2017, Vol. 36
2. 河南省气象台, 郑州 450003
强对流天气是中国主要的灾害性天气之一, 其天气变化剧烈, 常给人们日常生活、农业、航空业等带来巨大影响。由于突发性和局地性强、生命史短, 该类天气的预报仍是业务工作中的难点 (毛冬艳, 2012)。
强对流天气预报业务分为短时预报和临近预报 (李森等, 2010; 郑永光等, 2010)。短时预报是指0~12 h以内的天气预报, 主要制作各类强对流天气发生的潜势。相关预报方法由最初的流型识别 (天气形势分形) 方法、多物理量指数叠套法 (庞古乾等, 2012), 逐渐发展为天气形势与对流参数结合 (张一平等, 2013)、基于快速同化技术的中尺度模式预报法 (陈敏等, 2011) 等。产生区域性强对流天气的四要素, 即:层结不稳定、水汽条件、触发机制和较强的垂直风切变 (俞小鼎等, 2006; 郑媛媛等, 2011)。无论哪种方法, 均需紧扣构成要素来预报, 即“配料法”(吴蓁等, 2011)。临近预报指对未来0~2 h的对流天气系统及所伴随的灾害性天气的发生、发展、演变和消亡的预报。随着我国气象综合观测体系的建设取得重大进展, 中尺度气象观测站网趋于完善, 地面自动气象站、多普勒气象雷达、闪电定位仪系统、FY系列卫星等非常规遥感资料对强对流天气短临预警能力的提高有很大的帮助; 对于各种资料的应用, 相关研究已取得不少成果 (郄秀书, 2003; 覃丹宇等, 2014; 俞小鼎等, 2006)。除满足四个基本环境条件外, 不同类别对流天气还需要一些附加条件。雷暴大风需要对流层中层相对干的环境空气和中低层较大的环境温度直减率 (俞小鼎等, 2006), 这样有利于雷暴内产生强烈下沉气流, 从而产生大风 (王秀明等, 2013)。冰雹则需要适宜的0 ℃层高度, 在业务和科研中, 其多指干球温度0 ℃层高度 (Dry Bulb Zero, DBZ), 实际上冰雹的融化层更接近于湿球温度0 ℃层 (WBZ); 据比较, 当对流层中层存在明显干层时, 冰雹开始有效融化的高度将明显低于DBZ高度, 二者间差异明显 (俞小鼎, 2014)。除满足一般降水条件外, 短时强降水还需要有高的降水效率; 这与暖云层厚度 (抬升凝结高度 (LCL) 到融化层的厚度)、抬升凝结高度等有关 (李耀东等, 2004; 孙军等, 2012)。
2013年7月31日夜间, 豫西山区、豫北出现强对流天气。本文从四个基本要素出发, 分析此次强对流过程发生的环境场条件, 进行短时可预报性分析。虽然WBZ、暖云层厚度和LCL高度在理论中常提起, 但业务中使用较少, 因此针对不同类型强天气所需附加条件对其进行计算。豫西位于秦岭的延长线上, 豫西北位于太行山东侧, 两地均地形复杂, 为强对流天气的预报预警提高了难度 (王军等, 2002; 任轶等, 2011); 因此, 本文将地形与卫星、雷达、自动站观测等非常规资料相结合, 分析地形对风暴的影响, 试找出强对流天气临近预警的可参考信息。
2 强对流天气发生的潜势条件分析 2.1 过程实况2013年7月31日夜, 豫西、豫北出现短时大风、短时强降水和局地冰雹 (图 1)。主要出现时段为8月1日01:00-07:00(北京时, 下同)。共有20个测站极大风速≥17 m·s-1, 其中汤阴站达24.2 m·s-1; 12个测站1 h雨量超过20 mm, 其中灵宝站01:00-03:00小时雨量分别达62.5 mm和90.8 mm, 10 min最大雨量达25.9 mm; 渑池和灵宝两站出现冰雹, 最大直径分别为9 mm (00:16) 和5 mm (01:21)。此次过程范围广, 强度大, 持续时间长, 灾害波及河南省多个地市, 造成严重经济损失。
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图 1 2013年7月31日夜间河南省区域强对流天气过程实况
风向杆为极大风速, 数字为1 h最大雨量,  |
将7月31日08:00和20:00强对流发生前高空中分析 (图 2) 可见, 亚洲中高纬呈两脊一槽型, 在蒙古国附近有一低涡, 中心5640 gpm, 并伴有-12 ℃冷中心。有低槽引导弱冷空气南下, 08:00 500 hPa低槽位于二连浩特、乌拉特中旗至民勤一线, 槽后伴有冷槽、24 h降温区 (500 hPa、700 hPa中心强度分别为-2 ℃和-5 ℃) 和干区, 干冷空气明显。受槽前高压脊的阻挡, 低槽移动缓慢。在500 hPa槽前、700 hPa槽附近部分地区有雷暴发生。
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图 2 2013年7月31日08:00(a) 和20:00(b) 高空中分析结果 D为低压中心, N为暖中心, L为冷中心 Figure 2 The comprehensive diagram of mesoanalysis based on the sounding data at 8:00 (a) and 20:00 (b) on 31 July 2013. Capital D denote low pressure center, N denote warm center and L denote cold center |
用700~500 hPa温差表示大气层结条件不稳定 (吴蓁等, 2011), 如图 2中黄色虚线所示, 08:00山西, 陕西以西地区两层温差均超过19 ℃, 属于显著条件不稳定。20:00, 不稳定区域东扩至河南中部一带。此外, 离地2~4 km水汽丰富有利于雷暴对流活动的增强, 但700 hPa以上高度水汽缺少会使雷暴活动增强 (梁明珠等, 2009)。由图 3a邢台站探空曲线可见, 850 hPa以下相对湿度超过80%, 925 hPa露点温度差为3 ℃; 其以上则空气干燥, 400 hPa露点温度差达26 ℃。“上干下湿”的湿度层结反映豫北层结对流不稳定。
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图 3 2013年7月31日邢台站08:00实况探空 (a) 和灵宝站NCEP模式20:00探空曲线 (b) Figure 3 The T-lnP picture of Xingtai station based on observation at 08:00 (a) and Lingbao station based on NCEP output at 20:00 (b) on 31 July 2013 |
温度平流和湿度平流的垂直分布可影响大气层结未来的演变。31日08:00(图 2a), 西南地区东部有一中心温度24 ℃、露点温度 (Td)19 ℃的暖湿区, 由此至陕南有一湿舌, 西南气流将暖湿空气不断向陕南、豫西输送。郑州、邢台站的探空曲线表明, 近地面至700 hPa风向随高度顺转, 邢台站风向差达210°(图 3a), 暖平流显著。此外, 31日白天, 河南晴天, 近地面辐射增温显著, 14:00除西部山区和特殊站外, 全省气温均为35 ℃以上 (图 4)。08:00, 河南北中部有雾; 郑州、邢台近地面层附近均有逆温或等温存在。可见, 受低层暖湿平流、大气晴空辐射和逆温“干暖盖”的共同作用, 河南上空不稳定能量将加快集聚和储存, 对流抑制能量 (CIN) 相应减小。从物理量上看, 邢台站CAPE由08:00 1343 J·Kg-1增大到20:00的2145.8 J·Kg-1; CIN由228.9 J·Kg-1降低到118.9 J·Kg-1。此时, 高空干冷平流, 低层暖湿平流, 预计未来河南及上游一带不稳定的热力结构将加强, 更有利于雷暴和深厚对流发生。
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图 4 2013年7月31日08:00 (a)、14:00 (b) 和17:00 (c) 地面中分析综合图 绿色虚线为等露点线, 红色实线为等温线 Figure 4 The comprehensive diagram of surface mesoanalysis at 08:00 (a), 14:00 (b) and 17:00 (c) on 31 July 2013. The green dotted line denote the dew point line, the red solid line denote the temperature line |
此次过程在河南境内由豫西山区开始, 该区无高空观测, 因此选取出现冰雹和强降水的灵宝站, 借用NCEP再分析资料, 分析强对流发生前大气的垂直状况 (图略)。该站CAPE 08:00 485.2 J·Kg-1, 20:00则增大至1844.1 J·Kg-1, 相应CIN由312.5 J·Kg-1减小为226.7 J·Kg-1。沙氏指数 (SI)31日20:00后数值由正变为负, 1日02:00西部达-5 ℃。层结不稳定不断加剧, 强对流发生的潜势增强。
2.4 水汽条件强对流的出现和风暴的发展要求低层有足够的水汽供应, 风暴常形成在低层有湿舌或强水汽辐合的地区 (孙继松等, 2012)。31日08:00 850 hPa郑州、邢台两站露点温度差均 > 11 ℃; 14:00地面全省均为10 ℃左右, 对流层低层空气饱和度小。
分析表征绝对水汽含量的比湿和露点温度可见 (图 4), 随着东南风将暖湿空气向豫西、豫北输送, 17:00该区形成露点温度24 ℃、气温36 ℃的强暖湿中心。850 hPa, 郑州、邢台两站露点温度分别增加到14 ℃、13 ℃; 925 hPa露点温度达21 ℃以上, 而没有发生对流的南阳站仅为14 ℃。此时, 高原槽东移, 南北槽近于同位相叠加, 环流经向度加大 (图 2), 预计夜间系统东移, 影响河南的西南气流加强, 水汽输送将更明显。综合来看, 中低层的西南气流与近地面东南风, 为该区强对流发生提供了更丰富的水汽条件。
2.5 垂直风切变20:00, 500 hPa低槽后部新疆至甘肃南部、河套地区西北风约20 m·s-1, 地面风速平均为2~4 m·s-1, 表明在该区0~6 km之间存在较强的垂直风切变; 郑州站上空925~500 hPa垂直风切变为3.4 ×10-3 s-1, 925~700 hPa为5.1 ×10-3 s-1(章国材等, 2011)。
应用间隔6 h 1°×1°的NCEP再分析资料计算的垂直风切变 (图 5) 可见, 1日02:00, 20 m·s-1大值中心在山西南部, 14 m·s-1等值线维持在豫西, 该区垂直风切变梯度较大, 4个纬距风切变差达14 m·s-1; 08:00, 大值中心东移至沿黄一带。可见, 随着高空低槽的东移, 槽前高压脊移动缓慢, 使得二者间气压梯度加大, 豫西、豫北一带西南气流加强, 垂直风切变渐渐加强, 更有利于强对流风暴的加强和维持。
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图 5 2013年7月31日20:00至8月1日08:00 0~6 km垂直风切变 (单位: m·s-1) (a) 7月31日20:00, (b) 8月1日02:00, (c) 8月1日08:00 Figure 5 The vertical wind shear of 0~6 km from 20:00on 31 July to 08:00 on 1 August 2013. Unit: m·s-1 (a) 07-31-20:00, (b) 08-01-02:00, (c) 08-01-08:00 |
以上分析中, 31日20:00, 河南上空温度垂直递减率大; 探空图中, 邢台和灵宝站有上干下湿的“喇叭口”结构出现, CAPE值增大; 豫西北0~6 km有强的垂直风切变; 上游中高层干冷空气明显; 20:00地面已有局地大风出现。诸多条件预示着下游河南出现雷暴、大风等风雹类强对流概率较大。
根据NCEP再分析资料计算的下沉对流有效位能 (DCAPE) 和大风指数 (图略) 表明, 31日河南始终为DCAPE大值区, 从14:00到1日02:00 DCAPE中心由豫西沿黄河东移至郑州附近, 强度最大达1800 J·kg-1;大风指数河南均在40~70 m·s-1之间, 综合表明对流区环境条件及演变有利于雷暴大风出现。
该过程中, 在豫西山区的渑池和灵宝分别出现9 mm和5mm小冰雹。据统计分析, 华北低涡形势下河南省冰雹0 ℃层高度位于3.8~4.7 km, -20 ℃层高度位于6.7~7.6 km。31日20:00距豫西较近的郑州、南阳站探空0 ℃和-20 ℃高度均分别 > 5.2 km和8.4 km, 较指标偏高。
以上为干球气温0 ℃层高度 (DBZ)。选取代表站, 采用NCEP再分析资料, 计算湿球0 ℃层高度 (WBZ) 及DBZ, 结果列于表 1。对比郑州站的实测资料与NCEP再分析资料计算结果表明, 二者接近, 后者资料具有较好的代表性。
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表 1 各代表站特征高度 Table 1 Characteristics height of representative stations |
据美国预报员经验, WBZ高度在地面以上2.1~3.2 km时最有利于大冰雹降到地面 (俞小鼎, 2014), 但美国强冰雹多在落基山以东的大片高原地区, 海拔0.6~1.8 km不等。相较渑池、灵宝站海拔, WBZ高度在2.3~4.6 km有利于出现冰雹。由表 1可见, 31日20:00至1日02:00两站WBZ约为4.4 km, 在阈值内, 出现冰雹概率较大。
2.7 短时强降水形成可能性分析豫西地区31日白天到夜里, 低层水汽输送加强, 水汽条件增强。由NCEP资料计算的整层可降水量 (图略) 表明, 20:00豫东和东南为大值中心, 达48 mm, 其向豫西突出一湿舌; 豫北为小值区, 中心30 mm。1日02:00, 中心北抬至郑州附近, 达50 mm, 全省PWAT均增大。
过程中渑池、灵宝站均出现短时强降水, 灵宝站小时雨量最大90.8 mm。计算二者与郑州站的暖云层厚度和抬升凝结高度 (LCL)(表 1)。20:00后, 随着豫西转受槽前西南气流影响, 三站LCL均下降, 其中灵宝站LCL最低, 为627.8 m, 减去海拔高度仅为236.8 m, 该站降水亦最强。
31日白天到夜里, 三站暖云层厚度呈明显递增趋势, 31日20:00至次日02:00尤为明显; 02:00, 灵宝站厚度达3853.9 m; 而未出现短时强降水的郑州站, 厚度为3434.8 m; 如出现对流降水, 灵宝站降水效率最高, 出现短时强降水概率较大。
3 强对流天气的触发机制20:00地面图上 (图 6) 显示, 青海至甘南为一干冷中心, 川东经陕南至河南为一暖湿中心, 两个区域之间分布着宽广的东北西南向等温度和等露点密集带, 同时也是干线、中尺度辐合线、弱冷锋和对流云团的分布区, 其中甘南、宁夏一带对流云团发展强烈, 伴有-9 ℃的24 h负变温和12~20 m·s-1的地面大风, 间接反映中高层干冷空气明显, 未来随着系统东移, 河南不稳定层结加强, 出现大风的概率亦较大。同时, 河北一带有对流强烈发展东移, 后部伴有-9.4 ℃的24 h变温中心和4 hPa的3 h变压中心, 偏北风携带干冷空气南下与东南暖湿气流交汇, 在豫西北形成中尺度辐合线和干线。因此, 地面上来自西部和北部的干线、中尺度辐合线和弱冷锋为此次强对流天气的触发机制。
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图 6 2013年7月31日20:00地面中分析结果粉色区为雷暴区 Figure 6 The surface mesoanalysis at 20:00 on 31 July 2013. The pink area denotes thunderstorm |
中尺度对流系统的产生、移动、演变及影响河南的具体范围等, 都需进一步分析中尺度系统的影响因素, 包括高空引导气流、地面要素场和地形。此次影响河南的MβCS源地, 在关中盆地, 北面为黄土高坡, 南面为秦岭; 河南境内, 西部分布着太行山和秦岭的东延部分 (豫西包括伏牛山等), 平均海拔1000~2000 m。特殊地形决定近地面要素的分布, 进而影响着中尺度系统的发展及移动。因此, 以下将地形、中β尺度对流云团 (MβCS) 和地面要素场叠加进行分析。
4.1.1 中尺度系统演变、地面能量场与地形的关系通常以云顶亮温TBB≤-52 ℃或TBB≤-32 ℃等值线的范围作为MβCS面积, 图中显示TBB≤-32 ℃的中尺度对流范围。分析近地面温度、露点、3 h变压并与地形、MβCS叠加 (图 7)。
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图 7 2013年7月31至8月1日红外卫星云图与地形、地面中尺度分析叠加结果 (a) 7月31日22:00, (b) 8月1日00:00, (c) 8月1日02:00, (d) 8月1日04:00, 绿色为平原, 黄色为山区 Figure 7 The overlay of infrared satellite images, terrain and surface mesoanalysis from 31 July to 1 August 2013. (a) 07-31-22:00, (b) 08-01-00:00, (c) 08-01-02:00, (d) 08-01-04:00, Green area denote plains, yellow area denote the mountain |
由图 7a可见, 31日22:00, 近地面气温 (T) 分布与当地地形密切相关, 分别在关中盆地、太行山与伏牛山东侧的平原地带形成两个30 ℃以上的暖中心, 同时也是露点温度 (Td)24 ℃的大值中心, 高温高湿; 而盆地北侧的黄土高原及南侧的秦岭一带, 气温和露点低于24 ℃; 关中盆地与其上游黄土高原温差约达12 ℃, 太行山区东侧平原与山区温差达8 ℃; 露点温度差分别约为11 ℃和9 ℃。在海拔高度过渡带上形成两条干线, 关中盆地北侧干线的后部局地出现5级左右西北风; 同时, 盆地内有中尺度辐合线。20:00, 500 hPa和700 hPa该处均以偏西气流为主。
云图上, 在黄土高原上 (云团A) 和山西南部盆地暖区内 (云团B) 各生成一个中尺度对流云团, 云顶亮温分别为235 K和226 K, 为云团的初生阶段。
8日00:00-03:00为云团A的发展阶段, 04:00 TBB最低, 中心为213 K, 达到成熟; 04:00后逐渐减弱, 07:00已消散。00:00-04:00为云团B的发展阶段, 05:00达到成熟, TBB中心为208 K, 发展比云团A更旺盛, 持续时间较长; 05:00-07:00, 强度维持; 07:00后, 强度减弱, 移出河南。
地形及由此决定的近地面温湿场分布, 影响着云团的产生和演变。云团A生成于海拔高的黄土高原; B生成于盆地中的中尺度辐合线附近, 其为夜间下山干冷空气与盆地暖湿空气交汇产生。夜间二者进入河南后, 山区气温已降低, 云团A移入豫西山区后逐渐消失; 云团B随着引导气流继续向太行山东侧移去, 源源不断的热量和水汽供应, 使得其强度更强, 生命史更长。
4.1.2 中尺度系统演变、近地面风与地形的关系关中至豫西、豫北一带山区、盆地、平原交错出现, 风场对地形和天气系统较为敏感。为此, 将近地面风场、现在与未来1 h的TBB≤-32 ℃或52 ℃区域叠加 (图 8), 试分析以上区域风场演变、中尺度辐合线分布与中尺度对流系统的关系。
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图 8 2013年7月31日至8月1日实时和未来1h中尺度对流云团位置与地形、近地面风场叠加结果
(a) 7月31日18:00, (b) 7月31日22:00, (c) 7月31日23:00, (d) 8月1日00:00, (e) 8月1日01:00, (f) 8月1日03:00, (g) 8月1日04:00, (h) 8月1日05:00, (i) 分区. (b)、(c) 对流云团边界取TBB为32 ℃, 其它时次取TBB为52 ℃. 红色圆圈为相比前1 h时刻风向变化明显的站 Figure 8 The overlay of the position of MβCS in real time and in 1hour future, terrain and surface winds from 31 July to 1 August 2013. (a) 07-31-18:00, (b) 07-31-22:00, (c) 07-31-23:00, (d) 08-01-00:00, (e) 08-01-01:00, (f) 08-01-03:00, (g) 08-01-04:00, (h) 08-01-05:00, (i) Partition. TBB of the MβCS boundary is-32 ℃ in Fig. 8 b and Fig. 8 c, while in others TBB is-52 ℃. The red circle denotes stations of obvious change of wind compared with 1 hour before |
图 8可见, 关中盆地东至豫西一带, 近地面风向与地形分布关系密切。图 8a中31日18:00, 盛行盆地吹向黄土高原的东南谷风; 河南东部平原盛行一致的东南气流, 在太行山东侧受阻辐散开, 部分转为向北吹, 一部分转为东北风, 沿太行山南侧向西吹。此时, 陕西至河南风向较一致, 风速达2~4 m·s-1。21:00(图略), 随着山区近地面气温下降, 关中盆地至黄土高坡一带一致转为偏北的山风。
由流场的演变表明, 关中盆地近地面东、西分布着两个辐合区, 西侧为宝鸡-西安一带 (图 8i A区), 呈东-西向分布, 且向南有弧度凸起。随着西北地区对流单体向东移入盆地, 地面转为西北风, 其与由高原南下的偏北气流、秦岭北下的偏南气流在此交汇, 形成明显的辐合区 (图 8c), 对流在此附近黄土高原的迎风坡上发展。东侧为盆地东部、运城盆地、中条山、沿黄河谷一带 (图 8i B区), 该地区山脉与河谷交错, 地形较为复杂。受四周山脉阻挡, 对流云团在此生成后原地发展 (图 8b、c); 之后, 三门峡附近由偏东风转成偏西风, 并与东北风交汇形成辐合线 (图 8d); 高空偏西引导气流加强, 对流云团随之东移。豫北位于太行山东侧, 地形平坦, 对流系统到来后随高空西南气流迅速向东北移动 (图 8i C区)。
由实时和未来1 h的对流系统与辐合线叠加得出, 辐合线与后者叠加或者接近, 其对系统的移动有较好的指示作用。
可见, 在山陕、豫西一带, 近地面要素场的分布和中尺度对流云团的生成、发展及移动均与该处的地形密切相关; 该区有三个区域易产生辐合, 其中关中盆地的辐合与慕建利 (慕建利, 2009; 潘留杰等, 2015) 提到的一致。云团始终朝着地面温度、露点温度、TBB三者梯度最大方向发展; 当梯度减弱时, 对流亦随之减弱。除高空引导气流外, 地面中尺度辐合线对云团移动有较好的指示作用。
4.2 雷达图特征分析此次影响河南的主要为B云团, 其对应的多单体风暴活动可分为两部分。开始, 由三门峡东移, 经新安至温县一带, 期间分别在8月1日01:17、02:35和03:13出现三次弓形回波结构, 最大回波强度为40~55 dBZ, 水平尺度均低于100 km, 大风出现在弓形回波前侧, 中心速度达23.5 m·s-1(图 9), 此时孟津出现21 m·s-1的偏西大风。过程中, 02:11新安附近出现中气旋, 中心旋转速度约20 m·s-1, 持续1个体扫, 生命史较短。
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图 9 2013年8月1日02:35三门峡雷达0.5 °仰角 (a, b) 和03:37郑州雷达1.5 °仰角 (c、d) 基本反射率因子 (a, c) 和速度 (b, d) 分布 Figure 9 Basic reflectivity (a, c) and velocity (b, d) of Sanmenxia radar on 0.5 ° elevation at 02:35 (a, b) and Zhengzhou radar on 1.5 ° elevation at 03:37 (c, d) on 1 August 2013 |
随后, 弓形回波南段逐渐减弱并与母体分离, 北段主体朝东北方向继续移动, 其后伴有西南大风, 中心风速达23.5 m·s-1; 新乡中部出现东-西向带状回波; 移来的北段主体回波推动带状回波共同朝东北方向移动。在06:05形成新的弓形回波, 水平尺度接近300 km, 中心强度仍约50 dBZ, 但组织程度减弱, 弓形回波后侧大范围大风区为若干范围较小的大风区取代, 其中汤阴站及西南侧 (回波后侧) 出现速度模糊, 约为30.5 m·s-1。06:29演变为飑线, 但强度已减弱, 结构变得松散。在此阶段, 大风出现在弓形回波上或其后侧的大风区中。
可见, 两个阶段大风相对弓形回波出现的位置有所不同。第一阶段, 大风出现在弓形回波前侧, 这与其概念模型相似; 后一阶段, 当回波向东北移之后, 大风区出现在强回波或弓形回波的附近或后侧 (图 10), 这可能与西南风显著加强有关。
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图 10 2013年8月1日05:35郑州雷达垂直风廓线分布 (单位: m·s-1) Figure 10 The vertical wind profile of Zhengzhou radar at 05:35 on 1 August 2013. Unit: m·s-1 |
过程开始不久, 雷达图显示, 有一中尺度对流单体稳定维持在灵宝站附近, 中心强度50~55 dBZ; 将10 min雨量与回波顶高对比表明 (图略), 其由最高点逐渐降低的过程中, 即下沉气流加强时, 雨强较强, 二者有较好的对应关系。渑池站冰雹出现前6 min (00:10), 雷达图中可监测到钩状回波、弱回波区、回波悬垂等冰雹特征。
该过程中虽出现弓形回波、大风区、飑线、中层径向辐合等雷暴大风回波形态 (慕建利, 2009), 但不典型且维持时间较短, 在临近预警中, 易对其造成的强天气强度估计不足。此时, 需针对每块回波多产品综合分析。后半夜西南风显著加强, 使风暴移向、大风区相对弓形回波的位置等均有改变; 单一凭借雷达, 冰雹预警时间提前量非常短, 因此在强天气临近预警时, 仍需关注最新环境要素场的变化。
4.3 强对流没有在不稳定能量最大区出现的原因分析由图 4c表明, 31日17:00, 除了豫西、豫北外, 河南东部、南部亦为高温高湿区, 其中南部气温36 ℃以上, 露点温度超过26 ℃; 20:00, 接近豫东的徐州站CAPE达3650 J·kg-1, 而郑州、邢台站CAPE均低于2600 J·kg-1, 豫东不稳定能量较大; 而强天气则发生在豫西和豫北地区。以下从影响中尺度系统移动发展的因素着手分析原因。
4.3.1 高空引导气流和垂直风切变由垂直风切变和雷达垂直风廓线已表明, 8月1日02:00后郑州附近上空整层均为槽前西南气流影响, 风速逐渐增大, 04:42后, 边界层及以上风速均超过12 m·s-1, 强的西南风引导对流风暴沿太行山东侧边缘向东北移动, 从而影响豫西北、豫北地区。同时, 垂直风切变加强 (图 5), 有利于强对流生命的维持。
4.3.2 环境场高低空散度场配置分析20:00低层850 hPa与高层流场配置 (图 11)。850 hPa豫西为辐合区, 偏北气流与切变线南侧偏南气流及东侧的偏东气流在此交汇, 随着500 hPa低槽加深东移, 槽前正涡度平流加大, 低层辐合更强; 同时, 该区上空300 hPa为分流区, 200 hPa为高空急流右侧辐散区, 高空“抽吸”作用与低空辐合加强, 有利于上升运动增强。如果对流云团移入该区, 将发展加强, 造成强对流天气。而豫南200 hPa为辐合区, 利于下沉运动产生, 抑制对流发展。
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图 11 2013年7月31日20:00高低层流场配置 Figure 11 The configuration diagram of upper and lower layer fluid fields at 20:00 on 31 July 2013 |
由图 7可见, 弱冷锋、干线等触发对流产生的中尺度系统均在豫西、豫北地区。豫东近地面亦有辐合线, 但其在暖区中; 豫北辐合线为冷暖空气结合, 大气斜压性较强, 有利于对流的产生和发展。
综合以上分析可见, 本次强对流过程出现在豫西、豫北, 与高空强西南引导气流密切相关。河南境内由高低空流场决定的散度场配置、垂直风切变、近地面中尺度触发系统等对其强度的发展和生命史的延长起到促进作用。
5 结论与讨论本文从产生强对流天气的四个基本要素出发, 结合特殊地形, 对华北冷涡下出现在陕西至豫西、豫北的一次强对流天气的成因和中尺度系统的演变进行了详细分析。结果表明:
(1) 低层西南暖湿气流和地面东南气流为豫西北输送暖湿空气, 且受大气晴空辐射和逆温“干暖盖”的共同作用, 31日白天不稳定能量迅速集聚和储存, CIN减小。夜间, 华北冷涡后部低槽携带干冷空气东移南下, 豫西、豫北大气不稳定度加强。干冷空气与暖湿空气交汇, 在地面上表现为弱冷锋、干线和中尺度辐合线, 其触发雷暴在关中盆地生成和发展。
(2) 在基本条件满足的基础上, 关中盆地至豫西、豫北的复杂地形对此次对流风暴的产生、移向、强度及生命史起着非常重要的作用, 特殊地形使得该区易形成三个明显的辐合区, 对流均在辐合区生成或发展。除高空引导气流外, 地面中尺度辐合线对云团移动有较好的指示作用。
(3) 湿球温度0 ℃层高度与冰雹关系较为紧密。暖云层厚度在4.0 km以上, 抬升凝结高度在800 m以下, 有利于短时强降水发生。
(4) 对流风暴始终朝着地面温度、露点温度、TBB三者梯度最大方向发展; 当梯度减弱时, 对流随之减弱。雷达图中, 雷暴大风出现在弓形回波的前侧, 或在其附近反射率因子大值区, 或在其后侧的大风区, 这与环境风场有关。
地形通过热力和动力 (廖菲等, 2009; 孙继松, 2005) 两个方面, 如产生背风波、涡旋效应 (渠永兴等, 2004) 等, 改变着局地大气的水平和垂直运动, 从而作用着中尺度系统, 造成灾害性天气。31日白天是此次强对流天气的酝酿阶段, 预示着夜间出现强对流天气的概率增大, 如预报其可能出现的时间、落区、强度以及演变, 则需了解系统演变、当地地形和由此造成的独特温湿场、风场的分布及准定常辐合区。本文仅分析了河南近地面为一致东南风时关中至豫西、豫北一带的辐合状况, 今后将进一步深入研究。
强对流天气的发生发展与一定的大尺度环流背景密切相关 (郑媛媛等, 2011), 故在做强天气临近预警时, 如无最新高空观测资料, 仍需借助非常规观测资料以了解其最新变化, 如该过程后半夜西南风的显著加大、上游天气变化等。
本文主要从实际业务角度入手对此次过程进行分析。结论中提到的WBZ、暖云层厚度和抬升凝结高度相关研究较少, 涉及的有关指标亦很少, 但由于其意义清晰, 分析中专门加以计算和比较。暖云层厚度4.0 km, 与部分研究结果相似 (李燕等, 2014), 但具体情况仍待更多个例进一步验证。
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