2017, Vol. 36
2. 山西省气象信息中心, 太原 030006
黄河中游地区地处中国西北部高原, 四周被高山包围, 流域内地形极其复杂, 暴雨预报一直是该地区天气预报业务的难点。2013年7月7-10日, 黄河中游地区自西向东出现大范围持续降水天气过程, 强降水主要集中在8-9日, 陕西北部、甘肃东部和山西中南部等地先后有32县市出现暴雨、8县市达大暴雨, 多处引发山洪、泥石流和城市内涝等灾害。初步分析, 此次过程低层700 hPa虽然存在稳定少动的切变线, 但500 hPa中高纬环流较平, 冷空气势力较弱, 副高位置偏东、偏南, 对应低空急流和水汽输送也偏东、偏南, 因而向暴雨大暴雨区的水汽输送和水汽辐合明显偏弱, 造成业务中预报员的判断失误。另外, 低层出现一支较强偏东北气流, 业务中没有引起预报员的重视。张雅斌等 (2016)曾分析过陕西关中地区两次区域性暴雨特征, 计算了不稳定能量、湿位涡、螺旋度、垂直运动等常规物理量, 解释了西风带低值系统较弱、水汽输送和辐合偏弱的情况下出现暴雨的一些原因。但暴雨是由中小尺度系统直接导致的, 大尺度的分析还不能完全揭示其物理机制。
近年来, 随着观测资料时空分辨率的提高和数值模式的发展完善, 对暴雨中小尺度系统的研究不断深入, 取得的研究成果较多 (陈力强等, 2005; 夏茹娣等, 2006; 隆霄等, 2006; 周海光等, 2007; 高守亭等, 2008; 井宇等, 2010; 梁军等, 2012; 赵桂香等, 2012; 慕建利等, 2014)。然而, 我国地域辽阔, 暴雨中尺度对流系统发展的地域特征非常明显 (吕胜辉等, 2005; 袁美英等, 2011; 黎慧金等, 2013), 与其发生的环境关系密切 (赵桂香等, 2013; 杜小玲等, 2013)。周玉淑等 (2014)利用模拟资料分析了北京“7·21”特大暴雨过程中尺度系统演变特征发现, 暴雨期间对流层低层一条持续时间长的切变线上不断有中尺度低涡生成并沿切变线发展移动; 张迎新等 (2015)在分析京津冀“7·21”暴雨过程中指出, MCC后部不断有中尺度对流云团从西侧和西南侧合并补充, 中尺度滤波后也发现造成此次暴雨的系统为低层中尺度切变线, 东移过程中加深为中尺度低涡扰动; 赵宇等 (2011)在研究华北特大暴雨中尺度对流系统结构特征时发现, 中尺度对流系统发展到成熟阶段首先在对流层中层形成中尺度低涡, 水汽辐合主要集中在边界层附近, 但降水量的大小取决于整层水汽通量辐合的大小; 刘燕飞等 (2015)对陕西中西部一次暴雨过程进行了数值模拟研究, 认为低空切变线是产生暴雨的中尺度系统, 暴雨区上空的垂直结构表现为强的垂直上升区和气旋性涡旋相对应; 王宗敏等 (2014)分析了副高外围对流雨带的不稳定性, 认为对流雨带发生于对流层低层 (700 hPa以下) 的对流不稳定区, 随着对流的发展, 呈现明显的倾斜对流和垂直对流混合的特征; 井喜等 (2011)则认为黄河中下游地区一次暴雨过程中, 低空急流和边界层东北风是MCC生成和发展的触发机制之一; 常煜等 (2016)对内蒙古一次暴雨过程中尺度特征及成因进行了分析, 指出强降水造成的中尺度雨团和中尺度雨带是暴雨主要表现特征, 地面中尺度“人”字形切变线形成的扰动机制先于MCS发生; 杨显玉等 (2016)模拟分析甘肃强降水过程的雷达反射率认为其随时间的变化对降水强度有着良好的指示意义。这些研究成果对认识暴雨中尺度系统结构特征和发生发展机制具有重要意义。赵桂香等 (2009, 2012, 2013) 研究指出山西暴雨一般出现在700 hPa暖切变线南侧、西南急流终止并转折的地方, 或是700 hPa和850 hPa切变线之间, 但这些范围一般都较大, 难以满足目前服务的精细需求; 盛日锋等 (2011)、杨引明等 (2011)和潘玉洁等 (2012)认为边界层中尺度辐合线是强对流天气发生发展及维持的重要触发机制, 但由于高空探测时间的限制, 早晚探测的12 h内, 低空切变线究竟是如何演化、在其演化过程中又发生了什么？此次过程中低层出现一支偏东北气流, 其性质和特点如何？作用是什么？都值得探讨和研究。
2 天气实况和环流背景 2.1 暴雨实况此次过程, 强降雨带呈西南—东北走向。2013年7月8日, 暴雨主要集中在陕西北部和甘肃东部, 共有16县市达到暴雨, 甘肃庆城达大暴雨 (107 mm)。9日, 强降雨带东移, 主要位于山西中南部, 仍呈西南—东北走向, 9日08:00(北京时, 下同) 至10日08:00的24 h降雨量共有19县市超过50 mm, 主要集中在A (太原、阳泉、晋中、长治等市)、B (运城与临汾交界)、C (晋城) 等3个区域 (图 1), 其中大暴雨则分布在沿太行山一带, 且出现多个中心, 分别位于盂县 (A1)、沁县 (A2) 和阳城 (C区) 等地, 24 h降水量分别达到112 mm、155 mm和156 mm。
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图 1 2013年7月9日08:00至10日08:00 24 h降水量 (单位: mm) Figure 1 Observed 24 hours rainfall from 08:00 on 9 to 08:00 on 10 July 2013.Unit: mm |
暴雨前期, 200 hPa上, 38°N-42°N之间存在强的西风急流带, 其中有4个风速大于等于56 m·s-1的急流核, 最大急流中心达60 m·s-1。该支急流在110°E附近出现明显辐散, 同时青藏高原存在反气旋, 甘肃、陕西和山西等地位于反气旋前沿, 此处最易激发对流云团 (赵桂香等, 2013; 井喜等, 2013); 8日20:00(图 2a) 和9日08:00(图 2b), 该支急流呈翘板式稳定南压, 反气旋也稳定东移, 致使陕甘晋一带的高空辐散持续加强。500 hPa上, 暴雨前期, 锋区偏北, 中高纬地区为一宽广的低压系统控制, 底部环流较平, 存在多个弱的扰动, 冷空气沿贝加尔湖地区不断向南侵入, 同时副热带高压虽然远位于海上, 但不断沿日本海向北发展。8日08:00, 随着西风带上扰动加强, 在40°N-50°N之间形成3个阶梯槽, 第二个阶梯槽就位于河套上游, 与200 hPa最大急流中心相对应, 第三个则位于新疆西部, 同时高原槽也发展、加深, 甘肃、陕西和山西等地受高原槽前西南气流影响, 甘肃和陕西地区的 (T-Td)≤4 ℃, 空气湿度不断增大; 8日20:00(图 2c) 和9日08:00(图 2d) 北支锋区上的短波槽携带弱冷空气南下, 与高原槽前持续加强的西南气流交汇, 造成黄河中游地区的持续降水。对应低层 (图 2e和f) 存在切变线和西南急流, 低空急流位于高空急流出口区右侧, 低空急流左侧有切变线, 切变线上高空有明显辐散, 700 hPa上存在辐合, 使得抽吸作用较强, 导致切变线右侧具有强烈的上升运动。但与典型的西风槽和副高共同影响下的暴雨大暴雨类型相比, 此次过程, 低空急流位置明显偏东、偏南, 急流出口区强风辐合不在山西, 致使山西地区低层水汽辐合偏弱, 从而造成预报业务中预报员的判断失误。
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图 2 2013年7月8日20:00(左) 和9日08:00(右)200 hPa (a, b) 全风速 (阴影, 单位: m·s-1) 和散度 (等值线, 单位: 10-5 s-1), 500 hPa (c, d) 高度场 (等值线, 单位: dgpm)、温度露点差 (阴影, 单位: ℃) 和风场 (风羽, 单位: m·s-1), 700 hPa (e, f) 水汽通量 (等值线, 单位: g·(s·hPa·cm)-1)、散度 (阴影, 单位: 10-5 s-1) 和风场 (风羽, 单位: m·s-1) 粗实线为槽线和切变线, 箭头为急流 Figure 2 The field of situation of wind speed (the shaded, unit: m·s-1), divergence (contour, unit: 10-5s-1) on 200 hPa (a, b), height field (contour, unit: dgpm), dew point temperature difference (the shaded, unit: ℃) and wind (barb, unit: m·s-1) on 500 hPa (c, d), water vapor flux (contour, unit: g· (s·hPa·cm)-1), divergence (the shaded, unit: 10-5 s-1), and wind (barb, unit: m·s-1) at 700 hPa (e, f) at 20:00 on 8 (left) and at 08:00 on 9 (right) July 2013. The bold solid lines are the trough line and shear line, the row stands for jet |
若定义1 h降水量超过10 mm、生命史大于等于2 h且雨区范围达到或超过几十公里的雨区为中尺度雨区, 其中每小时雨量大于等于25 mm和50 mm的雨区分别为强雨团和特强雨团 (齐琳琳等, 2004), 则可以清楚地看出此次过程中降水分布的中尺度特征及其演变。
由表 1可看出, 此次暴雨大暴雨天气是由8个中尺度雨团造成的, 生命史1~6 h不等, 其中有4个雨团生命史超过3 h, 水平尺度长150~250 km、宽50~100 km, 表现出典型的α中尺度特征; 另外4个雨团生命史1~3 h, 水平尺度长小于100 km, 宽小于50 km, 表现出典型的β中尺度特征。在中尺度雨团生消过程中, 有5个达到强雨团、2个达到特强雨团, 直接导致了大暴雨的产生。
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表 1 2013年7月9日08:00至10日08:00山西暴雨期间中尺度雨团的分布概况 Table 1 Distribution of mesoscale rain clusters from 08:00 on 9 to 08:00 on 10 July 2013 in Shanxi |
为了追踪雨团的时间变化, 分析了地面自动站逐时雨量分布的时间演变特征。早在8日夜间, 山西中南部已经出现中雨为主的降水。9日09:00(图 3a), A1区首先形成一个雨团 (记为1号), 此后7 h内, 该雨团不断在A1区附近摆动, 中心雨强在12.2~27.9 mm·h-1之间变化; 13:00达最强27.9 mm·h-1(图 3b); A1区的大暴雨及其附近5县市暴雨是由该雨团长时间停滞造成的。12:00, 在110.51°E-111.00°E、36.28°N-36.68°N区域生成的雨团 (2号) 迅速向东北方向移动, 雨区范围不断扩大, 中心雨强多变, 17:00达最强30.7 mm·h-1, 该雨团造成所经地区大雨、A区内西北部3县市暴雨。A2区的大暴雨主要由15:00(图 3c) 形成的孤立雨团 (3号)、17:00(图 3d) 形成的范围和雨强 (50.9 mm·h-1) 均较大的4号雨团以及10日03:00形成并维持了近5 h、04:00再次出现33.7 mm·h-1的强中心的8号雨团共同造成, 该区雨团复杂, 既有局地短时强降水、又有持续时间较长、覆盖范围较大的降水特点。而B区的暴雨则是由5号和7号雨团造成, 其中5号雨团形成于19:00(图 3e), 范围迅速扩大并向北发展, 中心雨强持续增大, 21:00(图 3f) 达最强45.8 mm·h-1, 7号雨团形成于10日00:00(图 3g) 并持续了近3 h。值得一提的是, C区的大暴雨主要是由该区23:00形成的孤立雨团 (6号) 造成的, 该雨团在10日00:00(图 3g) 和01:00连续2个时次达到或接近特强雨团, 中心雨强分别为55.4 mm·h-1和41.7 mm·h-1, 可见该区大暴雨由突发的局地短时强降水造成。
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图 3 2013年7月9-10日中尺度雨团演变 (单位: mm·h-1) (a) 9日09:00, (b) 9日13:00, (c) 9日15:00, (d) 9日17:00, (e) 9日19:00, (f) 9日21:00, (g) 10日00:00, (h) 10日04:00 Figure 3 Evolution of mesoscale rain clusters from 9 to 10 July 2013.Unit: mm·h-1. (a) at 09:00 on 9, (b) at 13:00 on 9, (c) at 15:00 on 9, (d) at 17:00 on 9, (e) at 19:00 on 9, (f) at 21:00 on 9, (g) at 00:00 on 10, (h) at 04:00 on 10 |
由此可见, 此次过程中, 先后有8个中尺度雨团出现, 性质复杂多变, A1、A2和C区的大暴雨分别呈现出明显的局地性持续性、区域性持续性以及局地性突发性的特点。中尺度雨团在低空切变线东南侧的暖湿区域不断生成、发展、消亡, 造成山西中南部大范围强降水, 尤以东部沿太行山地区雨团最强。A区西北侧雨区中的中尺度雨团主要表现为自西南向东北方向移动, 其余则主要以在原地附近生消为主。
为进一步了解降水的时变特征, 分析了太原北郊 (A区暴雨)、盂县和昔阳 (A1区大暴雨), 武乡、沁县、襄垣和屯留 (A2区大暴雨), 阳城 (C区大暴雨) 和闻喜 (B区暴雨) 共9县市自动站逐时雨量演变 (图略)。降水主要集中在9日上午、9日下午、9日傍晚到10日前半夜以及10日凌晨等4个时段, 其中A区暴雨和A1区大暴雨集中在9日上午, 表现为雨强较小 (小于20 mm·h-1)、持续时间长的特点, 呈现出典型的α中尺度特征; A2区降水主要出现在9日傍晚到10日前半夜和10日凌晨2个时段, 表现为雨强大 (一般大于20 mm·h-1, 武乡和沁县还出现了雨强大于50 mm·h-1的短时强降水)、降水时间较集中的特点; B区暴雨主要出现在9日夜间到10日凌晨, 雨强较大, 持续时间较短; 而C区大暴雨则出现在9日22:00至10日02:00, 表现出短时突发性强降水的特点, A2区、B区和C区则表现出典型的β中尺度特征。
3.2 中尺度对流云团发展演变利用FY-2E高分辨率卫星资料, 分析红外云图和TBB特征, 造成此次暴雨大暴雨的中尺度对流系统从生成到移出山西地区, 维持了近14 h, 生命史可分为3个阶段:
第一阶段, 对流云团到对流云带阶段。9日04:00, 2个对流云团首先在700 hPa切变线附近生成, 之后, 迅速发展并缓慢东移、合并、拉长, 于09:00形成一条近似东—西走向且有组织的切变对流云带。其中08:00对流云团达到最强, 冷云罩≤-52 ℃的面积接近28000 km2, ≤-32 ℃的面积>79000 km2, 最低TBB达-55 ℃, 接近MβCCS。此时段, 宁夏、陕西、甘肃和山西出现大范围降水, 与对流云带相对应的区域内出现一条近似东西向的中雨雨带, 其中个别县达大雨。
第二阶段, 对流云带中对流云团强烈发展、成熟阶段。10:00, 对流云带中主要分布着多个β中尺度和γ中尺度强对流云团, 中心TBB < -50 ℃, 分别位于宁夏、陕西和山西中部地区, 生成于宁夏地区的对流云团造成宁夏东部到陕西西部大范围中雨天气之后, 缓慢东移并减弱消亡。将后期影响到山西地区的三个云团分别标记为E、F、G (图 4a)。11:00-12:00, 三个云团发展东移, 最低TBB达-55 ℃, 造成山西中部地区大范围中雨、A区西北部和A1区出现第一次雨峰后, 云团E、F迅速减弱, 而G云团不断发展加强, 于14:0015:00(图 4b) 达到最强, 冷云罩≤-52 ℃的面积>12000 km2, 最低TBB达-55 ℃, 18:00逐步减弱消亡, 生命史约7 h, 为一典型的MCC, 造成山西中东部大范围降雨, 1号和2号中尺度雨团就在此时段生成发展。在G云团东移过程中, A2区又形成一强对流云团 (记为H), 持续时间为15:00-18:00, 最强时 (图 4c) 冷云罩≤-52 ℃的面积>12000 km2, 最低TBB达-54 ℃, 造成该区2个中尺度雨团, 出现2次雨峰。
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图 4 2013年7月9-10日FY-2E TBB分布 (单位: ℃) (a) 9日10:00, (b) 9日15:00, (c) 9日16:00, (d) 9日19:00, (e) 9日22:00, (f) 10日03:00 Figure 4 Distribution of FY-2E TBB from 9 to 10 July 2013.Unit: ℃. (a) at 10:00 on 9, (b) at 15:00 on 9, (c) at 16:00 on 9, (d) at 19:00 on 9, (e) at 22:00 on 9, (f) at 03:00 on 10 |
第三阶段, 新对流云团不断生成发展阶段。18:00以后, 对流云带东移减弱, 云团H后部下沉气流处激发新的对流云团I和J (图 4d), J云团造成B区个别县中雨后迅速东移减弱, 而I云团迅速发展加强, 在生成地附近持续了3 h, 是B暴雨区的直接制造者; 之后, 东移并再次获得发展, 21:00达到最强, 冷云罩≤-52 ℃的面积>50000 km2, ≤-32 ℃的面积>80000 km2, 最低TBB达-63 ℃, 接近MαCCS。22:00(图 4e) 开始影响C区, 造成C区连续2个时次雨强>45 mm·h-1, 10日02:00后减弱消亡。10日00:00, I云团后部下沉气流处又激发一对流云团, 在东移过程中造成B区第二次和C区第三次雨峰后, 很快减弱消亡。但10日03:00, 主体云系后部新生对流云团K (图 4f), 沿着低空西南气流向东北方向移动、加强, 造成A2区第三次雨峰, 形成了8号中尺度雨团。10日07:00以后, 中尺度对流云团东移出山西后迅速减弱, 山西降水基本结束。
从以上分析可看出, 造成A1、A2和C区大暴雨的中尺度对流系统分别为云团G、H、I和K, 它们的生命史分别约为7 h、3 h、7 h和4 h, 移动方向与500 hPa气流基本一致, 均为偏东方向, 但主体云系后部下沉气流处激发的新生对流云团的发展变化趋势较复杂。
3.3 地面中尺度特征分析 3.3.1 地面中尺度露点锋利用逐3 h地面常规观测资料分析8日20:00至10日08:00的地面露点湿度分布图 (图 5) 发现, 等露点湿度线呈近似“Ω”型自东南向西北伸展, 东南为暖湿区, 西北为干冷区。8日20:00, 中尺度露点锋形成于内蒙到陕西一带, 位于500 hPa第二个阶梯槽前, 与700 hPa切变线位置和走向基本接近, 暖湿中心位于沿海地区。8日20:00至9日08:00, 中尺度露点锋稳定少动, 随着500 hPa阶梯槽的移近, 露点锋开始活跃起来, 9日11:00-20:00(图 5), 露点锋略微东南压, 冷空气沿露点锋前部经北路向南不断侵入, 表现为露点等值线不断向南凹, 同时, 东南部的暖湿区即等24 ℃线向西北伸展, 暖湿中心也向西北方向移动, 导致了冷暖空气在山西中东部的长时间对峙、交汇; 而中尺度对流云团总是在冷暖空气交汇的区域加强, 从而导致一次次的雨峰出现。可见, 地面中尺度露点锋的维持与发展是中尺度对流系统发生发展的重要触发机制之一。
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图 5 2013年7月9日地面露点温度 (等值线, 单位: ℃) 分布 虚线为中尺度露点锋, 方框表示冷空气南压, 椭圆表示高空辐散与低空上升运动叠加区 Figure 5 Distribution of dew point (contour, unit: ℃) in the surface on 9 July 2013. The dotted line stands for mesoscale dew front, square frame stands for south press of cold air, the ellipse line stands for divergence at high and ascending motion at low |
利用质控后的1600多个地面自动气象站加密数据, 对地面风场 (图略) 进行精细分析发现, 在强降水前到强降水期间, 暴雨区附近存在中尺度辐合线或中尺度涡旋, 它们产生在地面气旋东部暖切变处, 稳定维持3 h以上, 存在“降水前偏南风加大, 随着偏北风的加大, 降水趋于减弱”的共同特征, 且与地面中尺度露点锋的活动有关。另外, 辐合线上存在低层850 hPa偏东风 (6 m·s-1) 与高层200 hPa (48 m·s-1) 偏西风的垂直风切变, 且辐合线对应高空强辐散与低空上升运动叠加的区域 (图 5椭圆区域)。造成暴雨大暴雨的中尺度对流云团G、H、I和K分别于9日09:00、14:00-15:00、23:00和10日02:00-03:00在中尺度辐合线附近获得发展。
3.3.3 地面次天气尺度系统的作用利用逐3 h地面常规观测资料分析地面天气系统的演变特征 (图略) 发现, 7日20:00生成于四川地区的次天气尺度的地面气旋, 一直稳定少动, 中心强度持续加强, 8日20:00以后, 中心强度稳定在992.5 hPa左右。该气旋为暖性结构, 暖中心位于气旋前部的强烈上升运动区, 极易引发位势不稳定; 地面暖脊不断向西北伸展, 中心强度不断加强, 而气旋西北侧为稳定存在的高原冷中心, 冷空气从西北侧不断侵入气旋内部。8日20:00至9日11:00, 气旋北端一直伸展到山西中北部, 山西中北部受偏北风影响, 而南部地区持续受气旋前部偏东南风影响, 在中部出现明显的气旋式辐合, 使得近地层水汽持续向山西中南部输送并辐合, 而暖空气不断被抬升, 产生强烈的不稳定, 计算9日08:00中低层假相当位温的垂直变化知, 山西中南部低层已经存在强烈的位势不稳定 (500 hPa与850 hPa假相当位温之差小于-6 K), 早晨出现如此强的位势不稳定, 在山西极其少见 (赵桂香等, 2015); 同时, 高层存在强烈的辐散 (图 2b, 200 hPa散度大于20×10-5 s-1), 低层存在天气尺度的垂直上升运动, 这种垂直上升运动是地面中尺度对流系统发生发展的主要环境强迫机制。直到10日17:00地面气旋才开始逐步减弱, 20:00以后原地填塞。
可见, 地面气旋的稳定少动、其前方偏东南风向山西中南部地区持续输送暖湿空气, 并伴随有强烈的上升运动, 即近地面的水汽补充和辐合可能也是一个重要原因。而尺度较小的地面辐合线或涡旋也有利于触发中尺度对流系统的发生发展。
4 中尺度特征诊断分析以上分析说明, 中尺度对流系统以及造成的降水极其复杂, 常规探测资料和NCEP再分析资料都不足以捕捉到它们的精细演变, 为了细微刻画它们的结构特征并分析其演变过程, 利用中尺度数值模式WRF对此次过程进行模拟。
4.1 数值模拟试验 4.1.1 模拟方案设计采用WRFv3.4(2012年发布), 应用两层双向嵌套 (图 6), 格距分别为20 km和4 km, 格点数分别为80×90、161×241, 模式垂直方向分为33层, 模式顶气压为50 hPa。微物理过程采用WSM6方案, 长、短波辐射方案为RRTMG, 近地面层方案为Monin-Obukhov, 积云参数化方案为G3(仅在第一重区域使用), 边界层方案为YSU, 陆面过程方案为Noah。模拟中土地利用数据集选择包含20种类型的MODIS数据。
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图 6 WRFv3.4模式两层双向嵌套区域设计阴影表示地形高度 (单位: m) Figure 6 Design of WRF3.4 model domains of bidirectional nesting on two layers.The shaded denotes the topography (unit: m) |
模拟采用NCEP/NCAR的FNL再分析资料作为初始场和边界条件, 资料水平分辨率为1°×1°, 时间间隔为6 h, 为避开spin-up时间窗, 模拟积分起始时间选在9日02:00, 积分时间30 h, 时间积分步长外层区域为120 s, 内层区域为24 s, 1 h输出一次结果。从大暴雨观测事实来看, 最强雨团宽度小于100 km, 采用20 km的分辨率应该能够捕捉雨团的变化。
4.1.2 模拟效果分析从模拟的24 h降水量 (图 7) 来看, 雨带走向与实况 (图 1) 基本一致, 主要的暴雨区域也基本吻合, 对于A1区中的大暴雨, 有1县完全吻合, 1县量级一致, 只是落点上向西北偏了约5 km左右; A2区的大暴雨有2县市完全一致, 有2县市量级略小; B区的暴雨和C区的大暴雨基本吻合。总体上, 模拟效果较为理想。
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图 7 2013年7月9日08:00至10日08:00的24 h模拟降水量 (单位: mm) Figure 7 Simulated 24 hours rainfall from 08:00 9 to 08:00 10 July 2013.Unit: mm |
为了能精细分析中尺度对流系统的演变, 对比了模拟的雷达回波与实况回波。从山西及其周边14部雷达组合反射率因子拼图上看, A1区大暴雨主要由一个弱的带状回波中的强对流单体 (图 8a) 造成, 该带状回波自西南向东北方向缓慢移动再南压, 遇太行山迎风坡加强, 最大回波强度大于55 dBZ, 而B区暴雨、A2区和C区大暴雨主要由午后发展起来的对流单体 (图 8b, c) 造成, 这些对流单体较为分散, 基本上看不出有组织的结构特征, 总体上呈此消彼长的特点, 随着单体强度的加强, 雨强出现增大。模拟的雷达回波基本能再现上午时段影响A区暴雨大暴雨 (图 8d) 的弱带状回波特征, 以及午后到夜间的影响B区、A2区和C区暴雨大暴雨的对流单体 (图 8e, f) 的发展、再生、移动等特点。表明模式对中小尺度对流系统发展的模拟也较为理想。
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图 8 2013年7月9日14:00 (a, d)、17:00 (b, e) 和21:00(c, f) 模拟的雷达回波 (d, e, f) 与实况拼图 (a, b, c) 对比 (单位: dBZ) 椭圆为造成暴雨大暴雨的对流单体 Figure 8 The comparison between modeling (d, e, f) and measurement (a, b, c) radar echo at 14:00 (a, d), 17:00 (b, e) and 21:00 (c, f) on 9 July 2013.Unit: dBZ. The ellipses show convective cell causing the heavy rain |
另外, 为全面反映模式的模拟效果, 将模拟的低空风场与实况作了比较, 700 hPa和850 hPa切变线位置、走向, 以及西南急流位置、风速大小等, 均基本一致, 特别是模式模拟出了低空偏东北气流的位置, 风速略大于实况。
综合以上分析, 认为模拟能够较为全面地再现此次暴雨大暴雨过程的中尺度系统和特点, 可以利用模式输出的高分辨率资料对中尺度对流系统的结构特征及其演变进行详细分析。
4.2 中尺度系统的结构演化特征目前常规高空探测资料的时空分辨率无法满足分析低空中尺度系统的精细演变。通过天气背景分析并结合实际业务中提炼的技术指标, 对于此次过程, 只能判断强降水落区在山西中南部, 降水量级为大雨 (25~50 mm), 这与实况 (大于100 mm) 及精细化服务需求差距较大。因此, 在模拟较为成功的基础上, 利用模式输出资料, 对中尺度系统的演化特征进行了详细分析。
4.2.1 低层中尺度切变线及其附近扰动的演化特征利用模拟输出的700 hPa和850 hPa风场资料, 分析低空中尺度切变线及其附近扰动的演化特征。强降水前到强降水期间 (图 9), 700 hPa切变线稳定南压, 走向一直为西南东北向, 切变线西北侧偏东北气流从东北一直深入到河套地区, 风速经历了由大到小、再增大的过程, 切变线东南侧风速则是由小到大、再减小的过程, 且850 hPa偏东北气流风速较700 hPa要小, 这与实况 (08:00和20:00的观测结果) 基本一致。与实况不同的是, 模拟的风场上可以清楚地看出, 在暴雨大暴雨区上空总是提前1~3 h出现较小尺度的风场扰动 (图 9中椭圆区域), 并存在明显风向或风速辐合, 这种扰动包括中尺度涡旋和中尺度辐合线两种类型, 而且先在700 hPa形成。中尺度对流云团就是在这些β中尺度扰动区域形成、在偏南风加大时激发并获得发展, 在偏南风减弱、偏北风加大时减弱, 它的移动与低空偏东北气流活动密切相关。
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图 9 2013年7月9日模拟的700 hPa风场 (风羽, 单位: m·s-1) 和温度扰动 (彩色区, 单位: ℃) (a) 08:00, (b) 14:00, (c) 17:00, (d) 20:00, 黑色箭头表示冷空气入侵, 黑色椭圆表示中尺度扰动, AB线表示垂直于低层东北气流的剖面 Figure 9 Modeling wind on 700 hPa (barb, unit: m·s-1) and thermal perturbation (color area, unit: ℃) on 9 July 2013. The black arrow denotes invasion of cold air, the black ellipse denotes mesoscale perturbation, and the black line AB denotes the section which is perpendicular to the northeast air at low |
可见, 低层切变线附近形成的β中尺度气旋式涡旋或辐合线也是中尺度对流云团发展的重要触发因素; 低层切变线稳定维持, 是β中尺度扰动此消彼长的重要原因。由3.3节分析知, 地面中尺度露点锋稳定、冷空气一股一股南下, 同时气旋前部偏南气流不断向山西地区输送暖湿空气, 是地面中尺度辐合线或涡旋扰动稳定维持的重要原因。因此, 此次过程可能是低空和地面共同作用的结果。然而, 对于这种情况出现的环流背景或环境条件, 还有待通过更多的个例分析来验证。
4.2.2 温度扰动及伴随垂直环流特征研究表明 (高守亭等, 2008; 冉令坤等, 2014), 利用波流相互作用理论可以解释一些重要天气现象和暴雨中尺度对流系统形成机理。为揭示大暴雨中尺度系统演变过程中动、热力过程之间的作用引起的扰动发展演变, 选取模拟区域, 计算该区域内各个经度上温度、假相当位温和比湿的纬向平均, 用同一纬度上的值减去其平均值, 得到以上物理量的扰动态, 分析其变化特征。
| $ A' = A - \bar A , $ | (1) |
式中: A代表温度、假相当位温或比湿,
从温度扰动场 (图 9) 来看, 强降水开始前到强降水期间, 高空冷空气不明显, 冷空气主要来自低层。700 hPa以下, 一直存在两支冷空气 (图 9中黑色箭头), 一支为低层偏东北气流携带的东北路冷空气, 从极地经东北、内蒙一直渗透到山西, 另一支从河套沿西路侵入山西, 强度较东北路要强, 这与由实测资料计算的温度平流场和地面实况观测的温度场结果一致。来自河套、沿西路侵入山西的西路冷空气位置和强度均稳定少动, 而东北路冷空气为持续渗透过程, 表现为随着低层切变线南压, 正温度扰动区域内出现小范围的较小值的负温度扰动。受两支冷空气夹挤, 暴雨区暖空气沿东南西北向被迫抬升, 对应垂直速度场 (图略) 上, 受夹挤的暖空气整层为上升运动, 上升中心随高度向西倾斜, 在400 hPa达到最大, 中心强度为-4.5×10-3 hPa·s-1, 这不仅形成一个狭窄的沿西路冷空气爬升的倾斜上升气流区, 而且在其两侧形成两个方向相反的次级环流圈, 且850 hPa以上东侧的下沉支较西侧的要强。西路冷空气可能是“冷垫”的作用, 而东北路冷空气在降水的不同时段, 其作用不同, 850 hPa较700 hPa超前, 在冷空气向南渗透的过程中, 低层气流出现了扰动, 表现在等相当位温线 (图略) 出现了向南凹、在温度扰动场上出现了负扰动区域向南压, 这与实况观测到的地面露点锋的演变特征也一致, 这也再次验证了可能是低层和地面共同触发作用造成的。
从温度扰动场还可看出, 9日上午, 负温度扰动中心强度逐步增强, 东北路冷空气与东南路暖湿空气持续交汇, 造成较长时间的持续降水。14:00以后, 在东北路冷空气持续渗透过程中, 切变线东南侧正温度扰动中心强度持续增强, 造成午后到前半夜的局地强降水。20:00以后, 随着低层冷空气渗透, 700 hPa上山西出现大片负温度扰动, 但850 hPa正负温度扰动的交界线比较明显, 因此, 夜间的中尺度雨团和雨峰主要是由夜间局地热力对流和850 hPa冷空气共同造成的。分析假相当位温扰动, 强降水开始前到强降水期间, 整个雨区低层850 hPa不稳定能量持续增大, 扰动值在2~8 ℃之间, 暴雨区则≥6 ℃, 而700 hPa正的扰动中心总是与强雨团对应, 扰动值的增大对应雨峰的出现。因此, 整个降水期间, 850 hPa以下不稳定能量持续集聚, 暴雨区暖湿空气层不断加厚, 说明不稳定能量和水汽随着倾斜上升气流向上层输送, 遇冷空气入侵即温度扰动场出现负值时, 就触发不稳定能量释放。从图 9还可看出, 山西西南部在9日11:00以后也持续出现温度、比湿和假相当位温的正扰动, 且数值较大, 但该区域却没有出现暴雨或大暴雨, 可能是因为该区域低层风场不存在扰动, 缺乏动力条件, 水汽向东北方向输送, 起了一个通道的作用。另外, 在强降水期间, 低层还存在一支偏东的冷气流 (图 9a灰色箭头), 其来源和作用还有待进一步探讨。
4.2.3 水汽输送及水汽扰动分析低层水汽通量矢量分布 (图略) 可知, 水汽主要来源于孟加拉湾, 由副高外围的偏西南气流向黄河中游地区输送。但强降水前到强降水期间, 低层水汽通量大值区并不在山西地区, 山西地区的水汽辐合较弱, 主要集中在925 hPa以下。随着700 hPa以下偏南风入流将水汽向暴雨区输送, 对应比湿扰动场上形成水汽扰动大值区, 700 hPa高度大于1.6 g·kg-1, 850 hPa上大于2 g·kg-1, 尤其是午后时段850 hPa上大于3 g·kg-1, 而次级环流的上升支将水汽向中高层输送, 对应GPS/MET观测到的整层水汽含量出现1~3 mm的增量。水汽扰动与低层风场中尺度扰动相对应, 造成中尺度雨团出现增强, 雨团内出现雨峰。
GPS/MET观测值显示 (图略), 8日夜间开始, 山西中南部的整层大气可降水量持续大于50 mm, 但并不是中南部所有地区都出现暴雨, 暴雨也不是出现在整层大气可降水量大值中心区域, 可见, 在整层含水量达到一定值以后, 降水量大小就不再取决于整层大气可降水量的大小, 而是取决于整层水汽含量的增量, 即水汽的补充。降水的峰值与比湿扰动峰值和整层水汽含量增量峰值同步, 暴雨区的水汽主要来自低层输送和扰动造成的局地整层水汽含量增加。因此, 低层局地水汽的增加和辐合抬升对本次过程可能更重要。
综合4.2.1和4.2.2分析可看出, 低层风场扰动与温度正扰动 (或中心)、比湿正扰动 (或中心)、假相当位温正扰动四者叠加出现的区域, 即出现中尺度雨团, 对应时次或下一个时次雨团中出现雨峰, 而且雨团或雨峰总是出现在偏南风加大时, 雨团强度和雨峰大小与温度、比湿和假相当位温的正扰动值大小有关, 对判断暴雨大暴雨的落区具有较好的指示意义。
4.2.4 中尺度系统发展过程中的不稳定和降水强度分析很多强对流天气都是发生在对流不稳定的情况下; 条件对称不稳定是倾斜对流发展的机制之一, 而倾斜对流又与暴雨、强对流天气相联系。实际大气中, 往往是对流不稳定和对称不稳定共存 (Lagouvardos et al, 1995; Martin, 1998; 费建芳等, 2009)。为了揭示大暴雨发生的不稳定条件, 本文应用假相当位温分析对流不稳定。
9日白天, 暴雨区低层总是存在对流不稳定, 随着暴雨的临近 (图 10), 对流不稳定高度有所升高, 不稳定层结加厚, 表明有暖湿空气持续被向上抬升, 不断有水汽被凝结释放。暴雨区上空总是存在
但从图 10中也可看出, 山西中南部大部分地区均存在强对流不稳定, 但并不是中南部所有区域都出现了暴雨或大暴雨, 因此, 应用对流不稳定还不足以解释暴雨大暴雨形成的不稳定机制。
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图 10 2013年7月9日模拟850~700 hPa (a, b, c) 和850~500 hPa (d, e, f) 假相当位温随高度变化 (单位: K·(100hPa)-1) Figure 10 The modeling change of pseudoequivalent potential temperature with the height from 850 hPa to 700 hPa (a, b, c) and from 850 hPa to 500 hPa (d, e, f) on 9 July 2013.Unit: K·(100hPa)-1 |
应用Richardson数 (周玉淑等, 2004) 分析对称不稳定。通过计算分析发现, 对流层低层 (850 hPa以下)(图略), 山西中南部大部分地区存在Ri < 0, 满足对称不稳定条件。但是在大暴雨的A1区和C区, 却出现了对称稳定的情况, 且并不是所有对称不稳定区域都出现了暴雨大暴雨。那么, 暴雨大暴雨的不稳定触发机制究竟是什么？
高守亭等 (2001)研究指出, 造成切变线上中尺度低值系统发生的原因, 可以归结为涡层不稳定, 并给出了涡层不稳定的必要条件。周玉淑等 (2004)进一步把涡层不稳定理论应用于实际个例分析, 结果表明, 降水期间大气低层有对流不稳定和对称不稳定能量的集聚, 在这两类不稳定条件都基本满足的情况下, 涡层不稳定的维持对降水过程中暴雨的发生提供了有利的不稳定环境场。
从4.2.1的分析可知, 低层切变线附近中尺度扰动是暴雨大暴雨的重要触发机制。9日08:00, 700 hPa河套地区已出现一条西南东北向的切变线, 对应这条切变线附近出现一条5 mm以上的降雨带, 雨带上分布有2个降水中心, 10日08:00, 这条切变线稳定少动, 与之相对应的降水范围扩大, 降水分布更加不均匀, 雨带分布上出现了明显的多暴雨中心 (图 1), 如38.09°N、113.41°E附近出现100 mm以上的大暴雨中心, 36.77°N、112.68°E附近和35.48°N、112.39°E附近出现150 mm以上的大暴雨中心, 38.07°N、112.65°E附近和35.34°N-35.67°N、111.20°E-111.36°E出现65 mm以上的暴雨中心, 这是由切变线不稳定引起的中尺度雨团的活跃, 从图 9a可看到在38.1°N、113.4°E附近出现了一个中尺度低涡, 此低涡发展维持到10日20:00以后, 可视为切变线上低涡的发展。
根据涡层不稳定理论和不稳定条件, 对9日和10日各参数进行了计算和对比, 表明该切变线从9日08:00以后, 不稳定的条件明显满足, 因此, 可判断之后切变线上有中尺度系统发展。对9日08:00, 38.1°N、113.4°E附近的不稳定必要条件逐项进行了计算。在切变线中心附近
对应4.2.1的分析可看出, 在暴雨大暴雨区总是有中尺度扰动的发生发展, 与这些中尺度扰动对应的区域出现中尺度雨团和雨强的增大, 表明由于切变线不稳定的发展引起了中尺度雨团的活跃。
另外, 降水现象的发生或者降水的本质是空气中的水汽被凝结, 降水量的大小取决于大气中的水汽含量、凝结效率和持续时间 (孙继松等, 2012)。对于短时间达到暴雨或大暴雨的过程, 降水强度显得尤为重要。为了进一步解释在水汽输送偏东偏南、辐合偏弱的情况下, 降水量仍能达到大暴雨, 模拟计算了降水强度。由图 11可看出, 在强降水开始前到强降水期间, 山西中南部上空降水强度大于10 mm·h-1, 随着冷空气的南压, 降水强度大值区逐步南压, 到10日08:00, 降水强度才迅速减小, 而大暴雨区上空总是提前1~6 h出现大于50 mm·h-1的降水强度中心。
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图 11 2013年7月9-10日模拟的降水强度 (单位: mm· h-1) (a) 9日08:00, (b) 9日11:00, (c) 9日17:00, (d) 10日02:00, 图中黑色椭圆为大暴雨区 Figure 11 Modeling precipitation intensity from 9 to 10 July 2013.Unit: mm·h-1. (a) at 08:00 on 9, (b) at 11:00 on 9, (c) at 17:00 on 9, (d) at 02:00 on 10.The black ellipse represents the heavy rain area |
综上所述, 暴雨区上空对流不稳定和对称不稳定共存, 加强了涡层不稳定, 水汽在强不稳定的环境中沿倾斜上升气流抬升凝结, 并呈高效率下降趋势, 可能是水汽输送和辐合偏弱的情况下出现大暴雨的重要原因之一。
5 低空偏东北气流的性质和作用从2.2环流背景和4.2.1节的分析可以看出, 在强降水前到强降水期间, 700 hPa和850 hPa上, 均存在一支偏东北气流, 700 hPa上较850 hPa上出现时间偏早, 强度偏强。500 hPa不存在东北冷涡, 所以这支气流不是来自冷涡后部。该支气流宽300 km左右, 长1800 km左右, 从空间尺度来讲为中尺度气流。该支气流为来自极地的偏西北气流, 经蒙古国和我国东北, 由于受副高稳定、向北发展的影响, 被迫向西转向, 形成偏东北气流, 并一直深入河套地区, 且总是从中尺度对流云团后部楔入, 而暖湿气流又从中尺度对流云团前部卷入, 造成冷暖空气较长时间的对峙和交汇。
沿垂直于该支气流 (图 9中AB线) 作温度平流、相对湿度 (RH)、总温度平流、散度、涡度和垂直速度的剖面, 分析其性质。可以看出, 该支气流中心区域低层为温度的零平流区, 垂直速度、涡度和散度等物理量的零线区。沿该支气流东南侧为明显的正温度平流, 西北侧为负温度平流, 该支气流成为一个冷暖空气的交界面 (图 12b中蓝色斜线), 对应相对湿度, 该支气流东南侧400 hPa以下RH>80%, 西北侧RH < 40%, 因此, 该支气流又是干湿空气的交界面 (图 12a中蓝色斜线)。可见, 该支气流是干冷与暖湿空气的一个倾斜交界面, 类似地面的“锋面”, 该面上各种要素并不均匀。
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图 12 2013年7月9日08:00模拟的沿AB线垂直剖面 (a) 相对湿度 (彩色区, 单位: %) 和散度 (等值线, 单位: 10-4 s-1), (b) 温度平流 (彩色区, 单位: 10-4 K· s-1) 和涡度 (等值线, 单位: 10-4 s-1) Figure 12 Modeling vertical section along AB line at 08:00 on 9 July 2013. (a) relative humidity (color area, unit: %) and divergence (contour, unit: 10-4 s-1), (b) temperature advection (color area, unit: 10-4 K· s-1) and vorticity (contour, unit: 10-4 s-1) |
从涡度和散度垂直剖面来看, 该支气流的东南侧500 hPa以下为负的涡度区, 以上为正涡度区, 而西北侧正好相反, 对应垂直速度场上, 东南侧为上升运动区, 西北侧为下沉运动区, 围绕该支气流形成一个气旋式的次级环流圈。该支气流的东南侧低层涡度小于零, 说明南北风切变比东西方向上切变小, 高层涡度大于零, 说明随着高度的增加, 南北风的水平切变不断增加, 西北侧则正好相反。该支气流两侧均存在较大垂直风切变, 这是典型的强对流天气的触发机制之一。暴雨前, 该支气流东南侧为辐合, 西北侧为弱的辐散区, 气流中心区域为近似无辐合辐散区, 说明强降水开始前, 以低层暖湿气流上升为主, 在暴雨临近时, 东南侧辐合增强, 辐合中心下降, 而西北侧变为辐散区, 辐散中心位于250 hPa, 随着上升运动增强, 下沉支也开始活跃起来, 强的空气辐散, 使得抽吸作用加强, 同时, 加强了低层暖湿气流的上升辐合, 说明该支气流的南压和向河套、山西地区的深入过程中, 使得暖湿气流的上升辐合作用加强, 也可视为一种触发作用。
另外, 由于模式分辨率较高, 所以在散度场上出现了一些分布零散的辐合、辐散区。
6 结论从实况分析可知, 此次过程发生在200 hPa存在强西风急流, 500 hPa中高纬环流较平、阶梯槽携带弱冷空气不断南下, 低空存在切变线、急流偏南偏东的环流背景下, 同时, 地面在四川附近存在稳定少动的次天气尺度气旋, 山西位于该气旋前部的强上升运动区, 中尺度露点锋不断南压的同时, 地面出现中尺度辐合线或涡旋。暴雨大暴雨主要由8个中尺度雨团造成, 它们的出现时间先后不一, 性质复杂多变, 分别表现出了局地性持续性、区域性持续性以及局地性突发性等特点。暴雨大暴雨是由4个中尺度对流云团直接造成的, 但中尺度对流云团的发展趋势较复杂。雷达组合反射率因子拼图上, 9日上午的大暴雨主要由一个弱的带状回波中强对流单体造成, 午后到夜间发展起来的对流单体则较为分散, 总体上呈此消彼长的特点, 从雷达拼图回波强度上, 难以外推回波单体的发展和雨强的变化。数值模拟研究结果表明:
(1) 低层稳定的切变线及其附近中尺度扰动低涡的形成, 与地面中尺度露点锋和中尺度辐合线的共同作用, 是中尺度对流云团发生、发展的重要触发机制。在低层冷空气逐渐渗透过程中, 切变线附近出现中尺度扰动, 暴雨位于低层风场中尺度扰动附近, 温度正扰动 (或中心)、比湿正扰动 (或中心)、假相当位温正扰动三者叠加出现的区域。
(2) 暴雨过程中, 高空冷空气并不明显, 主要受低层东西两路冷空气影响。受两支冷空气夹挤, 暴雨区暖湿空气沿东南—西北向被迫抬升, 形成一个狭窄的沿西路冷空气爬升的倾斜上升气流区, 而且在其两侧形成两个方向相反的次级环流圈。西路冷空气可能是“冷垫”的作用, 东北路冷空气在降水的不同时段, 其作用不同。
(3) 暴雨期间, 水汽辐合中心在边界层附近, 但这不是造成暴雨大暴雨的主要原因。低层辐合上升运动持续增强, 偏南风入流将水汽向暴雨区集中, 次级环流的上升支将水汽向高层输送, 使得暴雨区上空局地整层可降水量持续增加, 加之对流不稳定和对称不稳定共存, 加强了涡层不稳定, 水汽在强不稳定的环境中沿倾斜上升气流抬升凝结, 并呈高效率下降趋势, 可能是形成此次暴雨大暴雨的重要原因。
(4) 此次过程, 低层存在一支较强偏东北气流, 该支气流为干冷与暖湿的一个倾斜交界面, 类似地面的“锋面”, 该面上各种气象要素并不均匀, 围绕该支气流形成一个反气旋式的次级环流圈。该支气流两侧均存在较大垂直风切变, 随着高度的增加, 南北风的水平切变不断增加, 而随着该支气流的南压和向河套地区的深入, 低层暖湿气流的上升辐合作用不断加强, 下沉支也逐渐活跃。因此, 该支气流可能是中尺度对流系统发展的重要触发机制之一。
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2. Shanxi Meteorological Information Center, Taiyuan 030006, China