2017, Vol. 36 
昌都市位于西藏东部, 南北横跨4个多纬度(28°38′-32°45′N), 东西纵列5个半经度(93°36′-99°06′E), 地处金沙江以西、伯舒拉岭以东, 横断山脉的金沙江、澜沧江、怒江流域, 地质构造复杂, 防灾减灾能力弱, 一旦发生强降水, 极易引发滑坡、泥石流等地质灾害, 对人民群众生命财产及重要城镇构成极大危害[1-5], 研究强降水事件变化特征, 对提升本地防灾减灾能力, 保护人民群众生命财产有着重要意义。
近年来对西藏高原强降水的相关研究较多, 王传辉等[6]对西藏高原汛期不同等级降水分析表明, 西藏的中雨和大雨主要集中在6月下旬至8月中旬, 且大部地区中雨和大雨日数以增加为主; 杨勇等[7]综合应用累积分布函数值、百分位等方法, 结合致灾雨量、年均雨日和降水量, 定义了西藏各站点的暴雨阈值; 杨志刚等[8]、建军等[9]对西藏汛期强降水事件时空分布研究表明, 西藏汛期强降水发生频数自东南向西北逐渐减少, 且存在准3 a周期。这些研究主要关注西藏高原较大范围的强降水时空分布特征, 对昌都市区域内的暴雨分布特征和变化趋势研究较少。
本文应用较高分辨率时空资料, 从降水量、暴雨量、频次、强度等方面对昌都市暴雨时空变化特征进行分析, 以便更好地为各级部门提供更科学、更具针对性的决策气象服务。
1 资料与方法 1.1 资料来源与处理为确保所用资料的连续性与完整性, 按以下条件进行严格筛选:(1)台站基本均匀分布在研究区域中, 具有明确的代表性; (2)考虑到时间范围的覆盖性, 选取1980年前建立的站点; (3)建站至今迁站次数超过2次的站点予以剔除。按上述条件选取丁青、类乌齐、昌都、洛隆、八宿、左贡、芒康等7个国家一般气象站(图 1)。文中所用降水资料由西藏自治区气候中心提供, 所用数据均经过良好的质量控制, 时段选取为1980年1月-2015年12月。
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图 1 昌都市地面观测站分布 Fig. 1 The sketch map of 7 weather stations in Qamdo city. |
以往研究表明, 不同地区的暴雨事件并不能完全用统一的标准来定义[10-11], 尤其是昌都市由于西藏高原大地形的作用, 打破了地球陆面自然地域纬向分异的一般规律和分布格局, 地形、地貌十分复杂。因此, 本文以杨勇等[7]定义的暴雨阈值(表 1)作为昌都市暴雨标准。文中采用1980-2015年平均值作为气候平均态; 某一年暴雨参数值大于36 a平均值+0.5倍标准差, 此年为偏多(强)年, 小于36 a平均值-0.5倍标准差, 此年为偏少(弱)年。
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表 1 昌都市7站暴雨阈值 Table 1 Rainstorm threshold for the 7 weather stations in Qamdo city. |
暴雨参数标准如下, 暴雨量:日降水量≥本站暴雨阈值的降水累积总量; 暴雨日数:日降水量≥本站暴雨阈值的日数; 暴雨总日数:7站暴雨日数之和, 其中同一天出现2站或以上暴雨记为1个暴雨日; 暴雨强度:暴雨量与暴雨日数之比; 逐时暴雨量:暴雨日内某整点到下一整点大于等于0.1 mm的降水累计总量(如00:00-01:00的雨量记为00:00雨量)。
1.2.2 分析方法应用线性趋势分析法、小波分析方法、Mann-Kendall(M-K)非参数统计检验法[12-14]对昌都市暴雨时空变化特征进行分析; 引用文献[15]中的降水日数和降水强度对降水量贡献的定量计算方法, 比较昌都市暴雨日数与暴雨强度对暴雨量的贡献, 具体计算方法如下:
计算研究时段的平均降水量(
| $ {b_e} = \overline {{p_e}} ({b_f}) $ | (1) |
由降水总趋势与降水日数变化引起的降水量的趋势值(be)之差得到降水强度变化引起的趋势分量(bi), 计算be、bi绝对值差值与
| $ r = (|{b_i}|-|{b_e}|)/\overline {{p_e}} $ | (2) |
r为正值表示降水日数对降水量的贡献大于降水强度的贡献, 负值相反。
2 结果分析 2.1 暴雨时间分布特征由昌都市暴雨各项参数的年际变化可知(图 2), 昌都市平均降水量、暴雨总量、暴雨总日数、暴雨强度存在明显的年际变化特征, 气候倾向率分别为:9.4 mm·(10 a)-1、13.6 mm·(10 a)-1、0.2 d·(10 a)-1、0.9 mm·d-1· (10 a)-1, 均呈增加趋势, 没有通过90%的信度检验, 增加趋势不显著。存在2个降水量偏少时段:1980-1984年、2005- 2007年, 1个偏多时段:1998-2004年; 2个暴雨量偏少时段:1980-1984年、1992-1997年; 2个偏多时段: 1998-2000、2002-2005年; 2个暴雨少发时段: 1980-1984年、1992-1997年; 3个多发时段:1989- 1991、1998-2000、2003-2005年; 1个暴雨强度偏弱时段:1983-1986年, 1个偏强时段:1996-1998年, 除以上持续时段外, 其余时段主要呈偏多(强)和偏少(弱)交替变化; 降水量与暴雨量年际变化一致性较差, 例如:1990(2005)、1995(2006)、1996(2007)年降水量偏多(少)对应暴雨量偏少(多); 暴雨量与暴雨日数年际变化一致, 与暴雨强度差异明显, 例如:1985(1992)、1999 (1996)、2005(2009)年暴雨量偏多(少)对应暴雨强度偏弱(强); 通过公式(1)、(2)计算得到昌都市百分比差值r＞0, 说明昌都市暴雨日数变化趋势对暴雨量的变化趋势的影响大于暴雨强度。
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图 2 1980-2015年昌都市(a)平均降水量; (b)暴雨总量; (c)暴雨总日数; (d)暴雨强度的年际变化虚线为36 a平均值± 0.5倍标准差 Fig. 2 The interannual variations of (a)total precipitation, (b)rainstorm precipitation, (c)rainstorm days, and (d) rainstorm precipitation intensity during 1980-2015.Dashed line indicates the climatology 0.5 standard deviation for each panels. |
从月、旬际变化看(图略), 昌都市暴雨发生在4-10月, 其中7月中旬、7月上旬、8月下旬为高发期。暴雨最早出现在4月中旬, 之后开始缓慢增多, 7月中旬达峰值(36 a共出现42 d), 在高原盛夏降水中断的影响下, 7月下旬、8月上旬暴雨明显减少, 8月中旬高原降水再次活跃[16-18], 在8月下旬出现第三峰值(36 a共出现36 d), 之后开始波动减少, 11月开始不再出现暴雨。
2.2 暴雨空间分布特征 2.2.1 暴雨参数空间分布通过1980-2015年昌都市7站暴雨参数平均值分析可知(表 2), 7站年平均降水量在254~648 mm之间, 由于芒康站位于宁静山迎风坡, 易形成降水, 所以除芒康站外, 降水量呈北多南少分布, 存在两个多雨中心, 分别位于北部丁青站、类乌齐站, 一个少雨中心, 位于南部八宿站; 年平均暴雨量在18~71 mm之间, 呈北多南少分布, 高值中心位于北部丁青站, 低值中心位于南部八宿站, 高低值中心相差约4倍; 年平均暴雨日数在0.7~2.6 d之间, 呈北多南少分布, 高值中心(丁青站)与低值中心(八宿站)相差近4倍; 年平均暴雨强度在23~34 mm·d-1之间, 呈西弱南强分布, 高值中心位于南部芒康站, 低值中心位于北部类乌齐站。昌都市年平均降水量、暴雨量、暴雨日数空间分布基本一致, 总体呈北多南少分布, 两极分化明显; 年平均暴雨强度空间分布呈西北弱东南强分布。
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表 2 1980-2015年昌都市7站暴雨参数36年平均值 Table 2 The annual averaged rainstorm parameters at the seven stations in Qamdo city during 1980-2015. |
由表 3可知, 近36 a在4月仅4站出现过暴雨, 最近一次发生在2011年的丁青; 5月输入昌都市的水汽较4月明显增加[19-20], 受低涡、切变线或孟加拉湾风暴等天气系统的影响[21-24], 7站均出现暴雨, 但发生次数依旧很少; 进入6月随着印度季风爆发, 西南风水汽输送显著加强[25], 导致强降水发生的低涡、切变线等系统更为活跃[26-28], 暴雨日数明显提升, 出现1个暴雨高发中心(丁青站), 北部暴雨发生概率远远高于南部; 7月印度夏季风发展旺盛, 阿拉伯海和孟加拉湾水汽以此为载体输送进入西藏东部, 给昌都市带来充沛的水汽[20-29], 并且此时低涡、切变线等系统活动频繁[30], 受此影响暴雨日数进一步提升至136 d, 南部八宿、左贡、芒康三站增多明显, 由6月的共计5 d突增到58 d, 暴雨高发中心也由西北部丁青站转移到东南部芒康站; 8月暴雨开始减少, 由7月的136 d减少为100 d, 暴雨高发中心由南向北转移, 类乌齐站成为新的暴雨高发中心; 9月暴雨日数骤降, 各站暴雨日数在4~16 d之间, 丁青站再次成为暴雨高发中心; 进入10月暴雨由东南开始结束, 左贡、芒康两站不再出现暴雨。由上述分析可知, 昌都市暴雨不是按时间的推移自西向东或由北向南逐渐发生的过程, 而是骤然发生的过程; 暴雨开始与结束的空间方向相反, 西北部出现时间早, 结束时间晚, 东南部出现时间晚, 结束时间早。
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表 3 1980-2015年昌都市7站4-10月逐月暴雨日数 Table 3 The averaged rainstorm days for April-October at the seven stations of Qamdo city during the period of 1980-2015 |
通过昌都市7站暴雨参数的变化趋势系数空间分布图可知(图 3), 洛隆站年降水量气候倾向率为-6.8 mm· (10 a)-1, 呈减少趋势, 其余各站年降水量气候倾向率在1.1~32.4 mm·(10 a)-1之间, 呈增加趋势, 其中芒康站通过90%信度检验; 洛隆站与左贡站年暴雨量的气候倾向率分别为-8.4 mm·(10 a)-1、-12.2 mm·(10 a)-1, 呈减少趋势, 其余各站年暴雨量气候倾向率在3.9~16.1 mm·(10 a)-1之间, 呈增加趋势, 除丁青站与八宿站外, 其余各站均通过90%信度检验; 洛隆站与左贡站年暴雨日数气候倾向率分别为-0.3 d·(10 a)-1、-0.4 d·(10 a)-1, 呈减少趋势, 其余各站年暴雨日数气候倾向率在0.2~0.5 d·(10 a)-1之间, 呈增加趋势, 其中芒康站年暴雨日数增长最为明显每20a增加一场暴雨, 左贡站与芒康站通过90%信度检验; 洛隆站与左贡站暴雨强度气候倾向率分别为-0.9 mm·d-1· (10 a)-1、-0.7 mm·d-1· (10 a)-1, 呈减少趋势, 其余各站气候倾向率在0.8~4.9 mm·d-1·(10 a)-1间, 呈增加趋势, 八宿、左贡、芒康三站通过90%信度检验。
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图 3 1980-2015年昌都市7站年降水量(a)、年暴雨量(b)、年暴雨日数(c)、暴雨强度(d)变化趋势及显著性检验空间分布 Fig. 3 The linear trend of (a)total precipitation, (b)rainstorm precipitation, (c)rainstorm days, and (d) rainstorm precipitation intensity during 1980-2015 at seven stations of Qamdo city. |
通过比较分析可知, 除左贡站外, 其余各站年降水量与年暴雨量趋势变化一致, 此现象反映出, 昌都市大部地方暴雨对降水量的趋势变化呈正贡献, 左贡站年降水量的增长是由强度相对较弱的降水增长引起的; 各站年暴雨量、暴雨日数、暴雨强度趋势空间分布一致, 洛隆、八宿、左贡、芒康等4站的年暴雨量、暴雨日数、暴雨强度趋势呈西北-东南向“-、+、-、+”多极型分布。
2.4 暴雨日数周期与突变分析近36 a来昌都市暴雨日数存在明显的周期变化规律(图 4), 主要存在准7 a、准12 a、准22 a三个特征时间尺度的周期震荡信号, 1985-1998年存在准7 a周期震荡, 1996-2008年存在准12 a周期震荡, 1983- 2011年存在准23 a周期震荡; 从暴雨日数序列的突变检验结果看(图略), 虽然UF线和UB线在信度区间内存在多个相交点, 但由于目前突变检验的局限性, 检验结果中对应两序列的交叉点不能说明存在跃变[31], 再结合暴雨日数年际变化分析, 昌都市暴雨日数更多表现出的是渐变特征, 而不是明显的突变特征。
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图 4 1980-2015年昌都市暴雨日数小波变化系数实部 Fig. 4 The real spectrum of the wavelet coefficients of rainstorm days from 1980 to 2015 in Qamdo city. |
本文将1 h降水量定义为小时降雨量强度, 结合昌都市的实际情况和降雨致灾的可能性, 将昌都市7站小时降雨量分为小雨、中雨、大雨、暴雨4个不同强度等级(表 4)。通过对2004-2015年夏季暴雨易出现时间及最大小时降水量(表 5)统计表明, 昌都市夏季暴雨逐时分布不均, 易在夜间发生, 最大小时暴雨量多出现在22:00-02:00(北京时间, 下同)的夜晚时分。夏季暴雨易发生在夜间是由于昌都市山高谷深, 地势呈东南-西北走向(图 1), 在夏季白天谷底水体增温幅度不如两侧坡地上大, 近地层大气较稳定, 夜间坡地地表长波辐射冷却较水体大, 坡地近地层的冷空气沿山坡下移到谷底时, 将谷底附近的暖湿气块抬升冷却凝结致雨[32], 同时傍晚至夜间也是高原水汽通量辐合较强时段[33]。随着时间的推移, 从初夏到盛夏暴雨也越来越集中, 易发时段由6月的22:00-07:00跨度10个时次缩减到8月的22:00-03:00跨度6个时次, 这与夏季短时强降水天气逐渐增多有关。
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表 4 昌都市7站小时降雨量强度的分级 Table 4 Hourly rainfall intensity grades of 7 weather stations in Qamdo city. |
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表 5 昌都市7站暴雨易出现时间和最大小时降雨量出现时间统计 Table 5 The time for rainstorm and maximum hourly rainfall prone to occurring in different months of Qamdo city. |
本文利用昌都市1980-2015年7站降水资料, 对昌都市暴雨的时空变化进行分析, 得到以下结论:
(1) 近36 a昌都市年降水量、暴雨总量、暴雨总日数、暴雨强度存在明显的年际波动变化特征, 均呈增加趋势, 增加趋势不显著; 降水量与暴雨量年际变化一致性较差。暴雨量与暴雨日数年际变化一致, 与暴雨强度差异明显; 昌都市暴雨发生在4-10月, 其中7月中旬、7月上旬、8月下旬为高发期, 暴雨量变化趋势主要是受暴雨日数变化趋势影响。
(2) 昌都市年平均降水量、暴雨量、暴雨日数空间分布基本一致, 总体呈北多南少分布, 暴雨强度呈北弱南强分布; 在空间域上, 昌都市暴雨发生随时间推移不是逐渐扩展的过程, 而是骤然发生的过程; 暴雨开始与结束的空间方向相反, 西北部最先开始, 东南部最先结束。
(3) 昌都市年暴雨量、暴雨日数、暴雨强度趋势空间分布一致, 洛隆、八宿、左贡、芒康等4站呈西北-东南向“-、+、-、+”多极型分布; 除左贡站外, 其余各站暴雨量对降水量的趋势变化呈正贡献。
(4) 近36 a昌都市暴雨日数周期上主要存在准7 a、准12 a、准22 a三个特征时间尺度; 在时间域上, 更多的表现为渐变特征, 而不是明显的突变特征; 夏季暴雨逐时分布不均, 易在夜间发生, 从初夏到盛夏暴雨发生时段越来越集中。
本文着重从气候学的角度总结昌都市暴雨的特征变化, 并没有应用天气学方法详细分析解释造成暴雨变化的原因, 此方面还有待于进一步研究。随着西藏经济的快速发展, 对气象服务的精细化要求也越来越高, 除对西藏进行大范围区域气候特征研究外, 还应加强对市、县等小区域气候分析, 以便提供更具针对性的气象服务。
| [1] |
邓传友. 西藏昌都气候[M]. 四川: 四川科学技术出版社, 1992: 1-4.
|
| [2] |
崔鹏, 陈晓清, 程尊兰, 等. 西藏泥石流滑坡监测与防治[J]. 自然杂志, 2010, 32(1): 19-25. DOI:10.3969/j.issn.0253-9608.2010.01.005 |
| [3] |
刘邵权, 陈国阶. 西藏昌都横断山区聚落生态环境与生态建设方案[J]. 山地学报, 2001, 19(2): 141-144. DOI:10.3969/j.issn.1008-2786.2001.02.009 |
| [4] |
汤明高, 许强, 马和平, 等. 西藏昌都镇地质灾害发育特征及防治对策[J]. 中国地质灾害与防治学报, 2006, 17(4): 11-16. DOI:10.3969/j.issn.1003-8035.2006.04.003 |
| [5] |
刘艳辉, 唐灿, 吴剑波, 等. 地质灾害与不同尺度降雨时空分布关系[J]. 中国地质灾害与防治学报, 2011, 22(3): 74-83. DOI:10.3969/j.issn.1003-8035.2011.03.016 |
| [6] |
王传辉, 唐晓, 吴萍. 西藏高原汛期不同等级降水变化特征分析[J]. 干旱气象, 2010, 28(4): 384-390. DOI:10.3969/j.issn.1006-7639.2010.04.002 |
| [7] |
杨勇, 罗骕翾, 尼玛吉, 等. 西藏地区暴雨指标及暴雨事件的时空变化[J]. 暴雨灾害, 2013(4): 369-373. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2013.04.010 |
| [8] |
杨志刚, 建军, 洪建昌. 1961-2010年西藏极端降水事件时空分布特征[J]. 高原象, 2014, 33(1): 37-42. |
| [9] |
建军, 杨志刚, 卓嘎. 近30年西藏汛期强降水事件的时空变化特征[J]. 高原气象, 2012, 31(2): 380-386. |
| [10] |
陈波, 史瑞琴, 陈正洪. 近45年华中地区不同级别强降水事件变化趋势[J]. 应用气象学报, 2010, 21(1): 47-54. DOI:10.3969/j.issn.1001-7313.2010.01.006 |
| [11] |
陈晓燕, 尚可政, 王式功, 等. 近50年中国不同强度降水日数时空变化特征[J]. 干旱区研究, 2010, 27(5): 766-772. |
| [12] |
李菲, 张明军, 李小飞, 等. 1962-2011年宁夏极端降水的时空演变研究[J]. 自然灾害学报, 2013, 22(5): 171-180. |
| [13] |
魏凤英. 现代气候统计诊断与预测技术[M]. 北京: 气象出版社, 1999: 77-82.
|
| [14] |
李海燕, 陈国平, 陈光涛. 近48a鄂东汛期暴雨日数的时空变化特征[J]. 暴雨灾害, 2011, 30(1): 77-82. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2011.01.012 |
| [15] |
Karl T R, Knight R W. Secular Trends of Precipitation Amount, Frequency, and Intensity in theUnited States[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 1998, 79(8): 231-241. |
| [16] |
黄福均, 崔岫敏, 单扶民. 青藏高原雨季中断及活跃[J]. 气象, 1980(10): 1-4. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.1980.10.001 |
| [17] |
周顺武, 假拉. 西藏高原雨季开始和中断的气候特征及其环流分析[J]. 气象, 1999, 25(12): 38-42. |
| [18] |
巩远发, 许美玲, 何金海, 等. 夏季青藏高原东部降水变化与副热带高压带活动的研究[J]. 气象学报, 2006, 64(1): 90-99. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2006.01.009 |
| [19] |
李生辰, 李栋梁, 赵平, 等. 青藏高原"三江源地区"雨季水汽输送特征[J]. 气象学报, 2009, 67(4): 591-598. |
| [20] |
卓嘎, 罗布, 周长艳. 1980-2009年西藏地区水汽输送的气候特征[J]. 冰川冻土, 2012, 34(4): 783-794. |
| [21] |
旦增卓嘎, 尼珍, 晋扎. 2009年5月底西藏高原特大暴雨成因分析[J]. 西藏科技, 2010, 35(5): 4648. |
| [22] |
段旭, 段玮. 孟加拉湾风暴对高原地区降水的影响[J]. 高原气象, 2015, 34(1): 1-10. |
| [23] |
何光碧, 师锐. 三次高原切变线过程演变特征及其对降水的影响[J]. 高原气象, 2014, 33(3): 615-625. |
| [24] |
边巴卓嘎, 黄沛宇, 何晓红. 影响西藏暴雨雪天气的孟湾风暴基本特征[J]. 西藏科技, 2014(8): 69-72. DOI:10.3969/j.issn.1004-3403.2014.08.028 |
| [25] |
林志强, 唐叔乙, 何晓红, 等. 西藏高原水汽输送特征与降水异常[J]. 气象, 2011(8): 984-990. |
| [26] |
郁淑华, 高文良, 彭骏. 近13年青藏高原切变线活动及其对中国降水影响的若干统计[J]. 高原气象, 2013, 32(6): 1527-1537. |
| [27] |
郁淑华, 高文良, 彭骏. 青藏高原低涡活动对降水影响的统计分析[J]. 高原气象, 2012, 31(3): 592-604. |
| [28] |
何光碧, 高文良, 屠妮妮. 2000-2007年夏季青藏高原低涡切变线观测事实分析[J]. 高原气象, 2009, 28(3): 549-555. |
| [29] |
田红瑛, 田文寿, 雒佳丽, 等. 青藏高原地区上对流层-下平流层区域水汽分布和变化特征[J]. 高原气象, 2014, 33(1): 1-13. |
| [30] |
卓嘎, 边巴次仁, 杨秀海, 等. 近30年西藏地区大气可降水量的时空变化特征[J]. 高原气象, 2013, 32(1): 23-30. |
| [31] |
刘海文, 丁一汇. 华北汛期日降水特性的变化分析[J]. 大气科学, 2010, 34(1): 12-22. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2010.01.02 |
| [32] |
余忠水, 康世昌, 蒋建莹. 青藏高原夏季夜雨率空间分布及其变化特征[J]. 山地学报, 2011(5): 627-632. DOI:10.3969/j.issn.1008-2786.2011.05.016 |
| [33] |
许建玉, 王慧娟, 李宏毅. 夏季青藏高原地区水汽收支的初步模拟分析[J]. 高原气象, 2014, 33(5): 1173-1181. |