2. 双峰县气象局,湖南娄底 417700
2. Shuangfeng Meteorological Administration, Loudi 417700, China
华中地区位于我国中部、黄河中下游和长江中游地区,是我国南北气候过渡的区域,暴雨、干旱、冰雹、雷暴等气象灾害时有发生[1]。暴雨的发生是多尺度天气系统相互作用的结果,通常情况下,雷暴单体和小尺度系统是引起暴雨和强对流天气的直接原因,它们常常组成线状或带状,长度100~200 km,这种中尺度降水带在雷达图上称为中尺度回波带或中尺度雨带,主要发生在冷、暖锋附近和暖区中,有时只有一条,有时会有几条并存并相互平行[2]。Wang等[3]在研究一次华南前汛期降水过程时发现,沿中尺度雨带存在多个对流单体向东北方向移动的回波序列,沿准线型MCS存在整体雨带向东和东南方向移动的带状序列,这两种对流形式共同作用,导致对流区产生强降水。Luo等[4]研究了一次梅雨锋暴雨过程,同样发现在MCS的成熟阶段产生了两种尺度的对流组织形式,一种是沿着雨带向东移动的对流单体排列起来的回波序列,另一种是沿着MCS向东南方向移动的多条雨带排列起来的雨带序列,他们把这种组织结构称为多雨带结构。
以上的多雨带结构主要为带状或线状,在强对流系统中多存在弓状雨带,是形态呈现弓状的一种中尺度雨带, 在雷达图上表现为弓状回波。Fujita[5]针对弓状回波与下击暴流的关系提出概念模型:在弓状回波的北端,气流作气旋式的旋转,而在南端则呈反气旋式的旋转。他认为弓状回波的出现可能是地面大风的前奏,但又认为弓状回波更可能是由下击暴流引起的结果,即由地面大风引起。何宗诚[6]在研究一次强风暴系统的雷达回波演变特征时发现,弓状回波的转动头部和尾部分别存在气旋式和反气旋式运动。刘淑媛等[7]在研究一次飑线过程的中尺度特征时发现,弓状回波内最强回波中心从弓状向逗点状过渡时,在弓状回波的南北端分别存在气旋与反气旋流场结构。本文中的降水系统由多条弓状雨带组成,但非强风暴雨带,在地面无大风出现,弓状雨带与强风暴雨带是否有类似的结构?是本文讨论的重点问题之一。
Rotunno等[8]提出的RKW理论以水平涡度的形式解释了飑线的维持和传播原理,当低层垂直风切变产生的正涡度与冷池产生的负涡度近似平衡时,冷池前沿的垂直上升运动最强,有利于新的对流单体沿着出流边界形成,从而促进飑线的维持和传播。Atkins等[9]发现水平涡线的倾斜使涡旋对产生,弓状回波往往在涡旋对产生之后形成发展。Meng等[10]得到了类似的结论,即涡旋对造成了后向入流,从而导致了飑线的弓状结构。以上研究可见弓状回波和飑线与水平涡度有着密切的联系。
本文分析了2018年5月5日华中地区的一次多弓状雨带过程,对流系统在雷达回波图上呈现沿东北-西南方向近乎平行的四条弓状雨带,降水强度大,局地性强,7 h累积降水达到100 mm。由于国内外对于多弓状雨带成因和结构等研究还较少,所以此类个例仍有研究的必要性,大尺度与中尺度的水平涡度在多弓状雨带中的结构如何?也是本文要讨论的问题。
2 资料方法本文所选取的资料包括NCEP (National Center for Environmental Prediction) 1 °× 1 °再分析资料(时间间隔6 h)、全国常规地面观测资料、中国自动站与CMORPH融合的逐时降水量资料(水平分辨率为0.1 °×0.1 °)和WRF3.9(ARW)中尺度数值模式输出的高分辨模式数据。并选取了重庆、武汉等12个单站的多普勒雷达观测资料(时间间隔6 min,水平分辨率为0.01 °×0.01 °)进行雷达拼图,以分析此次过程中对流系统雷达回波反射率的演变规律。
3 天气过程及背景 3.1 降水实况2018年5月5日07:00—22:00(世界时,下同),在我国华中地区发生了一次暴雨过程,从5月5日15:00—22:00的7 h累计降水量图(图 1e)可看到,降水落区较狭长,从重庆和贵州的交界地带向东北方向延伸,途经湖南西北部、湖北中部、河南东南部、安徽北部一直到江苏中部,多弓状雨带的覆盖区主要在重庆、湖南和湖北,大部分地区累积降水量在60~100 mm之间,具有明显的中尺度特征。
5月5日06:00时,200 hPa(图 1a)在我国西部地区(35 °N以南,100 °E以西)有一条高空槽,槽的两侧是风速达32 m/s以上的高空急流。槽前的西南急流覆盖了四川到湖北的多个省市区,急流入口区右侧位于重庆和贵州的交界地区,有利于高空气流辐散和垂直上升运动的发展。850 hPa(图 1c),在河南和山东的交界处以及四川盆地各存在一个低涡,两个低涡之间有切变辐合区存在,为低层扰动的传播提供了有利条件,切变线南侧有风速达16 m/s的西南急流,将来自孟加拉湾及南海的暖湿水汽输送至我国东南部。
12:00时,200 hPa(图 1b)的高空槽向东移动了约3个经度,槽前风速变大,降水落区(图 1b中的黑色椭圆)位于重庆中部高空急流右侧辐散区。850 hPa(图 1d)四川盆地的低涡已不明显,切变线东移,低空急流增强,降水落区(图 1d中的黑色椭圆)位于切变线南侧的偏南风气流中,是高低空急流耦合区域,有利于暴雨和强对流的发生。18:00之后(图略),高空槽减弱,两侧的高空急流风速也减小,低层切变线东移减弱,我国西南部的低空急流东移,降水明显减弱。综上可见本次过程是在高空急流右后方与低层切变线南侧发生的暴雨过程。
3.3 实况雷达回波分析对重庆、武汉等12个单站的雷达回波反射率进行拼图,以了解此次多弓状雨带完整的发展过程。本次过程07:00在106 °E,28 °N附近产生了对流云团,对流云团组织发展,13:00在重庆中西部形成了第一条长约200 km的弓状雨带a(图 2a),a号雨带向东北方向移动并增强后,15:00在a号雨带的后部出现了一条与它近乎平行的弓状雨带b (图 2b),它们在向东北移动的过程中继续发展。16:12(图 2c)分别在雨带a的前部和雨带b的后部形成了两条新的弓状雨带c和d,这四条雨带组合成的多弓状雨带向东北移动,在17:36(图 2d)处于强盛期,四条雨带清晰分明。19:00—21:42系统逐渐减弱(图 2e、2f),在21:42之后四条雨带连接成了一条长长的线状雨带(图略)。该过程从13:00弓状雨带出现到21:42消散一共维持了约9 h,其影响范围覆盖了重庆中东部、湖北中西部的大部分地区,同时也对湖南西北部局部地区造成一定的影响。
本文采用的数值模式是由美国环境预测中心(NCEP),美国国家大气研究中心(NCAR)等科研机构共同开发的WRF3.9,以6 h一次的NCEP 1 °× 1 °再分析资料作为模式初始场和边界场,对2018年5月5日07:00—22:00发生在华中地区的一次切变线南侧多弓状雨带过程进行模拟。模拟采用三层嵌套方案,模拟中心位于105.66 °E,31.52 ° N,水平分辨率分别为13.5 km、4.5 km、1.5 km。网格格点数分别为356×267、604×448、907×715,垂直分38层,积分30 h,主要分析的最内层网格每10 min输出一次。
三层网格的微物理过程均采用Morrison双参数方案,长波辐射和短波辐射分别选取RRTM和Dudhia方案,近地面层采用修订后的MM5 Monin-Obukhov方案,陆面过程和边界层分别选取热量扩散方案和YSU方案。最内层不采用积云对流方案,在模式第一、二层采用的是Kain - Fritsch (K-F)方案。
4.2 模拟结果检验模拟的雷达回波时间与实况相比约有1 h的提前,①号弓状雨带在11:30(图 3a)成型,在东移的过程中继续发展,随后②号弓状雨带在14:00(图 3b)成型,并逐渐与①平行。15:20(图 3c),①与②后部分别生成了两条新的雨带③和④,构成了多弓状雨带,并在16:10(图 3d)进入强盛期,随后从19:10(图 3e)开始减弱,并在21:30(图 3f)连成一条线状雨带。整个过程的影响范围包括了重庆中东部、整个湖北以及湖南北部局部地区。通过对比观测和模拟的雷达回波可看出,模拟的雨带回波强度比实况更强,范围更大,③号雨带出现的位置与实况有所差别。模式较完整地模拟出了本次由初始对流云团逐渐发展为四条弓状雨带组合成的多弓状雨带的过程,系统发展和减弱过程与实况基本一致。
为了将模拟的风场与实况进行对比,选取宜昌站单站的雷达风廓线(图 4a)和雷达回波反射率的垂直剖面图(图 4b)与模拟对应点(图 4c)进行对比。18:52该站位于第一条弓状雨带的前部,1.8 km以上为西南风控制,对流层中层存在风速的大值中心。19:16该站处在雨带中心附近,5 km以下中层风速减弱。19:16—19:28,2~3 km处风向从西南风转变为西北风,19:42该站已位于雨带后部,中低层变为西北风,风速大值中心仍位于对流层中层。而模拟选取的单点在第一条弓状雨带前部,在雨带经过该点的过程中,中低层风场也出现了西南风到西北风的转变,雨带前后风速的大值中心与实况大值中心出现的位置基本一致,进一步证明了模式结果的合理性。
模拟与实况雨区均出现在32 °N以南,由沿相对应环流的剖面分析,13:00(图 5a)雨区附近平均相当位温对流层高层到低层呈现“高-低-高”的分布,低值中心位于500~600 hPa之间,低层800 hPa及以下都处在暖区内,无冷锋锋区存在,雨区附近的基本气流为南风。18:00(图 5b)多弓状雨带处于强盛期,相当位温随着高度增加,说明整层大气趋于稳定,雨带附近的低层仍为暖区覆盖,冷锋出现在32 °N及以北的低层。总的来说,本次多弓状雨带引起的降水为切变线南侧的暖区降水。
图 5c为模拟得到的15:00—22:00 7 h累积降水量分布,模拟的降水与实况(图 1e)相比,主要特征基本一致,雨带方向也呈西南-东北向,大部分地区的降水强度也相似。但模拟的降水落区要比实况更宽,≥60 mm的中心也比实况少。总的来说,模式较好地模拟出了本次多弓状雨带的降水落区、雨带方向和降水中心的分布特征。结合上述雷达回波反射率和对流内部垂直风场的对比可知,该模拟结果可作为更精细的数据来进一步分析多弓状雨带的形成原因。
5 水平涡度与多弓状雨带的关系 5.1 背景场中的水平涡度Ding等[11]通过对p坐标系下的连续方程对p求偏导,得到了水平涡度与垂直运动的理论关系式:
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在z坐标系下的三维涡度表达式为:
(2) |
所以z坐标系下的水平涡度可写成:
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这个表达式表明了水平涡度是由垂直速度的水平切变和水平风的垂直切变构成,而,
(4) |
因此可将水平风的垂直切变矢量
(5) |
当ω场在垂直方向存在波动时,
在实况图上多弓状雨带出现前的5月5日06: 00,250 hPa上在云南和四川的交界处出现了一个水平涡度的气旋式旋转区(图 6a),对应低层的水平涡度场也有大范围的气旋式弯曲(图略)。12:00高层(图 6b)气旋式旋转区东移加强,对应低层(图 6c)的气旋式弯曲也增强,可见在32 °N以南110 °E以西高低层均有利于上升运动的发展。随后水平涡度弯曲的曲率增大,其覆盖范围继续向东北移动。到了18:00多弓状雨带达到强盛期(图 6d),这时低层水平涡度的气旋式弯曲范围也延伸到了114 °E附近,多弓状雨带出现在这一地区。
综上所述,降水之前,大尺度背景场上未来雨带与气旋式弯曲的水平涡度有很好的对应关系,且在高低层都有明显表现,说明水平涡度的这种现象可能对雨带的产生有预报意义,有待更多的统计检验。
5.2 弓状雨带上水平涡度的中尺度特征由于本文的弓状雨带仅长200 km左右,中尺度特征明显,中尺度弓状雨带上水平涡度有何特点是以下研究的内容。10:20①号雨带已达到一定强度并开始呈现弓形,高层(图 7a)水平涡度流线在雨带前沿和弓状回波的头部存在大范围的气旋式弯曲,而低层(图 7b)在雨带的前沿和尾部分别呈现显著的气旋式和反气旋式弯曲,在弓状回波的头部也存在气旋式弯曲,这进一步印证了水平涡度和垂直速度的关系,即弓状雨带前沿存在上升运动,尾部则是下沉运动,而头部的上升运动出现的原因将在下一节中讨论。到了16:40,①号雨带已经有所减弱,其头部变为反气旋式弯曲(图 7c)。②、③号雨带在16:10开始进入强盛期(图 3d),高层(图略)水平涡度矢量大范围的逆时针弯曲中还存在许多小的气旋式闭合中心,低层每条雨带前沿的气旋式弯曲程度都很强,17:10③号弓状雨带也在其前沿、尾部和头部分别呈现气旋-反气旋-气旋式弯曲(图 7d)。19:10之后多弓状雨带逐渐减弱,②号弓状雨带头部也变为反气旋式弯曲(图 7e)。21:30四条雨带连成一条较弱的线状雨带,高层(图略)雨带附近水平涡度已没有明显的气旋式弯曲,还出现了一些反气旋式旋转的中心,低层(图 7f)雨带前沿的气旋式弯曲仍然存在,但尾部的反气旋式弯曲已不明显。
综上分析,对流出现前,大尺度的水平涡度已经呈现出气旋式弯曲特征,为多弓状雨带的形成提供了有利的背景场。在中尺度上,低层弓状雨带上的水平涡度变化分为三个阶段。在弓状雨带的强盛期(图 7g),水平涡度在其前沿和头部都为气旋式弯曲,尾部为反气旋式弯曲;在减弱期(图 7h),头部的气旋式弯曲变为反气旋式,雨带强度减弱;在消散期,前沿的气旋式弯曲仍然存在,尾部的反气旋弯曲则基本消失。而在高层,弓状雨带发展时和强盛期都为气旋式水平涡度控制,在减弱期多为反气旋式水平涡度控制。
6 多弓状雨带的成因 6.1 多弓状雨带与对流有效位能的关系从前面章节的分析中得出,本次过程首先形成了一条弓状雨带,随后新的雨带产生,它们东移并发展,直至减弱连成一条长的线状雨带,整个过程中对流有效位能(CAPE)的演变与其有较好的对应关系。多弓状雨带出现前的5月5日06:00,在重庆南部和贵州北部已经存在着大范围的对流有效位能大值区(图 8a),中心强度达1 200 J/kg以上,在有利于上升运动的环境条件触发下,为对流的发展提供能量。而在多弓状雨带进入减弱期后,21:30四条雨带开始连接成一条线状雨带,这时背景场中的对流有效位能已经基本释放(图 8b),可见背景场中的对流有效位能也是多弓状雨带形成的重要影响因子之一。
上述内容讨论了多弓状雨带形成前背景场中的有利条件,包括水平涡度和对流有效位能的影响。但多条雨带的产生以及雨带发展成弓形的机理还需要进一步分析。
6.2 低层大风与弓状雨带的形成以①号弓状雨带为例,09:20之前低层800 hPa风场上(图略),在多雨带发生区基本为西南气流,降水发生在西南气流中,在雨区附近有弱的扰动辐合,风速相对均匀,多为10 m/s左右。09:20 (图 9a),风场辐合和雨带加强,并在107.3 ° E,29.2 °N附近出现一个风速达15 m/s的大风中心。在大风中心的南侧为反气旋式切变与负涡度区对应(图 9d),北侧和西北侧为气旋式切变与正涡度区对应。11:30随着风速的加大正负涡度增强(图 9b、9e),大风中心南部的风场由偏南风转变为偏西风或西北风与负涡度区对应,该流场与原环境场的西南风构成较强的辐合场,雨带加强。中心北侧和西北侧较强的正涡度区使雨带头部加强,由于大风中心的移动速度比南北两侧更快,导致雨带的中部向前侧凸起,弓状雨带形成。12:50与11: 30风速变化接近(图 9c、9f),中心南部反气旋式涡度增大,但北侧的气旋式涡度减小,北部回波减弱,弓状回波的头部开始减弱。
显然,与Fujita[5]的研究接近,大风的出现是弓状雨带形成的主要原因,那么低层大风的出现与什么因子有关?在前人的分析中[12-14],对流区低层大风的出现往往与下沉运动以及负浮力有关。Weisman等[15]在研究飑线结构中影响风切变的因素时提出,浮力的计算公式:
(6) |
其中,θ是平均位温,θ'是扰动位温,qv、qc和qr分别是水汽、云水和雨水的混合比。这种负浮力区域主要与雨水荷载有关,而在较低的层次负浮力主要是由于蒸发引起的负位温扰动。浮力是影响垂直运动发生变化的重要因素之一。
垂直速度场与浮力场显示,09:20,800 hPa在大风出现区域为正浮力控制(图 9g),可见此时的浮力场不利于大风出现,但在垂直速度场上(图 9j),大风区存在较大的下沉运动,可见局地强降水引起的下沉运动是大风最早出现的原因。11:30大风区与负浮力中心对应(图 9h),风速进一步加大,雨带处的下沉运动继而增强(图 9k),所以负浮力的出现是使下沉运动增强的原因之一。到了12:50,①号雨带东移至109.8 °E,该处负浮力中心和大风中心仍在增强(图 9i),该雨带未来会继续发展。将图 9k与图 9e对比,弓状回波头部的上升运动与风场气旋式曲率以及正涡度区对应,这也解释了上节提到的弓状回波头部上升运动产生的原因。
综上,在有利于上升运动的背景场下,对流不稳定与低层的扰动辐合触发对流,局地强降水引起的下沉运动使低层出现大风中心,随着雨带的发展,负浮力中心出现,大风中心增强,这类情况在其它几条雨带中都是如此,这与Houze等[16-17]和Braun等[18]的研究接近,即降水拖曳和蒸发引起的负浮力导致的下沉运动是低层大风和后向入流的来源。低层水平流场发生变化,大风中心南部的风场由偏南风转变为偏西风或西北风,与原环境场的西南风构成较强的辐合场,雨带尾部增强;中心北侧和西北侧较强的正涡度区与上升运动区配合使雨带头部加强,大风中心移速比南北两侧更快使得雨带中部向前侧凸起,弓状雨带形成。目前国内也有较多相关方面的研究[19-20].
本节通过对弓状雨带形成过程中低层大风、垂直涡度和负浮力的变化可得出弓状雨带形成的流程图(图 10)。
由上节分析(图 9b),在雨带发展为弓形的过程中,下沉运动增强使得低层风速增大,水平流场发生变化。大风中心南部低层风场的反气旋式弯曲造成了流场的波动,与背景场中的西南气流交汇,在雨带前部产生了一条明显的短波槽。从图 9d~9f可看出短波槽的形成过程,由波动理论[22]可知,当波动形成后可向两侧传播。
11:40,①号雨带在108.5 °E附近有小槽(图 11a)和达20 m/s的大风中心(图 11d),而雨带前侧111.5 °E,30 °N附近也有小槽出现但扰动较弱,没有风速的大值中心伴随(图 11d),之后没有发展成弓状雨带,这可能是由于该处不在对流有效位能的大值区(图 8a)有关。①号雨带后侧的扰动与南部的西南气流汇合,②号雨带在14:00形成(图 3b)并逐渐发展转为弓形。由于①号雨带东移与②号雨带发展,在两雨带之间形成了新的短波槽扰动和③号雨带(图 11b),显然,③号雨带是由短波槽触发,在最初并无大风和弓状雨带出现(图 11e),随着短波槽扰动和降水的加强,低层下沉运动加强(图略),风速加大(图 11f),③号雨带发展并逐渐变为弓形(图 11c)。由图 11可见,④号雨带的形成与前三条雨带不同,无大风配合,可能与西南涡的形成有关,这里不作讨论。整个过程中地面并无大风出现(图 11g~11i),这可能是由于本次个例发生位置山区地形的摩擦影响。本次个例中雨带出现前最强对流有效位能只有1 200 J/kg左右(图 8a),可能也是不能形成强风暴的原因。
由沿800 hPa,29.2 °N纬向时间剖面(图 11j)的风场变化与雷达反射率的配合可看出,三条雨带配合三条大风速带,①号雨带在11:00左右增大到18 m/s,12:00增大至20 m/s,②号雨带在14:00左右达到18 m/s,③号雨带在17:00左右达到18 m/s。本次过程中,风速增强之后,其风切变易引起气旋与反气旋的涡旋对,从而引发短波槽与弓状回波。由图 11k,西风扰动(U' = U - U)随时间的演变可看出三条雨带对应的小槽的活动。
综上分析,本次过程在西南气流环境场中,低层大风出现后,在大风中心的南北两侧易引起正负涡度对,导致弓状雨带形成。大风中心南侧的负涡度导致风场的反气旋式旋转与环境场的西南风构成短波槽,短波槽的传播可触发新的短波槽和雨带的出现,若背景场中仍然存在对流不稳定,当降水引发新的大风中心出现后易导致多条弓状雨带产生。
7 结论本文针对2018年5月5日发生在我国华中地区的一次多弓状雨带降水过程,分析了多弓状雨带的成因以及垂直风切变引起的水平涡度与垂直速度的变化对弓状雨带形成发展的影响。
(1) 此次多弓状雨带发生于200 hPa高空槽前西南急流入口区右侧的辐散区,850 hPa切变线的南侧,高低空急流耦合处。雨带附近的对流层低层为暖区,从而引起了一次切变线南侧的暖区降水过程。
(2) 对流出现前,高低层大尺度的气旋式水平涡度为多弓状雨带的形成提供了有利的上升运动背景场。中尺度上弓状雨带低层的水平涡度变化分为几个阶段:强盛期,雨带前沿和头部为气旋式弯曲,尾部为反气旋式弯曲;减弱期,头部的气旋式弯曲变为反气旋式;消散期,前沿的气旋式弯曲仍然存在,尾部的反气旋弯曲基本消失。而在高层,雨带发展时和强盛期均为气旋式水平涡度控制,在减弱期多为反气旋式水平涡度控制。
(3) 低层大风中心及其所引起的流场变化是弓状雨带产生的主要原因:低层弱的扰动辐合触发对流,局地强降水引起的下沉运动使得低层出现大风中心,大风中心南侧反气旋式的环流与背景场中的西南气流汇合构成了短波槽,尾部雨带出现在短波槽中,弓状头部生成于北侧的气旋式风场切变中,大风中心相较南北两侧更快的移速使雨带中部向前侧凸起。
(4) 弓状回波尾部的短波槽波动向前后两侧的双向传播是多条弓状雨带产生的主要原因。产生短波槽的背景流场为西南风,短波槽的传播可触发新的短波槽和雨带出现,若背景场中仍然存在对流不稳定,当降水引发新的大风中心出现后易导致多条弓状雨带产生。
由于资料和认识的限制,本文对多弓状雨带形成发展动力机制的讨论是初步的,但可为今后多雨带系统更深入细致的研究提供一些线索和例证。
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