司林青, 白愛娟

(成都信息工程學院大氣科學學院,四川成都610225)

1 引言

中國地處東亞季風區(qū),是暴雨災害多發(fā)區(qū)之一。陶詩言等[1]從氣候、天氣系統(tǒng)、環(huán)流形勢和形成機理方面將研究成果進行了匯編,指出暴雨是幾種不同尺度天氣系統(tǒng)相互作用的結果。四川盆地周邊地形復雜,夏季盆地上空天氣系統(tǒng)不僅受季風影響,還要受到來自孟加拉灣的西南氣流以及青藏高原的共同作用,因此經(jīng)常發(fā)生區(qū)域性暴雨。

為了深入分析四川盆地暴雨天氣的大尺度環(huán)流背景,以及引發(fā)暴雨的西南低渦發(fā)生、發(fā)展的物理過程,針對2010年8月18-19日發(fā)生在盆地地區(qū)的暴雨過程,利用1°×1°NCEP全球再分析資料、紅外衛(wèi)星云圖等多種信息,對這次暴雨過程的環(huán)境條件和演變特征進行分析,具有重要的理論和實際意義。

2 過程概況和特點

2010年8月18-19日,四川盆地出現(xiàn)了強度大、范圍廣、持續(xù)時間長的區(qū)域性大暴雨。此次過程降水量一般在100-200mm,部分地區(qū)達300mm以上,造成直接經(jīng)濟損失近83億元人民幣。降水中心位于成都市大邑縣周邊(圖略),由降水觀測資料得到,這次暴雨有兩個強降水時段構成,分別為18日20時-19日02時、19日08時-14時。

3 環(huán)流背景和天氣形勢分析

四川盆地暴雨發(fā)生發(fā)展主要受來自印度和西太平洋的西南季風和東南季風、西太平洋副熱帶高壓和南亞高壓活動以及東亞中高緯度大氣環(huán)流異常的影響[2]。8月份南亞高壓強度較大,西北太平洋副熱帶高壓面積指數(shù)達到46,位置異常偏西[3]。中旬,中高緯地區(qū)環(huán)流形勢發(fā)生調整,貝加爾湖以東的低渦緩慢向東北方向移動,引導冷空氣南下,中國多次發(fā)生明顯降水。

從暴雨期間500hPa高度場可以看出,中高緯地區(qū)為兩槽一脊型,偏西風盛行,貝加爾湖低壓槽不斷分裂短波槽東移南下,促使東北氣旋強烈發(fā)展,副高中心盤踞日本以東,中心達5968gpm;19日(圖1(b))貝加爾湖附近有明顯負變高,高緯短波槽東移過程中徑向度加大,西太平洋副高明顯北上西進至四川東部,中心位勢達5997gpm,588線已延伸至高原上空。中國西南地區(qū)處于副高邊緣,高原中部和盆地西部上空出現(xiàn)閉合高值中心,受低壓槽東移以及低渦切變發(fā)展的影響,西南氣流與冷空氣交匯,強降雨天氣的發(fā)生。

圖1 2010年500hPa環(huán)流

4 強暴雨的物理量診斷分析

陶詩言等[4]指出,暴雨和強對流天氣的發(fā)生一般滿足以下物理條件：位勢不穩(wěn)定層結,低層水汽輻合,具有使不穩(wěn)定能量釋放的機制。以下對這次天氣過程中暴雨區(qū)(103°E-106°E、29°N-31°N,下同)各物理條件進行計算分析,以了解暴雨發(fā)生發(fā)展的物理結構及成因。

4.1 熱力條件分析

圖2 階段性降水前期700hPa θse分布

從圖2暴雨發(fā)生時700hPa θse分布可以看到中低層天氣系統(tǒng)的相互作用。圖2(a)中,在95°E-102°E處有一接近南北走向的92℃高能帶,中心值達96℃;對比圖5(a)可知,盆地東部空氣相對干燥,θse偏低,但仍有80℃的高值中心,表明盆地上空對流層中低層為暖濕的高能區(qū);盆地北側冷空氣活躍,存在中心為52℃的低能區(qū),并表現(xiàn)出很強的水平切變,有阻擋暖濕氣流輸送,促使低層氣流輻合加強的作用。相比之下的圖2(b)中,盆地西側高能區(qū)已呈緩慢減弱趨勢,北側冷空氣開始南下,盆地上空在暖濕氣流控制下仍維持高溫高濕區(qū),強度略減弱,南北冷暖空氣開始交匯,盆地產(chǎn)生大面積降水。

由圖3(a)可知,暴雨區(qū)上空500-900hPa呈現(xiàn)出明顯的位勢不穩(wěn)定,500hPa處有76℃的低值中心,表示高層干冷空氣逐漸入侵;結束后由圖3(b)知,不穩(wěn)定能量釋放,對流層低層逐漸為冷空氣控制。

圖3 暴雨區(qū)沿103.5°E的 θse垂直剖面(單位：℃)

表1 強暴雨期間溫江站K、Si、CAPE指數(shù)

對流有效位能是一個和環(huán)境聯(lián)系最為密切的熱力學變量,能夠反映局地不穩(wěn)定能量的分布,K指數(shù)能夠反映中低層大氣層結穩(wěn)定狀況,沙氏指數(shù)(Si)也是表示大氣穩(wěn)定程度的物理量[5]。從表1可以看出,CAPE值存在明顯的日變化,夜間不穩(wěn)定能量遠大于白天,17日20時對流有效位能達到1597.6 J?kg-1,18日20時對流有效位能達到1112.9 J?kg-1,K指數(shù)均在40℃附近,Si指數(shù)也基本小于0,可見大氣處于強對流不穩(wěn)定狀態(tài),若有觸發(fā)機制,極其容易使不穩(wěn)定能量爆發(fā),恰好對應夜間都江堰地區(qū)的強對流天氣。第一時段暴雨后不穩(wěn)定能量逐漸減小,K指數(shù)也迅速下降至5℃,Si指數(shù)上升至11.46,大氣恢復穩(wěn)定狀態(tài)。

通過對θse、CAPE、K指數(shù)以及Si指數(shù)的綜合分析,可以看出暴雨區(qū)大氣處于強烈不穩(wěn)定狀態(tài)中,在冷平流不斷侵襲下,輻合區(qū)內上升運動加劇,從而迫使前期聚集的能量由強降水的發(fā)生得到釋放;對流參數(shù)的演變進一步說明本次強暴雨可分為兩個時段,對應衛(wèi)星云圖兩次云團的產(chǎn)生,第一時段為對流性降水,第二時段為穩(wěn)定性降水。因此可以利用熱力結構的演變以及對流指數(shù)的突變性對短時暴雨進行預報。

4.2 動力條件分析

圖4 暴雨區(qū)散度和垂直速度的時間-高度剖面

由暴雨區(qū)散度與垂直速度的時間-高度剖面(圖4)可知,18日08時500hPa出現(xiàn)了最大輻散中心,中心強度為2×10-5s-1,緩慢向高層發(fā)展,800hPa以下出現(xiàn)了輻合區(qū);對流上升運動隨著中尺度系統(tǒng)的生成發(fā)展和低層輻合的加強,快速增強;20時,最大輻散中心仍穩(wěn)定在500hPa附近,中低層輻合中心強度為-4×10-5s-1,暴雨區(qū)上空發(fā)展為整層的上升運動,強中心出現(xiàn)在600hPa附近,垂直速度為-0.8hPa?s-1,對應降水強度突增,此后中心位置逐漸下降,400hPa以上層以及800hPa以下層氣流速度開始減小。18日22時-19日02時,垂直上升運動中心強度達到最大(-0.9hPa?s-1),期間降水強度也在增加;另外可發(fā)現(xiàn),最大上升氣流控制高度較低,因此造成本時段暴雨的 β中尺度云團未能繼續(xù)發(fā)展,暴雨區(qū)也僅都江堰6小時降水量達到100mm以上。19日02時高空輻散區(qū)達到最大,中心強度為4×10-5s-1,有利于該地區(qū)形成抽氣效應,加強低層的對流上升運動,從而促使中小尺度系統(tǒng)的發(fā)展,此過程對應于云圖上強對流云團的生成與發(fā)展,積蓄大量水汽與能量,19日08時-14時大面積強降水發(fā)生,隨后上升運動消失,對應降水過程結束。

4.3 水汽條件分析

形成一次持續(xù)性的暴雨過程需要充沛的水汽供應到降水區(qū),以下通過水汽通量和水汽通量散度的變化判斷暴雨區(qū)水汽條件的形成[6]。

圖5 暴雨期間平均850hPa比濕和平均可降水量分布

從圖5(a)比濕的空間分布可以看出,盆地內濕度條件不均勻,暴雨區(qū)比濕為16g/kg,其東側由于受副熱帶高壓控制,空氣相對干燥;西南側位于副熱帶高壓邊緣,來自孟加拉灣和南海水汽在此匯聚,有中心為22g/kg的高濕區(qū),呈帶狀分布,為暴雨提供了充分的水汽?？山邓看笾祬^(qū)位于成都及周邊地區(qū),與暴雨區(qū)分布一致,中心值達60mm,配合比濕分布可得出該地區(qū)有較強的水汽輻合。

圖6 盆地及其周邊地區(qū)上空暴雨期間平均的水汽通量分布以及暴雨區(qū)水汽通量的時間高度剖面

從圖6看出,500hPa上來自孟加拉灣的水汽越過高原南部向東輸送,隨后在盆地東北部受到強盛西南氣流作用轉為向東北方向輸送;700hPa上來自孟加拉灣的水汽受到青藏高原地形阻擋作用繞流到盆地南部,然后在西南渦的作用下向西北方向輸送,來自南海的水汽受西南風作用向東北輸送,由于受地形影響部分水汽在盆地東北部低空急流出口處,轉為向北和西北方向輸送;850hPa上孟加拉灣的水汽同樣繞流到盆地南部,來自南海的水汽受南風作用,在急流出口處轉為東南氣流,再受西南渦影響,向西輸送。如圖6(d)所示,降水期間,對流層中層始終維持較高的水汽通量,低層水汽通量逐漸增強,強降水期間達到最強,為10g?cm-1?hPa-1?s-1。綜上可以得出,強暴雨過程的水汽主要來自孟加拉灣和南海,大量水汽在對流層中層爬越高原進入四川盆地,低層繞流及南風輸送也較強,為暴雨提供充分的水汽來源,下面將對水汽通量輻合值大小進行分析。

從暴雨區(qū)水汽通量散度時間-高度剖面(圖7)可見,18日08時邊界層水汽輻散,對流層中低層有弱的輻合,隨著中尺度系統(tǒng)的產(chǎn)生,水汽輻合迅速增強,到18時,800hPa出現(xiàn) 70×10-8g?cm-1?hPa-1?s-1的強水汽輻合中心,由于強上升運動,輻合中心逐漸上升。由此可見,大尺度環(huán)流場促使水汽向盆地輸送,而中小尺度系統(tǒng)的發(fā)展才是造成了局地水汽強烈輻合的原因,強烈的對流運動把大量水汽輸送到高空。由于輻合強度大、時間短,因此出現(xiàn)短時強降水。

4.4 濕位渦分析

濕位渦是一個綜合反映大氣動力、熱力和水汽作用的物理量,能更全面、有效地描述暴雨的發(fā)生、發(fā)展、維持和消退過程[7]。李耀輝等[8]得出正壓項(MPVl)和斜壓項(MPV2)的分布特征與對流層低層中尺度氣旋的發(fā)展演變有很好的對應關系。

4.4.1 濕正壓項分析

圖8為盆地暴雨期間850hPa上的MPV1的連續(xù)演變過程。18日14時(圖8(a))盆地及周邊大部分地區(qū)為弱負值區(qū),西北側以-1.1PVU為中心;20時(圖8(b))受冷空氣影響,負值區(qū)開始逐漸加強向南擴散,分裂出兩個-1.4PVU大值中心,呈狹長帶狀分布,至19日02時負值區(qū)迅速擴大,表明有強對流不穩(wěn)定和西南低渦快速發(fā)展,引起一場短時強暴雨,6h降水中心位于都江堰-雅安一帶,此區(qū)域對應MPV1等值線密集帶;隨后暴雨區(qū)MPV1減弱,但隨著盆地西北側的低值系統(tǒng)東移,如圖8(d)(19日08時)所示,負值中心南移,仍維持較強的強度,表明對流不穩(wěn)定和西南低渦再次發(fā)展,對應至19日14時,降水主要發(fā)生在綿竹-丹棱一帶,也基本對應MPV1等值線密集帶。此后,MPVl負值強度逐漸下降,對流不穩(wěn)定能量基本釋放,降水過程中斷。從以上所述可知,此次強暴雨過程中,強降水落區(qū)大部分位于MPVl正負值交界的等值線密集帶,負值區(qū)內僅有少量降水發(fā)生。

圖7 暴雨區(qū)水汽通量散度的時間-高度剖面圖

圖8 四川盆地暴雨期間850hPa濕位渦水平分量MPV1的演變(單位：PV U)

4.4.2 濕斜壓項分析

圖9 四川盆地暴雨期間850hPa濕位渦垂直分量MPV2的演變(單位：PV U)

圖9為盆地暴雨期間850hPa上的MPV2的連續(xù)演變過程。18日14時(圖9(a)),盆地內MPV2值較弱,由于盆地東南側受活躍的暖濕空氣輸送影響有正值區(qū),正值中心為0.15PVU;20時(圖9(b))正值區(qū)范圍擴大,正值中心向西北側移動,強度達到0.3PVU,表示垂直渦度加強,從而促進西南低渦猛烈發(fā)展,導致強暴雨的發(fā)生。短時強降水結束后,暴雨區(qū)出現(xiàn)負值中心,東南側MPV2值也明顯降低;由于暖濕氣流向盆地的輸送加強,到19日08時,成都地區(qū)出現(xiàn)0.4PVU的閉合區(qū),再次引起西南低渦迅速發(fā)展,導致第二時段暴雨。綜上可知,暴雨過程中強降水中心和MPV2大值區(qū)具有同步性,說明暖濕空氣的水平切變對此次暴雨有重要影響。

5 強暴雨過程的中尺度特征分析

中尺度對流系統(tǒng)內部結構復雜,系統(tǒng)內常出現(xiàn)雷暴、暴雨、冰雹等強烈天氣[9]。以下通過對紅外云圖、TBB和中尺度流場分析,更直觀、全面地揭示直接產(chǎn)生暴雨的中尺度對流系統(tǒng)的活動。

5.1 云圖演變特征分析

衛(wèi)星云圖是暴雨過程分析預報的強有力工具,它可以監(jiān)測中尺度云團的發(fā)生發(fā)展、生成源地及移動路徑。以下將對第二時段降水過程,從Mα CS的形成、發(fā)展、成熟、消散階段的紅外云圖及TBB演變特征對中尺度系統(tǒng)進行分析。

圖10 風云2E衛(wèi)星紅外云圖(Δ處為成都)

第一時段降水的MβCS源于高原減弱分裂的中尺度系統(tǒng),在高空偏西氣流的引導下,幾個對流單體不斷沿切變線東移加強,并伴有大量降水,隨后散亂單體聚合,在西南渦配合下以及受穩(wěn)定維持的副熱帶高壓對系統(tǒng)的阻擋,強對流云團長時間停滯在成都周邊,移動緩慢,邊緣清晰光滑,對流十分旺盛,大范圍強降水開始持續(xù)發(fā)生,最后云團開始減弱,邊緣發(fā)毛,并在云團減弱西南部新生對流云團,進而發(fā)展并取代舊云團。

由圖10知,19日08時原強對流云團減弱分裂3個弱的云團,呈離散分布,在雅安一帶有弱的對流單體出現(xiàn),中心TBB值小于220K,并持續(xù)發(fā)展,至10時,發(fā)展為水平尺度為160×140km,中心強度達-62℃近圓形的中尺度對流系統(tǒng)MβCS,TBB等值線密集分布,意味著云團將繼續(xù)發(fā)展,10時以后云團面積急劇膨脹,強冷中心東移發(fā)展,范圍不斷擴大,北部邊界以向東北擴展為主,從而使云團長軸線轉為東北西南向;12時云團加強明顯,發(fā)展成深厚的中α尺度對流云團,強度達到鼎盛時期,-32℃和-52℃的云團面積分別接近1×105km2、5×104km2;14時Mα CS的-32°C等值線范圍與中尺度對流云團的范圍完全重合,云頂亮溫強度維持,范圍擴大,說明Mα CS發(fā)展到最強時刻,本時段內,成都發(fā)生大面積強降水。19日16時,云團范圍開始減小,云體中心開始逐漸分裂,說明Mα CS減弱,至18時減弱更加明顯。

5.2 產(chǎn)生暴雨的中尺度流場

Mα CS形成到減弱各階段通常有地面中尺度系統(tǒng)相配合,為了確定對流是否直接造成了風場和溫度場的明顯擾動,可采用尺度分析方法對其分析[10]。采用Shuman-Shapiro濾波方法[11],保留中尺度擾動場,然后對Mα CS期間流場進行分析。

圖11 2010年8月850hPa擾動流場

濾波前19日08時隨著副高的西伸,盆地北部出現(xiàn)切變,西南側有弱風場輻合,有利于暖濕氣流輸送,隨后切變線南移,難以發(fā)現(xiàn)直接造成暴雨的中尺度系統(tǒng)。濾波后(圖11)可以清楚的看到與暴雨區(qū)相對應的中尺度氣旋,在Mα CS形成前期的19日 08時,30°N、105°E處上空出現(xiàn)中尺度低渦中心。對應云圖,氣旋附近有對流云團發(fā)展;在Mα CS強盛階段,中尺度低渦仍然存在,強度有所減弱,相應的強降水減弱;在Mα CS消散階段,西南低渦活動再次加強,低渦中心南移,為下一輪降水積聚能量和水汽。由此可見,造成此次強暴雨的直接系統(tǒng)為中尺度氣旋,其與造成大暴雨的Mα CS發(fā)生、發(fā)展的位置相對應,在預報中可以通過尺度分離方法來獲取大尺度環(huán)流場中所沒有的中尺度系統(tǒng)。

6 小結和討論

(1)暴雨發(fā)生時不斷有低壓槽影響盆地,西太平洋副高西伸到盆地東部,暖濕氣流通過低層繞流、南風輸送等方式進入盆地,形成高溫高濕的輻合區(qū);

(2)在對流性降水時段,暴雨區(qū)存在高能不穩(wěn)定的熱力條件,在低層輻合高層輻散的形勢下,由于高層干冷空氣侵入,對流運動異常強烈,促使強降水發(fā)生。

(3)濕位渦等值線密集帶對暴雨落區(qū)預報有較好的指示意義,MPVl正負值交界的等值線密集帶和MPV2正值中心及其包圍的密集區(qū),是強降水產(chǎn)生的高發(fā)區(qū),同時得出暖濕空氣的水平切變對此次暴雨有重要影響。

(4)從云圖、TBB資料中可以清楚的看出Mα CS的形成、發(fā)展、成熟以及消散,對強降水的短時臨近預報有指示意義。經(jīng)尺度分離后的流場上能清晰地分辨出中尺度氣旋,與Mα CS發(fā)生、發(fā)展有很好的相關性。

致謝：感謝成都信息工程學院科研項目(CSRF201011)對本文的資助

[1]陶詩言.中國之暴雨[M].北京：科學出版社,1980.

[2]劉慶,詹兆渝,陳文秀.四川暴雨氣候背景分析[J].四川氣象,2004,24(4)：23-26.

[3]趙偉.2010年8月大氣環(huán)流和天氣分析[J].氣象,2010,36(11)：109-114.

[4]陶詩言,丁一匯,周曉平.暴雨對強對流天氣的研究[J].大氣科學,1979,3(3)：227-238.

[5]許美玲,郭榮芬,朱莉.滇中“7?02”暴雨的中尺度特征和成因分析[A].2008年災害性天氣預報技術論文集[C].北京：氣象出版社 ,2009：59-69.

[6]顧清源,肖遞祥,黃楚惠.副熱帶高壓西北側連續(xù)性暴雨機制探討[A].2008年災害性天氣預報技術論文集[C].北京：氣象出版社 ,2009：70-79.

[7]王建中,馬淑芬,丁一匯.位渦在暴雨成因分析中的作用[J].應用氣象學報,1996,7(1)：19-27.

[8]李耀輝,壽紹文.一次江淮暴雨的MPV及對稱不穩(wěn)定研究[J].氣象科學,2000,20(2)：171-178.

[9]程麟生,馮伍虎.中緯度中尺度對流系統(tǒng)研究的若干進展[J].高原氣象,2002,21(4)：337-347.

[10]朱乾根.天氣學原理與方法[M].北京：氣象出版社,2000：385-398.

[11]胡潤山,蘇曉燕,閆冠華.用尺度分離法診斷分析夏季中尺度天氣系統(tǒng)[J].南京氣象學院學報,28(6)：821-826.