Plateau Meteorology

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2025 , Vol. 44 >Issue 4: 860 - 876

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2024.00117

Cause Analysis of a Post-frontal Extreme Rainstorm on the Northeast Side of Qinghai-Xizang Plateau

  • Jing FU , 1, 2 ,
  • Haixia DUAN , 2 ,
  • Zhao FU 1 ,
  • Chenrui LI 1 ,
  • Honge SHA 1 ,
  • Xingyu SONG 1, 3
Expand
  • 1. Lanzhou Central Meteorological Observatory，Lanzhou 730020，Gansu，China
  • 2. Northwestern Regional Center of Numerical Weather Prediction/Key Laboratory of Arid Climate Change and Disaster Reduction of China Meteorological Administration and Gansu Province，Institute of Arid Meteorology of China Meteorological Administration，Lanzhou 730020，Gansu，China
  • 3. Heavy Rain and Drought - Flood Disasters in Plateau and Basin Key Laboratory of Sichuan Province，Chengdu 610072，Sichuan，China

Received date: 2024-07-28

  Revised date: 2024-12-23

  Online published: 2025-08-04

Copyright

© Editorial Department of Plateau Meteorology （CC BY-NC-ND）
Fold

Abstract

On August 13-14， 2022， an extreme rainstorm event occurred in Yuzhong region of Gansu Province， northeast of the Qinghai-Xizang Plateau.Accumulated daily precipitation reached 130.6 mm and the maximum hourly precipitation was 36.6 mm， breaking the heaviest daily precipitation records of the region and causing serious social impact and economic losses.Based on the data of surface minute observation and high altitude observation， Lanzhou Doppler radar and ECMWF Reanalysis v5（ERA5）， by analyzing the observation characteristics， environmental conditions， topographic effects and instability mechanism of the two heavy precipitation stages in this extreme rainstorm， the results show that： （1） The rainstorm was caused by the convergence of weak cold air brought by the shortwave trough in the westerlies and warm and humid air outside the subtropical high in the Longzhong area.The 700 hPa shear line provided the dynamic lifting conditions， and the surface cold front provided the triggering conditions.（2） The radar reflectance factor in the rainstorm process was characterized by persistent strong echoes accompanied by "backward propagation"， low-level jets and obvious convergence.In the second stage， the echo top height behind the cold front was similar to that in the first stage， but the scope was larger and the structure was more compact， and the convective cloud development was more vigorous.（3） The water vapor conditions of the rainstorm were abundant.In the first stage， there was significant convective instability due to strong convergence and upward movement at the lower level and high convective effective potential energy.In the second stage， the upward movement was weakened， the convective effective potential energy was 0， and the dynamic and convective instability conditions were weak.（4） The release of unstable energy triggered by cold front baroclinic frontogenesis was the main triggering mechanism of precipitation in the first stage.After the transit of the cold front， the precipitation in the second stage was formed by the combination of terrain， frontogenic secondary circulation and instability.Since the heavy precipitation after the summer cold front was not common in the northeast part of the Qinghai-Xizang Plateau， forecasters tended to ignore such kind of rainstorms.Therefore， we need to strengthen monitoring and early warning of such rainstorm events.

Key words： Extreme rainstorm; postfrontal precipitation; topographic action; instability mechanism

Cite this article

Jing FU , Haixia DUAN , Zhao FU , Chenrui LI , Honge SHA , Xingyu SONG . Cause Analysis of a Post-frontal Extreme Rainstorm on the Northeast Side of Qinghai-Xizang Plateau[J]. Plateau Meteorology, 2025 , 44(4) : 860 -876 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2024.00117

1 引言

暴雨作为一种频发的灾害性天气， 常造成重大的洪涝灾害和严重的次生灾害， 对人民的生命财产及国民经济产生显著影响（郑国光等， 2019）。在全球气候变化（IPCC， 2021）和中国高质量发展的背景下， 暴雨引发的灾害呈现加剧趋势， 使得防灾减灾工作面临更大挑战（秦大河， 2015）。因此， 暴雨的时空分布规律、预测方法及其发生机制等一直是研究重点（黄玉霞等， 2017）。
国内外学者通过对暴雨的主要影响系统、热力和动力条件、地形对暴雨的作用与增幅机制开展广泛研究（张庆云等， 2003； 程正泉等， 2012； 高守亭等， 2018； Luo et al， 2020）， 深入探讨了中国暴雨的集中期、强度、持续时间和影响范围等特点（黄士松， 1984； 丁一汇， 2019）。暴雨的主要影响系统如低空急流、锋面、西太平洋副热带高压和青藏高原天气系统等对暴雨的形成机制机理等得到了明确阐述（郑永光等， 2007； Du et al， 2019； 马婷等， 2020）。暴雨的热力和动力学条件的研究在国内外也取得了创新性成果， 推动了暴雨研究的客观化和定量化（丁一汇， 2014； 寿绍文， 2019）。如： 王伏村（2016）、侯俊和管兆勇（2013）发现锋生强度变化与暴雨强度的变化基本一致， 而湿对称不稳定通常用来解释锋区降水的产生和发展（Bennetts and Hoskins， 1979）； 郭丹妮等（2023）研究表明湿位涡与SVD理论对暴雨的落区也有一定的指示意义； 冉令坤和楚艳丽（2009）发现水汽通量散度能够有效地指示暴雨的发生发展。很多强降水系统的发生发展与地形有着密切的联系（李冀等， 1978； 寿绍文， 2017； 徐珺等， 2023）， 因此地形影响的诊断分析在暴雨分析和诊断中发挥着重要作用。
西北地区暴雨的频发与副热带高压及冷空气活动密切相关。研究发现， 该地区暴雨主要受两种气流形态的影响： 一是副高西北侧的西南气流型， 二是副高西侧的偏南气流型（白肇烨和徐国昌， 1991； 黄玉霞等， 2004， 2017a， 2017b）。这些气流通过水汽输送通道， 将大量水汽输送至西北地区， 为暴雨的形成创造了有利的水汽条件（邵元亭等， 2013； 钱正安等， 2018）。冷暖空气的交汇及多尺度的相互作用是进一步导致强降水事件发生的关键因素（陈豫英等， 2018； 黄玉霞等， 2019）。
西北地区位于青藏高原的东北侧， 地形复杂， 涵盖西秦岭、陇西盆地、鄂尔多斯西南缘及河西走廊。这种复杂的地形以及多样的下垫面条件使得暴雨在此地区表现出独有的特征（赵庆云等， 2014）。其特殊性主要体现在两个方面： 动力和热力。首先， 地形的起伏可引发地形重力波的形成， 促进天气系统的演变（付超等， 2017）。其次， 迎风坡的阻塞回流和背风涡的生成或加深对降水也具有显著影响（马思敏等， 2022； 徐珺等， 2023）。冷锋过境后， 层结趋于稳定， 但地形的阻塞作用导致锋后冷空气堆积。同时， 锋面强迫暖湿空气加速倾斜对流， 进一步增强了不稳定条件， 最终促成强降水事件的形成（李瑞萍等， 2019； 郭大梅等， 2020； 李博等， 2023）。虽然大量学者开展西北地区暴雨的研究， 取得了很多进展， 但仍然存在一些问题尚待进一步研究， 例如： 局地突发性暴雨生消机理， 特别是在冷锋后部西北气流背景下对流风暴的触发和演变机制方面； 西北地区的地形复杂， 山脉、高原等地形对暴雨的影响显著， 但具体影响机制仍需进一步研究（黄雨霞等， 2019； 姚静等， 2024； 李驰钦等， 2024）。
2022年8月13日， 青藏高原东北侧的榆中地区发生了一次极端暴雨事件（田金涛， 2022）。该事件具有较强的局地性和极端性特征， 同时展现出明显的对流阶段性， 并且对流持续时间较长， 造成了严重的社会影响和经济损失。暴雨过程分为两个阶段， 第一阶段冷锋过境触发不稳定能量形成强降水， 第二阶段与地形阻挡导致的锋生次级环流和条件对称不稳定有密切的关系， 这种冷锋后强降水天气在西北地区盛夏季节较为罕见。为了深入理解此次暴雨事件， 本研究旨在从天气形势配置、动力学及热力学的角度， 结合复杂地形对冷锋后强降水的影响， 深入分析此次青藏高原东北侧的极端暴雨事件。通过引入湿位涡和锋生次级环流， 重点探讨冷锋后的地形阻塞作用、对流触发条件的演变， 以及这些因素如何共同作用产生强降水， 以期为提高该地区暴雨天气的认识和预测准确性提供理论依据。

2 资料

2.1　资料及方法

本文使用如下资料： （1）甘肃省气象信息与技术装备保障中心质控后的国家气象观测站和区域气象观测站分钟级地面观测资料以及高空定时观测资料； （2）兰州多普勒雷达观测资料， 雷达（103°51′8″E， 36°0′32″N； 海拔2147 m）型号为CC。榆中县城距兰州雷达30 km， 方位角129°； （3）欧洲中期天气预报中心第5代全球大气再分析产品ERA5（ECMWF Reanalysis v5， ERA5）， 空间分辨率为0.125°×0.125°， 时间分辨率为1 h。该资料在西北地区风场、水汽及边界层高度等方面具有较好的适用性（赵采玲等， 2019； 李瑞辉， 2021； 卢姝等， 2021； 沙宏娥等， 2022； 苏洋等， 2023）。
湿过程利用ERA5输出的物理量计算相当位温（ θ e）和假相当位温（ θ s e）， 并以 θ s e代替位温 θ， 计算标量锋生函数（朱乾根等， 2007）、对流稳定度 ∂ θ s e ∂ p等物理量和吴国雄等（1995）提出的湿位涡理论， 在P坐标下， 引进静力近似， 锋生函数和湿位涡（MPV）表达式如下：
F = d d t ∇ θ = ∂ θ ∂ x d d t ∂ θ ∂ x + ∂ θ ∂ y d d t ∂ θ ∂ y
式中： F为锋生函数（单位： K·m-1·s-1）； t为温度（单位： K）； θ为位温（单位： K）， 在文中用假相当位温 θ s e（单位： K）代替。
M P V = - g f k + ∇ p × v · ∇ p θ e
式中： g为重力加速度（单位： m·s-2）； f为地转参数； k为单位垂直向量； p为气压（单位： hPa）； v为三维风矢； MPV的单位为PVU， 1 PVU=1×10-6 K·m2·s-1·kg-1。

2.2　 ERA5检验

为了验证ERA5对西北地区风场模拟的效果， 本研究使用偏差（BIAS）、 和均方根误差（Root Mean Square Error， RMSE）对ERA5的风场数据评估， 计算公式如下：
B I A S = ∑ i = 1 n y i - ∑ i = 1 n x i ∑ i = 1 n x i × 100 %
R M S E = ∑ i = 1 n ( y i - x i ) 2 n
式中： y i为ERA5资料的风速、风向、温度、高度值； x i为探空站测的实际风速、风向、温度、高度值； n为垂直层的个数。
图1是ERA5风场与探空实况风场的比对及评估结果。榆中地区在12日08:00（北京时， 下同）至14日20:00， 近地层（800 hPa）ERA5风场与实况在风向上有一定差异， 除14日20:00外， 风向的差异不超过45°， 而风速与实况差异较小［图1（a）］。总体来看， 从ERA5和探空的高度、温度、风速、风向的BIAS和RMSE分析， 风速BIAS集中在-12%~-9%， 风向BIAS在-11%~5%之间， 温度和高度都分布在0%附近［图1（b）］。RSME方面， 风速集中在1~2 m·s-1， 风向在40°~68°， 高度在5~10 m， 温度在0 ℃左右［图1（c）］。综上所述， 虽然ERA5在低层风向和实况相比略有差异， 但整体上来说对于风速、风向、高度和温度场与实际观测偏差较小， 具备较高一致性。
图1 12日08:00至14日20:00榆中站探空实况与ERA5对比及评估结果

（a）榆中站各气压层风向风速对比（黑色风向杆为ERA5， 红色为探空资料）； （b）榆中站ERA5与探空实况的温度、高度、风速、风向偏差； （c）榆中站ERA5与探空实况的温度、高度、风速、风向均方根误差； 图（c）中风速： m·s-1， 风向： （°）， 温度： ℃， 高度： m

Fig.1 Comparison and evaluation results of sounding observations and ERA5 data in Yuzhong Station from 08:00 on 12 to 20:00 on 14 August.（a） comparison of wind direction and speed of each pressure layer in Yuzhong Station， black wind pole is ERA5， red is sounding observation data； （b） deviation of temperature， altitude， wind speed and wind direction between ERA5 and sounding observation in Yuzhong Station； （c） root-mean-square error of temperature， altitude， wind speed and wind direction between ERA5 and sounding observation in Yuzhong Station.In Figure （c）， the unit of wind speed is m·s-1， the unit of wind direction is （°）， the unit of temperature is ℃， and the unit of height is m

3 降水实况和天气背景

3.1　降水实况

如图2（a）所示， 2022年8月13 -14日， 青藏高原东北侧发生大范围对流性降水， 甘肃中部出现了分散性暴雨［文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2017）3320号的标准地图制作， 底图无修改］。暴雨造成的灾害主要集中在兰州榆中县和临夏回族自治州的南部。榆中站的日降水量达到130.6 mm， 打破了1954年建立气象站以来的历史记录， 超过了1989年6月13日98.1 mm的极值。
图2 2022年8月13日20:00至14日20:00累积降水量分布（a， 单位： mm； 星号为榆中站位置）， 榆中站组合反射率和10 min降水量序列图（b）

Fig.2 Cumulative precipitation distribution （a， unit： mm， star symbol is the location of Yuzhong Station）， Combined reflectance intensity and 10-minute rainfall series of Yuzhong Station （b） from 20:00 on 13 to 20:00 on 14 August， 2022

从降水的演变来看， 强降水主要出现在13日夜间至14日凌晨， 13日20:00至14日02:00全省6 h最大降水量出现在榆中， 为88.2 mm。从小时降水量来看， 榆中的强降水时段主要出现在13日23:00至14日03:00， 降水主要分为两个阶段［图2（b）］， 第一个阶段是13日23:00至14日00:00， 其累计降水量为33.6 mm， 第二个阶段是14日01:00 -03:00， 其累计降水量为53.8 mm， 最大小时降水量出现在14日01:00 -02:00为36.6 mm。降水期间伴随雷电天气， 表现出典型的强对流天气特征。

3.2　天气形势

2022年6月下旬开始， 南亚高压中心强度持续增强， 在8月表现得尤为显著（林纾等， 2022）。12日08:00开始， 200 hPa南亚高压逐渐向东扩展， 13日20:00中心强度达1268 dagpm。高原形成的热力低压系统（Wei et al， 2019）使得暖湿气流从印度洋和南海流向高原， 进一步导致南亚夏季风的增强。此外， 南亚高压减弱了青藏高原东北侧冷空气的动力强迫（丁一汇， 2005）。这使得显著辐散区位于青海东部至甘肃中部一带， 散度超过10×10-5 s-1， 有助于中低层产生垂直上升运动［图3（a）］。
图3 13日20:00的200 hPa （a）、500 hPa （b）、700 hPa （c）高空形势场（黑色实线为等高线， 红色虚线为等温线， 阴影为散度场）， 及地面气压场和冷锋（d， 黑色实线为等压线， 蓝色锯齿线为冷锋位置）

Fig.3 Upper circulation situation field （black solid line is the isohypse， dotted red line is isotherm， and shadow is divergence） on 20:00 of 200 hPa （a）， 500 hPa （b）， 700 hPa （c） and surface pressure and cold front （d， black contours is the isobar line， and the blue jagged line is the cold front）

500 hPa欧亚中高纬为两槽一脊的形势， 副热带高压控制西北地区大部， 高空锋区位于40°N以北， 高原上有西风带短波槽的活动。13日20:00 ［图3（b）］， 副高588 dagpm北界向南退至青海和甘肃中部， 西风带短波槽东移影响甘肃中部地区。14日02:00后， 短波槽的影响逐渐减弱。然而， 受短波槽前的正涡度平流引导， 低层偏北干冷气团向东南移动， 并在13日08:00形成河西地区700 hPa切变线， 青海及甘肃中部形成显著暖区。随着500 hPa短波槽东移南压， 低层冷空气向东南推进， 700 hPa河西地区偏北风增强， 形成冷舌并向南伸展。至20:00 ［图3（c）］切变线影响范围扩大至蒙古国至甘肃中部， 干冷气团与副热带高压外围的偏南暖湿气流在该地区形成强烈的辐合区。
地面上， 位于蒙古国西部的冷高压向甘肃中部延伸， 冷高压前缘与内蒙古中部热低压外围的东北气流在甘肃中部形成辐合。与此同时， 内蒙古中部热低压在13日白天持续发展， 甘肃中部出现锋生现象。地面冷锋在13日20:00 -23:00过境榆中地区［图3（d）］， 与雷达垂直风廓线地面转北风的时间一致。
综上所述， 200 hPa的南亚高压与高层辐散、500 hPa的副热带高压与西风带短波槽带来的干冷空气、700 hPa冷暖气流辐合形成的蒙古国至甘肃中部的切变线以及地面冷锋系统是造成此次榆中第一阶段强降水的主要天气系统。第二阶段（14日01:00 -03:00）700 hPa切变线以及地面冷锋已经过境（图略）， 榆中地区仍然出现了强降水， 甚至强度较第一阶段更强， 可见700 hPa切变线及地面锋面不是造成第二阶段强降水的主要原因。

3.3　雷达观测特征

从榆中站逐10 min的降水量来看［图2（b）］， 第一个阶段（13日23:10至14日00:20）累计降水量为33.6 mm， 10 min最大累计降水量为9.8 mm， 最大反射率因子为54 dBZ， 45 dBZ以上强回波持续时间为70 min左右。第二个阶段（14日01:00 -03:00）累计降水量为53.8 mm， 10 min最大累计降水量为13.2 mm， 最大反射率因子稍微低于第一阶段， 为52 dBZ， 但强回波持续时间为90 min左右， 显著长于第一阶段。
从此次降水过程的雷达特征来看， 第一阶段， 13日21:00榆中西侧高海拔地区有对流云初生并向东发展， 22:00到达榆中时回波强度维持在50 dBZ以上， 随后13日23:00至14日00:00榆中出现短时强降水， 在强回波区经过榆中时， 其后侧不断有新的回波产生并加强， 形成“后向传播”特征， 新生的对流在有利的环境条件下迅速加强并向东传播［图4（a）］， 并且在速度图上［图4（b）］， 低层为偏北风且风速加强， 高层为西南风， 在榆中南部， 风速辐合现象显著； 第二阶段， 即14日01:00 -03:00， 降水的强度和持续时间进一步增加， 这主要是因为强回波的后侧持续产生新的对流， 形成更长时间的“后向传播”［图4（c）］。速度图上榆中处于风速中心附近， 风速和第一阶段相当， 径向速度上呈现出明显的气旋型切变［图4（d）］， 这可能是强降水持续的重要原因。
图4 雷达组合反射率因子（a， c， 单位： dBZ）和1.5°仰角径向速度（b， d， 单位： m·s-1）

（a， b） 13日23:04， （c， d） 14日01:49； 黑色星号为榆中站

Fig.4 Radar combined reflectance factor （a， c， unit： dBZ） and 1.5° elevation radial velocity （b， d， unit： m·s-1）.（a， b） 23:04 on 13 August， （c， d） 01:49 on 14 August.The black asterisk is the location of Yuzhong station

此外， 选取榆中13日23:51和14日01:49的两个时段回波剖面进行对比（图5）， 两个时段回波都发展较强， 最大反射率在50~55 dBZ， 回波顶高超过6 km， 第二时段最强回波中心比第一时段的范围大， 且结构更为紧密， 说明第二时段的对流云更加旺盛， 这也是第二时段降水强度比第一时段大的主要原因。
图5 雷达组合反射率（a， c）和剖面（b， d）

（a， b） 8月13日23:51， （c， d） 8月14日01:49； 红线位置为剖面位置， 黑色星号为榆中站

Fig.5 Radar combined reflectance （a， c） and profile （b， d）.（a， b） 23:51 on 13 August， （c， d） 01:49 on 14 August.Red line position is the profile position， and black asterisk is the location of Yuzhong station

垂直风廓线可以通过水平风的垂直分布特征来揭示冷暖空气交汇特征（夏文梅等， 2008）。从兰州雷达垂直风廓线（图6）可见， 19:00之前， 3 km以下风向已经从东风转为偏北风， 可见此时近地面层冷空气已经进入榆中。19:30左右， 中层4.3~5.0 km出现静风区， 之后5 km高度以上由偏西风转为西南风， 榆中位于中层低压槽前， 正涡度平流增加， 同时暖湿气流开始增强。随后低层偏北风持续向上扩展， 中高层仍然受西南风控制， 而23:00之后4.0 km处出现静风区， 此处为冷暖空气的交汇地带， 同时垂直风切变增强， 有对流触发， 地面出现第一阶段强降水。01:00之后， 整层风速显著增加， 低层为东北风控制， 中层由西南风转为西风， 西南风的层次被抬升至5.5 km以上， 表明此时中低层已经转为冷锋后部， 但中低层之间依然存在垂直风切变， 有对流发展条件。
图6 兰州雷达垂直风廓线

色阶为风速的均方根误差（单位： m·s-1）

Fig.6 Vertical wind profile of Lanzhou radar.Color level is root mean square error of wind speed （unit： m·s-1）

雷达垂直风廓线反映了此次暴雨过程垂直方向的冷暖空气交汇特征， 第一阶段地面冷锋过境时， 近地面层风向由东北转为偏北风， 同时触发不稳定能量的释放； 第二阶段低层冷空气堆积使得冷垫厚度不断增加， 中高层受低槽影响， 风向由偏西风转为西南风， 体现出暖湿空气沿着冷垫抬升过程。

3.4　环境条件背景

3.4.1　水汽条件

从水汽通量和水汽通量散度图可以看出， 在降水第一阶段开始前， 700 hPa兰州南部到临夏北部一带20:00水汽通量为12 g·hPa-1·cm-1·s-1以上， 主导风向为偏东。同时， 白银北部到兰州中部形成了偏北风和偏南风的水汽辐合区。23:00， 700 hPa水汽通量在兰州南部达到14 g·hPa-1·cm-1·s-1， 并在榆中形成一个水汽通量散度为-14×10-5 m-2·s-1的强烈辐合中心， 低层强烈的水汽辐合为强降水提供了充沛的水汽条件［图7（a）］。在降水第二阶段， 14日01:00， 榆中地区的水汽通量依然维持在12 g·hPa-1·cm-1·s-1以上， 但水汽通量散度较第一阶段有所减弱［图7（b）］。
图7 2022年8月13日23:00（a， b）、14日01:00（c， d）700 hPa水汽通量（阴影， 单位： g·hPa-1·cm-1·s-1）、水汽通量散度（等值线， 单位： ×10-5 m-2·s-1）和水平风（风羽， 单位： m·s-1）（a， c）， 比湿（等值线， 单位：g·kg-1）沿104.25°E的纬度-高度剖面（b， d）

灰色阴影部分为700 hPa高度对应的地形； 红色虚线为榆中站所在位置， 灰色阴影为地形（b， d， 下同）

Fig.7 700 hPa vapor flux （green shadow， unit： g·hPa-1·cm-1·s-1）， vapor flux divergence （red contours， unit： ×10-5 m-2·s-1） and horizontal wind （barb， unit： m·s-1） （a， c）， and specific humidity （black contours， unit： g·kg-1） along 104.25°E latitudinal-altitude profile （b， d） at 23:00 on 13 （a， b） and 01:00 on 14 （c， d） August 2022.The grey shaded is the terrain above 700 hPa， the red dotted line is the location of Yuzhong station （the same below）， grey shaded is the terrain （b， d， the same as after）

通过比湿的剖面可以看出， 在降水第一阶段［图7（c）］， 13日23:00榆中700 hPa以下比湿达到14 g·kg-1以上， 近地面层达16 g·kg-1， 中层500 hPa为6 g·kg-1， 这表明， 在暴雨发生前， 整层大气中水汽含量较高。同时， 垂直比湿梯度达到0.03 g·kg-1·hPa-1以上， 这种较大的垂直递减率有助于短时强降水的增强（孙继松， 2017）。在降水第二阶段［图7d］， 14日01:00， 榆中700 hPa以下比湿有所下降， 近地面层为14 g·kg-1， 中层500 hPa维持在6 g·kg-1左右。此时， 垂直比湿梯度约为0.02 g·kg-1·hPa-1， 较第一阶段明显偏弱。

3.4.2　垂直运动

图8展示了2022年8月13日23:00和14日01:00， 沿着104.25°E和103.75°E的垂直速度及散度的纬度-高度剖面图。在降水第一阶段， 榆中站附近水汽辐合主要集中在近地面层至700 hPa之间， 最大辐合强度为-18×10-5 s-1， 与此同时， 最大上升速度在700 hPa附近， 为-1.0 Pa·s-1［图8（a）］。强烈的低层气流辐合以及显著的上升运动， 促使近地面的水汽突破对流抑制， 达到自由对流高度， 释放不稳定能量。同时， 中层500 hPa附近的辐散区也为持续的上升运动提供了条件， 进一步加强了降水过程的持续性。在第二阶段， 近地面层的水汽辐合中心依然存在， 但辐合强度减弱至-8×10-5 s-1［图8（b）］。尽管上升运动仍在持续， 但强度有所减弱， 最大上升速度在700 hPa左右， 约为-0.8 Pa·s-1。这一变化表明， 冷锋过境的辐合抬升作用主要体现在第一阶段， 其后动力抬升作用趋于减弱。
图8 2022年8月13日23:00（a）、14日01:00（b）垂直速度（等值线， 单位： Pa·s-1）及散度（阴影区， 单位： ×10-5 s-1）沿104.25°E的纬度-高度剖面

Fig.8 vertical velocity （black dot contours， unit： Pa·s-1） and divergence （green shadow， unit： ×10-5 s-1） of Latitude-altitude profile along 104.25°E at 20:00 on 13 August （a） and 01:00 on 14 August （b） 2022

从上述分析可以看出， 降水过程的第一阶段主要由低层强烈辐合和快速上升运动驱动， 而第二阶段的辐合和上升速度显著降低， 这与冷锋过境的特点相吻合。这样的特征反映出在不同阶段， 降水的强度和持续性受到大气动力学机制的显著影响。

3.4.3　探空分析

图9为2022年8月13日20:00和14日01:00榆中探空站T-InP图。20:00地面锋面导致近地面浅层逆温， 中层切变线造成的辐合上升运动使得水汽在抬升凝结高度上抬升， 这一过程产生了对流有效位能达1256 J·kg-1以上， 整层大气处于不稳定状态， 有利于对流发展和强降水形成［图9（a）］。14日01:00锋面过境后， 榆中站中低层转为东北风控制， 此时， 对流有效位能迅速减小为0 J·kg-1， 大气层结趋于中性［图9（b）］。尽管600 hPa以下层结接近饱和状态， 但对流有效位能的缺乏意味着不再具备足够的不稳定能量来触发强烈对流。因此， 第一阶段的降水主要受益于高对流有效位能。而在第二阶段， 随着锋面过境和东北风的主导， 环境逐渐转为对流稳定层结。
图9 2022年8月13日20:00 （a）、14日01:00 （b）榆中站探空图

Fig.9 T-InP chart of Yuzhong station at 20:00 on 13 （a） and 01:00 on 14 （b） August 2022

根据朱乾根等（2007）的研究， 夏半年冷锋前暖空气层结不稳定时， 由于锋面抬升， 锋前可形成积雨云并伴有对流性天气， 而冷锋后多为层云降水， 降水量级较小且持续时间不长。然而， 此次暴雨过程中， 冷锋过境后， 在马衔山迎风坡仍然出现了局地强降水， 此外， 冷空气主体移至陇中后， 不稳定能量已经消失殆尽， 却形成了第二阶段强降水过程， 这与朱乾根等（2007）的研究结论不尽相同。为了分析第二阶段冷锋后强降水过程的成因， 下面将从锋生次级环流和地形作用的角度进行探讨。

4 地形影响和不稳定机制分析

4.1　锋生次级环流

锋生函数是衡量锋面形成和强度的重要指标， 与降水强度密切相关（侯俊和管兆勇， 2013）， 对本次暴雨过程中冷锋触发的对流不稳定能量， 以及强降水前后锋生的维持和发展演变， 进行分析。在13日22:00榆中地区开始出现降水， 导致近地面温度下降。到23:00冷锋已经过榆中境内。此时， 榆中近地面层的锋生函数值接近0。表明冷锋前沿和南来的暖湿空气交汇的区域位于榆中东南部， 形成了一条东西向水平锋生带。由于降水导致近地面层湿度增大， 榆中北部湿空气与冷锋后部较干冷空气的交汇处形成了另一条锋生带［图10（a）］。垂直方向上， 榆中上空最大垂直速度为-0.4 Pa·s-1， 表明存在一定上升运动［图10（b）］， 对于释放对流不稳定能量并促进降水形成起到了关键作用。
图10 2022年8月13日23:00 （a， b）、14日01:00 （c， d）锋生函数800 hPa水平分布（a， c）及沿104.15°E剖面（b， d）

红色阴影为锋生函数（单位： ×10-9 K·m-1·s-1）； 灰色阴影为地形； （a， c）中箭头为800 hPa水平风（单位： m·s-1）， （b， d）中箭头为径向风v（单位： m·s-1）和垂直风ω（单位： -0.1 Pa·s-1）的合成

Fig.10 The horizontal distribution of frontogenetic function on 800 hPa （a， c） and profile of frontogenetic function along 104.15°E （b， d） at 23:00 on 13 （a， b） and 01:00 on 14 （c， d） August 2022.The red shadow frontogenetic function （unit： ×10-9 K·m-1·s-1）， grey shadow is the terrain.In Fig.10 （a） and （c）， arrows are horizontal wind on 800 hPa （unit： m·s-1）， in （b） and （d） are synthesis of radial wind v （unit： m·s-1） and vertical wind （unit： -0.1 Pa·s-1）

14日01:00冷锋后部的低层东北气流持续补充冷空气， 导致冷空气在榆中附近因地形阻力而形成阻塞。这在榆中附近产生了新的锋生区， 强度为8×10-9~10×10-9 K·m-1·s-1［图10（c）， （d）］。垂直分布来看， 榆中地区地面到700 hPa之间均为锋生， 最强区域的锋生强度达到16×10-9 K·m-1·s-1， 而最大上升速度位于700 hPa附近， 强度为0.8 Pa·s-1。这表明， 在第二阶段， 由于地形阻塞对冷空气的影响， 以及锋生次级环流产生的上升运动较第一阶段更强， 降水强度也随之增强。这种现象反映了冷锋和地形在锋生形成和降水强度变化中的关键作用。

4.2　冷空气山前堆积

地形效应在暴雨形成中起着关键作用（孙继松， 2005； 张朝林等， 2005）， 地形坡度越大的地方， 强迫产生的上升运动越强， 中尺度环流系统的水平尺度就越小； 而对于地形坡度较为平坦的地方， 更有利于产生水平尺度较大的中尺度系统。马衔山为甘肃省榆中县与临洮县交界之分水岭， 呈西北、东南走向， 宽8~10 km， 长40~50 km， 最高海拔为3671 m， 最低海拔为1900 m， 海拔落差达1770 m（梁奔奔， 2023）， 这种山谷的地形效应可能诱发大暴雨（马玉坤等， 2022）。从第二阶段的降水空间分布上［图11（a）］， 50 mm以上降水区域主要位于马衔山迎风坡， 呈东南-西北向， 这与马衔山地形走向基本一致。结合01:00 -03:00的800 hPa平均风分布来看， 山前一直存在东北风， 与马衔山走向垂直， 地形的阻挡使东北气流在迎风坡抬升， 从而加大了山前降水。
图11 800 hPa水平风场（风羽， 单位： m·s-1）和地形高度（单位： m， 灰色阴影）以及50 mm以上降水区域（蓝色等值线）分布（a）， 13日22:00至14日04:00榆中站和白碌站逐10 min降水量分布（b）

红色圆点为榆中站位置， 红色星号为白碌站位置

Fig.11 800 hPa horizontal wind （barb， unit： m·s-1） and terrain height （unit： m， grey shadow）， precipitation area above 50 mm （blue contour） distribution （a）， and 10-minute precipitation distribution at Yuzhong station and Bailu station from 22:00 on 13 to 04:00 on 14 August 2022 （b）.Red dot is the location of Yuzhong station， red star symbol is the location of Bailu station

为了验证上述推测， 选取远离山区的白碌站与榆中站点的降水量进行比较［图11（b）］。第一个降水阶段， 虽然两个站点的降水峰值存在差异， 但是累计降水量榆中33.6 mm， 白碌21.7 mm相差并不是很大。在01:00之后的第二个降水阶段， 白碌站累积降水量仅为8.6 mm， 这与榆中站53.8 mm降水量相差很大。

4.3　不稳定机制

冷锋过境后， 榆中站仍然出现了强度为36.6 mm·h-1的降水， 而此时榆中上空大气为中性层结， 利用湿位涡和惯性稳定度（绝对涡度）以及对流稳定度 ∂ θ s e ∂ p 值 > 0 为不 稳定分析锋面过后强降水发生时的不稳定机制。
13日23:00榆中地区近地面层到700 hPa的 ∂ θ s e ∂ p值>0， 有一定的对流不稳定条件［图12（a）］。此外， 绝对涡度>0， 表明此时榆中地区处于惯性稳定区。同时， 榆中上空湿位涡<0， 最大湿位涡位于750 hPa附近为-0.2 PVU， 这意味着从近地面到750 hPa之间存在较弱的条件对称不稳定， 而整层大气处于饱和状态。与此对应， 榆中及其附近站点在这一时段降水强度较强。
图12 沿图（a）左上角所示直线的剖面

（a）13日23:00， （b）14日01:00； 灰色阴影为地形， 红色虚线为榆中站所在位置， 填色为湿位涡（单位： PVU， 1 PVU=1×10-6 K·m2·s-1·kg-1）； 红色等值线为 ∂ θ s e ∂ p（单位： K·hPa－1）； 黑色等值线为绝对涡度（单位： s－1）

Fig.12 Profile along the line shown in the top left corner of Figure （a）.（a） 23:00 on 13 August， （b） 01:00 on 14 August.Gray shadow is the terrain， red dashed line is the location of Yuzhong Station， filling color is wet potential vortex （unit： PVU， 1 PVU=1×10-6 K·m2·s-1·kg-1）， red contour is ∂ θ s e ∂ p （unit： K·hPa-1）， black contour is absolute vorticity （unit： s-1）

14日01:00， 榆中地区地面到650 hPa的 ∂ θ s e ∂ p为负值， 表示大气层结趋向稳定［图12（b）］。随着冷空气继续南压， 低层为冷空气控制， 绝对涡度>0， 维持惯性稳定， 然而， 湿位涡负值区强度增强且范围明显增大， 最大湿位涡位于750~700 hPa之间， 表明在降水的第二阶段， 在对流不稳定减弱、惯性稳定维持的情况下， 条件对称不稳定有所增强， 从而导致第二阶段降水的发生。
综上所述， 冷锋的南下触发了对流不稳定能量的释放， 这是第一阶段降水的主要驱动力。冷锋通过后， 冷空气因地形阻挡而不断堆积增厚， 导致整层大气的对流不稳定条件减弱， 缺乏对流有效位能。在这种情况下， 锋生作用和条件对称不稳定成为第二阶段降水的主要原因。

5 讨论

本研究揭示了青藏高原东北侧锋后暴雨的发生机制， 进一步补充了现有文献对锋后降水的认识。相比以往研究的冷锋后层云降水特征（朱乾根等， 2007； 李瑞萍等， 2019）， 本次暴雨过程冷锋后降水强度和持续时间显著， 尤其是在锋面过境后大气层结趋于稳定的情况下， 仍出现了显著的强降水， 这一现象表明， 锋生次级环流和不稳定条件在极端降水事件中发挥了重要作用。
在冷锋后强降水的形成中， 地形的阻塞作用显著增强了局地的锋生次级环流， 地形阻挡使得冷空气堆积， 不仅加大了温度梯度， 也促进了锋生， 进而引发强降水。尤其在复杂地形区， 对称不稳定（CSI， Conditional Symmetric Instability）机制可能是降水持续的主要动力来源， 对其监测与分析至关重要。
由于冷锋后降水的发生机理复杂， 预报具有较大难度。为了深入理解此类暴雨事件中的微物理过程、地形重力波的作用， 本研究基于WRF（Weather Research and Forecasting Model）4.2版本的高分辨率数值模拟， 采用ERA5数据作为初始条件和边界条件， 并使用Noah（Noah Land Surface Model）陆面模型、RRTM（Rapid Radiative Transfer Model）长波辐射方案、Dudhia（Dudhia Shortwave Radiation Scheme）短波辐射方案、ACM2（Asymmetric Convective Model version 2）行星边界层方案和WSM6（WRF Single-Moment 6-Class Microphysics Scheme）微物理过程方案， Kain-Fritsch Eta积云对流方案等进行模拟。结果表明（图13）， 地形对气流的影响尤为显著， 特别是在山脉区域， 气流受到抬升并生成重力波。这些波在风速和温度变化的作用下得到增强， 表现为强反射区域、较强的垂直速度及较高假相当位温。同时， 地形导致的波动可能会在传播过程中发生破裂， 从而引发更强的对流活动。
图13 2022年8月13日23:00（a， c）、14日01:00（b， d）榆中站（104.1°E， 35.87°N）上空经向垂直剖面（折线为地形高度， 单位： km）反射率因子（填色， 单位： dBZ）和云水混合比（等值线， 间隔0.2， 单位： kg·kg-1）（a， b）， 及假相当位温（等值线， 间隔4， 单位： K）及垂直速度（填色， 单位： m·s-1）（c， d）

Fig.13 Vertical cross-section of Yuzhong station （104.1°E， 35.87°N） with contours of terrain height （unit： km）， reflectivity factors （shading， unit： dBz） and cloud water mixing ratio （contours， interval of 0.2， unit： kg·kg-1） （a， b）； and pseudo equivalent potential temperature （contours， interval of 4， unit： K） and vertical velocity （shading， unit： m·s-1） （c， d） at 23:00 on 13 （a， c） and 01:00 on 14 （b， d） August 2022

基于上述发现， 未来将通过积累更多案例， 结合观测和高分辨率的数值模拟， 进一步深入探索冷锋后降水的微物理过程、局地对流发展及地形重力波的影响。特别是在复杂地形条件下， 研究对流触发和增强过程， 以更好地理解冷锋后降水的动力学过程， 并提升对暴雨时空演变的理解。

6 结论

2022年8月13 -14日青藏高原东北侧甘肃榆中地区出现极端暴雨事件， 日降水量达130.6 mm， 最大小时降水量36.6 mm， 降水过程分为两个阶段， 10 min最大降水量分别为9.8 mm和13.2 mm， 反映出了暴雨的极端性和局地性。本文通过分析此次极端暴雨中两个强降水阶段的观测特征、环境条件、地形影响和不稳定机制等， 得出如下结论：
（1） 200 hPa的南亚高压东侧辐散抽吸作用、500 hPa的副热带高压与西风带短波槽带来的干冷空气、700 hPa冷暖气流辐合形成的蒙古国至甘肃中部的切变线以及地面冷锋的共同作用是造成此次暴雨的主要原因。
（2） 雷达反射率因子表现为持久的强回波并伴有“后向传播”特征， 存在低空急流和明显的辐合， 在第二阶段冷锋后部回波顶高和第一阶段相当， 但是范围更大， 且结构更为紧密， 对流云发展更加旺盛。雷达垂直风廓线上， 第一阶段近地面层风向由东北转为偏北风， 冷锋触发不稳定能量； 第二阶段随着低层冷垫厚度增加， 中高层由偏西风转为西南风， 体现出暖湿空气沿着冷垫抬升过程。
（3） 暴雨区水汽充沛， 有利于强降水的发生。第一阶段由低层强烈辐合和上升运动驱动， 且存在显著的对流不稳定， CAPE 达到1000 J·kg-1以上； 第二阶段的辐合和上升速度显著降低， 对流有效位能为0， 动力及对流不稳定条件弱。
（4） 冷锋斜压锋生触发不稳定能量的释放是第一阶段降水的主要触发机制。冷锋过境后， 锋后东北气流携带冷空气受地形阻挡而堆积增厚， 锋生次级环流的上升运动和条件对称不稳定则是第二阶段降水的主要原因。

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