第 34 卷第 2 期 2016 年 4 月 干旱气象 JournalofAridMeteorology Vol.34 No.2 Apr,2016 曹倩, 杨茜茜, 叶丹. 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 [J]. 干旱气象,2016,34(2):305-316,[CAOQian,YANGXixi,YEDan. AnalysisofDopplerRadarObservationandSimulationonaSqualLineProceson26July2011inHubeiProvince[J].JournalofAridMeteorology, 2016,34(2):305-316],doi:10.11755/j.isn.1006-7639(2016)-02-0305 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 曹倩, 杨茜茜, 叶丹 ( 兰州大学大气科学学院, 甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室, 甘肃兰州 730000) 摘要 : 利用 NCEP 再分析资料 国家级自动气象站降水资料 武汉探空和多普勒雷达回波资料, 借助 WRF 模式, 对 2011 年 7 月 26 日发生在湖北的一次飑线过程进行环境场分析和数值模拟研究 结果表明 : 此次飑线发生在弱的垂直风切变和强对流不稳定环境下 飑线形成阶段, 系统内存在左 右 2 条强对流回波带 对不断发展增强的左支回波带进一步模拟发现 : 初期, 环境风垂直切变较弱, 飑线前部强不稳定能量是飑线新生单体不断发展加强的主要原因 ; 此后, 不稳定能量逐渐释放, 垂直于飑线系统水平动量的垂直逆梯度输送使得与飑线发展方向平行的对流层低层风垂直切变增强, 为飑线发展提供动力条件 在飑线发展过程中, 新生单体不断在对流区前沿触发加强以及对流单体合并与增长使得飑线系统得以长时间维持, 而成熟单体减弱为后方的层状云降水区, 正是单体的生消交替保证飑线系统向前传播 关键词 : 飑线 ; 数值模拟 ; 对流不稳定 ; 低层风垂直切变文章编号 :1006-7639(2016)-02-0305-12 doi:10.11755/j.isn.1006-7639(2016)-02-0305 中图分类号 :P435 文献标识码 :A 引 言 飑线是由许多活跃的雷暴单体侧向排列成线状的中尺度对流系统, 过境时常伴有雷暴 暴雨 大风 冰雹 龙卷风等剧烈天气现象, 因此飑线的研究和预报一直备受关注 [1-2] 早在 1950~1970 年代, 观测发现环境风垂直切变是影响对流系统发展演变和生命史的重要因素 [3-6] 随后大量的二维 三维模式致力于研究环境风垂直切变的强度及其垂直分布对对流的影响 [7-10] Thorpe [9] 和 Bluestein [11-12] 等研究表明, 不论飑线强弱均伴随明显的低层环境风垂直切变 ; 如果垂直于飑线的低层风切变分量足够强, 就能够阻止风暴出流快速向前移动, 利于飑线内风暴单体长时间发展维持 Rotunno [13] 和 Weisman [14] 等针对影响飑线维持发展机制开展了大量研究, 提出长生命史飑线维持机制的 RKW 理论 虽然这些研究结果揭示了影响中尺度对流系统发生发展的重要因子, 能够解释在低层环境风垂直切变中等或较强的情况下飑线是如何维持发展的, 但是在环境风 垂直切变较小时, 飑线的发生发展和维持机制的研究相对较少 RKW 理论是基于理想的云模式, 没有考虑飑线发生时环境风场的变化, 且该理论过于简化, 也未考虑影响对流发展的其它环境条件, 其中对流有效位能 (CAPE) 也是影响飑线生消发展的重要环境参数 观测分析指出 :CAPE 值越大, 环境热力抬升条件越有利于风暴单体新生, 也利于飑线系统的维持发展 [11-12,15-16] 尽管较弱的低层环境风垂直切变不利于飑线的维持发展, 但在低层环境风垂直切变不是很强的区域也有过长生命史飑线的发生 [17] 因此, 在较弱的低层环境风垂直切变下, 环境中较大的 CAPE 值能否作为维持飑线发展的环境条件, 且在飑线发生过程中环境风垂直切变是否增强, 从而有利于飑线的维持和发展, 这些都值得深入研究 2011 年 7 月 26 日在湖北境内发生的一次飑线过程正是发生在强对流不稳定和偏弱的环境风垂直切变环境中 因此本文利用 NCEP 再分析资料和探空观测资料分析此次飑线过程发生的外部环境, 结合雷达回波资料重点 收稿日期 :2015-09-23; 改回日期 :2015-12-10 基金项目 : 国家重点基础研究发展计划 (973 计划 )(2013CB430102) 和国家自然科学基金项目 (41575098) 共同资助 作者简介 : 曹倩 (1992-), 女, 硕士研究生, 主要研究方向为数值模拟及数据同化.E-mail:qcao2014@lzu.edu.cn
306 干旱气象 34 卷 分析飑线的时空演化特征, 并采用 WRF 模式模拟此次飑线过程, 重点考查飑线演变过程的动力 热力以及流场变化特征, 以期对飑线的维持机制和中尺度结构有新的认识 1 资料和模拟试验设置 1.1 资料所用资料有 2011 年 7 月 26~27 日每 6h 一次的 1 1 NCEP 再分析资料 ( 数据为 26 层, 主要包括温度 云水 位势高度 风速 相对湿度 气压 垂直速度等要素场 ) 2000 多个国家级自动气象站降水观测资料和 7 月 26 日 08 时 ( 北京时, 下同 ) 和 20 时武汉站探空资料以及 7 月 26 日 16~24 时位于武汉附近 (30.517 N,114.376 E) 新一代多普勒天气雷达 ( 天线海拔高度 135.7m, 型号 CINDAR/SA) 基数据 (Level-I) 资料 1.2 模拟试验设置采用 WRF3.5.1 模式对此次飑线过程进行数值模拟 模拟区域中心位置 (35.08 N,105 E), 采用 双向反馈 3 重嵌套方案 ( 水平分辨率分别设为 54 18 和 6km), 垂直方向积分层为不等距 30 层, 模式顶气压为 50hPa 积分时间为 2011 年 7 月 26 日 08 时至 27 日 08 时, 初始场和边界场采用每 6h 一次的 NCEP 再分析资料, 积分时间步长为 180s, 模式输出结果第 1 重每 3h 输出一次, 第 2 3 重每 1h 输出一次 参数化方案包括 Lin 等微物理过程 RRTM 长波辐射方案 Dudhia 短波辐射方案 YSU 边界层方案 Noah 陆面过程和 Monin-Obukhov 地表方案 ; 积云对流参数化方案, 在第 1 第 2 重嵌套中采用 Bets-Miler-Janjic 方案, 而在第 3 重嵌套中关闭积云对流方案 下文利用第 3 重嵌套模拟结果对此次过程进行分析 2 环境条件分析 飑线往往发生在有利的大尺度环流背景下 2011 年 7 月 26 日 08 时,500hPa( 图 1a) 东亚中高纬为 2 槽 1 脊型, 蒙古西北部有一低涡, 低涡移动缓慢, 其西侧有较强的冷空气南下, 在青藏高原东北侧 图 1 2011 年 7 月 26 日 08 时 (a) 14 时 (b) 20 时 (c)500hpa 和 20 时 850hPa(d) 高度场 ( 黑色实线, 单位 :dagpm) 及风场 ( 矢量, 单位 :m/s) Fig.1 Geopotentialheight(theblacksolidlines,Unit:dagpm)andvectorwinds(Unit:m/s) at08:00bst(a),14:00bst(b),20:00bst(c)on500hpaand20:00bston850hpa(d)26july2011
第 2 期曹倩等 : 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 307 有一短波槽生成 至 14 时 ( 图 1b), 青藏高原上空的高压系统东移并入西太平洋副热带高压 ( 以下简称副高 ) 中, 形成一高压坝, 此时从西北地区移来的短波槽, 受副高阻挡, 不断加深发展, 槽后的冷平流加强, 并扩展到槽前地区, 从而加剧槽前不稳定层结 与此同时 850hPa( 图略 ) 和 700hPa( 图略 ) 上, 副高缓慢北抬, 中国中东部低槽与副高之间建立一支强劲的西南气流, 这支暖湿气流控制湖北地区 至 20 时 500hPa( 图 1c) 上, 不断加深发展东移的短波槽引起东南沿海的高压坝断裂, 短波槽发展成为一深槽, 槽线已移至湖北中西部, 沿青藏高原东北侧大举南下的干冷空气与来自副高西北侧的西南暖湿气流在湖北上空交汇, 为大气不稳定能量释放提供扰动机制 ;20 时 850hPa( 图 1d) 上, 湖北中低空较前一时刻有更强的西南暖湿气流输送 此时近地面 ( 图略 ) 河套地区有大量的冷空气南下与前期增暖的暖空气相遇, 触发此次飑线天气 此次飑线过程 [18] 的大尺度环流背景场与丁一汇等提出的槽前型一致, 即飑线发生于 500hPa 槽前西南气流中, 槽后西北气流强盛, 输送大量干冷空气至槽前, 发生前中低空强西南暖湿气流辐合带来的强增湿增暖, 使湖 北地区处于上干冷下暖湿的不稳定层结中 在这种大尺度背景下, 副高的南撤为不稳定能量的释放提供扰动机制, 而南下的冷空气与湖北低空的暖湿气流交汇, 触发了此次强对流天气过程 武汉站 T-lnP 图显示,26 日 08 时 ( 图 2a), 武汉地区对流有效位能 (CAPE) 值达 1789.7J/kg, 在 925hPa 以下有一很薄的辐射逆温层, 阻碍了热量和水汽的垂直交换, 进一步造成不稳定能量积聚 此后的几小时内, 由于近地面太阳晴空辐射增温的影响, 逆温层逐渐消失 20 时 ( 图 2b), 近地面 (1000 hpa 高度 ) 大气开始表现为湿不稳定,850hPa 以下的比湿 >16g/kg, 而 650hPa 以上湿度明显减小, 大气层为显著的上干冷 下暖湿结构 ; 武汉上空的 CAPE 值剧增到 5947.9J/kg, 自由对流高度较低, 约为 855hPa, 此时武汉地区上空大气已处于极度不稳定状态 低层风的垂直切变是飑线系统维持传播的一个必要条件 垂直风廓线显示, 武汉低空 (1 000~700hPa) 存在顺时针风的垂直切变, 有利于不稳定天气的发展与加强 ;0~3km 风的垂直切变为 10m/s, 切变强度偏弱 上述分析表明, 此天气背景为该次飑线发生提供了强热力 偏弱动力条件 图 2 2011 年 7 月 26 日武汉站 08 时 (a) 和 20 时 (b)t-lnp 图 ( 绿虚线为露点温度曲线, 蓝色线为温度层结曲线, 棕实线为温度状态曲线 ) Fig.2 T-lnPchartatWuhansoundingstationat08:00BST(a)and20:00BST(b)26July2011 (thegreendashedlinesfordewpointtemperaturecurve,bluesolidlinesfortemperature stratificationcurve,brownsolidlinefortemperaturestatecurve) 3 雷达回波分析 图 3 给出武汉站多普勒雷达组合反射率因子的时间演变特征 可以看出,16:00 左右, 湖北西部开始形成零散的风暴单体, 并逐渐排列成 2 条强对流风暴线, 且在 850~500hPa 西北气流的引导下, 缓慢向东南移动 ;17:03,2 条强对流风暴线已形成结 构比较完整的飑线, 类似 入 形状, 其中东北 西南向的飑线后方形成回波强度 >25dBZ 的小范围层状云回波区, 前方有范围较小的弱回波区, 而西北 东南向的飑线两侧的弱回波区范围较小 在向东南方向移动的过程中, 西北 东南向的飑线部分逐渐减弱消散, 部分并入东北 西南向飑线中 ; 东
308 干旱气象 34 卷 北 西南向的飑线前方不断有单体新生 发展, 并伴随对流单体的合并与增长成为新的强回波带, 飑线强度进一步增强, 回波中心强度达 55dBZ 以上, 而旧单体逐渐减弱为后方层状云降水区, 使得层状云回波范围 强度明显增大 同时还存在回波强度 > 40dBZ 的次强回波区, 在次强回波区和强回波区之间为弱回波过渡带, 在这样生消交替过程中飑线系 统向前传播 发展 ;21:00 以后, 线状回波左端的回波强度仍然较强, 强回波中心的宽度增大, 大量的旧单体已衰亡, 层状云降水区范围明显减小, 右侧的回波明显减弱 ; 至 24:00, 飑线的线状强回波带消失, 仅剩下层状云降水回波, 飑线基本消亡 此次飑线从形成到开始减弱以及从减弱到消散均历时 4h, 维持约 8h, 飑线生命史不长 图 3 2011 年 7 月 26 日 16:02~24:00 武汉雷达组合反射率因子演变 ( 单位 :dbz) Fig.3 TheevolutionofradarcompositereflectivityatWuhanstation from16:02bstto24:00bst26july2011(unit:dbz) 4 模拟结果分析 4.1 模拟结果检验比较 500hPa 环流形势与低层风场的模拟结果与实况 ( 图略 ) 发现, 短波槽 副高等基本一致 与国家级自动站观测的降水量 ( 图 4a) 相比,2011 年 7 月 26 日 08 时至 27 日 08 时模拟的 24h 累计降水空间分布和雨带走向与实况基本一致, 主雨带呈东北 西南向分布, 且模拟出了强降水中心, 但降水中 心强度偏强且面积偏大, 原因是关闭积云对流参数化有利于局地强降水的产生, 但降水范围比实况偏小, 这与模式精度远高于实况资料有关 ( 图 4b) 此外, 模拟的雷达回波强度和位置等特征与实况略有偏差, 且时间较实况滞后约 3h( 图略 ) 这种时间和空间的偏差在 Weisman [19] 和 Xu [20] 等的 WRF 模拟研究中也出现过 但是, 此次模拟的回波发展演变特征与实况较一致, 模拟结果的偏差不会影响对飑线内部中尺度结构的分析
第 2 期曹倩等 : 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 309 图 4 2011 年 7 月 26 日 08 时至 27 日 08 时自动站 (a) 和 WRF 模拟 (b) 的 24h 累计降水量 ( 单位 :mm) Fig.4 The24haccumulatedprecipitationfromautomaticweatherstations(a) andwrfsimulationresult(b)from08:00bst26to08:00bst27july2011(unit:mm) 4.2 飑线系统的动力和热力特征图 5 是 2011 年 7 月 26 日 19 21 和 24 时 925 hpa 和 850hPa 的温度场和风场 在飑线生成初期 26 日 19 时, 湖北中部存在一中尺度辐合线, 对应飑线发生的对流区, 辐合线两侧分别为飑线前侧的偏南风和后侧的偏西风, 且在飑线后侧由于降水蒸发的冷却效应, 小范围冷池已开始形成 ( 图 5a 和图 5b) 21 时, 辐合线明显向南东南方向移动, 预示着飑线向前移动, 后面的冷池明显增强, 辐合线前侧的偏南风也明显加强, 一方面带来能量和水汽的输送, 飑线结构进一步发展增强, 另一方面促使飑线向着偏南方向发展 ( 图 5c 和图 5d) 随后, 飑线所经之处成为一大范围冷区, 辐合线继续向前移动 ( 图略 ) 整体而言, 在飑线初生和发展阶段, 对流区的风场和温度场结构基本对称, 风场和温度场的变化主要发生在垂直于飑线的方向, 飑线具有沿强对流线不变 ( 即飑线上各单体的演变特征相似 ) 的准二维特征, 这与 RKW 理论及其他学者的研究结果相似 [9-10,13-14] 24 时, 辐合线消失, 飑线后侧的冷空气向系统东北部集中, 扩展到飑线前侧, 飑线附近的热力层结构发生变化, 飑线走向衰亡 ( 图 5e 和图 5f) 图 6 给出 2011 年 7 月 26 日 21 时模拟的飑线发展阶段的风场和散度场 可以看出, 飑线新生单体后侧 900hPa 以下为较强北风气流, 而飑线前侧近地层为较强的偏南风气流, 最大南风达 20m/s( 图 6a), 可见新生单体前侧近地层附近有风场辐合 ( 图 6d); 飑线前侧的偏南气流向上向北倾斜, 呈现飑锋结构, 在 700hPa 高度加强伸向飑线后方 在对流层中层, 飑线后侧较大的偏南风与前侧弱南风构成辐散区, 这种低层辐合与中层辐散结构在对流层中下层产生弱的 上升运动 ( 图 6c) 飑线前侧对流层低层的南北风垂直切变已增强, 这为飑线的发展和维持提供了有利条件 在飑线后部 (31.3 N~30.6 N)31.0 N 两侧 800hPa 以下为反向的南北气流, 对应飑线后部低层的风场辐散 ( 图 6d) 另外图 6b 显示, 在新生单体后部中层有干冷空气入流, 促进单体附近的对流不稳定发展, 从而加强了飑线后部中层的辐合, 有利于飑线后部下沉气流的产生 ; 新生单体前侧从低层到 400hPa 均为弱偏西风, 近地面为弱东风, 飑线前侧的东西风垂直切变很弱, 说明低层风切变增强主要在南北方向, 与飑线发展方向平行, 动量来源于垂直于飑线系统水平动量的逆梯度输送 [1,21-23] 由图 6c 还可看出, 处于不同发展阶段的 3 组单体 ( 新生 成熟和衰亡的单体 ), 其中新生单体上空的上升气流很弱, 且位于成熟单体前方 ; 成熟单体上空最强的上升气流将低层暖湿空气带入飑线系统, 同时将水汽和能量源源不断地向高空输送 ; 衰亡的旧单体位于成熟单体后方, 其对流层中低层为大范围的下沉气流, 高层为相对较弱的上升气流, 维持飑线后方的层状云降水 从飑线新生单体附近散度场 ( 图 6d) 可以看出, 飑线前部从近地面到 800hPa 为强辐合层, 辐合中心位于 900hPa, 其中心值为 110 10-5 s -1 ; 对流层中层 (800~500hPa) 和高层 (300~200hPa) 为辐散层, 而在此 2 层之间为一中心值达 60 10-5 s -1 的辐合中心 这种辐合和辐散相间分布的高低层配置结构具有强烈抽吸作用, 促进新生单体的发展增强 然而, 在飑线后方对流层中层表现为辐合区, 高层表现为辐散区, 对应着飑线后方层状云降水区, 中层以上是上升气流, 以下为下沉气流控制
３ 干 旱 气 象 图 ５ ＷＲＦ模式模拟的 年 ７月 ６日 ９时 ｂ 时 ｃ ｄ 及 ４时 ｆ ９ ５ｈ Ｐ ｃ 和８ ５ ｈ Ｐ ｂ ｄ ｆ 风场 单位 ｍ ｓ 和温度场 阴影区 单位 Ｆ ｇ ５ Ｔｈ ｖ ｃ ｗ ｄ ｓ Ｕ ｍ ｓ ｄ ｍｐ ｕ ｈ ｓ ｈ ｄ ｄ Ｕ ９ ５ｈ Ｐ ｃ ｄ８ ５ ｈ Ｐ ｂ ｄ ｆ ｓ ｍｕ ｄｂ ｙｗｒｆ ９ ＢＳ Ｔ ｂ ＢＳ Ｔ ｃ ｄ ｄ ４ ＢＳ Ｔ ｆ ６Ｊ ｕ ｙ ３ ４卷
第 2 期曹倩等 : 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 311 图 6 2011 年 7 月 26 日 21 时沿 113.8 E 模拟的经向风 (a, 单位 :m/s) 纬向风 (b, 单位 :m/s) 垂直速度 (c, 单位 :m/s) 和散度 (d, 单位 :10-5 s -1 ) 的经向垂直剖面 ( 粗虚线代表飑线系统中新生单体的位置 ) Fig.6 Themeridionalverticalsectionsofsimulatedmeridionalwind(a,Unit:m s -1 ), zonalwind(b,unit:m s -1 ),verticalvelocity(c,unit:m s -1 )and divergence(d,unit:10-5 s -1 )along113.8 Eat21:00BST26July2011 (Thethickdashedlinesforthelocationofnewconvectivecelinsquallinesystem) 假相当位温 θ se 是一重要的温湿特征参数 26 日 19 时 ( 图 7a) 飑线初生阶段, 其底部 (31.0 N~ 31.7 N) 随高度增大的等 θ se 低值区由地面伸展到 800hPa, 飑线后侧形成较厚的冷池层 ; 冷池前沿及冷池中心前沿, 等 θ se 线密集而陡立, 说明飑线前侧积聚了大量的不稳定能量 ; 在飑线前方,800hPa 以下大范围区域为深厚的暖湿层,800~500hPa 为不稳定层结, 而 500~400hPa 为浅薄的中性层结, 这种 θ se 层结结构使得对流层中低层一旦有扰动, 易形成深厚的上升气流 [24] 由风场可以看出, 飑线前部对流层中低层, 南方不断有暖湿气流输送到冷池中心前沿, 并沿倾斜锋区向上输送, 从而增强飑线系统前侧大气的对流不稳定度, 而飑线后侧对流层低层冷池不断有干冷空气侵入, 造成不稳定能量 释放, 产生强烈对流, 促使飑线系统不断向南发展 随着时间推移 ( 图略 ), 冷池不断发展增强, 由于下沉气流的增温作用以及降水蒸发的加湿作用, 在飑线后部对流层中低层层状云降水区仍然有弱的不稳定, 但没有足够的水汽供应和动力抬升, 因此飑线后部对流逐渐减弱 ; 而在飑线发生区域, 由于冷池作用和不稳定能量已释放, 变为稳定区 23 时 ( 图 7b), 飑线已移至 29.8 N 附近, 在系统前方有一支高 θ se 从前向后入流, 从系统前缘倾斜上升至后方高层形成对流区, 同时伴随向后方输送冰粒子, 促进后方层云发展 ; 飑线前部对流层高层不稳定层结厚度明显变薄, 仅达到 700hPa, 而中性层结明显变厚, 大气不稳定度大大减弱
312 干旱气象 34 卷 图 7 2011 年 7 月 26 日 19 时沿 113.2 E(a) 和 23 时沿 114 E(b) 模拟的假相当位温 ( 线条, 单位 :K) 和 v-w 风场 ( 单位 :m/s) 经向垂直剖面 ( 粗虚线代表飑线位置 ) Fig.7 Themeridionalverticalsectionsofsimulatedv-wwindfield(Unit:m/s)and potentialpseudo-equivalenttemperature(isolines,unit:k)along113.2 Eat19:00BST(a) andalong114 Eat23:00BST(b)26July2011 (Thethickdashedlinesforthelocationofsquallinesystem) 4.3 飑线流场的演变根据前文所述, 此次飑线具有明显的准二维特征, 因此在飑线上任选一处绘制垂直剖面图, 均能代表飑线发生处的流场演变特征 图 8 给出此次飑线从初生到消散过程中 (26 日 19~24 时 ) 流场演变特征及其与降水的对应关系 实况资料及模拟结果均表明此次飑线发生在较弱的低层风垂直切变环境中 飑线发生初期 19 时 ( 图 8a), 在 A 单体附近冷池产生的负涡度较快地与风切变产生的正涡度达到平衡, 由于两者的涡度值都很小, 因此在飑线前方形成一支垂直伸展且高度较低的上升气流, 飑线前方的从前向后气流与飑线后侧的下沉出流在飑线前缘辐合, 触发新的对流单体 B 初生 ( 图 8b), 同时 A 单体有所减弱 随后, 由于对流降水使冷空气不断下沉, 使冷池加强, 此时冷池产生的负涡度强于风切变产生的正涡度, 造成单体 B 前部的上升气流向冷池一侧倾斜, 但由于此次飑线过程发生于超强的热力抬升条件下, 当飑线系统内部冷池产生的负涡度和环境风垂直切变产生的正涡度没有达到动态平衡时, 系统继续从环境获得能量, 保证气流抬升并维持飑线不断发展加强 此后, 环境中的不稳定能量逐渐释放, 飑线系统前侧风的垂直切变逐渐增强 ;21 时 ( 图 8c), 飑线系统 B 单体发展增强同时依赖于动力和热力条件, 垂直上升气流高达 250hPa, 此时 C 单体开始形成 22 时 ( 图 8d), 飑线系统处于发展旺盛时期, 环境热力条件已大幅减弱, 而与飑线发展 方向平行的环境风垂直切变进一步增强, 其产生的正涡度与不断增强的冷池产生的负涡度再次达到平衡, 此时垂直上升气流达到 200hPa 高度,A 单体已经减弱为飑线后方的层状云降水区, 而 B 单体向前移动与 C 单体合并增强为对流更强盛的 C 单体, 同时 D 单体开始新生 23 时 ( 图 8e),C 单体也减弱为飑线后部的层状云降水区,D 单体发展为强对流区, 在紧贴强上升气流后方约 15km 的范围内 700 ~450hPa 无明显上升运动, 甚至有弱的下沉运动, 为对流区和层云区的过渡带 24 时 ( 图 8f), 由于降水的累积效应, 冷池强度明显增强, 其产生的负涡度明显强于环境风垂直切变产生的正涡度, 新生单体 E 出现, 且其前侧上升气流南倾程度明显加大, 此时由冷池产生的风暴出流快速向前移动, 促使飑线消散 ; 此时, 层云降水区更加宽阔,A B C D 单体的对流区上层为倾斜上升气流, 维持层云区的降水, 而下方为下沉运动区, 为降水拖曳和雨滴蒸发冷却所致 综上所述, 在飑线发展和成熟期, 飑线后缘对流层低层受中尺度下沉 ( 层云区 ) 运动和对流尺度下沉 ( 对流区 ) 运动的共同影响, 产生从后向前的冷下沉出流, 并在对流系统前缘与前方的暖湿入流辐合, 触发新的对流单体生成 ; 伴随对流单体的合并与增长, 前方的单体发展为新的强对流区, 而旧的单体减弱 衰退为后方层状云降水区, 正是这样的生消交替保证系统向前传播
第 期 曹 倩等 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 图８ 年 ７月 ６日 ９时沿 Ｅ 时沿 ４ Ｅ ｂ 时沿 ６ Ｅ ｃ 时 沿 ８ Ｅ ｄ ３时沿 ４ Ｅ 和 ４时沿 ４ Ｅ ｆ 模拟的 ｖ ｗ流线经向垂直剖面 Ｆ ｇ ８ Ｔｈ ｍ ｄ ｖ ｃ ｓ ｃ ｓ ｆｓ ｍｕ ｄｓ ｍ ｓｆ ｍｖ ｄｗｄ ｃ ｓ ｓ ｑ ｕ ｓ ｇ Ｅ ９ ＢＳ Ｔ ｇ ４ Ｅ ＢＳ Ｔ ｂ ｇ ６ Ｅ ＢＳ Ｔ ｃ ｇ ８ Ｅ ＢＳ Ｔ ｄ ｇ ４ Ｅ ＢＳ Ｔ ｄ ｇ ４ Ｅ ４ ＢＳ Ｔ ｆ ６Ｊ ｕ ｙ ３ ３３
314 干旱气象 34 卷 4.4 CAPE 和涡度收支分析 4.4.1 CAPE 演变特征 CAPE 是影响飑线生消发展的重要环境参数, 能够较精确指示大气不稳定能量的多少, 大致估计出对流风暴的强度和类型 一般认为 0~1000J/ kg 的 CAPE 值是深对流的下限值 ;1000 ~2500J/ kg 可产生中等强度的对流 ;2500~4000J/kg 可产生强对流 ;>4000J/kg 的 CAPE 值可产生极端对流 [25] 在飑线发生发展前期 20 时 ( 图 9a), 飑线发生处积聚大量的对流不稳定能量,CAPE 值达 4000J/ kg 以上, 为强对流的发生提供强大的不稳定能量 21 时, 飑线发生处大气层结仍不稳定, 为 B 单体的发展增强提供热力抬升条件, 但此时不稳定能量已减弱 ( 图略 ) 22 时, 大气中的不稳定能量继续释放, 大值区的 CAPE 值已减弱为 1000J/kg 以下 ( 图 9b), 飑线的发展和增强不再依赖于热力抬升 图 9 2011 年 7 月 26 日 20 时 (a) 和 22 时 (b) 模拟的 CAPE( 阴影区, 单位 :J/kg) 和 0~3km 垂直切变 ( 矢量, 单位 :m/s) Fig.9 SimulatedCAPE(theshaded,Unit:J/kg)and0-3kmverticalwindshear(vector,Units:m/s) at20:00bst(a)and22:00bst(b)26july2011 4.4.2 涡度收支分析飑线的发生 发展过程中伴随着涡旋的形成和演变, 它对飑线系统中的环流有重要影响 由于中尺度对流涡旋主要出现在自由大气中, 在涡度收支中可以不考虑摩擦项 利用 P 坐标下无摩擦的相对涡度局地变化方程, 来分析贡献于飑线涡旋的 4 个强迫项的收支情况 [26] 无摩擦的涡度方程如下 : ζ =A+B+C+D (1) t [ ( ) ] A=- u ζ x +v β+ ζ y B =-ω ζ 其中, p C =-(ζ+f) V珝 D = ω u y p - ω v x p 式中,A B C D 分别为绝对涡度的水平平流输送项 相对涡度的垂直平流输送项 绝对涡度的辐合辐散项和风垂直切变导致的水平涡度倾斜项, 令 T 为 4 项之和 ;u 和 v 分别是纬向和经向风速,ω 是垂直 速度,ζ 是垂直涡度,f 是科氏参数 从各项区域平均分布来看, 在飑线发生初期 20 时 ( 图 10a),700hPa 以下有较大的正涡度收支,B 和 C 是正涡旋变化的最大贡献项, 而与风垂直切变相关的 D 项数值很小 在飑线发展阶段 21 时 ( 图 10b), 正涡度收支层向上伸展至 500hPa,900hPa 的正涡度收支强度加大, 飑线低层的涡旋加强, 此时 B 和 C 仍为主要正贡献项, 但 D 项的作用增加, 说明环境风垂直切变增强 在飑线成熟阶段 22 时 ( 图 10c), 飑线低层 800hPa 以下转为负涡度收支, 而 800hPa 以上为较大的正涡度收支, 由于低层环境风切变转向为与飑线系统发展平行的南北方向, 且风垂直切变明显增强 ( 图 9b), 因此 D 项对正涡度贡献大增, 且 D 项对涡度贡献有下移趋势, 这进一步说明飑线系统水平动量具有逆梯度输送特征 26 日 24 时 ( 图 10d), 中低层的总涡度收支几乎变为负值, 只有 800hPa 以下有微弱的正涡度收支,D 项对正涡度贡献变小, 说明环境风切变逐渐减弱 总体而言, 飑线发展初期,CAPE 是飑线发展的主要条件 在飑线初生到成熟阶段, 水平辐合辐散
第 2 期曹倩等 : 一次飑线过程的雷达观测和数值模拟分析 315 项一直是对流层中低层涡旋变化的重要贡献项, 其中在发生 发展阶段前期, 水平辐合辐散项基本呈低层正贡献 高层负贡献的分布 ; 随着飑线的发展, 水平辐合项正贡献上移, 在对流层低层转为负贡献, 同 时对流层低层风的垂直切变方向转向与飑线发展方向平行, 且强度明显增强, 水平涡度倾斜项在对流层中低层起较强的正贡献, 此时飑线的发展主要依赖于动力条件 图 10 2011 年 7 月 26 日 20 时 (a) 21 时 (b) 22 时 (c) 和 24 时 (d) 区域 (113 E~114 E, 29.7 N ~31 N) 平均涡度方程各项及总涡度收支的垂直廓线 ( 单位 :10-9 s -2 ) Fig.10 Theverticalprofilesofthevarioustermsinvorticitybalanceequationandtotalvorticity budget(unit:10-9 s -2 )overthearea(113 E-114 E,29.7 N-31 N) at20:00bst(a),21:00bst(b),22:00bst(c)and24:00bst(d)26july2011 5 结论 (1) 此次飑线过程发生在槽前型的大尺度背景场中, 其中对流层中高层槽后强盛干冷的西北气流扩展到槽前, 并叠加于低层西南暖湿气流之上, 为飑线的发生提供上干冷 下暖湿的不稳定层结 ; 西太平洋副热带高压的突然南撤为不稳定能量的释放提供扰动机制, 而南下的冷空气与湖北低空的暖湿气流交汇, 触发了此次强对流天气过程 (2) 雷达回波显示 : 飑线形成初期, 系统内形成类似 入 形的 2 条对流强回波带, 其中右支对流回波中部分风暴单体迅速减弱, 部分并入左支对流回波右侧, 致使左支对流回波成为飑线主体且逐渐发 展和增强 (3) 在左支飑线发展和成熟阶段, 飑线后缘低层受中尺度下沉 ( 层云区 ) 运动和对流尺度下沉 ( 对流区 ) 运动的共同影响, 产生从后向前的干冷下沉出流, 与前方暖湿入流辐合, 触发新对流单体生成, 并伴随对流单体的合并与增长, 飑线前部的强对流区得以维持和发展, 而旧的单体减弱 衰退, 加上系统前方高 θ se 气流的流入, 且沿前缘倾斜上升至后方高层, 向后输送冰粒子, 促进后方层云发展, 造成对流区后方大范围层状云降水区 (4) 此次飑线过程, 前期, 垂直风切变较弱, 飑线发展来源于较大的 CAPE; 后期, 沿着飑线发展方向的垂直风切变增强, 飑线的维持发展主要依赖于
316 干旱气象 34 卷 增强的风切变和后方冷池涡度共同作用 尽管 WRF 模拟结果能较好地再现此次飑线发生时系统内部结构的演变, 但由于模式及初始场的误差, 模拟的要素场与实况还有一定偏差, 下一步将通过同化雷达观测资料来加以解决 参考文献 : [1] 潘玉洁, 赵坤, 潘益农, 等. 用双多普勒雷达分析华南一次飑线系统的中尺度结构特征 [J]. 气象学报,2012,70(4):736-751. [2] 张婉莹, 花家嘉, 侯书勋, 等. 河北唐山一次飑线过程的中尺度天气分析 [J]. 干旱气象,2014,32(4):636-641. [3]NewtonCW,NewtonH.Dynamicalinteractionsbetweenlargecon vectivecloudsandtheenvironmentwithverticalshear[j].journal ofmeteorology,1959,16:483-496. [4]MarwitzJD.Thestructureandmotionofseverehailstorms.partI: Supercelstorms[J].JournalofAppliedMeteorology,1972,11:166-179. [5]MarwitzJD.Thestructureandmotionofseverehailstorms.partI: Multi-celstorms[J].JournalofAppliedMeteorology,1972,11: 180-188. [6]BrowingKA.Thestructureandmechanismofhailstorms[J].Mete orologicalmonographs,1977,38:1-39. [7]TakedaT.Numericalsimulationofaprecipitatingconvectivecloud: Theformationofa long-lasting cloud[j].journaloftheatmos phericsciences,1971,28:350-376. [8]HaneCE.Thesquallinethunderstorm:Numericalexperimentation [J].JournaloftheAtmosphericsciences,1973,30:1672-1679. [9]ThorpeAJ,MilerMJ,MoncriefMW.Two-dimensionalconvec tioninnon-constantshear:amodelofmid-latitudesquallines [J].QuarterlyJournaloftheRoyalMeteorologicalSociety,1982, 108:739-762. [10]DroegemeierKK,WihelmsonRB.Three-dimensionalnumerical modelingofconvectionproducedbyinteractingthunderstorm out flows.parti:variationsinverticalwindshear[j].journalofthe Atmosphericsciences,1985,42:2404-2414. [11]BluesteinHB,JainMH.Formationofmesoscalelineofprecipita tion:severesquallineinoklahomaduringspring[j].journalof theatmosphericsciences,1985,42:1711-1732. [12]BluesteinHB,MarxGT,JainM H.Formationofmesoscaleline ofprecipitation:nonseveresquallineinoklahomaduringspring [J].MonthlyWeatherReview,1987,115:2719-2727. [13]RotunnoR,KlempJB,WeismanM L.Atheoryforstrong,long -livedsquallines[j].journaloftheatmosphericsciences, 1988,45:463-485. [14]WeismanML,KlempJB,RotuunoR.Structureandevolutionfor numericalysimulatedsquallines[j].journaloftheatmospheric sciences,1988,45:1990-2013. [15]ParkerM D,JohnsonR H.Organizationalmodesofmidlatitude mesoscaleconvectivesystem[j].monthlyweatherreview,2000, 128(10):3413-3436. [16]WeckwerthTM.Theefectofsmal-scalemoisturevariabilityon thunderstorminitiation[j].monthlyweatherreview,2000,128 (12):4017-4030. [17]EvansJS,DoswelCA.Examinationofderechoenvironmentsu singproximitysoundings[j].weatherandforecasting,2001,16: 329-342. [18] 丁一汇, 李鸿洲, 章名立, 等. 我国飑线发生条件的研究 [J]. 大气科学,1982,6(1):18-27. [19]WeismanML,EvansC,BosartL.The8May2009superderecho: Analysisofareal-timeexplicitconvectiveforecast[J].Weather andforecasting,2013,28:863-892. [20]XuX,XueM,WangY.Mesovorticeswithinthe8May2009bow echooverthecentralunitedstates:analysesofthecharacteristics andevolutionbasedondopplerradarobservationsandahigh- resolutionmodelsimulation[j].monthlyweatherreview,2015, 143:2266-2290. [21]LaforeJP,RedelspergerJL,JaubertG.Comparisonbetweena three-dimensionalsimulationanddopplerradardataofatropical squalline:transportsofmas,momentum,heat,andmoisture [J].JournaloftheAtmosphericsciences,1988,45(22):3483-3500. [22]LemoneMA,BarnesGM,ZipserEJ.Momentumfluxbylinesof cumulonimbusoverthetropicaloceans[j].journaloftheatmos phericsciences,1984,41(12):1914-1932. [23]LinYJ,WangTC,PaskenRW,etal.Characteristicsofasub tropicalsquallinedeterminedfrom TAMEX dual-dopplerdata [J].JournaloftheAtmosphericSciences,1990,47(20):2382-2399. [24] 王晓芳, 胡伯威, 李灿. 湖北一次飑线过程的观测分析及数值模拟 [J]. 高原气象,2010,29(2):476-485. [25] 李娜, 冉令坤, 高守亭. 华东地区一次飑线过程的数值模拟与诊断分析 [J]. 大气科学,2013,37(3):595-608. [26] 寿绍文, 励申申, 姚秀萍. 中尺度气象学 [M]. 北京 : 气象出版社,2003.83. ( 下转至 325 页 )