汶川地震灾区暖区强降水的特征及环流分型研究

周长春，吴蓬萍，许东蓓，周秋雪

(1.四川省气象台,四川 成都 610072； 2.高原大气与环境四川省重点实验室，四川 成都 610225； 3.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，四川 成都 610072； 4.中国气象局成都高原气象研究所，四川 成都 610072)

滑坡、泥石流、城市内涝等灾害每年都会造成人员伤亡和财产损失，而强降水是诱发上述次生灾害主要原因，因此强降水及其天气系统是气象业务和科研工作中的一个重点[1-2]，尤其是发生在暖区的强降水，由于其对流性和局地性强，预报难度更大。通常暖区暴雨分为两种：产生于锋面低槽中地面锋线南侧的暴雨和地面未受冷空气或冷性高压脊控制时产生的暴雨[3]。

从1999年薛纪善等[4]较全面深入的观测和研究华南暖区暴雨开始，气象工作者不断研究和探求着暖区强降水这一预报难点[5-7]。伴随华南暖区强降水研究的深入，其他区域的暖区强降水也逐渐受到关注。孙兴池等[8]指出气旋暖区暴雨高低空系统重合，暴雨出现在850 hPa 假相当位温暖湿舌里。王宗敏等[9]研究发现副热带高压(简称副高)存在明显的动力、热力和对流不稳定度边界，对流雨带发生在副高的边界附近。周明飞等[3]对比分析了2008和2010年初夏贵州发生的两次暖区暴雨，得出地面热低压、地面辐合线、低空急流强是两次暖区暴雨过程的共同特点。

上述研究在暖区暴雨的成因、中尺度特征、可能的触发机制等方面取得了一定的成果。但是，对四川的暖区暴雨的研究较少，而近几年随着加密自动站的架设发现四川盆地与青藏高原东坡的过渡带上，每年都会有多次暖区的强降水产生。这一暖区强降水多发区域刚好和汶川地震灾区高度重合，有研究表明由于汶川地震作用，灾害单体之间的连锁作用强烈，成灾机理更加复杂，防治难度大增[10]；陆研[11]、周健[12]等研究表明降水强度和滑坡泥石流灾害有密切关系，杨成林等[13]研究也表明汶川地震灾区发生的泥石流无一不是由降水激发产生，且田述军等[14]研究显示汶川地震后泥石流临界日雨量和临界小时雨量比震前都有明显的减小；脆弱的地质地表条件极易因突发性局地强降水产生较大的次生地质灾害，汶川地震灾区暖区强降水是近年来四川预报员关注的重点和难点。研究表明，复杂的下垫面对强降水这种中小尺度天气过程影响很大，其热力和动力作用往往能触发暴雨或者使之增强或削弱[15-16]。赵玉春等[17研究川西高原东坡地形对流暴雨影响得出，盆地低层气流从西南(偏南)气流逐渐发展成东南(偏东)气流，是地形暴雨形成的重要原因。周长春等分析2012年盆地西部暖区强降水典型个例也发现龙门山地形与暖区强降水有密切的关系[16]。

本文将利用常规观测、加密自动站和ERA Interim再分析(分辨率0.5°*0.5°)资料对2009-2018年间发生在汶川地震灾区的31次地面无冷空气影响暖区强降水个例的降水时空分布特征、对流发生发展的环境条件和大尺度环流背景进行统计分析，以期总结出盆地西部暖区强降水相关预报指标，得出对预报有参考价值的结论。

1 资料与方法

选取“5.12”汶川地震后的2009-2018年之间经过数据质控的逐小时加密自动站雨量资料作为研究对象，研究区域为位于四川盆地西部的汶川地震灾区，主要包括广元、绵阳、德阳、成都、雅安5市，选取上述5市经过质控的共264个自动站分析研究的对象(分布图见图1，测站海拔在430-2 000 m之间，位于盆地和龙门山之间的过渡带上。

图1 加密自动站分布图Fig.1 Distribution of the automatic weather stations

通过统计分析汶川地震灾区暖区强降水与地形的关系，强降水出现的频次和强降水主要时段；利用地面、高空观测和ECWMF再分析资料分析汶川地震灾区暖区强降水发生的环境条件和环流背景，对地震灾区暖区强降水的特征进行较全面的统计分析，并归纳出汶川地震灾区暖区强降水发生、发展的有利的环境条件和主要的大尺度环流形势。

2 汶川地震灾区暖区强降水个例选取

通常暖区暴雨分为2种： 产生于锋面低槽中地面锋线南侧的暴雨和地面不受冷空气或冷性高压脊控制时产生的暴雨[4]。笔者参考第二种暖区暴雨的概念，定义暖区强降水是指地面无冷空气影响，且处于暖性低压或偏南气流影响时产生的强降水。田述军等[14]统计了2010-2012年汶川地震后发生的33次泥石流，得出泥石流发生前的平均日雨量为51.2 mm，平均小时雨量为23.9 mm；结合气象业务上对暴雨和短时强降水的规定，本文的暖区强降水个例选取标准为：研究区域内有5个及以上的测站日累计降雨量大于等于50 mm，且至少有一个小时雨量大于等于20 mm作为一次暖区强降水过程。表1是根据上述定义选取出的2009年至2018年四川盆地31个汶川地震灾区暖区强降水个例，其中7-8月(有29个个例)是暖区强降水发生的主要时段，这与副高北跳，其脊线位于江淮流域，盆地受其影响利于高温、高能、高湿条件的形成，从而使得盆地热低压发展并维持，一方面副高的存在使得高空冷性低值系统(低槽、切边、低涡)不易东移影响四川盆地，另一方面地面热低压又阻挡了地面冷空气入侵盆地，使得汶川地震灾区附近无冷空气影响，但在地形和其他有利条件下暖区强降水在汶川地震灾区(盆地与龙门山过渡带)产生。

表1 2009-2018年31个暖区强降水个例Table 1 The 18 warm-zone torrential precipitation cases during 2009-2018

3 汶川地震灾区暖区强降水的特征分析

分析“5.12”汶川地震灾区31个暖区强降水个例的降水落区的海拔高度、降水主要时段、小时降水强度和日变化特征，能够揭示暖区强降水的时空分布特征以及其与龙门山地形存在的特殊关系。

3.1 强降水时空特征及于海拔高度的关系分析

研究表明盆地西部暖区强降水与地形有密切的关系[18]。统计分析2009-2018年31个暖区强降水过程的逐小时降水资料(图2(a))显示，小时最大降水量的分布比较分散，不是完全沿着龙门山地形分布，但最大小时雨强大于60 mm的落区主要位于地震重灾区的绵阳、德阳、成都3市西部的沿龙门山区域，以及雅安喇叭口地形的爬坡区；而强降水过程期间的暴雨日数分布图(图2(b))显示强降水过程期间的暴雨落区与龙门山的地形分布十分吻合，主要的中心刚好位于地形落差最大的汶川地震重灾区什邡、绵竹、北川、安县等区域。进一步分析强降水与海拔高度的关系显示(表2)，暖区强降水主要发生在海拔高度500-1 000 m的盆地与龙门山过渡带上，这一海拔高度也出现了最大的暴雨日数，达583日次，平均每站约有4.5日次的暴雨，远大于其他海拔高度的测站。

图2 暖区强降水小时最大降水量分布图(a)及暴雨日分布(b)图Fig.2 Distributions of the hourly maximum rainfall (a) and storm rainfall days(b)

表2 暖区强降水的特征及其海拔高度表Table 2 The characteristics and altitude of the warm-zone torrential precipitation

3.2 短时强降水频次及日变化特征分析

汶川地震灾区暖区强降水的时间分布特征(图3)显示，强降水发生的具有明显的日变化特征。小时雨强大于20mm的短时强降水的频次主要有两个峰值时段，分别是00-09时和午后的16-19时，其中凌晨到早上时段是暖区强降水发生频次最集中的时段，尤其是04时超过了141站次/小时。相应的总降水量也表现为相似的分布形态。暖区强降水的时间特征表明，强降水的发生于盆地西部地形及地气之间的能量能量交换有密切的关系。7-8月午后16-19时是四川盆地太阳辐射地面升温能量积累最多的时段，利于局地热对流的发展进而产生暖区强降水；而0-9时，随着太阳辐射的减弱消失，地气之间的能量交换较白天发生明显的变化，产生由龙门山向盆地吹的冷性山风，进而触发了沿山的对流发展产生暖区强降水。同时副高在夜间较白天弱，利于500 hPa层附近青藏高原东侧弱冷平流东移，影响盆地西部沿山地区，增强位势不稳定性，进而使得强降水更加明显。

图3 暖区强降水的频次与累计降水量的日变化特征Fig.3 The frequencies and daily variation of the warm-zone torrential precipitation

4 汶川地震灾区暖区强降水的环境条件分析

前面主要分析了强降水的特征及其与地形的关系，那么引起暖区强降水的对流要发展必然有其有利大气环境条件，下面将主要利用常规的高空、地面观测和加密自动站资料分析盆地西部暖区强降水发生发展的大气环境条件。

表3给出了盆地西部暖区强降水开始前，盆地西部从地面到高空的大气环境条件(其中探空站以位于盆地西部的温江站(56187)为统计站点。统计31次过程显示：

表3 暖区强降水大气环境物理量表Table 3 The atmospheric conditionsof the warm-zone torrential precipitation

能量条件：CAPE值平均值为1 900 J/kg(最大值达4 200 J/kg)，θse(500-850)均为负值，31次过程中有28次过程盆地及西部有热低压发展(平均气压值为975 hPa)，而K指数平均值在41℃。上述能量条件表明在“5.12”灾区暖区强降水发生前，盆地西部热低压发展，大气能量得以积累形成高能不稳定的大气层级状态，具备对流发展的能量和层级条件；同时，较大的CAPE使得对流发展时能够产生较大的上升速度促进对流发展进一步加强 。

水汽条件：暖区强降水开始前以温江探空站显示，850 hPa上露点温度平均为21℃，比湿平均为18g/kg。两个表征湿度的要素都大于了四川盆地出现暴雨的阈值，本地的水汽含量已足以产生局地的短时强降水。

抬升条件：自由对流高度LFC平均值在788 hPa，表明自由对流高度比较高，需要有一定的抬升触发机制使得低层暖湿水汽抬升到一定高度对流才能自由发展。统计分析发现每次过程前及过程期间位于青藏高原与四川盆地过渡带的红原探空站及其附近探空站在29次过程中500 hPa都有-1至-2℃的弱的冷平流存在，弱冷平流沿高原边界层下滑，增强了盆地西部的上下层的位势不稳定性，对对流发展有触发作用；同时暖区强降水主要发生在夜间，冷性的山风也是一个重要对流触发机制。

上述分析表明，盆地西部暖区强降水是在高能高湿不稳定层结条件下，在沿高原边界层下滑的弱冷空气和山谷风环流的共同触发下发生并发展的对流性强降水。

5 汶川地震灾区暖区 强降水的环流分型

中小尺度对流系统发生发展，需要有有利的大尺度环流背景，对31次汶川地震灾区暖区强降水的500 hPa环流形势统计分析得出，引起汶川地震灾区暖区强降水主要有副高型(23次)和鞍型场型(7次)2种大尺度环流形势，有1个例500 hPa环流形势不属于上述2种形势，在下文分析讨论予以剔除。下面对这两种主要的环流形势的大尺度高低空环流配置和局地气象特征进行进一步的归纳和总结。

5.1 副高型

副高型，图4(a)显示，副高强盛，脊线位于30°N附近，588位势什米线西极点位于重庆西部至四川盆地东北部，盆地西部受副高反气旋环流控制，副高西侧的青藏高原东部有高原低值系统活动，但受强盛副高的阻挡高原低值系统不能直接东移影响盆地西部；700 hPa上(图略)为弱的偏南气流控制四川盆地，无切变线、西南涡等系统影响；地面均为热低压控制，气压低于1 000 hPa，过程期间无地面冷空气影响盆地西部地区，不稳定能量得以积累，CAPE一般大于1 000 J/kg；850 hPa上有至南海北上的偏南气流(图4(b))，偏南气流在进入盆地后转为东南气流，风速在2-6 m/s之间，一方面为暖区强降水输送暖湿水汽，使得汶川地震灾区附近比湿在18 g/kg左右，另一方面，东南风与盆地西部的东北西南走向的龙门山地形近乎垂直，利于地形强迫抬升，触发对流。一般情况下，东南气流风速越大降水量也越大。总结上述环流分析，得出盆地西部暖区强降水的副高型环流模型(图4(c))。

图4 副高型暖区强降水的环流模型Fig.4 The subtropical-high model of the warm-zone torrential precipitation

将水平风的南北分量投影到垂直方向并与垂直速度组合可以得到大气垂直方向上的流场。作经过暖区强降水落区的剖面图显示，盆地近地层有与龙门山地形近乎垂直的偏东气流，偏东气流沿龙门山地形爬升是暖区强降水的一个重要触发机制(地形强迫抬升)；在强降水落区附近至450 hPa上为沿地形的上升气流区，而450-250 hPa则为辐散层，且600 hPa附近有偏东风，两者阻止了强降水对流系统在高度和范围上增强和扩大，使得降水主要发展地震灾区及其附近区域。

ω方程可以诊断强降水过程的垂直运动的发展。副高型暖区强降水过程，其高空影响系统中高空西风带槽(切变)未能直接影响强降水落区，因此，主要分析厚度(温度)平流的拉普拉斯项和非绝热加热的拉普拉斯项对暖区强降水的触发作用。图5(b)显示，四川盆地及降水落区附近地面至700 hPa都为暖平流，暖平流区利于上升运动形成；而青藏高原东坡地形上有较明显的冷平流(中心强度则为36×10-6Ks-1)存在，冷暖平流在暖区强降水落区附近交汇进一步增大了大气的位势不稳定性，上升运动更易发生。另外，低层暖平流使得地面热低压维持或者气压进一步降低，而在热低压中的降水释放凝结潜热，进而加强上升运动，热低压、暖平流及强降水三者相互作用使得上升运动维持。

图5 副高型暖区强降水的局地环流特征Fig.5 The local circulation of the subtropical-high model

5.2 鞍型场型

鞍型场型时，图6(a)显示，副高脊线仍位于30°N附近，588位势什米线较副高型位置明显偏东，但副高反气旋环流仍控制四川盆地，同时青藏高原上的青藏高压也较强盛，两高之间在川西高原有切变存在；700 hPa上仍为弱的偏南气流控制四川盆地，无明显西风带低值系统影响；地面为热低压控制，气压低于1 000 hPa，过程期间无地面冷空气影响盆地西部地区；850 hPa上有至南海北上的偏南气流(图6(b))，但偏南气流风速略小于副高型，约为2-4 m/s，偏南气流在进入盆地后仍转为东南气流，利于能量和水汽的输送和地形强迫抬升。总结上述环流分析，得出盆地西部暖区强降水的副高型环流模型(图6(c))。

图6 鞍型场型暖区强降水的环流模型Fig.6 The saddle field model of the warm-zone torrential precipitation

同副高型相似，流线剖面图(图7(a))显示，盆地近地层有龙门山地形近乎垂直的偏东气流，并形成了沿地形的爬升气流；在强降水落区附近至550 hPa上为沿地形的上升气流区，而500-200 hPa则为下沉气流，也抑制了强降水进一步发展增强。温度平流剖面图(图7(b))也显示四川盆地及降水落区附近地面至700 hPa都为暖平流，但较副高型偏弱，青藏高原东坡地形上有也有相对弱一些的冷平流存在，冷暖平流交汇也增大了大气的位势不稳定性，上升运动更易发生。

图7 鞍型场型暖区强降水的局地环流特征Fig.7 The local circulation of the saddle field model and terrain (shaded, unit: dagpm)

上述分析表明虽然大尺度环流形势上可以分为副高型和鞍型场型，但汶川地震灾区暖区强降水具有相似的局地环流特征，低层的偏东风的暖湿水汽输送和偏东风被龙门山地形爬升形成暖湿空气抬升，并配合600 hPa附近沿高原东坡下滑的弱冷平流，共同作用触发了高能高湿的沿龙门山地区的暖区强降水，但同时又与中高层的下沉或者辐散气流以及偏东气流的引导抑制了强降水的范围和强度进一步增大，使其主要落区位于龙门山沿山的汶川地震灾区附近。

6 结论

统计2009-2018年31次汶川地震灾区暖区强降水个例显示：暖区强降水主要发生在海拔高度500-1 000 m的盆地与龙门山过渡带上，这一海拔高度也出现了最大的暴雨日数；雨强大于20 mm的短时强降水的频次主要有两个峰值时段，分别是00-09时和午后的16-19时，其中凌晨到早上时段是暖区强降水发生频次最集中的时段，相应的总降水量也表现为相似的分布形态；暖区强降水发生在高能高湿不稳定层结大气环境中，加之沿高原边界层下滑的弱冷空气和山谷风环流的共同作用触发，使得暖区强降水发生；同时在中高层下沉气流和暖区强降水低层东侧的偏东风气流的影响下，使得暖区强降水对流系统强度和范围都受到一定程度的抑制，使其落区主要位于汶川地震灾区及其附近地区；对31个暖区强降水个例的大尺度环流背景统计分析显示，主要有副高型和鞍型场变型两类。