青藏高原東側特殊地形對低層風場調整作用對比分析

周春花，張 駒

(1.四川省氣象臺，四川成都610072;2.四川省氣象局科技與預報處，四川成都610072)

0 引言

暴雨[1－9]的產生是多種因素共同作用的結果，地形是其中之一。山地可以直接通過地形抬升和感熱誘發降水，也可以間接通過地形誘發局地環流和不穩定性的釋放來誘發降水。李川等[2]研究表明:青藏高原東側陡峭地形結構造成四川西北部和黃河上游的強水汽輻合中心，并使低層高能舌和能量鋒區位于海拔較低的四川盆地，在四川盆地對流層低層建立起位勢不穩定層結。青藏高原東側陡峭地形結構引起低層偏東氣流強烈的垂直上升運動，最強的垂直上升運動出現在東西風垂直切變與陡峭地形交匯處，激發不穩定能量釋放，促使強對流猛烈發展。丁一匯等[3]對1975年8月河南特大暴雨的研究表明:特殊地形使氣流產生輻合，從而形成強迫抬升是該次暴雨增強的主要因素。葛晶晶等[1]對地形影響下四川暴雨的數值模擬分析表明:大巴山地形使得西南暖濕氣流所帶來的水汽和熱量在迎風坡堆積，從而在迎風坡和山頂出現較強的降水中心。何光碧[4]對高原東側陡峭地形對一次盆地中尺度渦旋及暴雨的數值試驗也表明:地形與渦旋的活動及降水的分布密切相關。以上文獻從不同方面闡述了地形對暴雨的增幅作用，然而地形影響降水的動力、熱力、微物理效應十分復雜，要真正揭示峽谷地形對降水增幅作用的本質特征，還需作大量深入細致的研究。位于高原東側陡峭地形區的四川盆地西部地形極其復雜，局地強對流天氣頻發。2013年7月3～5日、7月7～11日在四川盆地西部發生了兩次大暴雨天氣過程。利用NCEP模式分辨率為1°×1°經緯度的實時分析資料，著重分析青藏高原東側陡峭地形對低層風場的調整作用。

1 雨量實況

2013年7月3日20時～7月5日08時(北京時，下同，以下簡稱“7.3”過程)四川盆地出現了暴雨、大暴雨。根據加密雨量站監測顯示，有97個站累計雨量超過100 mm，大暴雨落區主要位于盆地西部沿山一帶。圖1(a)是暴雨中心漢旺的的逐小時雨量圖，從圖1(a)可看出強降雨主要有兩個時段，3日23時～4日04時、4日08～16時，小時最大雨強43.2 mm，發生在7月4日11時。

圖1 雨量圖

7月7日20時～7月11日10時四川盆地西部持續性暴雨，累計降水量1000 mm以上的1站，500～1000 mm以上的60站，250～500 mm以上184站，100～250 mm 553站，50～100 mm 437站。最大降雨出現在都江堰幸福鎮為1107.9 mm。強降雨時段主要在8日20時～9日14時，9日22時～10日20時，如圖1(b)。此次降水總量大、降水強度大、持續時間長，都江堰幸福鎮最大小時雨強為125.3 mm，出現在9日03時。不管從24h雨量還是小時雨強，該過程與“7.3”過程相比，大暴雨站點更多，雨強更大，持續時間更長。

2 天氣環流背景及環境場分析

2.1 環流背景分析

“7.3”過程的主要影響系統是高原低槽東移。從500 hPa環流形勢看(圖略)，副高脊線在28°N，588線西界位于109°E附近，受巴湖低渦影響，青藏高原多波動，青海中部到西藏中部有一低槽，“溫比亞”臺風登陸后位于廣西南部，并逐漸向西偏北方向移動，受其影響，副熱帶高原開始減弱東退，青藏高原低槽并隨東移，與東北低渦南部低槽合并加強，位于陜西平涼經溫江到西昌一線，影響四川盆地西部，同時700 hPa上有切變線生成，850 hPa四川盆地風場表現為氣旋性環流，輻合區從盆地西北部逐漸南移到盆地西南部。降雨落區就位于700 hPa切變線南部和850 hPa的風向輻合區。此次過程的另一特點就是冷空氣強，移動速度快。

“7.9”過程的主要影響系統也是高原低槽東移造成這次暴雨天氣。500 hPa環流形勢是副高穩定維持在我國東南沿海一帶，臺風“蘇力”(SOULIK)在西太平洋上分別增強為強臺風和超強臺風，往西北方向移動，高原東部的低值系統維持在盆地西部，同時低層700 hPa維持強的西南急流，攀西地區到盆地的西南氣流伴有氣旋式曲度，向盆地西部彎曲，造成盆地西部持續性的大暴雨天氣。相對于“7.3”過程，本次過程的冷空氣強度勢力偏弱，而弱冷空氣侵入到強烈發展的暖濕氣團內對其起到一定的擾動作用，導致積蓄的不穩定能量得到釋放，對于強的中尺度對流云團形成發展起到重要作用。

2.2 環境場分析

大暴雨是在有利的大尺度天氣形勢下配合有利的環境條件產生的。表1給出兩次過程中降水量最大站點環境參數隨時間的演變。從中可看出，在“7.3”過程中，3日20時至4日08時，K指數均為41℃，表明該過程中有強烈不穩定能量形成發展，且CAPE值在3日20時高達2236.2 J.Kg－1，表明熱力不穩定強度大，且CAPE能量釋放后形成上升氣流的強度強，因此具有更好的降水效率，這可能是漢旺雨強能達到45.7 mm·h－1的原因之一。850 hPa水汽通量散度均大于10 ×10－5g.cm.hPa－1.s－1，且輻合強度明顯增大，到 4日 20 時達到－40 ×10－5g.cm.hPa－1.s－1，說明有強的水汽輸送和輻合上升，并且該過程后期有明顯的冷空氣參與，在3日20時至4日08時期間漢旺位于溫度平流零線附近，到4日20時冷空氣占主導地位，侵入暖氣團中觸發對流不穩定能量。“7.9”過程，在7日20時至9日08時期間K指數都大于39℃，CAPE值夜間都顯著增加，7日20時和8日20時CAPE值分別達到2163.2和1635.2 J.Kg－1，說明在此期間內大氣層結時及其不穩定，夜間對流不穩定度加大，帶來短時的強降雨，都江堰小時雨強最大達到57.9 mm。850 hPa水汽通量散度過程期間都在－15×10－5g.cm.hPa－1.s－1以上，整個過程期間都維持著強的水汽輸送和輻合。并且過程后期有弱冷空氣侵入。對比兩次過程的天氣背景和環流場特征的分析表明，兩次暴雨過程都發生在有利的水汽和不穩定的環境場中，在“7.9”過程中有持續的低空急流維持，發生持續性的暴雨天氣，“7.3”過程的急流不明顯，但冷空氣較“7.9”過程強，但兩次過程均發生在青藏高原東側龍門山沿線，表明特殊地形對大暴雨的產生有非常關鍵的作用。

表1 兩次過程不同時次環境參數變化

3 地形對低層風場的調整作用

3.1 地形對低層水平風場的調整

研究表明[5]，山地通過動力作用和熱力過程在相應的空氣層中使天氣尺度系統或氣流發生重大改變。為分析龍門山地形對近地面層風場的影響，圖2給出“7.3”和“7.9”兩次過程不同時次的850 hPa流場。“7.3”過程中，3日20時暴雨區開始有8 m.s－1的東南風，盆地內 105°E～ 108°E，26°N～ 29°N 有大于8 m.s－1的東南風，最大風速達14 m.s－1，此時盆地西部的龍門山沿線開始普降暴雨。4日08時盆地西部風速開始略為加大，但仍不到8 m.s－1，但急流向西挺進，盆地西部的東南風由于地形的影響向南彎曲，在盆地西部形成氣旋性彎曲，此時龍門山一帶的雨強和范圍加大。4日20時由于強冷空氣的南下，形成強的偏北風，風速最大達16 m.s－1，此時龍門山一帶的強降雨結束，暴雨主要發生在地形與偏北風垂直的雅安、樂山、宜賓一帶。5日08時盆地內的轉為西北氣流控制，暴雨結束。

圖2 850 hPa流場和風速

“7.9”過程中，7月7日20時龍門山一帶為東南氣流，風速為4～6 m.s－1，急流位于 106°E 以東，29°N以南，此時在沿山一帶有分散的短時強降雨產生。8日08時維持4～6 m.s－1的偏東南氣流，但急流向西向北擴展，廣元一帶的風速增加到8～12 m.s－1，由于大巴山山脈的阻擋作用，在廣元、綿陽一帶形成短時強降雨，青川的小時雨強達47.3 mm。8日20時，龍門山和大巴山的東南風速顯著加大，普遍達6～10 m.s－1，急流也向西向北調整，急流區西界和北界分別達到104.5°E 和 32°N，由于地形的阻擋作用，在廣元、綿陽、德陽、成都、雅安、眉山、樂山一帶形成強降雨帶，都江堰小時雨強達57.9 mm。9日08時，龍門山沿線的風速進一步加大，達8～12 m.s－1，急流核的風速也加大到18 m.s－1，此時由于冷空氣的入侵，加之東南風速的加大，促使龍門山沿線的東南風向南彎曲，形成氣旋性曲度，降雨主要發生在成都、雅安、眉山一帶，都江堰的小時雨強也減小到28.3 mm。9日20時，東南急流區向南向東收縮，由于冷空氣的影響，偏北風分量加大，在龍門山沿線轉為北東北風，東北風風速在8～11 m.s－1，綿陽、德陽、成都的強降雨持續，都江堰小時最大雨強20.7 mm。10日08時～20時，東南急流區又向西向北擴展，由于南風分量的加大，在龍門山沿線轉為東北風，成都附近的風速達12 m.s－1以上，此時，成都降雨持續。11日08時，急流區東退至106°E以東，盡管龍門山沿線為東南氣流，但風速顯著減小，降雨結束。

以上的分析表明，地形對兩次暴雨過程的850 hPa流場起到一定的調整作用，“7.3”過程東南氣流與地形以接近90°的夾角相交，地形的強迫抬升觸發對流不穩定能量釋放，但這次過程東南氣流的風速偏小，暖濕氣流勢力偏弱，冷空氣較強，冷空氣入侵盆地以后，龍門山沿線風向迅速轉為西北氣流，降水結束。“7.9”過程前期7日20時～8日20時，東南氣流較“7.3”過程略為偏強，東南氣流與龍門山山脈也是接近90°的夾角相交，地形的強迫抬升觸發對流不穩定能量釋放，這個階段為典型的暖區暴雨階段，雨強大，9日08時～10日20時，冷空氣入侵盆地，與強盛的東南氣流在龍門山沿線交綏，冷暖氣流勢力相當，形成偏東北氣流配合復雜的地形作用，造成龍門山沿線的暴雨，此階段雨強較暖區降雨時段的雨強偏小。

3.2 地形對垂直流場的調整

圖3 2013年沿32°N的緯向環流剖面和垂直速度(陰影，單位:Pa.s－1)

為了分析地形對垂直流場的作用，選取兩個過程中的沿暴雨中心(32°N)的垂直經向和垂直速度剖面，“7.3”過程3日20時，在100°E～105°E 的850 hPa至300 hPa為上升運動區，在暴雨區內有0.2 Pa.s－1的上升速度配合，4日08時，當低層東南風風速加大后，暴雨區的上升速度也顯著增大，最大上升速度達到了0.4 Pa.s－1。4日20時低層轉為西北氣流影響后，暴雨區轉為下沉運動，降雨結束。

“7.9”過程，7日20時～8日08時，在整個95°E～115°E范圍內的中低層為垂直環流的上升區，暴雨區域內上升氣流達到300 hPa，且垂直上升速度在0.2～1.0 Pa.s－1，最大上升速度在700 hPa附近，為1 Pa.s－1。8日20時，當低層東南氣流加強時，盡管上升氣流仍在300 hPa附近，但低層700 hPa的上升速度加大，達1.2 Pa.s－1以上。9日02時，暴雨區的上升速度顯著加大，最大上升速度達1.8 Pa.s－1以上。一直到10日20時，暴雨區維持上升氣流支，并配合著上升速度的大值區。通過上面分析，“7.9”過程期間，暴雨區維持著上升氣流的上升支，且都對應著垂直上升速度的大值區，上升氣流普遍都達300 hPa附近，上升速度在700 hPa上最大。當低層氣流加強時，垂直上升速度加大。且從地形來看，在103°E～105°E范圍內，地形的坡度最大，暴雨區就發生在此區域，進一步說明地形對上升氣流的影響。

對比兩次過程，當龍門山一帶受東南或東北氣流影響時，由于風速的輻合與地形的抬升作用，造成垂直上升運動的強烈發展，上升速度的大值區位于700 hPa附近，上升運動區對應著大的上升速度區。“7.3”過程由于東南氣流較“7.9”過程偏弱，因此地形造成的強迫抬升作用相對較小，上升速度普遍在0.2～0.4 Pa.s－1。而“7.9”過程一直持續較大的上升速度，最大上升速度發生在冷暖空氣剛交匯時，9日14時，上升速度達到了2.4 Pa.s－1以上，從圖中還可看出，上升速度的大值區域主要位于103.5°E～105.5°E的地形陡峭區域。

4 結論

通過對“7.3”和“7.9”兩次過程的背景場和地形對風場的影響分析，得出以下結論。

(1)兩次過程都是在副高西側的低值系統影響下發生的，過程發生前期盆地西部處于高溫高能和及其不穩定的情況下，系統影響時有冷空氣配合，但“7.3”日的冷空氣勢力較“7.9”強，與此同時西南暖濕氣流相對較弱，導致盆地西部快速轉為西北氣流，降雨持續時間短，但雨量大。“7.9”日西南氣流強，冷暖空氣勢力相當，導致它們在盆地西部交綏，造成盆地西部的持續暴雨產生。

(2)地形對兩次暴雨過程的850 hPa流場起到一定的調整作用，冷空氣影響前東南氣流與地形以接近90°的夾角相交，地形的強迫抬升觸發對流不穩定能量釋放，冷空氣入侵后，偏東北氣流配合復雜的地形作用，造成龍門山沿線的暴雨。

(3)上升速度的大值區域主要位于103.5°E～105.5°E的地形陡峭區域，東南(東北)氣流越強上升速度就越大，上升速度的大值區主要位于700 hPa。

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