2018, Vol. 37
2. 海南省三亚市气象局, 海南 三亚 572000;
3. 山东省气象台, 山东 济南 250031
江淮气旋是造成中国东部地区强降水的重要天气系统, 冬春季可出现暴雪。引发暴雪的江淮气旋主要有两类:一类江淮气旋生成后北上, 主要给东北地区带来大范围的暴风雪天气, 如2007年3月35日, 受江淮气旋北上影响, 中国东部北方地区出现了近50年历史同期最严重的暴风雪和强降温天气, 一些研究揭示了这次暴雪天气的成因和机制(高松影等, 2009; 易笑园等, 2010; 刘宁微等, 2009; 孙艳辉等, 2012, 2015); 另一类江淮气旋在长江口一带生成后东移入海, 主要给华北南部和山东等地造成雨雪天气。据统计, 江淮气旋是造成山东暴雪最多的一类天气系统(闫丽凤等, 2014), 江淮气旋降雪过程降水相态复杂, 伴有不同相态的转换, 有时还伴有雷暴(杨晓霞等, 2012)。2010年2月28日, 受江淮气旋影响, 山东出现了雨、雪、霰、冰粒、冰雹和雷暴等多种天气现象伴随的全省性降水过程, 杨晓霞等(2012)讨论了该暴雪天气和江淮气旋的形成过程; 周雪松等(2013)认为对流层低层逆温层和暴雪前期爆发性增暖是“雷打雪”形成的重要因素, 降水过程有对流不稳定和明显的垂直风切变; 郑丽娜等(2012)认为这次雨雪过程是由中尺度对流复合体造成的。
欧美的降雪大多与温带气旋的形成、发展和移动有关(Bosart, 1981; Uccellini et al, 1985)。Marwitz et al(1993)认为温带气旋暖锋区降雪的动力强迫包括两方面:锋生产生的直接热力环流以及暖锋上的非地转风强迫条件性不稳定能量释放产生的对流浮力。北美冬季爆发性气旋的逗点头附近是暴风雪发生的主要地区, 成熟气旋的西北象限通常具有暖式锢囚锋的结构(Martin, 1998; Schultz et al, 1999)。地面气旋西北侧干湿气流的叠置减弱了湿对称稳定性, 天气和中尺度环流可能影响中尺度雪带的形成(Novak et al, 2010)。Rauber et al(2014a, 2014b)利用飞机携带的W波段雷达观测, 细致分析了气旋逗点头的垂直运动和气团的精细结构及三股气流的作用, 指出与干裂缝相联系的高层干空气侵入墨西哥湾暖湿空气, 在逗点头中产生两个降水区:北部为深厚的层状云降水区, 其上空有高空对流泡, 建立了播撒云-供水云机制; 南部为高架对流区。
上述研究对温带气旋的结构、气旋逗点头降雪的中尺度特征和成因等有了一定的认识, 但江淮气旋与欧美的温带气旋有许多不同, 尤其冬半年东移入海影响山东的江淮气旋。目前, 对江淮气旋降水云系、风场的中尺度特征以及雨雪相态转换等方面的研究较少, 认识有限, 导致江淮气旋降水的精细化预报水平不高, 在定量降水强度、降水相态和雨雪落区等方面预报偏差较大, 因此这些问题需要进一步研究。
2016年2月12日傍晚至13日, 受江淮气旋影响, 山东出现了一次极端雨雪过程, 全省有48个国家级气象站日降水量突破2月历史极值, 鲁北、鲁中和半岛北部经历了雨-雨夹雪-雪的相态转换。本文分析这次极端雨雪过程云系和风场的中尺度特征, 探讨降水成因和雨雪相态转换, 为冬半年江淮气旋降水预报提供参考。
2 资料选取和方法介绍使用的资料包括:常规观测、多普勒天气雷达、风廓线雷达、激光雨滴谱仪、山东逐小时加密自动站资料、星下点为5 km分辨率的FY-2E红外云图及6 h间隔1°×1°的NCEP/NCAR再分析资料。采用美国NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)空气资源实验室开发的轨迹模式HYSPLIT(Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model) Version 4.9 (Draxler et al, 1998; Stein et al, 2015)追踪雨雪过程的水汽来源, 该模式平流和扩散计算采用拉格朗日方法, 常用于追踪空气质点的运动轨迹。江志红等(2011)和孙建华等(2016)采用HYSPLIT模式分析了淮河流域和华南前汛期强降水的水汽来源、主要通道和不同水汽源地的贡献。这里采用HYSPLIT模式来分析雨雪过程的水汽来源和输送特点, 模拟区域选取降水中心区域(36.5°N-37°N、117°E-118.5°E, 水平分辨率0.5°×0.5°), 垂直方向上选取500, 1 500和3 000 m三个层次作为模拟的初始高度, 整个模拟空间轨迹初始点共24个, 每层空间追踪的轨迹初始点为8个。分别从降雨[13日02:00(北京时, 下同)]及降雪(13日08:00)两个时次计算后向积分96 h(4天)的三维运动轨迹, 6 h输出一次轨迹点的位置。文中涉及的地图底图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)2882的中国地图制作, 底图无修改。
3 降水概况和特点 3.1 降水概况12日08:00至14日08:00降水量[图 1(a)]显示, 这次气旋降水影响范围广, 长江以北主要有2个降水大值带:一个位于山东, 较宽广, 与气旋的暖锋云系配合; 另一个位于安徽西北部到河南东南部一带, 较狭长, 与气旋的冷锋云系对应[图 1(b)]。山东的降水于12日18:00自鲁南开始, 逐渐向山东中、北部推进, 13日05:00降水覆盖全省, 18:00全省降水结束。强降水主要在鲁中和半岛地区, 淄川(55.9 mm)和博山(52 mm)的降水量超过50 mm, 半岛地区强降水在福山(43.2 mm)和莱阳(40.6 mm)。从12日20:00至13日20:00的降雪分布(图略)看, 鲁北和半岛北部出现大到暴雪, 有6个站降雪量超过10 mm, 降雪中心分别在蓬莱(14.0 mm)和东营(11.1 mm)。过程初期为降雨, 13日07:00前后鲁北和鲁中开始转为雨夹雪或雪, 14:00鲁北、鲁中和半岛北部都转雪。
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图 1 2016年2月12日08:00至14日08:00累积降水量(a, 单位: mm)和13日02:00 FY-2G水汽图像(b) Figure 1 Accumulated precipitation from 08:00 on 12 to 08:00 on 14 (a, unit: mm) and water vapor satellite image from the FY-2G at 02:00 on 13 (b) February 2016 |
这次降水过程强度大, 众多站点日降水量打破2月历史记录, 鲁北、鲁中和半岛北部有雨雪相态转换。降水过程持续近24 h, 各时段的降水强度、落区以及各地雨雪的起讫时间有明显差异。大致分为两个阶段: (1)降雨阶段(12日18:00至13日07:00), 鲁北、鲁中和鲁南地区有强降雨。降水中心淄川12日22:00开始降雨, 降雨率在2~10 mm·h-1, 13日03:00-04:00出现9.8 mm的小时降雨峰值[图 2(a)], 鲁北的东营13日00:00开始降雨, 最大小时降水量为5.9 mm[图 2(b)]。半岛地区降水开始的晚, 蓬莱(图略)和烟台[图 2(d)]13日04:00开始降水, 降雨持续时间分别为3 h和9 h。半岛南部的乳山13日06:00才开始降雨, 08:00出现10.6 mm最大小时降水量(图略), 为该过程最大降雨率。(2)降雪阶段(13日07:00-18:00), 鲁北、鲁中和半岛北部逐渐由雨转雪, 半岛南部为强降雨。东营13日07:00转雪, 最大降雪率为3.5 mm·h-1; 蓬莱、淄川和烟台13日08:00前后转雪, 最大降雪率分别为3.9, 2.0和2.6 mm·h-1, 降雪持续5~8 h。降雪初期的几小时降雪强度较大, 之后逐渐减弱, 东营13日07:00-11:00降雪达9.1 mm[图 2(b)], 蓬莱13日08:00-12:00降雪量为11.7 mm(图略), 烟台13日12:00-18:00降雪8.9 mm[图 2(d)]。
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图 2 2016年2月12日20:00至13日20:00地面自动气象站气压、温度、风(单位: m·s-1)和过去1 h降水量随时间变化 Figure 2 The variation of surface pressure, temperature, hourly precipitation and wind (unit: m·s-1) from automatic weather stations from 20:00 on 12 to 20:00 on 13 February 2016 |
可见, 各站降水持续不到20 h, 强降雨和强降雪集中在几小时内, 鲁北、鲁中和半岛北部初期降雨, 后期随温度下降转雪, 降雨率比降雪率大得多, 降雨阶段各站有1~2个峰值, 降雪阶段有1个峰值, 表明降水云团经历了发生、发展、消亡以及新生云团的补充。地面温度表现为持续下降, 地面0 ℃线基本是雨雪分界线; 地面气压降雨时明显下降, 降雪时明显上升; 地面为西北风或东北风为主。
4 大尺度环流形势和影响系统 4.1 高空形势这次极端雨雪天气是在有利的大尺度环流形势下产生的。12日08:00 500 hPa上, 乌拉尔山附近为阻塞高压, 东西伯利亚为极涡控制, 从贝加尔湖东部经蒙古国至新疆有一横槽, 横槽南部为东北-西南向锋区, 河套西部有一中支槽, 105°E附近有一南支槽, 我国东部地区处于槽前西南气流里[图 3(a)]。12日20:00, 500 hPa上新疆一带横槽转竖, 带动冷空气从河套西部东移南下, 中支槽和南支槽结合[图 3(b)]; 850 hPa上, 在500 hPa高空槽前正涡度平流的作用下, 河南附近新生低涡, 其前部的暖切变线在34°N附近, 切变线南部为较强的西南低空急流[图 4(a)]。13日08:00, 850 hPa上低涡沿切变线东移至鲁东南地区, 暖切变线北抬至37°N附近, 青岛和荣成的东南风由12 h前4 m·s-1分加增大为6 m·s-1和10 m·s-1, 下游大连站的东南风为5 m·s-1[图 4(e)], 东南风的加强有利于黄海和东海的水汽向山东输送, 山东半岛为风速辐合区, 有利于降水加强。
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图 3 2016年2月12日500 hPa位势高度(实线, 单位: dagpm)和温度(虚线, 单位: ℃)分布 粗实线为槽线, D表示低压中心 Figure 3 Distribution of the observed geopotential height (solid line, unit: dagpm) and temperature (dashed line, unit: ℃) at 500 hPa on 12 February 2016. Thick solid line means trough line, the letter D denotes the low pressure center |
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图 4 2016年2月12-13日850 hPa位势高度(实线, 单位: dagpm)、水汽通量散度(彩色区, 单位: ×10-7 g·s-1·hPa-1·cm-2)和风(风羽, 单位: m·s-1)分布(左, 粗虚线为切变线)以及地面海平面气压(实线, 单位: hPa)、风和冷、暖锋分布(彩色区为850 hPa大于0 K·s-1的温度平流, 单位: ×10-5 K·s-1)(右) Figure 4 Distribution of the geopotential height (solid line, unit: dagpm), water vapor flux divergence (color area, unit: ×10-7 g·s-1·hPa-1·cm-2) and wind barbs (barb, unit: m·s-1) at 850 hPa (left, thick dashed lines are shear lines), and sea level pressure (solid line, unit: hPa), wind and the fronts at surface (color area is warm advection at 850 hPa, unit: ×10-5 K·s-1)(right)from 12 to 13 February 2016 |
12日20:00地面上, 东北东部-河北-山西北部一线以及河套东部分别有一冷锋, 河套东部的冷锋前部有地面倒槽伸向山东[图 4(b)]。12日傍晚, 在切变线和地面倒槽作用下, 鲁南首先开始降雨。23:00, 在安徽南部形成气旋, 中心气压为1 005 hPa(图略)。13日02:00[图 4(d)], 地面风向表现出明显的气旋式辐合, 鲁中以北和半岛为东北风, 鲁西南为西北风。气旋形成后诱发冷空气快速东移南下, 山东各地北风明显加大, 水汽输送和辐合增强, 导致降水加剧。08:00[图 4(f)], 江淮气旋经长江口北部入海, 位于渤海海峡的长岛站和内陆的蓬莱站的东北风分别由02:00的4 m·s-1和2 m·s-1增大为12 m·s-1和6 m·s-1, 风速辐合明显增强, 且随温度下降, 鲁北和半岛地区出现雨雪转换。20:00, 气旋中心移至朝鲜半岛, 山东大部转为西北风, 降水结束(图略)。
可见, 强低空偏南急流向山东输送水汽和能量, 中支槽和南支槽合并加强, 有利于低层减压; 低涡和切变有利于低层辐合和上升运动。江淮气旋形成后冷空气快速南下, 导致雨雪转换, 降水发生在高空槽前西南低空气流的左前方、地面倒槽的顶部和江淮气旋的西北象限。
5 江淮气旋云系的演变特征 5.1 雨雪期间云团的活动特征下面通过分析云系的演变来了解江淮气旋雨雪过程天气系统的活动。从星下点分辨率为5 km的FY-2E红外云图(图 5)可以看出, 12日16:30, 内蒙古东部到河套北部有一宽广的东北-西南向的冷锋云系, 位于河南和山西南部的切变线云系是造成山东降水的主要云系。17:30之后, 随系统东移北上, 切变线云系开始影响鲁西南, 该云系包括数个范围较小的云顶温度低于-45 ℃的云团(图略)。18:30, 切变线云系明显加强。20:30, 切变线云系中可分辨出3个云顶温度低于-50 ℃的β中尺度云团A、B和C, 分别位于鲁西、鲁中及安徽北部, 且切变线云系已与冷锋云系相连。22:30, 云团A和B结合, 云团C移入鲁南; 同时安徽有一系列云团发展, 形成气旋逗点云系的尾部, 气旋逗点云型基本形成, 与地面图上23:00气旋的形成相对应。随云团发展, 鲁西南和鲁中出现大于5 mm的小时降水。13日00:30, 云团A移到河北东部到渤海湾一带, 范围明显扩大, 云团B与C合并, 并与安徽北部的云团D相连, 云团C中云顶温度低于-50 ℃的范围扩大, 小时降水量大于5 mm的站点增多, 强降水分布在云团B和C南侧温度梯度大值区附近, 泰安站12日23:00至13日00:00的10.4 mm降水就是由云团B和C合并发展造成的。13日02:30, 气旋逗点云型更清晰, 云团A和B拉长。03:30, 云团C移到山东半岛南部, 其云顶温度低于-50 ℃范围达最大(图略)。之后云团C快速向东北方向移动, 06:30移出山东。逗点云系向东北方向移动的同时, 云团D发展, 13日06:30开始影响半岛南部, 13:30时移出山东, 给山东半岛带来强降水, 乳山站13日07:00-08:00的10.6 mm的降雨就是由云团D造成的。
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图 5 2016年2月12日16:30至13日08:30(30°N-48°N, 108°E-125°E)范围内云顶黑体亮温TBB的分布(单位: ℃) 红色数字是过去1 h大于5 mm降水量, 字母A、B、C和D为追踪的主要云团 Figure 5 Distribution of infrared brightness temperature over the region (30°N-48°N, 108°E-125°E) from 16:30 on 12 to 08:30 on 13 February 2016. Unit: ℃. The red number is hourly precipitation amount larger than 5 mm. Letters (A~D) are used to trace cloud mass |
可见, 云系的发展和移动与雨雪有较好的对应关系, 强降水出现在云系内部云团增强阶段, 雨雪过程中不断有β中尺度云团从苏皖移入山东。云团A在山东短暂停留, 主要造成鲁西北的降雨; 云团B经历了与云团A和C的结合, 在山东停留长达16 h, 造成鲁北和鲁中强降水; 云团C和D在山东分别停留8 h和7 h, 主要造成鲁东南和半岛的降水。
5.2 雷达回波的演变特征下面进一步通过高分辨率(0.01°×0.01°)的雷达拼图来了解气旋云系的中尺度特征。
5.2.1 江淮气旋逗点云系的形成分析雷达组合反射率(图 6)表明, 12日20:00, 鲁西北、鲁西南和鲁东南分别有3条带状回波a、b和c与图 5中的云团A、B和C对应, 这些带状回波以层状云为主, 其中有少量大于35 dBZ的积状云; 安徽东北部有一西北-东南向对流云为主的回波带d。22:00, 上述回波发展, 范围扩大、北移, 尤其回波带d明显加强, 回波带a在原地发展, 并与b相连。2 h后, 回波带d进一步发展, 范围扩大, 北部移入鲁东南, 虽然江淮气旋已经形成, 但北部回波带b、c与回波带d还未完全连在一起。直到13日02:00, 整个回波带成为一体, 形成逗点状云型(由于图的范围所限, 逗点云的尾部未全部包括在图中), 逗点云头[图 6(d)中黑色矩形所在]范围宽广, 与暖锋云系对应, 其中有零散的对流云, 逗点云的尾部[图 6(d)中红色矩形所在]范围狭窄, 与冷锋云系对应, 以对流云为主。
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图 6 雷达组合反射率(单位: dBZ)和0 ℃等温线[(h)中红色虚线, 单位: ℃]分布 椭圆中的字母a~d追踪主要回波带的演变, 椭圆中的数字1~5追踪主要中尺度雨带或雪带, 红色圆点上方字母Z、L和F分别代表淄川、莱阳和福山所在位置, d中黑色方框近似代表逗点头的位置, 红色方框代表逗点云的尾部, (d)和(h)中黑色线分别为图 7(a)和(b)的剖线 Figure 6 Radar composite reflectivity (unit: dBZ) derived from the mosaic reflectivity and zero isotherm[red dashed line in Fig. 6 (h), unit: ℃]. Letters (a~d) inside ellipses are used to trace the evolution of major echoes. Numbers (1~5) inside ellipses are used to trace the mesoscale rain bands or snow bands. The red dot above the letters Z, L and F denote the city of Zichuan, Laiyang and Fushan, respectively. The black rectangular box in d denotes the position of comma head of the cyclone, while the red rectangular box denotes the tail of the comma cloud of the cyclone. The black lines in (d) and (h) represent the location of the cross section used in Fig. 7(a) and (b) |
13日04:00, 江淮气旋发展成熟, 逗点云头中的强回波开始呈涡旋回波特征, 其中的对流元明显向东北-西南向伸长, 形成中尺度雨带1、2和3[图 6(e)], 淄川13日03:00-04:00 9.8 mm强降水就是由中尺度雨带2造成的。13日06:00, 由于冷空气南下, 逗点头西部的积状云减弱消失, 积状云主要集中在山东半岛, 逗点云尾部已移到海上, 其中的积状云明显减弱[图 6(f)]。09:00, 逗点云系随江淮气旋向东北方向移动, 逗点头西部云系中形成中尺度雪带4, 与强降雪对应, 中尺度雨带5与强降雨对应[图 6(h), (i)]。
可见, 江淮气旋逗点云系是由多条带状回波合并发展形成的, 逗点头与暖锋云系对应, 以层状云为主, 其中有零散的积状云; 逗点云的尾部与冷锋云系对应, 形成初期以对流云为主。气旋形成后, 回波发生气旋性旋转, 逗点头内的对流元向东北-西南向拉长, 形成多条中尺度强雨带, 逗点云尾部移到海上, 对流明显减弱。随冷空气南下, 逗点头西部的对流减弱, 形成中尺度雪带, 但与美国东北部温带气旋逗点云头附近的单个带状中尺度雪带的强度和组织性有很大不同(Novak et al, 2004)。
5.3 江淮气旋雨雪云系的垂直剖面下面通过雷达反射率的垂直剖面进一步了解雨雪的垂直结构。13日02:00经降雨中心的雷达反射率的垂直剖面[图 7(a)]显示, 降雨回波是由多个相互分离、直立的对流单体组成, 最强对流单体的反射率大于50 dBZ, 回波核心在2~3 km, 这些对流单体处于不同发展阶段, 大于35 dBZ的对流云回波发展到4 km, 有些对流单体的云顶可达9 km以上。13日09:00经强降雪中心的雷达反射率垂直剖面[图 7(b)]显示, 降雪回波也是由多个单体组成, 每个单体较独立, 较降雨回波单体宽, 反射率小于35 dBZ, 反射率核心在近地面。位于118.2°E附近的回波发展的最高, 达6 km, 与强降雪对应, 另外两个单体大于20 dBZ的回波伸展到4 km, 大于30 dBZ的回波在2 km以下。
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图 7 2016年2月13日经过雨带[a, 剖线见图 6(d)]和雪带[b, 剖线见图 6(h)]雷达反射率的垂直剖面(单位: dBZ) Figure 7 Vertical cross section of radar reflectivity along a rainband [a, see Fig. 6(d)] and snowband [b, see Fig. 6(h)] on 13 February 2016. Unit: dBZ |
可见, 降雨回波伸展的高度高, 回波核心在2~3 km, 回波强度强; 而降雪回波伸展不高, 回波核心在近地面, 回波均匀, 强度较弱。降雪回波比降雨回波弱, 这主要是由于冰晶和雪花对微波的散射能力比水滴小得多, 对微波的衰减作用较小。
6 极端雨雪天气成因分析Wetzel et al(2001)认为冬季降水取决于水汽、稳定度、动力抬升、降雪效率和温度5个要素。其中, 充足的水汽和强上升运动是降雪产生的必要条件(杨莲梅等, 2016; 孙殿光等, 2016; 胡顺起等, 2017), 下面从水汽、稳定性和动力抬升条件来探讨这次极端强雨雪天气的成因。
6.1 水汽条件分析冬半年气温低, 空气中的含水量较夏季少, 降水发生时对水汽条件要求高, 那么这次雨雪过程的水汽来源和输送有怎样的特点？
从850 hPa水汽通量散度和风的演变(见图 4)可以看到, 12日20:00, 河南附近形成低涡, 西南低空急流加强北上, 向山东的水汽输送加强, 形成2个水汽辐合区, 低涡东侧鲁东南地区的水汽辐合区是西南气流和东南气流汇合形成的, 而鲁西地区的水汽辐合区是冷锋后部西北气流和偏南气流汇合的结果, 降水云团与水汽辐合区对应[图 6(a)]。13日02:00, 随低涡东移北上, 强水汽辐合区移至山东中北部及江苏一带, 采用HYSPLIT模式模拟不同层次气块轨迹表明, 边界层(约500 m)的水汽主要来源于东海和黄海, 也有部分来自渤海和南海, 1 500 m和3 000 m的水汽主要来源于南海, 经我国华南到达山东, 也有部分来自东海[图 8(a)]。西南气流的水汽输送主要在对流层中低层, 为槽前西南气流输送水汽; 东南气流的水汽输送在对流层低层, 如12日20:00徐州925 hPa和850 hPa的东南风风速均达14 m·s-1[图 9(a)], 非常有利于水汽输送。轨迹的垂直剖面[图 8(c)]显示, -24~0 h之间三个高度的气块都是上升的, -48~-24 h气块是下沉的, 因此-24~0 h的气块对降水贡献最大, 更早时间(-48 h之前)的气块对降水几乎没有贡献。结合章丘的湿度场[图 10(c)]分布, 700 hPa以下比湿大于4.5 g·kg-1, 比湿中心大于6 g·kg-1, 在850 hPa, 与低空急流和超低空急流的水汽输送密切相关。
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图 8 HYSPLIT轨迹模式模拟的2016年2月13日02:00和08:00的气块后向轨迹(向后积分96 h) Figure 8 The backward trajectories for 96 h of air parcel from HYSPLIT model at 02:00 and 08:00 on 13 February 2016 |
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图 9 2016年2月12-13日徐州、章丘和青岛站的T-logP图 Figure 9 T-logP of Xuzhou, Zhangqiu and Qingdao stations from 12 to 13 February 2016 |
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图 10 章丘和烟台风廓线雷达逐时风场(风羽, 单位: m·s-1)及NCEP/NCAR再分析资料计算的比湿(实线, 单位: g·kg-1)和水汽通量散度(阴影, 单位: ×10-8 g·s-1·cm-2·hPa-1)的高度-时间垂直剖面图 Figure 10 Temporal and height profile of the wind (barb, unit: m·s-1) and specific humidity (solid line, unit: g·kg-1) and moisture flux divergence (the shaded, unit: ×10-8g·s-1·hPa-1·cm-2) calculated from the NCEP/NCAR analysis data at Zhangqiu and Yantai |
13日08:00, 水汽输送进一步加强, 青岛700 hPa西南风速达18 m·s-1, 低涡北部的渤海湾一带为东北气流和东南气流形成的水汽辐合区, 鲁北和半岛北部仍处于水汽辐合区内[见图 4(e)]。HYSPLIT模式模拟的气块轨迹显示, 1 500 m的水汽来源于南海和东海, 部分来自于渤海, 3 000 m的水汽主要来源于南海, 部分来自于东海。轨迹的垂直剖面[图 8(d)]也表明1 500 m和3 000 m的气块在-24~0 h之间对降水的贡献最大。值得注意的是500 m为一致的来自西伯利亚气团经渤海到达山东[图 8(c)], 表明气旋形成后, 冷空气明显南下, 边界层附近水汽输送微弱, 气块在-24~-6 h间有明显的下沉, -6~0 h在近地面层附近停留, 形成东北风冷垫[图 8(d)], 结合章丘[图 10(c)]和烟台[图 10(d)]的湿度场, 边界层附近的比湿小于3.5 g·kg-1, 大于4.5 g·kg-1的比湿在900~700 hPa之间, 湿度明显下降, 水汽辐合区在边界层之上。与13日02:00水汽输送相比, 13日08:00 1 500 m和3 000 m的水汽输送通道更偏东, 山东半岛的水汽输送量增加[图 8(b)], 降水区东移, 边界层附近出现较厚的东北风冷垫。13日20:00, 低涡东移, 其东侧的水汽输送带撤出山东, 降水结束。在上述有利的水汽输送下, 各站低层比湿特别大, 12日20:00至13日08:00, 济南、青岛和荣成探空850 hPa和925 hPa的比湿达6~8 g·kg-1, 远高于暴雪过程3~4 g·kg-1的比湿(杨成芳等, 2015)。
可见, 来自西南和东南两个方向的低空急流持续输送充沛的水汽, 降雨阶段还有来自东南方向的超低空急流输送水汽, 降雪阶段边界层水汽输送微弱, 形成较厚的东北风冷垫, 高比湿和强水汽辐合导致强降水。
6.2 风场、温度场和湿度场的垂直结构从探空代表站的T-logp图(图 9, 粉色区域为不稳定层
13日08:00, 章丘的整层大气接近饱和, 逆温层增厚, 其高度抬高至1~2 km, 逆温层之上2~3 km出现等温层, 850 hPa以下为8~12 m·s-1的强东北风, 形成较厚的东北风冷垫, 条件性不稳定能量基本释放, 但1 000~925 hPa仍有不稳定区[图 9(c)]。青岛925 hPa也转为东北风, 冷垫增厚, 整层近饱和, 1 000~850 hPa为逆温层, 逆温层之上850~720 hPa和480~400 hPa之间有条件性不稳定[图 9(d)], 这种配置使暖湿空气在冷垫上爬升, 有利于降水发展。
下面利用风廓线雷达观测的精细风场来了解雨雪过程的中尺度风场结构。章丘[图 10(a)]主要降雨开始(12日22:00)前, 1.5 km高度以下为东南风, 1.5~4 km为西南风, 达不到低空急流强度。降雨开始的12日22:00, 2 km以下的风速明显加大, 尤其是0.8 km以下的东南风增大到8 m·s-1。降雨阶段(12日22:00至13日07:00), 近地面逐渐由东南风转为东北风, 且东北风逐渐增厚, 13日00:00-07:00近地面东北风从0.7 km伸展到2.2 km。13日02:00, 3.5 km以上形成低空急流, 该低空急流维持3 h, 低空急流维持期间降水率较大, 最大为6 mm·h-1[见图 2(c)], 因为偏南低空急流输送的水汽强, 700 hPa以下为高比湿区和水汽辐合区[图 10(c)], 低层风向随高度顺转, 有明显的暖平流, 非常有利于降水。13日07:00, 3 km以上转为偏西风, 降雨开始转雪。降雪阶段(13日07:00-15:00), 从地面向上一直维持2.2 km厚的东北风冷垫, 东北风达急流强度, 最大风速为20 m·s-1, 由于近地面东北风冷垫太厚, 其上暖湿气流弱, 低层比湿和水汽辐合减弱[图 10(c)], 与弱降雪对应, 降雪率不到1 mm·h-1。值得注意的是, 降雨后期13日03:0006:00东北风冷垫和其上部的西南风之间有明显的东南风过渡层, 07:00开始东南风过渡层消失, 雨雪开始转换, 风随高度逆转, 有冷平流。
烟台的风廓线雷达[图 10(b)]显示, 13日00:00-20:00, 烟台上空风向风速经历了几次转变。降雨开始(04:00)前, 0.6 km以下为弱的东北风, 0.8~1.4 km为偏东风, 1.4 km以上为偏南风。降雨阶段(04:00-12:00), 近地面东北风逐渐加厚, 风速明显增强, 06:00已达低空急流强度, 从04:00-08:00近地面北风从0.7 km伸展到1.5 km; 该北风层内近地面为西北风, 向上为东北风, 呈气旋式旋转, 有明显的切变。北风冷垫之上有一薄层东南风, 2.1 km以上为深厚的偏南风急流, 最强风速达20 m·s-1。中高层有暖平流, 有强暖湿空气输送, 低空有明显的风向切变, 为强降雨提供能量, 大于3.5 g·kg-1的比湿在925~600 hPa, 强水汽辐合在950~700 hPa之间[图 10(d)], 08:00-12:00降水率在3~5 mm·h-1[见图 2(d)]。降雪阶段(12:00-17:00), 1.8 km以下一直维持偏北风冷垫, 2.8 km以上为西南风, 达急流强度, 在1.8~2.8 km由西北风转为偏西风, 风随高度逆转, 有冷平流。14:00, 比湿大值区上移到850~600 hPa, 水汽辐合区在750~400 hPa[图 10(d)], 13:00-15:00的降雪率在2~3 mm·h-1。
探空和风廓线分析表明, 降雨时低层有浅薄的东北风冷垫, 2~3 km以上有急流时降雨较强。降雪时东北风冷垫深厚, 其上为西南气流或偏西气流, 烟台2.8 km之上为西南风, 水汽输送强, 降雪相对强; 而章丘3 km以上为偏西风, 水汽输送弱, 降雪弱。强雨雪都发生在偏南低空急流最强盛时段。降雨阶段东北风冷垫之上有一东南风层, 向上风向顺转, 有明显的暖平流; 东南风层随时间逐渐变薄, 东南风层消失是雨雪转换的标志, 说明降雨发生在低层低涡的东北象限, 当测站处于低层低涡的西北象限时转雪。
从锋区垂直剖面的演变(图 12)可以很好地理解风廓线雷达风场的演变, 冷空气垫厚度的变化体现了暖锋前冷气团厚度随锋区的变化。降水初期, 测站与暖锋锋线的距离较近, 冷空气垫浅薄。随冷空气南下, 地面锋线南压, 测站与锋线距离加大, 冷空气垫加厚。另一方面, 冷空气南下导致的锋面坡度加大, 也造成冷空气垫加厚。
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图 12 2016年2月13日沿117°E及121°E的位温(细实线, 单位: K)、锋生函数[阴影, 单位: ×10-3 K·km-1·(3h)-1]及风场(v, w×100, 单位: m·s-1)的垂直分布 Figure 12 Vertical cross sections of potential temperature (thin solid line, unit: K), petterssen frontogenesis [the shaded, unit: ×10-3 K·km-1·(3h)-1] and wind (v, w×100, unit: m·s-1) along 117°E and 121°E on 13 February 2016 |
从上述分析可知, 降水过程具备了水汽和条件性不稳定, 下面通过分析动力抬升机制来进一步揭示极端雨雪过程的成因。分析850 hPa的温度平流[图 4(b), (d), (F)]表明, 山东的对流层低层有明显的暖平流, 暖平流在产生天气尺度垂直运动方面起重要作用。
大气的锋生函数定义为水平位温梯度的个别变化率, 锋生可以激发非地转直接环流, 下面用锋生函数来诊断垂直运动。Petterssen锋生函数可表示为(Schultz et al, 1999):
| $\begin{array}{l} F = \frac{{\rm{d}}}{{{\rm{d}}\mathit{t}}}\left| {{\nabla _\mathit{h}}\mathit{\theta }} \right| = \frac{{ - 1}}{{\left| {{\nabla _\mathit{h}}\mathit{\theta }} \right|}} = \{ \left[ {{{\left({\frac{{\partial \mathit{\theta }}}{{\partial x}}} \right)}^2}\left({\frac{{\partial u}}{{\partial x}}} \right) + {{\left({\frac{{\partial \mathit{\theta }}}{{\partial y}}} \right)}^{\rm{2}}}\left({\frac{{\partial v}}{{\partial y}}} \right)} \right]\\ \;\;\;\;\;\;\;\; + \left[ {\frac{{\partial \mathit{\theta }}}{{\partial x}}\frac{{\partial \mathit{\theta }}}{{\partial y}}\left({\frac{{\partial u}}{{\partial x}} + \frac{{\partial u}}{{\partial y}}} \right)} \right]\}\;\;\;\;, \end{array} $ | (1) |
其中: θ为位温; u和v为水平风速, 采用上式计算锋生函数。
从925 hPa位势高度、位温、锋生函数和风的分布(图 11)可以看出, 12日14:00, 东北到华北北部以及河南、湖北和湖南一带分别有两个锋生带与两段冷锋对应, 从南海向北有相当位温高能舌伸向山东。20:00, 由于河套东部冷空气东移南下, 河南和湖北一带的锋生明显加强, 锋生中心位于河南东部, 除山东半岛外山东大部地区为锋生区。13日02:00, 山东和安徽交界附近形成低涡, 暖切变线在34°N附近, 切变线南侧形成西南低空急流, 暖湿空气输送加强; 冷式切变后部的北风进一步加大, 与θ线的交角加大, 非地转运动增强, 山东中西部形成强的位温梯度, 锋生加强, 锋生中心在鲁西南; 暖切变北侧锋生也明显加强, 与θ线的交角加大, 强东北气流南压至38°N附近; 过锋生中心沿117°E锋生函数的垂直剖面[图 12(a)]显示, 地面32°N-37°N为位温密集带, 即暖锋锋区, 与锋生函数大值区对应, 锋区随高度向北倾斜, 36°N以北的近地面向上为北风, 即暖锋前的冷空气垫, 冷空气垫向北逐渐增厚, 低空较强的锋生在36°N38°N之间激发了上升运动, 有利于降雨。13日08:00, 随低涡东移, 强锋生区移至山东半岛和鲁东南地区[图 11(d)], 从沿121°E锋生函数的垂直分布[图 12(b)]看到, 地面35°N39°N之间的位温梯度加大, 锋区加强, 强锋生区主要集中在700 hPa以下, 锋面坡度较13日02:00变大(图略), 近地面北风加强, 暖湿气流沿锋面向上向北爬升, 降水位于锋生次级环流的上升支附近。
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图 11 2016年2月1213日925 hPa位温(实线, 单位: K)、风(风羽, 单位: m·s-1)和锋生函数[阴影, 单位: ×10-3K·km-1·(3h)-1]分布 Figure 11 Distribution of potential temperature (solid line, unit: K) and wind (barb, unit: m·s-1) and petterssen frontogenesis [the shaded, unit: ×10-3 K·km-1·(3h)-1] at 925 hPa from 12 to 13 February 2016 |
可见, 随着干冷空气南下和低空急流加强, 暖锋附近的温度梯度加大, 局地锋生加强, 锋生次级环流和地转偏差加大, 导致上升运动加强。锋生激发的非地转垂直上升运动使条件性不稳定能量释放导致降水, 雨雪云团的组织化与锋生的加强非常一致。
7 降水相态分析13日08:00前后, 对流层低层较强冷空气的入侵使得边界层内温度持续下降, 导致雨雪转换。从章丘站探空和地面观测看, 12日20:00, 其0℃层高度为2 854 m[图 9(b)], 700 hPa以下温度较高, 故12日夜间章丘为降雨。13日08:00, 850, 925和1 000 hPa的温度分别为-3, -4和1 ℃, 2 m气温为-0.2 ℃, 0 ℃层高度低于925 hPa[图 9(c)], 边界层内温度均达到了雨雪转换的阈值(杨成芳等, 2013), 因此章丘在13日7:00前后转为降雪。
章丘气象观测站激光雨滴谱仪探测(图 13)可以更清楚地看到, 雨雪转换前后最大粒子直径和最大粒子降落速度的变化。13日05:30-06:30, 降水相态为液态, 降水强度小, 最大粒子直径较小, 基本在2 mm以下, 最大粒子降落速度较大, 大部在4 m·s-1以上。06:31-06:47, 最大粒子直径逐渐增大, 从1.25 mm增大到3.5 mm, 最大粒子降落速度也逐渐增大, 从5.0 m·s-1增大到8.2 m·s-1, 此时为混合相降水, 固态主要是霰, 且降水强度逐渐增大。06:48, 最大粒子直径出现跃增, 从06:47的3 mm增大到6 mm, 06:50增大到10 mm, 此后一直维持在5.5~10 mm, 最大粒子降落速度跃减, 从06:47的6.6 m·s-1减小到2.2 m·s-1, 此后大部分维持在3 m·s-1以下, 降水相态为固态, 主要是降雪, 降水强度出现跃增。需要注意的是, 虽然雨滴谱仪的最大粒子直径和最大粒子降落速度等资料可以精细地刻画出了雨雪转换特征, 但测得的降雪强度比降雨强度大很多, 这是光学厚度而非雪的质量。粒子降落速度虽然与粒子大小有关, 但与相态的关系更大。结合风廓线雷达风场的分析可知, 风廓线雷达风场和雨滴谱仪的观测在降水相态短时临近预报中是有益的判别资料。
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图 13 2016年2月13日05:0007:30章丘激光雨滴谱探测的最大粒子直径(单位: mm)、最大粒子降落速度(单位: m·s-1)、降水强度(单位: mm·h-1)和降水相态的演变 Figure 13 The evolution of maximum particle radius (unit: mm), maximum particle sinking velocity (unit: m·s-1), precipitation intensity(unit: mm·h-1) and precipitation phase measured by laser raindrop spectrograph at Zhangqiu from 05:30 to 07:30 on 13 February 2016 |
对2016年2月12-13日由江淮气旋引发的山东极端暴雨雪过程的天气形势、云系演变和降水成因进行了初步分析, 得到如下结论:
(1) 这次雨雪过程发生在中支槽和南支槽结合, 地面有江淮气旋生成的背景下, 850 hPa低涡及其前部的暖切变线有利于水汽辐合和上升运动发展。江淮气旋形成后冷空气快速南下, 导致山东北部降雪。
(2) 降水过程中不断有β中尺度云团从苏皖移入山东, 雨雪天气主要由4个云团造成。江淮气旋逗点头云系由多条带状回波合并发展形成, 气旋形成后, 云团呈气旋式旋转、拉长, 形成多条中尺度强雨(雪)带, 强雨雪的发生与云团加强和移动密切相关。
(3) 水汽条件极为有利, 来自西南和东南两个方向的低空急流持续输送水汽, 降雨阶段还有来自东南方向超低空急流的水汽输送, 造成高比湿, 降雪阶段边界层水汽输送很弱。低层低涡前部东北风和东南风切变辐合、暖平流、暖锋锋生和条件性不稳定能量释放强迫上升运动发展, 导致强雨雪。
(4) 降雨阶段, 低层为浅薄的东北风冷垫; 降雪阶段, 东北风冷垫较降雨阶段深厚得多, 东北风冷垫上东南风层变薄直至减弱消失是降水相态转换的标志。雨滴谱仪是降水相态短时临近预报的有益判别资料。
由于缺乏高时空分辨率的观测资料, 对江淮气旋暖锋降水成因的分析有一定的局限性, 对于过程中是否还有其他不稳定有待于用数值模拟进一步来揭示, 将另文讨论。
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2. Sanya Meteorological Bureau, Hainan Province, Sanya 572000, Hainan, China;
3. Shandong Provincial Meteorological Observatory, Jinan 250031, Shandong, China