基于数值模拟对重庆西部地区一次强对流天气过程的成因分析

2021-09-16武文婧翟丹华

气象与环境科学 2021年5期

武文婧, 翟丹华

(1.重庆市丰都县气象局，重庆 408200；2.重庆市气象局，重庆 401147)

引言

强对流天气指雷暴大风、冰雹等短时强降水。此类中尺度系统导致的典型天气，常给人民生活及农业生产带来损失[1-2]。近几年来，众多气象工作者对不同类型强对流天气进行了研究。国内外对强对流灾害的研究主要集中在天气学分析、数理统计、中尺度结构特征分析和灾害预警及数值模拟，并取得一定成果[3-10]。吴紫煜等[11]对飑线研究发现，飑线主体回波是大风发生的主要位置，其次为主体回波前侧和中前侧。姚晨等[12]研究发现，强位势不稳定条件和高空持续的冷空气输送是飑线长时间维持的重要因素。蔡雪薇等[13]总结了冷涡背景下华北东北和黄淮地区出现的各类强对流天气。崔强等[14]通过建立飑线系统成熟阶段内部结构的概念模型，概括性总结了飑线前部入流、垂直上升气流、中层后部入流和对流层顶的后部出流和前部出流的大致方向。

重庆地处我国西南地区，地形地貌复杂多样，受青藏高原和四川盆地大地形影响，每年短时强降水、冰雹大风、雷暴等强对流天气频发。由于强对流天气时空尺度小，发展快，造成的灾害重，预警预报难度大，越来越受到人们重视。陈贵川等[15]通过对重庆“5·6”强风雹天气过程分析，发现风雹天气主要源于低层增温增湿明显，中层径向辐合，以及反射率因子核的不断升降，促使了大风和冰雹的形成，地形阻挡形成的狭管效应对多单体风雹起到了强迫抬升的作用。何跃等[16]对比了两次强对流过程，发现强对流风暴的最大垂直液态水含量(VIL)在45 kg·m-2以上，雷雨大风可能出现在单体发展的任何时期，而降雹往往发生在衰减期；降雹前VIL有明显的跃增。李强等[17]对副高影响下重庆局地强风暴进行模拟后发现，冷池辐散流出和环境风场形成的中尺度对流辐合线，在加强对流风暴的同时，会再次触发新的对流单体。通过学者们的研究，对重庆地区各类强对流天气的形成机理和天气尺度特征有一定的认识，但是由于重庆天气雷达建站时间较晚，观测资料分布不均，对强对流天气的中尺度结构分析和形成机制认识较少。本文正是基于这种思想，并在重庆市气象台编制出版的《重庆市强对流天气分析图集》[18]基础上，对2011年7月23日发生在重庆西部的一次强对流天气进行分析，以期加深对强对流天气中尺度系统的理解，为这类强对流天气的预报预警提供更多的科学依据和技术支撑。

1 强对流天气过程分析

1.1 强对流天气特点

2011年7月23日傍晚，位于重庆西部的江津、巴南、主城、合川、永川等地相继出现短时强降水、灾害性大风和冰雹等天气(图1)，4 h内共监测到短时强降水42站次，大风52站(17 m/s以上)，冰雹3站次(以各区县上报为准)，其中极大风速37.7 m/s(江津支坪16:33)，最大小时雨强82.6 mm(江津珞璜17:00)。此次强对流天气主要发生在16:00至21:00；对流系统在19:00影响范围最大，出现阵性大风和短时强降水站次最多，分别为21站和17站。极端降水和大风均出现在17:00，为对流风暴强烈发展阶段。

图1 2011年7月23日16-20时渝西各站短时强降水(阴影部分，单位mm)、大风、冰雹、雷电分布

1.2 大尺度天气背景

强对流天气的产生和发展都是在一定的天气背景条件下产生的。通过分析前期环流形势可知(图略)，23日08:00，500 hPa上高空槽位于陕南—重庆中部一带，渝西位于高空槽后的偏北气流中，此时副高边界位于华南沿海，重庆受5840 gpm线控制。到14:00，随着副高西伸，渝西上空逐渐转为西南气流，槽线发展成为低涡中心，并与其附近的冷中心对应。700 hPa切变线从陕南延伸至盆地中部，与500 hPa上低涡构成前倾结构，重庆以南有风速超过12 m/s的西南风。850 hPa上在四川与重庆交界地区有暖中心，并伴有10 m/s左右的偏西风，且比湿大于15 g/kg。地面图上，发生强对流当日晴空少云，地表增温明显，渝西一带最高气温均在32 ℃以上，而强对流活动剧烈的江津当日气温高达38 ℃，川渝交界处存在偏北风和偏南风形成的地面辐合线。因此，中高层干冷、低层暖湿的结构有利于对流维持，持续的偏南风带来充足的水汽，地面热低压和辐合线提供了有利的对流触发条件。

1.3 中尺度系统特征

1.3.1 中尺度对流系统发展过程

根据红外云图(图略)中云顶亮温变化和对流云团发展演变情况，对飑线各个发展阶段进行划分：23日15:00至16:00是对流云团的初生阶段(图2a)，此时有部分站点出现降水。16:00-17:00(图2b)，渝西偏南一带从分散的点状或带状对流单体逐渐发展加强成椭圆状的对流云团，云团内部出现明显的温度梯度，其后部逐渐发展成飑线系统，云顶中心亮温超过-70 ℃，云团的上风边界与下风边界相比更为光滑，表明此处有较强的垂直风切变，其上风边界正好位于重庆江津、巴南、南岸一带，此时飑线系统发展旺盛，江津附近出现了37 m/s的大风和超过80 mm的小时强降水，并快速向偏北方向移动。17:00-19:00(图2c)，由于上层冷空气的下沉，飑线系统原地发展，其长宽比减小，中心趋于组织化，飑线系统处于成熟期，云顶中亮温几乎都处于-60 ℃以上，渝西出现15站次8级以上大风和大范围的短时强降水，渝北出现了冰雹。19:00-21:00(图2d)，飑线进入消亡阶段，低亮温中心变得松散，云顶亮温上升到-40 ℃以上，对流云团主体依然向东北一带移动，但对流云团强度已经减弱，到23:00，渝西降水基本结束。整个过程短时强对流天气与强TBB几乎是同步出现，说明此次过程高层能量向低层传导迅速，正因如此，才会出现如此高强度的大风、短时强降水和冰雹天气。

图2 2011年7月23日(a)16时、(b)17时、(c)19时、(d)21时FY-2E TBB演变图

1.3.2 地面冷池与辐合线

地面冷中心是强风暴维持的主要机制之一。一般来说，飑线灾害性地面大风由高空水平风动量下传、强下沉气流辐散和冷池密度流造成。肖雯等[19]通过对发生在赣鄂皖交界地区的一次飑线过程演变进行分析后，发现地面冷池向外辐射气流与环境气流汇合，在飑线后部形成地面辐合线，致使飑线具有“后向”传播特征。孙建华等[20]指出，地面冷池越强，触发的后向流入也就越强。杨芳园等[21]发现，冷池的水平、垂直尺度和强度与大风发生的频次密切相关。沈杭锋等[22]通过模拟浙江一次飑线过程，发现强对流活动与边界层内的中尺度辐合有密切联系，当两条辐合线相遇时，形成的新阵风锋导致边界层以上湿度明显增大。

图3(a)(b)为17:00和19:00地面3 h温度变化和风场叠加。17:00位于渝北和主城以南的巴南、江津有两个大小接近的冷池，极大风速出现在冷池温度梯度最大区域。在两个冷池的前侧，分别有两条地面辐合线，一条由偏北风和偏南风组成，另一条由东北风和偏南风组成。随着强降水的出现，蒸发吸热导致地面温度进一步下降，冷池范围逐渐增大，3 h变温达到-14 ℃，具有明显的冷暖空气丘结构[23]，冷空气堆形成的冷高压向外辐散流出，形成显著的辐散型大风，并与前部暖区的气流汇合，进一步促进飑线系统的发展。到了19:00，冷池向西北方向移动了大致1个纬距，两个冷池合并为一个，冷中心温度略有减小，地面辐合线消失。此时在渝西的西南侧，也出现一个负变温中心。两个冷中心周围的风场向外辐散，此时风速达18 m/s的站点由9个增加到了15个，但极大风速明显减弱。

图3 2011年7月23日17时(a)、19时(b)加密站风场和3 h变温场

2 数值模拟设计与结果检验

2.1 数值模拟方案设计

采用中尺度非静力数值模式WRFv3.5.1对2011年7月23日发生在渝西的强对流天气进行数值模拟。实验采用双向双层嵌套方案，水平网格分辨率分别为9 km和3 km。模式为σ坐标，顶层气压为50 hPa，垂直方向共分为51层，能够较细致地描述边界层及对流层天气系统较复杂的结构。选取的物理过程分别是Janjic[24]发展的MYJ边界层参数化方案、Hong和Lim[25]发展的WSM6微物理方案、Kain[26]发展的K-F积云参数化方案，云辐射方案采用Iacono等[27]发展的RRTMG方案，3 km区域不采用积云参数化方案而用显式方案。时间步长分别为45 s和18 s。

模拟的初始场和边界条件来自ECWMF的时空分辨率分别为6 h一次和0.75°×0.75°的ERA数据。模拟时间从2011年7月22日20时到7月24日02时，共30 h。

2.2 数值模拟结果检验

为检验模拟效果，将实况观测资料与3 km分辨率的模式输出结果进行对比。对比的观测资料主要有1 h累计降水量、雷达组合反射率和沙坪坝站探空等。对比结果表明，模拟结果较好地再现了这次飑线系统的整个生命史过程，包括中小尺度对流系统触发的时间和位置、移动方向和速度等细节。

此次强对流天气过程首先在重庆西南部和四川盆地东南部触发。从1 h累计降水量可以看出，7月23日14:00对流单体开始被触发，14:00-15:00的小时累计降水主要位于重庆西南部-四川盆地东南部地区，此时的降水强度基本在10 mm/h以下。模拟图上(图4a)，基本再现了这一时段的降水，虽然模拟的1 h累计降水量较实况略偏强，范围略偏大。15:00-16:00的1 h累计降水仍位于重庆西南部—四川盆地东南部一带，呈西南—东北向，强度明显增强，范围扩大。模拟的1 h累计降水(图4b)也重现了这些特点，位置与走向基本与观测的一致，小时雨量达15～40 mm/h。16:00-17:00飑线发展到成熟阶段，1 h最大累计降水位于重庆江津区的珞璜，达82.6 mm，多站的小时累计降水超过20 mm。从模拟情况看，1 h累计降水(图4c)的范围比实况略偏南偏东，最大小时雨量为40～50 mm，降水强度比实际观测的偏弱，但对于雨带的形状、走向、量级和降水中心都有较好反映，体现了实际降水的大体分布特征。18:00之后(图略)，飑线系统逐渐分裂为两段，降水量级开始明显减弱。由于模拟的飑线系统比实况消散得早，因此模拟的降水量级比观测的弱、范围上比观测的稍小。

图4 2011年7月23日WRF模拟1 h累计降水量分布

由SWAN输出的组合反射率因子拼图(图略)可看出：23日14:30左右，对流单体首先在重庆西南部、四川盆地东南部和贵州北部一带被激发；到14:54重庆西南部的对流单体也有较明显发展，但回波结构比较零散，没有合并为一个对流系统；经过大约30 min的发展，逐渐形成东北—西南向的带状回波，回波整体向偏北偏东方向移动。模拟的雷达回波图上显示:对流单体在23日13:30(图5a)被触发，比实况提前了约1 h;14:30(图5b)开始对流系统发展加快，并逐渐形成西南-东北向的带状回波，回波强度比观测的要强。17:00到18:30，SWAN输出的组合反射率因子逐渐有西南-东北走向的带状回波发展加强，并发展为高反射率的弓形回波，其对流云区位于飑线前部，后部是层状云区，属于尾部层状云型飑线[28-29]。模拟的雷达组合反射率(图5c和5d)基本再现了这次飑线过程在发展到成熟阶段的演变特征，但是模拟的对流云区比实况稍宽，层状云范围比观测的略小，西南—东北向伸展较宽。18:30以后飑线分裂为两段，一段仍位于重庆西南部地区，呈西南-东北走向，并不断向偏西方向移动，移速较慢；另一段向偏北方向移动，移速较快，并逐渐转为近东西向。模拟结果(图5e)基本再现了这两段分裂的回波带的变化情况，但是北段的回波带比实况位置偏北，移动也更快；南段的西南—东北向回波位置比实况偏东，并且消散得更快。

图5 2011年7月23日WRF模拟的雷达组合反射率因子

选取受飑线影响显著的沙坪坝站2011年7月23日08时探空曲线与模拟结果进行了检验。为了使模拟的探空更具有代表性，选取与沙坪坝站同一经纬度的格点及其周边最近的8个格点的物理量平均场来构造模拟探空(图略)。SI模拟值为-4 ℃，实况为-5.7 ℃；对流有效位能CAPE模拟值为1885 J/kg，实况为1245 J/kg；800 hPa上下的湿度也模拟较好，但500 hPa上下的湿层模拟略有升高，提升至400 hPa上下；模拟探空与实况吻合较好，再现了风速、风向及垂直风切变状况。模拟的23日15时沙坪坝站探空：此时对流单体刚被触发，并有所发展，但结构仍比较零散；温度层结曲线和露点温度层结曲线整体仍呈现为“上干冷、下暖湿”的结构，对流有效位能CAPE值由1885 J/kg增加至4815 J/kg(较23日08:00,下同)，抬升凝结高度LCL由939 m下降至843 m，表明发生强对流天气的潜势进一步加强，对流也更易被触发。

上述分析表明，模拟较好地再现了此次强对流天气过程的发生发展及消亡演变过程，并基本再现了对流单体初生、合并及组织化等特点。

2.3 飑线成熟阶段内部结构分析

通过模拟雷达反射率因子、相对湿度和风场的垂直剖面，对飑线系统在成熟阶段的微物理结构特征进行分析，总结出飑线在各个时期的结构模型。

对流发展阶段(图 6a)，垂直上升运动基本贯穿整个对流层，高湿的气流主要从西南侧的800 hPa以下入流，进入对流系统后转为上升气流，分别从对流层高层和中层向东北方向流出；对流发展较旺盛，35 dBZ回波发展到150 hPa附近，45-50 dBZ回波达到300 hPa以上。成熟阶段(图 6b)，回波强度进一步发展，最强回波达到55-60 dBZ，位于500-300 hPa，并在700 hPa以下形成小于35 dBZ的弱回波区，这是产生冰雹的典型结构。由于前期上升运动强烈，因而有利于冰雹不断碰并增长。从西北-东南向的垂直剖面(图略)发现，在500 hPa以上有相对湿度小于60%的相对干空气从西北方向侵入对流系统，并形成下沉气流。这股下沉气流导致发展阶段对流系统的整层上升运动被截断。到了17:48(图 6c)，55-60 dBZ的强回波中心进一步下降到600 hPa附近，高反射率因子核急速下降，并在飑线主体附近近地面形成冷池和强烈的辐散气流，强辐散气流正是造成地面灾害性大风天气的关键。此时飑线主体开始盛行下沉气流，对流系统则逐渐减弱消散。