2019, Vol. 38
2. 天津市气象台, 天津 300074;
3. 中国气象局北京城市气象研究所, 北京 100089
飑线是指多个对流单体侧向排列形成的带状中尺度对流系统, 它的出现常伴随有雷暴大风、强降水或冰雹等灾害性天气, 具有极强的破坏力, 严重威胁着人民群众的生命财产安全和国民经济建设。
丁一汇等(1982)首先对中国飑线发生的大尺度环流背景进行了分析, 将其分槽后型、槽前型、高后型和台风倒槽型4种。东北冷涡发展强盛时期的温压结构呈不对称分布, 冷涡中心的垂直轴线呈略前倾的不稳定形势, 有利于强对流的发生, 因此在东北或华北地区它常是诱发飑线形成的重要天气尺度系统(Meng et al, 2013; 张桂莲等, 2018)。许多研究表明, 边界层内的中尺度辐合线对强对流天气的形成演变具有重要作用(Carbone et al, 1990; 曾勇等, 2018), 由地形、地表湿度梯度和热力差所引起的辐合区常是强对流的高发带(Segal et al, 1989; 姚日升等, 2015)。Fovell et al(1988)通过数值试验指出飑线的带状形式与环境垂直风切变密切相关, 较强的垂直风切变环境有利于对流系统形成带状结构。
下垫面的非均匀性对强对流天气过程具有重要影响, 这种影响是通过改变边界层热、动力过程及地气之间的热量输送与水分循环, 借助边界层顶的夹卷过程和抽吸作用, 进而改变大气的温湿结构和垂直运动来实现(Xu et al, 1996; 田晨等, 2012)。汪雅等(2013)通过模拟宁波一次雷暴过程提出陆地下垫面地表粗糙度较大, 有助于近地层风场摩擦辐合产生强烈的上升运动, 使低层水汽被抬升至高空凝结, 促进雷暴单体的发展; 杨薇等(2014)在太湖地区的模拟工作中指出, 雷暴形成发展的过程中, 感热通量输送可改变大气边界层结构, 使低层不稳定能量较易释放, 从而进一步促进云和降水的发生。
渤海位于我国的东北部, 三面环陆, 是中国唯一的内海, 平均水深约18 m, 这里的灾害性天气受海陆下垫面影响显著, 西岸及近岸海域常是强对流活动的高发区(王艳等, 2010; 王彦等, 2014); 郑永光等(2007)指出夏季渤海海域是深厚湿对流的活跃带, 对流系统生命史较长, 入夜后继续维持, 午夜前后再度加强, 常伴有大范围暴雨天气; 盛春岩等(2014)通过WRF模式对渤海海上大风进行了研究, 发现光滑的海洋下垫面会对入海的近地面风起到增强作用, 陆地上风速越大, 则入海后风力增强越明显。
以往对飑线的研究工作主要围绕陆地下垫面上的个例展开, 对海洋下垫面上的飑线过程缺乏实例研究, 而随着渤海海洋生物资源、油气资源、海盐资源等开发工作的深入, 针对这个地区海上强对流的研究工作日趋重要。本文利用WRF模式对2016年7月25日晚发生在渤海海域的一次飑线过程进行高分辨率的数值模拟, 并开展改变下垫面海陆类型的敏感性试验, 以期揭示海上飑线的成因及渤海水面对飑线形成环境的影响。
2 个例介绍2016年7月25日13:00(北京时, 下同)至26日04:00, 渤海及其西北沿岸出现强对流天气, 对应雷达回波图上出现东北、西南走向的带状强回波区, 随着系统向海上的移动和入海增强, 所经海域出现了强雷雨大风天气, 海上自动站测得最大风速达到了20 m·s-1, 对海上工作者的生命财产安全构成严重威胁。
2.1 飑线系统回波演变图 1是天津、沧州、秦皇岛、大连、营口、烟台和滨州七个环渤海站点雷达回波拼图及径向速度反演(王艳春等, 2016)结果[该图及文中所涉及的地图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)1593的标准地图制作, 底图无修改], 本次飑线过程持续了约13 h, 过程中系统回波的演变主要经历了四个阶段:陆面生成阶段(13:00-15:00)、入海减弱阶段(15:00-19:00)、海上增强阶段(19:00-23:00)和消散阶段(23:00以后), 各阶段特征如下:
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图 1 2016年7月25日15:00-23:00渤海水面上飑线系统的组合反射率(彩色区, 单位: dBz)、5 km高度反演风场(矢量, 单位: m·s-1)及云顶黑体亮温TBB (等值线, 单位: ℃)分布 Fig. 1 Evolutions of squall line's combined reflectivity (color area, unit: dBz), inverting wind at 5 km (vector, unit: m·s-1) and TBB (contour, unit: ℃) over Bohai sea from 15:00 to 23:00 on 25 July 2016 |
(1) 13:00-15:00是陆面生成阶段(图略), 该阶段零星的强回波单体在渤海西北沿岸的唐山、天津和秦皇岛等地组织, 形成一个β中尺度带状对流系统并逐渐向海上移动。
(2) 在入海减弱阶段[15:00-19:00, 图 1(a)~(d)], 系统向渤海移动, 45 dBz以上的强回波逐渐瓦解、范围缩小, 多个γ中尺度对流单体逐渐在系统内部侧向排列, 系统回波的伸展范围逐渐扩张, 渤海西岸和北岸的新生对流系统逐渐与海上回波两端相接[图 1(c)], 至17:00系统的水平尺度已经接近550 km; 该阶段系统内部5 km高度风场变化较为明显, 风向由西南风向偏西风顺转, 风速逐渐增大, 至17:00系统内的平均风速约在18 m·s-1。
(3) 海上增强阶段[19:00-23:00, 图 1(e)~(i)], TBB(Black Body Temperature)-52 ℃等值线范围达到最大(图 1紫色实线), 形成了近椭圆形的MCS, 同时回波则呈东北、西南向的带状走势, 45 dBz以上的范阔扩张, 伴随有系统尾部的偏西风和前侧西南风的水平风切变, 沿切变线方向内部多个γ中尺度对流单体组织合并, 飑线系统逐渐增强。
(4) 消散阶段(23:00以后): 23:00以后, 飑线移入山东半岛, 并逐渐消散(图略)。
通过雷达回波的演变情况可知, 对流系统在陆地生成, 入海减弱, 随后本应趋于消散的系统在海上又重新发展起来形成了飑线。
2.2 环境背景本次过程出现在较好的对流环境中, 由500 hPa环流形势图[图 2(a)]可见, 40°N附近西风急流向东亚沿海伸展, 急流北侧冷涡稳定维持, 其南侧的副热带高压基本控制了中国东部大部分地区, 而渤海则处于冷涡槽前的副高588 dagpm线边缘; 700 hPa高度上[图 2(b)], 渤海北侧等温线密集, 而南侧则有一支温度脊(红色虚线)稳定在山东半岛一带, 温度脊左侧对应有西南低空急流, 急流前侧对应渤海地区, 同时850 hPa高度槽滞后于700 hPa高度槽(黑色实线), 表明中低层有前倾槽特征。
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图 2 2016年7月25日20:00渤海上空500 hPa (a)和700 hPa (b)高度场(蓝色等值线, 单位: gpm)、温度场(虚线, 单位: ℃, 间隔为4 ℃)以及风场(风羽, 单位: m·s-1)分布 红色粗虚线代表温度脊, 黑色粗实线和粗虚线代表高度槽, 橙色矩形框代表飑线位置 Fig. 2 Geopotential height field (blue contour, unit: gpm), temperature field (broken line, unit: ℃, interval 4 ℃) and wind field (barb, unit: m·s-1) at 500 hPa (a) and 700 hPa (b) over Bohai sea at 20:00 on 25 July 2016. Red thick broken line represents temperature ridge, black thick line and thick broken line represent height groove, orange rectangle represents the area of squall line |
渤海北岸乐亭站的探空场如图 3所示, 取对流前后的08:00和20:00进行分析, 可以看到前期地面附近为东南风[图 3(a)], 至925 hPa高度及以上转为西南风, 最大风速出现在700 hPa高度左右, 风速接近20 m·s-1, 而抬升凝结高度层和自由对流高度层均在地面附近, 仅需较小的抬升就可以触发对流, 层结曲线则呈“漏斗”状, 大气层结上干下湿, 而从能量的角度看, 对流抑制能量CIN较小, 对流有效位能则超过了2500 J·kg-1, 这为对流的发生提供了充沛的能量条件; 飑线过境后, 低层风速减弱[图 3(b)], 西南风转变为偏西风, 急流特征消失, CAPE值降低, CIN增大, 层结趋于稳定。
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图 3 2016年7月25日08:00 (a)和20:00 (b)乐亭站T-lnP探空分布 Fig. 3 Sounding of T-lnP diagram at Laoting station at 08:00 (a) and 20:00 (b) on 25 July 2016 |
综上所述, 本例是一次东北冷涡影响下的强对流过程, 西南低空急流的出现有利于暖湿空气的输送及低层垂直风切变的形成, 上干下湿的层结特征和前倾槽形势则为对流活动提供了良好的不稳定条件, 副热带高压则为渤海地区的对流活动提供了高层辐散场, 这为飑线的形成发展奠定了基础。
3 模拟试验设计及检验 3.1 模式及试验设计模拟工作基于中尺度数值预报模式WRFV3. 8, 它是新一代可压缩、非静力平衡的天气预报模式, 包含了较为详尽的物理过程, 能够较好地改善中小尺度对流系统的模拟和预报(Skamarock et al, 2008), 该模式已成功应用于飑线的模拟研究(Trier et al, 2008; 梁建宇等, 2012)。
模拟采用双向反馈的四重嵌套网格[图 4(a)], 由外层向内层格点的水平分辨率分别为27, 9, 3和1 km, 对应网格数分别为155×167, 214×235, 325×352和535×643。最外层区域包括了中国的大部分地区, 最内层区域覆盖了整个渤海海域, 海陆占比约为1:1。模式层顶为100 hPa, 垂直方向上按σ位面分为不等间距的49层, 具体物理参数方案详见表 1。模式的初始场和边条件为NCEP FNL1°×1°逐6 h再分析资料, 起报时间为2016年7月25日02:00, spin-up时间为12 h, 共积分30 h, 模拟结果逐小时输出。
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图 4 WPS选区模式四重嵌套区域(a)、D04区域CNTL试验(b)及CROP试验(c)土地利用类型分布 黑色圆点为海上54648站点位置 Fig. 4 Nesting area of model (a), land use type distribution of CNTL (b) and CROP (c) in D04. Balck dot is the position of 54648 automatic station |
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表 1 模式关键物理参数化方案的设置 Table 1 Key physical parameterization schemes for model |
设计的两个试验分别为:
(1) 控制试验(CNTL试验):为了再现飑线过程, 模拟时使用了NCEP提供的高分辨率的MODIS_30s下垫面遥感数据(21类), 能够相对准确的反映渤海及其沿岸的土地使用情况, 初始陆面参数如海表温度、陆面温度和土壤温度等均由FNL资料提供。
(2) 填海敏感性试验(CROP试验):内层(D04)网格区域下垫面全部更换为陆地占比最大的CROP类型(农耕用地), 消除海陆热力差异, 消除渤海水体下垫面的影响。
图 4(b)和图 4(c)分别为CNTL试验和CROP试验的下垫面分布, 除了下垫面类型外, 两个试验中所有的物理过程和模式配置完全一致。下面采用D04区域的结果进行模拟验证和诊断分析。
3.2 模拟结果检验使用雷达回波、反演风场资料(图 1)和渤海海上测站54648的要素资料对CNTL试验结果进行检验, 模式结果较实况晚2 h, 飑线移速较实况慢, 但系统入海减弱和海上增强阶段的特征与实况相似, 演变过程相对平衡, 具体如下:
图 5(a)~(d)是系统入海减弱阶段, 可以看到渤海西北沿岸的唐山和天津有一条东北、西南向的带状回波, 水平尺度在150 km左右, 中心强度在45 dBz以上[图 5(a)], 随着系统东移入海, 强中心逐渐减弱, 北侧零星的回波区有对流单体南下与系统北端相接[图 5(b)~(d)], 至21:00[图 5(e)], 陆地回波基本消失, 仅系统南北两端有较强回波; 风场方面, 系统后部5 km高度以偏西风为主, 风速在12 m·s-1左右, 系统前侧风场则相对较弱。该阶段飑线强度较实况减弱[图 1(a)~(d)], 移速减缓, 但系统的带状结构、入海减弱趋势以及偏西风特征仍与实况相似。
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图 5 2016年7月25日17:00至26日01:00 CNTL试验组合反射率因子(彩色区, 单位: dBz)与5 km高度风场(矢量, 单位: m·s-1)分布 图(h)中实线AB为过强回波中心C的经向剖线 Fig. 5 Distribution of combined reflectivity (color area, unit: dBz) and wind field at 5 km higher (vector, unit: m·s-1) of CNTL from 17:00 on 25 to 01:00 on 26 July 2016. In Fig. 5 (h), solid line AB is the warp line through the strong echo center C |
图 5(e)~(i)是系统海上增强阶段, 入海减弱的对流系统又重新生成组织[图 5(f)], 渤海西岸对应的回波显著增强, 渤中海域的回波则较为零散, 北侧秦皇岛南岸的回波则向渤中伸展; 23:00[图 5(g)], 西岸回波继续加强东移与渤中零散回波区相接, 北侧回波继续加强南下, 飑线逐渐发展成熟; 26日00:00, 飑线达到最强, 系统呈东北、西南向的带状分布, 水平尺度约550 km, 内部侧向排列有多个45 dBz以上的强回波单体, 随后系统继续南下并有减弱趋势; 风场方面, 强回波区仍为偏西风与西南风的水平切变, 风速约在12 m·s-1, 较实况偏弱。该阶段飑线移速仍较实况偏缓, 风场相对偏弱, 但系统强度、水平尺度和沿切变线的组织等演变过程均与实况相似。
利用54648测站要素对CNTL试验进行进一步分析: (1)温度方面[图 6(a)], 模拟与实况的误差在1~2 ℃以内, 降温时次比实况晚, 但曲线走势基本相同; (2)海平面气压方面[图 6(b)], 实况的走势更加陡峭, 模拟结果更加平缓, 而曲线的波动趋势仍较为相似; (3)风场方面[图 6(c), (d)], 风速的演变对应较好, 尤其在强回波出现阶段(时序8左右), 风速值基本相同, 过程风速误差在4 m·s-1以内; 风向方面也与实况相似, 虽然转向比实况略晚, 但演变趋势仍是一致的。
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图 6 海上自动站54648站温度(a)、海平面气压(b)、风速(c)和风向(d)的演变 时间轴以强回波出现前6 h为起点(模拟结果超前实况约2 h) Fig. 6 Evolution of temperature (a), sea level pressure (b), wind speed (c) and wind direction (d) at automatic marine station 54648. Time axis starts from 6 h before strong echo (the simulation result is about 2 hours ahead of the live) |
综上所述, 模拟结果虽然较实况晚2 h, 系统移速也较实况趋缓, 但飑线形成演变过程的特征与实况相似, 系统的演变过程相对平衡, 因此利用CNTL试验结果对飑线的形成机制进行进一步的诊断分析是可行的。
图 7为CROP试验下对应的回波和风场, 通过与CNTL试验的结果(见图 5)进行对比可以看到, 入海减弱阶段[图 7(a)~(d)], 渤中海域上空多出了许多强回波单体, 随后逐渐南下消失, 而渤海西北岸回波的位置、带状走势和入海减弱趋势则与CNTL试验的结果类似; 在海上增强阶段[图 7(e)~(i)], 回波的组织演变与CNTL结果也相似, 但南下速度有所加快, 那么造成这种现象的原因是什么, 渤海水面对飑线的发展变化又有怎样的影响？
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图 7 2016年7月25日17:00至26日01:00 CROP试验组合反射率因子(彩色区, 单位: dBz)与5 km高度风场(矢量, 单位: m·s-1)分布 Fig. 7 Distribution of combined reflectivity (color area, unit: dBz) and wind field at 5 km higher (vector, unit: m·s-1) of CROP test from 17:00 on 25 to 01:00 on 26 July 2016 |
瞿国庆等(1991)指出强对流带的发生发展与其前侧暖区内的边界层中尺度辐合线有密切关系, 往往在其前方有中尺度的辐合中心, 该区域也是对流活动最为强烈和移动变化的突出区域。图 8显示的是模拟结果中2 m温度、10 m风场及其散度场。CNTL试验对应图 8(a)~(d), 入海减弱阶段[图 8(a), (b)], 渤海西岸陆面温度在36 ℃以上, 对应地面为西南风, 风速在6 m·s-1左右, 向北温度递减, 而渤海水面温度在28 ℃左右, 向北有20 ℃以下的低温区向渤海伸展。该阶段的辐合带主要位于西岸的天津地区, 渤海湾水面与西岸陆地温度梯度大, 对应入海西南风转为向岸风, 并在陆地摩擦辐合形成一条强辐合带, 强度约为-2×10-3 s-1, 辐合带上对应有β中尺度对流系统[见图 5(a)]。至19:00[图 8(b)], 西岸水陆温差减小, 向岸风特征减弱, 辐合带南下并减弱, 对应对流系统强度减小并趋于消散[图 5(c)]; 海上增强阶段[图 8(c), (d)], 偏北风引导冷空气南下, 地面偏北风与偏南风在渤海海域交汇使辐合强度增加, 渤海西岸的辐合带与北岸的辐合带相接, 对应有海上回波重新发展[见图 5(e)], 至23:00辐合带已基本移至渤中海域, 强度在-3×10-3 s-1以上, 后侧强回波单体合并, 飑线逐渐增强[见图 5(g)]。
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图 8 2016年7月25日17:00, 19:00, 21:00和23:00渤海区域对应的2 m温度场(彩色区, 单位: ℃)与10 m风场 (矢量, 单位: m·s-1)及其散度场(深蓝色实线为 < -1×10-3 s-1区域, 间隔1×10-3 s-1)分布第1~3行分别为CNTL试验、CROP试验及对应的CNTL与CROP的差值场 Fig. 8 The simulated 2-m temperature (color area, unit: ℃), 10 m wind field (vector, unit: m·s-1) and its divergence (dark blue line, interval: 1×10-3 s-1) at 17:00, 19:00, 21:00 and 23:00 in Bohai area on 25 July 2016. The rows 1 to 3 represents CNTL, CROP and correspond to its difference of CNTL and CROP, respectively |
沿过强回波中心C的直线AB[图 5(h)]做经向风、假相当位温和垂直速度的剖面(图 9)。从CNTL试验[图 9(a)~(c)]可以看到, 在海上增强阶段燕山山脉上的冷空气逐渐加强南下, 风速逐渐增大, 对应低层假相当位温随高度的增加而升高, 层结稳定, 而偏北风前侧则对应较强的偏南风, 垂直伸展高度在6 km以上, 大风区在近地面, 风速基本维持在12 m·s-1以上, 对应的假相当位温随高度的增加而降低, 层结对流不稳定。随着冷空气加强南下, 地面辐合增强, 22:00偏北风前侧的上升速度在3 m·s-1以上[图 9(b)], 对应有多个强单体新生组织[见图 5(f)], 26日00:00偏北风入海, 辐合带南移, 前侧对流带上抬升速度过了5 m·s-1[图 9(e)], 同时多单体合并侧向排列形成了飑线[见图 5(h)]。
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图 9 2016年7月25-26日CNTL试验和CROP试验沿直线AB[见图 5(h)]的经向风(彩色区, 单位: m·s-1)、假相当位温(黑色实线, 单位: K)以及垂直速度(蓝色虚线, 单位: m·s-1)分布 底部橙色实线代表陆地, 蓝色实线代表海洋 Fig. 9 Distribution of vertical cross section through AB in Fig. 5(h) of v-wind (color area, unit: m·s-1), potential pseudo-equivalent temperature (black line, unit: K) and vertical velocity (blue broken line, unit: m·s-1) from 25 to 26 July 2016. Orange line in botton represents land and blue line represents sea |
由上述分析可知, 此次海上飑线的形成过程与地面辐合带关系密切, 入海减弱阶段, 随着海陆温差减小, 向岸风减弱, 对应地面辐合线南下趋缓, 带状对流系统趋于消散, 而在海上增强阶段, 偏北冷空气南下, 偏北风与偏南风形成海上中尺度辐合带, 冷空气触发层结不稳定能量释放, 带状对流系统重新组织发展。
CROP试验将渤海水面替换为了陆地, 消除了海陆温差影响, 其近地面特征如图 8(e)~(h)。入海减弱阶段[图 8(e), (f)], 南岸高温区向海上伸展, 对应仍为西南风, 北部则仍为偏北风引导冷空气南下, 受下垫面粗糙度增大影响, 渤海北部辐合线消失, 强辐合带出现在渤中偏南部, 渤海湾一带的向岸风特征消失[图 8(e)], 近地面弱西北风与西南风辐合形成辐合带, 对应也有β中尺度对流系统出现, 但未出现较好组织特征, 随着西南风的减弱和向渤海海域收缩[图 8(f)], 地面辐合带减弱, 回波减弱[见图 7(a)~(c)]; 在海上增强阶段[图 8(g), (h)], 近地面偏南风较弱, 风速在6 m·s-1左右, 偏北风则引导冷空气加速南下, 渤海北部的地面辐合带南移, 对应回波向渤中区域收缩, 移速加快[见图 7(h)]; 剖面图上[图 9(d)~(f)], 偏北风南下速度加快, 偏南风大风区抬高, 辐合区内上升运动带增多, 中心速度均在5 m·s-1左右, 对流活动活跃。
由以上分析可知, 入海减弱阶段, 两组试验中渤海西岸均出现了β中尺度对流系统, 但成因有差异, CNTL试验下对流系统的形成与海上吹来的偏东风有关, 而CROP试验则与近地面西北风与西南风的辐合相关; 海上增强阶段, 偏北冷空气南下与西南风辐合, 对流系统重新发展起来, 该阶段两组试验飑线的形成机制相似, 但受下垫面变化的影响, 飑线的移动速度和组织特征等略有差异。
4.2 渤海水面对飑线形成环境的影响飑线的形成发展与环境的热力、动力、水汽和不稳定条件等的变化密切相关, 渤海水面可以通过改变边界层热、动力过程、水分循环与地气热量交换, 借助抽吸、夹卷等过程改变大气的温湿结构和垂直运动, 进而影响对流系统的发展演变。
4.2.1 地面温度和探空曲线水体的容积热容量约是土壤的2倍, 相同条件下的温度变化较土壤缓慢, 用CNTL试验与CROP试验结果做差得到的地面要素的分布[图 8(i)~(l)]可以看到, 填海后陆地区域2 m温度并没有显著差异, 差值在±1 ℃内, 冷空气入海前[图 8(i), (j)], 渤海区域温度差则在-4 ℃左右, 陆地下垫面温度高于海洋, 对应CROP试验下海上回波明显增多[见图 7(c)], 而入夜后冷空气入海[图 8(k), (l)], 海陆温差明显减小。
图 10为2016年7月25日20:00强回波中心C[图 5(h), 38. 6°N, 119. 7°E]的探空曲线, 该时次飑线系统还未发展至渤中海域。由图 10(a)可见, 偏南风随高度向偏西风顺转, 渤海海域中低层有暖平流, 最大风速带主要位于近地面附近, 风速约为15 m·s-1, 700 hPa高度对应温度露点差最小, 对应了湿层高度; CROP试验下的探空曲线如图 10(b), 受下垫面粗糙度变化的影响, 近地面风速减弱, 风向变为东南风, 但也随高度向偏西风顺转, 而强风带则抬高至850 hPa左右, 最大风速约在17 m·s-1, 湿层高度有所降低, 上干下湿的不稳定特征减弱。较大的对流有效位能和较小的对流抑制能量有助于雷暴或深厚湿对流的发生(Moncrieff et al, 1976; Colby et al, 1984), 该时次下CNTL试验对应的CAPE值仅为273 J·kg-1, 而CROP试验下的对应值则为1852 J·kg-1, 表明渤海水面上的能量条件较差。
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图 10 2016年7月25日20:00 CNTL (a)和CROP (b)试验强回波中心C (38. 6°N, 119. 7°E)的T-lnP探空曲线 方框内代表风速和风速随高度的变化, 圆圈20代表 20 m·s-1风速 Fig. 10 Sounding of T-lnP diagram at strong echo center C (38. 6°N, 119. 7°E) of CNTL and CROP test at 20:00 on 25 July 2016. The box represents the change of wind direction and wind speed with height, circle-20 represents 20 m·s-1 wind speed |
综上所述, 白天海水表面有助于海陆温度梯度的增大, 入夜后海陆温差减小, 夜间渤海水面相比陆地下垫面更有助于低层增湿但不利于不稳定能量的积累。
4.2.2 近地面风场, 低空急流和垂直风切变下垫面粗糙度的变化对近地面风场有直接影响, 由两组试验的差值场[图 8(i)~(l)]可见, 沿岸风速趋近于0 m·s-1, 渤海海域的偏南风约为5 m·s-1, 表明填海后陆地近地面风速无明显差异但渤海海域的风速显著缩小[图 8(k)], 这与光滑水面对入海近地面风的增强作用有关(盛春岩等, 2014), 入海前风速越大, 入海后风速增大越明显, 因此大风区在近地面附近[图 9(a)~(c)], 填海后地面粗糙度加大, 渤海区域偏南风减弱, 大风区抬高[图 9(d)~(f)], 受此影响, 渤海北部偏北下山气流引导冷空气加速南下, 使CROP试验地面辐合线位置较CNTL试验更加偏南[图 8(h), (l)], 这是飑线系统移速加快的重要原因。
由图 10可知, 此次西南低空急流的高度约在850 hPa高度, 图 11(a)为强回波中心C在850 hPa高度上风速的变化情况, 由图 11(a)可见, 午后风速波动上升, 逐渐超过12 m·s-1, 入海减弱阶段风速稳定在14 m·s-1左右(虚线时段), 入夜后系统进入海上增强阶段(实线时段), 急流风速有增加趋势, 最大值接近16 m·s-1; CROP试验结果也有类似走势, 入海减弱阶段风速显著增加, 但受填海后渤海上新生对流系统影响[图 7(b)], 过程中急流风速出现了陡降, 进入海上增强阶段, 急流风速也增至16 m·s-1左右。以上分析表明, 西南低空急流入侵时段约在14:00以后, 并有入夜增强特征, 水陆下垫面对急流风速的影响不显著。
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图 11 2016年7月25-26日强回波中心C点对应的850 hPa风速演变(a)和低空急流指数I的变化(b) 底部虚线代表入海减弱阶段, 实线代表海上增强阶段 Fig. 11 Wind speed evolution at 850 hPa in strong echo center C (a) and the change of low level jet index I (b) from 25 to 26 July 2016. Broken line in bottom represents weaken period and solid line in bottom represents enhance period |
急流脉动对降水强度的增强有重要作用(曹春燕等, 2006), 低空急流I指数可以表征急流风速的脉动和向下扩展的程度(刘淑媛等, 2003), 计算公式为I=V/D, 式中V为3 km以下最大风速, D为3 km以下12 m·s-1风速出现的最低位置, 计算时仍取强回波中心C点对应的风场[图 11(b)], 由图 11(b)可见, 入海减弱阶段, 回波在陆地新生, 对应的I指数突增, 随后系统向海上移动, 强度逐渐减弱, I指数也逐渐降低, 两组试验在该阶段的差异不明显; 20:00以后系统进入海上增强阶段, 对应CNTL试验下的I指数突增至160左右, 并出现有两个峰值, CROP试验下的I指数也有突增但强度较弱, 这可能与渤海洋面对入海近地面风的增强作用有关。以上特征表明, I指数与飑线系统的发展强度之间存在正相关关系, 这种特征在CNTL试验下较为明显, 急流脉动对对流系统的增强有促进作用。
地面风场和低空急流的变化对垂直风切变的有直接影响, 较强的低层垂直风切(0~3 km)变有助于飑线系统增强(张建军等, 2016), 而较强的深层垂直风切变(0~6 km)则有利于系统组织成线状(郑琳琳等, 2016)。垂直风切变|ΔV|(胡明宝, 2015)的计算公式如下:
| $ |\mathit{\Delta }V|=\sqrt{V_{1}^{2}+V_{2}^{2}-2{{V}_{1}}{{V}_{2}}\text{cos}D}, $ | (1) |
式中: V1为0 km高度层风速, V2为3 km和6 km高度层的风速, D为V1和V2的风向差。图 12是两组试验下D04区域平均的0~3 km和0~6 km垂直风切变|ΔV|的演变。从图 12中可以看到, 此次飑线过程发生在较强的深层和低层垂直风切变环境中, 风切变强度波动特征明显, 低层垂直风切变在20:00以前振幅较大[图 12(a)], 随后波动趋缓, 海上增强阶段, CROP试验下低层垂直风切变的平均强度大于CNTL试验, 均值在12 m·s-1左右, 对应回波有更紧密的组织特征[见图 7(h)]; 深层垂直风切变的振幅在20:00以后也有所缩小[图 12(b)], 但均维持着较大的量值。
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图 12 2016年7月25-26日D04区域不同试验0~3 km(a)和0~6 km(b)平均垂直风切变 底部虚线代表入海减弱阶段, 实线代表海上增强阶段 Fig. 12 Regional average wind shear of 0~3 km (a) and 0~6 km (b) in different tests in D04 from 25 to 25 July 2016. Broken line in bottom represents weaken period and line in bottom represents enhance period |
综上所述, 渤海水面增大了近地面偏南风, 阻碍了辐合带南下, 使飑线移速趋缓, 有助于飑线系统在海上维持较长的时间, 而低空急流出现则为对流提供了良好的动力环境, 急流的脉动对系统的增强有促进作用, 此外, 在近地面风场和低空急流的共同影响下, 本次飑线过程发生在较好的深层和低层垂直风切变环境中, 这为对流系统的增强和向线状组织提供了良好条件。
4.2.3 水汽输送云水混合比可以清楚地发映出雷暴云的生消过程(平凡等, 2007), 图 13是云水混合比、南北向环流和上升运动沿直线AB的剖面。从图 13中可以看到, 20:00云水混合比的大值区主要在北岸燕山山脉上空[图 13(a)], 大值区内垂直速度已经超过了5 m·s-1, 而西南低空急流引导的湿区主要在800 hPa以下(比湿大于16 g·kg-1的区域); 21:00低层偏南风与偏北风的辐合增强[见图 8(c)], 对流系统增强并在海岸线两侧出现了两个对流云团[图 13(b)], 陆地上的对流云不断发展, 最大上升速度接近7 m·s-1, 云水混合比也有显著增加; 22:00对流云团主体已移至渤海水面上[图 13(c)], 并出现了多个不同强度的单体, 垂直伸展高度在400 hPa高度以上, 伸展范围超过了5 km, 最大上升速度甚至超过了12 m·s-1, 对应的云水混合比也达到了1. 3 g·kg-1。
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图 13 2016年7月25日沿直线AB的VW合成流场(W×10)与垂直速度(黑色实线, 单位: m·s-1)、云水混合比(彩色区, 单位: g·kg-1)以及比湿(绿色实线, 单位: g·kg-1)的剖面 底部橙色实线代表陆地, 蓝色实线代表海洋 Fig. 13 Vertical cross section through AB in Fig. 5(h) of synthetic flow field (w-component is multiplied by a factor of 10) and w-component (broken line, unit: m·s-1), cloud water mixing ratio (color area, unit: g·kg-1) and specific humidity (green contour, unit: g·kg-1) on 25 July 2016. Orange line in bottom represents land and blue line represents sea |
CROP试验下20:00对流云团的发展较弱, 云水混合比不到0. 4 g·kg-1[图 13(d)], 主体位于燕山山脉上空; 21:00对流云团南下[图 13(e)], 出现了多个云水混合比小于0. 6 g·kg-1的单体, 垂直伸展高度在700 hPa高度左右, 单体内最大上升速度不到2 m·s-1, 而低空急流带内湿层高度也在800 hPa高度左右; 22:00对流活动显著增强[图 13(f)], 强单体出现在40°N位置上空, 内部上升速度在8 m·s-1左右, 云水混合也比超过了0. 8 g·kg-1, 垂直伸展高度在400 hPa高度以上, 伸展范围超过了7 km。
对比以上特征可知, 西南低空急流为本次过程输送水汽, 海上增强阶段CNTL试验下的对流活动更加活跃, 渤海水面对入海近地面风的增强作用使地面辐合增强, 为上升运动提供了良好的动力条件, 同时也有利于近地面水汽的向上输送, 虽然近地面湿层高度并没有显著差异, 但CROP试验下陆地下垫面辐合相对较弱, 对流云团的发展速度较慢。
4.2.4 地表通量和边界层高度太阳辐射及下垫面性质差异对地表通量有显著影响(张艳玲等, 2009), 地表通量通过改变前期的气压场、流场和温度场, 进而影响对流的启动和形成(蒙伟光等, 2005)。
从模拟内层区域D04的净辐射、感热通量、潜热通量和边界层高度的区域平均值演变情况(图 14)可以看到, 受云体遮盖的影响, 白天CROP试验下太阳净辐射量较CNTL试验略小[图 14(a)], 最大值出现在13:00左右, 19:00以后太阳辐射的影响则基本消失; 感热通量与下垫面覆盖类型对应, 白天的感热通量陆地大于海洋, CROP试验对应值约是CNTL试验的2倍[图 14(b)], 入夜后则均趋于0 W·m-2; 潜热通量的变化与感热通量相似[图 14(c)], 入夜后CNTL试验下的潜热通量略高于CROP试验; 边界层高度能反映出底层大气的湍流活动, 它的变化与局地水平风场、温度和水汽等要素有关, 由图 14(d)可见, 受感、潜热通量及局地水平风场变化的影响, 白天CROP试验对应的边界层高度约是CNTL试验的2倍, 而入夜后感、潜热通量迅速减少, 边界层高度变化的则主要与局地水平风场及垂直风切变相关, CNTL试验边界层高度较低, 虽然地面风场辐合略强[图 8(d)], 但低层垂直风切变小[图 12(a)], 飑线系统相对较弱, 表明渤海水面对对流的发展有阻碍作用。
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图 14 2016年7月25-26日净辐射(a)、潜热通量(b)、感热通量(c)和边界层高度(d)的演变 底部虚线代表入海减弱阶段, 实线代表海上增强阶段 Fig. 14 Net radiation (a), sensible heat flux (b), latent heat flux (c) and boundary layer height (d) from 25 to 26 July 2016. Broken line in bottom represents weaken period and solid line in bottom represents enhance period |
以上述分析表明, 白天太阳净辐射强, 渤海水面感、潜热交换较陆地下垫面小, 湍流活动弱, 边界层高度较低, 夜间太阳辐射影响减弱, 地表热量交换减小, 虽然海表潜热释放高于陆地, 但水面上的边界层高度还是低于陆面, 不利于低层垂直风切变的增强, 阻碍了飑线系统的发展。
4.2.5 飑线过程概念图本次过程的概念图如图 15所示, 对流系统首先在渤海西北沿岸生成发展, 随后入海减弱, 入夜后(19:00-23:00)在海上重新发展起来, 这个阶段北侧燕山山脉上空的冷空加速南下, 与渤海水面上的近地面西南风辐合, 形成一条地面辐合带, 同时冷空气触发层结不稳定能量释放, 提供了对流活动的能量。此外, 入夜后渤海上空低空急流风速明显增加, 脉动程度增大, 虽然渤海水面使低层垂直风切变减弱(可能与入夜后水面上较低的边界层高度有关), 但深层垂直风切变较强, 这为对流系统向现状组织提供了有利条件(郑琳琳等, 2016)。
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图 15 飑线过程示意图 Fig. 15 Concept figure of squall line |
利用WRFV3. 8模式对2016年7月25日晚发生在渤海水面上的一次飑线过程进行了模拟, 得到了与实况相似的结果, 并通过敏感性试验从地面温度及探空曲线、低层风场、水汽输送和地表通量四个方面探讨了渤海水面对此次过程的可能影响, 具体结论如下:
(1) 本次飑线是一次东北冷涡影响下的强对流过程, 西南低空急流的出现有利于暖湿空气的输送及低层垂直风切变的形成, 上干下湿的层结特征和前倾槽形势为对流活动提供了良好的不稳定条件, 副热带高压则为渤海地区的对流活动提供了高层辐散场。
(2) WRF模式对本次过程具备一定模拟能力, 得到了与实况相似的飑线特征。入海减弱阶段, 太阳辐射减少, 海陆温差降低, 海上吹来的偏东风减弱, 地面辐合带也随之减弱, 对流系统入海并趋于消散; 而在海上增强阶段, 南下冷空气和西南低空急流则是飑线得以重新发展增强的主要影响系统, 随着冷空气南下, 近地面偏北风和偏南风在渤海海域交汇形成强中尺度辐合带, 飑线在海上重新发展, 偏北冷空气触发层结不稳定能量释放, 为对流提供能量, 低空急流则为飑线发展提供了动力环境及水汽条件, 低空急流的脉动及较强的低层和深层垂直风切变环境促进了飑线的形成发展和向线状组织。
(3) 光滑的渤海水面使入海西南风增强, 西南风与北部南下偏北风辐合强度增强, 使初期的对流活动活跃, 同时较强的偏南风阻碍了辐合带南移, 使飑线系统南下减慢, 有助于系统在海上维持较长的时间。
(4) 白天渤海水面感、潜热交换较陆地下垫面小, 湍流活动弱, 边界层高度较低, 夜间太阳辐射影响减弱, 地表热量交换减小, 虽然海表潜热释放高于陆地, 但水面上的边界层高度仍低于陆面, 不利于低层垂直风切变的增强, 阻碍飑线系统的发展。
(5) 进一步对比控制试验和填海试验可以发现, 海陆下垫面变换对此次过程近地面辐合线的位置、近地面湿层厚度、垂直环流以及大气层结等的影响不明显, 对流系统入海减弱的特征相似, 但成因不同, CNTL试验下的陆地对流系统由海上吹来的偏东风触发, CROP试验下的对流系统则由近地面西南风与西北风辐合触发, 同时夜间系统海上发展的范围、强度和位置等则无显著差异, 因此渤海水面并不是本次过程的主要影响因子。
本文的分析表明渤海水面并不是本次飑线过程的主要影响因子, 南下冷空气、西南低空急流和有利的大尺度环境对本次飑线过程的影响更加显著, 因此针对夜间渤海水面上的强对流过程要多关注大气层结、风场和水汽等影响因子的变化。此外, 本研究仅针对一次夜发强对流过程, 对白天洋面上类似过程的影响还不得而知, 且本例的背景场相对较强, 渤海水面在较弱环境背景下对洋面上对流系统的影响也未进行研究, 因此还需要通过更多的个例进行分析。
Colby F P. 1984. Convective inhibition as a predicter of convection during AVE-SESAME Ⅱ[J]. Monthly Weather Review, 112(11): 2239–2252.
DOI:10.1175/1520-0493(1984)112<2239:CIAAPO>2.0.CO;2 |
|
Carbone R E, Conway J W, Crook N A, et al. 1990. The generation and propagation of a nocturnal squall line. Part I:Observations and implications for mesoscale predictability[J]. Monthly Weather Review, 118: 19–26.
|
|
Fovell R G, Ogura Y. 1988. Numerical simulation of a midlatitude squall line in two dimentions[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 45: 3846–3879.
DOI:10.1175/1520-0469(1988)045<3846:NSOAMS>2.0.CO;2 |
|
Moncrieff M W, Miller M J. 1976. The dynamic and simulation of tropical cumulonimbus and squall lines[J]. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 203(432): 373–394.
|
|
Meng Z, Yan D, Zhang Y. 2013. General features of squall lines in East China[J]. Monthly Weather Review, 141: 445–470.
|
|
Segal M, Schreiber W E, Kallos G, et al. 1989. The impact of CROP areas in Northeast Colorado on midsummer mesoscale thermal circulations[J]. Monthly Weather Review, 117: 809–824.
DOI:10.1175/1520-0493(1989)117<0809:TIOCAI>2.0.CO;2 |
|
Skamarock W C, Klemp J B, Dudhia J, et al. 2008. A description of the advanced research WRF version 3[M]. NCAR Technical Note NCAR/TN-4755+STR.
|
|
Trier S B, Chen F, Manning K W, et al. 2008. Sensitivity of the PBL and precipitation in 12-Day simulations of warm-season convection using different land surface models and soil wetness conditions[J]. American Meteorological Society, 136: 2320–2343.
|
|
Xu L, Raman S, Madala R V, et al. 1996. A non-hydrostatic modeling study of surface moisture effects on mesoscale convection induced by sea breeze circulation[J]. Meteorology and Atmospheric Physics, 58(1/4): 103–122.
|
|
曹春燕, 江江崟, 孙向明. 2006. 一次大暴雨过程低空急流脉动与强降水关系分析[J]. 气象, 32(6): 102–106.
DOI:10.3969/j.issn.1000-0526.2006.06.018 |
|
丁一汇, 李鸿洲, 章名立, 等. 1982. 我国飑线发生条件的研究[J]. 大气科学, 6(1): 18–27.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1982.01.03 |
|
胡明宝. 2015. 风廓线雷达探测与应用[M]. 北京: 气象出版社.
|
|
刘淑媛, 郑永光, 陶祖钰. 2003. 利用风廓线雷达资料分析低空急流的脉动与暴雨关系[J]. 热带气象学报, 19(3): 285–290.
DOI:10.16032/j.issn.1004-4965.2003.03.008 |
|
梁建宇, 孙建华. 2012. 2009年6月一次飑线过程灾害性大风的形成机制[J]. 大气科学, 36(2): 316–336.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895 |
|
蒙伟光, 李江南, 王安宇, 等. 2005. 凝结加热和地表通量对华南中尺度对流系统(MCS)发生发展的影响[J]. 热带气象学报, 21(4): 368–376.
DOI:10.16032/j.issn.1004-4965.2005.04.004 |
|
平凡, 罗哲贤. 2007. 热带对流热量与水汽收支的数值模拟研究[J]. 地球物理学报, 50(5): 1351–1361.
DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2007.05.010 |
|
盛春岩, 李建华, 范苏丹, 等. 2014. 地形及下垫面对渤海大风影响的数值研究[J]. 气象, 40(11): 1338–1344.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2014.11.006 |
|
田晨, 周伟灿, 苗峻峰. 2012. 中国地区下垫面特征对强对流天气影响研究进展[J]. 气象科技, 40(2): 207–212.
DOI:10.3969/j.issn.1671-6345.2012.02.013 |
|
王艳, 张义军, 马明, 等. 2010. 卫星观测的我国近海海域闪电分布特征[J]. 应用气象学报, 21(2): 157–163.
DOI:10.3969/j.issn.1001-7313.2010.02.004 |
|
汪雅, 苗峻峰, 谈哲敏. 2013. 宁波地区海陆下垫面差异对雷暴过程影响的数值模拟[J]. 气象学报, 71(6): 1146–1159.
DOI:10.11676/qxxb2013.088 |
|
王艳春, 王红艳, 刘黎平. 2016. 三维变分方法反演风场的效果检验[J]. 高原气象, 35(4): 1087–1101.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2015.00022 |
|
王彦, 高守亭, 梁钊明. 2014. 渤海湾海风锋触发雷暴的观测和模拟分析[J]. 高原气象, 33(3): 848–854.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2013.00030 |
|
杨薇, 苗峻峰, 谈哲敏. 2014. 太湖地区湖陆风对雷暴过程影响的数值模拟[J]. 应用气象学报, 25(1): 59–70.
|
|
姚日升, 涂小萍, 杜坤, 等. 2015. 两次冰雹过程边界层气象要素变化特征[J]. 高原气象, 34(6): 1677–1689.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00072 |
|
郑永光, 陈炯, 陈明轩, 等. 2007. 北京及周边地区5-8月红外云图亮温的统计学特征及其天气学意义[J]. 科学通报, 52(14): 1700–1706.
DOI:10.3321/j.issn:0023-074x.2007.14.017 |
|
张建军, 王咏青, 钟玮. 2016. 飑线组织化过程对环境垂直风切变和水汽的响应[J]. 大气科学, 40(4): 689–702.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1505.14337 |
|
郑淋淋, 孙建华. 2016. 风切变对中尺度对流系统强度和组织结构影响的数值试验[J]. 大气科学, 40(2): 324–340.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9898.1505.14311 |
|
张艳玲, 寿绍文, 张玲, 等. 2009. 能量参数在南通地区强对流天气中的应用[J]. 气象科学, 29(3): 362–367.
DOI:10.3969/j.issn.1009-0827.2009.03.013 |
|
张桂莲, 常欣, 黄晓璐, 等. 2018. 东北冷涡背景下超级单体风暴环境条件与雷达回波特征[J]. 高原气象, 37(5): 1364–1374.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00068 |
|
曾勇, 杨莲梅. 2018. 新疆西部一次极端暴雨事件的成因分析[J]. 高原气象, 37(5): 1220–1232.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00014 |
2. Tianjin Meteorological Observatory, Tianjin 300074, China;
3. Beijing Institute of urban meteorology, China Meteorological Administration, Beijing 100089, China