引言

暴雨常引发江河洪水和泥石流等重大灾害，易造成人员伤亡和重大财产损失，受到政府和广大人民群众的高度关注。我国是一个暴雨多发的国家, 由于受季风气候及地理位置和地形的影响, 暴雨的形成有显著的地域特点(陶诗言, 1980)。多年来气象专家对不同地区的暴雨形成机制做了大量研究，在暴雨强度、落区预报方面总结了很多宝贵的经验(陈春艳等, 2012；郭英莲等，2012；何光碧，2012；柯文华等，2012；李生辰等，2010；梁生俊等，2012；苗爱梅等，2012；孙军等，2011；孙兴池等，2012)。河西走廊位于祁连山北麓，东起乌鞘岭，西与新疆交界，北部是马鬃山、龙首山和合黎山，东西长约1000 km, 海拔在1137~3143 m之间。河西走廊是一个具有代表性的典型内陆河区域，属极干旱大陆性气候。黄荣辉等(2010)研究指出：由于青藏高原、秦岭、祁连山的阻挡，夏季从孟加拉湾、南海和热带西太平洋来的水汽很难到达我国西部，只有从中纬度西风带来的水汽能到达此区域。正如古诗中描述“春风不渡玉门关”。由于气候干旱，河西走廊发生暴雨是小概率事件，因此对其的预报一直是个难题。随着河西走廊的气候由暖干向暖湿的转型(施雅风，2003)，暴雨出现的频率在明显增加(贾文雄，2012)，再加上地表植被稀疏，地质结构松散，暴雨带来的洪涝灾害也更加严重。

2012年6月5日河西走廊玉门市及周边市(县)出现暴雨天气，其中玉门市降水量突破1952年建站以来的同期历史极值，降水量达94.9 mm，是年均降水量的1.5倍，造成直接经济损失2.1亿元。如此罕见大暴雨的水汽来源在哪里？究竟是什么机制形成的？本文使用NCEP 1°×1°再分析资料、云图、嘉峪关CINRAD-CC天气雷达、探空、地面加密自动气象站资料，对这次暴雨过程从大气环流、影响系统、物理量等方面进行了诊断分析，从湿热力、动力作用方面解释了这次干旱地区罕见暴雨的形成原因，为提高同类暴雨预报能力提供参考。

1 天气实况和大气环流背景 1.1 雨情及灾情

2012年6月4日夜间至5日河西走廊玉门市、敦煌市、瓜州县、肃北县、阿克塞、肃州区出现暴雨天气，17个自动气象站降水量超过30 mm，其中玉门市降水量最大，6个自动气象站的降水量超过50 mm, 玉门市本站降水量突破1952建站以来的同期历史极值，达94.9 mm，是年均降水量的1.5倍(玉门市年均降水量为61.9 mm)，达大暴雨标准(甘肃省地方标准DB62/T1732-2008规定, 河西地区24 h暴雨标准为30.0~69.9 mm，大暴雨标准为70.0~140.0 mm)。强降水造成玉门市城区部分路段积水较深，积水最深处达到70 cm，车辆被淹，交通中断；污水处理厂总管网爆裂；部分乡镇农渠，农田被冲毁，房屋倒塌，紧急转移安置人口3516人。同时，洪水也袭击了敦煌市、瓜州县、肃北县、阿克塞、肃州区等地，造成巨大经济损失，6县市直接经济损失2.1亿元，其中玉门市经济损失1.2亿。

1.2 高空形势

6月4日08时500 hPa高空图上，欧亚大陆高纬度为两槽一脊，欧洲北部和贝加尔湖为槽区，乌拉尔山为高压脊，脊前新疆北部为一横槽，中低纬度高原西部为低槽区，沱沱河南侧有一高原低涡的雏形(三个站的风向呈气旋式环流)；4日20时(图 1a), 随着乌拉尔山脊的发展东移，脊前横槽也东移南压到达北疆，同时高原槽也北上，在格尔木和沱沱河之间形成高度场闭合的高原低涡，兰州附近的小高压脊向西北发展，在河套到额济纳旗形成歪脖子高压，高原低涡和歪脖子高压之间的河西走廊风向从西南风转向为东南风，在甘肃、新疆交界处与西北风汇合。5日08时(图 1b), 乌拉尔山脊前横槽略南压，同时高原低涡缓慢东北移，在酒泉和格尔木之间形成椭圆形低涡环流，其北侧和东北侧形成强大的绕高原偏东气流，最大风速14 m·s^-1，为河西提供水汽和能量，并在玉门和瓜州与新疆的偏西风气流相遇形成辐合区。5日20时(图略), 在敦煌形成小的高压脊，河西走廊转为西北风气流，高原低涡移出高原后迅速减弱。对应700 hPa上，4日08时新疆为温度槽，河西走廊为暖温度脊控制，河西走廊西部为冷暖交汇区，4日20时至5日08时一直保持这种冷暖空气相持的平衡状态，直到5日20时这种状态才消失。这种冷暖空气的相持状态，使高度场上环流稳定少动，在东南气流的牵引下，迫使高原低涡北上，在高原北坡形成持续性的强降水。

2 高原低涡及其发展机制 2.1 高原低涡

以往对高原低涡的研究大多是对高原主体上造成暴雨或东移出高原的低涡进行热力、动力作用机制研究(何光碧，2012；宋雯雯等，2011；郁淑华等，2006；2012；赵玉春等, 2010)，此类低涡降水一般产生在低涡东侧。对低涡向北移出高原，并在其西北侧产生暴雨的机制研究较少见。

高原低涡是此次暴雨的直接影响系统，4日08时低涡在高原西部沱沱河南侧形成，水平尺度约250 km；4日20时低涡在西南气流引导下，向东北移动发展，在格尔木和沱沱河之间形成高度场闭合的低涡，水平尺度变化不大；5日08时低涡加强东北移到酒泉和格尔木之间，形成椭圆形低涡环流，达到最强盛，水平尺度南北约250 km，东西约500 km，属α中尺度系统，其北侧和东北侧形成强大的绕高原偏东气流，为河西提供水汽和能量。5日20时, 高原低涡移出高原后迅速减弱。在温度场结构上，低涡初期在暖区形成，为暖性结构，发展期和强盛期由于在其西南部有冷空气卷入，形成西南冷、东北暖的斜压结构；消亡阶段，冷空气几乎入侵整个低涡。

2.2 高原低涡逗点云演变

4日14时FY-2E红外卫星云图上，高原低涡东北侧有块状的对流云发展，云顶亮温-60~-55℃，对应地面观测为Cb云，并出现小阵雨天气；4日20时(图 2a)，随着高原低涡的发展，块状的对流云合并成一个整体，对流中心在大柴旦西侧，云顶亮温-65℃，对流中心南侧有冷空气侵入缺口，并形成逗点云尾部，对应地面观测为Cb云，周边出现>5 mm·h^-1的阵雨或雷阵雨天气；4日23时(图 2b)，逗点云型边界清晰，云顶亮温 < -60℃区域明显扩大，东北移至甘肃、青海交界，对流中心云顶亮温-69℃，对应地面观测，逗点云移动方向前部为Cb云、雷阵雨天气，后部转为避光高层云，出现>10 mm·h^-1的强降水天气；5日02时(图 2c)，逗点云进一步发展，云头主体进入河西走廊西部的肃北县和瓜州县境内，云头内出现3个强对流区，中间一块最强云顶亮温-72℃，对应地面观测为避光高层云和双层高积云，肃北县和瓜州县境内出现>16 mm·h^-1强降水，3站3 h降水量>25 mm；5日08时(图 2e)，高原低涡达到最强，逗点云逆时针旋转，尾部收缩，头部拉宽，覆盖整个走廊西部，且稳定少动，对流中心在玉门市北侧，云顶亮温-68℃，对流高度略降低，对应地面观测为避光高层云，07—08时玉门市1 h降水28 mm，以混合型降水为主，有5站6 h降水超过30 mm达到暴雨；5日11时(图 2f)，逗点云已演变为东西向带状云，云顶亮温-56℃，虽然对流性降水减弱，但由于降水持续时间较长，玉门市08—12时4 h累计降水达45 mm；12时以后带状云减弱东移，降水也明显减弱。

2.3 干侵入对高原低涡的作用 2.3.1 位涡下传

干侵入的机制实际上是高位涡的侵入和下传过程(姚秀萍等，2009)。从位涡和相当位温过高原低涡中心经向剖面图上看出，4日20时(图 3a)在36°N低涡中心上空250 hPa大值位涡区有≥1 PVU(1 PVU=10^-6 m²·s^-1·K·kg^-1)的位涡柱向下伸展到500 hPa，并在450 hPa形成＞2.0 PVU的中心；5日02时(图 3b)位涡柱加粗北移到38°N，向下伸展到600 hPa，＞2.0 PVU的中心下移到500 hPa，面积增大，说明高层位涡下传增强；5日08时(图 3c)位涡柱继续下伸到650 hPa，500 hPa中心增强到2.5 PVU，位涡柱北边界北移到40°N，并在700 hPa出现位涡扰动，说明高层位涡下传达到最强；5日14时(图 3d)对流层位涡柱与高层的大值位涡区完全脱离，底部向上收缩，位涡中心抬高到450 hPa，700 hPa位涡扰动消失，说明高层位涡下传减弱。从相当位温垂直分布看，位涡下传过程中等相当位温线也在下凹变陡，5日08时等相当位温线陡立最显著，5日14时开始变缓。对应4日20时、5日02时、08时和14时500 hPa低涡垂直涡度中心值分别为12×10^-5、13×10^-5、17×10^-5和16×10^-5 s^-1，5日08时低涡的垂直涡度出现4×10^-5 s^-1的显著增长，同时低涡面积和风场强度相比5日02时也有显著增大(图 1a和1b)，说明位涡下传对高原低涡发展的重要作用。

2.3.2 冷平流作用

干冷空气侵入表现为一个正位涡异常，正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，通过改变中低层温度场，使得中低层斜压性增强，导致对流层中下层风切变加强，有利于低涡发展维持(陈春艳等，2012)。从垂直涡度和温度平流垂直剖面和逐时次500 hPa垂直涡度和温度平流水平分布可以看出，5日02时(图 4a)垂直涡度柱与位涡柱有相似的结构，涡柱中心南侧整层为冷平流，中心在300 hPa，冷空气从高空向低层传播，涡柱中心北侧整层基本为暖平流；同时次500 hPa垂直涡度(图 4b)为13×10^-5 s^-1，涡度中心东南侧有冷平流舌向北伸展到甘肃、青海交界，西北侧有暖平流舌向南伸展到青海柴达木盆地，在低涡中心两侧形成缠绕状，此时卫星云图上(图 2c)，低涡逗点云南部冷空气侵入区边界清晰，云头主体进入河西走廊西部的肃北县和瓜州县境内；5日08时500 hPa垂直涡度(图 4c)显著增长，中心值增大到17×10^-5 s^-1，涡度中心南北侧有冷暖平流中心分别增大到-15×10^-5和5×10^-5 K·s^-1。此时卫星云图上(图 2e)，逗点云逆时针旋转，尾部收缩，头部拉宽，覆盖整个走廊西部，且稳定少动, 冷暖平流交汇处与暴雨发生区对应；5日14时500 hPa垂直涡度(图 4d)略有减弱，中心值减小到16×10^-5 s^-1，涡度中心南侧有暖平流发展，切断了高原上冷平流向东北方向输送，同时次卫星云图上(图略)，逗点云已演变为东西向带状云，且结构松散。以上分析说明，干冷空气从对流层高层向中低层侵入，通过改变中低层温度场，使得中低层斜压性增强，有利于低涡逗点云形成和雨强增强，同时冷暖平流的南北向分布也是高原低涡向东北方向移出高原的原因。

3 大暴雨发生机制 3.1 大气稳定度

从6月4日20时玉门市周边站敦煌、马鬃山、酒泉T-lnp图(图略)上可以看出，整层露点温度曲线和层结曲线接近，湿度条件很好。CAPE值填图(图 5a)上，敦煌为230 J·kg^-1，酒泉接近于0 J·kg^-1，马鬃山为964 J·kg^-1，哈密为1527 J·kg^-1，玉门市东西两侧的敦煌、酒泉处于弱不稳定状态，西北方的马鬃山、哈密对流不稳定能量较大，玉门市处于甘肃新疆交界处CAPE大值中心外围弱对流不稳定区。从4日20时相当位温θ_e过玉门站沿河西走廊垂直剖面图(图 5b)上也可以看出，暴雨区(95°~98°E)西侧高空θ_e为下伸的“漏斗”状分布，低空为向上伸展的高值舌，正上方θ_e等值线倾斜度较大，∂θ_e/∂p≥0，大气处于弱的对流不稳定状态。根据吴国雄等(1995)的倾斜涡度发展理论(SVD)，在湿位涡守恒制约下，无论大气是对流稳定还是对流不稳定，由于湿等熵面的倾斜，都会导致垂直涡度的显著增加。同样，陈忠明等(2009)导出的显式包含湿非地转Q矢量与垂直风切变耦合强迫作用的新型散度方程中，湿斜压非地转与风垂直切变耦合强迫项为：

$ \frac{{\partial D}}{{\partial t}} \propto \frac{1}{{{\sigma _m}}}\left({2{\mathit{\boldsymbol{Q}}^*} - {f^2}\frac{{\partial {V_a}}}{{\partial p}}} \right)\cdot\frac{{\partial V}}{{\partial p}} $

式中，D为水平散度，Q^*为湿非地转Q矢量，V_a为地转偏差，大气稳定度参数σ_m=-h∂θ_e/∂p。在湿等熵面陡立处，大气处于弱不稳定(近中性层结)状态(σ_m≈0)，湿斜压非地转与风垂直切变耦合强迫项强度值将达到极大, 最有利于激发辐合增长。由此可见，玉门市附近上空湿等熵面陡立，大气处于弱不稳定状态，会导致垂直涡度和辐合显著增长，这种大气层结非常有利于中尺度系统的发展和暴雨的发生。

3.2 水汽条件 3.2.1 水汽输送

足够多的水分是形成暴雨的必要条件之一，而仅凭当地已有的水分是不可能形成暴雨的，必须有水汽从周边源源不断地输入暴雨区(陶诗言, 1980)。从逐6 h 700 hPa的水汽通量和水汽通量散度图可看出，4日20时(图 6a)在河西走廊西部敦煌附近有7 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1西北方向的水汽通量中心，走廊东部民勤附近有5 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1东南方向的水汽通量中心，两股气流在走廊中西部高原北坡形成-2×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1水汽通量辐合中心；5日02时(图 6b)东、西两个水汽通量中心相互靠近，使水汽通量辐合中心增强为-4×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，并向东北发展；5日08时(图 6c)西北方向的水汽通量中心值减弱为5 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，东南方向的水汽通量中心西移到酒泉附近，中心值增强为8 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，使水汽通量辐合中心增强为-5×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1；5日14时(图 6d)西北方向的水汽通量中心东移并增强为7 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，东南方向的水汽通量中心东退并减弱为6 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，使水汽辐合中心值减小为-4×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1。

以上分析说明，造成这次大暴雨的水汽主要来源于新疆东部西北气流和高原东北坡偏东气流向走廊中西部的输送。暴雨初期以西北气流输送为主，中后期偏东气流输送增强，随着偏东气流输送减弱，降水强度减弱，暴雨落区在水汽通量辐合中心西北侧。

3.2.2 暴雨区水汽收支

从水汽通量散度和比湿剖面图上(图略)可以看出，暴雨期间暴雨区上空水汽比较浅薄，主要集中在大气低层，水汽通量辐合小于-3×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1且比湿大于4 g·kg^-1的空气在500 hPa以下，水汽通量辐合中心在750 hPa，中心值为-6×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，近地面层比湿最大为11 g·kg^-1。分别计算地面到500 hPa暴雨区(38°~41°N, 95°~98°E, 如图 6a方框)西、东、南、北边界的水汽通量及水汽收支大致情况(表 1)。4日14时降水开始前，西、南边界为流入，东边界流入流出平衡，北边界为流出，净流入为21×10³ g·s^-1；4日20时降水开始后，各边界均为流入，净流入迅速增大为55×10³ g·s^-1，其中北边界流入增加最大，为21×10³ g·s^-1；5日02时走廊强降水开始后，各边界均为流入，西、北边界流入继续增加，东、南边界流入略微减小，净流入增大到64×10³ g·s^-1，为暴雨期间最大值，此后5 h出现最强降水；5日08时最强降水期，各边界均为流入，西、东边界流入继续增加，南、北边界流入减小，净流入减小到59×10³ g·s^-1，为暴雨期间次大值，此后暴雨逐渐减小；5日14时降水强度显著减弱期，西、北边界为流入，东、南边界为流出，净流入迅速减小到19×10³ g·s^-1，为暴雨期最小值，此后降水明显减小。

以上分析表明，暴雨期间水汽流入以西、北边界为主，水汽来源于低层新疆东部西北气流中冷空气和走廊东部低压环流西北侧东北气流的暖空气；中后期，走廊东部低压环流加强，东边界水汽流入增强；南边界从高原上水汽流入最少，一方面是由于高原北坡3000 m以下为地形，以上水汽绝对含量少；另一方面是由于低涡风向与纬向夹角较小，所以南北向的水汽通量分量较小。暴雨期间保持高的水汽净流入，均在50×10³ g·s^-1以上，而在强降水开始前和降水强度显著减弱后，水汽净流入均在25×10³ g·s^-1以下，最大水汽净流入先于最强降水5 h出现。

3.3 高低空系统耦合作用与暴雨增幅

从高低空急流、显著流线和湿舌等综合分析图(图 7a和7b)可以看出，4日20时河西走廊西部位于200 hPa高空急流入口区右侧，700 hPa高原东北坡有>10 m·s^-1东南风显著流线，配合流线有湿舌向走廊东部伸展；5日08时200 hPa高空急流略向东北移，走廊西部仍处于入口区右侧，700 hPa高原东北坡东南风显著流线加强西伸到走廊中西部，甘肃新疆交界处出现西北风显著流线，说明南下冷空也加强，与显著流线配合西北湿舌和东南湿舌相汇成一整体高湿带。对应时次4日20时和5日08时u分量和垂直速度沿93°E和97°E剖面图(图 7c和7d)可以看出，对流层上部急流中心南侧整层为上升区，急流中心下方及北侧整层为下沉区。与高原低涡对应的上升气流区在高原上空500 hPa以上，在39°N，300 hPa有-0.8 Pa·s^-1垂直速度中心，走廊上空与锋区对应的上升气流区在41°N，700 hPa也有-0.8 Pa·s^-1垂直速度中心，两个上升气流区之间在高原边坡500 hPa以下为下沉气流区。5日08时，高原低涡上升气流区向北发展，走廊上升气流区向南发展，两支上升气流在暴雨区上空合并成一支强大、深厚上升气流区，相比4日20时垂直上升速度中心值增加0.4 Pa·s^-1以上，说明随着高原低涡发展北上到达高原边坡时，低空高原边坡东风和西北气流加强，在走廊西部低层辐合加强，同时在高空急流入口区右侧辐散气流的抽吸作用下，间接环流增强，有利于暴雨区低层水汽的垂直输送凝结，暴雨增幅。5日14时以后(图略)，随着高原低涡减弱移出高原，垂直环流也显著减弱，相应降水减弱。

3.4 多普勒雷达逆风区

在多普勒雷达速度场中，同一种方向的速度区中出现相反方向的速度区, 即正速度区中包含小块的负速度区, 或负速度区中包含小块的正速度区, 这块被包围的速度区被称为逆风区(张沛源等，1995)。逆风区速度场构成了辐合、辐散，或气旋、反气旋的结构。张守保等(2009)在分析华北回流强降水天气多普勒雷达速度回波时认为, 大面积降水过程中的逆风区是降水中心区或暴雨区的一个判别指标, 如果逆风区移动速度较慢, 则当地的强降水会持续较长时间。

在嘉峪关多普勒雷达5日01:43—02:50 1.5°仰角径向速度图(图 8)上，地面到1.6 km高度为西北风，1.6 km以上为偏东风，在西北象限东风区出现逆风区，厚度约2 km, 水平尺度约15~20 km。图 8a和8d为02:10的1.5°仰角反射率因子和径向速度，玉门市北侧逆风区与反射率因子>35 dBz区域接近，最大反射率因子46 dBz，玉门市及北部过去1 h出现短时3~4 mm的雷阵雨天气，说明逆风区附近有对流单体；03:00—06:40径向速度图上无逆风区活动，低层为西北风，高层为东风，地面降水为稳定性降水；06:49开始玉门市北侧高层东风中再次出现逆风区，一直维持到11:00左右，11时以后整层逐步转为西北风，逆风区持续时间长达4个多小时(图 8e~8i)。逆风区前2 h为窄的带状，水平尺度宽约5 km, 长约50 km，是玉门降水最强的时段，降水量达53 mm；后2 h逐步演化为块状，范围逐步扩大，水平尺度约60 km，降水减弱，降水量为20 mm。强降水时段反射率因子图上(图 8b和8c)大面积回波 < 30 dBz，玉门市及周围有30~35 dBz块状浅对流回波，说明层状云降水中有对流性降水，强降水以混合性降水为主，逆风区辐合线东南侧为强降水区。

3.5 高原低涡引发河西走廊大暴雨的机制

根据统计(郁淑华等, 2012)，高原低涡东移出高原并造成暴雨灾害的概率较大，以往研究也较多。北移出高原低涡概率较小，对其的研究也非常少，由其产生暴雨的预报难度大，综合以上分析，给出北移出高原低涡造成河西走廊暴雨的概念模型(图 9)，作为预报此类暴雨的参考。700 hPa新疆东部高压系统前部西北气流和河西走廊东部低压系统后部东北气流在河西走廊西部汇集，向南受祁连山阻挡形成辐合上升气流，同时为周边大气低层水汽向暴雨区辐合提供流场条件；500 hPa高原低涡在高原西部形成后，在干侵入和河套歪脖子高压阻挡共同作用下加强北移，低涡北移到高原边坡时，走廊西部低层辐合上升气流与高原低涡上升气流合并形成向北倾斜的强大上升气流区，同时在200 hPa高空急流入口区右侧辐散气流的抽吸作用下，也有利于间接环流上升支增强，这种高、中、低空天气系统耦合作用产生强大的垂直环流是这次大暴雨的主要成因。

4 结论

(1) 此次暴雨是高原低涡在干侵入和河套歪脖子高压阻挡共同作用下加强北移，到达高原北坡时，使河西走廊上空中、低层东风显著加强，与新疆东部东移南下的冷空气在走廊西部产生强烈辐合及在高空急流入口区右侧辐散气流的抽吸作用下，产生强大的垂直环流造成的。

(2) 造成这次大暴雨的水汽主要来源于新疆东部西北气流和高原东北坡偏东气流向走廊中西部的输送。暴雨初期以西北气流输送为主，中后期偏东气流输送增强，随着偏东气流输送减弱，降水强度减弱。暴雨期间水汽流入以西、北边界为主，中后期东边界水汽流入增强，南边界从高原上水汽流入最少。

(3) 暴雨区上空大气处于弱不稳定状态，湿等熵面陡立，易导致垂直涡度和辐合显著增长，非常有利于中尺度系统的发展和暴雨的发生。

(4) 高原低涡发展与高空位涡下传密切相关，干冷空气从对流层高层向中低层侵入，通过改变中低层温度场，使得中低层斜压性增强，有利于低涡逗点云形成和雨强增强，同时冷暖平流的南北向分布也是高原低涡向北移出高原的原因。

(5) 暴雨发生在α中尺度高原低涡中心北侧东风与新疆东部西北风交汇的西北象限内，对应卫星云图上是在低涡逗点云的云头部分。最强暴雨落区在多普勒雷达径向速度图上β中尺度逆风区附近。