（气象学专业论文）闽东一次暴雨过程的数值模拟和诊断分析.pdf

闽东一次暴雨过程的数值模拟和诊断分析 摘要 采用每隔6 小时的地面、高空常规观测资料，对2 0 0 2 年8 月l o 日至1 1 日 发生在闽东地区的一次暴雨天气过程进行了初步的诊断分析发现，这次暴雨过 程主要是受5 0 0 h p a 高空冷槽、中低层低涡和切变线等共同影响造成的。通过对 这次过程中的物理量场的特征分析和能量场的分析发现，在暴雨区附近，涡度、 散度等物理量场的高低空配置，有利于维持较强的垂直速度，对暴雨的产生和 维持有利；低空急流的存在为暴雨提供了充沛的水汽条件；暴雨区维持的一个 高能、饱和、潜在不稳定的环境为暴雨的产生提供了不稳定的能量条件。 采用同时次的n c e p 再分析资料，利用中尺度删5 模式较成功地模拟了这次 暴雨过程，并利用具有高时空分辨率的模拟结果对这次过程的对流有效位能、 螺旋度、湿位涡的演变特征和时空分布进行了分析，揭示了造成这次过程的可 能物理成因和机制。指出中低层中尺度涡旋是造成这次过程的主要天气系统， 低涡的时空演变特征与暴雨中心的移动和雨强的变化相一致。低层正螺旋度中 心同暴雨的落区具有较好的对应关系，暴雨产生在低层正螺旋度中心与高层负 螺旋度中心相配合的区域。在暴雨强盛期，螺旋度星低层正值，高层负值的配 置，而且正值高度层也很厚，可以伸展到5 0 0 h p a ，最大值位于7 0 0 h p a 附近。在 暴雨趋于减弱时，正值高度层逐渐降低，低层螺旋度逐渐转为负值，而高层则 出现正值。对流有效位能的变化反映了暴雨天气过程的演变，暴雨中心始终是 一个对流有效位能大值区，且中心强度随着暴雨的增强而增大，随着暴雨的减 弱而减小。q 矢量散度辐合区与暴雨的落区有较好的对应关系，其变化趋势与暴 雨的强度的演变相一致。暴雨的时空演变特征与位涡场的变化密切相关。暴雨 中心位于正位涡柱的下方和对流层高层负位涡中心的北侧。当低层负湿位涡形 成和向上伸展时，暴雨强度增强；反之，低层负湿位涡减弱收缩时，暴雨也随 之减弱。 最后，通过地形和风场的敏感试验进一步揭示了地形对暴雨的增幅作用和 风场的垂直切变对降水的影响。 关键词：数值模拟，螺旋度，对流有效位能，湿位涡，数值试验 l i n u m e r i c a ls i m u l a t i o na n dd i a g o s t i ca n a l y s i so nt h er a i n s t o r m e v e n to c c u r r i n go v e re a s t e r nf u i a n a b s t r a c t b a s e do nt h e6h o u r l yc o n v e 埘o n a ls u r f a c eo b s e r v a t i o n sa n dr a d i o s o n d e s 0 1 1 i l d i l l g s ，ac a s eo f h e a v yr a i no c c u 玎i n go v e re a s t e mf u j i a no n10 1 1a u g u s t2 0 0 2 w a sa n a l y z e d t h es y n o p t i ca n a l y s e ss h o w 血a tt h ec 0 1 dt r o u g ha t5 0 0 h p aa sw e l la s 1 0 wv o r t e xa n ds h e a ri nm el o 、靶r _ m i d 仃o p o s p h e r ew e r em a i n l yr c s p o n s i b l ef o rt 1 1 e h e a v yr a i n i ti sa l s or e v e a l e dt h a ti nm ev i c 试h yo fh e a v yr a i l l ，m ed i a g i l o s t i cf l e l d s s u c ha sv o r t i c i t ya n dd i v e r g e n c ea t1 0 wl e v e l sw a sc o o r d i n a t e dt o 廿1 a ta tb j 曲l e v e l s o fa t m o s p h e r e ，c o n t 曲u t i n gt om es u s t a m i n gs 拓o n gu p d r 心，o n eo ft h ef 打o r a b l e c o n d i t i o n sf 0 ro c c u r r e n c ea i l dp e r s i s t e n c eo f m er a i n m o r e o v e r t h el o 、v - j e v e lj e ta n d 也ea t r n o s p h e r i cs t a t eo fh i 出e n e r g y ，s a t u r a t i o na i l dp o t e n t i a l i n 婚出i l i t ymm er a i l l f h l l r e g i o ns u p p l i e dp 1 枷f u lm o i s t u r ea n du n s t a b l ee n e r g yf o r 也eh e a 、，yr a i n r e s p e c t i v e l y f u n h e rs m d vo nt h ec a s eo fh e a v vr a i nw a sb a s e do nas u c c e s s 如lr m m e r i c a l s i m u l a t i o nb vam e s o - s c a l en w pm o d e lm m 5 w i 血t h en c e pr e a n m v s i sd a t aa s i n i t i a lc o n d i t i o n s b yu s i n gt h eh i g hr e s o l u t i o no u t p u t so fm m 5 ，t h es p a t i a l t e m p o r a l d i s t 曲u t i o na n dv a r i a t i o no fc o n v e c t i v ea v a i l a b l ep o t e n t i a le n e r g y ( c a p e ) ，h e l i c i t y a n dm o i s tp o t e n t i a lv o m c i t y ( p v ) w a sd i a g n o s e dt or e v e a lp o s s i b l ef o n n a t i o nc a u s e s a 1 1 dd e v e l o d i n gm e c 鼬i s mo ft l l ee v e n t t h er e s m t sa r ea sf o l l o w s t h em a i n w e a t h e rs v s t e mb r o u 窖1 1 tt t l eh e a v yr a i nw a sam e s o s c 甜ev o r t e xa ti o w m i di e v e i s ， w h o s ee v o l u t i o nw a sa c c o r d e dw 讧ht h ev a r i a t i o n sms l l i f ta n di n t e n s i t yo f t h er a i n f 砒1 c e m e lt h eh e a v yr a i no c c l 】r r e do v e r 血er e 西o nw h e r et 1 1 e r ew e r eap o s i t i v eh e l i c i t y c e n t e ra tl o wl e v e l sa n dan e g a t i v eo n ea t1 1 i 曲l e v e l s t h er a i n 缸e n s i f i e da st 1 1 e d o s i t i v eh e l i c i t yl a y e re x t e n d 血gu pt o5 0 0 h p a 谢血am a x i m u i l la tt h ea l t i t u d eo f 7 0 0 h p a a n dt 1 1 ed e c l i i l e i nr 缸nw a sa s s o c i a t e d 州t ht h ea l t i t u c l eo ft h e1 咐t o p 伽l i n ga n dt h eh e l i c 蚵d i s t m u t i o ns h i f t 协gt ot l l eo p p o s i t eg r a d u a l l yt h ev a r i a t i o n s i nc a p ea l s or e n e c t e dt h ee v o l l n i o no ft 1 1 eh e a v yr 血t h ep r e c i p 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p e r i m e n 第一章引言 1 1 暴雨及中尺度天气系统的研究进展 近十几年的研究及试验表明，暴雨和强对流天气是在多种尺度系统的相互作用下产生 和发展的，也就是在一定的大尺度环流背景下，由嵌入天气尺度系统中的中小尺度系统直 接造成“3 。也可以说，在有利的天气尺度形势下，暴雨的强度、发生时段、落区取决于中 尺度系统的发生、发展和移动，因此，中小尺度系统是暴雨的宜接产生者，分析暴雨的发 生、发展机制，离不开对中小尺度系统演变规律的研究。目前可以通过卫星、雷达、遥感 等先进的探测手段，对中小尺度系统的生成、发展等时空演变特征进行监测和分析，但是 这些方法和手段都只能局限在定性化的讨论和分析上。而对于常规的高空和地面观测资料， 由于相隔时间较大，测站有限，时空分辨率较小，对暴雨过程经常伴随的中小尺度系统的 空间配曼和时空演变情况，也只能进行定性讨论，难以深入研究其物理机制。近年来，国 内外中尺度数值模式发展迅速，由于其输出的资料具有连续的高时空分辨率，为研究暴雨 过程伴随的中尺度系统的演变特征和暴雨发生发展的可能物理机制提供了可能。许多人运 用各种中尺度模式对产生暴雨天气的中小尺度系统( 包括梅雨锋和台风等天气尺度系统中 的中尺度系统) 的活动特征进行了模拟和分析，得出了许多有意义的结果。研究表明，中 尺度数值模式能比较成功地模拟暴雨、洪涝、中尺度低涡、飑线、台风、梅雨锋等，中尺 度模式可以更深刻地揭示中尺度系统的结构、特征和发展机制”。 翟国庆等”】用中尺度模式对一次江淮流域暴雨过程进行了数值试验。结果表明：较强 的高空偏北大风将b l 起低空急流的加强和低层切变线的出现以及其上中尺度涡旋的发生； 上下风场所构成的垂直环流圈大大有利于对流的发展。特别是在切变线地区的上升支，带 有明显的中尺度特征。 王建捷等“】对1 9 9 6 年华南暴雨过程进行了高分辨率的数值模拟和敏感性试验。结果表 明：凝结潜热通过一个类似的c i s x 机制对暴雨的发生、发展产生重要的作用，低空西南急 流为暴雨的发生输送了潜在的不稳定能量，并在与暴雨的相互作用中褥以维持和加强。此 外，低层潜在不稳定能量的储备是暴雨发生不可缺少的条件。 李柏和寿绍文对1 9 9 1 年7 月5 日0 8 时至6 日2 0 时发生在江淮流域的一次特大梅雨 锋暴雨过程进行了数值模拟。并利用模式输出的高密度的动力协调的结果对这次过程的流 场、高低空急流、对流不稳定、次级环流等与暴雨增幅的关系进行了分析和诊断研究。结 果表明：边界层内活动的中0 气旋是暴雨产生的直接系统；高空副热带急流是暴雨过程的 重要触发系统。在其出口区左侧的次级环流对暴雨有明显的增幅作用；梅雨锋暴雨至少是 由对称不稳定和位势不稳定两种机制联合引发的。 程膦生43 等采用埘5 模式模拟了“9 8 7 ”暴雨，发现特大暴雨与7 0 0 h p a 上的一个中0 尺度低涡的生成和强烈发展直接关联。贝耐芳”。对1 9 9 8 年7 月2 0 日至2 2 日的特大暴雨进 行分析表明：对流层中低层的水汽的大量集中以及对流不稳定条件的存在可能对造成特大 暴雨的中尺度系统的发生发展提供了有利的环境。 王智1 等利用砌5 对1 9 9 9 年6 月2 9 目的一次东穆低涡过程进行模拟，模拟结果揭示 了这次暴雨过程中的中尺度对流系统发生发展和演变过程。孙建华采用埘5 横式分别对 9 8 6 和9 4 6 华南前汛期暴雨期间的中尺度对流系统作了较细致的模拟研究。师春香“等认 为中尺度对流云团的产生和移动都与中尺度低涡的发生发展有关。 m i l l e r ”强调：在8 5 0 h p a 和7 0 0 h p a 之间薪度上干空气侵入的意义不仅在于维持强对 流，而且也是作为强对流发生的一种重要的触发者。h o s k i n s ( 1 9 7 4 ) “指出：对称不稳定 ( s y 廿i i n e t r i c a li n s t a b i l i t y ) ( s i ) 是中尺度系统发展的重要原因，认为s i 可能是锋前雨 带的触发机制之，并提出锋面雨带形成的尺度假说，即中尺度的形成可以是上一级尺度 系统的局部强化，条件为大气的去稳定过程。 李毓芳“”等探讨了对流加热与暴雨环流场的相互作用，指出对流潜热释放与中尺度涡 旋中心的形成、移动、热力稳定度的变化等关系密切。施曙“”对长江中游的一次中低压过 程进行诊断分析，指出梅雨锋是一条近乎东西向的正涡度带状分布区，这一带状区中存在 强烈的中尺度水汽通量辐合中心和深厚的上升运动区，有利于中低压的形成。俞樟孝“以 及期公望。”都指出副热带高空急流入口区右侧辐散可引起低层变压风的发展，有利于低空 急流的维持和发展，从而对暴雨的产生有重要的热力和动力作用；高空急流是暴雨过程存 在的重要天气系统，低空急流对中纬度暴雨提供热力和动力条件；高低空急流之间的耦合 有利于低层中尺度系统的发展和暴雨的形成。 程麟生等“”对1 9 9 1 年7 月4 日至7 日发生在江淮流域的一次低涡切变线特大暴雨过 程进行了高分辨行星边界层参数化的中尺度数值模拟。控制模拟结果揭示“9 1 7 ”江淮暴 雨过程与中尺度暴雨低涡的生成和发展以及特有的动力和热力结构密切相关。气旋性涡柱、 强上升运动与深厚湿舌三位一体的共存结构是暴雨低涡持续发展并产生对流云系和持续暴 雨的强藕合条件：西南低空急流的发展和维持，不仅是暴雨低涡形成和持续发展的重要动 力学条件。也是暴雨过程所需水汽的主要载体；对流层下部深厚不稳定层结的形成和维持 是暴雨低涡能够产生持续对流活动以及对流性降水必须的热力层结条件，在低涡暴雨区 p b l 内的持续强热通量是低涡发展的重要热源。 周兵和葛明“”用中尺度模式进行数值实验，探讨了天气系统的相互作用，分析了北京 大暴雨的触发机制；指出低空急流是水汽输送的主要途径，低急流通过潜热释放的形式影 响高空急流。 徐国强和张迎新“首先用实测资料分析了河北“9 6 8 ”暴雨过程的水汽来源，指出造 成这次暴雨的水汽主要来自南海、孟加拉湾和台风低压本身携带的水汽。最后用删4 模式 模拟分析了暴雨水汽的敏感性，得知水汽条件小的变化可能引起降水量大的改变，潜热释 放对暴雨有正反馈作用。 陶祖珏”研究了水汽场对低空急流的影响指出由于暴雨区有大量水汽输送，水汽的 上升凝结过程对风场产生极大影响：湿空气的抬升凝结可使低层急流轴不断上抬。 张玉玲”指出盛夏低空急流的维持与暴雨过程中极强的潜热加热有关，潜熟加热可加 强垂直环流。丁汇等”“指出水汽凝结过程的加入，使锋区垂直运动和锋面环流大大增强： 水汽凝结潜热释放加强了暴雨区的上升运动，其对暴雨有正反馈作用。 杜青文等”“对“9 6 8 ”河北特大暴雨的地面中尺度系统进行诊断分析后发现，暴雨 区内有明显的中尺度天气系统活动，其中包括中尺度云团、中尺度雨团以及地面中尺度天 气系统等，它们的形成及活动、发展都与地面湿斜压锋区及地面辐合场的分布有重要关系。 同时，还指出“，此次特大暴雨，主要是9 6 0 8 号台风登陆后减弱为低气压西北上，副热 带高压加强西进，低层从东北部有弱冷空气扩散南下，在暴雨区域形成湿斜压锋区触发 不稳定能量释放，致使台风低压北方形成3 个中尺度对流云团所致。冯伍虎等“也对此次 过程进行分析后指出，稳定的大型鞍形场和北移台风( 登陆后减弱为低压) 与其东侧副热带 高压的相互作用是“9 6 8 ”特大暴雨发生的大、中尺度环流条件；而中尺度低压及其特有 的动力热力结构与该暴雨过程直接相关。对该过程采用非静力中尺度数值模式删5 进行了 数值模拟研究。模拟结果分析发现，非静力的全物理过程模拟基本上可再现大尺度和中b 尺度天气系统的发生、发展和演变。采用二重网格双向嵌套技术的细网格模拟结果揭示， 低压的动力场和热力场之间具有一种强藕合机制，即发展的低压具有气旋性涡柱的暖心高 湿结构，在涡柱低空是湿对流不稳定和负湿位涡结构：强垂直上升运动与高空强辐散和低 空强辐合以及对流云团的发展互藕；与低压相伴的强南风急流不仅是低压和对流云团发展 与维持的互伴互藕条件，而且也是“9 6 8 ”特大暴雨的水汽源和热能输送带。 综上所述暴雨和中尺度系统的研究进展是：高低空急流、不稳定性、中尺度低涡、 切变线以及充沛的水汽条件等是暴雨过程存在的重要天气系统和条件。高低空急流之间的 耦合有利于低层中尺度系统的发展和暴雨的形成，对暴雨过程的产生有重要作用。高空急 流入口区右侧辐散可引起低层变压风的发展，有利于低空急流的维持和发展。低空急流的 出现和加强为暴雨提供了热力学和动力学条件。低空急流为暴雨的发生输送了潜在的不稳 定能量和大量的水汽，并在与暴雨的相互作用中得以维持和加强，低层潜在不稳定能量的 储备是暴雨发生不可缺少的条件。凝结潜热的释放可加强垂直环流，对暴雨的发生、发展 有正反馈作用。低层切变线的出现以及其上中尺度涡旋的发生有利于对流的发展。对流层 中低层千冷空气的入侵是强对流系统的触发机制也对对流系统的维持起重要作用。冷空 气的入侵在暴雨区形成湿斜压锋区，触发不稳定能量释放。对称不稳定和位势不稳定机制 在中尺度系统的发生、发展过程中起了重要作用，位势不稳定能量是中尺度对流系统发展 的重要来源。暴雨区内的中尺度天气系统的形成及活动、发展与地面湿斜压锋区及地面辐 合场的分布有重要关系。中尺度对流云图的产生和移动与中尺度低涡的发生发展有关。在 强烈的中尺度水汽通量辐合中心和深厚的上升运动区，有利于中低压的形成。对流层中高 层的高压幅散气流对对流系统的发展维持有重要作用，垂直运动与对流凝结潜热释放之间 的正反馈过程是中尺度系统维持、发展及强降水发生的主要能量基础。西南低空急流的发 展和维持不仅是中尺度系统形成和持续发展的重要动力学条件，也是暴雨过程所需水汽的 主要载体，水汽条件的微小变化可能引起降水量较大的改变。 1 2 研究的目的和意义 福建省地处我国东南沿海，背靠最大的欧亚大陆，地形比较复杂；西北部有武夷山脉， 中部是戴云山脉和博平岭，东面与台湾海峡相邻。这种地理环境使得福建成为气象灾害的 频发地，暴雨、洪涝、台风、干旱等灾害性天气频繁发生，而暴雨是影响国民经济和人类 社会生产生活的最频繁的主要灾害性天气之一。闽东位于福建省东北部，其地形也十分复 杂，属丘陵山地，以山区为主。境内有太姥山，西部、北部有鹫峰山脉，东南部与东海相 连。地势呈“门”型的梯状地势，即西、北部高，东、南部低，中部隆起。正是由于其独 特的地理和地貌，使得发生在闽东地区的暴雨带有较强的局地特征。暴雨严重影响了人民 群众的生产生活和生命财产的安全，闽东地区每年因暴雨造成的损失达千万元以上。因此， 研究暴雨成因及对其作出较准确的预报进而做好服务工作有着十分重要的社会意义和经济 意义。暴雨是在一定的环流形势条件下，伴随有中小尺度天气系统而形成的“。前人对汛 期暴雨产生的天气系统和物理机制已做了较为细致的分析和研究，但对暴雨的中尺度结构 和特征，尤其是区域性暴雨产生的成因分析，由于不同的区域、不同的季节常表现为不同 的特征。2 0 0 2 年8 月l o 日至1 1 日在闽东地区发生了一次局地暴雨过程。这场暴雨对于旬 雨量已显著偏多的8 月上旬而言，无异是雪上加霜，给当地造成了更大的损失。在盛夏， 人们往往只注重研究台风暴雨，而对于非台风引发的暴雨，由于出现次数较少，往往对其 重视不够，研究总结则更少。本文将试图通过对闽东地区汛期暴雨天气过程的有关物理量 的诊断分析和数值模拟，来研究区域暴雨的中尺度结构和特征以及演变规律进而揭示闽 东地区暴雨发生、发展、移动的物理机制，并试图对其发生发展的原因和演变规律作出合 理的解释，探讨盛夏非台风暴雨的预报思路和着眼点，为在实际业务中对暴雨天气的预报 4 提供依据，以进一步提高暴雨预报的准确率。这将对气象防灾、减灾，提高气象预报服务 工作的社会效益和经济效益具有重要的意义。 1 3 研究的方法和内容 本文主要采用天气分析、中尺度数值模拟和诊断分析的方法，对此次暴雨过程的影响 系统的演变规律及可能的物理机制进行了研究。采用的资料包括2 0 0 2 年8 月1 0 日0 8 时至 1 1 日0 8 时每隔6 h 的n c e p 全球再分析资料( 分辨率为l4 l 。) 和同时次的地面及高空 常规观测资料。 本文主要包括以下内容：首先用n c e p 资料和地面高空常规观测资料对暴雨发生的大 尺度环流背景和物理量特征进行初步分析；其次采用由p s u n c a r 共同开发的中尺度非静力 数值模式m 1 5 对此次过程进行数值模拟，在模拟比较成功的的基础上，利用模式输出的具 有较高时空分辨率和动力协调性的网格资料，从多角度对主要影响系统的演变规律及暴雨 发生的可能物理机制进行诊断分析；最后通过数值试验讨论地形条件、风场条件等对降水 系统的影响，进而揭示闽东地区发生暴雨的机制的共性和个性，为暴雨的预报提供依据。 5 第二章暴雨实况和基本环流形势场 2 1 降水实况 2 0 0 2 年8 月1 0 目0 8 时至儿日0 8 时，闽东地区普降一场暴雨( 图2 1 ) ，局部大暴雨， 暴雨中心位于蕉城至屏南附近。蕉城、屏南的日雨量分别为1 4 9 m 砸和1 4 8 m m 。分析发现： 强降水主要集中在1 0 日1 4 时至1 1 日0 5 时。这场暴雨，给闽东的工农业生产和人民的生 活造成了较大的损失。 2 2 环流形势 从5 0 0 h p 8 高度场上看( 图2 2 ) ，整个暴雨过程，中高纬地区维持相对稳定的二槽一 脊型。贝加尔湖及中亚地区为脊区 乌拉尔山以东的西伯利亚西部和亚洲东岸是相对稳定 的低压槽 我国东北地区存在冷涡，且槽底伸至江淮流域和华南沿海，冷空气沿商空槽不 断补充南下：西太平洋副热带高压减弱东退到东部海面上。1 0 日0 8 时高空槽加深南压至 长江一线，至1 1 日0 8 时槽底延伸至长江中下游到华南一带，该槽携带的大量南下干冷空 气，正好与副热带高压西北侧的西南暖湿气流对峙于闽东地区上空，形成了盛夏产生强降 水的较为少见的环流背景。 在7 0 0 h p a 高度场上( 图2 3 ) ，低层切变线位于长江以南，在杭州、南昌、长沙附近， 并且维持长达3 6 小时。1 0 日0 8 时切变线南压到宁德市北部，闽东地区处于切变线南部暖 区一侧。1 0 日0 8 时至1 1 日0 8 时切变线呈准静止状态，与之相对应的地面静止锋一直徘 徊于宁德市附近。8 月u 目0 8 时，随着副热带高压的西伸北抬，切变线北抬减弱强降 水结束。 6 从8 5 0 h p a 的风矢量场上看( 图2 4 ) ，1 0 日0 8 时，槽后的偏北气流和副热带高西北侧 的西南气流在闽东地区附近有明显的风速辐合；1 0 日1 4 时，辐合进一步加强，于2 0 时形 成一个中尺度低涡。随着低涡的演变和发展，地面雨区随之变化，暴雨中心位于低涡的右 前方，强度与低涡的发展过程相对应，也就是说，在l o 日2 0 时至1 1 日0 2 时雨强最强时， 中尺度低涡的发展也最旺盛。1 1 日0 8 时后，随着低涡的减弱，降水逐渐减小。中尺度低 涡是这次过程的主要影响系统之一。 图2 5 是8 月1 0 日2 0 时8 5 0 h p a 高度场和温度场的合成图。从图中可以看出，8 月1 0 日0 8 时在东北存在一冷槽槽底伸至江淮流域；孟加拉湾倒槽向东北方向扩展，槽后偏北 气流携带北方冷空气不断补充南下，且温度槽落后于高度槽。1 0 日2 0 时，倒槽加深。与 东北冷涡槽相连，里东北一西南向的槽，槽线压在暴雨区的稍北面，槽前的辐合抬升作用， 为暴雨的发生提供了动力条件。此外，槽前西南气流向暴雨区输送大量的水汽，也为暴雨 的发生和维持提供了充沛的水汽条件。 在地面天气图上，与低层切变线相对应，地面静止锋直徘徊在定海、括苍山、邵武 一线。在赣中、闽西北有一中尺度低压生成发展。随着雨区的演变，中尺度低压也经历着 发生发展和消亡的过程。 综上所述，这次过程是在中高纬稳定的大尺度环流形势背景下，中低层切变线和中尺度 低涡的共同作用下产生的。冷暖空气势力相当。在暴雨区上空的交馁，也是造成这次暴雨 过程的一个重要原因。 7 第三章暴雨过程的物理量分析 3 1 水汽条件 3 1 1 水汽通量和水汽通量散度 理论和实践表明：为了使暴雨能够发生、发展和维持，必须有充沛的水汽供应。我硼 可以通过计算水汽通量和水汽通量散度的变化来定性描述水汽的输送情况。 水汽通量是指在单位时间内流进某一单位面积的水汽含量( 单位：1 0 g s ) 。单位气压 差、单位长度的水汽通量表达式为： 三旧。g 图3 1 是2 0 0 2 年8 月1 0 日1 4 时8 5 0 h p a 和7 0 0 h p a 的水汽通量矢量与全风速场的合 成图。可以看出，本次过程的水汽输送来自南海和孟加拉湾。从8 月1 0 日0 8 时起至暴雨 过程结束，沿福建省沿海地区至南海维持一条东北一西南向的水汽通量输送高值帝，而且 暴雨区的风向也大致是西南风，在8 月l o 日1 4 时的水汽通量达到最大值。西南气流将南 海、孟加拉湾大量的暖漫空气向闽东南沿海输送。暴雨中心和最大风速中心相吻合，8 5 0 h p a 在闽东地区风速中心最大值达2 0 m s ，7 0 0 h p a 达到1 6 m s 。水汽通量为闽东暴雨的产生和 维持提供了充沛的水汽条件。 为分析水汽的净输送量，还需要计算水汽通量散度。水汽通量散度的定义是：在单位 时间、单位体积内汇合进来或者辐散出去的水汽质量。单位体积的水汽通量散度计算公式 为： 4 邓c 吾啊，= 去( 却专 著a o ，则水汽通量是辐散的；若a ( 0 ，水汽通量是辐合的。图3 2 是8 5 0 h p a 水汽通 量和水汽通量散度图。分析暴雨区的8 5 0 水汽通量散度发现：闽东地区上空处在8 5 0 h p a 的强水汽辐台轴线上，且辐合层也相当深厚，它为本次暴雨提供了充沛的水汽条件。8 月 l o 目0 8 时，在闽东暴雨区，水汽通量散度为负值，即水汽输进暴雨区比从暴雨区输出的 8 多，暴雨区水汽宙量在增加。8 月1 0 日1 4 时达到一5 o l o g s c m p 一。随着水汽通量 散度的减少，雨势逐渐减弱。这进一步说明水汽输送量的净增加在暴雨的产生和维持中的 作用。同样地。在7 0 0 上发现类似的特征。 3 1 2 比湿 从8 月1 0 日2 0 时的8 5 0 h p a 和7 0 0 h p a 的比湿分布图( 图3 3 ) 可以看到：暴雨区与 比湿极大值区相一致，8 5 0 h p a 极大僮达j5 5 9 k g ，7 0 0 h p a 极大值为31 5 k g 。一般地， 7 0 0 h p a 比湿不小于8 9 k g ，是出现暴雨的必要条件。 3 1 3 温度露点差 用温度露点差来表征空气的饱和程度，差值越小表示空气越饱和。由各时次的温度 露点差分布图可见，从8 月1 0 日0 8 时到u 日0 8 时，沿着副热带高鹾北蜘有一东北一西 南向的饱和的水汽带，这是孟加拉湾和南海的水汽输送带。低空西南气流将盂加拉湾和南 海的水汽源源不断地输往华南和华东地区，闽东地区一直维持一条温度露点差低值带，使 得闽东地区空气直处于较高的水汽饱和状态。图3 4 是2 0 0 2 年8 月1 0 曰0 8 时的8 5 0 h p a ( 8 ) 和7 0 0 h p 8 ( b ) 的温度一褥点差。 3 1 4 相对湿度 图3 5 a 是8 月1 0 目1 4 时沿1 1 8 。e 的相对湿度剖面图。由图可以看出，高湿区与暴 雨落区基本一致。从8 月1 0 日1 4 时至“曰0 2 时，在闽东地区的暴雨区上空一直维持一 高湿度区，相对湿度大于9 5 的区域伸展至l o o h p a 附近，显示出一条深厚的湿度柱。暴雨 发生后相对湿度柱明显降低，1 1 日0 8 时相对湿度为9 0 9 6 的高度降至5 0 0 ”a 以下( 图3 ，5 b ) 。 3 2 基本物理量场的变化 3 。2 1 散度和相对散度 由大气质量连续方程可知，低层的流场辐合必然引起上升运动，造成高层流场辐散； 同样，高层辐散也有利于低层上升运动的发展。如果在低层辐合区上空叠加一个明显的高 层辐散，就会引起更强烈的垂直上升运动，并得以维持和加强“3 。图3 6 和图3 7 是8 5 0 h p a 和2 0 0 h p a 各时次的散度。由图可见：8 月1 0 日0 8 时，暴雨区的低层辐合、高空辐散的特 征还不明显：从1 0 日1 4 时开始，低层西南风加大，在强西南气流的左侧开始出现气流的 辐合，与此同时高空也出现相应的气流的辐散( 在低层8 6 0 h p 8 为辐合，6 0 0 h p a 以上均为 辐散区) 。l o 日2 0 时8 5 0 h p a 最大辐合中心为一4 1 0 s 。1 1 目0 2 时，5 0 0 b p a 摄大辐散中 心达2 x1 0 一s ，2 0 0 h p a 最大辐散中心在1 1 日0 2 时也达到极大值4 1 0 s 。这种高层辐 散、低层辐合是暴雨发生和维持的重要条件之一，而且辐合、辐散中心的移动和强度变化 与暴雨区的移动和变化相似，极值出现时间与暴雨强度最强的时段( 1 0 日2 0 时1 1 日0 2 时) 也桶一致。 为更进一步分析整层大气的辐散程度，计算了相对散度d ( 3 0 0 h p a 散度与8 5 0 h p a 散度 之差) 。相对散度与降水量( r ) 的关系为。”： 胄：旦辜+ 垒d g4 ：g 式中n 表示地面气压，o 表示7 0 0 h p a 混合比，d 表示相对散度。公式表明：高空辐 散和低层辐台越强，d 的正值越大，降水量就越大。这表明了相对散度对降水有预示性8 ”。 图3 8 是这次过程相对散度d 分布情况。可以看出，8 月1 0 日0 8 时。福建沿海开始 出现相对散度正值区( d o ) ，到暴雨过程减弱结束，闽东地区上空一直维持相对散度正值区。 在1 0 日2 0 时相对散度达到最大值8 1 0 s ，1 1 日0 2 时为7 1 0 s 。同时也可以看到， 极值中心与暴雨落区一致，相对散度中心的演变与雨区的演变也相一致，极值中心在暴雨 中心附近，极值出现的对闻也是雨强最强的时段。由此表织低层出现较强辐散的同时，高 层有强辐散区，这种强的抬升系统使得不稳定能量得以释放，触发暴雨的产生和维持。 1 0 一一 图3 88 月1 0 日2 0 时相对散度( 单位：1 0 s 。) 3 2 2 漏度 图3 9 和图3 1 0 是8 5 0 h p a 和2 0 0 h p a 各时次的涡度场。在8 5 0 h p a 上，1 0 日0 8 时有 一东北一西南向的正涡度带与雨区相对应，以后随着时间的推移，正涡度不断加强；1 0 日 1 4 时出现两个正涡度中心，分别对应两个雨强中心；1 0 日2 0 时至1 1 日0 8 时正涡度中心 一直保持为7 8 xl o s 。从1 0 日0 8 对至1 1 日0 8 时整个暴雨过程，2 0 0 h p a 上相对应的 暴雨区也存在一负涡度带，极值中心为一8 1 0 一s 一。从图上还可以看出涡度中心的演变与 暴雨区移动和变化相一致。此外，我们还发现5 0 0 h p a 以下均为正涡度，而负涡度一直伸展 到2 0 0 h p a 以上。涡度中心从低层到高层向北倾斜，随着各层涡度中心的逐渐重合，降水也 进一步加大。这种低层正涡度，高层负涡度的配置有利于维持较强的垂直速度，对降水的 产生和发展有着重要的作用。暴雨发展对应的这种垂直涡柱结构不仅与中、低空气流和水 汽的强辐合及强上升运动相伴，而且是暴雨发展所必须的运动学条件，它指示了暴雨产生 的一种重要动力学机制，即强烈的上升运动要求低空有强烈的辐台，面这种强烈的辐合必 然导致局地有极强的正涡度生成，然后再通过垂直上升运动输送到高空，进而使涡柱继续 加强；在此期间，这支强上升气流和两侧的弱下沉气流构成一个次级垂直环流，该环流是 完成低空和高空水汽、热量与动量输送、交换和循环所必须的。 图3 98 5 0 h p a 各时次涡度( 单位：s ) ( a ) 1 0 日0 8 时( b ) 1 0 日1 4 时( c ) 1 0 日2 0 时( d ) l l 曰0 2 时 图3 1 02 0 0 h p a 各时次涡度( 单位：s 。) ( a ) 1 0 日0 8 时( b ) 1 0 日1 4 时( c ) 1 0 日2 0 时( d ) l l 曰0 2 时 3 2 3 垂直速度 垂直运动是大气过程发展的产物，是导致云、降水等天气现象的重要动力条件“。大 气中发生的凝结和降水过程、热量和动量的垂直输送以及大气中位能与动能之间的相互转 换等，都与垂直运动有密切关系。因此，在暴雨的发生、发展过程中，较强的垂直上升运 动是产生暴雨的重要条件之一。涡度场和散度场的高低空配置，即高层辐散( 或负涡度) 底层辐合( 或正涡度) ，有利于维持较强的垂直速度，从而对强降水的发生和发展起着决定 作用。图3 1 1 是垂直速度沿暴雨中心( 1 1 9 。e ) 的垂直剖面图。由图可见。l o 日0 8 时垂 直上升运动区在z 6 。n 以南。1 0 蜀i 4 时随着西南气流的增强和低涡的发展移动，与暴雨 云团的移动相对应，最大上升运动区到达2 7 。n 附近。上升运动高度在2 0 0 h p a 以上，最大 上升运动在5 0 0 h p a 附近，最大速度为一o 6 1 0 2 h p a s 。1 0 日2 0 时至1 1 日0 2 时，上升运 动区仍然维持在暴雨中心上空，而且强度增强，上升运动更加强烈，最大上升运动在4 0 0 b p a 附近，最大速度为一o 8 l o 。2 h p a s ，此时相对应的也是降水强度最大的时段“1 日0 8 时， 雨区北抬减弱，上升运动层也随之北移减弱。 沿着2 7 。n 的垂直速度纬度一高度剖面圈也可以发现类似的特征，即最大上升运动中 心与暴雨中心相对应。上升运动高度达2 0 0 h p a 以上，雨强最强时的最大上升运动也是在 4 0 0 h p a 附近，晟大上升速度为一1 o 1 0 。2 h p a s ( 图3 1 2 ) 。 图3 1 18 月1 0 日2 0 时沿1 1 9 。e 的垂直速度剖面图( 单位：1 02 h p a s ) 3 3 高低空急流 在本次过程中，存在有高低空急流，它们对暴雨的产生有重要的影响。低空急流是一 个动量、热量、水汽的集中输送带，促使有利于暴雨发生的天气形势的发生，包括通过暖 湿平流的输送产生位势不稳定层结、在急流的中心前部造成较强的水汽和质量的辐合产生 上升运动、在急流轴的左前方产生有利于正涡度发展的风场结构等等。在暴雨过程中，高 低空急流既可以分别对暴雨的发生发展产生影响，也可以相互配合共同发挥作用。 从2 0 0 h p a 上的全风速图上可以看到，中高纬地区存在一高空急流( 图3 1 3 ) 。在8 5 0 h p a 上全风速图上也有低空急流带( 图3 1 4 ) 。而且从图上可以看出，急流带上分布着一个个 的急流核，这些急流核产生的动量、热量、水汽和质量等的集中或辐合，也是触发暴雨产 生的重要机制之一。对比图3 1 i 垂直速度场的经度高度剖面图，可以发现：高空急流偏 南侧、低空急流的北侧对应的是强烈上升运动区。这是由于高空急流南侧的强辐散和低空 急流北侧的强辐合作用，造成低层空气质量的强辐合和高层空气质量的强辐散，从而引起 强烈的上升运动，而暴雨的产生正是在这个区域。 12 3 4 不稳定能量场的分析 3 4 1 假相当位温和位势稳定度 假相当位温os e 是一个重要的温湿特征参数，被广泛应用于大气位势稳定度的分析、 气块运动轨迹的等熵面追踪等方面。它在大气的千绝热和湿绝热变化中都是守恒的。等目 s e 线密集区是位势不稳定和斜压不稳定集中的区域，是大气中湿斜压不稳定能量集中的区 域，蕴藏着可供中尺度对流发展所必需的不稳定能量。分析本次过程的口s e 的变化，可以 看出暴雨过程中能量的积聚和释放与暴雨的产生和减弱密切相关。从7 0 0 h p a 假相当位温场 ( 图3 1 5 ) 可见，1 0 日0 8 时福建沿海至华南有条带状假相当位温高值区，中心这3 5 l k ： 1 0 日1 4 时2 0 时假相当位温值进一步增强。出现高值中心；1 1 日0 8 时后，假相当位温值 减小，这是由于降水产生后不稳定能量得到了释放的缘故。整个暴雨天气过程，在2 8 。n 以北始终存在一条口s e 锋区。暴雨落区在锋区以南，与假相当位温大值区相对应。在8 5 0 h p a 假相当位温场上，p s e 的分布有类似的特征，中心最大值为3 5 4 k ，在暴雨区附近也存在一 条东北西南向的目s e 锋区暴雨落区在锋区稍北。 用假相当位温随高度的变化拿表示稳定度。娑) o 表示对流不稳定，假相当 c 穸印 位温随高度降低；孕( o 表示对流稳定，假相当位温随高度升高；拿；o 为中 印印 性。分析暴雨区上空假相当位温沿1 1 8 5 。e 经向一高度剖面图( 图3 1 7 ) 可以看出，在1 0 日0 8 时有一高能舌自北向南伸展，8 0 0 h p a 以下口s e 随高度降低，大气开始处于对流不稳 定状态。 而在对流层8 0 0 h p a 以上的大气处于对流稳定状态，阻挡了暖湿气流f 句上扩散，使 得不稳定能量在底层不断积累为强降水的发生积聚了能量。随着时间的推移，辐合层不 断抬高，暖湿气流向上扩展，不稳定的高能高湿厚度逐渐加厚。不稳定的高能高湿厚度逐 渐加厚，到1 0 日2 0 时能量的积累达到最大值，中心正好位于闽东暴雨区附近。暴雨发生 后，不稳定能量得到逐步释放，儿日0 8 时，闽东地区大气层结趋于稳定，降水结束。不 13 稳定能量的释放是暴雨产生的机制之一。在假相当位温纬向( 2 7 。n ) 一高度剖面图( 图 3 1 8 ) 上可以发现相似特征。 为进一步分析大气的不稳定特征，用目s p ( 口s p 蒯一目s 日删来表示位势稳定 度。负值越大，表示位势不稳定度越强。从口的时间演变可以看到暴雨过程中的能量 变化与暴雨的产生和减弱之间的关系。图3 1 9 是8 月1 0 日1 4 时的口s e 分布情况，可 以看出闽东沿海的大气在暴雨发生前夕处于位势不稳定状态，最大负值中心达到一9 k 。暴 雨产生后，不稳定能量得到了释放，口s 日负值中心逐渐减小，位势稳定度下降，大气层 结趋于稳定。