2018, Vol. 37
突发性暴雨作为一种强对流天气, 具有持续时间短、空间尺度小、降水强度大、突发性强和破坏力大等特点, 是中国夏季主要的灾害性天气之一。研究表明, 它主要由中小尺度系统造成(李峰等, 2014; 李建刚等, 2014), 长期以来一直是天气预报业务的重点和难点(丁一汇, 2015)。因此, 深入研究和认识突发性暴雨的天气成因显得尤为重要。
不同突发性暴雨天气过程发生的大尺度环流背景不尽相同, 如山西低涡暴雨(崔粉娥等, 2009)、阻塞形势下的内蒙古暴雨(常煜等, 2015)等, 但都离不开充足的水汽供应、强烈的上升运动、不稳定层结以及对流触发机制等因素的共同配合(张少林等, 2009; 程海霞等, 2011; 杨霞等, 2014)。为了精细分析暴雨过程中中小尺度系统的演变特征, 很多研究针对一些特征物理量进行了诊断分析, 如湿位涡(王建中等, 1996; 崔粉娥等, 2009)、Q矢量(赵桂香等, 2006; 李山山等, 2017)、螺旋度(侯瑞钦等, 2003; 郑仙照等, 2006)、对流涡度矢量和湿涡度矢量(宋雯雯等, 2016)等, 并取得了一些有意义的结论。
锋生函数是一个综合考虑大气动热力特征的物理量, 近年来被广泛应用于暴雨天气的诊断分析中。研究表明有利的动热力条件可以引起锋生的发展, 如李娜等(2013)研究发现, 变形项对低层锋生有重要贡献; 郑婧等(2014)指出, 水平项锋生与边界层强辐合以及超低空南风急流有关, 而倾斜项锋生与垂直运动的加强有关。反过来, 锋生也会导致大气动热力特征的改变, 如郭英莲等(2014)研究发现, 中层锋生有利于对流不稳定发生, 低层锋生有利于水汽输送和辐合抬升; 王伏村等(2016)研究揭示, 锋生使得切变线上的垂直涡度、辐合快速发展, 触发不稳定能量释放, 从而导致陇东大暴雨的发生; 王宗敏等(2014)通过研究发现, 对流层低层锋生的存在提供了对流-对称不稳定能量释放的有利条件; 李银娥等(2015)对湖北低层锋生类10场暴雨的天气系统和物理量场进行了合成分析, 发现低层锋生类暴雨主要是由于低层锋生强迫触发不稳定能量的释放所致。另外, 研究发现, 对流系统发展与中尺度锋生之间存在着类似第二类条件不稳定机制的相互作用, 对流增强了锋生过程, 而锋生则对中尺度对流系统的发展起组织作用(蒙伟光等, 2012)。可见, 锋生与中尺度系统的发展演变、不稳定能量的释放以及水汽的输送和辐合等关系密切, 因此, 锋生的发展演变对降水产生重要影响, 如刘海文等(2014)研究指出, 随着总锋生函数增大, 北京出现最大降水增幅, 锋生函数最大值正好对应降水最大时刻; 锋生加强对锋面附近的中尺度雨带起到加强作用(张芳华等, 2014)。
2010年7月31日夜间, 发生在山西西南部的暴雨即为一次与局地锋生有关的强对流天气过程。受高空槽和副热带高压(下称副高)共同影响, 从华北到河套出现一条东北—西南向的带状雨带, 雨带中存在多个暴雨中心, 其中陕西中部到山西西南部的暴雨极其分散, 强度大, 历时短, 日本、德国以及国内T639等多个业务模式对山西西南部的暴雨落区和强度预报存在较大偏差。为深入认识此次副高边缘突发性暴雨的天气成因, 利用常规和降水加密观测资料、FY-2E卫星TBB数据以及中尺度模式WRF高分辨率数值模拟结果, 对暴雨的发生发展、锋生以及锋生过程中的水汽演变特征进行了诊断分析, 试图找出一些具有预报指示意义的信息, 为今后类似天气过程的准确预报预警提供参考。
2 雨情及主要影响系统 2.1 雨情介绍7月31日14:00(北京时, 下同)之后, 受副高边缘的中尺度对流系统MCS直接影响, 山西中部偏东的地区到河北中部开始出现强降水, 6 h降雨量有6站达到暴雨量级。随着高空气流的引导, MCS向西南移动, 8月1日凌晨前后影响山西西南部, 并造成突发性暴雨。
从7月31日08:00至8月1日08:00山西省24 h累积降雨量分布来看, 雨带基本呈东北—西南向带状分布, 降雨量在1~98.0 mm之间, 强降水主要集中在中南部, 其中有9个站出现大雨, 临汾地区有4个站达到暴雨, 相邻暴雨点距离在90 km以内, 具有明显的β中尺度特征。分析临汾自动气象站的逐时降雨量演变发现, 降水主要出现在8月1日00:00—02:00, 最大雨强为64.2 mm·h-1, 为典型的突发性暴雨。
2.2 环流背景暴雨前期, 500 hPa上贝加尔湖以东为宽广低值系统, 中高纬环流比较平直, 山西受庞大的东西向高圧帯控制, 假相当位温空间分布显示高空锋区呈准东西向, 位置偏北。随着贝加尔湖地区横槽转竖, 环流经向度加大, 7月31日08:00, 随着槽后冷空气南侵, 位于贝加尔湖以东的低值系统缓慢东移并发展为高空冷涡, 冷中心强度达到-20 ℃, 此时冷空气已渗透到高压内部, 588 dagpm线断裂, 山西位于大陆高压和副高之间, 两高稳定对峙, 导致高空锋区位置少动; 对应地面, 贝加尔湖以西是一个中心强度为1 020 hPa的冷高压, 位于鄂霍次克海以西-黄土高原的东北-西南向冷锋开始影响山西北部, 山西大部受锋前暖区影响。31日20:00, 500 hPa高空槽压至山西北部, 两高稳定少动, 副高西北侧的西南气流不断将水汽向山西地区输送, 受槽后西北气流带来的强冷空气南压影响, 850 hPa锋区前侧南压至山西中南部; 与此同时, 地面冷锋不断向东南推进, 锋前暖区内近地层气温较高, 非绝热加热作用仍较强, 地面流场显示, 冷锋后部的偏北气流与锋前低压前部的偏南气流形成中尺度辐合线, 锋后冷空气实际起到“冷垫”作用, 锋前暖区的西南暖湿气流沿着冷垫爬升, 在地面中尺度辐合线的触发作用下, 不断冷却, 并高效率降落, 从而造成山西西南地区的突发性暴雨。整个暴雨过程中, 200 hPa南亚高压稳定少动, 山西位于高压前部的气流辐散区, 高层辐散有利于低层辐合上升运动加强, 从而对降水起到促进作用。
2.3 中尺度对流系统的发展演变FY-2E卫星TBB数据具有较高的时间分辨率(1 h)和空间分辨率(0.1°×0.1°), 因此可以较好地反映对流云团的发生、发展和消亡过程。分析TBB演变发现, 7月31日14:00[图 1(a), 该图及文中涉及的地图均是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1552号的标准地图制作, 底图无修改], 对流云团A在五台山附近形成, 并不断发展、加强; 16:00[图 1(b)], TBB中心值低于-70 ℃, -52 ℃冷云盖面积为5.2×104 km2, 此时云团A与东部的对流云团B合并为云团C, 结构较为零散; 20:00[图 1(c)], 云团C发展为呈东北-西南向的拉长型强对流云团, 结构密实, 发展最为旺盛, -52 ℃冷云盖面积超过15.0×104 km2, 短轴与长轴比为0.54, 大于5.0×104 km2的-52 ℃冷云盖面积维持时间近达6 h, 接近拉长状中尺度对流系统PECS(Jirak et al, 2003), 结合图 1(b)发现, 此时华北大部处于强锋区之中, 锋区南压过程中强冷空气卷入该对流系统, 从而触发河北中部成片暴雨的发生; 随着高空强冷空气入侵, 22:00, 减弱后的对流云团C开始分裂, 中心附近以北的云团D随着北支冷空气缓慢东移, 强度逐渐减弱, 而以南的云团E受南支冷空气的引导向西南方向移动, 并不断发展, 23:00[图 1(d)]前后, 云团E影响山西西南地区, 突发性暴雨开始出现在其前端的TBB梯度大值区, 这与以往一些研究结果(陈晓红等, 2009)较为一致; 之后, 云团E继续发展, 8月1日02:00(图略), 形状接近圆形, 短轴与长轴比为0.75, -52 ℃冷云盖面积为5.8×104 km2, 大于3.0×104 km2的-52 ℃冷云盖面积维持时间大于3 h, 为典型的MβCCS(Jirak et al, 2003), 受其影响, 突发性暴雨区域有所西移; 随着云团E继续向西南移动, 强度减弱, 山西西南地区的降水趋于结束。
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图 1 2010年7月31日14:00—23:00 FY-2E卫星TBB图像的时间演变(单位: ℃) Figure 1 The time evolution of TBB image of FY-2E satellite from 14:00 to 23:00 on 31 July 2010. Unit: ℃ |
数值模式采用中尺度预报和同化系统WRF3.4模式, 采用两重双向嵌套(图 2), 外层区域(D01)有90×90个格点, 格距为25 km, 内层区域(D02)有161×241个格点, 格距为5 km, D02区域为文中所讨论的区域, 区域中心点位于(37.78°N, 112.55°E), 垂直方向取33层, 模式层顶气压取50 hPa, 土地利用数据集采用MODIS的20种类型。各物理过程的参数化方案分别选择: YSU边界层方案、Monin-Obukhov近地层方案、Noah陆面方案、WSM6微物理方案、RRTMG长波辐射方案、RRTMG短波辐射方案和G3积云方案。模式的初始和边界条件采用NCEP/NCAR提供的水平分辨率为1°×1°的FNL资料, 每6 h更新一次数据, 积分时段为7月31日02:00至8月1日08:00, 内层区域每隔1 h输出一个结果。
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图 2 模式嵌套区域设计 阴影区表示地形高度(单位: m) Figure 2 Design of the model nested domains. The shaded area shows the terrain height. Unit: m |
将模拟的24 h累积降雨量与实况对比[图 3(a)]发现, 模拟的山西西南地区的暴雨强度接近实况, 但落区略偏北、偏东; 从模拟的6 h累积降雨量[图 3(b)]来看, 模式较好地模拟出了暴雨的局地性和突发性特征。
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图 3 模拟的24 h累积降雨量(阴影区)和实况降雨量(散点)(a), 模拟的6 h累积降雨量(b)(单位: mm) “□”表示下文所提及的暴雨区位置s(36.3°N, 111.5°E) Figure 3 The simulated (the shaded) and observed (scatter) 24 hours accumulated precipitation (a), the simulated 6 hours accumulated precipitation (b). Unit: mm. The "□" marker shows the rainstorm position s(36.3°N, 111.5°E)as mentioned below |
组合反射率因子是一个雷达体扫内反射率因子数据的最大值, 该产品可以跟踪分析对流风暴的发展演变特征(王丽荣等, 2009)。从模拟的雷达最大反射率因子演变(图 4)可以看出, 此次突发性暴雨是由弱带状回波中的孤立强回波单体造成的。7月31日20:00, 山西西南地区的北部和东部开始有零散的积状云降水回波活动, 回波呈块状结构, 梯度较大, 中心强度超过45 dBZ; 22:00, 北部和东部的孤立回波逐渐合并, 形成一条弱的带状回波, 组织性较差, 其中镶嵌的孤立回波强度稳定加强, 梯度加大, 在强回波附近出现短时强降水; 24:00, 随着强回波区面积减小以及回波逐渐向西、向南移动, 强降水区域减小, 并略向西南移动; 8月1日01:00以后, 回波强度快速降至15 dBZ以下, 降水趋于结束。整个过程中, 回波强度的演变与实况降水的变化趋势较为一致。
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图 4 模拟的2010年7月31日20:00至8月1日01:00雷达最大反射率因子的时间演变(单位: dBZ) Figure 4 The time evolution of simulated maximum reflectivity from 20:00 on 31 July to 01:00 on 1 August 2010. Unit: dBZ |
综上, WRF模式在一定程度上可以模拟出中小尺度系统的发展演变特征, 总体上较好地模拟出了此次突发性暴雨天气过程, 其结果较为合理。
4 锋生过程及水汽演变特征 4.1 锋生特征为了考察冷空气入侵时的锋生特征, 在未考虑非绝热加热的前提下, 计算了锋生函数(Chen et al, 2007), 表达式如下:
| $ \mathit{F}=\frac{\text{d}}{\text{d}\mathit{t}}\left| \nabla \mathit{\theta } \right|={{\mathit{F}}_{\text{1}}}+{{\mathit{F}}_{2}}+{{\mathit{F}}_{3}}\ \ \ \ , $ | (1) |
| $ {{\mathit{F}}_{\text{1}}}=-\frac{1}{2\left| \nabla \mathit{\theta } \right|}\left[ {{\left(\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{x}} \right)}^{\text{2}}}+{{\left(\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{y}} \right)}^{\text{2}}} \right]\left(\frac{\partial \mathit{u}}{\partial \mathit{x}}+\frac{\partial v}{\partial y} \right)\ \ \ \ , $ | (2) |
| $ \begin{align} &{{\mathit{F}}_{2}}=-\frac{1}{\left| \nabla \mathit{\theta } \right|}\left\{ \frac{1}{2}\left[ {{\left(\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{x}} \right)}^{\text{2}}}\text{-}{{\left(\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{y}} \right)}^{\text{2}}} \right] \right.\left(\frac{\partial \mathit{u}}{\partial \mathit{x}}\text{-}\frac{\partial v}{\partial y} \right) \\ &\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \text{+}\left. \frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{x}}\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial y}\left(\frac{\partial \mathit{v}}{\partial \mathit{x}}+\frac{\partial \mathit{u}}{\partial y} \right) \right\}\ \ \ \ , \\ \end{align} $ | (3) |
| $ {{\mathit{F}}_{3}}=-\frac{1}{\left| \nabla \mathit{\theta } \right|}\left[ \left(\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{x}}\frac{\partial \mathit{w}}{\partial x}+\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial \mathit{y}}\frac{\partial \mathit{w}}{\partial y} \right)\frac{\partial \mathit{\theta }}{\partial z} \right]\ \ \ \ , $ | (4) |
式中: F代表总锋生函数; F1代表辐合项; F2代表形变项; F3代表倾斜项; θ为位温; u、v、w分别为纬向、经向和垂直方向的风速; ∇为梯度运算符。考虑到水汽的影响, 以假相当位温代替位温进行计算。
4.1.1 时间演变沿暴雨区位置s(如图 3中“□”所示, 下同)作锋生函数的高度-时间剖面(图 5)可以看出, 对于总锋生函数F[图 5(a)], 7月31日22:00后, 700~500 hPa之间为正值区, 表现为锋生, 且锋生强度迅速加强, 降水发展, 23:00中心强度达260×10-8K·m-1·s-1, 降水达到最强; 之后1 h, 随着锋生强度迅速减弱, 降水趋于结束, 可见, 总锋生强度的演变对强降水的发生有较好的指示作用, 这与刘海文等(2014)研究结果较为一致。对于辐合项F1[图 5(b)], 降水最强时(23:00), 低层850 hPa附近锋生出现加强, 强度超过4×10-8 K·m-1·s-1, 而中层700~500 hPa附近出现强锋消, 强度可达32×10-8 K·m-1·s-1。对于形变项F2[图 5(c)], 23:00, 低层850 hPa附近锋生达到最强, 而中层700~500 hPa之间有锋消发展; 24:00, 低层锋生趋于消失, 而700 hPa附近出现锋生, 且以切变变形影响较为显著。与辐合项相比, 形变项所产生的低层锋生强度略强, 而中层锋消强度更弱。综合辐合项和形变项而言, 水平项引起对流层低层水平锋生、中层强水平锋消。对于倾斜项F3[图 5(d)], 明显看出:强锋生区所在高度及持续时间与总锋生函数F表现极为一致, 这表明倾斜项是产生锋生的主要影响因子, 受700~500 hPa之间水平锋消抵消影响, 其垂直锋生强度略大于总锋生强度。从锋生各项因子的影响程度来看, 相对倾斜项而言, 辐合项和形变项均为小项, 倾斜项引起的垂直锋生强度较辐合项和形变项引起的水平锋生强度大一个量级。
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图 5 2010年7月31日08:00至8月1日08:00沿暴雨区位置s(36.3°N, 111.5°E)的高度-时间剖面(单位: ×10-8 K·m-1·s-1) Figure 5 The height-time cross section through the rainstorm position s (36.3°N, 111.5°E) from 08:00 on 31 July to 08:00 on 1 August 2010. Unit: ×10-8 K·m-1·s-1 |
整个过程中, 水平锋生和垂直锋生同时发生, 主要集中于23:00前后, 维持时间较短, 具有中尺度系统的时间特征, 正好与此次暴雨的突发性特点相吻合。
4.1.2 水平和垂直结构选择总锋生强度最强的7月31日23:00, 分析高空锋区的水平分布(图略)发现, 500 hPa锋区(为分析大尺度锋区, 选择图 2中D01区域进行分析)为东北—西南向, 与地面冷锋走向相一致, 低层700 hPa和800 hPa山西西南地区均存在锋生, 且700 hPa锋生较为明显。
沿暴雨区位置s作总锋生函数和垂直环流(由经向风和垂直风合成)的经向剖面(图 6)可以清楚地看出总锋生和垂直环流自北向南移动演变的过程。7月31日21:00, 37°N附近700~500 hPa之间出现明显锋生[图 6(a)], 和锋生相伴随, 有强上升运动出现[图 6(c)]; 之后, 受高空气流引导, 锋生层南移, 且强度逐渐加强, 同时, 在上升运动北部有弱下沉运动配合, 正好构成一个次级正环流圈, 环流圈的存在使得上升运动加强, 促进降水; 23:00, 锋生层[图 6(b)]移至暴雨区位置s上空, 锋生达到最强, 强度超过20×10-7 K·m-1·s-1, 同时, 次级环流圈的上升支[图 6(d)]也已位于暴雨区位置s上空, 此时降水最为强烈; 之后1 h, 锋生层和强上升运动迅速消失, 降水减弱并趋于结束。
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图 6 沿暴雨区位置s(36.3°N, 111.5°E)总锋生函数(a, b, 单位: ×10-7 K·m-1·s-1)和垂直环流(c, d, 阴影区为垂直速度, 单位: m·s-1)的经向剖面 Figure 6 The height-latitude cross section of total frontogenesis (a, b, unit: ×10-7K·m-1·s-1) and vertical circulation (c, d, the shaded shows the vertical velocity, unit: m·s-1) through the rainstorm position s (36.3°N, 111.5°E) |
整个过程中, 锋生层和垂直速度结构陡直, 具有中尺度系统的空间特征, 正好与此次暴雨的局地性特点相一致。
4.2 动、热力条件对锋生的影响 4.2.1 动力条件从模拟的低层800 hPa风场演变(图 7)来看, 7月31日20:00, 暴雨区偏北处已经出现β中尺度涡旋, 且涡旋后部的冷空气势力较南部暖空气强, 涡旋的存在加剧了冷暖空气交汇, 有利于辐合上升运动加强, 此时降水开始且位于暖空气一侧; 随着21:00西南风风速加大, 涡旋强度有所加强, 但冷空气仍然占据主导地位, 导致涡旋位置持续东移南压, 强降水区发生移动; 24:00, 随着西南暖湿气流通道被切断, 涡旋逐渐填塞消亡, 降水趋于减弱。对应700 hPa上(图略), 随着暴雨区偏东气流逐渐转为偏南, 22:00出现明显的β中尺度涡旋, 略微东移南压后稳定少动, 整个过程中, 西南暖湿气流通道并没有建立, 整体上涡旋强度较弱。可见, 冷空气影响下涡旋的发展演变与暴雨区位置有着很大的关系, 且以低层影响更为明显。
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图 7 模拟的800 hPa风场的时间演变(风羽, 单位: m·s-1)和对应小时降水量(阴影区, 单位: mm) Figure 7 The simulated wind evolution at 800 hPa (barb, unit: m·s-1) and corresponding hourly precipitation (the shaded, unit: mm) |
散度是衡量动力条件的物理量, 通过沿暴雨区位置s所作散度的高度-时间剖面(图 8)可以看出, 7月31日21:00, 低层散度开始出现负值, 表明有风场辐合, 由式(2)可知, F1＞0, 有利于锋生; 随着地面冷锋附近的中尺度辐合线逼近, 22:00, 低层出现强辐合中心, 强度达到5×10-4 s-1, 辐合层高度位于850 hPa以下, 此时锋生加强, 锋生层主要集中在低层; 随着低层β中尺度涡旋的出现, 23:00, 辐合层高度快速升高并伸展到700 hPa附近, 同时, 强辐合中心高度出现升高, 锋生达到最强, 另外, 500 hPa附近出现较强辐散中心, 其强度(3×10-4 s-1)较低层辐合强度小, 低层辐合、高层辐散的垂直配置有利于垂直上升运动加强, 促进降水, 另外, 由式(2)可知, 当有风场辐散时, F1＜0, 有利于锋消; 之后, 随着中低层辐合形势消失, 下沉运动逐渐加强, 锋消发展, 降水迅速减弱。
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图 8 2010年7月31日08:00至8月1日08:00沿暴雨区位置s(36.3°N, 111.5°E)散度的高度-时间剖面(单位: ×10-4 s-1) Figure 8 The height-time cross section of divergence through the rainstorm position s (36.3°N, 111.5°E) from 08:00 on 31 July to 08:00 on 1 August 2010. Unit: ×10-4 s-1 |
假相当位温(θse)综合反映了大气的温度和湿度特性, 其水平和垂直分布与对流性天气的发生有着较大的关系。分析总锋生强度最强时(7月31日23:00)700 hPa和800 hPa两层等θse线的平均分布(图略)发现, 暴雨发生时, 对流层低层处于高温、高湿的环境, 局地θse中心强度超过364 K, 高温、高湿的环境使得大气不稳定能量不断积累, 有利于MβCCS的加强和维持, 这与以往一些研究结果(常煜等, 2015)较为一致。
由式(4)计算可知,
沿暴雨区位置s作θse和温度平流的高度—时间剖面(图 9), 并结合对流有效位能(CAPE)的时间演变可以看出, 强降水发生前期, 随着低层暖平流逐渐加强, 7月31日16:00, 700 hPa以下θse开始增加, 同时, 500 hPa附近有冷平流配合, 上冷下暖的垂直结构有利于对流不稳定层结的建立和发展, 不稳定能量逐渐积累; 18:00, 低层暖平流达到最强; 19:00, 低层θse达到最大值370 K, 不稳定能量达到峰值1 783.1 J·kg-1, 可见, 暖平流达最强时较不稳定能量峰值的出现提前1 h; 之后, 地面冷锋附近的中尺度辐合线逐渐逼近, 触发不稳定能量小幅释放, 22:00开始出现强降水后, 低层暖平流和不稳定性减弱, 对应低层等θse线出现垂直柱状结构, 与高万泉等(2011)的分析结果一致, 呈现为近似中性层结, 甚至为弱稳定层结, 中性层结之上仍为强不稳定层结, 对应锋生发展, 降水加强; 23:00, 随着低层β中尺度涡旋的出现, 不稳定能量大幅释放(611.2 J·kg-1), 受强烈上升运动影响, 近似中性层结厚度升高并垂直伸展到700 hPa附近, 700 hPa以上有明显的高θse舌伸向高空, 使得强不稳定层结高度抬高, 对应锋生层高度升高, 锋生强度达到最强, 受降水持续加强影响, 此时中低层已转为弱冷平流; 之后, 随着低层中尺度涡旋趋于消亡, 不稳定能量继续小幅释放, 24:00, CAPE值仅有419.4 J·kg-1, 此时中低层冷平流迅速加强, 且中层冷空气出现强烈下沉, 等θse线下凹, 随着中层强不稳定层结消失, 锋生强度迅速减弱, 降水趋于结束。
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图 9 2010年7月31日08:00至8月1日08:00沿暴雨区位置s(36.3°N, 111.5°E)假相当位温(阴影区, 单位: K)和温度平流(等值线, 单位: ×10-4 K·s-1)的高度-时间剖面 Figure 9 The height-time cross section of equivalent potential temperature (the shaded, unit: K) and temperature advection (contour, unit: ×10-4 K·s-1) through the rainstorm position s (36.3°N, 111.5°E) from 08:00 on 31 July to 08:00 on 1 August 2010 |
分析总锋生强度最强时(7月31日23:00)800 hPa的水汽通量散度分布(图略)发现, 山西西南地区存在孤立的强水汽辐合中心, 强度达到10×10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1, 表明有足够的水汽不断从周围向暴雨区汇合。
为了了解锋生过程中暴雨区的局地水汽演变特征, 沿暴雨区位置s作比湿和相对湿度的高度-时间剖面(图 10)可以看出, 7月31日16:00, 750 hPa附近相对湿度从80%开始增加, 并很快达到饱和, 低层相对湿度则从50%以下缓慢增加, 于22:00达到70%;随着中低层锋生发展, 低层相对湿度迅速增加并达到饱和, 强降水开始; 23:00, 饱和层厚度垂直伸展到650 hPa附近, 深厚的饱和层厚度为强对流云团的发展提供了良好的水汽条件, 降水持续加强; 之后, 随着中低层锋生快速减弱, 饱和层厚度迅速降低, 降水趋于结束。从比湿来看, 中低层锋生强度最强时(23:00), 近地层比湿达到最大(20 g·kg-1), 从地面到高空整体呈现上凸结构, 表明中低空水汽充足; 之后, 随着比湿快速减小, 降水趋于结束。可见, 锋生强度与水汽饱和层厚度以及比湿有着较好的对应关系, 锋生最强时, 正好对应深厚的饱和层厚度出现和比湿向高空的凸起。
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图 10 2010年7月31日08:00至8月1日08:00沿暴雨区位置s(36.3°N, 111.5°E)比湿(等值线, 单位: g·kg-1)和相对湿度(阴影区, 单位: %)的高度-时间剖面 Figure 10 The height-time cross section of special humidity (contour, unit: g·kg-1) and relative humidity (the shaded, unit: %) through the rainstorm position s (36.3°N, 111.5°E) from 08:00 on 31 July to 08:00 on 1 August 2010 |
针对2010年7月31日夜间山西西南部一次业务模式出现较大预报偏差的副高边缘突发性暴雨天气过程, 利用常规和降水加密观测资料、FY-2E卫星TBB数据以及中尺度模式WRF高分辨率数值模拟结果, 对暴雨的发生发展、锋生以及锋生过程中的水汽演变特征进行了诊断分析, 主要得到以下结论:
(1) 此次突发性暴雨是由南亚高压、高空槽、副高以及地面冷锋等影响系统共同作用而产生的, 高空槽后的干冷空气与副高边缘的暖湿气流交汇产生β中尺度涡旋, 配合地面冷锋及其附近中尺度辐合线的触发作用, 共同为强对流云团的维持提供了有利的动力、水汽和层结不稳定条件, 强对流云团随着高空气流的引导而移动, MβCCS是产生突发性暴雨的直接影响系统, 南亚高压对暴雨强度起到增强作用。高空冷空气的强度、移动路径以及MβCCS的发展是判断此类强降水和暴雨落区的关键。
(2) 冷空气持续南下过程中与副高边缘的暖湿气流相遇产生局地锋生, 并伴有次级环流圈出现, 强锋生和次级环流圈的上升支正好对应暴雨的发生位置, 锋生强度大值的出现对强降水的发生有较好的指示意义。水平项引起对流层低层锋生, 而倾斜项导致对流层中层锋生, 且中低层锋生出现时间一致, 有利于降水强度加强; 与水平项相比, 倾斜项对总锋生的贡献更大。
(3) 地面冷锋附近中尺度辐合线和低层β中尺度涡旋的发展, 产生低层辐合、中层辐散的形势, 从而导致对流层低层水平锋生、中层水平锋消。低层水平锋生的发展与强降水的发生吻合较好。
(4) 强降水发生前, 存在对流不稳定层结建立、维持以及不稳定能量积累的过程, 不稳定层结建立后, 随着地面冷锋及其附近中尺度辐合线共同触发不稳定能量释放, 低层大气层结逐渐趋于中性, 同时, 强烈的上升运动使得不稳定层结高度升高, 从而导致对流层中层强垂直锋生发展。中层垂直锋生的发展与强降水的发生也对应较好。
(5) 锋生过程中, 副高边缘的暖湿气流使得对流层低层水汽含量增加并迅速达到饱和, 同时, 水汽辐合并不断向高层输送, 致使饱和层厚度增加, 水汽含量向高空凸起。湿度条件的快速变化对局地强降水的发生有较好的指示作用。
Chen G T J, Wang C C, Wang A H. 2007. A case study of subtropical frontogenesis during a blocking event[J]. Mon Wea Rev, 135(7): 2588–2609.
DOI:10.1175/MWR3412.1 |
|
Jirak I L, Cotton W R, Mcanelly R L. 2003. Sattellite and radar survey of mesoscale convective system development[J]. Mon wea Rev, 131(10): 2428–2449.
DOI:10.1175/1520-0493(2003)131<2428:SARSOM>2.0.CO;2 |
|
常煜, 韩经纬. 2015. 一次阻塞形势下的内蒙古暴雨过程特征分析[J]. 高原气象, 34(3): 741–752.
Chang Y, Han J W. 2015. Chracteristics of rainstorm processes under the blocking pattern in Inner Mongolia[J]. Plateau Meteor, 34(3): 741–752.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00033 |
|
陈晓红, 胡雯, 周扬帆, 等. 2009. 2007年汛期淮河流域连续性大暴雨TBB场分析[J]. 气象, 35(2): 57–63.
Chen X H, Hu W, Zhou Y F, et al. 2009. TBB features of continuous torrential rain over Huaihe valley in summer of 2007[J]. Meteor Mon, 35(2): 57–63.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2009.02.009 |
|
程海霞, 张红霞, 张燕, 等. 2011. 2010年8月晋城一次大暴雨天气过程分析[J]. 安徽农业科学, 39(31): 19459–19462.
Cheng H X, Zhang H X, Zhang Y, et al. 2011. Analysis of one heavy rainstorm in Jincheng in August in 2010[J]. Journal of Anhui Agricultural Sciences, 39(31): 19459–19462.
DOI:10.3969/j.issn.0517-6611.2011.31.154 |
|
崔粉娥, 王咏青, 狄利华. 2009. 山西一次低涡暴雨过程的成因分析[J]. 暴雨灾害, 28(3): 51–55.
Cui F E, Wang Y Q, Di L H. 2009. Formation mechanism of a low vortex heavy rain in Shanxi province[J]. Torrential Rain Disaster, 28(3): 51–55.
|
|
丁一汇. 2015. 论河南"75·8"特大暴雨的研究:回顾与评述[J]. 气象学报, 73(3): 411–424.
Ding Y H. 2015. On the study of the unprecedented heavy rainfall in Henan province during 48 August 1975:Review and assessment[J]. Acta Meteor Sinica, 73(3): 411–424.
DOI:10.11676/qxxb2015.067 |
|
高万泉, 周伟灿, 李玉娥. 2012. 华北一次强对流暴雨的湿位涡诊断分析[J]. 气象与环境学报, 27(1): 1–6.
Gao W Q, Zhou W C, Li Y E. 2012. Diagnostic analysis of moist potential vorticity for a rainstorm in North China[J]. J Meteor Environ, 27(1): 1–6.
|
|
郭英莲, 王继竹, 李才媛, 等. 2014. 锋生作用对2011年梅汛期湖北暴雨的影响[J]. 气象, 40(1): 86–93.
Guo Y L, Wang J Z, Li C Y, et al. 2014. Effect of frontogenesis on rainstorm in Hubei during meiyu period 2011[J]. Meteor Mon, 40(1): 86–93.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2014.01.010 |
|
侯瑞钦, 程麟生, 冯伍虎. 2003. "98·7"特大暴雨低涡的螺旋度和动能诊断分析[J]. 高原气象, 22(2): 202–208.
Hou R Q, Cheng L S, Feng W H. 2003. Diagnostic analysis of the helicity and kinetic energy for a low vortex of "98·7" extraordinary heavy rainfall[J]. Plateau Meteor, 22(2): 202–208.
|
|
李峰, 周薇, 张乐坚, 等. 2014. 北京"6·23"局地强对流天气的雷达产品特征分析[J]. 干旱气象, 32(4): 608–615.
Li F, Zhou W, Zhang L J, et al. 2014. Analysis on the radar products on "6·23" heavy rainfall process in Beijing[J]. J Arid Meteor, 32(4): 608–615.
|
|
李建刚, 马玉英, 姜彩莲, 等. 2014. 天山山区中部一次局地暴雨成因分析[J]. 干旱气象, 32(6): 972–979.
Li J G, Ma Y Y, Jiang C L, et al. 2014. Cause of a local rainstorm in central Tianshan Mountain[J]. J Arid Meteor, 32(6): 972–979.
|
|
李娜, 冉令坤, 周玉淑, 等. 2013. 北京"7·21"暴雨过程中变形场引起的锋生与倾斜涡度发展诊断分析[J]. 气象学报, 71(4): 593–605.
Li N, Ran L K, Zhou Y S, et al. 2013. Diagnosis of the frontogenesis and slantwise vorticity development caused by the deformation in the Beijing "7·21" torrential rainfall event[J]. Acta Meteor Sinica, 71(4): 593–605.
DOI:10.11676/qxxb2013.065 |
|
李山山, 李国平. 2017. 一次鞍型场环流背景下高原东部切变线降水的湿Q矢量诊断分析[J]. 高原气象, 36(2): 317–329.
Li S S, Li G P. 2017. Diagnostic analysis based on wet Q-vector of a shear line with rain on the east side of Qinghai-Tibetan plateau under the saddle pattern circulation background field[J]. Plateau Meteor, 36(2): 317–329.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00025 |
|
李银娥, 王艳杰, 李武阶, 等. 2015. 低层锋生型暴雨特征合成分析[J]. 气象科学, 35(2): 223–229.
Li Y E, Wang Y J, Li W J, et al. 2015. Composite analysis on features of low-level frontogenesis rainstorm[J]. J Meteor Sci, 35(2): 223–229.
DOI:10.3969/2014jms.0097 |
|
刘海文, 全美兰, 朱玉祥, 等. 2014. 锋生及其次级环流对北京2012·7·21最大降水增福和最大降水的影响[J]. 热带气象学报, 30(5): 911–920.
Liu H W, Quan M L, Zhu Y X, et al. 2014. The role of frotogenesis and secondary circulation in maximum precipiation enhancement and maximum precipiation in a 21 July 2012 rain in Beijing[J]. J Trop Meteor, 30(5): 911–920.
|
|
蒙伟光, 戴光丰, 张艳霞, 等. 2012. 华南局地锋生及对流系统发展的模拟分析研究[J]. 气象学报, 70(3): 387–401.
Meng W G, Dai G F, Zhang Y X, et al. 2012. Analysis and simulative study of the local frontogenesis and convection development over South China[J]. Acta Meteor Sinica, 70(3): 387–401.
DOI:10.11676/qxxb2012.034 |
|
宋雯雯, 李国平. 2016. 两类涡度矢量对四川盆地一次暴雨过程的分析应用[J]. 高原气象, 35(6): 1464–1475.
Song W W, Li G P. 2016. Analysis and application of the two type vorticity vectors on a heavy rainfall in Sichuan basin[J]. Plateau Meteor, 35(6): 1464–1475.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2015.00115 |
|
王伏村, 许东蓓, 姚延锋, 等. 2016. 一次陇东大暴雨的锋生过程及倾斜涡度发展[J]. 高原气象, 35(2): 419–431.
Wang F C, Xu D B, Yao Y F, et al. 2016. Frontogenesis process and slantwise vorticity development of a rainstorm in the east Gansu[J]. Plateau Meteor, 35(2): 419–431.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00127 |
|
王建中, 马淑芬, 丁一汇. 1996. 位涡在暴雨成因分析中的应用[J]. 应用气象学报, 7(1): 19–27.
Wang J Z, Ma S F, Ding Y H. 1996. Application of potential voricity theory to analysis of formative machanism of torrential rain[J]. J Appl Meteor Sci, 7(1): 19–27.
|
|
王丽荣, 杨荣珍, 李朝华, 等. 2009. 多普勒雷达三维拼图资料在强对流天气监测中的应用[J]. 气象与环境学报, 25(5): 18–23.
Wang L R, Yang R Z, Li Z H, et al. 2009. Application of CINRAD 3D mosaic products in strong convective weather[J]. J Meteor Environ, 25(5): 18–23.
|
|
王宗敏, 丁一汇, 张迎新, 等. 2014. 副高外围对流雨带中的对流-对称不稳定及锋生的诊断分析[J]. 大气科学, 38(1): 133–145.
Wang Z M, Ding Y H, Zhang Y X, et al. 2014. Analysis of convective-symmetric instabilities and frontogenesis in a convective rain band on the northwest edge of WPSH[J]. Chinese J Atmos Sci, 38(1): 133–145.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2013.12206 |
|
杨霞, 李云, 赵逸舟, 等. 2014. 新疆一次深秋局地短时大暴雨的成因分析[J]. 高原气象, 33(1): 162–170.
Yang X, Li Y, Zhao Y Z, et al. 2014. Analysis of a brief torrential rain event in autumn in Xinjiang[J]. Plateau Meteor, 33(1): 162–170.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2012.00170 |
|
张芳华, 陈涛, 杨舒楠, 等. 2014. 一次冬季暴雨过程中的锋生和条件对称不稳定分析[J]. 气象, 40(9): 1048–1057.
Zhang F H, Chen T, Yang S N, et al. 2014. Diagnosis of the frontogenesis and CSI features during a torrential rainfall event in winter[J]. Meteor Mon, 40(9): 1048–1057.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2014.09.002 |
|
张少林, 王俊, 周雪松, 等. 2009. 山东"7·18"致灾暴雨成因分析[J]. 气象科技, 37(5): 527–532.
Zhang S L, Wang J, Zhou X S, et al. 2009. Causal analysis of a disater inducing rainstorm in Shandong province[J]. Meteor Sci Technol, 37(5): 527–532.
|
|
赵桂香, 程麟生. 2006. 2001年7月山西中部一次罕见暴雨过程的诊断分析[J]. 高原气象, 25(6): 1083–1091.
Zhao G X, Cheng L S. 2006. Diagnostic analysis of a rare rainstorm process in mid-Shanxi in July 2001[J]. Plateau Meteor, 25(6): 1083–1091.
|
|
郑婧, 孙素琴, 吴静, 等. 2014. 梅雨锋短时大暴雨的多尺度环境场分析[J]. 气象, 40(5): 570–579.
Zheng J, Sun S Q, Wu J, et al. 2014. Analysis on multi scale ambient field for short time severe torrential rain on meiyu front[J]. Meteor Mon, 40(5): 570–579.
|
|
郑仙照, 寿绍文, 沈新勇. 2006. 一次暴雨天气过程的物理量分析[J]. 气象, 32(1): 102–106.
Zhen X Z, Shou S W, Shen X Y. 2006. Physics parameters analysis of a heavy rainfall event[J]. Meteor Mon, 32(1): 102–106.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2006.01.017 |