汶川地震災區暖區強降水的特征及環流分型研究

周長春，吳蓬萍，許東蓓，周秋雪

(1.四川省氣象臺,四川 成都 610072； 2.高原大氣與環境四川省重點實驗室，四川 成都 610225； 3.高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室，四川 成都 610072； 4.中國氣象局成都高原氣象研究所，四川 成都 610072)

滑坡、泥石流、城市內澇等災害每年都會造成人員傷亡和財產損失，而強降水是誘發上述次生災害主要原因，因此強降水及其天氣系統是氣象業務和科研工作中的一個重點[1-2]，尤其是發生在暖區的強降水，由于其對流性和局地性強，預報難度更大。通常暖區暴雨分為兩種：產生于鋒面低槽中地面鋒線南側的暴雨和地面未受冷空氣或冷性高壓脊控制時產生的暴雨[3]。

從1999年薛紀善等[4]較全面深入的觀測和研究華南暖區暴雨開始，氣象工作者不斷研究和探求著暖區強降水這一預報難點[5-7]。伴隨華南暖區強降水研究的深入，其他區域的暖區強降水也逐漸受到關注。孫興池等[8]指出氣旋暖區暴雨高低空系統重合，暴雨出現在850 hPa 假相當位溫暖濕舌里。王宗敏等[9]研究發現副熱帶高壓(簡稱副高)存在明顯的動力、熱力和對流不穩定度邊界，對流雨帶發生在副高的邊界附近。周明飛等[3]對比分析了2008和2010年初夏貴州發生的兩次暖區暴雨，得出地面熱低壓、地面輻合線、低空急流強是兩次暖區暴雨過程的共同特點。

上述研究在暖區暴雨的成因、中尺度特征、可能的觸發機制等方面取得了一定的成果。但是，對四川的暖區暴雨的研究較少，而近幾年隨著加密自動站的架設發現四川盆地與青藏高原東坡的過渡帶上，每年都會有多次暖區的強降水產生。這一暖區強降水多發區域剛好和汶川地震災區高度重合，有研究表明由于汶川地震作用，災害單體之間的連鎖作用強烈，成災機理更加復雜，防治難度大增[10]；陸研[11]、周健[12]等研究表明降水強度和滑坡泥石流災害有密切關系，楊成林等[13]研究也表明汶川地震災區發生的泥石流無一不是由降水激發產生，且田述軍等[14]研究顯示汶川地震后泥石流臨界日雨量和臨界小時雨量比震前都有明顯的減小；脆弱的地質地表條件極易因突發性局地強降水產生較大的次生地質災害，汶川地震災區暖區強降水是近年來四川預報員關注的重點和難點。研究表明，復雜的下墊面對強降水這種中小尺度天氣過程影響很大，其熱力和動力作用往往能觸發暴雨或者使之增強或削弱[15-16]。趙玉春等[17研究川西高原東坡地形對流暴雨影響得出，盆地低層氣流從西南(偏南)氣流逐漸發展成東南(偏東)氣流，是地形暴雨形成的重要原因。周長春等分析2012年盆地西部暖區強降水典型個例也發現龍門山地形與暖區強降水有密切的關系[16]。

本文將利用常規觀測、加密自動站和ERA Interim再分析(分辨率0.5°*0.5°)資料對2009-2018年間發生在汶川地震災區的31次地面無冷空氣影響暖區強降水個例的降水時空分布特征、對流發生發展的環境條件和大尺度環流背景進行統計分析，以期總結出盆地西部暖區強降水相關預報指標，得出對預報有參考價值的結論。

1 資料與方法

選取“5.12”汶川地震后的2009-2018年之間經過數據質控的逐小時加密自動站雨量資料作為研究對象，研究區域為位于四川盆地西部的汶川地震災區，主要包括廣元、綿陽、德陽、成都、雅安5市，選取上述5市經過質控的共264個自動站分析研究的對象(分布圖見圖1，測站海拔在430-2 000 m之間，位于盆地和龍門山之間的過渡帶上。

圖1 加密自動站分布圖Fig.1 Distribution of the automatic weather stations

通過統計分析汶川地震災區暖區強降水與地形的關系，強降水出現的頻次和強降水主要時段；利用地面、高空觀測和ECWMF再分析資料分析汶川地震災區暖區強降水發生的環境條件和環流背景，對地震災區暖區強降水的特征進行較全面的統計分析，并歸納出汶川地震災區暖區強降水發生、發展的有利的環境條件和主要的大尺度環流形勢。

2 汶川地震災區暖區強降水個例選取

通常暖區暴雨分為2種： 產生于鋒面低槽中地面鋒線南側的暴雨和地面不受冷空氣或冷性高壓脊控制時產生的暴雨[4]。筆者參考第二種暖區暴雨的概念，定義暖區強降水是指地面無冷空氣影響，且處于暖性低壓或偏南氣流影響時產生的強降水。田述軍等[14]統計了2010-2012年汶川地震后發生的33次泥石流，得出泥石流發生前的平均日雨量為51.2 mm，平均小時雨量為23.9 mm；結合氣象業務上對暴雨和短時強降水的規定，本文的暖區強降水個例選取標準為：研究區域內有5個及以上的測站日累計降雨量大于等于50 mm，且至少有一個小時雨量大于等于20 mm作為一次暖區強降水過程。表1是根據上述定義選取出的2009年至2018年四川盆地31個汶川地震災區暖區強降水個例，其中7-8月(有29個個例)是暖區強降水發生的主要時段，這與副高北跳，其脊線位于江淮流域，盆地受其影響利于高溫、高能、高濕條件的形成，從而使得盆地熱低壓發展并維持，一方面副高的存在使得高空冷性低值系統(低槽、切邊、低渦)不易東移影響四川盆地，另一方面地面熱低壓又阻擋了地面冷空氣入侵盆地，使得汶川地震災區附近無冷空氣影響，但在地形和其他有利條件下暖區強降水在汶川地震災區(盆地與龍門山過渡帶)產生。

表1 2009-2018年31個暖區強降水個例Table 1 The 18 warm-zone torrential precipitation cases during 2009-2018

3 汶川地震災區暖區強降水的特征分析

分析“5.12”汶川地震災區31個暖區強降水個例的降水落區的海拔高度、降水主要時段、小時降水強度和日變化特征，能夠揭示暖區強降水的時空分布特征以及其與龍門山地形存在的特殊關系。

3.1 強降水時空特征及于海拔高度的關系分析

研究表明盆地西部暖區強降水與地形有密切的關系[18]。統計分析2009-2018年31個暖區強降水過程的逐小時降水資料(圖2(a))顯示，小時最大降水量的分布比較分散，不是完全沿著龍門山地形分布，但最大小時雨強大于60 mm的落區主要位于地震重災區的綿陽、德陽、成都3市西部的沿龍門山區域，以及雅安喇叭口地形的爬坡區；而強降水過程期間的暴雨日數分布圖(圖2(b))顯示強降水過程期間的暴雨落區與龍門山的地形分布十分吻合，主要的中心剛好位于地形落差最大的汶川地震重災區什邡、綿竹、北川、安縣等區域。進一步分析強降水與海拔高度的關系顯示(表2)，暖區強降水主要發生在海拔高度500-1 000 m的盆地與龍門山過渡帶上，這一海拔高度也出現了最大的暴雨日數，達583日次，平均每站約有4.5日次的暴雨，遠大于其他海拔高度的測站。

圖2 暖區強降水小時最大降水量分布圖(a)及暴雨日分布(b)圖Fig.2 Distributions of the hourly maximum rainfall (a) and storm rainfall days(b)

表2 暖區強降水的特征及其海拔高度表Table 2 The characteristics and altitude of the warm-zone torrential precipitation

3.2 短時強降水頻次及日變化特征分析

汶川地震災區暖區強降水的時間分布特征(圖3)顯示，強降水發生的具有明顯的日變化特征。小時雨強大于20mm的短時強降水的頻次主要有兩個峰值時段，分別是00-09時和午后的16-19時，其中凌晨到早上時段是暖區強降水發生頻次最集中的時段，尤其是04時超過了141站次/小時。相應的總降水量也表現為相似的分布形態。暖區強降水的時間特征表明，強降水的發生于盆地西部地形及地氣之間的能量能量交換有密切的關系。7-8月午后16-19時是四川盆地太陽輻射地面升溫能量積累最多的時段，利于局地熱對流的發展進而產生暖區強降水；而0-9時，隨著太陽輻射的減弱消失，地氣之間的能量交換較白天發生明顯的變化，產生由龍門山向盆地吹的冷性山風，進而觸發了沿山的對流發展產生暖區強降水。同時副高在夜間較白天弱，利于500 hPa層附近青藏高原東側弱冷平流東移，影響盆地西部沿山地區，增強位勢不穩定性，進而使得強降水更加明顯。

圖3 暖區強降水的頻次與累計降水量的日變化特征Fig.3 The frequencies and daily variation of the warm-zone torrential precipitation

4 汶川地震災區暖區強降水的環境條件分析

前面主要分析了強降水的特征及其與地形的關系，那么引起暖區強降水的對流要發展必然有其有利大氣環境條件，下面將主要利用常規的高空、地面觀測和加密自動站資料分析盆地西部暖區強降水發生發展的大氣環境條件。

表3給出了盆地西部暖區強降水開始前，盆地西部從地面到高空的大氣環境條件(其中探空站以位于盆地西部的溫江站(56187)為統計站點。統計31次過程顯示：

表3 暖區強降水大氣環境物理量表Table 3 The atmospheric conditionsof the warm-zone torrential precipitation

能量條件：CAPE值平均值為1 900 J/kg(最大值達4 200 J/kg)，θse(500-850)均為負值，31次過程中有28次過程盆地及西部有熱低壓發展(平均氣壓值為975 hPa)，而K指數平均值在41℃。上述能量條件表明在“5.12”災區暖區強降水發生前，盆地西部熱低壓發展，大氣能量得以積累形成高能不穩定的大氣層級狀態，具備對流發展的能量和層級條件；同時，較大的CAPE使得對流發展時能夠產生較大的上升速度促進對流發展進一步加強 。

水汽條件：暖區強降水開始前以溫江探空站顯示，850 hPa上露點溫度平均為21℃，比濕平均為18g/kg。兩個表征濕度的要素都大于了四川盆地出現暴雨的閾值，本地的水汽含量已足以產生局地的短時強降水。

抬升條件：自由對流高度LFC平均值在788 hPa，表明自由對流高度比較高，需要有一定的抬升觸發機制使得低層暖濕水汽抬升到一定高度對流才能自由發展。統計分析發現每次過程前及過程期間位于青藏高原與四川盆地過渡帶的紅原探空站及其附近探空站在29次過程中500 hPa都有-1至-2℃的弱的冷平流存在，弱冷平流沿高原邊界層下滑，增強了盆地西部的上下層的位勢不穩定性，對對流發展有觸發作用；同時暖區強降水主要發生在夜間，冷性的山風也是一個重要對流觸發機制。

上述分析表明，盆地西部暖區強降水是在高能高濕不穩定層結條件下，在沿高原邊界層下滑的弱冷空氣和山谷風環流的共同觸發下發生并發展的對流性強降水。

5 汶川地震災區暖區 強降水的環流分型

中小尺度對流系統發生發展，需要有有利的大尺度環流背景，對31次汶川地震災區暖區強降水的500 hPa環流形勢統計分析得出，引起汶川地震災區暖區強降水主要有副高型(23次)和鞍型場型(7次)2種大尺度環流形勢，有1個例500 hPa環流形勢不屬于上述2種形勢，在下文分析討論予以剔除。下面對這兩種主要的環流形勢的大尺度高低空環流配置和局地氣象特征進行進一步的歸納和總結。

5.1 副高型

副高型，圖4(a)顯示，副高強盛，脊線位于30°N附近，588位勢什米線西極點位于重慶西部至四川盆地東北部，盆地西部受副高反氣旋環流控制，副高西側的青藏高原東部有高原低值系統活動，但受強盛副高的阻擋高原低值系統不能直接東移影響盆地西部；700 hPa上(圖略)為弱的偏南氣流控制四川盆地，無切變線、西南渦等系統影響；地面均為熱低壓控制，氣壓低于1 000 hPa，過程期間無地面冷空氣影響盆地西部地區，不穩定能量得以積累，CAPE一般大于1 000 J/kg；850 hPa上有至南海北上的偏南氣流(圖4(b))，偏南氣流在進入盆地后轉為東南氣流，風速在2-6 m/s之間，一方面為暖區強降水輸送暖濕水汽，使得汶川地震災區附近比濕在18 g/kg左右，另一方面，東南風與盆地西部的東北西南走向的龍門山地形近乎垂直，利于地形強迫抬升，觸發對流。一般情況下，東南氣流風速越大降水量也越大。總結上述環流分析，得出盆地西部暖區強降水的副高型環流模型(圖4(c))。

圖4 副高型暖區強降水的環流模型Fig.4 The subtropical-high model of the warm-zone torrential precipitation

將水平風的南北分量投影到垂直方向并與垂直速度組合可以得到大氣垂直方向上的流場。作經過暖區強降水落區的剖面圖顯示，盆地近地層有與龍門山地形近乎垂直的偏東氣流，偏東氣流沿龍門山地形爬升是暖區強降水的一個重要觸發機制(地形強迫抬升)；在強降水落區附近至450 hPa上為沿地形的上升氣流區，而450-250 hPa則為輻散層，且600 hPa附近有偏東風，兩者阻止了強降水對流系統在高度和范圍上增強和擴大，使得降水主要發展地震災區及其附近區域。

ω方程可以診斷強降水過程的垂直運動的發展。副高型暖區強降水過程，其高空影響系統中高空西風帶槽(切變)未能直接影響強降水落區，因此，主要分析厚度(溫度)平流的拉普拉斯項和非絕熱加熱的拉普拉斯項對暖區強降水的觸發作用。圖5(b)顯示，四川盆地及降水落區附近地面至700 hPa都為暖平流，暖平流區利于上升運動形成；而青藏高原東坡地形上有較明顯的冷平流(中心強度則為36×10-6Ks-1)存在，冷暖平流在暖區強降水落區附近交匯進一步增大了大氣的位勢不穩定性，上升運動更易發生。另外，低層暖平流使得地面熱低壓維持或者氣壓進一步降低，而在熱低壓中的降水釋放凝結潛熱，進而加強上升運動，熱低壓、暖平流及強降水三者相互作用使得上升運動維持。

圖5 副高型暖區強降水的局地環流特征Fig.5 The local circulation of the subtropical-high model

5.2 鞍型場型

鞍型場型時，圖6(a)顯示，副高脊線仍位于30°N附近，588位勢什米線較副高型位置明顯偏東，但副高反氣旋環流仍控制四川盆地，同時青藏高原上的青藏高壓也較強盛，兩高之間在川西高原有切變存在；700 hPa上仍為弱的偏南氣流控制四川盆地，無明顯西風帶低值系統影響；地面為熱低壓控制，氣壓低于1 000 hPa，過程期間無地面冷空氣影響盆地西部地區；850 hPa上有至南海北上的偏南氣流(圖6(b))，但偏南氣流風速略小于副高型，約為2-4 m/s，偏南氣流在進入盆地后仍轉為東南氣流，利于能量和水汽的輸送和地形強迫抬升。總結上述環流分析，得出盆地西部暖區強降水的副高型環流模型(圖6(c))。

圖6 鞍型場型暖區強降水的環流模型Fig.6 The saddle field model of the warm-zone torrential precipitation

同副高型相似，流線剖面圖(圖7(a))顯示，盆地近地層有龍門山地形近乎垂直的偏東氣流，并形成了沿地形的爬升氣流；在強降水落區附近至550 hPa上為沿地形的上升氣流區，而500-200 hPa則為下沉氣流，也抑制了強降水進一步發展增強。溫度平流剖面圖(圖7(b))也顯示四川盆地及降水落區附近地面至700 hPa都為暖平流，但較副高型偏弱，青藏高原東坡地形上有也有相對弱一些的冷平流存在，冷暖平流交匯也增大了大氣的位勢不穩定性，上升運動更易發生。

圖7 鞍型場型暖區強降水的局地環流特征Fig.7 The local circulation of the saddle field model and terrain (shaded, unit: dagpm)

上述分析表明雖然大尺度環流形勢上可以分為副高型和鞍型場型，但汶川地震災區暖區強降水具有相似的局地環流特征，低層的偏東風的暖濕水汽輸送和偏東風被龍門山地形爬升形成暖濕空氣抬升，并配合600 hPa附近沿高原東坡下滑的弱冷平流，共同作用觸發了高能高濕的沿龍門山地區的暖區強降水，但同時又與中高層的下沉或者輻散氣流以及偏東氣流的引導抑制了強降水的范圍和強度進一步增大，使其主要落區位于龍門山沿山的汶川地震災區附近。

6 結論

統計2009-2018年31次汶川地震災區暖區強降水個例顯示：暖區強降水主要發生在海拔高度500-1 000 m的盆地與龍門山過渡帶上，這一海拔高度也出現了最大的暴雨日數；雨強大于20 mm的短時強降水的頻次主要有兩個峰值時段，分別是00-09時和午后的16-19時，其中凌晨到早上時段是暖區強降水發生頻次最集中的時段，相應的總降水量也表現為相似的分布形態；暖區強降水發生在高能高濕不穩定層結大氣環境中，加之沿高原邊界層下滑的弱冷空氣和山谷風環流的共同作用觸發，使得暖區強降水發生；同時在中高層下沉氣流和暖區強降水低層東側的偏東風氣流的影響下，使得暖區強降水對流系統強度和范圍都受到一定程度的抑制，使其落區主要位于汶川地震災區及其附近地區；對31個暖區強降水個例的大尺度環流背景統計分析顯示，主要有副高型和鞍型場變型兩類。