1 引言
暴雨是西北地区汛期主要的灾害性天气之一， 伴随短时强降水的对流性暴雨具有空间尺度小、 生命期短、 突发性强的特点， 易引发山体滑坡、 泥石流、 山洪等灾害。青藏高原东北侧边坡地带泛指甘肃省西南部、 青海省东北部等地区（黄涛等， 2009； 狄潇泓等， 2018）， 尤其甘肃境内的区域海拔落差大、 地质地貌复杂、 生态环境脆弱， 2010年8月， 受极端降水的影响， 甘肃舟曲发生特大泥石流灾害， 造成了上千人的人员伤亡和百亿级别的经济损失（张之贤等， 2013）。由此可知， 在该地区夏季强降水造成的灾害往往更为严重。
近年来我国气象工作者在暴雨研究方面取得了较大进展， 对流暴雨的落区和强度预报一直是预报的主要难点。部分研究者基于常规观测、 再分析资料及数值模式等研究了中国东部暴雨的环流背景、 天气系统配置及热动力、 水汽等关键物理量的演变（吴庆梅等， 2015； 何光碧等， 2016； 赵阳等， 2016； 陈涛等， 2020）。随着自动站、 雷达、 卫星、 风廓线仪等高时空分辨率资料的应用， 对流暴雨的特征及其中尺度影响系统成为重点研究内容（张桂莲等， 2020）。Doswell（1987）指出， 雷暴一般由低层中尺度系统触发， 包括边界层辐合线、 中尺度地形和中尺度重力波等。谌芸等（2012）、 孙军等（2012）、 方翀等（2012）、 俞小鼎（2012）和孙继松等（2012）从不同角度对2012年7月21日北京特大暴雨的形成机制进行了研究， 在适宜的环境条件下， 低涡切变、 急流上风速脉动、 边界层辐合线及地形共同作用， 是触发中尺度对流系统（以下简称MCS）在暖区生成并发展的主要原因。
目前对中国西北地区暴雨的研究已取得不少成果， 研究者多从西北暴雨环流形势、 时空分布特征及水汽输送等方面开展了大量研究（李晓霞等， 2013； 陈豫英等， 2014； 许东蓓等， 2015； 钱正安等， 2018； 何光碧等， 2019； 郭大梅等， 2020）， 为认识和揭示西北暴雨特征及其形成机理奠定了基础。另外， 复杂地形对西北暴雨的影响也受到高度关注（赵庆云等， 2018）； 王劲松等（2002）、 任余龙等（2007）和刘新伟等（2020）利用数值模式对西北暴雨进行了数值模拟与分析。21世纪以来西北地区东部夏季降水明显增加， 且极端降水的频率和强度明显增强（马鹏里等， 2020）， 以短时对流降水为主的暴雨天气过程在甘肃境内的高原边坡地带多次出现， 因此， 对流性暴雨逐渐引起该地区研究者的广泛关注。慕建利等（2014）研究表明地面中尺度辐合系统的形成和加强可能是引发陕西中部对流暴雨的触发机制和增幅原因之一。狄潇泓等（2017）分析了斜压锋生在甘肃岷县一次短时对流暴雨的作用， 并认为斜压锋生作用的逐渐增强导致不稳定条件增强， 进而导致在锋生函数大值区前侧出现强中尺度雨团。赵庆云等（2018）对六盘山两侧一次对流暴雨的MCS传播特征进行了深入的分析， 并总结出有利的动力、 热力因素， 对六盘山东侧MCS加强和传播方向的改变起到重要作用。对高原东北侧MCC与强降水的关系研究表明青藏高原东北侧MCC引发的强降水一般出现在TBB梯度最大一侧， 最大小时雨量与TBB最低时段匹配度较高（薛春芳等， 2017）。
虽然气象工作者对西北地区强对流暴雨做了大量的工作， 也取得了有意义的成果， 但是由于高原东北侧边坡地带强对流暴雨相对较少， 还缺乏对高原边坡地区强对流暴雨影响系统及其形成机制的认识。另外， 针对我国中东部乃至西北地区强对流暴雨关于中尺度特征方面的研究不能完全代表高原东北侧边坡地区。因此， 通过对发生在2018年“七下八上”主汛期一次强对流暴雨MCS演变特征的深入分析， 以期为提高该地区对流暴雨的认识提供理论依据与业务指导。
2 资料选取
文中所用观测资料包括地面加密区域站资料、 FY-4A高分辨率红外云图资料及多普勒雷达观测资料等。文中应用的再分析资料包括美国国家环境预报中心/国家大气研究中心（NCEP/NCAR）FNL资料（https： //rda.ucar.edu/datasets/ds083.2/） 及欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的最新一代再分析数据ERA5（https： //climate.copernicus.eu/climate-reanalysis）。其中， NCEP FNL数据空间分辨率为1.0°×1.0°， 时间分辨率为6 h， 文中选取了2018年7月22 -23日的26个气压层上的温度、 湿度、 风向、 风速、 位势高度等数据； ERA5数据空间分辨率为0.25°×0.25°， 时间分辨率为1 h， 文中选取了2018年7月22 -23日的地面风场、 温度场、 气压场等数据。
文中使用的地图均基于中国气象局向国家测绘地理信息局购买的审图号为GS（2017）3320号的标准地图制作， 底图无修改。
3 降水概况及特点
2018年7月22日20:00（北京时， 下同）至23日20:00， 青藏高原东北侧边坡地带出现了暴雨， 甘肃省临夏、 甘南及兰州地区出现大暴雨［图1 （a）］， 最大降水量达176.8 mm（永靖县罗山村）。小时最大降水量为22日20:00 -21:00皋兰县高山61.6 mm， 且伴随雷电天气， 呈现出典型的强对流天气特征。本次降水过程从22日20:00开始， 23日12:00结束， 强降水落区基本呈南北走向的带状分布特征。从最大降水量永靖县罗山村区域站逐小时降水量的演变看出［图1 （b）］， 20日22:00至23日05:00的小时降水量均大于10 mm， 22:00和02:00出现了短时强降水， 02:00的小时降水量接近50 mm， 23日05:00以后， 强降水结束， 雨势平缓。这次过程降水量大， 雷暴及短时强降水持续时间长， 对流性降水特征明显， 影响范围主要集中在临夏及甘南地区的高原东北侧边坡地带。
4 大尺度环流特征及环境条件
4.1 环流特征
这次暴雨是发生在西太平洋副热带高压边缘的一次强对流暴雨。受台风影响， 500 hPa西太平洋副热带高压外围588 dagpm线西伸到西北地区东部［图2 （a）］， 且在暴雨期间副高稳定维持； 60°N以南呈纬向多波动分布形势， 带动强冷空气不断东移， 至22日14:00高原低涡切变位于青海东南部； 暴雨区上空700 hPa有显著的T≥14 ℃的暖区， 比湿13 g·kg-1左右， 风场上有明显的冷式切变线［图2 （b）］； 大暴雨区位于地面低压系统中（图略）， 22日午后温度普遍在25 ℃以上， 高温高湿， 有强对流天气发生的潜势。
图2 2018年7月22日14:00 500 hPa（a）及700 hPa（b）位势高度场（黑色等值线， 单位： dagpm）、 温度场（红色等值线， 单位： ℃）及风场（风羽， 单位： m·s-1）分布Fig.2 Distribution of 500 hPa （a） and 700 hPa （b） geopotential height field （black contour， unit： dagpm）， temperature field （red contour， unit： ℃） and wind field （barb， unit： m·s-1） at 14:00 on 22 July 2018 |
4.2 环境场特征
有利的大尺度环流特征是暴雨发生必不可少的， 暴雨的发生还需要充沛的水汽条件、 有利的动力及不稳定等条件的配合， 下面将从环境场特征分析此次暴雨发生的有利配置。
4.2.1 水汽条件
从图3 （a）可以看出， 700 hPa上从四川盆地到甘肃中东部有一支明显的低空急流， 甘肃暴雨的发生与低空急流的形成和维持有密切联系。由再分析风场资料显示（图略）， 22日20:00在暴雨区上空偏南风风速开始增强， 形成600~800 km的中尺度低空急流， 此后低空急流进一步增强， 急流核风速加大到16 m·s-1， 低空急流在暴雨区上空维持约12 h。强降水期间， 低空急流的位置稳定少动， 急流轴位于陇南-甘肃中部一带， 大暴雨区处于急流出口区的左侧， 急流出口区左侧有利于气旋性切变的形成， 使低层增温增湿加强， 有利于大气层结不稳定增强（图略）。强降水发生期间， 暴雨发生区比湿剖面［图3 （b）］显示， 700~500 hPa的比湿稳定维持在6~14 g·kg-1， 尤其在23日02:00， 形成一个明显的湿舌， 罗山村在23日01:00 -02:00出现接近50 mm的强降水， 这与湿度的增大是分不开的。
图3 2018年7月23日02:00 700 hPa水汽通量（a， 单位： ×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1）及22日14:00至23日14:00罗山村比湿（等值线， 单位： g·kg-1）、 相对湿度（阴影区， 单位： %）的时间-高度剖面（b）（a）中矢量为风场分布（单位： m·s-1） Fig.3 Distribution of moisture flux on 700 hPa at 02:00 on 23 July （a， unit： ×10-3 g·cm-1·hPa-1·s-1）， time-height profile of specific humidity （contour， unit： g·kg-1） and relative humidity （the shaded， unit： %） at Luoshan village station from 14:00 on 22 to 14:00 on 23 July 2018.In Fig.3（a）， the vector denotes wind field （unit： m·s-1） |
4.2.2 不稳定能量条件
此次大暴雨过程降水量达到176.8 mm的罗山村距离合作探空站的距离最近， 因此用合作站的探空资料具有一定的代表意义（图略）。2018年7月22日08:00， 对流有效位能为零， 沙氏指数为3.21 ℃， 抬升指数为4.3 ℃， 表明层结是稳定的。随着午后的增温， 到22日20:00， 对流有限位能有显著跃升， 为902 J·kg-1， 沙氏指数、 抬升指数迅速减小， 分别为 -1.23 ℃和 -1.59 ℃， 说明对流不稳定进一步加强。［图4 （a）］中对流有效位能的分布显示， 暴雨区的对流有效位能普遍在200~600 J·kg-1， 这对对流暴雨发生所需的不稳定能量是足够的。
图4 2018年7月22日20:00的对流有效位能分布（a， 单位： J·kg-1）及22日14:00至23日14:00永靖罗山村垂直速度的时间-高度剖面（b， 单位： Pa·s-1）Fig.4 Distribution of convection effective potential energy at 20:00 on 22 （a， unit： J·kg-1）， time-height profile of vertical velocity at Luoshan village station from 14:00 on 22 to 14:00 on 23 （b， unit： Pa·s-1） July 2018 |
4.2.3 抬升条件
沿罗山村大暴雨中心所在点作垂直速度的时间-高度剖面［图4 （b）］， 从22日14:00开始， 暴雨区出现上升运动， 22日20:00上升运动明显加强， 最大上升运动约在700 hPa， 考虑到暴雨区海拔原因， 700 hPa即边界层高度， 因此在低层产生了强上升运动， 这与降水从20:00之后产生是吻合的； 至23日00:00， 整层都维持强上升运动， 尤其中高层上升运动进一步加强， 23日01:00 -02:00罗山村出现1小时降水接近50 mm的强降水； 23日02:00以后， 对流层中下层均为下沉运动， 雨强也逐渐减小， 转为稳定性降水。
5 中尺度对流系统的结构、 发展及其触发机制
5.1 FY-4云图上中尺度对流系统的结构特征
MCS是中纬度地区主汛期强降水的主要贡献系统（陈明轩等， 2013； 张家国等， 2015）。从高时空分辨率FY-4A的云图演变发现， 先后发展的MCS造成了高原东北侧边坡的对流暴雨。从FY-4A高分辨率红外云图（图5 ）可以看出， 22日20:40在甘肃中部有3个较强的孤立对流云团［图5 （a）， 标为A1、 A2、 A3］， 对流云团经过1 h逐渐加强合并发展为MCS［图5 （b）， 标为A］， 水平尺度约300 km， 形状呈椭圆形， 强中心基本呈圆形， 3 h内几乎为准静止状态， 20:30 -23:00是第一阶段的MCS发展最强势的时段， 快速发展加强的MCS造成甘肃临夏、 甘南出现大于10 mm·（10min）-1的强降水， 值得注意的是大于10 mm·（10min）-1的强降水出现在上风向云团边缘、 云顶亮温梯度大的地方， 并不在云顶亮温最低即对流发展最旺盛的地方。同时， MCS向西南方向缓慢传播， 有疏散状云团不断新生， 23:00之后， 位于MCS下风向即云团东侧的对流系统逐渐减弱并向东北方向缓慢移动［图5 （c）］。
图5 2018年7月22 -23日FY-4高分辨率红外云图云顶亮温（彩色区， 单位： ℃）及区域站10 min降水量（圆点， 单位： mm）的变化Fig.5 FY-4A infrared satellite TBB （color area， unit： ℃） and variation of precipitation （dot， unit： mm） in 10 minutes divided into four degrees （<1 mm， 1~5 mm， 5~10 mm and >10 mm） at regional stations from 22 to 23 July 2018 |
23:30 -00:30， 位于甘南高原的对流云团明显增强［图5 （c）， 标为B1、 B2］， 水平尺度约300 km， 至00:30， B1、 B2对流云团逐渐加强合并为MCS［图5 （d）， 标为B］， 其范围及强度大于已减弱的A对流云团， B云团缓慢向东北方向移动， 在A、 B对流云团结合处有大于10 mm·（10min）-1的强降水。01:00 -03:00， 向西南传播的A云团与向东北方向移动的B云团在大暴雨区逐渐合并加强［图5 （e）］， 其水平尺度达到400~500 km， 云团四周结构松散， 但强降水中心呈椭圆形， 引起罗山村出现近50 mm的短时强降水， 强降水也出现在云团边缘、 云顶亮温梯度变化最明显的区域， 可见强降水与对流云团的发展程度有密切关系。23日03:30以后， β中尺度对流云团减弱并向东北方向快速移动， 由于不稳定能量已经充分释放， 整层温度较低， 逐渐转为层云降水， 降水强度小于10 mm·h-1。两个阶段的MCS生命史长达8 h， 此次大暴雨区的对流降水主要是由两个不同阶段的不同尺度对流云团稳定维持造成的。
5.2 雷达上中尺度对流系统的移动特征
对流系统的移动速度、 移动方向及强度决定了对流降水的大小。由罗山村降水演变可知［见图1 （b）］， 此次降水强度大、 持续时间长， 与MCS持续生成、 发展有关。对流系统的传播受到风暴内部结构以及与风暴相互作用的外部环境特征的影响（俞小鼎等， 2006）。从雷达回波演变特征可以发现（图6 ）， 20:00开始（图略）， 在大暴雨区东南方向有强回波形成， 最强回波大于50 dBZ， 在东南风的作用下， 快速向永靖县西北方向移动， 造成大范围20~30 mm的短时强降水［图6 （a）］， 同时， 在其东北方向有超过50 dBZ强回波带， 此后两条带状回波逐渐减弱并向偏北方向移动［图6 （b）］， 此外， 通过分析回波旺盛时的雷达反射率因子垂直剖面（图略）， 强回波中心高度低于6 km， 具有低质心暖云降水特征。同时， 在回波带西南方向有新的对流单体生成， 意味着中尺度对流系统向南不断传播。至23日00:00之后， 在大暴雨区周围有明显的气旋性辐合， 维持时间达到3 h， 尤其是在01:00 -02:00， 回波再度增强［图6 （e）］， 结合加密资料及雷达径向速度图分析， 3 km左右有西南低空急流存在， 强回波沿着低空急流自西南向东北移动。回波在大暴雨区西南侧不断生成并向东北方向移动， 形成“列车效应”， 造成临夏、 甘南、 兰州等高原东北侧边坡地带的大暴雨区。
选取大暴雨中心罗山村区域站逐小时降水资料与逐6 min反射率因子（低仰角）对比发现（图7 ）， 大于35 dBZ的雷达回波持续6 h以上， 当反射率因子增强时， 降水强度亦增加， 具有明显的对应关系， 其中23日01:00 -02:00出现50 dBZ的反射率因子造成该区域站的最强小时降水； 另外， 反射率因子增强时间略提前于降水， 二者时间位相相差10~20 min。降水与反射率因子的同相变化可分为4个阶段， 说明强对流单体对大暴雨区的影响频次高， 进一步证实了强回波自南向北移动， 显著的“列车效应”造成罗山村强降水持续达6 h以上的观测事实。
5.3 中尺度对流系统的触发机制
Doswell（1987）认为天气尺度的上升运动过慢以致于不能在有限时间内将气块抬升至自由对流高度， 因而触发对流的抬升运动须由次天气尺度或中尺度系统提供。
从降水中心罗山村的假相当位温垂直剖面来看（图8 ）， 22日14:00后， 700 hPa切变线移动至青海东部， 低层的假相当位温开始跃升， 即 ， 且垂直梯度不断增大， 整个大气层结呈对流不稳定状态， 至23日02:00， 低层假相当位温开始减小， 大气层结将转为对流稳定， 降水也逐渐减弱。从风场剖面可以看出（图8 ）， 22日14:00之后， 地面至700 hPa逐渐转为偏东风， 边界层偏东气流对水汽、 能量等输送对甘肃暴雨的发生及维持有重要作用（赵庆云等， 2017）。22日20:00之后， 偏南风逐渐增强， 风速脉动形成的中尺度扰动有利于在对流不稳定区触发出对流单体［图6 （a）］。23日02:00后低层转为偏北风， 高空仍然维持偏南风， 这些特征表明低层系统的演变对降水变化有重要作用。
应用ERA5的逐小时资料， 结合地形数据， 分析了地面风场的演变特征（图9 ）， 22日16:00 -20:00， 高原东北侧边坡地带的甘南、 临夏、 定西、 兰州地区为偏东风， 青海中东部已出现明显降水， 20:00由乌鞘岭至兰州地面风转为偏北风， 在临夏中部-兰州一带形成地面的中尺度辐合线， 这支辐合线位于700 hPa切变线的右侧， 在冷暖气流的作用下， 这支辐合线一直维持， 对应定西西南部、 临夏南部、 兰州北部有回波发展， 且反射率因子逐步增大、 降水增强， 此后地面辐合线逐步向偏北方向移动， 造成大暴雨区第一阶段的强降水。22日22:00至23日00:00， 地面中尺度辐合线北移， 大暴雨区低层没有明显的中尺度系统， 此时反射率因子为30~40 dBZ， 降水强度维持在10 mm·h-1左右。23日00:00之后， 低层偏北风及偏南风增强， 在大暴雨区有明显的地面辐合线， 且地面辐合线一直在大暴雨区稳定少动， 最强反射率因子达50 dBZ， 23日01:00 -02:00大暴雨区出现40 mm·h-1以上的强降水， 形成第二阶段的强降水。上述分析表明地面中尺度辐合线的形成、 维持及移动， 是触发中尺度对流系统发展的主要原因， 造成不同阶段的强降水。此外， 由于大暴雨区位于永靖县西北部、 兰州西部， 处于甘南高原及乌鞘岭东部形成的喇叭口特殊地形（图9 ）， 低层盛行偏东气流进入临夏北部受到地形的阻挡， 同时， 冷空气从青海东北部及乌鞘岭东部进入大暴雨区， 冷暖气流在迎风坡作用下产生强辐合上升运动， 进一步加强了降水效率， 特殊的地形也是中尺度对流系统触发的可能因子之一。总之， 此次强对流暴雨与低层风速脉动、 地面辐合线及特殊地形等造成的抬升作用有密切联系。
6 结论
利用观测资料和再分析资料， 分析了2018年7月22 -23日高原东北侧边坡地区强对流暴雨的环流背景、 中尺度对流系统的演变特征及其触发因子， 得到以下结论：
（1） 22日夜间至23日凌晨的强对流暴雨是在副高边缘暖湿气流、 高原低涡及纬向多波动带动冷空气东移的有利配置下发生的。低层切变及地面辐合线为暴雨发生提供了良好的动力抬升条件， 稳定维持的中尺度低空急流提供了充沛的水汽条件； 午后增温使大暴雨区处于高温高湿的不稳定层结， 以上因子为强对流暴雨的发生创造了有利条件。
（2） 孤立的对流云团加强合并发展为第一阶段的MCS， 在发展过程中， 强度加强， 范围扩大， 强中心呈圆形。向西南方向传播的云团与向东北方向移动的云团在大暴雨区逐渐合并加强， 形成第二阶段的MCS， 两个阶段的MCS生命史达到8 h。另外， 大于10 mm·（10min）-1的强降水出现在上风向云团边缘， 强降水与对流云团的发展程度有密切关系。
（3） 强对流暴雨期间， 第一阶段的强回波在大暴雨区西南侧不断生成并向东北方向移动， 有明显的后向传播特征， 第二阶段的强回波在中尺度低空急流作用下自西南向东北移动。降水强度与反射率因子有滞后10~20 min的正相关， 强对流单体对大暴雨区的影响频次高， 显著的“列车效应”造成降水中心持续6 h以上的间断性强降水。
（4） 低层中尺度风速脉动、 地面辐合线及特殊地形等是此次强对流暴雨的主要触发因子， 尤其地面中尺度辐合线的形成、 维持及移动， 与强降水的位置有很好的对应关系。