一次陜西關中強暴雨環境條件及中尺度系統分析

慕建利,諶云,李澤椿

(1.中國氣象局 公共氣象服務中心,北京 100081;2.國家氣象中心,北京 100081)

一次陜西關中強暴雨環境條件及中尺度系統分析

慕建利1,諶云2,李澤椿2

(1.中國氣象局 公共氣象服務中心,北京 100081;2.國家氣象中心,北京 100081)

綜合利用T213再分析資料和高時空分辨率觀測資料包括地面區域逐時加密觀測資料,對2007年8月8—9日陜西關中特大暴雨過程的環境條件和中尺度系統進行了分析。天氣學分析表明:500 hPa西太平洋副熱帶高壓和青藏高原高壓形成的高壓壩在陜西中部斷裂形成東北—西南向切變線、250 hPa西風急流入口區右側發散場和700 hPa東西向切變線相互配合是特大暴雨形成的有利環境條件;低層風向快速變化使關中暴雨區低空水汽經歷了減小—突然增加—快速減小的過程,關中周圍水汽通過偏東氣流輸送至暴雨區為暴雨的發生提供了水汽和位勢不穩定條件,而水汽的快速變化又形成關中暴雨的突發性和歷時短而強的特征;高空反氣旋渦度的發展形成強烈的“抽吸作用”、雙圈垂直次級環流和強垂直上升運動及其兩側的弱下沉運動形成的不對稱結構是暴雨形成的動力機制。強降水的中尺度特征分析顯示:強暴雨是由一個中α尺度對流系統(MαCS)的發生發展產生的,MαCS又是由2個中β尺度對流系統(MβCS)合并發展而成,其內部對流單體的發展合并和獨立加強形成岐山、禮泉和高陵3個大暴雨中心,這些對流單體的發展是由地面中尺度輻合系統產生的,強降水的強弱與地面中尺度輻合系統的強弱有很好的對應關系,地面中尺度輻合系統的形成和加強可能是強降水的觸發機制和增幅原因之一。

特大暴雨;環境條件;中緯度高壓壩;中β尺度對流系統

0 引言

暴雨一直是天氣預報和服務的重點,更是預報的難中之難,因此始終是各國氣象工作者或學者研究的重要內容之一。國內外氣象學者對長江流域、華南、華北等暴雨進行了大量的研究,取得了一系列的科研成果(陸爾和丁一匯,1996;陸爾等,1997;王建捷和郭肖容,1997;Blanchard et al.,1998;薛紀善,1999;陳紅和趙思雄,2000;呂艷彬等，2002；孫建華和趙思雄,2002;Jorgensen et al.,2002;Chiao and Lin,2003;Brian,2004;柳艷菊等,2005;Joseph and Sobel,2005;張恒德等,2011;趙玉春等,2011;郭蕊等,2013),揭示了南方中尺度暴雨發生發展的大尺度環境背景和中小尺度的細微結構演變特征。陸爾和丁一匯(1996)、陸爾等(1997)研究指出,江淮持續性特大暴雨的形成不僅與東南季風爆發和活動密切相關,暴雨的維持和結束與西南季風北上南下有直接的關系,強冷空氣南下與低緯暖濕氣流結合是暴雨形成的重要條件。薛紀善(1999)對華南暴雨研究表明,華南前汛期持續性暴雨是在冷空氣、低空西南/南風急流、低緯度環流形勢、南海季風共同作用的背景條件下發生的,低空急流的強弱變化與低緯度環流密切相關。馮伍虎等(2001)分析指出,1996年8月3—5日河北特大暴雨發生在西西伯利亞低槽、印度季風、西太平洋副熱帶高壓、西亞副熱帶高壓構成穩定的大型鞍形場的大尺度條件下。陳茂欽和徐海明(2011)對江淮鋒面和華南暖區的暴雨對比分析顯示,其影響系統均與低空切變線和鋒面密切關聯,江淮暴雨主要發生在長江中下游的低空切變線的南側、地面鋒面上,華南暴雨主要發生在廣東沿海一帶的低空切變線南側、地面鋒前強盛的西南氣流里。長江中下游暴雨野外科學試驗研究中,通過實時觀測資料的分析歸納出暴雨中尺度三維結構特征,包括中尺度對流輻合線、中β尺度、中γ尺度的三維結構模型(倪允琪和周秀驥,2006)。Jorgensen et al.(2002)對比分析數值模擬結果與雷達回波資料表明,鋒前有明顯的狹窄線狀回波存在,狹窄回波雨帶的垂直分布結構類似于冷池分布結構。陜西暴雨研究也取得了較大進展(劉子臣和張健宏,1995;劉子臣等,1997;梁生俊等,2002;張弘等,2003,2007;杜繼穩,2005,2007;井喜等,2005;劉勇,2005;劉勇和張科翔,2005;慕建利等,2005,2006,2009;畢寶貴等,2006;許新田等,2006;王文和程攀,2013)。研究表明,陜西突發性暴雨發生的環流形勢在500 hPa上空可分為4種類型,分別為“低槽副高型”、“副高控制型”、“西北氣流型”和“中緯度高壓壩控制”(杜繼穩,2005;慕建利,2006)。低空偏南風急流或偏東風急流(高風速帶)將暖濕空氣從孟加拉灣、南海和東海輸送至陜南,促使不穩定層結的形成,為暴雨區提供了充沛的水汽條件和必要熱力條件(畢寶貴等,2006;杜繼穩,2007)。高低空急流耦合為強對流發展創造了中尺度環境背景,其形成的次級環流不僅使暴雨區上升運動加強和維持,而且使高低層輻散輻合、水汽輸送、不穩定能量建立和釋放相結合(劉勇,2005;許新田等,2006),持續的高層輻散、低層輻合的環流配置保證了低層源源不斷的水汽輻合并抬升凝結(白濤等,2013),不穩定能量、強散度柱、特強垂直上升運動柱耦合發展是陜南突發大暴雨產生的動力機制(慕建利等,2005)。這些研究不僅在理論上揭示了陜西暴雨形成的條件和原因,而且對指導陜西大范圍的、系統性的暴雨預報產生了積極的作用。但是,對于小范圍的、突發性的、短歷時的強暴雨預報的指導能力甚小,尤其是陜西中部地理環境復雜,大氣環流表現為不同的形勢,暴雨特別是極端暴雨形成的機理極其復雜,在現有認識和方法的基礎上,暴雨預報時有失敗或不理想的狀況。

2007年8月8日18時—9日02時(北京時間,下同),陜西關中平原出現了50 a來最大的一場暴雨天氣過程,過程強降雨集中在短短的5 h之內,降水強度之大為歷史罕見,給社會帶來嚴重的經濟損失和人員傷亡,西安、寶雞、咸陽3市發生嚴重的山洪等地質災害和城市內澇,致使多條河流洪水暴漲、房屋倒塌、農田被淹,交通癱瘓及人員傷亡等災難,直接經濟損失高達5億多,死亡9人。而且本次暴雨天氣過程突發性強,暴雨發生前沒有明顯的影響系統和偏南風急流輸送水汽和不穩定能量,暴雨區位于“中緯度高壓壩控制”之中,給暴雨的預報帶來極大的困難,加之對該類暴雨研究極少,預報員很難找到暴雨預報的著眼點,從而使暴雨的預報出現了較大的誤差。科學認識暴雨尤其是預報失敗或預報誤差較大的暴雨的環流特征及其發生發展規律是提高預報能力的必經之路。所以,本文分析研究了該次極端暴雨過程。

1 資料與方法

綜合利用T213 0.5625°×0.5625°再分析資料和近年來高時空分辨率觀測資料包括陜西240個自動觀測站和區域加密觀測站逐時降水資料、甘肅自動觀測站等全國逐時降水資料、FY-2C衛星等資料,通過天氣學、動力學、熱力學等診斷計算和分析,對2007年8月8—9日發生在陜西中部一次大暴雨過程進行細致的分析,加深對“中緯度高壓壩控制”型的大暴雨形成的環境背景和物理條件、中尺度對流系統的演變特征的認識,揭示該類暴雨發生發展規律和可能的成因,為該類特大暴雨的短時臨近預報預警提供思路和預報著眼點,從而提高暴雨的預報準確率和防災減災等服務能力。

2 特大暴雨過程雨情分析

2007年8月8—9日,陜西關中出現了一次特大暴雨天氣過程。分析陜西240個氣象觀測站降水量和我國其他區域自動站觀測的逐小時降水資料顯示,陜西降雨從8日18時開始,9日02時結束,強降雨集中在8日20時—9日01時5 h內,陜西范圍內日降水量在暴雨(50 mm)以上的有47站、大暴雨(100 mm)以上的多達12站,其中突破有記錄以來的歷史極值的有8個氣象觀測站,且雨強大,如禮泉日降雨量達209.8 mm,小時雨量(95 mm)超過該站日雨量的歷史極值(86.1 mm)。暴雨過程以1 h降雨量大于等于10、20、50 mm的降雨站數來表示強降雨范圍(圖1b),1 h最大降雨量(圖1c)表示降雨強度變化,暴雨過程強降雨范圍、強度經歷突然增大—有所減小—再次增大至最大—突然減小至消失的過程,而且在陜西中部形成東西向的中尺度強降雨帶,強降雨帶上從西向東先后出現了3個大暴雨中心,其中心日最大降水量分別為187 mm、151 mm和118 mm(圖1a),對應降雨強度分別達79 mm/h、95 mm/h、92 mm/h,強降雨在每個大暴雨中心只維持1～2 h(圖1d)。

圖1 2007年8月8日18時—9日02時降雨量 a.總降雨量(單位:mm);b.逐時降雨站數;c.逐時最大降雨量(單位:mm);d.關中3個暴雨中心逐時降雨量(單位:mm)Fig.1 Precipitaion during 18:00 BST 8 August to 02:00 BST 9 August 2007 a.total precipitation(units:mm);b.station numbers of hourly precipitation;c.hourly maximum precipitation(units:mm);d.hourly precipitation at the three rainstorm centers respectively(units:mm)

圖2 2007年8月8日14時(a)和20時(b)250 hPa的位勢高度(實線;單位:dagpm)、急流帶(陰影;單位:m/s)以及風矢量(箭頭;單位:m/s)的分布Fig.2 Geopotential heights(solid line;units:dagpm),jet belts(shaded areas;units:m/s) and wind vector(arrow) at 250 hPa at (a)14:00 BST and (b)20:00 BST 8 August 2007,respectively

圖3 2007年8月8日14時(a)和20時(b)的500 hPa高度場分布(單位:dagpm)Fig.3 Geopotential heights at 500 hPa at (a)14:00 BST and (b)20:00 BST 8 August 2007(units:dagpm)

總之,本次暴雨過程,8 h出現了大于150 mm的降雨,超過了12 h降雨量大于等于140 mm的特大暴雨的國家標準,屬于特大暴雨過程。由于特大暴雨過程具有發展迅速、降雨強度大、移速快、歷時短的特點,造成了寶雞、咸陽、西安等地發生嚴重的山洪等災害,給當地人民帶來了巨大的生命和財產損失。據不完全統計,這場特大暴雨僅在關中地區造成9人死亡,直接經濟損失5億元以上。

3 特大暴雨的環流形勢特征和物理條件

3.1 環流形勢特征

分析顯示,本次“中緯度高壓帶控制型”關中特大暴雨發生在高中低空有利的環境背景下,是高緯度西風帶長波槽、中緯度高壓壩斷裂、低緯度熱帶低壓系統共同作用的結果。250 hPa上,暴雨發生前(圖2a),南亞高壓東北部向東北發展,高空西風急流加強并從西北—東南向轉為近似東西向;暴雨發生時(圖2b),南亞高壓東北部南縮使其附近的西風轉為西北風,它與高空急流軸附近的西風氣流形成明顯的高空輻散流場。500 hPa上,暴雨發生前(圖3a),歐亞高緯度地區為一脊一槽型,雅庫茨克至鄂霍次克海為高脊區,雅庫茨克以西直至烏拉爾山一帶是穩定而寬廣的長波槽區,長波槽西南部的槽底一直向東南伸至渤海北側,中緯度地區西太平洋副熱帶高壓(副高)和青藏高原高壓和組成中緯度高壓帶(壩),低緯度地區為2個熱帶低壓;暴雨發生時(圖3b),低緯度地區2個熱帶低壓合并為熱帶輻合帶,高原高壓減弱,高壓壩斷裂,副高和青藏高原高壓之間形成東北—西南向的弱切變線,東南氣流沿副高東南側向西北流至四川后,在副高西側折向北進入陜西南部,又沿副高西北側向東北上與沿長波槽底部下滑的冷空氣相遇,在關中中西部形成輻合,產生強降雨;當青藏高原高壓發展加強與副高合并再次形成東西向高壓壩時(圖略),阻擋了東南側的東風氣流轉向北上,強降雨結束。700 hPa上,暴雨發生時(圖4b),河套小高壓底部東風氣流與高原南部低壓東側和副高之間的南風氣流在秦嶺山區交匯形成東西向切變線,該切變線為本次強暴雨的主要影響系統。追蹤分析影響該次關中特大暴雨過程的切變線,暴雨發生前期(圖略),高緯度的冷空氣不斷東南下,迫使位于高原上的低壓向東南移動,位于15°N的熱帶輻合帶逐漸北抬,其東部太平洋有熱帶低壓西北上,副高隨之北上西進,熱帶輻合帶北緣和副高南側的東風氣流在四川東部和重慶折向沿高原低壓東側北上,與陜北至寧夏的小高壓底部的東風氣流在六盤山西側靖遠、蘭州北側附近相遇形成東西向切變線,8日14時(圖4a),高原低值系統東南移,熱帶輻合帶北側東風氣流轉向北的氣流發展加強(從2 m/s增加到4～6 m/s)并向西北流去,在靖寧、隴西縣的低洼地區形成東北—西南向切變線,并產生對流性降雨,8日20時(圖4b),陜北小高壓西部南壓并向東移動,形成東西向的高壓環流,陜北小高壓底部的東風氣流與高原南部低壓東側和副高之間的南風氣流在秦嶺山區形成東西向切變線(南風位于秦嶺南側,東風氣流位于秦嶺北側的關中平原),東路弱冷空氣與東南暖濕氣流在關中中西部交匯形成輻合,使大氣不穩定加強,并觸發了強對流降雨發生。相應地面圖上(圖略),在高原東部形成的冷鋒使西北冷空氣在近地層與暖空氣交綏,形成強烈的能量鋒區和位勢不穩定,強對流降雨發生在冷鋒中部前沿的冷暖空氣交匯且能量鋒區最強烈的區域。這不同于華北平原的中尺度對流復合體(MCC)發生在移動性冷鋒前的暖區中和南方的MCC常發生在靜止鋒的西端(慕建利等,2012)。

圖4 2007年8月8日14時(a)和20時(b)的700 hPa高度場分布(細實線為高度場,單位:dagpm;粗實線為切變線)Fig.4 Geopotential heights(thin solid line;units:dagpm) and wind field at 700 hPa at (a)14:00 BST and (b)20:00 BST 8 August 2007,respectively(the thick solid line denotes the shear line)

圖5 a.暴雨區(107.2～109.4°E,34.1～34.7°N)平均渦度(黑線;單位:10-5 s-1)、平均散度(紅線;單位:10-5 s-1)和平均垂直速度(陰影;單位:Pa/s)的高度—時間剖面;b.8日18時—9日02時的降雨量(陰影;單位:mm),8日20時和9日02時的平均300 hPa輻散(黑線;單位:10-5 s-1),850 hPa輻合(紅線;單位:10-5 s-1),700 hPa正渦度(綠線;單位:10-5 s-1),以及600 hPa垂直速度(藍線,單位:Pa/s)Fig.5 a.Height-time cross section of the heveay rainfall region(34.1—34.7°N,107.2—109.4°E) averaged vorticity(black line;units:10-5 s-1),divergence(red line;units:10-5 s-1) and vertical velocity(shaded areas;units:Pa/s);b.Precipitaion during18:00 BST 8 August and 02:00 BST 9 August 2007(shaded areas;units:mm),averaged physical quantities during 20:00 BST 8 August and 02:00 BST 9 August 2007(divergence at 300 hPa(black line,units:10-5 s-1);convergence at 850 hPa(red line,units:10-5 s-1);positive vorticity at 700 hPa(green line,units:10-5 s-1);vertical velocity at 600 hPa(blue line,units:Pa/s))

3.2 物理環境條件

圖5a給出了關中特大暴雨發生前后暴雨區平均渦度、散度和垂直速度的垂直演變特征。8日08時,300 hPa以上高層已經存在-3×10-5s-1的負渦度,8日14時發展達最大,中心強度為-8×10-5s-1,位于150 hPa,隨后負渦度開始減小,8日15時,正渦度從對流層低層850 hPa開始發展,并向高低層伸展,8日17時,2×10-5s-1的正渦度等值線向上伸展至700 hPa、向下約達900 hPa,8日19時,2×10-5s-1的正渦度等值線向下發展到達地面,向上伸至500 hPa,形成地面到500 hPa的正渦度柱,9日01時,近地層正渦度快速減小,900 hPa以下已經轉為負渦度,但中高層仍維持較大的正渦度。對應散度的垂直結構,8日13—15時,暴雨區從低層至高層呈弱輻合—輻散的“雙重結構”(張弘等,2003),8日16時,600 hPa附近為無輻散層,其上下為輻散輻合,強度為2×10-5s-1,隨后高空輻散快速加強,-2×10-5s-1的低空輻合線加快向高空伸展,8日20時,高空輻散達最大,中心強度增至5×10-5s-1,形成高層輻散明顯大于低層輻合的散度柱,對應強降水突然增強,然后高空輻散中心繼續下滑并有所減弱,中低空輻合增加,對應降水量有所減小,8日23時,高空輻散中心下降至400 hPa,強度重新增加至4×10-5s-1,低層850 hPa輻合加強到-4×10-5s-1,對應23時、24時降水達最強,9日01時,高空輻散再次達到最大值(5×10-5s-1)、低空輻合此時也達到最大值(-5×10-5s-1),9日02時,-2×10-5s-1輻合線快速下降,強降水結束。相應的垂直速度變化特征,8日13時,垂直上升速度從600 hPa開始發展,然后快速向高低層發展,8日15時發展為整層的垂直上升運動,8日20時,1.0 Pa/s的垂直上升運動伸展至400 hPa,對應降水強度突然猛增,降水量從8日19時29 mm增大至8日20時77 mm,此后垂直上升運動強度緩慢增加,中心位置下降,8日23時—9日02時垂直上升運動中心強度達到最大(1.2 Pa/s),期間降水強度也在增加,降水峰值出現在8日23時(95 mm/h),但增加幅度相對減小,9日02時,垂直上升速度開始減小,但在其后數小時內仍維持較大的上升運動;而邊界層垂直上升運動在9日01時減小至0.2 Pa/s,對應強降水結束。

何華和孫績華(2004)應用p坐標下連續方程探討了高層散度與垂直速度的關系,說明對流層高層的“抽吸作用”形成過程。本次關中特大暴雨是在散度、渦度和垂直運動相互耦合發展的有利條件下發生的。強降水發生前,首先300 hPa以上出現明顯的負渦度發展加強,高空氣流發散(輻散),產生垂直上升運動,起到高層“抽氣”作用,使300 hPa以下的空氣向上補充,低層氣壓降低,形成低層輻合,隨著高空反氣旋渦度的進一步增強,高空輻散的增幅大于中低層輻合的增幅,造成對流層高層強烈的“抽吸作用”,使垂直上升運動發展加強,上升運動的發展抬升,使低層輻合增厚,中低層氣旋性渦度加強并向高層伸展,它們相互作用下繼續發展;暴雨開始時,高層輻散達到最大(5×10-5s-1),500 hPa以下形成了正渦度柱和輻合柱,從而使降雨增幅猛烈加強,降雨強度達77 mm/h,但此時高空輻散明顯強于低空輻合,使“抽吸作用”繼續,由此垂直上升運動繼續加強,中低層渦度、散度也隨之加強,降雨也繼續增大,到暴雨強盛期,高空輻散、低空輻合和低空正渦度同時達最大,但高、低空輻散、輻合勢力相當,“抽吸作用”減退,垂直上升運動快速減弱,同時,邊界層出現了負渦度,從而使強降雨結束。圖5b是8日18時—9日02時暴雨過程總降雨量和8日20時與9日02時的平均300 hPa輻散、700 hPa正渦度、850 hPa輻合、600 hPa垂直上升速度最大中心所在層次的水平分布,可見,各物理量大中心區域并非重合,強降雨不是發生在某一物理量的中心區域,而是發生在各物理量大值中心間的交界處,進一步說明強降雨是在不同物理量有利配置下發生的,各種物理量的相互耦合發展為大暴雨的發生提供了有利的動力環境條件。

在這樣一種大氣動力環境條件下,暴雨區水汽條件是如何形成的?分析水汽條件發現,本次暴雨過程水汽比較淺薄(78%的水汽含量集中在700 hPa以下),暴雨發生前濕度沒有增加反而減小,不利暴雨的發生,但暴雨即將來臨時,低層西南風突然轉為東風,將河南附近的水汽快速向西輸送至暴雨區,使暴雨區濕度突然猛增,形成了暴雨所需的高濕和很強的水汽輻合條件。

圖6 850 hPa比濕(單位:g/kg)和風場(風羽) a.8日08時;b.8日14時;c.8日20時;d.9日02時Fig.6 Specific humidity(solid lines;units:g/kg) and wind fields(bar) at 850 hPa a.08:00 BST 8 August 2007;b.14:00 BST 8 August 2007;c.20:00 BST 8 August 2007;d.02:00 BST 9 August 2007

圖6給出了暴雨發生前后850 hPa比濕場和風場的變化。關中暴雨區周圍具有高濕區和低濕區(干區)的不均勻分布特征,暴雨區及其西南部的四川為一高濕區,沿副高西北側也為一條相對高濕帶,高濕帶上有3個16～18 g/kg的相對高濕中心,暴雨區周圍其他地方濕度相對較低,尤其是黃河拐彎處附近有一個中心為13 g/kg的低濕區。暴雨區濕度經歷了先減小、然后突然增大、又減小的過程,這一變化特征與河套小高壓、副高和熱帶輻合帶的發展演變密切相關。8日08時(圖6a),四川到陜南西部、關中西部為東北北—西南南向的高濕帶,其中有2個大值中心,1個位于秦嶺山區,中心值為21 g/kg,1個位于四川東部,其中心值為23 g/kg;關中暴雨區東部河南有一個中心為18 g/kg的相對高濕區;值得注意的是,黃河拐彎處的關中東部、陜北東南部和山西南部有1個弱反氣旋環流,反氣旋中心比濕為13 g/kg,說明該區域空氣比較干燥;我國東部長江中游濕度較低。8日14時(6b),陜北南部反氣旋環流向西南移動,其后部轉為一致的東風氣流,將反氣旋中心附近的干空氣向西輸送,使關中中西部濕度減小,秦嶺山區的濕中心消失,熱帶輻合帶北側東風向西、向北擴展加強;8日20時(圖6c),熱帶輻合帶北側東風進一步北上西行,使四川高濕區前沿濕度向北輸送,陜北冷干空氣北退,副高西側的偏南風突然轉為東風,與陜北南部高壓底部的東風氣流疊加,形成8～10 m/s的東風急流,將河南高濕區的水汽向關中輸送,從而使關中暴雨區濕度突然增大,比濕從17 g/kg增加到20 g/kg。9日02(圖6d)時,河套反氣旋發展,北部冷干空氣整體南下,關中地區濕度減小,暴雨結束。進一步分析水汽通量、水汽通量散度和水汽通量流場演變發現(圖略),關中暴雨區低層水汽源于東海,東海水汽經由副高南側和熱帶輻合帶北側的東風氣流向西輸送,經過湖北時分為兩股,一股繼續西行將水汽輸送至四川,使四川一直維持高濕區;另一股沿副高西側偏南風氣流向西北輸送(暴雨發生前)或北上至河南時突然轉向西連同河南至湖北北部高濕區的水汽一起輸送至關中暴雨區,使關中暴雨區的水汽通量突然猛增,為強暴雨的發生提供了充沛的水汽條件。可見,暴雨區東部河南高濕區水汽主要來源于東海,而偏南風突然轉向東風與陜北小高壓底部東風合并加強為東風急流將河南高濕區水汽輸送至關中暴雨區是形成暴雨水汽條件的主要原因。

分析1 000～600 hPa暴雨區東南西北邊界的水汽通量可知,水汽從暴雨區東部輸入遠遠大于從西部流出是其水汽輻合的主要原因,暴雨區北、東2個邊界水汽突然增大和減小對暴雨的生消具有指示意義(慕建利等,2012)。位勢不穩定能量場(圖略)的變化與濕度場相似,在近地層,臨近暴雨發生時位勢不穩定能量突然聚集,在關中形成一高能中心,并在關中形成東西向高能帶,它與西北部的低能區之間形成東北—西南向能量鋒區,暴雨發生在關中高能中心西南側和能量鋒區偏南的暖空氣一側,而且暴雨的發生、發展和減弱、消亡與850 hPa以下層能量的積累和釋放密切關聯,當850 hPa以下層能量積累時,伴隨暴雨的發生發展,能量的釋放減小階段則是暴雨達到成熟期并開始減弱和消亡時期。

圖7 暴雨區(107.2～109.4°E)平均垂直速度(等值線;單位:Pa/s)和垂直環流(箭頭)的經向剖面 a.8日08時;b.8日14時;c.8日20時;d.9日02時Fig.7 Vertical cross sections of 107.2—109.4°E averaged vertical velocity(contour line;units:Pa/s) and vertical circulation(arrow) a.08:00 BST 8 August 2007;b.14:00 BST 8 August 2007;c.20:00 BST 8 August 2007;d.02:00 BST 9 August 2007

4 次級環流與暴雨的關系

分析暴雨區平均垂直速度顯示,暴雨發生前10 h(圖7a),關中暴雨區及其周圍處于整層的下沉氣流中,暴雨發生前3 h(圖7b),暴雨區南部至陜南轉為上升氣流,8日20時(圖7c),34～36°N為整層直立的垂直上升運動區,中心強度達-1.4 Pa/s,位于700～500 hPa;強垂直上升運動區北緣在600 hPa分為兩支氣流,一支向北至37°N轉為下沉氣流,中心強度位于850～600 hPa,強度為0.2 Pa/s,一支繼續向高層上升至300 hPa以上轉向南流出,強垂直上升運動區的南部氣流上升至300 hPa以上也轉向南流出,在30～34°N、600～300 hPa間下沉后再向北流入暴雨區的上升運動中形成間接環流圈,下沉運動中心強度為0.6 Pa/s,從而在關中暴雨區垂直上升區南北兩側的中高層和中低層形成下沉運動,這樣就形成了在關中平原上升,其南北兩側為下沉氣流的雙圈垂直次級環流,這種雙圈垂直次級環流的上升支與暴雨區垂直上升運動耦合,使上升氣流加強,是造成強降水的物理機制,這種機制的形成和維持與高低空急流的耦合是緊密相關的(矯梅燕等,2006)。另外,上升運動速度分別是其南北兩側下沉運動速度的4倍和7倍,形成了垂直上升運動特強、下沉運動弱的不對稱結構,在這種不對稱結構下,從暖濕輸送帶進人系統的水滴必然是邊繞環流旋轉邊作浮沉運動,使水滴有可能長時間在暖濕環境中行走而不是直線上升很快到達云頂,從而使水滴獲得較多沖拼增長機會,很快形成暴雨(田生春和劉蘇紅,1988)。9日02時(7d),垂直上升運動有所減弱,其南部中高層下沉運動轉為上升運動,使垂直上升運動區變寬,而且無法形成垂直次級環流,對應此時強降雨結束。

可見,強垂直上升運動及其南北兩側弱下沉運動形成的不對稱結構、以及它們形成的雙圈垂直次級環流可能是本次暴雨形成的物理機制。

5 關中強暴雨中尺度對流系統(mesoscale convective system,MCS)演變特征及其與強降水的關系

5.1 中尺度雨團活動特征

根據降水覆蓋范圍大小、連續降水時間長短、雨強大小將本次降水形成的雨團分為強雨團、特強雨團(慕建利等,2012),分析暴雨過程雨團變化顯示,本次關中強暴雨過程的形成是2個小雨團發生、東移和合并的過程,它們從生成、東移合并、發展加強為水平尺度達100 km×40 km的特強雨團,歷經8 h。進一步分析顯示,雨團生命期分為3個階段:發展加強期穩定少動,成熟期緩慢東南移,遇秦嶺阻擋停滯減弱消亡。圖8清楚地顯示了雨團發展的3個階段,8日18時,2個小雨團在寶雞隴縣和太白山區生成,分別緩慢向東南和東北方向移動,并在1 h后增強為強度為30 mm/h、29 mm/h的強雨團,8日20時雨團合并繼續發展加強,形成一個中β尺度的特強雨團,其水平尺度約為100 km×40 km,雨強超過40 mm的有7站、最大雨強達77 mm/h,中心位于岐山棗林鄉,并在岐山維持2 h;8日22時降水強度略有減小(強度為58 mm/h)并向東移動,然后雨團再次發展東移至禮泉,8日23時特強雨團達到最強時刻,中心降水強度高達95 mm/h,降水量大于50 mm/h有7站;9日00時繼續強勢東南移至高陵,1小時降水量達到50 mm的有5站,中心最大達92 mm;9日01時,受秦嶺東坡阻擋,強降水減弱,02時后降水結束。

圖8 2007年8月8日18時—9日02時逐時降水量(陰影,單位:mm)Fig.8 Hourly precipitation(shaded areas;units:mm) from 18:00 BST 8 August to 02:00 BST 9 August 2007

5.2 MCS演變特征及其與強降水、地形的關系

上述中尺度雨團分析表明,本次關中強暴雨是一個中尺度雨團沿關中喇叭口地形從西向東發展造成的。下面對暴雨中的中尺度雨團對應的對流系統及其他們與關中喇叭口地形的關系進行分析。

圖9給出了造成暴雨的MαCS發生發展期間逐時相當黑體溫度(black body temperature,TBB)及其后1 h降水量與地形的關系。圖9中清楚地展示了MαCS發生、發展加強、減弱消亡的全過程及其與強降水雨團的關系以及關中特殊地理環境對它們的影響。8日19時(圖9a),幾個對流云團在向東開口的喇叭口地帶的關中西部發展并相互靠近,云頂亮溫最低為-58 ℃,1 h后2個局地強降水雨團合并后強烈發展,形成了長約60 km的特強雨團,強降水中心強度由30 mm/h增長到77 mm/h;8日20時(圖9b),云頂最低溫度猛烈下降,云團內部強對流體合并形成160 km×120 km(指TBB小于等于-52 ℃)西北—東南向的橢圓形MβCS,中心強度達-72 ℃,強降水略有增強,中心強度為79 mm/h,特強雨團發生在云頂亮溫低值中心西北側溫度梯度最大的地方,然后中尺度對流云團沿喇叭口地形向東移動;8日22時(圖9d),中尺度對流云團發展達最強時期,形成一個達到MCC標準的MαCS,此時降水達到鼎盛時期,特強雨團中心降水量達95 mm/h,雨團幾乎和TBB低值中心重合;8日23時(圖9e),云團范圍繼續擴大,強降水維持,1 h后特強雨團位于強云團中心略偏前東南的地方;9日00時(圖9f),云團面積達最大,云體中心東移,-72 ℃ TBB等值線北部繼續維持,南部移至秦嶺東部由于受秦嶺山東部東北—西南向山脈的阻擋減弱消失,-72 ℃ TBB等值線明顯縮小,降水開始減弱,雨團最大降水量減少到63 mm/h,位于云團強中心前部;然后MαCS強度快速減弱,9日02時(圖9h),-67～-72 ℃的等值線分裂為2個小中心,并且均位于秦嶺南坡山區,說明影響關中強降水的MαCS已移出關中地區,關中強降水結束。

圖9 2007年8月8日19時—9日02時MCS的逐時(a—h)TBB(實線,單位:℃)和其后1 h降水量(虛線;單位:mm)與地形(陰影;單位:m)的關系Fig.9 (a—h)MCS hourly TBB distributions(solid line;units:℃) and subsequent precipitation fields(dashed line;units:mm) one hour later from 19:00 BST 8 August to 02:00 BST 9 August 2007 and the relationship between it and the topographty(shaded areas;units:m)

5.3 地面中尺度擾動特征及其與強降水的關系

由5.1、5.2節可見,暴雨過程強降雨范圍、強度經歷突然增大—有所減小—再次增大至最大—突然減小至消失的過程,而影響強降水的中尺度對流系統則表現出發生、發展加強、減弱消亡的一個過程,說明強降雨的發生發展與中尺度對云團的發生發展并非完全一致,即不是所有中尺度云團范圍內均會出現強降雨,而且強度相同的對流云團,其內部降水大小也不相等。為了了解中尺度對流系統冷云蓋下強對流發生發展與強降水的關系,對地面加密風場及其后1 h降水量進行了細致的對比分析。

圖10 2007年8月8日18時—9日01逐時(a—h)地面風場(風羽)及其后1 h降水量(陰影;單位:mm;D為中尺度渦旋;實線為中尺度切變線)Fig.10 (a—h)Hourly surface wind fields(barb) and subsequent precipitation fields(shaded areas;units:mm) one hour later from 18:00 BST 8 August to 01:00 BST 9 August 2007(D denotes the mesoscale vortex and solid line denotes the shear line)

從地面加密風場及其后1 h降水量疊加(圖10)可見,8日18時(圖10a)隴縣北風和寶雞東南風形成弱切變,在弱切變的偏北風一側出現了30 mm的局地強降水,眉縣附近的弱北風和弱南風形成的南北切變線,使眉縣西南側出現了29 mm的降水;8日19時(圖10b),南風北抬加強,眉縣轉為6 m/s的南風,隴縣西北風向東南擴展加大,千陽一帶轉為6～8 m/s的西北風,而且鳳翔由北風轉為6 m/s的西南風,岐山的東、北側為東風、東南風和東北風,即在岐山和鳳翔附近為西北風、西風、西南風、南風、東南風、東北風對吹,形成了的不同風向的中尺度輻合系統D,輻合加強,降水強度猛增,范圍擴大,1 h后在輻合系統內有范圍較大的強降水,岐山棗林和鳳翔東北側分別出現了77 mm和68 mm的特強降水中心,強降水中心呈西北、東南向;8日20時,鳳翔西北側的西北風向東發展,使北側強降水中心東移至麟游,降水強度略減,為51 mm,南側強降水穩定維持,中心岐山棗林的強降水為78 mm,強降水中心轉為近南北向;8日21時,中尺度輻合系統D向東北移至乾縣附近,但其西部的西北風和南側的南風減小,輻合有所減弱,降水也相對減弱,乾縣降水量為58 mm,但仍為強勢降水;8日22時,中尺度輻合系統D又轉向東南移動,中心位于禮泉,此時,不同方向的風速均有增大,西南風、東風、東北風增大到6 m/s,使輻合再次增強,強降水隨之再次發展加強,范圍也達最大,強降水中心禮泉出現了92 mm的特強降水;8日23時(圖10f),中尺度輻合系統D快速強勢東行(50 km/h),中心移至高陵,降水為95 mm;9日00時(圖10g),西北風東南下,輻合系統減弱為南北向切變線,降水減小,中心分裂為2個,降水量分別為63 mm(臨潼)和40 mm(藍田);9日01時(圖10h),進一步減弱零散的風向輻合,對應1 h后降水也大大減小,9日03時(圖略)該中尺度輻合系統D產生的中尺度大雨團降水結束。

總之,本次關中強暴雨過程是由1個中尺度雨團產生的,中尺度雨團的發生發展又是由1個MαCS的發生發展造成的,MαCS的形成是2個MβCS發展合并的結果,而這些系統發生發展于秦嶺山脈北側的向東開口的喇叭口地帶,在黃土高原和秦嶺之間合并東移和發展加強,移至秦嶺山脈東部后,由于山脈折向西南—東北走向,阻擋了它們的前進,迫使其翻越山脈,從而使MαCS和強雨團突然減弱和消亡。強(特強)雨團只發生在中尺度對流云團內部不到1/15的范圍內,強降水發生在云團內云頂亮溫低值中心偏向溫度梯度大地方,并在MCS不同發展階段發生的位置也不相同,而且云團云頂亮溫越低,降水強度越大。MCS開始發展時,強(特強)雨團發生在中尺度對流云團西北部TBB等值線密集區,隨著MCS的發展加強,強雨團發生在中尺度對流云團TBB低值中心附近,當MCS發展成熟后開始減弱時,強雨團(特強雨團)發生在中尺度對流云團TBB低值中心的前部。強降雨增大或減小與地面輻合系統的增強與減弱密切相關,本次強降雨過程中,由于地面風速和風向的快速變化,使地面輻合系統隨之經歷了增強、減弱、再增強、最后減弱的過程,從而使暴雨過程強降雨范圍、強度經歷突然增大—有所減小—再次增大至最大—突然減小至消失的過程。

6 結論與討論

對2007年8月8—9日陜西關中強暴雨過程的環境場條件及其演變特征進行分析,并通過對其天氣學特征、動力和熱力結構的診斷分析,探討暴雨發生的大尺度環流背景和天氣尺度的影響系統以及強暴雨發生的原因。同時利用逐時區域加密自動雨量站資料、地面加密站風場資料和FY-2C衛星紅外云圖TBB資料等對暴雨過程進行中尺度綜合觀測分析,揭示了中尺度系統演變特征及其與強降水的關系。為該類暴雨的預報預警提供思路和預報著眼點。主要結論如下。

1)本次暴雨發生與有利的大尺度環流形勢、不同緯度、不同天氣尺度系統的相互作用密切相關。高層高緯度急流入口區右側輻散使垂直上升運動和低空輻合加強,中層中緯度地區高壓壩在陜西中部斷裂形成南北向切變線有利于西北冷空氣與東南暖濕氣流在暴雨區交匯形成輻合,低層東西向切變線和地面東北—西南向冷鋒的發展觸發了不穩定能量的釋放和強對流降水生成。

2)高空強輻散、低空輻合,高空負渦度、中低空正渦度與垂直上升運動的相互耦合發展為關中特大暴雨發生提供了有利的動力環境條件。強垂直上升運動及其南北兩側弱下沉運動形成的不對稱結構、以及它們形成的雙圈垂直次級環流可能是本次暴雨形成的物理機制。

3)低層風向快速變化使關中暴雨區低空水汽經歷了減小—突然增加—快速減小的過程,關中周圍水汽的集中為暴雨形成提供了水汽和位勢不穩定條件,水汽的聚集是通過偏東氣流的輸送實現的,而水汽的快速變化又形成關中暴雨的突發性和歷時短而強的特征。

4)關中強暴雨過程的東西向雨帶與秦嶺山脈和關中地區喇叭口地形有關,雨帶上的降水非均勻分布,強暴雨集中在岐山、禮泉和高陵3個中心,它們是由一個MαCS的發生發展產生的,MαCS又是由2個MβCS合并發展而成,其內部對流單體的發展合并和獨立加強形成不同的降水中心。

5)地面中尺度輻合系統是本次強降雨的直接制造者,地面風速和風向的快速變化,使地面輻合系統隨之經歷了增強、減弱、再增強、再減弱的過程,從而使暴雨過程強降雨范圍、強度經歷突然增大—有所減小—再次增大至最大—突然減小至消失的過程。

6)本次關中強暴雨過程中,低層沒有南風急流輸送水汽,暴雨形成所需的水汽源于暴雨區周圍的高濕區,這明顯不同于陜南、陜北暴雨,陜南暴雨一般有低空偏南風急流或偏東風急流(偏東風氣流)將南海或東海水汽輸送至暴雨區(杜繼穩,2005),陜北暴雨一般由中低層西南急流將水汽由孟加拉灣經青藏高原東部輸送到暴雨區(王文,程攀,2013)。

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(責任編輯：張福穎)

TheenvironmentalconditionsandmesoscalesystemofaheavyrainfalloverthecentralShaanxiPlainon8—9August2007

MU Jian-li1,CHEN Yun2,LI Ze-chun2

(1.Service Center of Public Meteorology,China Meteorological Administration,Beijing 100081,China;2.National Meteorological Center,Beijing 100081,China)

The process of a brief heavy rainfall on 8—9 August 2007 over the Central Shaanxi Plain was analyzed using the T213 data and high space and time resolution data including automatic meteorological observing station data.The results indicate that the brief heavy rainfall occurred under favorable large-scale ciuculation backgrounds,including the break of high-pressured dam,which resulted from the development merge of Qingqhai-Tibet Plain pressure and the west Pacific Ocean subtropical high in the middle level at 500 hPa,right flank divergence field of westerly jet entrance region in the upper level at 250 hPa and the shear line’s development in the low level at 700 hPa.The amount of water vapor in storm experienced changes of decrease,sudden increase and fast decrease,which owed to wind direction fast changes at the low level.The vapor accumulation from surrounding areas of the Center Shaanxi Plain,which was achieved through the easterly current,had provided sufficient vapor and potential instability for the occurrence of the heavy rainstorm.The vapor increased so fast that the rainstorm occurred suddenly,and the rapid decrease of vapor made the rainfall last shortly.The dynamic mechanism of rainstorm was the formation of intense “pavement pumping” effect,the secondary circulation circle and the asymmetric structure between the strong vertical upward movement and the weak dowdward movement due to the development of the upper anticyclone vorticity.The automatic meteorological observing satation data and satellite image data showed that the heavy rainfall was caused by the occurrence and development of MαCS,which came from the mergence and development of MβCS.The convective cells merged,developed and enhanced individually to form the different precipitation centers at Qishan,Liquan and Gaoling.The development of the convective cells resulted from the surface mesoscale convergence system.The changes of strength of the precipitation had a good corresponding relationship with that of the surface mesoscale convergence system.The formation and development of the ground mesoscale convergence systems may be the trigger and development mechanism for the heavy rainfall.

heavy rainfall;condition of circumstance;high-pressure dam in the middle latitude region;meso-β-scale convective system

2013-10-15；改回日期2014-02-06

國家自然科學基金資助項目(41175048);中國氣象局公共氣象服務中心業務基金(K2014002)

慕建利,博士,正研級高級工程師,研究方向為中尺度氣象學、數值模擬和應用氣象,mujL668@sina.com.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20131015005.

1674-7097(2014)05-0591-14

P458.1

A

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20131015005

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