西藏昌都強降水的環流分型及其水汽軌跡分析

邊 瓊 ,黃 鵬 ,卓 永 ,孫曉光 ,普布次仁

（1.西藏高原大氣環境科學研究所，拉薩 850000；2.西藏昌都市氣象局，昌都 854000）

引言

昌都地處西藏自治區東部，青藏高原東南部，處于金沙江以西、伯舒拉嶺以東，橫斷山脈的三江流域，境內山川并列，從西到東依次為伯舒拉嶺、怒江、他念他翁山、瀾滄江、寧靜山、金沙江，地勢西北高，東南低，自西北向東南傾斜。作為藏東三江流域的典型代表城市，夏季受伊朗高壓和西太平洋副熱帶高壓影響，氣流輻合上升運動強烈，多突發的局地強對流性天氣，加之海洋氣流影響增強，使得該地區雨日較多，降水集中，占全年降水總量的85%[1?3]。

水汽是降水的最重要條件，水汽輸送問題也是學者們關注的熱點[4?8]。對于青藏高原及周邊地區，已有學者[4，9?13]分析發現該地區降水量存在明顯季節和地區性變化，并且不同季節的水汽來源存在很大的差異，冬、春季的水汽主要來自中緯度的偏西風水汽輸送，夏季主要來源于孟加拉灣和南海，秋季水汽主要是西風帶水汽通道、孟加拉灣水汽通道、印度洋?孟加拉灣水汽通道。如王霄等[14]的研究表明，水汽進入高原主要通過三條水汽通道，即西風帶水汽輸送通道、印度洋?孟加拉灣水汽通道和南海?孟加拉灣水汽通道，水汽主要在高原西南 側、喜馬拉雅山中段和高原東南側進入高原。總的說來，已有研究大多著眼于青藏高原水汽輸送對中下游的影響，加之缺乏觀測資料等問題，對青藏高原及周邊地區強降水天氣的環流分型和水汽軌跡研究相對較少，亟需加強。

為了進一步提高昌都地區強降水的有效預報，本文從天氣學原理角度出發，在強降水環流分型的基礎上，利用HYSPLIT后向軌跡模式追蹤不同等級強度降水的水汽輸送軌跡，以期為提升天氣預報服務水平和加強防災減災應對能力提供科技支撐。

1 資料選取和模式簡介

本文選取18個氣象觀測站點，其中以昌都站（31.15°N、97.17°E）為中心，昌都境內（28.43°～32.53°N、93.59°～99.12°E）有7個國家氣象觀測站點；接壤昌都的林芝、那曲、青海、甘孜等地為昌都周邊地區，有11個氣象觀測站點。選用了1989～2018年上述18個氣象觀測站的逐日降水資料、NCEP/NCAR再分析資料以及NCEP（美國國家環境預報中心）提供的全球資料同化系統GDAS數據（UTC，世界時）。

鑒于昌都地區山谷相間排列，呈南北走向，峽谷深切，高差懸殊，山嶺河谷錯綜綿恒，琥珀溪流星羅棋布，地形地貌十分復雜。本文在已有研究[15]的基礎上，依據國家氣象局標準以及本地降水情況，確定昌都及周邊地區大雨、暴雨標準分別是：24h降雨量為17～38mm、38～75mm。

HYSPLIY軌跡模式是最初是由NOAA和澳大利亞氣象局研發的，能夠支持多種格式的氣象輸入場，除了可以計算氣團的軌跡，還用于模擬復雜的擴散和沉降。早期主要用于研究污染物的傳輸和擴散，隨著模式的發展，如今應用越來越廣泛，該軌跡模式可以進行前向模擬和后向模擬，追蹤氣塊運動，分析氣塊去向和來向，分析某日某地水汽來源。

HYSPLIT計算方法[16?18]是假定質點軌跡隨著風場而運動的，軌跡則是質點在空間和時間上的積分，質點所在位置的矢量速度在時間和空間上均由線性插值得出，其具體計算公式如下：

其中Δt為時間步長，P(t)為氣塊初始位置，V(P,t)為初始位置的三維速度矢量， P′(t+Δt)為氣塊初始假想位置，V(P′,t+Δt)為初始假想位置的三維速度矢量，P(t+Δt)為氣塊最終位置。下一時刻質點的位置是由上一時刻的平均速度和第一猜值所在點的速度平均后與時間步長的乘積而得到的。

2 強降雨環流形勢分類

從天氣預報角度來講，降水的前期大氣環流形勢更值得關注。青藏高原降水主要集中在盛夏季節，盛夏500hPa環流場上，高原周圍一般呈南北低、東西高的鞍型場。因此，天氣預報必須考慮四個天氣系統（西太平洋副熱帶高壓、伊朗高壓、副熱帶西風波動和印度低壓）之間的相互聯系和相互制約。

根據1989～2018年氣象觀測站的降水資料，篩選出對當地影響較大的暴雨和大雨個例，再利用NCEP/NCAR再分析資料分析500hPa等壓面的環流形勢，從短期天氣預報角度出發，注重高原上空及其南側、東側的天氣系統，特別是影響暖濕氣流輸送的中低緯天氣系統，對造成昌都地區夏季強降水的大氣環流形勢進行分類。

綜合昌都地區夏季強降水的實際情況，制定了2種個例篩選標準：一是昌都境內至少有1站出現暴雨，且境內或周邊地區出現大雨；二是昌都境內有3站以上出現大雨，且周邊地區出現大到暴雨。按照這個標準篩選出19次強降水過程（表1），根據這19次強降水過程的500hPa環流形勢可分為高原低渦、高原槽及高原切變線3類（表2）。從表2看出，產生強降水的大氣環流形勢以高原切變線型為主（9次），產生最大降水強度的是高原槽型（3次，分別是波密75.9mm、卡若區44.6mm，類烏齊50.2mm）。

表1 1989～2018年昌都強降水個例統計

表2 1980～2018年昌都強降水過程500hPa環流形勢分型結果

2.1 高原低渦型

高原低渦是生成于青藏高原主體上的一種次天氣尺度低壓渦旋，垂直伸展高度一般在400hPa以下，水平尺度為400～500km，多數為暖性結構。高原低渦是高原地區特有的天氣系統，不僅直接影響高原降水，而且高原低渦東移還會影響到長江中下游、黃河流域等地。高原低渦的識別標準為：高原上空500hPa等壓面上有3站以上的風向呈氣旋性閉合低壓環流。高原低渦一般集中出現在30°～50°N，其初生低渦存在2個渦源區，分別是在那曲以北和改則附近。

從高原低渦500hPa環流形勢（圖1a）上可看到，中低緯度的伊朗高壓和副熱帶高壓主體分別偏西、偏東，兩高之間在高原上有明顯的低渦，低渦控制高原中東部，低渦輻合線呈東西向，在南部印度半島至孟加拉灣一帶低值系統的配合和共同作用下造成了強降水天氣。

高校內部控制建設在外部政策要求和自身使命驅動下日趨緊迫和必要，因此在標準框架下探討內部控制建設問題與對策具有非常重要的意義。

2.2 高原槽型

高原槽型指高原上空有低壓槽，西太平洋副熱帶高壓較強，副熱帶高壓的西脊點位于110°E附近。在這種環流背景下，不僅有利于副熱帶高壓外圍和高原槽之間有較強的偏南暖濕氣流，還可以在低壓槽附近形成偏西風與偏南風之間的切變，造成冷暖空氣的交匯。

從高原槽型的500hPa環流形勢（圖1b）上可看出，伊朗高壓和西太副熱帶高壓均較強盛，尤其副熱帶高壓外圍的588線西伸至105°E附近，高原至印度半島上空有明顯的低壓槽，這種環流形勢下在低壓槽和西太副高之間有較強的偏南暖濕氣流，滿足了強降水產生的水汽條件；同時，高原槽的存在，一方面可以加強偏南暖濕氣流，另一方面也可在低壓槽和 高壓之間形成偏西風與偏南風的切變，造成冷、暖空氣的交匯，導致強降水天氣的發生。

2.3 高原切變線型

高原切變線是在青藏高原地區經常出現的500hPa切變線，是高原地區最重要的降水系統之一。高原切變線一般呈現為橫切變線和豎切變線兩種形式，出現最多的是橫切變線。從高原切變線型的環流形勢（圖1c）上可看出，高原中東部存在東西向切變線，切變型的主要特征是高原南側有低值系統，西北氣流與西南氣流構成風切變，這種冷、暖空氣的交匯往往能夠形成強烈輻合，迫使暖濕空氣抬升，產生強降水。

圖1 昌都不同環流類型強降水的500hPa環流形勢（a.高原低渦型，b.高原槽型，c.高原切變線型）

豎切變線以2013年7月26～28日為例，從500hPa環流形勢（圖略）上看，伊朗高壓和副熱帶高壓均強盛，副熱帶高壓穩定維持在105°E、30°N附近，伊朗高壓東伸至高原中東部，高原南部印度半島至孟加拉灣一帶有低值系統，在高原中東部兩高之間形成了豎切變線，沿伊朗高壓外圍的偏北氣流向高原南下輸送的冷空氣與低值系統配合副高外圍暖濕氣流北上，在高原上形成了很好的交匯，造成了此次強降水。

橫切變線以2011年7月13～15日為例，從500hPa環流形勢（圖略）上看，高緯度為兩槽一脊型，中低緯度為兩高偏弱，西北地區有高壓單體倒灌冷空氣至高原北部，高原中東部存在切變線，有利于冷暖空氣在高原上空交匯，導致了此次強降水。

3 不同環流類型強降水的水汽輸送軌跡

長期以來，我國氣象工作者有一個共同的概念，即我國的水汽來源主要來自孟加拉灣和南海，而我國夏季降水的水汽主要來源于熱帶季風，印度西南季風在高原南坡被強迫分為二支，成為我國夏季降水的主要水汽輸送帶。

為了揭示昌都地區水汽垂直分布狀況，利用國家氣象數據中心提供的近30年昌都站定時探空數據，分析昌都地區的整層水汽變化特征（圖略）發現：昌都上空水汽主要集中在300hPa層以下，近90%集中在600～400hPa。由于昌都地區的平均海拔較高，水汽垂直分布從600hPa高度開始計算，因此，在考慮降水的水汽來源時主要分析600hPa、500hPa、400hPa三個等壓面。為了研究昌都夏季強降水水汽軌跡特征，選取昌都本站為模擬初始站點。一般研究認為，最大水汽輸送量出現在距離地面2km高度附近[19]，由于文中研究區域地形海拔多在3500m以上，模擬起始高度至少高于地形表面300m，600hPa在昌都地區距離地面約1000m，為此選取1000m作為模擬初始高度（模擬層次分別為1000m、2000m、4000m），利用NCEP中心的GDAS資料，取不同標準的強降雨個例進行HYSPLIT后向軌跡研究，探討每一條水汽軌跡之間的差異。

圖2是利用后向軌跡模式得到的昌都地區強降水過程向前推導72h的水汽軌跡。從2017年7月7～9日暴雨天氣過程（圖2a）可知，500hPa上的水汽主要來自孟加拉灣的暖濕氣流，600hPa上的水汽主要來自印度的暖濕氣流（東部阿薩姆邦），高層400hPa上的水汽輸送來自西方伊朗高原的較冷空氣；這種“上冷下暖”的不穩定層結加上中低層偏南暖濕氣流提供的充沛水汽，有利于對流性強降水的發生。從2010年7月16日大雨天氣過程（圖2b）可知，400hPa、500hPa的中上層均為偏西氣流，而低層600hPa為偏南氣流且水汽源地并非在海洋上。

圖2 利用后向軌跡模式得到的昌都強降水過程向前72h的水汽軌跡（a.2017年7月7～9日暴雨天氣過程，b.2010年7月16日大雨天氣過程，綠線、藍線、紅線分別代表400hPa、500hPa、600hPa水汽軌跡，五角星代表模擬初始站點昌都）

需要特別指出的是，2011年7月13日（圖3a）和2015年7月13日（圖3b）的大雨過程具有較為特殊的“下冷上暖”結構。從降水過程向前96h水汽軌跡（圖3）可以看出，中低層水汽主要來自偏北或偏西方向的較冷氣流，對流上層400hPa水汽輸送來自偏南方向的暖濕氣流，形成“下冷上暖”結構。一般這種“下冷上暖”結構的強降水出現在過渡季節（6月和10月），但是這兩次過程均發生在7月。研究發現，這兩次大雨過程之所以表現出“下冷上暖”的結構特征，其主要原因是向南侵入的冷空氣占據主導地位，迫使偏南暖濕氣流的被動抬升。由此可見，就強降水天氣現象而言，判斷水汽來源，必須結合大氣環流形勢具體分析。

圖3 利用后向軌跡模式得到的昌都大雨過程向前96h的水汽軌跡（a.2011年7月13日大雨天氣過程，b.2015年7月13日大雨天氣過程，綠線、藍線、紅線分別代表400hPa、500hPa、600hPa水汽軌跡，五角星代表模擬初始站點昌都）

圖4給出了昌都地區不同環流型暴雨過程向前推導360h的平均水汽軌跡。如圖所示，三個等壓面上的水汽軌跡基本一致，均以偏南方向為主；其中高原低渦型（圖4a）和高原切変線型（圖4c）的水汽軌跡在三個等壓面均以西南方向為主；而高原槽型（圖4b）在600hPa存在東南方向的水汽軌跡。分析可知，上述三個等壓面上的水汽軌跡來源分別與有利于產生降水的天氣系統相聯系。如高原槽型的暴雨天氣過程中，高原槽大多有印緬槽和西太平洋副熱帶高壓西伸的配合，在高原南側形成“西低東高”的態勢，強的偏南氣流可以將來自南海和西太平洋的水汽向北輸送到高原東部。

圖4 昌都不同環流型暴雨過程向前360h的平均水汽軌跡（a.高原低渦型，b.高原槽型，c.高原切變線型，綠線、藍線、紅線分別代表400hPa、500hPa、600hPa水汽軌跡，五角星代表模擬初始站點昌都）

圖5給出了昌都地區不同環流型大雨過程向前推導360h的平均水汽軌跡。如圖所示，不同環流型大雨過程在600hPa、500hPa的水汽軌跡均以偏南方向為主；在400hPa，高原低渦型和高原切変線型的水汽軌跡以偏西方向為主，高原槽型的水汽軌跡以偏南方向為主；相對于暴雨而言，不同環流型大雨過程在3個等壓面的水汽來源較分散且水汽條件較差。

圖5 同圖4，但為大雨過程

就暴雨而言，三個等壓面的水汽軌跡方向基本一致，600hPa水汽主要來源于偏南方向，500hPa、400hPa水汽主要來源于西南或南方，即暴雨發生時水汽路徑主要為南方路徑。就大雨而言，400hPa水汽主要來源于偏西方向，500hPa水汽主要來源于西南方向，其次是偏西方向，而600hPa水汽主要來自偏南方向；與暴雨相比，不同環流型大雨過程的水汽來源均較分散且水汽條件較差。夏季昌都地區的水汽以來自印度洋、孟加拉灣、阿拉伯海、南海的偏南氣流為主，最遠可以追溯到大西洋，來自青藏高原南部海洋上的水汽輸送對昌都地區降水等級有著決定性影響。

4 結論

利用昌都及周邊地區18個氣象觀測站的1989～2018年逐日降水資料和NCEP/NCAR再分析資料，在環流分型的基礎上，應用HYSPLIT后向軌跡模型分析了兩種等級降水的不同環流形勢的水汽輸送軌跡，主要結論如下：

（1）昌都地區強降水的產生與夏季高原上的天氣系統、高原南側的偏南氣流、西太平洋副熱帶高壓以及西風帶天氣系統共同作用有關。強降水過程的500hPa環流形勢可分為3種類型，即：高原低渦型、高原槽型、高原切變線型。產生強降水的大氣環流形勢以高原切變線型為主，對應最大降水強度的是高原槽型。

（2）昌都地區暴雨發生時水汽來源主要是南方路徑，三個等壓面的水汽軌跡方向基本一致；與暴雨相比，昌都地區大雨發生時的水汽來源均較分散且水汽條件較差。

（3）夏季昌都地區的水汽以來自印度洋、孟加拉灣、阿拉伯海、南海的偏南氣流為主，最遠可以追溯到大西洋，來自青藏高原南部海洋上的水汽輸送對昌都地區降水等級有著決定性影響。