Plateau Meteorology

Plateau Meteorology >

2023 , Vol. 42 >Issue 4: 978 - 992

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2022.00050

Analysis on Mesoscale Characteristics of an Extreme Rainstorm in Arid Areas

  • Xiumei YANG ,
  • Xiangwei KONG ,
  • Yong WANG ,
  • Junxia ZHANG ,
  • Haiyao ZHANG
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  • 1. Lanzhou Central Meteorological observatory，Lanzhou 730020，Gansu，China
    2. College of Atmospheric Sciences，Lanzhou University/Joint Center of Research and Training for Weather and Climate Prediction，Lanzhou 730000，Gansu，China
    3. Dingxi Meteorological Office of Gansu，Dingxi 743000，Gansu，China

Received date: 2021-09-01

  Revised date: 2022-04-26

  Online published: 2023-07-18

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Xiumei YANG , Xiangwei KONG , Yong WANG , Junxia ZHANG , Haiyao ZHANG . Analysis on Mesoscale Characteristics of an Extreme Rainstorm in Arid Areas[J]. Plateau Meteorology, 2023 , 42(4) : 978 -992 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2022.00050

1 引言

河西走廊西部地处欧亚大陆腹地， 水汽很难到达该地， 气候干燥， 是典型的大陆性干旱气候， 为中国同纬度地区降水最少的地方（Xie et al， 2016）。该地区暴雨天气很少（孔祥伟和陶健红， 2012）， 且暴雨的范围、 强度与我国其他地方尤其南方各地相比较弱（周鸣盛等， 1993， 1994）， 但暴雨落点分散、 历时短、 局地性强（李春虎， 2003）， 加之下垫面特征、 防范意识、 排洪设施、 防雨能力等方面的差异， 其危害程度不亚于我国其他地区。因此， 加强干旱区复杂地形下极端暴雨的中尺度特征与形成机理研究， 有助于进一步提升干旱区暴洪的防灾减灾能力。
暴雨通常在有利的天气背景和环境条件下产生， 有组织的中尺度系统是产生暴雨的直接影响系统， 典型的环流系统配置为中尺度对流系统的发生发展提供了有利的物理环境条件（何立富等， 2016； 孔祥伟等， 2021）。河西走廊西部干旱区暴雨多在典型天气系统配置下产生， 孔祥伟等（2015）、 王伏村等（2014）和李文莉等（2013）的研究表明内蒙古西部-河套地区的西北至东南向暖性高压脊西侧的尺度200~400 km高空低涡中心（β中尺度）是直接影响系统， 高空低涡中心稳定维持并有对流层低层切变线和地形辐合抬升配合共同组成暴雨天气的有利环流形势。李文莉等（2013）为此提出河西走廊西部干旱区暴雨的天气尺度环流形势配置概念模型， 为河西走廊西部干旱区暴雨预报提供了依据， 然而暴雨出现的具体位置、 时间受中尺度系统等因素的影响。干旱区暴雨的中尺度特征也受到相关学者的关注， 中尺度锋面气旋（刘洪兰等， 2014）、 涡旋云系的冷空气侵入处会激发出β中尺度对流单体（孔祥伟等， 2015）及涡旋云系外部气流引发的对流单体（滕水昌等， 2007）均能造成局地性暴雨。付双喜等（2009）研究河西走廊中部的强降水时发现复杂地形对强降水的产生有重要影响。陈豫英等（2021）分析贺兰山东麓暴雨时指出当山区低层风速近似垂直于山体时， 对流系统移动与传播近似垂直， 列车效应明显， 宁贵财等（2015）用WRF中尺度模式验证了地形对低层绕流气流产生、 垂直运动、 散度场的加强作用， 为暴雨产生创造有利条件。
2019年6月20日河西走廊西部干旱区继2012年之后又一次出现局地大暴雨天气， 二墩站的日降水量超过90 mm［甘肃河西地区24 h暴雨标准为30~70 mm， 大暴雨标准为70~140 mm（李红英等， 2013； 王伏村等， 2014）］， 突破历史极值， 造成了严重的社会影响和经济损失。以往研究多集中在干旱区暴雨的天气尺度环流形势配置和诊断， 那么此次大暴雨过程的天气形势配置与以往过程是否具有相似特征， 对暴雨发生十分重要的直径约400 km的高空低涡发生发展的机理是什么， 仅直径约40 km的酒泉站附近出现暴雨， 造成局地性暴雨的中小尺度系统发生发展特征如何？这些问题均需深入探讨。基于此， 本文针对2019年6月下旬的河西走廊西部干旱区暴雨天气， 利用较2012年更加丰富的观测资料进行成因的深入分析， 以期为提高该地区暴雨天气的认识提供理论依据。

2 资料来源与方法介绍

2.1　资料来源

河西走廊西部干旱区（92°E -109°E， 36°N -43°N）位于阿尔金山东段、 祁连山西段与马鬃山之间， 地势南高北低， 主要包括酒泉、 嘉峪关市及张掖市西部地区， 此地地势高寒， 干旱少雨， 共有188个自动站（国家基准站、 基本站、 一般站）和区域自动站。本文使用了兰州中心气象台提供的该地区的实况观测资料， 包括2019年6月19 -20日的地面风场， 高空风场、 高度场、 温度场， 小时降水数据， 2019年6月20日嘉峪关雷达资料， 酒泉站探空资料， FY-4A卫星红外通道资料， 并对常规气象观测站逐小时降水数据进行了初步质量控制。2019年6月19 -20日ECMWF的逐小时ERA5再分析资料（https： //www.ecmwf.int/en/ forecasts/ dataset/ ecmwf-reanalysis-v5）、 NCEP（NCEP / NCAR Reanalysis Data）再分析资料（https： //rda.ucar.edu/datasets/ds083.2/index.html#！access）， ERA5再分析资料空间分辨率为30 km×30 km， 用于暴雨中尺度特征分析； NCEP再分析资料， 空间分辨率为1°×1°， 时间分辨率为6 h， 用于分析天气尺度的高空低涡发展特征和机理， 其可用性在何光碧等（2009）研究高原低涡时得到证明。文中涉及的地图是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（2019）1711号的中国地图制作， 底图无修改。

2.2　方法介绍

2.2.1　湿位涡

使用湿位涡理论诊断分析高空低涡的发展、 演变特征。湿位涡这一物理量中包含了大气的热力、 动力以及水汽的作用， 能更全面地解释降水过程中的物理机制。湿位涡守恒公式是吴国雄等（1995）利用原始大气运动方程在绝热和无摩擦条件下推导出的， 其在p坐标系中的计算公式为式（1）， 式（1）中考虑大气垂直速度的水平变化比水平速度的变化小得多时， 忽略垂直速度 ω的水平变化， p坐标下湿位涡方程可简化为式（2）， 将其写成分量形式为式（3）和式（4）。
M P V = - g ( f k ¯ + ∇ p × V ) ⋅ ∇ p θ s e
M P V = M P V 1 + M P V 2
M P V 1 = - g ( ξ p + f ) ∂ θ p ∂ p
M P V 2 = g ∂ v ∂ p ∂ θ s e ∂ x - ∂ u ∂ p ∂ θ s e ∂ y
式中： MPV为湿位涡（单位： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1）； MPV1为湿位涡的垂直分量（正压项） （单位： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1）； MPV2是湿位涡的水平分量（斜压项） （单位： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1）； θ s e为假相当位温； ξ p为垂直涡度； f为科氏参数； V表示水平风矢； g为重力加速度； p为气压； θ p是等压面上的位温； k ¯为垂直方向的单位向量； u为纬向风速； v为经向风速。由式（3）和式（4）可知， 在无摩擦、 湿绝热大气中， 垂直涡度发展由大气层结稳定度、 斜压性和风垂直切变等因素决定。MPV1的值取决于空气块绝对涡度的垂直分量和假相当位温垂直梯度的乘积， 由于绝对涡度是正值， 当大气为对流不稳定时， ∂ θ s e ∂ p > 0， MPV1<0； 当大气为对流稳定时， ∂ θ s e ∂ p < 0， MPV1>0； MPV2的数值由风的垂直切变（水平涡度）和 θ s e的水平梯度决定， 表征大气的湿斜压性。风的垂直切变的增加或水平湿斜压的增加， 均能因湿等熵面的倾斜而引起垂直涡度的增长， 有利于强降水发生或加剧。

2.2.2　视水汽汇

视水汽汇代表单位时间内单位质量水汽凝结释放热量引起的增温率。其表达式为：
Q 2 = - L ∂ q ∂ t + ∇ ∙ q V ⃗ + ∂ q ω ¯ ∂ p
式中： L为凝结潜热； t为时间； V ⃗为水平风矢； ω ¯为平均垂直风速； q为比湿； Q 2为水汽凝结加热源； Q 2与定压比热 c p的比值 Q 2/ c p表示对流过程中潜热释放产生的温度变化［单位： K·（6h）-1］。

3 降水概况和天气背景

3.1　降水实况

2019年6月20日08:00（北京时， 下同）至21日08:00河西走廊西部干旱区发生了一次局地大暴雨天气［图1（a）］， 暴雨落区直径约40 km， 集中在酒泉站附近。最大日降水量二墩为93.5 mm， 占二墩站2019年年降水量的61.75%； 酒泉站日降水量达84.4 mm， 突破建站以来日降水量极值（1983年8月4日降水量44.2 mm）。本次降水主要集中在20日14:00 -20:00［图1（c）］， 酒泉、 二墩、 文殊寺、 三墩等多站小时降水量超过10 mm， 最长持续3 h， 最大小时雨强出现在18:00 -19:00 三墩站23.4 mm·h-1。6 h内酒泉有11个站降水量超过30 mm， 5个站超过50 mm［图1（b）］。酒泉站大于10 mm·h-1的短时强降水累积量占过程总雨量的比值为64.3%（二墩、 文殊寺、 三墩占比分别为53.6%， 48.2%和32.2%）， 此过程以中小尺度系统引起的对流性强降水为主， 降水的短历时特征明显， 不论累积降水量还是小时降水量均具有极端性。
图1 2019年6月20日08:00至21日08:00（a）和20日14:00 -20:00（b）河西走廊西部降水量空间分布以及6月20日07:00至21日02:00二墩、 三墩、 文殊寺、 酒泉4个站小时降水量分布（c）（单位： mm）

Fig.1 The distribution of observed precipitation in the western Gansu Corridor from 08:00 on 20 to 08:00 on 21 （a） and from 14:00 to 20:00 on 20 （b） June 2019 and the change of hourly precipitation at Erdun， Sandun， Wenshusi， Jiuquan station from 07:00 on 20 to 02:00 on 21 June 2019 （c）.Unit： mm

3.2　环流背景

暴雨发生前， 500 hPa的β中尺度高空低涡中心位于酒泉肃北［图2（a）］， 是造成此次河西走廊西部干旱区局地大暴雨的直接影响系统。高空低涡受内蒙古西部-河套地区的西北至东南向的暖性高压脊（简称歪脖子高压， 下同）阻挡移动缓慢。700 hPa河西走廊西部—青海西北部风向呈气旋式环流， 气旋式环流东侧形成一支偏东大风速带， 最大风速达16 m·s-1， 向河西走廊西部输送暖湿气流［图2（b）］。暴雨区上空200 hPa高空槽经向度加大， 槽前为正涡度平流大值区［图2（c）］， 与500 hPa高空低涡环流中心几乎重叠。因此， 200 hPa高空槽、 500 hPa歪脖子高压阻挡的高空低涡、 700 hPa风场气旋式辐合和有利的水汽条件共同形成暴雨区有利的高低空配置。
图2 2019年6月20日08:00位势高度（黑色等值线， 单位： dagpm）和风场（风羽， 单位： m·s-1）（a， c）， 700 hPa风场（黑色风杆， 单位： m·s-1）（b）以及20日14:00 700 hPa水汽通量（矢量， 单位： g·cm-1·hPa-1·s-1）和水汽通量散度（彩色区， 单位： ×10-5 g·s-1·cm-2·hPa-1）（d）

黑色阴影为青藏高原地形

Fig.2 Geopotential height （black contour， unit： dagpm） and winds （barb， unit： m·s-1） at 08： 00 20 June （a， c）， winds （barb， unit： m·s-1） at 700 hPa （b）， water vapor flux （vector， unit： g·cm-1·hPa-1·s-1） and water vapor flux divergence （color area， unit： ×10-5 g·s-1·cm-2·hPa-1） at 700 hPa at 14:00 （d） on 20 June 2019.The shaded represents Qinghai-Xizang Plateau Terrain

此次大暴雨的环流特征与陶健红等（2016）分析的2011年6月16日肃北暴雨、 王伏村等（2014）分析的2012年6月5日玉门暴雨的环流特征相似， 500 hPa受歪脖子高压阻挡的高空低涡直接影响， 与高低层系统作用形成深厚正垂直涡度层， 东北向移动过程中直接影响酒泉。高空低涡形成后移动缓慢， 12 h移动不超过4个经度， 同时中层伴随异常偏强东风， 与以往暴雨不同的有以下3个方面： （1）此次过程的暴雨区上空（700 hPa）冷暖气团均较弱， 温度梯度明显弱于前两次过程， 而2011年6月16日和2012年6月5日暴雨过程发生在700 hPa明显的冷暖气团交汇区； （2）700 hPa酒泉东部—甘肃中部的偏东风明显强于前两次过程； （3）2019年6月20日200 hPa暴雨区上空高空槽异常加深向南发展， 经向度大于10个纬度， 高低空系统的耦合作用使得中低层系统快速发展， 2011年6月16日和2012年6月5日200 hPa为浅槽， 经向度小于3个纬度（表1）。
表1 近10年河西走廊西部暴雨环流特征对比

Table 1 The comparison of heavy rain circulation characteristics in the midwestern Gansu Corridor in the past 10 years

气象要素 2011年6月16日 2012年6月5日 2019年6月20日
24 h 最大雨量/mm 77.2（肃北） 94.9（玉门） 93.5（二墩）
小时最大雨量/mm 17.8（南湖） 38.2（梁子沟） 23.4（三墩站）
低涡中心位势高度/dagpm 576 572 576
500 hPa最大东风/（m·s-1） 20 12 14
200 hPa高空槽经向度 大于10个纬度 小于3个纬度 小于3个纬度
12 h移动速度 4个经度 3个经度 4个经度
700 hPa温度梯度/［℃·（°E）-1］ 1.5 1.25 0.25
700 hPa最大东风/（m·s-1） 12 10 20

700 hPa温度梯度指肃北到酒泉站的温度梯度； 700 hPa最大东风是酒泉东部—甘肃中部最大风

3.3　水汽条件

河西走廊西部干旱区水汽匮乏， 要具备形成暴雨的水汽条件， 必须有充足的水汽输入到该地， 甘肃中部对流层中低层形成的异常偏东气流是河西走廊西部干旱区暴雨水汽输送的关键（陶健红等， 2016）。2019年6月20日08:00［图2（a）， （b）］， 酒泉东部-甘肃中部的偏东大风出现， 其将已输送至西北地区东部的水汽继续沿青藏高原东边缘向河西走廊西部输送， 同时华北地区的水汽随偏东气流源源不断地向河西走廊西部输送， 两条水汽输送通道建立； 14:00［图2（d）］， 在酒泉东部-甘肃中部偏东气流影响下， 暴雨区上空700 hPa水汽输送通量达18 g·cm-1·hPa-1·s-1， 水汽通量散度中心值为 -1.5×10-5 g·s-1·cm-2·hPa-1， 在酒泉形成水汽输送“汇”， 与2011年6月16日暴雨过程的水汽通量相当， 这种强度的水汽输送在河西走廊西部干旱区较为罕见（孔祥伟等， 2021）。由此可见， 强水汽辐合区位于高空低涡中心附近的暴雨区， 水汽在东西600 km、 南北200 km左右小区域内聚集， 形成暴雨区比周边更好的水汽条件。

4 高空低涡诊断分析

由于β中尺度高空低涡是此次河西走廊西部干旱区局地大暴雨的直接影响系统， 因此分析其发展演变及维持的机理是研究此次大暴雨过程的关键因素之一。

4.1　高空低涡发展的基本物理场特征

2019年6月19日20:00至20日20:00 500 hPa高空低涡移动过程中强度和结构发生了显著变化。6月19日20:00 500 hPa青海海西州西部风向呈气旋式环流［图3（a）］， 整层为正垂直涡度， 高层系统发展先于低层系统（500 hPa以上垂直涡度是其以下的2倍以上）， 涡柱覆盖范围宽广［图4（a）］， 对应红外云图上有涡旋云系形成； 20日08:00［图3（b）］， 随着歪脖子高压发展， 其西南侧的东南气流加强， 青海北部上空的偏西风也增强， 酒泉肃北的气旋式环流增强为闭合高空低涡， 中心强度576 dagpm， 水平尺度约300 km， 随着正垂直涡度不断加强， 高低空正垂直涡度柱逐渐垂直， 形成一近似直立的涡柱， 涡柱水平范围收缩， 整层垂直涡度强度增强（低层增加更显著）［图4（b）］。20日20:00［图3（c）］， 高空低涡在高空偏西气流引导下， 向东移至酒泉站附近上空， 呈椭圆形， 水平尺度东西约为1100 km， 南北约440 km， 强度减弱为580 dagpm， 涡柱强度有所减弱， 中层的强度减弱更明显［图4（c）］。虽然歪脖子高压和高空低涡强度减弱， 但高空低涡东北侧的强偏东风维持， 促成河西走廊西部出现暴雨最为重要水汽条件； 21日08:00， 高空低涡移出甘肃（图略）， 河西走廊西部降水趋于结束。高空低涡在酒泉上空维持12 h以上， 19日20:00至20日08:00高空低涡逐渐增强， 20日08:00 -20:00 强度由强转弱， 酒泉站附近强降水受减弱阶段的高空低涡直接影响。
图3 2019年6月19 -20日500 hPa位势高度（黑色等值线， 单位： dagpm）、 风场（风羽， 单位： m·s-1）和FY-4A卫星红外云图（彩色区， 单位： K）

D1、 D2、 D3表示19日20:00、 20日08:00、 20日20:00 500 hPa高空低涡中心位置

Fig.3 Geopotential height （black contour， unit： dagpm）， winds （barb， unit： m·s-1） at 500 hPa and FY-4A Infrared satellite cloud images （color area， unit： K） from 19 to 20 in June 2019.D1， D2 and D3 are the center locations of the high-altitude vortex at 500 hPa at 20:00 on 19 June， at 08:00 on 20 June， at 20:00 on 20 June 2019

图4 高低空低涡中心的垂直涡度（彩色区， 单位： ×10-5 s-1）和散度（黑色等值线， 单位： ×10-5 s-1）经向剖面（a~c）以及暴雨中心（39.7°N， 98.7°E）的垂直涡度（彩色区， 单位： ×10-6 s-1）、 垂直速度（等值线， 单位： ×10-1 Pa·s-1）随时间的演变（d）

黑色阴影为地形剖面

Fig.4 Vertical distribution of the vertical vorticity （color area， unit： ×10-5 s-1） and divergence （black contour， unit： ×10-5 s-1） in the center of high-altitude vortex （a~c）， the distribution of vertical vorticity （color area， unit： ×10-6 s-1） and vertical speed （contour， unit： ×10-1 Pa·s-1） across the rainfall site （39.7°N， 98.7°E） （d）.Black shadecl area is profile of topography

4.2　高空低涡发展的热力和动力作用分析

前文分析可知， 200 hPa槽前正涡度平流大值区、 500 hPa高空低涡和700 hPa风场辐合区几乎重叠， 对流层高低层系统叠加形成耦合系统， 不仅使得高空低涡低层垂直涡度快速增强（20日08:00）， 而且也促使垂直涡度逐渐演变成近似直立结构的正涡柱。20日08:00， 随着高空低涡系统增强， 加强了酒泉站上空700 hPa暖湿气流输送［图5（b）］， 此时， 酒泉站上空的500 hPa高度为弱冷平流， 根据位势倾向方程中温度平流随高度的变化项可知， 500 hPa冷平流使气柱厚度减小， 涡旋加深［图5（a）］， 因此500 hPa较弱的温度平流在高空低涡发展时有一定作用， 但较涡度平流在涡旋发展中的贡献小， 对流层高层涡度平流是中低层涡旋发展的主要因子。此外， 酒泉站上空低层和中层的冷暖结构配置利于增加大气不稳定性， 促进对流发展， 为对流性暴雨形成创造条件。
图5 2019年6月20日08:00 500 hPa（a）和700 hPa（b）温度平流（彩色区， 单位： ×10-5 K·s-1）、 风场（风羽， 单位： m·s-1）分布

黑色阴影为青藏高原地形

Fig.5 The distribution of temperature advection （color area， unit： ×10-5 K·s-1）， winds （barb， unit： m·s-1） at 500 hPa （a） and 700 hPa （b） at 08:00 on 20 June 2019.The shadecl represents Qinghai-Xizang Plateau Terrain

伴随高空低涡系统东移北上， 加强了垂直上升运动， 形成降水， 产生凝结潜热释放。前人研究发现凝结潜热加热利于低压中气旋式涡度的发展， 且非绝热加热在低涡的垂直涡度发展中起主导作用（孙淑清和纪立人， 1986； 郑永骏等， 2013）。图6给出此次大暴雨过程中视水汽汇引起的温度变化特征。20日08:00 500 hPa高空低涡中心位于（38.4°N， 96°E）， 20日08:00 -14:00［图6（a）］凝结潜热引起的增温主要在88°E -98°E， 从近地面到250 hPa均表现为增温效应， 最大凝结潜热释放层在近地面到550 hPa， 加热中心位于高空低涡中心附近， 达8 K·（6h）-1， 利于对流层低层正垂直涡度增强， 减缓了高空低涡的衰减速度， 此阶段， 高空低涡系统下高原， 由于位涡守恒， 使正垂直涡度增加， 也减缓了高空低涡减弱速度； 20日20:00 500 hPa高空低涡中心位于（39.6°N， 99.2°E）， 暴雨区上空仍为潜热反馈增温， 但强度有所减弱， 最大增温率在550 hPa［达5 K·（6h）-1］［图6（b）］。可见中低层凝结潜热释放减缓了高空低涡减弱速度。
图6 2019年6月20日单位质量水汽凝结引起的增温率垂直剖面［彩色区， 单位： K·（6h）-1］

黑色阴影表示地形剖面

Fig.6 Vertical distribution of temperature increasing rate ［color area， unit： K·（6h）-1］ caused by condensation of water vapor per unit mass on 20 June 2019.Black shaded area is profile of topography

4.3　湿位涡分析

湿位涡是研究低涡发生、 发展的重要物理量（吴国雄等， 1999）， 其不仅表征大气热、 动力属性， 还考虑水汽作用， Ertel（1942）强调高层位涡扰动对中低层涡旋发展有重要影响， 位涡在低涡研究中得到广泛应用（雷蕾等， 2017； 王宏等， 2008）， 为此， 沿高空低涡中心作湿位涡剖面来探讨高空低涡发展维持的机理。20日08:00［图7（a）］高空低涡中心位于（38.4°N， 96°E）， 处于强盛阶段， 在96°E附近850~250 hPa湿位涡为正， 对流层高层有明显湿位涡下传， 500 hPa为极大值中心， 达4×10-5~6×10-5 m2·K·kg-1·s-1， 此时， 高低空正垂直涡度柱近似垂直， 最大值在300 hPa（12×10-5 s-1）， 正湿位涡下传区和正垂直涡度大值区叠置， 正湿位涡下传促使正垂直涡度加强， 利于形成有组织的垂直环流， 使得高空低涡发展、 维持。这是由于湿位涡下传与高层干冷空气的侵入相关， 中层正湿位涡异常表示触发暴雨的干冷空气从对流层高层向中低层侵入， 改变了中低层温度场， 使中低层斜压性增强， 导致对流层中下层风切变加强， 有利于低涡发展与维持（陈春艳等， 2012）， 因此， 湿位涡下传对高空低涡的发展有正贡献， 王伏村等（2014）在研究低涡对暴雨的作用时发现类似现象。14:00［图7（b）］高空低涡中心在（39°N， 97°E）， 正垂直涡度区水平尺度减小， 虽然整层为正垂直涡度， 但强度明显减弱， 最大正垂直涡度（6×10-5 s-1）在700 hPa， 并且湿位涡下传明显减弱， 高空低涡发展的动力条件转差， 处于衰减阶段， 可见湿位涡下传加强， 高空低涡发展， 湿位涡下传减弱， 高空低涡衰减， 因此湿位涡下传是高空低涡发展维持的一个重要因子。
图7 2019年6月20日高空低涡中心湿位涡（彩色区， 单位： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1）和垂直涡度（黑色等值线， 单位： ×10-5 s-1）的垂直剖面

Fig.7 The cross sections of moist potential vorticity （color area， unit： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1） and vertical vorticity （black contour， unit： ×10-5 s-1） in the center of high-altitude vortex on 20 June 2019

MPV1表示惯性稳定性（ ξ p + f）和对流稳定性 - g ∂ θ e ∂ p的相互作用， 沿38.4°N［08:00高空低涡中心（38.4°N， 96°E）］作MPV1纬向剖面（图8）可以看到， 6月20日08:00［图8（a）］， 在90°E -100°E上空， 700 hPa以下大气为弱稳定层结， 700 hPa以上为稳定层结， 20日14:00［图8（b）］， 弱稳定层发展到400 hPa， 因此从08:00 -14:00 700 hPa以下的大气处于弱稳定层结状态， 利于产生弱对流天气。
图8 2019年6月20日高空低涡中心的MPV1（a， b， 彩色区， 单位： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1）和MPV2（c， d， 彩色区， 单位： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1）的垂直分布

Fig.8 Vertical distribution of MPV1 （a， b， color area， unit： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1） and MPV2 （c， d， color area， unit： ×10-5 m2·K·kg-1·s-1） in the center of high-altitude vortex on 20 June 2019

吴国雄等（1995）指出低层较大的正MPV2移动可作为低空急流和暖湿气流活动或涡旋活动的示踪， 因此暴雨前期MPV2正值范围的扩大与增强表征低空暖湿气流加强， MPV2的数值通常比MPV1小一个量级。20日08:00［图8（c）］， 高空低涡中心（38.4°N， 96°E）上空为较弱的分散性正MPV2， 正MPV2大值中心在350 hPa（0.4×10-5~0.8×10-5 m2·K·kg-1·s-1）， 20日14:00［图8（d）］， 高空低涡中心移到（39°N， 97°E）， 上空仍为弱MPV2正值区， 低层大气的斜压性较弱， 暖湿气流输送也较弱。湿位涡斜压项数值越大表征大气的斜压性越强， 大气斜压性转化成正压位涡扰动能力越强， 越利于气旋性涡度发展， 弱的MPV2为高空低涡发展提供的条件较差， 高空低涡进一步增强的可能性小。大气弱稳定层结（正压项）和弱斜压不稳定（斜压项）对高空低涡加强作用较弱， 但仍利于弱对流天气形成， 这样的大气条件是导致此次暴雨过程为浅薄对流降水的一个重要成因。
综上所述， 在高空低涡发展阶段， 对流层中低层垂直涡度快速增大， 高空低涡发展为近似直立的深厚系统， 是高低空系统的相互作用、 湿位涡下传和温度平流共同导致的， 但温度平流的贡献较小， 在高空低涡衰减阶段， 酒泉产生局地大暴雨天气， 对流降水导致的凝结潜热反馈减缓了高空低涡衰减速度， 使得暴雨区上升运动维持， 形成正反馈。

5 局地性强降水成因

5.1　对流潜势和局地强降水演变

19日20:00酒泉站位于500 hPa气旋式环流外围， 垂直上升运动较弱， 云顶亮温245~253 K［图3（a）］， 出现小雨天气。随着高空低涡移近酒泉站， 20日08:00酒泉站处在500 hPa高空低涡外部偏南风和偏东风切变中， 20日14:00 -20:00， 酒泉站上空500 hPa正垂直涡度略有减弱， 垂直上升运动也减小［图4（d）］， 有弱对流云发展， 云顶亮温<-290 K， 伴随小阵雨天气； 20日20:00， 高空低涡中心在酒泉站上空， 强度继续减弱， 但酒泉站附近上空仍有发展高度低、 水平尺度小的强上升运动维持［图10（b）］， 此时酒泉站附近出现多个站次10 mm·h-1以上强降水， 为浅薄的层积混合型暖云降水（云顶亮温大于255 K）［图3（c）］。
图9 2019年6月20日20:00酒泉站T-lnP图

Fig.9 T-lnP at Jiuquan station at 20:00 on 20 June 2019

图10 嘉峪关雷达6月20日18:56（a）和19:19（b）反射率因子沿着红色直线的垂直剖面和6月20日（c~e）嘉峪关雷达0.5° 仰角的反照率因子（单位： dBz）

红色方框表示暴雨区

Fig.10 Vertical profile of radar echo reflectivity factor along the red line of the Jiayuguan Radar at 18:56 （a）， 19:19 （b）， and radar echo reflectivity factor at 0.5° elevation of Jiayuguan Radar （c~e） on 20 June 2019.Unit： dBz.The red box denotes the rainstorm area

分析酒泉站20日20:00探空资料（图9）发现， 对流有效位能近乎0， 700~500 hPa为干层， 700 hPa以下空气接近饱和， 酒泉站近地面为东北风， 在500 hPa以下， 风随高度略有减小， 垂直风切变小， 这种层结特征利于浅对流发展， 这与大气处于弱不稳定状态有关， 下面将分析这种大气状态下的对流特征。在6月20日17:31 0.5°仰角反照率因子图上［图10（c）］， 酒泉站附近出现小范围层积混合云， 最强回波为38 dBz， 对流开始被触发， 文殊寺站出现大于10 mm·h-1的短时强降水； 随后地面辐合线附近逐渐出现多个局地新生对流系统， 18:46最大回波强度为40 dBz ［图10（d）］， 层积混合云回波范围增大， 伴随二墩、 三墩、 酒泉站均出现短时强降水； 19:21层积混合云回波区减小［图10（e）］， 仅酒泉站短时强降水持续。此次降水过程中， 雷达回波强度不强， 35 dBz以上范围小， 多个弱对流系统本地生成， 本地消失， 维持3 h以上， 低质心暖云降水效率高， 导致此次局地性大暴雨天气。在最强降水时段， 雷达回波顶高为3.6 km， 最强质心回波强度为50.5 dBz［图10（a）， （b）］， 液态水含量为8 kg·m-3， 虽然相比其他地方的对流天气， 此次过程对流强度不强， 但在河西走廊西部干旱区已属罕见。

5.2　局地水汽

由3.3节的分析可知， 虽然大尺度水汽通量和水汽通量散度分析表明河西走廊西部干旱区利于强降水出现， 但是为何仅酒泉站附近出现大暴雨需要更深入地探究， 沿39.6° N作水汽特征量的垂直剖面［图11（a）， （b）］， 98°E -100°E比湿略高于周围区域， 水汽通量散度小于0的高度在600 hPa以下， 对流层低层的水汽强辐合对极端暴雨的出现有重要贡献。另外， 从三个水汽变量随时间的变化图看到［图11（c）］， 20日00:00 -23:00， 比湿在7 g·kg-1左右； 水汽通量大于2 g·cm-1·hPa-1·s-1， 该地有源源不断水汽输送， 20日02:00最强， 随后减弱， 这和700 hPa河西走廊中部至酒泉的南风减弱有关； 水汽通量散度小于-2×10-5 g·s-1·cm-2·hPa-1， 酒泉站附近上空水汽辐合明显。因此在酒泉站上空形成一个水平尺度小， 发展高度低的水汽聚集区， 低层水汽的强烈辐合与地形关系密切（Houze， 2012）， 是此次暴雨局地性的影响因子之一。
图11 2019年6月20日18:00（a）和20:00（b）沿39.6° N水汽通量散度（彩色区， 单位： ×10-5 g·s-1·cm-2·hPa-1）、 比湿（黑色等值线， 单位： g·kg-1）的垂直剖面以及酒泉站700 hPa比湿、 水汽通量和水汽通量散度随时间变化特征（c）

Fig.11 Vertical cross section of the water vapor flux divergence （color area， unit： ×10-5 g·s-1·cm-2·hPa-1） and specific humidity （black contour， unit： g·kg-1） along 39.6°N at 18:00 （a） and 20:00 （b）， the hourly characteristics of specific humidity and water vapor flux and water vapor flux divergence of Jiuquan Station at 700 hPa （c） on 20 June 2019

5.3　地形强迫

复杂地形区暴雨出现的地点、 强度和持续时间， 除了和天气因素有关外， 还有明显的地方性特征， 山脉附近常为强降水中心（章淹， 1983； 李国平， 2016）， 这和地形对气流的辐合抬升、 阻挡绕流作用有关（廖菲等， 2007； 曾勇和杨莲梅， 2018）， 因此在降水量级预报中， 需考虑地形对降水的增幅作用。本次过程暴雨以上量级的站点在祁连山东侧陡峭地形附近， 这与鼎新—金塔偏东风从喇叭口地形灌入， 进而在迎风坡上辐合、 地形强迫抬升有很大关系。
图12为20日18:00和20:00经过暴雨区上空的垂直速度和散度诊断结果， 18:00在山前100 km范围内的上空为垂直速度小于-10×10-1 Pa·s-1和散度小于-2×10-5 s-1的叠加区［图12（a）］， 上升运动发展到250 hPa， 强度中心在700 hPa， 但是风场辐合区在700 hPa以下， 在山体附近出现地形强迫出的上升气流， 并且山体坡度大的区域上升运动强， 但范围很窄； 到20:00辐合区位置未变， 强上升运动中心下移， 垂直上升运动区和风场辐合区叠加在700 hPa以下［图12（b）］， 水汽和能量无法向高层输送， 集中在山前水平尺度为100 km、 高度在700 hPa以下的小空间内， 是局地性的浅薄暖云降水的直接原因。
图12 2019年6月20日18:00（a）和20:00（b）沿98.7°E垂直速度（彩色区， 单位： ×10-1 Pa·s-1）、 散度（黑色等值线， 单位： ×10-5 s-1）和风场（风羽， 单位： m·s-1）的垂直剖面

Fig.12 The cross section of vertical speed （color area， unit： ×10-1 Pa·s-1）， divergence （black contour， unit： ×10-5 s-1） and winds field （barb， unit： m·s-1） along 98.7°E at 18:00 （a） and 20:00 （b） on 20 June 2019

从［图13（a）］看到， 20日12:00酒泉站附近以西北风为主， 14:00东北风从鼎新-金塔灌入， 西北风也加强， 使得山前的酒泉站附近出现地面辐合线［图13（b）］， 辐合线上对流触发， 由于陡峭山体阻挡， 地面辐合线位置少动， 持续7 h， 21:00之后暴雨区上空转为西北风， 地面辐合线消失， 降水也减弱消失。侯淑梅等（2015）和丁一汇（1994）的研究中也有类似结论， 即特殊地形在天气系统过境时容易激发地面辐合线， 利于降水的触发、 维持， 中尺度对流系统的移动和传播也受地形影响。17:02 0.5°仰角的反射率因子图上（图略）， 酒泉站附近上空出现γ中尺度层积混合云， 回波中心强度约为40 dBz， 17:48 -18:46［图13（c）］， 酒泉站附近回波强度增强、 范围扩大， 最大回波强度达45 dBz， 降水效率增大， 出现短时强降水； 0.5° 仰角的径向速度图上［图13（d）］， 17:02 -19:21从鼎新—金塔有一支异常东北向大风速带， 最大速度达25 m·s-1。这支持续的大风速带对对流在酒泉站附近不断发展起关键作用， 由于东北大风与祁连山基本垂直， 受地形作用风速沿运动方向逐渐减小， 在山前形成风向辐合， 加之地形的抬升作用， 较强对流回波维持区域正好在东北风大风速带迎风坡一侧， 与强降水落区对应。
图13 2019年6月20日12:00（a）和18:00（b）地面风场（风羽， 单位： m·s-1）， 以及18:23嘉峪关雷达0.5°仰角反照率因子（c， 单位： dBz）和径向速度（d， 单位： m·s-1）

红色方框表示暴雨区

Fig.13 Surface winds （barb， unit： m·s-1） at 12:00 （a） and 18:00 （b）， radar echo reflectivity factor （c， unit： dBz） and radial velocity （d， unit： m·s-1） of 0.5°elevation from Jiayuguan Radar at 18:23 on 20 June 2019.The red box denotes the rainstorm areas

此次大暴雨天气主要是局地对流回波持续影响造成的， 异常的东北大风速带垂直于祁连山脉， 一方面使地形强迫抬升作用更加明显， 对对流既有触发又有维持、 加强作用（雷蕾等， 2020； 陈豫英等， 2021）； 另一方面地形阻挡地面辐合线移动， 导致地面辐合线维持时间达7 h， 为此次大暴雨提供持久的触发和动力条件。

6 结论

此次降水是在河西走廊西部干旱区典型天气形势下发生的局地大暴雨过程， 本文从β中尺度高空低涡发展的机理及大暴雨的中尺度成因着手分析， 结果表明：
（1） 200 hPa高空槽经向度异常加大， 高低空系统耦合使得500 hPa高空低涡快速发展为贯穿整个对流层的深厚系统， 为此次局地性大暴雨天气过程的直接影响系统， 维持超过12 h。该系统移动过程中垂直涡度的空间结构从大范围倾斜涡柱逐渐收缩成近乎直立的深厚低涡系统， 斜压性较前两次过程弱， 但200 hPa高空槽和700 hPa偏东风明显强于前两次过程， 强大动力作用产生强烈垂直环流。
（2） 高空低涡系统发展阶段， 正湿位涡下传使中低层干冷空气侵入和垂直涡度增大， 利于高空低涡发展维持。减弱阶段， 降水促使凝结潜热释放， 对流层中低层（700~500 hPa）潜热反馈导致中低层垂直涡度增大， 此时高空低涡下山也使正垂直涡度增大， 两者共同减缓了高空低涡的衰减速度。
（3） 地形和天气系统耦合使强上升运动区、 低层辐合区、 水汽聚集区叠加在700 hPa以下的狭窄范围内， 在山前形成低质心对流， 暖云降水效率高， 导致水平尺度仅40 km的酒泉大暴雨。
（4） 地形对地面辐合线维持、 对流触发和暴雨的增幅有重要影响。鼎新-金塔东北风垂直于山体， 形成地面辐合线， 触发对流； 强迫抬升作用对对流有触发、 加强和维持作用， 加大山地暴雨的增幅。
本文仅对一次大暴雨过程的高空低涡发展和维持的机理进行了探讨， 以后还需要更多的个例分析验证高空低涡发生发展对河西走廊西部干旱区复杂地形下暴雨的影响； 另外， 河西走廊西部干旱区复杂地形对暴雨的增幅作用仅限于定性分析， 复杂地形对暴雨的增幅影响有待进一步研究。深入探究引起干旱区暴雨的高空低涡发生、 发展机理还需要利用高分辨率的观测资料和数值模式验证。

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