持续性暴雨过程常给各地带来重大灾害, 产生特大洪涝及山区的滑坡泥石流等自然灾害, 如2010年7月22—25日川、陕、甘、豫接壤地区的持续性暴雨过程。针对持续性暴雨过程的环流及形成机理已有许多学者进行过研究。黄荣辉等(2012)指出持续性暴雨常在“鞍形场”大尺度环流系统的配置下发生, 这种“鞍形场”配置利于水汽输送到暴雨区, 在“鞍形场”中心地区产生垂直对流不稳定, 从而引起暴雨中尺度系统的发展。张雁等(2001)分析持续性梅雨锋暴雨的环流特征, 指出西太平洋副热带高压(下称西太副高)活动有明显的阶段性西进、滞留、东撤。周淑玲等(2009)也分析发现, 持续性特大暴雨与西太副高中心稳定少动、其西北方不断有冷空气侵入以及暴雨区有强烈的暖平流输送有关。陈永仁等(2010)和郭大梅等(2012)指出西太副高西伸和其南侧有热带低压扰动相互作用的背景有利于持续性暴雨发生, 指出台风东侧的温湿能沿西太副高外围东南风向暴雨区输送, 暴雨位于低层温湿能等值线密集处。王茂书等(2011)在分析川东持续性暴雨天气时, 发现西太副高和台风“康森”对西南低涡起了阻塞作用, 诸多物理量在暴雨过程中特征明显(王忠东等, 2012; 黄忠等, 2008), 如暴雨过程中垂直速度、垂直螺旋度等。张小玲等(2006)指出对流层低层的暖平流等大尺度强迫使暴雨区能较长时间维持上升运动, 并触发中尺度对流系统(MCS)的发生, MCS形成后停滞少动, 在同一地区连续多次生消, 引起长时间的强降水。王晓芳等(2011)认为江南至华南持续性暴雨与高原低值系统东移, 低涡下游激发新的对流系统密切相关。何光碧等(2016)指出高原周边地区持续性暴雨通常伴随高原低涡、西南低涡等低值系统活动。李超等(2017)研究指出夏季长生命史盆地涡活动对川渝季节降水影响显著。高文良等(2018)分析得到持续高原涡诱发西南涡的长时间伴行造成低涡所到之处强降水。郁淑华等(2018)分析得到高原低涡异常路径与热带气旋活动关系密切。樊晓春等(2008)指出稳定的低涡切变为暴雨提供了强烈持续的辐合上升运动, 持续性暴雨由多个相继生消的中尺度对流系统影响造成的。陈忠明等(2007)还指出湿度锋与低空急流的耦合相互作用, 通过促进低空辐合流的维持, 也是导致了对流云团和暴雨天气的持续的一种可能机制。这些研究结果加深了对持续性暴雨发生的环境条件、影响系统及机理的认识。

2010年7月22—25日, 高原东侧川、甘、陕等地区出现了一次持续性暴雨过程, 甘肃省中东部局地过程降水量超过该地区年降水总量的一半。针对发生在陕西的大暴雨, 牛乐田等(2012)认为西太副高与登陆台风“灿都”间形成的偏南暖湿急流、中低层低涡切变线是大暴雨产生的主要影响系统, 深厚略倾斜的高空冷涡为暴雨区高空干冷侵入创造条件, 为大暴雨发生积累大量不稳定能量; 侯建忠等(2011)和梁生俊等(2012)也指出近海台风活动是影响造成大暴雨的一个关键因子, 暴雨过程是因持续、深厚和稳定少动的低压自身不断发展加深的作用, 加剧了上升运动发展, 陕西处于高假相当位温区, 干冷空气入侵, 位涡扰动沿假相当位温密集区下滑, 位涡大值出现预示强降水发生。针对发生在甘肃的大暴雨, 刘新伟等(2011)指出台风“灿都”的存在加强了偏南暖湿气流的向北输送, 在一定程度上加强了暴雨量级。武麦凤等(2015)对此过程研究得到远距离台风和西北涡相互作用, 改变了西北涡的斜压结构、温湿结构和动量结构, 也增强了西北涡附近对流不稳定程度和动力抬升作用, 延长了由台风和西太平洋副热带高压建立起来的水汽通道。以上研究主要针对本省情况从天气学形势分析了低涡(低压)、台风对降水的影响, 从物理量诊断分析了温湿结构和动量结构变化, 位涡扰动, 干冷空气入侵触发暴雨发生等。事实上, 本次过程影响范围广, 涉及到川、甘、陕、豫等省, 持续时间长, 达3天以上, 且多个地方出现暴雨或大暴雨。该过程直接的影响系统是21日00:00(世界时, 下同)生成于青海南部94.9°E, 34.8°N附近的高原低涡, 该低涡长时间活跃在35°N一线附近。高原低涡东移出高原后, 经历了东移加强和西退减弱消失的过程, 多个省相继出现强降水。以往的研究主要针对本省暴雨开展工作, 已获得一些有意义的结果。但是, 低涡为什么会不断发展加深, 长时间活动于川、陕、甘一带？此方面的工作较少。热带气旋除了给暴雨区供给水汽外, 对能量的输送进而对暴雨影响如何, 冷暖空气活动、中尺度对流系统生消对持续性降水影响都有待进一步研究。

本文将针对上述2010年7月22—25日川、甘、陕等地的持续性暴雨过程, 从环流与系统、低涡发展和持续降水机制等方面进行分析, 从而进一步认识和理解不同尺度系统间相互作用对高原东侧持续性暴雨影响, 更准确地作好此类天气的预报预测。

所用资料有中国气象局的气象信息处理和天气预报制作系统MICAPS(Meteorological Information Combine Analysis and Process System)提供的地面、探空观测数据, 中国风云2号E星FY-2E辐射亮温资料, 热带降雨测量任务TRMM(Tropical Rainfall Measuring Mission)卫星反演的3B42降水产品, 美国国家环境预报中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction, USA)每6 h 1°×1°分辨率的分析资料。

2010年7月22—25日, 高原东侧川、甘、陕、豫接壤区出现了一次持续性暴雨过程(图 1)。22—23日, 暴雨中心在四川北部, 达223 mm; 23—24日, 暴雨中心在陕西南部为211 mm; 24—25日, 降水中心在川陕边界以及河南西部。其中, 22—25日的过程降水, 四川梓潼和广元分别高达379.1 mm和352.9 mm, 甘肃平凉为204.3 mm, 陕南镇巴为262.4 mm, 而彬县23日08:00至24日08:00的24 h降水达200.3 mm。降水区域先东北扩再西南移, 最强降水中心在四川东北部, 23—24日是强降水范围最广时段。

图 1(Fig. 1)

图 1 2010年7月22日00:00至25日00:00逐日降水(a~c)及过程总雨量(d)分布(单位: mm) Fig. 1 Distribution of daily precipitation (a~c) and process total rainfall (d) from 00:00 on 22 to 00:00 on 25 July 2010.Unit: mm

暴雨发生前后对流层高层100 hPa, 21日00:00至22日12:00, 南亚高压1684 dagpm线范围扩大, 中心东移到95°E, 35°N, 强度增强为1694 dagpm; 22日12:00至24日12:00, 南亚高压继续东北移, 强度增加为1700 dagpm; 25日00:00至26日00:00, 南亚高压中心西撤。24日在南亚高压前部甘肃、宁夏和陕西的南部、四川东北部有低压形成。500 hPa, 2010年第3号台风“灿都”22日下午在广东沿海登陆后西北行, 23日09:00在广西西部减弱为低压后西南行, 并以低压切变形式停留在104°E, 22°N附近。21日00:00至22日12:00, 副高呈纬向型, 脊线从24°N北抬到29°N附近; 22日12:00至25日00:00, 副高经历了东撤又西进的过程, 转为近南北向分布, 588 dagpm线西脊点位于109°E附近; 随后副高进一步西进, 588 dagpm线控制我国除高原外的大部地区。与此同时, 高原低涡经历了东移西退、加强又减弱的过程。21日00:00至22日00:00, 高原低涡从95°E, 35°N, 中心强度为581 dagpm东移到104°E, 37.5°N附近, 中心强度略有减弱, 为584 dagpm; 22日00:00到24日12:00, 低涡缓慢东南移后又缓慢西退, 形成低涡切变, 位于青藏高压、蒙古高压和副高形成的Ω型区域内, 长时间活动在川、甘、陕一带, 其中24日00:00, 低涡位于105°E, 35°N, 强度最强, 为580 dagpm; 随后, 低涡西退直至减弱消失。700 hPa, 高原东部到华北有切变线。22日00:00至24日12:00川北至陕甘一带低涡长时间维持, 24日00:00低涡强度最强, 中心为308 dagpm, 位于105°E, 35°N, 与500 hPa低涡中心重叠。22日随着台风登陆西北行, 川北、陕南风速加强, 23日00:00南风风速达12~14 m·s^-1, 直到25日00:00, 从广西、贵州到川、渝、陕、甘一带为一致的偏南风。

图 2给出本次持续性暴雨发生前(19—22日)、主要暴雨期(22—25日)及发生后(25—28日)的平均环流场, 可见前面分析的一些基本特征, 如南亚高压加强、东移及经向型分布, 对流层中层青藏高压、蒙古高压与副高合并呈Ω型, 高原低涡加强维持, 热带气旋北上西行等。暴雨期南亚高压呈经向型, 高压东侧偏北气流有利于引导冷空气南下, 500 hPa高压坝形成阻塞, 加之热带气旋西行, 使高原低涡长时间活动在川、甘、陕一带, 热带气旋东侧与副高西侧一致的偏南急流的建立有利于向暴雨区输送水汽和能量。

图 2(Fig. 2)

图 2 2010年7月19—28日暴雨发生前(a~c, 19日00:00至22日00:00)、暴雨期(d~f, 22日00:00至25日00:00)和暴雨发生后(g~i, 25日00:00至28日00:00)的平均位势高度场(等值线, 单位: dagpm)及风场(矢量, 阴影区, 单位: m·s-1)分布 Fig. 2 Distribution of averaged potential height field (contour, unit: dagpm) and wind field (vector, the shaded, unit: m·s-1) over 3 phases of the before (a~c, from 00:00 on 19 to 00:00 on 22), during (d~f, from 00:00 on 22 to 00:00 on 25) and after (g~i, from 00:00 on 25 to 00:00 on 28) rainstorm from 19 to 28 July 2010

以上分析表明, 本次持续性暴雨过程发生的有利天气形势与中尺度系统配置是:在南亚高压呈经向型分布, 南亚高压强度增强, 位置偏东, 对流层中层副高加强、北抬西进的大尺度环流背景下, 热带气旋北上西移, 对流层低层偏南急流建立与维持, 高原低涡东移受阻较长时间在川、甘、陕一带活动, 为暴雨发生的动力、热力和水汽提供有利的环流形势条件。

从500 hPa涡度分布变化看, 与台风相伴的正涡度区从南海北上西移, 随着台风登陆后减弱为热带气旋, 并进一步演变为切变, 正涡度区由近圆型变为带状分布。与高原低涡相伴的正涡度区从青海东移, 并逐步加强, 到22日12:00[图 3(a)], 中心移到105.5°E, 37°N附近, 强度达9×10^-5 s^-1, 正涡度区呈逗点状。在“灿都”22日登陆后北上西移过程中, 高原低涡东移, 23日06:00[图 3(b)], 几乎是热带气旋西北行转西南行的时间, 与高原低涡和热带气旋相伴的正涡度中心均位于107°E线上, 30 h(22日00:00至23日06:00)内高原低涡在东西方向上移动仅约3个经距, 移速较为缓慢, 高原低涡中心强度几乎为整个过程中最强值, 而热带气旋登陆后减弱又再加强为最强值, 两者9×10^-5 s^-1以上值的正涡度区几乎呈圆形。同时受热带气旋和高压系统影响, 高原低涡东南侧偏南气流和低涡西北侧的偏北气流增加[图 4(a~c)]。随着副高加强西进, 高原低涡正涡度区也随之西退到105°E附近, 高原低涡与热带气旋的正涡度中心几乎保持在同一经度上[图 3(c)], 24 h西移了约3个经距。随后, 高原低涡正涡度中心强度进一步减弱, 26日00:00位于盆地上空的正涡度区消失。

图 3(Fig. 3)

图 3 2010年7月22—25日500 hPa正涡度分布(单位: ×10-5 s-1) Fig. 3 Distribution of positive vorticity at 500 hPa from 22 to 25 July 2010.Unit: ×10-5 s-1

图 4(Fig. 4)

图 4 2010年7月22—25日500 hPa位势高度场(等值线, 单位: dagpm)和风场(矢量, 阴影区, 单位: m·s-1)分布 Fig. 4 Distribution of potential height field (contour, unit: dagpm) and wind field (vector, the shaded, unit: m·s-1) at 500 hPa from 22 to 25 July 2010

由此可见, 持续性降水前期, 处于副高西侧的高原低涡与热带气旋相向运动时, 可能是两者外围的反向气流产生阻挡作用, 使两者移速减慢, 加之, 青藏高压、蒙古高压和副热带高压形成的Ω型分布, 使涡区附近的切变辐合流场加强, 导致正涡度增加, 低涡加强。持续性降水中后期, 副高加强西进, 迫使高原低涡西退, 高原低涡与热带气旋同向运动, 在经向上保持一致, 热带气旋东侧偏南气流融入副高外围气流, 有利于涡区切变辐合流场维持。

由500 hPa经105°E—109°E平均的涡度经向时间剖面[图 5(a)]可见, 22日06:00至25日00:00与高原低涡和热带气旋相伴的两块正涡度区分别在36°N和24°N附近活动, 随时间南面的正涡度带略有北抬, 北面的正涡度区略有南扩, 北面高原低涡正涡度大值出现时间晚于南面热带气旋正涡度大值出现时间, 23日06:00当高原低涡与热带气旋位于同一经度时[见图 3(b), 4(b)], 两者对应的正涡度值同时加强, 中心强度分别达10×10^-5 s^-1和8×10^-5 s^-1。通常台风登陆后将迅速减弱, 但此过程台风22日下午登陆, 直到23日12:00还保持较大正涡度值, 一定程度表明高原低涡与热带气旋相互作用有利于两者同时加强维持。由500 hPa经33°N—37°N平均的涡度纬向时间剖面[图 5(b)]可见, 与高原低涡相伴的正涡度中心21日00:00至23日06:00是东移过程, 中心强度逐步增强, 随后缓慢西退, 有显著的正涡度核东传、滞留和西退特征。由高原低涡涡区平均的涡度时间垂直剖面(图略)可见, 21日00:00至24日18:00对流层几乎为正涡度, 24日00:00前后正涡度高度伸展到100 hPa, 正涡度中心在250 hPa上, 达1×10^-4 s^-1以上值。

图 5(Fig. 5)

图 5 2010年7月21—26日500 hPa经105°E—109°E平均涡度的经向时间剖面(a)和经33°N—37°N平均涡度的纬向时间剖面(b)(单位: ×10-5 s-1) Fig. 5 Latitude-time cross section of averaged vorticity along 105°E—109°E (a) and longitude-time cross section of averaged vorticity along 33°N—37°N (b) at 500 hPa from 21 to 26 July 2010.Unit: ×10-5 s-1

因此, 中低纬度低值系统相互作用使高原涡和热带气旋加强, 低涡发展强盛时, 正涡度值可伸展到对流层顶, 整个过程中对流层正涡度大值区维持在105°E—109°E, 33°N—37°N范围长达48 h以上, 此段时间也正是该地区持续性降水时段。

从动力学观点考虑, 采用涡度诊断方程分析高原低涡发展维持机制。根据涡度诊断方程, 总涡源受控于水平绝对涡度平流输送项、涡度垂直输送项、与流场辐合辐散相关的散度项和与风的垂直、水平切变相关的扭转项的共同作用。由低涡发展强盛时期的23日12:00总涡源及诸项垂直分布及时间演变看[图 6(a)], 650 hPa以上为涡度正变率, 变率中心出现在250 hPa, 涡度的水平输送项与总涡源垂直分布较为一致, 对总涡源的贡献最大, 涡度的垂直输送对总涡源有一定的贡献, 由流场辐合和风垂直切变形成的辐合项和扭转项在对流层中低层一定程度减小负涡度变率。由图 6(b)可见, 22日00:00至23日18:00, 总涡源由负变率转为正变率, 其值逐渐增大, 23日12:00达极大值, 此时也是低值系统发展强盛时(见图 5), 表明正涡度变率增强有利于低值系统发展; 23日18:00以后, 正涡度变率逐渐减小, 由正变负, 该区域低值系统也在减弱。500 hPa涡度水平输送项与总涡源时间演变基本一致, 对总涡源贡献最大。在低涡发展期, 涡度水平输送增强, 23日12:00与总涡源一起达到最大, 辐合项和垂直输送项对总涡源有着较大贡献, 扭转项为负贡献, 而在低涡减弱期, 垂直输送项、辐合项和扭转项三者对总涡源的影响都减弱, 涡度水平输送由正变负, 与总涡源演变一致。负的涡度水平输送是低值系统减弱消失的重要因素。

图 6(Fig. 6)

图 6 低涡发展强盛时期105°E—109°E, 33°N—39°N区域平均总涡源及诸项分布 Fig. 6 Distribution of averaged total vorticity source and the four components over 105°E—109°E, 33°N—39°N during the strong vortex development period

以上分析表明总涡源与绝对涡度的水平输送关系最为密切。伴随总涡源增强(正涡度变率增强), 正涡度强度增强, 低涡发展, 反之减弱, 低涡也减弱。高原低涡与热带气旋活动带来的正涡度输送使总涡源增强, 有利于高原低涡发展维持。由此可见, 在有利的环境条件下, 高原低涡与热带气旋相向或同向移动过程中通过影响切变辐合流场变化和正涡度输送而产生相互影响和作用。

由高原低涡涡区平均500 hPa上物理量时间演变与降水时间演变(图 7)可见, 整个降水过程期间以辐合为主, 散度场呈现弱的辐合辐散, 过程最大辐合出现时间在23日00:00;正涡度特征和上升运动特征明显, 正涡度呈单峰形态, 整个降水时段正涡度维持较大值, 23日12:00—18:00正涡度达最大; 上升速度呈三峰形态, 极大值出现时间均在正涡度大值出现时段内, 23日00:00是最大上升速度出现时间, 与最大辐合时间一致, 3 h最大降水也出现在23日00:00, 与最大上升速度和最大辐合出现时间对应, 略早于最大正涡度出现时间。因此, 有利于降水的涡区动力场配置, 使降水期间涡区呈现较强的正涡度和辐合上升运动, 降水最大值出现时间对应辐合上升运动最强时。主要降水时段对应正涡度大值区, 低涡维持加强促进上升运动的维持和加强, 为暴雨区提供了有利的持续抬升条件, 引起辐合上升运动, 从而成云致雨, 造成持续性降水。

图 7(Fig. 7)

图 7 2010年7月21—25日105°E—109°E, 33°N—37°N区域平均500 hPa涡度、散度与垂直速度的时间变化(a)和区域平均3 h降水量的时间演变(b) Fig. 7 Temporal evolution of averaged vortcity, divergence and vertical velocity at 500 hPa (a) and 3 hours rainfall (b) over 105°E—109°E, 31°N—37°N from 21 to 25 July 2010

从运动学的观点看, 旋转的流体利于能量的维持, 对系统发展维持有着积极的作用。垂直螺旋度(z-螺旋度密度)即是单位体积包含的垂直方向速度与垂直相对涡度的乘积, 定义为

式(1)反映了旋转与沿旋转轴方向(垂直方向)运动的强弱程度。ξ为相对涡度; ω为垂直速度, 在上升运动区, 当相对涡度为正时, 有正螺旋度, 反之, 为负螺旋度。垂直螺旋度的计算基础数据源于NCEP分析资料。众所周知, 垂直涡度大的区域与天气影响系统如中尺度涡旋密切相关, 垂直运动则是造成剧烈天气现象如强降水的直接原因。因此, 垂直螺旋度一定程度反映大气中系统的维持发展以及可能带来的天气剧烈程度。由500 hPa和700 hPa垂直螺旋度与垂直速度分布(图 8)可见, 上升运动区与正垂直螺旋度有很好的吻合度, 正螺旋度活动在川、甘、陕一带, 与高原低涡活动区域相对应, 呈现东移略为北抬增强、西退南移减弱特征, 与低涡东移西退、低涡强度演变相似, 垂直螺旋度大, 表明低涡发展强烈, 上升速度也大, 更易造成剧烈天气如强降水。500 hPa和700 hPa正螺旋度中心近于重合, 24日02:00以前, 700 hPa螺旋度强于500 hPa螺旋度, 沿旋转轴(垂直向上)有正螺旋度向上输送, 利于低涡的维持, 25日00:00, 500 hPa螺旋度强于700 hPa, 同时两层螺旋度强度都减弱明显, 表明降水影响系统减弱。从与图 8相应时刻前后3 h累积降水分布(图略)可见, 降水区通常与正螺旋度区重叠或略为偏南、偏东, 降水的强中心并非都与正螺旋度中心对应。四川的广元(32.36°N, 105.51°E)、甘肃的平凉(35.33°N, 106.4°E)和陕西的镇巴(32.3°N, 107.5°E)是本次降水过程的几个降水中心, 由降水中心站点500 hPa垂直螺旋度和3 h降水时间演变(图 9)可见, 广元降水结束时间最晚, 3个站极大降水出现时间几乎与500 hPa垂直正螺旋度大值出现时间一致或略为滞后, 垂直正螺旋度对降水极值出现有预示作用。同时也看到, 并非垂直正螺旋度越大对应降水越强, 降水强度还与大气中水汽含量、成云致雨的物理过程有关。因此, 对流层中低层垂直正螺旋度维持在川、甘、陕一带, 有利于低涡系统维持, 造成该地区持续性降水。垂直正螺旋度大值区可作为判断主要降水区域依据, 同时, 垂直正螺旋度极大值出现也预示将出现强降水。

图 8(Fig. 8)

图 8 2010年7月23—25日500 hPa(a~c)和700 hPa(d~f)垂直螺旋度(阴影, 单位: ×10-7 Pa·s-2)与垂直速度(等值线, 单位: ×10-1 Pa·s-1)分布 Fig. 8 Distribution of z-helicity (the shaded, unit: ×10-7 Pa·s-2) and vertical velocity (contour, unit: ×10-1 Pa·s-1) at 500 hPa (a~c) and 700 hPa (d~f) from 23 to 25 July 2010

图 9(Fig. 9)

图 9 2010年7月21—25日降水中心站点500 hPa垂直螺旋度(a~c)和3 h降水(d~f)的时间演变 Fig. 9 Temporal evolution of z-helicity at 500 hPa (a~c) and 3 hours rainfall (d~f) at the core stations of rainfall from 21 to 25 July 2010

产生持续性强降水的必要条件之一是大气中能量的聚集和释放。冷暖平流强弱可一定程度表征大气中能量的输送与释放。从对流层不同高度经暴雨区(104°E—109°E)平均的温度平流经向时间剖面(图 10)可以看出, 700 hPa以下, 暴雨区在降水过程前、过程中和过程后主体呈现为暖平流, 850 hPa暖平流最强, 对流层低层持续的暖平流, 表明暴雨区能量供给充分。500 hPa以上暴雨过程中冷空气活动明显, 20日12:00 500 hPa逐渐由暖平流转为冷平流, 200 hPa暴雨区主体呈现冷平流特征, 冷平流较500 hPa显著增强, 随时间冷平流中心略有南移, 对流层高层冷平流绝对值强于对流层中低层, 且出现时间要早, 一定程度表明冷空气下滑逐渐侵入暴雨区上空, 加大对流层中低层不稳定, 同时有利于触发不稳定能量释放。从500 hPa暴雨区(33°N—37°N)平均温度平流纬向时间剖面(图略)可见, 冷平流中心东传、西退特征明显, 随着冷平流进入暴雨区, 降水开始, 直至降水结束, 暴雨区上空基本为冷平流, 结合经向时间剖面[图 10(c)]看到, 降水前19日00:00至20日18:00, 暴雨区主体为暖平流, 有利于暴雨区升温, 能量积蓄。30°N一线是冷暖平流分隔线, 以北即暴雨区从20日18:00以后主体为冷平流控制, 但也有暖平流插入到暴雨区, 出现在主降水时段22日12:00至23日12:00, 暴雨区暖平流发展到500 hPa, 增暖明显, 此时段热带气旋登陆后西北移动(见图 4), 有利于将更多的能量和水汽送向暴雨区, 也是高原低涡与热带气旋几乎位于同一经度, 发展最强盛时段, 对流极为强盛, 事实上, 该时段也对应降水最强时段; 30°N以南的24°N—30°N一带为暖平流, 受热带气旋活动影响明显。因此, 暴雨区前部及暴雨区内暖平流一定程度表明热带气旋向暴雨区输送能量, 暴雨区上空对流层低层持续的暖平流, 和对流层中高层冷空气下滑侵入暴雨区, 有利于不稳定能量积蓄和释放, 是持续性暴雨发生的重要因素。

图 10(Fig. 10)

图 10 2010年7月19—26日沿104°E—109°E平均温度平流纬度-时间剖面(单位: ×10-5 K·s-1) Fig. 10 The latitude-time section of averaged temperature advection along 104°E—109°E from 19 to 26 July 2010.Unit: ×10-5 K·s-1

Maddox et al(1982)分析指出对流层低层的暖平流是中尺度对流复合体的触发机制。中尺度对流系统(包括了中尺度对流复合体)是产生强降水和强对流天气的主要系统。前面的分析表明对流层低层暴雨区维持暖平流, 那么, 在这样的环境下, 中尺度系统活动情况又如何？由降水过程辐射亮温TBB演变(图 11)可见, 21日00:00至22日04:00高原上不断有对流云系(MCC或MCS)东移到四川东部、陕西一带, 经广西、云南、贵州、四川东部也有MCS由南向北传输[图 11(a)], 东移和北上的MCC不断生消, 大气能量不断聚集, 川、甘、陕交界处对流系统不断发展壮大, 23日01:00[图 11(b)], 盆地东北部出现-50 ℃以下呈近圆形云罩, 表明中尺度系统发展极为旺盛(Clark, 1983), -35 ℃以下的云罩呈近南北向带状分布。此后云带断裂为两块[图 11(c)], 陕西出现大片的-40 ℃以下的云罩。23日19:00后, 陕西南部有-55 ℃的对流云系发展, 四川北部出现-50 ℃的局地强对流, -50 ℃以下的云罩面积继续增加, 川陕边界的TBB值也在不断降低[图 11(d)], 此后, -30 ℃以下区域西退到甘肃、四川附近, 该地区对流活动逐渐加强, 24日12:00[图 11(e)], 四川的中北部多个对流单体出现, 表明局地对流发展也旺盛, 24日19:00[图 11(f)]发展最为强盛, 可达-65 ℃以下, MCS合并、发展、维持, 直至25日14:00消失, 影响甘肃南部、盆地中东部降水。对应3 h累积降水演变(图略), 川、陕、甘一带降水主要从22日00:00开始, 几乎都有5~10 mm雨团, 有的可达25 mm, 结合TBB分析可知, 本次降水过程TBB通常在-54~-32 ℃, 为一般性对流云, 局部出现TBB在-64~-54 ℃, 为较强对流云。此次降水过程持续时间长, 而中等强度的MCS也持续时间长, 再结合降水演变, 小时雨强不是很强, 只有镇巴24日06:00 3 h降水达到50 mm。因此, 总体看本次过程对流系统发展不是非常强烈, 对应的短时降水强度也不是太强。也许, 正是由于这种中等强度对流系统维持发展使大气积蓄的能量缓慢释放, 降水得以持续。同时也看到, 中尺度对流系统活动非常活跃, 暖平流的持续供给有利于中尺度对流系统不断生消维持。

图 11(Fig. 11)

图 11 2010年7月21日12:00至24日19:00 FY-2E辐射亮温时间演变(单位: ℃) Fig. 11 Temporal variation of FY-2E radiation brightness temperature from 12:00 on 21 to 19:00 on 24 July 2010.Unit: ℃

以上应用多种资料, 对发生在川、甘、陕等地的一次持续性暴雨过程, 通过暴雨发生的环流形势与系统配置、低涡发展维持机理与持续降水机理分析, 得到以下主要结论:

(1) 本次持续性暴雨过程发生的环流背景和影响系统是:对流层高层南亚高压呈经向型分布, 对流层中层副热带高压东退西进, 热带气旋登陆西行, 高原低涡东移受阻, 中尺度对流系统不断生消, 为暴雨发生的动力、热力和水汽提供了有利的环流形势条件。

(2) 高原低涡是本次暴雨的直接影响系统。降水前期, 高原低涡与热带气旋相互作用使低涡移速减缓, 正涡度输送使两者同时加强, 加之, 高原涡位于青藏高压、蒙古高压和副热带高压构成的Ω型环流中, 有利于涡区附近的切变流场加强, 低涡加强; 降水中后期, 热带气旋东侧偏南气流融入副高外围气流, 有利于涡区切变辐合流场维持, 导致高原低涡长时间活动在陕、甘、川一带, 造成该地区持续性降水。

(3) 低涡为暴雨发生提供了有利的抬升输送条件。降水过程伴随正涡度与辐合上升运动, 最大降水时间对应辐合上升运动最强时。对流层中低层为垂直正螺旋度, 有利于低涡系统维持, 垂直正螺旋度大值区伴随主要降水区, 正螺旋度出现极大值时, 预示将出现强降水。

(4) 暴雨发生前和发生过程中, 对流层低层暖平流输送使暴雨区能量持续积累, 同时也使暴雨区中尺度对流系统活跃, 降水得以发生和持续。对流层中高层冷空气下滑, 加大对流层中低层不稳定, 并触发不稳定能量释放, 降水得以发生。暴雨区中尺度对流系统的产生源于从青藏高原东移的MCS和南方北上的MCS, 以及局地发展的MCS, 中尺度对流系统在暴雨区活跃, 降水得以持续。