2017, Vol. 36
2. 中国气象局数值预报中心, 北京 100081
北京地区因为有着复杂的地形和中国最大的城市群, 该地区的暴雨天气历来受到国内外学者的关注, 其中, 地形、水汽、低空急流、城市边界层和下垫面等因素对降水的影响一直是研究的重点 (曹云昌, 2005; 孙继松等, 2006, 2007, 2008; 李书严等, 2008; 廖晓农等, 2008; 王秀荣等, 2008; 孙靖和王建捷, 2010; 李青春等, 2011)。像2012年7月21日北京特大暴雨过程更是近两年的研究热点 (陈明轩等, 2013; 孙建华等, 2013; 李娜等, 2013)。在对2003到2005年北京地区雷暴源地进行统计后发现, 从北京以外, 特别是从房山和门头沟一带山区移入的雷暴占北京地区总雷暴的79%(Wilson et al, 2007)。由此可见, 虽然北京“7·21”特大暴雨造成了极大的生命和财产危害, 但这一级别的降水过程并不常见, 真正对北京人民日常生活造成影响的恰恰是这些由移入性雷暴产生、受地形影响大、突发性强、降水强度大的短时降水过程, 而这一类降水过程也是日常天气预报中的重点和难点。
由于北京的北部为燕山山脉, 西部为太行山脉, 北京城区位于平原地带, 因此无论雷暴是从西向东, 还是从北向南进入北京城区, 都会经历下山的过程。Wilson et al (2010)指出, 这种雷暴在下山之后的强度是减弱、维持还是增强, 对于当地预报员而言是一个十分棘手的问题; 为此, Wilson et al (2010)以2006-2007年北京地区若干次下山雷暴个例的观测数据及之前相关研究的结果为基础总结出, 当移入雷暴是一个缺乏组织性且强度不强的个体时, 或当平原地区无明显的对流不稳定层结和对流有效位能 (CAPE) 的前提下, 又没有明显的阵风锋与雷暴配合时, 雷暴下山后强度很可能会减弱; 反之, 雷暴下山后强度增强的可能性会很大。陈双等 (2011)对2009年7月22日北京地区一次弱天气系统背景下发生的下山雷暴增强过程分析的结果表明, 地形抬高了下山雷暴的冷池出流, 在叠加到平原地区低层的偏南暖湿气流之上后, 会增加雷暴前侧低层的动力和热力条件, 这是雷暴下山增强的主要原因之一; 另外, 雷暴冷池与平原暖湿空气温度和气流的对峙, 加上冷池产生的负涡度和低层切变的正涡度相当, 则是雷暴下山后增强的一个主要原因。肖现等 (2013)利用三维数值云模式和雷达资料四维变分同化技术模拟和分析了北京一次雷暴下山后突发增强的天气过程, 认为山边的冷池和低层垂直风切变是雷暴传播下山的关键, 但由于平原地区的弱垂直切变被下山雷暴的冷池产生的负涡度所抵消, 因此冷池出流很快脱离雷暴主体, 导致雷暴进入平原后强度迅速减弱。黄荣和王迎春等 (2012a)在分析2011年8月9日北京的一次下山雷暴时发现, 虽然平原地区低层风切变较弱, 但由于有较大的对流不稳定能量, 雷暴下山后强度仍得到了加强。黄荣和王迎春 (2012b)还对2008-2011年期间发生在北京的18次下山后显著增强的雷暴进行统计分析, 结果表明, 大部分情况下, 雷暴下山增强的过程都发生在有利的高低空天气系统背景下 (但高空系统对雷暴下山后的增强并没有直接影响); 平原地区具备1000~2000 J·kg-1的不稳定能量, 但是不稳定能量在1000 J·kg-1以下雷暴增强的个例也不在少数, 可以达到7例; 虽然并不是所有的下山雷暴都有明显的地面冷池和水平出流, 但平原地区均有地面辐合线的存在。陈明轩等 (2010)曾就2006-2008年京津冀地区近30个对流风暴典型个例进行了统计分析, 证实了辐合线和地形对这一地区雷暴的生消及发展的重要影响, 并在此基础上总结了五条预报规则, 以下简称“五条预报规则”。由上述结论可以看出, 引起雷暴下山强度变化的关键因素可最终归结为城区及附近的水汽、不稳定层结和低层抬升等三个基本条件 (俞小鼎等, 2012), 其中任何一个或多个条件都可能成为下山雷暴增强或减弱的主要原因。尽管如此, 上述的研究大都针对某一个雷暴下山后强度的变化及当时城区现有条件进行研究, 而北京地区有相当一部分降水过程是由多个下山雷暴共同造成的, 而且一次过程中不同雷暴下山后强度的变化有时会存在很大的差别。
2014年6月15日14:00至17日08:00(北京时, 下同), 北京城区经历了两次短时强降水过程, 两个下山雷暴分别是这两次降水过程主要的影响系统之一, 虽然在两次降水过程之间还有其它移入性雷暴进入北京, 但它们在下山及靠近城区的过程中强度减弱, 并没有在城区造成明显的降水。短时间内, 多个雷暴下山后强度变化的差异如此之大, 使当地预报员感到非常棘手。本文利用两次降水过程前后北京南郊观象台 (39.78 °N、116.47 °E, 海拔31 m) S波段多普勒雷达资料、南郊观象台和河北张家口测站 (40.77 °N、114.92 °E, 海拔67 m) 的3次·d-1(08:00、14:00和20:00) 的探空观测数据、海淀 (39.98 °N、116.28 °E, 海拔46 m)、南郊观象台及上甸子 (40.65 °N、117.10 °E, 海拔293 m) 的风廓线数据和地面逐小时加密自动站观测数据, 对这一时段内城区上空热动力条件的变化进行分析, 试图找到造成短时期内多个下山雷暴强度变化不一的原因, 为将来类似天气过程的预报提供一些有益的线索。
2 雨情和雷达回波介绍 2.1 降水特点2014年6月15日08:00至17日08:00之间, 北京地区先后经历了两次短时强降水过程 (图 1), 两次过程的累积雨量中心位于北京城区的东部 (图略), 其中最大的降水观测记录来自朝阳区三间房测站, 降水值为131.1 mm。第一次降水过程的主要降水时间集中在15日18:00-20:00, 雨带位于北京地区的房山-城区东部和通州一线, 整体呈东西向分布, 并分为房山和城区东部两个降水中心。从房山的南窑 (39.77 °N, 115.83 °E) 和城区东部的三间房测站 (39.91 °N, 116.57 °E) 逐小时雨量随时间的演变 (图略) 可以看出, 两个雨区的降水几乎同时出现, 而且主要降水时间和雨强都分别在1 h左右和30 mm·h-1以上; 其中, 单站小时最大雨强和过程累积降水最大值都位于三间房测站, 分别为59.6 mm·h-1和60.6 mm·h-1。第二次降水过程的主要降水时间集中在17日00:00-06:00, 主要雨区同样有两个, 分别位于北京的怀柔、密云和平谷一带的山区及城区中东部, 雨带呈西南东北分布; 这次过程的平均雨量和小时最大雨强均比第一次的更大, 其中小时最大雨强位于平谷的中心村测站 (40.24 °N, 117.32 °E), 达到69.8 mm·h-1, 累积降水最大值位于城区东部的王四营测站 (39.88 °N, 116.55 °E), 为92 mm·h-1。第二次降水过程始于山区, 降水时间开始于17日00:00左右; 城区降水比山区降水晚3 h左右。从多个站点的逐小时降水随时间演变可以看出 (图略), 这两次降水过程的主要特点是持续时间短、雨强大, 且有着显著的中尺度对流系统活动的特征, 这从接下来的雷达回波中看的较为清楚。
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图 1 2014年6月15日08:00至16日08:00(a) 和16日08:00至17日08:00(b) 北京24 h累计降水分布 (单位: mm) Figure 1 Distribution of accumulated precipitation from 08:00 on 15 to 08:00 on 16 (a) and from 08:00 on 16 to 08:00 on 17 (b) June 2014. Unit: mm |
从两次降水过程前后南郊观象台S波段多普勒雷达的组合反射率 (CR) 的演变 (图 2, 图中黑色实线为100 m的地形高度线, 以此作为山区和平原的分界线) 可以看到, 15日18:00左右, 雷暴A由房山进入北京地区, 与此同时, 在城区东部出现一个局地生成的雷暴B。在接下来的30 min内, 雷暴A的35 dBZ回波范围不断增加, 但最大回波强度却略有降低; 而雷暴B的位置没有太大变化, 强度却不断增强。19:00-20:00, 雷暴A在靠近城区的过程中强度逐渐减弱, 但雷暴B的强度继续增强。从回波剖面图 (图略) 可以看到, 在雷暴A靠近城区的过程中, 它与雷暴B之间有新的对流产生, 虽然前者的强度不断减弱, 但新生对流与雷暴B合并加强了后者的强度, 因此, 雷暴A下山后与雷暴B作为一个整体来看, 其强度是增强的。
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图 2 2014年6月15-17日北京地区组合反射率演变 (单位: dBZ) (a) 15日18:00, (b) 15日18:30, (c) 15日19:00, (d) 15日19:30, (e) 16日04:30, (f) 16日05:00, (g) 16日05:30, (h) 16日06:00, (i) 16日09:30, (j) 16日10:30, (k) 16日11:30, (l) 16日12:30, (m) 17日00:30, (n) 17日01:30, (o) 17日02:30, (p) 17日03:30 Figure 2 Evolution of the combined reflectivity from Doppler Radar at Beijing from 15 to 17 June 2014. Unit: dBZ. (a) at 18:00 on 15, (b) at 18:30 on 15, (c) at 19:00 on 15, (d) at 19:30 on 15, (e) at 04:30 on 16, (f) at 05:00 on 16, (g) at 05:30 on 16, (h) at 06:00 on 16, (i) at 09:30 on 16, (j) at 10:30 on 16, (k) at 11:30 on 16, (l) at 12:30 on 16, (m) at 00:30 on 17, (n) at 01:30 on 17, (o) at 02:30 on 17, (p) at 03:30 on 17 |
第一次降水过程结束后的8 h内, 北京地区没有再出现移入雷暴或局地生成的雷暴。16日04:30, 雷暴C逐渐从房山和门头沟一带向东移入北京, 这个新移入的雷暴在下山过程中就减弱消亡了。16日09:30, 另一个移入雷暴D从延庆和昌平向东南方向进入北京并靠近城区, 虽然进入北京的路径与雷暴C不同, 但它在靠近城区和经过城区的过程中强度不断减弱。由此看出, 在两次降水过程之间, 北京地区并不是没有雷暴移入, 只是这些雷暴下山后强度迅速减弱, 几乎没有产生明显的降水, 这才导致北京大部分地区出现了一段降水“空白”期。
17日00:00, 一个由北向南移动的雷暴E进入北京的怀柔和密云。进入北京后, 雷暴E不断组织化, 在17日01:30左右呈现出飑线的形态, 不过这种形态并没有持续太长时间。1 h后, 飑线逐渐分为两个尺度更小的雷暴F和G, 其中雷暴F向西南方向移动, 在下山和靠近城区的过程中, 35 dBZ回波的范围不断增加; 雷暴G则继续向南移动并很快移出北京。
由此可以看出, 这一时段内降水预报的难点主要有两个, 一是短时间内多个γ中尺度雷暴在先后下山并靠近城区的过程中强度的变化不尽相同; 二是这些移入雷暴进入北京及靠近城区的路径有较大的差别, 因此降水落区预报难度大。特别是雷暴E在由北向南的下山过程中分裂成雷暴F和雷暴G, 这两个新雷暴的移动路径近乎相反, 其中雷暴F进入城区并造成强降水, 但在雷暴E分裂前却很难判断其是否会进入城区, 而从分裂到影响城区的时间也仅在1~2 h内, 要在这么短的时间内做出正确的预报并向公众发布, 即使对于短临预报而言也是十分困难的。为此, 接下来将从大尺度环流背景和北京城区上空热动力条件变化的角度对上述两个问题做进一步的分析, 希望能给出对此类降水预报有益的线索。
3 环流背景和城区热动力条件分析 3.1 大尺度环流演变北京“7·21”特大暴雨发生前, 从天气图中可以清楚地看到中高纬系统与低纬系统的配合, 中低层低涡产生的辐合与高空急流辐散的耦合, 及明显的由低纬洋面向华北输送的水汽通道, 这些条件共同造成了这一地区自有气象记录以来最大的一次降水过程 (廖晓农等, 2013)。与之相比, 虽然2014年6月15-17日北京两次降水过程中部分测站的小时雨强也达到了暴雨级别, 但总体来说平均雨量和最大雨强仍无法与北京“7·21”降水相比, 其中很重要的两个原因是在这期间高低空系统较弱 (图 3) 且没有明显的大尺度水汽输送通道 (图略)。
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图 3 2014年6月15日08:00(a)、14:00(b)、20:00(c)、16日08:00(d)、14:00(e)、20:00(f) 的500 hPa高度场 短实线为700 hPa切变线, D代表 700 hPa低涡中心 Figure 3 Geographical height (solid line, unit: dagpm) and temperature (dotted line, unit: ℃) on 500 hPa, and wind (barb, unit: m·s-1) on 700 hPa at 08:00 (a), 14:00 (b), 20:00 (c) on 15 June and at 08:00 (d), 14:00 (e), 20:00 (f) on 16 June 2014. Short solid line represents the shear on 700 hPa and the Capital 'D' presents the center of low vortex on 700 hPa |
从图 3可以看出, 15日08:00, 500 hPa高度上, 华北地区处于一个弱的高压脊控制, 贝加尔湖和我国东北地区各有一个强大的冷涡存在, 由于东北冷涡稳定少动, 弱高压脊的强度在14:00略有加强, 位置在20:00之前基本没变, 之后弱高压脊的强度逐渐减弱东移, 贝加尔湖冷涡也随之逐渐向东南方向移动, 华北转而处在冷涡和副热带高压之间的过渡带, 等高线相对平直。
伴随500 hPa冷涡的南下, 700 hPa高度上, 中心位于蒙古的低涡也向华北地区靠近。15日20:00之前, 张家口和北京探空站均为偏西南风; 之后, 随着低涡西侧携带的冷空气逐渐南下, 在16日14:00-20:00之间, 张家口站由偏西风已转为西北风, 北京站转为偏西风, 因此两站之间出现一个小的切变线。结合图 2可以看出, 16日12:00之前, 进入北京的雷暴主要以自西向东的移动路径为主, 之后逐渐转为由北向南。雷暴移动路径转变的时间与张家口站和北京站700 hPa风向转变的时间基本一致, 由此看出700 hPa引导气流的改变对雷暴移入北京路径的改变起着重要作用。
另外, 15日08:00至17日08:00之间, 北京地区 (39°N-41°N, 115°E-118°E) 上空基本处于低空弱辐合高空弱辐散的散度配置下 (图略), α中尺度的动力条件倾向于有利对流的发生发展, 至少不会起到阻碍作用。
3.2 北京城区垂直热力条件变化虽然大尺度环流系统较弱, 北京地区仍接连发生了两次短时强降水过程, 部分印证了Doswell (1987)的观点, 即天气尺度的上升运动不是直接引起对流发生发展的主要原因。为了找到造成这类γ中尺度对流系统下山后发展或消亡的原因, 必须更加细致的分析北京城区环境条件在两次降水前后所发生的变化。
图 4是北京南郊观象台两次降水过程期间探空风廓线、地面2 m温度 (T)、中低层各层比湿 (SPFH)、低层大气层结 (850 hPa与925 hPa假相当位温之差)、城区上空对流有效位能 (CAPE) 和对流抑制能 (CIN) 等物理量随时间的演变, 两个空心三角分别表示了两次降水开始的时间。从图 4中可以看到, 15日白天, 城区700 hPa以下风的方向随高度顺时针转变 (方框A1), 显示低层有一股暖平流, 14:00左右, 500 hPa与400 hPa之间的风场方向随高度逆时针转变 (方框A2), 虽然转变的幅度不大, 但仍显示在这一层内出现了一股弱冷平流, 上冷下暖的配置进一步加大了大气不稳定层结 (500 hPa与925 hPa假相当位温之差进一步加大, 图略)。与此同时, 地面2 m温度的不断上升, CAPE也由08:00的17.87 J·kg-1增加到1337.79 J·kg-1左右, CIN则由410.84 J·kg-1降到1.07 J·kg-1。从500 hPa以下各层比湿的演变可以看出, 15日的偏南风对中低层水汽含量的改变并不是十分显著, 各层的比湿随时间没有太大的变化。尽管如此, 可以看到, 在第一次降水开始前, 城区上空的热力条件仍是向着有利于对流发展的方向不断变化的。
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图 4 2014年6月15-17日北京南郊观象台探空风廓线 (a, 单位: m·s-1)、地面2 m温度和825 hPa与925 hPa温度之差 (b, 单位: ℃)、500 hPa以下比湿 (d, 单位: g·kg-1)、CAPE和CIN (f, 单位: 102 J·kg-1) 的时间演变 Figure 4 The wind profiles (a, unit: m·s-1), the temporal variation of 2 meters temperature and the difference of temperature between 850 hPa and 925 hPa (b, unit: ℃), specific humidity below 500 hPa (c, unit: g·kg-1), CAPE and CIN of station named Beijing Nanjiao Guan Xiang Tai (d, unit: 102 J·kg-1) from 15 to 17 June 2014 |
15日20:00, 即城区第一次降水过程结束后, 其上空925 hPa风向由偏南风转为偏北风, 低层转为冷平流, CAPE也基本消耗殆尽, 大气层结接近中性; 由于日落及降水导致地面温度的降低, 850 hPa以下逐渐形成了逆温层, CIN也不断增加, 达到226.66 J·kg-1。16日08:00, 虽然城区低层风向再次转为偏南风, 冷平流也转为暖平流, 但逆温层依然存在, CAPE增加的不多, 只有530.23 J·kg-1, CIN却进一步增大到293.75 J·kg-1。随着日照对地面的加热, 逆温层和CIN直到午后才完全消失。由此可见, 从15日20:00之后, 城区上空的层结条件和CAPE均向不利于对流发展的方向改变, 而且这些不利条件很可能在16日08:00之后仍维持了一段时间, 这是雷暴C和雷暴D在下山后强度无法增强的主要原因之一。
16日14:00, 城区上空暖平流的厚度有所增加, 可达到400 hPa高度 (方框A3), 中低层大气再次转为不稳定层结。从中低层比湿的分布可以看出, 16日20:00之前, 500 hPa以下总的水汽量增加明显, 其中850 hPa以下增加的最多, 同时500 hPa的水汽含量却在不断减小, 这种低层湿、中层干的垂直分布有利于大气从条件不稳定转为实际的不稳定 (王秀明等, 2014)。除此以外, 第二次降水发生前的CAPE亦达到1493.15 J·kg-1, 也有利于对流的发生发展。
3.3 北京城区低层动力条件变化大量的研究 (王建捷和李泽椿, 2002) 已经表明, 低层辐合对对流的发生发展起着重要的作用。虽然在两次降水过程前后, 北京地区一直在整体上处于低层弱辐合高层弱辐散的垂直动力配置下, 但就城区而言, 低层的散度却随时间有着明显的变化 (表 1)。15日14:00, 即在雷暴A下山之前和雷暴B生成之前, 城区低层均为辐合, 辐合最强的层次位于700 hPa, 有利于对流的发生发展。第一次降水结束后到16日08:00, 城区低层逐渐由辐合转为辐散, 925 hPa的辐散甚至可以维持到16日20:00以后, 由此看来, 从第一次降水结束后到16日14:00之前, 城区低层的散度均不利于对流的发生和发展。虽然14:00之后850 hPa和700 hPa的散度逐渐转为辐合, 但因为925 hPa一直处在辐散的状态, 所以总体上第二次降水前城区的低层辐合条件比第一次降水前的略差。另外, 15-17日城区低层垂直风切变均在5 m·s-1以下 (图略), 可见低层垂直风切变并不是这一段时间内雷暴下山增强或减弱的主要原因。
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表 1 北京城区降水前后低层辐合辐散变化 Table 1 The variation of divergence before and after precipitation in Beijing |
结合图 2和两次降水过程前后地面风场的变化可见, 15日14:00时北京地区以偏南风为主, 此时强雷暴 (35 dBZ代表) 主要位于北京的房山门头沟延庆山区 (图 5); 16:00, 延庆附近的雷暴在近地面形成了大面积的冷池 (图中阴影为地面2 m温度订正到海平面的温度, 下同), 与平原地区的暖区形成了明显的温度对比; 在北京平原地区偏南风风速逐渐减弱并南撤的同时, 从延庆山区地面冷池中流出向南的阵风锋也开始下山; 18:00, 阵风锋前沿移动到北京城区, 此时在城区东部 (短实线处) 可以清楚的看到一个对流单体正在生成, 即雷暴B, 这符合陈明轩等 (2010)总结的“五条预报规则”之一, 即西北部山区的辐合线抵达山边, 可能触发产生新的风暴; 与此同时, 房山一带的雷暴A正由西向东向城区靠近; 18:30, 在雷暴A移动路径的前方出现向东的阵风锋, 35 dBZ回波的范围有所增加, 这又符合了“五条预报规则”中的另一条, 即辐合线伴随风暴移动, 风暴将维持较长时间, 此时雷暴B的位置没有太大变化, 但强度进一步增强, 并开始在底部生成冷池, 环境场的偏南风前沿也再次推进到大兴和城区的南部; 19:00左右, 雷暴A进入城区西部, 其向东的阵风锋与雷暴B向西的阵风锋和环境场的偏南风在城区中部交汇, 这三股气流在雷暴A和雷暴B之间激发出新的对流单体, 新对流单体并入雷暴B, 并加强了后者的强度 (图略), 这与“五条预报规则”中辐合线之间或风暴与辐合线相互碰撞会导致风暴强度增强或产生新风暴的描述基本一致。
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图 5 2014年6月15日14:00(a)、16:00(b)、18:00(c)、18:30(d)、19:00(e) 和20:00(f) 北京地面以上10 m风场 (矢量, 单位: m·s-1)、海平面温度 (彩色区, 单位: ℃) 和35 dBZ雷达回波 (蓝色实线, 单位: dBZ) 红色实线为100 m地形高度线 Figure 5 10 m wind above ground (vector, unit: m·s-1), sea level temperature (color area, unit: ℃), and radar combined reflective of 35 dBZ (blue solid line, unit: dBZ) at 14:00 (a), 16:00 (b), 18:00 (c), 18:30 (d), 19:00 (e) and 20:00 (f) on 15 June 2014. The height of 100 m is presented by red solid line |
第一次降水过程结束后的8 h内, 北京平原地区上空未出现明显的回波。16日04:00和10:00左右, 雷暴C和雷暴D分别由西和西北接近城区 (图略), 由于自身强度较弱, 因此这两个雷暴均没有在其移动路径的前方形成明显的阵风锋, 加上这一时段内城区一带近地面的偏南风较弱, 平原地区近地面也没有明显的辐合线。
16日14:00左右, 北京大部分地区再次被偏南风 (图 6) 控制, 虽然18:00之后山区的偏南风逐渐减弱, 但平原地区、特别是城区的偏南风一直维持到17日00:00左右, 其前沿可一直到达东北部山边, 并在地形作用下形成辐合线。“五条预报规则”曾指出, 这种辐合线易形成新的风暴或使东北部山区的风暴下山加强并进入北京城区。17日00:30, 雷暴E (35 dBZ代表) 由怀柔进入了北京, 此时其前方的阵风锋较弱, 但是在之后的下山过程中, 雷暴E的组织性不断提高, 阵风锋强度也逐渐增强, 平均可达4~8 m·s-1, 最后阵风锋逐渐分为东北向和西北向两股气流, 其中东北向的阵风锋与山脚下的偏南风交汇形成明显的辐合线, 由于此阵风锋的强度强于平原地区的环境风, 因此辐合线不断向西偏南方向移动, 辐合线上不断有新的对流单体生成 (图略); 由于西北向的阵风锋缺乏较强的环境地面风与之配合, 所以其阵风锋的前沿快速移出了北京。结合图 2可以看出, 两股阵风锋的前沿分别有新的对流不断产生, 由此可见, 阵风锋的分化及其与平原地区偏南风的配合, 是雷暴E在下山过程中逐渐分裂的主要原因之一。
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图 6 同图 5, 但时间为2014年6月16日14:00(a)、18:00(b)、17日00:00(c)、00:30(d)、01:30(e) 和02:30 (f) Figure 6 The same as in Fig. 5, but the date is at 14:00 (a), 18:00 (b) on 16 and 00:00 (c), 00:30 (d), 01:00 (e) and 02:30 (f) on 14 June 2014 |
从图 2还可以看到, 雷暴E在下山前一度演变成了飑线的形态, 虽然这一形态维持的时间不长, 但正是在这期间其阵风锋得以加强和分裂, 并导致雷暴E的分裂及之后雷暴F下山影响北京城区。因此, 为了以后更好地预报这一类雷暴天气, 有必要找到雷暴E在下山过程中强度增强的原因。
通过对大尺度环流 (图 3) 的分析可以知道, 16日20:00, 700 hPa有一个短槽由西向东靠近北京, 北京上甸子风廓线资料显示 (图略), 在没有对流系统经过的情况下, 16日16:00之前北京怀柔和密云一带上空700 hPa到500 hPa之间以偏西风为主, 20:00之后转为西北风, 17日00:00之后则几乎为正北风, 但边界层以下则一直维持西南风。图 6表明, 17日00:30左右, 平原地区的偏南风前沿仍可到达昌平和顺义, 并与雷暴E的出流交汇。根据Wilson et al (1997, 1998) 的结论, 当雷暴生成后, 如果边界层内的风向与雷暴的运动方向或出流边界相反, 而边界层以上的风向与之相同, 则有利于雷暴的维持和加强。雷暴E当时所处的环境风场在边界层内为偏南风, 边界层以上为偏北风, 而它的移动路径为由北向南, 雷暴自身与环境风场的配置与Wilson et al (1997, 1998) 提出的关于雷暴发展的判据条件基本吻合, 因此雷暴E的强度不断加强且自身组织程度越来越高, 最终形成飑线形态。
3.6 概念模型表 2是这两次降水过程的中小尺度概念模型, 从中可以看到在弱天气尺度环流背景下, 这两次过程期间城区低空热动力条件的转换。第一次降水过程发生前, 城区近地面受偏南风影响, 因此近地面温度较高且低层有辐合上升气流, 随着北部山区雷暴的阵风锋前沿到达城区, 抬升了城区上空的暖空气, 生成了局地雷暴B, 此时, 西部山区的雷暴A随中层引导风向东移动, 在下山的过程中, 雷暴A的阵风锋率先到达城区, 与雷暴B的向西的阵风锋和城区南部的偏南暖湿气流共同在城区上空激发出了多个小的对流单体, 这些小的对流单体随后并入雷暴B并使其强度不断增大。加强的雷暴B在城区低层形成了冷池及辐散下沉气流并消耗了城区上空的CAPE, 这也导致了之后雷暴C和雷暴D在经过城区时没有温暖潮湿的空气供抬升形成新的雷暴, 也没有足够的CAPE支持其发展。当然, 这两个雷暴自身强度不强也是其下山后强度无法得到维持的重要原因。一段时间后, 西南风重新控制了城区, 这股气流除了使城区低层重新转为暖中心及形成辐合上升气流外, 其可到达东北部山脚的偏南风前沿也有助于雷暴的下山和增强。随着雷暴E下山过程中强度的加强, 其西段的阵风锋遇到平原的西南气流后不断在冷暖空气的交汇处激发出新的对流, 由于东段的阵风锋缺乏明显的偏南风配合, 因此其快速向南移动, 最终导致雷暴E分裂为雷暴F和雷暴G。雷暴F继续向西南移动, 进入城区后在低层有利的中尺度对流条件下进一步加强和维持, 期间不断消耗CAPE并形成冷池和下沉气流, 使得城区上空热动力条件再次转变为不适合对流发生发展的状态。
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表 2 2014年6月15-17日下山雷暴及北京城区中尺度热动力能量变化 Table 2 The changing status of moving thunder storms, and the variation of the thermal and dynamical energy of γ-scale in city of Beijing from 15 to 17 June 2014 |
(1)2014年6月15日至17日之间, 华北地区基本上处于弱天气尺度系统影响下, 水汽条件一般, 北京平原地区整体上处于高空弱辐散低空弱辐合的垂直动力条件配置下。在此大尺度环流背景下, 有若干移入性雷暴从不同方向进入北京, 并在山区和城区造成短时强降水。特别是张家口和北京一带的700 hPa环境风场对雷暴进入北京的路径有着显著的影响。
(2) 在弱天气尺度环流背景下, 相隔不久的多个雷暴下山后强度变化出现较大的差异, 雷暴自身的强弱是判断其下山后强度能否得到维持或加强的重要因素之一。强雷暴下山后要比弱雷暴更容易维持或增强其强度。
(3) 城区上空热动力条件的变化是判断多个雷暴下山后强度能否加强的另一个重要因素, 特别是前一个雷暴下山后对城区环境条件的改变, 有可能会对后续下山雷暴强度的改变产生影响。
但是, 从上述结论 (3) 可以反向推测, 在有些情况下, 城区上空的热动力能量可能不会因为某一个或几个下山雷暴的增强而消耗太多, 或随着偏南风的再次加强, 城区上空也有可能会很快地恢复有利于对流的条件, 也就有可能出现多个下山雷暴强度均得到加强的情况, 这需要对更多个例分析加以印证。由此可见, 城区上空热动力条件的变化是预报下山雷暴强度变化的重要线索之一。
致谢 在对个例的分析及文章的修改中, 得到了来自中国气象局气象干部培训学院的俞小鼎教授的诸多帮助, 特此致谢。| Doswell Ⅲ C A. 1987. The distinction between large-scale and mesoscale contribution to severe convection:A case study example[J]. Wea Forecasting, 2(1): 3–16. DOI:10.1175/1520-0434(1987)002<0003:TDBLSA>2.0.CO;2 | |
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2. Numerical Weather Prediction Center of China Meteorological Administration, Beijing 100081, China