朱營禮,吳增茂,林曲鳳,周淑玲

(1.中國海洋大學(xué)海洋環(huán)境學(xué)院,山東青島266100;2.煙臺市氣象局,山東煙臺264003;3.威海市氣象局,山東威海264200)

山東半島冷流暴雪過程的個例分析

朱營禮1,吳增茂1,林曲鳳2,周淑玲3

(1.中國海洋大學(xué)海洋環(huán)境學(xué)院,山東青島266100;2.煙臺市氣象局,山東煙臺264003;3.威海市氣象局,山東威海264200)

2008年12月4～5日,山東半島出現(xiàn)了1次冷流暴雪過程,渤海上的輻合帶對這次暴雪過程起到了重要的作用。本文利用觀測資料和數(shù)值模式對這次過程進(jìn)行了研究,探討渤海輻合帶的發(fā)展演變機制及對山東半島冷流暴雪的影響,并分析了太行山脈對渤海輻合帶的影響。結(jié)果表明,渤海上空生成的西北東南向的中尺度輻合帶造成了以煙臺-牟平-文登為中心的西北東南向的降雪帶。太行山脈的阻擋作用使繞太行山的西北氣流在太行山背風(fēng)側(cè)形成輻合,同時在低層大氣存在1個暖脊,所以在渤海形成了1個西北東南向的輻合帶。在西北風(fēng)的水平平流和非地轉(zhuǎn)風(fēng)的作用下,渤海輻合帶向東北移動,當(dāng)渤海西北岸出現(xiàn)北風(fēng)后,渤海輻合帶西北部在北風(fēng)的水平平流作用下向南移動,而渤海輻合帶東南部在西北風(fēng)水平平流和非地轉(zhuǎn)風(fēng)的作用下,繼續(xù)向東北移動并與山東半島北部的海岸鋒輻合帶合并增強,渤海輻合帶西北和東南兩部分移動方向的不同造成了輻合帶的波動。渤海輻合帶增強后登陸山東半島,造成山東半島西北東南向降雪帶。對這次冷流暴雪個例的分析發(fā)現(xiàn),太行山脈通過形成背風(fēng)低壓中尺度系統(tǒng)直接影響渤海上的中尺度輻合帶的發(fā)展,而渤海輻合帶與山東半島北岸附近海岸鋒的耦合使輻合加強,增強了降雪強度。

山東半島;冷流暴雪;渤海輻合帶;太行山背風(fēng)低壓;海岸鋒

冬季南下的強冷空氣受渤、黃海和山東半島共同影響引起的局地降雪稱為冷流降雪。目前國內(nèi)學(xué)者從多個角度研究了山東半島冷流降雪的形成和維持機制。海岸鋒是冷流暴雪形成的主要觸發(fā)機制[1-5],在夜間,氣溫降低,海岸鋒的作用尤為明顯[5]。喬林等[6]認(rèn)為,地形強迫和鋒生強迫的抬升作用以及濕對稱不穩(wěn)定能量釋放起到了主要作用。蘇博等[7]通過個例研究表明,高低空急流耦合產(chǎn)生的次級環(huán)流的上升支觸發(fā)了不穩(wěn)定能量的釋放。張勇等[8]分析認(rèn)為,太行山激發(fā)的重力波對暴雪的維持起到了重要作用。2008年12月4日傍晚至5日(以下時間均為北京時間),山東半島北部地區(qū)遭受暴風(fēng)雪襲擊,5日,萊山和牟平的單日降雪量分別為23.3和26.5 mm,均破當(dāng)?shù)貧v史紀(jì)錄。楊成芳[9]分析了這次冷流暴雪過程的熱力結(jié)構(gòu)特征,認(rèn)為淺對流是冷流降雪的重要熱力特征,對流層中低層不穩(wěn)定能量增強導(dǎo)致降雪強度增大。但在此前的山東半島冷流降雪研究中,都很少涉及渤海中尺度輻合帶的發(fā)展演變分析和太行山脈對山東半島冷流暴雪的作用。本文利用觀測資料以及中尺度數(shù)值模式進(jìn)行綜合分析,以求深入了解渤海輻合帶形成與演變機理,并進(jìn)一步分析太行脈對渤海輻合帶的影響。

圖1 2008年12月4日海面風(fēng)場(4日18··39～19··00)和地面風(fēng)場(4日20··00)Fig.1 Sea winds from 18:39 LST to 19:00 LST, 4 December,2008 and observational winds on land at 20 LST,4 December,2008

1 觀測分析

2008年12月4～5日,500 hPa的東北冷渦由內(nèi)蒙古北部向東移動,山東半島位于700 hPa槽后,高空槽攜帶強冷空氣接近山東半島,山東半島完全處于冷鋒后冷平流中。山東半島受冷高壓控制,位于冷高壓中心東南方(圖略)。由地面觀測風(fēng)場和海面觀測風(fēng)場可以看到(見圖1),在河北和遼寧交界處以及渤海中部和山東半島北部存在1個輻合帶,輻合帶是由渤海北部的北風(fēng)或東北風(fēng)和渤海南側(cè)的西北風(fēng)形成的,輻合帶造成了以煙臺-牟平-文登為中心的西北東南向的降雪帶。下面進(jìn)一步利用紅外云圖分析云帶的特征和移動。

1.1 渤海中尺度輻合帶

圖2 云頂亮溫(陰影,單位:℃)和地面風(fēng)場Fig.2 Infrared images(shaded,unit:℃)and the observational wind on land

3日20··00～4日02··00,地面低壓系統(tǒng)經(jīng)過山東半島南部黃海,受低壓系統(tǒng)的影響,萊州灣東海岸的風(fēng)向為東北向,而在萊州灣西海岸為西北向,所以在渤海南部以及位于萊州灣南部的山東半島地區(qū)出現(xiàn)了一個輻合帶(圖略)。這時山東半島位于冷高壓前部,氣壓升高,氣溫下降,但渤海上空是層結(jié)穩(wěn)定的(圖略),所以沒有形成云帶。4日07··00,冷空氣增強使得渤海低層大氣變得不穩(wěn)定,西北東南向的云帶首先在渤海南部的輻合區(qū)中生成(圖略)。4日08··00,如圖2a所示的地面觀測表明山東半島存在西北風(fēng)和北風(fēng)的輻合。4日14··00,云帶向東北移動,云帶逐漸增強,云帶中部的云頂亮溫最低,山東半島的兩股氣流的輻合帶仍然存在(見圖2b)。在河北和遼寧交界處也生成了云帶, 14··00地面風(fēng)場上可以看到河北的風(fēng)向存在氣旋式轉(zhuǎn)變,并與燕山北側(cè)的北風(fēng)輻合。4日20··00,輻合增強,渤海的云帶伸展到渤海西北岸(見圖2c),山東半島的北風(fēng)消失,由圖1海面風(fēng)場可以看到山東半島的北風(fēng)北移到黃海。5日00··00,由地面觀測看到(圖略),渤海西岸的輻合減弱,輻合帶西北部離開渤海西北海岸東移,云帶也由渤海海峽進(jìn)入黃海,輻合帶往東南移動,煙臺和威海降雪增強。5日02··00遼寧半島仍然是北風(fēng),位于山東半島東北部的威海和成山頭還是北風(fēng)(見圖2d)。5日06··00,強降雪減弱,渤海上的云主要是平行于西北風(fēng)的云線(圖略)。以上分析表明,3日20··00～4日02··00經(jīng)過山東半島南部黃海的低壓系統(tǒng)與太行山脈的背風(fēng)低壓可能共同影響了渤海輻合帶的形成和移動,而渤海輻合帶又影響著山東半島冷流暴雪的強度和位置。

1.2 山東半島北部沿岸的海岸鋒

圖3 煙臺風(fēng)廓線和垂直速度(陰影,單位:m·s-1)Fig.3 Wind profiles and vertical velocity(shaded,unit:m·s-1)on Yantai

由圖3可知,在250 m以下存在西風(fēng)和西北偏西風(fēng),250 m以上為西北風(fēng),說明海岸鋒的存在,且其基本環(huán)流層深度為400 m。當(dāng)海岸鋒同渤海輻合帶耦合共同影響降雪時,垂直上升高度較高,達(dá)到2.5 km以上,主要上升區(qū)在2 km以下。當(dāng)海岸鋒存在的時候,低層的西風(fēng)或西北偏西風(fēng)風(fēng)速小于10 m/s,海岸鋒低層到海岸鋒頂,水平風(fēng)速垂直梯度較大。當(dāng)?shù)蛯语L(fēng)速增大時,大氣低層的海岸鋒不明顯,垂直方向上的水平風(fēng)速梯度也較小。所以在這次降雪過程中,低層的海岸鋒起到了增強降雪的作用。下面利用MM5模式對這次過程進(jìn)行模擬,進(jìn)一步研究渤海中尺度輻合帶的形成、移動機制以及對山東半島降雪的影響。

2 數(shù)值模擬

利用MM5模擬了這次過程,采用了NCEP 1次/6 h, 1(°)×1(°)的FNL資料和NEAR_GOOS日平均、0.25(°) ×0.25(°)的海溫資料作為背景場,并同化了常規(guī)觀測資料。模擬時間由3日20··00～6日08··00,模擬區(qū)域采用了2層嵌套網(wǎng)格。大區(qū)域中心位置為(38°N,121° E),大區(qū)域分辨率為18 km,格點數(shù)為180×180,小區(qū)域左下角初始點在大區(qū)域的(72,72)格點處,小區(qū)域分辨率為6 km,格點數(shù)為112×112。垂直層數(shù)為32層,模式層頂氣壓為100 hPa。

如圖4所示,利用MM5模擬的5日08··00過去24 h降水分布與觀測的降水量相吻合,所以以下分析基于MM5模擬的結(jié)果進(jìn)行。

圖4 模擬的5日08··00 24 h降水(單位:mm)和大于1 000 m的地形高度(陰影)Fig.4 The simulated 24 hours precipitation (unit:mm)at 08 LST,5 December,2008 and the heightof topography over 1 000 m(shaded)

2.1 渤海輻合帶的形成及形態(tài)特征

圖5 500 m高度上位溫(單位:K)、散度(單位:s-1)和海平面氣壓(單位:hPa)Fig.5 The potential temperature(unit:K),divergence(unit:s-1)and sea level pressure(unit:hPa)at 500 m

如圖5(a)所示,4日08··00,渤海上空為一低壓槽,在太行山脈背風(fēng)側(cè)的河北、萊州灣及萊州灣南部存在輻合區(qū),對流層低層出現(xiàn)暖脊,高空為弱的冷區(qū),形成對流不穩(wěn)定區(qū)(圖略),所以能夠形成云帶,輻合帶與紅外云圖一致(見圖2a)。4日14··00,在渤海西岸的輻合帶對應(yīng)了紅外云圖上在渤海西岸的2個云帶(見圖5b),由于陸地上的水汽少(圖略),所以云帶比渤海上的云帶弱。4日17··00,對流層低層暖脊向北移動(見圖5c),渤海上的輻合帶向東北移動。在太行山背風(fēng)側(cè),太行山背風(fēng)側(cè)的輻合增強并超過了渤海上空的輻合,說明太行山脈形成的背風(fēng)低壓可能對輻合帶的進(jìn)一步增強起到了重要的作用。在渤海上空,散度<-5 ×10-5的輻合帶連為1個西北東南向的整體,受西北氣流的影響,在山東半島北部也行形成了1個弱的輻合帶(見圖5c)。4日20··00,輻合帶東南部分繼續(xù)北移,而渤海輻合帶的西北部分開始向南移動,所以輻合帶中部有個彎曲。同時,渤海上的對流層低層大氣暖,而山東半島對流層低層大氣冷,當(dāng)渤海輻合帶接近山東半島北部時,西北風(fēng)在山東半島發(fā)生氣旋式轉(zhuǎn)變,而山東半島北部仍為西北偏北風(fēng)(圖略),所以在局地海岸鋒影響下,山東半島北部的輻合增強。如圖5(e)所示,4日23··00,太行山脈背風(fēng)側(cè)輻合減弱,渤海輻合帶的西北部分離開陸地向南移動,渤海輻合帶東南部分穿過渤海海峽與山東半島北部的輻合帶合并,輻合中心移到了山東半島北部,在紅外云圖上可以看到,云帶中的亮溫低值區(qū)向東南方向移動(圖略),輻合帶在渤海海峽有一個彎曲,這是由輻合帶西北部南移和輻合帶東南部北移造成的。如圖5(f)所示,5日02··00,渤海輻合帶繼續(xù)往南移動,煙臺等地的暴雪是渤海輻合帶登陸山東半島以后發(fā)生。

2.2 渤海輻合帶的移動機制

利用散度方程(見附錄方程(1))對渤海輻合帶的形成和移動機制做進(jìn)一步診斷與驗證。通過對比散度的時間趨勢項和強迫項(圖略),利用散度方程能較好的診斷渤海輻合帶的發(fā)展和移動。

如圖6(a),(b),(c)所示,4日18··00,渤海輻合帶向東北移動,水平平流項和非地轉(zhuǎn)風(fēng)項與時間趨勢項的水平分布一致,說明水平平流和非地轉(zhuǎn)風(fēng)的作用都使輻合帶向北移動,而垂直輸送項較小。4日19··00,在渤海西北海岸,水平平流項首先出現(xiàn)向南移動的趨勢,與時間趨勢項的水平分布一致(圖略)。如圖6(d), (e),(f)所示,4日20··00,渤海西北部輻合帶南移趨勢更加明顯,水平平流項與時間趨勢項的水平分布仍然一致,非地轉(zhuǎn)風(fēng)項與時間趨勢項在渤海西北部輻合帶的水平分布位相相反,在渤海東南部輻合帶的水平分布位相相同,說明渤海西北部輻合帶的南移完全是水平平流的作用,渤海東南部輻合帶的東北移動是非地轉(zhuǎn)風(fēng)和水平平流的共同作用,其中水平平流的作用更大。4日22··00,渤海西北部輻合帶的向南移動和渤海東南部輻合帶的向北移動主要是水平平流的作用。如圖6(g),(h),(i)所示,5日00··00,水平平流項與時間趨勢項的水平分布還是一致的,輻合帶的向南移動主要是水平平流的作用。

圖6 900 hPa上散度的水平平流項(hadvec,單位:s-2),垂直輸送項(vadvec,單位:s-2),非地轉(zhuǎn)項(ageo,單位:s-2)Fig.6 Horizontal advection of divergence(hadvec,unit:s-2),vertical advection of divergence(vadvec,unit:s-2) and ageostrophic term(ageo,unit:s-2)at 900 hPa

3 太行山脈對渤海輻合帶的作用

利用MM5模式將圖4中所示長方形太行山脈區(qū)域的高度降低一半,與控制實驗進(jìn)行對比分析。

圖7 1.4 km高度上的流場和散度(陰影,單位:s-1)Fig.7 Streamline and divergence(shaded,unit:s-1)at 1.4 km

如圖7(a),(d)所示,對比4日02··00的流場和散度,氣流方向和散度大小一致,而且地形試驗中的降水變化不大(圖略),所以試驗區(qū)域中的太行山地形對這次過程中的大尺度低壓系統(tǒng)的影響較小。當(dāng)?shù)蛪合到y(tǒng)經(jīng)過山東半島南部時,山東半島以及渤海的風(fēng)向為北風(fēng)和東北風(fēng),而在萊州灣西岸為西北風(fēng),所以大尺度低壓系統(tǒng)后部的北風(fēng)或東北風(fēng)造成渤海西南部初始的輻合,輻合帶在渤海西南部形成。由位渦守恒,當(dāng)西北氣流經(jīng)過東北西南向的太行山脈時,受山脈高地形阻擋的作用,由繞過高地形北側(cè)的氣流在爬山過程中,氣層厚度減小,而牽連渦度f增大,所以相對渦度要減小,氣流形成反氣旋式彎曲,增大了北風(fēng)分量。而由繞過高地形南側(cè)的氣流在爬山過程中,牽連渦度f減小,所以相對渦度變化較小,過山后,氣層厚度增加,相對渦度增大,增加了南風(fēng)分量,所以在太行山背風(fēng)側(cè)形成輻合,同時由于與太行山脈相連的燕山等山脈為西北東南向,受地形阻擋和摩擦的作用,西北氣流在燕山山脈南側(cè)是氣旋式轉(zhuǎn)變,而西北氣流在燕山山脈北側(cè)是反氣旋式彎曲,所以輻合區(qū)也容易在燕山山脈東南側(cè)形成。在地形試驗中,輻合比控制實驗中的小,說明在輻合帶的形成的時候,太行山脈也起到了增強的作用。如圖7(b),(e)所示,4日08··00,大尺度低壓系統(tǒng)移動到朝鮮半島和日本海,對山東半島以及渤海的影響較小。在控制試驗中,渤海上空為明顯的東北風(fēng),在太行山脈背風(fēng)側(cè)和下游的山東半島的輻合增強。而在地形試驗中,渤海上空為北風(fēng),在山東半島的輻合也較弱,所以太行山脈形成的背風(fēng)低壓對輻合帶的進(jìn)一步發(fā)展提供了動力條件。如圖7(c),(f)所示,4日20··00,渤海上空的輻合帶穿過渤海海峽影響山東半島的降雪,而且高空出現(xiàn)明顯的中尺度冷槽(圖略)。在地形試驗中,渤海及山東半島北部為一致的西北風(fēng),高空中尺度冷槽振幅明顯減弱,對流層低層沒有出現(xiàn)明顯的輻合帶。只在渤海南部出現(xiàn)了弱的輻合帶,是由太行山脈西南側(cè)地形引起的偏北氣流所致。4日20··00以后,渤海西北部輻合帶快速南移。在地形試驗中,渤海以及山東半島北部沒有出現(xiàn)明顯的輻合帶,所以造成的降雪也較少(圖略)。渤海輻合帶是在大尺度低壓系統(tǒng)和太行山脈影響下初步形成,隨后,在太行山脈引起的背風(fēng)低壓的作用下輻合帶得以維持和增強。

通過以上的分析表明,渤海輻合帶與Ohigashi等[10]研究的J PCZ不同,Ohigashi等[10]研究表明, J PCZ的加強和移動是受高空大尺度冷渦的移動影響,而渤海輻合帶的增強和移動都受太行山脈的影響較大,水平尺度比J PCZ要小。

4 結(jié)論

綜合利用觀測資料和數(shù)值模式結(jié)果對2008年12月4～5日山東半島暴雪過程進(jìn)行分析發(fā)現(xiàn):

(1)這次暴雪過程是渤海上空形成的西北東南向輻合帶造成的,渤海輻合帶的強度和移動方向決定了降雪云帶的移動和強度。

(2)渤海輻合帶是在低層大氣存在的暖脊和太行山脈背風(fēng)低壓共同作用下形成。渤海輻合帶的移動主要是水平平流和非地轉(zhuǎn)風(fēng)的作用。在西北風(fēng)水平平流和非地轉(zhuǎn)風(fēng)的共同作用下,渤海輻合帶向東北移動,當(dāng)渤海西北海岸北風(fēng)增強時,在西北偏北或北風(fēng)的水平平流作用下,渤海西北部輻合帶向南移動,而渤海東南部輻合帶在西北風(fēng)水平平流和非地轉(zhuǎn)風(fēng)共同作用下向東北移動,造成了輻合帶的波動。

(3)渤海輻合帶的強度與太行山脈造成的背風(fēng)低壓有關(guān)。太行山脈的阻擋作用使繞太行山脈氣流在太行山背風(fēng)側(cè)形成輻合,所以渤海輻合帶得到加強。太行山脈通過形成背風(fēng)低壓中尺度系統(tǒng)直接影響渤海上的中尺度輻合帶的發(fā)展,而渤海輻合帶與山東半島北岸附近的海岸鋒的耦合使輻合加強,增強降雪強度。

附錄在第二章中用到的散度方程表示為:

方程左側(cè)為散度的時間變化項,右側(cè)分別為水平平流項(hdvec),代表水平平流的作用;垂直輸送項(vadvec),代表垂直輸送的作用;非地轉(zhuǎn)風(fēng)作用項(ageo),代表非地轉(zhuǎn)風(fēng)科氏力的作用。

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Abstract: A severe cold-air outbreak snowstorm occurred in Shandong Peninsula on 4-5 December 2008. A Bohai Sea convergence zone played a very important role in this event.In this paper,several kinds of observations and numerical simulation are used to analyze the mechanism of the Bohai convergence zone. The impact of Taihang Mount on the Bohai Sea convergence zone which resulted in the cold-air outbreak snowstorm was also analyzed.The results indicated that a meso-scale convergence zone oriented in northwest-southeast formed in Bohai Sea and resulted in a snowband oriented in northwest-southeast centered in Yantai,Muping and Wendeng.When northwestly winds flowed around Taihang Mount,a convergence zone formed because of the blocking of Taihang Mount,at the same time,a warm ridge existed in the lower troposphere,so a northwest-southeast convergence zone formed in Bohai Sea.Under the influence of horizontal advection of northwestly wind and ageostrophic velocity,the Bohai convergence zone moved northeastward.When northly winds flow over the northwest coast of Bohai Sea,the northwest part of the Bohai convergence zone moved southward due to the horizontal advection of northly wind,but the southeast part of the Bohai convergence zone continued to move northeastward due to the horizontal advection of northwestly wind and the force of ageostrophic winds and merged with the convergence zone caused by coastal front in north of Shandong Peninsula.It was the different moving directions of the two part of Bohai convergence zone that make the undulation in the convergence zone.When the Bohai convergence zone landed Shandong Peninsula,the severe snowstorm occurred.Taihang Mount played an important role in the meso-scale convergence zone by the formation of leeside depression,furthermore,the meso-scale convergence zone couples with the coastal front near the north coast of Shandong Peninsula and intensifies the snowstorms.

Key words: Shandong Peninsula;cold-air outbreak snowstorm;Bohai convergence zone;Taihang Mount leeside depression;coastal front

責(zé)任編輯 龐 旻

Analysis of A Cold-Air Outbreak Snowstorm Event Affected by Taihang Mount in Shandong Peninsula

ZHU Ying-Li1,WU Zeng-Mao1,LIN Qu-Feng2,ZHOU Shu-Ling3
(1.College of Physical and Environmental Oceanography,Ocean University of China,Qingdao 266100,China;2.Shandong Yantai Meteorological Bureau,Yantai 264003,China;3.Shandong Weihai Meteorological Bureau,Weihai 264200,China)

P468.0+28

A

1672-5174(2010)09Ⅱ-001-08

國家自然科學(xué)基金項目(40675068)資助

2010-04-11;

2010-06-12

朱營禮(1986-),男,碩士生。E-mail:zhuyingliouc@yahoo.com.cn