2011年“7·3”特大暴雨天气过程诊断分析

蒋 王月, 陈权亮, 李丽丽

(成都信息工程学院大气科学学院高原大气与环境四川省重点实验室,四川成都610225)

0 引言

四川盆地位于长江中上游地区,是中国暴雨的多发地区之一。其复杂的地形地貌和处于青藏高原东侧的特殊地理位置都导致了四川盆地夏季复杂的暴雨天气系统。成都市为四川省会城市,属亚热带季风气候,气候温暖,四季分明,降水充沛。全市年平均降水量为759.1～1155.0mm,全市年暴雨日数平均达2～4天,以 7、8月最多,全市一日最大降水量达143.1～356.6mm。2011年7月3日12时起,成都出现2011年入汛以来最强局部强降雨天气过程,个别地方发生局部内涝。市区有18个加密雨量站在100毫米以上,其中武侯区地税局加密雨量站为215.8mm,中心城区的单点最大降雨接近历史极值。由于短时间内降水量较大,成都市区部分道路和低洼易淹区出现积水,个别地方发生局部内涝,6个下穿隧道交通一度受阻。给全市居民生活和工农业生产造成了巨大损失。成都市防灾减灾委员会透露,2011年6月30日至7月7日的强降雨造成全市因灾直接经济损失超8亿元。

很多学者对四川地区的暴雨开展了大量研究。刘庆[1]等人指出四川省暴雨洪涝灾害具有出现频率高、范围广、强度大、重复性、年际变化大等特点。主要发生在5～10月,以7～8月为盛,7月洪灾尤为严重。影响四川省暴雨发生的主要天气系统有4大类:青藏高原上空低槽、低涡和切变线与地面冷空气相配合,西南低涡,西太平洋副热带高压,西南低空急流。郁淑华[2]的研究表明,四川盆地大暴雨的形成形势背景主要是由副高和西风带低槽的相对位置决定。肖洪郁等[3]指出,影响四川暴雨的副高形式大概有不连续西伸北抬和突然加强西伸或北抬与突然东撤现象这几类。罗冰[4]通过对近年来的几次有低层冷空气侵入的暴雨天气过程进行数值模拟和诊断分析证实,K指数、Q矢量辐合、螺旋度、位涡等物理量大值区的范围和演变趋势同暴雨范围及演变趋势基本一致。李国平[5]研究指出降水的发生、发展与湿位涡的时空演变有很好的对应关系,湿位涡高低层正负区叠加的配置是低涡暴雨发展的有利形势,MPV1负值中心和 MPV2正值中心及其包围的密集区是暴雨产生的警戒区[6]。湿位涡由负变正预示着暴雨的威弱和消失[5]。吴国雄[7]指出湿位涡和比湿在等熵面有守恒性,湿位涡的正压项和斜压项在暴雨的发展中起到不同作用,且暴雨多发生在等熵面的陡峭地带。王建中[8]等人通过研究指出强降水总是落在干位涡比较小的地方和湿位涡负中心暖气流一侧。寿绍文[9]等对等熵面上的气压和风矢量的演变做了细致的分析,指出湿位涡可以沿等熵面的起伏爬升或下滑,将冷空气输送到不稳定大气中引起气旋的发展。两人均提到等相当位温面在暴雨区存在一个“漏斗状”的通道。许多专家在对四川盆地内触发暴雨过程的机制进行深入研究后认为西南低涡的强烈发展对四川盆地暴雨的产生至关重要[10-11]。其中程麟生[12]等人发现高、低空气旋性涡度中心在四川盆地附近上空的迭加和耦合是西南涡在成熟阶段强烈发展的一种主要物理机制。

对暴雨天气过程的分析有利于为以后的预报奠定基础,对物理量的诊断分析有利于深入了解暴雨发生发展机制,对预报和研究都有极大帮助。文中将诊断分析天气过程的相关物理量,深入分析2011年“7.3”特大暴雨过程中天气系统的影响,为预报提供一定的思路和参考。

图1 7月3日00时～7月4日12时逐时雨量分布图(实线为≥20.0mm/h站数,虚线为≥15.0mm/h站数,长虚线为≥10.0mm/h站数)

1 资料和方法

利用成都市204个自动站观测资料分析“7.3”特大暴雨的降水分布特征,进一步使用NCEP逐6h资料和温江站探空资料诊断分析此次过程的天气系统结构分布和变化特征。NCEP资料主要包括水汽、水平风场、垂直速度等要素,分辨率为1°×1°。

2 天气实况

图1为成都地区(不计都江堰市)7月3日00时至7月4日12时的逐时雨量分布图。图中逐时累计降水量来自成都市204个(不计都江堰市)自动站的雨量观测值。由图1可以看出,此次大过程从3日14时起至4日04时止,期间呈双峰型,小时降水量和雨强在3日16～17时达到第一个峰值,其中有两站3小时降水量累计达到180mm以上,达到特大暴雨级别。3日24小时累计降水有两站达到200.0mm以上,27站达到100.0mm以上,第一次过程在3日20～22时减弱,累计总雨量回落到500mm以下,经过3小时短暂间歇后又从23时开始进入第二次强降水过程。第二次过程主要发生在3日23时至4日03时,累计降水量比第一次过程略少,而单站累计降水量≥20.0m/h和≥15.0mm/h的站数明显多于第一次过程,其中单站累计降水量≥20.0mm/h站数达到74站。

图2 成都地区6小时累计雨量实况图(单位:mm)

图2为成都地区6小时累计雨量实况图。图2(a)表示的是第一次降水过程,从图中可以看出成都地区有两个降水中心分别位于成都主城区和大邑、崇州的东南部,成都主城区上的强降水中心,最大累计雨量达到200mm以上。成都主城区形成内涝就发生在第一次降水过程中。图2(b)为第二次降水过程的6小时累计降水分布,这次降水中心集中在成都地区西部及西北部的大邑、崇州及邛崃地区,影响范围较第一次更大。

3 环流形势分析

3.1 高空环流特征

这次大暴雨过程,是在中高纬欧亚地区呈现两槽一脊型和低纬地区西太平洋副高西伸共同作用下的特定环流场中发生的。图3为7月2日08时天气形势图。在图3(a)500hPa图上可知中高纬欧亚地区呈现两槽一脊型,588线西伸脊点位置在110°E附近,四川北部有一小槽。四川上空有一暖中心。高原东北部到青海南部有负变温和负变高,说明高原上有冷平流,体现有冷空气侵入。2日20时,500hPa中高纬维持两槽一脊形势,两长波槽分别位于巴湖和哈尔滨南北一线,长波脊位于贝湖一带,温度槽脊与之配合。随着西太平洋副高的西伸,其西端的西南气流与高原东部的偏北气流形成切变或低槽。此次切变的风速较弱。到4日20时,中高纬度环流场仍然为两槽一脊型,但其东移了大约10经距。低纬地区的西太平洋副高,西伸明显已经伸至成都附近。

影响这次暴雨的高空系统主要是副高的突然加强西伸,在四川地区形成纬向型的空间分布,而纬向型副高所影响的天气种类多样,降水强度变化也较大,突发性暴雨过程大多出现在此种副高类型中。此次暴雨前副高的突变型式为:纬向东移型[13]。此类暴雨主要集中在盆地中东部。此类过程常具有突发性强,极易造成山地灾害。副高加强时,降雨很快就要开始。当贝湖低槽减弱向东北方向收缩时,暴雨将很快结束。

图3 7月2日08时天气形势图

3.2 低空形势场特征

由图3(b)7月2日08时700hPa图上可知西昌至川东南部有一直西南低空急流,盆地有一闭合低压,有气旋性辐合。结合图3分析可知:03～04日随着偏南气流加强,盆地西南部有涡生成并向东北方向移动高原东北部形成冷高压,其前部冷锋与西伸西太平洋副高暖湿气流在高原东北部附近区域形成辐合,产生强烈的上升运动,有利于出现强降雨。

3.3 水汽输送

由图3(b)可知,在大暴雨过程前期,2日08时700hPa低空急流给成都市输送了丰富的水汽和不稳定能量,成都市有明显的辐合和上升运动,这对强降水的对流活动的发展非常有利。2日08时850hPa的东南急流也建立进一步加强向成都市水汽的输送,2日20时,西南急流建立,3日20时西南急流呈气旋性弯曲,大暴雨发生发展,形成了第二次降水过程。

充分的水汽通量和充足的水汽供应是产生大暴雨的大气必备条件。

研究水汽通量能够了解暴雨的水汽来源与这种水汽输送与某些天气系统的关系。水汽通量散度则与暴雨落区与雨量大小关系更为密切。水汽通量辐合提供了低层抬升和被抬升空气潮湿程度的度量[14]。图4为850hPa水汽通量分布图。如图4(a)所示,3日20时从孟加拉湾北上的西南急流中有一股气流从贵州逆时针吹向重庆四川地区,这一风场的气旋式切变加强了水汽辐合,图4(b)所示时刻为第二次暴雨过程期间,由图看出在贵州地区有一水汽通量大值区,其配合风场的气旋式输送,为第二次暴雨提供了水汽,水汽通量散度的正负强梯度区交界的正值区一侧和水汽通量场上的气旋式切变是第二次强降水落区的所在地。

本研究通过对比冠心病患者与健康者血清胆红素、尿酸水平情况可知,冠心病患者血清胆红素水平显著低于健康者,尿酸水平显著高于健康者,故而该良乡镇指标能够有效检验冠心病情况。

图4 850hPa水汽通量分布(单位:g·cm-1·hPa-1·s-1,阴影区为850hPa水汽通量,箭头矢量代表850hPa风场)

由于有研究指出低层水汽通量散度负值辐合区的分布不仅对相应时段降水落区指示较好,而且对于未来6h雨区分布也有一定参考性,所以其可作为短临预警指标[15]。图5为沿104°E水汽通量散度的经向垂直剖面,104°E为成都地区大致经度。图5(a)时刻为03日14时,即暴雨起始时刻,水汽通量散度场表现为“正负正”结构,低层的负值区自成都市以南的地面一直向上延伸到700hPa附近,负值中心位于925hPa,强度达到-7*10-7g·cm-2·hPa-1·s-1,负值区随高度向北倾斜,高层正值中心位置在500hPa,强度较弱,同样随高度向北倾斜。暴雨落区位于30.2°N～30.8°N,落区处于正负交界处正值一侧,且其与31°N上925hPa的正值中心构成一个强的梯度带,说明大量水汽在成都市以南地区辐合并随高度向北倾斜。高低层的辐散场的配合加强了中层水汽的辐合。图5(b)时刻为03日20时即第一次过程结束后的短暂间歇,由图可知辐合区推进到了成都市,使其处于零线所压的位置,由于暴雨过程对水汽有所消耗且不稳定能量得到部分释放,南部的辐散区收缩减弱,垂直方向上的斜压形势明显减弱。图5(c)时刻为4日02时即第二次过程期间,在成都地区上空再次形成一个梯度大值带,中低层辐合场强度和范围均再次加强,这与水汽通量图4(a)和4(b)中表现出的水汽输送有很大关系。

图5 沿104°E水汽通量散度的经向垂直剖面图(单位:10-7g·cm-2·hPa-1·s-1,横坐标加粗段为成都市所在纬度)

4 物理量场诊断

4.1 不稳定能量

此次暴雨过程前,盆地西部上空,大气能量充足,成都地区处于位势不稳定状态中,整个暴雨产生到结束一直维持较高的能量场,K指数一直维持在40以上。

表1为温江站(56187)探空指数变化,从表1可以得出,从7月2日开始,大气层结就不稳定,7月3日08时K指数为44,达到本次过程最大值,表明气层非常不稳定,有利于对流的形成,极有利于出现强降雨。20时,大气层结不稳定仍然持续,K指数达到43,S指数为-2.6。

表1 温江站(56187)探空指数变化

继续用 θse500-θse850的温度差表示大气位势不稳定,该温度差越小,说明位势不稳定越大。3日08时第一次强降水时段θse500-θse850为-18,表明大气处于强烈的位势不稳定状态,后期随着暴雨的产生,不稳定能量得到释放,位势稳定度负值中心逐渐减小,位势稳定度逐渐上升。

图6为 θse500-θse850假相当位温沿30°N的经向剖面随时间变化图。由图6可知,θse500-θse850假相当位温在104°E以西有一个带状的正值区,104°E处于正负交界的梯度带上,西风气流自西向东由对流稳定区流向对流不稳定区,有利于绝对涡度的增加,产生气旋并发展。

4.2 涡度场和散度场分析

图7为3日18时高中低层散度与涡度分布图。3日12时暴雨发生前,散度场上表现为低层辐合,中高层辐散;涡度场上低层有弱的负涡度,中层有强的正涡度,而高层是负涡度区。3日18时暴雨发生过程中,由图7可知,中层500hPa由辐散区变弱至中性,有利于上升运动,涡度场上的低层的正涡度明显加强,中层负涡度增加。总体而言,散度场上质量补偿性上升运动的加强促使了低层正涡度的增加,有利于低层气旋的发生和发展。

4.3 垂直速度场

图8为2日00时至4日23时30°N,104°E(即成都地区)的垂直速度剖面随时间变化图。由图可知在本次暴雨过程中垂直高度上均表现为一致的上升,其中在 700hPa处有一垂直速度大值区,在20时达到最大值-1.0Pa/s,说明上升运动强烈。中低层的上升速度不断加大,另外200hPa处也有一个中心强度为-0.6Pa/s的上升区,在上升运动的达到最强的3日20时,成都市区处于两次暴雨过程的间歇,两次过程的落区并没有降水,只在南部的小范围内有个别站小时累计降水超过20mm。

图7 3日18时高中低层散度(左)与涡度分布(右)(单位:1e-5)

图8 2日00时至4日23时30°N,104°E的垂直速度剖面随时间变化图(单位:Pa/s,框图标出了暴雨时间)

4.4 相当位温分析

在夏季强对流天气的过程中,θse的相对大值区和低层气流辐合的重叠区域往往就是强对流天气的发生区[16]。利用这一点,可以很好的为预报暴雨落区做出指导。在相当位温面上即等熵面上位涡和比湿守恒,因此可以通过等熵面的结构,分析位涡和水汽的输送。

图9为03日14时相当位温沿104°E的经向-垂直剖面图,暴雨开始时,在暴雨区 30°N～31°N的区域上空,低层的356K等θe线处于低谷,向南北两边都有一个等值线密集的梯度区,大气处于对流不稳定,此时356K等θe线从21°N起上升到800hPa的高度后降落到暴雨区,表示较高的比湿沿等熵面输送到暴雨区上空为暴雨持续供应水汽。高层352K等θe线的走势形成一个通道可以使高层的冷空气沿等熵面下滑到暴雨区,到达对流不稳定区导致绝对涡度的增加,有利强对流降水形成。

图9 03日14时沿104°E相当位温的经向-垂直剖面(单位:K)

4.5 湿位涡分析

湿位涡(MPV)综合反映了大气的热力和动力特征,分析湿位涡的变化可以了解形成暴雨的热力和动力条件及低层垂直涡度的发展机制。

其中,ζ为p坐标系垂直涡度,f为地转涡度,p为压力,g为重力加速度,θe为相当位温,u、v分别为x轴和y轴方向的速度。第一项为湿正压项 MPV1,其值取决于空气块绝对涡度的垂直分量和相当位温垂直梯度的乘积。表示惯性稳定性和对流稳定性的作用,一般 ζ＞0,因此当为逆温时,MPV1为正值,表现为对流稳定 ,反之时,MPV1为负值,表现为对流不稳定;第二项为湿斜压项 MPV2:包含了湿斜压性(θe水平梯度)和水平风垂直切变(水平涡度)的贡献。风的垂直切变的增加或水平湿斜压的增加,均能因湿等熵面的倾斜而引起垂直涡度的增长,有利于强降水发生或加剧。

图10为沿104°E MPV1与垂直速度的经向-高度剖面图。如图10(a)在暴雨第一次降水过程开始时(3日14时),暴雨区上空30°N附近 MPV1在925hPa～800hPa高度上有一个负值中心。随着过程的发展负值区收缩变小到图10(b)20时上方出现了一个正值中心,说明第一次降水过程使低层由对流不稳定状态向对流稳定状态转变,且一直维持一大值上升速度;图10(c)表明第二次过程低层处于湿对称不稳定,且不稳定区范围随时间加强,上升速度显著减小,到图10(d)4日08时降水结束,垂直速度已无明显的上升中心。500hPa高度的MPV1负值区在暴雨过程中稳定且范围较大。高层300hPa则在整个阶段表现为一直的负值不稳定区。

图10 沿104°E MPV1与垂直速度的经向-高度剖面图(单位:Pa/s仅画出上升区的等值线,阴影区为 MPV1)

图11为沿104°E斜压项(MPV2)与垂直速度的经向-高度剖面。MPV2特征主要表现低层925hPa表现为梯度大值区。在图11(a)上30°N～32°N位置处横向纵向间隔排列着两个正负值小中心表明这一区域的斜压性非常强,不稳定能量形成一个高压坝,极易被触发释放出来。图11(b)显示3日14时垂直方向梯度崩溃转向为水平方向,两个负值区中间夹着一个正值区,梯度非常大,引发了地面一次暴雨过程,图11(c)是位于第二次暴雨过程中的MPV2分布图,此时的梯度依然很大,暴雨继续持续了两个小时。由图11(d)可知,暴雨结束后南部的两个小中心减弱消失,大气趋于稳定。

图11 沿104°E MPV2与垂直速度的经向-高度剖面(单位:Pa/s,等值线为 MPV2值0线,阴影区为 MPV2)

图12为等熵面θe=325K上的位势高度场和风速矢量合成图。图中位势高度低表明等熵面在此处为低谷,位势高度高表明等熵面有个高峰。由图12(a)可知,等熵面θe=325K上的位势高度场480dagmp和450dagmp(大约600hPa)构成一个鞍型场,西部存在一个稳定强大的西南低涡,西风气流从青海到四川西部沿等熵面从低到高爬升,在四川的中部被480dagmp线切断了与东部的联系,东南部有低值区,这就形成了风场上表现为气旋式弯曲东西低南北高的鞍型场。图12(b)此时 θe=325K的位势高度场上有东进的西南低涡,东部的低值区东退,南部的高值区退至100°E但范围扩大,说明等熵面剖度变得趋于平缓了。在成都地区,风场仍维持气旋式弯曲,有利于形成一个高比湿的区域,为暴雨持续提供充足水汽。

图12 等熵面 θe=325K上的位势高度场(等值线,单位:10gmp)和风速矢量合成图

5 结论

分析了2011年7月3日特大暴雨过程中的天气形势,并通过诊断分析相关降水参数研究了此次暴雨的天气过程和主要影响因子,主要结论如下:

(1)这次大暴雨过程是在中高纬欧亚地区呈现两槽一脊型和低纬地区西太平洋副高西伸共同作用下的特定环流场中发生的。西太平洋副高明显西伸、西南急流的水汽输送、不稳定能量积聚和地面弱冷空气侵入共同作用而引起了此次特大暴雨。

(2)暴雨开始前高空是水汽通量散度的梯度大值区北侧的辐散区,随着暴雨发生发展,梯度区向北移动,水汽通量散度正负临界值在暴雨发生时位于落区上空,有很好的对应关系。

(3)湿位涡的垂直正压项 MPV1在低层925hPa～850hPa位于暴雨区上空位置有明显的正值中心,此对于落区的预报有较好的指示意义。斜压项MPV2反映为小范围正负值区域相交替的梯度大值区,斜压性很强,纵向的斜压性随着暴雨的发展转为横向。

(4)风场在850hPa等压面上和低层θe=325K(大约750hPa)等熵面上均表现为气旋式弯曲。有利于形成一个高比湿的区域,为暴雨持续提供充足水汽。

致谢:感谢成都信息工程学院科研人才基金(J201112);成都信息工程学院发展基金(CSRF20102)对本文的资助

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