西藏昌都市2017年7月7—8日持續強降水過程的物理機制

黃 鵬，胡 潔，邊 瓊，卓 永

1.西藏昌都市氣象局,西藏昌都 854000；2.西藏自治區氣候中心，西藏拉薩 850000

昌都位于我國西藏自治區東部，地處橫斷山區，平均海拔3 500 m以上。然而由于橫斷山區的地形復雜，導致其整個地區的天氣過程和氣候特征具有一定的復雜性[1]。強降水過程是常見的災害性天氣之一，國內外有關強降水的機制研究近年來已有了一定進展[2-4]，尤其是對“第三極”青藏高原上的降水研究也越來越多[5],但對高原強降水一般局限在其強度和頻率的變化上[6-10]。昌都地區因其獨特的地理位置，其降水經常發生在夏季，因局地的小尺度作用極易出現短時強降水，并造成洪澇、泥石流和滑坡等氣候災害[11]。有學者指出，西藏夏季強降水過程的形成原因是伊朗高壓快速的東進，從而在高原形成高原切變線，配合孟加拉灣的水汽產生強降水[12]。但這只從大尺度環流形勢進行分析，并沒有從熱力和動力角度去探究。因此，研究強降水過程的物理機制，對認知高原地區強降水過程的發生和形成十分重要，同時也會對預報有一定幫助。

利用昌都市站點觀測資料和再分析資料，通過對大尺度大氣環流作用、熱力作用以及動力作用的綜合分析，揭示此次持續強降水過程的發生和持續機制。希望借助此次強降水持續過程的分析，對今后西藏昌都及周邊地區的夏季持續強降水預報提供經驗和參考。

1 資料與方法

選用資料為昌都市內國家站降水觀測資料。使用歐洲中期天氣預報中心再分析資料ERA-interim的每6 h資料，空間分辨率為1°×1°，使用的變量包括：位勢高度、經向風速、緯向風速、氣溫、比濕、相對濕度和垂直速度，所有變量的時間范圍為2017年7月。

首先，挑選強降水事件的標準是根據有4個站點同時出現降水大于10 mm/d。其次，運用以上再分析和觀測資料從強降水發生和持續的天氣實況角度出發，通過分析大尺度的大氣環流背景、熱力和動力作用對此次持續強降水的發生和持續進行物理機制的闡述。

2 降水實況分析

根據資料與方法中對強降水事件的定義，挑選2017年7月6日20:00～7月9日20:00期間西藏自治區昌都市的持續強降水事件作為研究對象。此次持續強降水事件持續48 h，降水在各個站點的累積量如下：芒康站70.4 mm、左貢站46.9 mm、類烏齊站41.5 mm、丁青站40.8 mm、昌都站34.9 mm、洛隆站25.4 mm。主要降水集中在7月7日20:00～7月9日08:00。由于此次持續強降水主要發生在昌都市南部和西北部，因此，將此次分析的關鍵區確定在29°N～32°N, 95°E～98°E范圍內。

3 大氣環流作用

在降水發生和持續過程中，大尺度環流背景場的作用是至關重要的。在對流層高層200 hPa上（圖1），從7月6日20:00～7月9日20:00，西藏地區受南亞高壓控制。7月6日20:00，高空西風急流位于西藏北部，西藏位于高壓脊線附近。7月7日20:00，高空西風急流仍位于西藏北部，高壓脊變淺，同時強降水區剛好位于高空西風急流的右側輻散區，這種高層強輻散利于加強低層輻合與上升運動，進一步引起降水的形成和加強。7月8日20:00～7月9日20:00，急流區向南移動，整個西藏處于西北風急流的控制下。

圖1 200 hPa位勢高度場（紅色等值線，單位：gpdm）和風場（箭頭，單位：m/s）

由于昌都地區海拔高，本站氣壓值基本在600 hPa左右，因此，分析500 hPa環流場作為底層天氣形勢。在對流層500 hPa上（圖2），7月6日20:00，中 高緯地區整體呈現兩脊一槽型，烏拉爾山附近為脊，貝加爾湖附近存在一個低壓槽，我國東北北部為脊，此時關鍵區處存在一個不明顯的閉合低壓，關鍵區位于東南風與東北風交匯處，即冷暖氣流交匯處，有利于降水的形成。7月7日20:00與7月6日20:00情況類似，但關鍵區處閉合低壓明顯，北方冷空氣與南方暖濕氣流匯合有利于產生降水。7月8日20:00～7月9日20:00，關鍵區附近存在西北風與東北風切變，東北風引導冷空氣南下，直至系統移出西藏結束此次強降水過程。

圖2 500 hPa位勢高度場（紅色等值線，單位：gpdm）和風場（箭頭，單位：m/s）

4 熱力作用

除了大尺度環流有利于強降水的發生發展外，熱力作用也是強降水過程發生和持續的充分條件之一，其中水汽條件是熱力作用中最重要的條件。一般來說，產生持續性強降水一定要有充沛的水汽和持續的水汽輸送，以下將從這2個方面進行闡述。

4.1 相對濕度

圖3是關鍵區相對濕度的時間演變—高度圖，從7月6日20:00開始至7月7日20:00，從昌都市地區地面附近650 hPa到對流層中層400 hPa左右，昌都地區的相對濕度達84%～92%，而400 ～150 hPa的相對濕度逐漸減小，說明在降水開始的時段，高層水汽較少，因此產生的降水強度不大。而7月7日20:00～7月8日20:00，這是降水最為集中且最強的時段，相對濕度從650 hPa到對流層頂100 hPa高達92%～96%，說明該時段內對流層整層水汽都處于較為飽和的狀態，這樣充沛的水汽條件十分有利于這個時段強降水的發生發展。從7月8日20:00～7月9日20:00，昌 都地區的相對濕度開始降低，這是由于水汽減少，不利于降水的維持。

圖3 2017年7月6日20:00～7月9日20:00，西藏昌都區域平均的相對濕度（單位：%）的時間演變—高度圖（橫坐標為時間演變，縱坐標為高度）

4.2 水汽通量

從水汽通量的時間演變上看（圖4陰影），7月6日20:00～7月7日20:00，對流層650 hPa～300 hPa左右，昌都地區上空的水汽通量隨時間逐漸增加，而在300 hPa以上，水汽通量分布比較均勻，表明從7月6日20:00開始有水汽向昌都地區上空輸送，量值在0.01～ 0.04 m/s之間。從水汽通量散度（圖4等值線）上看，7月6日20:00～7月7日20:00，650～550 hPa有較弱的水汽通量輻合，量值為-4×10-8～ -2×10-8s-1，而對流層高層并無明顯的輻散，這種水汽通量和散度的配置導致該時段降水強度較弱。

圖4 2017年7月6日20:00～7月9日20:00西藏昌都區域平均的水汽通量（陰影，單位：m/s）與水汽通量散度（等值線，單位：10-7 s-1）的時間演變—高度圖（橫坐標為時間演變，縱坐標為高度）

7月7日20:00～7月8日20:00，昌 都上空存在很強的水汽通量中心，與站點降水資料顯示的最大降水時段一致，最大值出現在對流層400～500 hPa左右，量值達0.06 m/s以上，表明昌都地區在該時刻有最大的水汽輸送，同時水汽通量散度也達到最大值，中心位于500～600 hPa，量值可達到-2.0×10-7s-1，在強烈的水汽通量輻合與充足的水汽通量配合下，導致該時段是此次持續強降水過程中降水量最大的時段。

5 動力作用

持續強降水過程的發生和維持除了具備持續的水汽輸送和充沛的水汽含量外，垂直運動的配合也十分重要。

圖5展示了昌都地區上空垂直運動的時 間 演 變 。7月6日20:00～7月7日20:00，昌都上空出現上升運動，并隨時間增強，上升運動最大值出現在500～600 hPa之間，中心值約為-0.125 Pa/s。7月7日20:00

圖5 2017年7月6日20:00～7月9日20:00西藏昌都區域平均的垂直運動（單位：10-1 Pa/s）的時間演變—高度圖（橫坐標為時間演變，縱坐標為高度）

昌都上空出現上升運動，并隨時間增強，上升運動最大值出現在500～600 hPa之間，中心值約為-0.125 Pa/s。7月7日20:00～7月8日20:00，上 升 運動迅速加強，最大值出現在對流層中層400～500 hPa左右，中心值可達-0.3 Pa/s，這種上升運動可以認為是深對流（因為對流最大值出現在對流層中層以上）與散度場相互配合，十分有利于強降水的形成和持續。而后在7月8日20:00～7月9日20:00，上升運動減弱，對流層高層仍存在上升運動中心，位于400 hPa左右，中心值達-0.175 Pa/s，但由于水汽的減少，盡管存在較弱的上升運動，降水強度仍減弱趨于停止。

6 結論

（1）此次昌都市的持續強降水過程受大尺度大氣環流控制。在對流層高層，西藏地區受南亞高壓和高空西風急流控制；在對流層中層，昌都市位于東南風與東北風交匯處，即冷暖氣流交匯處，有利于降水的形成和持續，隨著交匯處南移，降水最后停止。

（2）充分的水汽和持續的水汽輸送是此次持續強降水過程中發生和維持的充要條件。從降水開始至結束，有明顯的水汽通量和相對濕度加強再減弱的趨勢，能很好地描述此次降水過程中降水量的變化。同時，中低層存在的水汽通量輻合也是有利于強降水發生和維持的條件。

（3）此次持續強降水過程發展加強時，昌都市地區上空存在持續的上升運動，低層輻散、高層輻合相互耦合，由此產生的大氣抽吸作用可以加強該地區的上升運動，為強降水的發生和維持提供有利的動力條件。在降水減弱至結束的時段內，仍然存在上升運動，但較弱的上升運動不能維持降水，是由于水汽條件在此時不利于降水，所以對于降水過程的分析和預報要同時著重于動力和熱力條件，二者缺一不可。