1 引言

夏季是青藏高原 (下称高原) 上切变线的高发期, 再加上高原南部充足的水汽供应, 容易造成高原以及周边地区出现由切变线诱发的强降水及洪涝灾害 (何光碧等, 2009; 姚秀萍等, 2014)。2013年7-8月共有11次高原切变线活动, 其中6次切变线造成的过程降水量在100 mm以上, 尤其是2013年7月28-29日的一次高原东部切变线过程造成了中国近10个省和直辖市的降水, 包括西藏西南部至东半部, 青海东部至南部, 甘肃、宁夏南部, 陕西南部, 湖北西北部, 重庆北部、西部, 四川大部, 贵州西部和云南北部等地的降雨量为0. 1~135 mm, 降雨日数为1~2天。其中四川、陕西有成片降雨量大于50 mm的区域, 降水日数为2天。总降水量极值出现在四川夹江, 2天的总降雨量为133. 1 mm (彭广等, 2015)。

2 高原切变线过程的天气形势

此次高原切变线过程降水范围广 (图 1), 并且发生在典型的“鞍型”场中 (图 2), 由7月28日08:00(北京时, 下同) 实况天气图可以看出, 在昂欠—拉萨一带有切变线形成。中亚的短波槽向东移动, 短波槽移入高原后, 切断原来控制高原上空的副热带高压, 其西边部分与东伸的伊朗高压结合, 东边部分与西太平洋副热带高压脊合并。此“鞍型”场的结构包括高原切变线东侧的西太平洋副热带高压, 西侧的伊朗高压脊, 北侧的中纬度长波槽, 南侧的印度低压, 配合低层低纬度西太平洋副热带高压西南侧的暖湿空气与中纬度中层长波槽引导的冷空气在高原东侧边缘交汇, 为此次切变线及强降水的发生发展提供了有利条件 (王伏村等, 2014)。

随后, 随着西太平洋副热带高压的南撤东退, 切变线也向东南移动, 切变线减弱 (图略)。29日08:00, 切变线已移到香格里拉—成都一带, 29日20:00, 切变线减弱消失, 过程结束。

3 资料及其验证

所用的资料为NCEP FNL高分辨率 (1°×1°) 再分析资料, 此资料融合了大量的观测资料及卫星反演资料, 被广泛用于数值模式及天气、气候的诊断分析研究中 (邓伟等, 2009)。降水资料来自中国自动气象站与CMORPH (卫星反演的降水产品) 融合的逐时降水量0. 1°网格数据集 (1.0版), 地面观测降水资料来自全国3万多个自动观测站 (包括国家级自动站和区域自动站) 逐时降水量。

通过比较2013年7月28日20:00流场的实况图和基于再分析资料的流场图 (图 3), 可以看出再分析资料能够较好地反映实际的流场特征, 方框内为“鞍型”场区域。从水平风矢量图可以看出切变线沿着变形场拉伸轴方向分布, 切变线的北侧为高空槽后的强烈西北风, 最大风速超过了10 m·s^-1, 切变线的南侧为东南风, 风速较北侧弱, 是西太平洋副热带高压西南侧的东南风。

4 高原切变线的结构特征

何光碧和师锐 (2011)指出合成的平均竖切变线上正涡度层和辐合层比较浅薄, 主要分布在500 hPa附近, 辐合与正涡度中心强度也较弱, 竖切变线上整体上升运动特征明显, 上升运动可以伸展到200 hPa。对本研究针对的高原东部切变线结构分析表明, 从沿强降水大值中心的纬向剖面图 (图 4) 可以看出, 切变线上正涡度层比较浅薄, 主要分布在600~500 hPa之间, 正涡度中心更接近于500 hPa, 中心强度达到了6×10^-5 s^-1。散度场的辐合区向上伸展高度达到了400 hPa, 由于地形作用辐合带呈倾斜状, 最大辐合中心位于500 hPa附近, 其上为强的辐散中心。垂直速度场上, 高原东侧切变线上的垂直上升运动十分明显, 向上可伸展到250 hPa, 最强上升运动中心位于450 hPa附近, 中心强度达到了-1. 494×10^-2 hPa·s^-1。

总的来看, 高原切变线上为正涡度和水平辐合特征, 正涡度层比较浅薄, 垂直方向上涡度和散度的配置有利于强烈的上升运动, 上升运动层比较深厚, 可向上伸展到250 hPa。由于500 hPa上高原切变线结构的综合特征比较明显, 因此选取500 hPa作为高原切变线分析的代表性层次。

5 高原切变线降水的动力、水汽条件

自1978年Hoskins et al (1978)提出了Q矢量概念以来, Q矢量理论得到不断的完善和发展, 在暴雨分析和预报中得到广泛的应用。姚秀萍和于玉斌 (2000)用非地转湿Q矢量分析方法诊断了由北上台风倒槽引起的一次华北特大暴雨过程, 发现非地转湿Q矢量与降雨落区存在较佳的对应关系。杨晓霞等 (2006)利用非地转湿Q矢量对山东省春秋季两次罕见的暴雨天气进行了诊断分析, 认为暴雨期间都有较强的非地转湿Q矢量辐合, 产生上升运动, 形成暴雨。黄楚惠和李国平 (2009)对东移高原低涡产生降水进行了天气动力学诊断分析, 结果表明低层湿Q矢量散度的辐合区与降水区相对应, 辐合中心与强降水中心基本吻合。

饱和大气中的非地转湿Q矢量的两个分量为 (高守亭, 2007; 岳彩军等, 2013):

$ \begin{gathered} \boldsymbol{Q_x} = \frac{1}{2}\left[ {f\left({\frac{{\partial v}}{{\partial p}}\frac{{\partial u}}{{\partial x}} - \frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial v}}{{\partial x}}} \right) - h\frac{{\partial \boldsymbol{V_{\text{h}}}}}{{\partial x}} \cdot {\nabla _h}\theta } \right. \hfill \\ \left. { - \frac{\partial }{{\partial x}}\left({\frac{{L{R_d}\omega}}{{{C_p} \cdot p}}\frac{{\partial {q_s}}}{{\partial p}}} \right)} \right] , \hfill \\ \end{gathered} $

(1)

$ \begin{gathered} \boldsymbol{Q_y} = \frac{1}{2}\left[ {f\left({\frac{{\partial v}}{{\partial p}}\frac{{\partial u}}{{\partial y}} - \frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial v}}{{\partial y}}} \right) - h\frac{{\partial {\boldsymbol{V}_{\text{h}}}}}{{\partial y}} \cdot {\nabla _h}\theta } \right. \hfill \\ \left. { - \frac{\partial }{{\partial y}}\left({\frac{{L{R_d}\omega}}{{{C_p} \cdot p}}\frac{{\partial {q_s}}}{{\partial p}}} \right)} \right] , \hfill \\ \end{gathered} $

(2)

式中: $h = \frac{{{R_d}}}{p}{\left({\frac{p}{{1000}}} \right)^{{R_d}/{c_p}}} $, V_h代表水平风场 (u, v), q_s为饱和比湿, L、R_d和C_p分别为凝结潜热、干空气比气体常数和干空气比定压热容, 其它符号为气象中常用物理量。

由此可有包含大尺度稳定性加热效应的非地转ω方程为:

$ f\frac{{{\partial ^2}\omega }}{{\partial {p^2}}} + {\nabla ^2}\left({\sigma \omega } \right) = - 2\nabla \cdot \boldsymbol{Q} , $

(3)

式中: σ为静力稳定度参数。Q矢量散度为:

$ \nabla \cdot \boldsymbol{Q} = \frac{{\partial {\boldsymbol{Q}_x}}}{{\partial x}} + \frac{{\partial {\boldsymbol{Q}_y}}}{{\partial y}} , $

(4)

方程 (3) 表明$\nabla $·Q是非地转非绝热ω方程中唯一的强迫项。可见, 如果垂直运动具有波动形式分布, 则ω∝$\nabla $·Q。当$\nabla $·Q>0, ω>0;当$\nabla $·Q < 0, ω < 0。下沉运动对应Q矢量的辐散区, 而上升运动对应Q矢量的辐合区。

Q矢量可分为干Q矢量和湿Q矢量, 其中, 干Q矢量包括准地转Q矢量、半地转Q矢量及非地转干Q矢量等; 湿Q矢量包括 (改进的) 非地转湿Q矢量、(改进的) 非均匀饱和大气中的湿Q矢量等。在本研究中我们采用饱和大气的非地转湿Q矢量。因为在本文分析个例中, 切变线附近相对湿度大于80%(图 5), 根据丁一汇 (1989)计算大尺度稳定性加热的计算方法, 若在计算的层次中q/q_s>0. 8, 大气是饱和或者近似饱和的。需要说明的是, 公式 (1)、(2) 中计算潜热时所需的垂直速度数据取自NCEP FNL (1°×1°) 再分析资料集的500 hPa上的垂直速度值。

利用中国自动站与CMORPH融合的逐时降水资料整合的6 h累积降雨量与高原切变线的时间演变图 (图略) 对比可以看出高原切变线附近的降雨呈东北西南向带状分布, 与切变线的走向一致并且位于切变线的南侧。降雨的大值中心随着切变线的移动而向东南移, 降雨的大值中心最先出现在青海、甘肃和四川三个省的交界处, 然后大值中心向四川省方向移动。由于降雨呈带状分布, 也影响到了四川省北部的陕西省, 造成了四川、陕西有成片降水量大于50 mm的强降水区。

由于本文所用的非地转湿Q矢量散度是考虑了非绝热加热效应后得到的, 它能较好地与降水落区相对应。低层非地转湿Q矢量辐合区与降水的对应关系比垂直速度和不考虑“湿”过程的干Q矢量散度更加优越, 是降水落区定性诊断分析的有利工具。通过对比切变线周围的非地转湿Q矢量和干Q矢量 (图 6) 可以看出, 2013年7月29日02:00非地转湿Q矢量的辐合强度大于非地转干Q矢量的强度, 在四川北部的强降雨中心非地转湿Q矢量明显的呈带状分布, 可以很好地指示出此次降雨的落区, 而非地转干Q矢量的强辐合带在绵阳地区发生断裂, 与实际的降水呈连续的带状分布不符, 诊断效果不如非地转湿Q矢量好, 对比结论与岳彩军等 (2003, 2008) 对比研究台风和梅雨锋的结果基本一致。

高原切变线、非地转湿Q矢量和降水之间到底存在着什么样的关系？本文对此开展进一步研究。首先, 通过比较切变线和非地转湿Q矢量散度各个时刻的位置 (图 7), 可以发现非地转湿Q矢量散度的辐合区位于切变线的南侧, 切变线就位于辐合区和辐散区中间。非地转湿Q矢量辐合区的位置随着切变线的移动而移动。从图 7中也可以看出, 切变线的东南移是由于切变线两侧的西北风加大, 东南风减弱, 副热带高压东撤造成的。非地转湿Q矢量分布呈明显的波动形式, 最强波幅出现在切变线附近。

颜琼丹和蔡亲波 (2006)指出, 非地转湿Q矢量能比较清楚地揭示台风暴雨的演变过程, 非地转湿Q矢量的散度负值区和流场辐合区与未来12 h的强降水落区有较好的对应关系。姚秀萍和于玉斌 (2000)也指出, 非地转湿Q矢量与降水落区存在较佳的对应关系, 非地转湿Q矢量散度负值区能较好地指示未来6 h的降水落区, 而且其中心数值的大小与未来6 h降水带的强度存在正相关关系。由此, 本研究通过比较500 hPa非地转湿Q矢量散度与未来6 h累积降水量的对应关系, 亦得出500 hPa的非地转湿Q矢量与未来6 h的累积降水量有很好的对应关系 (图 8)。在切变线形成初期, 非地转湿Q矢量散度辐合区与未来6 h降水落区的位置有一定偏差, 但随着切变线的加强, 降水的带状分布特征越来越明显, 非地转湿Q矢量辐合区与未来6 h降水落区的对应效果也越来越好。非地转湿Q矢量的辐合中心能够指示降水的大值中心, 例如7月28日20:00非地转湿Q矢量的强辐合中心在四川阿坝, 中心强度为-6. 95×10^-15 hPa^-1·s^-3, 对应于7月28日20:00至7月29日02:00的累积6 h降水的大值中心位于阿坝和甘孜的南部, 中心最大降水量为30 mm。但需要指出的是, 在某些非地转湿Q矢量散度辐合中心却没有产生降水, 这是因为降水的产生不仅需要上升运动, 而且需要充足的水汽供应, 强上升运动中心与水汽辐合中心的叠加区才是最容易产生强降水的地区。

为了揭示非地转湿Q矢量的垂直结构与强降水的关系, 从沿强降水中心附近的高度—经度垂直剖面图 (图 9) 可以看出, 各个时刻500~300 hPa之间存在强湿Q矢量的辐合带, 并且辐合带向西倾斜, 这可能是由于辐合切变线受到地形的强迫抬升作用造成的。同时, 上升运动区的低层存在着下沉运动, 可能是上升运动产生的降水在下降过程中, 由于雨滴的拖曳作用产生下沉气流, 说明可以用强的低层下沉运动区来指示降水的落区 (丁一汇, 2005)。

另外, 高原东侧地形陡峭, 由于地形强迫抬升所造成的垂直运动十分明显, 地形对暴雨的强度以及落区有重要作用 (肖递祥等, 2015)。李川等 (2006)研究了青藏高原东侧陡峭地形对一次暴雨天气发生发展的影响, 指出高原东侧陡峭地形结构引起了低层偏东气流强烈的垂直上升运动。何光碧等 (2013)在WRFV3. 1模式中引入更真实的地形使得降水强度增大, 对流层中低层上升运动和气旋切变显著增加。为了说明地形因子对垂直速度的影响, 从经过强降水中心33°N的纬向风和垂直速度纬向剖面图 (图略) 可以看出, 地形的阻挡作用使得对流层低层的偏东气流被阻挡在105°E以东, 其上为强的西风气流。由于高原陡峭地形的阻挡作用, 高原东侧的偏东气流被迫抬升; 从垂直速度的纬向剖面图 (图 4c) 也可以看到, 在高原东侧与四川盆地的陡峭地形过渡地区, 形成了一个强上升运动柱, 上升运动最强中心位于450 hPa附近, 中心强度达到了-1. 494×10^-2 hPa·s^-1。

对于强降水而言, 只有动力抬升条件还不够, 还需要水汽源源不断的补给。因此, 研究降水地区的水汽输送是极其重要的。在强降水天气过程中, 单单只有充沛的水汽输送而没有水汽的汇聚与辐合, 仍不易产生较强的降水。水汽通量散度可以诊断强降水的落区和强度 (文宝安, 1980) 表达式为: $\nabla $·(qV_h/g)。当水汽通量散度为正, 表示有水汽流失; 当水汽通量散度为负, 表示有水汽积聚。刘海明等 (2000)通过计算500 hPa与700 hPa水汽通量散度的叠加, 发现低层水汽输送对降水的维持起着很重要的作用, 而且低层水汽通量散度最大值负值中心与未来12 h降水落区有明显的对应关系, 即最大负值中心为未来的降水落区。

何光碧和师锐 (2014)指出, 水汽辐合带与切变线有较好的对应关系。从水汽通量散度的时间演变图 (图 10) 可以看出, 各个时刻水汽的辐合带基本上位于切变线上, 为切变线附近的强降水提供了充足的水汽条件。切变线上的水汽辐合带基本上也呈带状分布, 在水汽辐合带上存在几个大值中心。通过对比500 hPa水平风场和水汽辐合带的分布可以看出, 切变线的初始阶段 (图 10a、b), 在切变线上有三个水汽辐合中心, 最强的辐合中心位于强降水的位置, 强的水汽辐合中心对应于西北风和西南风的辐合中心。切变线的强盛阶段 (图 10c、d), 切变线上有两个强水汽辐合中心, 它们分别对应于高原切变线上西北风和东南风的辐合中心。切变线的减弱阶段 (图 10e、f), 随着切变线上风场辐合带的减弱, 水汽辐合带也随之减弱。水平风的辐合带也是水汽的辐合带, 这说明风场的分布对水汽的辐合辐散有重要作用。从低层 (600~500 hPa) 水汽通量散度与未来6 h累积降水量的时间演变图 (图 11) 可以看出, 低层水汽通量散度的辐合带基本上能够反映未来6 h强降水的分布, 降水的大值中心基本位于水汽通量散度辐合区的大值中心内。

影响强降水的因素往往不是单一的, 我们需要综合考虑非地转湿Q矢量引起的垂直运动和水汽通量散度引起的水汽辐合辐散双重因素的影响来诊断强降水的落区和强度。通过比较非地转湿Q矢量散度场 (图 7) 与水汽通量散度场 (图 10) 可以看出, 低层的水汽辐合带出现时间略滞后于强上升运动带, 当二者重叠时, 较有利于强降水的发生。

王婧羽等 (2014)根据水汽收支方程计算2012年7月21日北京特大暴雨时期华北东北部暴雨区域的水汽收支及水汽输送特征后指出, 经向水汽输送在此次暴雨过程中起主要作用, 暴雨区内水汽主要来源于中、低层 (500 hPa以下) 的南边界, 低层水汽的辐合起主要作用, 中高层水汽垂直输送作用较为显著。从水汽通量散度的垂直剖面图 (图 12) 可以看出, 本次高原切变线强降水的水汽辐合区位于中、低层, 水汽辐合带从高原边缘向高原上伸展, 最大辐合中心位于500 hPa附近; 水汽辐合带明显的向东移动, 与高原切变线的移动方向一致。在高原的东坡为强大的水汽辐合区, 并且沿着高原东坡爬升, 其走向与低层经向风和垂直风合成的风矢量走向一致 (图略), 说明有中、低层水汽从西太副高压边缘的东南气流输送到降水地区。

6 结论

(1) 本研究个例为强的辐合切变线与变形场相伴随引发的强降水过程, 变形场位于“鞍型”背景场中。

(2) 非地转湿Q矢量散度的辐合区位于切变线的南侧, 切变线位于辐合区和辐散区之间, 非地转湿Q矢量辐合区的位置随着切变线而移动。非地转湿Q矢量散度分布呈明显的波动形式, 波幅最强处位于切变线附近。500 hPa的非地转湿Q矢量与未来6 h的累积降水量存在很好的对应关系。

(3) 水汽辐合带基本上位于切变线上。风场的分布对水汽的辐合作用尤为重要, 低层水汽通量散度的辐合带基本上能够反映未来6 h强降水的分布, 降水的大值中心大致位于水汽通量散度辐合区的大值中心内。

(4) 低层水汽辐合带的出现略滞后于湿Q矢量辐合带, 当二者重叠时, 则最有可能成为强降水的落区。这提示我们在实际应用中应综合考虑非地转湿Q矢量散度场与水汽通量散度场的配置关系来更好地确定未来降水强度和落区。

最后需要指出的是, 由于高原切变线生成、活动于高原及地形复杂地区, 加强地形强迫抬升对高原切变线及其降水影响的研究, 应是今后重点关注的课题。