·kg-1， 另外， K指数为20 ℃， 沙氏指数为10 ℃， 抬升指数为6.6 ℃， 都表明大气稳定。600~300 hPa温度露点差小于2 ℃， 空气为饱和状态， 但300 hPa以上和600 hPa以下湿度较差； 近地面有浅薄（温差只有2 ℃）的逆温。700 hPa以下风随高度逆转有冷平流， 以上风随高度顺转有暖平流， 垂直风切为1.31×10-3 s-1， 0 ℃高度为5.6 km。由图4（b）可知， 700 hPa以下大气存在条件不稳定， 但700 hPa空气未饱和， 因此， 此次极端暴雨对流层整层为稳定层结（王秀明等， 2014； 王华等， 2019）。由此可见， 暴雨前大气层结稳定， 那么为何实况还会出现连续4 h的短时强降水， 其不稳定机制如何， 这些问题值得认真分析和探讨。
4.1.2 假相当位温结构
运用FNL 025资料， 沿暴雨中心94.7°E做假相当位温θ se的经向剖面图可知， 30日08:00至31日02:00 ［图5（a）］在800 hPa以下的暴雨区上空为θ se的低值区， 相对湿度<80%， 空气未达饱和， 大气层结是稳定的； 800~600 hPa为θ se强锋区， 锋区陡立向北倾斜， 说明受地面冷高压舌南压的影响冷空气自北向南锲入； 强锋区以上至350 hPa存在θ se随高度减小； 由相对湿度的分布可知， 750~450 hPa为饱和湿区， 因此该层为对流不稳定区（王秀明等， 2014）， 即为高架不稳定区， 该结构至31日02:00 ［图5（a）］达最强。θ se锋区陡立， 根据位涡守恒原理， 气块沿陡直的锋区移动， 气旋性涡度增大， 有利于垂直上升运动发展和加强， 并正反馈与动量和质量在低空急流前部辐合上升， 使暖湿空气沿着垂直锋区辐合上升， 有利于发展深对流（吴国雄等， 1995， 1997）。
图5 FNL 025 2018年7月31日02:00沿94.7°E假相当位温θ se（等值线, 单位: ℃）和比湿（彩色区, 单位: g·kg-1）及相对湿度（红色虚线, 单位: %）（a）, MPV1（b, 等值线, 单位: PVU）和MPV2（c, 等值线, 单位: PVU）垂直剖面及7月30日08:00至8月1日02:00小堡站（94.71°E, 42.85°N）风场（风羽, 单位: m·s-1）、 相对湿度（等值线, 单位: %）和温度平流（彩色区, 单位: ×10-3 K·s-1）的时间-高度剖面（d）灰色阴影为地形, 黑三角为暴雨中心小堡站 Fig.5 FNL025 vertical section of pseudo equivalent potential temperature (contour, unit: ℃), specific humidity (color area, unit: g·kg-1) and relative humidity (red dotted line, unit: %) (a), MPV1 (b, contour, unit: PVU) and MPV2 (c, contour, unit: PVU) along 94.7°E at 02:00 on 31 July 2018 and the time-height profile of wind field (barb, unit: m·s-1), relative humidity (contour, unit: %) and the temperature advection (color area, unit: ×10-3 K·s-1) at Xiaobao station（94.71°E, 42.85°N）from 08:00 on 30 July to 02:00 on 1 August 2018 (d).Grey shadow is the terrain.The black triangle was the Xiaobao station at the center of the heavy rains |
4.1.3 湿位涡分析
吴国雄等（1995）研究表明， 低空湿位涡和倾斜涡度发展应当是持续暴雨动力天气和动力气候研究的一个重要内容。因此本节利用湿位涡这一判据对7·31暴雨的不稳定性进行分析。湿位涡MPV=MPV1+MPV2<0是大气发生条件性对称不稳定的充要条件。湿位涡的单位为PVU， 1 PVU=10-6 m2·s-1·K·kg-1。MPV1为湿位涡的正压分量， 表示惯性稳定性和对流稳定性的作用， 其值取决于空气块绝对涡度的垂直分量和θ se的垂直梯度的乘积， 当大气为对流不稳定时， MPV1<0。MPV2为湿位涡的斜压分量， 代表湿斜压项， 它包含了湿斜压性和水平风垂直切变的作用。
过7·31暴雨中心， 沿94.7°E做MPV、 MPV1、 MPV2的径向剖面图可知， 30日08:00（图略）暴雨上空的700~600 hPa有MPV1<-2.0 PVU的对流不稳定区， 该不稳定区逐渐向近地层扩展， 同时在对流层中层（550~450 hPa）也有MPV1<-2.0 PVU的对流不稳定区（中心为-4.0 PVU）并向对流层低层扩展， 至暴雨初期［31日02:00， 图5（b）］上述2个对流不稳定的区域扩展的高度达最低， 强度最强， 范围最大； 由图5（b）可知， 暴雨上空750 hPa至近地层MPV1为负值区， 中心达-16.0 PVU， 650~450 hPa为MPV1的负值区， 中心为-4.0 PVU， 而700~650 hPa为稳定层； 结合图5（a）可知， 650 hPa以下大气层结稳定， 而650~400 hPa大气层结为对流不稳定（王秀明等， 2014）。MPV的演变和分布与MPV1近似（图略）， 说明大气中存在条件对称不稳定， 但Bennets et al（1982）和Moore et al（1993）指出， 当大气中对称不稳定与对流不稳定共存时， 由于对流不稳定的增长率大于对称不稳定， 因而以对流不稳定为主导。同样， 在MPV2的剖面图上暴雨区上空， 负值区由对流层中层向低层扩展， 也在31日02:00 ［图5（c）］达最强， 中心达-5.0 PVU位于700 hPa附近， 主要是由于低空东南急流在此时达最强， 造成水平风的垂直切变和大气斜压性增强， 但MPV2绝对值明显小于MPV1， 因此， 暴雨区上空650~400 hPa以对流不稳定为主， 且为高架不稳定。
4.1.4 温湿结构特征
分析暴雨区上空比湿的剖面图可知， 对流层低层比湿为10~16 g·kg-1， 近地层最大。暴雨前比湿逐渐增大， 在31日02:00 ［图5（a）］达最大， 伸展的高度最高。进一步分析可知， 10~16 g·kg-1的高比湿区与θ se锋区重合， 位于高架对流的底部。因此， 高架对流区、 高湿区、 锋区陡立是产生此次特大暴雨的主要原因。
分析暴雨中心小堡站相对湿度、 温度平流及风场的时间-高度剖面［图5（d）］可知， 暴雨前， 对流层低层为偏东、 东南、 东北风， 风速逐渐加大， 高层为西南风， 700 hPa以下为冷平流， 30日14:00 -20:00冷平流达最强（-50×10-3 K·s-1）， 说明哈密地区位于冷锋后。高饱和湿区位于对流层中上层， 暴雨初期， 饱和湿层位于对流层750~450 hPa与高架对流区基本一致。31日02:00左右近地层冷平流减弱， 700~300 hPa以南风和暖平流为主， 暖平流中心位于700 hPa， 风速随高度增大， 300 hPa以上以冷平流和西南及偏西风为主。该结构维持到31日08:00， 之后对流层中上层转为西南和偏西风， 降水减弱。
由此可见， 此次极端暴雨上空对流不稳定区位于700 hPa以上， 为高架对流， 暴雨前近地层有明显的冷垫， 属于冷锋后高架对流降水； 700 hPa暖平流较强， 高空有弱冷平流， 有利于高架对流的发展； 800 hPa以上强锋区、 低空东南急流出口区前部辐合、 切变线触发了高架对流。孙继松等（2014）、 俞小鼎等（2016）和郭大梅等（2018）研究表明， 高架对流（雷暴）主要发生在中国南方的冷季， 对流层低层逆温很强， 大气层结为上干下湿， 垂直风切大， 而造成此次新疆东部极端暴雨的高架对流发生在夏季， 低层逆温很弱（由于夏季冷空气势力较弱， 锋区温度梯度小）， 大气层结为600~300 hPa湿， 高层和低层干， 垂直风切变较小。
4.2 水汽条件
4.2.1 水汽源地及输送
通过分析暴雨前、 中对流层水汽通量可知， 暴雨前500 hPa上［图6（a）］， 孟加拉湾的水汽先向东输送， 到达南海后转为西北上， 并分为2条路径， 1条沿西太副高西部低槽前东南气流经青藏高原到河西走廊西部接力输送至暴雨区， 另一条是向西输送到达青藏高原南部转为北上， 在500 hPa低值系统前偏南气流的作用下翻越青藏高原， 部分水汽直接到达新疆东部， 部分在河西走廊西部与东南路径的水汽汇合后接力输送至暴雨区； 该路径的水汽与朱平等（2019）研究结论： 偏南风携带的部分暖湿气流翻越青藏高原南边界的大地形进入高原上相似； 该路径的水汽在水汽云图上也可以清晰的看到［图6（e）， （f）］。在暴雨前还有一条路径是来自西太平洋的水汽， 沿副热带高压南部偏东气流向西输送， 至河西走廊与来自孟加拉湾的水汽汇合后接力输送至暴雨区［图6（b）］； 第3条水汽路径是中亚低涡前部西南气流输送的水汽， 在哈密南部与河西走廊西北上的水汽汇合［图6（b）］， 接力输送至暴雨区。在对流层低层700 hPa水汽通量图上30日14:00 ［图6（c）］阿拉伯海和孟加拉湾的水汽沿偏西路径到达南海后， 在偏南气流的作用下沿青藏高原东部北上到内蒙古中部， 向西至河西走廊西部， 接力输送至暴雨区； 另一条路径是偏东路径和500 hPa上一致， 但表现的更明显， 水汽输送更强［图6（d）］， 主要是因为新疆暴雨80%的水汽集中在700 hPa的原因（张家宝等， 1987）。因此， 此次特大暴雨水汽主要来自阿拉伯海、 孟加拉湾、 南海和西太平洋及中亚低涡自带的水汽， 在高、 中、 低纬度系统的有利配合下， 主要从西南、 偏南、 东南和偏东4条路径向暴雨区输送， 为特大暴雨的产生提供了充足的水汽条件。
4.2.2 暴雨区水汽收支特征
计算7·31暴雨区（41°N -45°N， 91°E -97°E）逐6 h各边界的水汽输入（西和南边界正值、 东和北边界的负值为输入）和输出量（西和南边界负值、 东和北边界的正值为输出）， 地面至700 hPa（对流层低层）、 700~500 hPa（对流层中层）、 500~300 hPa（对流层高层）及整层（地面至300 hPa）， 分析暴雨区水汽输送和收支特征。由图7（a）可知， 西边界对流层中低层暴雨前水汽以输出为主， 降水开始后水汽以输入为主， 暴雨期间变化较小， 高层暴雨前后以输入为主， 且变化较小； 西边界水汽输入量为105.0×108 t， 说明中亚低涡所携带的水汽较稳定， 强度较强。北边界［图7（b）］暴雨前后对流层整层水汽以输出为主， 与暴雨区北部是天山山脉和蒙古高原有关， 说明地形对水汽的屏障作用。东边界［图7（c）］暴雨前、 中， 对流层中低层水汽以输入为主， 输入量明显大于西边界， 对流层高层则以输出为主， 说明低空偏东急流对水汽的输送作用非常明显（109.8×108 t）。南边界［图7（d）］暴雨前后， 对流层低层以输出为主， 而中高层以输入为主， 其输入量（107.4×108 t）略小于东边界， 大于西边界， 说明西太副高西伸北挺与水汽的输送有密切关系。由此可见， 此次暴雨西、 南、 东边界水汽输入量均较大， 说明西太副高西侧偏南气流， 低空东南及影响系统-中亚低涡所携带的水汽都对此次暴雨的贡献较大， 是形成特大暴雨的主要原因。而曾勇等（2018）研究表明， 新疆西部极端暴雨西、 南边界占水汽输入总量的78.4%； 南疆西部罕见暴雨南、 东边界水汽占85%， 有时南边界占71%（张云惠等， 2013， 2015）； 天山北坡是东、 南边界水汽输入大（陈春艳等， 2012）； 而7·31暴雨西、 南、 东边界的水汽输入量均较大， 强度明显大于上述地区。
4.2.3 水汽迅速辐合集中
分析暴雨中心小堡站水汽通量、 水汽通量散度的时间-高度剖面图（图8）可知， 水汽通量在暴雨前由中层和低层向暴雨区汇合， 暴雨前水汽输送达最大， 对流层中低层（800~500 hPa）均为>6×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1， 最大水汽输送值出现在30日20:00的800~750 hPa， 达12×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1。从图8还可以看出， 此时水汽迅速辐合集中， 强度达-30×10-5 ~-25×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1， 并维持了10 h左右； 约2 h后强度达最强， 为<-30×10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1的强辐合区， 维持了6 h左右。强水汽辐合区在暴雨前6 h和暴雨期间的750~700 hPa之间维持， 最强水汽辐合中心超前最大雨强约5 h。当水汽辐合大于 -20×10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1暴雨结束， 降水量明显减小。可见， 在暴雨前中， 水汽在对流层低层（750~700 hPa）迅速辐合集中， 并持续时间较长， 是此次特大暴雨的原因之一； 结合上文的分析可知， 水汽的强辐合区位于高架对流的底部， 有利于水汽抬升至高空。
图8 FNL025 2018年7月30日08:00至8月1日02:00小堡站（94.71°E, 42.85°N）水汽通量（等值线, 单位: ×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1）及水汽通量散度（阴影区, 单位: ×10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1）的时间-高度剖面Fig.8 The time-height profile of water vapor flux (contour, unit: ×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1) and Water vapor flux divergence (the shaded, unit: ×10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1) of FNL025 data at Xiaobao station from 08:00 on 30 July to 02:00 on 1 August 2018 |
4.3 抬升机制
分析沿暴雨中心94.7°E的涡度和散度的剖面图可知， 在暴雨前散度场上， 逐渐形成低层（800~600 hPa）辐合高层辐散（600 hPa以上）的结构， 并在暴雨初期31日02:00［图9（a）］达最强； 最强辐合中心位于42.8°N（暴雨中心附近）上空的700 hPa附近， 达-25×10-5 s-1， 最强辐散中心位于500 hPa附近。对应涡度场上， 700 hPa以下为负涡度， 700~500 hPa为正涡度， 此结构也在暴雨初期31日02:00［图9（a）］达最强； 最强负涡度中心位于42.8°N上空的800 hPa附近， 达-40×10-5 s-1， 最强正涡度中心位于650 hPa附近， 达20×10-5 s-1。最强辐合中心位于负涡度到正涡度区梯度最大的区域。这种低层辐合高层辐散的结构有利于垂直上升运动的发展； 31日08:00这种结构减弱。对应的垂直速度图上， 在同一时次［图9（b）］达最强， 中心位于暴雨区上空的650~550 hPa达-1.8 Pa·s-1， 上升运动从750 hPa贯穿整个对流层， 而750 hPa以下为下沉气流， 这与高架对流是一致的， 对应未来6 h降水量为79.8 mm（达大暴雨）。31日08:00（图略）对流层整层仍为上升运动区， 强上升运动中心不变， 但范围明显减小， 对应未来6 h降水量明显减弱（32.2 mm）。之后垂直速度明显减弱， 降水结束。此次暴雨过程持续了14 h， 小堡站降水量为115.5 mm（为特大暴雨）。可见， 700 hPa附近强辐合， 高层强辐散使得自750 hPa至对流层顶均为较强的上升气流， 与高架对流是一致的。
图9 FNL025 2018年7月31日02:00暴雨区沿94.7°E散度（彩色区, 单位: ×10-5 s-1）和涡度（等值线, 单位: ×10-5 s-1）垂直剖面（a）以及垂直速度（阴影, 单位: Pa·s-1）和垂直环流[流线, u风场和垂直速度w×(-100)的合成]（b）灰色阴影为地形高度, 黑三角是暴雨中心小堡站 Fig.9 The vertical section of divergence (color area, unit: ×10-5 s-1) and vorticity (contour, unit: ×10-5 s-1) （a）, vertical speed (the shaded, unit: Pa·s-1) and vertical circulation (streamline, u wind field and vertical speed w×(-100) synthetic) (b) of FNL025 data along 94.7°E at 02:00 on 31 July 2018.The grey shadow is the height of the terrain, and the black triangle was the Xiaobao station at the center of the heavy rains |
5 新疆东部极端暴雨的高低空配置模型
通过上述分析， 概况出此次极端暴雨的高低空配置模型（图10）， 该模型与新疆其他其地区暴雨模型不同的是： 南亚高压双体型位置偏东偏北， 伊朗副高和西太副高位置偏北， 强度较强， 尤其是西太副高位置偏西， 其北挺过程中并没有与中高纬度脊同位相叠加， 对新疆东部暴雨落区有直接影响， 与中国中东部相似。此次暴雨是高架对流造成， 其触发机制不同， 主要是500 hPa中亚低涡、 700 hPa东南低空急流前部辐合及切变线、 800~600 hPa强锋区触发了高架对流； 对流层低层700 hPa附近强辐合与高层强辐散， 为高架对流的发展提供了动力触发条件， 从而使西、 东、 南的水汽输入迅速在暴雨区上空辐合集中， 并不断的被抬升至高空， 为极端暴雨的产生提供了有利的水汽条件。
6 结论
本文运用多种资料对7·31新疆东部区域极端暴雨过程形成机制进行了分析， 主要结论如下：
（1） 此次极端暴雨发生在南亚高压双体型偏北偏东， 强度较强的两脊一槽的大尺度环流背景下； 暴雨区位于200 hPa西南急流入口区右侧强辐散区， 500 hPa中亚低涡前西南气流和西太副高西侧偏南气流的汇合处， 700 hPa东南低空急流出口区前部辐合区及地面冷锋后200~350 km的负变温的重叠区域， 与新疆其他地区暴雨不同。新疆其他地区的暴雨是西太副高西伸北挺与中高纬度脊同位相叠加， 而此次暴雨产生在西太副高西部， 其西伸北挺过程并没有与中高纬度脊同位相叠加； 在此次暴雨过程中西太副高在水汽输送和阻滞影响系统方面起了重要作用。
（2） γ中尺度对流云团沿西太副高西侧偏南气流北上发展增强， 形成中尺度β和α的对流云团， 是此次暴雨的直接影响系统， 其落区位于云团的北、 西及西南部的TBB梯度大值区及其附近的冷空气侵入一侧， 与内蒙古强降水一致； 中尺度对流云团的强度及持续时间为历史少见。
（3） 此次极端暴雨是高架对流造成， 但与中国南方冷季高架雷暴/对流存在明显的差异。中国南方的高架对流（雷暴）主要发生在生冷季， 对流层低层逆温很强， 大气层结为上干下湿， 垂直风切大， 而此次新疆高架对流发生在夏季， 低层逆温很弱， 大气层结为600~300 hPa湿， 高层和低层干， 垂直风切变较小； 这与夏季冷空气势力较弱， 锋区温度梯度小有关。
（4） 来自阿拉伯海、 孟加拉湾、 南海和西太平洋及中亚低涡自带的水汽， 从西南、 南、 东南、 东4条路径向暴雨区输送， 形成西、 南、 东边界均具有较强的水汽输入量， 并迅速辐合聚集加强， 为暴雨的产生提供了充足的水汽。此次极端暴雨过程水汽输入量与新疆其他区域的罕见暴雨有明显的区别。在暴雨区形成高层强辐散低层强辐合的结构， 使垂直速度也在同一时次达最强， 且整层都为较强的上升气流控制， 为暴雨的产生提供了较强的动力条件。
（5） 从500 hPa水汽通量叠加>5 km的地形高度图及水汽云图证明了来自孟加拉湾的水汽先向东输送， 到达南海后北上过程中， 部分向西输送至青藏高原南部转为北上翻越高原， 到河西走廊西部接力输送至暴雨区的水汽输送路径。