西北半干旱区一次盛夏暴雨水汽追踪分析

卢 姝，许东蓓，严小杰，麦哲宁，丁艺涵

(成都信息工程大学，高原大气与环境四川省重点实验室，四川 成都 610225)

现阶段，暴雨天气研究及预报取得了巨大进展但仍然不失为一个难题。尤其对于我国西北地区，该区域地形复杂，由暴雨引发的灾害(山洪、滑坡和泥石流等)不容忽视，同时也对社会经济活动造成巨大影响[1]。甘肃省地处亚欧大陆腹地，远离海洋，干旱、半干旱区占总面积的75%。暴雨主要集中于夏季7、8月份，且发生频次远小于我国东部地区。低层水汽输入通常受到山脉阻隔，仅在7月达到峰值[2]。由此可见，水汽环境以及水汽输送特征对于西北地区暴雨的发生和维持尤其重要。

针对暴雨的发生发展，一些学者对其环境条件[3]、动力机制[4-6]、水汽特征[7-9]等方面进行了剖析，或者应用数值模式[10-12]、雷达回波分析[13]更加全面诊断了暴雨及其伴随的中小尺度系统特征[14-16]。其中，王佳津[17]等认为气候尺度统计方法以及个例诊断研究均有利于暴雨过程中水汽问题的分析。刘新伟[18]曾指出甘肃区域性暴雨主要可分为副高西北侧西南气流型、低涡型和西低东高型。魏娜[2]等通过计算1959-2005年气候平均的水汽通量垂直积分，得出西北地区东部夏季水汽源地主要为孟加拉湾、南海、西太平洋。刘世祥[19]等利用甘肃各探空站历年高空资料，计算得出陇东南7、8月份水汽向北输送大于向南输送，即偏南风引导水汽从海洋输送至甘肃河东一带。

近年来，一些学者应用以拉格朗日法为基本思想而开发的HYSPLIT模式，研究不同地区的大气运动轨迹，实现对水汽源地的追踪，从而使得水汽输送特征的研究更加全面。李江萍[20]研究发现：当降水量越大时，不同等压面上轨迹趋于一致，且水汽通量分布与HYSPLIT轨迹模型给出的水汽来源也大体重合。陶健红[21]等通过对河西走廊两次极端降水事件水汽输送的对比研究，指出两次过程均存在两路异常水汽输送，即随西风气流的西路水汽输送和绕高原的东路水汽输送，且东路大于西路。HYSPLIT不仅可用于追踪气块轨迹，也可以利用结果分析不同通道水汽贡献率[22]。

目前，西北半干旱区暴雨天气分析中较少应用拉格朗日方法，大多基于欧拉方法[23-24]。而欧拉流场具有瞬变特征，与气团真实运动轨迹有差异，无法从时间维度衡量水汽来源。本文针对陇东南地区2019年7月21-22日所发生的暴雨过程，综合应用多种气象资料，结合引发降水的相关物理机制、中尺度对流系统演变特征等，分析研究盛夏陇东南暴雨过程的水汽环境，并追踪水汽源地，以期为当地暴雨预报预警提供更多的技术参考。

1 资料及方法

1.1 资料

本文所用资料有：(1)Micaps系统常规观测资料；(2)中国气象局自动站与CMORPH降水数据融合的逐时降水量0.1°网格数据集(1.0版)；(3)欧洲气象中心ERA5再分析资料，时间分辨率1h，空间分辨率0.25°×0.25°；(4)国家卫星气象中心逐小时FY-2G卫星云顶亮温(TBB)资料，时间分辨率1h，水平分辨率为0.1°×0.1°；(5)主要应用于HYSPLIT4的NCEP/NCAR再分析资料，时间分辨率6 h，空间分辨率0.25°×0.25°。其为NOAA空气资源实验室(Air Resources Laboratory)的存档资料。

1.2 降水区域边界水汽收支计算[25]：

(1)

(2)

东、西、南、北边界水汽收支：

(3)

区域边界总收支：

QT=QW-QE+QS-QN.

(4)

其中，QE、QW、QS、QN各为东、西、南、北边界水汽输送总量，I表示1°经度长度，φ为纬度，λ为经度。

1.3 HYSPLIT4轨迹模式介绍：

HYSPLIT是一种应用拉格朗日方法的混合单粒子轨迹模型，可以用来分析质点轨迹以及模拟气团内的扩散、沉积过程。模式假设气块随风场而运动，气块在时间、空间上位置矢量的积分可以确定其运动轨迹。核心公式如下：

P′(t+Δt)=P(t)+V(P,t)Δt.

(5)

P(t+Δt)=P(t)+0.5[V(P,t)+V(P′,t+Δt)]Δt.

(6)

其中，P′第一猜测位置，P为最终位置。对上一时刻的平均速度以及第一猜测位置的速度进行平均，之后再乘以时间步长，可以得到下一时刻质点的位置。HYSPLIT_4模式采用地形坐标，气象数据在输入模式时需要内插至地形追随坐标系统。详细信息可以参考相关文献[26]。

1.4 水汽输送贡献率计算

为分析暴雨过程大尺度水汽输送特征，本文采用NOAA空气资源实验室所释放的HYSPLIT4版本对气块运动轨迹进行模拟。轨迹模拟、聚类完成后，可将相似轨迹归类为同一通道。定义不同通道水汽输送贡献率[22]：

(7)

其中，qlast为轨迹终点比湿值(单位：g·kg-1)，m为某一通道轨迹总数，n为所有轨迹总数。

2 地形概况及暴雨实况

甘肃地处黄土高原、内蒙古高原以及青藏高原三大高原交汇地带，地势自西北向东南倾斜。地形总体可分为6区，也即陇东黄土高原、陇西黄土高原、陇南山地、甘南高原、河西走廊、戈壁沙漠区。其中陇东黄土高原位于六盘山以东，包括庆阳、平凉等地，此处地势由西北向东南缓慢下倾。

2019年7月21日08:00至22日08:00，甘肃省河东地区出现区域性中到大雨天气，局部地方出现暴雨、大暴雨(图1(a))。全省共计1 908个测站(947个乡镇)出现降水，其中大暴雨12站,暴雨80站,大雨244站。21日19时至22日05时，庆阳市、陇南市等地相继出现短时强降水。地面观测站点数据显示(图1(b))，21日23时，庆阳市内曹家塬、刘家庄站雨强分别达85.8 mm·h-1、91.0 mm·h-1，较前1 h降水量分别增加了70.9 mm、76.9 mm。此外，庆阳市内东关、柳沟小时降水量均超过75 mm。陇南境内，庙坪、渭子沟林场分别于22日00时、03时雨强达到当日极值。总体而言，本次降水过程特点是降水发生时段集中，雨强大，具有明显的单峰值特征，陇南地区强降水稍晚于庆阳地区。

图1 累积降水量分布与降水量演变(方框区域为下文研究水汽收支所选区域)Fig.1 The distribution of accumulated rainfall and hourly precipitation evolution(The box area is selected for the study of the water vapor budget)

3 环流背景及云团特征

3.1 环流背景

7月20日20:00暴雨发生前，200 hPa高空图上(图2(a))40°N附近出现高空急流。500 hPa(图2(c))亚欧环流为两槽一弱脊型，贝加尔湖西北部为一冷涡控制，我国东北地区为一冷槽。低涡南部前侧存在一高空锋区，且不断有小槽携带冷空气分裂南下。副高强盛，588 dagpm西脊点位于105°E附近，甘肃河东地区位于588 dagpm西北部，西南气流绕副高边缘流经陇东南一带。

注：蓝色实线代表位势高度场(单位：dagpm)；红色虚线代表温度场(单位：℃)；箭头代表风场(单位：m·s-1)；阴影代表风速(单位：m·s-1)图2 高空天气形势图Fig.2 Synoptic situation at high levels

暴雨发生期间，高空急流仍然维持(图2(b))，甘肃陇东地区位于高空急流南侧以及南亚高压东北侧。南亚高压东北侧一般为强辐散区，存在两支明显辐散气流，分别为西风气流与偏北气流。丁治英[27]等研究指出西北风高空急流与南亚高压环流形成的辐散辐合场是暴雨得以维持与加强的原因。锋区南压至青海南部以及陇东一带(图2(d))，冷槽移至宁夏附近，庆阳处于槽前以及副高边缘西南气流控制之中，槽前高空辐散作用利于降水的发生发展。700 hPa高空图(图2(e)、(f))显示，暴雨发生过程中由孟加拉湾输送至我国的偏南气流较前期明显加强，7月21日20:00陇东南一带出现一条低空急流。伴随西风槽的偏西气流绕高原南下，与南来气流辐合，在陇东南附近形成一条明显的南北向切变线(西北风、偏南风切变)，其位置处于高空急流南侧辐散区下方，因而高低层急流存在明显的耦合过程。

3.2 中尺度云团特征

TBB(云顶黑体辐射温度)能很好指示对流云团的位置和强度，TBB值越小，说明云顶高度越高，对流活动越旺盛[28]。MCS(中尺度对流系统)常划分为α、β、γ三种，水平尺度各对应200～2 000 km、20～200 km、2～20 km。对流云团的发展往往与降水中心(落区、强度)相对应。本次暴雨过程中，四川阿坝、甘孜州境内生成的对流云带逐渐分裂，且朝东北方向移动，从而影响陇南一带降水；此外，庆阳市存在新生孤立对流云团，导致该区域内暴雨发生。从逐小时TBB与对应降水量分布情况看，21日17时(图略)，四川西北部有一东北-西南方向的对流云带生成，TBB<-52 ℃的冷云盖面积超过了4.5×104km2，扩展至甘肃南边界附近。随后，对流云带分裂并向东偏北方向移动。21日20时，庆阳市庆城县附近生成一孤立的β中尺度对流云团(图3(a))，TBB<-52 ℃，对应地区降水量普遍达10 mm·h-1以上(图3(e))，其中，太白梁站小时雨强为48.5 mm·h-1。23时，该对流云团扩展至α中尺度(图3(b))，中心移至陕甘交界， 且中心强度可达-72℃以上。降水中心位置随之东移加强(图3(f))，主要位于TBB梯度大值区，刘家庄、曹家塬、东关站降水量均超过80 mm。22日02、04时，对流云团(图3(c)、(d))及雨区(图3(g)、(h))均东移减弱。陇南地区受γ中尺度对流云团影响，并未产生较大范围小时强降水,但据逐小时降水资料(图1(b))，在个别站点仍出现了短时强降水。

图3 TBB分布(单位：℃，a、b、c、d)以及对应小时降水量分布(单位：mm·h-1，e、f、g、h)Fig.3 The TBB distribution (Unit: ℃, a、b、c、d) and distribution of hourly precipitation (Unit: mm·h-1, e、f、g、h )

4 动力条件

分析暴雨期间36.0°N、108.0°E处(该位置位于刘家庄附近)垂直时间剖面图(图4(a))，21日20时起，对流层正涡度柱逐渐由700 hPa抬高至500 hPa，而高层负涡度中心出现在23时，与此对应，整个层次有深厚的垂直运动发生。

图4 (a)刘家庄站涡度(阴影，单位：10-5s-1)、垂直速度(等值线，单位：10-1Pa·s-1)时间垂直剖面；(b)沿108°E风场(箭头代表风场，红色实线代表> 30m·s-1风速)、散度场(阴影，单位：10-5s-1)经向垂直剖面；(c)、(d)降水区域内平均涡度、散度、垂直速度垂直变化Fig.4 (a)The time-vertical profile of the vorticity (shadow, Unit: 10-5m·s-1) and vertical velocity (contour,Unit:10-1Pa·s-1)in Liujiazhuang (b)vertical sections of wind field (the arrow represents the wind field, and the red solid line represents the wind speed exceeding 30 m·s-1. ) and divergence (shadow, Unit:10-5s-1) along 108°E. (c)、(d) Vertical changes of average vorticity, divergence and vertical velocity within the precipitation center area

为了进一步分析暴雨区上空的垂直环流特征，过降水中心(沿108.0°E)作速度经向垂直剖面(图4(b))。由于垂直速度w绝对值大小远小于经向速度v，对w适当放大后(放大比例因子等于沿108°E，25°—50°N垂直剖面内平均v/平均w)，再对v、w进行合成。从图4中可以看出，300 hPa—200 hPa、40°N附近存在一高空急流核，核区速度超过了38 m·s-1。在高空急流入口区右侧形成一次级环流。且在其右侧高空存在强辐散场，强度可达10×10-5s-1，辐散出的气流向南北流动，向南的一支又于30°N附近下沉后北上，在低层叠加强辐合场引发的上升气流，从而形成深厚强烈的上升运动。这在一定程度上可以说明，高空急流的存在利于次级环流的形成和发展。

考查降水中心区域(35.5°N—36.5°N、107.5°N—108.5°N)涡度、散度和垂直速度。暴雨发生前(图4(c))，该区域内平均涡度在对流层中低层为正值，大值中心位于700 hPa，强度值为4×10-5s-1，而平均散度为负值。600 hPa—200 hPa间平均涡度、散度均较弱，在400 hPa以下垂直运动以下沉运动为主。暴雨发生时期(图4(d))，对流层从高层到低层三个要素强度均有所增大，正涡度中心高度下降到800 hPa附近，强度增大为12×10-5s-1。散度中心在200 hPa达到10×10-5s-1，说明由于高空急流的抽吸作用，高层辐散加强，与之对应，整个层结存在强上升运动。可见暴雨发生时期，低层散度、涡度耦合以及强上升运动有利于水汽在暴雨区的聚集和向上输送，致使强降水的发生。

5 水汽环境和源地追踪

5.1 水汽环境分析

除了动力条件外，暴雨的产生离不开良好的水汽条件。为了全面展现本次暴雨过程的水汽环境，文中从水汽通量、水汽通量散度、比湿、整层大气可降水量这几个方面进行详细分析。

图5为从地面至300 hPa整层水汽通量积分。20日20时暴雨发生前(图5(a))，庆阳一带水汽输送不明显。21日08时(图5(b))，来自孟加拉湾与南海水汽绕青藏高原北上，一支进入甘肃，逐步建立南路水汽通道，而另一支在广西与原气流分流，转为向东输送。21日23时暴雨发生过程中(图5(c))，南路水汽通道明显加强，且东海也有水汽向西北方向输入中国境内，再并入南路气流中。另外，由于西风槽东移，槽底部偏西气流南下，观察到红色矩形框西边界有西来水汽输入，但强度明显小于南路。此时，红色矩形框内水汽通量中心值加强至750 kg·m-1·s-1。与之对应，存在明显水汽通量辐合，强度可达-16×10-4kg·m-2·s-1以上(图略)。22日08时暴雨结束后(图5(d))，从孟加拉湾、南海输送至我国的水汽通量减弱，在庆阳以南地区水汽通量大值区转向东移。虽然此时仍有水汽通量输送，但庆阳境内水汽通量散度(图略)为正值，水汽缺乏辐合抬升作用的支持，无法产生强降水天气。从整个暴雨过程来看，南路水汽通道建立时间早，且在后期有东海输送来的水汽加入，进一步加强了暴雨地区的水汽来源。

注：箭头表示水汽通量积分矢，阴影表示水汽通量大小。图中矩形方框代表庆阳地区，红色简头表示水汽输送大致方向。图5 地面至300hPa整层水汽通量积分(单位：102kg·m-1·s-1)Fig.5 Vertical integral of water vapor flux from ground to 300 hPa( Unit: 102kg·m-1·s-1 )

比湿是衡量大气绝对水汽含量的直观物理量，为了探寻降水区比湿以及水汽通量散度的垂直分布情况，图6展现了两物理量沿108°E经向垂直剖面。21日08时(暴雨发生前，图6(a))，40°N以南850 hPa比湿达14 g·kg-1，与图5(b)相对应，说明沿108°E南来气流携带水汽充沛，大气近地层上空绝对水汽含量高，而在对流层中低层并没有出现明显的水汽通量辐合。直至23时(图6(b))，36°N附近上空存在明显的水汽通量辐合辐散对，低层辐合强度最高可达-7×10-5kg·s-1·m-2·hPa-1，700 hPa以下比湿分布未出现大的改变，说明不断有水汽补充受辐合抬升作用向上而消耗的水汽。与之对应，刘家庄站观测到极强降水，小时降水量达91.0 mm。

观察整层大气可降水量随时间演变(图略)，21日16时，庆阳地区分布了>10 mm小范围可降水量，随时间发展，其以环县为中心向外逐步扩散、增强，并始终呈东北-西南分布。23时整个庆阳市上空整层大气可降水量均超过20 mm，而中心最大值可达37 mm。对比可见，整层大气可降水量分布变化与实际降水发展趋势相对应。

图6 比湿(蓝色实线，单位：g·kg-1)、水汽通量散度(阴影，单位：10-5 kg·s-1·m-2·hPa-1)沿108°E经向垂直剖面Fig.6 Vertical sections of specific humidity ( Solid blue line, Unit: g·kg-1) and vapor flux divergence( shadow, Unit: 10-5 kg·s-1·m-2·hPa-1 ) along 108°E

5.2 降水区边界水汽收支

选取降水区范围35.0°-36.5°N，106.5°-108.5°E为水汽收支研究区域(图1(a))，计算该区域水汽收支情况。由各边界整层水汽收支在7月21日08:00-22日08:00时间段内的演变情况可知(图7(a))，24时前，南边界水汽收入大致维持在6×107kg·s-1的水平，与水汽通量图(图5)相对应，说明南路水汽通量在此时间内也处于稳定状态。图5(b)显示21日08时庆阳地区并无西来水汽通量，结合此图可知，16时起，西边界水汽输入才开始迅速增长，至20时可达4×107kg·s-1。此后直至22日08时，其值没有大的波动变化，而南边界水汽收入于22日00时开始下降。东、北边界水汽收支变化相较于西、南边界而言，大致呈相反趋势。在后期，由于南边界水汽开始输出，北边界支出相应减少，且逐渐转为收入。东边界水汽支出随西边界水汽收入的增大也发生相应变化。总水汽收支在降水时段始终处于净流入状态，22日04时后则转变为净输出。

低层：地面～700 hPa；中层：700～500 hPa；高层：500～300 hPa，单位：105kg·s-1图7 降水区域各边界整层水汽收支逐时演变(a)与各边界不同层次水汽收支(b、c、d)Fig.7 Hourly evolution of import and export quantities of water vapor for different boundaries and whole layer(a) and water vapor budget for different boundaries and levels(b、c、d)

图7(b)～(d)为对流层低、中、高层各边界水汽收支。暴雨发生前一天(图7(b))，仅南边界各层收支为正，且主要以低层为主，水汽输送量在1×108kg·s-1以下。21日(图7(c))，西边界各层均有水汽输入，但低层水汽输送量仅占西边界3.1%。相较前一日，南、西边界的水汽收入大大增加，南边界整层水汽输送量占南、西边界总量的64.3%。暴雨结束后(图7(d))，对流层低、中层水汽转为从南边界输出，此时，水汽主要由西北方向进入降水边界。分析可知，南、西边界水汽输入对于此次暴雨过程的发生、发展至关重要，其中，又以南边界水汽输入为主，西边界水汽输入又以对流层中、高层为主。在暴雨发生时期，针对存在水汽输入的边界而言，对流层中层水汽输入相较其他层次而言有一个明显加强过程。

5.3 水汽源地追踪

文中基于NOAA开发的气流轨迹模式(HYSPLIT4)以追踪携带水汽的气块运动轨迹，以更深入了解气块随时间变化。主要设计2个模拟方案，方案一：由于水汽主要集中于对流层中低层，因此将海拔高度分别设置为1 500、3 000、5 000 m，模拟时间取21日23:00，模拟地点设定为36°N 、108°E，以模拟空气块240 h后向输出轨迹，每1 h输出一次轨迹点的位置。方案二：在方案一的基础上，每隔6 h所有轨迹点重新向后追踪10 d，由于输出轨迹数量较多，采用簇分析法[29]对所有轨迹进行聚类，比较每次合并过程中空间方差和(TSV)的增长变化，将TSV在后期迅速增大前的点作为分簇过程结束点，计算可得所选取簇的平均轨迹。

由图8(a)可知，三个高度层上气块在7月18日00时(UTC)运动轨迹均低于1 000 m，随时间的推进，气块高度被不断抬升。对流层低层主要轨迹有2条，一条(1 500 m)发源于东海，一路西行抵达降水区。一条(3 000 m)来自中南半岛、南海，进入中国后直接北上而输入甘肃。中层(5 000 m)的源地为孟加拉湾，其轨迹方向相对于初始点表现为西南路。

以上分析仅直观给出了不同高度层次上气块运动路径，为了解气块在上升或者下沉过程中水汽环境变化，图8(b)、(c)展现了图8(a)中不同水汽输送通道上比湿、相对湿度随时间演变特点。由于3个高度层次上水汽源地均为海洋，故具有较高比湿，三者比湿值达到15.0 g·kg-1以上。在开始运动过程中，气块贴着海面移动，抬升高度较低，比湿虽有波动但仍然维持在稳定状态。进入大陆受山脉抬升作用，各层次气块均抬高，在此过程中，比湿值也逐渐减小。17日以后，5 000 m气块比湿急剧减小，至21日23时，比湿达5.0 g·kg-1。3 000 m气块的比湿15日开始缓慢减小，至21日23时达9.0 g·kg-1，1500 m的气块则约为12.0 g·kg-1。在气块运动过程中，各个高度层次上相对湿度的变化表现为明显振荡趋势。然而至强降水发生时刻，其值均达到85%以上。

为了展现降水区域内多条后向轨迹变化情况，取覆盖庆阳市的初始矩阵点，左上角经纬度为37.0°N、106.5°E，右下角经纬度为35.0°N、108.5°E，间隔0.5°。对每个矩阵点设定初始模拟时刻21日23时，追踪240 h气块运动后向轨迹。由图8(d)、(e)可知，在上述区域内，3 000 m高度层上气块主要由孟加拉湾经中南半岛、南海进入中国。且观察到一部分轨迹，气块由东海西行，最后并入南来气流中，这与图5(c)出现的东路水汽通量可以相对应。5 000 m高度层上，主要可归纳出两支轨迹，一支源于阿拉伯海，一支源于孟加拉湾。综合分析，对于降水区域内的各矩阵点，模拟出的轨迹大体是趋于一致的。

图8 7月21日23:00不同高度层气块240 h后向轨迹(a)；水汽输送通道比湿相对湿度(b、c)随时间演变；不同矩阵点气块240 h后向轨迹(d、e)Fig.8 240h backward trajectory of air mass at 23:00 on 21 July at different altitude levels(a);the changes of specific humidity and relative humidity with the time(b、c);240h backward trajectory of air mass from different matrix points(d、e)

对于方案二而言，由于每隔6 h所有轨迹点重新向后追踪10 d，则每个高度层上的输出轨迹数有40条，相当于将10 d内4个时间点(00、06、12、18)各自的240 d后向轨迹作聚类分析，能得到在该时间段内不同时间初始点的相似轨迹分布，因而能研究一个长时间范围内气块运动的相似路径。由图9结果可知，3 000 m(图9(a))以及5 000 m(图9(b))高度上平均轨迹分别为5、4条，均有从孟加拉湾输入降水区的轨迹路线，其各自占轨迹总数的21%，38%。由于轨迹占比总数不能代表该路径的水汽贡献，通过将孟加拉湾源地路径与其它通道的水汽贡献率作对比，在3 000 m、5 000 m高度层上，均是最高的，各占30.01%、49.03%。与图8(a)对比，两个高度层上均出现偏西路径，说明由暴雨发生时刻模拟的240 h后向轨迹明显源地是孟加拉湾、南海，而暴雨前期不同时刻的后向轨迹聚类结果中存在明显的西北路径。

图9 气块240 h后向轨迹聚类结果Fig.9 Clustering results of 240h backward trajectory of air mass

6 结论

本文针对2019年7月21日陇东南地区暴雨过程，研究其环流背景场、中尺度云团特征、动力成因以及暴雨过程水汽环境和水汽输送特征，并应用HYSPLIT4追踪水汽源地，研究结果如下：

(1)暴雨过程中，庆阳北部200 hPa建立起一条完整的高空急流带，且甘肃陇东处于南亚高压东北侧，高空强辐散场加强了高空急流的抽吸作用。700 hPa存在一条南北向切变线，由于低层辐合抬升作用，以及高空急流右侧次级环流的影响，进一步加强了暴雨区的垂直上升运动。TBB显示，暴雨主要受新生β中尺度对流云团影响，TBB中心值<-72℃。

(2)暴雨发生前期，孟加拉湾、南海一带南路水汽通道首先建立。随着副热带高压加强，来自东海的水汽向西北输入中国后并入南路水汽通道之中。此外随着西风槽东移，西路水汽绕高原南下，从暴雨区西边界输入。庆阳上空水汽充沛，比湿维持在14 g·kg-1左右，21日23时整层大气可降水量均超过20 mm，且存在强水汽通量辐合。当暴雨结束，水汽通量大值区东移，水汽通量散度转为正值，西路水汽通量在庆阳占据主导地位。从水汽边界收支来看，暴雨前期以及暴雨过程中，南边界水汽收入相对最高。结束之后，南边界对流层中、低层水汽转为支出，北、西边界为收入。

(3)利用HYSPLIT4对气块源地进行追踪，不同初始时刻点240 h后向轨迹聚类结果表明：暴雨发生前一段时间内，3 000 m、5 000 m高度均存在偏西路径、偏南路径。而暴雨发生时刻240 h气块轨迹显示，1 500 m源地为东海、3 000 m为南海、5 000 m为孟加拉湾，其中3 000 m、5 000 m高度上主要为偏南路径。气块运动过程中，不同高度层比湿到达降水区时较前期均减小，1 500 m、3 000 m约达10 g·kg-1，但3个层次相对湿度均在85%以上。综合来看，将水汽通量、区域边界水汽收支以及气块运动后向轨迹三者相结合来分析水汽输送和水汽源地，结论是紧密联系的，并且HYSPLIT4模型结果展现了四维(高度、平面、时间)信息，进一步拓宽了暴雨灾害分析中所获取的信息量。