对流层中上层干空气对“碧利斯”台风暴雨的影响

郭英莲,徐海明

(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.武汉中心气象台,湖北武汉 430074)

0 引言

2006年第4号强热带风暴“碧利斯”引起湖南、福建、广东、广西、浙江、江西等6省区的洪涝灾害,共造成2 016.7万人不同程度受灾,因灾死亡164人,140人在灾害中失踪,紧急转移安置220.3万人;农作物受灾面积91万公顷,绝收16万公顷;倒塌房屋11.3万间,损坏房屋17.5万间;因灾直接经济损失118.7亿元。

在湖南,暴雨引发的洪水造成湖南省郴州、衡阳、永州3市、13县(区)的230.2万人受灾,因灾死亡78人,失踪100多人。其中受灾最重的郴州市有11个县的170万人受灾,因灾死亡70人,失踪101人,致伤349人。14日20时至15日14时,湖南全省日降雨量超过50 mm的19站,100 mm以上的11站,200 mm以上的5站。特大暴雨引发山洪暴发、江河水位陡涨、塘库暴满,郴州市大多数水库超限水位。15日5时东江水库出现建库以来最大洪水入库洪峰,达9 300 m3/s,为百年一遇。

台风是造成我国暴雨的主要天气系统[1]。陶诗言等[2]曾指出暴雨和强对流发生需要满足:(1)有位势不稳定层结;(2)低层有湿舌或水汽辐合;

(3)有使位势不稳定释放的机制(如低空辐合、重力波、密度流、地形等);(4)常有低空急流和高空急流存在;(5)强雷暴要求有强的风垂直切变;(6)对于强对流天气,中空有干冷空气。其中,干冷空气对暴雨的产生有着非常重要的影响。有关研究表明干空气对暴雨的影响目前主要为3种途径。第1种是干侵入。干侵入是指对流层顶附近干空气下沉至低层的过程。它对爆发性气旋的快速发展、次天气系统位势不稳定的发展等有促进作用[3-4]。Browning和Golding[5]利用雷达、卫星图像资料,结合中尺度数值模拟的研究阐明对流层顶的空气以干侵入(高位涡、低湿球位温的空气)的形式下沉,进而超越地面冷锋前的暖输送带,导致位势不稳定,从而引发锋面降水,并使锋面降水变成强对流性的。另外,Browning[6]的研究也指出气旋的发展除了与湿空气的上升有关外,还与气旋中心附近从对流层顶附近下沉至低层的干侵入有关。第2种是干暖盖。干暖盖是指对流层中低层一层温热干燥的空气层,一般伴随有近地层逆温。干暖盖出现在700 hPa层附近,而逆温一般出现在地面至850 hPa层。干暖盖形成的稳定层结能够抑制不稳定能量的垂直扩散,当稳定层结遭破坏后对流爆发,引起强对流性降水[7-10]。Carlson等[8]通过1979年SESAME(Severe Environmental Stor ms And Mesoscale Experiments)试验中两次强对流天气个例阐明了干暖盖的概念及与此有关的底部气流滑行过程。陈力强等[11]应用MM5模式对东北冷涡诱发强风暴进行了数值模拟,发现冷涡后部中层干冷空气绝热下沉是东北冷涡700 hPa附近干暖盖形成和维持的重要机制,而低层暖湿气流爬升及干暖盖的抑制作用是东北冷涡强对流不稳定能量积累的重要机制。第3种是对流层中上层干空气的变化。林必元[12]通过研究暴雨过程中湿度场的垂直分布,发现暴雨发生前在对流层中层(600～400 hPa)存在着一个干层,并据此深入研究了干层的时间演变、成因及引起强天气的机制等。结果表明,垂直方向上湿度的变化非常迅速;干层在暴雨发生前形成,在暴雨发生后逐渐减弱消失;干层的上方是对流稳定层,干层的下方是深厚的对流不稳定层;暴雨过程中的干层与其他强天气(雷雨大风、冰雹)过程中的干层有明显不同。不同之处主要表现在:1)冰雹和局地强风暴过程中的干层比暴雨过程中的干层强的多。在冰雹和局地强风暴过程中,温度露点差的最大值一般都大于10℃,而暴雨过程中,温度露点差的最大值一般都小于10℃。2)暴雨过程中干层的厚度较薄,一般为2～3 km,没有超过5 km的。而冰雹和局地强风暴过程中,干层的厚度一般都在5 km以上,两者的差别比较明显。3)暴雨过程中,干层的上方和下方各有一个明显的饱和或接近饱和的层次(T-Td≤4℃)。冰雹和强风暴中一般没有这种饱和层,上下两个湿层比暴雨过程中的湿层弱的多。4)形态上,暴雨和大风过程中干湿层对比比较大,而冰雹过程中干湿层对比较小。

分析2006年7月由“碧利斯”造成的湖南暴雨发现,暴雨发生前对流层中上层的500～200 hPa附近有大片的相对湿度小于40%和温度露点差大于10℃(图略)的干区。其厚度约为2～3 km;干层的上方是对流稳定层,干层的下方是深厚的对流不稳定层。干空气与降水强度之间有较好的对应关系,即暴雨发生前干层形成,在暴雨发生后逐渐减弱消失。本例暴雨与上述第3种分析途径中林必元[12]提出的干层位置和结构有着很好的一致性。而通过对相对湿度、比湿以及位涡等[13-15]物理量的分析发现(图略),本例暴雨的干侵入现象并不明显;与干暖盖的垂直分布也不一致。因此,在敏感性实验证明地形对本例暴雨影响很小的情况下,本文采用上文所述的第3种途径分析对流层中上层干空气对此次暴雨的影响。为了更好的说明干空气对暴雨的影响,本文在前人研究的基础上结合数值模拟对此次湖南台风暴雨的发生进行分析研究。

1 资料与方法

本文采用的资料有NCEP/NCAR再分析格点资料[16]、TRMM卫星观测的3B42RT[17]降水资料、全国的每小时和每6 h一次的实况降水资料以及单站探空资料。

NCEP/NCAR再分析格点资料为全球一日4次、分辨率为1°×1°、垂直分为26个气压层。本文选用的资料时段为2006年7月14日00时—7月15日12时(世界时),处理资料时将世界时(UTC)转换为北京时间(BST)。其他资料选用时段与时间处理均同上。

3B42RT资料是TRMM(Tropical Rainfall Measuring Mission)实时多卫星降水观测资料。它结合3B40RT和3B41RT两种资料,即微波和红外共同反演全球表面降水。该产品的水平分辨率为0.25°×0.25°经纬度,时间分辨率为3 h,每日8次,覆盖50°N～50°S的全部区域。由于微波具有不受云层影响的优点,故通常是用来反演降水最适合的工具[18]。

单站探空资料的时间分辨率为12 h,每日08时和20时各一次。规定层数为11层,提供的资料要素有温度、露点、风向和风速。

同时本文使用了由美国大气研究中心(NCAR)和宾州大学(PSU)联合发展的非静力平衡的中尺度MM5(v3.7)版模式(以下简称模式)[19-20]。该模式垂直方向采用σ坐标,水平为A rakaw a-B坐标。MM5(v3.7)具有以下特点:(1)水平分辨率显著提高;(2)单向或双向多重网格嵌套能力的提高;(3)随着模拟尺度的减小,静力假定不再满足,因而除原有的静力框架外又增加了非静力框架;(4)对于中尺度大气系统的发生和发展至关重要的有关水汽相变、长波短波辐射、行星边界层和陆面过程等物理过程的考虑,趋于复杂逼真,可供选择的参数化方案增多;(5)四维资料同化功能的增加。这些特点使得MM5成为利用率较高的中尺度模式,在科学研究和实际天气预报中都得到了大量的应用[21-23]。

本文采用朱乾根等[24]给出的对流有效位能CA PE(convective available potential energy)和对流抑制能量CIN(convective inhibition)计算公式:

其中:zEL和zLEC分别为气块的平衡高度、自由对流高度;pLEC和pi分别为自由对流高度气压和起始高度气压;Tvp与Tve分别为气块与环境的虚温。

根据dp=-ρgdz,p=ρRdT,(1)式转化为

其中:pEL为气块的平衡高度气压。(2)、(3)式的详细计算方案参见ftp://grads.iges.org/grads/scripts/plotskew.gs。

2 碧利斯与湖南暴雨的概况

热带气旋“碧利斯”于13日22时20分(北京时间,下同)在我国台湾省宜兰附近登陆。登陆后向偏西方向穿过台湾省北部、台湾海峡,于14日12时50分前后在福建霞浦一带再次登陆,登陆时中心气压为975 hPa,中心附近最大风力有11级(30 m/s)。二次登陆后向偏西方向移动,强度逐渐减弱,14日16时在福建闽侯县境内减弱为热带风暴,15日15时“碧利斯”在江西省境内减弱为热带低气压,随后“碧利斯”减弱成低压中心向西偏南方向移动,16日05时移出江西。先后穿越湖南、广西、云南等省区,于18日晚在云南东部地区减弱消失。

此次台风造成的降水主要集中在台风移动路径的南侧,对广东、福建、江西、湖南、云南等省的影响较为严重。本文主要对发生在从台风登陆到减弱为热带低压期间(2006年7月14—15日)湖南南部的一次台风暴雨的触发机制进行分析。

从7月14日08时—15日20时6 h一次的站点实况累积降水量分布(图1)上可以看出,湖南暴雨中心位于(113°E,26°N)附近的湖南郴州、永兴一带,降雨量最大为358 mm。据郴州雨水情控制站点实测,14日08时到15日12时,郴州市除安仁县外,全市降水量均超过110 mm,其中永兴超过300 mm、郴州236 mm。从永兴雨量变化(图2)可以看出,3个较强的降水时段为:14日17时、15日05—06时、15日13—14时。它们的每小时降水量分别超过了25 mm、25 mm和50 mm。

图1 2006年7月14日08时—15日20时的实况累积降水量(mm;粗黑线为垂直剖面位置)Fig.1 Observational accumulated precipitation(mm)between 08:00 BST 14 July 2006 and 20:00 BST 15 July 2006(bold black line indicates the location of vertical cross section)

3 环流背景

“碧利斯”登陆前,从500 hPa位势高度场看(图3),中高纬为明显的经向型环流,并呈现两槽一脊的形势。巴尔喀什湖和我国东北地区为槽区,两槽之间的贝加尔湖为一深厚的暖脊。副高呈东西向,主体位于日本岛南部,脊线位置偏北,位于35°N,脊点西伸到110°E,中心强度为592 gpm。在高空200 hPa位势高度场上(图略),南亚高压正处于加强东移过程中,中心位于河套西侧,“碧利斯”正处于其底部,这就为“碧利斯”和华南暴雨提供了强辐散的高空条件,进而导致低层辐合和上升运动增强,既有利于“碧利斯”低压环流的维持,又有利于中尺度对流云团的发生发展,这是造成“碧利斯”登陆后强降水的重要原因。

图2 2006年7月14日08时—16日00时(113°E,26°N)实况降水量演变(mm·h-1)Fig.2 Temporal evolution of observational precipitation between 08:00 BST 14 July 2006 and 00:00 BST 16 July 2006(mm·h-1)

在暖平流和正变高的叠加作用下,副高不断西伸并且加强。受东南气流引导,“碧利斯”前期一直向西北方向移动。14日,在福建北部二次登陆后,改受东风气流操纵,快速向偏西方向移动,进入江西南部后开始缓慢西行。这主要是由于东北冷涡伸出的短波槽的东移南压,使得副热带高压和大陆高压联合成的高压坝中心断裂,而“碧利斯”正处在两环高压之间。15日以后,大陆高压与位于新疆地区的切断低压对峙,“碧利斯”处在北部的大陆高压、东部的副高和南部的低纬赤道高压环流包围之中,使“碧利斯”移动缓慢。

分析850 hPa风速分布(图4)可以发现,随着台风向内陆移动,江西的南部以及广东的西南气流明显加强,从广东到福建南部沿海,出现一支强劲的低空急流,急流核强度大于20 m/s,并逐渐西移。结合南海季风资料,7月底3、4候南海季风强度指数很大,表明季风正处于旺盛期[25]。由于季风的稳定强盛,使得低空急流稳定维持,南海上空不断有大量水汽补给。

4 干空气的结构及对暴雨的影响

4.1 干空气的来源和结构

图5给出了沿113°E相对湿度和风场的垂直剖面图。从相对湿度的垂直分布发现,14日02时和14日08时高空500～200 hPa均有大于6个纬度范围的干区(本文定义相对湿度小于40%的为干区),干层上方和下方均存在一个湿层。直到暴雨发生前3 h,26°N以北仍为大片干区覆盖,干层上下方的湿层维持。而暴雨发生后的14日20时干区则北撤到29°N以北,26°N上方从地面到对流层顶相对全部大于80%。与林必元[12]文中干层的演变一致。分析干层中350 hPa上水平湿度场的分布(图6)看到,台风外围西北侧有与东北风气流方向一致的大面积干区。干区位于台风外围北—西北侧的水汽通量弱区(图6)、副高西侧下沉气流区[10]和大陆高压与暖脊配合形成的脊前干暖区(图略)3大干区的交汇处。干区低值中心14日12时位于(120°E,35°N)上空,14日20时受台风北侧东—东北风气流影响西移到(112°E,31°N)上空。因此,本文中干空气可能主要来源于大陆暖高压脊前的干空气和副高西北侧的下沉气流。吴正华[26]曾对华北干暖空气的演变作过详细分析,指出影响暴雨的干暖空气来自内蒙古高原和黄土高原。俞樟孝等[10]的分析也表明,副热带高压西侧的下沉气流对干暖空气的加强有一定贡献。

图3 500 hPa位势高度场(gpm) a.7月14日14时;b.7月15日08时Fig.3 500 hPa geopotential height fields(gpm) a.14:00 BST 14 July;b.08:00 BST 15 July

图4 850 hPa风速分布(单位:m·s-1) a.7月14日14时;b.7月14日20时Fig.4 850 hPa wind fields(units:m·s-1) a.14:00 BST 14 July;b.20:00 BST 14 July

图5 相对湿度(阴影;单位:%)、相当位温θe(等值线;单位:K)和风场(v,w×100)(风向标;单位:m·s-1)沿113°E的垂直分布 a.7月14日02时;b.7月14日08时;c.7月14日14时;d.7月14日20时Fig.5 Vertical cross sections of relative humidity fields(shaded area,%),equivalent potential temperature fields(contours,K)and wind fields(v,w×100)(wind bars,m/s)along113°E a.02:00BST14July;b.08:00BST14July;c.14:00BST14July;d.20:00BST14July

图6 350 hPa相对湿度(阴影;单位:%)、水汽通量(等值线;单位:g·hPa-1·cm-1·s-1)和风场(矢量;单位:m·s-1)的水平分布 a.7月14日02时;b.7月14日20时Fig.6 350 hPa relative humidity(shaded area,%),moisture flux(contours,g·hPa-1·cm-1·s-1)and wind fields(vector,m·s-1) a.02:00 BST 14 July;b.20:00 BST 14 July

4.2 干空气影响暴雨的机制

如上文所述,湖南暴雨区上空有大面积干区在暴雨发生前自东向西移动。而众多研究[14,22-23]表明干空气上方形成的稳定层有利于抑制低层不稳定能量的垂直扩散。为了说明干空气对不稳定能量的累积作用,首先用再分析资料从相对湿度、不稳定区的分布和垂直速度来分析此次天气过程中的干空气与暴雨的关系;然后利用实况资料对比分析干空气与能量和暴雨的关系;最后在诸多不稳定能量参考指数中选取CAPE和C IN来定量说明此次天气过程中的能量变化及其可能的影响机制。

图5给出了沿113°E相对湿度、θe和风场的垂直剖面图。由图可见,14日02时23～28°N正上方500～250hPa被上千公里的干区覆盖,高空下沉气流有利于它的维持;此时干区上方为深厚的对流稳定区,其下方为深厚的对流不稳定区。暴雨发生前的14日08时,25～26°N上空500hPa以上的下沉气流开始转为弱的上升气流,干区在此处断裂为两块,此处正位于14日17时暴雨发生区的正上方。暴雨发生前3h的14日14时,断裂的两块干区,一块迅速南移,另一块较大范围干区减弱北撤;雨区上空高层的上升运动加强。14日02时到14时500 hPa以上均为对流稳定区,500hPa以下则为较强的对流不稳定区,干层及其上方的稳定层结可能抑制了低层对流不稳定的发展。直到14日20时暴雨发生后,雨区上空整层相对湿度大于80%,干区减弱撤退到雨区的200km以外,不稳定区下降到700hPa以下,说明部分不稳定能量得以释放。由此可以看出,对流层中上层干空气在暴雨发生前形成,在暴雨临近时逐渐减弱,暴雨发生后消失,干空气的演变与降水和对流不稳定的分布有一定的对应关系。

林必元[12]对暴雨过程中的干层进行研究时指出,湖南6月的暴雨中70%以上都在对流层中层存在一个干层;暴雨发生前温度露点差很大,暴雨临近时温度露点差减小接近饱和。本文从暴雨发生前后郴州探空资料的斜温(图7)分析发现,14日08时暴雨发生前高层400～200hPa的温度露点差达到20℃左右,14日20时暴雨发生后则整层大气趋于饱和,与NCEP/NCAR资料分析的对流层中上层干空气性质吻合。从郴州实况高空风图的分析表明,14日08时风随高度先顺时针转后逆时针转,由热成风原理表现为低层有暖平流,高层有冷平流。14日20时风随高度转变为一致的顺时针旋转,表现为整层一致的暖平流,不稳定能量减弱,由此可以看出郴州经历了一次不稳定能量释放的过程。

图7 湖南郴州(25.8°N,113.07°E)的斜温图 a.7月14日08时;b.7月14日20时Fig.7 Skew-T plots of Chenzhou in Hunan Province at25.8°N,113.07°Ea.08:00BST14th July;b.20:00BST14th July

由于探空资料的时间分辨率较低,本文选用时间分辨率较高的NCEP/NCAR再分析资料来分析CA PE和C IN。图8为郴州附近(113°E,26°N)CA PE和CIN的时间演变。暴雨发生前的14日08时到14日14时对流有效位能从1 500J/kg增加到2 000J/kg,为明显的不稳定能量累积的过程;暴雨发生后,CA PE从14日14时的2 000J/kg减少到14日20时的1 500J/kg,能量释放。图8中C IN的时间演变也显示,14日08时到14日14时之间对流抑制能量增加,而从14日14时开始对流抑制能量逐渐减小从暴雨发生前的14时到20时之间对流抑制能量有一次明显的释放过程。同时,图7中实况资料的CIN也显示降水发生前的14日08时C IN为5J,表明雨区上空有稳定层结的存在;20时C IN减小为0J,表现为干区对不稳定能量的抑制作用明显减弱。

综上可得,在暴雨发生前对流层中上层存在温度露点差较大的干空气,在暴雨发生后干层逐渐减弱消失、整层大气趋于饱和。暴雨发生前干层下方为深厚的不稳定层结,而暴雨发生后不稳定能量得到释放,不稳定层结下降到对流层底层。暴雨发生前存在明显的对流抑制能量。因此,对流层中上层的干空气层可能对不稳定能量有一定的累积作用,干空气的减弱有利于不稳定能量的释放和暴雨的发生。

4.3 干区减弱的可能原因

干空气的减弱消失可能与多种因素有关,例如大尺度系统调整、水汽输送和潜热等。大尺度水平运动引起的干区向西北移动在前文已经作了详细的分析,下面用水汽的局地变化来分析干区减弱消失的可能原因。

根据水汽的局地变化方程[24,27]

图8 (113°E,26°N)的CAPE和CIN时间变化(单位:J·kg-1)Fig.8 Temporal evolution of CA PE and CIN at113°E,26°N(units:J·kg-1)

5 数值模拟与敏感性试验

5.1 试验设计

前文诊断分析得出,对流层中上层的干空气可能会抑制对流不稳定的垂直扩散,干空气的减弱对暴雨的发生可能有一定影响。为了定量的说明干空气对能量的累积作用以及对暴雨的影响。利用非静力平衡的数值模式MM5(V3.7版本)进行敏感性试验。试验设计如下:

控制(CTL)试验:选用NCEP/NCAR全球1°×1°的再分析资料作为模式的初始场和边界条件。从2006年7月14日06时(UTC)开始,到2006年7月15日12时(UTC)结束,积分30 h。试验采用三重嵌套,模式区域中心选在(113°E,26°N),格距分别为54 km、18 km、6 km。选用暖雨方案作为显式湿物理方案;积云方案54 km的区域(d01)使用KF2方案,18 km的区域(d02)和6 km的区域(d03)使用Kuo方案;行星边界层使用blackadar方案;边界条件d01为松弛边界,d02和d03使用时变边界;使用的地形分辨率依次为10′、5′、2′。

干区减弱(WET)试验:将初始场中选定区域500 hPa以上小于50%的相对湿度均增加到50%[29]。该处理方法主要使暴雨区对流层上层的空气相对湿度增加,水汽增加,干空气减弱,而500 hPa以下区域保持不变。其他设计与CTL试验相同。

5.2 控制试验结果检验

比较CTL试验与卫星反演的30 h累积降水量(图10),可以得出,d02(18 km)区域模拟的降水区域与实况基本一致,暴雨中心(113.25°E,25.8°N)也与实况基本一致,模拟暴雨中心北部的降水量比实况偏小。对比每小时实况降水与模拟降水可得,CTL试验的暴雨发生时刻比实况推迟2 h,发生在14日20时,降水位置偏北位于26.7°N。

图11给出了d01模拟暴雨发生前后的高低空要素分布,与再分析资料比较可得如下结果。模拟的高空500 hPa位势高度场热带气旋中心位置比实况偏西北约0.5个经度,中心气压基本相同,副高与大陆高压打通形成高压坝,副高脊点西伸至110°E附近,与实况一致。同时模拟出了热带气旋受副高东风气流控制向西移动,副高逐渐西伸加强。CTL试验中暴雨发生后脊点西伸至105°E附近,副高与大陆高压之间的高压坝逐渐断裂,与实况一致。因此,模拟结果较好的模拟出了热带气旋和副热带高

图9 14日14时(113°E,26°N)的水汽方程中各项垂直分布(单位:10-5g·kg-1·s-1)Fig.9 V ertical distribution of the term s in the m oisture equation at113°E,26°N at14:00BST14July(units:10-5g·kg-1·s-1)

综上所述,对流层中上层干空气主要来源于大陆暖高压脊前干暖空气和副高西—西北侧下沉气流。在暴雨发生前,干空气上方的稳定层结可能对不稳定能量的垂直扩散有抑制作用。随着副热带高压的西伸加强,台风北侧东风气流加强,迫使干空气向西北方向移出雨区上空。同时,低层水汽加大和垂直上升运动的加强,水汽向高层输送使高层干空气减弱,有利于对流不稳定能量释放,引发了湖南14日17时这一时段的强降水。压的位置和强度。从350 hPa湿度场分布可以看出,暴雨发生前暴雨中心上空为大片的干区控制,暴雨发生后转为湿区控制,干空气随高压坝的东风气流和热带气旋北侧东到东北风控制向偏西方向移动,与前文图6的分析一致。

图10 7月14日14时—15日20时的累积降水量(单位:mm) a.卫星反演降水;b.模式d02降水Fig.1 0 Accumulated precipitation from 14:00 BST 14 July to 20:00 BST 15 July(units:mm) a.satellite derived precipitation;b.model d02 simulated precipitation

图11 350 hPa相对湿度(阴影;单位:%)、500 hPa位势高度(等值线;单位:gpm)和850 hPa风场(矢量;单位:m·s-1)的水平分布(粗黑线为下文垂直剖面图位置) a.7月14日17时;b.7月14日20时Fig.1 1 350 hPa relative humidity(shaded area,%),500 hPa geopotential height fields(contours,gpm)and 850 hPa wind fields(vector,m/s)(bold black line indicates the location of vertical cross section) a.17:00 BST 14 July;b.20:00 BST 14 July

在模拟降水量和形势场与实况基本一致的情况下分析暴雨发生前后逐小时相对湿度、和风场的垂直分布(图12)。暴雨发生前的16时高空500～200 hPa有大片的南北向的干区,干层上方位对流稳定区,下方为对流不稳定区,对流层上部的垂直上升运动较强。17时垂直上升运动加强,低层水汽增加,从而水汽垂直输送加强,干区逐渐减弱。到19时高层400～300 hPa与中低层为一致的上升运动,20时26.7°N垂直上升运动达到最大,对应降水也达到最强。相当位温的分布表明,降水达到最强之前,500 hPa以下均为不稳定层结。14日20时降水达到最大时,中性层结下移到700 hPa,对流层低层仍有较强的对流不稳定,为后期的连续降水提供了条件。综上所述,数值模拟结果与前文的诊断分析有着很好的一致性。因此,本文认为该模拟结果可用于进一步分析和试验。

图12 CTL试验中相对湿度(阴影;单位:%)、θe(等值线;单位:K)和每小时降水量(柱状图;单位:mm·h-1)沿113.15°E的垂直分布 a.7月14日16时;b.7月14日17时;c.7月14日19时;d.7月14日20时Fig.1 2 Vertical cross sections of relative hum idity(shaded area,%),equivalent potential temperature(contours,K)and hourly precipitation(histogram,mm·h-1)in CT Lexperim entation along113.15°E a.1600BST14July;b.1700BST14 July;c.1900BST14July;d.2000BST14July

5.3 敏感试验结果

图13、14为WET试验与CTL试验中的降水量和CAPE的对比分析。由图13可以看出,加大暴雨区上空的相对湿度后,WET试验模拟的30 h累积降水量最大中心比CTL试验减少40 mm以上。从图中虚线区域的平均降水量来看,CTL试验为100.5 mm,而WET试验为93.3 mm,干区加湿后区域平均降水量明显减少。从(113.2°E,25.8°N)单点降水量的时间演变(图14a)可以看出,WET试验使最大降水量由CTL的40 mm/h减弱到16 mm/h。图14b给出强降水区的CAPE时间演变,由图可见,CTL试验中14日20时CAPE达到最大值1 196 J/kg,21时降水发生释放不稳定能量后减弱为604 J/kg,与14日20时降水量最大相对应。W ET试验的最大降水出现时间与CTL试验基本一致,CAPE为17时达到最大,随后不稳定能量释放,20时左右不稳定能量达到最低值。同时,不稳定能量的最大值明显小于CTL试验。因此,干区的减弱对降水量减少有一定影响,干空气对不稳定能量也有一定的累积作用。

6 结论与讨论

本文利用2006年7月14—15日的NECP/NCAR全球1°×1°再分析、站点降水以及探空等资料,研究了对流层中上层干空气对“碧利斯”台风造成的湖南暴雨的影响。同时,使用MM5(V3.7)模式进行了干空气的敏感性试验。

图1 3 WET试验与CTL试验的7月14日14时—15日20时的累积降水量差值(mm)Fig.1 3 Accumulated precipitation difference(mm)betweenWET and CTL experimentation from 14:00 BST 14 July to 20:00 BST 15 July

图1 4 WET试验与CTL试验中(113.2°E,25.8°N)的时间演变 a.小时降水量(mm·h-1);b.CAPE(J·kg-1)Fig.1 4 Time evolution in WET experimentation and CTL experimentation at 113.2°E,25.8°N a.hourly precipitation(mm·h-1);b.CAPE(J·kg-1)

(1)对雨区所在113°E的垂直结构分析发现,对流层中上层的500～200 hPa有大范围相对湿度小于40%的干区。从350 hPa水平湿度场分布可以看到,干空气可能主要来源于大陆暖高压脊前的干空气和副高西北测气流下沉形成的干空气。干区受副高西伸加强以及热带气旋北侧东——东北风的作用向偏西方向移动。

(2)从降水区各物理量的垂直分布以及水汽局地变化方程等可以得到,对流层中上层为干冷平流,而中低层为暖湿平流。上层干冷下暖湿的结构有利于不稳定性的增强。干空气与不稳定能量的分布有很好的对应关系。对比水汽局地变化方程中各项的大小,干空气的减弱可能主要为垂直上升运动对水汽垂直输送的作用。

(3)在CTL试验结果可信的基础上,干区敏感性试验表明,干空气的减弱对降水量减少有一定影响,同时也验证了干区对不稳定能量垂直扩散的有一定的抑制作用。

另外,(1)本文所用分析资料时空分辨率都比较低,而数值模拟尚存在一定误差,因此需要更高分辨率的资料来进一步证实结论。(2)本文的结果是由一个暴雨个例得出,是否有普遍性,需要更多的个例来证明。(3)敏感试验中对资料修改的精确性需要进一步深入的研究和提高。

致谢:衷心感谢寿绍文老师和丁治英老师的悉心指导。

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