2017, Vol. 36
中尺度对流复合体(简称MCC)常常造成暴雨甚至大暴雨天气, 引发城市内涝、泥石流和山体滑坡等多种次生灾害。钟晓平等(1994)研究了青藏高原东部地区中尺度对流复合体的降水特征, 指出最大的降雨强度出现在初始阶段的后期和发展阶段的早期。MCC总是在有利的大尺度环流背景下发生、发展。国内外研究(Maddox, 1980; 程麟生等, 2002; 吕艳彬等, 2002; 候建忠等, 2005; 张晰莹等, 2010; 尤红等, 2010; 赵桂香等, 2013; 曾波等, 2016; 常煜等, 2016)表明, MCC发生在对流不稳定的高能高湿的大气环境中, 并具有充足的水汽输送。Laing et al(2000)研究了世界上MCCs出现的5个大尺度环境区的平均生成环境, 认为局地绝对湿度最大和静力稳定度最小成为适宜对流系统生成的标志; 王婧羽等(2014)分析了2012年7月21日北京特大暴雨过程中的水汽输送特征, 指出强降水期间, 华北地区一直位于水汽势函数最大范围的北部, 低层辐合与暴雨有着显著的一致性, 水汽的局地变化对降水的贡献不如前两项大; 而周玉淑等(2005)计算了江淮流域强梅雨期的水汽流函数和势函数, 发现在不同的气压层上, 水汽辐合的地点不一定重合, 有时会有所偏移。范俊红等(2009)研究了2007年河北一次MCC的云图特征及成因, 认为暖湿平流是MCC发生发展的主要强迫因子, MCC形成阶段, 上升运动的层次较厚; McAnelly et al(1997)对美国科罗拉多东北部两个小MCSs进行了研究, 指出它们在成熟阶段, 从低层到中层都存在深厚辐合和中尺度下沉运动相当迅速发展的现象; 张迎新等(2015)分析了京津冀“7·21”暴雨过程的中尺度特征, 发现对流层低层存在强辐合和中尺度涡度柱; 覃丹宇等(2004)对比分析了MCC和一般暴雨云团发生发展的物理条件差异, 指出MCC的动力强迫主要在低层, 和较大的θse梯度联系密切; 井喜等(2009)发现云图上干侵入区的变化对淮河流域MCC生成、发展和东移有指示意义; 而张艳霞等(2015)则认为正涡度增长和0~6 km垂直风切变大值区配合, 为MCSs发展提供了有利的动力条件。郭大梅等(2015)对一次异常路径强降水中尺度对流系统分析时发现, 中尺度对流系统的移动方向取决于高低空的风向、风速。井喜等(2011)对两个不同量级降水的MCC进行了对比分析, 得出了它们发生发展的对流不稳定度和触发机制等的差异。Schultz et al(1999)对有关MCSs中的湿对称不稳定问题从观测理论和模拟结果作了详细的综述和述评。还有些学者(Houze et al, 1989; Smull et al, 1993; McAnelly et al, 1997)从不同系统研究出发给出了MCSs的三维概念模型。以上这些研究对认识中尺度对流系统特别是MCC的结构特征具有重要意义。覃卫健等(2013)的研究还表明, 重力波对暴雨等强对流天气有着触发机制的作用, 郭虎等(2006)曾对2004年北京地区局地暴雨过程中的波动分析显示, 重力波激发的小尺度波动对局地暴雨的产生和分布起主导作用。这些研究大多针对夏季MCC及其引发的暴雨过程。统计分析表明, 春季和秋季也有可能形成MCC而引发暴雨, 黄治勇等(2012)就分析了长江中下游深秋季节一次MCC过程的成因, 得出与夏季有着类似的结构特点。然而, 春季MCC结构有何特征, 与夏季有何区别, 这方面的研究则较少。为了充分认识它们的降水和结构特征差异, 揭示MCC发展的物理机制, 利用多种探测资料和NCEP 1°×1°再分析资料, 对2015年4月1日和8月2日形成在黄河中游地区的两个MCC, 从基本特征、水汽、热力和动力结构特征以及不稳定性质差异等方面进行了对比分析, 以期为MCC暴雨预报提供参考。
2 资料选取、方法介绍和降水过程 2.1 资料选取和方法介绍所用资料包括气象常规观测资料、自动站加密资料、NCEP 1°×1°再分析资料、卫星资料等。物理量计算采用再分析资料。
计算了水汽通量流函数和势函数、水汽通量散度、比湿、温度平流及差动平流、曲率涡度和切变涡度以及涡度收支、散度、位温和假相当位温、理查逊数(Ri)、KY指数等物理量, 采用诊断分析方法和综合分析方法, 对MCC形成、发展的云图特征及环境条件变化特征进行深入分析, 以揭示两个MCC不同生命阶段的水汽、能量、动力条件等的空间结构特征差异。
2.2 降水过程概述2015年4月1日, 受MCC(下称春季MCC)影响, 陕西南部出现大雨到暴雨天气, 有6个县市达暴雨, 暴雨区较为集中, 24 h降雨量最大89 mm, 最大雨强25.3 mm·h-1[图 1(a)]; MCC成熟时所覆盖区域24 h平均雨量为28.8 mm; 以稳定性降水为主, 暴雨站点的雨强多为中雨量级, 降水持续时间长, 降水量大, 但雨强相对小, 又值春季缺水期, 因此没有造成灾害。
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图 1 2015年4月1日08:00至2日08:00的24 h降雨量(阴影, 单位: mm)和1日11:00雨强(单位: mm·h-1)(a), 8月2日08:00至3日08:00的24 h降雨量(阴影, 单位: mm)和2日20:00雨强(单位: mm·h-1) (b) +代表雨强为10~20 mm·h-1, □代表雨强>25 mm·h-1 Figure 1 The 24 h precipitation (the shaded, unit: mm) from 08:00 on 1 to 08:00 on 2 and the rain intensity (unit: mm·h-1) at 11:00 on 1, April 2015 (a), the 24 h precipitation (the shaded, unit: mm) from 08:00 on 2 to 08:00 on 3 and the rain intensity at 20:00 on 2, August (b) 2015. + is 10~20 mm·h-1, □ is more than 25 mm·h-1 |
2015年8月2日, 同样受MCC(下称盛夏MCC)影响, 甘肃东部与陕西交界地方、陕西中部以及山西西南部出现中雨以上量级的降水, 有9个县市达暴雨, 区域站有2站>100 mm, 暴雨区分散, 24 h降雨量最大105 mm, 最大雨强45.3 mm·h-1[图 1(b)]; MCC成熟时所覆盖区域24 h平均雨量为28.6 mm; 以混合性降水为主, 暴雨站点多呈现对流性降水的特点, 雨强多为大雨量级, 降水时间集中, 降水量大, 雨强大, 造成河道水位暴涨、城市积水等严重灾害。
同样受MCC影响, 两次过程降水总量差别不太大、面雨量相当, 但雨强和降水持续时间差异较大, 造成的影响明显不同。
3 MCC发展演变特征比较 3.1 云团生成及活动特征春季MCC: 4月1日01:00(北京时, 下同), 在高空槽云系尾部形成一强对流云团, 中心TBB≤58 ℃, 之后, 云团先向北、后向东北方向缓慢移动并迅速发展加强, 中心强度基本稳定在TBB≤-63 ℃, 04:00[图 2(a)], TBB≤-32 ℃的冷云罩面积大于2×105 km2, TBB≤-52 ℃的冷云罩面积达6×104 km2, 偏心率为0.8, 已初达MCC标准, 且具有胞状结构特点。04:00以后, MCC缓慢向东北方向移动, 在移动过程中不断发展, 于09:00[图 2(b)]冷云罩面积达到最大, 离心率接近1, 达到最成熟阶段, 此时, 雨强开始增大, 降雨量大于等于10 mm·h-1的站数开始增多, 在09:0012:00的成熟期间, 降雨量大于等于10 mm·h-1的站数最多[图 3(a)], 最大雨强也出现在此时段内(11:00)。12:00 [图 2(c)], MCC的冷云罩面积开始缩小, 之后, 中心TBB虽然有所升高, 但仍维持强对流云团, 直到19:00以后才开始南压逐渐移出陕西南部。
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图 2 2015年4月1日和8月2日红外云图(单位: K) Figure 2 Satellite images of FY-2E on 1 April and 2 August 2015. Unit: K |
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图 3 2015年4月1日(a)和8月2日(b)MCC云区内逐时降水量大于等于10 mm的站数演变 Figure 3 The evolution of the station numbers of 1 hour rainfall more than 10 mm in the area of MCC on 1 April (a) and 2 August (b) 2015 |
同时, 从水汽图像上(图略), 可以清楚地看到, 在高空槽云系后部, 存在一条明显的暗带, 暗带一直伸入MCC北界, 在高空槽云系与MCC断裂处呈现一个弓形暗区, 可见高空干冷空气始终从北界侵入MCC。
盛夏MCC: 8月1日夜间, 河套地区切变云带上激发的强对流云团, 沿中高层平均西北风向东南方移动, 进入山西境内后稳定维持, 造成山西中北部大范围中到大雨, 6个县市暴雨天气后, 于2日凌晨减弱, 在该减弱的云团后部, 新激发一对流云团, 之后并入减弱的云团内, 于12:00开始发展加强, 14:00[图 2(d)], TBB≤-32 ℃的冷云罩面积达0.9×105 km2, TBB≤-52 ℃的冷云罩面积达5.2×104 km2, 偏心率为0.75, 已初达MCC标准, 云区密实, 且具有明显的胞状结构特点。进入成熟期后发展迅速, 15: 30[图 2(e)]冷云罩面积达到最大, 离心率接近1, 达最成熟阶段, 之后缓慢向南移动, 在南移过程中持续发展, 周围不断有小的对流云团生成并与之合并, 18:00云区面积达到最大, 19:00四周开始变毛, 20:00-21:00[图 2(f)]再度加强, 于22: 30以后迅速减弱。在16:0020:00的成熟期间, 降雨量大于等于10 mm·h-1和大于等于20 mm·h-1的站数最多[图 3(b)], 最大雨强也出现在此时段内(20:00)。与春季MCC不同的是, 在水汽图像上, 看不到暗区存在。
可见, 春季MCC的形成阶段发展迅速, 仅用了3 h, 进入成熟期则较慢, 用了5 h; 而夏季MCC则不同, 形成阶段发展缓慢, 用了8 h, 进入成熟期则很快, 仅用了2 h, 成熟后维持时间较春季MCC要长2 h, 二者移动均较慢, 最大雨强均出现在最成熟阶段。
3.2 MCC生命史各阶段降水特征差异从对流云团形成开始, 到减弱或移出研究区域的时间来划分, 将MCC划分为形成发展阶段、发展成熟阶段和减弱消亡阶段等3个生命阶段, 利用TBB和逐时降雨资料来分析各阶段降水特征差异(图 3)。
春季MCC: 4月1日01:0004:00为形成发展阶段, 降雨首先在云区中心区域出现, 最大雨强小于10 mm·h-1; 04:0016:00为发展成熟阶段, 云区内降雨增大, 开始出现雨强大于等于10 mm·h-1的降雨, 且随着云团的发展加强, 雨强大于等于10 mm·h-1的站数逐步增多, 12:0014:00达到最多, 之后开始减少; 16:0019:00为减弱消亡阶段, 降雨迅速减小, 雨强小于10 mm·h-1。在整个生命阶段, 小时最大雨量总是出现在MCC中心区域或等TBB线梯度最大处靠近低值中心一侧。
盛夏MCC: 8月2日08:0014:00为形成发展阶段, 与春季MCC不同, 此阶段不仅出现雨强大于等于10 mm·h-1的降雨, 而且有雨强大于等于20 mm·h-1的降雨, 最大降雨出现在等TBB线梯度最大处, 此处空气质量交换频繁; 14:0020:00为发展成熟阶段, 雨强大于等于10 mm·h-1的降雨站数迅速增多, 且呈现持续增多的态势, 大于等于20 mm·h-1的降雨站数也较第一阶段明显增多, 呈现先增、后减、再增的趋势, 19:0020:00达到最多, 最大降雨出现在MCC中心区域; 20:0021:00为减弱并迅速移出研究区域阶段, 该阶段降雨迅速减弱, 最大降雨出现在MCC后部强下沉气流处。
可见, 春季MCC造成的降水较为稳定, 最大雨强多为大于等于10 mm·h-1, 个别站点可大于等于20 mm·h-1, 强降水集中在08:0014:00, 雨团自西向东移动, 且移动缓慢, 暴雨主要由降水持续时间长造成; 而盛夏MCC则以对流性降水为主, 暴雨主要由短时强降水造成, 最大雨强以大于等于20 mm·h-1居多, 最大可达45.3 mm·h-1, 接近暴雨量级, 降水持续时间较短, 强降水主要集中在16:0020:00, 雨团自北向南移动, 移动性较强。两个MCC相同的是, 最大雨强都出现在成熟期, 等TBB线最大梯度均位于MCC的南界; 不同的是, 春季MCC的小时最大雨量总是出现在MCC中心区域或等TBB线梯度最大处靠近低值中心一侧, 而盛夏MCC在不同生命阶段最大降雨出现在不同的地方。由于地域差异, 云团活动及降水特征与井喜等(2011)、黎惠金等(2013)以及杨静等(2015)的研究结论有所不同。
4 MCC生成、发展的环境条件比较 4.1 MCC生成的基本环境场差异春季MCC: 4月1日02:00[图 4(a), (b)], 500 hPa上高原槽与南支槽合并加深, 温度槽落后高度槽8个经距, 槽前西南暖湿气流强盛, 大气斜压性较强, 在四川与陕西交界形成明显风速辐合。对应低空、超低空存在三支偏南风急流, 且在四川与陕西交界出现风向和风速辐合, 至对流层顶200 hPa均为强盛的西南气流, 说明湿层非常深厚, 而边界层存在一支强的偏东北气流, MCC形成在高空槽云系尾部。随着低层暖湿气流的输送, 能量和水汽不断增加, MCC首先在850 hPa假相当位温的能量舌(大于67 ℃)和比湿舌(大于12 g·kg-1)附近(即高能高湿的环境)形成, 此处KY>1, 同时也是低层水汽辐合区(800 hPa辐合最强), 散度场上850 hPa辐合中心和200 hPa辐散中心叠合的区域。由于低层有偏东北路冷空气侵入, 能量舌向北伸展, 冷楔楔入暖湿空气下方, 迫使暖湿空气沿冷楔爬升, MCC在暖湿气流爬升过程中加强, 并沿500~200 hPa平均风向自西南向东北移动, 具有前向传播的特点。
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图 4 2015年4月1日02:00 (a)和8月2日08:00 (b)的500 hPa高度(黑色实线, 单位: dagpm)、温度(红色虚线, 单位: ℃)以及800 hPa水汽通量散度[阴影, 单位: ×10-6 kg·(hPa·m2·s)-1]；4月1日02:00 (c)和8月2日08:00 (d)的200 hPa散度(阴影, 单位: ×10-5 s-1)、850 hPa假相当位温(黑色实线, 单位: K)和比湿(蓝色虚线, 单位: g·kg-1) 红色菱形为MCC中心区 Figure 4 The 500 hPa height(the black solid line, unit: dagpm) and temperature (the red dotted line, unit: ℃), and divergence of water flux [the shaded, unit: ×10-6 kg·(hPa·m2·s)-1] on 800 hPa at 02:00 on 1 April (a) and at 08:00 on 2 August (b); the divergence on 200 hPa (the shaded, unit: ×10-5 s-1), potential pseudo-equivalent temperature (the black solid line, unit: K) and specific humidity (the blue dotted line, unit: g·kg-1) on 850 hPa at 02:00 on 1 April (c) and at 08:00 on 2 August (d) 2015. The red diamond stands for the center of MCC |
盛夏MCC: 8月1日08:00至2日08:00[图 4(c), (d)], 500 hPa上中高纬度环流较平, 等温线与等高线近乎平行, 大气斜压性非常弱, 山西、陕西位于冷涡底部受偏西风影响, 上游多短波槽活动, 冷空气沿冷涡后部偏西北气流不断补充南下, 200 hPa上为反气旋前部, 低空存在切变线, 700 hPa急流不明显, 850 hPa急流轴偏东偏南, MCC形成在低层切变线附近切变云带上、风具有气旋式辐合的地方。500 hPa锋区沿着高层强西北风急流出口不断南压, MCC首先在500 hPa锋区附近、850 hPa能量大值中心(中心强度84 ℃)和比湿中心(大于17 g·kg-1)附近以及KY指数中心(大于6)附近形成, 此处也是低层水汽辐合区(800 hPa辐合最强), 散度场上低层辐合、高层辐散区, 但中心不叠合。冷空气自北向南侵入, 随着锋区南压, MCC沿着300 hPa反气旋前沿偏北风向偏南方向移动, 具有后向传播的特点。
可见, 春季MCC和盛夏MCC均生成在高能、高湿的环境中, 同时低层水汽为较强的辐合区, 散度场上存在低层辐合、高层辐散的空间结构, 但不同的是, 春季MCC生成的环境场大气斜压性较强, 散度场的辐合、辐散中心空间上近似叠合, 大气层结存在强对流不稳定, 而盛夏MCC生成的环境场大气斜压性弱, 散度场的辐合、辐散中心空间上不叠合, 大气对流不稳定度较春季要弱, 而且不稳定能量和水汽较春季要大; 此外, 冷空气入侵方式和MCC移动方向也不同。显然, 由于研究地域的不同和MCC形成季节的不同, 黄河中游地区春季MCC生成的环境大气斜压性较强, 这与一般的研究结论不同; MCC的移动方向较为复杂, 与郭大梅等(2015)的研究结论略有差异。
4.2 MCC发展的水汽输送和局地变化特征 4.2.1 水汽输送差异(1) 水汽通量流函数和势函数分析
通过求取水汽通量输送的流函数和势函数(丁一汇, 1989), 得到它的旋转(非辐散)分量和非旋转(辐散)分量, 从而可分析水汽输送特征。设:
| $ \vec Q = \vec k \times \Delta \psi + (- \Delta \chi) = {\vec Q_\psi } + {\vec Q_\chi }, $ | (1) |
则有:
| $ \left\{ \begin{array}{l} {\Delta ^2}\psi = \vec k\cdot\Delta \times {{\vec Q}_\psi }\\ - {\Delta ^2}\chi = \Delta \cdot\vec Q\chi \end{array} \right., {\rm{ }} $ | (2) |
| $ \left\{ \begin{array}{l} {{\vec Q}_\psi } = \vec k \times \Delta \psi \\ \vec Q\chi = - \Delta \chi \end{array} \right., $ | (3) |
先根据比湿q、速度分量u、v的格点值计算Q及其涡度场和散度场; 然后求解泊松方程, 用超张弛法数值求解式(2), 得到流函数和势函数; 再由式(3)得到水汽通量的辐散部分和旋转部分; 最后, 对式(1)和式(2)进行垂直积分, 得到单位面积空气柱的流函数和势函数以及水汽通量的辐散和旋转分量。
水汽通量旋转部分反映的是水汽通量沿等压线输送部分, 在水汽输送总量中占主要部分。分析两个MCC整层水汽输送特征(图略)发现, 四川到陕西南部和山西中南部到陕西南部分别是春季和盛夏MCC形成到成熟期内水汽汇的一个高值中心, 水汽辐合区与此时段强降水区基本对应。从水汽输送来看, 春季MCC的水汽来源于孟加拉湾, 强劲的偏西南风穿越中国西南部, 越过长江后取南-北路径向北方输送, 并于MCC成熟期在陕西南部形成强烈的水汽辐合; 盛夏MCC水汽则来源于南海, 东南风在我国南部开始转向, 沿西南-东北路向中国中东部输送, 与来自冷涡后部的偏北风在河套地区形成低层切变, 使得山西中南部到陕西南部出现水汽辐合, 由于风速小于春季, 且整个输送带较宽, 因此该地区不是辐合中心。
水汽通量辐散部分反映的是水汽通量穿过等压线输送部分, 在水汽输送过程中是一个小量, 但对水汽输送的源和汇具有重要的指示作用。从水汽通量势函数(图略)来看, 在两个MCC形成到成熟期内, 副热带洋区始终为水汽势函数的高值区, 同时, 水汽通量穿过等压线输送, 春季MCC在陕西地区、盛夏MCC在山西地区形成水汽势函数的梯度大值区, 说明这两个地区是水汽输送的集中区, 所不同的是, 在MCC成熟期, 春季的最大梯度每个经距达到4×106 kg·s-1, 盛夏的每个经距仅有2.5×106 kg·s-1, 说明春季MCC较盛夏MCC的成熟对水汽输送要求更高。
从以上整层水汽流函数、势函数以及对应水汽输送的旋转分量和辐散分量分析来看, 整层水汽的输送在MCC形成和成熟的地区存在明显的汇集区, 但不同等压面从低层到中高层的水汽输送表现出不同特征。对水汽输送在不同层次分布特征的分析表明, 水汽辐合的地点上下层并不重合, 而是有明显偏移, 这与周玉淑等(2005)研究江淮流域以及王婧宇等(2014)研究北京特大暴雨过程中的水汽输送特征得到的结论较为一致。以势函数为例:
春季MCC在形成发展阶段[图 5(a)], 低层850 hPa以下水汽输送特征与整层类似, 在陕西地区形成一个明显的辐合区, 同时为辐散分量的大值区, 中心强度大于85 kg·m-1·s-1, 到了成熟期[图 5(b)], 不仅辐合中心升高, 达到800 hPa, 而且中心强度增大, 大于90 kg·m-1·s-1, 势函数也在增大; 在中高层, 辐合中心位置向北偏移。
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图 5 2015年4月1日和8月2日850 hPa势函数(阴影, 单位: ×106 kg·s-1)及其辐散分量(矢量, 单位: kg·m-1·s-1)叠加 白色菱形为MCC中心区 Figure 5 Potential function (the shaded, unit: ×106 kg·s-1) and its divergence component (vector, unit: kg·m-1·s-1) on 850 hPa on 1 April and 2 August 2015. The white diamond stands for the center of MCC |
盛夏MCC在形成发展阶段[图 5(c)], 山西中部形成一条势函数的辐合线, 同时为辐散分量的大值区, 但不是辐合中心, 辐合值大于60 kg·m-1·s-1, 到了成熟期, 辐合中心有所抬高, 但辐合强度却有所减弱, 20:00[图 5(d)], 不仅辐合加强, 辐散分量的数值增大, 大于100 kg·m-1·s-1, 势函数也在增大; 在中高层, MCC从形成到发展阶段, 辐合中心向东偏移, 在成熟后期, 随着MCC的后向传播, 辐合中心向西北偏移, 这可能与高层风有关。
可见, 在MCC形成发展阶段, 整层水汽输送的贡献主要来自低层850 hPa以下, 成熟阶段, 辐合中心抬高, 辐合强度加大, 势函数也在增大, 说明水汽向中高层输送明显, 湿层加厚, 二者区别主要在于辐合强度的差异以及中高层辐合中心偏移方向的不同。
(2) 水汽通量散度分析
分别沿不同生命阶段MCC中心作纬度-高度剖面[图 6(a), (b)], 分析其水汽输送和辐合变化特征。春季MCC在形成到发展阶段, 基本整层为水汽的辐合, 最大辐合中心在900 hPa, 中心强度小于-80×10-6 kg·(hPa·m2·s-1)-1; 到了成熟期, 最大辐合中心抬升到800 hPa, 强度增大, 小于-100×10-6 kg·(hPa·m2·s-1)-1。而盛夏MCC在形成到发展阶段, 550 hPa以下为水汽的辐合, 最大辐合中心也在900 hPa, 中心强度小于-60×10-6 kg·(hPa·m2·s-1)-1, 较春季要小; 进入成熟期, 辐合减弱, 但到了20:00, 再次增强, 中心强度小于-80×10-6 kg·(hPa·m2·s-1)-1, 但最大辐合中心仍在900 hPa。
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图 6 2015年4月1日和8月2日水汽通量散度[阴影, 单位: ×10-6 kg·(hPa·m2·s-1)-1]和比湿(等值线, 单位: g·kg-1)沿MCC中心的纬度-高度剖面 椭圆虚线为MCC中心所在纬度 Figure 6 The latitude-height section of divergence of moisture flux [the shaded, unit: ×10-6 kg·(hPa·m2·s-1)-1] and specific humidity (contour, unit: g·kg-1) along the center of MCC on 1 April and on 2 August 2015. The ellipse dotted line stands for the center latitude of MCC |
可见, 两个MCC在其发展到成熟阶段, 均存在水汽辐合层升高, 辐合加强的特征, 说明湿层加厚, 水汽持续输送和辐合是MCC发展的必要条件。但春季MCC的辐合层较盛夏的要深厚, 最大辐合中心强度要大。
4.2.2 MCC发展的水汽局地变化特征比湿变化可反映水汽的局地变化特征。分别沿不同生命阶段MCC中心作纬度-高度剖面[图 6(c), (d)], 分析其演变特征。春季MCC, 在形成到发展阶段, 低层850 hPa比湿在10 g·kg-1以上, 且随着水汽的垂直输送和辐合, 到了成熟期, 比湿增大到11 g·kg-1以上, 而盛夏MCC在形成到发展阶段较春季要大4 g·kg-1以上, 到了成熟期, 比湿变化不大, 但20:00比湿再次增大到17 g·kg-1以上。
根据Laing et al(2000)的研究, 局地绝对湿度最大几乎是适宜对流系统生成的标志; 而王婧宇等(2014)则认为水汽的局地变化贡献不大。从上面水汽通量流函数、势函数以及水汽通量散度的分析来看, 盛夏MCC虽为水汽的辐合区, 但不是辐合中心, 辐合强度也较春季的要小, 但局地水汽在后期增大, 且绝对湿度明显大于春季, 这可能是8月1日当地出现过强降水天气后, 局地水汽条件较好, 一旦有水汽的输送和辐合便会达到再次激发MCC的条件。
4.3 MCC发展的热力条件比较 4.3.1 温度平流的作用温度平流, 除能直接引起某地大气热力结构的变化之外, 还可引起其他大气物理属性的变化。因此, 它在天气系统的发生发展及天气现象的产生过程中起着重要作用。分析MCC不同生命阶段温度平流的变化发现, 春季MCC从形成、发展到成熟阶段, 低层850 hPa暖平流输送明显, MCC形成在正温度平流中心(大于20 ℃·s-1)附近[图 7(a)], 且中心强度不断增大, 到08:00[图 7(b)]已大于30 ℃·s-1, 而高层(300 hPa)冷平流的变化则相反, 02:0008:00, 平流较弱, 几乎为0 ℃·s-1, 在MCC达到最成熟后高层冷平流开始加强, 且沿MCC后部侵入, 因此, 高层干冷空气侵入可能是春季MCC的一种触发机制。与春季MCC不同的是, 盛夏MCC从形成到成熟阶段[图 7(c), (d)], 虽然低层也是850 hPa暖平流输送最明显, 但高层冷平流不明显, 主体偏北, 说明盛夏MCC的触发机制可能另有原因; 另外, 低层暖平流中心强度大于5 ℃·s-1, 最强时大于20 ℃·s-1, 较春季要小, 说明春季MCC较夏季需要更强、更深厚的暖平流输送。
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图 7 2015年4月1日和8月2日850 hPa温度平流(阴影, 单位: ℃·s-1)和假相当位温分布(等值线, 单位: K) 菱形框表示MCC中心所在位置 Figure 7 The distribution of temperature advection (the shaded, unit: ℃·s-1) and potential pseudo-equivalent temperature (contour, unit: K) on 850 hPa on 1 April and 2 August 2015.The diamond stands for the center of MCC |
假相当位温θse不仅考虑了气压对温度的影响, 也考虑了水汽的凝结和蒸发对温度的影响, 它在干绝热、湿绝热、假绝热过程中均具有准保守性, 日常业务中常常用它来分析不稳定能量变化特征。
春季MCC首先形成在低层700 hPa以下的θse的大值区、靠近中心一侧, 850 hPa上MCC中心的θse>335 K[图 7(a)], 而且在其成熟期间[图 7(b)], 中心值虽然没有增大, 但始终维持高能状态, MCC北侧等θse的梯度为每经距2 K; 盛夏MCC则首先形成在等θse梯度最大处、靠近高值中心一侧[图 7(c)], 中心强度较春季大16 K以上, 而梯度也大得多, 达到每纬距10 K, 在MCC发展、成熟期[图 7(d)], θse持续增大, 最高达360 K。可见, MCC形成在高能环境中, 高能状态的维持或加强是MCC发展的必要条件, 而盛夏MCC较春季对能量的要求更大, 可能对于盛夏500 hPa环流平直背景下的MCC的发展, 能量较水汽输送的贡献更明显。
4.4 动力条件对MCC发展的作用 4.4.1 环境场强迫抬升运动的差异散度表征空间质点矢量场发散的强弱程度。低层辐合、高层辐散的垂直结构往往表明大尺度环境的强迫抬升, 为了揭示MCC发展的动力结构特征, 沿MCC不同生命阶段中心区作纬度-时间剖面(图略), 分析其演变特征。
春季MCC从形成、发展到成熟阶段, MCC中心区始终存在高层辐散、低层辐合的垂直结构, 最大辐散中心在200 hPa, 最大辐合中心在850 hPa, 辐合、辐散中心基本叠合, 中心强度持续增大, 表明深厚强烈的垂直抬升运动不仅使得MCC持续从环境场获得水汽和能量, 而且使得层结不稳定加强, TBB降低, 即云获得发展。
盛夏MCC与春季MCC不同的是, 辐合、辐散中心不叠合, 辐散中心强度大, 而辐合中心强度弱, 最大辐合中心在800 hPa。说明盛夏MCC低层辐合抬升运动较春季弱, 高层抽吸作用更重要, 且气流是作倾斜上升运动的, 在其两侧形成两个相反的次级环流圈。这也再次证明了MCC的触发机制可能另有原因。
4.4.2 曲率涡度和切变涡度的贡献涡度可以分为切变和曲率两部分, 在平直西风流场中, 涡度主要由切变造成, 而曲率涡度表示流线(等高线)弯曲造成的涡度(廖洞贤, 1963), 风速愈大, 曲率愈大, 涡度就愈大, 所以, 在槽脊发展变化过程中, 主要由曲率部分的变化造成。它们的表达式(朱乾根等, 2007)分别为:
| $ {\zeta _v} = {\rm{sin}}\beta \frac{{\partial V}}{{\partial x}} - {\rm{cos}}\beta \frac{{\partial V}}{{\partial y}}, $ | (4) |
| $ {\zeta _k} = V{\rm{cos}}\beta \frac{{\partial \beta }}{{\partial x}} + V{\rm{sin}}\beta \frac{{\partial \beta }}{{\partial y}}, $ | (5) |
式中: ζv为切变涡度; ζk为曲率涡度; V为全风速; β为风与水平轴X的交角。
从上面分析知, 春季MCC生成发展于西风槽云系尾部, 盛夏MCC则生成发展于切变云带上气旋式涡旋存在的地方, 可见, 两个MCC发展过程中, 切变涡度和曲率涡度的贡献是不同的。利用NCEP再分析资料, 计算了两次过程中切变涡度和曲率涡度, 分析它们在不同季节MCC发展过程中的贡献和作用。
在涡度分配中, 春季MCC中心涡度达到最大时, 其中曲率涡度占64%, 切变涡度占36%, 因此曲率涡度较切变涡度贡献更大, 且在500 hPa表现最明显。在生命前期, 曲率涡度持续增大, 08:0014:00[图 8(a)]达最大, 之后, 开始逐步减小。随着高空槽发展加深, 等压线曲率不断增大, 槽前西南气流不断加强, 产生的整层辐合抬升运动也不断加强, 这种整层辐合上升运动不仅为春季MCC的发展提供水汽和能量的输送, 加强了层结不稳定, 而且可能也是春季MCC的一种触发机制。
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图 8 2015年4月1日14:00的500 hPa曲率涡度(a)和8月2日20:00的800 hPa切变涡度(b)(单位: ×10-6 s-1) Figure 8 500 hPa curvature vortex at 14:00 on 1 April (a), and 800 hPa shear vortex at 20:00 on2 August (b) 2015.Unit: ×10-6 s-1 |
盛夏MCC中心涡度达到最大时, 其中曲率涡度占25%, 切变涡度占75%, 因此切变涡度较曲率涡度贡献大, 且在低层800 hPa最为明显。在整个生命期, 随着低层切变线南压, MCC中心区切变涡度持续增大, 20:00再次增大[图 8(b)], 对应550 hPa滞后, 说明盛夏MCC可能是由低层切变线附近产生的气旋式辐合造成的上升运动触发的。
4.4.3 涡度收支差异涡度收支用涡度方程(朱乾根等, 2007)来计算, 它表示涡度的局地变化。涡度方程如下:
| $ \begin{array}{l} \frac{{\partial \zeta }}{{\partial t}} = - \left({u\frac{{\partial \zeta }}{{\partial x}} + v\frac{{\partial \zeta }}{{\partial y}}} \right) - \left({u\frac{{\partial f}}{{\partial x}} + v\frac{{\partial f}}{{\partial y}}} \right) - \omega \frac{{\partial \zeta }}{{\partial p}}\\ \;\;\;\;\;\;\;\;\left({\frac{{\partial \omega }}{{\partial y}}\frac{{\partial u}}{{\partial p}} - \frac{{\partial \omega }}{{\partial x}}\frac{{\partial v}}{{\partial p}}} \right) - \left({f + \zeta } \right)\left({\frac{{\partial u}}{{\partial x}} + \frac{{\partial v}}{{\partial y}}} \right), \end{array} $ | (6) |
右端第一项和第二项为相对涡度平流和地转涡度平流, 合起来称为绝对涡度平流, 它表示涡度在水平方向上的输送; 第三项为垂直输送项, 它表示涡度在垂直方向分布不均匀、有垂直运动时引起的涡度局地变化; 第四项为涡度倾侧项, 它表示有风的垂直切变存在, 同时又有垂直运动在水平方向不均匀分布时所引起的涡度变化; 第五项为散度项, 它表示风的水平辐散辐合造成的局地涡度变化。
选取MCC生命期内活动范围作为计算区域, 春季MCC活动区域: 104°E120°E, 31°N38°N; 盛夏MCC活动区域: 106°E112°E, 31°N38°N, 利用NCEP再分析资料, 计算了式(6)各项, 用来分析MCC生命各阶段涡度收支及各项贡献差异。
涡度的局地变化反映了系统内部中尺度上升运动的强弱, 分析其变化发现, 两个MCC在形成阶段, 正的涡度收支先从高层开始, 并逐渐向下传播, 而在发展成熟阶段, 整层总体上为正的涡度收支, 从低层到高层形成一个正涡度柱, 正涡度柱中存在多个中心, 且均在650 hPa左右达到最大[图 9(a), (b)], 中心强度分别为7×10-6 s-1和6×10-6 s-1, 不同的是, 春季MCC在形成时正涡度收支就出现极大值, 之后, 强度变化不大, 而盛夏MCC的极大值出现在成熟时, 说明涡度是持续增大的, 导致MCC内中尺度上升运动持续加强, 这可能是盛夏MCC暴雨的触发机制之一。
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图 9 2015年3月31日20:00至4月1日20:00(a)和8月1日08:00至3日08:00(b)涡度收支中散度项(单位: ×10-6 s-1)的时间-高度剖面, 4月1日08:00(c)和8月2日20:00(d)涡度各分量随高度变化 图(a)、(b)中椭圆区域表示MCC发展阶段 Figure 9 The section of time-height of divergence in the vortex income and expenses (unit: ×10-6 s-1) from 20:00 on 31 March to 20:00 on 1 April (a), and from 08:00 on 1 to 08:00 on 3 August (b), the change of vorticity components with the height at 08:00 on 1 April (c), and at 20:00 on 2 August (d) 2015. The ellipse dotted line stands for the development stage of MCC |
计算各项贡献, 平流项和散度项较其它两项大3个量级, 可见涡度的垂直分布不均匀和风垂直切变引起的涡度局地变化很小, 在MCC内部, 中尺度上升运动主要由正涡度平流和散度项的正贡献造成, 且散度项的分布特征最接近总涡度收支的分布特征。涡度收支中的各项在MCC各生命阶段的贡献有正、也有负, 而在成熟时期[图 9(c), (d)], 却是各项贡献基本均为正, 说明在此时期, MCC内部中尺度上升运动达到最强。涡度收支中各项的贡献, 与我国南方MCC(康凤琴等, 2001)存在一定差异。
5 大气层结不稳定性质作为一种对流系统, 大气层结不稳定是MCC形成的必要条件。一些文献(井喜等, 2009; 井喜等, 2011; 吕艳彬等, 2002; 覃丹宇等, 2004)分析了MCC的对流不稳定性质, 程麟生等(2000; 2001)研究了我国1998年7月2023日长江流域特大暴雨和沿低涡切变线发展的MCSs的不稳定性质, 指出此次过程中, 湿静力不稳定与湿对称不稳定共存。为全面分析不稳定性质, 计算了位温和假相当位温随高度变化值以及理查逊数、KY指数等。
理查逊数表达式为:
| $ {R_i} = \frac{g}{\theta }\frac{{\frac{{\partial \theta }}{{\partial z}}}}{{{{\left({\frac{{\partial U}}{{\partial z}}} \right)}^2}}}. $ | (7) |
分析MCC各生命阶段的不稳定性质发现, 两个MCC在整个生命阶段, 从陕西到山西大片区域均始终存在条件不稳定, 不同的是, 春季MCC始终处在条件不稳定梯度大值区, 且为不断增大的过程, 而盛夏MCC则表现为条件不稳定度变化不大。从对流不稳定来看, 两个MCC均生成在对流不稳定环境下[图 10(a), (c)], 随着MCC的发展[图 10(b), (d)], 对流不稳定度减小, 当环境大气处于对流稳定状态后, MCC迅速减弱消亡, 不同的是, 盛夏MCC生成在高对流不稳定中心, Δθse < -20 K, 春季则不在对流不稳定中心, 且对流不稳定度较盛夏要小得多, Δθse < -5 K。
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图 10 2015年4月1日和8月2日500 hPa与850 hPa位温之差(阴影)和假相当位温之差(等值线)(单位: K) 虚线椭圆为MCC区域, 也是Ri < 0.25的区域 Figure 10 The difference of potential temperature (the shaded) and potential pseudo-equivalent temperature (contour) on 1 April and 2 August 2015.Unit: K.The dotted line stands for MCC and the area of Ri < 0.25 |
可见, 两个MCC均形成于条件不稳定和对流不稳定共存的区域, 但不稳定度及其变化特征差异明显, 春季MCC是在西南气流的作用下, 不稳定能量持续向形成区输送, 加大了MCC所在区域的对流不稳定度, 而盛夏MCC是受高空弱冷空气南压影响, 不断激发不稳定能量向南传播, 强度持续增大, 对流不稳定度较春季MCC要大得多。
5.2 对流不稳定和对称不稳定共存以上两种不稳定是第一类不稳定, 还不能很好地解释热带和中纬度地区的有组织的、水平尺度较大、时间较长的对流云团, 因此, 引入“第二类条件性不稳定”(CISK), 也叫波动型第二类不稳定(寿绍文等, 2003), 也称为对称不稳定, 它是一种中尺度不稳定现象, 最早用来解释热带扰动的发展, 近年来有人用它来解释中纬度中尺度对流系统的发展(寿绍文等, 2003)。可用理查逊数来表示, 若Ri < 1, 表示存在对称不稳定。利用式(7)计算了Ri, 分析其变化特征。
两个MCC在形成、发展、成熟阶段, 均有Ri < 1(图 10, 椭圆虚线区域), 说明都存在对称不稳定, 不同的是, 春季MCC在形成到发展阶段, 对称不稳定主要在850~800 hPa, 而到了成熟阶段, 对称不稳定下传, 主要集中在900~850 hPa, 强度略有增大; 盛夏MCC在形成到发展阶段主要集中在850~500 hPa, 成熟期下传至900~600 hPa, 强度明显增大, 且持续时间较长, 说明盛夏MCC发展过程中, 对称不稳定的动力触发作用较春季更明显。
同时, 分析还发现, 盛夏MCC从形成、发展到成熟期间, 850~800 hPa Ri < 0.25, 存在明显的重力波及其传播。大气中的重力波尤其是重力内波可以产生很强的低层水平辐合, 可引起CISK过程, 使得对流的尺度和大尺度扰动都得到加强(寿绍文, 2003)。因此, 重力波可能是此次盛夏MCC暴雨的一种触发机制, 这与覃卫健等(2013)和郭虎等(2006)的研究结论一致。另外, 在对流层高层400~300 hPa也发现了Ri < 0.25, 高层也有重力波的存在, 它们是如何激发、演变和传播的, 在MCC暴雨中的作用如何, 将另文作进一步的深入研究。
综上, MCC不同发展阶段, 其环境大气具有不同的不稳定特性。在形成到发展阶段, 三种不稳定共存, 其中对流不稳定最强, 而在发展到成熟阶段, 仍是三种不稳定共存, 但条件不稳定度变化不大, 对流不稳定度减小, 对称不稳定则是持续增强, 且存在向下传播的特点; 而当MCC移入到稳定气层中后, 由于它们赖于生成和发展的基本环境受到破坏, 即进入减弱消亡阶段。可见, MCC的形成与不稳定度和不稳定能量大小均有关, 而MCC的发展则与不稳定能量的持续增大和对称不稳定持续增强关系更密切, 盛夏尤其如此, 这种研究结论在文献中较少能查到。
5.3 KY指数分析KY指数是日本气象研究所山崎考治1976年提出的, 又叫做山崎指数(徐小英等, 1986), 是由所谓的对流三条件(大气稳定度、低层水汽和上升运动)归纳而成。
| $ {\rm{KY}}指数 = \frac{{\beta {\rm{TA}} - {\rm{SI}} + \gamma }}{{\alpha + {{(T - {T_d})}_{850}}}}, $ | (8) |
式中: TA为温度平流项, SI为沙氏指数, (T-Td)850为850 hPa温度露点差, α、β、γ为统计参数。KY指数越大, 越有利于对流天气出现, 因而也越有利于强降水产生。
从KY指数(图略)也可看出, 春季MCC形成在KY>1的环境下, 在之后的发展过程中, KY持续增大; 盛夏MCC则形成在KY>6的强不稳定环境下, 之后KY虽呈减小趋势, 但一直大于4。
可见, 大气不稳定度的存在和加强, 是MCC形成和发展的重要条件之一, 春季MCC和盛夏MCC形成的环境不稳定度存在明显差异, 不稳定能量传播方式也不同。
6 结论通过对春季和盛夏MCC的基本特征、水汽、热力和动力结构特征对比分析, 得出如下结论:
(1) 春季MCC形成于整层为西南气流、大气斜压性较强的背景下, 高空槽云系尾部, 具有生成快、成熟慢和前向传播等特点, 在水汽图像上, 可以清楚地看到一条弓形暗区, 降水较稳定, 最大雨强多≥10 mm·h-1, 雨团移动缓慢, 暴雨主要由降水持续时间长造成, 小时最大雨量总是出现在TBB等值线梯度最大处或靠近中心一侧; 而盛夏MCC则形成于500 hPa平直西风环流、200 hPa反气旋前沿、大气斜压性较弱的背景下, 低空切变线附近、风具有气旋式辐合的地方, 以对流性降水为主, 最大雨强≥20 mm·h-1, 雨团移动性较强, 暴雨主要由短时强降水造成, 在不同生命阶段, 小时最大雨量出现在不同区域。
(2) 大尺度水汽输送分析表明, 孟加拉湾和南海分别为春、夏两个MCC的水汽源地, 在它们形成和成熟的区域, 整层水汽输送存在明显的汇合; 在MCC成熟阶段, 水汽向中高层输送明显, 辐合层升高、辐合加强, 因此, 持续的水汽输送和辐合使得湿层加厚, 是MCC获得发展的必要条件。但春季较夏季的辐合层更厚、辐合中心强度更大, 而在中高层, 它们的辐合中心出现偏移, 偏移方向与高层风有关。局地水汽条件则表现为, 在MCC发展过程中夏季的增大值大于春季。
(3) 热力结构和不稳定分析显示, 低层高能状态的维持或加强是MCC发展的必要条件, 但春季MCC较夏季需要更强、更深厚的暖平流输送, 而盛夏500 hPa环流平直背景下的MCC的发展, 能量较水汽贡献更明显。两个MCC均形成、发展于条件不稳定、对流不稳定和对称不稳定共存的区域, 但MCC的形成与不稳定度和不稳定能量大小有关, 它们的发展则与不稳定能量的持续增大和对称不稳定持续增强关系较密切, 盛夏尤其如此。
(4) 动力诊断揭示, 低层辐合、高层辐散的垂直结构形成了大尺度环境强迫抬升条件, 但春季辐合、辐散中心叠合, 夏季则为倾斜的上升运动, 在其两侧形成两个相反的次级环流圈; 曲率涡度不断增大造成的整层辐合抬升运动加强以及切变涡度增加使得切变线附近低层辐合上升运动加强分别是春、夏MCC成熟期内部中尺度垂直运动特点; 涡度的垂直分布不均匀和风垂直切变引起的涡度局地变化很小, 在MCC内部, 中尺度上升运动主要由正涡度平流和散度项的正贡献造成, 涡度收支中的各项在MCC各生命阶段的贡献有正也有负, 而在成熟时期各项贡献均为正。
(5) 中高层干冷空气侵入、曲率涡度造成的整层辐合上升运动持续加强以及对称不稳定是春季MCC的重要触发机制, 而切变涡度引起的低层中尺度辐合上升、对称不稳定和重力波传播是盛夏MCC的主要触发机制。
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