强对流天气是我国夏季频发的灾害性天气，它主要包括短时强降水、瞬时大风、雷暴、冰雹和龙卷风等，强对流天气具有发生突然、移动迅速、天气现象剧烈、破坏力强等特点，有时可导致严重的经济损失和人员伤亡，因此对强对流天气的监测预报是气象预报业务的重点。然而，导致强对流天气的中小尺度天气系统很难被常规气象观测网捕捉到，非常规观测资料 (卫星、雷达、自动气象站、雷电、GPS等) 及其融合、同化数据和中尺度数值模式资料是进行强对流天气分析的主要资料基础^[1]。

静止气象卫星观测覆盖面极广，时空分辨率较高，它可以监测小到单个对流云团、大到行星尺度天气系统的发生和演变，因此卫星图像对中尺度强降水天气过程的实时监测有重要作用。日本MTSAT卫星^[2-3]、地球观测系统卫星 (GEOS)^[4]、地球静止气象卫星^[5-6]和我国风云二号卫星 (FY-2)^[7-8]的云图资料均被用于分析强对流天气过程中尺度对流系统形成、发展、消亡的演变过程。雷达观测时空分辨率高，5~6 min即可完成1次体积扫描，空间分辨率可达到几百米，对于揭示中小尺度天气系统的结构及演变至关重要。廖晓农等^[9]利用S波段多普勒天气雷达观测资料分析了北京地区一次罕见暴雨大风的形成过程及其结构特征；牟容等^[10]和孙虎林等^[11]应用雷达资料进行了四维变分同化风场反演，分别研究了一次重庆强降水对流天气的发展机制和一次黄淮飑线过程的三维结构。

2010年8月7日夜间甘肃省舟曲县突发强降雨引发了特大泥石流灾害，给舟曲县造成了重大的人员伤亡和经济损失。舟曲县位于青藏高原东北侧，以往对青藏高原对流活动的天气气候研究发现，青藏高原及其周边地区特殊的地形和热力作用能引发强烈发展的对流活动，进而影响我国灾害性天气的形成和发展。徐祥德等^[12]总结青藏高原大气科学试验研究进展时指出：适当的云天条件下，青藏高原上可观测到极大的太阳辐射、有效辐射和地表净辐射；青藏高原为世界上总辐射量最大的地区，高原辐射热效应使青藏高原近地面温度较东西两侧同高度自由大气温度高出4~6℃, 甚至10℃；青藏高原地表感热加热与高原对流系统的形成密切相关。江吉喜等^[13]利用1994年6—8月GMS红外展宽数字资料，统计分析了青藏高原上的中尺度强对流系统的活动，发现它们的形成主要与地形热力效应有关，它们的移动方向与300~200 hPa间的平均气流方向基本一致。卓嘎等^[14]分析了1998年6—7月逐时GMS红外辐射亮温 (TBB) 资料、T106的客观分析资料以及沿长江5个站的探空资料，总结出青藏高原上空对流云团东移的前提条件，包括高层气流辐散、低层气流辐合、高低空急流的引导作用、青藏高原东南部和长江流域充沛的水汽条件以及大气层结的不稳定性。江吉喜等^[15]分析了1998年6—8月逐日、逐时GMS红外TBB资料，发现青藏高原及周边地区对流云和中尺度对流系统一般发生在下午14：00(北京时, 下同) 至午夜，19：00达顶峰，09：00—13：00最弱，其中11:00达到最低值，这种变化展现了青藏高原上太阳辐射加热对对流活动的决定性作用。

高时空分辨率观测资料的融合应用对于研究中小尺度对流天气过程十分有利，可以获取更完整的物理图像、更准确地分析天气过程^[16]。本文综合运用MTSAT卫星监测的0.04°×0.04°红外亮温资料、NCEP/NCAR 1°×1°再分析资料、地面自动气象站 (AWS) 观测资料、AIRS卫星大气温湿资料、MODIS卫星气溶胶光学厚度资料和ECMWF模式预报的0.125°×0.125°地面风场、海平面气压场、700 hPa温度场和湿度场资料，分析了2010年8月7日甘肃省舟曲县局地强降雨天气过程的降雨实况与灾情、大尺度环流背景、对流云团演变，以及对流形成与发展的大气不稳定条件、触发机制和水汽输送情况。雷达资料并没有应用到此次强对流天气过程的分析中，原因是处于青藏高原东北侧的舟曲县周边雷达站点稀少，即使是离舟曲最近的天水雷达站，与舟曲之间的距离也达到约160 km，同时由于地形遮挡，天水雷达只能探测到舟曲县上空5 km高度以上的回波；甘肃省内另外两个雷达站 (兰州站和西峰站) 观测不到舟曲位置。本研究的目的是通过多种高时空分辨率资料的综合应用，揭示引发舟曲特大泥石流灾害的强降雨过程产生和发展的机制，同时为我国 (尤其是青藏高原及其周边地区) 局地突发性强降雨的监测、分析、预报积累经验，并提供一定的理论基础。

2010年8月7日晚至8日凌晨，甘肃省甘南州出现雷阵雨天气，局部地区雨量达到暴雨。从8月7日08：00—8月8日08：00的24 h累积降水量分布 (图 1) 可以看出，舟曲县附近存在两个强降水中心，分别是舟曲县上游的迭部县代古寺和舟曲县东南部的东山镇。代古寺最大降水量为93.8 mm，降雨主要集中在7日20：00—21：00，1 h降水量达55 mm；东山镇最大降水量为96.3 mm，降雨主要集中在7日23：00—24：00，1 h降水量达77 mm。舟曲县气象局的历史资料统计分析^[17]表明，该县降雨主要集中在5—10月，日最大降水量为62.9 mm，1 h最大降水量为40.7 mm, 因此这两个强降雨中心的小时降水量均打破了该县1 h最大降水量记录。此次降雨过程局地性强、短时强度大、突发性强，加上夜间发生，引发了舟曲县特大山洪泥石流灾害^[18]。

图 1

图 1. 2010年8月7日08：00—8日08：00自动气象站24 h累积降水量 (灰色阴影：地形高度；白色圆圈：舟曲位置；黑色曲线：青海湖) Fig 1. Precipitation accumulated during 08:00 7 August—08:00 8 August in 2010 at individual AMS stations (gray area: terrain elevation; white circle: Zhouqu; Qinghai Lake is circled by black solid line)

舟曲县特殊的地理位置、地貌特征和地质条件加剧了此次特大山洪泥石流地质灾害。舟曲县位于甘肃省南部、青藏高原东北侧，地处西秦岭与岷山山脉交汇地区，是两山之间的峡谷地带，县内山地占总面积的87.7%，山坡坡度多在50°以上^[19]，地势起伏大，山谷地势高度差达1000~2000 m；嘉陵江一级支流白龙江呈东西向穿越舟曲县城，围绕舟曲县的山脉分为南山和北山，北山上有三眼峪和罗家峪两道山沟，有小溪流向白龙江；由于持续高温少雨，舟曲县自2010年5月出现干旱，7月一度出现重度气象干旱，导致舟曲县土质疏松，而且舟曲县陡坡上植被稀少，山体石头居多，石质松脆，石土混杂，山坡地质条件极差；另外，2008年汶川特大地震恶化了甘肃南部原本就十分脆弱的地质环境，导致舟曲县周边山体松动、岩层破碎。由于舟曲县内山高沟深、地形起伏强烈、褶皱断裂发育、软岩分布广、岩体破碎，加之局地暴雨频繁，所以滑坡、泥石流等地质灾害十分严重^[17]。

造成此次舟曲县特大山洪泥石流灾害的主要原因是突发性暴雨引发了三眼峪和罗家峪两道山沟的洪水，洪水夹杂沟内松散岩土冲出沟口，由北至南直冲进入嘉陵江上游支流白龙江，并将其堵塞，形成堰塞湖，回水使舟曲县部分被淹，造成了重大的泥石流灾难。灾难主要分为两部分：一是泥石流贯穿城市时冲毁民房造成居民伤亡；二是泥石流将白龙江河床抬高数米，进而堵塞，致使大半个县城成为白龙江江水通道。据报道，本次舟曲特大泥石流灾害的损失甚至超过了当地在汶川大地震中的损失，形成堰塞体的泥石流掩埋了一个300余户群众的村庄，舟曲县超过三分之二的区域供电中断，通信基站受损严重；截至8月19日，死亡人数为1364人，失踪401人，水毁房屋307户、5508间，其中农村民房235户，城镇职工及居民住房72户，进水房屋4189户、20945间，其中农村民房1503户，城镇民房2686户，机关单位办公楼水毁21栋，损坏车辆38辆^[20]。

利用NCEP/NCAR再分析资料，分析了此次舟曲强降雨天气发生的大尺度环流背景, 结果表明：① 8月7日08：00—8日02：00，700 hPa等压面上 (图 2a)，西太平洋副热带高压强盛，3160 gpm等值线在30°~35°N纬度带向西延伸到中国大陆，台风电母环流中心维持在21°N，125°E附近，副热带高压与台风电母之间来自南海和西太平洋的偏南气流在25°~30°N纬度带转为向西直达青藏高原东缘，受到高地形影响转向北。可见，副热带高压和台风电母的配置有利于向舟曲地区输送水汽。在贝加尔湖以北地区有一低涡，与低涡相连的低槽向南伸展，并分裂成南北两部分，与低涡中心连接的北段槽位于贝加尔湖西部到蒙古国西部，南段槽在我国内蒙古西部到甘肃西部一带，有利于北段槽中的冷空气向南输送到南段槽中，南段槽伸展到舟曲西侧，产生下滑的冷空气，为此次强降雨过程提供低层冷空气来源。② 在对流层中层500 hPa高度场上 (图 2b)，高纬度地区为两脊一槽的形式:贝加尔湖以北存在一低涡，其中心位于64°N，102°E附近，从低涡中心向南伸出一低槽，分为南北两段，北段直达46°N，南段从46°N向南伸展到达舟曲附近，槽东西两侧为高压脊，冷空气沿着槽后西北气流南下，位于西风槽南端偏后侧的青海湖—舟曲地区受到来自西伯利亚强冷空气的影响而降温；低纬度地区，西北太平洋副热带高压发展强盛，500 hPa等压面上25°~40°N，60°~130°E的位势高度值大于5880 gpm。③ 200 hPa高空 (图 2c)，37°~47°N纬度带上存在一条风速大于30 m·s^-1的西风急流轴，舟曲及上游地区 (西北方向) 位于急流轴的右侧，高空风辐散。

图 2

图 2. 2010年8月7日14：00大尺度环流 (×：舟曲位置)(a) 700 hPa位势高度场 (黑线，单位：gpm) 和风场 (矢量)(灰色阴影：地形在700 hPa以上的区域)，(b) 500 hPa位势高度场 (黑线，单位：gpm)、08：00—14：00负变温区 (彩色阴影)、风场 (矢量)，(c) 200 hPa位势高度场 (黑线，单位：gpm)、正辐散区 (彩色阴影)、风场 (矢量) Fig 2. Synoptic background at 14:00 7 August 2010 (×: Zhouqu) (a) geopotential height (black line, unit: gpm) and wind (arrow) at 700 hPa (gray shaded represents the area with terrain elevation above 700 hPa), (b) geopotential height (black line, unit: gpm), decrease in temperature from 08:00 to 14:00 (color shaded) and wind (arrow) at 500 hPa, (c) geopotential height (black line, unit: gpm), positive divergence (color shaded) and wind (vector) at 200 hPa

从高中低层配置来看：① 200 hPa高空舟曲及上游地区为辐散区，8月7日14：00辐散中心的散度大于0.2×10^-5s^-1，随着对流云团的生成和强降雨的开始，该辐散区也明显加强，20：00辐散中心的散度大于0.6×10^-5s^-1；而低层700 hPa，由于南北风相遇以及地形作用，该地区存在辐合。可见，青海湖—舟曲地区高层辐散、低层辐合的配置利于产生上升运动，为强对流的发展提供有利条件，促进中尺度对流系统的产生和维持。② 青海湖到舟曲一带从低层到200 hPa高空均处于槽后西北气流控制下，为该地区带来冷空气。

从MTSAT卫星观测的2010年8月7日13:30—8日03:30逐小时红外亮温时间演变 (图 3) 可以看出：舟曲上空的对流云团是导致本次强降雨的直接影响系统。8月7日14：00左右在青海湖 (中心大致位于37.0°N，100.3°E) 及其东南方有多个孤立对流云团生成，对流云团生成后发展增强、相互合并，在高空西北气流 (图 2) 的引导下向东南方向移动，于7日夜间到达舟曲附近，7日20：00—21：00在舟曲上游地区造成强降雨，7日23：00—24：00造成舟曲县强降雨，随后对流云团减弱消亡。

图 3

图 3. MTSAT卫星观测的红外亮温水平分布的时间演变 (彩色阴影：红外亮温；灰色阴影：地形高度；×：舟曲位置) Fig 3. Temporal evolution of horizontal distribution of TBB observed by the MTSAT satellite (color shaded: TBB; gray shaded: terrain elevation; ×: Zhouqu)

图 3给出了对流云团生成、发展、移动和消亡的整个演变过程，其生命史约为14 h。8月7日13：30在青海湖东侧及青海湖—舟曲中间区域分别有1个孤立的对流云团，舟曲西侧及北侧有3个孤立对流云团生成。这些孤立云团生成后发展增强、面积扩大，15：30—22：30对流云团中镶嵌着红外亮温低于-70℃的强对流核，说明对流云团垂直伸展很高。多个对流云团在15：30—18：30相互合并，首先舟曲西北侧的3个孤立对流云团与青海湖—舟曲中间的对流云团相互合并、发展增大，然后于18：30与青海湖东侧的对流云团相互合并，形成东北—西南走向的长形对流云团，随后在高空西北气流引导作用下向东南方向移动，19：30对流云团的冷中心到达舟曲上游地区 (西北方向)，此时云团面积达到最大，红外亮温低于-70℃的强对流核相互合并，20：30在舟曲上游地区对流云团中形成两个椭圆形强对流核，造成20：00—21：00舟曲上游的强降雨；21：30红外亮温低于-70℃的强对流核逐渐移向舟曲地区，其面积减小，23：00对流云团冷中心到达舟曲上空，其红外亮温低于-60℃，造成23：00—24：00舟曲强降雨，舟曲县特殊的地理位置、地貌特征和地质条件，引发了该县严重的泥石流灾害。随后，对流云团范围继续减小、冷中心继续减弱，于8日凌晨消失。

中小尺度对流系统的形成、发展和消亡与其环境条件关系密切，大气层结不稳定、低层抬升作用和丰富的水汽条件被认为是深对流系统形成和发展的三要素^[21]。

利用自动气象站逐小时资料分析2010年8月7日08：00—12：00地面空气温度变化，从其水平分布 (图 4) 可以看出：青海湖到舟曲之间各个站点的地面空气温度在4 h内迅速增加，增温幅度达到10℃以上，青藏高原上各站点的增温幅度明显高于四川盆地及我国东南部地区。舟曲及其上游地区 (34°~37.5°N，100°~104°E) 近地面气温的时间演变 (图 5) 说明：8月7日08：00—11：00，该地区近地面空气迅速增温，该区域平均近地面气温在3 h内增加了12℃，11：00—17：00继续缓慢增温，17：00区域平均气温达到最高 (约30℃)。另一方面，8月7日08：00—14：00，500 hPa高空在中高纬地区110°E附近有一明显的西风槽，青海湖—舟曲地区位于西风槽南端偏槽后一侧，高空受到西北风冷平流影响而降温 (图 2b)。近地层增温、高层降温增强了大气的条件性不稳定，利于产生对流活动，这是舟曲上游地区8月7日午后产生对流活动的重要原因之一。

图 4

图 4. 2010年8月7日12：00与08：00的近地面空气温度差 (单位：℃) (灰色阴影：地形高度；×：舟曲位置) Fig 4. Differences in surface air temperature between 12:00 and 08:00 on 7 August 2010 (unit: ℃) (gray shaded: terrain elevation; ×: Zhouqu)

图 5

图 5. 2010年8月7日08：00—8日08：00 34°~37.5°N, 100°~104°E区域内近地面气温时间演变 Fig 5. Time series of surface air temperature at the area of 34°—37.5°N, 100°—104°E from 08:00 7 August to 08:00 8 August in 2010

舟曲及上游地区近地面空气急剧变暖的主要原因是该地区处于青藏高原上，青藏高原上空大气稀薄，大气柱内空气平均质量仅为沿海地区的60%左右^[22]。应用MODIS产品MOD04所提供的550 nm气溶胶光学厚度资料比较了青海湖—舟曲地区 (32°~37°N，100°~105°E) 和四川盆地地区 (28°~32°N，104°~106°E)8月7日的日平均气溶胶光学厚度，区域平均值分别为0.094和0.336，后者的光学厚度大约是前者的3.5倍，由于光学厚度代表沿辐射传输路径单位截面上所有吸收和散射产生的总消弱^[23]，青海湖—舟曲地区大气中的气溶胶光学厚度小说明气溶胶对太阳辐射的吸收、散射作用较弱；此外，由8月7日上午的FY-2E红外云图和可见光云图 (图略) 可以看出，舟曲及上游地区的天气状况良好，没有云层影响太阳辐射到达地面。高地形和无云天气使得到达地面的太阳辐射十分强烈，造成地面强烈增温，并通过感热加热等过程使低层大气增温，增强了大气的不稳定性。

对流有效位能 (CAPE) 是判断对流发展与否及强度的一个常用指标，其定义基于气块理论^[24]，即气块从自由对流高度到零浮力层高度的浮力的积分。对流零浮力层 (LNB) 的定义同样基于气块理论：在气块绝热上升或冷却过程中，当气块密度与环境密度相等、浮力为零时气块达到的高度^[23]。由于对流有效位能和对流零浮力层高度能够代表大气条件不稳定性的强度和对流云的理论云顶高度，利用AIRS极轨卫星提供的大气温度、湿度资料计算了这两个物理参数。而且，因为在气块绝热或假绝热升降、并有水物质在液相与气相之间转换的过程中，大气湿静力能 (MSE) 是守恒的^[25]，大气湿静力能的垂直分布决定零浮力层高度，所以进一步分析了大气湿静力能、感热和潜热的垂直分布。

AIRS卫星提供的大气温度、湿度资料的水平分辨率是0.02°×0.14°(纬距×经距)，垂直方向从1100 hPa到0.005 hPa共101层，随高度增加垂直分辨率降低 (5 km高度处约为280 m，16 km高度处约为400 m)。AIRS卫星在8月7日14：35扫过舟曲及附近地区，从该时刻的对流有效位能和对流零浮力层高度的水平分布 (图 6、图 7) 可以看出：青海湖—舟曲地区 (32°~37°N，100°~105°E) 的对流有效位能值较大 (多在3500 J· kg^-1以上)，区域平均值为4393 J·kg^-1，说明该地区大气环境中储存有较大的不稳定能量，青藏高原上也分布有许多对流有效位能值大于3500 J·kg^-1的小区域，而四川盆地 (28°~32°N，104°~106°E) 对流有效位能值大部分在1500 J·kg^-1以下，区域平均值仅847 J·kg^-1；青海湖—舟曲地区零浮力层高度多在16~18 km，区域平均高度为16.54 km，而四川盆地大部分在14 km及以下，区域平均高度为12.89 km，较青海湖—舟曲地区低3.65 km。可见，舟曲上游地区环境大气不稳定，不稳定能量的积聚和释放有利于该地产生强对流。

图 6

图 6. 2010年8月7日14：35对流有效位能的水平分布 (灰色阴影：地形高度；白色圆圈：舟曲位置；黑色轮廓：青海湖) Fig 6. Horizontal distribution of CAPE at 14:35 7 August 2010 (gray shaded: terrain elevation; white circle: Zhouqu; Qinghai Lake is circled by black solid line)

图 7

图 7. 2010年8月7日14：35对流零浮力层高度的水平分布 (灰色阴影：地形高度；白色圆圈：舟曲位置；黑色轮廓：青海湖) Fig 7. Horizontal distribution of LNB height at 14:35 7 August 2010 (gray shaded: terrain elevation; white circle: Zhouqu; Qinghai Lake is circled by black solid line)

从青海湖—舟曲和四川盆地大气湿静力能、感热能和潜热能的垂直分布 (图 8) 可以看出：① 两地区大气湿静力能垂直分布在5 km以上高度比较接近，5 km高度以下相同高度上青海湖—舟曲地区大气湿静力能大于四川盆地，最大差别出现在3 km左右，即青海湖—舟曲的近地面，差别可达60000 J·kg^-1，这是造成青海湖—舟曲地区对流零浮力层高度较高的原因；② 5 km以下同高度相比，青海湖—舟曲地区的感热和潜热都大于四川盆地地区，分析两地区大气湿静力能差别较大的高度层 (2.5~5.0 km) 中大气湿静力能、感热和潜热的平均值和标准偏差，结果 (表 1) 表明：两地区之间潜热能平均值的差别 (6981 J·kg^-1) 大于感热能的差别 (2233 J·kg^-1)，主要是潜热的差别决定了两地区低层湿静力能大小的差别；两地区潜热能的相对变化幅度 (标准偏差除以平均值) 分别为39.8%，32.7%，远大于各地区感热能的变化幅度 (2.0%，1.6%)；③ 感热能对湿静力能的贡献远远大于潜热能，2.5~5.0 km各地区湿静力能的变化主要是感热能变化造成的。

图 8

图 8. 大气湿静力能 (a)、感热 (b)、潜热 (c) 的垂直廓线 (灰线：四川盆地 (28°~32°N, 104°~106°E)；黑线：青海湖—舟曲地区 (32°~37°N, 100°~105°E)) Fig 8. Vertical distributions of moist static energy (a), sensible heat (b) and latent heat (c) (gray line: Sichuan Basin (28°—32°N, 104°—106°E); black line: Qinghai Lake—Zhouqu (32°—37°N, 100°—105°E))

表 1

表 1 2010年8月7日14：35青海湖—舟曲地区与四川盆地对流有效位能、对流零浮力层高度、2.5~5.0 km高度的大气湿静力能、感热和潜热的平均值与标准偏差 Table 1 Means and standard deviations of CAPE, LNB height, and MSE, SHE, LHE at the heights of 2.5 to 5.0 km over Qinghai-Zhouqu region and Sichuan Basin at 14:35 7 August 2010 物理量 青海湖—舟曲地区 四川盆地 平均值 标准偏差 平均值 标准偏差 对流有效位能/(J·kg-1) 4393 2669 847 616 对流零浮力层高度/km 16.54 1.32 12.89 1.33 大气湿静力能/(J·kg-1) 352740 10209 339784 4132 感热/(J·kg-1) 286445 5687 284212 4555 潜热/(J·kg-1) 25886 10302 18905 6183

表 1 2010年8月7日14：35青海湖—舟曲地区与四川盆地对流有效位能、对流零浮力层高度、2.5~5.0 km高度的大气湿静力能、感热和潜热的平均值与标准偏差 Table 1 Means and standard deviations of CAPE, LNB height, and MSE, SHE, LHE at the heights of 2.5 to 5.0 km over Qinghai-Zhouqu region and Sichuan Basin at 14:35 7 August 2010

由于地形高度高和天气晴朗，2010年8月7日上午青海湖—舟曲地区近地层强烈增温，高空受西北冷平流影响降温，环境大气已处于对流不稳定，在大气处于强烈不稳定的情况下，强对流的产生还需要一定的触发机制。本节利用ECMWF模式预报的分辨率为0.125°×0.125°的地面风、海平面气压、700 hPa温度和湿度资料分析了此次强对流降雨过程的可能触发机制，解释了地面小高压的产生原因和地形辐合抬升作用 (ECMWF模式预报资料中只提供了5个标准等压面500 hPa，700 hPa，850 hPa，925 hPa，1000 hPa的相对湿度，本文选用了离地面最近的700 hPa等压面的资料)。

对比分析8月7日14：00红外亮温、700 hPa温度、700 hPa比湿、地面风、海平面气压的水平分布 (图 9a~9c) 可以看出：对流云团于8月7日14：00在青海湖—舟曲地区产生 (图 9a)，此时青海湖—舟曲地区近地面以北风或偏北风为主，舟曲以南地区近地面以南风或偏南风为主，由于山地小地形的影响、偏北风与偏南风的相遇以及风速的辐合，在青海湖和舟曲之间形成了多个中小尺度辐合线和辐合中心 (图 9b和9c中的白线和白色方框)，这些地面辐合线或辐合中心的位置与对流云团大致对应，说明地面风的辐合抬升作用很可能是形成对流的直接触发机制，也就是说，来自北方的冷空气迫使青海湖—舟曲地区近地面的暖空气抬升，激发了该地强对流的产生。而且，与地面辐合及对流云团相对应有地面小高压中心存在 (图 9b，9c)，比如以34.2°N，103.4°E和35.5°N，102.8°E为中心的两个小高压分别对应着舟曲西侧的长辐合线和舟曲上游的地面辐合中心，青海湖以东和东南方向的高压中心也与地面辐合线相对应。进一步分析了8月7日14：00—8日02：00逐3 h 700 hPa温度、700 hPa比湿、地面风、海平面气压的水平分布 (图略)，发现地面小高压大致与低温高湿的空气相对应，而且一般还对应地面风场的辐合，因此推断地面小高压出现的可能原因包括：① 对流系统降水的蒸发使近地面空气温度降低、湿度增大，造成地面气压升高；② 近地面风场辐合造成空气堆积，密度增大，使近地面气压增大。此外，降水造成的下曳气流撞击地面也可能造成地面气压的升高^[26]，但是，由于分析所用资料水平分辨率不够精细等原因，下曳气流撞击地面形成的出流在地面风场上表现不十分明显。这些地面小高压增大了与其南部地区的气压梯度，加大了气压梯度力，加强了相对干冷的北风与其南部地区暖湿风的辐合作用，促使舟曲西侧对流云团维持和发展。

图 9

图 9. 2010年8月7日地面辐合和红外亮温、700 hPa温度和比湿、地面风、海平面气压、地形高度的水平分布 (图9b，9c中白线：地面风辐合线；图9b，9c中白色方框：地面风辐合区；×：舟曲位置；左上方黑实线：青海湖轮廓) (a)14：30 MTSAT卫星红外亮温水平分布 (彩色阴影)、地形高度 (灰色阴影)，(b)14：00 700 hPa温度场 (灰色阴影)、地面风场 (矢量)、海平面气压场 (彩线)，(c)14：00 700 hPa比湿场 (灰色阴影)、地面风场 (矢量)、海平面气压场 (彩线)，(d)14：00地面风场 (矢量)、地形高度 (彩色阴影) Fig 9. Horzontal distribution of surface wind convergence, TBB, temperature and specific humidity at 700 hPa, surface wind, and sea level pressure on 7 August 2010 and terrain elevation (white lines and white boxes in Fig. 9b, 9c represent surface wind convergence lines and surface wind convergence areas, respectively; ×: Zhouqu; black solid line at the left-upper of each panel: Qinghai Lake) (a) horizontal distribution of TBB (color shaded) observed by MTSAT satellite at 14:30 with terrain elevation (gray shaded), (b) temperature (gray shaded) at 700 hPa, surface wind (arrow), sea level pressure (color line) at 14:00, (c) specific humidity (gray shaded) at 700 hPa, surface wind (arrow), sea level pressure (color line) at 14:00, (d) surface wind (arrow) at 14:00 and terrain elevation (color shaded)

分析山地小地形对地面风的强迫抬升作用，将地形作为刚性边界，地形作用产生的强迫性垂直运动可以表示为

(1)

其中，V为地面水平风矢量，Z为地形高度函数，W是垂直运动速度。可见，在迎风面有上升运动，背风面有下沉运动，而且当山的坡度愈大、水平风速愈大、且风向与山的走向愈垂直时，垂直运动愈强^[27]。舟曲及附近地区的地形高度和地面风场分布 (图 9d) 表明：青海湖—舟曲一线东侧、舟曲地区南侧地势起伏较大，青海湖—舟曲一线东侧地形高度呈东北—西南向增加，地面风为偏东风；舟曲南侧自东南向西北地势增高，地面风为偏南风，即地面风是由地势较低的地区吹向地势较高的地区，由式 (1) 可知W＞0，即在地形和地面风的作用下，近地面空气有上升运动。

这次舟曲县局地强降雨事件的水汽输送与西北太平洋副热带高压、台风电母及青藏高原地形关系密切。水汽通量能够反映水汽输送的强度和方向，水汽通量散度表示水汽聚集和分散的强度。由2010年8月7日14：00地面至100 hPa积分的水汽通量和水汽通量散度 (图 10) 可以看出，舟曲及上游地区的水汽主要来源于南海和西太平洋，台风电母和西北太平洋副热带高压之间的偏南气流先将海上的水汽向北输送，该地区为水汽通量大值区，水汽通量中心位于21°N，132°E，强度大于1×10³ m·s^-1·hPa；在23°~30°N纬度带气流向西输送水汽，气流由海上登陆，水汽通量由0.9×10³ m·s^-1·hPa逐渐西移减弱，在青藏高原附近减为0.1×10³ m·s^-1·hPa，靠近青藏高原后在高地形的作用下气流沿着高原东缘向北运动，到达舟曲附近区域、与槽后偏北气流交汇，在舟曲—青海湖地区水汽通量散度为负值，说明此地有水汽的聚集，为该地区对流的维持和发展提供了水汽条件。

图 10

图 10. 2010年8月7日14：00地面至100 hPa积分的水汽通量(矢量)和水汽通量辐合区(虚线,单位：10-5s-1·hPa) (灰色阴影：地形高度在700 hPa以上的区域； ×：舟曲位置； 黑粗箭头：水汽输送通道) Fig 10. Water vapor flux integrated vertically from ground to 100 hPa (arrow) and convergence of the water vapor flux (dashed line, unit: 10-5s-1·hPa) at 14:00 7 August 2010(gray shaded: area with terrain elevation above 700 hPa; ×: Zhouqu; black thick arrow: water vapor channel)

本文利用日本MTSAT卫星监测的0.04°×0.04°红外亮温资料、NCEP/NCAR 1°×1°再分析资料、地面自动气象站观测资料、AIRS卫星大气温湿资料、MODIS卫星气溶胶光学厚度资料和ECMWF模式预报的0.125°×0.125°地面风、压、温、湿资料，分析了2010年8月7—8日引发甘肃舟曲特大泥石流灾害的强降雨天气过程的降雨实况与灾情、大尺度环流背景、对流云团演变，以及对流形成与发展的大气不稳定条件、触发机制和水汽输送情况，得到如下结论：

1) 强烈的大气不稳定性是对流产生的前提条件之一。舟曲县及上游地区 (西北方向) 位于青藏高原东北侧，8月7日08：00—12：00地表强烈增温，同时该地区高空受到槽后冷空气平流的影响而降温，使得7日午后大气不稳定性极强，14：30该地区平均对流有效位能值为4393 J·kg^-1、平均对流零浮力层高度达16.54 km，利于强对流的形成与发展。

2) 地面中小尺度辐合是对流的触发机制。对ECMWF模式预报的地面风、压、温、湿的分析表明:地面南北冷暖气流交汇与局地复杂小地形使舟曲及上游地区近地面形成中小尺度辐合线和辐合中心，它们直接触发了对流，使得8月7日14：00左右在该地区形成多个孤立对流云团。

3) 丰富的水汽条件有利于对流云团的发展。西北太平洋副热带高压的强盛发展和台风电母的维持，造成二者之间的偏南气流在23°~30°N纬度带转向西输送水汽直达青藏高原东缘，在高原地形作用下再转为向北输送水汽，到达舟曲及上游地区，为对流云团的发展提供水汽条件。

4) 舟曲及其上游地区500~200 hPa高空为西北风，引导对流云团朝东南方向移动，于7日夜间到达舟曲，造成舟曲局地短时强降雨。

5) 卫星遥感资料在此次天气过程的诊断分析中起着重要作用：MTSAT卫星红外亮温资料较好地揭示了造成此次强降雨过程的对流云团的生消演变过程；用AIRS卫星资料分析得到的对流有效位能值和对流零浮力层高度反映出舟曲及上游地区具有极强的大气不稳定性。