西藏昌都强降水的环流分型及其水汽轨迹分析

边 琼 ,黄 鹏 ,卓 永 ,孙晓光 ,普布次仁

（1.西藏高原大气环境科学研究所，拉萨 850000；2.西藏昌都市气象局，昌都 854000）

引言

昌都地处西藏自治区东部，青藏高原东南部，处于金沙江以西、伯舒拉岭以东，横断山脉的三江流域，境内山川并列，从西到东依次为伯舒拉岭、怒江、他念他翁山、澜沧江、宁静山、金沙江，地势西北高，东南低，自西北向东南倾斜。作为藏东三江流域的典型代表城市，夏季受伊朗高压和西太平洋副热带高压影响，气流辐合上升运动强烈，多突发的局地强对流性天气，加之海洋气流影响增强，使得该地区雨日较多，降水集中，占全年降水总量的85%[1−3]。

水汽是降水的最重要条件，水汽输送问题也是学者们关注的热点[4−8]。对于青藏高原及周边地区，已有学者[4，9−13]分析发现该地区降水量存在明显季节和地区性变化，并且不同季节的水汽来源存在很大的差异，冬、春季的水汽主要来自中纬度的偏西风水汽输送，夏季主要来源于孟加拉湾和南海，秋季水汽主要是西风带水汽通道、孟加拉湾水汽通道、印度洋−孟加拉湾水汽通道。如王霄等[14]的研究表明，水汽进入高原主要通过三条水汽通道，即西风带水汽输送通道、印度洋−孟加拉湾水汽通道和南海−孟加拉湾水汽通道，水汽主要在高原西南 侧、喜马拉雅山中段和高原东南侧进入高原。总的说来，已有研究大多着眼于青藏高原水汽输送对中下游的影响，加之缺乏观测资料等问题，对青藏高原及周边地区强降水天气的环流分型和水汽轨迹研究相对较少，亟需加强。

为了进一步提高昌都地区强降水的有效预报，本文从天气学原理角度出发，在强降水环流分型的基础上，利用HYSPLIT后向轨迹模式追踪不同等级强度降水的水汽输送轨迹，以期为提升天气预报服务水平和加强防灾减灾应对能力提供科技支撑。

1 资料选取和模式简介

本文选取18个气象观测站点，其中以昌都站（31.15°N、97.17°E）为中心，昌都境内（28.43°～32.53°N、93.59°～99.12°E）有7个国家气象观测站点；接壤昌都的林芝、那曲、青海、甘孜等地为昌都周边地区，有11个气象观测站点。选用了1989～2018年上述18个气象观测站的逐日降水资料、NCEP/NCAR再分析资料以及NCEP（美国国家环境预报中心）提供的全球资料同化系统GDAS数据（UTC，世界时）。

鉴于昌都地区山谷相间排列，呈南北走向，峡谷深切，高差悬殊，山岭河谷错综绵恒，琥珀溪流星罗棋布，地形地貌十分复杂。本文在已有研究[15]的基础上，依据国家气象局标准以及本地降水情况，确定昌都及周边地区大雨、暴雨标准分别是：24h降雨量为17～38mm、38～75mm。

HYSPLIY轨迹模式是最初是由NOAA和澳大利亚气象局研发的，能够支持多种格式的气象输入场，除了可以计算气团的轨迹，还用于模拟复杂的扩散和沉降。早期主要用于研究污染物的传输和扩散，随着模式的发展，如今应用越来越广泛，该轨迹模式可以进行前向模拟和后向模拟，追踪气块运动，分析气块去向和来向，分析某日某地水汽来源。

HYSPLIT计算方法[16−18]是假定质点轨迹随着风场而运动的，轨迹则是质点在空间和时间上的积分，质点所在位置的矢量速度在时间和空间上均由线性插值得出，其具体计算公式如下：

其中Δt为时间步长，P(t)为气块初始位置，V(P,t)为初始位置的三维速度矢量， P′(t+Δt)为气块初始假想位置，V(P′,t+Δt)为初始假想位置的三维速度矢量，P(t+Δt)为气块最终位置。下一时刻质点的位置是由上一时刻的平均速度和第一猜值所在点的速度平均后与时间步长的乘积而得到的。

2 强降雨环流形势分类

从天气预报角度来讲，降水的前期大气环流形势更值得关注。青藏高原降水主要集中在盛夏季节，盛夏500hPa环流场上，高原周围一般呈南北低、东西高的鞍型场。因此，天气预报必须考虑四个天气系统（西太平洋副热带高压、伊朗高压、副热带西风波动和印度低压）之间的相互联系和相互制约。

根据1989～2018年气象观测站的降水资料，筛选出对当地影响较大的暴雨和大雨个例，再利用NCEP/NCAR再分析资料分析500hPa等压面的环流形势，从短期天气预报角度出发，注重高原上空及其南侧、东侧的天气系统，特别是影响暖湿气流输送的中低纬天气系统，对造成昌都地区夏季强降水的大气环流形势进行分类。

综合昌都地区夏季强降水的实际情况，制定了2种个例筛选标准：一是昌都境内至少有1站出现暴雨，且境内或周边地区出现大雨；二是昌都境内有3站以上出现大雨，且周边地区出现大到暴雨。按照这个标准筛选出19次强降水过程（表1），根据这19次强降水过程的500hPa环流形势可分为高原低涡、高原槽及高原切变线3类（表2）。从表2看出，产生强降水的大气环流形势以高原切变线型为主（9次），产生最大降水强度的是高原槽型（3次，分别是波密75.9mm、卡若区44.6mm，类乌齐50.2mm）。

表1 1989～2018年昌都强降水个例统计

表2 1980～2018年昌都强降水过程500hPa环流形势分型结果

2.1 高原低涡型

高原低涡是生成于青藏高原主体上的一种次天气尺度低压涡旋，垂直伸展高度一般在400hPa以下，水平尺度为400～500km，多数为暖性结构。高原低涡是高原地区特有的天气系统，不仅直接影响高原降水，而且高原低涡东移还会影响到长江中下游、黄河流域等地。高原低涡的识别标准为：高原上空500hPa等压面上有3站以上的风向呈气旋性闭合低压环流。高原低涡一般集中出现在30°～50°N，其初生低涡存在2个涡源区，分别是在那曲以北和改则附近。

从高原低涡500hPa环流形势（图1a）上可看到，中低纬度的伊朗高压和副热带高压主体分别偏西、偏东，两高之间在高原上有明显的低涡，低涡控制高原中东部，低涡辐合线呈东西向，在南部印度半岛至孟加拉湾一带低值系统的配合和共同作用下造成了强降水天气。

高校内部控制建设在外部政策要求和自身使命驱动下日趋紧迫和必要，因此在标准框架下探讨内部控制建设问题与对策具有非常重要的意义。

2.2 高原槽型

高原槽型指高原上空有低压槽，西太平洋副热带高压较强，副热带高压的西脊点位于110°E附近。在这种环流背景下，不仅有利于副热带高压外围和高原槽之间有较强的偏南暖湿气流，还可以在低压槽附近形成偏西风与偏南风之间的切变，造成冷暖空气的交汇。

从高原槽型的500hPa环流形势（图1b）上可看出，伊朗高压和西太副热带高压均较强盛，尤其副热带高压外围的588线西伸至105°E附近，高原至印度半岛上空有明显的低压槽，这种环流形势下在低压槽和西太副高之间有较强的偏南暖湿气流，满足了强降水产生的水汽条件；同时，高原槽的存在，一方面可以加强偏南暖湿气流，另一方面也可在低压槽和 高压之间形成偏西风与偏南风的切变，造成冷、暖空气的交汇，导致强降水天气的发生。

2.3 高原切变线型

高原切变线是在青藏高原地区经常出现的500hPa切变线，是高原地区最重要的降水系统之一。高原切变线一般呈现为横切变线和竖切变线两种形式，出现最多的是横切变线。从高原切变线型的环流形势（图1c）上可看出，高原中东部存在东西向切变线，切变型的主要特征是高原南侧有低值系统，西北气流与西南气流构成风切变，这种冷、暖空气的交汇往往能够形成强烈辐合，迫使暖湿空气抬升，产生强降水。

图1 昌都不同环流类型强降水的500hPa环流形势（a.高原低涡型，b.高原槽型，c.高原切变线型）

竖切变线以2013年7月26～28日为例，从500hPa环流形势（图略）上看，伊朗高压和副热带高压均强盛，副热带高压稳定维持在105°E、30°N附近，伊朗高压东伸至高原中东部，高原南部印度半岛至孟加拉湾一带有低值系统，在高原中东部两高之间形成了竖切变线，沿伊朗高压外围的偏北气流向高原南下输送的冷空气与低值系统配合副高外围暖湿气流北上，在高原上形成了很好的交汇，造成了此次强降水。

横切变线以2011年7月13～15日为例，从500hPa环流形势（图略）上看，高纬度为两槽一脊型，中低纬度为两高偏弱，西北地区有高压单体倒灌冷空气至高原北部，高原中东部存在切变线，有利于冷暖空气在高原上空交汇，导致了此次强降水。

3 不同环流类型强降水的水汽输送轨迹

长期以来，我国气象工作者有一个共同的概念，即我国的水汽来源主要来自孟加拉湾和南海，而我国夏季降水的水汽主要来源于热带季风，印度西南季风在高原南坡被强迫分为二支，成为我国夏季降水的主要水汽输送带。

为了揭示昌都地区水汽垂直分布状况，利用国家气象数据中心提供的近30年昌都站定时探空数据，分析昌都地区的整层水汽变化特征（图略）发现：昌都上空水汽主要集中在300hPa层以下，近90%集中在600～400hPa。由于昌都地区的平均海拔较高，水汽垂直分布从600hPa高度开始计算，因此，在考虑降水的水汽来源时主要分析600hPa、500hPa、400hPa三个等压面。为了研究昌都夏季强降水水汽轨迹特征，选取昌都本站为模拟初始站点。一般研究认为，最大水汽输送量出现在距离地面2km高度附近[19]，由于文中研究区域地形海拔多在3500m以上，模拟起始高度至少高于地形表面300m，600hPa在昌都地区距离地面约1000m，为此选取1000m作为模拟初始高度（模拟层次分别为1000m、2000m、4000m），利用NCEP中心的GDAS资料，取不同标准的强降雨个例进行HYSPLIT后向轨迹研究，探讨每一条水汽轨迹之间的差异。

图2是利用后向轨迹模式得到的昌都地区强降水过程向前推导72h的水汽轨迹。从2017年7月7～9日暴雨天气过程（图2a）可知，500hPa上的水汽主要来自孟加拉湾的暖湿气流，600hPa上的水汽主要来自印度的暖湿气流（东部阿萨姆邦），高层400hPa上的水汽输送来自西方伊朗高原的较冷空气；这种“上冷下暖”的不稳定层结加上中低层偏南暖湿气流提供的充沛水汽，有利于对流性强降水的发生。从2010年7月16日大雨天气过程（图2b）可知，400hPa、500hPa的中上层均为偏西气流，而低层600hPa为偏南气流且水汽源地并非在海洋上。

图2 利用后向轨迹模式得到的昌都强降水过程向前72h的水汽轨迹（a.2017年7月7～9日暴雨天气过程，b.2010年7月16日大雨天气过程，绿线、蓝线、红线分别代表400hPa、500hPa、600hPa水汽轨迹，五角星代表模拟初始站点昌都）

需要特别指出的是，2011年7月13日（图3a）和2015年7月13日（图3b）的大雨过程具有较为特殊的“下冷上暖”结构。从降水过程向前96h水汽轨迹（图3）可以看出，中低层水汽主要来自偏北或偏西方向的较冷气流，对流上层400hPa水汽输送来自偏南方向的暖湿气流，形成“下冷上暖”结构。一般这种“下冷上暖”结构的强降水出现在过渡季节（6月和10月），但是这两次过程均发生在7月。研究发现，这两次大雨过程之所以表现出“下冷上暖”的结构特征，其主要原因是向南侵入的冷空气占据主导地位，迫使偏南暖湿气流的被动抬升。由此可见，就强降水天气现象而言，判断水汽来源，必须结合大气环流形势具体分析。

图3 利用后向轨迹模式得到的昌都大雨过程向前96h的水汽轨迹（a.2011年7月13日大雨天气过程，b.2015年7月13日大雨天气过程，绿线、蓝线、红线分别代表400hPa、500hPa、600hPa水汽轨迹，五角星代表模拟初始站点昌都）

图4给出了昌都地区不同环流型暴雨过程向前推导360h的平均水汽轨迹。如图所示，三个等压面上的水汽轨迹基本一致，均以偏南方向为主；其中高原低涡型（图4a）和高原切変线型（图4c）的水汽轨迹在三个等压面均以西南方向为主；而高原槽型（图4b）在600hPa存在东南方向的水汽轨迹。分析可知，上述三个等压面上的水汽轨迹来源分别与有利于产生降水的天气系统相联系。如高原槽型的暴雨天气过程中，高原槽大多有印缅槽和西太平洋副热带高压西伸的配合，在高原南侧形成“西低东高”的态势，强的偏南气流可以将来自南海和西太平洋的水汽向北输送到高原东部。

图4 昌都不同环流型暴雨过程向前360h的平均水汽轨迹（a.高原低涡型，b.高原槽型，c.高原切变线型，绿线、蓝线、红线分别代表400hPa、500hPa、600hPa水汽轨迹，五角星代表模拟初始站点昌都）

图5给出了昌都地区不同环流型大雨过程向前推导360h的平均水汽轨迹。如图所示，不同环流型大雨过程在600hPa、500hPa的水汽轨迹均以偏南方向为主；在400hPa，高原低涡型和高原切変线型的水汽轨迹以偏西方向为主，高原槽型的水汽轨迹以偏南方向为主；相对于暴雨而言，不同环流型大雨过程在3个等压面的水汽来源较分散且水汽条件较差。

图5 同图4，但为大雨过程

就暴雨而言，三个等压面的水汽轨迹方向基本一致，600hPa水汽主要来源于偏南方向，500hPa、400hPa水汽主要来源于西南或南方，即暴雨发生时水汽路径主要为南方路径。就大雨而言，400hPa水汽主要来源于偏西方向，500hPa水汽主要来源于西南方向，其次是偏西方向，而600hPa水汽主要来自偏南方向；与暴雨相比，不同环流型大雨过程的水汽来源均较分散且水汽条件较差。夏季昌都地区的水汽以来自印度洋、孟加拉湾、阿拉伯海、南海的偏南气流为主，最远可以追溯到大西洋，来自青藏高原南部海洋上的水汽输送对昌都地区降水等级有着决定性影响。

4 结论

利用昌都及周边地区18个气象观测站的1989～2018年逐日降水资料和NCEP/NCAR再分析资料，在环流分型的基础上，应用HYSPLIT后向轨迹模型分析了两种等级降水的不同环流形势的水汽输送轨迹，主要结论如下：

（1）昌都地区强降水的产生与夏季高原上的天气系统、高原南侧的偏南气流、西太平洋副热带高压以及西风带天气系统共同作用有关。强降水过程的500hPa环流形势可分为3种类型，即：高原低涡型、高原槽型、高原切变线型。产生强降水的大气环流形势以高原切变线型为主，对应最大降水强度的是高原槽型。

（2）昌都地区暴雨发生时水汽来源主要是南方路径，三个等压面的水汽轨迹方向基本一致；与暴雨相比，昌都地区大雨发生时的水汽来源均较分散且水汽条件较差。

（3）夏季昌都地区的水汽以来自印度洋、孟加拉湾、阿拉伯海、南海的偏南气流为主，最远可以追溯到大西洋，来自青藏高原南部海洋上的水汽输送对昌都地区降水等级有着决定性影响。