四川盆地强暴雨过程诊断及中尺度分析

2011-06-29司林青白爱娟

成都信息工程大学学报 2011年5期

司林青, 白爱娟

(成都信息工程学院大气科学学院,四川成都610225)

1 引言

中国地处东亚季风区,是暴雨灾害多发区之一。陶诗言等[1]从气候、天气系统、环流形势和形成机理方面将研究成果进行了汇编,指出暴雨是几种不同尺度天气系统相互作用的结果。四川盆地周边地形复杂,夏季盆地上空天气系统不仅受季风影响,还要受到来自孟加拉湾的西南气流以及青藏高原的共同作用,因此经常发生区域性暴雨。

为了深入分析四川盆地暴雨天气的大尺度环流背景,以及引发暴雨的西南低涡发生、发展的物理过程,针对2010年8月18-19日发生在盆地地区的暴雨过程,利用1°×1°NCEP全球再分析资料、红外卫星云图等多种信息,对这次暴雨过程的环境条件和演变特征进行分析,具有重要的理论和实际意义。

2 过程概况和特点

2010年8月18-19日,四川盆地出现了强度大、范围广、持续时间长的区域性大暴雨。此次过程降水量一般在100-200mm,部分地区达300mm以上,造成直接经济损失近83亿元人民币。降水中心位于成都市大邑县周边(图略),由降水观测资料得到,这次暴雨有两个强降水时段构成,分别为18日20时-19日02时、19日08时-14时。

3 环流背景和天气形势分析

四川盆地暴雨发生发展主要受来自印度和西太平洋的西南季风和东南季风、西太平洋副热带高压和南亚高压活动以及东亚中高纬度大气环流异常的影响[2]。8月份南亚高压强度较大,西北太平洋副热带高压面积指数达到46,位置异常偏西[3]。中旬,中高纬地区环流形势发生调整,贝加尔湖以东的低涡缓慢向东北方向移动,引导冷空气南下,中国多次发生明显降水。

从暴雨期间500hPa高度场可以看出,中高纬地区为两槽一脊型,偏西风盛行,贝加尔湖低压槽不断分裂短波槽东移南下,促使东北气旋强烈发展,副高中心盘踞日本以东,中心达5968gpm;19日(图1(b))贝加尔湖附近有明显负变高,高纬短波槽东移过程中径向度加大,西太平洋副高明显北上西进至四川东部,中心位势达5997gpm,588线已延伸至高原上空。中国西南地区处于副高边缘,高原中部和盆地西部上空出现闭合高值中心,受低压槽东移以及低涡切变发展的影响,西南气流与冷空气交汇,强降雨天气的发生。

图1 2010年500hPa环流

4 强暴雨的物理量诊断分析

陶诗言等[4]指出,暴雨和强对流天气的发生一般满足以下物理条件：位势不稳定层结,低层水汽辐合,具有使不稳定能量释放的机制。以下对这次天气过程中暴雨区(103°E-106°E、29°N-31°N,下同)各物理条件进行计算分析,以了解暴雨发生发展的物理结构及成因。

4.1 热力条件分析

图2 阶段性降水前期700hPa θse分布

从图2暴雨发生时700hPa θse分布可以看到中低层天气系统的相互作用。图2(a)中,在95°E-102°E处有一接近南北走向的92℃高能带,中心值达96℃;对比图5(a)可知,盆地东部空气相对干燥,θse偏低,但仍有80℃的高值中心,表明盆地上空对流层中低层为暖湿的高能区;盆地北侧冷空气活跃,存在中心为52℃的低能区,并表现出很强的水平切变,有阻挡暖湿气流输送,促使低层气流辐合加强的作用。相比之下的图2(b)中,盆地西侧高能区已呈缓慢减弱趋势,北侧冷空气开始南下,盆地上空在暖湿气流控制下仍维持高温高湿区,强度略减弱,南北冷暖空气开始交汇,盆地产生大面积降水。

由图3(a)可知,暴雨区上空500-900hPa呈现出明显的位势不稳定,500hPa处有76℃的低值中心,表示高层干冷空气逐渐入侵;结束后由图3(b)知,不稳定能量释放,对流层低层逐渐为冷空气控制。

图3 暴雨区沿103.5°E的 θse垂直剖面(单位：℃)

表1 强暴雨期间温江站K、Si、CAPE指数

对流有效位能是一个和环境联系最为密切的热力学变量,能够反映局地不稳定能量的分布,K指数能够反映中低层大气层结稳定状况,沙氏指数(Si)也是表示大气稳定程度的物理量[5]。从表1可以看出,CAPE值存在明显的日变化,夜间不稳定能量远大于白天,17日20时对流有效位能达到1597.6 J◦kg-1,18日20时对流有效位能达到1112.9 J◦kg-1,K指数均在40℃附近,Si指数也基本小于0,可见大气处于强对流不稳定状态,若有触发机制,极其容易使不稳定能量爆发,恰好对应夜间都江堰地区的强对流天气。第一时段暴雨后不稳定能量逐渐减小,K指数也迅速下降至5℃,Si指数上升至11.46,大气恢复稳定状态。

通过对θse、CAPE、K指数以及Si指数的综合分析,可以看出暴雨区大气处于强烈不稳定状态中,在冷平流不断侵袭下,辐合区内上升运动加剧,从而迫使前期聚集的能量由强降水的发生得到释放;对流参数的演变进一步说明本次强暴雨可分为两个时段,对应卫星云图两次云团的产生,第一时段为对流性降水,第二时段为稳定性降水。因此可以利用热力结构的演变以及对流指数的突变性对短时暴雨进行预报。

4.2 动力条件分析

图4 暴雨区散度和垂直速度的时间-高度剖面

由暴雨区散度与垂直速度的时间-高度剖面(图4)可知,18日08时500hPa出现了最大辐散中心,中心强度为2×10-5s-1,缓慢向高层发展,800hPa以下出现了辐合区;对流上升运动随着中尺度系统的生成发展和低层辐合的加强,快速增强;20时,最大辐散中心仍稳定在500hPa附近,中低层辐合中心强度为-4×10-5s-1,暴雨区上空发展为整层的上升运动,强中心出现在600hPa附近,垂直速度为-0.8hPa◦s-1,对应降水强度突增,此后中心位置逐渐下降,400hPa以上层以及800hPa以下层气流速度开始减小。18日22时-19日02时,垂直上升运动中心强度达到最大(-0.9hPa◦s-1),期间降水强度也在增加;另外可发现,最大上升气流控制高度较低,因此造成本时段暴雨的 β中尺度云团未能继续发展,暴雨区也仅都江堰6小时降水量达到100mm以上。19日02时高空辐散区达到最大,中心强度为4×10-5s-1,有利于该地区形成抽气效应,加强低层的对流上升运动,从而促使中小尺度系统的发展,此过程对应于云图上强对流云团的生成与发展,积蓄大量水汽与能量,19日08时-14时大面积强降水发生,随后上升运动消失,对应降水过程结束。

4.3 水汽条件分析

形成一次持续性的暴雨过程需要充沛的水汽供应到降水区,以下通过水汽通量和水汽通量散度的变化判断暴雨区水汽条件的形成[6]。

图5 暴雨期间平均850hPa比湿和平均可降水量分布

从图5(a)比湿的空间分布可以看出,盆地内湿度条件不均匀,暴雨区比湿为16g/kg,其东侧由于受副热带高压控制,空气相对干燥;西南侧位于副热带高压边缘,来自孟加拉湾和南海水汽在此汇聚,有中心为22g/kg的高湿区,呈带状分布,为暴雨提供了充分的水汽。可降水量大值区位于成都及周边地区,与暴雨区分布一致,中心值达60mm,配合比湿分布可得出该地区有较强的水汽辐合。

图6 盆地及其周边地区上空暴雨期间平均的水汽通量分布以及暴雨区水汽通量的时间高度剖面

从图6看出,500hPa上来自孟加拉湾的水汽越过高原南部向东输送,随后在盆地东北部受到强盛西南气流作用转为向东北方向输送;700hPa上来自孟加拉湾的水汽受到青藏高原地形阻挡作用绕流到盆地南部,然后在西南涡的作用下向西北方向输送,来自南海的水汽受西南风作用向东北输送,由于受地形影响部分水汽在盆地东北部低空急流出口处,转为向北和西北方向输送;850hPa上孟加拉湾的水汽同样绕流到盆地南部,来自南海的水汽受南风作用,在急流出口处转为东南气流,再受西南涡影响,向西输送。如图6(d)所示,降水期间,对流层中层始终维持较高的水汽通量,低层水汽通量逐渐增强,强降水期间达到最强,为10g◦cm-1◦hPa-1◦s-1。综上可以得出,强暴雨过程的水汽主要来自孟加拉湾和南海,大量水汽在对流层中层爬越高原进入四川盆地,低层绕流及南风输送也较强,为暴雨提供充分的水汽来源,下面将对水汽通量辐合值大小进行分析。

从暴雨区水汽通量散度时间-高度剖面(图7)可见,18日08时边界层水汽辐散,对流层中低层有弱的辐合,随着中尺度系统的产生,水汽辐合迅速增强,到18时,800hPa出现 70×10-8g◦cm-1◦hPa-1◦s-1的强水汽辐合中心,由于强上升运动,辐合中心逐渐上升。由此可见,大尺度环流场促使水汽向盆地输送,而中小尺度系统的发展才是造成了局地水汽强烈辐合的原因,强烈的对流运动把大量水汽输送到高空。由于辐合强度大、时间短,因此出现短时强降水。

4.4 湿位涡分析

湿位涡是一个综合反映大气动力、热力和水汽作用的物理量,能更全面、有效地描述暴雨的发生、发展、维持和消退过程[7]。李耀辉等[8]得出正压项(MPVl)和斜压项(MPV2)的分布特征与对流层低层中尺度气旋的发展演变有很好的对应关系。

4.4.1 湿正压项分析

图8为盆地暴雨期间850hPa上的MPV1的连续演变过程。18日14时(图8(a))盆地及周边大部分地区为弱负值区,西北侧以-1.1PVU为中心;20时(图8(b))受冷空气影响,负值区开始逐渐加强向南扩散,分裂出两个-1.4PVU大值中心,呈狭长带状分布,至19日02时负值区迅速扩大,表明有强对流不稳定和西南低涡快速发展,引起一场短时强暴雨,6h降水中心位于都江堰-雅安一带,此区域对应MPV1等值线密集带;随后暴雨区MPV1减弱,但随着盆地西北侧的低值系统东移,如图8(d)(19日08时)所示,负值中心南移,仍维持较强的强度,表明对流不稳定和西南低涡再次发展,对应至19日14时,降水主要发生在绵竹-丹棱一带,也基本对应MPV1等值线密集带。此后,MPVl负值强度逐渐下降,对流不稳定能量基本释放,降水过程中断。从以上所述可知,此次强暴雨过程中,强降水落区大部分位于MPVl正负值交界的等值线密集带,负值区内仅有少量降水发生。

图7 暴雨区水汽通量散度的时间-高度剖面图

图8 四川盆地暴雨期间850hPa湿位涡水平分量MPV1的演变(单位：PV U)

4.4.2 湿斜压项分析

图9 四川盆地暴雨期间850hPa湿位涡垂直分量MPV2的演变(单位：PV U)

图9为盆地暴雨期间850hPa上的MPV2的连续演变过程。18日14时(图9(a)),盆地内MPV2值较弱,由于盆地东南侧受活跃的暖湿空气输送影响有正值区,正值中心为0.15PVU;20时(图9(b))正值区范围扩大,正值中心向西北侧移动,强度达到0.3PVU,表示垂直涡度加强,从而促进西南低涡猛烈发展,导致强暴雨的发生。短时强降水结束后,暴雨区出现负值中心,东南侧MPV2值也明显降低;由于暖湿气流向盆地的输送加强,到19日08时,成都地区出现0.4PVU的闭合区,再次引起西南低涡迅速发展,导致第二时段暴雨。综上可知,暴雨过程中强降水中心和MPV2大值区具有同步性,说明暖湿空气的水平切变对此次暴雨有重要影响。

5 强暴雨过程的中尺度特征分析

中尺度对流系统内部结构复杂,系统内常出现雷暴、暴雨、冰雹等强烈天气[9]。以下通过对红外云图、TBB和中尺度流场分析,更直观、全面地揭示直接产生暴雨的中尺度对流系统的活动。

5.1 云图演变特征分析

卫星云图是暴雨过程分析预报的强有力工具,它可以监测中尺度云团的发生发展、生成源地及移动路径。以下将对第二时段降水过程,从Mα CS的形成、发展、成熟、消散阶段的红外云图及TBB演变特征对中尺度系统进行分析。

图10 风云2E卫星红外云图(Δ处为成都)

第一时段降水的MβCS源于高原减弱分裂的中尺度系统,在高空偏西气流的引导下,几个对流单体不断沿切变线东移加强,并伴有大量降水,随后散乱单体聚合,在西南涡配合下以及受稳定维持的副热带高压对系统的阻挡,强对流云团长时间停滞在成都周边,移动缓慢,边缘清晰光滑,对流十分旺盛,大范围强降水开始持续发生,最后云团开始减弱,边缘发毛,并在云团减弱西南部新生对流云团,进而发展并取代旧云团。

由图10知,19日08时原强对流云团减弱分裂3个弱的云团,呈离散分布,在雅安一带有弱的对流单体出现,中心TBB值小于220K,并持续发展,至10时,发展为水平尺度为160×140km,中心强度达-62℃近圆形的中尺度对流系统MβCS,TBB等值线密集分布,意味着云团将继续发展,10时以后云团面积急剧膨胀,强冷中心东移发展,范围不断扩大,北部边界以向东北扩展为主,从而使云团长轴线转为东北西南向;12时云团加强明显,发展成深厚的中α尺度对流云团,强度达到鼎盛时期,-32℃和-52℃的云团面积分别接近1×105km2、5×104km2;14时Mα CS的-32°C等值线范围与中尺度对流云团的范围完全重合,云顶亮温强度维持,范围扩大,说明Mα CS发展到最强时刻,本时段内,成都发生大面积强降水。19日16时,云团范围开始减小,云体中心开始逐渐分裂,说明Mα CS减弱,至18时减弱更加明显。

5.2 产生暴雨的中尺度流场

Mα CS形成到减弱各阶段通常有地面中尺度系统相配合,为了确定对流是否直接造成了风场和温度场的明显扰动,可采用尺度分析方法对其分析[10]。采用Shuman-Shapiro滤波方法[11],保留中尺度扰动场,然后对Mα CS期间流场进行分析。

图11 2010年8月850hPa扰动流场

滤波前19日08时随着副高的西伸,盆地北部出现切变,西南侧有弱风场辐合,有利于暖湿气流输送,随后切变线南移,难以发现直接造成暴雨的中尺度系统。滤波后(图11)可以清楚的看到与暴雨区相对应的中尺度气旋,在Mα CS形成前期的19日 08时,30°N、105°E处上空出现中尺度低涡中心。对应云图,气旋附近有对流云团发展;在Mα CS强盛阶段,中尺度低涡仍然存在,强度有所减弱,相应的强降水减弱;在Mα CS消散阶段,西南低涡活动再次加强,低涡中心南移,为下一轮降水积聚能量和水汽。由此可见,造成此次强暴雨的直接系统为中尺度气旋,其与造成大暴雨的Mα CS发生、发展的位置相对应,在预报中可以通过尺度分离方法来获取大尺度环流场中所没有的中尺度系统。