塔克拉瑪干沙漠南緣兩次極端暴雨的氣流模型與水汽輸送特征

李如琦，李桉孛，李海花，李 娜

（新疆氣象臺，新疆 烏魯木齊 830002）

位于塔里木盆地的塔克拉瑪干沙漠是我國最干旱的地區，降水稀少，年平均降水量不足100 mm，最少只有不到10 mm[1]。隨著新疆氣候由暖干型向暖濕型轉變[2-3]，塔克拉瑪干沙漠周邊區域降水量明顯增加，暴雨發生概率明顯增大，極端暴雨頻次顯著增加，暴雨災害呈明顯增加趨勢[4]。沙漠周邊區域暴雨局地性強，相對強度大，往往一次暴雨過程的降水量就可改變當地的年平均降水量閾值[5]。

塔克拉瑪干沙漠周邊區域的暴雨突發性強，歷時短，預報難度大，一直是氣象學者關注和研究的重要內容。從環流結構上來看，塔克拉瑪干沙漠周邊的暴雨過程是在中亞低值系統影響下，高、中、低空急流耦合并疊加地形強迫的綜合作用下形成的。在對流層高層，南亞高壓維持雙體型[6-7]、或由帶狀分布向雙體型調整[8]、或由雙體型轉為東部單體型[9]，高壓中心分別位于伊朗高原和青藏高原東部，副熱帶大槽位于中亞和南疆西部，降水區位于槽前西南急流帶附近。塔克拉瑪干沙漠周邊暴雨的影響系統多為中亞低渦（槽）[10-11]或塔什干低渦[12]，暴雨區位于低渦（槽）前部的偏南氣流帶中。低層的東風急流是判斷南疆暴雨強度、落區、持續時間的重要指標[13]，偏東急流引導和輸送水汽[14]，加強氣旋發展，增強抬升輻合凝結[15]，低層輻合疊加地形強迫形成的動力鋒生觸發降水[16]。環流在垂直分布上呈前傾結構，有利于對流性降水，后傾結構形成持續性降水[17]。從水汽的輸送和匯合來看，南疆暴雨的水汽源地主要有北歐北部洋面、地中海[18-19]和阿拉伯海、孟加拉灣[20-21]，通過西方、南方和東方3條路徑輸送到南疆暴雨區，多數暴雨過程中絕大部分水汽來自南方、東方路徑的輸送[22]，少數情況西方路徑輸送的水汽量更大[23-25]。

已有的研究成果表明，塔克拉瑪干沙漠周邊不同暴雨過程的環流配置、水汽輸送路徑并不相同，對于暴雨水汽輻合的高度、強度也還沒有具體定量的結論。近年來，塔克拉瑪干沙漠南緣的和田地區多次發生極端性暴雨，成為預報業務關注的重點。本文選取該區域2次不同類型的極端性暴雨過程進行對比分析，深入探究高低空急流和水汽輸送、匯聚過程對極端暴雨形成的影響機制，為進一步研究和提升預報能力提供技術支撐。

1 資料

采用和田地區自動氣象觀測站的逐小時降水量觀測數據、和田國家氣象觀測站GPS/MET逐小時大氣可降水量觀測數據和NCEP/NCAR提供的FNL位勢高度、風場分析數據，空間分辨率為0.25°×0.25°。

文中采用新疆降水等級標準：暴雨為24 h降雨量＞24.0 mm，大暴雨為24 h降雨量＞48.0 mm，特大暴雨為24 h降雨量＞96.0 mm。

過程I：2020年5月6—7日，和田地區和巴州（巴音郭楞蒙古自治州簡稱）南部共計23站暴雨、3站大暴雨（圖1a）。最大降水中心位于和田地區策勒站，24 h降水量達65.3 mm，主要降水時段為6日18時—7日03時，最大小時降水量為19.9 mm，出現在6日19—20時（圖1c）。僅有策勒站9 h降水量達64.5 mm，突破該站日降雨量歷史極值。

過程II：2021年6月15—16日，和田地區和喀什地區、克孜勒蘇柯爾克孜自治州（以下簡稱“克州”）共計148站暴雨、36站大暴雨、2站特大暴雨（圖1b）。最大降水中心位于和田洛浦縣山普魯鄉泥石流頻發區1號站，24 h降水量達121.4 mm，主要降水時段為15日19時—16日13時，最大小時降水量為28.8 mm，出現在15日20—21時（圖1d）。洛浦（74.1 mm）、墨玉（59.6 mm）、和田（56.0 mm）3站打破日降水量歷史極值并超過其年平均降水量，其中洛浦站16日降水量為該站年平均降水量的1.7倍。

圖1 24 h降水量（a、b）和降水中心逐小時降水量（c、d）

從暴雨實況對比來看，2次過程的暴雨落區有所不同，過程I偏東，過程II偏西，但暴雨中心較為接近；無論是暴雨范圍、累計降水量，還是小時雨強、極端性，過程II均明顯強于過程I。

2 暴雨實況

本文選取塔克拉瑪干沙漠南緣的2次暴雨過程，根據過程降水中心降水時段的分布，為方便對比分析，均選取14時—次日14時。

3 環流特征

新疆大降水在環流上一般符合“三支氣流”模型，即高層是西風急流，中層是偏南氣流，低層是偏東急流[5]，有利水汽輻合、上升運動加強，使降水增幅。

3.1 100 hPa位勢高度

在100 hPa位勢高度場上可以看到，過程I期間極渦位置略偏東并有強的負距平（圖2a），強度異常偏強，中心強度為1 556 dagpm。極渦底部的長波槽位于140°E附近，南伸至東海。中國大部地區位于長波脊區，略強于同期，南亞高壓在低緯度呈東部型帶狀分布，西伯利亞至中亞地區的副熱帶槽略偏強，新疆西部位于槽前西南急流帶上。相較于過程I，過程II（圖2b）極渦中心強度為1 628 dagpm，但低渦底部的長波槽直接伸至中亞，強度接近常年；南亞高壓呈雙體型，分別位于伊朗高原和青藏高原東部的高壓中心具有明顯的正距平，與同期相比，明顯向北加強，導致中亞副熱帶大槽向南加深。

圖2 100 hPa高度及其距平（單位：dagpm）

由對比結果發現，環流系統的南北位置可能因季節因素而不具有代表性，但暴雨期間的大尺度系統的強度均明顯偏強。當中亞長波槽極區系統連通時，更有利于冷暖空氣匯合，為暴雨發生提供條件。

3.2 200 hPa急流

副熱帶高空西風急流的強度、位置與降水關系密切。在兩次暴雨期間，200 hPa均存在明顯的西南急流，但急流的強度和位置顯著不同。過程I的急流軸位于35°N以南，中心最大風速為56 m·s-1，暴雨區位于急流入口區，但在主急流軸北部的副急流軸區域。過程II的急流軸位于35°～45°N，較過程I明顯偏北，中心最大風速為60 m·s-1，暴雨區也位于急流入口區，但位置在急流軸上。

2次暴雨均出現在高空急流的入口區，因高空輻散加強，上升運動發展，有利于降水。對比分析可見，高空急流的強度與降水量呈正相關，且降水區與急流軸的相對位置對降水的強度也可能有一定的影響，距急流軸越近，輻散越強，上升運動越劇烈，降水的強度越大。

3.3 500 hPa位勢高度和風場

2次暴雨過程均為中亞低渦分裂東移引發的，中亞低渦主體的強度基本相當。過程I的中亞低渦主體中心位于70°E以西，分裂進入南疆后形成的閉合中心位于降水區西部，南部為較強的偏西氣流，指向降水區的偏南風較弱。而過程II的中亞低渦主體中心位于70°～75°E，分裂進入南疆的閉合中心位置偏南，位于降水區的南部，有較為明顯的西南氣流指向降水區。

中亞低渦主體的強度、位置與南疆降水過程的強弱無必然聯系，影響過程降水量的主要因素為中亞低渦分裂的短波系統的位置，由短波系統引發的偏南氣流與降水的強度有明顯的正相關關系。

3.4 700和850 hPa急流

圖3 200 hPa急流

對比2次暴雨過程的低層風場可知，南疆盆地均存在明顯的偏東風急流，但降水落區與急流的位置、強度又有不同。過程I在降水開始時，700 hPa（圖5a），南疆盆地的東部均為東北氣流，南部近山區風速較大達到急流，最大風速為12 m·s-1，在喀什地區南部存在明顯的氣旋性輻合，最大風速為16 m·s-1，降水區位于東北風急流前段的氣旋性流場中，而850 hPa（圖5c）盆地東部為明顯的偏東風急流，中心最大風速為20 m·s-1，前鋒位于84°E附近，與降水區較為吻合；喀什地區西部為輻散區，存在下沉氣流，不利于降水，東部有中心風速為16 m·s-1的偏西風急流，降水中心位于偏西風急流區上。過程II在降水開始時，700 hPa（圖5b），南疆盆地大部區域均為偏東氣流，急流出現在巴州南部和喀什地區，中心最大風速為12 m·s-1，在喀什地區存在明顯的氣旋性輻合氣流，和田地區也出現弱的東風和西北風氣旋性切變，850 hPa（圖5d）盆地東部為明顯的偏東風急流，強度弱于過程I，中心最大風速為16 m·s-1，喀什地區西部至和田地區北部為風速輻合和氣旋性輻合，表明該區域上升運動強，有利于降水出現，東風急流區西伸至81°E附近，降水區也偏西，喀什地區東部至和田地區西部為西風急流，中心最大風速為12 m·s-1，降水中心位于西風急流區。

圖5 700 hPa（a、b）和850 hPa（c、d）風場

低層偏東風急流是塔克拉瑪干沙漠南緣暴雨的必要條件。700 hPa東風急流頂端的氣旋性流場引發水汽的匯聚，對暴雨中心的位置有較好的指示意義；850 hPa東風急流的西伸位置可作為降水區的重要指標，暴雨出現在東、西風急流輻合切變區。

4 水汽特征

4.1 水汽輸送

圖4 500 hPa位勢高度（實線，單位：dagpm）和風（風向桿，單位：m·s-1，●為暴雨中心）

對2次暴雨過程的整層水汽通量分析發現，過程I（圖6a）的水汽源地主要為地中海、黑海和北冰洋，地中海、黑海的水汽沿烏拉爾山西側北上，而后向東到達西西伯利亞北部，與北冰洋南下的水汽匯合后南下至新疆北部，部分向西南輸送到達中亞地區后翻山進入南疆西部，部分水汽向東到達東疆北部，穿過東天山山口進入南疆后分為兩支，一支沿天山南部向西到達南疆西部與中亞翻山水汽匯合后由西風急流輸送至降水區，一支直接由東北風急流輸送至降水區。過程II（圖6b）的水汽輸送則有兩條路徑，一條是地中海的水汽沿烏拉爾山西側北上，匯合來自北歐的水汽東移至西西伯利亞北部，再匯合來自北冰洋的水汽，同過程I分兩路輸送到降水區，另一條則是阿拉伯海東北移動的水汽與孟加拉灣西北向輸送的水汽在青藏高原西部匯合后，向東北方向翻越高原西北部進入南疆盆地。采用HYSPLIT模式后向120 h水汽軌跡模擬分析，結果與水汽通量的分析基本一致，過程I（圖6c）的水汽主要來自北方，中低層為穿過或繞過東天山的水汽向西南輸送至降水區，中高層主要為沿天山南側運動到西部的水汽向東輸送至降水區。過程II（圖6d）與過程I不同，低層水汽是向西南運動的水汽被西風氣流輸送至降水區，中層水汽則是北方繞過東天山后被東北風氣流輸送至降水區，中高層水汽是南方向東北輸送的水汽翻越青藏高原西北部進入南疆降水區。

圖6 整層水汽通量（a、b）和HYSPLIT模式后向120 h水汽軌跡（c、d）

塔克拉瑪干沙漠南緣暴雨的水汽源地一般為歐洲南部黑海、地中海和北歐沿岸、北冰洋，水汽向南輸送繞過東天山進入南疆盆地，但南方由阿拉伯海、孟加拉灣北上并翻越青藏高原西北部水汽的加入會增大降水，有利于極端降水的出現。

4.2 水汽輻合

由暴雨區附近的和田GPS/MET水汽探測儀觀測的垂直大氣水汽含量可知，2次暴雨過程的大氣水汽含量的增幅和極大值明顯不同。過程I（圖7a）48 h平均可降水量為17.8 mm，降水開始當天00時的大氣水汽含量為14.2 mm，降水開始前最大值為20.2 mm，降水開始時為19.4 mm，水汽含量最大增幅為6.0 mm。過程II（圖7b）48 h平均水汽含量為22.5 mm，降水開始當天00時的大氣水汽含量為15.2 mm，降水開始時達到最大，為25.8 mm，水汽含量最大增幅為10.6 mm。在2次過程的降水開始前，均出現大氣水汽含量快速減少2～3 mm后又再次增大到最大值時降水開始的現象，可能原因是降水量開始前水汽凝結率增大而導致的大氣中水汽含量降低，隨著水汽的繼續輸入又再次增大形成降水。在可降水量達到最大值時降水開始，下降至平均值附近時，降水減小并逐漸停止。大氣可降水量的增幅及其達到的最大值與降水量成正比。

由過程I策勒上空的水汽通量和水汽通量散度變化（圖7c）可知，5日夜間，700 hPa以下的低層有東風氣流輸送水汽，位于800 hPa的水汽通量中心最大值為6×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1，水汽輻合加強，近地層水汽通量散度增大到-6×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1；降水開始前低層的水汽通量再次增大，降水開始時低層水汽通量增至6×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1，800 hPa以上的水汽通量散度也迅速增加，位于750 hPa的中心值為-3×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1；700 hPa以上為東北風，以下為西北風。過程II（圖7d）的洛浦上空，在降水開始前水汽通量迅速增大，降水開始時低層水汽通量最大值達7×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1以上，降水過程中基本維持，只是在高度上主要集中于800 hPa以下的近地層；降水開始后在600 hPa附近出現中心為5×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量大值區；在降水初期水汽通量散度在600 hPa以下均為負值，最大中心值-5×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1位于750 hPa，但隨后近地層轉為正值，負值區主要位于650～800 hPa；風向與過程I相同，700 hPa以上為東南風，以下為西北風。

由降水中心上空的水汽含量和濕度變化（圖7e）可知，過程I盡管5日夜間低層出現明顯的水汽輸送和輻合，但策勒上空的相對濕度在50%以下，比濕也在4 g·kg-1以下，之后逐漸增大至6 g·kg-1以上，近地層最大達7 g·kg-1；降水開始后，相對濕度達90%以上的飽和濕區位于700 hPa以上，低層的比濕維持在6 g·kg-1。過程II在洛浦上空（圖7f），降水開始前，隨著水汽的輸送和輻合，相對濕度快速增大，750 hPa以上均達到90%以上，隨著降水的持續，近地層達到飽和；比濕由6 g·kg-1快速增加到8 g·kg-1，降水后期短時達9 g·kg-1?？梢?，前期降水區水汽條件較差，水汽的輸送和輻合為降水準備了條件。

圖7 和田大氣可降水量（a、b，單位：mm）、降水中心水汽通量（陰影，單位：10-7 g·cm-1·hPa-1·s-1）和水汽通量散度（等值線，單位：10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1）（c、d）、降水中心相對濕度（陰影，單位：%）和比濕（等值線，單位：g·kg-1）（e、f）的時間—高度剖面

降水前低層東風氣流輸送的水汽為降水提供了初步水汽條件，降水期間低層的水汽輸送主要由西風氣流提供，東風氣流輸送水汽抬升至550～700 hPa，極端降水過程有明顯的南風輸送。水汽輻合中心位于750 hPa附近。降水期間，水汽通量大、水汽通量散度小，導致低層水汽含量大、飽和層低，有利于極端降水的出現。

4.3 水汽收支

為具體量化分析2次暴雨過程降水區水汽的收支情況，選取降水區范圍76°～84°E、36°～39°N計算東、南、西、北4個邊界在不同高度層（低層：地面～700 hPa，中層：700～500 hPa，高層：500～300 hPa）水汽的輸出、輸入和收支量，正值為輸入，負值為輸出。

由降水區的整層水汽總收支可知，2次過程水汽收入均在降水開始后達到峰值，并隨著降水的持續快速減小，過程II的收入峰值是過程I的2.3倍。對于不同層次，過程I（圖8a）降水前的水汽輸入主要來自700 hPa以下的低層，降水開始時的低層水汽輸入為6.3×108t，中高層在1.6×108t以下，降水開始后中層水汽輸入增加，高層在降水開始前有部分輸入，降水開始后快速減少；過程II（圖8b）降水前主要是低層的輸入，但中高層的輸入快速增加，降水開始時各層輸入的水汽量基本相當，輸入量在（1.6～3.9）×108t，降水開始后中高層輸入的水汽進一步增大，隨著降水的持續緩慢減小至與低層輸入相當。南疆暴雨過程中，降水前水汽的來源以低層輸入為主，降水開始后中層水汽的輸入明顯增加，出現極端性降水時高層也有水汽輸入，降水后期各層水汽的輸入量都明顯減小。

在東邊界，過程I（圖8c）在降水前和降水期間僅有700 hPa以下的低層有水汽輸入，在降水開始后達到最大，6 h輸入量為7.4×108t；過程II（圖8d）前期僅有低層的水汽輸入，6 h輸入量均在3.0×108t以下，降水開始前，中層開始出現輸入水汽，6 h輸入量為3.0×108t，降水開始時的總水汽輸入略低于過程I。南疆降水前期的水汽均來自低層的輸入，輸入量與后期降水量的大小沒有必然的關系。

2個過程在南邊界的水汽輸送差異很大，過程I（圖8e）在降水前整層為水汽輸入，但6 h輸入量最大僅為3.3×108t，且主要來自高層的輸入，受地形影響，700 hPa以下無水汽輸入，降水開始后，高層的水汽輸入也迅速減小，整層收支也變為輸出；過程II（圖8f）在整個過程期間低層基本上無水汽的收支，中層僅有很少的水汽輸入，在降水開始時略有增加，最大的6 h輸入量為4.7×108t，而高層一直維持較大的水汽輸入量，并且隨著降水的開始進一步增大，降水后期達到6 h輸入21.6×108t，遠遠大于過程I的輸入量。

2個過程中的降水前，各層在西邊界均有水汽的輸入，在整個過程中的水汽收支也較為接近。過程I（圖8g）在降水前，除高層水汽輸入變化不大外，中低層水汽輸入都是先達到高點后緩慢減小，低、中、高層的平均水汽輸入量分別為1.9×108、2.5×108和0.9×108t，降水開始后，中層、低層的水汽輸入均增加，高層變化不大，最大時整層的總水汽收入為5.9×108t。過程II（圖8h）在降水前的變化與過程I的基本相同，但在量值上高層多低層少，低、中、高層的平均水汽輸入量分別為0.6×108、2.0×108和6.0×108t，降水開始后水汽輸入也是先增加后減小，最大時整層的總水汽收入為3.9×108t。

對北邊界而言，過程I（圖8i）在降水前的水汽輸入主要來自中層和低層的貢獻，高層基本上無輸入，整層輸入最大時達到6.1×108t/6 h，降水開始后僅中層維持水汽輸入，隨后迅速減小。過程II（圖8j）在降水開始前維持較弱的水汽輸入，最大時6 h整層輸入為6.1×108t，而后維持在2.0×108t以下，主要由中層和低層輸入，降水開始后，中低層有弱的輸入且逐漸較小。

圖8 降水區水汽收支

對于塔克拉瑪干沙漠南緣的暴雨過程，降水前水汽的輸入主要來自低層的東風氣流，為降水的開始提供水汽；南方中高層水汽的輸入補充使降水增加，利于出現極端暴雨；西方各層均有少量的水汽輸入，北方僅中層輸入略多，兩個方向的水汽對降水的強弱影響較小。這與暴雨區上空水汽變化的分析結果是一致的。

5 結論與討論

通過對比分析塔克拉瑪干沙漠南緣和田地區的2次落區相近、但極端性不同的暴雨事件的環流與水汽變化特征，探討了該區域暴雨極端性的影響因子指標特征，得到以下結論：

（1）塔克拉瑪干沙漠南緣暴雨在環流配置上符合“三支氣流”模型，高層急流軸的位置和強度、中層偏南風的強度、低層東西風的輻合切變與降水的強度、量級、落區有關。南亞高壓呈雙體型或東部型、中亞副熱帶低槽加強是沙漠南緣暴雨發生的主要環流背景。中亞副熱帶大槽與極區系統直接連通時更有利于出現極端暴雨。暴雨發生在高空急流的入口區，高空急流越強，降水區距急流軸越近，降水的強度越大。中層降水區附近有氣旋存在，氣旋前部的偏南氣流越強，越有利于降水的增強。低層東風急流西伸越多、輻合強度越大，越利于降水量增大；暴雨中心位于700 hPa東風急流頂端的氣旋性切變區、850 hPa東風急流頂端前部的西風急流區。

（2）塔克拉瑪干沙漠南緣暴雨極端性與水汽源地、輸送路徑、水汽含量、輻合高度密切相關。暴雨過程的水汽源地一般為歐洲南部黑海、地中海和北歐沿岸、北冰洋，水汽向南輸送繞過東天山進入南疆盆地，但南方由阿拉伯海、孟加拉灣北上并翻越青藏高原西北部的水汽的加入有利于極端降水的出現。降水前低層東風氣流輸送的水汽為降水的開始提供了初步的水汽條件，但不影響后期降水的大小；在降水期間700 hPa以下的水汽輸送主要由西風氣流提供，東風氣流輸送水汽抬升至700 hPa以上，水汽輻合中心位于750 hPa附近，極端暴雨時中高層偏南風輸送的水汽導致降水的增幅。降水期間的水汽輸送量越大、輻合越強，導致大氣可降水量的增幅及其最大值越大、低層水汽含量越大、飽和層越低，極端降水出現的可能性越大。暴雨期間700 hPa以下比濕在6 g·kg-1以上，飽和層在700 hPa以上，極端暴雨可達8 g·kg-1以上，飽和層可下沉至750 hPa以下甚至接地。

對南疆暴雨的研究集中于水汽源地、輸送路徑以及急流對水汽凝結、抬升的動力作用，但對于水汽和環流在極端暴雨發生過程中的影響還沒有具體結論，本文對比分析塔克拉瑪干沙漠南緣的2場不同極端性暴雨過程的環流和水汽特征，得到影響該區域暴雨極端性的可能因子指標。但由于個例偏少，結論的一般性特征顯得不足，今后還需要選取更多的極端暴雨個例進行分析，歸納塔克拉瑪干沙漠南緣極端暴雨特征因子的一般性指標，為準確預報南疆極端暴雨、防災減災提供技術支撐。