产生青海“22·8”极端强降水的三维环流结构分析*

李泽雯 孙 溦,2 宇如聪,3

1 引 言

青海省地处青藏高原东北部，地形、地貌复杂，北部为山区，南部为青南高原；东北部有大通河、湟水河、黄河等河流，其两侧山脉近于平行，形成西北—东南走向的河谷地形。受复杂地形影响，青海地区降水局地性强、空间分布差异显著，其西高东低的地势使得水汽含量较高的青海东部地区更易发生对流天气（朱平等，2015；刘晓燕等，2018；燕振宁等，2018）。其中，河湟谷地（黄河和湟水河谷地）位于青海东北部、祁连山南麓，是青藏高原和黄土高原过渡地带，地势西北高、东南低。受地形抬升作用影响，该地区夏季常处于动力或热力不稳定状态（周万福等，2005；刘蓉娜等，2010；朱平等，2015，2019）。这种情况下，该地区暴雨具有来势猛、速度快、破坏力大等特点，是祁连山地区暴雨发生最多的区域之一（李林等，2005）。

在全球变暖日益加剧背景下，全球平均降水量呈现增多趋势，并且伴随着极端强降水事件频次增多、强度增强、影响区域变大和不确定性增大的特征（Peterson，et al，2002；Alexander，et al，2006；Zhang，et al，2019）。中国短时强降水天气也呈现出频次增多、强度增强的变化趋势（陈波等，2010；伍红雨等，2017；董旭光等，2018）。其中，青藏高原地区由于其独特的地理环境，使得灾害天气的发生频率远高于同纬度其他地区（徐祥德等，2006）。在青海东北部的河湟谷地，暴雨是造成损失最为严重的气象灾害之一，常伴有雷电、冰雹等强对流天气现象，同时也是诱发洪涝、泥石流等自然灾害的主要因素之一（Shieh，et al，2009）。

2022 年8 月18 日00 时，位于河湟谷地的青海省西宁市大通回族土族自治县（以下简称大通县）突发短时强降水，引发山洪并造成泥石流灾害，致使河流改道，造成26 人遇难、5 人失联。此次强降水过程中，降水量最大值超过40 mm（由于青藏高原地区独特地形、植被及下垫面土壤沟壑的影响，暴雨日数偏少，暴雨量级标准与平原地区不同）。青海和西藏地区，24 h 降水量≥25.0 mm 的降水即为暴雨（谌芸等，2006；杨勇等，2013；姚秀萍等，2022）。根据这一标准，此次降水事件的极端性尤为突出。考虑到此次降水事件给人民生命财产带来的巨大损失，对此次事件形成机理进行深入研究，对于青藏高原东北坡极端降水特征与形成机理的理解具有重要意义。

大量研究指出，青藏高原强降水的形成受诸多因素影响，例如季风特征、感热异常、地表通量变化及热力状况等（董敏等，2001；葛旭阳等，2001；柏晶瑜等，2003；白虎志等，2005）。从动力机制角度看，天气系统通过驱动大气水汽输送，为极端降水提供水汽来源（Liu，et al，2020）。高原上空的水汽特征受到南亚高压以及西风气流等多种气候系统异常变化的影响（田红瑛等，2014；李虎等，2022）。同时，强降水的发生还需要配合适宜的中低层环流系统以及地面的局地环境特征。青藏高原低涡切变线系统是高原地区主要的降水系统（苏永玲等，2022），低层切变线和地面辐合线相交的地区是对流单体产生和强烈发展的区域（方翀等，2012）。另外，低层风垂直切变、低空急流和地形抬升在对流触发和维持中起重要作用（王宝鉴等，2016）。地面系统方面，弱冷锋是触发高原东部强对流天气的主要地面系统，河湟谷地的喇叭形地形明显影响对流系统移动和传播路径（朱平等，2015，2019）。同时，地面热力不均匀导致的局地升温是地面中尺度辐合系统生成的主要原因，而地面中尺度辐合系统的发展又促进了中小尺度对流系统的形成（喻谦花等，2016）。

综上所述，天气尺度系统不仅给强降水提供了有利的环流背景，还可以影响地面系统的发生、发展。然而，对于影响此次极端强降水的环流系统认知还不清晰，同时注意到环流具有三维结构。近年研究（Sun，et al，2015a）发现，华北强降水发生前存在着以对流层高层暖异常为特征的三维环流结构，位于300—400 hPa 的暖中心通过静力平衡与地转平衡控制，将高空急流与低空水汽输送的变化联系起来，形成三维环流结构。进一步对华北地区不同类型的强降水及长期困扰华北业务预报的山区降水下传现象进行研究（Sun，et al，2015b，2018），均发现与包含不同对流层高层气温异常的三维环流结构有关。这种三维环流结构在长江中下游地区（方欢等，2020）、四川雅安地区（Hu，et al，2020，2022）也陆续受到关注。然而，已有三维环流结构对于降水的作用研究，大多聚焦于近20 年多个强降水事件的合成环流结构特征，所用到的样本数量大、时间跨度长。这种对环流结构的气候特征研究可能会削弱不同强降水事件中三维环流结构的时、空演变特征，不易观察到强降水过程中精细化的环流演变过程。同时，对于青藏高原东北坡地区降水，还鲜有关注三维环流结构作用的研究。因此，本研究以对流层高层温度异常影响下的三维环流结构为切入点，探究青海省大通县极端强降水发生时不同阶段的三维环流结构演变。利用气象台站观测资料与ERA5 再分析资料进一步剖析此次降水过程中三维环流结构的演变特征，提高对该地区极端降水事件发展演变机理的理解。

2 资料和方法

环流结构分析所用资料为欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium Range Weather Forecasts，简称 ECMWF）最新发布的第5 代逐时再分析产品—ERA5，其水平分辨率为 0.25º×0.25°，垂直方向 37 层，所用数据时段为2022 年8 月15—17 日，该产品已被广泛应用于青藏高原及其周边大气环流的研究。在环流结构分析中，使用ERA5 再分析数据逐时高度场、风场、温度场和比湿数据。计算相对于气候态的异常场时，选取气候平均态为1991—2021 年8 月的平均值。中尺度对流系统分析所用资料为西宁站多普勒天气雷达探测资料，最大有效探测距离为150 km，时间分辨率为6 min。

文中所用降水资料包括逐时地面自动气象站加密观测资料、CMPA 逐时降水资料、ERA5 逐时降水资料，其中逐时地面自动气象站观测资料覆盖中国55719 个地面气象站，由中国气象局国家气象信息中心提供，并经过国家气象信息中心的数据质量控制，CMPA 逐时降水资料的水平分辨率为0.1°×0.1°，ERA5 降水资料的空间分辨率为0.25°×0.25°。文中选取的降水资料气候态为1991—2021 年5—9 月，针对此次降水事件，所用降水资料为2022 年8 月17 日08 时（北京时，下同）至18 日08 时的数据，日降水量为当日08 时—次日08 时的累计降水量。在资料处理过程中，将1 h 累计降水量≥0.01 mm的时次定为1 个降水时，降水事件定义为降水开始时刻到终止时刻之间的过程，期间最多允许有1 h间断（Yu，et al，2007），对于青海“22·8”强降水事件的分析是基于观测的统计与诊断分析方法，分析重点是此次强降水过程发生的大尺度背景条件演变及其与中尺度环境场演变的有机关联。

3 研究内容

3.1 强降水事件的气候背景

2022 年8 月18 日00 时青海省西宁市大通县遭遇瞬时强降水（以下简称“22·8”青海大通强降水），引发重大山洪泥石流灾害。为了解此次强降水地区的气候特征，图1 给出1991—2021 年5—9 月青藏高原东北坡地区降水峰值强度超过99 百分位阈值的173 个降水事件的气候特征。如图1a所示，在以上事件的降水峰值强度（图1a 橙色圆圈） 日变化特征中，较大的降水峰值强度主要出现在14 时—次日00 时。在14 时—次日00 时以上降水事件中降水峰值强度超过99 百分位阈值的事件数明显增多，同时降水峰值强度（图1a 橙色圆圈）在该时段也较大，其中最大降水峰值雨强（40.9 mm/h）出现在17 时。另外，以上降水事件的事件累计降水量（图1a 紫色叉号）峰值出现在17 时—次日05 时。事件累计降水量（图1a 紫色叉号）的峰值出现时间与降水峰值雨强（图1a 橙色圆圈）的峰值出现时间并不完全对应，同时如图1a 所示最大事件累计降水量（51.2 mm）对应的降水峰值雨强仅为12.3 mm/h，这也说明较大的事件累计降水量可能是由降水持续时间较长造成的。在这一背景下，对于“22·8”青海大通强降水过程，其降水峰值雨强为40.6 mm/h（图1a 红色圆点），达到近31 年来第2 高位，接近降水峰值雨强的最大值（40.9 mm/h）。同时，其事件累计降水量为43.6 mm（图1a 红色叉号）处于近31 年来第7 高位，反映出“22·8”青海大通强降水在降水峰值雨强、事件累计降水量方面均具有较强的极端性。

图1 （a） 青藏高原东北坡地区1991—2021 年5—9 月区域降水事件中降水峰值强度高于99 百分位阈值的降水峰值强度日变化 （橙色圆圈和黑色盒子） 及对应的事件累计降水量 （紫色叉号和绿色盒子） （事件累计降水量的时间是以该事件中峰值降水的时间为标记，红色标识为“22·8”降水个例），（b） 事件累计降水量随降水峰值强度的变化 （色阶为降水持续时间，五角星表示“22·8”降水个例）Fig. 1 Diurnal variation characteristics of peak precipitation intensity （orange circles and black boxes） and corresponding cumulative precipitation （purple crosses and green boxes） of regional precipitation events with peak time intensity above the 99th percentile threshold in the northeast slope of the Qinghai-Xizang plateau from May to September，1991—2021，and the red mark represents "22·8" precipitation cases （a）；the event cumulative precipitation varies with the peak precipitation intensity，color shadings show the duration of precipitation，and the pentagram indicates "22·8" precipitation cases （b）

图1b 给出以上降水事件的过程累计降水量随降水峰值雨强的分布。整体而言，随着累计降水量的增大，降水持续时间呈延长趋势，说明高原东北坡事件降水量的增大可能得益于降水持续时间的延长。“22·8”青海大通强降水个例（图1b 五角星）位于图中右上方，其降水峰值雨强与事件累计降水量均处于历史高位，且降水峰值雨强（40.6 mm/h）与累计降水量（43.6 mm）较为接近，意味着此次强降水主要集中在降水峰值这1 h 中，反映出此次个例的极端性与特殊性。需要指出的是，该地区年降水量较小、地形复杂，极端降水事件呈现出局地性强、降水强度大、速度快的特点（朱平等，2015），极易造成次生灾害。

3.2 强降水事件的小时尺度特征

为进一步揭示“22·8”青海大通强降水的小时尺度特征，图2 给出台站观测资料、CMPA 融合资料和ERA5 再分析资料的日降水量空间分布，以及在降水峰值时刻降水强度的空间分布。图2a、b、c 依次为台站观测资料、CMPA 融合资料以及ERA5再分析资料的日降水量空间分布。从台站观测资料、CMPA 融合资料及ERA5 再分析资料均可见，17 日08 时—18 日08 时日降水量最大。台站观测资料和CMPA 融合资料类似，降水区域（图2a、b 中蓝色框中区域）为此次受灾最严重的大通县所在的区域（36.72°—37.38°N，100.85°—101.93°E），日降水量超过40 mm；而ERA5 再分析资料降水区域（图2c中蓝色框中区域）则与台站观测资料和CMPA 融合资料略有偏差（36.4°—37.38°N，101.3°—102.15°E），同时日降水量与前两者相比较小，不足20 mm。

图2 2022 年8 月17 日08 时—18 日08 时降水量 （a—c，单位：mm） 以及雨强峰值 （d—f，单位：mm/h） 的空间分布 （a、d. 台站观测资料，b、e. CMPA 融合资料，c、f. ERA5 再分析资料，蓝色框为降水区域）Fig. 2 Spatial distribution of daily precipitation （a—c， unit：mm） and peak precipitation intensity （d—f，unit：mm/h） from 08:00 BT 17 to 08:00 BT 18 August 2022 （a， d. rain gauge records；b， e. CMPA data；c， f. ERA5 reanalysis data；the blue box denotes precipitation area）

图3 给出不同资料降水事件的小时尺度演变特征。观测资料（图3a）表明，在17 日20 时该区域降水量几乎为0，随后降水迅速增强，于18 日00 时达到峰值，降水强度超过40 mm/h。17 日20 时到18 日00 时，在降水迅速增强的这段时间里，该区域降水表现为先在个别站出现区域雨强最大值，随后在区域最大降水量增加的同时，出现较大降水量的站点逐渐增多，降水范围也随之扩大。雨强峰值时刻（18 日00 时）之后，雨强迅速减小，18 日01 时雨强减小到29 mm/h，02 时减小至6 mm/h。高原地区24 h 累计降水量≥25.0 mm 的降水即被定义为暴雨（谌芸等，2006；杨勇等，2013；姚秀萍等，2022），此次降水虽然持续时间短，但短时雨强大、累计雨量大，已达到并大幅度超过该地区暴雨标准。

图3 2022 年8 月17 日08 时—18 日08 时降水区域 （图2 中蓝色框） 中降水量的时间序列 （a. 台站观测资料，b. ERA5 再分析资料）Fig. 3 Time series of rainfall amount in the precipitation region （blue box in Fig. 2） from 08:00 BT 17 to 08:00 BT 18 August 2022 （a. rain gauge records，b. ERA5 reanalysis data）

如图2d 和e 所示，雨强峰值在观测资料和CMPA资料中空间分布较为一致，降水强度最大区域位于青海东北部的大通县。同时，雨强和站点资料的降水量时间序列（图3a）特征一致，雨强峰值（18 日00 时）大通县超过40 mm/h。与台站观测和CMPA融合资料不同的是，ERA5 再分析资料中（图3b），雨强于17 日16 时达到峰值，且仅为5.2 mm/h。计算ERA5 中该区域夏季雨强的气候态以及区域内的降水百分位阈值发现，以上峰值雨强超过了当地99.9 的百分位阈值。这一结果表明，虽然ERA5再分析资料中的降水强度远低于观测资料，但ERA5再分析资料能合理反映该降水事件较强的极端性。鉴于高原地区观测资料较为匮乏，以下环流结构研究利用ERA5 再分析资料进行分析。

3.3 强降水事件的三维环流结构演变

在以上降水特征分析的基础上，为探究降水的形成原因，图4 给出此次强降水发生前至强降水发生当日的对流层高层300 hPa 温度与700 hPa 位势高度异常场的日平均分布情况（图4a—c）及其相对应的原始场分布情况（图4d—f）。强降水发生前，300 hPa 高空存在一个明显的暖异常中心（图4a），暖中心位于新疆至内蒙古地区，呈带状分布。此时，青海东北部处于700 hPa 位势高度正异常控制下，在50°N 处存在明显的西风异常。8 月15—17 日，300 hPa 高空暖异常逐渐向东移动，且暖中心强度逐渐增强，17 日300 hPa 高空暖异常中心强度达到最强（超过8℃）。根据静力平衡调控与地转平衡原理，暖异常促使其上层形成位势正异常，有利于反气旋性环流形成。如图4 所示，暖异常上层出现位势正异常，其有利于反气旋性环流形成，可为形成高空辐散创造有利条件。从异常场（图4a—c）可知，位于200 hPa 高空的西风异常强度逐渐增强并向东南移动，使得高空西风急流位于青海地区的北侧。高层的反气旋性环流也随之南移至青海地区，有利于该地区形成高空辐散。类似地，静力平衡调控下，暖异常有利于其下层形成位势负异常，如图4a—c 所示，8 月15—17 日，青海东北部的700 hPa 位势高度异常由正异常转变为负异常，为形成低空气旋性辐合创造了有利条件。

图4 2022 年8 月15—17 日的日平均环流演变 （a—c. 异常场，d—f. 原始场） （300 hPa 温度，色阶，单位：K；700 hPa 位势高度，黑色等值线，实线为正值，虚线为负值，单位：dagpm；200 hPa 纬向风，棕色等值线，单位：m/s；白色框为降水区域）Fig. 4 Daily mean circulation evolution from 15 to 17 August 2022 （a—c. anomaly field，d—f. original field） （300 hPa temperature，shaded，unit：K；700 hPa geopotential height，black contour，solid line are for positive values，dashed lines are for negative values，unit：dagpm；200 hPa zonal wind，brown lines，unit：m/s；and the white box denotes precipitation area）

对应至原始场（图4d—f），30°—40°N 区域300 hPa高空可见暖中心。15—17 日，300 hPa 高空暖中心逐渐向东移动并到达青海东部。同时，200 hPa 高空西风急流移动特征与异常场（图4a—c）相似，其中心强度逐渐加强并向东南移动，使得高空急流中心位于青海地区的北侧，为形成高空辐散创造了有利条件。700 hPa 高度上，15 日青海地区位于高压脊后，此时上游还没有明显的低压槽（图4d）。15—17 日，随着系统东移发展，青海东北部700 hPa 的环流形势从高压脊后控制转为低压槽前控制，这种环流形势有利于形成气旋性辐合。

综上所述，青海“22·8”强降水事件存在着以对流层高层暖异常为特征的三维环流结构。强降水发生当日降水区域上空对流层高层暖异常达到最强。相应地，其上层位势高度升高，在气压梯度力与科里奥利力的共同作用下，暖异常上层北侧西风异常增强，高空急流轴南侧易于形成高空辐散，有利于垂直运动的产生（Cunningham，et al，2000；罗雄等，2018）。同理，在静力平衡与地转平衡的控制下，暖异常下层位势高度降低有利于形成气旋性环流，形成低空辐合，为强降水发生、发展提供了有利条件。

考虑到此次降水过程是小时尺度极端降水事件，在明确日尺度的环流背景后，进一步分析其小时尺度的环流特征。图5 给出了降水峰值时刻前6 小时（-6 h）、前3 小时（-3 h）以及降水峰值时刻（0 h）200 hPa 和500 hPa 的环流形势。在降水开始前至降水峰值时刻，对流层高层300 hPa 一直存在明显暖中心，降水区域上空暖中心强度随时间推移逐渐增强，且范围逐渐扩大。伴随着300 hPa 暖中心的逐渐增强，降水区域上空200 hPa 高压也逐渐增强，同时在高压北侧的高空西风急流稳定维持，为高空辐散的维持加强提供了有利条件（图5a—c）。在暖中心的下层（500 hPa），降水区域上游逐渐形成了一个短波低槽，降水区域的环流形势也从高压脊后控制逐渐转变为低压槽前控制，为低层辐合的形成创造了有利条件（图5d—f）。

图5 降水峰值前6 小时 （-6 h）、前3 小时 （-3 h） 以及降水峰值时刻 （0 h） 200 hPa （a—c） 和500 hPa （d—f） 的环流形势、 300 hPa 温度 （色阶，单位：K）、位势高度 （黑色等值线，单位：dagpm）、200 hPa 纬向风 （紫色等值线，单位：m/s）、 500 hPa 风场 （矢量，单位：m/s）（白色框表示降水区域）Fig. 5 Circulation patterns of 200 hPa （a—c） and 500 hPa （d—f） at 6 h before （-6 h），3 h before （-3 h） and at the time of peak precipitation （0 h）；300 hPa temperature （shaded，unit：K），geopotential height （black contour，uint：dagpm），200 hPa zonal wind （purple contour，unit：m/s），500 hPa wind field （vector，unit：m/s） （the white box represents precipitation area）

为了更直观地呈现降水区域上空三维环流的结构特征，图6 给出温度、比湿、位势高度以及纬向风异常的纬度-高度剖面（图6a—c）和经度-高度剖面（图6d—f）。与原始场（图5）特征相似，从-6 h至0 h，逐渐临近降水峰值时刻（0 h），位于300—500 hPa 的暖异常中心强度逐渐增强，影响范围逐渐扩大。从沿101°E 的纬度-高度剖面（图6 a—c）可见，从-6 h 至0 h 降水中心（37°N，101°E）上空400 hPa 以上的东风异常逐渐减弱，在400 hPa 以下东风北侧的西风异常逐渐向南移动，到0 h，降水中心（37°N，101°E）上空400 hPa 以上由东风异常控制，400 hPa 以下由西风异常控制，形成明显的风向垂直切变（图5c）。从沿37°N 的经度-高度剖面（图6d—f）可见，从-6 h 至0 h 降水中心（37°N，101°E）一直处在高空暖异常的控制之下，暖异常上层存在位势正异常，且正异常强度逐渐增强。到降水峰值时刻（0 h），暖异常上层的位势正异常强度达到最强（图6f）。在降水中心（37°N，101°E），0 h 暖异常下层出现位势负异常（图6f）。在这种高、低层配置下，有利于形成高层辐散、低层辐合的环流形势（如图7a 所示），提供了垂直运动形成的有利条件。同时，由图6 可见在降水区域的南、北侧和东、西侧均存在从地表向上延伸到400 hPa 高度的比湿异常，意味着从降水前至降水峰值时刻一直存在一个相对深厚的湿层，为强降水的形成提供了充足的水汽。

图6 降水峰值前6 小时 （-6 h）、前3 小时 （-3 h） 以及降水峰值时刻 （0 h） 环流形势沿101°E 的纬度-高度剖面 （a—c） 和沿37°N 的经度-高度剖面 （d—f）；温度异常 （色阶，单位：K），比湿异常 （黑色等值线， 单位：g/kg），纬向风异常 （a—c，灰色等值线，单位：m/s） 和位势高度异常 （d—f，灰色等值线，单位：dagpm，实线为正值，虚线为负值）Fig. 6 Longitude-height profiles along 101°E （a—c） and latitude-height profiles along 37°N （d—f） at 6 h before （-6 h），3 h before （-3 h） and at the time of the peak precipitation （0 h）；temperature anomaly （shaded，unit：K），specific humidity anomaly（black contour，unit：g/kg），zonal wind anomaly （a—c，gray contour，unit：m/s） and geopotential height anomaly （d—f，gray contour，unit：dagpm， solid lines are for positive values， and dashed lines are for negative values）

图7 2022 年8 月17 日08 时—18 日08 时降水区域 （图4 中白色框） 上空250 hPa 和600 hPa 的散度变化 （a. 红线：250 hPa，蓝线：600 hPa，单位：10-5 s-1） 以及31°—40°N 平均的300 hPa 温度和700 hPa 位势高度异常 （b. 色阶：300 hPa 温度，单位：K；黑色等值线：700 hPa 位势高度异常，实线为正值，虚线为负值）Fig. 7 250 hPa and 600 hPa divergence changes over the precipitation region （white box in Fig. 4） from 08:00 BT 17 to 08:00 BT 18 August 2022 （a. red line：250 hPa，blue line：600 hPa，unit：10-5 s-1） and 31°—40°N average 300 hPa temperature and 700 hPa geopotential height anomaly evolution （b. shaded：300 hPa temperature，unit：K；black contour：700 hPa geopotential height anomaly； solid lines are for positive values，dashed lines are for negative values）

为了进一步考察对流层高层暖异常影响下的高、低层辐合、辐散的变化，图7 给出降水区域上空高、低层散度以及300 hPa 温度和700 hPa 位势异常随时间的演变情况。从降水前至降水峰值时刻（0 h），250 hPa 散度由负值转为正值，-2 h 到0 h 散度迅速增强，在降水峰值时刻（0 h）散度达到最大，高空辐散在此时达到最强。0 h（降水峰值时刻）之后，250 hPa 散度迅速减小，随后转为负值。在位于高原地区低层的600 hPa，降水前至降水峰值时刻散度一直为负值，-1 h 散度负值最低，到0 h（降水峰值时刻）依然维持较低的负值，此时存在较强的低层辐合（图7a）。图7a 表明，降水峰值时刻存在明显的高层辐散、低层辐合配置，图5 和6 的环流结构分析也说明了这一点。这种高层辐散、低层辐合的配置为强降水的产生提供了适宜的动力背景。

图7b 给出了700 hPa 位势高度异常与300 hPa温度的时、空演变。图7b 表明，17 日08 时—18 日08 时，降水中心（37°N，101°E）上空300 hPa 一直存在着暖异常，且暖异常在降水峰值时刻（0 h）强度达到最强，暖异常下层出现位势高度负异常。如图7b所示，降水中心（37°N，101°E）上空700 hPa 出现了明显的位势负异常中心。与暖中心的变化相同，在降水峰值时刻（0 h）700 hPa 位势负异常达到最强，结合图7a 中600 hPa 的辐合情况，说明此时对流层低层出现了明显的辐合上升运动，有利于强降水的产生。

注意到短时强降水的产生不仅需要适宜的环流背景和良好的水汽条件，还需要配合低层较大的不稳定能量（俞小鼎等，2012）。图8 给出了降水前6 小时（-6 h）、降水前3 小时（-3 h）和降水峰值时刻（0 h）对流层中、低层的假相当位温差（600 hPa-500 hPa）。从-6 h 至0 h 假相当位温差的中心位于降水区域（图8 蓝色框中区域）的南侧，降水区域南侧的气流来向由偏东逐渐转变为偏南，且风速增大，这为降水区域带来了充沛的水汽，使得降水区域上空的假相当位温差逐渐增大，反映不稳定能量的假相当位温差在0 h（降水峰值时刻）达到最大。

图8 降水峰值前6 小时 （a. -6 h）、前3 小时 （b. -3 h） 以及降水峰值时刻 （c. 0 h） 600 hPa 和500 hPa 的假相当位温差以及600 hPa 风场和位势高度的变化 （色阶：600 hPa 和500 hPa 假相当位温差，单位：K；黑色等值线：600 hPa 位势高度，单位：dagpm；矢量：600 hPa 水平风，单位：m/s ；深蓝色框：降水区域）Fig. 8 Variations of 600 hPa and 500 hPa potential pseudo-equivalent temperature difference，600 hPa wind field and 600 hPa geopotential height at 6 h before （a. -6 h），3 h before （b. -3 h） and at the time of the peak precipitation （c. 0 h）（shaded：600 hPa and 500 hPa potential pseudo-equivalent temperature，unit：K；black contour：600 hPa geopotential height，unit：dagpm；vector：600 hPa horizontal wind,unit：m/s；dark blue box：precipitation area）

3.4 强降水事件的局地环境特征演变

在利用ERA5 再分析资料解析强降水事件的环流结构后，利用台站观测资料进一步探究此次事件的局地环境特征演变。图9 给出降水前6 小时（-6 h）、降水前3 小时（-3 h）和降水峰值时刻（0 h）地表相对湿度及风场的变化。在-6 h，地表相对湿度大值区处于降水区域（黑色框中区域）东南方，从-6 h 至0 h 降水区域南侧的地面风转变为东南风且风速增大，将相对湿度大值区较为湿润的空气输送到降水区域，使得降水区域相对湿度增大。同时由于降水区域位于河湟谷地，降水区域的北部山脉呈西北—东南走向，其西北和南部也有山脉围绕，总体呈西北高、东南低的“喇叭口”地形。从-6 h 至0 h，100°E 以东的区域地面风场基本表现为偏东风，并且在101°—103°E 的山谷中风速明显增大，在地形阻挡的作用下越接近西北部的山坡相对湿度越大，而相反的在102°—103°E 的山谷口相对湿度较小，这意味着该地区的“喇叭口”地形在地面适宜风场的配合下相对于周边地区存在“增温增湿”的特征，使得该地区地表大气更易达到饱和，产生凝结。与600 hPa 风场的变化相似，-6 h 至0 h 降水区域（黑色框中区域）南侧地面风场由偏东风转变为东南风，风速逐渐增大。0 h 在降水区域东南部的“喇叭口”产生气旋性切变，同时也使得该区域的水汽进一步聚集，此时地表相对湿度超过90%，地表大气接近饱和，有利于凝结产生。根据以上观测分析可知，降水峰值时刻（0 h）地面风场辐合，同时地表大气接近饱和，与之前高空辐散、低空辐合的环流形势共同创造了有利的环流背景与水汽条件。

图9 降水峰值前6 小时 （a、d. -6 h）、前3 小时 （b、e. -3 h） 以及降水峰值时刻 （c、f. 0 h） 地表风场以及地表相对湿度的空间分布 （不同颜色的点表示地表相对湿度，单位：%；灰阶：海拔高度，单位：m；风羽：地表风场；黑色框：降水区域）Fig. 9 Spatial distribution of surface wind and surface relative humidity at 6 h before （a，d. -6 h），3 h before （b，e. -3 h）and at the time of the peak precipitation （c，f. 0 h） （different colors indicate surface relative humidity，unit：%；shaded：altitude，unit：m；barb：surface wind；black box：precipitation area）

为了进一步探究此次降水对应的局地环境特征，对比与降水相关的主要物理量在降水前、后的变化，图10 给出了降水区域（图9 黑色框中区域）中67 个观测站相对湿度和风向、风速的时间序列。降水区域中67 个观测站所观测到的相对湿度平均值及最大值的变化趋势相似，表明在该区域中大部分观测站的相对湿度变化趋势大致相同，呈现出先下降后升高的趋势，-9 h 到0 h 相对湿度迅速上升，降水峰值时刻（0 h）相对湿度上升到最大（图10a），表明地表大气接近饱和，有利于凝结发生，从而促进降水的形成。

图10 2022 年8 月17 日08 时—18 日08 时在降水区 （图8 中黑色框） 内67 个观测站的地表相对湿度 （a）、风速 （b）、风（c） 的时间序列 （图c 中纵轴按观测站所在纬度递增的顺序排列）Fig. 10 Time series of surface relative humidity （a），wind speed （b） and wind （c） collected at 67 observation stations in the precipitation region （the black box in Fig. 8） from 08:00 BT 17 to 08:00 BT 18 August 2022， in Fig. c，the vertical axis is arranged in increasing order of latitudes of the stations

在降水区域，风速变化幅度较大，且一部分站点出现区域极值，在临近降水峰值时刻（-2 h）有个别站点出现区域最大风速，而在降水结束后区域最大风速明显减小。但从整个降水区域来看，降水峰值出现前该区域一直维持较大的风速，降水结束后，风速逐渐变弱（图10b）。图10c 将该区域67 个观测站点按其纬度递增方式排列，给出不同站点风向、风速随时间的变化。在降水发生前大部分站点为偏南风，并且在降水区域的中部地区风速较大，在降水峰值时刻（0 h）有几个站出现了极大风速并且转为偏北风，同时如图9 所示，在0 h 该区域产生气旋性环流，并结合图10a 的相对湿度变化，意味着在此时形成水汽辐合。地面系统及水汽条件与上文的三维环流结构相配合，共同促成了该次降水事件。

图11 给出西宁站在8 月17 日08 时（图11a）、8 月17 日20 时（图11b）和8 月18 日08 时（图11c）的探空曲线。如8 月17 日08 时（图11a）露点温度层结曲线（绿色实线）与温度层结曲线（红色实线）所示，700 hPa 以上存在一个相对浅薄的湿层，意味着此时已经具备了一定的水汽条件。到8 月17 日20 时（图11b）700—500 hPa 也存在湿层，并且与图11a 相比湿层厚度有所增大。到8 月18 日08 时（图11c），与之前相比中、低层的湿度降低。如图11所示，强降水发生前大气低层的湿度比较大，中、高层湿度比较小，呈现出上干下湿的垂直分布状态，这种层结分布有利于对流天气的发生（孙继松等，2012）。同时，在降水发生前对流有效位能（CAPE）明显增大，17 日20 时 CAPE 达到了1887 J/kg，降水结束后，CAPE 迅速减弱，这也说明了在降水发生前大气的层结不稳定增强，这与前文对流层中、低层假相当位温差在降水前逐渐增大的变化一致（图8），大气中不稳定能量随之增大。

图11 西宁站2022 年8 月17 日08 时 （a）、20 时 （b） 和18 日08 时 （c） 的探空曲线Fig. 11 Sounding curves at Xining station at 08:00 BT 17 August （a） ，20:00 BT 17 August （b） and 08:00 BT 18 August 2022 （c）

从风场上看，8 月17 日08 时（图11a）到17 日20 时（图11b）700—500 hPa 的风向垂直切变明显变大，风向随高度顺时针旋转，意味着低层有暖平流，使得环境温度垂直递减率进一步增大，从而使得大气层结不稳定增强。到18 日08 时（图11c）降水结束后风向垂直切变减小，并且风向随高度逆时针旋转，意味着低层存在冷平流。相应地，环境温度垂直递减率有所减弱，大气层结趋于稳定。

表1 给出了主要物理量在不同时次的定量计算结果。如表1 所示，700 和500 hPa 的温差在降水开始前明显增大，从8 月17 日08 时的14℃上升至17 日20 时的17℃。相同层次间的假相当位温差也在降水开始前显著增大，从8 月17 日08 时的7.6℃增大至17 日20 时的12.6℃。降水结束后，700 和500 hPa 的温差及假相当位温差均大幅度变小，这些特征也进一步说明：在降水前，8 月17 日08—20 时大气层结不稳定度增强，不稳定能量增大有利于短时强降水的发生。

表1 西宁站2022 年8 月17 日08 时、17 日20 时和18 日08 时探空资料计算的物理量Table 1 Physical quantities calculated from sounding data at Xining station at 08:00 BT 17 August，20:00 BT 17 August and 08:00 BT 18 August 2022

为了进一步阐明大尺度有利背景与中尺度环境场演变的有机关联，图12 给出了降水峰值前4 小时（-4 h）、前2 小时（-2 h）和降水峰值时刻（0 h）的垂直环流经向剖面（图12a—c）。从图12a—c 中可以看出-4 h 至0 h 降水区域上空300—400 hPa 存在明显的暖异常，该异常中心逐渐向东发展，在0 h暖异常上层的散度达到最大，说明此时高空辐散达到最强，这也与图7a 表明的散度特征一致，有利于垂直运动形成，这为中尺度对流的发生及发展提供了有利的动力背景。图12a—c 风场表明，在101°E以东靠近地面的低层存在偏东风，从-4 h 至0 h 偏东风风速逐渐增大，同时低层表现出明显的水汽通量辐合增强。图5、图8 也表明，暖中心下层（500 hPa，图5d—f）降水区域南侧存在东南气流，0 h 东南气流达到最强，同时图8 表明降水区域南侧气流来向由偏东逐渐转变为东南，其风速逐渐增大并在0 h达到最强，这二者均为降水区域带来了暖湿空气，使得水汽通量辐合逐渐增强。低层的水汽通量辐合增强意味着低层水汽增多并且湿度上升，易形成上干下湿的大气层结，从而使大气的不稳定度增强，图8 表明降水区域上空反映不稳定能量的假相当位温差逐渐增大并在0 h 达到最大，同时降水前后不同物理量的变化（图11、表1）也表明强降水发生前不稳定能量增大。这些结果均表明低层存在不稳定能量的累积过程，有利于对流系统的生成与发展。另外，图12d—f 表明0 h 雷达回波的中心强度达到最强且中心强度范围扩大，说明对流系统在0 h 活动最为剧烈，易产生对流性降水。图12a—c 中的风场表明在101°E 以西从低层到中、高层存在明显的西风，同时图12d—f 中的对流演变表明对流系统向东移动，这说明对流系统的移动可能与引导气流的带动作用有关。

图12 降水峰值前4 小时 （a、d. -4 h）、前2 小时 （b、e. -2 h） 以及降水峰值时刻 （c、f. 0 h） 36.5°—37°N 平均垂直环流的经度-高度剖面 （a—c. 色阶：温度异常，单位：℃；深灰色线：散度，单位：10-5 s-1；蓝色线：水汽通量散度，单位：102 kg/（m2·s·hPa）；矢量：风场（纬向风，单位：m/s；垂直速度，单位：-0.15 Pa/s））；西宁测站雷达回波的经向剖面 （d. 37.3°—37.5°N 平均，e. 36.8°—37.2°N 平均，f.36.6°—36.9°N 平均）Fig. 12 Longitude-height cross sections of mean vertical circulation between 36.5°—37° N at 4 h before （a，d. -4 h），2 h before （b，e. -2 h） and at the time of the peak precipitation （c，f. 0 h） （a—c. shaded：temperature anomaly，unit：℃；dark gray contour：divergence，unit：10-5 s-1； blue contour：water vapor flux divergence，unit：102 kg/（m2·s·hPa）； vector：wind field （zonal wind，unit：m/s；vertical velocity，unit；-0.15 Pa/s））；longitudinal profiles of radar echoes at Xining station （d. average over 37.3°—37.5°N；e. average over 36.8°—37.2°N；f. average over 36.6°—36.9°N）

为进一步探究中尺度对流系统具体的演变特征，图13a—c 给出了西宁站雷达组合反射率回波在不同时次的空间分布。图13a 表明在降水峰值前4 小时（-4 h）对流单体（图13a 中黑色虚线框）在降水区域的西北方开始生成，经度在101.0°E 左右，此时对流单体中心回波强度超过40 dBz，该对流单体与同一时刻雷达回波经向剖面（图12d）中最左侧的强回波中心对应。从-4 h 至-2 h（图13a—b），对流单体向东南方向移动，同时在该单体的东侧生成了新的单体。-2 h 对流系统（图13b 中黑色虚线框）发展为由多个较松散分布的对流单体组成的带状结构，此时对流系统移动到-4 h 对流单体的东南方，位于101°—102°E，呈现西南—东北走向的带状分布，其中心回波强度超过50 dBz。同时，图13d表明在对流区域中的平均雷达回波强度在-2 h 开始增强。从-2 h 至0 h 对流系统继续向东南方向移动发展，0 h（图13c）对流系统由-2 h 的带状结构变成团状结构，其中心回波超过50 dBz 并且强回波中心范围扩大，对流系统移动到101.5°—102°E，这也与所研究的降水区域吻合，意味着该对流系统可能是影响此次降水的中尺度系统，并且此时在对流中心附近地表的相对湿度超过90%（图9f），地表大气接近饱和，有利于凝结发生，形成降水。同时图13d也表明从-2 h 至0 h 在对流区域中的平均雷达回波高度升高。另外，在计算了地面散度后发现0 h 对流中心附近的地面散度超过-30×10-5s-1，说明从-2 h至0 h 地面辐合也有所增强（图略），有利于上升气流增强，从而促进对流系统继续发展。

图13 降水峰值前4 小时 （-4 h）、前2 小时 （-2 h） 以及降水峰值时刻 （0 h） 西宁测站的雷达组合反射率分布 （a—c，色阶，单位：dBz；灰色阴影为地形高度，单位：m） 以及从降水前6 小时 （-6 h） 到降水峰值时刻 （0 h） （36.5°—37°N，100.5°—102°E） 平均的西宁站雷达回波随时间的演变 （d，单位：dBz） （a—c 中黑色虚线框为对流系统的位置）Fig. 13 Radar composite reflectivity at Xining station at 4 h before （-4 h），2 h before （-2 h） and at the time of peak precipitation （0 h） （a—c，color shadow，unit：dBz； the gray shadow is terrain，unit：m），and the evolution of regional mean radar echo observed at Xining station averaged over （36.5°—37°N，100.5°—102°E） during the time from 6 h before （-6 h） the peak time to the precipitation peak time （0 h） （d，unit：dBz） （the black dotted box in a—c indicates the location of the convective system）

综上所述，从-4 h 至降水峰值时刻（0 h），对流层高层存在明显的暖异常，在暖异常上空散度逐渐增强，有利于上升运动的产生，高空辐散以及上升运动的增强共同给对流系统的发展提供了有利的大尺度环流背景。同时，101°E 以西从对流层低层到中、高层均存在西风，这为对流系统向东南方向移动创造了有利条件。在暖异常下层东南气流增强给降水带来了水汽使得低层水汽辐合增强并在0 h达到最强，这意味着低层湿度上升，易于形成上干下湿的大气不稳定层结，同时反映不稳定能量的低层假相当位温差增大并在0 h 达到最大，表明低层存在不稳定能量的累积过程，有利于对流系统的生成与发展。另外，随着时间推移地表风场出现辐合并且增强，有利于形成上升运动促进对流系统的发展。同时，对流中心附近的地表相对湿度也逐渐增大，在0 h 超过90%，这意味着地表大气接近饱和，易于发生凝结。有利的大尺度环流背景和充足的水汽，以及中尺度对流系统的持续影响，共同促成了该次强降水的形成。

4 结论与讨论

利用ERA5 逐时再分析资料、CMPA 融合资料以及地面自动气象站观测资料，分析了2022 年8 月18 日引发青海大通县山洪灾害的强降水精细化特征。为探究此次小时尺度极端降水事件的形成机理，以包含对流层高层气温特征的三维环流为切入点，考察了三维环流结构的演变特征，并进一步剖析了三维环流结构影响下的局地环境特征，得到主要结论如下：

（1）强降水发生前，青海地区上空存在着以对流层高层暖异常为特征的三维环流结构，300 hPa温度异常信号可追溯至降水发生2 天前的上游地区。从降水前到降水峰值时刻，三维环流结构呈现出东移增强特征。降水峰值时刻，降水区域上空对流层高层暖异常达到最强。

（2）对流层高层暖异常对于形成强降水的动力及水汽条件有重要影响。在静力平衡与准地转平衡调控下，暖异常上层出现位势高度升高与反气旋性环流异常，随着暖异常略向南移其强度逐渐增强，其上层反气旋及其北侧的西风急流也逐渐增强并向南移动，降水区域位于高空西风急流轴右侧并处于反气旋控制之下，这种环流形势为高层辐散形成创造了有利条件。另外，暖异常下层出现位势高度降低与气旋性环流异常，加上气旋前部的低空偏南气流增强，促使低层形成暖湿空气辐合，同时增强了层结不稳定度，为强降水发生提供了充足的水汽条件并累积了较大的不稳定能量。高、低层适宜的动力背景与水汽条件，以及较强的不稳定能量累积，共同促成了该次强降水的产生。

（3）在河湟谷地西北高、东南低的“喇叭口”地形影响下，地面形成气旋性辐合，有利于中尺度对流系统的发展，进一步促进了此次强降水的发生。随着降水区域上空对流层高层暖异常增强，对流层低层东南气流增强，形成水汽辐合，使得低层湿度升高，易于形成上干下湿的大气不稳定层结，有利于对流系统的生成与发展。另外，在大通县西北高、东南低的“喇叭口”地形作用下，地面偏南风遇到北部山脉阻挡形成辐合，有利于形成上升运动促进对流系统的发展。同时，对流中心附近的地表相对湿度超过90%，意味着地表大气接近饱和，易于发生凝结，有利于降水的形成。有利的大尺度环流背景和低层充足的水汽，以及中尺度对流系统的发展，共同促成了此次强降水的发生。

已有研究多针对对流层高层暖异常为主导的三维环流结构对不同地区强降水的作用为重点，主要从近20 年气候数据中挑选出典型强降水事件，通过200 多个降水事件合成其环流结构特征，从而揭示典型强降水事件对应的环流结构。本研究与上述研究主要存在以下不同：

首先，研究区域的选择不同，对于青藏高原东北坡地区降水，还鲜有研究关注三维环流结构的影响。其次，已有研究多聚焦于三维环流结构的气候特征，这可能会削弱不同强降水事件中三维环流结构的时、空演变特征，不易观察到强降水过程中精细的环流演变过程。本研究不同于之前对于强降水气候特征的研究，以青海“22·8”强降水事件为切入点，更易于观察单次强降水过程中三维环流结构的时、空演变，同时进一步探究此次降水个例逐时的三维环流结构演变与直接导致降水中尺度系统演变的可能关联。

文中天气尺度三维环流结构分析基于ERA5再分析资料。需要指出的是，ERA5 再分析资料现有空间分辨率（0.25°×0.25°）可能难以精确再现高原地区崎岖地形影响下局地环境特征的空间演变。另外，ERA5 再分析资料逐时的时间分辨率可能也不足以揭示此次小时尺度极端降水事件的精细化发展演变。这种情况下，高原地区观测资料又较为稀少，为了更加清楚地解释三维环流结构与局地环境特征的联系，有必要结合高分辨率数值模拟做更深入的研究。