三峡水库上游流域大洪峰暴雨天气系统分析*

2012-01-24李才媛王海燕郭英莲王继竹

灾害学 2012年2期

李才媛，王海燕，郭英莲，王继竹

(武汉中心气象台，湖北武汉430074)

0 引言

三峡水库上游流域指组成宜昌洪水主要来源的岷沱江、嘉陵江、乌江、宜宾－重庆、重庆－万州、万州－宜昌六大流域(图1)。六大流域的区间范围大致为99～111.2°E、26～35°N，分布在四川、贵州、湖北省及重庆市境内，地形、地貌十分复杂，天气变化剧烈，暴雨频繁［1］。六流域大面积的强降水常造成长江干流水位猛长，流量加大，出现一次次洪峰，在长江高水位的情况下，还可形成致洪暴雨［2］。

长江三峡洪峰的形成虽与多种因素有关，但与长江上游出现区域性强降水的关系最为密切［3］。将1971年以来宜昌逐日平均流量排序，位于历史前3名的大洪峰出现在1981年、1998年和2010年主汛期，并且，前期暴雨过程是诱发3次大洪峰的直接启因。

针对3次大洪峰前期暴雨过程(简称大洪峰暴雨)，利用长江上游六流域实况面雨量、宜昌流量和水位，以及NCEP数值产品的客观分析等资料，采用天气分析、波谱分析方法，分析了对流层中低层主要天气系统，以及200 hPa南亚高压位置和地面冷空气的配置情况。指出了3次大洪峰暴雨500、200 hPa环流特征，700、850 hPa风场特征，500 hPa超长波和长波特征等，为三峡水库气象保障服务提供洪峰暴雨天气背景。

1 大洪峰暴雨的水雨情实况

本文所使用的水情资料由三峡梯级调度中心提供，日面雨量(08－08时所在区域站点日雨量的算术平均值)资料由长江流域水文气象预报台提供。

1.1 洪峰流量、水位

普查1971年以来宜昌逐日平均流量:1981年7月19日出现的洪峰流量69 500 m3/s位居第1，2010年7月20日的66 085 m3/s次之，1998年8月16日的61 700 m3/s排列第3。相对应的水位如表1所示，前两次均超过了警戒水位(宜昌警戒水位53 m)，而2010年大洪峰过境时，水位只有51.55 m，显然是三峡水库发挥了调控作用。

1.2 洪峰降水

1981年汛期，大于50 000 m3/s的大洪水以上流量［4］集中出现在7月17－21日，主要由长江上游流域前期7月11－14日大面积暴雨以上强降水所致。从表2中可清楚看到，岷沱江、嘉陵江过程面雨量超过100 mm，长江干流(乌江除外的其它四个流域)面雨量也高达20～50 mm;另外据统计，其中12和13日暴雨强度最大，单站日降水量最高达345.8mm，12日大暴雨范围达3.9万km2，13日大暴雨范围达4.3万km2。由此可见，出现在1981年7月中旬的这次特大致洪暴雨过程直接诱生了历史大洪峰。

表2 长江上游3次大洪峰暴雨分流域过程面雨量mm

1998年汛期，长江流域发生了全流域性的洪水，共出现了8次洪峰过程，其中，首次洪峰降水为6月底，最后一次结束为8月末，8月13－16日第6次强降水过程(简称98年大洪峰暴雨)导致了该年最大洪峰［5－7］。从表2可看到，这次过程面雨量除岷沱江外，其它流域均在30 mm以上;六流域总计为261.9 mm，名列第3。

2010年汛期，长江流域出现了3次洪峰［4］，相对应的3次强降水过程中前两次分别发生在7月中旬和下旬，最后一次发生在8月中旬末至下旬初。7月15－18日，长江上游出现了当年入汛后范围最广、强度最大的一次区域性暴雨过程，除乌江外，其他5个流域均出现了20 mm以上强降水面雨量，且嘉陵江超过100 mm(表2)，随后(7月20日)洪峰过境、日平均流量高达66 085 m3/s，位居历史第2。

2 环流形势和天气系统分析

大洪峰暴雨是多种天气尺度综合影响的结果［8－9］，具有明显的天气特征、环流特征及演变规律。下面主要针对3次大洪峰暴雨过程，分析对流层中低层的大尺度环流特征、天气系统的演变规律及相互配置。

2.1500 hPa环流形势分析

图2中前3幅为3次大洪峰暴雨过程500 hPa高度平均场，d图为3次洪峰暴雨过程的合成场，从图中可看到如下的环流形势共同特征及其差异。

(1)低纬印度季风低压或季风槽位于孟加拉湾—印度半岛—阿拉伯海湾，低压南、东侧的季风急流携带大量水汽，沿西南路径从孟湾向长江上游输送。

(2)在副热带，大陆高压位于伊朗高原(伊朗高压)，西太平洋副热带高压(副高)的脊线在24～27°N，平均脊点位置在108°E附近，副高南、西侧偏南气流将南海水汽输送到长江上游。

(3)在35～55°N欧亚大陆中高纬度地区为两槽一脊纬向环流分布，咸海有一低槽，大兴安岭—河套—四川西部还有一长波槽(河套低槽)，新疆为高压脊区，脊前西北气流将西西伯利亚冷空气向南输送，并与北上的暖湿气流在长江上游地区交汇。

(4)综上所述，在伊朗高原至长江上游的中纬度地区呈现出一个大的鞍形气压场(图2d)，为低涡、切变线等低值天气系统的发生发展提供了有利的环流背景。

(5)在60°N以北高纬度地区为经向环流分布，图2的a、b图中为两槽一脊、c图中为一槽一脊:西侧新地岛附近的低槽与中高纬度咸海槽同位相接通，使咸海槽加强和稳定;a、b图中东侧东西伯利亚低槽槽后偏北气流将冷空气向南输送，使河套低槽维持、发展;c图中阻塞高压的高压坝作用，也使河套低槽稳定。

(6)在图2 a中，副高平均位置最偏东，脊点在115°E附近;河套长波槽明显南插，槽底伸至川南，长江上游区域位于槽前;印度低压槽偏北、逼近长波槽;以上副高和两低压槽的强度、位置以及相互配置显然对长江上游流域的影响强于另两次大洪峰暴雨过程。

图2 3次大洪峰暴雨过程500 hPa高度客观分析平均场(单位:dagpm)

2.2700 、850 hPa风场分析

对流层中层的大尺度天气系统为低层中间尺度系统的产生和发展提供了有利的环流背景，而出现在大约1 500～3 000 m上空的低涡、切变线、低空急流等则直接影响到暴雨的发展、强度和范围。

2.2.1 低涡、切变线

图3中前3幅为3次大洪峰暴雨过程700 hPa风场平均图，d图为a、b、c图的合成场，从图中可清楚看到在3次过程中均存在低涡、切变线以及辐合流场和明显的冷暖气流交汇。

在1981年大洪峰暴雨过程中，低涡、切变线偏西，主要位于高原东部和川西，切变线呈南北向，为北西北风与南风辐合的狭窄带(图3a)，因此，1981年大洪峰暴雨过程的雨强和过程面雨量均居首，且长江上游的西北部区域明显强于其它区域(表2)。

1998年大洪峰暴雨过程中的低涡位于四川盆地，切变线呈东西向、自高原东部伸到鄂西、两侧为偏东风和偏西风(图3 b)，长江上游处于辐合区域，面雨量大、但分布较均匀(表2)。

在图3c中，低涡位于川东，偏东北风与偏西南风形成的切变线为东北—西南向，造成的大洪峰暴雨强度居中。

图4为3次大洪峰暴雨过程850 hPa风场平均图的合成图，与700 hPa合成图(图3d)比较可看到，在高原东部至四川盆地为低涡和横向切变线，在副高西北边缘还均有一东北－西南向切变线。以上分析表明，对流层低层低涡、切变线是导致强降水的重要系统。

2.2.2 低空急流

在大洪峰暴雨中，低空急流的作用非常重要，它是动量、热量和水汽的高度集中带。影响长江上游的低空急流一般为西南风急流和偏南风急流，急流中心风速通常≥12 m/s，其两侧有较强的风速水平切变。850或700 hPa的急流位于副高外缘，急流左侧经常有低空切变线和低涡活动(图5)，强降水产生在急流左侧偏前部。

2.2.3 台风与大洪峰暴雨

台风与大洪峰暴雨的产生、暴雨落区分布有着较密切关系。在3次大洪峰暴雨过程中也均有台风(或台风低压、热带低压)在东南部沿海向西或西北方向运行。图5a所示为2010年7月17日2号台风“康森”在850 hPa风场情况，与“康森”相比，1998年台风活动偏北些、1981年的偏南(图略)。台风虽没有直接影响长江上游，但会引起副高的东西振荡、南北进退;当台风西进到副高西南侧时，低空常产生一支SE-S的急流，增加了在长江上游产生暴雨所需的水汽。因此，对大洪峰暴雨有较明显的间接影响。

图3 3次大洪峰暴雨过程700 hPa风场客观分析平均场(单位:m/s)

图4 3次大洪峰暴雨过程850 hPa平均风场合成(单位:m/s)

2.3200 hPa风场分析

在3次大洪峰暴雨过程中，南亚高压中心位于印度北部到青藏高原南部，脊线在27°～30°N，呈准东西向，从图6中即可看到2010年大洪峰暴雨过程200 hPa平均风场中南亚高压的分布。长江上游处于南亚高压脊线东侧强辐散气流下方，有利于中低层辐合、气旋性环流的加强和产生强烈的上升运动。

2.4 地面冷空气分析

在1981年和2010年大洪峰暴雨过程中，地面冷空气为偏西北路径，在高空河套低槽槽后西北气流引导下(图2a、c)，冷空气由青海、甘肃经四川西北部进入长江上游(图略);1998年地面冷空气为东北路径，冷空气从蒙古经河套北部到达华北，在高空横槽北侧东北气流引导下(图2b)，由川东北缓慢入侵长江上游流域(图略)。分析结果表明，出现流域性强降水，地面图上必须有冷空气南下，但冷空气的强弱、路径并不起很重要的作用。

3 波谱特征分析

长江上游强降水天气过程一般同中纬度西风带上的系统关系密切，受超长波系统的制约，直接与长波系统的发展、消亡相联系。在此利用500 hPa 40°N位势高度资料，使用波谱方法［10］进行合成分析，剔弃短波扰动、突出大型环流形势，得其超长波、长波特征。

图5 850、700 hPa风场

图6 2010年7月15－18日08时200 hPa平均风场(单位:m/s)

3.1 计算公式

沿某个纬圈φ将高度值H(λ，φ)对经度λ展成富里叶级数。即:

3.2 超长波、长波特征分析

在500 hPa高度场上，对40°N位势高度的波谱资料进行合成分析，得知:

超长波特征:长江上游大洪峰暴雨时超长波(0+1～3)是3波或2波(图7)。1981年和1998年为3波，波槽位置分别在50°E左右、150°E左右和70°～100°W;2010年为2波，波槽位置分别在150°E和60°W。其共同点为，在东半球，从黑海到巴湖(40°～80°E)为波槽区域，2010年的波槽区域更加宽广些;150°E附近为波槽位置，两波槽反映了500 hPa中高纬度平均槽情况(图2d)。

图7 3次大洪峰暴雨过程500 hPa 40°N超长波(实线)、长波(虚线)

长波特征:长江上游暴雨时长波(0+4～6)中高纬度西风带是5波分布(图7)。在东半球，长波与超长波叠加可见:1998年大洪峰暴雨过程(图7b)，长波槽脊和超长波槽脊位相很接近，因而强降水稳定且分布较均匀;1981年大洪峰暴雨过程(图7a)，长波槽脊和超长波槽脊位相在前期为反向(图7c)，该暴雨过程剧烈、且为移动性的强降水过程;2010年的情况介于前两者之间。