2006年6月6—7日福建特大暴雨数值模拟和诊断分析

沈桐立,曾瑾瑜,2,朱伟军,丁治英

(1.南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室,江苏南京 210044;2.福建省气象台,福建福州 350001)

0 引言

华南暴雨的预警预报一直是华南防汛抗灾的重点问题,而暴雨是影响福建的主要灾害性天气之一,每年因暴雨给福建造成的损失达千万元以上。因此,研究福建暴雨成因进而对其作出较准确的预报有着重要的经济意义和社会意义。

华南暴雨(指前汛期)既具有江淮梅雨期暴雨的一些共同特点,又由于其地处低纬度地区,还呈现出一些独特的地域特点。由于目前常规观测资料时空尺度分辨率的限制,很难揭示中尺度系统的结构特征及演变过程。近10 a来,中尺度数值模式的应用为揭示强降水天气的成因提供了有效的途径。孙建华等[1]用MM5模式对一次发展生成的低涡以及伴随的对流系统进行了分析和研究,认为低层的暖平流可能是低涡东移发展的原因之一。蒙伟光等[2]分析了98.5暴雨过程的云团,用MM5模拟其生消过程,了解了其运动的特征及中尺度系统,进而根据湿位涡守恒原理和倾斜涡度发展理论分析了暴雨和MCS形成和发展的原因,得出了华南地区湿等熵面上暴雨和MCS发生发展的一个物理概念模型[3]。张润琼和沈桐立[4]用MM5模式对贵州的一次暴雨过程进行了模拟,得出湿位涡的高低层配置是暴雨发生发展的有利形势。周国兵等[5]用MM5模式对造成重庆暴雨天气的西南涡进行分析,并构造了高低层的物理量场分析形成暴雨发生条件和落区分布的物理概念模型。

在国外,对WRF模式的应用和中尺度暴雨系统做过不少研究工作[6-9]。以往的模拟研究多采用MM5模式对暴雨过程进行数值模拟并用模式输出的基本物理量对暴雨过程的成因进行诊断分析,然而运用WRF模式来讨论华南暴雨尤其这种非台风暴雨的尚少[1-5,10-11]。本文利用WRF模式对2006年6月6—7日福建地区出现的一次特大暴雨过程进行数值模拟和诊断分析,以揭示中尺度天气系统发生发展的物理机制,检验WRF模式的预报能力,提高暴雨预报的准确率。

1 雨情概况和环流形势演变

2006年6月5日开始,重庆东南部、湖北南部、贵州北部、湖南大部、江西中北部、浙江南部、福建中北部出现了暴雨和大暴雨,局部地区特大暴雨,其中福建经历了2006年入汛以来最强的暴雨过程,受灾尤为严重。6日开始降雨强度加强。强降雨时段主要集中在6—7日,建瓯市4 408名考生推迟高考,给考生造成了极大的不便。闽江流域发生20 a一遇大洪水,给社会经济和人民生活带来巨大损失。

从500 hPa实况高度场上(图略)可以看出,6月4—5日亚洲环流经向度逐渐增大,亚洲西部和东部分别是两个近南北向的脊,槽位于贝加尔湖以北、乌拉尔山以东地区,此槽由于来自极地冷空气的补充,不断加深,并于5日形成切断低涡,中心强度544 dagpm。同时副高脊线位于15°N,副高西脊点西伸至118°E附近,副高北侧低层存在一条暖湿的西南急流,850 hPa最大风速达16 m/s。从6月7日02时起位于贝加尔湖以东的切断冷涡移入我国,形成东北冷涡,其低槽南北向经向度很大并一直延伸至江南北部,低槽后部为宽广的西北气流,西北气流携带着大量的干冷空气由贝湖以西南下(图1a),在700 hPa上与西南暖湿气流在江南北部形成一条明显的切变线,对应地面为一静止锋区。6月7—9日,切变线、地面静止锋移至华南北部。6月10日切变线、地面静止锋逐渐南移至海上,地面降水过程渐渐结束。在这种环流形式下,由于处于冷暖气流的交汇处,充足的水汽供应和足够的抬升动力条件导致华南大部出现大范围的大到暴雨。福建南平的部分地区出现了特大暴雨,其中6月6日08时—7日20时36 h的累积雨量超过了300 mm,如图1b所示。

2 模式简介

本文采用的WRF(Weather Research and Forecasting)模式是由美国多个部门联合开发研制的新一代细网格中尺度数值模式,版本为WRFV2.1.2。它的网格设计分辨率可达1～10 km,模式采用全可压、非静力学方程,分为欧拉高度坐标和欧拉质量坐标两种坐标体系,水平格点采用Arakawa C格式。

微物理过程采用Lin方案,长波辐射方案采用rrtm方案,短波辐射方案采用Dudhia方案,积云对流参数化方案采用浅对流的Kain-Fritsch方案,大气边界层方案采用5层热扰动方案,时间积分方案采用欧拉显式时间分裂积分方案,时间步长取60 s。

模式的初始条件和侧边界条件均采用NCEP每6 h一次的全球再分析资料,积分区域中心为116.0°E、28.5°N,网格点数为251×241,网格距为12 km,垂直方向积分层为31层,模式顶气压为50 hPa。积分时间从2006年6月6日08时到7日20时,模式结果1 h输出一次。

图1 2006年6月7日08时500 hPa实况场(a;单位:gpm)和6月6日08时至7日20时36 h降水实况(b;单位:mm)Fig.1 (a)Observed 500 hPa height field(gpm)at0800 BST 7th June 2006,and(b)observed cumulative rainfall(mm)from 0800 BST 6th to 2000 BST 7th June 2006

3 模拟结果分析

3.1 500 hPa高度场的模拟

图2给出了6月6日14时NCEP再分析高度场与同时次模式输出的500 hPa高度场。对比发现,对位于102～129°E、35～40°N的高空冷涡、朝鲜半岛的高压脊、5 840 gpm等高线以及15°N以北副高位置的模拟与实况非常接近,表明模式有很好的模拟能力。

图2 2006年6月6日14时(北京时)500 hPa高度场的实况和模拟情况(等值线间隔:40 gpm) a.NCEP再分析场;b.模式积分6 h输出场Fig.2 (a)Observed(NCEP reanalysis)and(b)simulated(WRFV2.1.2)500 hPa height fields at 0800 BST 7th June 2006(contour interval:40 gpm)

图3 2006年6月6日08时—7日20时36 h降水量的模拟结果(单位:mm)Fig.3 Simulated rainfall(mm)from 0800 BST 6th to 2000 BST 7th June 2006

3.2 降水实况的模拟

评价一个中尺度天气模式的好坏,主要看它对降水的模拟和预报能力。图3是模式模拟的降水结果,模式对110～120°E范围内雨带的走向和位置模拟得较好,与实况基本一致。对于(118°E,27°N)附近的特大暴雨中心,模拟的中心位置约在(117.5°E,26.5°N)附近,比实况偏东南,降水量约为300 mm,比实况偏小。而对于(119°E,27°N)附近的暴雨中心,模拟的中心位置约在(119°E,26°N),也比实况偏东南,比实况偏小。

本次暴雨中心在建瓯(118.33°E,27.06°N)、屏南(118.99°E,26.92°N)附近,图4给出的是这两站36 h逐时雨量自记记录,图5则是相应模拟的格点(118°E,27°N)和(119°E,27°N)的降水量随时间变化的曲线。图5的降水量的变化曲线与图4的雨量自记记录曲线较为吻合,总体上来看,该模式对这次大暴雨过程的模拟是成功的。由此也揭示出此次过程存在中尺度系统作用。

图4 建瓯站(a)、屏南站(b)6日08时—7日20时的逐时自记雨量(单位:mm)Fig.4 Observed hourly rainfall(mm)at(a)Jianou and(b)Pingnan stations during 0800 BST 6th—2000 BST 7th June 2006

图5 6日08时—7日20时格点(118°E,27°N)(a)和(119°E,27°N)(b)的模拟降水量(单位:mm)Fig.5 Simulated hourly rainfall(mm)at grid points(a)(118°E,27°N)and(b)(119°E,27°N)during 0800 BST 6th—2000 BST 7th June 2006

3.3 中尺度低涡结构分析

分析6日08时至7日20时模拟的850 hPa流场和对应雨量的逐时演变(图6),可以看到在华南地区有数个中尺度雨团生成并伴随中尺度低涡从西往东移动。从6日08时开始,在湖南东北部和江西东北部的辐合线加深,有两个中尺度低涡生成,并伴有10 mm/h以上的雨团出现(图6a),福建中北部沿海雨强为20 mm/h左右。接近17时,湖南东北部的低涡减弱,流场结构开始松散,渐渐与江西东北部的低涡合并,形成一个较大的低涡,低涡南侧有数个10 mm/h的中尺度雨团,福建中部沿海雨强减弱。将近20时(图6b)低涡强度渐渐增强,福建中北部切变明显,出现了30 mm/h的雨强,而福建中部沿海的雨强开始减弱。23时至7日08时低涡一直维持在江西并逐渐增强,辐合线上的雨团强度基本维持在20 mm/h左右。7日11时(图6c),低涡中心移到福建和江西交界附近,并逐渐分散成两个低涡。以后低涡伴随雨团继续向东移动,到20时后东移出海。从以上的分析可以看出,中尺度低涡是本次暴雨过程的主要影响系统之一,低涡的时空演变特征与暴雨中心的移动和雨强的变化相一致。产生这次降雨的雨团通常只有几十km到100 km左右,表现出非常明显的β中尺度。

由此可见,本次试验不仅再现了暴雨过程中大尺度天气系统的环流形势,而且成功地复制了切变线上的低涡等中尺度系统的活动过程,另外还成功地模拟了强降水中心的分布和演变。除了24h降水中心值比实况偏小,中心位置稍偏南外,模拟效果还是比较理想的。这说明该模式模拟大气演变过程与实际天气变化运动是非常近似的,利用这样的模式输出的要素场结果可以弥补实况观测在时空分布上的不足,更好地揭示真实大气的运动实质,刻画中尺度系统发生发展的机理。下面就利用模式输出的高时空分辨率资料进行诊断分析研究,希望能对暴雨及其中尺度系统发展演变机制能有更深一步的认识。

图6 模拟的850hPa流场(带箭头实线)和1h降水量(短虚线) a.6日12时;b.6日20时;c.7日11时Fig.6 Sim ulated850hPa stream line fields(solid line w ith arrow s)overlaid w ith hourly precipitation(dash line)a.1200BST6th;b.2000BST6th;c.1100BST7th

4 高低空急流的影响作用分析

高低空急流在暴雨的形成中有相当重要的作用,特别是在高空急流出口区的高低空急流耦合是强降雨发生的重要原因[12-13]。徐海明等[14]在对西北风高空急流的研究中发现,倾斜的急流轴更有利于暴雨的发生,而朱乾根[15]指出我国暴雨往往发生于高空西南急流右后方,王小曼等[16]也指出,梅雨暴雨与高空急流关系密切,暴雨多出现在西北风高空急流的右前方或西南风高空急流的右后方。在这种高低空急流形势下,低空急流造成暖湿空气输送,高空急流则导致干冷空气平流,从而加强了大气潜在的不稳定,而且高低空急流耦合产生的次级环流的上升支将触发潜在不稳定能量的释放[17]。

4.1 低空急流的动力、热力作用

这次暴雨过程,850hPa的西南风5日开始加强,随着西南风的加强和低空急流的建立,大气的湿度迅速加大。6日08时起比湿大于14g/kg,湿舌从西南伸向福建西北部地区,湿舌走向与低空急流走向一致,高湿中心位于急流轴的上风方。急流轴起了水汽的输送带的作用,使得福建的西北部在暴雨期间一直维持比湿大于14g/kg的高湿环境,从6日11时到7日11时高比湿中心维持在16g/kg。

强降雨的发生需要高能量的条件,而高温高湿环境对应着高能量场。θse(假相当位温)是表征大气温度、压力、湿度的综合特征量,θse的分布反映了大气中能量的分布。θse的高值区为高能区,θse场中等值线密集区又为能量锋区,而暴雨的发生必需要有能量锋区的存在[18]。

6月6日0 8时开始,福建北部850～200hPa各层均为高能区(图略),说明福建地区上空具有很高的能级。特别是低层(850～700hPa)福建北部θse都在344K以上,表明了对流层低层是高温高湿区,它不但是产生暴雨所必需的水汽输送带,也是造成暴雨强对流所必需的位势不稳定能量的输送者。而从各时段的850hPa等θse图都可以看出,整个福建都处于高能区,850hPaθse场均呈现经典的“Ω”型。

具体分析850hPaθse的分布,6日08时开始福建沿海至华南有一条带状相当位温高值区达354 K,高能锋区在26°N附近,θse场呈现“Ω”型,高能轴呈东西向;6日11时θse进一步增高,有一个较明显的南压过程,锋区维持在26°N以南。到20时开始高能轴呈东北—西南向,23时在(116°E,26°N)附近出现高值中心为360K。高值中心随着时间向东北方向移动并且慢慢减弱,到7日11时在(117°E,27°N)附近高值为352K,高值中心继续减弱,而高能轴转呈东南—西北向,不稳定能量开始逐渐释放;7日15时到17时高值带继续维持在附近,接近20时左右开始东移出海。高能区及其锋区的变化与暴雨区的移动是一致的。

图7 2006年6月6日23时850hPaθse的分布(单位:K)Fig.7 850hPa pseudo-equivalent potential temperature(K)at2300BST6th June2006

图7为6月6日23时850hPaθse分布,由图可清楚看到福建都是高能区,850hPaθse呈典型的“Ω”型,福建省及以北地区有高能舌发展,中心高达360K,高能轴位于117°E附近,能量呈不规则的Ω系统。福建北部位于能量峰区前部,聚集了较高的能量,θse值达348K,层结不稳定。福建北部亦处于此高能轴的附近,高能轴呈东北—西南向,高能轴代表了高温、高湿且不稳定的暖气团,两侧的低能值代表了干冷气团。从图上可以看出来自北部的干冷气团夹着福建北部暖湿气团,形成不同属性气团的激烈交汇,雨区就落在两种气团交汇处。这股冷空气,有阻挡西南暖湿气流向北扩散,使低层辐合加强的作用。同时也是下沉气流,对暴雨的出现有重要作用,在冷平流侵入下,辐合区内的上升运动加剧,这有利于对流不稳定能量和潜热的大量释放,造成强降水。能量形势对强降雨的发生和维持非常有利,表明低空急流的建立在福建形成了高能高湿的大气条件,为暴雨的发生提供充足的能量和水汽来源。

暴雨期间850hPa始终维持着强劲的西南急流,急流轴附近风速在12～27m/s,强风核的移动、大小与雨强的变化保持一致(图8)。急流北侧的安徽到江西一带有一切变线,在长江流域有一东西向的辐合带,在切变线附近存在强烈的水平风速辐合。闽西北地区就处在切变线辐合和水平风速辐合相重合的强辐合区内。低空急流轴的北侧有气旋性风速切变产生正涡度,为低空的辐合起到了加速的作用,强烈辐合可以触发不稳定能量的释放,进而又有利于上升运动的产生。因此在急流轴最大风速中心的左前方是上升运动最强处,也有利于低涡的形成和发展。

4.2 垂直运动和高低空急流的耦合

高空200hPa上一直有强烈的西北风急流存在,急流轴较宽,200hPa高空低槽位于东北平原大兴安岭附近,6月5—7日蒙古到长江下游维持西北风向,福建及其他华南地区处于西北风急流出口区南侧(右前方)。在高空急流的南侧诱发了强的负涡度区,负涡度中心在急流轴气旋性曲率最大处的东南侧,并形成高层的强辐散场,高层的强辐散场有利低层的辐合,有助于低层切变线的维持。这支高空急流在暴雨期间强风轴随着低槽的加强维持在30～45°N区域内,7—8日高空低槽东移,西北风急流也慢慢转为西风急流,高空急流开始减弱北撤,低层切变也减弱,福建的强降水过程随之渐渐结束。在模拟的时段内,高空急流轴位于低空急流轴北侧约2～3°lat附近,二者相对位置基本稳定,构成了有利暴雨发生的适宜配置。

在暴雨的发生、发展过程中,较强的上升运动是重要条件之一。图9a是7日02时垂直速度沿27°N的经向剖面。6日08时垂直上升运动区出现在117.5°E和119°E附近,随着西南气流的增强和低涡的发展移动,与暴雨云团的移动相对应,14时119°E附近出现了较强上升运动,垂直速度为0.5 m/s。17时之后垂直上升运动开始减弱。7日02时117.5°E附近垂直上升运动加强,到08时出现两个最大上升运动区,一个在117.5°E附近,一个在119°E附近,垂直速度为1.2m/s。过了11时,上升运动区仍然维持在暴雨中心上空,而强度慢慢减弱,暴雨也随着有所减弱。

由高低层垂直速度分布可以看出强的上升运动是从低层直达高层的,并与下沉运动相对应,这初步表明了垂直环流的存在。为了更清楚了解垂直环流的情况,选择强上升运动中心绘制南北向的垂直运动上下层剖面(图9b是7日02时垂直速度沿117.5°E的纬向剖面),从图9中可以看到上升速度区一侧(或两侧)存在明显的下沉运动,即垂直环流非常明显。

高空急流的右侧为负涡度区,形成非地转风的辐散区,高层的抽吸作用形成次级环流,而在低空急流的左侧不但有非地转风辐合,还有切变线上的风场辐合,由此产生较强的上升运动,当高低空急流处于合适的位置时,高空急流右侧的上升区与低空急流左侧的上升区相重叠,这在散度场上表现为高空辐散区和低层辐合区的垂直配置,形成深厚的、强烈的上升运动。

图8 模式输出850hPa风速及低空急流(阴影部分为风速≥12m/s) a.6日12时;b.6日21时;c.7日08时;d.7日20时Fig.8 Sim ulated850hPa w ind vector fields and low-level jets(shadings:≥12m/s)at(a)1200BST6th,(b)2100 BST6th,(c)0800BST7th,and(d)2000BST7th June

通过以上分析发现,在整个暴雨时段,垂直速度的强烈上升区均处在暴雨区附近,随上升运动强中心的加强降水也增强,暴雨中心位于最大垂直速度中心附近,福建强降水随垂直上升运动的增强而增强、减弱而减弱。结合上文的分析,暴雨区位于低涡东南侧,存在下层辐合上层辐散的有利形势,垂直速度场分析显示暴雨区两侧存在垂直的次级环流,这些非常有利的动力形势充分证实了高低空急流耦合形势的存在,说明高低空急流耦合对低层涡旋的发生发展起到促进和加强的作用,是此次强降雨发生的一次动力机制。

本次过程存在高低空急流耦合的有利形势,强降雨落区位于低空西南风急流出口区的左侧和200 hPa西北风急流的出口区西南侧,即低空急流的左侧与切变线的前沿,强降雨落区也是超低空急流的辐合区,并随低空急流的东移而移动,高低空急流的维持及其位置的变化对强降雨的产生及维持有着重要的作用。

5 湿位涡分析

图9 2006年6月7日02时垂直速度的垂直剖面(单位:cm/s) a.沿27°N的纬向剖面;b.沿117.5°E的经向剖面Fig.9 V ertical cross-sections of vertical velocity(cm/s)along(a)27°N and(b)117.5°E at0200BST7th June2006

湿位涡这一物理量不仅表征了大气动力、热力属性,而且考虑了水汽的作用。对湿位涡进行诊断,可以寻求各热力和动力及水汽条件与降水的关系,从而揭示降水发生发展的的物理机制。在p坐标下忽略ω的水平变化,有[19]

const。

将其写成分量形式,有

其中:ζMPV1表示惯性稳定性与对流稳定性的作用;ζMPV2包含了湿斜压性和水平风垂直切变的贡献。湿位涡单位(PVU)是10-6m2·K·s-1·kg-1。

图10 2006年6月7日05时850hPa(a)和200hPa(b)的湿位涡分布(单位:10-6m2·K·s-1·kg-1)Fig.1 0 Moist potential vorticity(10-6m2·K·s-1·kg-1)at(a)850hPa and(b)200hPa at0500BST7th June2006

下面将对此次过程的湿位涡进行分析。从这次过程模拟850hPa中尺度系统的位置变化可以看出,从6日08时开始,福建的中北部有雨带,在相应的850hPa流场上有明显的涡旋环流与之对应,在(117°E,27°N)附近出现了-1.8PVU的低涡高值中心。17时之后低涡中心有所减弱,并向东北方向移动,7日02时到08时在(117°E,27.5°N)的值为维持在-1.5PVU左右。14时后湿位涡中心明显减弱至-0.6PVU,降雨也有明显减弱。图10为成熟时期(7日05时)850hPa和200hPa的湿位涡分布。

结合各层水平流场图可知,雨带对应的低层850hPa上均为气流辐合区,地面气压场上对应的是中低压。当低层开始出现涡旋环流,地面的中低压加强。低涡发展至成熟阶段时,地面低压已经加深为有闭合等值线的中尺度低压。暴雨过程中,对流层中低层500hPa以下为负值区,各层低涡中心与降水中心相比稍有向西偏移。为了进一步了解与降水中心相对应的中尺度低涡的垂直结构,图11给出了成熟时期(7日05时)沿27°N的湿位涡的经向剖面图。对流层高层400hPa以上M PV为正值区,随着对流层高层正值带增强,对流层低层负值带也在增强,表明低层的不稳定能量将会大量释放,对流不稳定迅速发展起来,降雨增强。在降水中心上空形成了低层辐合,高层辐散的结构,有利于涡旋系统的发展,高低层配置较一致。

6 结论

本文采用W RF中尺度数值模式对2006年6月6—7日福建一次特大暴雨天气过程进行了数值模拟,并对模式结果进行了天气动力学诊断分析。得到如下结论:

(1)本次试验不仅再现了暴雨过程中大尺度天气系统的环流形势及其演变状况,也成功地复制了切变线及切变线上低涡等中尺度系统的活动过程,另外还成功地模拟了强降水中心的分布和演变,有利于进一步认识本次过程的可能物理机制。

(2)利用模式输出的较高时空分辨率的输出结果分析得出:高低空稳定维持急流形势;低空急流维持了低空对流不稳定形势;高低空急流维持了高空辐散、低空辐合的上升运动有利条件。在低层切变线辐合上升的触发机制下,产生强烈的对流上升运动,高低空的耦合是强降雨爆发及维持的重要机制。

图11 2006年6月7日05时沿27°N的湿位涡的纬向剖面(单位:10-6m2·K·s-1·kg-1)Fig.1 1 Vertical cross-section for moist potential vorticity(10-6m2·K·s-1·kg-1)along27°Nat0500BST7th June2006

(3)低涡是本次暴雨过程的主要影响系统之一,低涡的时空演变特征与暴雨中心的移动和雨强的变化相一致。高层的中尺度辐散区和低层中尺度辐合区的形成和发展对低层中尺度涡旋的发生发展起到促进和加强的作用。

(4)在整个暴雨时段,暴雨区为强烈上升运动区,随着上升运动强中心的加强并向上抬升强降水增强,暴雨中心位于最大垂直速度中心附近。垂直速度场分析显示暴雨区两侧存在垂直的次级环流,这些非常有利的动力形势充分证实了高低空急流耦合形势的存在,说明高低空急流耦合是此次强降雨发生的主要动力机制。

(5)暴雨天气过程发生在高温高湿区,暴雨期间850hPaθse场呈现经典的“Ω”型。高能区的移动变化与降雨系统的变化一致,能量形势对强降雨的发生和维持非常有利。

(6)对流层中低层负湿位涡区、高层正湿位涡区的配置有利于造成较强烈的中尺度上升运动,对预报有一定的指示意义。

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