2018, Vol. 37
2. 高原大气与环境四川省重点实验室, 四川 成都 610225
青藏高原(下称高原)是世界海拔最高的高原, 为研究云形成及其微物理特征提供了天然的试验平台。高原干季、雨季分明, 全年80%~90%的降水集中在5-9月的雨季(巩远发等, 2004)。很多气象工作者研究发现高原雨季是从东南向西北、从边缘向腹地推进的, 雨季的起讫是高原季节转换的标志, 与东亚季风环流有较好的对应关系(章凝丹等, 1983)。
中尺度对流系统MCS(Mesoscale Convective System)是在中低纬地区常见的一种强对流天气系统, 中尺度对流复合体MCC(Mesoscale Convective Complex)是由若干对流单体或者孤立对流系统及其衍生的层状云系所组成的对流系统, 从卫星云图上识别为中-α尺度(直径200~2 000 km)对流系统(MαCS)。Maddox(1980)研究指出高原东部地区是中-β尺度对流系统(MβCS, 直径20~200 km)和MαCS的频发地, 并以中-β尺度为主, MβCS受外来系统影响而强烈发展就可以达到中-α尺度(江吉喜等, 2002), 6月是MCS特别是MαCS发生频率最高的月份。Flohn(1968)和Qie et al(2014)研究表明高原的对流活跃区主要位于高原的中东部, 高原因其高耸的海拔位置和巨大的裸露地表而吸收太阳辐射在夏季成为一个巨大的热源, 并能够引起高原上空频繁而强烈的对流活动, 雨季高原东部不仅具有较强的感热通量, 还具有较大的潜热通量, 凝结潜热加热作用对高原的对流活动提供了正反馈作用(Chen et al, 2015; 许威杰等, 2017), 高原多出现“夜雨”, 有明显夜发性特征(陈隆勋等, 1999; 段旭等, 2004)。江吉喜等(1996, 2002)统计发现高原对流活跃区存在两个高频中心, 均出现在33°N以南, 中心经度分别在92°E和100°E附近。Hu et al(2017)重点讨论了高原两个高频中心对流系统的特征, 认为高原中部50%~70%对流系统的生成与切变线、低涡、低压等天气系统有关, 而高原东部由天气系统生成的对流系统只占20%~30%, 绝大多数在局地生成。高原东部对流云团一般活跃在午后至傍晚(江吉喜等, 1996), 雨季高原可以同时产生几十甚至上百个对流云团(单寅等, 2003), 大多数对流云团生命期在6 h以内, 其生消过程基本发生在高原内部, 但仍有相当一部分对流云团在一定条件下可以移出高原(过仲阳等, 2003; 苏君毅, 2006; 胡亮等, 2008), 这部分对流云团在卫星云图上可识别为单个对流单体或多个对流单体组成的对流系统。
21世纪以来, 移出高原的云系吸引了越来越多的学者关注, 就MCC移出高原比例来说, 林珲等(2006)得出1998年夏季MCSs的移出比是8.8%, 苏君毅(2006)得出1999—2000年夏季MCSs的移出比是9.5%;就移出高原MCC的位置来说, 江吉喜等(2002)根据高原西南部和东南部两个高频对流活动中心之间存在的一个显著的对流活动低频中心, 推断出移出高原的对流云团主要源于东南部; 单寅等(2003)、Hu et al(2017)也在后续研究中证明该高低频中心的存在; 就移出高原MCC的移向来说, 林珲等(2006)用计算机自动识别和追踪卫星红外影像技术得出MCC移出高原的路径分为东、东南、东北, 但向东移动频率最高; 而雨季高原东南移向的MCC比例及数量相对较小, 且部分MCC东南移出高原后又折回高原(苏君毅, 2006); 过仲阳等(2003)用决策树方法得到不同移向的影响因子, 方兆宝等(2004)用主成分分析等方法分析了高原MCSs东移及传播的影响因子; 就移出高原的MCC对下游地区的影响来说, 胡亮等(2008)在前人移向分类基础上增加了东东北移向, 主要考虑到东东北移向的MCC对陕西山西一带降水的影响。侯建忠等(2005)通过诊断分析大尺度环境场和物理量场发现高原东北侧的MCC是造成陕西关中一次暴雨过程的直接影响系统。孙建华等(2015)采用数值模式模拟得出四川盆地一次特大暴雨主要影响系统是生成于中尺度辐合线北侧的MCC, 辐合线北侧的冷空气入侵促使对流不稳定能量释放, 从而触发和维持对流系统。张顺利等(2002)分析得出造成1998年长江流域暴雨天气的一个重要因子是东移出高原的中尺度对流系统, 它的汇入加强了长江流域的梅雨锋上的MCC, 从而引起强降水过程。综上, 研究移出高原的MCC对研究高原周边及我国东部地区的降水具有十分重要的意义。
尽管很多学者已初步讨论了高原MCC的源地、时空特征以及移动方向, 但鲜少有学者对高原东部东移、东北移和原地生消的MCC在发展演变过程中的热力和动力特征做深入探讨。雨季高原东部的MCC能否移出高原受哪些因子的影响？移出高原的MCC在不同移向上又分别有哪些异同点？深入研究高原MCC的热力、动力特征, 不仅对加强高原MCC发生、发展以及传播的理论研究有重要意义, 还能够预测MCC的移动方向, 为提高下游地区强对流天气预报的准确率提供依据。本文将在前人的基础上更加深入地分析东北移出高原、东移出高原以及在高原内部生消的这三类MCC在位置、结构、环境场上的差别以及热力场和动力场上的差异, 并结合水凝物特征、垂直物理结构讨论其差异。
2 资料选取和方法介绍高原气候条件恶劣, 人口分布不均, 台站观测资料稀少, 我国科研工作者分别于1979年、1998年和2013年组织了三次青藏高原大气科学试验QXPMEX(Qinghai-Xizang Plateau Meteorological Experiment), 研究高原边界层和对流特征及其对区域气候的影响。但高原面积广阔, 地面观测远远不能满足对MCC的研究。随着遥感技术的日益完善, 星载雷达逐步代替地基雷达成为气象观测的主要数据来源, 不仅补充了地基雷达覆盖范围, 填补了地基雷达缺测地区的数据, 还提供了更为详细的云顶结构和时间演变特征。采用Maddox(1981)的MCC定义法:云顶黑体亮温TBB≤-32 ℃的云罩面积达105 km2以上或云顶亮温≤-52 ℃的云覆盖面积达5×104 km2以上, 冷云覆盖面积最大时偏心率≥0.7, 云团持续时间≥6 h。
我国风云系列静止气象卫星(FY_2E、FY_2F、FY_2G)观测区域大、频次高, 且对高原地区有加密观测, 为高原对流性天气的监测提供一手资料, 在筛选移出高原对流云系个例的判别中相较其他静止卫星具有明显的优势(卢乃锰等, 2013)。研究对象为2012—2016年雨季(5—9月)起源于高原东部(90°E以东)的MCC, 风云二号静止气象卫星提供1 h一次的TBB资料, 部分缺测资料由三颗卫星互相补充。根据MCC定义, 筛选出符合条件的东北移和东移出高原的MCC个例各30个, 各个例的时间、源地经纬度、高原上空持续时间见表 1和表 2, 其中, 考虑到通常在东移MCC的西侧同时出现原地生消的MCC, 所以筛选个例时优先选取同时存在原地生消的MCC, 以便更好地比较两者的异同点。本文中东移的30个个例中有17个同时发生了原地生消的MCC。MCC的统计意义不仅在于避免MCS在发展过程中逐步合并的重复统计, 还在于建立与高原低涡统计的联系(王鑫等, 2009; 郁淑华等, 2012)。另外, 本文主要根据MCC的TBB强度变化及其在高原的覆盖范围变化对MCC的发生、发展和成熟阶段进行划分, 而要得到具有统计意义的结果, 各个阶段所处位置就要满足一定的经纬度范围, 这就给筛选个例带来了难度。值得一提的是, 本文关注的东移和东北移出高原的MCC都要在移出高原后能够继续发展, 之所以没有将东南移出高原的MCC单独列出, 主要考虑到雨季高原东南移向的MCC比例及数量相对较小且部分MCC东南移出高原后又折回高原(苏君毅, 2006)。
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表 1 E-MCC和同时发生L-MCC个例的时间、位置 Table 1 Time and location of 30 E-MCC cases and 17 L-MCC cases at the same time |
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表 2 NE-MCC个例的时间、位置 Table 2 Time and location of 30 NE-MCC cases |
近年来, 大气再分析资料已经被广泛应用于气候诊断分析及气象要素长期变化趋势研究中。欧洲中期天气预报中心ECMWF(Europe Center of Medium-range Weather Forecast)发布的ERA_Interim再分析资料是目前全球最新的再分析产品(Simmons et al, 2007), 与ERA_40相比, 它不仅更接近实时更新, 还具有高水平分辨率、多垂直分层的特征。Bao et al (2013)利用第二次青藏高原大气科学试验的连续探空资料检验ERA-Interim再分析资料, 发现其与高原地区的探测资料具有较高的一致性, 胡梦玲等(2015)、栾澜等(2017)也认为ERA-Interim位势高度资料与探空资料的相关性最好。谢欣汝等(2018)基于8套再分析降水资料刻画出高原夏季降水时空分布形态, 认为ERA_Interim在垂直方向上数据具有较高的准确性。本文采用2012—2016年5—9月水平分辨率为0.5°×0.5°, 垂直37层, 时间步长为6 h的ERA_Interim再分析资料, 所选气象要素包括气温、相对湿度、散度、相对涡度、水平风速、垂直风速、冰水含量和液态水含量等, 从环流场、热力场、动力场、水汽场多角度分析雨季移出高原东部MCC的三类移动特征。文中涉及的地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)2893的中国地图制作, 底图无修改。
3 MCC三类移动的统计特征 3.1 MCC云顶亮温特征图 1为高原东部MCC一次移出过程中的云顶亮温演变, 其中图 1(a)~(c)是2016年5月20日MCC东北移出高原(下称NE-MCC)的过程; 图 1(d)~(f)是2015年8月15日MCC东移出高原(下称E-MCC)的过程, 且在其西侧同时发生MCC的原地生消(下称L-MCC)过程, 分别对应发生阶段、发展阶段、成熟阶段。文中发生阶段、发展阶段、成熟阶段分别对应了MCC的初生时期、对流活跃期、对流成熟或开始减弱期。从图 1中可以看出, NE-MCC源地在94°E、32°N附近, 移出高原一般经历18 h左右, 在这个过程中TBB一般维持在-62~-32 ℃, 移出高原后强度几乎保持不变。薛春芳等(2017)研究发现高原东北侧尤其在秦岭南侧的MCC北伸、东移特征明显, 一般以对流云团合并来加强系统发展, 图 1(b)中NE-MCC的亮温呈多个强中心, 说明是由多个对流云团的合并发展组成的。与NE-MCC相比, E-MCC具有更低的TBB值, 最低可低于-82 ℃, 但两者源地位置接近, 且都是由多个强中心组成的对流系统, 其移出高原需要12 h以上, 移出高原后强度有所减弱。L-MCC覆盖面积最小、TBB值最低, 是最为活跃的深对流系统, 但其生命史最短, 在6~12 h, 一般在E-MCC的成熟阶段L-MCC已经消散[图 1(f)]。
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图 1 青藏高原东部东北移(NE)、东移(E)和原地生消(L)MCC云顶亮温演变(单位: ℃) 红色矩形框为E-MCC, 蓝色矩形框为L-MCC (图中高原边界根据地形高度画出, 与行政划分无关, 下同) Fig. 1 Evolution of TBB of the MCC that move out of Qinghai-Tibetan Plateau (QTP) in NE direction (NE-MCC)、E direction (E-MCC) and decay locally (L-MCC) over eastern QTP. Unit: ℃. Red and blue rectangle represent E-MCC and L-MCC |
由表 1、2个例统计结果可以看出, 高原MCC的发生阶段一般在05:00(世界时, 下同)—09:00。江吉喜等(2002)、胡亮等(2008)侧重于研究MCS的日变化, 均表明07:00—08:00是一天中MCS生成最多的时段, 对流云的活跃时段在08:00—19:00, 即当地午后至午夜时段(Sugimoto et al, 2010), 对流活动在01:00—05:00一般会减弱, 可以认为是对流活动的消散期。一般的物理解释认为主要是白天高原的加热作用以及夜间高原的凝结潜热作用, 即白天随着太阳高度角的增大, 高原接收到的太阳热能逐渐增加, 高原上空大气柱上冷下暖, 不稳定能量逐渐累加从而触发对流活动的发生; 夜间高原上空的水汽释放出大量的凝结潜热, 潜热加热作用促使低涡中心的上升运动向高层延伸, 从而使对流活动增强, 深厚的上升运动又释放出更多的潜热从而形成一种正反馈机制(Chen et al, 2015; 许威杰等, 2017; 张长灿, 2017; 刘建军等2017)。章凝丹等(1982)讨论了东亚地区的大气加热场和月平均环流变化, 发现5—7月高原上的气柱逐渐从冷源变成热源, 从而使高原及其邻近地区的环流从下沉气流变成上升气流, 偏北气流转换成偏南气流, 高原南侧出现东风气流, 这在一定程度上解释了本文统计的NE-MCC以5月和9月居多, E-MCC以6月居多, 7—8月移出比例较小。统计的东移个例在移出高原后云顶亮温减弱, 与许小峰(2017)认为的伴随高原低涡东移的云团在移出高原主体时云层增厚、云层数增多、深对流云频次增加结论有所偏差, 主要考虑的原因是MCC各阶段地理位置的不确定性以及低涡系统在东移过程中对MCC的加强作用。统计发现, 东移的MCC大多是强度中等、生命期较长的那些系统, 而在对流最为旺盛的7—8月, MCC强度大、生消速度快, 所以7—8月MCC移出高原比例最低。
3.2 环流场特征高原东部近地层气压一般在600 hPa附近(荀学义等, 2015; 秦庆昌等, 2015), 研究中定义低层为500 hPa, 高层为250 hPa。图 2给出了30个NE-MCC个例的平均温度、平均相对湿度和平均风场的空间分布, 其中红色矩形框为发生、发展和成熟阶段系统所处位置, 即: (94°E—98°E、32.5°N—35.5°N), (96°E—100°E、34°N—37°N)和(100°E—104°E、34°N—37°N)。从图 2中可以看出, 在500 hPa高度上, NE-MCC出生在气旋性环流的西南气流中, 即在气旋的东侧, 风速可达到14 m·s-1, 发生阶段高原东部湿度相对较大, NE-MCC处于温度和相对湿度的梯度带中, 相对湿度最大值出现在其西南侧和东南侧, 温度最大值出现在其西南侧, NE-MCC处于从暖中心伸出的暖湿气流中。发展阶段的NE-MCC仍位于气旋性环流东侧的前支气流中并随之东北移动, 西南方向的暖湿气流有所加强, NE-MCC中心区域相对湿度增大, 西南气流的引导作用使整个系统有向东北移动的趋势, 但经向风速大于纬向风速。成熟阶段的NE-MCC已位于高原边缘, 此时它仍位于气旋的前支气流中, 其北侧有一高原外围的西北气流与之交汇使气旋性环流减弱, 但西南暖湿气流略大于西北气流, 促使NE-MCC继续向东北方向移动。250 hPa高度上几乎为西风气流, 主要的差别在于湿度场呈西南-东北走向, 从西南向东北相对湿度逐渐增大, NE-MCC位于高湿中心西南部的湿度梯度带中。整个移动过程中, NE-MCC从高湿度带向湿度锋另一侧的干空气带移动, 移出方向是相对湿度低值区以及温度梯度低值区。
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图 2 雨季青藏高原东部30个NE-MCC个例的平均温度场(等值线, 单位: K)、平均相对湿度场(彩色区, 单位: %)以及平均风场(矢量, 单位: m·s-1) Fig. 2 The averaged temperature (contour, unit: K)、relative humidity (colour area, unit: %) and wind field (vector, unit: m·s-1) of 30 NE-MCCs in appearing, developing、mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season |
图 3为雨季青藏高原东部30个E-MCC个例以及17个L-MCC个例的平均温度场、平均相对湿度场以及平均风场, 其中:红色矩形框为发生、发展和成熟阶段E-MCC所处位置, 即: (95°E—101°E、31°N—34°N), (97°E—103°E、30.5°N—33.5°N), (101°E—107°E、30°N—33°N); 蓝色矩形框为发生、发展和成熟阶段L-MCC所处位置, 即: (92°E—95°E、29°N—32°N), (92°E—95°E、29°N—32°N), (92°E—95.5°E、28.5°N—31.5°N)。E-MCC初生在高原短波槽的底部, 风速相对于周边环境场较大, 达15 m·s-1。发生阶段E-MCC处于温度和相对湿度的高值中心附近, 高温中心为E-MCC的形成和加强提供了热力基础[图 3(b)]。高温中心可能来源于夏季高原这一巨大热源的贡献(梁玲等, 2013)。发展阶段来自孟加拉湾的西南气流与短波槽后侧的西北气流在32°N附近汇合, 两股势均力敌的气流形成西风气流将E-MCC加速向东输送, 高温中心向东的暖平流也为E-MCC东移提供了更充足的条件[图 3(d)]。成熟阶段E-MCC仍位于短波槽底部, 在短波槽的作用下向东移动, 风速再次增大, 促使E-MCC加速向东移出高原, 移出高原后位于高温低湿的环境场中, 导致E-MCC对流强度减弱[图 3(f)]。250 hPa高度上高原相对湿度呈东西走向分布, E-MCC一直处于高湿中心。原地生消的L-MCC在低层位于高温高湿中心, 因此L-MCC强度大、发展迅速, 但其东向暖湿平流与北侧的东北气流交汇形成向西的气流, 使L-MCC处于局地气旋性环流中心, 只能原地消亡。
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图 3 雨季青藏高原东部30个E-MCC个例以及17个L-MCC个例的平均温度场(等值线, 单位: K)、平均相对湿度场 (彩色区, 单位: %)以及平均风场(矢量, 单位: m·s-1) Fig. 3 The averaged temperature (contour, unit: K), relative humidity (colour area, unit: %) and wind field (vector, unit: m·s-1) of 30 E-MCCs and 17 L-MCCs in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season |
综上, NE-MCC是气旋性环流中的西南气流和系统西南侧的高温中心伸出的暖湿气流的共同作用形成的, 西南暖湿气流起到维持和引导NE-MCC运动方向的作用; E-MCC是短波槽底部的西风气流和系统高温中心的东向暖平流的共同引导的作用; 而L-MCC位于高温高湿的局地气旋性环流中; 500 hPa引导气流能够影响MCC的移向, 相对湿度的分布也是判别MCC位置的重要指标。
3.3 水凝物演变特征图 4为NE-MCC发生、发展、成熟阶段450 hPa的个例平均冰水含量IWC的水平分布以及IWC和平均液态水含量LWC沿IWC最大值经度的垂直剖面, 其中红色矩形框为NE-MCC发生、发展和成熟阶段系统所处位置, 即: (94°E—98°E、32.5°N—35.5°N), (96°E—100°E、34°N—37°N)和(100°E—104°E、34°N—37°N)。从图 4中可以看出, 450 hPa的IWC分布与云顶亮温的分布接近, 位置略偏南, 较好地显示了NE-MCC的移动路径。发生阶段NE-MCC的IWC最大达到65.6×10-3 g·kg-1, 随着东北向移动, 其IWC逐渐增大, 到高原边缘时达到了101×10-3 g·kg-1, 这表示大多数NE-MCC在移出高原的过程中强度基本上没有衰减, 而且在下游继续发展。由垂直分布可以发现, 在任一阶段, IWC最大值都出现在450 hPa附近, 同一位置的偏南侧在500~550 hPa也出现LWC最大值, 达110×10-3 g·kg-1。图中水凝物含量的分布由低层到高层向北倾斜、平均冰水含量大值中心逐渐北移都表明了低层西南气流的作用。
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图 4 雨季青藏高原东部NE-MCC发生、发展、成熟阶段450 hPa个例平均冰水含量水平分布(上), 平均冰水含量(彩色区)和平均液水含量(等值线)沿平均冰水含量最大值经度的垂直剖面(下)(单位: ×10-3g·kg-1) Fig. 4 Horizontal distribution of case averaged cloud ice water content (IWC) at 450 hPa (up) and spatial distribution of IWC and case averaged cloud liquid water content (LWC) along the maximum IWC longitude (down) of NE-MCC in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season. Unit: ×10-3 g·kg-1 |
图 5为雨季青藏高原东部E-MCC和L-MCC发生、发展、成熟阶段450 hPa个例平均冰水含量水平分布, 平均冰水含量和平均液水含量沿平均冰水含量最大值经度的垂直剖面, 其中:红色矩形框为E-MCC发生、发展和成熟阶段所处位置, 即: (95°E—101°E、31°N—34°N), (97°E—103°E、30.5°N—33.5°N), (101°E—107°E、30°N—33°N); 蓝色矩形框为L-MCC发生、发展和成熟阶段所处位置, 即: (92°E—95°E、29°N—32°N), (92°E—95°E、29°N—32°N), (92°E—95.5°E、28.5°N—31.5°N)。从图 5中可以看出, 450 hPa高度上, 从发生阶段到成熟阶段, L-MCC的平均冰水含量逐渐增加, 最终达到230×10-3 g·kg-1左右, E-MCC的极值在120×10-3 g·kg-1左右, L-MCC的IWC约是E-MCC的2倍。由于E-MCC覆盖范围较大、各阶段所处位置变化较大, 所以将较大范围的冰水含量作平均使得到的数值略低于个例的实际值。发生L-MCC的地区也出现了LWC的最大值, 超过400×10-3 g·kg-1。赵艳风等(2014)对青藏高原地区的云微物理特征分析得出高原东南部最大含水量可以达到420 g·m-2。杨冰韵等(2017)用CloudSat卫星资料分析得出高原地区的深对流云中冰水路径的比例明显高于液态水路径。与NE-MCC相比, 此时平均冰水含量的垂直分布并没有出现向北倾斜的趋势, E-MCC基本维持在32.5°N, L-MCC基本维持在30°N, 说明此时的引导气流以纬向气流为主。
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图 5 雨季青藏高原东部E-MCC和L-MCC发生、发展、成熟阶段450 hPa个例平均冰水含量水平分布(a~c)以及平均冰水含量(彩色区)和平均液水含量(等值线)沿平均冰水含量最大值经度的垂直剖面(d~i)(单位: ×10-3g·kg-1) Fig. 5 Horizontal distribution of case averaged IWC at 450 hPa (a~c) and spatial distribution of IWC and LWC along the maximum IWC longitude of NE-MCC and L-MCC (d~i)in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season. Unit: ×10-3g·kg-1 |
由图 4、5中给出的冰水含量大值区可以推断, NE-MCC一般是高原上生成的, 而E-MCC和L-MCC的生成源地在高原南坡, 特别是L-MCC, 更处于地形陡峭的南坡。地形的阻挡作用使得E-MCC和L-MCC缺乏向北移动的分量。IWC在高度上可从500 hPa延伸至200 hPa附近, 云系的厚度为5.0~7.0 km。Chen et al(2017)研究表明大多数高原对流云相对我国东部对流云较为浅薄, 但高原深对流系统的生命史较短, 文中L-MCC正与之对应。与L-MCC相比, NE-MCC和E-MCC强度更弱、水凝物含量更低, 潘晓等(2015)比较了高原的深厚强对流和深厚弱对流降水云系, 发现深厚的弱对流降水的东移特征更为明显, 这也为本文对比L-MCC和E-MCC提供了依据。
4 三类MCC的动力场特征 4.1 水平散度场特征高低层散度的分布可以反映系统发生发展区域中心气流辐合辐散程度以及对流强度。图 6为NE-MCC的个例平均水平散度场, 其中红色矩形框为发生、发展和成熟阶段系统所处位置, 即: (94°E—98°E、32.5°N—35.5°N), (96°E—100°E、34°N—37°N)和(100°E—104°E、34°N—37°N)。从图 6可以看出, 500 hPa高度上, NE-MCC发生阶段其西南侧有一个极强的辐合中心, 辐合中心值达-40×10-6 s-1, 西北侧则有一个辐散中心, 辐散中心强度在35×10-6 s-1左右, NE-MCC位于西南辐合中心与西北辐散中心之间的散度梯度带上。发展至成熟阶段NE-MCC位于辐散气流向辐合中心过渡的梯度带中, 在辐合中心右侧西南气流的推动下往东北方向发展, 辐合气流逐步占据NE-MCC中心。250 hPa高度的NE-MCC处于辐散气流控制下, 随着系统的东北移动发展, 上下两层之间的散度差值变大, 可达60×10-6 s-1, 说明发展阶段辐合上升气流强度增强、对流增强, 有利于系统的进一步发展, 即上文得出的云团范围增大、TBB强度加强、冰水含量增加。移至高原边缘时辐合中心减弱, 上下两层之间的上升气流减弱, NE-MCC在高原东北侧有减弱趋势。
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图 6 雨季青藏高原东部NE-MCC的250 hPa(上)和500 hPa(下)个例平均水平散度场(单位: ×10-6s-1) Fig. 6 Case averaged divergenceat 250 hPa (up) and 500 hPa (down) of NE-MCC in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season. Unit: ×10-6s-1 |
E-MCC和L-MCC在500 hPa高度发生发展辐合中心[图 7(d)、7(e)], 其中L-MCC位于更强的辐合中心, 达-47×10-6 s-1, E-MCC内部有多个辐合中心, 这也说明E-MCC在移动时间和位置上的不规律性, 其强度在-30×10-6 s-1左右, E-MCC在高原边缘时辐合中心减弱。250 hPa高度上两个系统均处于辐散气流控制下, L-MCC上下两层之间的散度差值在成熟阶段达80×10-6 s-1, 远大于E-MCC的50×10-6 s-1。L-MCC中心的辐合上升气流强度以及云团的对流活动强度都远大于E-MCC。苏君毅(2006)、卓嘎等(2002)在讨论东移出高原的MCS时得出低层辐合高层辐散的环境配置场有利于对流系统的发生发展的结论, 与本文的分析结果相同。本文结果也显示两层散度差值越大, 系统的TBB强度越强、对流活动越强、冰水含量也越高。
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图 7 雨季青藏高原东部E-MCC和L-MCC的250 hPa(上)和500 hPa(下)个例平均水平散度场(单位: ×10-6s-1) Fig. 7 Case averaged divergence at 250 hPa (up) and 500 hPa (down) of E-MCC and L-MCC in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season. Unit: ×10-6s-1 |
从NE-MCC中心垂直剖面图[图 8(a)~(c)]来看, 西南侧辐合中心的西南气流不仅有推动系统移向的作用, 还将高原南侧的水汽以水汽泵的形式输送到高原上方, 使系统迅速发展壮大。发展与成熟阶段, 低层NE-MCC南侧的辐合强度增大, 辐合上升气流加快水汽向上的输送, 整层的湿度值较大, 均在80%以上。Taniguchi et al(2008)发现夏季高原积云对流的增强是使高原水汽增加的重要原因, 水汽增加又促使积云对流活动增强。Xu et al(2014)认为, 高原水汽的输送类似于热带气旋的第二类条件不稳定机制CISK(Conditional Instability of Second Kind), 在高原南坡和高原中部分别存在的低层辐合与高层辐散的环流背景下, 热力结构触发动力过程, 使暖湿气流通过两层阶梯向高原上空传输, 高原上空形成一柱状“水塔”。敬文琪等(2017)也认为夏季高原有类似于水汽泵的抽吸作用。图 8(d)~(f)很好地反应了E-MCC在类CISK机制下水汽在两层之间输送的特征, 相对湿度大值区在发展和成熟阶段从近地面到200 hPa呈水塔状且有两个峰区, E-MCC基本维持在32.5°N的相对湿度大值中心。图 8(b)、8(c)中NE-MCC的散度梯度方向指向东北, 图 8(e)、8(f)中E-MCC的散度梯度方向指向东, 可见散度梯度方向可以较好的指示系统的移动趋势。L-MCC基本维持在30°N, 由于地形的阻挡, 低层水汽不能向高原北部输送, 但高原东南坡充沛的水汽和强烈的上升气流为L-MCC的发生提供了初始场, 使得L-MCC中水汽辐合最大, 但较大的散度梯度使系统内部既有辐合气流, 又有辐散气流, 对流运动更容易衰弱。
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图 8 雨季青藏高原东部NE-MCC(上)、E-MCC(中)和L-MCC(下)发生、发展、成熟阶段个例平均相对湿度(彩色区, 单位: %)、散度(等值线, 单位: ×10-6s-1)以及风场(矢量)沿平均冰水含量最大值经度的垂直剖面 灰色阴影区为地形 Fig. 8 Spatial distribution of case averaged relative humidity (colour area, unit: %), divergence (isoline, unit: ×10-6s-1) and wind field (vector) along the maximum IWC longitude of NE-MCC (up), E-MCC (middle) and L-MCC (down) in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season. The gray shaded represent terrain |
综上, MCC中心的垂直剖面上, 辐合和辐散中心的散度梯度方向可以判断系统的移动趋势, NE-MCC散度梯度方向指向东北, E-MCC的散度梯度方向指向东。由于地形的阻挡, L-MCC缺乏向北移动的分量, 但L-MCC中心具有充沛的水汽和强烈的上升气流, 使得水汽辐合最大。
4.3 垂直方向的涡度场特征最大上升速度区也反映了各个阶段系统所处位置。低层系统一般位于正涡度区, 随着系统进入成熟阶段, 正涡度区域扩大, 强度有所加强, 而高层系统位于负涡度或正负涡度梯度带中。陈永仁等(2013)分析引发四川暴雨的高原东移MCS特征得出其具有低层正涡度、负散度, 高层负涡度、正散度的垂直结构, 认为这种结构特征可能是MCS发展维持以及产生强降雨的机制之一, 图 9中三类MCC均处于低层正涡度、高层负涡度的垂直结构中。薛春芳等(2017)综合分析了高原东北侧的MCC特征, 指出对流层中低层MCC附近有低涡或切变配合, 系统东北移出高原时伴随着低涡或切变相应东移。王鑫等(2009)分析表明高原东北移动的低涡数量较多, 低涡的路径主要有东北、东和东南, 这与MCC系统的移动路径相吻合。图 9(c)中NE-MCC的上下两层相对涡度差值较大, 说明NE-MCC内部气旋式旋转更强, 这种旋转伴随着西南气流促使系统向东北方向发展, 同样, E-MCC的东移通常伴随着低涡的东移, 高文良等(2018)也认为东移或东北移的低涡系统是高原涡诱发西南涡过程造成的。王鑫等(2009)、郁淑华等(2012)认为生命史超过36 h以上的高原低涡有近半数可移出高原, 本文分析认为出生在低涡中心的L-MCC生消过程一般在6~12 h, 一般不能移出高原。
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图 9 雨季青藏高原东部NE-MCC(上)、E-MCC(中)和L-MCC(下)发生、发展、成熟阶段个例平均相对涡度(彩色区, 单位: ×10-6s-1)以及风场(矢量)沿平均冰水含量最大值经度的垂直剖面 Fig. 9 Spatial distribution of case averaged relative vorticity (colour area, unit: ×10-6 s-1) and wind field (vector) along the maximum IWC longitude of NE-MCC (up), E-MCC (middle) and L-MCC (down) in appearing, developing, mature stages over eastern Qinghai-Tibetan Plateau in rainy season. The gray shaded represent terrain |
利用2012—2016年的FY卫星资料和ERA_Interim再分析资料, 对雨季青藏高原东部生成的MCC东北移出高原、东移出高原以及原地生消这三种常见的移动特征进行了统计分析。得到如下结论:
(1) NE-MCC相对E-MCC和L-MCC的云顶亮温强度较弱; L-MCC云盖面积最小、强度最强; NE-MCC一般是高原上生成的, 而E-MCC和L-MCC生成源地在高原南坡。NE-MCC和E-MCC移出高原一般经历12~18 h, 移出高原的时间长度NE-MCC>E-MCC。L-MCC生消过程较快, 一般在6~12 h。移出高原的MCC大多是强度中等、生命期较长的那些系统。
(2) 500 hPa高度上, NE-MCC是气旋性环流中的西南气流和系统西南侧的高温中心伸出的暖湿气流的共同作用形成的, 西南暖湿气流起到维持和引导NE-MCC运动方向的作用; E-MCC是短波槽底部的西风气流和系统高温中心的东向暖平流的共同引导的作用; 而L-MCC位于高温高湿的局地气旋性环流中; 高温中心可能来源于夏季高原热源的贡献。
(3) MCC通常位于上升气流和相对湿度的大值区, E-MCC与NE-MCC相比, 上升速度接近但E-MCC所处位置相对湿度更大; 但两者与L-MCC相比, 均属于TBB强度较弱、冰水含量较低、对流强度较弱的系统。冰水含量最大值出现在450 hPa附近, L-MCC的冰水含量和液态水含量最大, 冰水含量可以达到E-MCC的2倍。液态水含量最大值或梯度中心出现在冰水含量大值区南侧的500~600 hPa高度上。NE-MCC相对E-MCC的液态水含量和冰水含量更低。
(4) 低层辐合高层辐散、低层正涡度高层负涡度或正负涡度梯度的环境配置场有利于MCC的发生发展; 两层散度差值越大, 系统的TBB强度越强、对流活动越强、冰水含量也越高。MCC中心的垂直剖面上, 辐合和辐散中心的散度梯度方向可以判断系统的移动趋势, NE-MCC散度梯度方向指向东北, E-MCC的散度梯度方向指向东, 地形阻挡作用使L-MCC缺乏向北的移动分量。
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2. Plateau Atmosphere and Environment Key Laboratory of Sichuan Province(PAEKL), Chengdu 610225, Sichuan, China