2018, Vol. 37
雷暴大风是强对流产生的主要灾害性天气之一, 具有较大的危害性。近年来随着经济的发展, 雷暴大风造成的灾害越来越重, 社会的关注度也越来越高。华南前汛期的强对流作为中国降水的第一阶段, 具有显著的特点。在华南暖区里, 由于其天气尺度斜压性不明显, 热动力不稳定性强, 边界层触发机制复杂, 以及特殊的地形和海陆热力差异的外强迫作用, 导致强对流突发性强, 在地面形势不明显以及适当的高空环流形势配置下, 仍可出现大范围的雷暴大风天气, 这种天气形成机制复杂, 天气形势分析和模式预报两种途径的预报效果并不理想, 常常出现漏报, 一直以来是困扰预报业务人员的难点问题(何立富等, 2016)。
暖区降水的研究近年来取得了不少成果(徐燚等, 2013;王晓玲等, 2015;王宝鉴等, 2016;陈玥等, 2016;赵庆云等, 2017), 但对暖区飑线的研究比较少, 对暖区中产生的雷暴大风等强对流天气系统和环境条件进行系统分析研究, 加深对雷暴大风形成环境的认识, 是提高雷暴大风短期预报准确率的关键。何齐强等(1992)指出, 暖区飑线的气压场、温度场、风场及天气分布与经典飑线有所差异。张晓美等(2009)指出低空急流有利于中低层高不稳定能量存储区形成, 相应的暖空气平流对对流系统的形成可能有更直接的作用。许爱华等(2001)通过对11次区域性“暖区”强对流天气过程的物理量合成分析, 得出江西产生区域性“暖区”强对流天气背景场的热力条件和动力条件, 总结出江西区域性“暖区”强对流天气预报着眼点。郑媛媛等(2014)对东北冷涡背景下强对流天气过程的物理机制和中尺度特征进行分析发现飑线的移动与对流回波的传播、出流边界和引导气流密切相关。陈元昭等(2016)对珠江三角洲地区重大短时强降水的基本流型进行统计分类中指出, 大多数有利于重大短时强降水发生的环境条件的关键点不是强对流常关注的“高空冷空气的入侵”, 而是低层暖湿气流的输送。华南暖区背景下雷暴大风的研究及预报仍然存在许多疑问, 如:暖区中强烈的暖湿气流对雷暴大风等强对流的形成起什么样的作用等。深入分析造成华南暖区雷暴大风的形成、组织及发展的演变特征, 探讨其维持发展机理, 对进一步认识华南暖区雷暴大风及其发生发展的物理机制具有重要意义, 也为今后中国强对流的预报提供一定的参考。
2016年4月20日01:00(北京时, 下同)-08:00, 广西中南部出现了一条长飑线, 造成大范围的雷暴大风天气过程, 本次过程中由于形势不明显, 加上对暖区飑线的认识不足而导致漏报。此次飑线过程中, 预报的关注点是什么？在地面形势不明显的情况下什么对飑线的形成和维持起作用？为何飑线在槽前西南气流的引导下却向东南方向移动等等, 这些问题都亟需深入的研究和探讨。本文旨在利用常规观测资料、NCEP 1°×1°资料、广西地面自动站资料以及多普勒天气雷达资料围绕以上问题进行系统而深入地分析, 为今后暖区雷暴大风天气的预报预测提供参考, 以提高广西暖区强对流天气的预报水平, 降低漏报率。
2 天气实况和形势 2.1 大风降水实况及飑线发生发展过程2016年4月20日00:00-08:00, 广西中南部出现了一条长飑线, 造成大范围的短时强降水和雷暴大风天气过程, 过程中广西中部和南部出现了大范围的大到暴雨天气, 共有21个县市出现了8级以上的雷暴大风, 最大极大风速达到28. 9 m·s-1, 最强小时雨强为70. 5 mm·h-1, 范围广、强度大、局地性强, 给沿途带来了严重的风灾和降水。
20日00:00前后, 在百色南部右江河谷至广西东北部一带开始有对流生成, 并逐渐发展成一条东北-西南向的带状回波(图略); 03:00[图 1(a)]对流带位于广西东北部至西南部一线, 长约700 km, 此时回波组织结构松散, 回波强度不均匀, 对应造成的降水也极不均匀, 回波整体向东南方向移动且南部移速大于北部; 04:00, 北面回波结构仍然松散, 但南面回波却逐渐组织加强开始发展成一条飑线; 05:00北面回波开始减弱消散, 南面飑线对流达到旺盛阶段, 呈弓形回波形态; 07:00[图 1(b)]飑线发展达到最旺盛, 此时回波带较窄, 长度最长, 最大回波强度达到45~50 dBZ; 08:00后飑线开始减弱消散, 整个过程飑线生命史约为5 h。
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图 1 2016年4月20日SWAN雷达组合反射率因子(单位: dBZ) Figure 1 Doppler Radar composite reflectivity of SWAN on 20 April 2016. Unit: dBZ |
从形势演变上来看, 产生这次强对流天气的影响系统仅是高空冷槽。4月19日20:00[图 2(a)]500 hPa形势场显示有一振幅较大的高原槽位于四川盆地至云南中部, 槽后有冷平流, 高原槽缓慢东移加强, 20日08:00移至滇黔桂三省交界, 高空槽前的正涡度平流产生强的上升运动, 为飑线对流的发展提供有利的动力条件。高空槽前西南急流稳定维持位于广西北部, 同时广西北部存在一明显的冷温槽, 冷温槽底即广西西北部有24 h变温达到-4 ℃的负变温中心, 这个冷温槽可能是由于前一冷温槽残留或海陆地形热力差异所致, 这种温度槽位于高度槽前的形势配置, 利于产生强的条件不稳定, 是广西春季强对流发生的一种典型形势。
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图 2 2016年4月19日20:00高空中尺度分析(a)和地面气压场(b) Figure 2 The mesoscale analysis chart at upper air (a) and the pressure chart at surface (b) at 20:00 on 19 April 2016 |
850 hPa切变线和地面倒槽19日20:00仍位于贵州北部, 夜间虽缓慢南压, 但至20日08:00过程结束时仅南压至广西和贵州的交界。过程发生时, 广西一直处于850 hPa西南急流、925 hPa东南急流和地面高压后部的偏南气流控制中[图 2(b)], 飑线一直远离地面锋面300 km以上(黄士松, 1986), 是一次典型的暖区飑线过程。夜间850 hPa西南急流和925 hPa东南急流显著加强, 飑线初始对流就发生在500 hPa高空急流下方、850 hPa西南急流左侧及925 hPa东南急流前端区域。
3 环境条件 3.1 冷暖平流大气不稳定层结是强对流天气发生发展的必要条件, 与温度、湿度的垂直分布有关。从上下层的垂直温差来看, 08:00广西大部850 hPa和500 hPa的温度差在20~25 ℃之间, 垂直温度梯度条件一般。但值得注意的是, 4月19日08:00 850 hPa的西南急流和925 hPa的东南急流已经建立, 并逐渐加大, 20:00 850 hPa的西南急流在广西上空达到20 m·s-1以上[图 3(a)], 925 hPa和850 hPa每12 h均有2~5 ℃的增温, 垂直温度梯度加大, 850 hPa和500 hPa之间的温差增加至23~27 ℃, 同时西南风与等温线接近垂直, 等温线与风向交角很大, 这种配置结构更有利于低层暖湿平流的强烈输送。此外, 从图 3(b)的单点(108°E, 24°N)温度平流、风场和垂直速度随时间的演变可以看出, 随着19日08:00低层西南和偏南风速的加大, 暖平流开始增强, 在800 hPa附近形成一个暖平流中心, 中心值超过2×10-10s-2, 同时由于高空冷温槽的存在, 在400 hPa附近对应存在一弱冷平流区域, 随着低层暖平流的增强, 使得热力不稳定增长, 这种热力不稳定的增长机制主要是由于低空暖湿平流比高空更强, 而不是通过高空强烈的干冷平流形成的热力不稳定增长(孙继松等, 2014), 因此, 低层强烈暖湿平流对建立静力不稳定起主导作用。暖平流区域下面对应存在一垂直运动负值中心, 垂直上升运动更有利于对流的发生发展。
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图 3 2016年4月19日20:00 850 hPa风场(风羽, 单位: m·s-1)和温度场(红色等值线, 单位: K)(a)以及(108°E, 24°N)的温度平流(彩色区, 单位: ×10-10 s-2)、垂直速度(等值线, 单位: Pa·s-1)和风场(风羽)随时间的变化(b) Figure 3 The wind field (barb, unit: m·s-1) and temperature field (red contour, unit: K) at 850 hPa (a) and the temperature advection (color area, unit: ×10-10 s-2), the vertical velocity (contour, unit: Pa·s-1) and the wind field changing with time at (108°E, 24°N) (b) at 20:00 on 19 April 2016 |
这种低层暖湿平流的主导作用与许爱华等(2014)总结的中国中东部强对流天气的形式分类中的低层暖平流强迫类相似。以往过多地关注于高空冷平流对热力不稳定增长所带来的影响而容易忽视低层暖湿平流对热力不稳定的作用, 这也是产生漏报的因素之一, 因此对于暖区里的飑线, 应更多关注低层暖平流对建立静力不稳定所起的主导作用。
3.2 探空环境环境条件决定了对流发生发展的形式和类型(翟丽萍等, 2013), 此次过程中北部对流初生发展, 但始终结构凌散, 以短时强降水为主, 对流移到南部时, 发展旺盛, 组织性强, 形成飑线, 以对流大风和短时强降水为主, 选取4月19日20:00河池和南宁两个探空站(图 4)分别作为广西北部和南部的代表站来探讨此次过程发生发展的环境条件。两站的T-logP图均反映了两站上空具有较大的对流不稳定能量、“上干冷、下暖湿”的温湿层结、较大的垂直风切变及较低的自由对流高度(Level of Free Convection, LFC), 为夜间广西强对流的发生发展提供了热力和动力不稳定条件。但是, 相比而言, 南部南宁的对流环境条件更优于北部。从表 1各项对流参数可以看出, K指数(K-Index)和SI指数(Showalter Index)河池站比南宁站更好, 表明河池上空的大气层结不稳定度更高, 因而更有利于对流的产生; 从对流不稳定能量CAPE(Convective Available Potential Energy)值上看, 南宁CAPE值达到1 026. 8 J·kg-1, 接近河池的两倍, 说明南部对流风暴的强度更强; 两站的自由对流高度都较低, 微小的扰动都可触发对流; 垂直风切变对风暴的发展和组织有非常重要的作用(Houze, 1982; Weisman et al, 1984), 两站上空地面到500 hPa垂直风切变均为20 m·s-1左右, 属于强垂直风切变, 但南宁的风向顺转角度更大, 从底层南风顺转到500 hPa的西南偏西风, 有利于对流的倾斜发展和组织化; 此外, 两者中、高层垂直风切变有明显区别, 南宁上空200 hPa的风速达到31 m·s-1, 500~200 hPa垂直风切变达16 m·s-1, 而河池站仅为4. 18 m·s-1, 两者相差甚大, 这种高空强风的脉动和抽吸作用更有利于垂直上升运动的发展和对流风暴的组织性加强。
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图 4 2016年4月19日20:00河池站(a)和南宁站(b)的T-logP分布 Figure 4 The T-logP diagram at Hechi (a) and Nanning (b) at 20:00 on 19 April 2016 |
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表 1 对流参数 Table 1 Convective Parameters |
因此, 从探空环境来看, 广西上空具有良好的热力和动力不稳定条件, 但是北部大气层结的不稳定度更高, 有利于对流的初生发展, 而南部的对流不稳定能量和垂直风切变条件更好, 更有利于对流的强盛发展和组织化加强, 这也是北部对流初生, 南部形成飑线的直接原因。
4 飑线与中尺度温压场的关系分析广西地面自动站资料发现, 从对流初生到飑线的形成、发展、消亡过程中, 地面温度和气压场发生了显著的变化, 从下面的温压场演变可以看出, 1 h变压和变温场在整个过程中具有明显的中尺度特征, 其特征演变与飑线的发展密切相关。
4.1 初始对流与变压场在对流初始发展时期, 广西西北部气压有非常显著的变化, 分析其1 h变压发现变压梯度大值区与对流发生发展密切相关。图 5为广西地面自动站1 h变压场和SWAN组合反射率因子叠加图, 4月20日01:00[图 5(a)], 广西西北部存在正负1 h变压中心对, 负变压中心位于北侧, 中心值为-1 hPa·h-1, 正变压中心位于南侧, 中心值为2 hPa·h-1, 两者之间梯度大值区呈东北-西南走向, 对应有若干初生对流发展并同样呈东北-西南走向; 1 h后[图 5(b)], 1 h正负变压中心对向东南方向移动, 负变压中心值增大, 达-3 hPa·h-1, 同时正变压中心值减小到0. 5 hPa·h-1, 变压梯度增强, 变压梯度大值区处对流得到发展, 仍呈东北-西南向带状, 但范围和强度明显增大。1 h变压梯度与对流的发生发展存在明显的正相关。
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图 5 2016年4月20日广西地面自动站1 h变压场(等值线, 单位: hPa)和SWAN组合反射率(彩色区, 单位: dBZ) Figure 5 The 1 h allobaric field (contour, unit: hPa) of automatic station in Guangxi and the Radar composite reflectivity of SWAN (color area, unit: dBZ) on 20 April 2016 |
根据地转偏差原理, 由气压的局地变化造成的气压梯度力和地转偏向力不平衡所引起的地转偏差, 通常称为变压风, 其方向与变压梯度方向一致(朱乾根等, 2000)。翟国庆等(1992)在研究强对流天气发生前期地面风场特征中指出扰动汇合线或扰动风场与变压风也有明显的关系。由地转风关系式可计算变压风:
| $ v' = \frac{1}{{{f^2}\rho }}{\nabla _h}\frac{{\partial P}}{{\partial t}}, $ | (1) |
式中: f为地转参数; ρ为大气密度;
综上, 1 h变压梯度可产生变压风, 形成扰动风场, 容易引起对流的发生发展, 与对流的发生发展存在明显的正相关。
4.2 飑线的发展与变压变温场4月20日03:00, 对流回波带的南段回波增强, 开始出现大于20 mm·h-1的短时强降水, 其下方出现了明显负变温中心[图 6(a)], 中心强度为-1. 5 ℃, 说明强降水的拖曳和蒸发冷却作用使地面开始出现冷池, 冷池出流与环境风场东南风形成辐合抬升, 在强回波前方产生新的单体, 并与之合并得到新的组织和发展; 04:00前后, 在广西的中西部逐渐发展形成飑线, 同时, 地面气压场开始出现飑前低压、雷暴高压和尾流低压等飑线中尺度气压场特征, 与冷池对应的负变温中心从强回波下方转移到强回波后方(图略)。飑前低压对应着1 h负变压中心, 分析发现, 强回波朝着1 h负变压中心发展。如图 7(a)为04:00-05:00前1 h变压场和对应的SWAN组合反射率因子, 飑线最强回波区位于正变压中心附近, 其前方有明显的负变压区, 显著负变压区有离散新生对流回波发展, 这是由于飑线的冷池出流和前方的暖湿入流相汇合以及负变压中心变压风辐合等因素的作用。1 h后飑线移入与新生对流合并得到了加强发展[图 7(b)], 随后飑线继续朝其前侧1 h负变压区方向发展; 随着飑线的发展, 冷池一直相伴随并得到增强, 飑线的强回波与温度梯度大值区相对应, 根据飑线发展演变的“RKW”理论(Rotunno et al, 1988):近地面冷池出流造成的水平负涡度和低层环境垂直风切变造成的水平正涡度近似平衡时, 最有利于发展和维持。从1 h负变温中心的演变来看, 08:00[图 6(b)], 负变温中心值为-4 ℃, 达到最强, 之后开始减弱, 飑线也随之减弱, 说明此时近地面冷池过强, 其产生的水平负涡度大于低层环境垂直风切变造成的正涡度, 使其前沿上升气流向后倾斜, 不利于其前方新单体的形成, 从而破坏了飑线的维持发展机制。
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图 6 2016年4月20日SWAN组合反射率(彩色区, 单位: dBZ)和1 h变温场(等值线, 单位: ℃) Figure 6 Radar composite reflectivity of SWAN (color area, unit: dBZ) and 1 h variable temperature field (contour, unit: ℃) on 20 April 2016 |
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图 7 2016年4月20日1 h变压场(等值线, 单位: hPa)和SWAN组合反射率因子(彩色区, 单位: dBZ)分布 Figure 7 The 1 h allobaric field (contour, unit: hPa) and Radar composite reflectivity of SWAN(color area, unit: dBZ) on 20 April 2016 |
因此, 近地面冷池出流与低层环境风场相互作用是飑线发展和维持的主要机制; 飑线朝着其前方1 h负变压中心发展。
5 飑线的结构和运动从雷达回波形态上来看, 此次飑线是具有前导对流线和尾随层状云区的飑线系统。从雷达组合反射率因子的回波形态[图 8(a)]上可以看出, 该飑线包含对流区和层状云区两部分, 其中对流区是由排列成带状发展旺盛的强对流单体组成, 其云顶高达9 km以上; 在对流云带前方不断有新对流单体生成, 而其后方, 老的对流云消亡, 形成宽阔的尾随层状云区, 范围达100 km以上, 层状云区中雷达反射率因子均在30~35 dBZ, 降水较为均匀, 展现出具有“前导线和尾随层状区”的特殊结构。根据飑线的运动方向沿着雷达径向287°E的方向[图 8(a)红线]做飑线的垂直剖面可见, 离雷达站约20 km处有强对流回波单体, 单体前侧有弱回波区[图 8(b)红圈处], 对应其基本径向速度图有明显的入流[图 8(c)红圈处], 强对流单体前侧有一支上升气流向后倾斜(若减去风暴的运动速度得到相对速度会更加明显), 在单体顶部产生分叉, 一支向前, 一支向后, 同时其后部中层另有一支由后向前的入流[图 8(c)白色流线], 在由前向后的气流将强对流单体顶部产生的大量冰质点向后平流, 最后落到3~4 km高度上发生融化, 因此在飑线后方70~110 km的3 km高度附近形成一个融化层, 在雷达回波上表现为一条亮带[图 8(b)黑色方框处]。与Houze et al (1989)给出的具有前导对流线和尾随层状云区的中纬度飑线系统的剖面结构概念模型相一致。
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图 8 2016年4月20日04:39南宁雷达组合反射率因子(a, 单位: dBZ)、沿图(a)红线(287°E方向)作的反射率因子(b, 单位: dBZ)和基本径向速度剖面(c, 单位: m·s-1) Figure 8 Composite reflectivity (a, unit: dBZ), reflectivity section (b, unit: dBZ) and basic radial velocity section (c, unit: m·s-1) along the red line (the direction of 287°E) in Fig. 8 (a) of Nanning Radar at 04:39 on 20 April 2016 |
飑线的结构与环境密切相关。这类飑线通常发生在风速垂直切变相对小的环境中。本次过程中广西南部500 hPa风速为15 m·s-1, 700 hPa风速为18 m·s-1, 环境风的风速垂直切变较小, 符合产生具有前导对流线和尾随层状云区飑线系统的环境条件。这一类型的风暴属于传播型风暴(寿绍文, 2003), 以离散性传播为主, 所以过程发生时, 中高低层都盛行西南风, 飑线整体却没有随西南风向东北方向运动, 而是向东南方向运动, 导致飑线的整体移动方向与引导气流方向相差近90°, 给短临预报造成极大的困难。
6 结论利用多种观测资料对2016年4月20日暖区飑线过程的环境条件、形成及飑线的结构进行深入分析, 主要得出以下结论:
(1) 本次过程为一次典型的暖区飑线过程。500 hPa高空冷槽是此次强对流天气的影响天气系统; 高空槽前滞留的冷温槽利于产生强的对流不稳定; 飑线初始对流就发生在500 hPa高空急流入口区右侧、850 hPa西南急流左侧及925 hPa东南急流前端区域。
(2) 过程中的热力不稳定增长机制主要是由于低空暖湿平流的加强叠加于高层弱冷平流之下, 因此, 低层强烈暖湿平流对建立位势不稳定起主导作用。
(3) 探空显示广西上空具有良好的热力和动力不稳定条件, 但北部大气层结的不稳定度更高, 有利于对流的初生发展, 而南部的对流不稳定能量和垂直风切变条件更好, 更有利于对流的强盛发展和组织化加强, 这也是北部对流初生, 南部形成飑线的直接原因。
(4) 近地面冷池出流与低层环境风场相互作用是飑线发展和维持的主要机制; 飑线朝着其前方1 h负变压中心发展。
(5) 此次飑线是具有前导对流线和尾随层状云区的飑线系统, 以离散性传播为主, 导致飑线的整体移动方向与引导气流方向相差近90°。
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