漢江流域盛夏暴雨與天氣尺度瞬變波EP通量的可能聯(lián)系

黎 穎，王 欣，姚 靜，胡淑蘭

（1.漢中市氣象局，陜西 漢中 723000；2.漢臺區(qū)氣象臺，陜西漢中 723000；3.陜西省氣象臺，陜西西安 710014；4.陜西省氣候中心，陜西 西安 710014）

在溫室效應(yīng)不斷加劇的背景下，極端天氣事件頻發(fā)，與之相關(guān)的研究成為了研究熱點。其中，針對極端降水事件的研究指出，極端降水和強降水對總降水量的增加有正貢獻，而大部分地區(qū)極端降水對總降水的貢獻趨勢有所增加[1-2]。對全國年平均和季節(jié)降水變化趨勢進行分析發(fā)現(xiàn)，暴雨事件存在明顯的區(qū)域特征[3]。研究提出西南地區(qū)暴雨的頻次相對較低，但降水強度較大，這些地區(qū)暴雨引發(fā)的災(zāi)害很可能會更加嚴(yán)重[4]。

以往研究多集中在暴雨事件與海陸熱力差異及行星尺度氣候變率的相關(guān)關(guān)系方面，對暴雨事件的動力成因探討較少。錢維宏[5]對大氣變量進行時空物理分解，大氣變量分解后分為4個部分，分別為天氣尺度瞬變波、緯向平均的行星波、平均環(huán)流和環(huán)流緯向偏差組成。而中緯度天氣尺度瞬變波與大氣平均環(huán)流相互作用（波流相互作用）是產(chǎn)生天氣氣候事件的主要動力過程[6-8]，Eliassen-Palm通量分析則是一種重要的診斷方法，常被用來研究波流相互作用[9-11]。天氣尺度瞬變波是多尺度地形和熱力強迫以及大氣內(nèi)部波動非線性相互作用的結(jié)果[12-13]，對暴雨等極端天氣事件有指示意義[13-14]。也有學(xué)者從波動能量傳播的角度對天氣氣候事件展開研究[15-16]。

旨在探討暴雨事件的發(fā)生與天氣尺度瞬變波變化特征的聯(lián)系。鑒于以往研究多關(guān)注冬季中緯度地區(qū)極端降水與瞬變波的聯(lián)系，對夏季暴雨及瞬變波活動特征關(guān)注較少，且漢江上游地區(qū)是夏季暴雨頻發(fā)區(qū)。因此，選取夏季對瞬變波活動特征與漢江上游地區(qū)暴雨的聯(lián)系進行研究。

1 資料和方法

1.1 數(shù)據(jù)資料

使用1980—2015年7—8月ERA-5全球月平均再分析資料以及逐日再分析資料，水平分辨率為0.25°×0.25°，垂直方向有27個標(biāo)準(zhǔn)氣壓層（1 000～100 hPa）。

1.2 Eliassen-Palm（EP）通量

Eliassen-Palm通量（EP通量），可以用來表征瞬變波的傳播特征，為了得到瞬變波的傳播特征及其對平均環(huán)流的影響，首先對7、8月暴雨過程的逐日資料進行緯向平均，并利用相應(yīng)的緯向偏差計算逐日的EP通量及其散度場。

在球面氣壓坐標(biāo)系和準(zhǔn)地轉(zhuǎn)近似下，EP通量矢量：

EP通量的散度:

由變換的歐拉平均（TEM）得到緯向動量方程：

大氣環(huán)流風(fēng)矢量V（λ，φ，t）Y由天氣尺度瞬變波V（λ，φ，t）*Y'、緯向平均的行星波V（φ，t）［ ］'Y、平均環(huán)流和環(huán)流緯向偏差V（t*λ，φ）組成[5]，可看出其他項相對不變的情況下，天氣尺度瞬變波V（λ，φ，t）*Y'與緯向平均的行星波V（φ，t）［ ］'Y負相關(guān)，結(jié)合公式（3）和公式（4），天氣尺度瞬變波通量的輻散會引起緯向風(fēng)的減速

漢中市地處漢江流域上游，選取以107°E，33°N為中心的漢中地區(qū)計算盛夏EP通量及其散度，其它物理量區(qū)域與此相同。暴雨過程發(fā)生前1天物理量有明顯變化，暴雨過程開始后變化不明顯，故主要分析暴雨發(fā)生前1天的物理量變化特征。氣候平均場為1980—2015年7、8月的多年平均場。

2 漢中地區(qū)暴雨日數(shù)的變化特征

圖1為1980—2015年漢中地區(qū)暴雨日數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化時間序列，該序列由暴雨日數(shù)經(jīng)標(biāo)準(zhǔn)化后求得。暴雨日數(shù)存在明顯的年際變化。近40 a漢中地區(qū)暴雨日數(shù)呈減少趨勢，減少率為0.01 d/10 a。為便于分析，定義暴雨日數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化值＞1的年份為暴雨頻發(fā)年，暴雨日數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化值絕對值近似等于1的年份為暴雨易發(fā)年，而＜-1的年份為暴雨少發(fā)年。全區(qū)11個國家站，定義7站及以上出現(xiàn)的暴雨為全區(qū)性暴雨。頻發(fā)年主要有1981、1983、2000、2005、2011年，易發(fā)年有1980、1987、1998、2010年。其中1980、1981、1987、1998、2008、2010、2011年暴雨主要為全區(qū)性暴雨。綜合考慮暴雨頻發(fā)年及暴雨影響區(qū)域和總降水量，7、8月選取漢中地區(qū)日降水量最大的4次暴雨過程，即7月的4次暴雨過程（2008年7月21日、1998年7月8日、1987年7月18日、2010年7月17日）總降水量依次減小，8月的4次暴雨過程（1980年8月23日、1981年8月15日、1981年8月9日、2011年8月4日）總降水量依次減小。

圖1 1980—2015年漢中地區(qū)暴雨日數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化時間序列

3 漢中地區(qū)暴雨日平均降水量與EP通量散度特征

圖2為1980—2015年漢中地區(qū)主要暴雨過程暴雨日平均降水量及其高空200 hPa EP通量散度特征。在7、8月共29次暴雨過程中，日平均降水量均超過50 mm，其中200 hPa瞬變波EP通量均為輻散（EP通量散度為正值），且EP通量散度主要集中在20 m·s-1·d-1附近，EP通量散度≥20 m·s-1·d-1的暴雨過程占82.76%。嘗試選取7、8月各4次暴雨過程進行分析，探討暴雨事件與瞬變波活動的可能聯(lián)系。

圖2 1980—2015年漢中地區(qū)暴雨日平均降水量及200 hPa瞬變波EP通量散度

4 過程概況

圖3為7月漢中地區(qū)4次暴雨過程開始日（2008年7月21日、1998年7月8日、1987年7月18日、2010年7月17日）降水量分布。從圖3a可看出，此次暴雨11縣區(qū)中7縣區(qū)降水量超過50 mm，其中3縣區(qū)達到大暴雨級別，大暴雨落區(qū)主要位于漢中盆地西部與巴山交界地區(qū)。圖3b為1998年7月8日暴雨，有7縣區(qū)降水量超過50 mm，其中5縣區(qū)達到大暴雨級別，大暴雨落區(qū)主要位于漢中盆地東部秦巴山區(qū)。圖3c為1987年7月18日暴雨，有8縣區(qū)降水量超過50 mm，其中1縣區(qū)達到大暴雨級別，暴雨落區(qū)主要位于漢中盆地東部。圖3d為2010年7月17日暴雨，有8縣區(qū)降水量超過50 mm，其中3縣區(qū)達到大暴雨級別，大暴雨落區(qū)主要位于漢中盆地東部和南部巴山地區(qū)。

8月的4次暴雨過程日降水分布如圖4所示。圖4a為1980年8月23日暴雨，有9縣區(qū)降水量超過50 mm，其中1縣區(qū)達到大暴雨級別，暴雨基本分布在漢中全區(qū)，大暴雨位于東南部巴山山區(qū)。圖4b為1981年8月15日暴雨，有7縣區(qū)降水量超過50 mm，其中1縣區(qū)達到大暴雨級別，暴雨落區(qū)主要位于中西部地區(qū)，大暴雨位于西南部巴山山區(qū)。圖4c為1981年8月9日暴雨，有8縣區(qū)降水量超過50 mm，其中1縣區(qū)達到大暴雨級別，暴雨落區(qū)主要位于漢中盆地及北部秦嶺山區(qū)，大暴雨位于東北部秦嶺山區(qū)。圖4d為2011年8月4日暴雨，有7縣區(qū)降水量超過50 mm，其中1縣區(qū)達到大暴雨級別，暴雨落區(qū)主要位于中東部地區(qū)，大暴雨位于東南部巴山山區(qū)。圖3與圖4對比發(fā)現(xiàn)，7月較8月暴雨強度更強，大暴雨范圍更廣。

圖3 2008年7月21日08時—22日08時（a）、1998年7月8日08時—9日08時（b）、1987年7月18日08時—19日08時（c）、2010年7月17日08時—18日08時（d）漢中地區(qū)暴雨24 h降水量

圖4 1980年8月23日08時—24日08時（a）、1981年8月15日08時—16日08時（b）、1981年8月9日08時—10日08時（c）、2011年8月4日08時—5日08時（d）漢中地區(qū)24 h降水量

5 環(huán)流變化和EP通量分析

5.1 緯向風(fēng)距平

緯向風(fēng)距平值為逐日資料與氣候平均態(tài)之差，可反映該日緯向風(fēng)相較于氣候平均態(tài)的偏離程度，負值說明該日緯向風(fēng)偏弱，數(shù)值上可理解為減速，平均氣流減弱與瞬變波活動增強相適應(yīng)，即西風(fēng)環(huán)流減弱，瞬變波活動增強，正值則相反。由熱成風(fēng)原理可知，代表西風(fēng)氣流強弱的緯向風(fēng)的變化通常與大氣熱量變化緊密相關(guān)，而高低空環(huán)流的耦合發(fā)展與暴雨生成密切聯(lián)系。

圖5給出了漢中地區(qū)1980—2015年7月4次暴雨過程前1天（2008年7月20日、1998年7月7日、1987年7月17日、2010年7月16日）緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面。從圖5a可以看到，2008年7月20日在33°N附近，特別是南部地區(qū)，暴雨發(fā)生前1天緯向風(fēng)減弱（≥2 m·s-1），而北部地區(qū)明顯增強（≥2 m·s-1），在200～300 hPa緯向風(fēng)變化梯度較大。圖5b為1998年7月7日緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面，200 hPa附近32°～34°N由南向北緯向風(fēng)由減弱變?yōu)樵鰪姟D5c為1987年7月17日緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面，33°N附近200 hPa緯向風(fēng)增強。圖5d為2010年7月16日緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面，在200 hPa附近32°N有緯向風(fēng)減速中心，減速中心值≥4 m·s-1。

圖5 2008年7月20日（a）、1998年7月7日（b）、1987年7月17日（c）、2010年7月16日（d）漢中緯向風(fēng)距平值

圖6給出了漢中1980—2015年8月4次暴雨過程前1天（1980年8月22日、1981年8月14日、1981年8月8日、2011年8月3日）緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面。從圖6a可以看到，1980年8月22日在33°N附近，暴雨發(fā)生前1天由南向北緯向風(fēng)增強趨勢減弱。圖6b為1981年8月14日緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面，33°N附近由南向北緯向風(fēng)減弱，減速中心值≥2 m·s-1。圖6c為1981年8月8日緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面，33°N附近200 hPa緯向風(fēng)減速，減速值≥5 m·s-1。圖6d為2011年8月3日緯向風(fēng)變化的緯度高度剖面，在200 hPa附近有緯向風(fēng)減速中心，減速中心值≥4 m·s-1。

圖6 1980年8月22日（a）、1981年8月14日（b）、1981年8月8日（c）、2011年8月3日（d）漢中緯向風(fēng)距平值

8月暴雨發(fā)生前1天，200 hPa以上，33°N以南地區(qū)緯向風(fēng)變化強度總體弱于7月，33°N以南地區(qū)緯向風(fēng)減速（≥2 m·s-1），而33°N以北地區(qū)緯向風(fēng)加速范圍小于7月?？梢钥闯?，漢中地區(qū)8月緯向風(fēng)變化相對7月緯向風(fēng)變化較弱。

5.2 EP通量與EP通量散度

研究表明[7-11]，對流層中上層環(huán)流結(jié)構(gòu)與由低層上傳的行星波的耗散及強迫作用有關(guān)。低層西風(fēng)較強，行星尺度波動向高層輻合，在高層平均西風(fēng)環(huán)流減弱，由低層向高層傳遞的波動能量聚積，較短時間內(nèi)，天氣尺度瞬變波活動增強，波包破碎，天氣尺度瞬變波EP通量向外輻散傳遞能量，波動能量傳遞與低層水汽輸送及暴雨事件有聯(lián)系[8]。根據(jù)EP通量理論，討論對流層的天氣尺度瞬變波的強迫及耗散作用對低層暴雨生成的影響。

圖7分別給出了7月漢中4次暴雨過程前1天（2008年7月20日、1998年7月7日、1987年7月17日、2010年7月16日）天氣尺度瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面。從圖7a可知，2008年7月20日在30°N附近，從低層向高層，由北向南有EP通量輻合，輻合中心（200～300 hPa）約-20 m·s-1·d-1，其上200 hPa存在輻散區(qū)，中心值≥20 m·s-1·d-1。圖7b為1998年7月7日瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面，30°N附近低層為輻合區(qū)，高層200 hPa附近存在輻散區(qū)，中心值≥25 m·s-1·d-1，32°～34°N由南向北EP通量輻散轉(zhuǎn)為輻合。圖7c為1987年7月17日瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面，33°N附近200 hPa存在輻散區(qū)，中心值≥20 m·s-1·d-1。圖7d為2010年7月16日瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面，300～500 hPa由南向北有EP通量輻合，33°N附近200 hPa存在輻散區(qū)，中心值≥20 m·s-1·d-1。

圖7 2008年7月20日（a）、1998年7月7日（b）、1987年7月17日（c）、2010年7月16日（d）漢中天氣尺度瞬變波1~3波的EP通量（箭矢，單位：m2·s-2）及其散度（填色，單位：m·s-1·d-1；正值表示輻散，負值表示輻合）

7月在中緯度中上對流層天氣尺度瞬變波的EP通量沿偏北（南）方向的輻散（合）加強，輻散區(qū)即波角動量的發(fā)散區(qū)（輻合區(qū)即波角動量的沉積區(qū)）向北（南）擴展，這種形勢與對流層高層急流的減弱（加強）和強降水相匹配。

圖8給出了漢中8月暴雨發(fā)生前1天（1980年8月22日、1981年8月14日、1981年8月8日、2011年8月3日）天氣尺度瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面。從圖8a可看出，1980年8月22日在33°N附近200 hPa EP通量輻合，300 hPa以下整層輻散，有利于波動能量下傳。圖8b為1981年8月14日瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面，30°N附近高層200 hPa附近存在輻散區(qū)，低層為輻合區(qū)，中心值≥20 m·s-1·d-1，32°～34°N由南向北EP通量從輻散轉(zhuǎn)為輻合。圖8c為1981年8月8日瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面，33°N附近200 hPa以下由南向北有EP通量輻合，200 hPa存在輻散區(qū)，中心值≥20 m·s-1·d-1。圖8d為2011年8月3日瞬變波的EP通量及其散度的緯度高度剖面，300～500 hPa由南向北有EP通量輻合，輻合中心約-20 m·s-1·d-1，在200 hPa附近存在輻散區(qū)，中心值≥20 m·s-1·d-1。

圖8 1980年8月22日（a）、1981年8月14日（b）、1981年8月8日（c）、2011年8月3日（d）漢中天氣尺度瞬變波1~3波的EP通量（箭矢，單位：m2·s-2）及其散度（填色，單位：m·s-1·d-1；正值表示輻散，負值表示輻合）

綜合以上分析，漢中地區(qū)暴雨發(fā)生前，33°N附近EP通量及其散度與緯向風(fēng)變化有較好的對應(yīng)關(guān)系。33°N附近200～300 hPa主要為EP通量輻合區(qū)，200 hPa以上存在輻散區(qū)，這種垂直分布模型有利于波動能量的釋放，對暴雨的發(fā)生指示性明顯，瞬變波EP通量特征分析為漢江流域暴雨潛勢預(yù)報提供一個有利的參考指標(biāo)。與8月相比，7月200 hPa以上天氣尺度瞬變波EP通量輻散更強。

6 結(jié)論與討論

利用ERA-5再分析資料，通過計算緯向風(fēng)距平及天氣尺度瞬變波EP通量及其散度，分析漢中地區(qū)暴雨發(fā)生前動力特征，結(jié)論如下：

（1）天氣尺度瞬變波EP通量特征分析為漢江流域暴雨潛勢預(yù)報提供一個有利的參考指標(biāo)。

（2）分析暴雨發(fā)生前緯向風(fēng)變化特征，在33°N以南地區(qū)緯向風(fēng)減弱，而33°N以北增強，在200～300 hPa緯向風(fēng)變化梯度較大。緯向風(fēng)減弱（加強）也常與行星波活動增強（減弱）相聯(lián)系。

（3）33°N附近天氣尺度瞬變波EP通量及其散度與緯向風(fēng)變化有較好的對應(yīng)關(guān)系，暴雨發(fā)生前，200～300 hPa為EP通量輻合區(qū)，200 hPa存在輻散區(qū)，這種垂直分布模型對暴雨的發(fā)生指示性明顯，隨著200 hPa及以上EP通量輻散區(qū)加強，有利于暴雨的發(fā)生。

（4）在33°N附近地區(qū)，與8月相比，7月暴雨強度更強，暴雨范圍更廣，緯向風(fēng)變化更明顯，200 hPa以上EP通量輻散更強。若簡單地將盛夏暴雨整體進行研究，會影響對不同月份波流相互作用的診斷，造成診斷偏差且難以準(zhǔn)確反映瞬變波與暴雨的聯(lián)系。因此在討論盛夏季有關(guān)暴雨形成的動力成因，即天氣尺度瞬變波與對流層環(huán)流的相互作用時，應(yīng)針對盛夏不同月份分開進行討論。

分析了暴雨發(fā)生前的天氣尺度瞬變波活動特征，但只考慮了與暴雨有關(guān)的部分動力指標(biāo)，并未研究天氣尺度瞬變波活動及變化特征與具體降水落區(qū)的相關(guān)性，研究仍不夠全面，后期將針對具體暴雨落區(qū)與三維EP通量的聯(lián)系展開研究。