風廓線雷達資料在一次強降水天氣過程中的分析應用

李妙英, 胡明寶, 陳 楠, 趙 靚

(解放軍理工大學氣象海洋學院,江蘇南京211101)

0 引言

強降水的成因有很多,颮線就是其中的一種。颮線中的強雷暴常常引發局地暴雨和災害性強風,在中緯度地區,強雷暴還常常伴有冰雹甚至龍卷[1],有時還會引發下擊暴流,其強大的出流容易形成陣風鋒。大氣層結呈條件性不穩定,低層水汽豐富,低空有急流都是颮線形成的有利條件[2]。

風廓線雷達是一種單點遙感探測設備,通常采用相控陣天線發射3個或5個固定指向的電磁波束,以湍渦為目標探測測站上空大氣的湍流狀況,可直接獲得水平風場、垂直氣流等參數的時高分布。優點是可連續探測,資料的分辨率高、相關性好[3-5],缺點是在探測范圍方面不如多普勒天氣雷達的探測范圍廣。多普勒天氣雷達可監測幾百公里范圍內的降水目標[6-8]。風廓線雷達的探測范圍雖然小,但只要天氣系統從測站經過就能有效探測。在對2006年6月29日一次經過南京的颮線[9]過程的探測中,從水平風場、垂直速度、大氣虛溫等方面進行綜合分析,探討風廓線雷達資料在類似天氣中的表現。

1 天氣情況

2006年6月29日10:20時(北京時,下同)左右,南京上空塵土飛揚、落葉漫天飛舞,地面灰塵也紛紛揚起,短暫時間后,隨之而來的是強降水。位于南京城區南部的風廓線雷達連續觀測了這次過程。

從2006年6月29日02時地面天氣圖(圖略)中可知,33°N～42°N,113°E ～120°E 有一條“舌”狀的雷暴區,雷暴區的邊緣由西北-東南走向的錮囚鋒、東西向的暖鋒和東北-西南走向的冷鋒組成一個鋒面氣旋。從08時850hPa的高空圖可知,南京受暖氣團控制,其北面有一個低壓中心(約37°N,118°E),并有一條明顯的“T”形槽線。冷性氣旋不斷向南推進,與暖濕氣團相遇引發強對流天氣。圖1為每10分鐘降雨量隨時間的變化分布。降雨量由自動雨量計連續觀測,雨量計站與風廓線雷達相距約1.5km。由圖可見降雨時間主要集中在10:30～12:30時,尤其在10:20～10:30時的短時強降水,降雨量高達4.7mm。

圖1 2006年6月29日南京地面降雨實況

2 多普勒天氣雷達回波演變

圖2為多普勒天氣雷達觀測結果。從左至右時間依次為9:00、10:10、11:00、12:01時。圖2(a)為回波強度圖,圖2(b)為相應時刻的多普勒速度圖。圖中距離每圈30km,觀測仰角0.5°。風廓線雷達位于多普勒天氣雷達的東南方向150°距離40km處(圖2黑色三角形的位置)。由圖2可知,9:00時強度圖上有一條回波帶,強度值達到45dBZ,多普勒速度圖上方位300°距離80km處有正負最大速度的跳變區,說明出現了速度模糊現象。從強度圖中可以看出,強回波區向風廓線雷達正面移動造成的風場變化將會在風廓線雷達上有反映。

圖2 2006年6月29日南京多普勒天氣雷達回波強度和多普勒速度演變圖

3 風廓線雷達觀測分析

3.1 水平風場

圖3為對流層風廓線雷達8:06～13:26時的觀測結果。根據風速和垂直風切變判斷,2:50時出現高空急流,高度在13.3～14.8km,最大風速56.9m/s,水平風的垂直切最大值達0.052m/s。5:00時出現低空急流,高度位于2000m以下,風速達到20m/s以上,急流中心在1200m左右,急流范圍逐漸向上下方向伸展,厚度不斷增厚,中心最大風速隨時間增強,9:59時在1500m高度達最大值28m/s。低空急流相比較高空急流晚形成近3小時。隨著時間推移,高空急流區不斷向下擴展,急流中心下降,而低空急流區卻不斷向上發展。兩個急流區不斷靠近。

在水平風場中,風向風速的變化一定程度上可以反映大氣的熱動力情況。高低空急流的相互耦合發展,說明在此次天氣系統中垂直方向有明顯的動量傳遞,低空急流造成暖濕空氣輸送,高空急流造成干冷空氣平流,從而加強了大氣潛在不穩定,高低空急流耦合容易觸發潛在不穩定能量的釋放。西南低空急流的增強說明西南暖濕氣流輸送加快[10],增加了更多的水汽為暴雨的形成提供必備的條件,也有利于不穩定能量的釋放。風廓線雷達的觀測結果也證明了這一點。10:19～12:32時,在低空有一條由西南風突轉西北風的切變線(圖3中的黑線),這是由槽過境所致。10:30時強降水正好與高空低急流相互發展并靠近的時刻相對應。因此,此次颮線天氣造成的強降水過程與高低空急流的耦合是密不可分的。

圖3 2006年6月29日南京風廓線隨時間的變化

另一方面,風廓線雷達有最低探測高度無法探測地面的風向風速,圖4給出7:00～13:00時地面風向風速的實況(實黑線為風速,虛線為風向),10:20時地面觀測到風速極大值為7.9m/s,與風廓線雷達觀測的切變線出現時間一致。12:34～13:00時為東南風,隨后逐漸變為西南風,也正好可以與風廓線雷達的探測結果連接。結合地面觀測的實況,可以使風廓線雷達探測的風場更完整。

3.2 垂直速度

風廓線雷達測得的垂直速度是空氣垂直運動和降水粒子末速度之和,如圖5所示。9:56時前整層為上升氣流,速度為0.5m/s左右;10:10時氣流上升速度急劇增大,說明對流有所加強,并在1275m有速度極大值1.55m/s,在2550m有另一極值3.51m/s。然而僅僅在9分鐘之后,垂直速度突然變成負值,4800m以下垂直下沉速度都大于5m/s,在1200m達到10.56m/s,此時地面觀測到降雨。此后直到10:53時,下沉速度都在5m/s以下。但11:04時下沉速度突然減小到2m/s以下,而在11:21之后下沉速度再次增大到6m/s以上,直至12:07時。

圖4 2006年6月29日南京地面風向風速的變化

圖5 2006年6月29日南京風廓線雷達觀測的垂直速度廓線隨時間的變化

垂直速度是反映風場剖面分布的另一個重要參數。結合上述垂直速度變化的時刻,可以得到此次陣風鋒的大致結構,如圖6所示。陣風鋒是雷暴出流強風的前緣,陣風鋒的出現常和風向突變、風速突增和強對流天氣等聯系在一起。結合多普勒天氣雷達的觀測結果,當雷暴經過風廓線雷達站時已逐漸減弱,屬于消散雷暴。9:56時前隨著低空急流的發展,暖濕氣流不斷向上輸送,體現為氣流的整體上升。隨著雷暴的移動,陣風鋒約在10:19時經過風廓線雷達測站(即水平風場中的切變線)。當陣風鋒經過時,切斷低空暖濕氣流的向上供應,雷暴內部的強大出流到達地面,并帶來降水。由于陣風鋒內部的強風脈動,造成了垂直速度值的變化。因此,垂直速度的分布可以反映陣風鋒或雷暴內部的結構,垂直速度的突變是陣風鋒經過的一個重要標志。

3.3 虛溫

虛溫是指與濕空氣具有相同氣壓、密度值的干空氣應具有的溫度,Tv=(1+0.61q)T[11]。其中 Tv是虛溫,T是大氣溫度,q是比濕。雖然虛溫不是真實的大氣溫度,但與大氣溫度之間存在對應關系,虛溫的變化也能反映大氣溫度的變化。如果有降雨出現,比濕增大,則大氣溫度比虛溫下降更明顯。圖7為風廓線雷達探測的大氣虛溫隨時間變化情況。風廓線雷達探測虛濕通常在正點前5分鐘進行,每小時探測一次。圖7中0m高度的氣溫為地面實測溫度。9:00時地面溫度為33.1℃,總體隨高度遞減,在1100～1200m明顯的逆溫層。10:00時的探測結果顯示相同高度上逆溫層依然存在,但高空溫度下降明顯。

圖6 陣風鋒示意圖

圖7 2006年6月29日南京虛溫廓線隨時間的變化

由圖7可知,9:00時的溫度廓線和10:00時的相比,低空變化不大,600m以上的變化明顯。這是由于在降水初期,高空溫度較低的降水粒子在下降過程中吸收熱量蒸發使溫度下降,因此雖然高空溫度下降,但地面還沒觀測到有降雨,地面溫度的變化也不大,這就造成了局部溫度遞減率的增大。隨著降水粒子增大、粒子數增多,最終會有大量的粒子下落到地面,使整層溫度都下降,并形成降雨,造成地面觀測到降雨的時刻應比高空出現降水的時刻晚。由圖可見,10:20時降雨發生后,地面溫度由10:00時的33.6℃突降到11:00時的25.5℃。在12:00時降雨基本停止后,整層溫度逐漸升高。

4 結束語

(1)高分辨率的風廓線雷達資料,可以清晰地顯示大氣水平風場的演變、垂直氣流的發展及大氣溫度的分布,是實現精細化探測的有效手段之一。

(2)在此次颮線過程中,風廓線雷達清晰地探測到高空急流和西南低空急流出現的時間、高度及最大風速和風切變值,結合大氣虛溫廓線等其他參數,可以為研究氣流內部熱動力過程提供輔助依據,可以分析大氣能量的輸送和冷暖平流的分布。強大的西南暖濕氣流為此次降雨提供了充足的水汽,高空急流的下傳以及和低空急流的相互作用提供了必要的動能,氣流上升速度的突然加強加速了高低空急流的耦合,也為降雨創造了時機,高空溫度遞減率的突然加大對降雨的出現有一定的預示作用。

(3)由于單部風廓線雷達只能探測測站上空的一定范圍,只有當天氣系統能影響到本站上空時才能有效探測。但可以預見,隨著風廓線雷達的組網探測、資料的廣泛應用,多數據的融合必將促進中尺度天氣系統的研究發展,提高天氣預報準確性和可靠性。

致謝:感謝南京雷達氣象與強天氣開放實驗室研究基金(BJG201209)、武漢暴雨開放基金(IHR2009G02)對本文的資助

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