趙 彩

(貴州省氣候中心，貴州 貴陽 550002)

1 引言

青藏高原的暴雨強降水過程，是我國暴雨研究中的薄弱環(huán)節(jié)，至今僅有零散的工作成果報導。隨著青藏高原水資源一步步深入的開發(fā)利用，對地形復雜的高海拔地區(qū)強降水過程的發(fā)生發(fā)展進行系統(tǒng)性的研究已越來越顯得必要。

在最近由貴州省氣候中心完成的一項關于青藏高原東部(主要是瀾滄江上游流域地區(qū))暴雨強降水及洪水的氣象成因研究中，使用統(tǒng)計學、氣候學、天氣學、大氣物理學、衛(wèi)星遙感資料分析技術以及數值天氣分析模式技術并結合水文氣象學的方法對該地區(qū)雨季(5－10月)的暴雨強降水成因及其與洪水的關系進行了綜合分析，獲得了一系列有價值的研究結果，填補了青藏高原暴雨研究的空白。

本文將該項研究成果中有關青藏高原東部暴雨強降水的主要內容作如下綜合介紹。

2 暴雨的標準

暴雨是降水強度很大的雨，氣象業(yè)務中指24 h降雨量50～100 mm的降水，或每小時降雨量16 mm以上，或連續(xù)12 h降雨量30 mm以上為暴雨。在青藏高原地區(qū)，海拔高，且遠離海洋，24 h降雨量50 mm以上的強降水極少發(fā)生。此外，在水文氣象業(yè)務中，我國還制定了《江河流域面雨量等級》標準，規(guī)定24 h河流流域面雨量達到30～50 mm為流域暴雨，但在青藏高原地區(qū)這種情況也極少。因此，我們采用“連續(xù)12 h降雨量30 mm以上”的暴雨標準。

青藏高原東部有記錄以來的最大日雨量出現(xiàn)在滇藏交界處的德欽(74.7mm)，該地區(qū)絕大多數暴雨的單站日雨量為30～40mm。表1是該區(qū)域多年平均的雨強分布。

表1 藏東地區(qū)雨季(5-10月)日降水量分級統(tǒng)計

3 暴雨的水汽通道

雨季期間低層來自印度北部至孟加拉灣的強勁西南季風，在向東北行進中由于受到昌都以南八宿—左貢一帶海拔5～6 km的高大雪山阻擋而轉向西北成為沿雅魯藏布江河谷北上的南—東南風，進入高原后再在高空氣流引導下折向東北，進入青海南部—西藏東部的三江源區(qū)上空;這種由季風環(huán)流和大尺度地形聯(lián)合造成的地形風輸送，是造成青藏高原東部暴雨強降水的主要水汽通道;來自西太平洋副高西側的偏南風經云南北部橫斷山河谷向北的水汽輸送則主要造成該地區(qū)盛夏季節(jié)的強降水。

4 暴雨的天氣氣候特征

兩槽一脊型和一槽兩脊型占青藏高原東部暴雨過程總數的75%，為經向度較大的槽脊環(huán)流形勢，是造成該地區(qū)出現(xiàn)暴雨洪水的主要大氣環(huán)流背景。這種形勢有利于引導冷空氣南下，冷暖空氣在高原交匯形成鋒面和切變線，造成強降水。此外，在東高西低環(huán)流背景下，由于西太平洋副熱帶高壓西伸，高壓脊位置偏西，副熱帶高壓勢力較強，青藏高原東部處在副熱帶高壓西側的輻合區(qū)中，且副熱帶高壓西側的東南氣流為高原帶來較充足的水汽輸送，也可造成本地區(qū)的對流性強降水。

直接造成暴雨洪水的天氣系統(tǒng)主要是低槽、低渦和切變線。高原低渦和切變線多數是在高原上生成的，造成本地區(qū)強降水的低渦主要發(fā)生在青?！鞑亍拇ń唤绲貐^(qū)和藏北地區(qū)。高原的熱力和地形動力作用是低渦、切變線形成的主要原因。高原低槽包括南支槽(孟灣低渦分裂低槽東移進入高原)和北支槽(新疆低槽東移影響高原)，當有南、北兩支槽合并影響時，降水強度更大;在強降水過程中，如果孟加拉灣低壓活躍，位置偏北，就更有利于為青藏高原上空提供充足的水汽。

5 暴雨的小范圍、短歷時特征

藏東地區(qū)海拔3 km以上高原上造成強降水的主要是短歷時、小尺度的強對流天氣系統(tǒng)。有記錄的近60 a以來該地區(qū)幾乎所有暴雨個例都是單站短時間暴雨，未發(fā)現(xiàn)同1 d出現(xiàn)≥2站的暴雨;也未發(fā)現(xiàn)單站連續(xù)2 d以上的暴雨。數值模擬結果也表明暴雨范圍僅為幾公里至幾十公里、暴雨歷時不超過24 h。而且該地區(qū)的河流洪水徑流與暴雨過程關系并不密切，大的洪水徑流主要與大面積長歷時但未達到暴雨強度的強降水有關。

6 暴雨的高效率特征

高原上雖然水汽供應條件較差，但降水效率極高，其過境水汽降出率比我國中東部平原地區(qū)高1～2個量級。在暴雨過程中，對流云團的垂直發(fā)展經?？梢赃_到夏季對流層頂的高度。

7 暴雨的夜雨特征

青藏高原多夜雨，降水的夜雨率(即從20時—次日08時的降水量，占全天降水量的百分比)大都在60%以上;而且雨強越大，夜雨率越高，日雨量30mm以上的降水有75%以上為夜間降水(見表2)。

表2 藏東地區(qū)雨季各級降水中夜雨貢獻的統(tǒng)計 (單位:mm)

8 青藏高原暴雨強降水的巨大地形差異

青藏高原地形對降水最大的影響在于空中水汽量。由于空中水汽主要集中在大氣低層，海拔越高水汽就越少，水汽密度隨高度呈指數遞減;在雨季的8月，西藏高原上海拔3 km地帶的空中水汽密度只有沿海地區(qū)的31.0%。同時，強烈的地形起伏對于強對流降水系統(tǒng)發(fā)展又是重要的強化因素。表3是高原測站囊謙(海拔高度3 644 m)和雅魯藏布江河谷低海拔測站波密(海拔高度877 m)的降水特性比較。

表3 雅魯藏布江河谷和瀾滄江上游5種歷時最大降水的比較 (單位:mm)

上表說明:短歷時的降水強度在高原上最大，長歷時的降水強度則是藏南河谷地區(qū)最大;波密的最大3 d雨量是其最大1 h雨量的16.3倍，而囊謙的最大3 d雨量僅為其最大1 h雨量的1.6倍。由此也可看出高原上由于地形起伏強烈而造成的短歷時降水效率之高。

9 雪暴—青藏高原特有的強降水特征

青藏高原雨季后期的強降水可能不是暴雨而是暴雪，由于降雪主要積存在地面，高原氣溫低，雖然降水過程無論單站降水量還是面雨量都很大，但基本不形成河水徑流，只有雪災而沒有洪災。一次典型的高原暴雪發(fā)生在2008年10月26—29日，瀾滄江上游的面雨量達到暴雨級，但河水流量未出現(xiàn)明顯上升。

10 暴雨面雨量的計算

流域面雨量是水文氣象中的重要降水因子。青藏高原上由于海拔高，地形復雜，測站稀少，多數測站記錄年代不長，以致應用常規(guī)的面雨量計算方法(例如泰森多邊形法)可能存在較大的不確定性。我們采用先進的WRF模式并使用實際地形數據和氣象條件對一系列典型的暴雨強降水過程進行了時—空高分辨率的數值模擬，進一步使用高密度網格計算河流流域面雨量，得到與河流洪水位對應關系較好的結果，因此，對青藏高原上大面積流域使用高分辨率的氣象數值模式和網格采樣方法計算的流域面雨量較為可信。

11 最大可能降水量的估算

使用靜態(tài)可降水量估計、水汽放大、水汽效率放大、水汽風速放大、歷史資料調查、皮爾遜Ⅲ型概率密度分布函數估算、空中過境水汽降出率估算、暴雨歷時—雨深的冪指數擬合以及暴雨過程的時空移置組合等多種方法計算了青藏高原東部不同歷時的最大可能降水量。綜合分析各種方法計算結果指出，幾十年來通過各種途徑調查得到的藏東地區(qū)發(fā)生過的各種歷時最大單站降水量大多數已經接近了用皮爾遜Ⅲ型曲線方法估算的發(fā)生概率為百年一遇的最大可能降水量。在藏東地區(qū)海拔3～4 km高原上，造成強降水的主要是降水效率極高的短歷時、小尺度(幾公里至十幾公里)的強對流天氣系統(tǒng)，因水汽供應條件差，其生命過程僅有幾十分鐘;而造成長歷時強降水和河流洪水的主要是藏東南水汽供應充足條件下大—中尺度(數百甚至上千公里)的輻合天氣系統(tǒng)，可維持數十小時甚至十幾天，其間可經歷幾次強降水天氣系統(tǒng)的交替過程。強對流暴雨降水效率高，但不持久，這就是青藏高原上降水表現(xiàn)為“來勢洶洶，后繼乏力”的特點。表4是使用暴雨歷時—面雨深的冪指數擬合法和歷史資料調查法初步得到的瀾滄江上游7.9萬km2流域面積上的最大可能面雨量。

表4 瀾滄江上游流域各種歷時的最大可能面雨量(mm)

12 暴雨強降水過程的地面徑流特征

青藏高原東部雨季平均的徑流系數比暴雨強降水期間的徑流系數還要大，表明在該地區(qū)無降水時期地下徑流和雪山融雪對地表徑流的補給量不可忽視，而有降水時期的陸面蒸發(fā)量很大;這也意味著本地區(qū)地面徑流和其它源、匯之間存在很強的相互吸納補充。此外，如果強降水不是降雨而是降雪，高原積雪顯然也不可能很快造成大的地表徑流。例如前述2008年10月26—29日的強降雪個例，這是深秋季節(jié)青藏高原的一次暴雪過程，流域最大日面雨量32.5 mm(WRF模式計算)，已達《江河流域面雨量等級》規(guī)定的暴雨標準。過程(4 d)平均日面雨量12.5 mm，都是有記錄以來的最大值，但是當地河流流域的過程平均徑流系數僅為0.061，是所有個例中最小的。

13 青藏高原東部的水平衡特征

青藏高原被稱為中國大陸的“水塔”，其東部地區(qū)具有較強降水對應較小徑流系數的水平衡特征，很有利于水資源的有效利用，因為雨季強降水時期的相對小徑流量就意味著干旱枯水季節(jié)的相對較大徑流量。該地區(qū)水文站的徑流記錄表明在枯水期的冬季河流仍維持相當可觀的流量，不會出現(xiàn)枯水期斷流的情況。這時的地面徑流基本上就來自雨季期間以地下水、土壤水、植被貯存水、高山積雪等形式儲存的大氣降水。有關水文地質調查還表明當地主要是透水性很好的砂質粘土巖，有利于地表水和地下水的相互交換。因此，上述大氣降水和地面徑流的有效調節(jié)就成為青藏高原特有的水資源優(yōu)勢，即暴雨期間洪水量不大而枯水季節(jié)仍有相對穩(wěn)定的徑流。

［1］王國安.可能最大暴雨和洪水計算原理與方法［M］.北京:中國水利水電出版社，1999.

［2］假拉，等.西藏地區(qū)強對流天氣及短時臨近預報系統(tǒng)研究［M］.北京:氣象出版社，2011.

［3］丁一匯，等.暴雨洪澇［M］.北京:氣象出版社，2009.

［4］水利部水文局.中國暴雨統(tǒng)計參數圖集［M］.北京:中國水利水電出版社，2006.

［5］王家祁，等.中國設計暴雨和暴雨特性的研究［J］.水利科學進展，1999，9.

［6］王家祁，等.中國暴雨和洪水特性的研究［J］.水文，2006，6.

［7］李斌，等.1960—2005年瀾滄江流域極端降水變化特征［J］. 地理科學進展，2001，3.

［8］楊景梅，等.用地面濕度參量計算我國整層大氣可降水量及有效水汽含量方法的研究［J］.大氣科學，2002，1.

［9］華家鵬，等.江坪河水電站可能最大暴雨研究［J］.河海大學學報(自然科學版)，2004，9.

［10］羅揚生.我國西南國際河流暴雨洪水特性［J］.水文，2000，3.

［11］劉國緯.西藏高原的水文特征［J］.水利學報，1992，5.

［12］袁成松，等.基于WRF模式的暴雨天氣過程的數值模擬及診斷分析［J］.大氣科學學報，2011，8.

［13］陳艷，等.水汽輸送對云南下級風暴發(fā)展及初夏降水異常的影響［J］. 大氣科學，2006，1.

［14］李啟泰，等.貴州省空中水汽資源及降水潛力研究［J］.貴州氣象，1990，5.

［15］郭化文，等.國內外求算可能最大降雨量研究綜述［J］.岱宗學刊，1997，4.

［16］楊遠東.多年平均陸面蒸發(fā)量的計算［J］.地理研究，1987，12.

［17］錢學偉，等.陸面蒸發(fā)計算方法述評［J］.水文，1996，6.

［18］顧本文，等.云南省水、陸面蒸發(fā)量計算方法的初步研究［J］. 中國農業(yè)氣象，2004，5.

［19］高治定，等.面雨量計算與應用問題研究［J］.中國環(huán)境生態(tài)網，2011，10.

［20］方慈安，等.幾種流域面雨量計算方法的比較［J］.氣象，2003，7.

［21］奚玉英.雅礱江、金沙江、瀾滄江、怒江流域地形隊水文氣候的影響［J］.成都氣象學院學報，1988，1.

［22］劉波.瀾滄江流域1951—2008年氣候變化和2010—2099年不同情景下模式預估結果分析［J］.氣候變化研究進展，2010，5.

［23］鄒寧，等.瀾滄江流域水資源量特性分析［J］.人民長江，2008，9.

［24］華家鵬，等.虎跳峽水電站區(qū)間可能最大暴雨的研究［J］. 水電能源科學，2005，2.