1 引言
青海省位于青藏高原（以下简称高原）北部， 其南部高原平均海拔4000 m， 西北部为柴达木盆地， 平均海拔3000 m， 东北部的黄河和湟水河谷地， 平均海拔在3000 m。北部边缘为祁连山脉， 中部为昆仑山脉， 南部与西藏接壤为唐古拉山脉， 全省地势总体呈西高东低， 南高北低。柴达木盆地和两河谷地属于干旱和半干旱地区， 南部高原属于半湿润区， 降水主要出现在5 -9月， 集中在7 -8月（戴加洗， 1990）。在中国西北和高原地区由于暴雨日数偏少， 暴雨量级的标准偏低， 例如青海和西藏将25 mm以上降水定义为暴雨（青海省气象科学研究所天气室， 1986； 杨勇等， 2013）， 新疆地区将20 mm以上降水定义为干旱区暴雨， 将25 mm以上降水定义为半干旱区暴雨（马淑红和席元伟， 1997）。研究表明（冯晓莉等， 2020）进入21世纪后高原地区暖湿季节的降水向日数更多、 强度更强、 极值更大、 时间更集中的方向发展， 青海高原暴雨（≥50 mm）事件明显增加， 例如2013年8月21日大通站出现24 h降水量为144.9 mm的大暴雨， 2016年8月24日河南站出现1 h降水量为58.6 mm的短时强降水， 甚至在干旱的柴达木盆地频繁出现暴雨， 例如2010年6月6日诺木洪站24 h降水量达到52.8 mm， 6月18日都兰站达到51.3 mm， 2013年6月19日茶卡站达到71.5 mm。因此， 加强高原地区暴雨天气的研究， 对提高暴雨预报能力十分必要。
我国位于世界上著名的季风气候区域， 夏季风爆发和盛行时期是我国的暴雨季节（陶诗言等， 1980）。华南、 江淮、 华北、 东北是我国暴雨日数相对集中地区（林建和杨贵名， 2014）， 这些地区的暴雨具有区域性和持续性特点（陶诗言等， 2001； 鲍名， 2007； 包澄澜， 1986； 丁一汇， 1993； 张丙辰， 1990； 王东海等， 2007）。高原东侧的四川盆地和云贵高原也是我国局地性和持续性暴雨出现的区域（何光碧等， 2016）， 高原及甘肃西部和新疆地区的暴雨以局地性和突发性为主（西北暴雨编写组， 1992； 戴加洗， 1990； 张家宝和邓子风， 1987）。副热带天气系统、 高原低涡切变系统、 西风带天气系统及其相互作用有利于高原地区暴雨的形成， 其中低涡切变和西太平洋副热带高压（以下简称副高）是高原地区形成暴雨的关键影响系统（李强等， 2020； 刘新伟等， 2020； 林志强等， 2014； 李生辰等， 2010）。低涡切变是高原地区产生降水的主要天气系统， 当其生命史超过60 h时可造成高原暴雨天气（郁淑华等， 2012）， 研究表明（李江林等， 2014； 孔祥伟等， 2015）河西走廊的暴雨天气与高原低涡切变关系密切， 高原地区当地面加热场偏强时有利于低涡切变的形成（李国平等， 2016）， 同时地面加热容易触发低涡切变系统中的中尺度对流系统的生成（田珊儒等， 2015； Sugimoto and Ueno， 2010）， 使得暴雨出现的几率增大。每年随着副高的北抬西伸， 当其西脊点位于100°E时高原上西南暖湿气流活跃（杨志刚等， 2014）， 当低层有辐合或气旋性涡度加强时易产生强上升运动（谌芸和李泽春， 2005）形成暴雨， 副高偏强有利于西北地区暴雨过程偏多（赵庆云等， 2014）。
目前， 针对高原地区暴雨天气研究工作相对较少， 本文利用青海52个气象站小时降水量资料， 对青海暴雨的形成条件和基本特征进行了分析， 为进一步研究高原地区暴雨发生机理和暴雨天气预报提供参考。
2 资料来源与方法介绍
根据中国气象局业务规定， 24 h降水量达到50~99.9 mm为暴雨， 一般用08:00（北京时， 下同）至次日08:00或20:00至次日20:00次累计降水量统计暴雨日， 但在高原地区由于天气系统演变快和降水的日变化特征明显， 会出现同一个天气系统造成的降水分割成两个日数达不到暴雨日标准， 或不同天气系统影响产生的降水量被累计统计到同一日， 因此本文对暴雨日定义为24 h之内， 小时连续有效降水量（即≥0.1 mm）且累计≥50 mm为暴雨日。
资料包括： （1）经过质量控制后CIMISS系统中青海省52个自动气象站［图1 （a）］小时降水量资料， 用于分析降水特征及强度。（2）国家气象中心下发的MICAPS高空和地面资料， 用于统计南亚高压中心位置、 副高西脊点位置及影响系统， 时次选择20:00（2010年6月6日和2016年8月18日选择08:00）（3）国家卫星气象中心下发的FY2D、 FY2E的1 h平均相当黑体亮温（TBB）温度产品， 用于分析中尺度对流系统。（4）一天四次的欧洲中心ERA-Interim逐日再分析资料， 空间分辨率为0.5°×0.5°， 垂直方向选取650~100 hPa， 要素包括高度、 温度、 假相当位温、 相对湿度、 比湿、 水汽通量散度、 大气可降水量、 垂直速度， 用于大尺度环流及物理量分析。ERA-Interim再分析资料同化了大量卫星资料（Bao and Zhang， 2013）， 弥补了高原地区站网稀疏缺乏常规资料的状况， 相对于NCEP和JRA的再分析资料， ERA在高原地区误差小（李瑞青等， 2012）。文中使用的地图是基于国家测绘地理信息局的审图号为GS（2017）3320号的标准地图制作， 地图无修改。采用的分析方法主要有天气学分析、 个例分析、 统计与物理量分析方法等。
3 暴雨分类及降水特征
3.1 暴雨类型划分
对暴雨进行类型划分有助于暴雨形成条件的研究， 20世纪80年代陶诗言等（1980）指出我国东部大陆暴雨主要是由两类天气系统造成的， 一类是台风暴雨， 另一类是静止锋、 切变线低涡暴雨。丁一汇（2005）根据暴雨系统特征将我国暴雨分为四种类型， 第一类型是台风暴雨或台风残余及由台风转变成的温带气旋引起的暴雨， 第二类暴雨是由低涡或与这些低涡有关的切变线引起的， 第三类暴雨由高空槽和相应的冷锋引起， 第四类暴雨系统是地方性的雷暴群。我国暴雨地域特色明显， 不同地区有着不同类型的暴雨， 寿绍文（2019）根据我国不同地区的暴雨按产生暴雨的影响系统分为台风暴雨、 冷（暖、 静止、 梅雨）锋暴雨、 气旋暴雨、 西南涡暴雨、 冷涡暴雨、 锋前暖区暴雨等类别。从表1 看到青海的暴雨具有明显的局地性， 每年随着副高西伸北抬， 青海进入多雨时期为暴雨的发生提供了条件， 甚至在副高控制下出现暴雨， 例如2016年8月23 -24日青海东部连续两日的暴雨。高原低涡切变也是造成青海暴雨的主要天气系统， 因此， 将暴雨类型划分为副高影响类型和低涡切变型， 其中副高影响类型进一步分为副高边缘型和副高控制型。
表1 青海省暴雨类型Table 1 Tpyes of rainstorm in Qinghai Province |
| 暴雨类型 | 日期和测站位置 | 降水时段 | 量级 | 1 h最大降水量 | 3 h最大降水量 |
|---|---|---|---|---|---|
| 副高边缘 | 2007年8月25日西宁站101°E， 36°N | 25日19:00至26日06:00 | 80.1 mm | 28.0 mm | 54.5 mm |
| 尖扎站102°E， 36°N | 25日20:00至26日09:00 | 79.3 mm | 24.0 mm | 59.9 mm | |
| 互助站102°E， 37°N | 25日19:00至26日10:00 | 53.3 mm | 14.3 mm | 29.9 mm | |
| 2009年7月20日河南站101°E， 34°N | 20日17:00至20日18:00 | 52.3 mm | 49.1 mm | 52.3 mm | |
| 2010年8月2日门源站101°E， 37°N | 02日19:00至03日07:00 | 64.1 mm | 18.1 mm | 30.5 mm | |
| 2010年9月20日同仁站102°E， 35°N | 20日20:00至21日10:00 | 78.9 mm | 36.6 mm | 57.7 mm | |
| 2013年8月21日大通站101°E， 36°N | 21日19:00至22日07:00 | 144.9 mm | 29.9 mm | 72.6 mm | |
| 2015年6月29日贵南站100°E， 35°N | 29日16:00至30日11:00 | 61.4 mm | 21.6 mm | 41.7 mm | |
| 2016年8月18日湟源站101°E， 36°N | 18日08:00 -10:00 | 55.1 mm | 52.4 mm | 55.1 mm | |
| 2017年8月5日泽库站101°E， 35°N | 05日16:00 -22:00 | 53.3 mm | 39.3 mm | 48 mm | |
| 副高控制型 | 2012年8月15日同德站100°E， 35°N | 15日18:00 -20:00 | 55.6 mm | 35.6 mm | 55.6 mm |
| 2016年8月23日同德站100°E， 35°N | 23日21:00至24日02:00 | 58.7 mm | 34.5 mm | 54.5 mm | |
| 河南站101°E， 34°N | 23日22:00至24日05:00 | 50.2 mm | 24.6 mm | 43.7 mm | |
| 2016年8月24日河南站101°E， 34°N | 24日20:00至25日01:00 | 66.8 mm | 58.5 mm | 64.2 mm | |
| 低涡切变型 | 2007年8月29日互助站102°E， 37°N | 29日20:00至30日17:00 | 67.7 mm | 10.5 mm | 26 mm |
| 2009年8月2日尖扎站102°E， 36°N | 02日14:00至03日08:00 | 57.2 mm | 27.1 mm | 31.7 mm | |
| 2010年6月6日诺木洪站96°E， 36°N | 06日20:00至07日20:00 | 52.8 mm | 5.7 mm | 12.3 mm | |
| 2010年6月18日都兰站98°E， 36°N | 18日17:00至19日08:00 | 51.3 mm | 12.9 mm | 18 mm | |
| 2013年6月19日茶卡站99°E， 36°N | 19日00:00 -05:00 | 71.5 mm | 22.8 mm | 63.9 mm |
3.2 暴雨的分布和形成的降水特征
2007 -2017年青海共计出现了16个暴雨日、 19个站次的暴雨， 暴雨主要出现在青海东部及柴达木盆地东部［图1 （a）］， 其中副高边缘型暴雨［图1 （a）中红色圆点］出现在青海东部的西宁、 海东、 海北东部、 海南和黄南地区， 副高控制型暴雨［图1 （a）中蓝色圆点］出现在海南、 黄南地区， 低涡切变型暴雨［图1 （a）中黑色圆点］出现在柴达木盆地东部和西宁、 海东地区。从季节变化来看副高影响下的暴雨出现在6 -9月， 尤其8月最多， 低涡切变影响下的暴雨出现在6月和8月。
以2016年8月24日河南站暴雨代表副高控制型暴雨［图1 （b）］， 2013年8月21日大通站暴雨代表副高边缘型暴雨［图1 （c）］， 2010年6月18日都兰站暴雨代表低涡切变型暴雨［图1 （d）］为例， 可以看到： 不同类型暴雨的降水特征有明显差异。副高控制型暴雨以短时强降水为主， 暴雨形成过程中小时雨强占比大， 降水维持时间短； 副高边缘型暴雨以混合降水为主， 有对流性的短时强降水（1 h降水量≥20 mm）， 也有稳定性降水， 降水持续时间10 h左右； 低涡切变型暴雨以稳定性降水为主， 对流性降水弱， 降水持续时间较长。
4 暴雨形成条件
4.1 环流背景和影响系统
4.1.1 大尺度环流背景及影响系统
统计了16个暴雨日南亚高压中心和副高西脊点位置（图2 ）， 副高影响下的暴雨［图2 （a）］， 南亚高压中心位置位于95°E -105°E附近， 32°N -35°N之间， 即青海南部和四川； 低涡切变型暴雨， 南亚高压中心位于90°E -95°E附近， 25°N -30°N之间， 即中国西藏和印度北部， 暴雨一般出现在南亚高压北部。副高边缘型暴雨的副高西脊点位于90°E -100°E， 32°N附近［图2 （b）］， 多数暴雨是在副高东退过程中出现； 副高控制型暴雨的副高西脊点位于90°E以西， 暴雨一般在副高西伸过程中出现。由于南亚高压与副高之间的位置变化存在显著的反相关关系（陈永仁等， 2011）， 因此当副高北抬西伸时有利于南亚高压中心位置位于青海南部和四川北部。
表2 环流背景及影响系统Table 2 Circulation background and influence system |
| 暴雨类型 | 个例 | 500 hPa高空系统 | 700 hPa高空系统 | 地面系统 |
|---|---|---|---|---|
| 副高边缘型 | 2007年8月25日 | 西南急流、 高原切变线 | 青海湖冷温度槽 | 冷锋 |
| 2009年7月20日 | 高原切变、 西南急流、 4 ℃暖中心 | 青海东北部冷温度槽 | 切变线 | |
| 2010年8月2日 | 西风急流、 两高之间切变线、 0 ℃暖中心 | 柴达木热低压、 锋区 | 冷锋 | |
| 2010年9月20日 | 西南急流、 短波槽、 0 ℃暖中心 | 青海东北部冷温度槽 | 中尺度辐合 | |
| 2013年8月21日 | 西风急流与西南气流辐合 | 柴达木热低压 | 切变线 | |
| 2015年6月29日 | 暖温度脊、 0 ℃暖中心 | 锋区 | 中尺度辐合 | |
| 2016年8月18日 | 西风急流与西南气流辐合、 0 ℃暖中心 | 锋区 | 青海湖锢囚锋 | |
| 2017年8月5日 | 两高之间切变、 0 ℃暖中心 | 锋区 | 切变线 | |
| 副高控制型 | 2012年8月15日 | 风向水平辐合、 0 ℃暖中心 | 中尺度气旋 | 中尺度辐合 |
| 2016年8月23日 | 风向水平辐合、 0 ℃暖中心 | 高原热低压、 锋区 | 切变线 | |
| 2016年8月24日 | 风向水平辐合、 0 ℃暖中心 | 高原热低压、 锋区 | 中尺度气旋 | |
| 低涡切变型 | 2007年8月29日 | 高原低涡切变、 短波槽、 西风急流 | 柴达木低压 | 青海湖锢囚锋 |
| 2009年8月2日 | 高原低涡切变 | 青海东北部冷温度槽 | 冷锋 | |
| 2010年6月6日 | 高原低涡、 西南急流、 短波槽 | 柴达木低压 | 青海湖锢囚锋 | |
| 2010年6月18日 | 高原低涡、 西南急流 | 柴达木低压 | 青海湖锢囚锋 | |
| 2013年6月19日 | 高原低涡切变、 0 ℃暖中心、 西南急流 | 柴达木热低压、 锋区 | 青海湖切变线 |
4.1.2 中尺度对流系统（MCS）
鉴于青海暴雨的局地性特征， 合成分析方法可能显著影响暴雨过程中的中尺度特征信息， 以下将以不同类型暴雨过程的典型个例进行对比分析。使用-32 ℃和-52 ℃ TBB来追踪中尺度对流系统的演变与移动是卫星监测的显著优势之一（Maddox， 1980； 郑永光等， 2008）， 图3 ~5分别给出了三类典型暴雨过程的卫星云图亮温演变图。副高边缘型暴雨既可以由某一个强对流单体造成， 也可能由多单体发展合并过程形成， 2007年8月25日较大范围的暴雨过程（见表1 ）是西南急流作用下的强对流单体沿副高外围向北移动的过程造成的： 25日08:00 500 hPa高空图上（图略）高原95°E附近有一支西南风的强风速带， 其中青海都兰站西南风16 m·s-1， 随着副高的东退西南急流随之东移， 午后在西南急流带中有对流云出现， 16:15在青海东南部形成强对流单体［图3 （a）］， 亮温≤-52 ℃并沿副高边缘由南向北运动， 20:15到达暴雨测站［图3 （b）］。
2009年7月20日是高原切变线作用下多单体合并造成的典型例子， 20:00 500 hPa高空图上（图略）沿35°N是切变线（偏西风和西南风）， 与切变线配合的暖中心达到4 ℃， 午后沿切变线对流云形成并不断加强， 16:15多单体对流系统沿35°N排列， 其中暴雨测站附近有3个对流单体［图3 （c）］， 其中2个单体亮温达到-32 ℃， 另一个对流单体亮温达到-52 ℃， 18:15多单体合并对流进一步发展为亮温小于-70 ℃［图3 （d）］的中尺度对流系统。
副高控制型暴雨一般与午后—傍晚的局地热对流发展有关， 对流系统原地少动， 具有明显的日变化特征。例如， 2012年8月15日、 2016年8月23 -24日500 hPa高空图上（图略）暴雨测站位势高度达到588 dagpm以上， 在副高内存在偏西风和偏南风的辐合， 高原地区暖中心达到4 ℃， 暴雨测站在0 ℃以上。在亮温图上一般午后沿33°N -35°N出现大范围的对流云， 暴雨测站附近的对流单体亮温达到-52 ℃［图4 （a）， （c）， （e）］， 傍晚前后对流进一步在原地发展， 亮温达到-70 ℃［图4 （b）， （d）， （f）］， 对流单体移动较少， -70 ℃亮温维持6 h。
低涡切变型暴雨主要是两种情形， 一种是高原低涡切变线与西风带短波槽相互作用， 对流活动较弱， 以层状云造成的稳定性降水为主， 例如2007年8月29日亮温可达-20 ℃以上［图5 （a）， （b）］， 对应的最大小时雨强仅10.5 mm。另一种情形是500 hPa高空图上（图略）高原低涡切变线东侧或南侧有西南急流， 并配合0 ℃暖中心， 午后在西南急流中对流被触发并不断加强为中尺度对流系统， 亮温达到 -52 ℃［图5 （c）， （e）］且沿西南急流移动至暴雨测站［图5 （d）， （f）］。
总体来看， 造成青海暴雨的中尺度对流系统一般表现为有低空急流影响下的移动性对流单体， 副高控制下原地生消的非移动性对流单体以及高原切变线维持下的多单体合并。其中， 副高边缘型和控制型暴雨的中尺度对流系统发展旺盛， 云顶亮温在-70~-52 ℃， 具有明显的日变化特征； 低涡切变型暴雨的中尺度对流系统活动相对较弱， 云顶亮温在-52~-32 ℃， 甚至以稳定性层云降水为主的暴雨过程。
4.2 层结状态与锋区结构对比分析
图6 副高边缘型暴雨（a~b）、 副高控制型暴雨（c~d）以及低涡切变型暴雨（e~f）沿暴雨测站经度的θ se（等值线， 单位： ℃）和相对湿度（彩色区， 单位： %）剖面▲为暴雨测站， 黑色阴影为地形高度 Fig.6 Pseudo-equivalent potential temperature （counter， unit： ℃） and relative humidity （color area， unit： %） of the subtropical high border rainstorm （a~b）， the subtropical high control rainstorm （c~d）， and the low vortex shear rainstorm （e~f） along the longitude of rainstorm station.▲is the location of rainstorm， black shadow is topographic height |
与我国典型暴雨区锋区结构对比： 副高边缘型暴雨类似我国华北地区的斜压锋区暴雨（刘还珠等， 2007）， 是副高西侧偏南暖湿气流与西风带短波槽相互作用形成的对流不稳定层结。副高控制型暴雨类似华南及我国北方地区暖区暴雨（林良勋， 2006； 雷蕾等， 2020； 何立富等， 2016）， 具有高温高湿， 对流性降水显著的特征。低涡切变型暴雨类似江淮梅雨中的气旋锋生产生的暴雨（柳俊杰， 2013； 陈涛等， 2020）， 低层柴达木盆地热低压的加强伴随高空波动形成暴雨（见表2 ）， 对流不稳定弱。
4.3 水汽条件
充沛水汽输送是暴雨形成的重要条件之一（丁一汇， 2015）。副高边缘型暴雨的水汽来源地是西太平洋地区［图7 （a）］， 来自西太平洋的偏东气流输送到高原东侧， 大气可降水量大值区伸向青海东北部， 近地面600 hPa在暴雨区有东南风强水汽输送带［图8 （a）］。来自西太平洋的水汽沿高原东侧绕流和来自孟加拉湾地区的水汽越上高原输送到暴雨区， 近地面有偏南强水汽输送带［图7 （b）， 图8 （b）］。副高控制型暴雨的水汽输送也与西太平洋副高南侧的偏东风气流输送有关， 来自西太平洋的水汽沿高原东侧向北输送和来自中纬度西风带系统的水汽输送到暴雨区， 在近地面暴雨区有西北风和偏南风强水汽输送带辐合［图7 （c）， 图8 （c）］。
图7 整层水汽通量（矢量和彩色区， 单位： ×10 g·cm-1·s-1）和大气可降水量（红色等值线， 单位： mm）▲为暴雨测站 Fig.7 Water vapor flux of the whole layer （vector and color area， unit： ×10 g·cm-1·s-1） and atmospheric precipitation （red counter， unit： mm）.▲ is the location of rainstorm |
例如2016年8月24日的暴雨过程［图7 （d）］， 来自西太平洋的偏东风强水汽输送带主要沿高原南侧到达印度北部， 另一部分遇高原阻挡以东南风强水汽输送带到达青海东部， 近地面［图8 （d）］暴雨区位于东南风强水汽输送带中。低涡型暴雨的水汽主要来自孟加拉湾地区， 其次是中纬度西风带地区， 2010年6月6日［图7 （e）］孟加拉湾水汽主要沿高原绕流， 低层［图8 （e）］来自西风带偏北气流的水汽输送也非常明显。图7 （f）揭示了2013年6月19日暴雨的水汽通道， 来自孟加拉湾的水汽甚至可以达到河西走廊西部这样极端的例子， 在这种类型中部分孟加拉湾的水汽是越上高原输送到暴雨区的［图8 （f）］， 越上高原的水汽在500 hPa更加明显（图略）。高原低涡切变系统影响下暴雨日多发生在6月， 且柴达木盆地发生频率高（见表1 ）， 其原因与孟加拉湾水汽异常输送和西风带水汽的季节变化有关（李生辰等， 2009； 陶健红等， 2016； 杨莲梅等， 2012）。
4.4 降水的强度和持续性
4.4.1 降水强度
对流性降水的瞬时降水强度与水汽的垂直通量有关（孙继松， 2017）。图9 是300 hPa以下比湿垂直梯度与垂直速度的乘积， 揭示了不同天气过程中的网格尺度上升运动造成的水汽垂直输送强度。在副高边缘型暴雨中， 大多数暴雨个例的最大水汽垂直输送出现在近地面层（600~550 hPa）， 且强度最强， 其中， 2009年7月20日河南暴雨对应的水汽垂直输送最大， 在500 hPa达到-2.18 g·kg-1·Pa·s-1， 对应的最大降水强度为49.1 mm·h-1。副高控制型的暴雨有两例（2012年8月15日， 2016年8月23日）的水汽垂直输送较弱， 这可能与这两次暴雨过程对应的风暴尺度更小有关， 2016年8月24日出现了2个水汽垂直输送中心， 一个在500 hPa， 另一个在600 hPa， 中心值都达到-1 g·kg-1·Pa·s-1以上， 对应的最大降水强度为58.5 mm·h-1。低涡切变类型暴雨中， 水汽垂直输送较弱， 对应的短时雨强也是相对较弱（见表1 ）。
图9 比湿梯度与垂直速度的乘积随高度的变化（单位： g·kg-1·Pa·s-1）红色线段代表副高边缘类型暴雨， 蓝色线段代表副高控制类型暴雨， 黑色线段代表低涡切变类型暴雨 Fig.9 variation of the product of specific humidity and vertical velocity with height.Unit： g·kg-1·Pa·s-1.Red segment represents the type of subtropical high border， blue segment represents the type of subtropical high control， and black segment represents the type of low vortex shear |
4.4.2 降水的持续性
表3 青海暴雨的持续性Table 3 Precipitation persistence of rainstorm in Qinghai Province |
| 类型 | 1 h降水量与暴雨 总降水量占比 | 3 h降水量与暴雨 总降水量占比 | 暴雨平均 持续时间 |
|---|---|---|---|
| 副高边缘型 | 48.5% | 72.9% | 11.5 h |
| 副高控制型 | 65% | 94% | 5.8 h |
| 低涡切变型 | 23.6% | 47.6% | 17.8 h |
5 青海暴雨天气学概念模型
根据青海暴雨形成条件和基本特征给出了天气学概念模型（图10 ）， 副高影响类型（包括副高边缘型和副高控制型）的环流特征是［图10 （a）］200 hPa南亚高压中心平均位置为101°E， 35°N， 500 hPa副高西伸脊点的平均位置在92°E， 32°N， 暴雨出现在200 hPa南亚高压东北部和500 hPa副高西北部叠加的区域， 500 hPa高原地区暖中心较强并在700 hPa形成明显锋区， 且有来自副高边缘偏南气流将暖湿气流不断输送到暴雨区， 高温高湿特征显著， 地面有切变线或中尺度辐合。在副高西伸北抬过程中， 由于高原的阻挡低层暖湿气流沿高原东侧绕流形成偏南暖湿气流， 与500 hPa西南气流叠加增加了青海暴雨区上空层结不稳定。低涡切变类型［图10 （b）］的环流特征是200 hPa南亚高压中心平均位置为90°E， 28°N， 其北侧西风急流位于暴雨区上空， 当500 hPa低涡切变系统南侧西南急流或北侧偏西急流出现时， 有利于高原低涡切变系统加强并维持较长时间， 700 hPa来自孟加拉湾的水汽通过高原东侧绕流达到暴雨区， 地面为青海湖锢囚锋或冷锋系统。
6 讨论和结论
6.1 讨论
副高的季节性南北进退对我国雨带的位置和暴雨有重要的影响（叶笃正等， 1958； 陶诗言等， 1980， 2001）， 其边缘附近存在明显的动力、 热力和对流不稳定边界（王宗敏等， 2014）， 副高边缘向北输送暖湿的气流与西风带槽引导南下冷空气交汇是导致暴雨出现的有利环流形势（王秀荣等， 2008； 邱贵强等， 2018； 庄晓翠等， 2020）， 副高西伸北抬过程中， 当青海上空700 hPa沿高原东侧绕流的偏南暖湿气流， 500 hPa随副高边缘的西南气流， 及西风带干冷气流汇合时， 不同性质气流的汇合增强了层结不稳定［图6 （a）， （b）］， 以混合性降水为主， 暴雨落区大多出现在200 hPa南亚高压与500 hPa副高耦合区域， 类似江淮地区夏季持续性暴雨发生的天气背景（吴国雄等， 2008）。
副高控制下的暴雨与我国大部分地区的暖区暴雨类似（林良勋， 2006； 孙健华等， 2013， 2002； 谌芸等， 2019）具有以下特征： 一是对流性降水明显， 即降水强度高， 突发性强； 二是低层暖湿气流活跃， 具有高温高湿的特点； 三是天气尺度斜压性强迫弱。暖区暴雨的产生与大气低层湿空气输送及地形抬升形成的局地强辐合和中尺度对流涡旋密切相关（高守亭等， 2018）， 不同的是青海暴雨形成时还与低层显著加热作用有关， 表现在700 hPa和500 hPa上空有暖中心（见表2 ）， 更有利于暖湿气流的气旋性辐合［图8 （d）］。同时高原近地面的局地加热导致锋区加强， 与冷暖空气交汇形成的锋区不同［如图8 （c）， （d）所示］， θ se等值线在垂直方向梯度较大， 低层呈现Ω形状。
在我国低涡类型的暴雨中， 东北冷涡是天气尺度， 系统深厚， 干冷空气入侵促使垂直运动发展是形成暴雨的一个特点（王东海等， 2007； 高守亭等， 2018）， 西南低涡是中尺度系统， 其南侧暖湿气流的不断输入是暴雨形成的关键（陈忠明等， 2004）。高原低涡切变系统是次天气尺度系统， 相对浅薄， 当低涡切变系统附近有冷空气侵入， 或暖湿气流异常活跃时， 系统加强并维持较长时间形成暴雨。
综上所述， 高原低涡切变系统6月主要影响柴达木盆地， 8月主要影响东北部的河湟谷地， 副高影响下的暴雨主要出现在青海东部和东北部地区， 局地性特征明显。从时间分布来看青海暴雨8月最多， 其次是6月， 与我国北方地区集中出现在7 -8月（罗亚丽等， 2020）有所不同， 尤其是与“七下八上”的特征不一致。今后将通过数值模拟和诊断分析等方法， 对高原地区暖区暴雨形成机理进行进一步研究。
6.2 结论
对2007 -2017年青海地区暴雨的形成条件进行了分析， 将暴雨类型划分为副高边缘型、 副高控制型和低涡切变型， 主要得出以下结论：
（1） 高原低涡切变、 副高边缘西南急流、 西风带偏西急流（由短波槽东移引起或东移大槽底部形成）是500 hPa主要影响系统； 中尺度辐合或切变、 冷锋或青海湖锢囚锋是地面主要影响系统； 当南亚高压中心位置位于青海南部或四川北部（95°E -105°E， 32°N -35°N）， 且副高西脊点位于90°E -100°E， 32°N时， 有利于副高影响类型暴雨的形成； 当南亚高压中心位置偏南， 位于西藏（95°E -105°E， 30°N -32°N）， 有利于高原低涡切变类型暴雨形成。
（2） 产生青海暴雨的中尺度对流系统主要有低空急流（西南急流和西风急流）影响下的移动性对流单体， 副高控制下原地生消的非移动性对流单体， 高原切变线维持下的多单体合并； 副高影响类型下对流单体发展深厚， 亮温在-70~-52 ℃， 高原低涡切变类型中的对流单体相对浅薄， 亮温在 -52~-32 ℃。
（3） 形成青海暴雨的水汽主要源地来自西太平洋地区和孟加拉湾地区， 其次是中纬度西风带地区； 西太平洋地区的水汽是通过副高边缘的低空东南或偏南急流输送到青海， 孟加拉湾地区的水汽是通过印度季风低压或印缅槽的西南急流输送到青海， 中纬度西风带的水汽是通过西风急流（东移的短波槽引起或高空槽底部形成）输送到青海。
（4） 副高边缘型暴雨具有典型的锋面降水特征， 暴雨区出现在θ se等值线向北倾斜密集区， 垂直饱和区（相对湿度≥90%）在500 hPa， 以混合性降水为主， 平均降水持续时间为12 h； 副高控制型暴雨发生在高温高湿环境中， 垂直饱和区位于地面到500 hPa， 降水效率高， 平均降水持续时间为6 h； 高原低涡切变型暴雨的发生环境也具有斜压锋区特征， 但θ se等值线相对稀疏， 近地面层相对湿度≤70%， 以稳定性降水为主， 平均降水持续时间达到18 h。副高影响类型暴雨有较强的水汽向上输送， 最大值层位于对流层中低层， 达到-1 g·kg-1·Pa·s-1。