（气象学专业论文）一次西南涡特大暴雨天气过程数值模拟与诊断分析研究.pdf

一次匿南涡特大暴雨天气过程数值模拟 与诊断分析研究 摘要 两商涡是造成西川盆魄大范围暴雨的主要天气系统。本文利用n c e p 再分析资 料和m m 5 中尺度数值模式对“0 4 9 ”l 【渝特大暴雨开展了数值模拟和诊断分析研 究。分析表明，该过程是一次典型的西南涡在西太平洋副热带高压与台风“桑达” 共围瞧塞作用下在醒川筮地东北部形成的长眩间持续降承。数傣模拟缭暴表明， k 指数和鼠。场分布都表现了在低空急流的作用下将低纬的不稳定能量源源不断 地向北输送，使得阴川盆地东部上空有新的不稳定能量补充，激发强对流得以维 持，促进了强降水天气的持续。散度场割面结构摄好撼反映了低空辗台高空辐 散结构的建立、发展、旺盛、消亡四个阶段的全过程。垂直运动的上升高度和 强发与降承强度有很好的搬合关系，强烈上升运渤的维持，造成了降永的持续， 这一点与位涡的变化趋势是致，反映了动力作用在降水过程中的重要作用。 西南涡和“桑达”台风涡度剖面结构上表现为西南涡中心与台风中心的正涡度强 度变化有着十分密切的正嘏关关系。此外在数值模拟中通过固化云翌爨料和改变 地形高度开展了试验研究。结果表明，通过加入卫星云图资料改变湿度场柬订正 扔始场，对降水模拟有一遵的改迸作用。魄形敏藤性试骏研究发现，遗形对暴雨 是有明显影响作用的，随蓑地形的升高，地形的摩擦作用使得低层风场减小，从 而使气旋性涡度减小，垂赢上升运动减弱，使降水减小，相反随着地形的降低， 低层风场缺少地形的阻挡作用，北风分量增强，气旋性涡度增大，对降东寿增大 作用。 关键词：西南涡，特大暴雨，数值模拟，地形敏感性试验 3 t h er e s e a r c ho fn u m e r i c a ls i m u l a t i o na n dd i a g n o s t i ca n a l y s i s f o rah e a v yr a i n f a l lc a u s e db ys o u t h w e s tv o r t e x a b s t r a c t s o u t h w e s tv o r t e xi st h em a i ns y n o p t i cs y s t e mo fc a u s i n gt h el a r g e s c a l er a i n s t o r mi n s i c h u a nb a s i n u s i n gt h en e c pr e a n a l y s i sd a t aa n dm m 5m e s o s c a l en u m e r i c a lm o d e l ， h e a v yr a i n s t o r mo c c u r r i n gi nt h es i c h u a np r o v i n c ea n dc h o n g q i n gi ns e p t e m b e r ，2 0 0 4 i ss i m u l a t e da n da n a l y z e d t h ea n a l y s i si n d i c a t e st h i si st h es u s t a i n e dr a i n f a l lc a u s e db y s o u t h w e s tv o r t e xw h i c hw a sb l o c k e db ys u b t r o p i c a lh i g hi nt h ew e s t e r np a c i f i ca n d t y p h o o ns a n g d a t h es i m u l a t e dr e s u l t sa r ea sf o l l o w s ：( 1 ) f r o mt h ed i s t r i b u t i o n so fk i n d e xa n df i e l do f 氏( p o t e n t i a lp s e u d o - e q u i v a l e n tt e m p e r a t u r e ) ，w ec a l ls e et h a tt h e i n s t a b i l i t ye n e r g yi sc o n t i n u a l l yt r a n s p o r t e dn o r t h w a r df r o mt h el o wl a t i t u d eu n d e r t h e a c t i o no fl o wl e v e l - je t i ts u p p l e m e n t st h en e wu n s t a b l ee n e r g yt oe a s t e r ns i c h u a nb a s i n a n ds t i m u l a t e st h es e v e r ec o n v e c t i o nt ob em a i n t a i n e ds ot h a tt h es t r o n gp r e c i p i t a t i o n w e a t h e rc o u l db ec o n t i n u i n g ( 2 ) t h ec r o s s s e c t i o n a lv i e wo ft h ed i v e r g e n c ef i e l d r e f l e c t sw e l lt h ef o u rs t a g e so ft h ee s t a b l i s h m e n t ，d e v e l o p m e n t ，i n t e n s i f i c a t i o na n d e x t i n c t i o no ft h es y n o p t i cs y s t e ma b o u tt h el o w l e v e lc o n v e r g e n c ea n du p p e ra i r d i v e r g e n c e ( 3 ) t h e r ei sg o o df i t t i n gr e l a t i o n s h i pb e t w e e nt h eh e i g h t ，t h ei n t e n s i t yo f t h e v e r t i c a lm o t i o na n dt h ep r e c i p i t a t i o ni n t e n s i t y t h el o n gt i m es t r o n ga s c e n d i n gm o t i o n w o u l db r i n ga b o u tt h es u s t a i n e dp r e c i p i t a t i o n ，w h i c hi sc o n s i s t e n tw i t ht h et e n d e n c yo f p o t e n t i a lv o r t i c i t yc h a n g e i tr e f l e c t s t h ed y n a m i ca c t i o ni s v e r yi m p o r t a n ti n t h e p r e c i p i t a t i o n ( 4 ) t h ec h a n g eo fi n t e n s i t yo fs o u t h w e s tv o r t e xh a st h e c l o s ep o s i t i v e c o r r e l a t i o nw i t ht y p h o o nc e n t r a li n t e n s i t y , s oa st h ec o n v e r g e n c ei n t e n s i t yo ft h es a n g d a v o r t e xc e n t e r i na d d i t i o n ，w ec a r r i e do u tt h ee x p e r i m e n t a ls t u d yt h r o u g ha s s i m i l a t i n g t h ec l o u dc h a r ta n dc h a n g i n gt h et e r r a i na l t i t u d ei nt h en u m e r i c a ls i m u l a t i o n t h er e s u l t s 一4 一 i n d i c a t et h a t ，a f t e rc h a n g i n gm o i s t u r ef i e l db ya d d i n gt h ec l o u dc h a r tt or e v i s et h ei n i t i a l f i e l d ，t h e r ei st h ec e r t a i ni m p r o v e m e n ti np r e c i p i t a t i o ns i m u l a t i o n t h et e r r a i ns e n s i t i v i t y t e s tr e s e a r c hf i n d st 1 1 et e r r a i nh a st h eo b v i o u si n f l u e n c et ot h er a i n s t o r m t h et e r r a i n f r i c t i o na c t i o nw o u l dd i m i n i s ht h ew i n dv e l o c i t yo fl o w - l e v e la t m o s p h e r ea st h et e r r a i n h e i g h te l e v a t i n g t h u st h ec y c l o n i cv o r t i c i t yw o u l d r e d u c ea n dt h ea s c e n d i n gm o v e m e n t w o u l db e c o m ew e a k e n s ot h ep r e c i p i t a t i o nw o u l db ed e c r e a s e d o nt h ec o n t r a r y , 谢t 1 1 t h et e r r a i nh e i g h tr e d u c i n g ，t h en o r t hw i n dc o m p o n e n tw o u l ds t r e n g t h e nd u et ol a c k i n g t h el a n d f o r mb l o c ks ot h a tt h ec y c l o n i cv o r t i c i t yw o u l di n c r e a s e ，a sar e s u l tt h e p r e c i p i t a t i o nw o u l d r a i s e k e yw o r d s ： s o u t h w e s tv o r t e x ，h e a v yr a i n f a l l ，n u m e r i c a ls i m u l a t i o n ， t e r r a i ns e n s i t i v i t yt e s t 一5 - 第一章前言 1 1 引言 我国大部分地区都受东亚季风影响，是暴雨灾害多发国家之一。四川盆地及长 江中下游又是我国暴雨灾害重点区域之一，而西南涡被认为是四川盆地暴雨最重要 最直接的影响系统。西南涡产生于青藏高原东南部至四川盆地一带，西南涡生成后， 一部分在原地少动逐渐减弱消失，另一部分发展东移，造成四川盆地及长江中下游 暴雨和极其严重的洪涝灾害。例如四川“8 1 7 ”、“8 9 7 ”及湖南“9 8 7 ”特大暴雨 都是由于西南涡强烈发展造成的，并且导致了严重灾害。 对于长江流域暴雨的研究，我国学者已经开展较多，甚至还进行了多次外场试 验研究。尤其对长江流域梅雨锋暴雨研究更是深入细致，对其形成机理和特征有了 深入了解，取得了许多研究成果。相比之下，对发生在青藏高原东侧四川盆地的暴 雨过程研究较少，缺少系统的整体机理的认识。 四川盆地地处青藏高原东部，由于地理位置的原因，四川盆地上空夏季天气系 统不仅受东亚季风系统的影响，还受到西太平洋副热带高压系统影响，同时也受到 来自孟加拉湾西南气流和青藏高原地形热力的共同影响作用，此外四川盆地北部秦 岭和东北部大巴山的阻挡作用以及高原涡的东移作用也很显著。因此夏季在四川盆 地和重庆地区经常发生区域性大暴雨天气。最近- - 2 年，在四川盆地和重庆地区都 发生了大暴雨天气过程，尤其在2 0 0 4 年9 月2 n 6 日四川东北部和重庆东北部出现 了一次由西南涡造成的范围广，强度大、持续时间长的特大暴雨天气过程，造成了 严重的洪涝、局地山体滑坡和泥石流灾害。 近几年，随着删5 中尺度数值模式的广泛应用，通过中尺度数值模拟的方式来 研究分析暴雨的形成和发展机制成为广大预报业务人员和研究人员广为使用的方 法。因此，为了进一步了解西南涡暴雨天气的中尺度天气系统的物理机制，通过中 尺度数值模拟和诊断分析深入了解西南涡中尺度天气系统的发生发展的物理机制， 以加深对西南涡暴雨天气过程的理解，从而在暴雨预报方面提供一定参考，对今后 的暴雨过程研究和天气预报服务都有重要的意义。 ，1 一 本研究选取- 1 2 0 0 4 年9 月2 6 日发生在四川东部和重庆东北部的典型的西南涡 特大暴雨( 以下简称“0 4 9 ”川渝特大暴雨) 天气过程开展数值模拟研究。以同时 段n c e p 再分析资料作为初始场资料，通过中尺度数值模拟和诊断分析来揭示西南涡 特大暴雨天气过程发生、发展过程的物理机制，为提高西南涡暴雨的预报水平提供 定的理论支持。 1 2 。0 4 9 ”j i l 渝特大暴雨的研究进展 “0 4 9 ”川渝特大暴雨天气过程给四川省东北部和重庆市东北部( 合称四川盆 地东北部) 造成了严重的洪涝灾害。为了揭示“0 4 9 ”特大暴雨的发生发展机制， 众多学者和天气预报专家通过天气学分析、诊断分析和中尺度数值模拟等方法对此 次特大暴雨天气过程从不同的侧重点进行了研究分析，以下做简要介绍。 宗志平等“1 通过对这次暴雨过程的持续性原因及其与低涡的关系诊断分析，得出 8 月底从孟加拉湾向东北传播的西南季风的低频振荡使大量来自热带洋面的暖湿 空气向四川盆地输送，从青藏高原不断有短波槽东移到盆地上空，使千冷空气和暖 湿气流不断在盆地的东部交汇，为持续性暴雨的发生提供了稳定的环流背景和充足 的水汽；中尺度对流云团的强烈发展导致强降雨的发生，当中尺度对流系统合并 发展为中o l 尺度低涡后，低涡的发展引起更强的辐合上升运动，为暴雨的持续发生 提供了持续的上升运动和有利的中尺度环境场；对流层低层的暖平流和对流层中 层的正涡度平流的维持使低涡持续发展。王春国等”1 采用天气学分析方法认为产生此 次暴雨的主要原因有：西太平洋副热带高压与台风“桑达”共同作用下在四川盆 地东北部形成了强阻塞气流；云贵高原到四川盆地的西南低空急流将南方高温、 高湿空气源源不断地向输送四川盆地，为四川盆地东北部暴雨提供了充沛的水汽； 5 0 0h p a 四川盆地北侧的高空切变和7 0 0h p a 西南涡是“0 4 9 ”暴雨的主要影响 系统。陈忠明等利用时间平均合成分析方法对强暴雨维持期间的探测资料进行合成 平均。诊断分析显示，台风西进导致稳定的环流以及中低层大量的水汽输送为暴雨 持续提供了背景条件。在时间平均流场上，与暴雨相联系的中尺度系统十分显著， 它在对流层中低层表现为准东西向的中尺度辐合带，在对流层高层表现为中尺度辐 ，2 散带，两者垂直耦合为深厚系统。此外，在暴雨持续期间，对流层低层大气运动表 现出强烈的非平衡特征，这种非平衡的动力强追作用支撑着低层强辐合的维持。在 中尺度数值模拟研究方面，何光碧等“分析及模拟结果表明，本次降水过程与中尺度 云团、高低空急流和对流层中低层涡旋活动密切相关。同时还与副热带高压活动和 “桑达”台风活动相关。 1 3 西南涡暴雨研究迸展 对于西南涡的形成、发展、移动、结构、降水的研究，已经有多人从多种角度 进行了研究，得出了许多有益的结论。早在5 0 年代初期就有人提出，西南涡是在青 藏高原特殊地形影响下所引起的动力性低涡，并与高原东侧南边北上的暖空气及北 边南下的冷空气在此形成显著的切变线有关”1 ，还强调不变的地形影响和多变的流场 形成的相互作用。1 9 8 2 年俞樟孝等”试图从分析天气中的不平衡状态着手，探讨了 西南涡的形成，他们指出西南涡形成是个非地转过程，并给出了用非热成风涡度作 为预报低涡形成的判据。1 9 8 4 年罗四维等”1 用理想场和理想地形模拟了西南涡的形 成，他们强调边界层内的侧向摩擦作用。一年后罗四维等。等又用天气动力学分析方 法，指出高原对西风气流的分支作用以及高原东南缘的侧向摩擦作用使切变漏度转 化为曲率涡度，从而使低涡形成。吴国雄和陈受钧通过数值实验“”，研究了机械强 迫作用对青藏高原东侧的中尺度涡旋的影响，试验中采用了不同地形方案，结果表 明有三支气流向涡旋汇合，与中纬度西风气流相结合的北风带；与低空季风气流相 伴的南风带；还有西太平洋副热带高压边缘的东风带。他们认为这三支气流是影响 涡旋形成及位置的重要因子。1 9 8 6 年，k u o 等1 在对四川“8 1 7 ”洪水灾害的中尺度 分析中认为，西南涡完全是在西南季风气流中形成的，在其形成的初始阶段，低层 气流最强，且在西南季风气流环绕青藏高原期间，西南涡在低层自始自终都是气旋 涡度。因此西南季风气流被西藏高原东南角中尺度山区阻塞作用是低涡形成的主要 原因。1 9 8 8 年，k u o 等“”用数值模拟方法在研究西南涡演变时，再次强调西南季风气 流对西南涡形成的作用，并认为西南涡形成是西南季风内部引起，而远离北方斜压 系统，表明斜压不稳定在西南涡形成中并不重要。w a n g 和o r l a n s k i “”( 1 9 8 7 ) 却认为， 西南涡是由移动性的高原边界扰动所触发，积云对流加热所驱动。濮梅娟“”，赵平 等“”均用数值试验探讨了西南涡的形成，他们得到了地面感热加热在低涡形成过程 中并不十分重要的观点。陈忠明n 6 1 1 9 9 1 年则综合分析了若干形成于四川盆地的西南 涡过程，建立了以7 0 0 h p a 低空急流和切变为主导，中高层流场为背景的川东北低涡 形成模型。关于西南涡的发展方面，早期探讨西南涡的发展比较注意冷空气侵入低 涡的作用和对流层中下层的辐合作用，但是由于复杂的大气运动，低涡发展的原因 相当复杂。1 9 8 8 年程麟生与郭英华“7 对西南涡的生成和发展的涡源进行了诊断，认 为高低空气旋性涡度中心在四川盆地附近上空的叠加和辐合是西南涡在成熟阶段强 烈发展的主要物理机制；同年，陈忠明“”试用c l s k 亚j ! 论，采用早期最简单的积云对 流参数化模式，分析了影响西南涡发展的各个因子，他认为大尺度环境场的散度和 由边界摩擦作用产生的次级环流组织的积云对流释放的潜热总是有利于低涡发展， 大尺度环境场对低涡发展的影响受到大气稳定度的制约。钱正安等“”在研究四川 “8 1 7 ”特大暴雨时，用复杂地形条件下嵌套细网格预报模式，设计了六组不同的 模拟试验方案，对西南涡过程进行了4 8 小时数值模拟，通过数值模拟认为凝结潜热 和青藏高原地形的阻挡对低涡发展有重要影响，地面感热、潜热通量、地面摩擦及 边界层内的侧向摩擦对低涡发展、上升运动和降水的加强也有一定的贡献。钱维宏”1 在研究西南涡对江淮气旋的影响时，认为西南涡在一定条件下可在它的下游诱生江 淮气旋，反过来下游气旋对低涡发展有一定反馈作用。丁治英等o ”对发展东移和不 发展东移涡的结构进行了研究，指出东移涡上升区域在低涡东部，不动涡则位于低 涡西部；移出涡在2 0 0 h p a 有较弱的负涡度平流与之对应，不动涡则没有；而且移出 涡的正压与斜压能量转换比不动涡大，不动涡的涡度值较移出涡小；移出涡动能收 入大于支出，不动涡则相反。由于下半年西南涡有5 4 7 属移动类低涡，其中在移动 类低涡中有4 6 2 的低涡能移出盆地，甚至向北影响到东北地区，向南影响到广东、 台湾等地。向东发展影响长江流域的低涡占移动性低涡的3 1 2 ，其中。近2 3 的低 涡能引起长江中游地区的强降水过程。黄福钧“以西南涡的“三支气流”概念模 型较细致地探讨了西南涡暴雨落区及其强度，认为暴雨落区位于2 0 0 h p a 急流入口区 的右侧，5 0 0 h p a 西风扰动和低涡东侧与低层偏南风轴的交界处，低层偏南大风轴是 一支非地转湿急流，为暴雨发生提供了大量水汽和不稳定能量。中层的西风扰动助 长了低层的上升运动，2 0 0 h p a 急流右前方的辐散区则加剧了低层的上升运动。韦统 健陆”等研究了影响江淮地区的西南涡中尺度结构特征，指出温湿场和铅直流场在低 涡区呈现明显的不对称分布，低涡是一个显著的斜压系统。朱禾“1 等运用高分辨率 数值预报模式( h i r l a m ) 模拟了一次中国西南地区在多种活跃天气系统影响下西南 涡的发展过程，分析了东亚季风、青藏高压、地形等多种尺度与不同高低空环流形 势配合以及在湿位涡守恒条件下对流发展时，潜热及不稳定能量的释放，对中尺度 涡旋和强对流发生发展的作用，探讨了西南涡和局地降水增强与消亡的成因与理论。 这些研究都从不同侧面对西南涡作了深入细致的分析讨论，为研究西南涡和暴雨提 供了很好的借鉴。 1 4 数值模拟研究进展 随着计算机硬件水平的提高，数值预报理论的逐步完善，观测手段的多样化， 数值模拟研究成为近代大气科学研究中的重要手段。现在，人们运用计算机技术， 借助大气运动的数学物理方法，能更好地研究天气演变规律，预知天气。最近十几 年间，中尺度数值模式作为一种强有力的工具已被广泛用于研究和业务预报中。美 国、欧洲、日本、中国等不少国家和地区都建立了有限区域数值模式。目前，一些 中尺度大气数值模式和模拟系统已发展得相当好，尤其美国宾州大学国家大气研究 中心联合开发的中尺度模式( m m 5 ) ，在我国科研和业务试验中广泛使用。 自八十年代以来，我国在台风和暴雨的数值预报方面也不断取得新的进展，先 后建立和运行t s c i g a 坐标和适用于陡峭地形的e t a 坐标等有限区域模式“4 刎，许 多气象工作者利用美国的m m 4 和删5 中尺度数值模式作了天气数值模拟研究。翟国庆 等对中尺度地形、地面热通量。”等方面进行了数值模拟；葛孝贞和郑爱军啪1 在水 汽输送算法方面进行了试验：程麟生嘲、王建捷洲、王鹏云“1 等对台风、暴雨过程 进行了数值模拟试验；郑祚芳、沈桐立对“9 6 。8 ”华北特大台风暴雨过程，用自适 应网格和均匀网格模式进行了数值模拟和动力诊断分析啪。张听、王斌等”1 对“9 8 7 ” 武汉暴雨进行了三维变分资料同化模拟研究，所得最优分析结果十分有利于强降水 的产生。崔春光、王中等对地形对低涡大暴雨影响作了数值模拟试验。 以上所列举的数值模拟研究成果仅仅是一小部分，还有很多学者从不同的角度 对暴雨的天气影响系统和热力、动力因子作了数值模拟，对暴雨预报提出了许多新 的方法和结论。但是，由于天气系统、地理环境的复杂性，暴雨的数值模拟研究还 要大量的工作要做。 第二章。0 4 9 ”川渝特大暴雨天气过程分析 2 0 0 4 年9 月2 6 日四川东北部和重庆东北部出现了一次范围广、强度大、持续 时问长灾害严重的特大暴雨天气过程，简称“0 4 9 ”川渝特大暴雨。“0 4 9 ”川渝 特大暴雨天气过程是一次典型的西南涡在西太平洋副热带高压与台风“桑达”共同 阻塞作用下在四川盆地东北部形成的长时间持续降水。为了对这次特大暴雨过程有 更深入和全面的认识，先从天气学角度分析和阐释各种天气系统对暴雨过程的影响。 2 1 天气实况介绍 从2 0 0 4 年9 月2 日开始，四川中东部地区出现小范围暴雨，其中四川的绵阳和 广元地区出现了5 0 l o o r m 的降水( 图2 1 a ) ，9 月3 日雨区开始缓慢东移且降水强 度增大，川东的南充、巴中、广安、达州等地区出现暴雨到大暴雨天气，其中达州 地区的渠县日降水达2 5 3 m m 。此时，重庆市长江以北的大部分地区开始出现中到大雨， 局部暴雨，其中重庆西部的大足、北碚日降水分别为6 7 r a m 、7 4 咖( 图2 1 b ) 。从9 月4 日开始降水继续缓慢东移且降水强度进一步加大，四川开江、达州、宣汉的日 降雨量分别为1 5 4 m m 、1 2 6 删、1 6 9 r 锄达到大暴雨标准( 图2 1 c ) ，位于重庆东北部的 开县日降水达2 9 8 删，其中4 日2 0 时5 日0 8 时1 2 小时降水2 7 5 m m 。由于降水强度 大，降水时间集中，山洪迅速爆发使得开县县城附近河道猛涨，在短短的几个小时 旧县城全部进水，洪水深处达十几米。 据统计，整个暴雨天气过程( 2 0 0 4 年9 月3 6 日) ，是四川省东北部地区有 气象记录以来最强的一次，也是重庆市自1 9 8 2 年以来最强的一次区域性降水过程。 过程降水量一般为5 0 l o o m m ，四川盆地东北部达1 0 0 2 0 0 m m 。四i i 宣汉( 4 3 1 7 r a m ) 、 达州( 3 6 3 2 m ) ，开江( 3 4 9 9 m m ) 、平昌( 3 0 3 2 r a m ) 等部分站点过程雨量超过历史 极值。此次过程两省( 市) 有4 0 多站出现大暴雨，其中，四川渠县、宣汉日最大降 水量分别达到2 7 2 9 m m 、2 5 7 o 咖、为有气象记录以来的最大值。重庆开县出现2 0 0 年一遇特大暴雨，过程雨量4 1 5 7 哪，2 4 小时最大雨量达2 9 8 o r a l ，为有气象记录以 来的最大值。由于暴雨集中，强度大，致使江河水位陡涨，部分市县城区进水，强 一7 降水还造成了严重的滑坡、泥石流等灾害。两省( i f ) 共有6 7 个县( 区) 受灾，1 0 0 0 多万人受灾，1 8 7 人死亡，2 3 人失踪，1 万多人受伤，倒塌房屋1 3 万间，农作物受 灾4 0 多万公顷，绝收1 0 万多公顷，农业、交通、通讯、工业等基础设施毁坏严重， 部分企业停产、学校停课，直接经济损失达9 8 亿元。 图2 1 a2 日一3 日0 8 时2 4 小时降水实况( 单位：m m ) 图2 1 b3 日一4 目0 8 时2 4 小时降水实况( 单位：m m ) 图2 1 c4 日5 日0 8 时2 4 小时降水实况( 单位：m m ) 2 2 天气过程分析 2 2 1 天气形势简述 从5 0 0 h p a 等压面形势图分析，“0 4 9 ”川渝特大暴雨发生在欧亚两槽一脊环 流形势下，两个长波槽分别位于新西伯利亚和我国东北地区附近，长波脊位于贝加 尔湖西侧附近，亚欧中高纬环流平直，呈纬向型分布。9 月1 日1 9 号台风“桑达” 在太平洋上生成后沿西偏北方向移动，西太平洋副热带高压控制我国长江以南地区， 中心位于贵阳东侧芷江附近，其外围5 8 8 线位于南宁经威宁、宜宾、汉中到杭州一 带。9 月3 日0 8 时，随着乌拉尔山高脊向南加深，中纬度经向环流加大，北方有弱 冷空气入侵，同时青藏高原不断有短波槽生成并东移，副高有所减弱，到3 日2 0 时 ( 图2 2 1 a ) ，副高中心已由芷江东退到长沙附近。9 月4 日0 8 时( 图2 2 1 b ) 受 台风“桑达”的西进北上影响，阻挡了副高的快速东退，副高强中心分裂为东西两 部分，西部大陆副高减弱明显，北侧边界位于3 0 。n ，东部退到西太平洋上空台风的 北面。9 月5 6 日，副高继续减弱，到9 月7 日大陆上的副高减弱消失，亚欧5 0 0 h p a 环流完成一次调整过程。 在上述大气环流背景下，来自青藏高原的扰动短波槽频繁东移，9 月2 日2 0 时， 中低层7 0 0h p a 西北地区东部有4 8 m s 的偏北风，并伴有降温区。威宁经宜宾、 重庆、达州到汉中有一支8 1 2m s 的偏西南低空急流，9 月3 日0 8 时( 图2 2 i c ) 四川盆地东部开始有气旋性低涡生成，在8 5 0h p a 等压面图上气旋性风场辐合结构 反映也十分清楚。到3 日2 0 时南充附近低涡得到了加强和发展，云贵高原到四川盆 地始终有一支8 1 2i l l s 的偏西南低空急流，正是这支偏西南低空急流的作用，在 盆地东北部特殊地形作用下，急流侧产生动力辐合，使南充低涡形成更加明显的气 旋性环流。4 日0 8 时5 0 0h p a 等压面( 图2 2 1 b ) 上四川盆地中部表现为明显的低 槽，槽前为西太平洋副热带高压北侧强盛的西南气流，为强降水提供了充足的水汽 来源。4 5 日0 8 时7 0 0h p a 等压面( 图2 2 1 d ) 上西南涡在四川盆地基本呈准静 止状态，中心位于1 0 6 。e ，3 0 4 0 n ，由于辐合进一步加强，使得四川东部和重庆东北 部出现持续性暴雨天气。 图2 2 1 a3 日2 0 时5 0 0 h p a 高度场 图2 2 1 b4 日0 8 时5 0 0 h p a 高度场 图2 2 1 c3 日0 8 时8 5 0 h p a 风场和高度场合成图 图2 2 1 d5 日0 8 时7 0 0 h p a 风场和高度场合成图 2 2 2 “桑达”台风对西南涡的影响过程 通常人们在分析西南涡时往往孤立地考虑它的移动和发展，然而在受到热带气 旋的影响时，西南涡不再是孤立的天气系统，它的发展与演变往往会受到热带气旋 外围环流的阻塞影响，使其移动速度变慢，生命期延长。从8 5 0h p a 流场( 利用n c e p 再分析资料绘制) 图上能够很直观地反映其影响作用。3 日2 0 时( 图2 2 2 a ) “桑 达”台风位置稍微偏东，位于西南涡与台风之间的副高阻力还比较强大，四川盆地 东部西南涡主要受副高西侧的西南或偏南气流影响。到4 日0 8 时( 图2 2 2 b ) 随着 “桑达”台风的向西北方向缓慢移动副高开始向南收缩，台风北部外围偏东气流直 接向西南涡中心输送水汽。4 日2 0 时( 图2 2 2 c ) “桑达”台风继续向西北方向移 动，副高被迫减弱南退到东南沿海一带，台风西部外围东北气流在大陆上沿着副高 北侧向西南气流转化形成较强的低空急流，平均风速在l o 1 2m s 以上，此时正是 由于强大的低空急流向西南涡源源不断地输送水汽和能量，西南涡也发展到最旺盛 时期。5 日0 8 时( 图2 2 2 d ) 随着“桑达”台风的向北移动，低空急流水汽通道也 随之减弱，西南涡也相应减弱东移。由此可以看出9 月2 6 日四川盆地东部和重庆 地区特大暴雨天气过程中“桑达”台风对主要影响系统西南涡是有直接影响的。 图2 2 2 a - d2 0 0 4 年9 月3 - 5 日8 5 0 h p a 流场图 ( 8 ) 3 日2 0 时( b ) 4 日0 8 时( c ) 4 日2 0 时( d ) 5 日0 8 时 第三章西南涡在。0 4 9 ”川渝特大暴雨过程的作用分析 从前面分析知道，“0 4 9 ”川渝特大暴雨天气过程是一次典型的西南涡暴雨过 程，那在此次过程中西南涡是怎样形成和发展的呢? 下面利用实况资料作简要诊断 分析。 3 1 西南涡的影响过程分析 西南涡源于青藏高原东侧的大气边界层中，多出现在7 0 0 h p a 或8 5 0 h p a 上，是 个具有气旋性环流的闭合小低压，直径约3 5 个纬距。通常可以用相对涡度 f ：竺一生来简单表示西南涡的强度，f o 表示大气气旋式旋转，f 值越大表示气 x y 旋性越强，西南涡越强。因此通过计算7 0 0 h p a 上的涡度场来分析西南涡的强度和移 动路径。从图中可以看出，9 月2 日2 0 时( 图3 1 a ) 开始在青藏高原的东南侧即川 西高原的九龙附近出现正涡度区，西南涡开始逐步形成，中心强度为4 x1 0 。5 s 一。3 日0 8 时低涡中心强度增强且正涡度大值中心范围向东北部扩大，3 日2 0 时西南涡形 成两个正涡度大值中心，一个在源地继续加强，另一个东移至四) i iz l 部的绵阳附近， 到4 日0 8 时( 图3 1 b ) 西南涡进一步增强，源地中心强度达到6 x 1 0 4 s 一，东北部 中心强度达到5 x1 0 4 s ，到4 日2 0 时西南涡源地中心开始东北移动与东北部中心合 并加强，促进了西南涡的迅速加强，5 日0 8 时( 图3 1 c ) 涡度中心值达到最大值9 x1 0 s 一，此时整个西南涡完成了其从生成到发展的变化过程。5 日2 0 时后西南涡开 始减弱东移出川。此次西南涡的持续影响时间长大7 2 小时。 图3 1 a c7 0 0 h p a 涡度场( 单位：8 - 1 ) ( a ) 2 日2 0 时( b ) 4 日0 8 时( c ) 5 日0 8 时 3 2 西南涡的形成和发展机制分析 关于西南涡的发生、发展，专家学者己作了大量的诊断研究工作。许多研究表 明，西南涡的初期形成与发展和大气低层的强暖平流、中层大气的强正涡度平流输 一1 0 送有关。其后期的强烈发展则是降水释放的大量凝结潜热反馈的结果。由于造成 “0 4 9 ”川渝特大暴雨的西南涡形成于9 月2 日夜间，为此，计算了2 臼2 0 时8 5 0 、 7 0 0 h p a 的温度平流分布( 图3 2 a , b ) 。 图3 。2 a8 5 0 h p a 2 日2 0 时温度平流分布图( 单位：1 0 飞s 。) 图3 2 b7 0 0 h p a 2 日2 0 时温度平流分布图( 单位：1 0 - k s “) “木”表示3 日0 8 时低涡的位置，“+ ”表示低涡稳定少动的位置 根据图3 2 a ，b 可见，在西南涡生成区域，是冷平流。因而，本例低涡生成中， 低层暖平流作用并不显著。是什么原因促使这次低涡形成的呢? 我们知道，对西南 涡这样的涡旋系统，其形成和发展需要有正涡度的持续增长，即旦，0 。根据简化 d f 涡度方程： 害= 孑w + o 一伊+ 妒矿 似 对边界层顶附近( 8 5 0 h p a ) 的涡度平流进行计算表明( 图3 ，2 c ) ，在未来西南涡 生成区内，涡度平流十分弱，涡中心处于正、负涡度平流零线附近，而且此时负涡 度平流表现还强一些。即对低涡的生成，涡度平流作用也不是主要贡献因子。看来， 本次低涡生成过程式中，散度场的强迫作用( 一( 厂+ f ) v v ) 将是起主要作用的因子。 要使低涡生成发展，则必须有( 侈+ f ) v 矿) o 持续较长时间，即要有v y 0 长时 间维持。根据前人的研究结果，促进低层辐合增长和维持的机制有两种，一是低层 大气的非平衡动力强迫作用；二是中层大气中的正涡度平流强迫作用。 图3 2 c2 日2 0 时8 5 0 h p a 涡度平流分布图( 单位：1 0 - ”s 。2 ) “ ”表示3 日0 8 时低涡的位置，“+ ”表示低涡稳定少动的位 根据文献，大气内部非平衡动力强迫能够激发散度场发生剧变，即 a ，d 一v2 e + i i v 扩+ f ) 动 a l 其中， e = 驴+ 圭矿矿为压能，f 为地转涡度。当一v 2 e + i i v x ( 厂+ f ) 动( o 时，则有掣 0 ，这种非平衡动力强迫将激发辐散，不利于正涡度的维 持。这正是西南涡生成于2 9 0 n 、1 0 4 0 e 附近，而后快速向东北方向移动到3 0 0 n 、1 0 6 。e 附近，稳定少动的原因。因此可以认为，边界层顶附近大气运动的非平衡 ( 一v 2 e + k 【v 矿+ f ) 明 o ) 动力强迫是激发西南涡生成的一主要因子。 由2 时2 0 时5 0 0 h p a 上涡度平流的图( 图3 2 e ) 可见，正涡度平流占据了整个 盆地中东部地区，正涡度平流中心位于四川盆地东部上空，强度为2 5 1 0 9 s 。由 于盆地东部低层大气的涡度平流十分弱，涡度平流的垂直分布呈现出随高度升高而 增大的结构。这种垂直分布结构的动力强迫作用有利于低层大气的气旋式涡度和辐 合增长，促使西南涡形成。可见，中层大气的正涡度平流强迫作用也是促进低涡生 成的一积极因子。 1 2 第四章“0 4 - 9 ”川渝特大暴雨天气过程数值模拟研究 为了进一步分析“0 4 9 ”川渝特大暴雨天气过程的发生发展过程以及西南 涡和“桑达”台风的影响物理机制，采用m m 5 中尺度数值模式对该过程开展数 值模拟研究。 4 1 蛐5 中尺度数值模式介绍 m m 5 中尺度数值预报模式是由美国国家大气研究中心( n c a r ) 和宾夕法尼亚大 学( p s u ) 联合开发研制的第五代中尺度数值预报模式。埘5 为非静力模式，在扩展 应用领域上发生了变化具有多重嵌套功能和四维数据同化功能，以及更多的物理选 项和更广泛的计算机平台移植功能。现在姒5 已经被公认是高水平的中尺度数值模 式，成为国内外应用相当广泛的一个中尺度数值预报模式。 4 1 1 模式基本方程组 对于三维非静力平衡原始方程模式，状态函数( 气压p 、气温t 和密度p ) 定义 为一个定常参考态与微扰动量两部分之和，即： p g ，y ，z ，r ) = p 。( z ) + p 0 ，y ，z ，0 r ( x ，y ，z ，f ) = 瓦g ) + r g ，y ，2 ，t ) p ( x ，y 石f ) = 风g ) + p g ，y ，z ，f ) “0 ”表示参考量，”表示扰动量。垂直坐标盯定义在参考气压层上：。：里q 二旦， p 。一p t p 。为气压参考层，p ，、p ，分别为参考状态的模式项气压和地面气压，不随时间变化。 总的气压场可表示为：p = p c x + p ，+ p ，其中：p + y ) ；p ，o ，y ) - p ，a 取完全科氏力形式，则非静力平衡模式方程组为： 水平动量方程： 一1 3 警2 。 u 融u r a + 学) 一警+ u d l g 一巫f 婺一三荽婺1 + p 一p 。c o s 护+ d 。 pl 缸p 缸a 口1 。 4 。 警2 f 学+ 学) _ 警十一a t a x 匆 8 d 一等( 等一三p 贮a y 篆卜，十p 。一s - m 口+ 见 pi 砂 a 盯j 。 垂直运动方程： 业：一。z f 垒：型! ! 西 l 缸 j 鱼：型! 竺 a p 1 一业+ w d i f ja 口 一p g 鱼pf p 上 型a a + 了t i 一等) 一p g ( g 。+ q r ) 一p + 伽。c o s 口一v 咖口) + 仉 气压倾向方程： 譬2 ( 学+ 学) 一警叫肼 耐p 妒( 警一可ai 0 9 丽a u + 等一参等) 怕g 矽石a w 风 热力学方程： 警一2 f 学+ 学) - 警+ 孰 缸 印i a o + 上, o c pk f 笪a t + 矿功一p 。) + 号+ 暑仇 其中；方= 一等w 一_ t o o i o r * pl ，一罂p 等”，e = 加c 。印，厂一2 m m 矿pm毋 t a n 8 = c o s q ，罢等，五表示经度，伊表示纬度，m 是地图放大系数。 口口c y 4 l 2 模式物理过程 眦5 模式有多种降水物理过程的选择，主要分为两大类：显式方案和隐式方案。 显式方案用于可分辨率尺度降水过程，隐式方案用于不可分辨尺度降水过程一这两 一1 4 种方案可同时作用于同一网格点上，分别算出对流性降水和非对流性降水。隐式方 案还提供了几种积云参数化方案，如h n t h e s - k u o 方案、g r e l l 方案、改进的 a r a k a w a s c h u b e r t 方案、f r i t s c h c h a p p e l l 方案、k a i n - f r i t s c h 方案以及 b e t t s m i h e r 方案等。另外瑚5 模式还包括另外两种可选择降水物理过程：干过程和 假干过程。干过程把水汽变量作为被动变量，水汽的显示方案和隐式方案都不用：假 干过程不考虑潜热释放作用。 4 2 删5 中尺度数值模式参数化方案试验 由于 蛳5 中尺度数值模式是一种研究型模式，有多种降水物理过程的选择。在 不同的地区使用效果不同，为了更深入了解删5 中尺度数值模式的模拟效果，先对 模式的物理参数化方案进行试验，选取适合西南地区地形特点的参数化方案。 4 2 1 参数化试验方案设计 天气过程选取2 0 0 4 年9 月4 日0 8 时5 臼2 0 时降水最强时段。初始场采用同 时段的n c e p 再分析资料作为模式的初值和侧边界条件。在其它物理过程方案( 显示 降水方案、行星边界层方案、辐射方案等) 完全相同的条件下，设计了9 个模拟方 案( 表1 ) ，采用双向相互作用的双重嵌套网格，共积分3 6 小时。 表l 运行方案设计 方案外网格分辨率格点数内网格分辨率格点数 a k 2 0 、g r 2 0 、k f 2 06 0 k m6 9 x 9 92 0 k m6 4 x 7 6 a k l 5 、g r l 5 、k f l 54 5 k m 9 1 x 1 3 21 5 k m 8 8 x 1 0 3 a k 0 9 、g r 0 9 、k f 0 92 7 k m1 5 2 x 2 2 09 k m1 4 5 x 1 7 2