一次东移高原低涡影响四川暴雨的数值模拟分析精.docx

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一次东移高原低涡影响四川暴雨的数值模拟分析精

一次东移高原低涡影响四川暴雨的数值模拟分析-精

2020-12-12

【关键字】方案、情况、方法、条件、动力、空间、模式、系统、机制、密切、深入、继续、充分、持续、合作、发展、加深、了解、研究、规律、位置、关键、稳定、需要、工程、项目、作用、结构、水平、主体、形势、速度、增强、分析、激发、形成、方向、加强、中心

一次东移高原低涡影响四川暴雨的数值模拟分析

肖红茹1，陈静2

（1.四川省气象台，成都，610072；2.国家气象中心，北京，100081）

摘要：

应用自动站雨量资料、常规观测资料和国家气象中心T213分析场资料，采用PSU/NCAR的高分辨率中尺度非静力数值模式MM5，模拟了2008年7月20日高原低涡东移引发的四川盆地暴雨过程。

通过分析模式输出资料，结果得出高原涡东移影响四川盆地暴雨的一种物理触发机制：

高原涡正涡度的东移促使四川盆地正涡度发展，正涡度的发展使得大气旋转上升加强，对流层高层强烈辐散，低层辐合，对流发展形成降水，大气凝结释放潜热加热大气，使得高层等压面升高，负涡度发展，低层降压，正涡度发展，这样就形成了一个正反馈的循环机制，从而导致了四川盆地强降水。

关键词：

高原低涡四川暴雨数值模拟

引言

2008年7月20--22日，四川盆地自西向东出现了一次区域性暴雨天气过程（以下简称“，四川省有47县（市）累计雨量≥50mm，24县（市）累计雨量≥100mm，两县（市）累计雨量≥250mm，强降雨中心位于江油县，过程累计雨量为288.4mm。

本次暴雨过程降水强度强，强降水持续时间短，在空间和时间上都具有明显的中尺度特征。

强降水造成滑坡、泥石流等地质灾害、洪涝和城镇内涝，造成严重的人员伤亡和财产损失，工农业生产也造成了严重影响和重大经济损失，尤其使得地震后的灾区状况雪上加霜。

分析本次过程环流背景得知，高原低涡的东移触发了四川盆地暴雨的发生。

对于东移高原低涡影响四川暴雨的研究中，杨克明等[1]、顾清源等[2]、Kuo等[3]的天气学分析指出，暴雨的加强与高原涡密切相关；刘富明等[4]、缪强等[5]、陈忠明[6]等通过动力学诊断方法分析指出，高原低涡的东移与西南低涡发生耦合作用后，激发了四川盆地暴雨的发生。

由于四川盆地西邻青藏高原，南接云贵高原，盆地内山地丘陵分布较多，地形复杂，而且常规资料在时间和空间尺度上的不连续，对引起夏季暴雨的中尺度系统的捕捉造成一定的难度，对于高原涡东移影响四川盆地暴雨的物理机制分析都不够充分。

因此，有必要通过数值模拟，利用模式输出的高分辨率资料对此类暴雨发生的物理机制进行详细分析。

本文将通过MM5模式模拟“，利用模式输出的高时空分辨率资料深入分

国家自然科学基金项目“青藏高原低涡切变线的形成维持机制研究”（）资助

作者简介：

肖红茹，硕士，工程师，主要从事天气预报工作，Email：

析高原涡东移引发四川暴雨的物理机制，以加深对高原涡暴雨天气过程的了解，为预报员在暴雨预报方面提供一定参考。

1模式及试验方案

本文采用美国PSU/NCAR的高分辨率中尺度非静力MM5模式V3.7版。

利用东亚地区常规地面观测资料和探空资料，以T213资料作背景场形成模式的初值和侧边界条件。

采用双向相互作用的双重嵌套网格，粗网格格距为45km，格点数为113×113，细网格格距为15km，格点数是139×139，垂直方向为不等距的23层。

模式的物理过程包括可分辨尺度降水采用Reisner混合相方案，积云对流参数化方案两重均采用Grell方案，边界层采用MRF高分辨率方案，辐射采用Dudhia云辐射方案。

模式积分时间从2008年7月20日08时（北京时，下同）开始，至21日08时结束，涵盖了高原涡东移出高原全过程。

以下诊断和结果分析都基于细网格模式输出。

2模拟结果分析

2.1雨量与形势场分析

（a）（b）

图12008年7月20日08：

00～21日08：

00雨量图（单位：

mm）

（a）24h累计雨量模拟（等值线）与实况（阴影）对比（b）小时雨量模拟与实况对比

图1（a）是“，实况降水主要分布在四川盆地西部，呈西南东北向，中心有两个，分别位于雨带北部的江油（288.4mm）和雨带南部的乐山（280.4mm），模拟降水雨带与实况非常接近，降水中心有多个，雨带北部中心大于250mm，与实况相符，但中心位置与实况比较略有偏差，雨带南部暴雨中心大于200mm，而小于250mm，比实况略偏弱，中心位置偏西1个经度、偏北半个纬度。

图1（b）是模拟强降水中心（104°E，30.2°N）的小时雨量和暴雨中心乐山（103.75°E，29.57°N）实况小时降雨量的对比，从中可以看出，模拟在积分11h即20日19时降水开始逐渐增强，积分15h即20日23时降水最强，一小时雨量67mm，然后降水开始逐渐减弱，21日05时降水结束。

而实况降水是在20日18时就开始急剧增强，21时达到最强，小时降雨量达92.3mm，然后开始减弱，21日04时降水结束。

由上分析可以看出，模拟雨带和实况基本吻合，强度也很接近，模拟小时降水开始时间比实况晚1h，强度比实况弱，但是发展趋势与实况非常接近，总的来说模拟降水比较成功。

（a）（b）

图22008年7月21日08时500hPa流场（a）实况，（b）模拟

实况天气图上，20日08时高原涡在94°E，35°N附近生成，四川受高脊控制，盆地处于辐散气流中（图略），模拟初始场高原涡比实况略偏北1个纬度，四川盆地环流和实况一致（图略），积分24h即21日08时实况（图2a）高原涡东移到103.5°E，34.5°N附近，四川盆地出现一深槽，模拟（图2b）高原涡主体移到青海东部101.5°E，35.5°N附近，并且四川盆地104°E，31.5°N附近也生成了一个低涡，模拟高原涡东移比实况偏慢。

总体说来，MM5模式比较成功地模拟了500hPa环流形势以及高原涡的东移。

以上分析表明，MM5模式能够较好地再现“，模拟结果可用于本次过程分析。

2.2中尺度系统发展的结构及演变

涡度可以用来表征大气的旋转程度和旋转方向，正涡度的发展变化情况可以用来描述气旋性低涡的发展演变。

因此，下面将利用模式输出的高时空分辨率的涡度等物理量来分析中尺度系统发展的结构及演变。

图3是积分24h的500hPa（33-36°N）和700hPa（28-32°N）平均涡度随时间的变化。

从图3a中可以看出20日08时，正涡度中心位于96°E附近，随积分时间正涡度是有规律向东发展，说明高原涡是东移的，积分12h后到20日20时，正涡度主要在104°E左右以西区域发展演变，104°E左右以东区域为负涡度，到21日08时，正涡度大值区位于99-104°E之间，101°E附近存在一个值大于20×10-5s-1的强中心，在103°E附近还有一个次大中心，中心值大于16×10-5s-1，这两个中心分别对应图2b中青海东部的低涡和四川盆地低涡。

而在700hPa上（图3b）积分3h前，102°E以东正涡度发展不明显，说明西南涡未形成，在20日11时，103°E附近有正涡度开始发展东移，20日12时102.5°E附近发展起一个中心值大于16×10-5s-1正涡度，并且向东传，说明西南涡生成后加强东移，到21日02时东移正涡度在104-105°E之间形成一个大值中心，强度大于20×10-5s-1，表明西南涡在盆地发展较强，积分24h，正涡度移到105.5°E附近。

综上可认为，高原涡正涡度东移引起700hPa正涡度发展加强形成西南涡并东移。

图3（a）积分24h500hPa33--36°N范围内平均涡度的时间变化（单位：

10-5s-1）

图3（b）积分24h700hPa28--32°N范围内平均涡度的时间变化（单位：

10-5s-1）

为了详细了解高原涡正涡度东移触发西南涡生成的过程，下面从涡度的水平分布来分析。

20日08时，高原涡在94°E，36°N附近生成，对应正涡度中心大于10×10-5s-1，从正涡度中心到（100°E，34-37°N）纬度带内是一片正涡度，四川盆地西部（103°E，31.5°N）附近有一中心大于10×10-5s-1的正涡度，风场上青藏高原到四川盆地西部是脊后的西南气流（图略），然后高原涡正涡度开始发展东移，四川盆地西部正涡度也发展加强，积分3h即20日11时（图4a），高原上正涡度中心值已大于20×10-5s-1，盆地西部出现了两个较强正涡度中心，一个位于盆地西北部的104°E，32.5°N附近，中心值大于40×10-5s-1，另一个位于盆地南部的103°E，29.5°N附近，中心值大于60×10-5s-1，风场上在两个中心的连线上表现为风的辐合线。

随积分时间增加，高原上正涡度继续向东传，而四川盆地北部正涡度在原地附近发展，南部正涡度则向北发展，实况江油的强降水就发生在随后的3个小时内，积分12h即20日20时，高原涡正涡度已东移到川甘地带，盆地南部正涡度中心已发展到30°N以北，强度大于60×10-5s-1，盆地西南部102.5°E，29.5°N附近新生成一个中心值大于40×10-5s-1正涡度，两个正涡度中心之间的风场表现为一条切变线（图4b），在随后的1小时这两个正涡度中心造成了江油和乐山两地的强降水。

积分18h即21日02时（图4c），高原上正涡度带已经发展到甘肃西南部，盆地内正涡度扩展到中东部，有三个大于60×10-5s-1正涡度中心，两个位于104°E或以东，原风场上的切变线已发展加强形成完整涡旋，涡中心位于104°E，31°N附近。

在后面的积分时间中，高原上的正涡度传到四川，和盆地北部正涡度连接，积分24h盆地南部到北部形成一片正涡度区，中心值大于60×10-5s-1，位于104°E，30.5°N附近，风场上正是低涡位置，但是高原涡位于青海东部（图略）。

因此，高原涡东移促发盆地低涡生成。

高原涡开始东移的时候，700hPa四川盆地没有正涡度发展，仅在高原和盆地交界的陡峭地形区有一些孤立的正涡度值，盆地内为弱的西南风。

积分3h即高原涡正涡度加强的时刻，四川盆地西南部正涡度加强发展并开始东移，同时盆地西北部也有一个正涡度中心，但是减弱的，盆地南部西南风也加强（图5a），随积分时间增加，盆地西南部正涡度中心发展东移，20日20时，移到104°E，31.5°N附近，中心值大于60×10-5s-1，西南部又新生成一个正涡度中心，中心值大于70×10-5s-1，风场上风速最大大于12m/s，西南涡生成，和正涡度中心吻合（图5b）。

积分18h即21日02时，西南涡位于104°E，30.5°N附近，正涡度中心大于80×10-5s-1，西南涡的东部是西南急流（图5c）。

然后正涡度在30.5°N附近维持，到21日08时形成一个强涡度带，西南涡也维持在104°E，30.5°N，与500hPa盆地低涡垂直叠加形成耦合（图略）。

因此，由上分析得出，500hPa高原涡东移促使四川盆地500hPa盆地低涡和700hPa西南涡同时发展，中低层低涡耦合作用加强了降水。

（a）（b）

（c）

图4模拟的500hPa水平涡度分布（阴影，单位：

10-5s-1）及风场

（a）积分3h，（b）积分12h，（c）积分18h

（a）（b）

（c）

图5模拟的700hPa水平涡度分布（阴影，单位：

10-5s-1）及风场

（a）积分3h，（b）积分12h，（c）积分18h

在图3中已经看到积分24h后500hPa正涡度发展到104°E附近，考虑地形的影响，因此选择点103.5°E，30°N来观察四川盆地上空对流层正涡度随时间的变化。

从图6中可以看到，在积分12h即20日20时前，正涡度主要位于700hPa以上，中心值位于500hPa，对流层低层主要是负涡度，积分12h后，高层正涡度开始逐渐下传，积分24小时后，正涡度中心位于700hPa，对应盆地西南涡生成。

因此，高原涡的东移，促使四川盆地对流层中层正涡度向低层传输而形成西南涡。

图6103.5°E，30°N涡度的高度时间变化（单位：

10-5s-1）

2.4高原涡东移影响“

强对流天气的发生必然和大气的强烈辐合和上升运动相联系，且大气所处的状态也是强

（a）（b）

（c）（d）

图7积分15h涡度（a，单位：

10-5s-1）、垂直速度（b，单位：

m/s）、散度（c，单位：

10-5s-1）、假相当位温（d，单位：

K）沿29.9°N的垂直剖面

烈不稳定的。

图7就是积分15h强降水发生时沿暴雨中心的涡度、垂直速度、散度和假相当位温的纬向垂直剖面图，从图7a中可以清楚地看到，104°E附近有一个发展较强的正涡柱，500hPa存在一个正涡度中心，中心值大于40×10-5s-1，在略偏东的位置，700hPa也存在一个值大于40×10-5s-1的正涡度中心，强烈的正涡度发展必然造成气流的强上升运动，图7b中，在104.2°E附近存在一个气流的强上升运动柱，上升速度中心位于500hPa，中心值大于2.7m/s，这种结构要得到持续，低层需要大气的强烈辐合来补充，而在散度的垂直剖面图上（图7c）500hPa以下存在一个强的负散度柱，辐合中心位于850hPa，中心值小于-70×10-5s-1，在500hPa以上的对流层中高层存在一个强的正散度柱，中心位于200hPa，值大于60×10-5s-1，形成高层强辐散，低层强辐合的“抽气效应”，有利于对流的发展。

在假相当位温的垂直剖面图上，四川盆地上空高温高湿区域主要出现在对流层低层，500hPa以下，

＜0是位势不稳定层结，500hPa以上，

＞0是位势稳定层结（图7d）。

综上分析，在不稳定的暖湿大气层结中，强烈发展的正涡度柱伴随强上升运动并与低层强辐合高层强辐散的散度柱相耦合，造成“

由上文分析知道，积分3h前500hPa四川盆地负涡度发展明显，在盆地向高原过渡的陡峭地形区域有中心值大于10×10-5s-1的正涡度，在对应的垂直速度图上，也是在陡峭地形区域和四川盆地南部山区表现为弱的垂直上升运动，盆地中、东部为下沉运动，积分3h后，四川盆地西部正涡度强烈发展起来，对应大气的垂直上升运动也加强（图略）。

图8a是积分14h后，500hPa在103.8°E，30.2°N附近发展起来一个值大于60×10-5s-1的正涡度中心，对应垂直速度图上在104°E，30°N附近也发展起来一个值大于4m/s的垂直上升速度中心（图8b），700hPa103-104.5°E，28.5-31.5°N存在一条西南-东北向的负散度带，104°E，30°N附近是小于10×10-5s-1的负散度中心（图8c），而在对流层高层200hPa是大于60×10-5s-1的正散度中心（图8d），高层辐散强于低层辐合，有利于气流的强上升运动，形成强对流，图8e中在104°E，30°N附近小时降雨大于25mm，并且500hPa该地小时增温2℃（图8f）。

（a）（b）

（c）（d）

（e）（f）

图8“

（a）500hPa涡度（单位：

10-5s-1）（b）500hPa垂直速度（单位：

m/s）

（c）700hPa散度（单位：

10-5s-1）（d）200hPa散度（单位：

10-5s-1）

（e）地面小时降水（单位：

mm）（f）500hPa小时温度差（单位：

℃）

由上分析可以讨论，高原涡东移影响“，正涡度的发展使得大气旋转上升加强，对流层高层强烈辐散，低层辐合，对流发展形成降水，大气凝结释放潜热加热大气，使得高层等压面升高，负涡度发展，低层降压，正涡度发展，这样就形成了一个正反馈的循环机制，从而触发了四川盆地的强降水。

3小结

通过对“

（1）高原涡的东移促使四川盆地对流层中层正涡度向低层传输，引起700hPa正涡度发展东移并在四川盆地加强而形成西南涡。

（2）500hPa、700hPa涡度水平分布表明，高原涡东移促使四川盆地500hPa盆地低涡和700hPa西南涡同时发展，最后在盆地形成耦合作用，加强了降水。

（3）高原涡东移影响“，正涡度的发展使得大气旋转上升加强，对流层高层强烈辐散，低层辐合，对流发展形成降水，大气凝结释放潜热加热大气，使得高层等压面升高，负涡度发展，低层降压，正涡度发展，这样就形成了一个正反馈的循环机制，从而触发了四川盆地的强降水。

参考文献

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气象出版社，2004．111一l21．

[5]缪强．青藏高原天气系统与背风坡浅薄天气系统耦合相互作用的特托分析［J］．四川气象，1999，19（3）；l8—22．

[6]陈忠明，阂文彬，缪强，等．高原涡与西南涡耦合作用的个例诊断［J］．高原气象，2004，23

（1）：

76—80．

NumericalstudyofOnePlateauvortexmovingeastwardofheavyrainfallaffectingSichuan

XIAOHongru1,CHENJing2

（1.SichuanMeteorologicalObservatory，Chengdu610072，China;2.NationalMeteorologicalCenter，Beijing100081，China）

Abstract：

Basedonauto-weatherstationnetworkdata,conventionalobservationdataandT213analysisdata,usingtheMM5mesoscalenumericalmodelandT213reanalysisdata,simulationwasconductedthePlateauvortexrainstormoccurringinSichuanbasinon20July,2008.Thesimulatedresultsshowthat:

thePlateauvortexmovingeastwardpromotthedevelopmentofthepositivevorticityovertheSichuanBasin,hence,thestrongdivergenceatthetropospherichigherlevelandtheconvergenceatthelowerlevelareenhanced,andtheconvectiveprecipitationmayoccur.Thereleasedlatentheatoftheprecipitationmaypromotethedevelopmentofthenegativevoritcityatthetropospherichigherlevelandthepositivevorticityatthelowerlevel.Asaresult,apositivefeedbackmechanismisforming,thisfeedbackmechanismmaysupportandmaintainthevortexandtheheavyrainfallovertheSichuanBasin.

Keywords:

PlateauVortex,HeavyRainfallinSichuan,NumericalSimulation