一次模態變異中尺度對流系統的模擬與分析

汪蘭，張述文，柴旺，任星露,

(1. 蘭州大學大氣科學學院，甘肅 蘭州 730000；2.雅安市氣象局，四川 雅安 625000)

1 引 言

中尺度對流系統(Mesoscale Convective Systems，簡稱MCSs)指具有旺盛對流運動的天氣系統，是造成雷雨、大風、冰雹和龍卷等災害性天氣的重要系統，水平尺度為10～2 000 km，其組織結構、演變和形成機理一直是中尺度氣象學重要研究問題[1]。受高時空分辨率觀測資料所限，數值模擬是研究中尺度對流系統發生發展機制及其內部結構的主要手段之一[2-7]。

根據雷達回波，降水區域一般可分為對流區和層狀云區[8-9]，其中對流區存在垂直延伸的強回波核，而層狀區域水平方向較均勻且垂直方向具有層狀結構。Parker 等[10]按照層狀云相對于對流線的位置，把美國中部線狀MCSs的組織模態分為三類，分別為拖曳層狀(Trailing stratiform，TS)、先導層狀(Leading stratiform，LS)、平行層狀(Parallel stratiform，PS)。TS 型和LS 型中，沿颮線移動方向的各個雷暴單體的發展演變特征相似，具有準二維結構，而PS 型為復雜的三維結構[2]。在風場上，PS 型相對入流低層垂直于對流線，對流層平行于對流線，而TS 型的相對入流從底層到高層均垂直于對流線[3-4]。在組織結構上，PS 型是在后向不斷有新對流單體出現，TS 型由前緣強對流區、中間弱回波過渡帶和后部寬廣的層狀云區組成。在平均維持時間上，TS型比PS型長兩倍[10]。

在對流系統的組織和維持方面，認為降水蒸發作用產生的地面冷池出流和環境風垂直切變是兩個主要影響因素[11-16]。RIJ 可增強地面冷池，并且RIJ 傾斜下沉氣流和低層氣旋式渦旋共同作用常造成地面大風[17-19]。

國內外對線狀MCS 的研究已經取得很多成果，但大部分都集中于TS 型，對PS 型的研究很少，特別是在同一次天氣過程中同時出現兩種組織模態的分析更少。2017 年8 月19 日，江蘇大部分地區出現大到暴雨，并伴有8～10級雷雨大風和短時強降水。此次強對流天氣過程最初雷達回波PS 型、TS 型模態同時存在，形成一個東北-西南向的強回波帶，但在演變后期，PS 型逐漸消散，TS 型發展成為強弓狀回波。

本文在對此天氣過程進行高分辨率數值模擬基礎上，探討其發展維持機制、由帶狀轉變為線狀的機理、以及在不同發展階段PS 型和TS 型的內部結構，并對弓狀回波形成起重要作用的RIJ進行診斷分析。

2 資料和方法

分析此次強對流過程的大氣環流背景采用2017 年8 月19 日00:00(世界時，下同)的1.0 °×1.0 °的NCEP FNL 分析資料以及江蘇省南京市的探空觀測，并利用位于南京的新一代多普勒天氣雷達觀測，對MCS的模態演變過程進行分析。

模擬采用WRF3.8.1 模式，初始場和邊界條件來源于6 h一次的NCEP FNL 分析資料，使用雙重雙向嵌套(圖1a)，中心位置為116.8°E，34.2°N，水平格點數分別為153×189和240×315，格距分別為9 km和3 km，垂直方向30層，層頂氣壓為50 hPa。積分為2017年8月18日12:00—19日18:00。參數化方案如下：WSM6 云微物理過程方案、RRTM 長波輻射方案、Dudhia 短波輻射方案、UW 邊界層方案、Noah 陸面過程和Monin-Obukhov 近地面層方案，積云參數化方案外層采用New GD，時間步長為5 min，內層關閉。

3 環流背景及觀測分析

3.1 天氣背景條件

2017 年8 月19 日00:00，200 hPa(圖略)安徽以及江蘇位于高空急流出口區的左側。500 hPa(圖1b)華北有一冷渦，伴隨-9°C 的冷中心，槽線從河北東部延伸至湖北中部。長江中下游位于低渦槽前和副高西北邊緣，同時受很強西南暖濕氣流影響。850 hPa(圖1c)有偏東風和偏西風切變線，且稍微落后于500 hPa 西風槽。500 hPa 槽后干冷空氣疊加于850 hPa槽前暖濕空氣上，形成上干下濕的不穩定結構。從湖南西部至安徽西南部有一支大于12 m/s 的西南低空急流，急流開始于西南地區東部，相對濕度大于80%；急流前段為強對流發生發展區，相對濕度為60%左右，低空急流為強對流發生帶來充沛水汽。00:00地面天氣圖(圖略)顯示安徽北部有一條東北-西南向中尺度輻合線，它是強對流觸發系統，并且輻合線兩側溫度梯度隨850 hPa 切變線以及500 hPa 高空槽的東移南壓不斷加強。南京站T-lnp圖(圖略)顯示，19日00:00近地面層存在薄的逆溫層，對流有效位能達2 589.5 J/kg，地面至700 hPa存在順時針風垂直切變，且低層存在暖平流。此種天氣背景為對流觸發提供強熱力條件。以上分析表明，此次過程發生在鋒面氣旋的暖區中，黃淮氣旋切變及低空暖濕急流影響了此次強對流的發生發展。

圖1 模擬區域及嵌套(a)；2017年8月19日00:00 500 hPa位勢高度場(實線，單位：dagpm)和溫度場(虛線，單位：℃) (b)及850 hPa風場(矢量，單位：m/s)和相對濕度(陰影，單位：%)(c)

3.2 中尺度對流系統演變

2017 年8 月19 日05:17，安徽西部阜陽、六安附近開始出現零星對流單體(圖2a 中黑色橢圓內)；06:36(圖2b)，這些零散對流單體發展合并成為一個強對流單體，并且其后向與前向還不斷有新的對流單體產生；07:49(圖2c)出現兩處明顯對流區：一處位于合肥附近零散對流，另一處是滁州附近的塊狀對流，它們共同構成一個東北-西南向對流帶。隨后，滁州附近的對流向東移動并逐漸發展為線狀對流，其后部有大片層狀云，對流區和層狀區之間存在反射率因子強度較弱的過渡帶，屬拖尾型(TS 型)線狀MCS 組織模態；合肥附近的對流也逐漸發展合并成為一個線狀對流，對流線兩側和前方有強的層狀回波區，移速較慢，單體運動方向平行于對流線方向，為平行型(PS 型)模態。08:00—10:30，合肥附近和滁州附近不斷東移的線狀對流連接成帶，整個系統組織為一個東北-西南向的帶狀結構。此后，合肥附近的PS 型雷達回波逐漸削弱，TS 型發展成為一個強弓狀颮線，中心強度大于55 dBZ，回波頂發展較高，前沿組合反射率梯度大，并逐漸向東移動，弓狀結構保持3 小時以上。12:17(圖2i)，強回波中心不再連續，變成一些零散的對流單體，最終移入黃海后消散。

總之，此次過程雷達回波由東北-西南向帶狀轉變為線狀，帶狀回波中同時存在PS 型和TS 型模態，并且對流系統的組織模態發生轉變。

圖2 2017年8月19日05:17—12:17南京雷達觀測的組合反射率演變

4 結果與分析

4.1 模擬結果檢驗

選取與觀測時刻最接近的模擬結果，對比觀測(圖2)和模擬的雷達組合反射率(圖3)可看出，模擬能再現對流系統演變過程中PS 型模態和TS 型模態，10:00后PS 型消散、TS 型繼續發展演變為強弓狀颮線，以及系統由東北-西南向帶狀轉變為南北向線狀結構的全過程。應當承認，模擬層云區相對較小、強度較弱，PS型模態與實況相比長度較短，約提前半小時消散，模擬的TS 型強度略強于實況，但這對分析模態轉變影響較小。因此，以下將以模式輸出結果進行機理分析。

圖3 模擬的不同時次雷達組合反射率 單位：dBZ，其中線段a、b為圖5垂直剖面位置。

4.2 發生發展機制及模態轉變機理

選取能夠代表此次過程演化的四個時刻，分別對應06:30、07:30、09:00、10:00，從低層垂直風切變和冷池入手進行分析，其中風切變由250 m 和3 250 m 高度的模擬風場計算得到。從擾動位溫分布來看，在初步形成的TS 型對流線后部，有小范圍冷池(圖4a)，由孤立對流單體降水產生，而前方大范圍冷區是上一次強對流過程殘留的冷空氣。從0～3 km 垂直風切變來看，前部切變大小接近20 m/s，強度較強，切變方向為偏北，沿著其移動方向上的分量較小。07:30，東段(即TS 型；圖4b)冷池范圍和強度均增大，其中心值達到-6 K 以上，帶狀回波前沿仍為偏南風與偏北風的輻合。此時，TS 型前沿低層風垂直切變加強，切變在颮線移動方向的分量增強，表明垂直于颮線的切變分量增加，上升氣流強盛并不斷激發新的強對流。06:30—07:30，PS型MCS附近冷池強度較弱，垂直風切變的方向和對流線平行，對流區垂直風切變為15 m/s 左右，為中等強度的垂直風切變環境。受地面冷空氣堆影響，單體下方的下沉氣流產生水平外流，并且在垂直風切變的影響下，外流產生的地面輻合不對稱，最強的輻合出現在有組織單體的順切變方向，并且沿此輻合帶新生單體沿同一方向移動，即PS 型單體沿著對流線的方向發展和傳播。

根據06:30 的假相當位溫剖面圖(圖5a)，PS 型MCS的剖面位置為沿著對流區，其后向6 km 以下和前向5 km 以下均為不穩定層結，以上為穩定層結，這種層結分布有利于不穩定能量的積聚，利于PS型MCS沿著對流線的方向不斷激發新的對流。09:00—10:00(圖4c、4d)，PS 型MCS 前沿垂直風切變方向發生轉變，且2 km 以下假相當位溫(圖5b)隨高度增加，為穩定層結，PS 型不再繼續發展加強，并逐漸減弱，最后消失。此時，東段由于降水持續且不斷增強，冷空氣下沉擴散，冷池進一步加強，垂直風切變方向與颮線方向的垂直特性更加明顯，并且TS 型MCS 的后部中層存在干冷空氣的入侵，并下沉至低層與暖濕空氣相遇，促進TS型發展成弓狀颮線。

4.3 MCS結構特征

4.3.1 PS型三維結構

考慮到PS 型MCS 具有三維結構，選取0.75 km、3 km、7 km 高度的雷達反射率、相對風暴風速來探討PS型MCS結構特征，其中相對風暴風速為風速減去系統平均移速。從圖6 可看出，在PS 型MCS 的不同發展階段，強雷達回波中心強度由低層到高層均先增后減，強對流區域范圍在3 km 最大，高層范圍小；從PS型MCS的發展至成熟階段，在不同的高度上，對流帶的長度都逐漸增加，新的對流單體是在對流區的后部觸發。

從不同發展階段的相對風暴風速來看，0.75 km 高度上(圖6a)，對流區南側的風場為東南風，相對入流垂直于對流線，西側的氣旋式環流結構有利于對流增強。3 km 高度上，對流區域內的相對入流在垂直于對流線方向的分量較0.75 km 高度上弱，為反氣旋式環流；對比0.75～3 km 相對風暴風矢量，低層風場隨高度順時針旋轉。7 km 高度上(圖6c)，在對流系統前側垂直向的相對入流和平行向的相對入流都較小，后側為平行向的相對入流。所以，此次過程中PS型MCS在對流層中層存在深厚的平行于對流線的氣流分量；對比3～7 km相對風暴風矢量，高層風場隨高度逆時針旋轉。從09:00 沿著對流線的垂直剖面(圖7)看出，4 個對流單體依次排列，對應上升氣流和下沉氣流的交替排列。單體1中垂直向上運動很強，對流在繼續增強，增強區位于地面出流邊界和冷池邊緣(圖5b)；單體3 和單體4 的垂直運動變為向下，正在減弱消散。

圖4 模擬的950 hPa擾動位溫(陰影，單位：K)、0～3 km垂直風切變(矢量箭頭，單位：m/s)實線為組合反射率大于35 dBZ的區域。a. 06:30；b. 07:30；c. 09:00；d. 10:00。

圖5 模擬的假相當位溫(陰影，單位：K)、雷達反射率(黑色實線，單位：dBZ)、擾動位溫(黑色虛線，單位：K)、風場(矢量箭頭，單位：m/s)的垂直剖面圖 a. 06:30；b. 09:00。

圖6 模擬的PS型MCS在0.75 km(a)、3 km(b)、7 km(c)高度上雷達反射率(填色，單位：dBZ)、相對風暴風矢量(單位：m/s)第一行為06:30；第二行為07:30；第三行為09:00。

圖7 模擬的09:00平行于PS型對流線的雷達反射率(黑色實線，單位：dBZ)、擾動位溫(陰影，單位：K)和相對風暴風矢量(單位：m/s)的垂直剖面

4.3.2 TS型三維結構

由于TS 型具有準二維特征，只分析沿颮線曲率最大處垂直剖面。09:00(圖8a)，TS 型處于發展階段，內部上升運動強烈，最大上升速度大于9 m/s；對流主體在119.1 °E，32.4 °N 附近，強雷達反射率從近地面一直延伸到13 km 以上。10:00(圖8b)處于成熟階段，強回波核位于119.8 °E 附近，最大雷達反射率大于55 dBZ，回波頂較高。颮線前部低層有相對入流，進入回波中心后沿著強回波核爬升。強入流在對流區內為傾斜上升，在6.5 km 附近上升運動最強，并在高層10 km 以上分裂成向前和向后兩支氣流流出強回波主體。對流區后部中層有一支由后向前的入流，在強對流區中低層為自后向前入流主導。由于受到前方對流阻擋及降水拖曳，中層入流在過渡區下沉。

從以上的三維結構(圖8)分析發現，在弓狀颮線發展及成熟階段，在強對流區域后部低層存在后部入流。以往研究表明，低層后部入流是弓狀回波形成的重要原因，在發展階段中低層渦旋對對RIJ 貢獻約為50%，在成熟和消散階段超過70%[20]。從圖9 可看出，由于受陣風鋒附近水平風切變的影響，對流區存在帶狀分布的氣旋式渦旋。06:30(圖9a)，垂直渦度分布為正負渦旋對，颮線后部受反氣旋控制，偏西風分量的大值區對應后部入流的大值區，即反氣旋性渦旋中心的北側風場對后部入流作用更大。09:00(圖9b)，氣旋性和反氣旋性渦旋中心范圍變大，強度變強，對應RIJ 也變強。在成熟階段(圖9c)，氣旋式渦旋強度減弱，渦旋對位于颮線前部。因此，在此次弓狀回波形成過程中，存在氣旋-反氣旋渦旋對，RIJ 位于渦旋對中間區域。

圖8 模擬的沿TS型MCS移動方向的雷達反射率(黑色實線，單位：dBZ)、擾動位溫(陰影，單位：K)和相對風暴風矢量(單位：m/s)的垂直剖面 實線箭頭為RIJ。a. 09:00；b. 10:00。

圖9 模擬的弓形回波演變過程中1.5 km高度層垂直渦度(填色，單位：10-5 s-1)、相對風暴風矢量(單位：m/s)，拉伸項(a1、b1、c1；黑色等值線，單位：10-7 s-2)，傾側項(a2、b2、c2；黑色等值線，單位：10-7 s-2)

基于上述討論，對弓狀回波發展階段(以06:30、09:00 為代表)以及成熟階段(以10:00 為代表)1.5 km 高度層渦旋場進行診斷分析。不考慮黏性效應，在Boussinesq近似下垂直渦度ζ滿足方程：

其中右端兩項分別為傾側項和拉伸項，ωH為水平方向上的渦度矢量。由圖9中拉伸項、傾側項與垂直渦度的相對位置可看出，拉伸項與氣旋性渦度在位置上匹配較好且數值較大，因此可認為氣旋式渦旋主要由拉伸項決定；雖然反氣旋式渦旋中心與傾側項的極小值中心稍有偏差，但仍然能看出傾側項對反氣旋式渦旋有加強作用，同時傾側項對氣旋式環流也有加強的作用。

5 結 論

利用1.0 °×1.0 ° NCEP FNL 分析資料、南京多普勒雷達觀測以及WRF 模式輸出數據，對2017年8 月19 日發生在長江中下游地區一次MCS 演變過程進行深入分析。此次過程既復雜又特征鮮明，同時存在PS 型MCS 和TS 型MCS，并且雷達回波先呈帶狀分布，最后伴隨PS 型消散，TS 型又演變為強弓狀颮線。

(1) 此次過程發生于鋒面氣旋的暖區，黃淮氣旋切變及低空急流是此次天氣過程發生發展的重要影響系統。

(2) 初始對流是由前一次過程遺留的地面冷池以及風場輻合作用觸發的，其中東側對流系統(TS 型)冷池發展強盛，垂直風切變在垂直于對流線方向的分量增加，新對流不斷被激發，并最終演變為強弓狀颮線；西側對流系統(PS 型)冷池不明顯，垂直風切變方向平行于對流線，在平行于對流線的方向不斷激發新的對流單體，但由于垂直風切變方向發生轉向，PS型MCS最終消散。環境風場上，PS 型MCS 低層為垂直于對流線的相對入流，高層轉變為平行于對流線的相對入流；TS 型MCS低層前部和后部分別為強的相對入流和相對出流，中層后部為相對入流，高層前后部均為相對出流。

(3) TS 型發展演變并最終成為強弓狀回波與對流區后部存在很強RIJ有關，而中低層渦旋對又是RIJ得以維持和加強的因素之一，其中氣旋式和反氣旋式渦旋主要由渦度方程中拉伸項和傾側項分別決定的。

需要說明的是，上述分析是基于高分辨率的模擬結果，今后需進一步優化參數設置和同化雷達數據，減小模擬與實際的偏差。此外，本文診斷方法較簡單，還無法揭示其中復雜的熱動力過程，且對于不同模態MCS 的觸發機制的研究有待完善。

致 謝：感謝蘭州大學超算中心對本研究工作的支持。