（气象学专业论文）“816”华北暴雨的数值模拟和诊断分析.pdf

摘要 本文利用m i c a p s 资料、n c e p 资料以及自动气象站的l h 降水量资料对2 0 0 5 年8 月1 6 日1 7 日发生在华北地区的大暴雨过程( 以下简称“8 1 6 ”华北暴雨) 的环流形势和影响 系统进行诊断分析。高空槽和副熟带高压是这次暴雨过程产生的大尺度影响系统；7 0 0 h p a 、 8 5 0 h p a 切变线以及切变线上的辐合中心；冷暖气流的交汇，地面低涡都是此次暴雨过程产 生的影响系统。同时，对流层中低层偏南气流的维持为暴雨过程的产生和维持提供了充足 的水汽，暴雨区上空的层结不稳定为暴雨的产生提供了良好的环境。 利用雷达资料对此次暴雨过程发生、发展进行分析，此次降水过程中的强降水都是由口 中尺度以及更小尺度的对流云团引起的。雷达强回波中心以及逆风区的演变过程能很好的 反映此次强降水的过程的演变 采用n c e p 资料、地面观测资料和探空资料，利用中尺度数值模式m w 5 对此次暴雨过 程进行数值模拟。在模式结果比较理想的情况下，利用模式输出的的高时空分辨率的网格 资料分析了此次暴雨过程的产生和维持机制。结果表明，在此次暴雨过程中有干冷空气的 侵入。干侵入对降水过程的产生和维持有重要的作用；干冷空气向下传输使得地面温度降 低，气压增大，辐合加强，从而促使对流运动的发展；干侵入向南向下发展有利于低层气 旋的发展。 关键词：华北暴雨、诊断分析、干侵入、位涡 a b s t r a c t b ye m p l o y i n gt h eo b s e r v a t i o n a ld a t af r o m sm i c a p ss y s t e m ，n c e pr e a n a l y s i sd a t a a n dt h el hr a i n f a l lo ft h ea u t o m a t i cm e t e o r o l o g i c a lo b s e r v i n gs t a t i o n ah e a v y r a i n s t o r mh a p p e n e di nn o r t hc h i n ad u r i n gt h ep e r i o df r o m0 0 0 0b t c1 6a u g u s tt o0 0 0 0 u t c1 7a u g u s t2 0 0 5i sd i a g n o z e d t h ea n a l y s e ss h o wt h a tt h eu p p e rt r o u g hs u b t r o p i c a l h i g ha r et h em a c r o s c a l ei m p a c ts y s t e m t h es h e a rl i n e t h ec o n f l i c to fw a r ma n dc o l d m a s sa n dl o wi st h ei n f l u e n c es y s t e m a tt h es a m et i m e ，t h ep l e n t i f u lw a r e rv a p o ra n d u n s t a b l ea r ef a v o rf o rt h ef o r ma n dm a i n t e n a n c eo fr a i n f a l l t h ec o m p o s i t er e f l e c t i v i t ya n db a s ev e l o c i t yo fr a d a rs h o wt h a tt h em c sb r i n g a b o u tt h eh e a v yr a i n ，a n dt h ed e v e l o p m e n to fs t r o n ge c h oa n da n t i - w i n da r e ar e f l e c t t h ec h a n g eo ft h er a i n f a l la r e aa n dr a i n f a l ld e n s i t y t h em e s o s c a l en u m e r i c a lm o d e l 蛐艏i su s e dt os i m u l a t et h er a i n s t o r m p r o c e s s ，a n dt h eo u t p u ti sr e a s o n a b l e w eu s et h eo u t p u to ft h em o d e lt oa n a l y z e t h em e c h a n i s mo f t h i sr a i n f a l l ，a n dw ef i n dt h a td r yi n t r u s i o nh a di m p o r t a n t i m p a c t i o no nt h er a i n s t o r m t h ed r ya i ri nt h eu p p e rt r o p o s p h e r ei n t r u d e di n t ot h e l o w e rl a y e rm a k et h es u r f a c et e m p e r a t u r ea n ds u r f a c ep r e s s u r ec h a n g e a n dt h e c o n v e r g e n c ee n h a n c e d m o r e o v e rd r yi n t r u s i o nw a sp r o p i t i o u st ot h ed e v e l o p m e n ta n d e n h a n c e m e n to ft h ec y c l o n e k e y 删o ：h e a v yr a i n s t o r mi nn o r t hc h i n a , d i a g n o s t i ca n a l y s i s d r yi n t r u s i o n ，p o t e n t i a l v o r t i c i t y i v 学位论文独创性声明 本人郑重声明： 1 、坚持以。求实、创新。的科学精神从事研究工作 2 、本论文是我个人在导师指导下进行的研究工作和取得的研究 成果 3 、本论文中除引文外，所有实验、数据和有关材料均是真实的 4 、本论文中除引文和致谢的内容外，不包含其他人或其它机构 已经发表或撰写过的研究成果 5 、其他同志对本研究所做的贡献均已在论文中作了声明并表示 了谢意 作者签名；主! 塞 日 期：丝鲤：翌 学位论文使用授权声明 本人完全了解南京信息工程大学有关保留，使用学位论文的规 定，学校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论 文的电子版和纸质版；有权将学位论文用于非赢利耳的的少量复制 并允许论文进入学校图书馆被查阅；有权将学位论文的内容编入有 关数据库进行检索；有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密 的学位论文在解密后适用本规定 作者签名：生受； 日期：2 塑2 ：五：! 第一章前言 1 。1 研究进展和研究意义 我国是一个多暴雨的国家，中国暴雨的产生具有明显的季节性，除台风暴雨外，在中 国大陆，暴雨的出现集中于三个时期。4 “月暴雨区出现在南岭以南，这是华南的前汛期 暴雨。d 7 月暴雨区主要出现在江淮流域，这是长江中下游的梅雨期。7 8 月暴雨区主要出 现在华北。 华北地区的降水特点与华南和江淮地区有显著的不同。华北暴雨具有下列特点脚：( 1 ) 降水强度大，持续时间短。华北地处中纬度地区，夏季暖湿空气北上，同时冷空气活动也 很频繁，冷暖空气激烈交绥的结果造成了很强的暴雨。( 2 ) 降水的局地性强，年季变化大。 每年华北雨季的强降水区覆盖的面积比华南、江淮地区要小得多，只有2 0 0 , - - 3 0 0 k i n ，( 3 ) 降水时段集中。华北地区的降水8 0 , - , 9 0 出现在6 - 8 月，而又主要集中在雨季，其中又以 7 月下半月和8 月上半月最集中。( 4 ) 暴雨与地形关系密切。由于华北暴雨的特点，所以 华北暴雨的降水和落区的预报存在一定的难度，因此，加深对华北暴雨产生机制的研究， 对于提高华北暴雨的预报水平有重要的意义。 暴雨的产生需要具备一定的热力学和动力学的条件，而位势涡度( 简称“位涡”) 是将 动力作用和热力作用相结合的物理量。因而位涡能更全面，有效地描述暴雨的发生和发展 过程。 位涡概念最早由r o s s b y ( 1 9 4 0 ) 提出，他指出在正压模式下，绝对涡度六与气柱厚度 h 的比为一常数，即六值= 常数。e r t e l 于1 9 4 2 年提出了广义位涡q 的概念，在绝熟无摩差 的条件下具有严格的守恒性。继r o s s b y 和e r t e l 之后，位涡的概念和理论在研究领域中得 到广泛的应用。b e n n c 池和h o s k i n e s ( 1 9 9 ) 提出了湿位涡的概念。h o s k i n e ( 1 9 8 5 ) 提出不计非绝热加热和摩擦效应，等压面位涡和湿位涡同样具有守恒性，当湿位涡为负值 时有可能出现对称不稳定；还论证了对流层的上部或平流层的位涡扰动下传，可以引起对 流层下部及地面的气旋的发展，当高层有正位涡扰动移到对流层低层或地面的斜压区上空 时，可引起低层温度扰动，从而造成低涡或气旋的发生和发展。q i nx u ( 1 9 8 9 ) 。利用位 1 涡理论，从半地转锋生次级环流方程出发，探讨了是对称不稳定与锋生强迫的联系，指出 暖区位涡趋于零，1 9 9 2 年q i nx u ”又研究了准地转位涡( g p v ) 与带状降水的关系，并用 模式说明了出现单条雨带和多条雨带的不同情况以及它们形成、维持的机制。c h o 和c h a r t ” “用同一个二维半地转锋生模式分析了口中尺度p v 异常和雨带的关系，结果表明雨带离的 潜热释放在位温和位涡场中又诱生出重要的扰动，而位涡场又影响着雨带的的后期演变。 j o l y 和t h o r p e ( 1 9 9 0 ) ”利用线性稳定性分析描述y - - 维锋上扰动的发展。j 1 l t ld u 和c h o ( 1 9 9 6 ) “”迸一步指出，沿梅雨锋上的中尺度对流系统是由低层p v 的最大值沿锋面的不 稳定引起的，由此可见，低层位涡的存在影响着锋面对流系统的发生，从而引起不同程度 的降水。d a v i s 和e m a n u e l ( 1 9 9 1 ) ”1 对气旋生成过程中的位涡量进行了诊断，提出了一个 重要的观点，即高层位涡的发展强烈受到低层异常的影响。d a v i s 和r o s s a ( 1 9 9 8 ) “2 1 提出 精确的动力学意义的p v 锋生概念，将高层对流层锋视为等熵面上的p v 梯度加强的过程。 国外对位涡在降水机制、锋面分析和气旋生成几个方面的研究取得了显著的成果。 在国内，位涡的研究从2 0 世纪8 0 年代开始，主要用于对暴雨和其他天气系统的诊断。 杨大升“”用位涡理论分析了印度季风的爆发，指出低空激流加强期位涡的增加是绝对涡度 和干静力稳定度二者增加的结果。王永中、杨大升( 1 9 8 4 ) “”研究暴雨与低空流场的位涡 的问题，发现暴雨区基本上和高值位涡区相重合或者靠的很近，并且二者的发展过程还比 较一致。候定臣( 1 9 9 1 ) “”分析了夏季江淮气旋活动的等熵面位涡图和位涡的垂直廓线， 探讨了夏季江淮气旋发生发展的可能机制，提出夏季江淮地区气旋波活动的一个概念模式， 即从高原一带东移的对流层中层弱的扰动在有利条件下引起江淮地区较强的降水，中层潜 熟释放导致气旋性环流向下延伸，最终可在静止锋上形成波动。陆尔、丁一汇( 1 9 9 1 ) 1 应用位涡分析讨论了1 9 9 1 年江淮特大暴雨冷空气活动的特征，指出南下的冷空气在江淮一 带被来自地位西南暖湿气流和东南暖湿气流所切断，形成高位涡冷空气中心，它与两支暖 气流相互作用，维持梅雨锋，从而形成持续暴雨。吴国雄、蔡雅萍等( 1 9 9 5 ) “7 1 从原始方 程出发在导出精确形式的湿位涡方程的基础上，证明了绝熟无摩擦的饱和大气具有湿位涡 守恒的特性，并由此去研究湿斜压过程中涡旋垂直涡度的发展，提出倾斜涡度( s v d ) 发 展的理论。王建中( 1 9 9 6 ) “”等利用位涡理论对1 9 9 1 年江淮地区的一次特大暴雨过程中位 2 涡及其有关物理量的分布特征进行了分析，表明强降水总是落在干位涡比较小的地方和湿 位涡负中心暖气流一侧，与相对湿位涡的关系更直接。利用刘还珠、张少睛( 1 9 9 6 ) ”! 通 过一个强降水个例来分析了湿位涡与锋面强降水天气的关系，进一步揭示了湿位涡与强降 水的直接关系。于玉斌、姚秀萍( 2 0 0 0 ) 通过对9 6 0 8 号台风低压及其外围暴雨位涡和等 熵面上物理量场的分析，揭示了台风低压北上诱发暴雨过程的位涡场的结构机冷空气对暴 雨增幅的作用。发现特大暴雨落区位于低层等熵面位涡高值区的东北侧，与中低层位涡斜 压部分最大负值区相对应，并且随着位涡斜压部分最大负值中心强度的增强而增幅。高守 亭( 2 0 0 2 ) “1 完全动力学方程推出的湿位涡方程得到湿位涡不可渗透性理论，提出了一种 有用的诊断分析方法。 干侵入是指从对流层顶附近下沉至低层的干空气，它可以用相对湿度场和位涡场来表 示。早在2 0 世纪6 0 年代，d a n i e l s e nef m 就曾绘制了干侵入气流的三维结构。b r o w i n g 、 r o b e r t s ( 1 9 9 4 ) “的研究揭示了当干侵入接近地面冷锋时，能够产生不同类型的锋面。 b r o w i n g 等( 1 9 9 5 1 9 9 7 ) 嗍，指出在温带气旋的生成和发展、爆发性气旋的快速发展、 锋面降水结构分布以及演变特征等方面均与干侵入有密切的关系。s p e n c e r 、s t e n s r u d ( 1 9 9 8 ) ”对干冷空气在暴雨发展中的作用进行数值模拟表明，采用考虑干冷空气作用的滞后下曳 气流对流参数化方案能够更好地模拟出暴雨过程的，说明干冷空气在暴雨发展中所起的作 用。在国内干侵入也开始被用于暴雨的研究，陈德辉”1 也认为在模式分辨率较高的情况下， 除上升气流外，下曳气流对降水的作用也不可忽视，有时甚至超过上升气流。所以干冷空 气的侵入对降水系统的产生、发展有重要的作用。姚秀萍、于玉斌( 2 0 0 3 ) 总结了干侵 入的研究及其应用进展，并通过分析2 0 0 5 年梅雨期干冷空气的活动和梅雨期的降水，表明 干冷空气的侵入是梅雨湿度锋形成和维持的一个重要动力和热力原因。杨贵名等( 2 0 0 6 ) 。1 通过个例分析了干侵入在江淮梅雨期强降水和黄海气旋中的明显作用。张伟( 2 0 0 6 ) 。” 以一次黄海气旋发展过程作为研究对象，采用轨迹分析方法，较完整地揭示了“干侵入” 过程中空气块的运动，探讨了发生“干侵入”的机制和它与气旋发展之间的关系。 目前，国内已经开始利用干侵入研究暴雨产生的机制，但是国内利用干侵入对暴雨的 研究主要集中在冷空气南下对江淮梅雨以及台风降水的研究，对于干冷空气对华北地区强 3 降水产生、增幅还有待进一步的研究。 1 2 研究目的与研究内容 2 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0 1 7 日0 0 0 0u t c 华北地区出现了大范围的暴雨，天津中南部、 河北东南部均出现了1 0 0 r a m 以上的大暴雨，是今年汛期以来最强的一次降水过程。强降水 过程造成天津市区道路积水，超过2 0 c m 以上的短时积水达3 0 处，导致7 6 条公交线路执行 汛期改道运营方案，并造成天津郊县部分农田被淹，对人们的生活、工作造成了一定的影 响。此次暴雨过程具有突发性和局地性。为了提高对华北暴雨的预报能力，需要了解华北 暴雨产生的物理机制。分析此次暴雨过程发现华北地区有冷空气从对流层高层侵入，所以 本文在对此次暴雨过程的影响系统的演变规律和物理机制进行诊断分析的过程中，着重考 虑干侵入对对流层中低层气旋的影响以及干侵入对此次降水系统的演变过程的作用，从而 进一步揭示华北暴雨形成的物理机制。具体研究内容主要包括以下4 个方面： ( 1 ) 利用实况观测资料分析“8 1 6 ”华北暴雨产生的天气形势及影响系统 ( 2 ) 利用n c e p 资料对“8 1 6 ”华北暴雨进行初步的诊断分析，以发现其产生、发展可 能的物理机制 ( 3 ) 利用雷达资料分析暴雨过程产生的影响系统的演交过程及其对降水的产生和增幅 的影响 ( 4 ) 采用中尺度数值模式对此次暴雨过程进行模拟，利用模式输出的高时空分辨率的网 格资料对暴雨的影响系统及干侵入对暴雨的影响进行详细的分析 1 3 资料和方法 1 3 1 资料 本文所用资料包括2 0 0 5 年8 月1 5 日1 2 0 0u t c 到2 0 0 5 年8 月1 7 日1 2 0 0u t c 每隔 6 h 一次的n c e p 资料( 水平分辨率为1 。x1 。) ，3 h 一次的地面观测资料，每天两次的探 空资料，自动气象站资料，以及雷达资料。 1 3 2 方法 本文主要通过天气分析、数值模拟和诊断分析对引起此次暴雨影响系统的演变特征， 4 以及暴雨过程产生和发展的物理机制进行分析。利用地面高空常规资料和n c e p 资料对大范 围天气形势和环流形势进行诊断分析；利用雷达资料分析此次暴雨过程的降水系统；再采 用采用p s u n c a r 共同开发的第五代中尺度非静力数值预报模式删5 ( v 3 7 ) 对2 0 0 5 年8 月1 6 1 7 日华北暴雨过程进行模拟，利用模式输出的高时空分辨率的网格资料对暴雨过程 进行诊断分析。 5 第二章“8 1 6 ”华北暴雨的降水特征和影响系统 2 1 降水概况 2 0 0 5 年8 月1 5 日1 7 日华北地区出现了大范围的降水，其中主要的降水产生在1 6 日0 0 0 0u t c 1 7 日0 0 0 0u t c 。通过1 6 日0 0 0 0u t c 1 7 日0 0 0 0u t c 降水量资料的分析 可以看到，本次暴雨为东北一西南向雨带( 图2 1 1 ) ，山西的中部和南部，河北的东部和 南部，天津的大部分地区在2 4 h 内出现了5 0 哪以上的降水，山西的东部、河北东南部和天 津西南部的部分地区出现了大于l o o m 的降水。雨带的大值区位于天津，2 4 h 降水量在静 海为1 7 1 毫米，天津市区1 5 1 毫米，西青1 6 1 毫米，宁河1 0 1 毫米，大港1 1 2 毫米。市区 自动雨量站有两个出现2 0 0 毫米以上降水，其中2 4 h 降水量最大值出现在天津市黄家花园 自动雨量站( 2 1 9 3 衄) ，由天津黄家花园自动气象站的逐时降水量( 图2 1 2 ) 可以知道， 从1 6 日0 1 0 0u t c 开始天津出现大范围的降水，此次暴雨过程的特征是：降水持续时间较 长；突发性强，降水集中，1 h 的最大降水量出现在西青站( 7 7 6 r a m ) ，天津黄家花园站， 降水过程开始的前五个h ( 1 6 日0 1 0 0u t c 1 6 日0 6 0 0u t c ) 的累计降水量为1 6 0 o 衄。 图2 1 12 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0 u t c 1 7 日0 0 0 0 u t c 的2 4 h 累计降水量( 单位： m m ) 图2 1 22 0 0 5 年8 月1 6 1 7 日自动站( 黄家花园) 的逐时降水量( 单位：m ) 2 2 环流特征 5 0 0 h p a 天气图上( 图略) ，分析2 0 0 5 年8 月中旬的5 0 0 h p a 的环流特征可以看出从8 月1 1 日开始到1 5 日副高5 8 8 线北侧从3 5 。n 一直向北延伸到4 4 。n ，华北大部都处在副高 的控制下，2 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0u t c ( 图2 2 1 ) 在1 1 0 。e 附近有一从贝加尔湖延伸到 我国北方的深厚的高空槽，温度槽落后于高度槽，即槽后有明显的冷平流，槽不断发展东 移。副热带高压脊线在3 7 。n 附近，为东北一西南走向，并且在山东半岛附近形成闭合高压 中心。华北处于高空槽前，副高的西北侧，随后贝湖冷槽东移南压，副高逐渐东退。1 7 日 1 2 0 0u t c 副高东退到1 3 0 。e 洋面，降水过程结束。 7 0 0 h p a ( 图略) 对应在华北地区上空有东北- 西南向的中尺度切变线，并逐渐南压。 6 8 5 0 h p a ( 图略) 到1 5 日1 8 0 0u t c 低空华北地区处在蒙古高压东部，东北低压西部， 西南倒槽北部以及副热带高压的西北部，四股气流在华北地区上空形成典型的鞍形场分布 特征。到1 6 日0 0 0 0u t c 从天津至山西太原出现并一条切变线，天津附近为气旋性切变。 随后切变线开始向南压。 地面( 图略) 从河套地区到蒙古东部大范围的地区一直处在蒙古冷高压的控制下；1 5 日1 8 0 0u t c 西南倒槽一直伸展到4 0 4n 附近，在河北的西南部和东南部分别有两个地面气 旋生成，1 6 日0 0 0 0u t c 地面倒槽的北界南退至天津西南部，位于河北西南部的气旋向东 北方向移动。1 6 日0 6 0 0u t c 地面气旋南压至山东北部，此时天津地区的强降水过程结束。 由1 5 日1 8 0 0u t c 1 6 日1 2 0 0u t c 每半小时的f y 2 c 红外云图( 图2 2 1 ) 可以看出， 3 0 。n 5 0 。n 存在一条东北一西南走向的暖输送带( w c b ) ，暖输送带上存在中尺度对流云 团。在云系的西侧为一条狭长的少云区，即冷空气由此侵入，那么云系的西部产生下沉气 流，东部则有上升气流。随着暖输送带不断向东北方向发展，中尺度对流云团逐渐合并加 强，也向东北方向移动。东移南下的锋面云系前部发展的对流云团造成此次大暴雨过程的 产生。 图2 2 12 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0u t c5 0 0 h p a 高度场( 单位：位势米) 图2 2 22 0 0 5 年8 月1 6 日0 2 0 0u t cf y 2 c 红外云图 2 3 影响系统 1 6 日0 0 0 0u t c ( 图2 3 1 ( a ) ) 在天津一太原一线有一条中尺度切变线，整个降水过程 的雨区与切变线的位置一致。在辐合线上有两个中尺度辐合中心存在( 如图中方框标出的 位置) ，一个位于天津西南部；一个位于山西的西南部，它具有气旋性环流特征。在切变线 的东北方有一辐散系统，它的一支出流气流从偏北方向注入到中尺度辐合系统中。两个辐 合中心沿辐合线向东北方向移动，到1 6e t0 6 0 0e r i c ( 图2 3 1 ( b ) ) 辐合加强，天津西南部 的辐合中心移至秦皇岛附近，同时由图2 1 2 中可以看出此时的降水出现一次极小值，即 天津的强降水过程结束；位于山西西南的辐合中心在移动的过程中加强形成闭合的中一口 尺度涡旋，且范围也逐渐扩大，华北大部都在这个气旋的控制下。此后切变线逐渐南压， 雨区的位置也随之南移，中尺度气旋在切变线上向东北方向移动，到1 7 日0 0 0 0u t c 气旋 7 中的辐合中心分裂，部分东移出海，到此时整个降水过程结束。由上面分析可以看出，形 成于天津一太原一线的中尺度切变线上的两个辐合中心对此次暴雨过程的产生有重要的作 用。 图2 3 12 0 0 5 年8 月1 6 日8 5 0h p a 涡度( 阴影；单位：s 。) 一流场图 ( a ) 0 0 0 0u t c ：( b ) 0 6 0 0u t c ( 方框：辐合中心) 2 4 小结 由于长时间受副热带高压的控制，华北大部分地区的最高温度一直维持在3 5 以上， 同时地面湿度也很大，在这段时间内华北地区维持着高温高湿的天气，1 6 日0 0 0 0u t c 副 高开始东撤减弱，中纬度高空槽前为明显的偏南气流，槽后强冷空气侵入，冷暖气流在华 北地区交汇，所以高空槽前强冷空气和副热带高压边缘暖湿气流的共同影响造成了本次降 水过程；同时雨区的走向与8 5 0 h p a 切变线的走向一致，处在切变线的右侧，并且由于天津 的西南部地区受中尺度辐合中心的影响，底层辐合较天津的东部和北部地区强，所以强降 水的落区集中位于天津的西南部和中部地区，同时切变线的南压，雨区也随之向南移动。 由此可以看出中尺度切变线对此次暴雨过程的产生有重要的作用。 8 第三章雷达资料对降水系统的分析 3 1 雷达组合反射率分析 由塘沽的雷达回波显示( 组合反射率) ，1 6 日o o o ou t c ( 图3 1 ( a ) ) ，在河北和天津 西南部交汇的地方有一条强回波带a ，在其上有两个中一，的对流云团，云团的中心回波强 度均大于5 0 d b z ，回波带向东北方向移动，且两个回波中心在移动的过程中合并加强；到 0 1 0 9u t c ( 图3 1 ( b ) ) 中一口尺度的回波移至西青上空，回波强度增大至5 5 d b z 以上，最 强回波为6 3 d b z ，西青的降水急剧加强；0 1 1 5u t c 强回波带a 的前端移至天津市区，市区 上空的回波强度为5 5 d b z ；0 1 2 1t r r c ( 图3 1 ( c ) ) 回波带a 主体移至天津市区。回波主体 的强度有所减弱，但中心仍维持5 8 d b z ，同时从静海移来的另一条回波带b 移至西青上空， 中心强度为6 3 d b z ，与回波带a 相连：两个回波带向东北方向移动，并且有所加强。到0 1 4 5 u t c ( 图3 1 ( d ) ) 回波带a 的强度中心移到天津市区北部，回波带b 一直维持6 3 d b z 的强 度，并且稳定少动。0 1 5 1u t c ( 图3 1 ( e ) ) 静海上空又有强度4 5 d b z 的回波团生成，并且 由河北大成生成的强回波云团开始移至静海，同时回波带a 的强度开始减弱，到0 1 5 7u t c ( 图3 1 ( f ) ) 时减弱为5 3 d b z ，回波带b 也开始减弱，但中心强度一直维持6 3 d b z ，直至 0 2 0 3u t c 才开始减弱至5 8 d b z ；0 2 1 5u t c 回波带a 向东北方向移出天津市区，回波带b 在 向北移动的过程中，中心强度增至6 3 d b z 。0 2 2 1 t r r c ( 图3 1 ( g ) ) 回波带b 移至天津市区， 回波强度在移动的过程中逐渐减弱；0 2 2 7u t c 0 3 1 6t r r c ( 图3 1 ( h ) ) 强回波一直控制 天津市区，并时有加强；到0 3 3 5u t c ( 图3 1 ( i ) ) 后回波带开始移出天津市区，并且强度 逐渐减弱，此后天津的强降水过程结束，原来处于静海的回波和由河北移来的回波合并成 一条狭长的的回波带，向东北偏东方向移动影响天津的东部和东北部地区。 图3 12 0 0 5 年8 月1 6 日雷达组合反射率图：( a ) 0 0 0 0u t c ：( b ) 0 1 0 9u t c ：( c ) 0 1 2 1u t c ； ( d ) 0 1 3 3u t c ：( e ) 0 1 4 5i j t c ；( f ) 0 1 5 1u t c ：( g ) 0 2 1 5 j t c ：( h ) 0 3 1 6u t c ：( i ) 0 3 3 5u t c 3 2 雷达径向速度分析 由2 0 0 5 年8 月1 6 日雷达1 5 。仰角的径向速度图可以看出，暖色区为正速度区( 远 离雷达) ，冷色区为负速度区( 指向雷达) 。0 0 0 0t r r c ( 图3 2 ( a ) ) 雷达径向速度图上的特 9 征表现为s 型流场，在雷达西侧1 3 蛔以下为1 5 m s 的正速度区，随着高度增大速度减小， 到2 6 l 【m 高度为大片负速度区，正负速度辐合，此后负速度区向东北方向移动，在静海的 西南部有一3 m s 的负速度区，同时在西青的上空有零星的负速度区；0 1 1 5u t c ( 图3 2 ( b ) ) 一3 m s 的负速度区移至西青，随后西青上空的负速度区逐渐扩大；0 1 2 7t r r c ( 图3 2 ( c ) ) 天津市区上空出现零星的负速度区，并且负速度区的范围和强度不断发生变化；0 2 0 9g r c ( 图3 2 ( d ) ) 天津市区上空的负速度区消失。逆风区标志着暴雨过程的存在，在逆风区附 近及其移动路径上将要出现或正在出现暴雨，它是暴雨识别和其落区预报的有用判据”1 。 图3 22 0 0 5 年8 月1 6 日雷达基本速度图( 1 5 。仰角) ：( a ) 0 0 0 0u t c ：( b ) 0 1 1 5 u t c ；( c ) 0 1 2 7 u t c ：( d ) 0 2 0 9u t c 3 3 对降水的分析 由天津自动气象站的1 h 降水量图( 图3 3 ) 可以看出，1 6 日0 1 0 0 t r r c 天津的降水急 剧加强，并且0 1 0 0u t c 0 2 0 0u t c 西青站出现了i h 7 7 5 m 的降水量，从上面对雷达组合 放射率的分析可以看出，0 1 0 9u t c 时西青上空的回波强度达6 3 d b z ，而此时在径向速度图上 反映为在静海和西青的交界处出现了逆风区；同样在0 2 0 0u t c 左右，天津市区受强回波的 控制，并且在其东部也出现了逆风区。在0 1 0 9u t c 0 3 1 5u t c 强回波带从天津的西南部 向东北方向移动控制天津的西南部地区，其间在天津的中南部不断有逆风区的存在，在这 2 h 里，天津西南部均出现了强降水( 市区的最大降水量1 0 2 7 m ( 黄家花园站) ，西青站的 降水量为8 0 5 腓，静海的降水量为6 1 m ) ，而东北部地区的降水明显偏小。由此可以看出 雷达的组合反射率的演变能够反映强降水过程系统的发生、发展及演变过程。 图3 32 0 0 5 年8 月1 6 曰l h 降水量( 单位：m ) 图：( a ) 0 0 0 0u t c 0 1 0 0u t c ；( b ) 0 1 0 0u t c 0 2 0 0u t c ：( c ) 0 2 0 0u t c 0 3 0 0u t c l o 第四章“8 16 ”华北暴雨形成的物理量分析 4 1 动力条件 在3 0 。n 5 0 。n 之间存在明显的垂直环流，华北地区南部( 在3 0 。n 3 6 。n 之间) 为气旋性环流控制，气流在其南部下沉，到低层转为向北，到3 6 。n 开始上升：在3 9 。n 5 0 。n 之间在反气旋性环流的控制下，其北部为下沉气流，到低层转为偏东气流，到4 0 。n 开始上升。这样，垂直径向环流使得南北风在3 0 。n 4 0 。n 之间交汇，从而构成华北地区 暴雨区上空对流层中低层显著的辐合以及天气尺度的上升运动( 图4 1 1 ) 。 在垂直速度沿1 1 7 。e 的垂直剖面图( 图4 1 2 ( a ) ) ，1 6 日0 0 0 0u t c 华北地区上空为 上升运动区大值中心位于8 5 0 h p a 附近，随着强降水的产生，上升运动加强，大值中心向高 层移动至7 0 0 h p a 附近，对流发展，到1 6 日1 2 0 0u t c ( 图4 1 - 2 ( b ) ) 上升运动减弱。 图4 i 12 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0u t c 沿1 1 7 。e 垂直剖面图v ( 单位：m s ) 一印( 单 位：1 0 4 p a s ) 合成风 图4 1 22 0 0 5 年年8 月1 6 日垂直速度( 单位：i 0 。2 p a s ) 沿1 1 7 。e 垂直剖面图： ( a ) 0 0 0 0u t c ；( b ) 1 2 0 0u t c 1 5 日1 8 0 0u t c 开始华北地区上空为正的涡度区，由1 6 日0 0 0 0u t c 涡度沿暴雨中心 ( 1 1 7 。e ) 的垂直剖面图( 图4 1 3 ( a ) ) 可见，在华北地区上空从地面到8 0 0 h p a 为正的涡 度区，中心值为5 x i 0 5s ，位于9 0 0 h p a 附近，8 0 0 h p a 6 0 0 h p a 为弱的负涡度区，6 0 0 h p a 以上为强的负涡度区。该时刻的散度剖面图上，暴雨区上空7 0 0 h p a 以下为辐合区，中心位 于9 5 0 h p a 附近，中心值为一5 1 0 。s ，以上为辐散区，大值中心在4 0 0 h p a 附近，值为 4 xi 0 4s ，这种高低空形势有利于上升气流的维持和加强。1 6 日1 2 0 0u t c ( 图4 l3 ( b ) ) 后华北北部地区上空底层为负涡度区，中层为正涡度区，高层为负涡度区；散度圈上也表 现为与之对应的情况，低层辐散，中层辐合，高层辐散。 图4 1 32 0 0 5 年8 月1 6 日涡度( 单位：s - 1 ) 沿1 1 7 。e 垂直剖面图 ( 8 ) 0 0 0 0u t c ；( b ) 1 2 0 0t r r c 通过对暴雨结构的相关分析可见，对流层中低层气流辐合的存在，产生天气尺度的上 升运动。从而激发不稳定能量的释放，进而产生小尺度的强上升运动，所以对流层中低层 的中尺度辐合线是这次暴雨过程产生的主要物理机制。 4 2 水汽条件 水汽通量表示水汽水平输送的强度，通常用来判断水汽的来源，水汽的输送方向和强 度。1 5 日1 8 0 0u t c8 5 0 h p a 水汽通量和流场图( 图4 2 1 ) 上可以看出在副热带高压西侧 偏南气流的引导下，将水汽向北输送。从我国东南沿海到华北地区为一条水汽通量大值带， 水汽通量大值中心位于我国东南沿海，中心值超过1 6 x1 0 。g c m h p a s ，同时在8 5 0 h p a 高度场上4 0 。n 以北的广大地区在北方高压的控制下，阻碍了水汽进一步的向北输送。 图4 2 12 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0u t c8 5 0 h p a 的水汽通量( 单位：g c m h p a s ) 与u v 流场 从上面的分析我们知道了“8 1 6 ”华北暴雨的水汽来源，暴雨的产生不仅需要有充沛 的水汽来源，更重要的是是否有水汽的堆积，而水汽通量散度则是用来定量地判断水汽在 某些地区的汇聚与辐合。由8 5 0 h p a 水汽通量散度图( 图4 2 2 ) 也可以看出。1 6 日0 0 0 0 u t c 1 8 0 0u t c 在华北地区存在一条东北一西南向的负的水汽通量散度带，说明在华北地区为水 汽通量辐合区；到1 7 日0 0 0 0u t c 负的水汽通量散度带逐渐向东北移出海，影响天津的东 部和东北地区，这与华北地区1 6 日1 7 日逐时降水的雨团的落区和移动路径一致。 在相对湿度沿1 1 7 。e 的垂直剖面图( 图略) 上可以看到，从1 6 日0 0 0 0u t c 到1 6 日0 6 0 0 i r r c 暴雨区上空一直维持相对湿度大于9 0 的水汽柱，此后相对湿度减小，到1 7 日0 0 0 0 u t c 时相对湿度减至7 0 ，从而可以看出华北地区上空丰富的水汽为降水的持续发展创造了有 利的条件。 图4 2 22 0 0 5 年8 月8 5 0h p a 水汽通量散度( 单位：g c m 2 h p a s ) ；( a ) 1 6 日0 0 0 0u t c ；( b ) 1 7 日0 0 0 0u t c 4 3 能量及稳定性分析 在暴雨产生前，华北地区有对流不稳定能量的堆积，华北地区处在对流有效位能大值区 ( 大于1 0 0 0 j k g ) ，随着降水的产生，大值区逐渐向南移( 图4 3 1 ) ，1 6 日0 6 0 0 u t c 暴 雨区的对流有效位能迅速减小至5 0 0j k g 以下。对流有效位能的大量释放，有利于强的 上升运动的产生，从而产生强降水。1 6 日1 2 0 0u t c 后天津地区的对流有效位能为0 ，此时， 天津的主要降水过程结束，转为持续的非对流性降水。 1 2 图4 3 12 0 0 5 年8 月1 6 日0 0 0 0 盯c 1 2 0 0u t c 对流有效位能( 单位：j k g ) ( a ) 0 0 0 0u t c ；( b ) 0 6 0 0u t c ；( c ) 1 2 0 0u t c 在实际的工作中，常常用一些简单的指数来表征大气热力稳定度，以k 指数为例，k 值越大，层结越不稳定。由1 6 日0 0 0 0u t c 的k 指数( 圈4 3 2 ) 从西南地区有一个q 型 的k 指数大值区一直延伸到河北地区北部，在这个范围内k 指数大于3 2 k ，在华北地区有 两个3 6 k 的大值中心，分别位于山西的南部和北京的西南部，说明华北地区上空出现层结 不稳定；1 2 0 0u t c 华北地区的k 指数大幅降低。 图4 3 22 0 0 5 年8 月1 6 日k ( 单位：k ) 指数：( a ) 0 0 0 0u t c ；( b ) 1 2 0 0u t c 在臼。图中由南到北的高能舌往往反映一股向北爬升的暖湿气流，它不但是产生暴雨 所必需的水汽输送带，也是造成暴雨强对流所必需的位势不稳定能量的输送者嘲。由 8 5 0 h p a 等秒。线可以看出，降水产生前1 5 日1 8 0 0t r r c ( 图4 3 3 ( a ) ) ，华北地区的假相 当位温达3 5 2 k ，为高温高湿区，有大量的能量堆积，在高值区的西北侧为东北一西南向的 等良线密集区；1 6 日0 0 0 0 u t c ( 图4 3 3 ( b ”0 。高值区的强度稍有降低，但是高值区 的范围增大，等目。带的等值线密度加大；能量的释放有利于对流的加强从而促使降水 的产生；1 2 0 0 u t c ( 图4 3 3 ( 0 ) 等目。线密集区逐渐南压到华北地区，华北地区的臼。 值大幅减少，不稳定能量被消耗，降水趋于结束。 由等统线在暴雨中心的径向( 1 1 7 。e ) 垂直剖面图，在1 5 日1 8 0 0 u t c ( 图4 3 3 ( a ) ) 暴雨中心及偏南的附近区域，5 。h p a 以下臼。随高度增加减少，警 。，暴雨中心上 空，大气层结是对流不稳定的，而且3 8 。n 3 9 。n 对流层低层为上升运动区，中心位于 8 5 0 1 帆大气层结不稳定以及强上升运动的存在有利于对流不稳定的发展；1 6 日0 0 0 0u t c ( 图4 3 3 ( b ) ) 暴雨区及箕附近从对流层低层到4 0 0 h p a 均为强上升运动，对流发展到最 旺盛的时候，此时华北地区开始出现强降水；到1 2 0 0u t c ( 图4 3 3 ( c ) ) 暴雨区上空低 层的上升运动减弱，强的上升运动中心上升到4 0 0 h p a ，强对流运动开始减弱，华北地区的 降水也趋于结束。 图4 3 32 0 0 5 年8 月8 5 0h p a 假相当位温( 实线；单位：k ) 图：( a ) 1 5 日1 8 0 0 u t c ；( b ) 1 6 日0 0 0 0 u t c ；( c ) 1 6 日1 2 0 0 u t c ；垂直速度( 阴影；单位：1 0 4 p a s ) 和臼。( 实线；单位：k ) 沿1 1 7 。e 垂直剖面图：( a ) 1 5 日1 8 0 0 t i t c ；( b ) 1 6 日0 0 0 0 u t c ：( c ) 1 6 日1 2 0 0t l t c 4 5 小结 形成暴雨的基本条件是：有丰富的水汽、较强的上升运动和对流运动( 因而需要不稳 定能量) 以及持续稳定的有利条件嘲。通过以上的分析，华北地区一直维持高温、高湿的 状态，从而在华北地区聚集大量不稳定能量和水汽，同时，在华北地区是层结不稳定的， 并且强上升运动的存在，有利于对流不稳定的发展。综上所诉，高能、高湿以及不稳定的 大气条件，有利于暴雨的产生和发展。 第五章“8 16 ”华北暴雨产生的物理机制 通过对n c e p 的分析，我们对“8 1 6 ”华北暴雨过程产生的环流形势、影响系统以及暴 雨产生前后暴雨区的物理特征有了一定的了解，同时通过对降水资料的分析可以看出，此 次降水过程虽然持续的时间长，但是主要的降水过程产生的时间一空间尺度比较小，这个阶 段是对流性降水。对流性降水往往与中小尺度影响系统密切相关，而前面分析所用的资料 的时问、空问尺度较大，很难对中小尺度系统的发生、发展过程进行详细的分析。为了更 详尽地讨论华北暴雨过程产生的物理机制以及中尺度影响系统的演变过程，我们利用中尺 度数值模式( i 删5 v 3 7 ) 对2 0 0 5 年8 月1 6 日1 7 日发生在华北地区的暴雨过程进行数值 模拟，希望利用模式输出的高时一空分辨率的结果来加深对此次暴雨过程的影响系统的发 生、发展过程的分析，从而进一步了解华北暴雨产生的物理机制。 5 1 中尺度数值模拟 5 1 1 模式介绍 本文所使用的模式为p s u n c a r 共同开发的第五代中尺度数值预报模式m 9 5 ( v 3 7 版) ， 1 4 m 5 ( v 3 7 ) 在l i n u x 操作系统上运行，通过p g f 7 7 编译，模式垂直方向采用盯坐标。模式主 要包括以下几个模块：t e r r a i n ：把按经纬度规则分布的地形高度和植被组成水平插值( 或 分析) 到所选择的中尺度区域内。r e g r i d ：读取气压层