2017, Vol. 36
2. 怀化市气象局, 怀化 418000
雷暴大风是指雷暴和对流活动带来的除龙卷以外的地面灾害性强阵风两种天气现象同时出现的灾害性天气, 是夏季出现的一种危害程度很高的强对流天气现象。雷暴大风常造成风灾, 且预报难度较大。由雷暴大风造成的风灾范围大小不等, 有时大风的影响范围只有几公里(由微下击暴流带来), 而有时大风天气却可以给长达几百公里的广大区域带来灾害(廖晓农, 2009), 如2015年6月1日在湖北监利的“东方之星”客轮遭遇下击暴流导致的强烈雷暴大风灾害, 造成442人遇难(郑永光等, 2016); 2013年3月1920日在湖南中南部和广东北部发生了一次区域性雷暴大风天气, 造成多人伤亡。随着社会经济和城市化建设的发展, 因雷暴大风等强对流天气的发生而造成的损失也就更加严重。近年来, 随着对雷暴大风天气认识的加深, 许多学者对不同地区雷暴大风的气候特征(余蓉等, 2012; 张雪晨等, 2013; 周贺玲等, 2014; 史军等, 2015)、短期预报方法(郑媛媛等, 2011; 孙继松和陶祖钰, 2012; 严仕尧等, 2013; 曾明剑等, 2015)、环境条件(纪晓玲等, 2010; 樊李苗和俞小鼎, 2013; 王秀明等, 2013; 杨晓霞等, 2014)和个例分析(王秀等, 2012; 许新田等, 2012; 陈伟斌等, 2015; 胡文东等, 2015)等方面进行了研究。如余蓉等(2012)探讨了中国东部地区雷暴大风的时空变化特征, 结果表明年均雷暴大风日数存在显著的减少趋势; 严仕尧等(2013)应用7个动力和热力指标, 计算了雷暴大风发生时的指标阈值, 并利用指标叠套技术对华北雷暴大风进行潜势预报; 曾明剑等(2015)针对雷暴大风等强对流天气基于中尺度数值模式预报的对流参数, 构建了分类强对流天气预报概率, 并以优势概率作为分类判据, 做出强对流分类预报; 樊李苗和俞小鼎(2013)、杨晓霞等(2014)研究了雷暴大风等强对流天气的环境参数特征, 对不同强对流天气的环境背景和环境参数进行了对比分析, 有助于预报员判别典型强对流天气潜势和类型; 王秀明等(2012)、陈伟斌等(2015)分别对一次区域性雷暴大风天气和广西连续2天的雷暴大风天气的成因及差异进行了深入的探讨和分析, 为此类天气过程的预报提供了参考。
湖南特殊的地形与山地环境使得雷暴大风成为湖南发生频率较高的灾害性天气现象, 针对湖南的雷暴大风天气研究也较多(陈德桥等, 2011; 叶成志等, 2013; 方翀等, 2013)。但是迄今为止, 未见针对湖南省雷暴大风的长时间序列变化趋势和物理量场方面的研究, 因此, 研究湖南雷暴大风的气候特征和环境条件, 对于分析湖南雷暴大风的长期变化规律以及研究成因等具有重要的理论和现实意义, 为进一步做好湖南雷暴大风的短期预报打下基础。
2 资料来源及统计方法选取19712010年湖南地面气象观测站观测资料, 在一个观测日(当日20:00(北京时, 下同)至次日20:00) 内对雷暴大风日进行筛选和计算, 规定既观测到雷暴又观测到大风(瞬时风力≥17 m·s-1)记为一次雷暴大风事件。为了保证数据分析的完整性和连续性, 选取了94个站地面观测资料, 利用气候倾斜率、Mann-Kendall突变检验和小波分析等方法, 对湖南雷暴大风的时空分布特征、长期变化趋势、周期特征和影响因素进行分析。
3 湖南省雷暴大风事件的水平分布和变化 3. 1 雷暴大风出现时间特征雷暴大风具有明显的日变化特征, 图 1给出的是湖南省观测站点30年间雷暴大风事件发生时出现频率最多时段的空间分布, 箭矢方向表示该站点出现雷暴大风频次最多的时刻。全省大部分地区出现雷暴大风主要集中在午后到傍晚时段(12:0018:00), 湘北和湘中局地出现在18:0000:00。从平均雷暴大风日数逐小时分布(图略)上看, 08:00以前和20:00以后雷暴大风发生概率偏低, 峰值出现在16:00, 出现这种日变化特征主要与午后热力和动力条件较好, 对流更容易发展有关。
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图 1 1971-2010年湖南观测站点雷暴大风发生频次最多时段的空间分布 Figure 1 Spatial distributions of the time phase of maximum frequency at stations when the thunderstorm gale occurs in Hunan from 1971 to 2010 |
湖南雷暴大风次数年际变化明显, 40年来, 平均每年出现大风事件次数约为194次。从雷暴大风次数年变化曲线(图 2)上看, 雷暴大风次数呈上下波动变化, 总体上为线性下降趋势, 其中长期变化趋势约为-6. 9次·a-1, 说明每年雷暴大风次数下降约7次, 通过了显著性水平0. 001的相关系数检验。在40年中, 雷暴大风超过200次的有18年, 基本出现在20世纪70年代初至80年代末, 最高值出现在1983年, 达到505次。1983年为罕见的强厄尔尼诺年, 不仅持续时间长, 而且波及的范围也很广。该年在全球范围、北半球及低纬地区三者的Kz和K的年距平都出现正值异常, 表明这是个动能年距平异常年(仇永炎, 1996)。年内暖湿气流异常活跃, 且持续时间长, 加之冷空气影响较为频繁, 冷暖气流在湖南上空剧烈交汇, 造成1983年雷暴大风出现频次出现极值。从Mann-Kendall检验也可以看出(图略), 湖南雷暴大风次数整体呈减少趋势, 且在1990年前后出现突变, 此后为显著减少阶段。夏季雷暴大风减少是导致年雷暴大风次数减少的主要原因。有研究表明(唐佳等, 2012; 罗玉, 2015), 东亚夏季风年代际转型均发生在20世纪90年代, 90年代后夏季风显著减弱。王学良等(2013)指出, 我国中部五省年平均雷暴日整体呈下降趋势可能与夏季风强弱相关; 李江林等(2015)指出, 东亚夏季风强年有利于强对流天气的发生, 东亚夏季风弱年, 则情况相反。由此可见, 造成湖南雷暴大风在90年代出现突变并显著减少的原因可能与夏季风由强转弱有关。
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图 2 1971-2010年雷暴大风次数年变化 Figure 2 The variation of thunderstorm gale times from 1971 to 2010 |
湖南雷暴大风主要出现在夏季, 双峰结构特征明显(图略)。9月至次年2月雷暴大风发生概率较小, 38月湖南雷暴大风发生概率高, 占全年雷暴大风数的92. 8%, 其中又以4月最多, 7、8月次之。造成这种差异的原因主要是35月随着西南暖湿气流加强, 地面气温逐渐回暖, 不稳定能量增加(图 3), 当有冷空气南下时, 冷暖气流在湖南地区上空交汇, 温、湿变化剧烈, 造成不稳定能量迅速积累和释放, 有利于雷暴大风天气的发生; 进入盛夏后, 陆地表面受日照影响加热更为明显, 78月地面气温、比湿和K指数都达到一年中的极值(图 3), 容易在近地层形成不稳定层结; 加之夏季湖南常受西风带系统影响, 带动冷空气东移, 与副高西伸北抬引导夏季风挟带的充沛水汽交汇, 因而对流更加旺盛, 易形成雷暴大风天气。
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图 3 1971-2010年长沙平均地面气温(单位: ℃)、比湿(单位: g·kg-1)及K指数(单位: ℃)月分布 Figure 3 The monthly frequencies of annual average atmospheric temperature (unit: ℃), specific humidity (unit: g·kg-1) and K index (unit: ℃) in Changsha |
从年平均雷暴大风次数空间分布上看(图略), 湖南发生雷暴大风的次数较多, 空间分布差异较大, 雷暴大风多发区是少发区的2~3倍, 局地性较强。全省年平均雷暴大风次数约为2次, 易出现雷暴大风的区域主要分布在洞庭湖区、韶山、阳明山、南岭以及湘西武陵山脉和雪峰山之间狭长的地势较低地带, 这种分布与地形和下垫面特征有明显的关系, 地形抬升、狭管效应及下垫面非均匀加热等作用, 造成湖区和高山雷暴大风出现频率较高。
3. 4 雷雨大风变化周期特征对湖南40年雷暴大风次数序列进行Morlet小波分析, 以考察其不同时间尺度上的变化特征。Morlet小波变换系数实部图(图 4a)表明, 湖南雷暴大风呈现出多时间尺度叠加的特征, 存在2~3年、3~5年、6~7年的短周期和11~12年的长周期, 其中2~3年和3~5年的变化周期一直存在, 具有相对稳定和全域性特点。从Morlet小波功率谱分析(图 4b)可以看出, 通过0. 05水平显著性检验的2~3年周期变化在20世纪80年代初至90年代初比较显著, 3~5年周期变化在70年代中后期至90年代中后期较显著。
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图 4 雷暴大风次数Morlet小波分析(a)和功率谱分析(b)黑实线表示通过0. 05水平显著性检验, 虚线以下区域表示去除边界效应后的周期尺度 Figure 4 Morlet wavelet analysis (a) and power spectrum analysis (b) of thunderstorm gale times. Solid lines denote power spectrum at 0. 05 significance level and regions below the dashed line denote the period scale after the boundary effect removal |
雷暴大风是一种典型的强对流天气, 各种稳定度指数、水汽和动力参数能从不同角度反映出雷暴大风发生前的大气环境状态和条件。本文利用20012010年共10年1. 0°×1. 0° NECP再分析资料, 时间间隔6 h, 计算强对流天气发生前6 h内的物理量。统计计算湖南出现雷暴大风时的K指数、850 hPa与500 hPa温度直减率及相对湿度差、0~3 km垂直风切变, 选取位于雪峰山脉北麓、沅水河谷地带的泸溪站(70个样本)、雪峰山南麓的洞口站(11个样本)、洞庭湖区的沅江站(51个样本)以及南岭北麓、湘江河谷地带的江华站(117个样本), 通过研究不同区域雷暴大风的环境参数特征, 探讨动力、水汽、热力不稳定参数等的差异。
4. 1 热力不稳定条件 4.1.1 K指数K指数可以反映大气的层结稳定情况, K指数越大, 层结越不稳定。通过分析统计的样本个例(图 5)可见, 泸溪站、洞口站、沅江站、江华站雷暴大风发生时K指数的10%~90%分位覆盖范围分别在6. 8~38. 1 ℃、31. 7~38. 2 ℃、-4. 1~39. 7 ℃、-4. 3~40. 7 ℃, 中位数分别为31. 6 ℃、37. 4 ℃、31. 1 ℃、18. 9 ℃。结果表明, 位于雪峰山南麓的洞口站发生雷暴大风的中位数最大, 而10%~90%分位覆盖范围最小; 位于雪峰山北麓的泸溪站和洞庭湖区的沅江站中位数和10%~90%分位覆盖范围都较大; 位于南岭北麓的江华站中位数最小, 而10%~90%分位覆盖范围较大。说明不同经度的雷暴大风发生的热力不稳定条件存在一定差异, 且湘西高于湘东。
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图 5 2001-2010年泸溪(a)、洞口(b)、沅江(c)、江华站(d)K指数箱线图 Figure 5 Box plot of K-index of Luxi (a), Dongkou (b), Yuanjiang (c) and Jianghua (d) from 2001 to 2010 |
高低空的温差反映了大气垂直温度梯度, 大的高低层温差有利于对流不稳定产生, 是判别湖南是否发生雷暴大风天气的重要判据之一。从850 hPa与500 hPa温度差箱线图(图 6)中可以看到, 泸溪站、洞口站、沅江站、江华站雷暴大风发生时850 hPa与500 hPa温度差的10%~90%分位覆盖范围分别在15. 9~26. 2 ℃、16. 6~25. 5 ℃、13. 8~26. 1 ℃、12. 0~24. 9 ℃, 中位数分别为22. 0 ℃、23. 3 ℃、20. 8 ℃、21. 0 ℃。结果表明, 位于湘西的泸溪站和洞口站10%~90%分位覆盖范围较小, 而中位数较大; 位于湘东的沅江站和江华站发生雷暴大风的中位数都较小, 而10%~90%分位覆盖范围较大, 说明满足发生雷暴大风的阈值条件更易达到, 湘东低于湘西。
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图 6 2001-2010年泸溪(a)、洞口(b)、沅江(c)、江华站(d)850 hPa与500 hPa温度差箱线图 Figure 6 Box plot of temperature difference between 500 hPa and 850 hPa of Luxi (a), Dongkou (b), Yuanjiang (c) and Jianghua (d) from 2001 to 2010 |
较强垂直切变的环境风能提供对流发展的能量, 比较大的低层风切变有利于雷暴大风的产生和发展。采用1000~700 hPa垂直风切变近似0~3 km垂直风切变, 从图 7中可以看到, 泸溪站、洞口站、沅江站、江华站雷暴大风发生时0~3 km垂直风切变的10%~90%分位覆盖范围分别在5. 8~21. 3 s-1、6. 2~21. 7 s-1、4. 0~20. 9 s-1、9. 1~23. 2 s-1, 中位数分别为13. 0 s-1、11. 5 s-1、9. 1 s-1、17. 5 s-1。结果表明, 10%~90%分位覆盖范围为位于湘南的江华站最小, 位于湘北的沅江站最大, 位于湘西的泸溪站和洞口站次之; 低空垂直风切变中位数为位于湘南的江华最大, 位于湘北的沅江最小, 位于湘西偏中的泸溪站和洞口站次之, 表明雷暴大风发生时, 低空垂直风切变大小存在南北差异, 即与所在纬度有一定关系, 湘南大于湘北。
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图 7 2001-2010年泸溪(a)、洞口(b)、沅江(c)、江华站(d)0~3 km垂直风切变箱线图 Figure 7 Box plot of 0~3 km vertical wind shears of Luxi (a), Dongkou (b), Yuanjiang (c) and Jianghua (d) from 2001 to 2010 |
雷暴大风的发生不仅要求低层具有充沛的水汽, 并且要求高层湿度较小, 850 hPa与500 hPa相对湿度差在一定程度上能反映大气是否存在上干下湿的特点。从图 8中可以看到, 泸溪站、洞口站、沅江站、江华站雷暴发生时850 hPa与500 hPa湿度差的10%~90%分位覆盖范围分别在2.5%~77.9%、9.3%~71.0%、-39.1%~50.3%、13.0%~82.3%, 中位数分别为45. 3%、46. 3%、27. 4%、60. 8%。结果表明, 靠近山脉附近的站点出现雷暴大风时中位数都较大, 其中位于南岭北麓的江华站为4站中最大, 说明发生雷暴大风时上干下湿条件非常明显; 位于湖区的沅江站中位数最小, 但10%~90%分位覆盖范围最大, 说明湖区高低层相对湿度差更容易达到发生雷暴大风的条件, 可能还伴有短时暴雨等强对流天气。
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图 8 2001-2010年泸溪(a)、洞口(b)、沅江(c)、江华站(d)850 hPa与500 hPa相对湿度差(单位: %)箱线图 Figure 8 Box plot of difference in relative humidity (unit: %) between 500 hPa and 850 hPa of Luxi (a), Dongkou (b), Yuanjiang (c) and Jianghua (d) from 2001 to 2010 |
(1) 湖南雷暴大风具有明显的日变化特征, 全省大部分地区出现雷暴大风主要集中在午后到傍晚时段, 08:00以前和20:00以后雷暴大风发生概率偏低, 这种特征主要与午后热力和动力条件较好, 对流更容易发展有关。
(2) 湖南平均每年出现雷暴大风事件次数约为194次, 总体上为线性下降趋势, 在20世纪90年代后下降趋势更加明显, 出现这种特征的原因可能与夏季风的强弱有关。雷暴大风发生次数月变化呈双峰结构特征, 38月随着温、湿条件和动力抬升条件转好, 雷暴大风发生概率高, 占全年雷暴大风次数的92. 8%, 其中又以4月最多, 7、8月次之。
(3) 湖南发生雷暴大风的事件数较多, 空间分布不均匀, 局地性较强。由于地形抬升、狭管效应及下垫面非均匀加热等作用, 易出现区域主要分布在洞庭湖区、韶山、阳明山、南岭以及湘西自治州南部和雪峰山之间狭长的低洼地带。
(4) 通过对湖南40年雷暴大风日数序列进行Morlet小波分析, 发现湖南雷暴大风呈现出多时间尺度叠加的特征, 其中2~3年和3~5年的变化周期一直存在, 具有相对稳定和全域性特点, 且2~3年周期变化在80年代初至90年代初比较显著, 3~5年周期变化在70年代中后期至90年代中后期较显著。
(5) 选取K指数、850 hPa与500 hPa温度差和相对湿度差、0~3 km垂直风切变所表征大气的热力、上下层水汽的差异和动力不稳定等4个表征热力、动力和水汽条件的物理量进行统计分析, 结果表明, 不同区域的雷暴大风发生的热力不稳定条件存在一定差异, 且湘西高于湘东, 动力不稳定条件为湘南高于湘北; 水汽条件主要表现为地形差异, 山区高于湖区。
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2. Huaihua Meteorological Service, Huaihua 418000, China