徐靈芝,呂江津,許長義

(天津市濱海新區(qū)氣象局,天津 300457)

2012年7月末天津暴雨過程的擾動特征

徐靈芝,呂江津,許長義

(天津市濱海新區(qū)氣象局,天津 300457)

利用多普勒雷達和風(fēng)廓線雷達資料,輔以高分辨率的地面自動氣象站資料,對2012年7月25—26日天津地區(qū)的一次大暴雨(局部特大暴雨)過程進行擾動特征分析。結(jié)果表明:1)大暴雨過程的雷達回波表現(xiàn)為高質(zhì)心結(jié)構(gòu),氣旋式輻合與對流中上升氣流及后側(cè)下沉氣流緊密相連,表現(xiàn)出較好的對流組織性,也預(yù)示強降雨將持續(xù)發(fā)展。逆風(fēng)區(qū)的維持與伸展的高度可作為暴雨預(yù)報的先兆信號。2)地面輻合線與雷達回波上對流單體出現(xiàn)“列車效應(yīng)”的區(qū)域有很好的一致性。地面形成的氣旋性閉合環(huán)流和中小尺度環(huán)流輻合作用的穩(wěn)定維持是產(chǎn)生大暴雨的重要因素。3)由風(fēng)廓線資料可詳細分析出暴雨過程中低空急流及邊界層急流的擾動過程。在強降雨發(fā)生前,急流強度明顯增強,與雷達回波上的“列車效應(yīng)”是一致的,但比雷達更早出現(xiàn)。風(fēng)廓線資料中低空急流和邊界層急流的增強態(tài)勢,對大暴雨短時臨近預(yù)報具有很好的指示意義。

大暴雨;逆風(fēng)區(qū);低空急流;擾動特征

0 引言

暴雨是在有利的大尺度環(huán)流背景條件下,中小尺度強對流天氣系統(tǒng)相互作用并發(fā)生發(fā)展的結(jié)果。有關(guān)暴雨過程中中尺度對流系統(tǒng)(MCS)發(fā)生發(fā)展機理的研究,不僅有中尺度對流系統(tǒng)特征及機理的研究(孫淑清和周玉淑,2007),也有對地形(矯梅燕和畢寶貴,2005)、邊界層和急流(孫繼松等,2006)等作用的探討。鄭媛媛等(2011)研究了發(fā)生在副高邊緣的槽前類雷雨大風(fēng)及東北冷渦形勢下強對流天氣的預(yù)警技術(shù)。王嘯華等(2012)分析了由超級單體產(chǎn)生的短時強降水過程,指出強對流首先在700 hPa相對濕度梯度大值區(qū)與地面中尺度輻合線相交處被觸發(fā),強對流回波出現(xiàn)在地面中尺度輻合線附近。劉佳穎等(2013)應(yīng)用非常規(guī)資料,分析了暴雨過程中中尺度對流系統(tǒng)的特征。在華南持續(xù)性暴雨的研究中,何編等(2012)分析了低空急流對暴雨發(fā)生發(fā)展的作用。劉黎平等(2004)研究了長江流域暴雨中尺度結(jié)構(gòu)的動力特征,發(fā)現(xiàn)在西南—東北向的1 000 km長暴雨雨帶中,存在許多尺度在20～50 km大小的中尺度強回波帶或回波團,并指出這些中尺度結(jié)構(gòu)在強對流的發(fā)展過程中起到了很重要的作用。在應(yīng)用多普勒雷達進行暴雨預(yù)警也有許多進展,俞小鼎等(2005)研究新一代天氣雷達在強對流天氣中的應(yīng)用,提出了較好的預(yù)警方法。陳杰等(2012)基于風(fēng)暴尺度模式,利用EnSRF同化實際多普勒雷達資料,對3個獨立的不同類型強對流天氣過程進行同化試驗。王彥等(2008)提出了暴雨的多普勒雷達速度輻合風(fēng)場特征。古金霞(2004)總結(jié)了國內(nèi)外關(guān)于雙多普勒天氣雷達聯(lián)合探測大氣風(fēng)場的技術(shù)和發(fā)展動態(tài),并闡述了雙多普勒天氣雷達聯(lián)合探測大氣風(fēng)場的技術(shù)方法。張少波等(2007)利用單部多普勒雷達資料,對超級單體風(fēng)暴低層風(fēng)場進行了反演。隨后,耿建軍等(2012)利用四維變分多普勒雷達資料分析系統(tǒng),反演得到了風(fēng)場和微物理場。楊成芳和朱君鑒(2008)則利用多普勒雷達資料,分析了弓狀回波和超級單體過程。在應(yīng)用風(fēng)廓線雷達探測強對流天氣方面,國外研究較早(Angevine et al.,1998)。Mitchell et al.(1995)利用風(fēng)廓線雷達觀測資料研究美國夏季大草原上的低空急流,發(fā)現(xiàn)風(fēng)廓線儀提供的高時空分辨率觀測資料可以很好地監(jiān)測低空急流的出現(xiàn),從而可以大大提高預(yù)報災(zāi)害性天氣的能力。Spencer et al.(1996)利用風(fēng)廓線儀提供的資料,診斷分析了斜壓波的發(fā)展和衰亡。運用風(fēng)廓線儀進行邊界層觀測對比實驗研究(Grilmsdell and Angevine,1998)使得風(fēng)廓線儀的應(yīng)用得到發(fā)展。Bianco et al.(2005)聯(lián)合運用微波輻射計和風(fēng)廓線雷達資料,反演出高分辨率的大氣濕度廓線。通過對風(fēng)廓線儀探測資料與同步探空儀資料的對比(王欣等,2005)發(fā)現(xiàn),大氣風(fēng)廓線儀對水平風(fēng)的垂直結(jié)構(gòu)有較強的探測能力,能實時監(jiān)測中尺度降水期間風(fēng)的垂直切變和對流特征。魏東等(2011)使用由微波輻射計和風(fēng)廓線資料構(gòu)建的探空資料,與常規(guī)探空進行對比,認為定性分析使用時可以有效地彌補常規(guī)探空資料時間分辨率低的不足,風(fēng)廓線雷達尤其適用于研究中尺度天氣現(xiàn)象。劉淑媛等(2003)利用風(fēng)廓線雷達資料揭示出邊界層中與暴雨相聯(lián)系的中尺度現(xiàn)象,發(fā)現(xiàn)低空急流的脈動及向地面擴展程度與暴雨之間存在密切關(guān)系。上述研究表明,多普勒雷達和風(fēng)廓線雷達探測資料已成為研究強降雨天氣問題的有效數(shù)據(jù),利用這些資料可以很好地描述和刻畫中尺度暴雨天氣的發(fā)生發(fā)展過程,及時捕捉到暴雨落區(qū)附近近地面和邊界層的擾動動力變化。本文將多普勒雷達與風(fēng)廓線雷達資料結(jié)合應(yīng)用,分析2012年7月25—26日天津地區(qū)大暴雨(局部特大暴雨)過程中尺度對流系統(tǒng)的擾動特征,并探討大暴雨天氣的臨近預(yù)警方法。

1 降雨實況和環(huán)流背景

2012年7月25日下午至26日白天,天津地區(qū)普降大暴雨,25日14時—26日14時(北京時間,下同)全市13個區(qū)縣國家基本站平均降雨量為111.0 mm,其中2站出現(xiàn)特大暴雨(大港區(qū)和津南區(qū)的雨量分別達到255.8、253.3 mm,均突破最大日降雨量歷史記錄),6站出現(xiàn)大暴雨,2站出現(xiàn)暴雨(按天津市氣象局業(yè)務(wù)規(guī)定:只要多于4個國家氣象觀測站出現(xiàn)大暴雨即可定義為區(qū)域大暴雨)。在加密自動氣象觀測站中,最大雨量出現(xiàn)在西青區(qū)的大寺,為344.9 mm(圖1a)。這次過程具有持續(xù)時間長、降雨強度大的特點,降雨主要集中在25日夜間(20—23時)和26日上午(05—11時)兩個時段。大港區(qū)有5個時次雨強超過25 mm/h;津南區(qū)有4個時次雨強超過25 mm/h,其1 h最大降雨量為64.5 mm(圖1b)。這次過程降雨給天津地區(qū)造成了大面積淹泡(部分地區(qū)淹泡超過3 d),城區(qū)多處路段中斷,所幸沒有人員傷亡。

圖1 2012年7月25日14時—26日14時天津暴雨過程雨量分布(a;單位:mm;紅色圓點表示塘沽和寶坻兩部風(fēng)廓線雷達位置),以及7月25日14時—26日13時天津地區(qū)代表站逐小時雨量變化(b;單位:mm)Fig.1 (a)Distribution of accumulated rainfall in Tianjin from 14:00 BST 25 to 14:00 BST 26 July 2012 (units:mm;the red dots represent the locations of wind profiler radar at Tanggu and Baodi),and (b)hourly rainfall changes of Tianjin representative stations from 14:00 BST 25 to 13:00 BST 26 July(units:mm)

這是一次弱冷鋒前的強對流性降雨,環(huán)流背景為低槽東移型(圖略)。高空從蒙古到華北北部有低槽東移,西太平洋副熱帶高壓勢力強盛,500 hPa高空上588 dagpm等值線西伸脊點到達青藏高原以東,甘肅與四川的交界處,北緣越過40°N。降雨落區(qū)主要位于高空槽前、副高邊緣偏南氣流中。天津上空受西南氣流控制,同時低層700～850 hPa配合有閉合低渦、切變線;26日08時850 hPa上華北東部、北部的西南風(fēng)速最大可達16 m/s,低空急流給降雨提供了充沛的水汽條件。

圖2 2012年7月26日05:36雷達反射率因子剖面圖(a)及07:36的2.4°仰角雷達徑向速度圖(箭頭所示為逆風(fēng)區(qū))Fig.2 (a)Cross section of radar reflectivity factor at Tianjin at 05:36 BST 26 July 2012,and (b)the radial velocity image observed by Doppler radar with 2.4° elevation at 07:36 BST 26 July 2012(the arrow represents location of adverse wind region)

2 大暴雨的回波結(jié)構(gòu)特征

2.1 高質(zhì)心結(jié)構(gòu)的對流降雨

此次降雨過程雷達回波呈高質(zhì)心結(jié)構(gòu)特征,對流發(fā)展深厚,50 dBz以上的強回波中心伸展高度達到0 ℃層以上,高度為5～8 km,垂直積分液態(tài)水含量較大,達到50 kg/m2。上述特征與冰雹等強對流天氣的雷達特征相似,但不同的是強降雨回波移動速度較慢,平均為10～30 km/h。降雨回波自西南向東北方向移動,最大回波強度為50～55 dBz。在反射率因子剖面圖(圖2a)上,50～55 dBz強回波伸展高度超過0 ℃層,達到6.5 km(26日08時0 ℃層高度為5 160 m,-20 ℃層高度為8 483 m),45～50 dBz的回波也伸展到7.0 km,且在高懸的強回波下有弱回波區(qū),即懸垂回波(圖2a)。在強降雨發(fā)生之前垂直積分液態(tài)水含量從43 kg/m2迅速增加到48 kg/m2,但是在強降雨過程中呈減小的趨勢,09:48減小到23 kg/m2以下。此外,在降雨減弱時,質(zhì)心呈下降趨勢,強度也迅速減弱,高質(zhì)心結(jié)構(gòu)特征消失。

2.2 “逆風(fēng)區(qū)”分析

大暴雨的發(fā)生在雷達回波圖上表現(xiàn)為強回波長時間影響同一地區(qū)。此次過程45～55 dBz的強回波維持了近5 h,因此探尋強回波因何能長時間存在且維持一定強度,是強降雨預(yù)報預(yù)警的關(guān)鍵。分析雷達徑向速度場發(fā)現(xiàn),逆風(fēng)區(qū)(即中小尺度氣旋式輻合)的穩(wěn)定維持是強降雨回波持續(xù)的主要原因。逆風(fēng)區(qū)在1.5°仰角、2.4°仰角、3.4°仰角、4.3°仰角、6.0°仰角及9.9°仰角上(圖略)均有表現(xiàn),范圍隨著高度而減小,邊緣更加清晰,逆風(fēng)區(qū)從1.5°仰角延伸至9.9°仰角,在各個高度均出現(xiàn),表明輻合區(qū)深厚,伸展高度已達對流層中層。這種逆風(fēng)區(qū)持續(xù)時間近3 h,且仰角越低,觀測到的時間越早。另外,在2.4°仰角上(圖2b),逆風(fēng)區(qū)有清晰的表現(xiàn),最早出現(xiàn)始于26日07:18,位于雷達站西北方向50 km處(圖中箭頭所示),此前雷達西北方向為大范圍的負速度區(qū),隨后負速度區(qū)中出現(xiàn)正速度,初始為3 m/s,07:36增大到7 m/s,1 h后繼續(xù)增大到12 m/s,09:06逆風(fēng)區(qū)最大速度達17 m/s,大風(fēng)區(qū)面積也逐步增大。大風(fēng)核向偏南方向移動,與雷達徑向左側(cè)的入流(-15 m/s)形成強氣旋式輻合,氣旋式輻合是對流中上升氣流和后側(cè)下沉氣流緊密相連的渦旋,表明對流有一定的組織性,預(yù)示了強降雨回波在一段時間內(nèi)不會減弱,強降雨將持續(xù)發(fā)展。逆風(fēng)區(qū)的維持與伸展的高度(8.8 km)可作為暴雨預(yù)報的有力判據(jù)。

2.3 “列車效應(yīng)”的作用

此次暴雨過程中強降雨主要集中在兩個階段,第一階段出現(xiàn)在25日20—23時,第二階段出現(xiàn)在26日05—11時,這兩個時段降雨的共同特性是系統(tǒng)移動緩慢及回波有組織地排列形成“列車效應(yīng)”(train effect)。由于對流回波單體依次經(jīng)過同一地點,對該地區(qū)造成持續(xù)性的影響,從而產(chǎn)生最大的累積雨量。第一階段,在25日20時以后出現(xiàn)的強降雨中,降雨回波帶呈東北—西南向(圖3a中圓圈所示),對流云團不斷從雷達站西部100 km處生成,強度為45～55 dBz,向東北方向移動,新單體逐漸代替其前部的舊單體,可見降雨系統(tǒng)中的單體移動和傳播此消彼長,新的單體不斷發(fā)展,造成了天津北部地區(qū)在25日22時出現(xiàn)的強降水,“列車效應(yīng)”的最先出現(xiàn)提前了1 h 36 min。第二階段,強降雨集中在26日凌晨開始至上午,雷達基本反射率因子圖上呈現(xiàn)出兩個“列車效應(yīng)”(圖3b中A和B兩組圓圈),移動方向均從西南西向東北東方向移動,強度維持在45～50 dBz,最大為53 dBz,1 h后兩條回波帶合并,范圍加寬,布滿雷達站的西南方向,強度維持。兩個時段表現(xiàn)出的雷達回波“列車效應(yīng)”與降雨的實況非常吻合。

圖3 2012年7月25日20:24(a)和26日06:30(b)多普勒雷達1.5°仰角基本反射率因子(單位:dBz)Fig.3 Echo images for base reflectivity factor by Doppler weather radar at 1.5° elevation at (a)20:24 BST 25 and (b)06:30 BST 26 July 2012(unit:dBz)

3 大暴雨的形成機制

3.1 地面輻合線對“列車效應(yīng)”單體的作用

地面輻合線與“列車效應(yīng)”單體出現(xiàn)的區(qū)域有很好的一致性,這一點可以從加密自動氣象站資料的分析中得到驗證。加密地面風(fēng)場(圖4a)顯示,26日04:00強降雨開始之前,在強降雨中心的上游處風(fēng)向轉(zhuǎn)為東北風(fēng),因而出現(xiàn)一條北—南向長約40 km的中尺度輻合線,風(fēng)場上主要表現(xiàn)為東北風(fēng)與西南風(fēng)的輻合,強降雨中心大港區(qū)、津南區(qū)處于輻合線前側(cè),自動站西南風(fēng)風(fēng)速達到8 m/s。06時(圖4b)中尺度輻合線仍然存在,向東移動約20 km,呈西北—東南走向,風(fēng)速仍維持8 m/s。08時(圖4c)天津南部繼續(xù)呈現(xiàn)風(fēng)場輻合,此時風(fēng)速雖然沒有加大,但出現(xiàn)風(fēng)場輻合中心(圖中標C之處),輻合線呈西—東走向,降雨中心位于輻合線北側(cè)東南風(fēng)氣流中,這種西南風(fēng)、東南風(fēng)氣旋式輻合一直維持到10時前后。強降雨過程的地面中尺度輻合線維持時間長達6 h,輻合線的上風(fēng)方(天津西南部)不斷有回波生成,下風(fēng)方減弱、衰亡,回波有組織地排列,并且在高空西南氣流引導(dǎo)下,向東北偏東方向移動,從而在雷達回波中表現(xiàn)出“列車效應(yīng)”。地面存在中尺度輻合中心(或輻合),增加了該地區(qū)的水汽和能量聚積,且形成氣旋性閉合環(huán)流,導(dǎo)致中小尺度輻合的穩(wěn)定維持,這也是產(chǎn)生大暴雨的重要因素,大暴雨的分布與地面輻合線的走向基本相對應(yīng)。

3.2 低空急流和邊界層急流對大暴雨形成、發(fā)展和維持的作用

通過風(fēng)廓線資料可以詳細分析出暴雨過程中低空急流和邊界層急流的作用。本文使用天津地區(qū)兩部風(fēng)廓線雷達(寶坻區(qū)和塘沽區(qū),位置如圖1a紅色圓點所示)的探測資料,時間分辨率為6 min,垂直方向有59層,最高可達5 000 m高度層,900 m以下的空間分辨率為50 m,900 m以上則為100 m。

3.2.1 低空急流的作用

在第一階段強降雨的前期,低空急流有一明顯的孕育過程,從塘沽風(fēng)廓線雷達資料分析發(fā)現(xiàn):25日15:06在650 m高度開始出現(xiàn)大于12.0 m/s的南風(fēng)急流,風(fēng)速隨高度增加而增大,1 300 m高度偏南風(fēng)風(fēng)速激增至16.2 m/s,此后急流帶逐漸向上擴展,16:24到達2 900 m高度,近地面200 m處在15:54則由東北風(fēng)轉(zhuǎn)為偏東風(fēng),可見存在著近地面層的偏東氣流和低空南風(fēng)急流這兩支水汽輸送帶。低空急流出現(xiàn)的時間距離天津地區(qū)較強降水開始時間提前近1 h(圖略)。

圖4 2012年7月26日04時(a,d)、06時(b,e)和08時(c,f)地面加密自動站風(fēng)場(a,b,c;單位:m/s)及相應(yīng)時刻的雷達回波組合反射率因子圖(d,e,f)(曲線為風(fēng)場輻合線;方框為風(fēng)向由西南風(fēng)轉(zhuǎn)為東北風(fēng)的區(qū)域;C為輻合中心)Fig.4 (a,b,c)Surface wind field(unit:m/s) from surface automatic weather stations and (d,e,f)echo images for composite reflectivity factor(units:dBz) by Doppler weather radar at (a,d)04:00 BST,(b,e)06:00 BST and (c,f)08:00 BST 26 July 2012(the curves represent surface convergence line;the pane is a region where the wind varies from southwester to northeaster;the C is center of convergence)

圖5 2012年7月25日16:00—23:30寶坻站(a)和塘沽站(b)風(fēng)廓線(方框為風(fēng)速大于等于16 m/s時段;兩條曲線為擾動的傳播;橢圓所在時間為寶坻站西北風(fēng)與塘沽站西南風(fēng)的風(fēng)向輻合時段)Fig.5 Wind profiles at (a)Baodi and (b)Tanggu stations from 16:00 BST to 23:30 BST 25 July 2012(the pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s;the two curves are periods when the disturbance spreads;the ellipse denotes a period of wind convergence between the northwester at Baodi station and southwester at Tanggu station)

1 700 m高度以上的西南低空急流于21:18再一次增強,且逐漸向下層傳播,持續(xù)時間近1 h,大于16.0 m/s的急流區(qū)向下傳播到1 000 m高度,說明低空急流的發(fā)生先于強降雨的發(fā)生,且強度也是在強降雨發(fā)生前達到最強,持續(xù)性強降雨與短時強降雨有所不同,短時強降雨是在降雨開始時急流開始自低而高有所加強(郝瑩等,2012)。另外,從位于寶坻站(圖5a,間隔30 min)和塘沽站(圖5b,間隔6 min)的風(fēng)廓線雷達探測資料的對比可以看出:21:18東部塘沽地區(qū)低空西南風(fēng)急流最大增至18.9 m/s(圖5b,方框部位),近1 h后在22:06大風(fēng)區(qū)向下傳播到1 000 m高度,北部寶坻地區(qū)也存在低空西南急流(圖5a,方框部位)。高空風(fēng)的切變,即寶坻站西北風(fēng)與塘沽站西南風(fēng)風(fēng)向輻合發(fā)生在22:00(圖5a、5b中橢圓部位),3 500 m高度以上塘沽地區(qū)仍然維持西南風(fēng),但寶坻已開始轉(zhuǎn)為西北風(fēng),表明弱冷空氣從中層侵入,產(chǎn)生風(fēng)向輻合,造成了武清、北辰地區(qū)的強降雨,其中北辰區(qū)22:00的1 h雨量達46.2 mm。此外,由圖5a還可看出,實際上前期20:30—22:00還有風(fēng)場的擾動伴隨(圖5a,曲線部位)。

圖6 2012年7月26日01:12—02:42在4 500 m高度(a)和1 500 m高度(b)的塘沽風(fēng)廓線(方框為邊界層頂風(fēng)速大于等于16 m/s時段;橢圓為擾動的傳播)Fig.6 The wind profiles at Tanggu station at (a)4 500 m high and (b)1 500 m high from 01:12 BST to 02:42 BST 26 July 2012(the pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s at the top of boundary layer;the ellipse is a period when the disturbance spreads)

圖7 2012年7月26日00:00—01:30(a)、01:36—03:06(b)、03:12—04:42(c)和06:48—08:18(d)1 000 m高度塘沽風(fēng)廓線(紅色方框為大于等于12 m/s風(fēng)速區(qū);藍色方框為大于等于16 m/s風(fēng)速區(qū))Fig.7 The wind profiles at Tanggu station at 1 000 m high during (a)00:00—01:30 BST,(b)01:36—03:06 BST,(c)03:12—04:42 BST,and (d)06:48—08:18 BST 26 July 2012(the red pane is a period when wind speed exceeds 12 m/s;the blue pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s)

強降雨的第二個階段中低空急流始終存在。從01:24開始,低空急流加強并向下傳播(圖6a,方框),從而觸發(fā)邊界層內(nèi)擾動發(fā)生(圖6a,橢圓),表現(xiàn)在1 200 m處風(fēng)速增大到16.1 m/s,急流帶不斷向下擴展,0.5 h后傳播到邊界層內(nèi)誘發(fā)擾動。擾動過后,邊界層頂以上風(fēng)速迅速增大,均大于16.0 m/s,整層大氣西南急流加強,其中大于20.0 m/s的風(fēng)速擴展至2 300～4 000 m高度。這種狀態(tài)維持了2 h,到04:00厚度達3 km的20 m/s風(fēng)速急流才有所減弱,但風(fēng)速仍維持在14～16 m/s的急流水平。

3.2.2 邊界層急流的作用

邊界層急流(低空1 000 m內(nèi))在強降雨發(fā)生前始終存在,并不斷增強,1 h內(nèi)可增強4～6 m/s。圖7是塘沽風(fēng)廓線雷達觀測到的降雨前邊界層(1 000 m以下)風(fēng)速的演變情況。由圖7a(外圈方框)可見,風(fēng)速從26日00:06開始增大,最先在850 m處達到12 m/s,大風(fēng)速區(qū)迅速向下傳播并加強,1 h后到達300 m附近,最大風(fēng)速為15.5 m/s。邊界層急流較天津東部地區(qū)強降水的出現(xiàn)(26日02時)提前約2 h。特別是01:36在850 m處出現(xiàn)大于16 m/s的急流中心(圖7b,內(nèi)圈方框),并向下傳播,強度達19.1m/s,持續(xù)時間為36 min,此后略有減弱,03:00再次出現(xiàn)大于16 m/s的急流中心,持續(xù)30 min(圖7c,外圈方框),而大于12 m/s的急流區(qū)始終位于300 m及以上高度。這種現(xiàn)象與短時強降雨隨著雨強逐漸增強時邊界層風(fēng)速進一步增大不同。持續(xù)性強降雨開始后,邊界層急流卻相對較弱,僅出現(xiàn)兩次(圖7d),第一次是06:36出現(xiàn)在200 m高度,最大風(fēng)速為13.0 m/s,持續(xù)時間僅為24 min,第二次是08:00短暫出現(xiàn),最大風(fēng)速為12.6 m/s,但前期邊界層急流的形成時間和維持時間要比短時強降雨的急流存在時間長得多,可見邊界層急流的前期顯著增強和維持時間長短對持續(xù)性強降雨的預(yù)報有較好的指示意義。

3.3 邊界層和中低層擾動

除了上述討論的地面輻合線和低層急流之外,低層的擾動也可通過風(fēng)廓線資料分析看到。此次大暴雨過程的又一突出特點是:這種擾動按出現(xiàn)的位置可以劃分為邊界層擾動(1 000 m以下)和低空擾動(1 000～4 000 m);按產(chǎn)生機制可以劃分為急流擾動和冷空氣入侵擾動。下面分別述之。

3.3.1 邊界層內(nèi)擾動

風(fēng)廓線資料中900 m高度以下數(shù)據(jù)的空間間隔為50 m,這種更高分辨率的資料為邊界層的精細分析提供了可能。將圖6a邊界層內(nèi)的擾動情況放大即為圖6b?？梢?26日01:12近地面層100 m以下為西北風(fēng)(2.0 m/s),之上為西南風(fēng)(5.8 m/s),西南風(fēng)風(fēng)速隨高度增加,到350 m高度已達到12.0 m/s的急流強度,0.5 h后900 m高度處風(fēng)速迅速增大到16.1 m/s。隨著急流向下傳播,邊界層內(nèi)有3次擾動發(fā)生(圖6b,橢圓),最先出現(xiàn)在低空250 m高度,強度較弱(3.6 m/s),出現(xiàn)時間為01:42,而塘沽站的降水發(fā)生在02:00前后,邊界層擾動提前約18 min。隨后擾動增強并向上層發(fā)展,300～400 m高度出現(xiàn)第二次擾動,到02:00擾動發(fā)展到600～800 m高度,強度增大到19.1 m/s。但這個擾動僅止于邊界層內(nèi),并沒有向?qū)α鲗觽鞑?也沒有繼續(xù)發(fā)展起來,持續(xù)時間約為20 min,邊界層很快又恢復(fù)為一致的西南風(fēng),它帶來的結(jié)果是地面產(chǎn)生了9.4 mm的降雨,對產(chǎn)生大暴雨的貢獻不大。

3.3.2 低空擾動

對第二階段降雨風(fēng)廓線資料的分析,得到了強降雨發(fā)生時低空一系列的中尺度擾動信息(圖8)。04:42開始出現(xiàn)擾動(圖8a,橢圓A),是由低空急流迅速加強而致,此前位于2 000 m高度的西南風(fēng)風(fēng)速加大,由14.4 m/s躍增到19.5 m/s(圖8a,方框),急流區(qū)向上發(fā)展,持續(xù)18min,A擾動就發(fā)生在風(fēng)速加大的高度,約為2 600 m,這與前述的邊界層內(nèi)的擾動也是因急流增強而產(chǎn)生是一致的,不同的是邊界層頂風(fēng)速加大的方向向下傳播,因而擾動發(fā)生在邊界層內(nèi),可見擾動正是發(fā)生在急流傳播的方向上。05時B擾動發(fā)生,時間尺度小,距離A擾動的發(fā)生不到20 min。接連的擾動輻合導(dǎo)致地面降雨,大港區(qū)04:00—05:00的1 h降雨量為32.3 mm,津南區(qū)的1 h降雨量為23.0 mm。第一次低空擾動的出現(xiàn)較短時強降水提前18 min。C擾動的發(fā)生與前兩次不同,前兩次是在暖區(qū)中主要由風(fēng)速輻合誘發(fā),而這一次則是由于中低空弱冷空氣侵入(圖8a,灰色陰影)而致,05:24在2 800 m高度由西南風(fēng)轉(zhuǎn)為西北風(fēng),風(fēng)速為4.1 m/s,冷空氣向下擴散,0.5 h后到達1 500 m附近,伴隨著冷空氣向下擴散,擾動也向下傳播,05:48在1 900 m高度附近產(chǎn)生D擾動。受弱冷空氣影響,大港的氣溫從25.2 ℃下降到22.1 ℃,1 h內(nèi)降雨量為51.2 mm,津南降雨量為26.4 mm。

此后05:48—08:00西北氣流維持在1 500～3 500 m高度(圖略),其間沒有明顯的擾動發(fā)生,降雨相對穩(wěn)定,但風(fēng)速有所減弱,由19.3 m/s減小到13.4 m/s,且范圍減小,急流范圍維持在2 500 m高度附近。08:00隨著冷空氣勢力再次有所加強,且分別向上、下擴散(圖8b,陰影),新一輪擾動再度被激發(fā)(圖8b,橢圓),擾動從A開始,6 min后迅速向上傳播到3 500 m高度,B擾動發(fā)生,又從B擾動一直傳播到N擾動(圖8c)。這一系列接連不斷的擾動在時間上幾近是一個無縫隙的過程,尺度小,發(fā)生發(fā)展非常迅速,08:24—10:30,持續(xù)約2 h,期間造成地面降雨(大港為52.4 mm,津南為106.3 mm)。從擾動的強度來看,從A擾動到N擾動,風(fēng)速分別為6.8、8.6、9.4、9.6、13.6、7.1、14.3、5.5、10.1、6.0、7.6、11.6、10.8和12.8 m/s,呈弱—強—弱—強間隔排列的特點。分析圖8b還發(fā)現(xiàn),擾動發(fā)生的高度位置與冷空氣向上層發(fā)展的高度是一致的,持續(xù)發(fā)生在3 000～4 300 m高度附近,與此同時冷空氣在向低層擴散時,邊界層頂附近在09:06和09:12也可分析出a擾動和b擾動的發(fā)生,基本處于冷暖空氣交匯的部位。

圖8 2012年7月26日04:24—05:54(a)、07:54—09:24(b)和09:30—11:00(c)塘沽風(fēng)廓線(方框為風(fēng)速≥16 m/s的時段;橢圓為擾動的傳播;陰影為風(fēng)向轉(zhuǎn)為西北風(fēng)的時段)Fig.8 Wind profiles at Tanggu station during (a)04:24—05:54 BST,(b)07:54—09:24 BST,and (c)09:30—11:00 BST 26 July 2012(the pane is a period when wind speed exceeds 16 m/s;the ellipse is a period when the disturbance spreads;the shading is a period of northwest wind)

3.3.3 擾動成因

由前述分析可知,風(fēng)廓線資料詳細地捕捉到了對流層低層和邊界層內(nèi)的擾動過程及其誘發(fā)原因,這些擾動的誘發(fā)原因可分為兩種情況:一是與急流相對應(yīng)(圖8a中A和圖6a方框部位)的擾動,低空急流迅速發(fā)展,風(fēng)速加大,輻合加強,誘發(fā)擾動,且擾動發(fā)生在急流的傳播方向上,伴隨著產(chǎn)生了26日05時51.2 mm/h的強降雨;二是由冷空氣入侵引起(圖8b中A)的擾動,08—09時在冷空氣向高層擴展時誘發(fā)了擾動,同時在冷空氣向下擴展時也有擾動發(fā)生,表明西北風(fēng)向下擴展的同時,可能存在動量下傳,引起低空擾動加強,在暴雨過程中,正是由于中層冷空氣的侵入,導(dǎo)致一系列擾動的發(fā)生發(fā)展,其特點是持續(xù)時間長,伴隨產(chǎn)生了48.2 mm/h的降雨。對比上述擾動的發(fā)生時間與雷達回波中“列車效應(yīng)”的出現(xiàn)時間可知,雷達回波的“列車效應(yīng)”特征,其實就是這些中小尺度擾動的反映。

綜上所述,地面輻合線的存在和位置與大暴雨維持和落區(qū)相一致,有利于該區(qū)域的中小尺度輻合系統(tǒng)穩(wěn)定維持;低空急流的存在為大暴雨提供水汽輸送,加強了層結(jié)不穩(wěn)定度,同時觸發(fā)不穩(wěn)定能量釋放;而低層大氣中的一系列擾動則是大暴雨中的一系列對流云團產(chǎn)生的直接原因。上述多普勒雷達和風(fēng)廓線雷達在暴雨過程中的特征歸納如表1所示。

4 結(jié)論

對2012年7月25—26日天津大暴雨過程進行細致分析,得到以下結(jié)論:

1)此次大暴雨過程雷達回波表現(xiàn)為高質(zhì)心結(jié)構(gòu),50～55 dBz強回波伸展高度超過0 ℃層達到6.5 km高度,并在高懸的強回波下有弱回波區(qū);徑向速度圖上逆風(fēng)區(qū)從1.5°仰角延伸至9.9°仰角,在各個高度均有出現(xiàn),輻合區(qū)深厚,伸展高度已達對流層中層。氣旋式輻合與對流中上升氣流和后側(cè)下沉氣流緊密相連,表現(xiàn)出較好的對流組織性,也預(yù)示強降雨將持續(xù)發(fā)展。逆風(fēng)區(qū)的維持與伸展的高度可作為暴雨預(yù)報的先兆信號。

表1多普勒雷達和風(fēng)廓線雷達資料在暴雨過程中的指示意義

Table 1 The indicator meaning of Doppler radar and wind profiler radar data in the rainstorm

暴雨開始孕育階段暴雨產(chǎn)生階段無高質(zhì)心結(jié)構(gòu)的回波;有高質(zhì)心結(jié)構(gòu)的回波;多普勒雷達特征無明顯逆風(fēng)區(qū);有逆風(fēng)區(qū),從低層至高層均有表現(xiàn),輻合深厚;無“列車效應(yīng)”回波?！傲熊囆?yīng)”,與地面中尺度輻合區(qū)一致。風(fēng)廓線雷達特征暴雨開始前約1～2h,有邊界層急流建立;邊界層急流降水開始后逐步減弱;暴雨開始前約1～2h,有低空急流建立,且強降水發(fā)生前達到最強;低空急流維持并逐步減弱;暴雨開始前約1h,有中層弱冷空氣侵入,并向低層擴散;暴雨開始前10～20min,開始有邊界層擾動和低空擾動。邊界層擾動和低空擾動不斷生成和持續(xù)發(fā)展。

2)地面輻合線與雷達回波上的對流單體出現(xiàn)“列車效應(yīng)”區(qū)域有很好的一致性。地面形成的氣旋性閉合環(huán)流和中小尺度環(huán)流輻合作用的穩(wěn)定維持,增加了該地區(qū)的水汽和能量聚積,提供了產(chǎn)生大暴雨的有利條件。

3)由風(fēng)廓線資料可詳細分析出暴雨過程中低空急流和邊界層急流的擾動過程。在強降雨發(fā)生前,增強的低空急流、邊界層急流一方面提供水汽輸送,更重要的是造成低層強的暖濕空氣匯聚,增強了層結(jié)不穩(wěn)定,進而引發(fā)低層的擾動,觸發(fā)不穩(wěn)定能量釋放。這與雷達回波上的“列車效應(yīng)”是對應(yīng)的,但能夠比雷達更早地出現(xiàn)。分析風(fēng)廓線資料中的低空急流和邊界層急流增強態(tài)勢,對大暴雨的短時臨近預(yù)報有很好的指示意義。

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(責(zé)任編輯：倪東鴻)

FluctuationcharacteristicsofTianjinrainstorminlateJuly2012

XU Ling-zhi,Lü Jiang-jin,XU Chang-yi

(Tianjin Binhai Meteorological Bureau,Tianjin 300457,China)

Based on Doppler radar data,wind profiler radar data and high-density observations of AWSs(automatic weather stations),a heavy rainfall event in Tianjin during 25—26 July 2012 is investigated.Results show that:(1)The radar echo shows the high centroid structure during the heavy rainfall event,and the cyclonic convergence with updraft is closely linked with rear downdraft,indicating that the convection has certain organizations and the strong rain echo will not be weakened in a certain time so the heavy rainfall will be continued.The maintenance and extended height of adverse wind region can be used as a threatened signal of heavy rainfall.(2)The surface convergence line is in good agreement with “train effect” area on the radar echo map.The mesoscale surface convergence center and the steady maintenance of meso- and micro-scale convergence are important factors affecting the rainstorm.(3)The disturbance process of low level jet and boundary layer jet can be analyzed in detail based on the wind profile data.The jet is significantly strengthened before the heavy rainstorm,which is consistent with “train effect” on the radar echo map,but can be warned more earlier than radar.The enhanced characteristics of low level jet and boundary layer jet from the wind profiler radar have a good indicative significance for the short-term weather forecast of heavy rainfall.

heavy rainfall;adverse wind region;low level jet;fluctuation characteristics

2013-07-18;改回日期2014-04-30

中國氣象局預(yù)報員專項資助項目(CMAYBY2013-004)

徐靈芝,高級工程師,研究方向為中尺度災(zāi)害性天氣預(yù)報,lingchee_hsu@163.com.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20130718001.

1674-7097(2014)05-0613-10

P442;P457.6

A

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20130718001

徐靈芝,呂江津,許長義.2014.2012年7月末天津暴雨過程的擾動特征[J].大氣科學(xué)學(xué)報,37(5):613-622.

Xu Ling-zhi,Lü Jiang-jin,Xu Chang-yi.2014.Fluctuation characteristics of Tianjin rainstorm in late July 2012[J].Trans Atmos Sci,37(5):613-622.(in Chinese)