2017, Vol. 36
2. 兰州大学大气科学学院, 兰州 730020;
3. 宁夏石嘴山市气象局, 石嘴山 753000
暴雨是中国主要气象灾害之一, 强降水往往容易造成山洪、泥石流暴发, 在城市里容易形成城市内涝, 严重威胁人们的生命安全, 造成巨大经济损失。西北地区东部位于青藏高原、蒙古高原和黄土高原交汇地带, 区域地形复杂, 山脉纵横, 高原、山地、平原、沙漠交错。该地区也是我国主要的气候过渡带, 年降水量远低于东部沿海地区, 再加上西北地区特殊的地形和地质特征, 一次大雨也可能会引发一些次生灾害。
很多学者对暴雨的形成原因和维持机制进行了大量的研究, 许多研究结果表明暴雨的发生是多尺度天气系统相互作用的结果, 有利的大尺度环流背景下容易激发中小天气尺度系统, 而这些中小天气尺度是产生强降水的根本原因 (刘燕飞等, 2015; 蒙光伟等, 2014; 井宇等, 2010), 中纬度槽脊形势有利于冷空气南下 (刘新伟等, 2011), 高低空急流耦合 (孔祥伟等, 2015; 廖移山等, 2011), 副高位置变化形成水汽输送带 (赵世发等, 2005), 台风带来水汽 (张弘等, 2006; 李明等, 2011), 切变线附近不断激发的中小尺度对流系统 (艾永智等, 2015; 孟妙志等2008), 地面冷锋触发不稳定能量释放 (崔春光等, 2008) 等各种因素都为暴雨的产生提供了有利的条件。随着数值模式的发展和普及, 数值模式越来越多应用在中尺度天气系统的研究中, 对中尺度天气系统相互作用引发暴雨的研究也越来越全面 (侯建忠等, 2007; 何锋等, 2010), 尤其近年WRF数值模式被广泛应用于暴雨过程的研究中, 研究表明WRF数值模式的模拟结果与观测资料的一致性较好, 对天气系统和降水的发展和变化的研究更为连续 (郑子彦等, 2012)。
我国的暴雨过程主要发生在长江流域、华南地区, 近年来西北地区东部的突发性暴雨过程频发, 但发生频率仍远低于东部沿海, 且西北地区东部暴雨突发性强、强度大、时空分布不均, 形成的原因和机制复杂, 因此对该地区的暴雨过程的预报仍然比较困难。本文将对2012年7月2930日宁夏地区有气象记录以来最大暴雨 (以下简称“7·29”大暴雨) 的环流特征及形成机理进行分析, 以期为西北地区东部的暴雨预报提供一些线索。
2 资料介绍分析使用的资料为常规观测资料、宁夏1 h加密自动站观测资料、宁夏银川多普勒雷达资料、FY-2E卫星的TBB资料以及WRF模式输出的高时空分辨率资料。利用上述资料, 在实况和模拟结果对比的基础上, 对2012年7月2930日宁夏有气象记录以来最大暴雨进行分析和探讨。
3 “7·29”大暴雨过程天气学分析 3.1 降水特征分析2012年7月29日20:00至30日12:00(北京时, 下同), 宁夏中卫市以北的地区出现了区域性中到大雨, 银川大部分地区、石嘴山市部分地区以及贺兰山沿山地区出现了暴雨, 局部地区出现大暴雨, 其中降水量超过50 mm的有54个站, 超过100 mm共有13个站, 最大降水量出现在贺兰山滚钟口, 为166. 2 mm, 银川站降水量达116. 5 mm, 贺兰站达106. 2 mm, 永宁站达78. 6 mm, 创1951年银川、贺兰、永宁有气象记录以来的降水最大值 (图 1)。
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图 1 2012年7月2930日宁夏降水量分布实况观测 (a) 和D03模拟结果 (b) (单位: mm) Figure 1 Distribution of precipitation observations (a) and the simulation results of D03 (b) in Ningxia from 29 to 30 July 2012. Unit: mm |
“7·29”大暴雨过程银川及附近地区经历两次强降水过程, 其中29日23:00至30日02:00之间降水强度大, 30日06:00-08:00之间为降水的小峰值。宁夏北部的石嘴山地区降水呈单峰型, 较大降水强度位于30日06:00-08:00(图 2)。
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图 2 2012年7月2930日观测 (a) 和模拟 (b) 的银川站逐时降水量变化 Figure 2 Temporal evolution of observed (a) and simulated (b) hourly precipitation at Yinchuan station from 29 to 30 July 2012 |
7月29日20:00(图 3), 对流层高层200 hPa宁夏以北地区出现风速>32 m·s-1的高空急流, 且宁夏北部位于高空急流出口区的右侧, 有利于高层空气辐散促使低层空气气流辐合抬升。500 hPa高纬地区呈两槽一脊形势, 西西伯利亚地区低槽不断分裂出短波槽向中纬度地区移动, 29日20:00短波槽槽线位于96°E附近, 宁夏地区主要受西北气流控制, 西太平洋副热带高压588线西侧位于122°E, 副高脊线在32°N附近, 宁夏位于副高外围5840 gpm等值线附近。对流层低层700 hPa, 在宁夏中南部存在一稳定的暖式切变, 切变线的存在有利于暖湿的南风气流和干冷的西北气流在该区域交汇。此次大暴雨过程与200 hPa高空急流, 500 hPa短波槽及700 hPa切变线发展和变化密切相关。
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图 3 2012年7月29日20:00 200 hPa (a)、500 hPa (b) 和700 hPa (c) 高度场 (等值线, 单位: gpm) 和风场 (矢量, 单位: m·s-1) 黑色粗线为槽线或切变线, 图 (a) 中阴影区表示风速≥35 m·s-1区域, (c) 中阴影区表示地形高度>3000 m区域 Figure 3 Composition of observed geopotential height (contour, unit: gpm) and wind field (vector, unit: m·s-1) on 200 hPa (a), 500 hPa (b) and 700 hPa (c) at 20:00 on 29 July 2012. Black lines denotes tough or shear line, the shaded represent the region of wind speed≥35 m·s-1 in Fig. 3a and terrain height >3000 m in Fig. 3c, respectively |
雷达回波对引起暴雨的对流单体有很好的跟踪作用, 可以再现暴雨过程中对流单体的移动和演变 (穆建华等, 2012; 胡文东等, 2015)。从组合反射率可以看出 (图 4), 29日19:00至30日02:00, 雷达回波范围不断增大, 宁夏中北部地区出现大范围>20 dBZ, 在大范围回波中不断有>40 dBZ的对流单体生成, 这些新生成的对流单体向北移动, 不断影响银川及其周边地区, 宁夏中北部产生大范围强降水, 强降水主要集中在银川周边。04:00之后雷达回波强度和范围逐渐减小, 且在06:00之后较强回波主要出现在贺兰山沿山和银川以北。10:30之后 (图略), 宁夏中北部只有部分地区出现>20 dBZ的回波, 降水过程逐渐结束。
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图 4 2012年7月29日19: 32 (a) 和30日08: 25 (b) 银川雷达组合回波反射率演变 (单位: dBZ) Figure 4 Temporal evolution of composite reflectivity in Yinchuan at 19: 32 on 29 (a) and 08: 25 on 30 (b) July 2012. Unit: dBZ |
在此次暴雨过程中, 雷达回波范围和强度比较大, 同时在30日02:00之前不断有回波强度超过40 dBZ的对流单体生成, 在02:00之后, 雷达回波范围不断减小, 强度逐渐减弱, 降水强度也逐渐减弱。
3.4 TBB资料分析TBB资料对造成暴雨过程的强对流系统有很好的指示作用, TBB指数能够较好地显示强对流系统的结构和中心, TBB指数定义 (隆霄等, 2009) 如下:
| $ \left\{ {\begin{array}{*{20}{l}} {{I_{{\rm{TBB}}}} = \frac{{\left( {225 - {\rm{TBB}}} \right)}}{5},}&{{\rm{TBB}} \le 225}\\ {{I_{{\rm{TBB}}}} = 0,}&{{\rm{TBB}} > 225} \end{array}} \right. $ | (1) |
从TBB云图 (图 5) 可以看出, 在29日20:00(图 5a), 宁夏西部地区存在一个对流云团A, 同时在青海地区也存在一个强对流区B。对流云团A中心ITBB指数>3. 5, 其前缘已移近宁夏地区, 宁夏北部贺兰山沿山地区降水开始。对流云团A继续向东发展, 进入宁夏境内。30日00:00, 对流云团A移动到宁夏北部地区, 到30日02:00(图 5c), 对流云团A的ITBB范围较00:00有所扩大, 但强度明显减弱。30日04:00(图 5d), 对流云团A移出宁夏地区。30日06:00-08:00, 对流云团A在移出宁夏后逐渐消亡, 此次降水过程基本结束。对流云团B的发展和移动基本未对宁夏北部地区的强降水造成影响 (图略)。
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图 5 2012年7月29-30日TBB指数的时间演变 (单位: K) (a) 29日20:00, (b) 30日00:00, (c) 30日02:00, (d) 30日04:00 Figure 5 Temporal evolution of TBB index from 29 to 30 July 2012. Unit: K. (a) at 20:00 on 29, (b) at 00:00 on 30, (c) at 02:00 on 30, (d) at 04:00 on 30 |
结合天气分析700 hPa环流特征发现, 对流云团A与中尺度低涡相对应, 这说明宁夏北部地区的大暴雨的强降水阶段与中尺度低涡前部的对流云团A的移动和发展密切相关。
结合逐时降水量、雷达回波变化以及TBB指数演变, 将“7·29”大暴雨过程的降水阶段分为对流性降水和稳定性降水两个阶段, 其中对流性降水阶段主要集中29日20:00至30日02:00, 此阶段降水强度较大, 平均降水超过10 mm·h-1, 并伴有大风、闪电等剧烈的天气现象, 稳定性降水阶段主要集中在30日02:00至30日12:00。
4 WRF模式模拟设计WRF模式是美国多单位联合开发的新一代高分辨率、非静力平衡的中尺度数值模式, 主要研究从云尺度到天气尺度的天气过程, 重点考虑1~10 km水平分辨率。因此该模式可用于中小尺度天气系统的精细研究。
本次数值模拟利用WRFv3. 4, 采用三重嵌套网格, 模拟中心设在 (106. 13°E, 38. 29°N), 三重嵌套网格距由外向内分别为36 km、12 km和4 km, 格点域分别为180×180, 195×165和276×273, 垂直分19层, 提供初始条件和边界条件由NCEP 1°×1°FNL资料产生, 时间步长分别为90 s、30 s和10 s, 启动时间为2012年7月29日08:00, 共积分36 h。经过多次试验, 选取模式结果较好的参数化方案组合, 粗细网格选择相同物理过程方案, 微物理过程方案第一重未使用, 第二重和第三重嵌套采用WSM6类冰雹方案, 行星边界层采用YSU方案, 长波辐射选用RRTM方案, 短波辐射采用Dudhia方案, 陆面过程选用Noah陆面参数化方案, 近地面层选用Monin-Obukhov方案, 积云参数化第一重和第二重嵌套采用Grell-Devenyi集合方案, 第三重未采用。
对比实况观测降水和模式模拟降水 (图 1), 可以看出在宁夏北部地区暴雨模拟结果的整体落区和实况较为一致, 但是超过100 mm的大暴雨范围较实际观测范围大, 宁夏中部和南部地区降水的模拟范围及量级比实况观测小。模拟的和观测的银川站逐时降水量的时间变化特征对比 (图 2) 显示, 数值模式能够较好地模拟出银川站对流性和稳定性降水的阶段特征, 只不过模拟的对流性阶段降水较强, 而稳定性阶段降水较弱。虽然整体模拟结果的降水与实况观测的降水有一定差异, 但从降水量级及其空间分布上看本次模拟结果是比较理想的。根据对比发现, 本次模拟结果和实况观测高空环流形势基本一致 (图略), 降水落区模拟较好。由于实况观测 (29日20:00和30日08:00) 两次观测时间相距较远, 因此, 以下将利用模式模拟的高时空分辨率的结果对此次宁夏大暴雨过程的发生发展及维持机制进行深入研究。
5 暴雨过程的特征分析 5.1 中尺度环流演变特征29日20:00暴雨发生前, 宁夏中北部地区稳定存在一暖式切变, 此时有较强的南风气流控制宁夏低层, 风速逐渐增大 (图 6a)。29日22:00, 暖式切变线北抬, 低空急流逐渐形成, 急流轴位于105°E (图 6b)。30日00:00, 低涡环流逐渐形成, 低涡中心位于104°E附近, 切变线稳定维持在宁夏北部地区, 低空急流强度和范围增大, 急流轴位置移动到宁夏地区 (39°N, 105. 5°E), 急流轴方向呈东西向 (图 6c)。随着低涡的缓慢移动, 低涡的强度和范围的增大, 切变线略北抬, 急流轴也随之移动, 同时急流轴方向缓慢改变 (图 6d)。30日08:00, 低涡中心东移到105°E, 暖式切变线位于宁夏北部边界地区, 低空急流轴方向转为西南—东北向, 急流逐渐移出宁夏北部地区, 低涡后部的冷式切变逐渐增强 (图略)。30日08:00之后, 低涡中心逐渐移动到宁夏中部地区, 低空急流逐渐消失, 低涡后部风速增大, 冷式切变增强, 冷空气南下, 降水阶段结束 (图 6e~f)。
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图 6 2012年7月29-30日D03模拟区域700 hPa的环流演变特征
(a) 29日20:00, (b) 29日22:00, (c) 30日00:00, (d) 30日04:00, (e) 30日08:00, (f) 30日12:00 灰色阴影区表示风速≥12 m·s-1, 黑色阴影表示地形高度>3000 m, 黑色粗线为切变线 Figure 6 Temporal evolution of circulation situation at 700 hPa in D03 from 29 to 30 July 2012. (a), (b) denote at 20:00 and 22:00 on 29, (c)~(f) denotes at 00:00, 04:00, 08:00 and 12:00, respectively. Gray shaded denote wind speed≥12 m·s-1, the black shaded denote terrain height >3000 m, black lines denote shear line |
对流性降水阶段, 低涡和切变线的稳定少动, 促使辐合增强, 低空急流形成从29日22:00低空急流的形成, 到30日04:00低空急流轴移动并减弱, 低空急流维持近7 h, 这为宁夏北部暴雨区提供了源源不断的水汽, 使得降水过程得以持续。
5.2 高低空急流耦合机制对比实况观测和D03模拟域发现, 在实况观测两个时刻并无出现明显的低空急流, 但08:00观测出现风速>12 m·s-1两个站点, 从D03模拟结果成功模拟出低空急流。以下, 将从高低空急流耦合机制对低空急流的形成进行分析。
在29日20:00开始, 宁夏以北有高空急流, 中心位于41°N附近, 宁夏北部高空出现较强的辐散, 此时在宁夏北部以南地区700 hPa风速 < 12 m·s-1(图略)。到30日02:00对流性降水阶段, 宁夏北部高空辐散增强至-15×10-5s-1以上, 中低层的辐合强度达到10×10-5s-1, 高空强辐散低空强辐合导致明显的上升及700 hPa风速>12 m·s-1的低空急流的形成和发展 (图 7a)。到30日08:00稳定性降水阶段, 高空急流强度减弱, 宁夏北部的辐合辐散和上升运动明显减弱 (图略)。
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图 1 D01模拟域30日02:00沿106. 21°E的水平散度 (彩色区, 单位: 10-5s-1) 和水平速度 (等值线, 单位: m·s-1)(a)、沿银川站 (38. 47°N, 106. 21°E) 散度 (b, 阴影, 单位: 10-5s-1) 和垂直速度 (c, 等值线, 单位: m·s-1) 随时间变化剖面 矢量为v与w×20合成风速 (单位: m·s-1), 风羽为u与w×10合成风速 (单位: m·s-1), J为急流, 黑色三角为银川站位置, 图片下方灰色阴影均为地形高度 Figure 1 The lontitude-height cross section of divergence (color area, unit: 10-5s-1) and horizontal velocity (contour, unit: m·s-1) along 106. 21°E at 02:00 (a), the time-height cross section of index divergence (b, the shaded, unit: 10-5s-1), vertical velocity (c, contour, unit: m·s-1) along Yinchuan station (38. 47°N, 106. 21°E) in D01. Vector with components of u and w×20 (unit: m·s-1); barb with components of u and w ×10 (unit: m·s-1), capital J denote level jet, black triangle denote Yinchuan station, the gray shaded in the bottom denote terrain height |
从散度时间-高度剖面图 (图 7b) 可以看出, 29日20:00 250 hPa高空有较强的高空辐散, 但是在中低层的辐合辐散不明显, 空气流入流出不平衡。在23:00之后低层出现明显的空气辐合, 高层的辐散继续加深, 到30日01:00, 低层空气的辐合达到最大, 强度为20×10-5 s-1, 高层的辐散强度在02:00达到最大, 高低层空气辐合辐散在对流性降水阶段十分强烈。从垂直速度的变化 (图 7c) 看, 29日22:00以前, 垂直速度较小, 22:00以后, 对流活动增强, 垂直速度也增大, 垂直速度在01:00-02:00达到最大, 中心位于500 hPa附近, 随后逐渐减小, 05:00之后, 对流活动减弱, 垂直速度从低层到高层量级都较小。
以上分析发现, 高层辐散明显早于低层的空气辐合, 在低层空气辐合中心出现之后高空辐散继续加强, 意味着高空的强辐散作用诱使低空气流辐合抬升, 及低空急流的产生。丁一汇 (2005)指出在高空急流出口处存在一间接环流。高空急流是低空急流形成的重要原因, 在低空急流的辐合上升同时又加强了高空急流。
高低空急流的发展变化与大气中能量的转化密切相拌。沿银川站106. 21°E对高空急流出口做动能变化的剖面图 (图 8) 中可以看出, 在高空急流出口区主要为动能变化的负值, 即动能向位能的能量转化区, 能量的这种转化, 使高空急流出口区右侧出现上升气流。
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图 8 2012年7月29日22:00 (a) 和30日04:00 (b) 沿106. 21°E高空急流出口动能 (等值线, 单位: 10-4J·kg-1·s-1) 变化剖面 风羽表示u与w×10合成风速 (单位: m·s-1), 黑色三角为银川站位置, 灰色阴影为地形高度 Figure 8 The lontitude-height cross section of kinetic energy (contour, unit: 10-4J·kg-1·s-1) change along 106. 21°E at 22:00 on 29 (a) and 04:00 on 30 (b) July 2012. Barb with components of u and w ×10 (unit: m·s-1), black triangle denote Yinchuan station, gray shaded denote terrain height |
银川站动能变化随时间变化图表明 (图 9), 从29日20:00至30日04:00, 银川站上空300~100 hPa主要为动能变化的负值区, 最大动能转化出现在29日23:00的200 hPa, 低层在01:00左右出现动能变化的正值区, 04:00之后高空出现动能转化的负值区, 表明位于高空急流出口区右侧的银川地区在对流性降水阶段高空动能向位能转化, 低层位能向动能转化, 能量的转换有利于上升支上升运动的不断增强, 使得大气垂直方向进行质量调整, 低层的风速不断增大, 垂直运动不断增强, 这有利于低空气流辐合增强和低空急流的形成和发展。
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图 9 2012年7月29日20:00至30日04:00沿银川站 (38. 47°N, 106. 21°E) 动能 (等值线, 单位: 10-4 J·kg-1·s-1) 随时间变化 风羽表示u与w×10合成风速 (单位: m·s-1), 灰色阴影为地形高度 Figure 9 The time-height cross section of kinetic energy (contour, unit: 10-4J·kg-1·s-1) change along Yinchuan station (38. 47°N, 106. 21°E) from 20:00 on 29 to 04:00 on 30 July 2012. Barb with components of u and w ×10 (unit: m·s-1), gray shaded denote terrain height |
一级近似的水平散度方程为 (寿亦萱, 2007):
| $ \begin{array}{l} \frac{{\partial D}}{{\partial t}} = - u\frac{{\partial D}}{{\partial x}} - v\frac{{\partial D}}{{\partial y}} - {D^2} + 2J\left( {u,v} \right)\\ \;\;\;\;\;\;\;\; + f\zeta - - {\nabla ^2}{\mathit \Phi} - \beta u, \end{array} $ | (2) |
式中:
| $ \Delta {\rm{NBE}} = 2J\left( {u,v} \right) + f\zeta - {\nabla ^2}{\mathit \Phi} - \beta u, $ | (3) |
在中小尺度天气系统的发展演化过程中, 高空急流的发展及其相伴的能量转化必然引起低层空气质量的调整, 促使低空急流产生, 这也使得对流层低层的大气不平衡分布特征增强。而中小尺度天气系统的产生是大气内部非线性平衡强迫的产物, 因此可以通过非线性平衡方程诊断和分析大气场的不平衡特征, 动量场 (地转流函数) 和质量场 (位势高度) 之间的调整, 从而为中小尺度天气系统的生成和预报作指导 (陈忠明等, 2004; 刘汉华, 2010)。由公式 (2) 和 (3) 可以看出:
| $ \frac{{\partial D}}{{\partial t}} = - u\frac{{\partial D}}{{\partial x}} - v\frac{{\partial D}}{{\partial y}} - {D^2} + \Delta {\rm{NBE}}. $ | (4) |
以下我们将主要分析散度方程中散度的局地变化和△NBE中各项的变化特征。在对流性降水阶段, 700 hPa切变线附近水平散度的局地变化呈
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图 10 D03模拟域2012年7月30日00:00 (a) 和05:00 (b)700 hPa风场 (矢量, 单位: m·s-1) 和散度方程的局地变化项 |
从流场演变可以看出, 此次大暴雨过程与暖式气流切变密切相关。在29日20:00, 暖式切变线主要位于宁夏以西, 切变线附近出现了1×10-6s-2的△NBE大值区和1 h后降水量为5 mm的降水中心, 宁夏北部的切变线强度较弱, 22:00, 切变线北抬到宁夏北部地区, 且强度增强, △NBE的大值区也东移增强, 1 h后降水强度也不断增强 (图略)。30日00:00, 切变线稳定维持在宁夏北部地区, 此时△NBE的范围和强度也不断增强, 最大的△NBE达到3×10-6s-2, 1 h后降水范围和强度也达到最大 (图 11a)。此后暖式切变线减弱东移时, △NBE强度也变小, 对应降水量也减弱 (图 11b)。△NBE大值区主要出现在暖式切变线较强切变附近, 并与该切变线的发展变化相伴。
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图 11 D03模拟域700 hPa ΔNBE (彩色区, 单位: 10-6 s-2) 的时间演变特征 (a) 7月29日20:00, (b) 7月29日22:00, (c) 7月30日00:00, (d) 7月30日05:00.等值线为1 h后降水 (单位: mm), 矢量为风场 (单位: m·s-1), 黑色粗线为切变线 Figure 11 >Temporal evolution of ΔNBE (color area, unit: 10-6 s-2) at 700 hPa in D03. (a) at 20:00 on 29 July, (b) at 22:00 on 29 July, (c) at 00:00 on 30 July, (d) at 05:00 on 30 July. Contour is precipitation after 1 hour (unit: mm), vector denote wind field (unit: m·s-1), black lines denote shear line |
△NBE主要是由 (3) 式右端2J(u, v) 和-∇2Ф组成, fζ和-βu分别在量级在10-7s-2和10-8s-2(图略)。从图 13可以看出, 在对流性降水阶段, 随着切变线的东移和增强, 切变线附2J(u, v) 和-∇2Ф逐渐增强, 在30日00:00出现1×10-6s-2大值区, 其范围和强度不断增强, 大气内部的不平衡不断增强; 在稳定性降水阶段, 切变线东移减弱, 2J(u, v) 和-∇2Ф逐渐减弱。对比发现, 在对流性降水阶段, -∇2Ф的范围较2J(u, v) 大, 二者中-∇2Ф对ΔNBE的贡献更大, 在稳定性降水阶段, 二者均迅速减小, 大气内部流场和质量场的不平衡减弱 (图 12)。
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图 12 D03模拟域2012年7月30日00:00 (a, b) 和05:00 (c, d) 700 hPa 2J(u, v) (左, 彩色区, 单位: 10-6 s-2) 和∇2Ф(右, 彩色区, 单位: 10-6 s-2) 的分布特征 矢量为风场 (单位: m·s-1), 黑色粗线为切变线 Figure 12 Temporal evolution of 2J(u, v) (left, color area, unit: 10-6 s-2) and ∇2Ф (right, color area, unit: 10-6 s-2) at 700 hPa in D03 at 00:00 (a, b) and 05:00 (c, d) on 30 July 2012. Vector denote wind field (unit: m·s-1), black lines denote shear line |
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图 13 2012年7月29日20:00至30日10:00银川站 (38. 47°N, 106. 21°E) 相对湿度随时间变化剖面 (a) 及29日15:00至30日14:00 Figure 13 The time-height cross section of index relative humidity along Yinchuan station (38. 47°N, 106. 21°E) from 20:00 on 29 to 10:00 on 30 July (a), net water vapor budget (b, unit: 107 kg·s-1) and each boundary water vapor transport (c, unit: 107 kg·s-1) of Ningxia from 15:00 on 29 to 14:00 on 30 July 2012 |
以上分析表明, 在中小尺度系统发展演化的过程中, 引起散度局地变化主要是△NBE贡献的结果, 非线性平衡方程的残差△NBE主要与J(u, v) 和-∇2Ф的分布密切相关, 这说明大气内部的流场和质量场的不平衡的发展与中小尺度系统相伴发生, 同时这种不平衡的调整和增强, 也影响着中小尺度系统的移动和维持, 从而进一步影响强降水的形成和落区。ΔNBE的范围与1 h后强降水的落区有较好的对应关系, 对流性降水阶段△NBE较大, 而在稳定性降水阶段, 大气的质量场和流场之间的不平衡△NBE减小, ΔNBE对稳定性降水的影响较小。
5.4 水汽特征及水汽输送水汽的输送对降水的形成和维持具有重要的影响, 但是单点降水的输送并不能代表该地区水汽输送的真实情况。本文选取35. 2°N-39. 4°N, 104. 2°E-107. 7°E作为计算水汽输送的区域, 水汽垂直积分为800~400 hPa。各方向上水汽通量收支的计算公式 (刘汉华等, 2010) 为:
| $ {Q_L} = {\smallint _L}\left[ { - \frac{1}{g}\int_{p2}^{p1} {qV{\rm{d}}p} } \right]{\rm{d}}l, $ | (5) |
式中: q为比湿 (单位: g·kg-1), L为计算区域的周长。
首先对暴雨区银川站的水汽条件进行分析。从相对湿度剖面 (图 13a) 可以看出, 从22:00开始至次日05:00, >95%相对湿度达到400 hPa附近, 水汽层厚度大。而04:00之后, 比湿减少, 相对湿度厚度减小, 但低层仍然维持在较高的水汽条件下, 这也是此次过程转为稳定性降水得以维持的原因之一。此次暴雨过程的水汽条件有以下两个特点:一是水汽输送持续时间长, 降水阶段底层相对湿度维持在90%以上; 二是水汽层厚度大, 特别在对流性降水阶段相对湿度＞95%高达400 hPa以上。
图 13b为宁夏净水汽输入, 图 13c为宁夏地区各边界水汽输送情况, 其值为地面到400 hPa水汽的垂直积分, 正值和负值分别表示该边界的输入和输出水汽。从图14b中可以看出, 在整个降水过程中, 水汽输送有两个峰值区, 一个位于29日20:00至30日05:00, 这个阶段的水汽输送较强, 达到280×107 kg·s-1, 另一个位于30日05:00-11:00, 净水汽输送为150×107 kg·s-1左右。这两个阶段的水汽输送特征与前面分析降水的两个阶段相适应。
在暴雨发生之前 (即29日20:00前), 宁夏地区各个边界的水汽输入和输出都较低, 水汽输入以偏南风水汽输送为主, 净水汽输送以弱的水汽输入为主, 随着偏南风的不断增强净水汽输送不断增加。21:00之后, 低空急流建立南边界的水汽输送明显增大, 东边界水汽输送逐渐由输出转为输入, 北边界的输出和输入变化幅度较小, 而西边界有持续稳定增大的水汽的输出。29日21:00至30日05:00, 南边界都维持较高的水汽输入, 西边界水汽输出也逐渐增大, 宁夏地区的净水汽输入在22:00至次日03:00维持在250×107kg·s-1左右的较高数值。30日05:00之后, 南边界水汽输送明显开始减弱, 净水汽输入也降低, 维持在150×107 kg·s-1左右。在30日11:00之后, 各个方向上水汽的输送和净水汽输入都明显减弱, 降水过程逐渐结束 (图 13c)。
以上分析说明, 此次暴雨过程中水汽含量充沛, 水汽层厚度大, 水汽主要是由偏南风低空急流输送, 水汽输送变化与低空急流形成和发展演变基本一致, 净水汽输送量的变化也与此次暴雨过程中对流性降水阶段和稳定性降水阶段较为吻合。
6 结论(1) 此次大暴雨过程与200 hPa高空急流, 500 hPa短波槽及700 hPa切变线发展和变化密切相关。
(2) WRF模式模拟结果显示700 hPa低涡、暖式切变线及低空急流形成是此次暴雨形成的主要原因之一。对流性降水阶段, 低涡和切变线的稳定少动, 促使辐合增强; 低空急流形成从29日22:00低空急流的形成, 到30日04:00低空急流轴移动并减弱, 低空急流维持近7 h。
(3) 分析发现高层辐散明显早于低层的空气辐合, 在低层空气辐合中心出现之后高空辐散继续加强, 高空强辐散低空强辐合导致明显的上升及700 hPa风速>12 m·s-1的低空急流的形成和发展。在对流性降水阶段, 有高层动能向位能转化, 低层动能增加, 稳定性降水阶段, 高层动能增加。
(4) 在暴雨发生过程中, 散度的局地变化主要是非线性平衡方程残差贡献的结果。△NBE的范围与1 h后强降水的落区有很好的对应关系。对流性降水阶段切变线周围水平辐合辐散变化剧烈, 大气流场和质量场不平衡性特征明显, △NBE较大, 而在稳定性降水阶段, 大气的质量场和流场之间的不平衡趋于平衡, 在稳定性降水阶段△NBE减小。
(5) 水汽主要是由偏南风低空急流输送, 净水汽输送量的变化也与此次暴雨过程中对流性降水阶段和稳定性降水阶段较为吻合。
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2. Atmospheric Science College of Lanzhou University, Lanzhou 730020, China;
3. Shizuishan Meteorological Bureau of Ningxia, Shizuishan 753000, China