2016年寧波機場冬至雷暴過程分析

陶俞鋒 陳光宇 朱占云

(1.中國民用航空寧波空中交通管理站,浙江 寧波 315000；2.杭州市氣象局，浙江 杭州 310051；3.浙江省氣象服務中心，浙江 杭州 310017)

0 引 言

寧波位于東海之濱、長江三角洲的東南隅,地處寧紹平原,緯度適中,屬北亞熱帶季風氣候區,是冷暖氣團常交匯的地帶,加之倚山靠海,特定的地理位置和自然環境使其天氣多變,災害性天氣相對頻繁,雷暴是該地區夏季常發的氣象災害之一。據寧波機場氣象臺觀測記載,機場雷暴天氣多發于夏季6、7、8月,雷暴平均初日為3月22日,終日為9月24日,自1991年以來,寧波機場雷暴結束最晚的日期是1997年12月6日。但近年來隨著全球極端天氣事件頻發,冬季雷暴的發生率有所增長。冬季雷暴這類小概率災害性天氣事件,不僅給民航運行安全帶來極大的不利影響,同時也給氣象預報帶來前所未有的考驗。

近年來隨著新一代多普勒雷達、ADTD閃電定位系統等探測設備投入使用,國內針對冷季雷暴也開展了一些研究,如蘇德斌[1]等(2012)對2009年11月9日北京市一次伴隨雷電的暴雪過程進行了分析,認為冬季雷暴是由西南暖濕氣流在低層冷空氣之上產生的高架對流而產生,對流的觸發機制是中空擾動;吳乃庚[2]等(2013)分析了2012年2月華南地區一次伴有短時強降水、雷電和冰雹的較典型的冷區“高架雷暴”天氣,認為邊界層冷空氣補充南下迫使低層暖濕空氣抬升,中高層槽前輻散氣流產生高空“抽吸”作用,配合華南上空有利的大氣動力和熱力不穩定條件,是形成高架強對流的主要原因;農孟松[3]等(2013)對2012年早春廣西高架強雷暴冰雹天氣過程進行分析,認為冰雹伴隨雷暴發生在地面鋒后,高空冷槽東移為對流發生提供觸發條件;張一平[4]等(2014)對2012年早春河南一次高架雷暴天氣成因分析,認為此次高架雷暴發生在強斜壓環境中,700 hPa的西南暖濕低空急流提供了充足的水汽和能量,使低層逆溫層頂以上出現弱條件不穩定層結,高架對流是由暖濕氣塊被抬升而造成的。

2016年12月21日,受高空槽東移影響,浙北地區在冬至日出現了一次罕見的雷暴天氣,而寧波機場也受其影響,在05:45(UTC,下同)至06:22出現了大雷雨。自氣象臺觀測數據記載以來,這是寧波機場最晚的雷暴結束日期。此次過程是冷鋒前沿暖區中的雷暴降水,雖持續時間不長,但強度較強,降水量半小時內達到11.4 mm。本文利用NCEP的1°×1°再分析資料、多普勒雷達資料和MICAPS 3.1常規觀測資料對此次雷雨過程的天氣特征及機制進行了分析和探討,以期提高對航空氣象的預報準確率和保障能力。

1 環流背景分析

12月21日00時,500 hPa(圖1a)東亞上空分為南北兩支高空槽,其中北支槽位于貝加爾湖和蒙古中部地區,其后部有相對應的溫度槽,促使北支槽未來將發展加深。而南支槽則位于河套地區至湘鄂一帶,發展較深,浙贛地區處于槽前西南氣流中,暖濕氣流不斷向寧波機場上空輸送水汽和不穩定能量。在700 hPa上(圖1b),南北兩支槽合并發展成為一東亞大槽,槽線位置與500 hPa南支槽比較一致,其強度較深。槽前的西南氣流已發展成為急流,風速急劇增大到16～22 m·s-1,而本場正處于這支西南急流中,所輸送的水汽通道主要來源于孟加拉灣。850 hPa圖上(圖1c)已發展為一大低渦,北至內蒙古,南至湘贛北部。其內部河南和安徽地區風場輻合明顯,到06時在江蘇南部有一新低渦生成。另外,等高線坡度增大,浙江轉受槽前西南偏南氣流影響,水汽輸送主要來源于南海。從溫度場上看,850 hPa及以下高度浙江一帶為溫度脊控制,其與等高線近于垂直,斜壓性強,該地區相對濕度較大(T-Td≤3 ℃),水汽充足。地面圖上(圖略),蒙古和西北被強大的冷性高壓控制,東南沿海為倒槽所影響,00時在蘇南浙北地區氣流存在明顯的氣旋性曲率,輻合較強,對應高空200 hPa有一個中-β尺度的輻散中心。這樣的高低層配置,促使06時在寧波附近有低渦生成。

綜上分析可見,寧波這次冬季雷暴發生在暖性高空槽東移發展的環流形勢下,是低空低渦系統及槽前西南急流之間相互作用的結果。

2 物理量診斷分析

冬季雷暴之所以罕見,主要原因是一方面北方冷空氣勢力強盛,另一方面西南暖濕氣流活動較弱,既缺少熱力不穩定作用,也缺少充足水汽的輸送。研究表明，雷暴是由水汽條件、不穩定層結和觸發因子等3要素綜合作用而造成的。為探討此次冬季雷暴的成因,本文主要從低空水汽條件、大氣層結不穩定和溫度平流、動力抬升這4個方面進行分析。

2.1 低空水汽條件分析

水汽不止是產生降水的重要條件,它的垂直分布也影響到氣層的穩定度。低層暖濕空氣的存在是對流天氣產生的一個有利條件。從20日06時到21日18時600 hPa到近地面均處于90%以上的大濕度區中,空氣中水汽壓很接近飽和水汽壓,其中21日00時在850 hPa上有個相對“干區”,可能是由于逆溫層存在的緣故,06時本場雷暴天氣發生,使得逆溫層破壞,“干區”也隨之消失(圖2a)。整個時間段來看,高濕區的變化為“凸”字形,前期暖濕氣流的輸送,使低層到高層的相對濕度逐漸增大,到雷暴發生期時,大濕度區層達到最高,后期隨著冷空氣的滲透,相對濕度從高層往低層下降。

圖2 2016年12月20日06時至22日06時(121.5°E,29.8°N)相對濕度時間-高度剖面圖(a),700 hPa風場矢量及水汽通量場圖(單位:g.s-1.hPa-1.cm-1)(b)

圖2b為21日06時中層700 hPa風場矢量和水汽通量場分布圖。從圖中可以看出,雷暴發生前,從孟加拉灣和南海到我國東南沿海一帶已有一條較強的水汽通道建立,呈西南-東北分布,水汽輸送值在10 g/(cm·hPa·s)以上,最高達16 g/(cm·hPa·s)。寧波機場上空850和700 hPa水汽通量值均在14～16 g/(cm·hPa·s)之間,為強對流的發生創造了水汽條件。

2.2 大氣層結不穩定分析

大氣層結不穩定是雷暴天氣發生的必要條件之一,表征和衡量大氣層結穩定度和不穩定能量的物理參數和指標很多,常用的有K指數、沙氏指數SI、抬升指數LI、對流有效位能CAPE、850與500 hPa假相當位溫差Δθse850等。

1)ΔT850-500是表征大氣層結穩定狀態的量,ΔT850-500越大,表明大氣越不穩定。統計表明夏季雷暴發生時ΔT850-500一般大于27 ℃。這次過程主要發生在21日06時,由于前期西南暖濕氣流處于增強期,ΔT850-500值也處于增強期。00時(圖略)ΔT850-500大值區主要分布在浙閩東南沿海一帶,其值均在26 ℃以上,最大值位于浙北地區,達到28 ℃。06時隨著雷暴天氣的發生,寧波地區上空ΔT850-500一直維持在26 ℃左右。12時后由于低層冷空氣的影響,不穩定層結破壞,ΔT850-500值下降。

2)K指數是表征大氣層結的穩定度情況,K值越大,表示層結越不穩定,K指數是綜合了垂直溫度梯度、低層水汽含量和濕層厚度的一個物理量。從圖3a中可以看出,06時浙江境內的K指數值均為34 ℃以上,其中在寧波地區和浙西南衢州地區K值達到36～37 ℃。之后隨高空引導氣流作用下,K指數逐漸減弱,層結區域穩定。

圖3 2016年12月21日06時K指數圖(單位:℃)(a)和沿121.5°E的假相當位溫(θse)垂直剖面圖(單位:K)(b)

3)θse是個位勢不穩定和斜壓不穩定參數,反應了大氣中濕斜壓不穩定能量集中表現,θse高值區表示蘊藏著可供中尺度對流發展所必須的不穩定能量,反映了大氣的溫濕特征。分析沿121.5°E的θse場垂直剖面可知,21日06時(圖3b),在浙中北和蘇南地區(28°～32°N)θse最低值為324 K,出現在500 hPa附近,500 hPa層向上θse增大,層結穩定,500 hPa層向下θse也增大,到近地面層θse達到336 K,表明大氣處于上干冷、下暖濕的對流不穩定層結狀態。同時可以看出在該區域附近θse線有傾斜現象,特別是在低層θse線基本與等壓面垂直,說明對流層低層的對流穩定度很小,由濕斜壓渦度發展理論[5],當具有較高濕位渦值得冷空氣向下入侵時,極易造成對流性天氣。

2.3 溫度平流分析

溫度平流是考慮平流冷暖性質和強度的量。在雷暴發生前,寧波機場上空整層為深厚的暖平流,其中在21日00時,中低層700 hPa和900 hPa有閉合的正溫度平流,其值為10×10-5K/s以上,高層300 hPa的溫度平流則達到20×10-5K/s以上,表明前期暖濕氣流對本場的輸送很強盛,未來影響寧波的850 hPa低渦和700 hPa的槽線系統會發展。06時在近地層950～800 hPa出現了負溫度平流,強度較弱,為-5×10-5K/s,而800 hPa以上仍為正暖溫度平流控制。冷空氣快速南下,入侵暖濕空氣底部而形成冷墊,并強迫暖濕空氣抬升,從而觸發強對流,形成雷暴。到12時,隨著冷空氣的不斷滲透,冷平流層增厚,700 hPa高度層以下已均為負溫度平流,而700 hPa以上暖平流也開始急劇減弱,浙江境內的雷暴及降水過程結束，見圖4。

圖4 2016年12月20日06時至22日06時(121.5°E,29.8°N)溫度平流時間—高度剖面圖(單位:10-5 K·s-1)

2.4 動力抬升分析

垂直運動的分布是動力強迫、穩定度等多種因素作用的綜合體現。從垂直速度剖面圖分析,21日06時,在30°N附近900 hPa以上垂直速度均為負值,表明寧波機場上空氣塊總體是抬升的,氣流最大上升運動區出現在850～500 hPa之間,速度為-1.0 Pa/s,有利于水汽和能量向高層輸送,產生和形成位勢不穩定層結(圖5)。另外,在強上升運動區的下方略偏北方向(31°N附近)存在一0.2 Pa/s的弱下沉運動區,此弱下沉區位于850 hPa以下,其高度與逆溫層高度基本相當,與邊界層冷空氣墊相關,表現出類似高架高暴的特征。850～500 hPa的負速度大值區位于此正速度小值區之上表明逆溫層之上的暖濕空氣在近地面穩定的冷層之上被抬升,這符合暖平流強迫上升、冷平流下沉的大氣動力學原理,逆溫層以下的冷空氣層對高架雷暴具有抬升觸發作用[4]。

3 多普勒雷達分析

寧波機場一直沿用市氣象局多普勒雷達,該設備位于慈溪達蓬山頂,距本場27 km左右。2016年12月21日,達蓬山雷達監測到了浙中北地區大部分雷暴區,因此該站基本發射率、速度場以及風廓線資料可以反映對流性天氣系統的演變特征。

3.1 基本反射率特征

21日04:30時達蓬山雷達顯示,在寧波機場西南方向20 km外已有分散性的對流回波生成,范圍較小,強度45 dBz以上,向東北方向移動。伴隨著回波整體東移北抬,回波強度逐漸加強,結構更加緊密,反射率因子梯度也逐漸加大。05:15時(圖6a)本場已被對流性回波包圍,但未聞雷,實況為中陣雨伴隨Cb,并受下沉氣流影響,平均風速由1 m/s突增到4 m/s。05:48時(圖6b)可以看出,移過本場的分散性對流云團合并成一條狹長的對流回波帶,回波頂高達到8 km以上,且存在明顯的多峰結構,主要原因是四明山脈的抬升作用,再次觸發回波的發展合并,而本場只受強回波帶后殘留的雷暴單體影響。

圖5 2016年12月21日06時垂直速度沿121.5°E的剖面圖(單位:Pa·s-1)

圖6 2016年12月21日05:15(a)和05:48(b)1.5°仰角基本反射率圖

3.2 風廓線和徑向速度特征

從雷達VAD風廓線圖中可以看出,在雷暴發生前期,高空整層均為一致的西南氣流,且風速較大,有急流生成。05:59時(圖略)風廓線顯示,在4.9 km高度上有西南風小幅的逆轉,表明雷達站上空處于500 hPa槽前西南風的輻合區中并伴有弱冷平流。到06:33時(圖7a),該高度上轉為西北風,且在6.1km上方高度又轉為西南風,導致回波過了本場后又再次發展加強的另一原因。另外在徑向速度圖上(圖7b)的零速度線呈北西北—南東南走向,表示以西南風為主,且50 km范圍內零速度線基本呈“S”型分布,風向隨高度順轉,有暖平流,而暖平流的存在是造成位勢不穩定層結的重要原因。到50 km外,零速度線開始呈反“S”型,表明高層有弱冷空氣入侵,這種高低層冷暖空氣的配置,是雷暴發展的重要條件。

圖7 2016年12月21日06:11—07:07(a)垂直風廓線演變,21日05:48 1.5°仰角徑向速度(b)

4 結 語

通過以上分析,得到以下結論:

1)大尺度天氣形勢分析發現,本次冬季雷暴天氣過程是在高空槽東移發展的環流形勢下,配合低層低渦系統及地面倒槽共同發展的結果。

2)從整個雷暴過程發生前后來看,寧波機場上空高濕區的變化呈“凸”字形;另外在前期,寧波機場中低層水汽通量值在14～16 g/(cm·hPa·s)之間,為強對流的發生創造了水汽條件。

3)夏季雷暴天氣常用的一些大氣不穩定參數在本次冬季雷暴預報中也有一定的參考價值,如:在寧波機場上空ΔT850-500最大達到28 ℃,K指數為36～37 ℃,θse值在近地面層為336 K。

4)寧波機場上空的強暖平流(900 hPa:10×10-5K/s,700 hPa:10×10-5K/s,300 hPa:20×10-5K/s)為雷暴發生提供充足能量,而低層冷空氣的入侵強迫暖濕空氣抬升,從而觸發強對流形成。

5)雷達資料顯示,雷暴發生區對應的基本反射率強度≥45 dBz,回波頂高度≥8 km,可作為實際工作中預報冬季雷暴的一個參考。

參考文獻：

[1] 蘇德斌,焦熱光,呂達仁.一次帶有雷電現象的冬季雪暴中尺度探測分析[J].氣象,2012，38(2):204-209.

[2] 吳乃庚,林良勛,馮業榮,等.2012年初春華南“高架雷暴”天氣過程成因分析[J].氣象,2013，39(4):410-417.

[3] 農孟松,賴珍權,梁俊聰,等.2012年早春廣西高架雷暴冰雹天氣過程分析[J].氣象,2013，39(7):874-882.

[4] 張一平,俞小鼎,孫景蘭,等.2012年早春河南一次高架雷暴天氣成因分析[J].氣象,2014，40(1):48-58.

[5] 吳國雄,蔡雅萍,唐曉菁.濕位渦和傾斜位渦發展[J].氣象學報,1995,53(4):387-404.