青藏高原東北側突發性暴雨特征綜合分析＊

侯建忠,劉瑞芳,王文強,杜繼穩

(1.陜西省氣象臺,陜西西安 710015;2.陜西省氣象局,陜西西安 710015)

突發性暴雨預報是氣象工作者廣泛研究的課題之一[1-2]。研究表明,位于青藏高原東北側的陜西突發性暴雨既有局地性的,也有區域性的。就暴雨過程而言,陜西出現的暴雨無論是范圍,還是強度,幾乎為西北地區之冠[3]。鑒于突發性暴雨前期征兆不明顯,往往難以準確地預報,加之該地區復雜的地形和脆弱的生態環境,極易給當地的國民經濟和人民生命財產造成巨大損失。如2002年6月8-9日,發生在陜西秦嶺山區和秦嶺北麓的突發性特大暴雨,致使我國交通大動脈隴海線的灞河鐵路大橋完全被洪水沖毀,暴雨中心的陜南佛坪死亡和失蹤數百人,全省直接經濟損失高達25億元人民幣。因此,分析研究和總結高原東北側突發性暴雨天氣的規律顯得十分重要。

1 突發性暴雨的定義及其降水特征

1.1 突發性暴雨的定義

選取1970-2007年38年間陜西所出現的暴雨個例,當滿足:①中心強度6 h降雨量≥30 mm,且12 h降雨量≥50 mm;②降暴雨站數≥3站,且連片;③暴雨發生前12 h高原東側(95°～110°E;27.5°～42.5°N)無明顯低值系統時,則定義為一次突發性暴雨過程,否則稱之為一般性暴雨。通過普查歷史天氣圖和降水量,符合突發性暴雨條件的共有46例,年均1.2次。從暴雨在一年當中降落的時間上看,最早是1987年5月31日,最遲為1999年10月1日;其中5月份1次,6月份8次,7月份17次,8月份16次,9月份3次,10月份1次。就突發性暴雨的落區而言,陜南出現26次,關中19次,陜北14次;這與陜西出現的一般性暴雨落區分布基本相同,即南部多北部少,與大暴雨的落區分布差異不明顯的特征有一定差別[4]。

1.2 突發性暴雨的降水分布特征

比較突發性暴雨和一般性暴雨的雨量隨時間變化發現,兩者差異明顯[5],主要表現在降水歷時和降水強度上。突發性暴雨可歸為3類:①單鋒陡型,主要是降水歷時短,約6 h,雨強最大達25 mm/h以上;②單鋒緩型,降水歷時較長,約16 h,雨強最大約12 mm/h;③雙峰型,約12 h,雨強最大達27 mm/h以上。而一般性暴雨的雨強最大均未超過10 mm/h。

對46次突發性暴雨的日變化統計顯示,其降雨過程的日降水特征是,夜間為33次,白天為13次;后半夜為29次,上午為8次(依據中國氣象局劃定,夜間指20-08時(北京時,下同),白天指08-20時;上半夜指20-02時,后半夜指02-08時;上午08-14時,下午14-20時)。后半夜和上午共34次占75%,下午和上半夜只有25%。可見突發性暴雨過程的日降水特征與以往的特大暴雨夜間多發性的結論是一致的[6]。

1.3 突發性暴雨前期和發生時的氣象要素特征

分析突發性暴雨前期和發生時的氣象要素特征發現,首先是突發性暴雨前期,陜西大部均出現或維持較長時間的持續性高溫天氣,這為此類暴雨形成過程積聚了大量的能量,使暴雨發生時具備充分的能量儲備。其次往往有一個突然增濕的過程,相對濕度出現一個明顯的遞增。高溫、高濕的存在就是突發性暴雨強于一般暴雨的一個主要原因。

2 突發性暴雨的環流特征

由于7、8兩個月是突發性暴雨的高峰期,約占其總次數的72%,將其作為重點進行分析。分析時考慮到秦嶺高度(秦嶺山脈平均海拔約為2 500 m)的影響,主要重點分析500 hPa、300 hPa及700 hPa的環流特征,而850 hPa受地形影響較大不予分析。

對發生暴雨前12 h 500 hPa的環流演變特征及暴雨降水特點進行分析,認為突發性暴雨高空環境場可概括為:低槽副高型(東高西低),高原東側受副熱帶高壓(以下簡稱為副高)邊緣西南氣流(v≥10 m/s)控制,影響系統距暴雨區較遠,但移速快,暴雨落區多在關中、陜南。副高控制型,副熱帶高壓強盛,降雨區受副熱帶高壓控制,受北部的冷鋒南壓東移影響導致降水,暴雨落區常在陜北。西北氣流型(貝湖冷槽),降雨區受西北氣流控制,貝加爾湖底部的冷空氣在較強的西北氣流引導下直接影響造成降水,這類暴雨更具有較強的突發性和局地性,暴雨落區的隨機性也較大。在38年間7、8兩個月所出現的突發性暴雨個例中,低槽副高型占16次、副高控制型為14次,屬西北氣流型的僅有3次。

進一步分析發現,大多數的突發性暴雨過程表現在500 hPa環流圖上,陜西的關中、陜南為副高所控制。足見發生在陜西的突發性暴雨與副高的關系是十分密切的。雖然其前期征兆不太明顯,暴雨發生前12 h的關鍵區無明顯低值系統,但在較高層的300 hPa幾乎所有的突發性暴雨均為高壓環流區(即反氣旋環流)(圖1)。這就充分說明高層的高壓環流是陜西突發性暴雨發生的必要條件。值得一提的是對流層中低層的700 hPa圖上均為一個東高西低的特征,即在河套地區南端的西安、漢中一帶為低值區域(低壓區)或有切變存在,位于黃河中下游及陜西東部的河南、山西和湖北西北部為高值區域(高壓區)(圖2)。再對突發性暴雨前一日08時和當日08時的風場進行比較發現,降水范圍較大的區域性突發性暴雨,其特征比較統一,即西安、漢中、安康均為一致的偏南氣流或偏西南氣流,且突發性暴雨當日08時700 hPa風場中的風速較前一時次明顯加強,有時在風向相同時,風速甚至可以增加一倍之多。

圖1 2007-07-04 08時300 hPa風矢量圖

圖2 2007-07-04 08時700 hPa環流圖

3 云圖特征分析

眾所周知,衛星云圖能夠直接反映出突發性暴雨的中尺度對流系統發生、發展及演變。對突發性暴雨過程中逐時次的G MS或FY-2衛星云圖分析顯示,當青藏高原東北側的陜西出現突發性暴雨時,云圖上常常都有中β尺度對流系統(MβCSS)的中尺度云團相伴,只是中尺度云團尺度大小有所差異。范圍小的突發性暴雨對應的中尺度云團一般為單個中尺度β云團,水平尺度在幾十到100 km左右,其生命史約在3～6 h;范圍較大的突發性暴雨對應的中尺度云團多為200 km以上的中尺度云團或幾個中尺度β云團交替出現[7],有時是中尺度復合體(MCC)(圖3),其對流云團的生命史長達6～10 h[8]。

就中尺度云團的位置而言,多數突發性暴雨的中尺度云團發生、生成于冷鋒云系的前部,云團多與冷鋒相伴而行。對比顯示,中β尺度對流系統(MβCSs)是造成局地大暴雨或特大暴雨的直接天氣系統。它通常由幾個中小尺度對流單體合并而成,經歷發展、成熟、消亡3個階段。成熟時的中尺度云團的形狀多以東北-西南向為長軸的橢圓狀,云頂亮溫一般低于-50℃,突發性暴雨的雨強隨著中尺度云團的發展而加強,最大、最強的降水出現在MβCSs成熟期,云團的減弱消散,降水也隨之減弱停止。表明降水的增強與中尺度發展是同步的。統計發現大多數的中尺度云團生成在前半夜,發展、加強、成熟于后半夜,成熟的鼎盛期多在凌晨03時至清晨07時左右(圖4),最強的降水出現在中尺度云團的成熟期。這與前面雨量的統計分析突發性暴雨多出現在夜間的結論相一致,這也從另一個方面解釋了青藏高原東側的突發性暴雨多發生在夜間的原因,即是受其中尺度云團生成、發展和成熟的時間所致。

圖4 2002-06-09 03時FY-2紅外云圖

分析還發現,大多數大范圍的突發性大暴雨出現時,在我國臺灣附近有一個臺風(熱帶氣旋)存在[7-8],冷鋒云系與臺風之間的晴空區明顯,顯示副高十分強盛,足見臺風活動對突發性暴雨影響是不可忽視的[8-9],這類臺風的活動特征可為青藏高原東北側的突發性暴雨預報提供一定的背景預報。

4 突發性暴雨的高空流場中尺度特征

一般而言中尺度系統并非是孤立的,利用中尺度帶通濾波方法,選擇13個較典型的突發性暴雨過程分析發現:突發性暴雨區對應在高空中下層均伴有中尺度流場輻合系統。中尺度流場輻合系統表現為兩種類型:即渦旋型和輻合線型(圖5),高層通常為輻合線型,低層二者均有。中尺度流場輻合系統主要表現在對流層中下層,垂直尺度較小,即在500 hPa層以下,高層水平尺度相對較大,低層水平尺度相對較小,中尺度系統隨高度呈傾斜狀,且多向西傾斜。說明對突發性暴雨預報來講,關注中低層小范圍流場是非常重要的。

圖5 2002-06-08 20時700 hPa的濾波流場

5 動力特征分析

對7、8月所出現的突發性暴雨過程進行動力場及水氣輸送等方面的物理量分析。

5.1 風矢量分布分析

風矢量圖上,通過對比分析發現,大多數突發性暴雨過程無論在暴雨發生時的前一時次還是當日08時300 hPa風矢量圖上,北緯33°～38°,均有一個自南向北遞增,且為沿緯向的12～20 m·s-1強風速帶(見圖1)。在強等風速帶以南的廣大地區多數為小風速區域,有時接近無風速區域。要強調的是當上述強等風速帶位置偏南,突發性暴雨落區就偏南。反之,強等風速帶位置偏北,暴雨落區相應北移。而強等風速帶所擺動的范圍正好與陜西南北跨度及暴雨落區相吻合。這說明較高層300 hPa的強等風速帶,在陜西突發性暴雨過程發生前期起著重要的引導性作用,這與我們在日常的天氣預報業務中發現的300 hPa急流超前暴雨出現的結論是一致的。也有研究顯示300 hPa急流和高空散度及渦度中心對應很好,這支急流的存在和維持,能使突發性暴雨區高層存在和維持強烈輻散。表明在陜西突發性暴雨過程產生時該強等風速帶是為突發性暴雨提供高層抽吸作用,增加了暴雨的對流強度,促使垂直環流的發展,使暴雨得益于加強與維持[10]。同樣,在中低層的700 hPa風矢量圖上,多數突發性暴雨過程時在我國南海的111°E附近,即湛江以西存在一支強的偏南氣流(圖6),并一直伸到陜西境內(范圍為32°～38°N),另外較少一類是從我國南海的廣州到湛江之間有一支東南氣流與孟加拉灣穿過橫斷山脈的偏西氣流在金佛山附近相合并,匯合后同樣直伸陜西境內(圖7)。這支偏南急流北伸位置與陜西突發性暴雨落區相關特別好,即急流北伸的位置偏北,突發性暴雨落區偏北,否則相反。由此可見,位于700 hPa的偏南急流或東南氣流是突發性暴雨低層水汽和能量及動力輻合的關鍵因子,它導致不穩定性增強和不穩定能量積蓄和釋放,是突發性暴雨的觸發機制,這一點再次說明突發性暴雨預報中分析關注中低層小范圍流場是非常重要的。

圖6 1987-08-25 08時700 hPa風矢量圖

圖7 1982-08-30 20時700 hPa風矢量圖

5.2 水汽通量分布分析

分析水汽通量發現:發生在青藏高原北側的突發性暴雨,其水汽來源主要集中在對流層的700 hPa和850 hPa之間,水汽的主要來源地有兩個,一個是孟加拉灣附近,另一個則是位于我國南海附近。為了將進入陜西境內的水汽通量具體地數量化,選取陜西南端A-B兩點(即沿33°N,過106°…112°E)作一條直線,將過A-B之間共分為7個點,并將7個點上各層的數據之和視為進入陜西的水汽通量。計算出在7、8兩個月前兩類突發性暴雨的水汽通量的矢量和;然后作其算術平均值。通過分層數值計算(表1),特征如下:無論是突發性暴雨前一日08時次還是當日08時次,均是700 hPa為最強水汽通量層(既水氣輸送層),850 hPa次之,500 hPa最小。若按3層之比例分配水汽輸送的話,500 hPa、700 hPa、850 hPa分別為2∶5∶3。充分說明突發性暴雨的水汽輸送主要集中在對流層中下層的700 hPa以下。因此700 hPa既是陜西突發性暴雨的所需水汽輸送的主要貢獻者又是其低層動力輻合條件提供者。這與前面分析中發現突發性暴雨700 hPa均存在著一支較強偏南(或偏東南)氣流的事實是相符合的。有趣的是這支偏西南氣流的高度與秦嶺山脈的平均海拔高度較為接近。也說明陜西突發性暴雨中層流場有其特殊的地方性,這一點還須在以后的研究中進一步探討。

表1 進入陜西南界1～7各格點的水汽通量g·cm-1·hPa-1·s-1

5.3 垂直速度、散度場及渦度場診斷分析

在突發性暴雨的散度場及垂直速度分布圖上,多數突發性暴雨過程中,其暴雨發生當日08時,暴雨落區上空的300 hPa層以上,幾乎均為一個正散度區,其散度強度一般為20～35μs-1,中心最大強度約為45μs-1。散度場的垂直分布為最大輻合、輻散層分別在500 hPa和300 hPa附近,無輻散層較高,大約在400 hPa附近。而在500 hPa層以下則為負的散度區,其最大負的散度層位于對流層中層的700 hPa以下,一般散度值為負的20～40μs-1。在垂直上升運動方面,多數突發性暴雨過程上升運動最大值位于700～400 hPa層之間[11],有時甚至可直達300 hPa層。最大的上升運動值為-8×10-5hPa·s-1。若結合暴雨落區對比發現,當突發性暴雨出現在陜南時,最大垂直上升運動位置大約在600～400 hPa層附近;當出現在秦嶺以北的關中、陜北時,最大垂直上升運動最大值的高度位置要偏高一些,一般位于對流層較高的500～300 hPa層附近(圖略)。在散度場分布上也有與垂直速度同樣的特征分布[12],所不同的是當突發性暴雨出現在陜西的偏北地區時無輻散層一般較深厚,即無輻散層有向高層擴展趨勢,而突發性暴雨出現的地區偏南時情況相反。

以上可知,多數的突發性暴雨過程中,整層為上升運動,最大上升運動層與無輻散層相對應。關中、陜北的突發性暴雨在垂直上升運動方面要比陜南的突發性暴雨大且強烈,對流層中高層的輻散強度也明顯的多。就突發性暴雨出現的范圍來講,陜西北部的突發性暴雨往往沒陜西南部的突發性暴雨在水平尺度上大,這可能與前面所提到對流層中低層較強的偏南氣流翻越秦嶺山脈有關,其陜北的水汽輸送條件不如陜南的緣故。這也可以從另一個角度解釋陜南為何多出現區域性突發性暴雨,而陜北多為局地大暴雨的緣故[13]。

6 結論

綜上所述,青藏高原東北側的陜西夏季所發生的突發性暴雨其特征如下:

(1)突發性暴雨7、8月居多,夜間降水特點比較明顯。

(2)對流層中低層,700 hPa存在一支較強的偏南氣流,該偏南氣流北伸的位置與突發性暴雨的落區相關,濾波顯示對流層中低層均伴有中尺度流場輻合系統。700 hPa是陜西突發性暴雨水汽輸送貢獻最大者也是低層輻合的主要動力來源。

(3)對流中高層,300 hPa存在一致的緯向12～20 ms-1強風速帶為暴雨對流輻合提供高層抽吸作用,另外300 hPa的強等風速帶對突發性暴雨落區有一定預報指示意義。

(4)突發性暴雨的水汽主要來自于我國南海附近的偏東南急流和越過橫斷山脈的源于孟加拉灣的偏西南急流來實現。

(5)產生突發性暴雨的中尺度云團多數生成于前半夜,發展、加強、成熟在后半夜。影響云團一般發生、生成在冷鋒云系的前部,其云團多是與冷鋒相伴而行。這可能是突發性暴雨夜間降水較明顯的一個主要原因。

(6)多數的突發性暴雨過程中,整層為上升運動,最大上升運動層與無輻散層相對應。上升運動最大值的高度層與突發性暴雨落區出現的區域有關;關中、陜北出現暴雨,垂直上升運動最大值偏高,出現在陜南的暴雨垂直上升運動最大值偏低,這可能與偏南氣流翻越秦嶺山脈有關。

[1] 紀曉玲,胡文東,劉慶軍,等.寧夏一次突發性暴雨中小尺度系統分析[J].寧夏大學學報:自然科學版,2007,28(1):32-36.

[2] 郭大梅,許新田,劉勇,等.陜西中南部一次突發性大暴雨過程分析[J].氣象,2008,34(9):40-46.

[3] 西北暴雨編寫組.西北暴雨[M].北京:氣象出版社,1992:109-130.

[4] 張列銳,侯建忠,王川,等.陜西大暴雨分布特征及減災對策[J].災害學,1999,14(1):38-42.

[5] 杜繼穩,張弘,孫偉,等.關于突發性暴雨的初步研究[J].災害學,2002,17(S0):53-58.

[6] 雷雨順.特大暴雨的夜間多發性[J].自然雜志,1980,3(10):774-777.

[7] 劉勇,張科翔.2002年6月8日佛坪突發性特大暴雨天氣過程分析[J].應用氣象學報,2005,16(1):60-68.

[8] 侯建忠,孫偉,杜繼穩.青藏高原東北側一次中尺度對流復合體的環境流場及動力分析[J].高原氣象,2005,24(5):805-810.

[9] 梁立光,蒲明.綿陽突發性大暴雨成因分析[J].氣象,1997,28(8):37-40.

[10] 丁治英,張興強,何金海,等.非緯向高空急流域臺風遠距離中尺度暴雨的研究[J].熱帶氣象學報,2001,17(2):144-145.

[11] 張弘,孫偉.初夏青藏高原東側一次特大暴雨的綜合分析[J].高原氣象,2005,24(2):233-239.

[12] 湘中中、小尺度系統試驗基地暴雨組.中尺度暴雨分析和預報[J].北京:氣象出版社,1988:160-163.

[13] 賀勤,邱東平,劉正奇,等.鄂爾多斯盆地暴雨多[J].氣象,1997,28(7):44-50.