080125南方低温雨雪冰冻天气持续降水的数值模拟

苗春生,赵瑜,2,王坚红

(南京信息工程大学1.气象台;2.气象灾害省部共建教育部重点实验室;3.大气科学学院,江苏南京 210044)

0 引言

2008年1月10日—2月2日,我国长江流域及以南地区发生了四次强烈的低温雨雪冰冻天气过程,这么大范围持续性低温雨雪冰冻天气,就全国范围而言属于50 a一遇,部分地区达百年一遇。这次过程给湖南、湖北、安徽、江西、广西、贵州等省造成重大灾害,据民政部救灾救济司统计受灾人口达1亿多,直接经济损失达到了500多亿元。特别对春运期间的交通运输、能源供应、电力传输、通讯设施、农业及人民群众生活造成严重影响和损失[1-4]。目前已经有一些专家对这一次灾害天气过程进行了分析和研究。李崇银等[5]指出,这次持续严重雨雪冰冻天气的发生与多个环流系统的异常有关,而且更为重要的是它们的异常形成了某种形式的配合,即组合性异常,导致了这次极端天气气候灾害发生。宫德吉和李彰俊[6]研究认为,低空偏南急流对暴雪过程起传输暖湿水汽、制造上升运动、产生不稳定发展条件等作用。张小玲和程麟生[7-8]、邓远平等[9]、王文和程麟生[10-11]对“96·1”暴雪的中尺度切变线的发生、发展和结构演变特征进行了研究,认为切变线、条件对称不稳定是“96·1”暴雪发生和发展的一种动力机制。杨成芳等[12]认为在特殊的地形条件下,多普勒雷达对冷性降雪具有较强的预报能力。朱爱民和寿绍文[13]对发生在长江中下游地区的“84·1”暴雪过程进行分析,认为冷暖空气在长江中下游地区交汇、对流层中低层存在正涡度区以及高低空急流、水汽输送是这次暴雪发生的必要条件。杨柳等[14]指出,低空急流对江淮暴雪具有很好的指示作用。崔晶等[15]研究2005年12月威海暴雪发现山东半岛地形抬升以及北岸海陆风与环境风辐合,导致不稳定能量释放形成连续性暴雪。这一次冰冻灾害主要发生在南方一些地区,它的特点是一些雪花在降落的空中变为液态水,落到电线、公路上后遇冷空气结成冰,引发了灾害的发生。造成这次灾害的中尺度动力机制如何?这次异常天气形势下的物理量场如何变化?就这些问题本文将利用WRF中尺度模式对1月25—29日的冰雪天气过程进行模拟,探讨这次过程的中尺度动力学机制和热力学条件,为南方冰雪天气预报提供依据。

1 天气实况及背景分析

1.1 低温雨雪冰冻天气概况

1月25—29日受冷空气、南支槽、切变线、高原槽的影响,河南南部、湖北东部、安徽、江苏和浙江北部出现暴雪,江西、贵州和湖南部分地区出现或维持冻雨,广西东南部、广东和福建部分地区出现中到大雨。这次过程降温明显,江南、华南及西北大部地区过程最大降温幅度达10～20℃,华南西北部超过20℃。江淮等地出现了30～50 cm的积雪,浙江暴雪是1984年以来最强的一次,安徽和江苏的部分地区积雪深度创近50 a极值,华南大部和云南出现了10～100 mm的降水。冰冻灾害中,贵州、湖南的电线结冰直径达到30～60 mm,为历史同期所罕见。

1.2 环流形势分析

由图1a可以看出,这次过程中北半球极涡为偶极型分布,较常年同期偏强。从500 hPa平均环流形势特征来看,中高纬度欧亚地区大气环流呈西高东低分布,欧亚阻塞高压稳定维持,在蒙古存在一个横槽,低纬度地区孟加拉湾南支槽活跃,我国南方地区处于槽前(图1b)。西太平洋副热带高压较常年明显偏强,西伸显著,脊线位置异常偏北。由850 hPa平均风场(图1c)来看,长江流域地区低层盛行偏北气流,区域以南为偏南风,该区域稳定存在着东西向的切变线。从地面气压场(图1d)来看,25日12时(世界时,下同)在长江流域以南地区存在冷锋南压,并在湖南、江西一带摆动和维持。高空孟加拉湾南支槽槽前及副高边缘输送的暖湿气流在低层浅薄冷空气上形成大范围云雨区,导致了强降水(雪)发生。

2 数值模拟方案设计及效果检验

2.1 数值模拟方案设计

利用NCAR、NCEP等多个部门共同研发的WRF2.2中尺度数值模式对这一次南方暴雪冰冻过程进行模拟,模式采用完全可压缩非静力方程,选用欧拉质量坐标和Runge-Kutta3阶时间积分方案。模式采用两重双向嵌套网格,粗细网格中心均为(108°E,32°N),粗网格范围覆盖了模拟时段内的主要天气系统,水平格点数为130×130,格距为45 km,细网格水平格点数为181×181,格距为15 km。垂直方向层数为28层,模式顶层气压为50 hPa。模式的初始场和侧边界条件模式均采用NECP每6 h一次的全球再分析资料(水平分辨率为1°×1°)。模式的积分步长为90 s。粗网格模拟积分时间长度为120 h,从2008年1月24日12时—29日12时;细网格模拟积分时间长度为108 h,从2008年1月25日00时—29日12时。粗细网格的模拟每2 h输出一次结果。在模式物理过程和参数化选择上,粗网格云微物理过程选用WS M5[16]类微物理方案,细网格云微物理过程选用Ferrier[17](new Eta)微物理方案;粗细网格长波辐射均采用RRT M方案,短波辐射均采用RRT M方案,每分钟调用一次辐射过程;陆面过程方案采用热量扩散方案;边界层采用YSU方案,每个时间步长都调用边界层物理方案;积云对流采用Kain-Fritsch方案,每5 min调用一次。

图1 1月25日00时—29日12时500 hPa高度距平场(a;gpm)、500 hPa平均位势高度场和温度场(b;实线为高度场,gpm;虚线为温度场,℃)、850 hPa平均风场(c;m/s)以及25日12时地面气压场(d;hPa)Fig.1 (a)500 hPa geopotential height anomaly(solid line:positive;dash line:negative;gpm)field,(b)500 hPa geopotential height(solid line;gpm)and temperature(dash line;℃)fields,and(c)850 hPa wind(m/s)field,averaged over 0000 UTC 25th—1200 UTC 29th January,and(d)surface pressure(hPa)field at 1200 UTC 25th January

2.2 模拟效果检验

2.2.1 降水模拟与实况对比

图2a为1月25日00时—29日12时的M ICAPS降水实况。由图2a可看出,雨带位于我国南方的大部分地区,其中强降水中心位于广西广东的交界处以及广西广东和湖南交界处,最大值达到100 mm。雨区基本呈西南—东北走向的带状分布。图2b为模式模拟细网格108 h累积降水量,与M ICAPS实况降水量相比,模拟的降水区域范围比实际稍微大一些,但是模拟出的中心降雨带与实况的较为一致,均呈现西南—东北走向的带状分布,模拟的最大值降水量与实况一致,由此可见这一次模拟基本再现了实际降水情况,模拟结果还是令人满意的。

2.2.2 流场模拟与实况对比

图2c和图2d分别为1月28日12时850 hPa实况和模拟流场,可以看出它们均存在一条很强的呈东西向的切变线横穿湖南广西交界、江西南部、浙江南部,切变线以南吹西南风,以北吹西北风。模拟和实况对比来看,切变线的位置和强度是一致的,实况比模拟的流线稍密些。但这次模拟的流场基本能够反映出实况的流场,模拟还是比较成功的。

3 WRF模拟结果诊断分析

3.1 低空急流和水汽条件分析

图2 1月25日00时—29日12时M ICAPS实况降水量(a;mm)、细网格累积降水量(b;mm)和1月28日12时850 hPa实况流场(c;m/s)、模拟流场(d;m/s)Fig.2 (a)M I CAPS observed and(b)simulated cumulative precipitation(mm)from 0000 UTC 25th to 1200 UTC 29th January,and(c)observed and(d)s imulated 850 hPa streamline fields(m/s)at 1200 UTC 28th January

急流不仅能带来水汽而且会造成大气不稳定,促进强对流天气。图3a可看到,在这次暴雪过程中,高层200 hPa高空急流中心位于长江中下游地区,急流核呈带状稳定地维持在28～34°N,110～124°E,中心风速达65 m/s。低空700 hPa急流中心位于27～29°N,110～124°E,中心风速达25 m/s以上。低空急流位于高空急流中心的西南侧,与高空急流带近似于平行,这是一次典型的高低空急流耦合形势。Uccellini和Johnson[18]指出高空急流引起低空急流的发生,并与高空急流相交叉。Sun和Ogura[19]、寿绍文等[20]分析了一个冷锋二维特征模式,指出低空急流输送暖湿气流,高空急流则造成干冷空气平流,从而加强大气潜在不稳定,而且高低空急流耦合产生的次级环流上升支将触发潜在不稳定能量的释放。而陈秋士[21]指出在我国长江流域发生暴雨时,低空急流大都位于高空急流入口区的南面,和高空急流近于平行,暴雨区一般位于高空急流的入口处以南和低空急流出口区以北的地区。这一次冰雪过程低空急流轴与高空急流轴近乎平行,低空急流与高空急流分别处于2个独立次级环流中,其上升支重合在一起,低空急流上升支位于低空急流左侧,降水中心带位置与分析基本吻合(图略)。由此可见,长江中下游地区及以南地区长时间存在着高低空急流的耦合是这次冰冻灾害的重要原因之一。

图3 1月25日00时—29日12时200 hPa和700 hPa全风速(a;m/s;实线:200 hPa;阴影:700 hPa上大于20 m/s)、700 hPa水汽通量矢量和水汽通量散度(b;10-6g·cm-2·hPa·s-1)以及相对湿度沿112°E的经向垂直剖面(c;%)Fig.3 (a)200 hPa wind speed(solid contours;m/s)overlaid with 700 hPa wind speed(shaded areas:>20 m/s),(b)700 hPa moisture flux vectors and divergence(10-6g·cm-2·hPa·s-1),and(c)latitude-height cross-section of relative humidity(%)along 112°E,averaged over 0000 UTC 25th—1200 UTC 29th January

水汽的输送是强降水的必要条件,由700 hPa相对湿度场(图略)来看,从广西盆地到浙闽丘陵地区这区域的相对湿度达到90%以上;从平均相对湿度沿112°E经向垂直剖面(图3c)来看,在南方低纬度地区的近地面层相对湿度达到了90%以上,特别在降水中心湿度高值区延伸到700 hPa左右,由此可见这次过程南方充足的水汽为降水提供了有利条件。降水的发生不但要有充足的水汽,而且强烈的水汽辐合也是很重要的。图3b为700 hPa平均水汽通量矢量和水汽通量散度,水汽通量散度正好能反映出水汽的辐合情况,由图可见水汽通量散度高值区呈东西带状分布,分布在华南一带及长江以南地区,非常有利强降水发生。由此可见,充足的水汽条件为这一次低温雨雪冰冻天气创造了有利条件。

3.2 动力条件

由1月25日00时—29日12时平均850 hPa散度场(图4a),在广东、福建、江西、广西存在明显的辐合区。高层200 hPa散度场(图4b),在贵州、湖南、广西、江西形成很强的辐散中心,和这次降水过程是吻合的。高层辐散低层辐合是对流系统的特征,而且高层强的辐散起到抽吸的作用,促进了低层气流的辐合,使对流系统进一步增强。从暴雪中心(112°E,24°N)涡度随高度的变化(图4c)可知,25日08时—10时,950～300 hPa为正涡度,最大值为15×10-5s-1。28日00时—29日00时产生了正的涡度柱,从1 000～400 hPa均为正的涡度,最大涡度值25×10-5s-1位于700 hPa。

图4d为垂直速度的剖面。与散度场相对应,由图4d可以看出,在24～26°N气流一直存在着明显的上升运动,其中在300 hPa高度垂直速度最大,达到了0.1 m/s,气流上升区域跟降水区域相一致,它们的南北两侧为下沉气流,其中南侧的下沉运动最强,与最大上升运动区构成了一个强的中尺度垂直环流,为强降水天气的发生提供动力机制。

图4 1月25日00时—29日12时850 hPa(a)、200 hPa(b)散度场(10-5s-1)和(112°E,24°N)涡度(c;10-5s-1)的时空演变以及w沿112°E经向垂直剖面(d;cm/s;阴影表示地形)Fig.4 (a)850 hPa and(b)200 hPa divergence(10-5s-1)fields averaged over 0000 UTC 25th—1200 UTC 29th January,(c)spatiotemporal evolution of vorticity(10-5s-1)at the surface precipitation center(24°N,112°E),and(d)Latitude-height cross-section of vertical velocity(cm/s)along 112°E(The shaded area over the abscissa represents the terrain)

综上所述,由于低空辐合、高空辐散,导致上升运动的加强以及正涡度的维持,垂直方向水汽场与垂直速度场耦合以及水平方向上气流辐合是这次降水的形成机制。

3.3 热力条件

通常采用计算各类稳定度指数的方法来诊断大气中稳定度。这类指数的种类较多,其侧重点各有不同。本文使用表征大气热力稳定度的A指数[22](气团指数):

式中:T850和T500分别表示850hPa和500hPa温度。A表示除了温度垂直变化外,还都包含大气中、低层的湿度条件与饱和程度。A指数值越大,表示大气层结越不稳定和越潮湿。由25日00时—29日12时平均A指数分布(图略)可见,A指数最大值达到12℃以上,强A指数中心呈东西向带状分布,覆盖了广西、广东、湖南、江西、福建等地,其中最大值分布在广西东北部、湖南南部、广东北部、江西南部、福建,这区域正是强降水中心,也是灾害最严重的地区。

3.4 干侵入

干空气侵入(dry intrusion)是指从对流层顶附近下沉到低层的干空气,它可以由高位势涡度(PV)和低相对湿度(RH)两个特征来表征,其具有低湿和高位涡的特点。Spencer和Stensrud[23]对干冷空气在暴雨发展中的作用进行数值模拟,分析表明考虑干冷空气作用的滞后下曳气流对流参数化方案能够更好地模拟出暴雨过程,说明干冷空气在暴雨发展中所起的作用。姚秀萍和于玉斌[24]对梅雨期暴雨过程干侵入进行研究,得出干侵入使得暴雨产生和发展,有利于干层的形成和维持,干层的存在加强了暴雨过程的对流不稳定。本文所用的位势涡度(PV)指等压面上的干位涡。25—29日期间降水存在两个峰值,分别发生为25日10时和28日23时,其中28日这次降水明显存在着干侵入的现象。27日14时(图5a),在32～40°N上空300hPa明显存在着高值位涡区,最高值达到5×10-6m2·K·s-1·kg-1,相对湿度小于40%,分布呈漏斗状,为干侵入的源头;约为1×10-6m2·K·s-1·kg-1位涡带不断地从位涡中心的高值位涡库分裂出来,并沿等RH密集带上向降水区上空传播,干空气也伸展到了500 hPa的高度。28日14时(图5b)下传的位涡高值已经到达了降水中心区上空900hPa左右,而干空气也向下传播到600hPa,向南到了28°N。29日10时(图5c)高位涡中心分裂出来的高位涡带向南到达24°N,并在900hPa高度维持,位涡带的中心值为1×10-6m2·K·s-1·kg-1,同时干空气也侵入到700 hPa附近低空,此时降水达到了高峰值。

图5 相对湿度(虚线;%)和位势涡度(实线;10-6m2·K·s-1·kg-1)沿112°E经向高度剖面(阴影表示地形) a.1月27日14时;b.1月28日14时;c.1月29日00时Fig.5 Latitude-height cross-section of relative humidity(dash line;%)and potential vorticity(solid line;10-6m2·s-1·K·kg-1)along112°E at(a)1400U TC27th,(b)1400 UTC28th,and(c)0000U TC29th January(The shaded area over the abscissa represents the terrain)

25日12时(图6a)来自南海的暖湿水汽与来自北方的干冷空气在高值位涡区形成一个顺时针涡旋,29日00时(图6b)来自孟加拉湾的暖湿水汽与北方的干冷空气在高值位涡区形成了一条东西向的切变线。而这些区域正好是暖空气北上,高位涡冷空气南下天气现象极为明显的区域对应着降雨区。从位涡和降水时间演变(图7)来看,位涡与降水有很好的对应关系,都存在着两个峰值,25日00时位涡值为0.3×10-6m2·K·s-1·kg-1,开始降水,随位涡值上升,降水也加大,位涡到10时左右达到了极值,降水随后也到了峰值,以后同时下降,到28日12时后位涡明显增加并达到了另外一个峰值,相应降水在28日23时也达到了另一个峰值。

图6 1月25日12时(a)和1月29日00时(b)500hPa干位涡(10-6m2·K·s-1·kg-1)和850hPa风场(m/s)分布Fig.6 500hPa potential vorticity(10-6m2·K·s-1·kg-1)overlaid w ith850hPa w ind(m/s)field at(a)1200U TC25th and(b)0000UTC29th January

图7 1月25日00时—29日12时降水中心(112°E,24°N)的位涡(a;10-6m2·K·s-1·kg-1)和降水(b;mm)的时间演变Fig.7 Temporal evolution of(a)the potential vorticity(10-6m2·K·s-1·kg-1)and(b)precipitation(mm)at the center of surface precipitation(24°N,112°E)during0000UTC25th—1200U TC29th January

4 结论

(1)1月25—29日长江中下游地区及以南地区长时间存在着高低空急流的耦合形势,产生次级环流,导致强对流发生和维持,是这次雨雪天气发生发展的重要原因之一。

(2)低空急流不断向长江中下游地区及以南地区输送暖湿水汽,并使这地区的中低层湿度很大,低层的水汽辐合促进强降水的发生,稳定的水汽输送为这一次低温雨雪冰冻天气维持创造了有利条件。

(3)高空强的辐散起到抽吸的作用,促进低层辐合,导致上升运动的加强以及正涡度的维持,是这次强降水的成因之一。

(4)大气层结不稳定和空气潮湿,促进了长江中下游地区及以南地区强降水的发生。由于极涡偏强促使冷空气南下,地面温度低使雨水结成冰导致灾害发生。

(5)雨雪冰冻过程中存在明显的干侵入,降水区北侧对流层高层高位涡干冷空气沿等相对湿度线密集带侵入低层,并促使雨区低层位涡中心迅速增大,促进强降水发生。位涡和降水有很好的对应关系,这为降水预报有很好的指示意义。

[1] 周宁芳.全国大部气温明显偏低南方低温雨雪冰冻肆虐[J].气象,2008,3(4):127-131.

[2] 王凌,高歌,张强,等.2008年1月我国大范围低温雨雪冰冻灾害分析Ⅰ:气候特征与影响评估[J].气象,2008,34(4):95-100.

[3] 张勇.南方低温雨雪冰冻灾害历史罕见[J].气象,2008,34(4):132-133.

[4] 胡菊芳,王怀清,彭静,等.2008年1—2月江西低温雨雪冰冻灾害分析评估[J].气象与减灾研究,2008,31(1):67-72.

[5] 李崇银,杨辉,顾薇,等.中国南方雨雪冰冻异常天气原因的分析[J].气候与环境研究,2008,13(2):113-122.

[6] 宫德吉,李彰俊.低空急流与内蒙古的大暴雪[J].气象,2001,27(12):3-7.

[7] 张小玲,程麟生.“96·1”暴雪期中尺度切变线发生发展的动力诊断Ⅰ:涡度和涡度变率诊断[J].高原气象,2000,19(3):285-294.

[8] 张小玲,程麟生.“96·1”暴雪期中尺度切变线发生发展的动力诊断Ⅱ:散度和散度变率诊断[J].高原气象,2000,19(4):459-466.

[9] 邓远平,程麟生,张小玲,等.三相云显式降水方案和“96·1”暴雪成因的中尺度数值模拟[J].高原气象,2000,19(4):401-414.

[10] 王文,程麟生.“96·1”高原暴雪过程湿对称不稳定的数值研究[J].高原气象,2000,19(5):129-140.

[11] 王文,程麟生.“96·1”高原暴雪过程三维条件性对称不稳定的数值研究[J].高原气象,2002,21(3):225-232.

[12] 杨成芳,李泽椿,周兵,等.渤海南部沿海冷流暴雪的中尺度特征[J].南京气象学院学报,2007,30(6):857-865.

[13] 朱爱民,寿绍文.长江中下游地区“84·1”暴雪过程分析[J].气象,1985,19(3):20-24.

[14] 杨柳,苗春生,寿绍文,等.2003年春季江淮一次暴雪过程的模拟研究[J].南京气象学院学报,2006,29(3):379-384.

[15] 崔晶,张丰启,钱永甫,等.2005年12月威海连续性暴雪的气候背景[J].南京气象学院学报,2008,31(6):844-851.

[16] Hong S Y,Juang H M,Zhao Q.Implementation of prognostic cloud scheme for aregional spectral model[J].Mon Wea Rev,1998,126:2621-2639.

[17] Zhao Q,Carr F H.A prognostic cloud scheme for operational NWP models[J].Mon Wea Rev,1997,125:1931-1953.

[18] Uccellini L W,Johnson D R.The coupling of upper and lower tropospheric jet streams and implications for the development of severe convectivestorms[J].Mon Wea Rev,1979,107:682-703.

[19] Sun W Y,Ogura Y.边界层作用—飑线形成的一种可能激发机制[J].教学与研究,1981(2):17-37.

[20] 寿绍文,励申申,姚秀萍.中尺度天气动力学[M].北京:气象出版社,1993:77-98.

[21] 陈秋士.重力惯性波的不稳定和低空急流、暴雨的关系[M]//天气学的新进展.北京:气象出版社,1986:60-86.

[22] 苏俊辉,徐愫莲.2002年6月9日汉中区域性暴雨过程分析[J].气象,2003,29(4):53-55.

[23] Spencer P L,Stensrud D J.Simulating flash flood events:Importance of the subgrid representation of convection[J].M on W ea Rev,1998,126(11):2884-2192.

[24] 姚秀萍,于玉斌.2003年梅雨期干冷空气的活动及其对梅雨降水的作用[J].大气科学,2005,29(6):973-985.