418 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2014,72(3) 带的发展, 相比传统的副高标志线, 其物理意义更加明确, 对暖区对流的预报更具指示意义 关键词 西太平洋副热带高压, 动力边界, 热力边界, 对流不稳定度边界, 对流雨带 中图法分类号 P426 1 引言 2012

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1 doi: /qxxb 气象学报 西太平洋副热带高压的边界特征及其 附近暖区对流雨带成因 王宗敏 1 丁一汇 2 张迎新 1 李江波 1 田利庆 1 赵玉广 1 WANGZongmin 1 DING Yihui 2 ZHANG Yingxin 1 LIJiangbo 1 TIANLiqing 1 ZHAO Yuguang 1 1. 河北省气象台, 石家庄, 国家气候中心, 北京, 犎犲犫犲犻犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犗犫狊犲狉狏犪狋狅狉狔, 犛犺犻犼犻犪狕犺狌犪狀犵 , 犆犺犻狀犪 2. 犖犪狋犻狅狀犪犾犆犾犻犿犪狋犲犆犲狀狋犲狉, 犆犺犻狀犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀, 犅犲犻犼犻狀犵 , 犆犺犻狀犪 收稿, 改回. 王宗敏, 丁一汇, 张迎新, 李江波, 田利庆, 赵玉广 西太平洋副热带高压的边界特征及其附近暖区对流雨带成因. 气象学报,72(3): 犠犪狀犵犣狅狀犵犿犻狀, 犇犻狀犵犢犻犺狌犻, 犣犺犪狀犵犢犻狀犵狓犻狀, 犔犻犑犻犪狀犵犫狅, 犜犻犪狀犔犻狇犻狀犵, 犣犺犪狅犢狌犵狌犪狀犵 犜犺犲犫狅狉犱犲狉犮犺犪狉犪犮狋犲狉犻狊狋犻犮狊狅犳狋犺犲狑犲狊狋犲狉狀犖狅狉狋犺犘犪犮犻犳犻犮狊狌犫狋狉狅狆犻犮犪犾犺犻犵犺犪狀犱狋犺犲犮犪狌狊犲狅犳犮狅狀狏犲犮狋犻狏犲狉犪犻狀犫犲犾狋狊犻狀狋犺犲狀犲犪狉犫狔狑犪狉犿犪狉犲犪. 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪, 72(3): 犃犫狊狋狉犪犮狋 BasedontheNCEPFNLsanalysisdata,thispaperstudiesthemechanismsofconvectiverainbeltsdevelopednear thewarmedgeofwesternnorthpacificsubtropicalhigh (WPSH)on23July2012and2July2013fromthefolowingaspects suchasdynamics,vapor,thermalfactorandinstability.theenvironmentconditionanalysisshowsthatwpshhasobviousin nerdynamic,thermalfactorandinstabilityborders,andtheconvectiverainbeltstakeplacenearbytheborders.withinthedy namicborderofwpsh,thereisadownwardmotioninlargerange.butontheleftsideofthedynamicborder,thereisaweak upwardmotion.theairiswarmerandweterwithinthevaporandthermalbordersofwpsh,butcolderanddrieroutside. TheconvectiveinstabilitywithintheinstabilityborderofWPSHisdeeperthanthatoutside.Ontheleftsideofthedynamic borderandwithinthevapor,thermalandinstabilityborders,theprofitableupwardmotion,adequatevaporandinstabilitycon ditionsarebeneficialtothedevelopmentconvectionrainbeltsneartheedgeofwpsh.thedynamic,thermalandinstability bordersofwpsh welcorrespondtothedevelopmentofconvectiverainbelts,whichshowsthatthephysicalmeaningofthe bordersisclearerthanthe588dagpmisolineandismoresignificantforforecastingtheconvectiondevelopmentinthewarmarea neartheedgeofwpsh. 犓犲狔狑狅狉犱狊 WesternNorthPacificsubtropicalhigh,Dynamicborder,Thermalborder,Convectiveinstabilityborder,Convec tiverainbelts 摘要利用 NCEPFNLs 分析资料, 针对 2012 年 7 月 23 日 2013 年 7 月 2 日下午至夜间发生在西太平洋副热带高压 ( 副高 ) 边缘附近暖区的对流雨带, 从动力 水汽 热力和不稳定度等方面分析其产生原因, 发现副高存在明显的动力 热力和对流不稳定度边界, 对流雨带发生在副高的边界附近 研究结果表明, 副高动力边界内部为大范围下沉运动, 动力边界外侧存在弱的垂直上升运动 ; 水汽和热力边界内部为高温 高湿, 外部则相对干冷 ; 在对流不稳定边界内部, 对流不稳定层较深厚, 而外部则较浅薄 在副高动力边界的外侧, 水汽 热力及对流不稳定边界的内侧附近, 有利的水汽条件 对流不稳定条件和动力抬升条件, 使得这里容易产生对流活动, 形成对流雨带 副高的动力 水汽 热力及对流不稳定度边界, 对应了边界附近对流雨 资助课题 : 公益性行业 ( 气象 ) 科研专项 (GYHY GYHY GYHY ) 国家自然科学基金项目 ( ) 作者简介 : 王宗敏, 主要从事天气气候分析及数值模拟研究 E mail:wang_zong_min@189.cn

2 418 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2014,72(3) 带的发展, 相比传统的副高标志线, 其物理意义更加明确, 对暖区对流的预报更具指示意义 关键词 西太平洋副热带高压, 动力边界, 热力边界, 对流不稳定度边界, 对流雨带 中图法分类号 P426 1 引言 2012 年 7 月 23 日下午至夜间, 在西太平洋副热带高压 ( 副高 ) 的西北侧, 从山东半岛至湖北北部出现一条长约 1000km 的对流雨带 该对流雨带发生于距离锋区较远的暖区内 ; 同时, 其穿越了对流层中高层的副高脊线, 且走向与 500hPa 上 588 dagpm 700hPa 上 312dagpm 等高线相交而非相随 这说明副高在该带状区域有着不同于 588 和 312dagpm 等高线附近的 有利于对流发生 发展的动力 热力特征, 即副高可能存在一个内在的动力 热力边界, 而该边界用 588 或 312dagpm 等高线来表示并不合适 类似的雨带并不少见, 如 2013 年 7 月 日下午至夜间在华北南部 华东地区出现的对流雨带,2009 年 7 月 15 日下午至夜间出现在华东至华南 2013 年 7 月 2 日下午至夜间出现在黄淮地区 2013 年 7 月 12 日傍晚前后出现在黄淮地区的对流雨带等 早在 20 世纪 70 年代, 丁一汇等就注意到此类对流雨带, 在与陶诗言等合著的 卫星云图使用手册 中给出了此类对流雨带的例子, 并指出副高西侧的对流云带在副高内部较强的反气旋辐散气流影响下排列成线状, 常可持续 2 3d, 其产生在潮湿的西南气流中, 与地面强烈加热差异及副高西侧的不稳定有关 ( 中国科学院大气物理研究所,1975) 关于副高的边界, 丁一汇等在 卫星云图使用手册 中指出, 卫星云图上副高晴空区边界大致与 500 hpa 上 588dagpm 等高线一致, 而在陆地上有时与 584dagpm 等高线一致, 无云区的边界与 588dag pm 等高线的这种关系, 经常可用来确定副高的势力范围 因此, 研究人员常以 588dagpm 等高线来表示副高的边界 (Zhangetal,1999; 尹东屏等, 2006; 赵贤产等,2007; 黄勇等,2008; 柯文华等, 2008; 徐远波等,2009; 尹红萍等,2010; 曹美兰等, 2012) 然而, 副高的结构相当复杂 黄士松等 (1962) 指出, 副高并非纯粹动力性质的系统, 热力因子对其维持及变化起着甚为重要的作用 吴国雄等 (2003) 刘屹岷等 (2000) He 等 (2001) 也指出, 在高压中心或高压脊区, 无论是大尺度特征还是天气尺度特征, 并非完全的下沉气流, 也可有上升运动出现 因此, 副高的边界仅用 588dagpm 等高线表示, 并不一定能真正表示副高的动力 热力结构特征 姚秀萍等 (2005) 指出若沿用 500hPa 上 588 dagpm 等高线描述副高边界的确会存在失真现象, 建议综合考虑动力 热力因子来重新审视对副高的表征, 提出用黑体温度 (TBB) 大值区来表示副高的范围 本研究通过对副高西北侧暖区内两个对流雨带产生原因的分析, 试图给出副高的动力热力边界特征 首先详细分析了 2012 年 7 月 23 日对流雨带发生的动力 水汽 热力 不稳定条件, 以及与这些条件相联系的副高边界特征等 ; 为了进一步说明副高的边界特征, 还对 2013 年 7 月 2 日一个类似的对流雨带做简要分析 ; 最后对副高的动力 水汽 热力 不稳定边界的定义进行归纳总结, 并给出副高边界附近暖区内对流雨带产生原因的概念模型 年 7 月 23 日对流雨带发生条件分析 2.1 对流雨带发展过程及降水实况 2012 年 7 月 23 日下午至夜间, 山东半岛至湖北北部 ( 图 1a b 中黑实线 ) 出现一条对流雨带, 长度近 1000km 06 时 ( 世界时, 下同 ) 对流带开始出现 ( 图 1a);10 时对流达到最旺盛阶段 ( 图 1b), 对流带状结构最清晰 ;12 时对流开始减弱,19 时基本消失 ( 图略 ) 对流云带生命史约为 13h 从 08 时 10 分的雷达回波图上也能看到对流雨带的存在 ( 图 1c) 此时回波带较狭窄, 回波强度不均匀, 最大回波强度为 50 55dBz 这条对流带造成的降水也极不均匀,06 12 时 6h 雨量最大值达 48mm, 最小值仅几毫米 ( 图 1d) 此对流带上的对流活动符合暖区对流局地性强 持续时间短的特点 ( 曹美兰等,2012)

3 王宗敏等 : 西太平洋副热带高压的边界特征及其附近暖区对流雨带成因 419 图 1 对流雨带的卫星云图 雷达回波和降水量分布 (a. 对流带发生初始时刻 (7 月 23 日 06 时 ) 的 FY 2E 红外云图,b. 发展较为旺盛时刻 (10 时 ) 的 FY 2E 红外云图,c. 发展过程中 (08 时 10 分 ) 的雷达回波 ( 来自中国气象局气象探测中心 ), d 时 6h 降水量分布, 单位 :mm) Fig.1 Satelitecloudimage,radarechochartandtherainfaldistributionofconvectiverainbelts (a.fy 2Estationarysateliteinfraredcloudimageat06:00UTC23Julywhenthe convectionisatthebeginningstage,b.fy 2Estationarysateliteinfraredcloudimage at10:00utc23julywhentheconvectionisweldeveloped,c.radarechochart at08:10utc23julywhentheconvectionisdeveloping(fromthecma MeteorologicalObservation Centre),d.6haccumulativerainfaldistributionfrom06:00UTCto12:00UTC23July,unit:mm) 2.2 对流带产生的天气形势图 2 给出了 06 时 150hPa( 图 2a) 500hPa( 图 2b) 700hPa( 图 2c) 和 925hPa( 图 2d) 的位势高度场 风场 气温场, 分别表示高层 中层和低层的情况 ; 同时给出了 FY 2E 卫星红外辐射的黑体温度小于 -10 的等值面, 表示对流云带位置 由图 2 可以看到 3 个主要云系 : 最南侧是东海 南海及华南地区与 2012 年 8 号台风 韦森特 (Vi cente) 对应的台风云系 ; 中间为从山东半岛一直延 伸至湖北北部的对流云带, 此对流云带表示了副高边界所处的位置 ; 在对流云带的西北侧近 500km 处, 从华北延伸至西北地区南部为一斜压云系, 在此斜压云带上没有对流发展, 也无降水出现 从温度场来看, 在对流层中层 (500hPa) 对流带位于极锋锋区南侧约 500km 处, 在低层 (700hPa 925hPa) 则位于自西南伸向东北的暖舌内 说明这条对流带出现在暖区, 即所谓的暖区对流

4 20 犃犮 狋 犪犕犲 狋 犲 狅 狉 狅 犾 狅犵犻 犮犪犛犻 狀 犻 犮犪 气象学报 201 72 3 图 2 对流带开始出现时刻 0 时 150hP 500hP b 700hP 和 925hP d 的位势高度场 气温场 红色等值线 单位 以及 TBB 色阶 黑色等值线 单位 dgpm 风场 TBB 10 间隔 10 图中黑色直线 30 8 112 3 E 3 120 E 表示沿对流带所做剖面的位置 红色直线 犃犅 0 3 110 1 E 25 5 122 E 和 犆犇 2 112 1 E 27 12 E 表示沿与对流带垂直方向所做剖面的位置 F 2 G p n h nd mp u b k s n sw h h2dgpm n v w g gh dsndtbb d s n sw h h2 n v f shd ngsw h h10 n v TBB 10 0 00UTC whn h nv n s hbg nn ngs g 150hP 500hP b 700hP nd925hp d Thb ks n n 30 8 112 3 E 3 120 E gh shws h n fv s n ng h nv v nb s nd h ds n s犃犅 n gh 0 3 110 1 E 25 5 122 E nd犆犇 n 2 112 1 E 27 12 E dn h n fv s nsp u h nv v nb s pnd 再 看 形 势 场 150hP 上 大 陆 高 压 呈 东 北 西 等高线相交而非相随 925hP 上 对 流 带 也 与 副 高 南向 对流带穿越了高压脊线 且其走向与脊线成近 的外 围 等 高 线 相 交 从 风 场 来 看 150hP 上 对 流 30 交角 对流 带 也 穿 越 了 500 和 700hP 的 副 高 带位于辐散性顺时针环流中 利于对流的发展 500 脊线 且 与 传 统 的 副 高 外 围 标 志 线 588 312dgpm 700hP 上基本 处 于 西 南 气 流 中 存 在 弱 的 风 速 辐

5 王宗敏等 : 西太平洋副热带高压的边界特征及其附近暖区对流雨带成因 421 散 ;925hPa 上, 台风 韦森特 与副高之间存在一条 12m/s 的东南急流, 在这支急流的北端即对流带附近, 产生偏南风和偏北风的弱辐合, 并从海洋上带来充足的水汽, 利于对流的发生 发展 2.3 对流带产生的动力条件分析对流产生的条件, 一般需从抬升 水汽 不稳定条件入手, 且三者缺一不可 (Doswel,1987;Do swel,etal,1996;schultz,etal,1999,2007), 本研究拟从这 3 方面来分析该对流带产生的条件 沿对流带的环境条件图 3 为对流开始出现时刻 (06 时 ) 沿对流带所 做的散度 垂直速度和对流不稳定度 ( ) 的垂直 剖面 可见在对流带上, 对流层中低层 (500hPa 以下 ) 存在弱的辐合, 对流层顶附近 (200hPa 以上 ) 存在弱的辐散, hPa 则为辐合 辐散相间的辐合 辐散层 ( 图 3a) 整个对流带基本呈弱的上升运动 ( 图 3b) 从水汽分布看, 对流层湿层深厚, 尤其在对流层低层 (800 hpa 以下 ), 比湿超过 16g/kg, 满足对流发展的水汽条件 ( 图略 ) 在对流带上, 对流层中低层均呈对流不稳定 ( 图 3c) 综上所述, 对流带处的动力 水汽和不稳定条件均有利于对流的发生 发展 与对流带垂直方向的动力条件为了分析对流带垂直方向的动力条件, 图 4 5 分别给出了沿对流带垂直方向直线犃犅和犆犇所做的散度 垂直速度的垂直剖面 ( 直线犃犅 ((40.3 N, E) (25.5 N,122.4 E)), 犆犇 ((42.4 N, E) (27.6 N,124.4 E)), 见图 2) 由图 4 可见, 散度的垂直分布十分复杂, 但在对流带的右侧 ( 图 4 中粗虚折线的右侧, 粗虚折线为副高内部高层辐合区和中低层辐散区的左边界线 ), 散度的垂直分布仍具有两个明显特点 : 首先, 对流层的高层 (200hPa 附近 ) 存在大范围辐合 ; 其次, 在高层辐合区的下方, 存在若干辐散 辐合相间的辐散 辐合层 ( 如图 4 中实线和细虚线所示 ) 散度的层状分布特点, 尤其是高层辐合的存在, 不利于对流运动的发展 关于副高内散度垂直分布的复杂性, 黄士松等 (1962) 指出, 虽然其绝不似通常所想象的模式 ( 低层辐散, 高层辐合 ) 那样简单, 但仍具有一些明显特征 : 一般来说, 高压区内低层以辐散占优势, 高层西部为辐散 东部为辐合, 辐散 辐合强度都很大, 辐合并扩展至中心部分 从其文中给出的一张南北剖面图中, 可明显看出散度的层状分布特点 在对流雨带附近 ( 图 4 中粗虚折线左侧附近 ), 高层 (200hPa 以上 ) 为弱辐散, 中低层 (500hPa 以下 ) 为弱辐合, 虽然强度不大, 但对对流运动的发展是有利的 图 3 06 时沿图 2 中对流带的垂直剖面 (a. 散度, 等值线间隔 : s -1 ; b. 垂直速度, 等值线间隔 :0.1Pa/s; c. 对流稳定度, 等值线间隔 : (K s 2 m)/kg) Fig.3 Verticalsectionsalongtheconvectiverainbelts shownbytheblacklineinfig.2at06:00utc (a.divergence,interval: s -1 ; b.verticalvelocity,interval:0.1pa/s; c.,interval: (K s 2 m)/kg)

6 422 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2014,72(3) 图 4 06 时沿图 2 中直线犃犅 (a) 犆犇 (b) 的散度 ( 单位 :10-5 s -1 ) 的垂直剖面 ( 粗虚线表示副高的动力边界, 实线表示辐合, 细虚线表示辐散,1000km 处的矩形框表示对流带所处位置 ) Fig.4 Verticalsectionsofdivergencealong 犃犅 (a)and 犆犇 (b)showninfig.2at06:00utc (interval: s -1 ;bolddashedlinesshowthedynamicborderofwpsh; solidlinesareforconvergenceandthindashedlinesfordivergence; therectangleat1000kmshowsthelocationofconvectiverainbelts) 图 5 06 时沿图 2 中直线犃犅 (a) 犆犇 (b) 的垂直速度 ( 单位 :Pa/s) 的剖面 ( 粗虚线表示副高的动力边界, 箭头表示上升或下沉运动,1000km 处的矩形框表示对流带所处位置 ) Fig.5 Verticalsectionsofverticalvelocityalong 犃犅 (a)and 犆犇 (b)showninfig.2at06:00utc (interval:0.1pa/s;bolddashedlinesshowthedynamicborderofwpsh;arrowlinesshowupward ordownwardmotions;therectangleat1000kmshowsthelocationofconvectiverainbelts) 相对于散度, 垂直速度的垂直分布则比较简单 在对流雨带的右侧 ( 即图 5 中虚折线的右侧, 虚折线为副高内部下沉运动的左边界线 ) 为大范围的下沉运动, 不利于对流运动的发展 在对流雨带附近 ( 图 5 中虚折线左侧附近 ), 则为弱的垂直上升运动, 虽然上升运动较弱, 但对不稳定气层的抬升进而释放不稳定能量十分有利 将副高内部高层辐合区和中低层辐散区的左边界, 或者副高内部大范围下沉运动的左边界, 定义为副高的动力边界 上述分析表明, 副高的动力边界左侧附近的高低层散度分布, 以及弱垂直上升运动, 对对流带的发生 发展十分有利 鉴于散度垂直分布的复杂性, 后述分析仅以副高内部大范围下沉运 动的左边界表示副高的动力边界 2.4 对流带产生的水汽和热力条件沿直线犃犅和犆犇做比湿狇的剖面 ( 图 6) 可见, 比湿在副高的西北侧存在明显的边界 ( 图 6a b 中阴影和虚线 ) 在对流层中低层 ( hPa), 副高内部 ( 边界右侧 ) 为深厚高湿区, 副高外部 ( 边界左侧 ) 水汽含量相对较低且湿层较浅 地面附近 ( 地面至 850hPa) 存在等比湿线的密集带 将副高中低层高湿区的左边界及地面附近的等比湿线密集带定义为副高的水汽边界 对流雨带发生在副高的水汽边界内侧附近, 具备充足的水汽条件 相对湿度因与气温有关, 故其分布比比湿分布复杂, 但仍可分析出明显的边界 ( 图略 )

7 王宗敏等 : 西太平洋副热带高压的边界特征及其附近暖区对流雨带成因 423 图 6 06 时沿图 2 中直线犃犅 (a) 犆犇 (b) 的比湿 ( 单位 :g/kg) 的垂直剖面 ( 灰色阴影和粗虚线表示副高的水汽边界,1000km 处的矩形框表示对流带所处位置 ) Fig.6 Verticalsectionsofspecifichumidity(unit:g/kg)along 犃犅 (a)and 犆犇 (b)showninfig.2at06:00utc (grayshadingswithbolddashedlinesshowthevaporborderofwpsh;therectangleat1000kmshowsthelocationofconvectiverainbelts) 下面利用包含温度和水汽的物理量 相当位温 θe 来分析对流雨带发生的热力条件 一般来讲, 相当位温 θe 较大, 表示大气为高温高湿, 具有较高的能量 ; 相当位温 θe 较小, 表示大气较为干冷 从相当位温 θe 的垂直分布 ( 图 7) 可见, 在对流雨带附近, hPa 存在一个随高度向西北倾斜的高相当位温舌 ( 高能舌 ) 舌区两侧虽然均为上干冷 下暖湿的结构, 但二者具有明显的区别 : 舌区右侧 θe 数值整体大于左侧, 说明具有更高的能量, 且干冷区中心垂直高度明显高于左侧 θe 的这种分布特点说明舌区右侧具有更强的对流不稳定性 ( 将后述分析 ) 地面至 850hPa, 对流带左侧为等 θe 线密集带 将 hPa 随高度向西北倾斜的高相当位温舌 ( 高能舌 ) 及地面至 850hPa 的等 θe 线密集带 ( 能量锋 ) 定义为副高的热力边界 对流雨带发生在热力边界的右侧附近, 具有较好的能量条件, 其位置与 850hPa 左右的高能舌最为一致 2.5 对流带产生的不稳定条件 由于该对流带在副高边缘附近的暖区发展, 没有冷空气活动造成的斜压扰动, 所以, 此次对流的不稳定机制主要是对流不稳定 下面分析对流不稳定度和对流有效位能 对流不稳定度 沿直线犃犅和犆犇做对流不稳定度的垂直 剖面 ( 图 8) 可见, 副高存在明显的对流不稳定度的 边界 ( =0; 图 8 中虚线所示 ) 副高内部 ( 虚线 右侧 ) 对流层中低层 (400hPa 以下 ) 为深厚的对流 不稳定区 ( >0), 而副高外部 ( 虚线左侧 ) 的对流 不稳定层则较浅薄, 且限于 650hPa 以下 对流带发生在对流不稳定边界右侧附近的深厚对流不稳定区内 将此对流性稳定区和对流性不稳定区的分界定义为副高的对流不稳定边界 图 7 06 时沿图 2 中直线犃犅 (a) 犆犇 (b) 的 θe( 单位 :K) 的垂直剖面 ( 粗虚线表示副高的热力边界,1000km 处的矩形框表示对流带所处位置 ) Fig.7 Verticalsectionsofθe(unit:K)along 犃犅 (a)and 犆犇 (b)showninfig.2at06:00utc (bolddashedlinesshowthethermalborderofwpsh;therectangleat1000kmshowsthelocationofconvectiverainbelts)

8 424 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2014,72(3) 图 8 06 时沿图 2 中直线犃犅 (a) 犆犇 (b) 的对流不稳定度 ( 单位 :10-4 (K s 2 m)/kg) 的垂直剖面 ( 粗虚线表示副高的对流不稳定边界,1000km 处的矩形框表示对流带所处位置 ) Fig.8Verticalsectionsof (unit:10-4 (K s 2 m)/kg)along 犃犅 (a)and 犆犇 (b)showninfig.2at06:00utc (bolddashedlineshowstheinstabilityborderofwpsh; therectangleat1000kmshowsthelocationofconvectiverainbelts) 对比图 5 可以看到, 在副高的动力边界内部 ( 图 5 中虚线右侧 ), 虽然具有很好的对流不稳定条件, 但因为不具备上升运动条件, 所以对流难以发展 但在动力边界左侧 对流不稳定边界右侧附近, 由于兼备有利的上升运动条件和对流不稳定条件, 所以容易产生对流 这里的上升运动可将不稳定气层抬升, 使不稳定能量释放, 实际上是提供了对流的触发条件 对流有效位能上述分析表明, 副高的对流不稳定边界内部对流不稳定较为深厚, 外部较为浅薄 反映到地面对流有效位能在对流不稳定边界内部为高值区, 外部为低值区 对流不稳定边界在地面则对应一条对流有效位能等值线密集带, 对流雨带发生在该密集带的内侧附近 这些均由地面对流有效位能场 ( 图 9) 得到证实 副高西侧对流有效位能等值线密集带可认为是副高的对流有效位能边界 年 7 月 2 日对流雨带发生条件的简要分析为了进一步说明副高西北侧的边界特征及其对对流雨带产生的作用, 下面简要分析 2013 年 7 月 2 日对流雨带发生的动力 热力和水汽条件 3.1 对流雨带的发生 发展过程从 2013 年 7 月 2 日 00 时对流雨带发生前的 500hPa 形势场 TBB 场 ( 图 10a) 以及发展消亡过程 中的 TBB 场 ( 图 10b) 可见, 对流雨带在 00 时尚未出现, 它于 06 时开始发展,09 时发展到最旺盛阶段,12 时开始减弱,15 时基本消失, 发展消亡过程中对流雨带向东南方向移动 对流雨带呈现东北西 图 9 06 时地面对流有效位能 ( 等值线, 单位 :J/kg) 和 TBB( 色阶,TBB<-10 ) ( 粗直线表示对流带所处位置 ) Fig.9 DistributionofthesurfaceCAPE (isolineswiththe300j/kginterval) andtbb (colorshade,tbb < -10 ) at06:00utc (theboldstraightline showsthelocationofconvectiverainbelts)

9 王宗敏等 : 西太平洋副热带高压的边界特征及其附近暖区对流雨带成因 425 图 年 7 月 2 日 00 时对流雨带出现前的 500hPa 位势高度场 ( 黑色等值线, 单位 :dagpm) 风场 气温场 ( 红色等值线, 单位 : ) 和 TBB 场 ( 色阶,TBB<-10 )(a), 以及对流雨带发展消亡过程中的 TBB 场 ( 色阶,TBB<-10 )(b) ( 图中黑色直线表示对流雨带所处位置, 红色直线犃犅 ((40.2 N,110.2 E) (27.7 N,112.9 E)) 表示沿对流带垂直方向所做剖面的位置 ) Fig.10 Geopotentialheight(blackisolineswiththe2dagpminterval),wind,temperature (redisolineswiththe2 interval)fields,andtbb (colorshade,tbb<-10 ) at00:00utc2july2013beforetheconvectiongrowsat500hpa(a),andtbb (colorshade, TBB<-10 )fieldsinthedevelopmentanddissipationprocessesoftheconvectiverainbelts(b) (theblackstraightlineshowsthelocationoftheconvectiverainbelts, andtheredstraightline 犃犅 in ((40.2 N,110.2 E)-(27.7 N,112.9 E)) denotesthelocationoftheverticalsectionperpendiculartotheconvectiverainbelts) 南向, 与 584 dagpm 等高线相交, 而不是与 584dagpm 等高线相随 ( 图 10a); 对流雨带发生在 500hPa 极锋锋区南侧约 500 km 的暖区中 ( 图 10a), 也处于对流层低层的暖区中 ( 图略 ) 3.2 对流雨带发生的动力 水汽 热力条件及副高西北侧的边界特征 从 2013 年 7 月 2 日 00 时对流雨带发生前沿对流雨带垂直方向的垂直速度 比湿 相当位温 θe 以 及对流不稳定度的垂直剖面 ( 剖面位置见图 10 中红色直线犃犅 ((40.2 N,110.2 E) (27.7 N, E))( 图 11) 可以看到, 副高西北侧具有明显 的动力 ( 垂直速度 ) 水汽 ( 比湿 ) 和热力 (θe ) 边 界特征, 且其边界线与上述 2012 年 7 月 23 日的个例十分相似 不同之处在于 : 此次副高西北侧的边 界相对于对流雨带略偏向西北, 这是因为所选取的对流发生前时刻 (00 时 ) 距离对流发展时刻 (06 时 ) 较远的缘故 之所以没有选取 06 时的资料进行分析, 是因为 06 时对流雨带已经开始发展, 此时大气环境场已经对对流活动的反馈作用有所反应 分析 00 时的地面对流有效位能场, 同样可以发现对流雨带发生在对流有效位能高值区的边缘内侧附近 ( 图略 ) 4 副高边界定义及副高西北侧暖区对流带发展概念模型 根据上述分析, 将副高西北侧动力 水汽 热力及对流不稳定边界的定义归纳如下 : (1) 动力边界 : 副高内大范围下沉运动的左边界 边界左侧附近的弱垂直上升运动, 对不稳定气

10 426 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪气象学报 2014,72(3) 图 年 7 月 2 日 00 时沿图 10 中直线犃犅的垂直剖面 (a. 垂直速度, 单位 :Pa/s, 粗虚线表示副高的垂直速度边界, 箭头表示上升或下沉运动 ; b. 比湿, 单位 :g/kg, 粗虚线表示副高的水汽边界 ;c. 相当位温 θe, 单位 :K, 粗虚线表示副高的热力边界 ;d. 对流不稳定度, 单位 :10-4 (K s 2 m)/kg, 粗虚线表示副高的对流不稳定边界 ;700km 处的矩形框表示对流带所处位置 ) Fig.11 Verticalsectionsalong 犃犅 showninfig.10at00:00utc2july2013 (a.verticalvelocity,unit:pa/s,bolddashedlineshowsthedynamicborderofwpsh, thearrowlinesdenoteupwardordownwardmotions;b.specifichumidity,unit:g/kg, bolddashedlineshowsthevaporborderofwpsh;c.equivalentpotentialtemperatureθe, unit:k,bolddashedlineshowsthethermalborderofwpsh;d.convectiveinstability, unit:10-4 (K s 2 m)/kg;bolddashedlineshowstheinstabilityborderofwpsh; therectangleat700kmshowsthelocationofconvectiverainbelts) 层的抬升进而释放不稳定能量十分有利 (2) 水汽边界 : 副高中低层高湿区的左边界及地面附近的等比湿线密集带 对流雨带发生在副高的水汽边界内侧附近, 具备充足的水汽条件 (3) 热力边界 : hPa 向西北倾斜的高相当位温舌及地面至 850hPa 之间的等 θe 线密集带, 热力边界内部为高温高湿, 外部则相对干冷 对流雨带发生在热力边界右侧附近, 其位置与 850hPa 左右的高能舌最为一致 (4) 对流不稳定边界 : 对流性稳定区和对流性不 稳定区的分界, 分界线上 = 0 对流不稳定边 界内部, 对流不稳定层较深厚, 而外部则较浅薄, 对流不稳定边界在地面表现为对流有效位能等值线密集带 对流雨带发生在对流不稳定边界右侧附近 上述分析表明, 在副高动力 水汽 热力及对流不稳定边界附近, 有利的抬升条件 水汽条件及对流不稳定条件, 使得这里容易产生对流活动 据此给出了副高动力 热力边界附近对流带发展概念模型 ( 图 12) 副高的动力 水汽 热力及对流不稳定边界, 对应了对流雨带的发生发展 588dagpm 等高线作为副高外围标志线, 在副高的形状变化 东西进退的研究中是十分实用的, 然而, 其位置与副高西北边缘附近的对流雨带经常不一致 ( 如本研究的两个个例 ), 以其作为副高边缘对流雨带位置的参考, 因其并不包含动力 热力因素, 故显然是不合适的 姚秀萍等 (2005) 指出,588dagpm 等高线作为 500hPa 高度场形态学上的特征量, 虽然具有直观 易于操作诸多优势, 但是在动力学和热力学上缺乏意义 相比而

11 王宗敏等 : 西太平洋副热带高压的边界特征及其附近暖区对流雨带成因 427 言, 副高动力 水汽 热力及对流不稳定边界的物理意义更加明确, 对副高外围暖区对流雨带的预报更具指示意义 热力和对流不稳定边界仅是初步的, 尚需利用更多个例做进一步分析和总结 参考文献 曹美兰, 俞燎霓 一次发生在副高内的强对流天气的诊断分 图 12 副高边界附近对流发展的概念模型 Fig.12 Conceptualmodeloftheconvection delelopmentnearbythebordersofwpsh 5 结论相对于副高与冷空气相互作用的对流雨带, 产生在副高西北边缘附近暖区的对流雨带较少见, 但对此类对流雨带的探讨对副高边界特征研究具有重要意义 由于对流带发生在暖区, 没有冷空气活动造成的斜压扰动, 因而副高边界问题得以简化 通过对 2012 年 7 月 23 日和 2013 年 7 月 2 日两个对流雨带的动力 水汽 热力和不稳定条件进行分析, 给出了副高动力 水汽 热力和对流不稳定边界的初步定义 主要结论有 : (1) 副高存在明显的动力 水汽 热力和对流不稳定边界 (2) 在副高动力边界外侧 水汽边界内侧 热力边界内侧及对流不稳定边界内侧附近, 有利的水汽条件 对流不稳定条件和动力抬升条件, 使得这里容易产生对流活动, 形成对流雨带 (3) 副高的动力 水汽 热力及对流不稳定边界, 对应了对流雨带的发生发展, 相比传统的副高标志线 (588dagpm 等高线 ), 该副高边界的物理意义更加明确, 对副高边缘附近暖区对流雨带的预报更具指示意义 需要强调的是, 本研究给出的副高动力 水汽 析. 科技通报,28(1):58 61 黄士松, 余志豪 副热带高压结构及其同大气环流有关若干问题的研究. 气象学报,31(4): 黄勇, 胡雯, 何永健 安徽省副高控制下对流云特征分析. 安徽师范大学学报 ( 自然科学版 ),31(5): 柯文华, 杨端生, 陈映强等 一次强盛副高控制下的短时暴雨诊断分析. 广东气象,30(2):31 33 刘屹岷, 吴国雄 副热带高压研究回顾及对几个基本问题的再认识. 气象学报,58(4): 吴国雄, 丑纪范, 刘屹岷等 副热带高压研究进展及展望. 大气科学,27(4): 徐远波, 尹恒, 谭永秀等 副高边缘一次局地突发性大暴雨过程的中尺度分析. 暴雨灾害,28(1):58 63 姚秀萍, 刘还珠, 赵声蓉 利用 TBB 资料对西太平洋副热带高压特征的分析和描述. 高原气象,24(2): 尹东屏, 严明良, 裴海瑛等 副热带高压控制下的高温天气特征分析. 气象科学,26(5): 尹红萍, 曹晓岗 盛夏上海地区副热带高压型强对流特点分析. 气象,36(8):19 25 赵贤产, 何丽萍, 刘学华等 一次副热带高压边缘的局地冰雹多普勒雷达回波特征分析. 气象科学,27( 增刊 ): 中国科学院大气物理研究所 卫星云图使用手册. 北京 : 农业出版社, DoswelCA I.1987.Thedistinctionbetweenlarge scaleandme soscalecontributiontosevereconvection:acasestudyexam ple.weaforecasting,2(1):3 16 DoswelCA I,BrooksHE,MaddoxRA.1996.Flashfloodfore casting:aningredients based methodology.weaforecasting, 11(4): HeJH,ZhouB,Wen M,etal.2001.Verticalcirculationstruc ture,interannualvariationfeaturesandvariationmechanismof westernpacificsubtropicalhigh.advatmossci,18(4): SchultzD M,SchumacherPN.1999.Theuseandmisuseofcondi tionalsymmetricinstability.mon Wea Rev,127(12): SchultzD M,KnoxJA.2007.Bandedconvectioncausedbyfronto genesisinaconditionaly,symmetricaly,andinertialyunsta bleenvironment.mon WeaRev,135(6): ZhangR H,SumiA,Kimoto M.1999.Adiagnosticstudyofthe impactofelni 珘 noontheprecipitationinchina.advatmossci, 16(2):

殐 殐 27 1 Vol.27 No ImagingScienceandPhotochemistry Jan.,2009 檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭殐 殐 *O! "# #B) 1,CDE 1, 2, 1 (1., ;2., ) $ %:3 J = 2J4

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