一次东移高原低涡影响四川暴雨的数值模拟分析

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＞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＞２００ｍｍ，而＜２５０ｒａｍ，比实况略偏弱，中心位置偏西１个经度、偏北０．５个纬度。图ｌ（ｂ）是模拟强降水中心（１０４０Ｅ，３０．２０Ｎ）的小时雨量和暴雨中心乐山（１０３．７５０Ｅ，２９．５７０Ｎ）实况小时降雨量的对比，从中可以看出，模拟在积分１ｌｈ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，ｌ小时雨量６７ｒｎｍ，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，２ｌ时达到最强。小时降雨量达９２．３ｒａｍ，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ｌｈ，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。

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图１２００８年７月２０日０８时～２１Ｅｌ０８时雨量图（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２２００８年７月２１日０８时５００ｈＰａ流场（ｆｉｔ）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１０３．５０Ｅ，３４．５０Ｎ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１０１．５０Ｅ，３５．５０Ｎ附近，并且四川盆地１０４０Ｅ，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“０８．７．２０”过程的降水演变与主要影响系统，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。２．２．１涡度场时变分布

图３是积分２４ｈ的５００ｈＰａ（３３～３６。ｒｑ）和７００ｈＰａ（２８—３２。Ｎ）平均涡度随时间的变化。从图３ａ中可以看出２０Ｅｔ０８时，正涡度中心位于９６。Ｅ附近，随积分时间增加，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１０４０Ｅ左右以西

第２期肖红茹等：一次东移高原低涡影响四川暴雨的数值模拟分析

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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，并且随高原涡东移，盆地５００ｈＰａ正涡度加强，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Ｉ四）ＪＩ盆地对流层中层正涡度向低层传输而形成西南涡。

图４模拟的５００ｈＰａ水平涡度分布（阴影，单位：１００１）及风场（ａ）积分３ｈ，㈣积分１２ｈ，（ｃ）积分１８ｈ

图５模拟的７００ｈＰａ水平涡度分布（阴影，单位：ｌＯＳｓ一）及风场（ａ）积分３ｈ，㈣积分１２ｈ，（ｃ）积分１８ｈ

图６

１０３．５。Ｅ，３０。Ｎ涡度的高度时间变化（单位：ｌ嘛一１）

２．４高原涡东移影响“０８．７．２０”暴雨的物理机制讨论

２．４．１物理量垂直剖面结构

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＞４０ｘ１０～ｓ～，在略偏东的位置，７００ｈＰａ也存在一个值＞４０×１０ｑｓ“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＞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＜一７０

Ｘ

１０。５

８～，在５００ｈＰａ以上的对流层中高层存在～个强的正散度柱，中心位于２００ｈＰａ，值＞６０×１０～ｓ～，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，００，

０

势不稳定层结，５００ｈＰａ以上，００。／＃ｚ＞０是位势稳定层结

２２３３４

４

５５６６７７８

８２

１６

高原山地气象研究第３０卷

（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“０８．７．２０”强降水。

图７积分１５ｈ涡度（ａ，单位：１０％一）、垂直速度（ｂ，单位：“

ｓ）、散度（ｃ，单位：１０％一１）、假相当位温（ｄ，单位：Ｋ）沿２９．９０Ｎ的垂直剖面

２．４．２物理量水平分布

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＞１０×１０～ｓ。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Ｉ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１０３．８０Ｅ，３０．２。Ｎ附近发展起来一个值＞６０×１０’１ｓ“的正涡度中心，对应垂直速度图上在１０４０Ｅ，３０。Ｎ附近也发展起来一个值＞４ｍ／ｓ的垂直上升速度中心（图８ｂ），７００ｈＰａ

１０３

—１０４．５。Ｅ，２８．５—３１．５０Ｎ存在一条西南一东北向的负散度带，１０４０Ｅ，３００Ｎ附近是＜１０×１０～ｓ。１的负散度中心（图８ｃ），而在对流层高层２００ｈＰａ是＞６０

ｘ

１０一ｓ“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１０４０Ｅ，３００Ｎ附近小时降雨＞２５ｍｍ，并且５００ｈＰａ该地小时增温２。Ｃ（图

８ｆ）。

由上分析可以讨论，高原涡东移影响“０８．７．２０”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，从而触发了四川盆地的强降水。

图８“０８．７．２０’’暴雨积分１４ｈ四川盆地各物理量图（ａ）５００ｈＰａ涡ｇ（ｇｇ：１０％一１）（ｂ）５００ｈＰａ垂直速度（单位：ｍ／ｓ）（ｃ）７００ｈＰａ

散度（单位：１０％’１）（ｄ）２００ｈＰａ散度（单位：１０％‘１）（ｅ）地面小时降水（单位：ｍｍ）（０５００ｈＰａ小时温度差（单位：℃）