漢江流域暴雨的Eliassen-Palm通量特征及潛勢預報

黎 穎，王 欣，馬楚楚

(1.漢中市氣象局，陜西漢中 723000；2.漢臺區氣象局，陜西漢中 723000)

中緯度天氣尺度瞬變波與大氣平均環流相互作用(波流相互作用)是產生天氣氣候事件的主要動力過程[1-3]，Eliassen-Palm(下簡稱EP)通量分析則是一種重要的診斷方法，常被用來研究波流相互作用[4-6]。輻散的EP通量將會加速緯向平均西風，輻合的EP通量將會削弱緯向平均西風。對流層中上層環流結構與由低層上傳的行星波的耗散及強迫作用有關[7-10]。低層西風較強，瞬變波向高層輻合，在高層平均西風環流減弱，瞬變波活動增強，由低層向高層傳遞的波動能量聚積并向外輻散，波動能量傳遞與低層水汽輸送及暴雨事件有聯系。引入EP通量理論，還可以討論中尺度系統的演變發展[11]及瞬變波的強迫及耗散作用對低層暴雨生成的影響。

針對極端強降水的研究指出，暴雨事件存在明顯的區域特征[12]。西南地區暴雨的頻次相對較低，但降水強度較大，這些地區暴雨引發的災害很可能會更加嚴重[13]。目前研究多集中在暴雨事件與海陸熱力差異及行星尺度氣候變率的相關關系方面，對暴雨事件的動力成因探討較少。嘗試將瞬變波EP通量特征分析應用到漢江流域2018年兩次暴雨過程研究中，旨在探討暴雨事件的發生與天氣尺度瞬變波變化特征的聯系。漢江上游地區是夏季暴雨頻發區。因此，本文選取夏季瞬變波活動特征與漢江上游地區暴雨的聯系進行研究。

1 資料和方法

1.1 數據資料

使用1980—2018年6—7月ERA-Interim全球逐月風場(U、V)、溫度場(T)資料以及2018年6—7月逐日風場、溫度場資料進行緯向風距平和瞬變波特征的分析，水平分辨率為0.25°×0.25°，垂直方向有27個標準氣壓層(1 000～100 hPa)。對6、7月的逐日風場、溫度場資料進行緯向平均，兩次暴雨過程相應的緯向偏差場為緯向風距平。

采用國家氣象信息中心2018年6—7月漢中地區11個國家級自動站的逐日降水資料。

1.2 EP通量及其資料處理

為重點分析瞬變行星波與暴雨過程的聯系，首先分析瞬變行星波的傳播特征及其對平均環流的影響，對6、7月兩次暴雨過程的逐日風場、溫度場資料進行緯向平均，并利用相應的緯向偏差計算逐日的EP通量及其散度場。

在球面氣壓p坐標系中和準地轉近似下，EP通量(單位為m2/s2)矢量[4-6]

(1)

EP通量的散度(單位為m/s(·d))

(2)

再由變換的歐拉平均(TEM)得到緯向動量方程：

(3)

選取以107°E為中心的漢中地區計算盛夏EP通量及其散度，其他物理量區域與此相同；對暴雨發生前1 d及暴雨開始日的相關物理量進行分析；氣候平均場為1980—2018年6、7月的多年平均，緯向風距平值為逐日資料與氣候平均態之差，可反映該日緯向風相較于氣候平均態的偏離程度，負值說明該日緯向風偏弱，數值上可理解為減速。

2 兩次暴雨過程影響系統分析

2018年漢江流域6—7月出現多次暴雨過程，造成嚴重災害。圖1為2018年6月24日、2018年7月9日漢江流域上游漢中地區暴雨日降水量分布。

由圖1a可以看出，6月24日漢中市出現區域性暴雨天氣，漢中市共出現4區縣暴雨，暴雨主要分布在漢中西部、北部山區。暴雨前期500 hPa高度場上，影響漢中地區的低槽位于青藏高原東部，隴南至四川盆地西北部維持著低渦切變；西太平洋副熱帶高壓加強西伸。低層700 hPa西南低渦切變穩定少動，在高空穩定的環流形勢下，低層低渦切變及副高外圍西南暖濕氣流是導致此次暴雨過程的主要原因(圖略)。

由圖1b可以看出，2018年7月9日漢中再次出現暴雨天氣過程，暴雨分布在漢中中西部，大暴雨位于西部及北部山區。暴雨前期500 hPa處于副熱帶高壓西側，影響漢中地區的短波槽位于高原東部。低層700 hPa、850 hPa有切變線，切變線南側為西南暖濕氣流，短波槽、副熱帶高壓是導致此次暴雨過程的主要原因。

圖1 漢江流域上游漢中地區日降水量分布(a 2018-06-24；b 2018-07-09)

3 兩次暴雨過程環流變化和EP通量

3.1 緯向風距平

由2018年6月23日(圖2a)、24日(圖2b)緯向風距平場的緯度高度剖面圖可以看到，暴雨發生前一日，6月23日200 hPa附近33°N存在緯向風減速，減速值約 16 m/s，200 hPa以下整層緯向風減弱；6月24日暴雨發生當日，200 hPa緯向風減速區向南移動， 33°N附近減速值約2.5 m/s，700 hPa 33°N 以北緯向風加速，33°N以南緯向風減速， 33°N附近緯向風變化經向梯度加大，有利于低層風切變及水汽輸送。

圖2 緯向風距平值的緯度-高度垂直剖面(單位為 m/s；a 2018-06-23；b 2018-06-24)

從圖3a看到，2018年7月8日(暴雨發生前一日)，200 hPa附近33°N以南緯向風減速，33°N減速值約 8 m/s，33°N以北緯向風加速，200 hPa以下整層緯向風減弱；從圖3b看到，7月9日暴雨發生當日，200 hPa附近33°N以南緯向風減速加強，33°N減速值約 12 m/s， 500 hPa附近33°N以北緯向風加速。

從上面兩次暴雨過程來看，暴雨發生前一日，200 hPa附近33°N有緯向風減速區，隨著緯向風減速趨勢加強，暴雨發生日緯向風減速區向南移動，且低層(500～700 hPa)33°N以北緯向風加速，33°N附近緯向風變化經向梯度加大，有利于低空切變和水汽輸送。緯向風減弱(加強)常與瞬變波活動增強(減弱)相聯系。

圖3 緯向風距平值緯度-高度垂直剖面(單位為m/s；a 2018-07-08；b 2018-07-09)

3.2 EP通量與EP通量散度

對流層中上層環流結構與由低層上傳的行星波的耗散及強迫作用有關[7-10]。波動能量傳遞與低層水汽輸送及暴雨事件有聯系，即行星波活動的高(低)指數用來反應強(弱)波弱(強)流。引入EP通量理論，討論對流層的瞬變波的強迫及耗散作用，對暴雨生成的影響。

圖4a、圖4b分別給出了漢江流域暴雨發生前6月23日和暴雨開始的24日瞬變波EP通量及其散度的緯度-高度剖面。從圖4a可看到，暴雨發生前，23日200 hPa 附近30°N存在EP通量輻散，輻散中心值約10 m/(s·d)，300～500 hPa有EP通量輻合。24日(圖4b)暴雨開始，200 hPa附近30°N天氣尺度瞬變波EP通量輻散加強并向下擴展至300 hPa，輻散中心值約20 m/(s·d)。200 hPa 附近30°N瞬變波EP通量輻散加強，輻散區即波角動量的發散區(輻合區即波角動量的沉積區)向下擴展，低層瞬變波EP通量輻合加強，這種形勢與200 hPa附近33°N緯向風的減弱(圖2a所示)相匹配，有利于強降水的發生(24日暴雨過程開始)。

圖4 瞬變波1～3波的EP通量及其散度緯度-高度垂直剖面(箭頭為EP通量，單位為 m2/s2；色斑為EP通量散度，單位為 m/(s·d)；a 2018-06-23；b 2018-06-24)

圖5a、圖5b分別給出了7月8、9日瞬變波的EP通量及其散度的緯度-高度剖面。從圖5a可看到，暴雨發生前(8日)，200 hPa 附近33°N有EP通量輻散，中心值約20 m/(s·d)，300～500 hPa有EP通量輻合。暴雨開始(9日)，200 hPa附近33°N瞬變波EP通量輻散增強并向北擴展，中心值約20 m/(s·d)，300～700 hPa瞬變波EP通量輻合加強(圖5b)。

圖5 瞬變波1～3波的EP通量及其散度的緯度-高度垂直剖面(箭頭為EP通量，單位為 m2/s2；色斑為EP通量散度，單位為 m/(s·d)；a 2018-07-08；b 2018-07-09)

綜合以上分析，漢中地區暴雨發生前，200 hPa附近33°N天氣尺度瞬變波EP通量及其散度變化與緯向風變化有較好的對應關系；200 hPa 附近33°N瞬變波EP通量輻散并向外擴展，300～500 hPa EP通量輻合，高低空瞬變波活動變化特征相反，這種變化特征及垂直分布型有利于天氣尺度瞬變波動能量的傳遞，對暴雨的發生具有指示性。

4 結論

利用ERA-Interim資料通過計算緯向風距平、瞬變波EP通量及散度，對2018年漢中市兩次暴雨過程動力特征進行分析，主要結論如下。

(1)嘗試將瞬變波EP通量特征分析應用到漢江流域典型暴雨過程動力特征研究中，天氣尺度瞬變波EP通量的輻散可以表征天氣尺度擾動的強迫作用，根據熱成風原理，角動量和熱量的沉積耗散會進一步影響緯向環流的變化。大氣中高層瞬變波活動特征可作為提前量反映漢江流域暴雨的發生。

(2)分析暴雨過程緯向風變化特征，暴雨發生前一日，200 hPa附近 33°N有緯向風減速中心，隨著減速趨勢加強，暴雨發生日低層存在緯向風加速，高低空環流變化相反。緯向風減弱(加強)也常與瞬變波活動增強(減弱)相聯系。

(3)200 hPa 附近33°N天氣尺度瞬變波EP通量及其散度與緯向風變化有較好的對應關系；200 hPa 附近33°N瞬變波EP通量輻散并向外擴展，300～500 hPa EP通量輻合，高低空波活動變化特征相反，天氣尺度瞬變波的這種變化特征及分布型有利于波動能量的傳遞，對暴雨的發生具有指示性。