三峽水庫上游流域大洪峰暴雨天氣系統分析*

李才媛，王海燕，郭英蓮，王繼竹

(武漢中心氣象臺，湖北武漢430074)

0 引言

三峽水庫上游流域指組成宜昌洪水主要來源的岷沱江、嘉陵江、烏江、宜賓－重慶、重慶－萬州、萬州－宜昌六大流域(圖1)。六大流域的區間范圍大致為99～111.2°E、26～35°N，分布在四川、貴州、湖北省及重慶市境內，地形、地貌十分復雜，天氣變化劇烈，暴雨頻繁［1］。六流域大面積的強降水常造成長江干流水位猛長，流量加大，出現一次次洪峰，在長江高水位的情況下，還可形成致洪暴雨［2］。

長江三峽洪峰的形成雖與多種因素有關，但與長江上游出現區域性強降水的關系最為密切［3］。將1971年以來宜昌逐日平均流量排序，位于歷史前3名的大洪峰出現在1981年、1998年和2010年主汛期，并且，前期暴雨過程是誘發3次大洪峰的直接啟因。

針對3次大洪峰前期暴雨過程(簡稱大洪峰暴雨)，利用長江上游六流域實況面雨量、宜昌流量和水位，以及NCEP數值產品的客觀分析等資料，采用天氣分析、波譜分析方法，分析了對流層中低層主要天氣系統，以及200 hPa南亞高壓位置和地面冷空氣的配置情況。指出了3次大洪峰暴雨500、200 hPa環流特征，700、850 hPa風場特征，500 hPa超長波和長波特征等，為三峽水庫氣象保障服務提供洪峰暴雨天氣背景。

1 大洪峰暴雨的水雨情實況

本文所使用的水情資料由三峽梯級調度中心提供，日面雨量(08－08時所在區域站點日雨量的算術平均值)資料由長江流域水文氣象預報臺提供。

1.1 洪峰流量、水位

普查1971年以來宜昌逐日平均流量:1981年7月19日出現的洪峰流量69 500 m3/s位居第1，2010年7月20日的66 085 m3/s次之，1998年8月16日的61 700 m3/s排列第3。相對應的水位如表1所示，前兩次均超過了警戒水位(宜昌警戒水位53 m)，而2010年大洪峰過境時，水位只有51.55 m，顯然是三峽水庫發揮了調控作用。

1.2 洪峰降水

1981年汛期，大于50 000 m3/s的大洪水以上流量［4］集中出現在7月17－21日，主要由長江上游流域前期7月11－14日大面積暴雨以上強降水所致。從表2中可清楚看到，岷沱江、嘉陵江過程面雨量超過100 mm，長江干流(烏江除外的其它四個流域)面雨量也高達20～50 mm;另外據統計，其中12和13日暴雨強度最大，單站日降水量最高達345.8mm，12日大暴雨范圍達3.9萬km2，13日大暴雨范圍達4.3萬km2。由此可見，出現在1981年7月中旬的這次特大致洪暴雨過程直接誘生了歷史大洪峰。

表2 長江上游3次大洪峰暴雨分流域過程面雨量mm

1998年汛期，長江流域發生了全流域性的洪水，共出現了8次洪峰過程，其中，首次洪峰降水為6月底，最后一次結束為8月末，8月13－16日第6次強降水過程(簡稱98年大洪峰暴雨)導致了該年最大洪峰［5－7］。從表2可看到，這次過程面雨量除岷沱江外，其它流域均在30 mm以上;六流域總計為261.9 mm，名列第3。

2010年汛期，長江流域出現了3次洪峰［4］，相對應的3次強降水過程中前兩次分別發生在7月中旬和下旬，最后一次發生在8月中旬末至下旬初。7月15－18日，長江上游出現了當年入汛后范圍最廣、強度最大的一次區域性暴雨過程，除烏江外，其他5個流域均出現了20 mm以上強降水面雨量，且嘉陵江超過100 mm(表2)，隨后(7月20日)洪峰過境、日平均流量高達66 085 m3/s，位居歷史第2。

2 環流形勢和天氣系統分析

大洪峰暴雨是多種天氣尺度綜合影響的結果［8－9］，具有明顯的天氣特征、環流特征及演變規律。下面主要針對3次大洪峰暴雨過程，分析對流層中低層的大尺度環流特征、天氣系統的演變規律及相互配置。

2.1500 hPa環流形勢分析

圖2中前3幅為3次大洪峰暴雨過程500 hPa高度平均場，d圖為3次洪峰暴雨過程的合成場，從圖中可看到如下的環流形勢共同特征及其差異。

(1)低緯印度季風低壓或季風槽位于孟加拉灣—印度半島—阿拉伯海灣，低壓南、東側的季風急流攜帶大量水汽，沿西南路徑從孟灣向長江上游輸送。

(2)在副熱帶，大陸高壓位于伊朗高原(伊朗高壓)，西太平洋副熱帶高壓(副高)的脊線在24～27°N，平均脊點位置在108°E附近，副高南、西側偏南氣流將南海水汽輸送到長江上游。

(3)在35～55°N歐亞大陸中高緯度地區為兩槽一脊緯向環流分布，咸海有一低槽，大興安嶺—河套—四川西部還有一長波槽(河套低槽)，新疆為高壓脊區，脊前西北氣流將西西伯利亞冷空氣向南輸送，并與北上的暖濕氣流在長江上游地區交匯。

(4)綜上所述，在伊朗高原至長江上游的中緯度地區呈現出一個大的鞍形氣壓場(圖2d)，為低渦、切變線等低值天氣系統的發生發展提供了有利的環流背景。

(5)在60°N以北高緯度地區為經向環流分布，圖2的a、b圖中為兩槽一脊、c圖中為一槽一脊:西側新地島附近的低槽與中高緯度咸海槽同位相接通，使咸海槽加強和穩定;a、b圖中東側東西伯利亞低槽槽后偏北氣流將冷空氣向南輸送，使河套低槽維持、發展;c圖中阻塞高壓的高壓壩作用，也使河套低槽穩定。

(6)在圖2 a中，副高平均位置最偏東，脊點在115°E附近;河套長波槽明顯南插，槽底伸至川南，長江上游區域位于槽前;印度低壓槽偏北、逼近長波槽;以上副高和兩低壓槽的強度、位置以及相互配置顯然對長江上游流域的影響強于另兩次大洪峰暴雨過程。

圖2 3次大洪峰暴雨過程500 hPa高度客觀分析平均場(單位:dagpm)

2.2700 、850 hPa風場分析

對流層中層的大尺度天氣系統為低層中間尺度系統的產生和發展提供了有利的環流背景，而出現在大約1 500～3 000 m上空的低渦、切變線、低空急流等則直接影響到暴雨的發展、強度和范圍。

2.2.1 低渦、切變線

圖3中前3幅為3次大洪峰暴雨過程700 hPa風場平均圖，d圖為a、b、c圖的合成場，從圖中可清楚看到在3次過程中均存在低渦、切變線以及輻合流場和明顯的冷暖氣流交匯。

在1981年大洪峰暴雨過程中，低渦、切變線偏西，主要位于高原東部和川西，切變線呈南北向，為北西北風與南風輻合的狹窄帶(圖3a)，因此，1981年大洪峰暴雨過程的雨強和過程面雨量均居首，且長江上游的西北部區域明顯強于其它區域(表2)。

1998年大洪峰暴雨過程中的低渦位于四川盆地，切變線呈東西向、自高原東部伸到鄂西、兩側為偏東風和偏西風(圖3 b)，長江上游處于輻合區域，面雨量大、但分布較均勻(表2)。

在圖3c中，低渦位于川東，偏東北風與偏西南風形成的切變線為東北—西南向，造成的大洪峰暴雨強度居中。

圖4為3次大洪峰暴雨過程850 hPa風場平均圖的合成圖，與700 hPa合成圖(圖3d)比較可看到，在高原東部至四川盆地為低渦和橫向切變線，在副高西北邊緣還均有一東北－西南向切變線。以上分析表明，對流層低層低渦、切變線是導致強降水的重要系統。

2.2.2 低空急流

在大洪峰暴雨中，低空急流的作用非常重要，它是動量、熱量和水汽的高度集中帶。影響長江上游的低空急流一般為西南風急流和偏南風急流，急流中心風速通?！?2 m/s，其兩側有較強的風速水平切變。850或700 hPa的急流位于副高外緣，急流左側經常有低空切變線和低渦活動(圖5)，強降水產生在急流左側偏前部。

2.2.3 臺風與大洪峰暴雨

臺風與大洪峰暴雨的產生、暴雨落區分布有著較密切關系。在3次大洪峰暴雨過程中也均有臺風(或臺風低壓、熱帶低壓)在東南部沿海向西或西北方向運行。圖5a所示為2010年7月17日2號臺風“康森”在850 hPa風場情況，與“康森”相比，1998年臺風活動偏北些、1981年的偏南(圖略)。臺風雖沒有直接影響長江上游，但會引起副高的東西振蕩、南北進退;當臺風西進到副高西南側時，低空常產生一支SE-S的急流，增加了在長江上游產生暴雨所需的水汽。因此，對大洪峰暴雨有較明顯的間接影響。

圖3 3次大洪峰暴雨過程700 hPa風場客觀分析平均場(單位:m/s)

圖4 3次大洪峰暴雨過程850 hPa平均風場合成(單位:m/s)

2.3200 hPa風場分析

在3次大洪峰暴雨過程中，南亞高壓中心位于印度北部到青藏高原南部，脊線在27°～30°N，呈準東西向，從圖6中即可看到2010年大洪峰暴雨過程200 hPa平均風場中南亞高壓的分布。長江上游處于南亞高壓脊線東側強輻散氣流下方，有利于中低層輻合、氣旋性環流的加強和產生強烈的上升運動。

2.4 地面冷空氣分析

在1981年和2010年大洪峰暴雨過程中，地面冷空氣為偏西北路徑，在高空河套低槽槽后西北氣流引導下(圖2a、c)，冷空氣由青海、甘肅經四川西北部進入長江上游(圖略);1998年地面冷空氣為東北路徑，冷空氣從蒙古經河套北部到達華北，在高空橫槽北側東北氣流引導下(圖2b)，由川東北緩慢入侵長江上游流域(圖略)。分析結果表明，出現流域性強降水，地面圖上必須有冷空氣南下，但冷空氣的強弱、路徑并不起很重要的作用。

3 波譜特征分析

長江上游強降水天氣過程一般同中緯度西風帶上的系統關系密切，受超長波系統的制約，直接與長波系統的發展、消亡相聯系。在此利用500 hPa 40°N位勢高度資料，使用波譜方法［10］進行合成分析，剔棄短波擾動、突出大型環流形勢，得其超長波、長波特征。

圖5 850、700 hPa風場

圖6 2010年7月15－18日08時200 hPa平均風場(單位:m/s)

3.1 計算公式

沿某個緯圈φ將高度值H(λ，φ)對經度λ展成富里葉級數。即:

3.2 超長波、長波特征分析

在500 hPa高度場上，對40°N位勢高度的波譜資料進行合成分析，得知:

超長波特征:長江上游大洪峰暴雨時超長波(0+1～3)是3波或2波(圖7)。1981年和1998年為3波，波槽位置分別在50°E左右、150°E左右和70°～100°W;2010年為2波，波槽位置分別在150°E和60°W。其共同點為，在東半球，從黑海到巴湖(40°～80°E)為波槽區域，2010年的波槽區域更加寬廣些;150°E附近為波槽位置，兩波槽反映了500 hPa中高緯度平均槽情況(圖2d)。

圖7 3次大洪峰暴雨過程500 hPa 40°N超長波(實線)、長波(虛線)

長波特征:長江上游暴雨時長波(0+4～6)中高緯度西風帶是5波分布(圖7)。在東半球，長波與超長波疊加可見:1998年大洪峰暴雨過程(圖7b)，長波槽脊和超長波槽脊位相很接近，因而強降水穩定且分布較均勻;1981年大洪峰暴雨過程(圖7a)，長波槽脊和超長波槽脊位相在前期為反向(圖7c)，該暴雨過程劇烈、且為移動性的強降水過程;2010年的情況介于前兩者之間。

4 小結

通過對大洪峰暴雨過程環流形勢、天氣系統的分析，歸納如下。

(1)大洪峰暴雨是考慮了流量、水位等水文要素的強降水過程。是由連續、集中的長歷時、大面積強降水造成的，即長江上游出現區域性的暴雨、大暴雨、特大暴雨等雨情，是形成長江三峽大洪峰的主要誘因。

(2)在500 hPa，中高緯度歐亞大陸為穩定的兩槽一脊環流形勢;長江上游位于大的鞍形氣壓場中，為下層低渦、切變線等低值天氣系統的發生發展，以及冷暖空氣的交匯、水汽的輸送提供了有利的環流背景和引導氣流。

(3)700、850 hPa的低渦、切變線、低空急流等是大洪峰暴雨在對流層低層的重要影響系統。在華南沿海附近活動的臺風，對長江上游東部和南部暴雨也可產生較明顯的間接影響。

(4)200 hPa南亞高壓強輻散氣流下方有利于長江上游區域輻合、氣旋性環流的加強和產生強烈的上升運動。

(5)有兩條明顯的水汽輸送帶:①低緯季風急流攜帶大量水汽，沿西南路徑從孟灣向長江上游輸送;②西太平洋副熱帶高壓邊緣偏南氣流將南海水汽輸送到長江上游。

(6)長江上游出現流域性強降水，地面圖上必須有冷空氣南下，但冷空氣的強弱、路徑并不起很重要的作用。

(7)大洪峰暴雨過程在500 hPa的超長波表現為3波或2波;長波為5波分布。超長波槽脊和長波槽脊的分布、位相疊加情況，反映了強降水過程平均槽脊位置、以及有利于強降水的配置。

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