青藏高原东侧特殊地形对低层风场调整作用对比分析

周春花，张 驹

(1.四川省气象台，四川成都610072;2.四川省气象局科技与预报处，四川成都610072)

0 引言

暴雨[1－9]的产生是多种因素共同作用的结果，地形是其中之一。山地可以直接通过地形抬升和感热诱发降水，也可以间接通过地形诱发局地环流和不稳定性的释放来诱发降水。李川等[2]研究表明:青藏高原东侧陡峭地形结构造成四川西北部和黄河上游的强水汽辐合中心，并使低层高能舌和能量锋区位于海拔较低的四川盆地，在四川盆地对流层低层建立起位势不稳定层结。青藏高原东侧陡峭地形结构引起低层偏东气流强烈的垂直上升运动，最强的垂直上升运动出现在东西风垂直切变与陡峭地形交汇处，激发不稳定能量释放，促使强对流猛烈发展。丁一汇等[3]对1975年8月河南特大暴雨的研究表明:特殊地形使气流产生辐合，从而形成强迫抬升是该次暴雨增强的主要因素。葛晶晶等[1]对地形影响下四川暴雨的数值模拟分析表明:大巴山地形使得西南暖湿气流所带来的水汽和热量在迎风坡堆积，从而在迎风坡和山顶出现较强的降水中心。何光碧[4]对高原东侧陡峭地形对一次盆地中尺度涡旋及暴雨的数值试验也表明:地形与涡旋的活动及降水的分布密切相关。以上文献从不同方面阐述了地形对暴雨的增幅作用，然而地形影响降水的动力、热力、微物理效应十分复杂，要真正揭示峡谷地形对降水增幅作用的本质特征，还需作大量深入细致的研究。位于高原东侧陡峭地形区的四川盆地西部地形极其复杂，局地强对流天气频发。2013年7月3～5日、7月7～11日在四川盆地西部发生了两次大暴雨天气过程。利用NCEP模式分辨率为1°×1°经纬度的实时分析资料，着重分析青藏高原东侧陡峭地形对低层风场的调整作用。

1 雨量实况

2013年7月3日20时～7月5日08时(北京时，下同，以下简称“7.3”过程)四川盆地出现了暴雨、大暴雨。根据加密雨量站监测显示，有97个站累计雨量超过100 mm，大暴雨落区主要位于盆地西部沿山一带。图1(a)是暴雨中心汉旺的的逐小时雨量图，从图1(a)可看出强降雨主要有两个时段，3日23时～4日04时、4日08～16时，小时最大雨强43.2 mm，发生在7月4日11时。

图1 雨量图

7月7日20时～7月11日10时四川盆地西部持续性暴雨，累计降水量1000 mm以上的1站，500～1000 mm以上的60站，250～500 mm以上184站，100～250 mm 553站，50～100 mm 437站。最大降雨出现在都江堰幸福镇为1107.9 mm。强降雨时段主要在8日20时～9日14时，9日22时～10日20时，如图1(b)。此次降水总量大、降水强度大、持续时间长，都江堰幸福镇最大小时雨强为125.3 mm，出现在9日03时。不管从24h雨量还是小时雨强，该过程与“7.3”过程相比，大暴雨站点更多，雨强更大，持续时间更长。

2 天气环流背景及环境场分析

2.1 环流背景分析

“7.3”过程的主要影响系统是高原低槽东移。从500 hPa环流形势看(图略)，副高脊线在28°N，588线西界位于109°E附近，受巴湖低涡影响，青藏高原多波动，青海中部到西藏中部有一低槽，“温比亚”台风登陆后位于广西南部，并逐渐向西偏北方向移动，受其影响，副热带高原开始减弱东退，青藏高原低槽并随东移，与东北低涡南部低槽合并加强，位于陕西平凉经温江到西昌一线，影响四川盆地西部，同时700 hPa上有切变线生成，850 hPa四川盆地风场表现为气旋性环流，辐合区从盆地西北部逐渐南移到盆地西南部。降雨落区就位于700 hPa切变线南部和850 hPa的风向辐合区。此次过程的另一特点就是冷空气强，移动速度快。

“7.9”过程的主要影响系统也是高原低槽东移造成这次暴雨天气。500 hPa环流形势是副高稳定维持在我国东南沿海一带，台风“苏力”(SOULIK)在西太平洋上分别增强为强台风和超强台风，往西北方向移动，高原东部的低值系统维持在盆地西部，同时低层700 hPa维持强的西南急流，攀西地区到盆地的西南气流伴有气旋式曲度，向盆地西部弯曲，造成盆地西部持续性的大暴雨天气。相对于“7.3”过程，本次过程的冷空气强度势力偏弱，而弱冷空气侵入到强烈发展的暖湿气团内对其起到一定的扰动作用，导致积蓄的不稳定能量得到释放，对于强的中尺度对流云团形成发展起到重要作用。

2.2 环境场分析

大暴雨是在有利的大尺度天气形势下配合有利的环境条件产生的。表1给出两次过程中降水量最大站点环境参数随时间的演变。从中可看出，在“7.3”过程中，3日20时至4日08时，K指数均为41℃，表明该过程中有强烈不稳定能量形成发展，且CAPE值在3日20时高达2236.2 J.Kg－1，表明热力不稳定强度大，且CAPE能量释放后形成上升气流的强度强，因此具有更好的降水效率，这可能是汉旺雨强能达到45.7 mm·h－1的原因之一。850 hPa水汽通量散度均大于10 ×10－5g.cm.hPa－1.s－1，且辐合强度明显增大，到 4日 20 时达到－40 ×10－5g.cm.hPa－1.s－1，说明有强的水汽输送和辐合上升，并且该过程后期有明显的冷空气参与，在3日20时至4日08时期间汉旺位于温度平流零线附近，到4日20时冷空气占主导地位，侵入暖气团中触发对流不稳定能量。“7.9”过程，在7日20时至9日08时期间K指数都大于39℃，CAPE值夜间都显著增加，7日20时和8日20时CAPE值分别达到2163.2和1635.2 J.Kg－1，说明在此期间内大气层结时及其不稳定，夜间对流不稳定度加大，带来短时的强降雨，都江堰小时雨强最大达到57.9 mm。850 hPa水汽通量散度过程期间都在－15×10－5g.cm.hPa－1.s－1以上，整个过程期间都维持着强的水汽输送和辐合。并且过程后期有弱冷空气侵入。对比两次过程的天气背景和环流场特征的分析表明，两次暴雨过程都发生在有利的水汽和不稳定的环境场中，在“7.9”过程中有持续的低空急流维持，发生持续性的暴雨天气，“7.3”过程的急流不明显，但冷空气较“7.9”过程强，但两次过程均发生在青藏高原东侧龙门山沿线，表明特殊地形对大暴雨的产生有非常关键的作用。

表1 两次过程不同时次环境参数变化

3 地形对低层风场的调整作用

3.1 地形对低层水平风场的调整

研究表明[5]，山地通过动力作用和热力过程在相应的空气层中使天气尺度系统或气流发生重大改变。为分析龙门山地形对近地面层风场的影响，图2给出“7.3”和“7.9”两次过程不同时次的850 hPa流场。“7.3”过程中，3日20时暴雨区开始有8 m.s－1的东南风，盆地内 105°E～ 108°E，26°N～ 29°N 有大于8 m.s－1的东南风，最大风速达14 m.s－1，此时盆地西部的龙门山沿线开始普降暴雨。4日08时盆地西部风速开始略为加大，但仍不到8 m.s－1，但急流向西挺进，盆地西部的东南风由于地形的影响向南弯曲，在盆地西部形成气旋性弯曲，此时龙门山一带的雨强和范围加大。4日20时由于强冷空气的南下，形成强的偏北风，风速最大达16 m.s－1，此时龙门山一带的强降雨结束，暴雨主要发生在地形与偏北风垂直的雅安、乐山、宜宾一带。5日08时盆地内的转为西北气流控制，暴雨结束。

图2 850 hPa流场和风速

“7.9”过程中，7月7日20时龙门山一带为东南气流，风速为4～6 m.s－1，急流位于 106°E 以东，29°N以南，此时在沿山一带有分散的短时强降雨产生。8日08时维持4～6 m.s－1的偏东南气流，但急流向西向北扩展，广元一带的风速增加到8～12 m.s－1，由于大巴山山脉的阻挡作用，在广元、绵阳一带形成短时强降雨，青川的小时雨强达47.3 mm。8日20时，龙门山和大巴山的东南风速显著加大，普遍达6～10 m.s－1，急流也向西向北调整，急流区西界和北界分别达到104.5°E 和 32°N，由于地形的阻挡作用，在广元、绵阳、德阳、成都、雅安、眉山、乐山一带形成强降雨带，都江堰小时雨强达57.9 mm。9日08时，龙门山沿线的风速进一步加大，达8～12 m.s－1，急流核的风速也加大到18 m.s－1，此时由于冷空气的入侵，加之东南风速的加大，促使龙门山沿线的东南风向南弯曲，形成气旋性曲度，降雨主要发生在成都、雅安、眉山一带，都江堰的小时雨强也减小到28.3 mm。9日20时，东南急流区向南向东收缩，由于冷空气的影响，偏北风分量加大，在龙门山沿线转为北东北风，东北风风速在8～11 m.s－1，绵阳、德阳、成都的强降雨持续，都江堰小时最大雨强20.7 mm。10日08时～20时，东南急流区又向西向北扩展，由于南风分量的加大，在龙门山沿线转为东北风，成都附近的风速达12 m.s－1以上，此时，成都降雨持续。11日08时，急流区东退至106°E以东，尽管龙门山沿线为东南气流，但风速显著减小，降雨结束。

以上的分析表明，地形对两次暴雨过程的850 hPa流场起到一定的调整作用，“7.3”过程东南气流与地形以接近90°的夹角相交，地形的强迫抬升触发对流不稳定能量释放，但这次过程东南气流的风速偏小，暖湿气流势力偏弱，冷空气较强，冷空气入侵盆地以后，龙门山沿线风向迅速转为西北气流，降水结束。“7.9”过程前期7日20时～8日20时，东南气流较“7.3”过程略为偏强，东南气流与龙门山山脉也是接近90°的夹角相交，地形的强迫抬升触发对流不稳定能量释放，这个阶段为典型的暖区暴雨阶段，雨强大，9日08时～10日20时，冷空气入侵盆地，与强盛的东南气流在龙门山沿线交绥，冷暖气流势力相当，形成偏东北气流配合复杂的地形作用，造成龙门山沿线的暴雨，此阶段雨强较暖区降雨时段的雨强偏小。

3.2 地形对垂直流场的调整

图3 2013年沿32°N的纬向环流剖面和垂直速度(阴影，单位:Pa.s－1)

为了分析地形对垂直流场的作用，选取两个过程中的沿暴雨中心(32°N)的垂直经向和垂直速度剖面，“7.3”过程3日20时，在100°E～105°E 的850 hPa至300 hPa为上升运动区，在暴雨区内有0.2 Pa.s－1的上升速度配合，4日08时，当低层东南风风速加大后，暴雨区的上升速度也显著增大，最大上升速度达到了0.4 Pa.s－1。4日20时低层转为西北气流影响后，暴雨区转为下沉运动，降雨结束。

“7.9”过程，7日20时～8日08时，在整个95°E～115°E范围内的中低层为垂直环流的上升区，暴雨区域内上升气流达到300 hPa，且垂直上升速度在0.2～1.0 Pa.s－1，最大上升速度在700 hPa附近，为1 Pa.s－1。8日20时，当低层东南气流加强时，尽管上升气流仍在300 hPa附近，但低层700 hPa的上升速度加大，达1.2 Pa.s－1以上。9日02时，暴雨区的上升速度显著加大，最大上升速度达1.8 Pa.s－1以上。一直到10日20时，暴雨区维持上升气流支，并配合着上升速度的大值区。通过上面分析，“7.9”过程期间，暴雨区维持着上升气流的上升支，且都对应着垂直上升速度的大值区，上升气流普遍都达300 hPa附近，上升速度在700 hPa上最大。当低层气流加强时，垂直上升速度加大。且从地形来看，在103°E～105°E范围内，地形的坡度最大，暴雨区就发生在此区域，进一步说明地形对上升气流的影响。

对比两次过程，当龙门山一带受东南或东北气流影响时，由于风速的辐合与地形的抬升作用，造成垂直上升运动的强烈发展，上升速度的大值区位于700 hPa附近，上升运动区对应着大的上升速度区。“7.3”过程由于东南气流较“7.9”过程偏弱，因此地形造成的强迫抬升作用相对较小，上升速度普遍在0.2～0.4 Pa.s－1。而“7.9”过程一直持续较大的上升速度，最大上升速度发生在冷暖空气刚交汇时，9日14时，上升速度达到了2.4 Pa.s－1以上，从图中还可看出，上升速度的大值区域主要位于103.5°E～105.5°E的地形陡峭区域。

4 结论

通过对“7.3”和“7.9”两次过程的背景场和地形对风场的影响分析，得出以下结论。

(1)两次过程都是在副高西侧的低值系统影响下发生的，过程发生前期盆地西部处于高温高能和及其不稳定的情况下，系统影响时有冷空气配合，但“7.3”日的冷空气势力较“7.9”强，与此同时西南暖湿气流相对较弱，导致盆地西部快速转为西北气流，降雨持续时间短，但雨量大。“7.9”日西南气流强，冷暖空气势力相当，导致它们在盆地西部交绥，造成盆地西部的持续暴雨产生。

(2)地形对两次暴雨过程的850 hPa流场起到一定的调整作用，冷空气影响前东南气流与地形以接近90°的夹角相交，地形的强迫抬升触发对流不稳定能量释放，冷空气入侵后，偏东北气流配合复杂的地形作用，造成龙门山沿线的暴雨。

(3)上升速度的大值区域主要位于103.5°E～105.5°E的地形陡峭区域，东南(东北)气流越强上升速度就越大，上升速度的大值区主要位于700 hPa。

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