2017, Vol. 36
2. 淮南市气象局, 淮南 232007
中国是强对流天气多发、频发、造成灾情严重的国家, 每年汛期都有各种类型强对流天气发生。这些强对流天气多以暴雨、雷暴大风、冰雹和龙卷等形式出现。其中雷暴大风是由雷暴引起的除龙卷以外瞬时风速大于17 m·s-1的灾害性阵风, 因发生频率高、持续时间短、致灾性强且预报预警难度大等特征, 其产生的环境条件、触发机制和临近预警一直是强对流灾害性天气研究中的重要内容之一。
俞小鼎等(2006)研究认为, 雷暴大风是由强对流风暴(超级单体或多单体风暴或飑线)中处于成熟阶段单体中的下沉气流, 在近地面处向水平方向扩散, 形成的辐散性阵风而产生, 有时还有冷池密度流和高空水平动量下传的作用。Fujita(1959)认为, 雷暴大风是由于上升气流凝结的冰晶、水滴在下落过程中产生拖曳作用和融化、蒸发吸收释放的潜热使大气冷却所引起的, 水负荷在下沉气流的启动和维持中可能起关键作用, 同时认为上冲云顶气流也能转化为下沉气流。Hookings(1965)研究论证了在较小水滴尺度和较大液态水含量以及下沉气流发源处的低湿度环境下, 能产生强烈的雷暴大风。
国内也有相当多的预报科研人员对雷暴大风的气候分布、形成机制和物理量特征进行了详细的研究。如王秀明等(2012)深入探讨了2009年6月3日造成河南商丘灾害性地面大风的飑线系统发展、维持及灾害性大风成因, 指出商丘飑线灾害性地面大风由高空水平风动量下传、强下沉气流辐散和冷池密度流造成。杨晓霞等(2014)将山东地区雷暴大风的天气系统进行分型, 指出副高边缘型的对流不稳定能量最高, 0~6 km的垂直风切变最小, 横槽型的风垂直切变和对流不稳定能量都较小。张一平等(2013)也对河南雷暴大风和区域冰雹的发生发展条件进行了中尺度分析和物理量要素的分析, 并讨论了不同天气形势、不同类别强对流天气、不同物理参数之间的有机联系和显著区别。郑媛媛等(2014)对近10年东北冷涡天气背景下飑线过程的物理机制和中尺度特征进行了分析, 指出在东北冷涡发展阶段, 即温压结构不对称、大气斜压性强时, 冷涡的西、西南、南至东南部容易发生雷雨大风、冰雹等强对流天气, 飑线生成具有存在明显的中尺度气旋性环流、静力不稳定、风垂直切变强等特征。余蓉等(2012)统计了1971-2000年我国江南、江淮和黄淮、黄河以北雷暴大风的年代际变化特征, 指出雷暴大风发生频率呈减少趋势, 但发生高值区位于华北北部和内蒙古中部。樊李苗和俞小鼎(2013)研究了中国短时强降水、强冰雹、雷暴大风以及混合型强对流天气的环境参数特征, 从温度对数压力图、高低层温差、0 ℃和-20 ℃层高度、地面和1.5 km高度的露点温度、对流有效位能、0~6 km垂直风切变等方面, 提出了以上四种强对流天气的异同点, 如指出纯粹的雷暴大风天气地面以上1.5 km处的露点温度较低, 温度露点差较大, 但混合型的在露点温度上则与纯粹的短时强降水较为接近。
华北地区是雷暴大风天气的频发区, 每年都会造成巨大的人员伤亡和财产损失。故近年来, 面对认识雷暴大风进而提高预报准确率的需求, 华北地区的预报科研人员也开展了一系列的、有针对性的研究。秦丽等(2006)根据北京地区3个观测站资料遴选的雷暴大风日, 对其天气和气候特征作了统计, 指出北京地区的雷暴大风具有地理分布不均、强度较强并伴有较大降水等特征, 同时其日变化和季节变化也较明显, 此外, 对流层中层的干冷空气在雷暴大风的产生过程中非常重要。廖晓农等(2004, 2008, 2009a, 2009b)研究了北京地区雷暴大风日相当位温廓线的特征、伴有较大降水和没有或降水量很小的两种类型雷暴大风日临近时刻环境大气的特征, 并分析了一次北京地区罕见的强雷暴大风产生过程中雷达回波、不稳定能量等特征, 还利用多元回归分析技术对北京地区雷暴大风进行了分析和潜势预报, 为雷暴大风预报提供了借鉴; 严仕饶等(2012, 2013)研究了垂直能量螺旋度在雷暴大风预报中的应用, 并对2005-2010年夏季华北地区26次典型雷暴大风过程的物理量进行了统计分析, 挑选了多个动力热力指标进行阈值统计, 并基于此设计了指标叠套技术应用于华北地区的雷暴大风潜势预报; 更有学者尝试将雷暴大风进行分类, 闵晶晶等(2015)对2001-2008年5-9月京津冀地区的强对流天气形势采用自组织映射方法(SOM)进行分型分析, 其中伴有雷暴大风出现的天气型主要为冷涡型、西北气流型和西风槽型, 并指出了各型的主要特点; 张文龙等(2011)按照发生时刻的探空曲线特征, 将北京地区雷暴大风分为干型和湿型两类, 并对其参数特征进行了诊断分析, 为雷暴大风分类预报提供了思路。
但是, 由于华北地区地形特征复杂, 对于不同海拔的雷暴大风, 其发生发展的机理并不完全一样, 对该地区雷暴大风发生的环境条件、动力热力特征及预报技术的研究还有待拓展。以往研究中, 气候统计相对都比较粗糙, 且物理量的统计分析及研究并没有将山西等海拔较高地区的雷暴大风纳入进行统计并对比。本文主要利用重要天气报和雷暴监测资料, 统计分析2011-2015年4-9月华北地区雷暴大风的时间和空间分布特征, 并将华北地区分为低海拔区域和高海拔区域, 计算不同区域雷暴大风发生08:00(北京时, 下同)和14:00的多个物理量, 统计分析不同区域雷暴大风发生的平均物理量指标, 期望为今后华北地区雷暴大风预报提供参考。
2 资料选取和方法介绍由于对雷暴大风的时空统计分析5年时间长度相对较短, 给出的统计平均结果并不一定完全可信。故在研究之前, 先使用NCEP数值模式分析场对1980-2010年和2011-2015年4-9月东北半球的500 hPa位势高度场分别进行了平均(图 1), 二者的对比分析表明, 2011-2015年4-9月东北半球的大气环流相比1980-2010年无明显异常。
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图 1 1980-2010年(a)和2011-2015年(b) 4-9月东北半球500 hPa平均位势高度场(单位: dagpm) Figure 1 The 500 hPa average geopotential height field of northeast hemisphere from April to September during 1980-2010 (a) and 2011-2015 (b). Unit: dagpm |
所使用的观测资料为华北地区主要省市(北京、天津、河北、山西)的2011-2015年4-9月的重要天气报和雷暴观测资料, 重要天气报为随时上传的观测资料, 雷暴观测资料为逐3 h资料, 其中部分雷暴观测资料由闪电监测资料处理得到。该区域总共有284个国家基本站和加密站点, 但由于五台山站海拔较高, 大风频发, 对研究可能有一定的负面作用, 故剔除该站点, 使用283个站点进行统计分析。
观测资料的处理方法为提取2011-2015年4-9月该区域所有重要天气报中的大风数据, 并使用雷暴观测资料对大风数据进行质量控制, 控制方法为确认站点的大风出现时间, 提取该时间所在的3 h、之前3 h和之后3 h的雷暴观测数据, 若该时间区域内有雷暴出现, 则认为该大风是雷暴大风, 若无雷暴出现, 则认为非雷暴大风而剔除。最终得到1607次雷暴大风供分析研究使用。在此基础上提取当日华北地区(08:00至次日08:00) 出现12次以上雷暴大风的过程作为大范围雷暴大风天气过程, 共得到33次大范围雷暴大风天气过程并对这些过程的时空分布特征进行了统计分析。
在进行时空分布统计的同时, 还使用2011-2013年4-9月的NCEP数值模式1°×1°的分析场, 计算处理了多个物理量, 并插值至283个站点。由于华北地区西高东低、北高南低, 海拔相差较大, 预报经验表明, 在山西和河北北部海拔较高的地区, 出现雷暴大风的物理机制很可能与河北中南部及京津等地不一样, 物理量阈值也差距甚远, 故以海拔750 m作为标准, 将海拔大于750 m的站点作为高原站点, 海拔低于750 m的站点作为平原站点, 分别进行统计。在此基础上, 首先计算得到2011-2013年4-9月每日平原和高原各自区域所有站点08:00和14:00的物理量平均值, 然后将前述雷暴大风的观测数据也分为平原区域和高原区域, 并根据日雷暴大风出现次数将2011-2013年4-9月的所有日期分为出现0次、1~2次、3~8次和9次以上雷暴大风四个档次, 分别表示未出现、较少出现、一定区域出现和大范围出现雷暴大风四个档次, 四档次逐月个例数如表 1。另外, 将每日平原和高原区域08:00和14:00的物理量均值与雷暴大风出现次数的档次分别进行统计对比。
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表 1 高原和平原区域逐月四档次雷暴大风过程个例统计 Table 1 The statistics of four grades thunder-gust wind cases on the plateau and the flatland month by month |
另外, 由于雷暴大风的出现虽然主要取决于雷暴内下沉气流的强度, 但也常常与雷暴自身移动快慢有关, 后者与高空风有一定关系, 故对500 hPa的高空风场进行了处理并统计分析。方法为首先计算华北地区平原区域和高原区域的500 hPa高空平均风速, 将08:00和14:00的风速及08:00-14:00的风速变化与日雷暴大风出现次数的四个档次进行统计对比; 其次, 计算500 hPa高空风的东西向分量和南北向分量, 以类似的方式进行对比, 从而得到矢量化的风场与雷暴大风出现范围的统计关系。
需要指出的是, 无论是平原区域还是高原区域, 9月3次以上的个例都很少, 因此其数据代表性较5-8月差, 6-7月因为出现雷暴大风的个例较多, 其代表性相对较好。
最后, 还针对华北地区2011-2013年4-9月日雷暴大风次数超过12次的24次雷暴大风天气过程, 根据这些过程大风出现的主要区域分为平原、高原和均有三类, 在此基础上使用NCEP数值模式14:00的分析场计算分析了这些过程的温度、相对湿度的垂直配置及0~3 km的垂直风切变, 并挑选了其中的两次过程进行对比分析。
3 雷暴大风的时空和强度分布 3.1 雷暴大风次数和过程的月份分布对华北地区雷暴大风出现的次数进行月份统计得到图 2a, 可以看出华北地区4月仅出现40次雷暴大风, 从4-6月, 雷暴大风频次显著增加, 6-7月为雷暴大风最多的月份, 在总共1607次雷暴大风中, 6-7月共973次, 占比达61%, 8月开始不断减少。
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图 2 2011-2015年4-9月华北地区雷暴大风月份分布 (a)雷暴大风发生次数, (b)雷暴大风过程数 Figure 2 The monthly distribution of North China thunder-gust winds and processes from April to September in 2011 to 2015. (a) the number of thunder-gust winds, (b) the number of thunder-gust wind processes |
对华北地区当日出现12次以上的大范围雷暴大风天气过程进行月份统计(图 2b)得出, 华北地区在2011-2015年, 4月没有出现过大范围的雷暴大风天气过程, 6-7月出现的过程数最多, 在总共33次天气过程中, 6-7月有24次, 占比达73%, 说明大范围的雷暴大风天气过程绝大多数发生在6-7月。另外, 5月虽然出现雷暴大风的总次数少于8月, 但大范围雷暴大风的过程次数却略多于8月, 说明8月发生雷暴大风较5月分散。
3.2 雷暴大风时次分布对华北地区雷暴大风出现的次数进行时次统计得到图 3a, 可以看出华北地区的雷暴大风天气主要出现在下午到前半夜, 05:00-08:00出现的次数最少, 14:00开始大幅增加, 17:00-19:00最强, 在总共1607次雷暴大风中, 15:00-19:00为960次, 占比达60%, 20:00后雷暴大风迅速减少。
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图 3 2011-2015年4-9月华北地区雷暴大风时间分布 (a)时次分布, (b)起始时间分布, (c)结束时间分布, (d)持续时间分布 Figure 3 The timely distribution of thunder-gust winds and processes in North China from April to September in 2011-2015. (a) timely distribution, (b) the start time distribution, (c) the last time distribution, (d) the duration distribution |
对33次雷暴大风天气过程, 每次过程出现首站雷暴大风天气的时次进行统计得到图 3b。图 3b表明, 首站出现雷暴大风天气的时间大多在13:00-15:00, 共有18次, 占比达55%, 而18:00至次日07:00之间基本没有出现的可能, 即若在18:00前未出现雷暴大风天气, 之后再出现大范围雷暴大风天气的可能性较小。
对33次雷暴大风天气过程, 每次过程出现末站雷暴大风天气的时次进行统计得到图 3c。图 3c表明, 出现末站雷暴大风的时间基本平均分布于傍晚到前半夜, 19:00-23:00共有24次, 占比达到73%。但也有一次, 其过程维持到后半夜。
将大范围雷暴大风天气过程出现首站雷暴大风和末站雷暴大风的时间差作为雷暴大风过程的持续时间, 对33次过程进行统计得到图 3d。图 3d表明, 华北地区出现12次以上的大范围雷暴大风天气过程, 其持续时间均在4 h以上, 绝大多数过程持续时间在4~8 h, 共有24次, 占比达73%。但是大于10 h的过程也存在。
3.3 雷暴大风空间分布将2011-2015年4-9月华北地区的雷暴大风空间分布进行统计(图 4), 可以看出华北地区出现雷暴大风的频次空间分布非常不均匀, 最大达37次, 最小为0次, 其中山西中北部、河北北部和北京西北部山区等高原区域出现雷暴大风的频次较高, 多数站点达到10次以上, 而山西南部、北京南部、天津和河北中南部等平原区域出现雷暴大风的频次较低, 多在10次以下, 但也有个别站点达到20次。即高原区域出现雷暴大风的频次要高于平原区域。
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图 4 2011-2015年4-9月华北地区雷暴大风空间分布(单位:次) 黑色数字为雷暴大风出现0~9次站点, 蓝色数字为10~24次站点, 紫色数字为25次以上站点 Figure 4 The spatial distribution of thunder-gust winds in North China from April to September in 2011-2015. Unit: times. Black number is the stations occured 0~9 times; Blue number is the stations occured 10~24 times; Urple number is the stations those occur more than 24 times |
在将华北地区的站点分为高原区域和平原区域的基础上对雷暴大风风速大小进行统计得到图 5。图 5表明, 华北地区的雷暴大风主要以8级风为主, 超过80%, 其中17~18 m·s-1的大风超过50%, 但需要注意的是, 25 m·s-1以上(即10级以上风力)在高原区域和平原区域虽然都存在, 但平原区域的占比(6.7%)要略大于高原区域的占比(5.5%), 这可能不仅仅是随机样本造成的结果, 还可能由于高原区域出现的部分雷暴大风是弱的垂直风切变环境下的干微下击暴流, 其雷暴单体的垂直发展的深度相对较浅, 故雷暴大风的强度相对偏弱。
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图 5 2011-2015年4-9月华北区域雷暴大风风速分布 (a)高原, (b)平原 Figure 5 The velocity distribution of thunder-gust winds in North China from April to September in 2011-2015. (a) plateau, (b) flatland |
出现大范围的雷暴大风过程需要较强的热力不稳定、一定的动力抬升条件和水汽条件, 因此对华北地区大气热力、动力和水汽的部分物理量参数进行了统计分析。
4.1 热力不稳定参数 4.1.1 最有利抬升指数BLIBLI四个档次08:00逐月的平均值的统计(图 6)表明: (1) BLI的指示性需要考虑季节因素, 从5-8月, 每个档次的平均值基本均在不断下降, 如5月出现大范围雷暴大风天气的BLI均值在1左右, 但到7月即使不出现雷暴大风的档次均值也已经接近1; (2) BLI对于雷暴大风过程的发生及范围大小有一定的指示性, 但对5-6月的平原区域和5-7月的高原区域是否出现雷暴大风的指示性相对较好, 对出现范围的大小则指示性一般。
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图 6 日雷暴大风次数与08:00最有利抬升指数均值逐月对比 (a)高原, (b)平原 Figure 6 The monthly contrast between the average BLI and the stations of thunder-gust winds at 08:00. (a) plateau, (b) flatland |
而5-8月平原区域08:00 BLI的箱须图(图略)也表明, BLI对于雷暴大风出现及范围的指示性在8月最好, 即8月若出现3次以上的雷暴大风, 08:00 BLI区域均值一般在-2 ℃以下, 若出现8次以上的大范围雷暴大风, 08:00 BLI区域均值一般在-4 ℃以下。
4.1.2 最大对流有效位能BCAPEBCAPE四个档次14:00逐月的平均值的统计(图 7)和箱须图(图略)表明: (1) BCAPE的指示性在一定程度上与BLI类似, 但对于0次和1~2次雷暴大风的日期, 其区域平均BCAPE随季节变化不大, 大范围的雷暴大风天气过程的BCAPE则在7-8月有显著的跃升。(2) 平原和高原区域在出现大范围雷暴大风天气过程时, BCAPE的区域均值相差很大。如高原区域8月若出现大范围的雷暴大风天气过程, 14:00 BCAPE区域均值在800 J·kg-1以上, 而平原区域则达到1500 J·kg-1以上。
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图 7 日雷暴大风次数与14:00最大对流有效位能均值逐月对比 (a)高原, (b)平原 Figure 7 The monthly contrast between the average BCAPE and the stations of thunder-gust winds at 14:00. (a) plateau, (b) flatland |
850 hPa和500 hPa温差四个档次逐月的平均值的统计(图 8)则表明: (1) 从5-7月, 850 hPa与500 hPa温差是在持续下降的趋势中的, 所以在使用850 hPa与500 hPa温差作为预报雷暴大风的指标时, 也必须要考虑季节因素。(2) 未出现雷暴大风的样本日均值与出现3次以上的雷暴大风的样本日均值相比差距比较明显, 但3~8次的样本和大于8次的样本差距不明显, 预报中较难区分。(3) 对比高原区域08:00和14:00, 14:00对于四个档次的区分可能相对更好, 而平原区域没有明显区别, 另外, 由于高原区域低层气温日变化较大, 从08:00-14:00, 850 hPa与500 hPa温差上升较快, 尤其对大范围雷暴大风的个例, 均值上升6 ℃以上, 而平原区域的样本上升则相对较小, 故在使用850 hPa与500 hPa温差作为预报指标时, 要考虑时次因素。而5-8月高原区域08:00 850 hPa与500 hPa温差的箱须图(图略)也说明, 从6-8月, 出现大范围雷暴大风时均值是不断降低的, 6月大多在34 ℃以上, 而8月则在30 ℃以上。
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图 8 日雷暴大风次数与850 hPa与500 hPa温差均值逐月对比 (a)高原08:00, (b)平原08:00, (c)高原14:00, (d)平原14:00 Figure 8 The monthly contrast between the 850 hPa and 500 hPa temperature average difference and the stations of thunder-gust winds. (a) plateau at 08:00, (b) flatland at 08:00, (c) plateau at 14:00, (d) flatland at 14:00 |
同时, 对700 hPa和500 hPa温差(图略)也进行统计分析, 发现在高原区域, 700 hPa与500 hPa温差对于雷暴大风的出现及其范围的指示性较好, 其有效性可能超过850 hPa与500 hPa温差, 且其14:00与08:00数值变化不大, 更有利于判断高原区域的雷暴大风天气, 虽然该指标同样需要考虑季节因素, 但季节变化较850 hPa与500 hPa温差小, 若出现大范围的雷暴大风天气, 其700 hPa与500 hPa温差大多超过18 ℃, 但相对而言, 该指标对平原区域的有效性较高原区域略差。
4.1.4 下沉对流有效位能DCAPE一定高度的气块, 由于雨滴的等压蒸发作用至饱和, 并在下降过程中有“适量”的雨滴蒸发, 使气块永远“恰巧刚刚达到饱和状态, 在维持气块饱和状态条件下沿假绝热过程下降, 此过程中气块获得的下沉对流有效位能为DCAPE”(刘健文等, 2005), 其大小与雷暴中下沉气流的强弱密切相关, 并最终体现到地面的雷暴大风上。
由于目前对于计算DCAPE下沉起始高度的取法不太一致, 一种是取600 hPa高度作为下沉气流起始点, 一种是取700 hPa和400 hPa相当位温或假相当位温极小值出现高度为下沉气流起始点, 考虑第二种方案更为合理, 故采用了后一种计算方法进行计算。
图 9为下沉对流有效位能DCAPE四个档次逐月的平均值统计(图略)和5-8月高原区域14:00下沉对流有效位能的箱须图, 其中, 最下面的横线为最小值, 最上面的横线为最大值, 箱格中的红线为中位数, 箱格的上下边缘线分别为第三四分位点和第一四分位点, “+”表示异常值(下同)。从图 9中可以看出, 该指标对于高原和平原区域的雷暴大风出现及范围均有一定的指示性, 尤其对于高原区域6-8月一定区域和大范围雷暴大风的指示性更好, 若出现3次以上雷暴大风, DCAPE一般都大于800 J·kg-1, 出现大范围的雷暴大风天气, DCAPE一般都接近或大于1000 J·kg-1, 而没有出现雷暴大风的个例, DCAPE基本在900 J·kg-1以下。
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图 9 高原区域日雷暴大风次数与14:00下沉对流有效位能对应箱须图 (a) 5月, (b) 6月, (c) 7月, (d) 8月 Figure 9 The boxplots between the DCAPE at 14:00 and the stations of thunder-gust winds on the plateau. (a) March, (b) June, (c) July, (d) August |
5-8月高原区域08:00对流抑制能量CIN的箱须图(图 10)表明, 该指标对于是否出现雷暴大风有一定的指示性, 5-6月未出现雷暴大风的个例, 其CIN一般均大于-20 J·kg-1, 7-8月则大于-35 J·kg-1, 但5-6月该指标对于雷暴大风的范围则基本没有指示性, 7-8月有一定的指示性。统计也表明, CIN对平原区域雷暴大风的指示性较高原区域差。
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图 10 高原区域日雷暴大风次数与08:00对流抑制能量对应箱须图 (a) 5月, (b) 6月, (c) 7月, (d) 8月 Figure 10 The boxplots between the CIN at 08:00 and the stations of thunder-gust winds on the plateau. (a) March, (b) June, (c) July, (d) August |
14:00 0~3 km的垂直风切变四个档次逐月的平均值进行统计(图 11)表明: (1)0~3 km的垂直风切变对于高原区域雷暴大风基本没有指示性。(2)0~3 km的垂直风切变对于平原区域6月以后一定区域和大范围的雷暴大风天气略有指示性, 较大的垂直风切变相对有利于一定区域和大范围雷暴大风的出现。
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图 11 日雷暴大风次数与14:00 0~3 km垂直风切变均值逐月对比 (a)高原, (b)平原 Figure 11 The monthly contrast between the average 0~3 km vertical wind shear at 14:00 and the stations of thunder-gust winds. (a) plateau, (b) flatland |
对低层散度(高原850 hPa、平原925 hPa)四档次逐月的平均值(图略)和5-8月高原区域14:00 850 hPa散度箱须图(图 12)的分析表明: (1) 该指标对大范围的雷暴大风天气有一定的指示性, 尤其在5月和8月, 大范围的雷暴大风天气过程, 其低层均有相对较明显的辐合。但该物理量同样需要考虑季节因素, 从5-8月, 其数值相差较大, 虽然均为负值, 但5月在-2×10-5 s-1或以下, 7-8月则介于-1.5×10-5 ~-0.5×10-5s-1之间, 再结合前面的高低层温差等统计数据, 说明5月的大范围雷暴大风天气, 动力条件较热力条件更加重要。(2) 平原区域925 hPa散度的指示性较高原区域850 hPa散度对雷暴大风的出现及其范围的指示性较差。
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图 12 高原区域日雷暴大风次数与14:00 850 hPa散度对应箱须图 (a) 5月, (b) 6月, (c) 7月, (d) 8月 Figure 12 The boxplots between the 850 hPa divergence at 14:00 and the stations of thunder-gust winds on the plateau. (a) March, (b) June, (c) July, (d) August |
对四档次逐月500 hPa的风速进行统计(图略)表明, 无论是平原还是高原区域, 出现大范围雷暴大风天气过程时, 500 hPa的风速略大于其他档次, 但差异不明显。
基于前述雷暴大风出现时间的统计, 华北地区绝大多数雷暴大风出现在14:00-20:00, 故对500 hPa风速从08:00-14:00的变化进行统计(图 13)发现:出现大范围雷暴大风时, 08:00-14:00风速基本都增大, 且增大幅度较其他档次明显, 高原区域5-8月的17次大范围雷暴大风天气过程中, 只有3次过程区域平均风速减小, 仅有1次减小幅度达到1 m·s-1以上, 而在平原区域5-8月的17次过程中, 仅有2次过程区域平均风速减小, 且减小幅度均在1 m·s-1以下。
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图 13 平原区域日雷暴大风次数与08:00 14:00 500 hPa风速变化对应箱须图 (a) 5月, (b) 6月, (c) 7月, (d) 8月 Figure 13 The boxplots between the 500 hPa wind velocity change from 08:00 to 14:00 and the stations of thunder-gust winds on the flatland. (a) March, (b) June, (c) July, (d) August |
统计(图略)还表明, 如上500 hPa的风速变化主要体现在东西向分量上, 南北向的分量数值变化不明显。
但对14:00 500 hPa南北向分量的风速进行统计(图 14)则发现: (1) 高原区域5-6月, 出现大范围雷暴大风时, 其北风分量较显著, 7月与其他档次基本持平, 8月则南风分量较其他档次略明显, 即5-6月的大范围雷暴大风天气过程, 500 hPa以北风为主, 而8月则转为南风为主。(2) 平原区域5月, 未出现雷暴大风的过程以较强北风为主, 一定区域和大范围的雷暴大风天气过程南北向分量较弱, 但7月以后, 大范围雷暴大风天气过程的南风分量较其他档次显著增加, 即7-8月平原区域的大范围雷暴大风天气过程500 hPa南风分量较大。
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图 14 日雷暴大风次数与14:00 500 hPa风场南北向分量均值逐月对比 (a)高原, (b)平原 Figure 14 The monthly contrast between the average north-south component of the 500 hPa wind velocity and the stations of thunder-gust winds. (a) plateau, (b) flatland |
整层可降水量PWAT四个档次逐月平均值的统计(图 15)表明: (1) 无论是平原还是高原区域, PWAT对雷暴大风的出现及范围的指示性较为一般。(2) 高原区域大范围的雷暴大风天气过程, 6-7月的PWAT有一定的指示性, 相对偏低有利于大范围雷暴大风的出现。(3) 平原区域大范围的雷暴大风天气过程, 7-8月的PWAT似乎有一定的指示性, 相对偏高有利于较大范围雷暴大风的出现。
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图 15 日雷暴大风次数与08:00整层可降水量均值逐月对比 (a)高原, (b)平原 Figure 15 The monthly contrast between the average PWAT and the stations of thunder-gust winds. (a) plateau, (b) flatland |
对500 hPa相对湿度08:00-14:00变化的四个档次逐月的平均值进行统计(图 16), 结果表明: (1) 该指标在高原区域, 对于出现大范围雷暴大风天气过程最多的6-7月, 具有较好的指示性, 500 hPa相对湿度在08:00-14:00均明显增加, 即高原区域出现的大范围雷暴大风, 其过程开始前, 500 hPa大多为湿平流而非干平流, 但该指标对其他月份指示性较差。(2) 该指标对于平原区域的指示性一般, 但需注意, 6-7月出现大范围雷暴大风天气时, 在08:00-14:00, 500 hPa相对湿度是略下降的, 即多数情况下, 中层为干平流, 与高原区域相反。
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图 16 日雷暴大风次数与08:00 14:00 500 hPa相对湿度变化均值逐月对比 (a)高原, (b)平原 Figure 16 The monthly contrast between the change of average 500 hPa relative humidity from 08:00 to 14:00 and the stations of thunder-gust winds. (a) plateau, (b) flatland |
将2011-2013年华北地区日雷暴大风次数超过12次的24次天气过程的500 hPa冷槽、850 hPa与500 hPa温差、500 hPa和850 hPa的相对湿度、0~3 km垂直风切变及雷暴大风主要出现区域进行对比, 得到表 2。需指出的是, 针对850 hPa与500 hPa温差, 500 hPa和850 hPa的相对湿度、0~3 km垂直风切变四个物理量, 主要出现在高原区域的雷暴大风天气过程, 计算的是该日14:00高原区域所有站点, 即101个站点的均值, 主要出现在平原区域的雷暴大风天气过程, 计算的是该日14:00平原区域所有站点, 即182个站点的均值, 高原和平原区域均有出现的雷暴大风天气过程, 计算的是京津冀晋的所有站点, 即283个站点的均值。
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表 2 华北大范围雷暴大风天气过程温度、相对湿度垂直配置、0~3km垂直风切变与雷暴大风主要发生区域对比 Table 2 The thunder-gust wind processes table that include temperature and humidity vertical configuration、vertical wind shear of 0~3 km and generation region in North China |
对表 2中的各要素进行对比分析表明: (1)24次雷暴大风天气过程中仅有2次500 hPa没有冷温度槽或者不明显, 说明500 hPa的冷温度槽基本上是华北地区大范围雷暴大风形成的必要条件。(2) 主要发生在高原区域的雷暴大风天气过程, 850 hPa的相对湿度均在50%以下, 而500 hPa相对湿度较850 hPa总体略大; 主要发生在平原区域的雷暴大风天气过程, 850 hPa的相对湿度基本在50%以上, 相对湿度的垂直配置以上干下湿居多; 而高原平原均有出现的雷暴大风天气过程, 各种情况均存在。即华北地区的雷暴大风天气过程, 其上下层的相对湿度配置存在一定的复杂性, 需要具体过程具体分析。(3)850 hPa相对湿度较大的大范围雷暴大风天气过程, 850 hPa和500 hPa的温差相对较低, 在24~28 ℃, 其中相对湿度大于60%的6次过程, 平均温差为26.0 ℃; 但850 hPa相对湿度较小的雷暴大风天气过程, 850 hPa和500 hPa的温差则较高, 基本在30 ℃或以上, 其中相对湿度小于40%的10次过程, 平均温差为34.9 ℃。(4) 发生在平原区域的大范围雷暴大风过程, 0~3 km的垂直风切变相对较大, 7次过程均值为9.5 m·s-1, 而发生在高原区域的大范围雷暴大风过程, 0~3 km的垂直风切变相对较小, 7次过程的均值为6.5 m·s-1, 而高原平原均有出现的10次雷暴大风过程则介乎两者之间, 为8.6 m·s-1。
从24次过程中挑选2011年6月23日主要发生在平原区域(北京也出现了雷暴大风)和7月26日主要发生在高原区域的雷暴大风过程, 针对其温度对数压力图进行简单分析, 探讨平原和高原区域出现大范围雷暴大风天气时在水汽、动力和热力条件的垂直配置结构上的不同点。
2011年6月23日08:00北京站的温度对数压力图和7月26日08:00东胜站的温度对数压力图(图 17)表明, 虽然午后在站点附近及下游都出现了大范围的雷暴大风天气, 但两站的垂直层结结构完全不同。
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图 17 2011年6月23日08:00北京(a)和7月26日08:00东胜(b)温度对数压力图 Figure 17 T-lnp diagram in Beijing at 08:00 on 23 June (a) and in Dongsheng at 08:00 on 26 July (b) 2011 |
从水汽的垂直层结结构配置看, 北京从地面到600 hPa附近的相对湿度均较大, 仅在500 hPa附近有干层存在, 即上干下湿型, 而东胜则从地面到600 hPa相对湿度均较小, 而在500 hPa和600 hPa附近则有一个相对湿层, 即相对的上湿下干型;
风场的垂直结构配置则表明, 北京从地面到500 hPa有显著的垂直风切变, 而东胜的垂直风切变则较小, 如前述统计结论, 即垂直风切变的大小对平原区域的大范围雷暴大风天气过程有一定的指示性, 而对高原区域基本无指示性, 但从风向随高度的转变看, 无论是北京还是东胜, 500 hPa附近均随高度逆转, 即在500 hPa附近均有冷平流;
而在热力层结结构上则注意到: (1) 两者均有一定大小的对流有效位能, 即存在层结不稳定, 但自由对流高度前者相对后者显著低, 后者的对流抑制能量则较前者显著大。(2) 北京在600 hPa以下, 温度垂直递减率相对较小, 而东胜在600 hPa以下, 温度垂直递减率非常接近干绝热递减率。
对比分析表明, 2011年6月23日的大范围雷暴大风天气过程, 是由地面及低层的辐合抬升触发对流, 而中层有干冷空气的卷入并下沉, 造成干冷空气团周围强烈的蒸发降温而形成的, 同时有较强的垂直风切变使其对流组织化发展, 即较为经典的雷暴大风形成过程, 而7月26日的大范围雷暴大风天气过程则是由中低层的辐合抬升触发对流后, 中层附近形成的降水云团在下落过程中, 进入极为暖干的低层(即接近干绝热递减的区域), 降水云团强烈蒸发并降温而形成的, 并不伴有较强的垂直风切变, 即为高原区域常见的弱垂直风切变环境下的干微下击暴流, 若降水云团距离地面仍有一定距离时已蒸发至不饱和状态, 则下击暴流难以到达地面, 这其实也是这种类型的雷暴大风在平原区域较少见的原因之一。
6 结论(1) 华北地区雷暴大风出现总次数和出现12次以上的大范围雷暴大风天气过程最多的月份均为6-7月, 5月出现雷暴大风的次数少于8月, 但大范围的过程数略多于8月。
(2) 华北地区的雷暴大风天气主要出现在下午到前半夜, 05:00-08:00出现次数最少, 14:00开始大幅增加, 17:00-19:00达最强, 20:00后雷暴大风迅速减少; 华北地区的大范围雷暴大风天气过程首次出现雷暴大风天气的时间为13:00-15:00, 末次出现雷暴大风天气的时间基本平均分布于傍晚到前半夜, 持续时间均在4 h以上, 绝大多数过程持续时间为4~8 h。
(3) 华北地区出现雷暴大风的频次空间分布非常不均, 高海拔地区出现雷暴大风的频次要大于低海拔地区。
(4) 无论是最有利抬升指数BLI、最大对流有效位能BCAPE、850 hPa与500 hPa温差、700 hPa与500 hPa温差, 在作为预报指标时, 均有一定的指示性, 但需要考虑季节因素的影响, 每种热力指标对于雷暴大风是否发生、范围大小及海拔的指示性均不完全相同, 需要具体分析, 如700 hPa与500 hPa温差对高原区域的指示性要明显好于850 hPa与500 hPa温差, 且日变化和季节变化较小, 更有利于判断高原区域的雷暴大风天气。下沉对流有效位能阈值基本不随季节变化, 同时对高原和平原区域的雷暴大风出现及范围均有一定的指示性, 尤其对于高原区域表现更好。
(5) 对流抑制能量、0~3 km垂直风切变、低层散度、500 hPa风场、整层可降水量、500 hPa相对湿度08:00-14:00变化在一些具体方面对雷暴大风的出现及其范围有一定的指示性。如0~3 km垂直风切变对平原区域6-8月较大范围的雷暴大风天气有一定的指示性; 出现大范围雷暴大风过程时500 hPa风场风速从08:00-14:00基本都在增大, 且从春季、初夏到盛夏其南北方向的分量有显著变化; 850 hPa散度对于5-8月高原区域大范围的雷暴大风天气过程有一定的指示性, 500 hPa相对湿度08:00-14:00变化对于6-7月高原区域大范围的雷暴大风具有较好的指示性。
(6) 主要发生在高原区域的雷暴大风天气过程, 许多是弱垂直风切变环境下的干微下击暴流, 其850 hPa的相对湿度均在50%以下, 相对湿度的垂直配置以上湿下干居多; 主要发生在平原区域的雷暴大风天气过程, 许多则是强垂直风切变环境下的经典型的雷暴大风, 其850 hPa的相对湿度基本均在50%以上, 相对湿度的垂直配置以上干下湿居多; 而高原平原均有出现的雷暴大风天气过程, 各种情况均存在。相对而言, 850 hPa相对湿度较大的大范围雷暴大风天气过程, 850 hPa和500 hPa的温差在24~28 ℃, 850 hPa相对湿度较小的大范围雷暴大风天气过程, 850 hPa和500 hPa的温差则常常达到30 ℃或以上。
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