安徽省高山站與周邊站暴雨及其大氣環(huán)流特征分析

丁從慧，邱學興，楊祖祥

（安徽省氣象臺，合肥230061）

近年來，全球變暖背景下極端氣候事件的變化已引起社會各界的廣泛關注，IPCC第四次評估報告指出：全球氣候變暖已是事實，氣候變化通過改變降水的空間分布和時間變異特性，從而影響水資源的時空布局［1］。突發(fā)性局地暴雨或持續(xù)性暴雨造成巨大的經濟損失和人員傷亡，并且對人們的生活有著廣泛影響［2］。國內的研究表明，長江中下游地區(qū)近20年降水有顯著增多趨勢，主要影響極端降水的天氣系統(tǒng)是鋒面氣旋、西南渦切變類型［3，4］。降水發(fā)展過程迅速、強度大而給氣象預警和數值預報系統(tǒng)帶來巨大的挑戰(zhàn)，從而研究其機理可以為氣象災害預報暴雨發(fā)生、發(fā)展規(guī)律等提供依據，具有很重要的實際意義。

安徽省地處中緯度地帶，屬于暖溫帶向亞熱帶的過渡型氣候，南北氣流交匯，天氣多變，區(qū)域氣候特征明顯，降水的年際變化較大，旱澇頻發(fā)，暴雨是主要災害性天氣之一，其中皖南山區(qū)強降水容易導致山洪、泥石流等次生災害。黃山、九華山為皖南三大山系之二，面積分別約1 200、120 km2，氣候具有垂直變化特性，局部地形對其天氣起一定作用，形成云霧多、降水多的氣候特點。有研究表明，安徽省常年暴雨量呈南多北少的緯向空間分布，暴雨量及暴雨站次最多出現在6月下旬和7月上旬，暴雨量呈上升趨勢的地區(qū)主要集中在淮北西部和江南南部；當山脈出現強降水時，恰好是降水系統(tǒng)擾動經過山脈時，擾動使降水系統(tǒng)增強，降水出現增幅［5-8］。

本研究旨在通過統(tǒng)計多年高山站和周邊站的降水指標，以期得到該地區(qū)的降水規(guī)律，對提高山區(qū)強降水預報能力具有重要意義，旨在為今后暴雨預報及研究提供參考，同時也能為風景名勝區(qū)自然資源的開發(fā)利用與保護以及旅游事業(yè)的發(fā)展提供科學依據。

1 資料與方法

1.1 資料

主要選取1981—2013年安徽省黃山及周邊具有代表性的觀測站（太平、黟縣）、1991—2013年九華山及周邊觀測站（青陽、池州）逐日（20時至次日20時，北京時）降水資料；其中各站高度為黃山站1 836.0 m、太平站194.8 m、黟縣站227.3 m、九華山站647.0 m、青陽站32.7 m、池州站39.4 m。美國國家環(huán)境預報中心（NCEP）發(fā)布的水平分辨率為1°×1°的逐日再分析數據集，包括位勢高度、風場等物理量，資 料長 度為2000年1月1日至2013年12月31日。站點位置如圖1所示。

1.2 方法

根據中國氣象局規(guī)定，R24h（24 h內雨量）50.0～99.9 mm為暴雨，100.0～249.9 mm為大暴雨。本研究規(guī)定，臺站某日R24h≥50 mm，則該臺站在該日出現一次暴雨，也記該日為一個暴雨日；定義年平均暴雨強度為一年中所有暴雨日降水總量與暴雨日總數之比（即24 h降水量）；年平均暴雨日為多年所有暴雨日的平均。并對高度場進行經驗正交函數分解（EOF）和時間系數的分析。

圖1 安徽省空間站點分布

2 結果與分析

2.1 高山站和周邊站降水特征分析

2.1.1 降水指標特征表1統(tǒng)計了安徽省高山站與周邊站的多年降水量，黃山、九華山2個高山站年均降雨日為197.7、187.7 d，分別比周邊站太平、池州高15.7、14.7 d；2個 高 山 站 年 均 降 水 量 為2 290.3、2 077.6 mm，分別比周邊站太平、池州高722.8、594.7 mm；2個高山站年平均暴雨強度（暴雨日）分別為83.3 mm/d（8.5 d）、79.6 mm/d（7.7 d），大暴雨強度（大暴雨日）分別為133.5 mm/d（1.9 d）、135.0 mm/d（1.5 d），且高山站的前2項降水指標均大于周邊站，說明地形對降雨有促進作用，黃山站的大暴雨強度指標低于周邊站（太平），可能在大暴雨情形下地形對降水影響不大，與天氣系統(tǒng)本身有關。

2.1.2 年際降水特征由圖2可知，黃山、九華山站與周邊站年際降水量變化整體呈波動式分布。高山站的多年降水量基本高于同年的周邊站，1999年降水量最大，黃山和九華山分別為3 228.1、3 166.1 mm，其他年份都呈波動趨勢。黃山、九華山站多年平均降水量分別為2 290.3、2 077.6 mm，其中黃山、九華山的多年降水量平均值分別比周邊站太平、青陽高722.8、215.5 mm；黃山站海拔高于九華山，均處于同一大氣環(huán)流之下，且降水量相差較大，由此現象可以說明地形對降水有一定的影響，且根據山體高度的不同而不同，山體高度高，降水量大。

2.1.3 不同季節(jié)降水特征對比2個高山站與周邊站的多年平均暴雨強度如圖3所示，均隨月份呈先增大后減小的趨勢。黃山地區(qū)3個站均在6月暴雨強度最大，其次是7月、8月；其中黃山、太平、黟縣站多年平均最大暴雨強度分別達293.5、160.0、260.0 mm/d，1月太平站的多年平均暴雨強度為0 mm/d，其他2個站多年平均暴雨強度大于63 mm/d，但在2月，太平站的年均暴雨強度達111.5 mm/d，均高于其他2個站，3站在12月均無暴雨日。九華山地區(qū)暴雨強度最大分布在7月（九華山、青陽）和6月（池州），九華山、青陽、池州站多年平均最大暴雨強度分別為195.0、169.0、184.0 mm/d；九華山（1—2月）、青陽和池州（12月）站暴雨強度為0 mm/d；在6—8月的大暴雨強度均是高山站大于周邊站（青陽、池州），8月九華山站多年平均暴雨強度比青陽、池州站多55.4%、72.8%，高山站高于周邊站且相差最大，可能因為山脈的動力抬升作用使得山區(qū)降水強度偏高于周邊，因此海拔高度對降水的增強作用明顯；在大暴雨量級降水中，地形對降水差異影響不大，可能與天氣系統(tǒng)本身有關。

陶詩言等［9］研究表明，地形對暴雨的落區(qū)和幅度有影響，山脈地形對暴雨有加強和增幅作用，并影響強降水的落區(qū)；丁仁海等［10］研究發(fā)現，山區(qū)雨量分布不均，具有明顯的山地地域特征，地形作用就是其中一個影響因素。通過多年平均降水量、暴雨日、暴雨強度等變化研究分析，降水集中在6—8月，高山站的降水量以及強度方面均高于周邊站，地形對降水的增強作用十分明顯。

2.2 地形增幅下的風場統(tǒng)計特征

經統(tǒng)計，1981—2013年黃山、太平、黟縣站暴雨日分別有280、138、214 d；1991—2013年九華山、池州、青陽站暴雨日分別有176、168、182 d。其中，同時發(fā)生暴雨時黃山站的暴雨強于周邊太平站的日數有79 d，小于周邊太平站的有26 d；九華山站的暴雨強于周邊青陽站的日數有52 d，小于周邊青陽站的有35 d。統(tǒng)計結果表明，高山站的暴雨日均高于周邊站，山區(qū)地形對降水有一定的增幅作用。

表1 各站點多年降水特征統(tǒng)計

圖2 黃山（a）、九華山（b）與周邊站年際降水量的變化特征

圖3 黃山（a）、九華山（b）與周邊站多年平均暴雨強度隨季節(jié)變化特征

圖4 統(tǒng)計了高山站為暴雨且大于山下（太平、青陽）的天氣背景下的各層風向，此種情況下黃山、九華山站降雨日分別共有100、76 d。黃山站850 hPa西南風占比最大，為28.0%，其次為偏西風（15.0%）；700 hPa的偏西風占比最大，為36.0%，其次為西南風（23.0%）；低層925 hPa，東北風占比最大，為20.0%，其次為偏北風（16.0%）和西南風（16.0%）。九華山站925 hPa的東北風占比最大，為31.6%，其次是偏北風（17.0%）；850 hPa中偏東風占比最大，為19.7%，其次是東北風（18.4%）；700 hPa偏西風占比最大，為34.2%，其次是西南風（19.7%）。

圖4 黃山（a）、九華山（b）高山站925、850、700 hPa各層風向

由850 hPa和700 hPa的風向統(tǒng)計資料可以看出，西南風或偏西風會增加黃山地區(qū)的降水量；九華山的700 hPa為偏西風，850 hPa為偏東風，山區(qū)更易出現暴雨，并且不同山體走向、高度、環(huán)境等因素也會影響降水的強度。

2.3 高山站和周邊站的環(huán)流特征

以高山站大于周邊站的暴雨日為統(tǒng)計對象，對500、850 hPa高度環(huán)流形勢場進行EOF分解，依次分析前3個載荷向量（LV1、LV2、LV3）及其對應的時間系數（PC1、PC2、PC3），能夠同時反映出空間要素分解隨空間分布模態(tài)和時間系數的變化特征。

2.3.1 黃山、九華山站降水異常分布的空間模態(tài)

近33年黃山暴雨背景下500 hPa高度場的EOF分析表明，方差貢獻率相對大，收斂速度快。選取高山站降水為暴雨量級且降水量大于周邊站降水的環(huán)境背景下高度形勢場的空間分布類型，展開前3個模態(tài)，其累積方差貢獻率達72.32%。第一模態(tài)的方差貢獻率為53.03%，全省一致為正，載荷值在1.5以上（圖5a）；其對應的時間系數PC1的峰（谷）值為黃山站降水的偏多（少）年（圖5b）。第二模態(tài)的方差貢獻率為13.99%，安徽省沿江江南地區(qū)載荷值在-0.5以下，沿江江北地區(qū)在-0.5～0（圖5c），表明全省高度場呈一致分布，沿江江南值?。ù螅亟敝荡螅ㄐ。?；其對應的PC2整體呈波動式的變化，以線性式下降（圖5d），說明降水有減少的趨勢。第三模態(tài)的方差貢獻率為5.30%，全省載荷值在-1～0（圖5e）；其對應的PC3整體波動不顯著，其中有6年的降水分布型與該年呈相反的分布型，并且相差很大（圖5f）。

850 hPa高度場EOF展開前3個模態(tài)累積方差貢獻為53.44%（圖6）。第一模態(tài)的方差貢獻率為30.02%，全省一致為正，呈經向空間分布，載荷值在1.5～2.0，大值區(qū)位于安徽省的西部（圖6a）；其對應的PC1的趨勢偏少，波動幅度較?。▓D6b），其中在2003年、2012年時間系數為極大值且為正，表明這2年安徽省黃山站降水量偏多的狀態(tài)極為顯著。第二模態(tài)的方差貢獻率為14.56%，全省一致為負，呈緯向空間分布，載荷值在-1.5～0（圖6c），表明全省降水日的高度場呈相同的分布，由北向南增大（減?。┓植稼厔菀恢拢黄鋵腜C2顯示降水量趨勢稍偏多（圖6d），在2002年、2011年、2012年降水量與該年呈相反的分布型顯著。第三模態(tài)的方差貢獻率為8.86%，全省一致為正，呈緯向空間分布，載荷值在0～1.5（圖6e）；其對應的PC3整體趨勢為負值，多年的降水特征呈下降趨勢（圖6f）。

圖5 黃山暴雨增幅日500 hPa高度場EOF分析的前3個模態(tài)及相應的時間系數

對近23年九華山暴雨背景下作500 hPa高度場EOF分析，展開前3個模態(tài)累積方差貢獻為70.1%，空間分布見圖7。第一模態(tài)方差貢獻率為51.53%，全省一致分布為負，載荷值在-2.0～-1.8（圖7a）；PC1的谷（峰）值為全省的高度場的波動狀態(tài)，整體呈線性減弱的趨勢，其平均減弱幅度約0.42%/10年，但未通過0.05顯著水平的統(tǒng)計性檢驗，即減少的趨勢不明顯（圖7b）。第二模態(tài)方差貢獻率為12.55%，全省一致分布為正，載荷值在0～0.8，呈緯向分布（圖7c），有研究表明江淮地區(qū)梅雨期的暴雨年在500 hPa中高緯西風帶中的經向運動大大加強［11］；PC2主要反映了全省的高度場隨時間的變化，它以0.07%/10年的線性遞減率下降，下降趨勢不顯著（圖7d）。第三模態(tài)方差貢獻率為6.02%，一致分布為負，載荷值在-1.8～-1.2，呈緯向空間分布，由北向南遞減，江南地區(qū)值最?。▓D7e）；PC3主要反映了全省的高度場隨時間的變化，它以0.60%/10年的線性遞增率上升（圖7f）。在前期，時間系數為負值，表明呈現相反的高度場分布，且這類分布因系數絕對值較大，分布比較顯著。

九華山850 hPa高度場EOF分析，展開前3個模態(tài)累積方差貢獻為54.94%，空間分布見圖8。第一模態(tài)方差貢獻率為30.82%，全省一致分布為正，呈經向分布，載荷值在1.8～2.4（圖8a），此地區(qū)暖濕氣流活躍，為強降水提供了充足的水汽，當上游系統(tǒng)東移，西太平洋副熱帶高壓的活動或冷空氣擴散南下時易形成強降水；第一模態(tài)對應的時間系數PC1以0.16%/10年的線性遞減，整體的波動率較?。▓D8b）。第二模態(tài)方差貢獻率為15.94%，一致分布為負，載荷值在-1～0，呈緯向空間分布，由北向南遞增，江南地區(qū)值最大（圖8c）；PC2以0.24%/10年的線性遞減率下降，表現為低值背景-高值背景-低值背景的狀態(tài)，反映了23年暴雨背景下的環(huán)流分布（圖8d）。第三模態(tài)方差貢獻率為8.18%，全省一致分布為負，載荷值在-2.4～-1.8，呈緯向空間分布，由北向南遞減，江南地區(qū)值最?。▓D8e）；PC3以0.90%/10年的線性遞減，表現為高值-低值-高值背景的狀態(tài)，揭示了環(huán)流場年際變化特征（圖8f）。

圖6 黃山暴雨增幅日850 hPa高度場EOF分析的前3個模態(tài)及相應的時間系數

2.3.2 降水異常年份的高度場分布圖9是黃山站多年暴雨事件500、850 hP高度合成場的前3個貢獻率最大模態(tài)分布。500 hPa第一模態(tài)TT1整體的環(huán)流形勢是安徽省處于槽底（圖9a）；第二模態(tài)TT2表現的環(huán)流形勢平穩(wěn)，同時孟加拉灣的西南暖濕氣流持續(xù)向華東輸送豐富水汽（圖9b）；第三模態(tài)TT3表現為中緯度地區(qū)有冷空氣南下，同時有西南氣流向華東輸送暖濕水汽（圖9c）。在暴雨的環(huán)流背景下，850 hPa前3個貢獻率最大的模態(tài)均為平穩(wěn)偏西環(huán)流形勢（圖9d、圖9e、圖9f）。

圖10 為九華山多年暴雨事件500、850 hPa高度合成場上的前3個貢獻率最大模態(tài)。500 hPa第一模態(tài)環(huán)流形勢比較平直，主要為偏西氣流（圖10a）；第二（圖10b）、第三（圖10c）模態(tài)環(huán)流形勢表現為西高東低，安徽省處于環(huán)流平直狀態(tài)下。850 hPa 3個模態(tài)的形勢場表現為北方低槽與西南氣流相結合，更能反映出環(huán)流形勢的變化特征（圖10d、圖10e、圖10f）。

圖7 九華山暴雨增幅日500 hPa高度場EOF分析的前3個模態(tài)及相應的時間系數

通過研究表明，500 hPa環(huán)流形勢對黃山的降水影響大，850 hPa環(huán)流形勢對九華山的降水影響大，因此在今后的預報中更多考慮分析黃山500 hPa、九華山850 hPa的高度場，以期對高山站降水能做出更精準的預報指導。

3 結論

1）高山站年際降水變化均高于周邊站，多年平均月降水多集中在6—8月，多年平均月暴雨日最大值均出現在6月。6月黃山站多年平均暴雨強度最大值為293.5 mm/d，比周邊站平均暴雨強度高39.8%；九華山地區(qū)在6—7月多年平均月暴雨強度的最大值為195.0 mm/d，比周邊站平均暴雨強度高10.5%，因此說明海拔高度對增雨是顯著的，隨著高度的增加降水增幅作用越顯著，但對于大暴雨量級降水，降水有可能與系統(tǒng)本身有關，與地形關系不顯著。

2）據統(tǒng)計分析，研究時段內黃山暴雨日為280 d，比周邊站平均暴雨日高59.1%；九華山暴雨日為176 d，與周邊站平均暴雨日相當，說明暴雨量級降水量只是在一定海拔高度內隨海拔高度增加而增加；影響高山站降水的風向主體為700 hPa偏西風，低海拔的黃山850 hPa西南風、九華山925 hPa東北風對降水的影響更大。

3）暴雨背景下對高山站500、850 hPa進行EOF分解，500、850 hPa高度場分別對黃山、九華山降水影響更大，因此可為今后預報分析黃山500 hPa、九華山850 hPa高度場提供依據，以期對高山站降水能做出更精準的預報指導。

圖8 九華山暴雨增幅日850 hPa高度場EOF分析的前3個模態(tài)及相應的時間系數

圖9 多年暴雨事件黃山500 hPa高度場（a、b、c）和850 hPa高度場（d、e、f）的前3個模態(tài)分布

圖10 九華山多年暴雨事件500 hPa高度場（a、b、c）和850 hPa高度場（d、e、f）的前3個模態(tài)分布