川东北一次秋季暴雨的诊断分析

2013-01-05刘林春肖天贵

成都信息工程大学学报 2013年2期

刘林春, 肖天贵, 罗娟

(成都信息工程学院大气科学学院,四川成都610225)

0 引言

暴雨的产生是由不同时间和不同空间尺度的天气系统互相作用的结果。大尺度环流为中小尺度系统提供必要的环境场,并影响中小尺度系统的发展[1]。而暴雨在降水时间、强度和空间分布上存在的不均匀性,表明暴雨具有明显的中尺度特征。事实证明,暴雨的发生往往与中尺度系统有直接关系[2-13]。因此,分析中尺度系统在暴雨中的作用,对探明暴雨机制及指导暴雨预报有着非常重要的意义。多年来,许多气象工作者利用滤波尺度分离技术从流场中提取中尺度系统进行分析。覃丹宇[14]在用滤波方法进行MαCS云团形态差异的个例分析中,使用滤波方法对NCAR/NCEP1°×1°再分析资料进行尺度分离,结果表明,利用改进的Shuman-Shapiro滤波方法,可以有效地分离出中尺度扰动。滤波结果显示,不论是前期的近圆形中尺度对流云团,还是随后发展起来的宽带状MαCS,二者都具有低空辐合高空辐散扰动结构,只是扰动的强度后者大于前者。陈丽英等[15]利用NCEP再分析资料,采用带通滤波处理技术,对0509号台风“麦莎”的活动过程进行研究,将原始场进行尺度分离,分为大尺度场和次天气尺度场。通过大尺度场分析得出,“麦莎”登陆前,主要是在副热带高压西侧气流的引导下,向西北方向移动;登陆后,主要是由于副高主体形状的变化以及西风槽的作用下,导致其路径的突变。段旭等[16]在一次滇西南秋季暴雨的中尺度分析与诊断中应用大尺度物理量场诊断分析和中尺度带通滤波处理技术,对2001年10月25日发生在云南西南部的一次暴雨过程机制进行了分析。结果表明,在副热带高压外围大尺度西南气流环境场中,中尺度系统是此次暴雨产生的直接原因;大尺度环境场为暴雨的发生提供了充沛的水汽来源,而中尺度系统则在水汽的强烈辐合、向上输送,使对流层中下层达到准饱和状态扮演了十分重要的角色。

2012年8月30日～9月1日四川东北地区出现区域性暴雨天气,强降水天气使巴中、南充、达州、广元、广安等地出现大范围的洪涝灾害,其中巴中市共有7个站点降雨量超过400mm,全市128个乡镇受灾,恩阳镇遭遇自1965年以来最大洪水。文中利用Barnes带通滤波方法对此次暴雨过程进行尺度分离,探讨暴雨过程的中尺度影响系统,揭示此次暴雨发生、发展的物理机制,以期为暴雨的预报提供思路。

1 天气过程及环流背景

分析逐日降雨量发现,强降水主要出现在2012年8月30日～9月1日(UTC,所用时间均为世界时)。8月30日～9月1日累计降水量图显示,在川东北地区的降水区有3个强降水中心,最大降水中心位于仪陇县,中心雨量超过450mm。此次暴雨过程由2次强降雨时段组成,第1个降水时段为8月30日00时～8月31日06时;第2个降水时段为8月31日07时～9月1日12时。这次暴雨过程持续时间长、强度大、雨带呈准南北向(图1),暴雨在四川地区主要集中在川东北地区,暴雨强盛期主要发生在第2个降水时段。

图1 2012年8月30日00时至9月1日12时降水量(单位:mm)

此次暴雨发生前2012年8月30日00时,500hPa环流形势(图2a)特征为,欧亚地区中高纬为两脊一槽的环流形势,乌拉尔山和我国东北地区为高压脊控制,两高之间在巴尔喀什湖至蒙古高原为宽广槽区,槽底有短波槽分裂从青藏高原下滑东移影响四川盆地;在中低纬地区,副热带高压主体控制西南地区和南海北部,副高脊线位于25°N附近,西伸脊点位于90°E附近。之后,随着强冷空气的侵入,强冷平流使得高空槽加深东移,副热带高压逐渐断裂,到31日18时四川位于两高之间,短波槽移至盆地上空,此时槽后冷空气与副热带高压西北侧的西南暖湿气流交汇于川东地区,为暴雨的发生和持续提供有利环流背景和充足的水汽条件。

图2 500hPa位势高度场(单位:dagpm)和风场分布(图中粗实线为高空槽线)

2 暴雨中尺度系统特征

利用NCEP 1°×1°每6h一次的再分析格点资料;采用Barnes滤波方法进行中尺度滤波[17],取滤波常数C1=4000km2,C2=120000km2,G1=G2=0.3,构造中尺度带通滤波器,对 90°E ～ 120°E、15°N ～ 45°N 范围内格点上的高度、温度和相对湿度等要素进行滤波处理,该滤波器最大响应波长为500km,由这一滤波器可提取水平尺度约200～300km的中α尺度波动。

从滤波后850hPa扰动高度场和未来6小时降水量叠加图上看,在暴雨开始前,8月 30日00时(图4a),在川东北地区有一条东北西南向的中尺度扰动低压带,其值为-2gpm,6小时降水图上,川东地区开始出现降水,最大雨量为35mm;30日18时,中尺度扰动低压在川东北有所增强,其值为-3gpm,与其对应的降水也增强,1小时雨量由4mm增加到9mm(图3),之后逐小时降水量开始减少,直到31日12时降水量又开始增强,此阶段对应西南急流的减弱到重新建立(图5);到31日18时(图4b),川东北中尺度扰动低压继续发展,中心值为-5gpm,未来6小时降水图上,50mm的雨团范围扩大,雨团位于扰动低压中心东部,此后,低压中心和强雨团维持在川东北地区少动;到9月1日04时,随着中尺度扰动低压的东移减弱,川东北的强降水开始减弱(图3),未来6小时的降水图上(图4c),50mm雨团范围缩小。由此可知,此次暴雨过程中,中尺度扰动低压的发生、发展和移动在对中尺度雨团的产生、雨幅增强及降水落区的改变中有十分重要的作用。在暴雨发生发展和结束阶段,中尺度雨团主要位于低压中心,在暴雨强盛期,雨团主要位于低压中心东部。

分析带通滤波后的中尺度系统扰动温度场、湿度场特征发现,在850hPa上,川东北地区的中尺度低压和辐合线具有暖性、高湿特点,到8月31日18时,湿层到达对流层中层500hPa,且湿度加大,但其中心温度却略有降低。

图3 2012年8月30日00:00～9月1日12:00川东北地区逐小时平均降水演变图

图4 850hPa等压面上中尺度滤波后的高度场(线条)与未来6小时降水量叠加图(单位:mm)

3 中尺度系统与低空急流

低空急流是一个动量、热量和水汽的集中输送带,是给暴雨和强对流天气提供水汽和能量的最重要机制[18]。在此次暴雨过程中,低空急流对中尺度低压、中尺度辐合线、扰动温、湿中心等的形成、发展起到了积极作用。图5是8月30日～9月1日川东北暴雨中心所在的31.5°N,106.5°E格点的全风速高度-时间演变图。从图5可见,在西南气流控制期间,8月30日00时,在800hPa上风速＞9m/s,到06时增大为12m/s,形成低空急流,这支急流的建立对应着川东北中尺度扰动低压的形成,并开始出现强降水。30日夜间,西南风速有所减弱。31日00时午,在750hPa处又出现一支低空急流,但之后迅速消失。直到9月1日12时,低空急流再次建立,这支急流持续到川东北大暴雨过程结束,到1日06时,600hPa上已形成一个16m/s的风速中心,相对于1日00时的风速增加了6m/s,这种风速的短时脉动加强了与北方偏北气流的辐合。可见,低空西南急流不仅为川东北暴雨提供丰沛的水汽,同时也为中尺度系统的形成、发展提供能量来源和有利的动力条件。

4 中尺度系统与水汽辐合

暴雨的产生需要在本地上空有水汽辐合及充足的水汽来源。沿106.5°E作850hPa水汽通量及其散度的时间演变图,由图6可见,从8月30日00时起水汽大值辐合中心一直位于川东北地区,只有在31日白天水汽通量散度值有所下降。随着低空急流和中尺度系统的生成,水汽辐合开始迅速增强,到8月31日18时,水汽通量散度值增大为-12×10-7g/(s·hPa·cm2),持续的水汽辐合使暴雨区水汽含量达到最大,水汽辐合还可造成空气的湿层增厚。由此可见,大尺度环流场为暴雨提供水汽来源,而中尺度系统为水汽的辐合和向上输送做出贡献。

图7是8月31日18时沿106.5°E的水汽通量及散度垂直剖面图,可见从地面到400hPa,暴雨区域上空是一条向北倾斜的水汽通量辐合带,水汽通量最大辐合区主要集中在900hPa～700hPa,与低空急流的位置同步,再次表明低空急流的建立为暴雨区带来了充沛的水汽。

图5 8月30日～ 9月1日 31.5°N,106.5°E 格点全风速的高度-时间演变图

图6 水汽通量及散度随时间演变

图7 8月31日18时沿106.5°E的水汽通量及散度垂直剖面图

5 中尺度系统与能量锋区

暴雨的发生需要高能量的条件。θse(假相当位温)是表征大气温度、压力、湿度的综合特征量。图8给出了8月30日00时～9月1日12时850hPa面上的θse连续演变,可见8月30日00时(图8a),由于从青藏高原上不断分裂短波槽下来,使冷空气在陕西南部活动频繁,而川东北基本为350K的暖区;8月30日18时(图8b),短波槽逐步东移,而由南风输送的暖湿气流加强,重庆中部出现360K的暖区,并影响到川东北地区,地面出现9mm/h降水;8月31日12时(图8c),短波槽的加深致使冷空气开始入侵,川东北的θse随之减弱;8月31日18时(图8d),随着低空急流的再次建立,南支暖湿气流不断加强,350K暖区再次控制川东北地区,并出现锋面,此时该地区出现强层结不稳定,对应地面出现9mm/h降水;9月1日12时(图8e),随着低空急流的消失,暖湿气流的输送逐步减弱,北方冷空气全面入侵,降水过程随之结束。在川东北地区θse高值区重复出现,来自北方的冷空气不仅为降水的形成提供有利锋面形势,同时冷空气的侵入使低层辐合加强,辐合区内上升运动加剧。在大尺度西南气流和冷空气影响下,层结不稳定有利于中尺度系统触发对流不稳定能量和潜热的大量释放,从而产生暴雨。此外,暴雨区平均的假相当位温的时间-高度剖面图(图9)反映出在降水区有明显的暖湿能量锋出现,并在中层500hPa附近有冷空气活动,川东北地区的不稳定垂直对流层结出现,暖湿能量与北方侵入的干冷气流共同作用产生了此次大暴雨过程。

图8 850hPa面上的的连续演变

6 暴雨的动力特征

在涡度和散度图上,500hPa以下为正涡度,大值中心位于800hPa上,达14×10-5s-1,这是对流层低层存在负值扰动相对应。500hPa以上为负涡度,大值中心位于250hPa上,达-8×10-5s-1。这种高低层正负涡度的配置有利于暴雨的产生。再看散度分布,700hPa以下为辐合层,最强中心位于800hPa上,达-8×10-5s-1,600hPa以上为辐散层,最强中心位于450hPa上,达-8×10-5s-1,低层辐合高层辐散的配置有利于垂直上升运动的发展和中尺度低涡的维持及强暴雨的发生。

同时间段的垂直速度时间演变图上,8月31日18时,有一上升气流柱从低层一直延伸至350hPa,中心位于600hPa,其值达-2.4pa/s,强烈的上升运动将下层暖湿气流带到高空,为暴雨的发生积累不稳定能量,该时刻也恰好是川东北暴雨的强盛期。这次过程的动力条件分析表明,暴雨期间的低层辐合、高层辐散与垂直上升运动及正涡度的耦合,对中尺度系统的发展与维持起着重要的作用,从而也加强和维持了川东北的强降水过程。