2011年“7·3”特大暴雨天氣過程診斷分析

蔣 王月, 陳權亮, 李麗麗

(成都信息工程學院大氣科學學院高原大氣與環境四川省重點實驗室,四川成都610225)

0 引言

四川盆地位于長江中上游地區,是中國暴雨的多發地區之一。其復雜的地形地貌和處于青藏高原東側的特殊地理位置都導致了四川盆地夏季復雜的暴雨天氣系統。成都市為四川省會城市,屬亞熱帶季風氣候,氣候溫暖,四季分明,降水充沛。全市年平均降水量為759.1～1155.0mm,全市年暴雨日數平均達2～4天,以 7、8月最多,全市一日最大降水量達143.1～356.6mm。2011年7月3日12時起,成都出現2011年入汛以來最強局部強降雨天氣過程,個別地方發生局部內澇。市區有18個加密雨量站在100毫米以上,其中武侯區地稅局加密雨量站為215.8mm,中心城區的單點最大降雨接近歷史極值。由于短時間內降水量較大,成都市區部分道路和低洼易淹區出現積水,個別地方發生局部內澇,6個下穿隧道交通一度受阻。給全市居民生活和工農業生產造成了巨大損失。成都市防災減災委員會透露,2011年6月30日至7月7日的強降雨造成全市因災直接經濟損失超8億元。

很多學者對四川地區的暴雨開展了大量研究。劉慶[1]等人指出四川省暴雨洪澇災害具有出現頻率高、范圍廣、強度大、重復性、年際變化大等特點。主要發生在5～10月,以7～8月為盛,7月洪災尤為嚴重。影響四川省暴雨發生的主要天氣系統有4大類:青藏高原上空低槽、低渦和切變線與地面冷空氣相配合,西南低渦,西太平洋副熱帶高壓,西南低空急流。郁淑華[2]的研究表明,四川盆地大暴雨的形成形勢背景主要是由副高和西風帶低槽的相對位置決定。肖洪郁等[3]指出,影響四川暴雨的副高形式大概有不連續西伸北抬和突然加強西伸或北抬與突然東撤現象這幾類。羅冰[4]通過對近年來的幾次有低層冷空氣侵入的暴雨天氣過程進行數值模擬和診斷分析證實,K指數、Q矢量輻合、螺旋度、位渦等物理量大值區的范圍和演變趨勢同暴雨范圍及演變趨勢基本一致。李國平[5]研究指出降水的發生、發展與濕位渦的時空演變有很好的對應關系,濕位渦高低層正負區疊加的配置是低渦暴雨發展的有利形勢,MPV1負值中心和 MPV2正值中心及其包圍的密集區是暴雨產生的警戒區[6]。濕位渦由負變正預示著暴雨的威弱和消失[5]。吳國雄[7]指出濕位渦和比濕在等熵面有守恒性,濕位渦的正壓項和斜壓項在暴雨的發展中起到不同作用,且暴雨多發生在等熵面的陡峭地帶。王建中[8]等人通過研究指出強降水總是落在干位渦比較小的地方和濕位渦負中心暖氣流一側。壽紹文[9]等對等熵面上的氣壓和風矢量的演變做了細致的分析,指出濕位渦可以沿等熵面的起伏爬升或下滑,將冷空氣輸送到不穩定大氣中引起氣旋的發展。兩人均提到等相當位溫面在暴雨區存在一個“漏斗狀”的通道。許多專家在對四川盆地內觸發暴雨過程的機制進行深入研究后認為西南低渦的強烈發展對四川盆地暴雨的產生至關重要[10-11]。其中程麟生[12]等人發現高、低空氣旋性渦度中心在四川盆地附近上空的迭加和耦合是西南渦在成熟階段強烈發展的一種主要物理機制。

對暴雨天氣過程的分析有利于為以后的預報奠定基礎,對物理量的診斷分析有利于深入了解暴雨發生發展機制,對預報和研究都有極大幫助。文中將診斷分析天氣過程的相關物理量,深入分析2011年“7.3”特大暴雨過程中天氣系統的影響,為預報提供一定的思路和參考。

圖1 7月3日00時～7月4日12時逐時雨量分布圖(實線為≥20.0mm/h站數,虛線為≥15.0mm/h站數,長虛線為≥10.0mm/h站數)

1 資料和方法

利用成都市204個自動站觀測資料分析“7.3”特大暴雨的降水分布特征,進一步使用NCEP逐6h資料和溫江站探空資料診斷分析此次過程的天氣系統結構分布和變化特征。NCEP資料主要包括水汽、水平風場、垂直速度等要素,分辨率為1°×1°。

2 天氣實況

圖1為成都地區(不計都江堰市)7月3日00時至7月4日12時的逐時雨量分布圖。圖中逐時累計降水量來自成都市204個(不計都江堰市)自動站的雨量觀測值。由圖1可以看出,此次大過程從3日14時起至4日04時止,期間呈雙峰型,小時降水量和雨強在3日16～17時達到第一個峰值,其中有兩站3小時降水量累計達到180mm以上,達到特大暴雨級別。3日24小時累計降水有兩站達到200.0mm以上,27站達到100.0mm以上,第一次過程在3日20～22時減弱,累計總雨量回落到500mm以下,經過3小時短暫間歇后又從23時開始進入第二次強降水過程。第二次過程主要發生在3日23時至4日03時,累計降水量比第一次過程略少,而單站累計降水量≥20.0m/h和≥15.0mm/h的站數明顯多于第一次過程,其中單站累計降水量≥20.0mm/h站數達到74站。

圖2 成都地區6小時累計雨量實況圖(單位:mm)

圖2為成都地區6小時累計雨量實況圖。圖2(a)表示的是第一次降水過程,從圖中可以看出成都地區有兩個降水中心分別位于成都主城區和大邑、崇州的東南部,成都主城區上的強降水中心,最大累計雨量達到200mm以上。成都主城區形成內澇就發生在第一次降水過程中。圖2(b)為第二次降水過程的6小時累計降水分布,這次降水中心集中在成都地區西部及西北部的大邑、崇州及邛崍地區,影響范圍較第一次更大。

3 環流形勢分析

3.1 高空環流特征

這次大暴雨過程,是在中高緯歐亞地區呈現兩槽一脊型和低緯地區西太平洋副高西伸共同作用下的特定環流場中發生的。圖3為7月2日08時天氣形勢圖。在圖3(a)500hPa圖上可知中高緯歐亞地區呈現兩槽一脊型,588線西伸脊點位置在110°E附近,四川北部有一小槽。四川上空有一暖中心。高原東北部到青海南部有負變溫和負變高,說明高原上有冷平流,體現有冷空氣侵入。2日20時,500hPa中高緯維持兩槽一脊形勢,兩長波槽分別位于巴湖和哈爾濱南北一線,長波脊位于貝湖一帶,溫度槽脊與之配合。隨著西太平洋副高的西伸,其西端的西南氣流與高原東部的偏北氣流形成切變或低槽。此次切變的風速較弱。到4日20時,中高緯度環流場仍然為兩槽一脊型,但其東移了大約10經距。低緯地區的西太平洋副高,西伸明顯已經伸至成都附近。

影響這次暴雨的高空系統主要是副高的突然加強西伸,在四川地區形成緯向型的空間分布,而緯向型副高所影響的天氣種類多樣,降水強度變化也較大,突發性暴雨過程大多出現在此種副高類型中。此次暴雨前副高的突變型式為:緯向東移型[13]。此類暴雨主要集中在盆地中東部。此類過程常具有突發性強,極易造成山地災害。副高加強時,降雨很快就要開始。當貝湖低槽減弱向東北方向收縮時,暴雨將很快結束。

圖3 7月2日08時天氣形勢圖

3.2 低空形勢場特征

由圖3(b)7月2日08時700hPa圖上可知西昌至川東南部有一直西南低空急流,盆地有一閉合低壓,有氣旋性輻合。結合圖3分析可知:03～04日隨著偏南氣流加強,盆地西南部有渦生成并向東北方向移動高原東北部形成冷高壓,其前部冷鋒與西伸西太平洋副高暖濕氣流在高原東北部附近區域形成輻合,產生強烈的上升運動,有利于出現強降雨。

3.3 水汽輸送

由圖3(b)可知,在大暴雨過程前期,2日08時700hPa低空急流給成都市輸送了豐富的水汽和不穩定能量,成都市有明顯的輻合和上升運動,這對強降水的對流活動的發展非常有利。2日08時850hPa的東南急流也建立進一步加強向成都市水汽的輸送,2日20時,西南急流建立,3日20時西南急流呈氣旋性彎曲,大暴雨發生發展,形成了第二次降水過程。

充分的水汽通量和充足的水汽供應是產生大暴雨的大氣必備條件。

研究水汽通量能夠了解暴雨的水汽來源與這種水汽輸送與某些天氣系統的關系。水汽通量散度則與暴雨落區與雨量大小關系更為密切。水汽通量輻合提供了低層抬升和被抬升空氣潮濕程度的度量[14]。圖4為850hPa水汽通量分布圖。如圖4(a)所示,3日20時從孟加拉灣北上的西南急流中有一股氣流從貴州逆時針吹向重慶四川地區,這一風場的氣旋式切變加強了水汽輻合,圖4(b)所示時刻為第二次暴雨過程期間,由圖看出在貴州地區有一水汽通量大值區,其配合風場的氣旋式輸送,為第二次暴雨提供了水汽,水汽通量散度的正負強梯度區交界的正值區一側和水汽通量場上的氣旋式切變是第二次強降水落區的所在地。

本研究通過對比冠心病患者與健康者血清膽紅素、尿酸水平情況可知,冠心病患者血清膽紅素水平顯著低于健康者,尿酸水平顯著高于健康者,故而該良鄉鎮指標能夠有效檢驗冠心病情況。

圖4 850hPa水汽通量分布(單位:g·cm-1·hPa-1·s-1,陰影區為850hPa水汽通量,箭頭矢量代表850hPa風場)

由于有研究指出低層水汽通量散度負值輻合區的分布不僅對相應時段降水落區指示較好,而且對于未來6h雨區分布也有一定參考性,所以其可作為短臨預警指標[15]。圖5為沿104°E水汽通量散度的經向垂直剖面,104°E為成都地區大致經度。圖5(a)時刻為03日14時,即暴雨起始時刻,水汽通量散度場表現為“正負正”結構,低層的負值區自成都市以南的地面一直向上延伸到700hPa附近,負值中心位于925hPa,強度達到-7*10-7g·cm-2·hPa-1·s-1,負值區隨高度向北傾斜,高層正值中心位置在500hPa,強度較弱,同樣隨高度向北傾斜。暴雨落區位于30.2°N～30.8°N,落區處于正負交界處正值一側,且其與31°N上925hPa的正值中心構成一個強的梯度帶,說明大量水汽在成都市以南地區輻合并隨高度向北傾斜。高低層的輻散場的配合加強了中層水汽的輻合。圖5(b)時刻為03日20時即第一次過程結束后的短暫間歇,由圖可知輻合區推進到了成都市,使其處于零線所壓的位置,由于暴雨過程對水汽有所消耗且不穩定能量得到部分釋放,南部的輻散區收縮減弱,垂直方向上的斜壓形勢明顯減弱。圖5(c)時刻為4日02時即第二次過程期間,在成都地區上空再次形成一個梯度大值帶,中低層輻合場強度和范圍均再次加強,這與水汽通量圖4(a)和4(b)中表現出的水汽輸送有很大關系。

圖5 沿104°E水汽通量散度的經向垂直剖面圖(單位:10-7g·cm-2·hPa-1·s-1,橫坐標加粗段為成都市所在緯度)

4 物理量場診斷

4.1 不穩定能量

此次暴雨過程前,盆地西部上空,大氣能量充足,成都地區處于位勢不穩定狀態中,整個暴雨產生到結束一直維持較高的能量場,K指數一直維持在40以上。

表1為溫江站(56187)探空指數變化,從表1可以得出,從7月2日開始,大氣層結就不穩定,7月3日08時K指數為44,達到本次過程最大值,表明氣層非常不穩定,有利于對流的形成,極有利于出現強降雨。20時,大氣層結不穩定仍然持續,K指數達到43,S指數為-2.6。

表1 溫江站(56187)探空指數變化

繼續用 θse500-θse850的溫度差表示大氣位勢不穩定,該溫度差越小,說明位勢不穩定越大。3日08時第一次強降水時段θse500-θse850為-18,表明大氣處于強烈的位勢不穩定狀態,后期隨著暴雨的產生,不穩定能量得到釋放,位勢穩定度負值中心逐漸減小,位勢穩定度逐漸上升。

圖6為 θse500-θse850假相當位溫沿30°N的經向剖面隨時間變化圖。由圖6可知,θse500-θse850假相當位溫在104°E以西有一個帶狀的正值區,104°E處于正負交界的梯度帶上,西風氣流自西向東由對流穩定區流向對流不穩定區,有利于絕對渦度的增加,產生氣旋并發展。

4.2 渦度場和散度場分析

圖7為3日18時高中低層散度與渦度分布圖。3日12時暴雨發生前,散度場上表現為低層輻合,中高層輻散;渦度場上低層有弱的負渦度,中層有強的正渦度,而高層是負渦度區。3日18時暴雨發生過程中,由圖7可知,中層500hPa由輻散區變弱至中性,有利于上升運動,渦度場上的低層的正渦度明顯加強,中層負渦度增加。總體而言,散度場上質量補償性上升運動的加強促使了低層正渦度的增加,有利于低層氣旋的發生和發展。

4.3 垂直速度場

圖8為2日00時至4日23時30°N,104°E(即成都地區)的垂直速度剖面隨時間變化圖。由圖可知在本次暴雨過程中垂直高度上均表現為一致的上升,其中在 700hPa處有一垂直速度大值區,在20時達到最大值-1.0Pa/s,說明上升運動強烈。中低層的上升速度不斷加大,另外200hPa處也有一個中心強度為-0.6Pa/s的上升區,在上升運動的達到最強的3日20時,成都市區處于兩次暴雨過程的間歇,兩次過程的落區并沒有降水,只在南部的小范圍內有個別站小時累計降水超過20mm。

圖7 3日18時高中低層散度(左)與渦度分布(右)(單位:1e-5)

圖8 2日00時至4日23時30°N,104°E的垂直速度剖面隨時間變化圖(單位:Pa/s,框圖標出了暴雨時間)

4.4 相當位溫分析

在夏季強對流天氣的過程中,θse的相對大值區和低層氣流輻合的重疊區域往往就是強對流天氣的發生區[16]。利用這一點,可以很好的為預報暴雨落區做出指導。在相當位溫面上即等熵面上位渦和比濕守恒,因此可以通過等熵面的結構,分析位渦和水汽的輸送。

圖9為03日14時相當位溫沿104°E的經向-垂直剖面圖,暴雨開始時,在暴雨區 30°N～31°N的區域上空,低層的356K等θe線處于低谷,向南北兩邊都有一個等值線密集的梯度區,大氣處于對流不穩定,此時356K等θe線從21°N起上升到800hPa的高度后降落到暴雨區,表示較高的比濕沿等熵面輸送到暴雨區上空為暴雨持續供應水汽。高層352K等θe線的走勢形成一個通道可以使高層的冷空氣沿等熵面下滑到暴雨區,到達對流不穩定區導致絕對渦度的增加,有利強對流降水形成。

圖9 03日14時沿104°E相當位溫的經向-垂直剖面(單位:K)

4.5 濕位渦分析

濕位渦(MPV)綜合反映了大氣的熱力和動力特征,分析濕位渦的變化可以了解形成暴雨的熱力和動力條件及低層垂直渦度的發展機制。

其中,ζ為p坐標系垂直渦度,f為地轉渦度,p為壓力,g為重力加速度,θe為相當位溫,u、v分別為x軸和y軸方向的速度。第一項為濕正壓項 MPV1,其值取決于空氣塊絕對渦度的垂直分量和相當位溫垂直梯度的乘積。表示慣性穩定性和對流穩定性的作用,一般 ζ＞0,因此當為逆溫時,MPV1為正值,表現為對流穩定 ,反之時,MPV1為負值,表現為對流不穩定;第二項為濕斜壓項 MPV2:包含了濕斜壓性(θe水平梯度)和水平風垂直切變(水平渦度)的貢獻。風的垂直切變的增加或水平濕斜壓的增加,均能因濕等熵面的傾斜而引起垂直渦度的增長,有利于強降水發生或加劇。

圖10為沿104°E MPV1與垂直速度的經向-高度剖面圖。如圖10(a)在暴雨第一次降水過程開始時(3日14時),暴雨區上空30°N附近 MPV1在925hPa～800hPa高度上有一個負值中心。隨著過程的發展負值區收縮變小到圖10(b)20時上方出現了一個正值中心,說明第一次降水過程使低層由對流不穩定狀態向對流穩定狀態轉變,且一直維持一大值上升速度;圖10(c)表明第二次過程低層處于濕對稱不穩定,且不穩定區范圍隨時間加強,上升速度顯著減小,到圖10(d)4日08時降水結束,垂直速度已無明顯的上升中心。500hPa高度的MPV1負值區在暴雨過程中穩定且范圍較大。高層300hPa則在整個階段表現為一直的負值不穩定區。

圖10 沿104°E MPV1與垂直速度的經向-高度剖面圖(單位:Pa/s僅畫出上升區的等值線,陰影區為 MPV1)

圖11為沿104°E斜壓項(MPV2)與垂直速度的經向-高度剖面。MPV2特征主要表現低層925hPa表現為梯度大值區。在圖11(a)上30°N～32°N位置處橫向縱向間隔排列著兩個正負值小中心表明這一區域的斜壓性非常強,不穩定能量形成一個高壓壩,極易被觸發釋放出來。圖11(b)顯示3日14時垂直方向梯度崩潰轉向為水平方向,兩個負值區中間夾著一個正值區,梯度非常大,引發了地面一次暴雨過程,圖11(c)是位于第二次暴雨過程中的MPV2分布圖,此時的梯度依然很大,暴雨繼續持續了兩個小時。由圖11(d)可知,暴雨結束后南部的兩個小中心減弱消失,大氣趨于穩定。

圖11 沿104°E MPV2與垂直速度的經向-高度剖面(單位:Pa/s,等值線為 MPV2值0線,陰影區為 MPV2)

圖12為等熵面θe=325K上的位勢高度場和風速矢量合成圖。圖中位勢高度低表明等熵面在此處為低谷,位勢高度高表明等熵面有個高峰。由圖12(a)可知,等熵面θe=325K上的位勢高度場480dagmp和450dagmp(大約600hPa)構成一個鞍型場,西部存在一個穩定強大的西南低渦,西風氣流從青海到四川西部沿等熵面從低到高爬升,在四川的中部被480dagmp線切斷了與東部的聯系,東南部有低值區,這就形成了風場上表現為氣旋式彎曲東西低南北高的鞍型場。圖12(b)此時 θe=325K的位勢高度場上有東進的西南低渦,東部的低值區東退,南部的高值區退至100°E但范圍擴大,說明等熵面剖度變得趨于平緩了。在成都地區,風場仍維持氣旋式彎曲,有利于形成一個高比濕的區域,為暴雨持續提供充足水汽。

圖12 等熵面 θe=325K上的位勢高度場(等值線,單位:10gmp)和風速矢量合成圖

5 結論

分析了2011年7月3日特大暴雨過程中的天氣形勢,并通過診斷分析相關降水參數研究了此次暴雨的天氣過程和主要影響因子,主要結論如下:

(1)這次大暴雨過程是在中高緯歐亞地區呈現兩槽一脊型和低緯地區西太平洋副高西伸共同作用下的特定環流場中發生的。西太平洋副高明顯西伸、西南急流的水汽輸送、不穩定能量積聚和地面弱冷空氣侵入共同作用而引起了此次特大暴雨。

(2)暴雨開始前高空是水汽通量散度的梯度大值區北側的輻散區,隨著暴雨發生發展,梯度區向北移動,水汽通量散度正負臨界值在暴雨發生時位于落區上空,有很好的對應關系。

(3)濕位渦的垂直正壓項 MPV1在低層925hPa～850hPa位于暴雨區上空位置有明顯的正值中心,此對于落區的預報有較好的指示意義。斜壓項MPV2反映為小范圍正負值區域相交替的梯度大值區,斜壓性很強,縱向的斜壓性隨著暴雨的發展轉為橫向。

(4)風場在850hPa等壓面上和低層θe=325K(大約750hPa)等熵面上均表現為氣旋式彎曲。有利于形成一個高比濕的區域,為暴雨持續提供充足水汽。

致謝:感謝成都信息工程學院科研人才基金(J201112);成都信息工程學院發展基金(CSRF20102)對本文的資助

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