中國大地形對凍雨天氣云微物理過程的影響

姚德貴, 陸正奇, 秦沛, 韓永翔, 劉善峰, 李哲

(1.河南省電力公司電力科學研究院, 鄭州 450000; 2.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心/中國氣象局氣溶膠-云-降水重點開放實驗室, 南京 210044; 3.浙江省氣象科學研究所, 杭州 310008; 4.江蘇省無錫市環境監測中心, 無錫 214000)

凝凍天氣形成的凍雨是中國南方冬季發生最嚴重的災害性天氣,其雨凇、霧凇和混合凇將引發電線覆冰、道路結冰以及農作物結冰,嚴重時將給電網運行、交通運輸和農業生產等領域造成嚴重損失。例如,2008年初發生在中國南方持續的冰凍災害天氣,因電線覆冰給電網造成了毀滅性打擊,170個縣(市)的供電被迫中斷,上億人的生活陷入癱瘓。

凝凍天氣的研究最早出現在20世紀20年代,主要是對觀測的凍雨、雨夾雪等天氣的氣象條件進行簡單的統計分析[1-2],到了50年代,McQueen等[3]和Wagner[4]結合高空和地面觀測資料,開始了凍雨的天氣學研究。80年代后,開始從大氣環流、層結等方面對凍雨形成的環境條件進行了分析,如認為凍雨日數與氣溫、相對濕度、風速、亞洲極渦、阻塞高壓及西太平洋副高的面積、強度和位置均有顯著的相關關系[5-6],其中地面溫度、風速、相對濕度和降水強度與凍雨強度的關系更加密切[7-9]。Szeto等[10]通過加拿大和北美五大湖的凍雨分析,認為凍雨的形成與溫帶氣旋所形成的暖鋒有關,其后更多的研究則表明無論冷鋒、暖鋒和靜止鋒均有可能形成凍雨[11-14],其核心在于鋒面將導致高空和近地面分別存在逆溫層和次凍層。在此基礎上,形成了兩種凍雨形成機制:融化機制和過冷暖雨機制。前者要求逆溫層的溫度必須大于0 ℃(暖層),雪花或冰晶在下落過程中融化為液滴;后者要求云內溫度在0～10 ℃,雨滴為暖雨,逆溫層和次凍層的溫度均小于0 ℃,下落過程中變為過冷雨滴。一般而言,融化機制的凍雨大都發生在平原地區,而過冷暖雨機制的凍雨大都發生在高海拔的山區[15-17]。

地形對凍雨的形成及發生頻率密切相關。McCray等[18]分析了1976—2016年美國凍雨的分布后,認為地形對凍雨生成和凍雨發生區域有關鍵作用,如在美國南部和東南部平原地區,凍雨更多地發生在冷鋒之后,而在美國東北部的山區凍雨大多發生在暖鋒之前。中國近25年發生凍雨總次數在5次以上的區域主要集中在貴州東部和湖南西部,其余地區只有零星分布[19-20],這一區域恰巧是貫穿東西的云貴(昆明)及華南(南嶺)準靜止鋒擺動的區域。而云貴高原及南嶺大地形正是形成準靜止鋒最核心的原因之一,大地形與準靜止鋒共同影響凍雨的形成[21]。Deng等[22]利用云貴高原地形的敏感性實驗,認為云貴高原抬升使得凍雨帶向東南擴展。但是,這些研究主要從大氣環流的角度,證明云貴高原及南嶺大地形可影響凍雨帶的擺動和范圍,而缺乏微物理特征的佐證。

現利用天氣研究和預報模式(weather research and forecasting model,WRF),對云貴高原大地形進行了敏感性實驗,通過其對大氣環流、逆溫層以及云微物理參量的變化,探究不同地形高度的變化對云微物理參量和凍雨的影響,闡明為什么凍雨高頻區出現在貴州東部和湖南西南部的原因。

1 資料與方法

1.1 凍雨個例

2018年1月24日,北方一股強冷空氣南下, 受云貴高原和南嶺山脈的阻擋,在25—27日,貴州、湖南、江西、安徽大部地方出現了大范圍的冰凍雨雪天氣。28日后,冷鋒移除中國大陸,大范圍的雨雪天氣結束。

1.2 資料來源及WRF模式

地面氣象觀測和探空資料分別來自中國氣象局氣候中心和探測中心,驅動模式運行的1°×1° 的再分析資料FNL(final reanalysis data)來自美國大氣環境預測中心,時間分辨率為6 h。

黑色框內為云貴高原改變地形區域圖1 模擬區域設置Fig.1 Map of model domains

WRF模式的模擬區域如圖1所示,采用2層嵌套,第一層水平分辨率為9 km×9 km,垂直方向有43層,底層為地面,最高層為50 hPa。下墊面數據使用美國地質調查局(United States Geological Survey,USGS)提供的 2 m和30 s高分辨率地形高程資料及MODIS衛星30 s分辨率的下墊面數據。模擬過程中模式使用的云微物理、邊界層、邊界層、長、短波輻射、陸面參數化方案分別為:Thompson[23]、YUS(Yonsei University scheme)[24]、RRTM(rapid and accurate radiative transfer model)[25]、Dudhia[26]、Noah[27],凍雨為BTC(Baldwin,Treadon,Contorno)參數化方案[28]。

模擬時間為2018年1月24日00:00—27日00:00時,預留了12 h的spin-up時間以保證模式的穩定性,模擬結果每小時輸出一次。

利用WRF模式,該個例模擬的溫度、垂直溫濕度、水成物垂直分布、降水相態、凍雨區域與觀測具有較好的一致性[29-30],下面利用1月25日04:00的資料進行敏感性實驗。

陰影為850 hPa和700 hPa的0 ℃等溫線圍成的逆溫層圖2 地面降水、700 hPa風場及逆溫層Fig.2 Surface precipitation, 700 hPa wind field and inversion layer

1.3 云貴高原大地形敏感性實驗設計

云貴高原位于中國西南部,地勢西北高,東南低,海拔從西北約3 500 m逐漸下降到東南約400 m。為了研究云貴高原大地形高度變化對凍雨形成的影響,敏感性控制實驗調整的地形區域見圖1黑色框內區域,設置了4個控制實驗(表1),其中CTRL_0,即原地形高度;CTRL_1,無地形,即將地形去掉;CTRL_2,原地形高度減50%;CTRL_3,原地形高度增50%。同時,以貴陽為中心,做經緯向的垂直剖面。

表1 敏感性實驗設計方案Table 1 The scheme of sensitive terrain experiment

2 結果分析

2.1 云貴高原大地形高度的變化對大氣環流、逆溫層的影響

模擬700 hPa風場、850 hPa和700 hPa的0 ℃線以及地面降水(圖2)顯示:無地形時,在云南(26°N,104°E)和川西(28°N,102°E)形成了2個逆時針旋轉的氣旋,降水主要出現在氣旋右下方的貴州中部和湖南西部區域。模擬區域幾乎被暖空氣控制,0 ℃等溫線僅出現在30°N附近的重慶中部地區。當地形海拔減少50%時,模擬區域仍以西南暖濕氣流為主,但只有一個氣旋在貴州北部與四川交界處(28°N,106°E),降水主要出現在氣旋右下方的貴州全境和廣西中北部區域。0 ℃等溫線位于貴州北部和重慶、四川交界地區,呈現非常強的“√”形態,其底部位于貴州西北部與云南交界的區域,表明冷空氣主要沿四川盆地入侵云貴高原;原地形的氣旋已南移到貴州中部(26°N,108°E),降水主要出現在氣旋右下方的貴州南部和廣西中北部區域。0 ℃等溫線位于貴州省中部地區,大約在26°N略偏北地區;當地形高度抬升50%時,氣旋被26°N、107°E～110°E的風切變線取代,而此區也是0 ℃等溫線的位置,降水主要出現在0 ℃等溫線以南的貴州西南部和廣西中部地區。綜合來看,隨著云貴高原大地形的抬升,風場逐漸從雙氣旋-氣旋-切變線,氣旋的面積越來越小,中心位置由西北向東南移動的趨勢。暖濕的西南氣流從中部逐漸收縮到東南部,北方冷空氣則從四川盆地入侵云貴地區向東移動通過安徽、湖南入侵。

圖3 云貴高原不同地形時降水相態的空間分布Fig.3 Spatial distribution of the precipitation types at different topography of the Yunnan-Guizhou Plateau

模擬700 hPa風場和0 ℃等溫線顯示:隨著云貴高原大地形的抬升,暖濕的西南氣流從充滿整個模擬區域逐漸收縮到繞高原主體,0 ℃等溫線逐漸從28.2°N附近南下到27.5°N附近,且等溫線從100°E～110°E逐漸向東收縮到104°E～110°E的區間。

值得注意的是:0 ℃等溫線在850、700 hPa的位置,如果850 hPa的0 ℃等溫線在700 hPa的南面,則存在逆溫層,反之,則無逆溫層的存在。隨著云貴高原大地形的抬升,逆溫層從沒有(無地形),逆溫層從貴州西北和云南交界—貴州中部與湖南南部—貴州東部與湖南南部逐漸向東南移動,面積有逐漸增加的趨勢。由于逆溫層的位置與準靜止鋒的位置大體一致,故而可通過逆溫層判斷準靜止鋒的位置。

2.2 云貴高原大地形高度變化對降水相態的影響

圖3為云貴高原大地形抬升時模擬的降水相態空間分布,無地形時,23°N以北的區域均存在降水,無凍雨、降雪和冰粒出現;當地形高度降低50%時,降水區域有所縮小,云貴高原大于1 000 m以上的區域沒有降水,而繞高原東部的降水體現出來。凍雨只是降水區域中的一部分,它有兩個區域,一個在重慶南部與貴州東北部交界的地區,另外一個在川西。無降雪和冰粒出現;在原地形下,降水區域逐漸減小,主要出現在云貴高原東部、重慶和四川南部的廣大區域,凍雨仍有兩個區域:貴州東部和湖南西部,但區域有所擴大,而在川西的凍雨則向東南移動,到達四川雅安與云南昭通一線。同時,云南北部與川西高原接壤的地區有降雪和冰粒出現;當地形高度抬升50%時,相比原地形,降水區域略有減小,而凍雨區有所擴大,且兩個凍雨區有連成一片的趨勢,降雪和冰粒的區域進一步北抬,出現在川西高原。顯然,隨著云貴高原大地形的抬升,降水區逐漸縮小,凍雨區從無到有,凍雨區有連成一片的趨勢,在目前高度以上,開始出現降雪和冰粒區。

2.3 云貴高原大地形抬升對水成物垂直分布的影響

為了探討云貴高原大地形抬升對水成物垂直分布的影響,在貴陽站附近做了經向及緯向的溫度-水成物垂直剖面圖。

圖4 云貴高原不同地形高度條件下固態、液態含水量的經向垂直剖面Fig.4 Longitudinal vertical cross-sections of the liquid water content(shading) and temperature along 26°N at different terrain

從東西方向(圖4)來看,無地形時,來自東部的暖濕氣流可輕易地向西擴散,以低云為主,云頂高度2 km左右,云內水成物均勻且為大于0 ℃的液態水,沒有逆溫層,以降雨為主。當地形高度降低50%時,云主要出現在101°E以東的區域,云頂高度上升到3 km左右,大于0 ℃的液態水高值區呈非常明顯的條帶狀分布,出現了逆溫層,中心溫度達12 ℃。而在原地形下,地形阻擋作用更加明顯,云分布在104°E以東區域,云頂高度在2.5 km左右,大于0 ℃的液態水高值區的條帶狀間隔變小。同時,1～3 km高度處有大于0 ℃的暖層(逆溫層),中心溫度達10 ℃,且106°E以東地區上空暖層較厚,加上近地面溫度溫度低于0 ℃,有利于凍雨的形成。當地形高度抬升50%時,云分布與原地形一致,但暖層厚度變薄,中心溫度達8 ℃,近地面溫度溫度低于0 ℃,有利于凍雨的形成。顯然,隨著云貴高原大地形高度的抬升,來自東部的暖濕氣流從東向西因受到云貴高原地形的阻擋,暖濕氣流向西爬升越來越困難,空中的液態水含量越來越集中在東部地區。同時,空中大于0 ℃的暖層從無到有,但隨著地形的抬升,暖層的強度逐漸變小。

圖5 云貴高原不同地形高度條件下固態、液態含水量的緯向垂直剖面Fig.5 Latitudinal vertical cross-sections of the liquid water content(shading) and temperature along 104°E at different terrain

從南北向(圖5)來看,無地形時,來自南方的暖濕氣流可輕易向北擴散,并在25°N附近因與來自北方冷空氣的鍥入而抬升,形成坡度很緩的鋒面,在25°N～27°N上空存在暖層,暖層下面的次冷層高度最大不到0.5 km,無法形成凍雨,而到了27°N以北整層大氣均低于0 ℃,且28.2°N空中有冰晶存在,有形成雨夾雪或雪的可能;當地形降低50%時,在高原地形和冷空氣共同作用下,鋒線位置在24°N附近,在24°N～26.5°N上空存在暖層,其下的次冷層高度從南到北逐漸增加到1.5 km左右,有利于凍雨的形成。而在26.5°N以北,主要為過冷水和冰晶,無逆溫層,故而從南到北易出現雨夾雪或雪;在原地形下,鋒線位置仍在24°N附近,但鋒面的坡度更大且僅在24°N～25.5°N上空存在暖層,其下的次冷層高度從南到北更高,有利于凍雨的形成。在25.5°N以北,主要為過冷水和冰晶,無逆溫層,故而從南到北易出現雨夾雪或雪。當地形抬升50%時,因地形高度過高,來自南部的暖濕氣流難以越過云貴高原,鋒線位置仍在24°N附近,但鋒面的坡度更陡且僅在24°N～25.5°N上空存在暖層,有利于凍雨的形成,而在25.5°N以北,主要為過冷水和冰晶,無逆溫層,故而從南到北易出現雨夾雪或雪。

從鋒面的位置來看,當云貴高原出現后,隨著地形的不斷抬升,鋒線位置基本保持在24°N附近,只是鋒面的坡度越來越陡,這表明云貴高原大地形是形成云貴準靜止鋒的主要因素。在目前地形下,由于準靜止鋒長時間滯留在貴州中東部和湖南西部(圖3),其形成的冷-暖-冷垂直結構非常有利于凍雨的形成,這就是該區凍雨高發的原因。

2.4 云貴高原大地形抬升對云水或冰晶自動轉雨率的影響

為了分析凍雨的來源,其云水或冰晶自動轉雨率的垂直分布(圖6)顯示:無地形時,模擬區域上空主要被暖氣團控制,條狀的云團內為碰并增長,云水自動轉雨率為2.6×10-8kg/(kg·s);當地形高度減少50%時,104°E及106°E上空2.5～3 km高度處出現兩個云滴碰并增長過程的高值區,云水自動轉雨率在3×10-8kg/(kg·s),并且近地面106°E～107°E出現了微量的冰晶融化過程,冰晶自動轉雨率為1×10-12kg/(kg·s),這些區域將有可能出現凍雨;原地形下,條狀的云團內仍以云滴碰并增長,且該過程主要發生在2.5 km以下,云水自動轉雨率在1.8×10-8kg/(kg·s)。同時,在107°E附近有微量的冰晶自動轉雨比例;當地形高度抬升50%時,2.5 km高度處條狀云團內為云滴碰并增長,云水自動轉雨率在3×10-8kg/(kg·s),且1.5～2 km高度的融化層底部出現了微量的冰晶融化過程,冰晶自動轉雨率為1×10-12kg/(kg·s)。

結合前面的分析,云貴高原主體的條狀云團內溫度在0～10 ℃,以云滴碰并增長過程為主,云水自動轉雨比例相對較高,降水大多為暖雨過程,如果云團下有溫度均小于0 ℃的次凍層,則有可能形成凍雨,故而,云貴高原主體的凍雨以過冷暖雨機制為主。在低海拔地區,條狀云團內溫度在0 ℃以下,有冰晶融化過程,如果云團下有大于0 ℃逆溫層,其形成的凍雨則以融化機制為主,這與觀測的結論是一致的。

圖7 云貴高原不同高度時凍雨量的空間分布Fig.7 Spatial distribution of the freezing rain rate at different terrain height

2.5 云貴高原大地形抬升對凍雨空間分布的影響

模擬不同地形高度下的凍雨量空間分布(圖7)與圖4中凍雨出現區域的空間分布完全一致,區別在于圖7給出了具體的凍雨量。在無地形時,模擬區域無凍雨發生。當地形高度降低50%時,有兩個凍雨高值中心,一個在重慶南部與貴州東北部交界的地區,最大凍雨量為2.5 mm/h,另外一個在川西,最大凍雨量為0.32 mm/h。原地形下,仍有兩個凍雨高值中心,但相比地形高度抬升50%時,位于重慶南部與貴州東北部交界的凍雨中心向南推進了一個緯度,到達貴州東部與湖南西部,凍雨范圍略有擴大,但凍雨強度下降,最大凍雨量由2.5 mm/h下降到0.64 mm/h;位于川西的凍雨中心則向東南移動,到達四川雅安與云南昭通一帶,強度略有減小;當地形高度抬升50%時,相比原地形,兩個凍雨區有連成一片的趨勢,但中心最大凍雨量基本保持一致。顯然,凍雨量最大出現在地形高度降低50%時,隨著云貴高原的抬升,凍雨區域略有增加且有向南移動的趨勢,但凍雨強度則開始減弱。

3 結論

利用WRF模式,以1月25日04:00云貴高原凍雨為例,對云貴高原大地形進行了敏感性實驗,模擬了云貴高原大地形抬升對大氣環流、逆溫層、降水相態、凍雨量的空間分布、以及水成物、云水或冰晶自動轉雨率垂直分布的變化,探討了凍雨發生的各種大氣條件和微物理參量的變化及發生凍雨的可能性,得出如下結論。

(1)隨著云貴高原大地形的抬升,850 hPa風場逐漸從雙氣旋、氣旋到切變線演變,氣旋中心位置由西北向東南移動,北方冷空氣從西部四川演變為東部安徽、湖南入侵云貴高原。700 hPa風場中西南氣流充滿全境逐漸收縮到繞高原主體,逆溫層從貴州西北→貴州中部→貴州東部移動的趨勢。

(2)隨著云貴高原大地形的抬升,氣流向云貴高原爬升困難,空中液態水逐漸向東部集中。鋒線位置基本維持在24°N附近,但鋒面越來越陡,表明云貴高原大地形是形成云貴準靜止鋒的主要因素。準靜止鋒長時間滯留在貴州中東部和湖南西部,是該區凍雨高發的原因。

(3)隨著云貴高原大地形的抬升,模擬區域從完全以云滴碰并增長逐漸開始在高原東部低海拔地區出現冰晶融化過程,高原主體的凍雨以過冷暖雨機制為主,但在東部的低海拔地區,形成的凍雨則以融化機制為主。

(4)隨著云貴高原大地形的抬升,降水區逐漸縮小,凍雨區從無到有,貴州東部-湖南西部與川西的兩個凍雨區向東南移動,有連成一片的趨勢。凍雨量最大出現在高原高度的一半,其后隨著高原繼續抬升,凍雨量開始減少。