第 34 卷第 1 期 2015 年 2 月 高原气象 PLATEAUMETEOROLOGY Vol.34 No.1 February,2015 汤鹏宇, 何宏让, 阳向荣, 等. 北京 7 21 特大暴雨中的干侵入分析研究 [J]. 高原气象,2015,34(1):210 219,doi:10. 7522/j.isn.1000 0534.2013.00128. 北京 7 21 特大暴雨中的干侵入分析研究 汤鹏宇 1, 何宏让 1, 阳向荣 1, 严玉祥 2, 王亚华 1 1,2,3, 缪子青 (1. 解放军理工大学气象海洋学院, 南京 211101;2. 解放军 93968 部队, 乌鲁木齐 830075; 3. 解放军 96219 部队, 清远 511500) 摘要 : 利用中尺度数值模式 WRFV3.2 模拟分析 2012 年 7 月 21 日发生在北京特大暴雨过程的天气形势与中尺度系统特征, 并结合干侵入理论分析了暴雨过程中的干冷空气活动及其对暴雨的影响 结果表明, 此次暴雨过程发生在高空槽引导冷空气南下与强盛的西南暖湿气流在华北一带剧烈交汇的天气形势下, 西太平洋副热带高压阻碍了高空槽东移, 使北京地区的降水过程维持较长时间 暴雨过程伴随着明显的中尺度对流复合体 MCC 活动,MCC 的持续活动与降水中心在时空上具有一致性 WRF 模式对暴雨过程有较好的模拟能力, 降水发生之前的 24h 内不断有来自 35 N 对流层顶附近的高位涡 低湿的干冷空气, 沿着倾斜向北向下的路径侵入大气中低层 39 N 附近的 700hPa 高度 干侵入在降水开始前 24h 到降水前 10h 强度变化不大, 随后略有减弱, 在降水开始之后迅速减弱消失 干侵入对暴雨的影响主要通过在降水开始前及降水初期影响北京地区的大气热力与动力环境来完成 干侵入可以增大暴雨落区大气的位势不稳定, 为对流发展储备充沛的对流有效位能, 为 MCC 的发生 发展提供有利的环境条件 同时, 干侵入增大了大气中低层的气旋性涡度, 有利于中低层空气辐合上升运动, 是引发北京地区局地的强对流天气, 如 MCC 及其伴随的暴雨过程可能的触发机制 关键词 : 暴雨分析 ; 数值模拟 ; 中尺度对流复合体 ; 干侵入 文章编号 :1000 0534(2015)01 0210 10 中图分类号 :P458.1 + 21.1 文献标志码 :A doi:10.7522/j.isn.1000 0534.2013.00128 1 引言 每年的 7 8 月为中国华北地区降水的集中时段, 也是暴雨的高发时段 该时段内暴雨具有强度大 持续时间长 降水时间集中 受地形影响大等特点 根据伴随的天气系统可以分为高空槽暴雨 暖切变线暴雨 黄河气旋暴雨和冷涡暴雨 [1] 而北京地处华北地区中部, 战略地位特殊, 人口稠密, 深入研究其暴雨形成机理具有重要的意义 以往学者主要在华北暴雨的气候背景 天气形势 伴随的中尺度系统等方面进行了一些研究 [2-6] 随着暴雨机理的深入研究, 干侵入在暴雨中的作用越来越受到重视 [7-15] Browning [7,8] 研究表明, 在温带气旋的生成发展 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均伴随着干侵入的作用, 也指出干侵入使得宽广锋面降水受到 [9] 抑制, 但有利于强对流降水的产生 于玉斌等总结了干侵入的基本理论, 明确了干侵入是源于对流层高层下沉至低层的高位涡低湿空气, 在气旋的爆发性发展 暴雨的增幅 位势不稳定的增强 中气旋的产生发展等方面起着重要的促进作用, 能够影 [10] 响冷锋的演变及其降水特征 王欢等通过中尺度数值模式 MM5 模拟研究了一次华北暴雨的干侵入过程, 发现高层干冷空气的侵入有利于低层中尺度气旋的发展, 使暴雨过程得以维持和加强 刘会 [11] 荣等对济南一次暴雨的研究中发现, 最大的干侵入出现在暴雨发生前 1~2 天, 干空气侵入有利于深厚干层的形成与维持, 从而使对流有效位能得以积聚, 而在暴雨过程中, 干侵入一方面有利于低层产生辐合 高层产生辐散, 促进上升运动 ; 另一方面对锋区的形成与移动具有重要作用 杨贵名 [12] 等综合分析了 2003 年干侵入在梅雨期的强降水 收稿日期 :2013 03 11; 定稿日期 :2013 08 27 资助项目 : 国家自然科学基金项目 (41275128) 作者简介 : 汤鹏宇 (1990 ), 男, 陕西黄陵人, 硕士, 主要从事中尺度气象学和资料同化研究.E mail:lookforhim@126.com
1 期汤鹏宇等 : 北京 7 21 特大暴雨中的干侵入分析研究 211 和黄海气旋中的作用, 发现干侵入对强降水有激发作用, 位涡大值区的发展变化与气旋快速生成 发 [13] 展有较好的对应关系 钟水新等利用 MM5 模式对一次东北冷涡降水模拟中发现, 在气旋发展阶段有来自对流层顶的高位涡干冷空气下沉, 插入高相对湿度区的后部, 高空正 PV 异常中心与低层 [14] ( θ/ p) 正异常同位相叠加 黄彬等对诱发渤海风暴潮的黄河气旋动力诊断中发现, 气旋中心区干侵入空气下沉, 静力稳定度变小, 绝对涡度增大时引发气旋爆发性发展的热力和动力的强迫机制 [16] 在干侵入的理论创新方面, 王东海等将暴雨研究中的 IM 理论 (Ingredients basedmethodolo gy) 应用于干侵入研究中, 综合低相对湿度 冷平流 高位涡生成了干侵入的表征参数, 能够较好的 [17] 表征干侵入的强度 姚秀萍等在综合考虑干侵入的特征 机制和效应的基础上定义了干侵入强度指数 DI, 在用于个例分析时得到了较好的定量描述结果 Yangetal [18] 分析了干侵入在华北地区的一次暴雨过程的演变过程, 认为干侵入造成了大气的非对称饱和, 并利用修正的 BVF(Brunt-V is l frequency) 数描述了这种非对称饱和湿空气中的大 [19] 气不稳定 王淑云等利用倾斜涡度发展理论分析了发生在河北的一次暴雨过程, 发现干侵入沿相当位温脊向对流层低层伸展, 引起对流层低层气旋性涡度的发展, 使降水强度加剧 2012 年 7 月 21 日北京遭遇了 61 年罕见的特大暴雨,21 日 10:00( 北京时, 下同 ) 22 日 02:00 全市平均降水量为 164mm 据初步统计, 此次暴雨造成全市经济损失近百亿元,77 人遇难 诸多学者从不同角度研究了此次暴雨过程 [20-24] 方罛 [25] 等综合利用各种气象资料分析了此次特大暴雨的中尺度对流条件和对流特征, 发现对流系统持续的 列车效应 以及低质心 高效率的降水对流系统是极端强降水的重要成因 本文主要研究分析此次暴雨过程产生的天气形势及其伴随的中尺度系统特征, 通过中尺度数值模拟分析研究此次暴雨过程中天气系统发生 发展以及消亡阶段的干冷空气活动特征, 为干侵入理论在华北地区极端强降水天气预报中的应用提供依据 2 资料选取和方法介绍 利用 2012 年 7 月 20 22 日逐 3h 的常规观测报文资料 逐 6h 的 NCEP/NCAR1 1 再分析资料 FY-2E 卫星探测的云顶亮温 TBB 资料, 分析 产生此次暴雨过程的天气形势和中尺度系统特征, 应用 WRFV3.2 模式对此次暴雨过程进行数值模拟, 从 20 日 08:00 起积分 42h, 采用双重嵌套网格, 区域中心均为 39.9 N 116.3 E, 粗细网格水平分辨率分别为 30km 和 10km, 水平格点数分别为 120 100 和 196 145; 垂直方向为 28 层, 时间积分步长为 180s, 逐时输出模拟结果 模式的具体参数化方案如表 1 所列 表 1 WRF 模式参数化方案设置 Table1 WRFmodelparameterscheme 参数化方案 粗细网格 边界层方案 YSU 方案 长波辐射方案 rtm 方案 短波辐射方案 Duthia 方案 陆面过程方案 Noah 方案 云微物理方案 Lin 方案 积云对流参数化方案 BetsMiler 方案 3 天气诊断分析 3.1 暴雨概况暴雨时段为 21 日 10:00 22 日 02:00, 强降水持续近 16h, 到 22 日 08:00, 北京平均降水量为 170mm, 城区平均降水量为 215mm, 降水量在 100mm 以上的面积占北京总面积的 86% 以上 ( 图 1) 房山 城近郊区 平谷和顺义平均降水量均在 200mm 以上, 暴雨中心出现在北京市西南部与河北省交界处 根据加密自动观测站的记录, 房山区图 1 2012 年 7 月 22 日 08:00 北京及周边地区 24h 累计降水量 ( 单位 :mm) Fig.1 Observed24haccumulativeprecipitation inbeijingandsuroundingareasat08:00on22 July2012.Unit:mm
212 高原气象 34 卷 河北镇降水量达 460mm 3.2 天气形势分析从暴雨发生前的 500hPa 环流场形势 ( 图 2) 中可看出,21 日 08:00, 北京地区位于内蒙古中部 陕西北部 宁夏南部一线的槽前, 受西南暖湿气流控制, 有利于低层低压的发展 同时在北京西侧气流有较小的气旋性切变, 这也有利于辐合上升运动的发展 此时西太平洋副热带高压 ( 下称西太副高 ) 位置偏东, 向西伸至 117 E 附近, 西太副高北侧 588dagpm 线位于江苏省南部, 这样的形势场有利于上游槽线的快速东移 而在 14:00( 图略 ), 即暴雨开始发生以后, 西太副高北界北抬, 其外围的偏南气流也影响到北京地区, 一方面阻碍了低槽系统的东移, 另一方面来自中低纬的偏南气流为暴雨提供了充沛的水汽, 因此降水持续了较长时间 从 21 日 08:00 卫星探测的云顶亮温 ( 图略 ) 同样发现, 在图 2 中北部槽线的槽前对应区域有大范围的带状云系, 与西南暖平流有很好的对应关系, 随后时次云系的发展 ( 图略 ) 与北京地区降水过程在时间演变上相对应 图 2 2012 年 7 月 21 日 08:00500hPa 高度场 ( 实线, 单位 :gpm) 与温度场 ( 阴影区, 单位 :K) 分布 Fig.2 Thedistributionofheightfield(solidline,unit:gpm) andtemperature(theshaded,unit:k)on500hpa at08:00on21july2012 因此, 造成此次暴雨的天气形势主要是西太副高稳定在我国东部地区, 在其北边界逐渐向华北地区伸展的过程中, 西风带高空槽引导北方冷空气南下, 和强盛的西南暖湿气流在华北一带剧烈交汇, 并且高空槽移至华北地区时, 受西太副高北界的阻挡, 在华北地区维持了较长时间的强降水天气 3.3 中尺度特征分析中尺度对流复合体 MCC 是灾害性天气中典型的中尺度系统,Maddox [26] 将中尺度对流系统 MCS 中一种偏心率 >0.7 形状近似圆形的 α 中尺度对流系统定义为 MCC 而后, 关于 MCC 的理论不断发展, 其定义也不断完善 本文采用关于 MCC 比较严格的定义 [27] : 云顶红外温度 <-32 的云罩面积在 10 5 km 2 以上, 其内部 <-52 的冷云区面积在 0.5 10 5 km 2 以上 此次暴雨发生在不断东移的带状云系中, 云系东移过程中伴随有中小尺度强对流系统的活动 在降水初期 ( 图 3a b), 北京地区中尺度系统发展较弱, 对流特征不明显, 以系统性降水为主 随后对流系统快速发展 ( 图 3c~f), 在 21 日 16:00( 图 3d), 在北京及周围地区有 3 个较强的对流单体, 对流单体中心分别位于太行山西北部 北京西南部以及河北唐山地区, 对流单体中心亮温值均超过了 -52 到 17:00( 图 3e), 中心位于唐山地区的对流单体减弱东移, 远离北京地区, 而原先中心位于房山地区与太行山西北部的两个对流单体均向北京地区移近, 边缘开始合并, 到 18:00( 图 3f), 这两个对流单体在北京地区合并为一个, 强对流中心也逐渐靠拢合并, 并不断加强 21 日 19:00 22 日 01:00( 图 3g~m) 为北京地区 MCC 的持续发展阶段 在 21 日 19:00 20:00( 图 3g h), 对流系统在北京南部地区不断发展, 红外温度 <-52 的强对流区域基本上覆盖了北京地区, 强对流中心近似圆形分布, 对流系统具有明显的 MCC 特征 随后的 21 日 21:00 22 日 00:00( 图 3i l),mcc 基本上维持其强度向东缓慢移动, 到 21 日 01:00( 图 3m),MCC 强中心基本移出北京, 强对流区域沿东偏北方向拉伸, 偏心率逐渐减小,MCC 特征减弱 MCC 的持续活动与北京暴雨强降水过程在时间与空间分布上基本一致 随后强对流系统继续向东南方向移动 ( 图 3n p), 北京地区降水逐渐停止 由此说明, 此次降水过程中大范围带状云系中 MCC 的持续活动是造成北京地区特大暴雨的关键因素 4 干侵入分析 4.1 模拟结果分析从数值模式输出的 24h 累积降水量 ( 图 4) 中可以看出, 模拟的暴雨中心位于北京市西南与河北交界处, 与实况一致 雨带分布呈东北 西南的带状走向, 与实况基本吻合 但无论是暴雨中心降水量, 还是平均降水量, 模式输出结果均小于实
期 汤鹏宇等 北京 ７ ２ 特大暴雨中的干侵入分析研究 ２３ 图３ ２ ２年 ７月 ２ 日 ２ ２日 北京地区逐时云顶亮温分布 单位 ２ 日 ｂ ２ 日 ２日 ５ ｄ ２日 ６ ２ 日 ７ ｆ ２ 日 ８ ｇ ２ 日 ２日 ｊ ２日 ２ ｋ ２ 日 ２ ２ 日 ２ ｍ ２２日 ２ ２日 ｈ ２日 ２ ２２日 ｐ ２２日 Ｆ ｇ ３ Ｄ ｂ ｆｈ ｙｇ ｇｂ ｇ ｈ ｍｐ Ｂ ｊ ｇｆ ｍ ２Ｊ ｙ２ ２ Ｕ ｂ ５ ｄ ６ ７ ｆ ８ ｇ ｈ ２ ２ ｊ ２ ｋ ２ ２ ｍ ２ ２ ２ ｐ ２ 况 考虑到模式网格尺度较大 对次网格尺度的对 气 ７ 在暴雨过程中常常反映为对流层高层高位 流性降水模拟能力较差 这样的偏差是允许的 模 涡 低湿空气不断向对流系统的中低层输送 干冷 式能够较为准确地模拟此次降水过程 空气活动对暴雨的影响并不是完全直接作用 例如 ４ ２ 干侵入特征分析 干侵入可以直接加强大气低层气旋的相对涡度 也 干侵入是指从对流层顶附近下沉至低层的干空 可以增大环境大气中的位势不稳定 并且这两种作
高 ２４ 原 气 象 ３ ４卷 用 对 暴 雨 影 响 的 时 间 效 应 是 不 同 的 如 刘 会 荣 等 研究发现 在暴雨发生之前干侵入能够有效 增大环境空气中的对流有效位能 而在暴雨过程中 干侵入的主要作用在于加强涡旋强度 因此 分析 暴雨过程中不同时期的干冷空气活动特征 对于研 究干侵入在暴雨中的作用是合理的 ４ ２ 降水开始之前干侵入特征 从图 ５中可以看出 在 ２ 日 即暴雨发生前的 ２ ３ ２５ｈ的 ３ｈ平均相对湿度与 ｖ ｗ风场沿 ６ ３ Ｅ的剖面边界上 ３ ５ Ｎ附近的 图４ ２ ２年 ７月 ２ 日 ２ ２日 模拟的 ２ ４ｈ 累计降水量分布 单位 ｍｍ 对流层顶的干空气沿着向北向下的气流方向运动 一直伸展到 ３９ Ｎ ４ Ｎ的 ７ ｈ Ｐ高度 在剖面 Ｆ ｇ ４ Ｄ ｂ ｆ ｍ ｄ２ ４ｈ ｍ ｖ ｐ ｐ 上 形 成 一 条 向 北 向 下 倾 斜 的 干 空 气 带 这 样 ｆ ｍ ２Ｊ ｙ２ ２ Ｕ ｍｍ 的 干空气带前沿相对湿度 而周围环境空气 图５ ２ ２年 ７月 ２ 日 沿 ６ ３ Ｅ３ｈ平均相对湿度 阴影区 单位 ｖ ｗ合成风 流线 和位涡 长虚线 阴影为 的区域 单位 ＰＶＵ 相对湿度 实线 单位 ｂ 的垂直剖面 ７ ｈ Ｐ 和 ５ ｈ Ｐ ｄ 相对湿度分布 Ｆ ｇ ５ Ｖ ｆ３ｈ ｖ ｇ ｄ ｖ ｈ ｍ ｙ ｈ ｈ ｄ ｄ ｖ ｍ ｍｐ ｄｂ ｙｖ ｄｗ ｄｐ ｖ ｙ ｇｄ ｈ ｄ ＰＶＵ ｖ ｈ ｍ ｙ ｄ ｂ ｇ ６ ３ Ｅ ｄ ｂ ｆ ｖ ｈ ｍ ｄ ｙ ７ ｈ Ｐ ｄ５ ｈ Ｐ ｄ ｆ ｍ Ｊ ｙ２ ２
期 汤鹏宇等 北京 ７ ２ 特大暴雨中的干侵入分析研究 ２５ 相对湿度较大 就在 ３ ９ Ｎ ４ Ｎ局地中低层形成 舌中仍可以找到小范围的闭合干空气低值区 位置 了较大的湿度梯度区 同时 在图 ５ｂ上发现 在 比７ ｈｐ上的湿度低值区略向南偏 这样不同高 ３８ Ｎ ３ ９ Ｎ的 ６ ７ ｈ Ｐ之间 以及 ３６ ５ Ｎ 度上相对湿度的分布形势从水平方向上反映了干冷 的 ５ｈ Ｐ高度附近为位势涡度的大值中心 且这 空气的活动特征 样的位涡大值中心与相对湿度的低值中心一致 证 这样形势的干冷空气活动从 ２ 日 ８ 一直 明干空气带同时具有高位涡的特征 更进一步说明 持续到 ２ 图略 在这 ６ｈ内强度没有明显的 了这样的干空气来自于 ３５ Ｎ对流层顶向北下沉运 变化 而后干侵入活动略有减弱 直到降水开始的 动的高位涡及低湿空气 ２日 之前始终维持一定的强度 在同时次 ７ ｈ Ｐ的湿度场中 图 ５ 将相对 在降水开始前的 ２日 ７ 的 ３ｈ内 湿度 ４ 区域作为湿度低值区 可以发现在北京 在 ３５ Ｎ ３７ Ｎ的 ２５ｈＰ高度附近仍然 图 ６ 西南方向的 ３８ Ｎ ３ ９ Ｎ之间 ６ Ｅ附近区域为 有非常明显的倾斜向北向下输送的干空气 这股干 有闭合的湿度低值区 与东南部的大范围湿度低值 空气被一直输送到 ３９ Ｎ ４ Ｎ区域的 ７ ｈ Ｐ附 区有较大的距离 具有明显的干侵入特征 在 ５ 近高度 与之前时刻不同的是 此时 ３９ Ｎ ｈｐ湿度场中 图 ５ｄ 将相对湿度 ６ 的区域作 区域的 ５ ３ ｈｐ之间的大气都已经接近饱和 为湿度低值区时 由于从对流层顶下沉输送至这一 这是由于高空槽移近 带状云系东移到这一区域造 层上的干空气范围较大 因此在水平面就与其东南 成的 因此这样从南部对流层顶附近向北部暖湿空 部的湿度低值区连接起来 表现为东南部干空气向 气下方 楔入 的干冷气流带表现的更加明显 同时 西北方向伸展的 干舌 但在向西北方向伸展的干 ３８ Ｎ ４ Ｎ区 域 的７ ｈ Ｐ以 下 的 空 气 相 对 湿 度 图 ６ 同图 ５ 但为 ２ ２年 ７月 ２ 日 ７ Ｆ ｇ ６ Ｔｈ ｍ Ｆ ｇ ５ ｂ ｆ ｍ ７ Ｊ ｙ２ ２ ４ Ｎ
２６ 高 原 气 象 ３ ４卷 也明显增大 致使 ３８ Ｎ ４ Ｎ附近的大气中低层 ７ｈＰ高度附近 这样的干冷空气活动从降水开 形成了更大的相对湿度梯度 从图 ６ｂ中可以看出 始前的 ２ ４ｈ到降水前 ｈ变化不大 随后强度与 下传的干空气带中位势涡度较之前时刻明显减小 活动范围都略有减弱 但在降水开始之前始终维持 仅在 ３５ Ｎ的 ６ｈＰ高度可以看到非常小范围的 一定的强度 高位涡值 说明此时的干侵入强度相比之前时刻有 ４ ２ ２ 降水开始后的干侵入活动 所减弱 在降水开始之后 这样的干冷空气活动迅速减 在７ ｈ Ｐ相对湿度场 图 ６ 上可以更直观 弱 到降水强度最大的时段 ２日 ７ 地看到干侵入的这种变化 在北京西南方向相对湿 图 ７ 可以看到 在 ３ ８ ５ Ｎ ４４ Ｎ的 ４ ｈｐ高 度 ４ 的湿度低值区已经基本消失 但其周围空 度以下的大范围区域内空气相对湿度较大 降水区 Ｎ ４ Ｎ的 ６ Ｅ附近 气湿度明显增大 因此 ３８ 的中低层大气基本上接近饱和 气流以上升运动为 仍是相对的干空气区 ５ ｈｐ上 图 ６ｄ 在北京 主 此时 在 ３ ８ Ｎ的 ５ ７ ｈ Ｐ高度仍然可以 南部已看不到闭合的湿度低值区 相对湿度 ６ 看到小范围的倾斜下沉气流 但其相对湿度在 ７ 的湿度低值区范围较图 ５ｄ中明显减小 并向东南 左右 干空气特征不再明显 在同一时段的位涡与 方向的干空气主体收缩 仅在北京南部形成向西伸 相对湿度沿 ６ ３ Ｎ的经向剖面上 图 ７ｂ 可以看 展的 干舌 到 在 ３ ９ Ｎ的 ６ ７ ｈ Ｐ高度附近存在位涡的 上述分析表明 在降水开始之前的 ２４ｈ内 有 大值中心 同时也是相对湿度的极大值区 这与前 源自 ３ ５ Ｎ区域 ２ｈ Ｐ对流层顶附近的高位涡 文中 ＭＣＣ的发展在时间与位置上是一致的 因此 低湿空气被向北向 下 呈 带 状 输 送 至 ３ ９ Ｎ 区 域 的 这 样的位涡大值区主要是由于ＭＣＣ在这一区域发 图 ７ 同图 ５ 但为 ２ ２年 ７月 ２ 日 ７ Ｆ ｇ ７ Ｔｈ ｍ Ｆ ｇ ５ ｂ ｆ ｍ ７ Ｊ ｙ２ ２
1 期汤鹏宇等 : 北京 7 21 特大暴雨中的干侵入分析研究 217 展造成的, 而干侵入活动在这时已基本消失 在 700hPa 与 500hPa 的相对湿度场 ( 图 7c d) 上, 降水开始之前在北京西南方向的相对湿度干区已经完全消失了, 在 700hPa 高度上湿度大值区呈现西南 东北向的带状分布, 仅在河北西北部有较小范围的干区, 而在 500hPa 高度上这样的带状湿度大值区更为明显 这些分析结果说明在此次暴雨过程中, 随着降水的开始, 干冷空气活动迅速减弱消失 4.3 干侵入对暴雨过程的影响在降水开始之前及降水初期, 干侵入可以增大暴雨区的位势不稳定性, 为对流发展提供能量 从上述分析发现, 在此次特大暴雨发生之前的 24h 内, 有持续不断来自对流层高层的高位涡干空气移动到对流层中低层 39 N 附近的位置, 凌驾于大气边界层的暖湿空气之上, 在大气中低层形成较大的湿度梯度 这样上干下湿的气层结构具有较强的位势不稳定, 为对流发展积聚了充沛的对流有效位能 干侵入在 700hPa 的活动区域与图 3 中 MCC 在持续期的活动区域基本上一致 当图 2 中的槽线移近北京地区时, 当大气底层产生足够强的扰动抬升, 积聚的对流有效位能得以释放, 这就使得在这一区域形成持续发展的 MCC, 这样的 MCC 在北京地区的长时间活动造成局部持续性的强降水, 从而使降水达到暴雨的强度 在降水开始之前, 来自对流层高层的干冷空气侵入到大气中低层时的强度变化可以直接影响相应区域的垂直涡度变化 对下传至 700hPa 的干空气活动中心区域 (38 N 39 N,116 E 116.6 N) 的空气相对湿度与垂直涡度做空间平均, 比较其从 20 日 08:00 22 日 02:00 的变化趋势 ( 图 8) 可以看到, 在降水开始之前到降水初期, 这一区域空气垂直涡度与相对湿度均有 4 次显著的波动变化 : 在 20 日 08:00 11:00, 空气湿度减小, 垂直涡度增大 ; 11:00 19:00, 空气湿度增大, 对应着 11:00 22:00 垂直涡度减小 ;20 日 19:00 21 日 07:00, 空气湿度逐渐减小, 对应 20 日 22:00 21 日 10:00 正垂直涡度增大 ; 而后北京地区降水开始, 相对湿度迅速增大, 到 21 日 15:00 空气接近饱和, 气旋性垂直涡度也随之迅速减小 垂直涡度的变化与相对湿度变化具有负相关关系, 且垂直涡度变化略微滞后于相对湿度的变化 以相对湿度减小表征干侵入强度增大时, 以上分析表明在降水开始之前, 干侵入维持一定的强度 并伴随着小幅的波动变化, 当干侵入增强时, 空气气旋性涡度随之增强 ; 干侵入减弱时, 气旋性涡度减弱 在降水初期之后, 干侵入迅速减弱消失, 这一区域空气接近饱和, 垂直涡度随时间变化剧烈, 与空气湿度之间的不再有明显的影响关系 这样在暴雨降水开始之前及初期的持续性干侵入增大了大气中低层的气旋性涡度, 有利于中低层空气辐合上升运动, 为引发局地的强对流天气, 如 MCC 及其伴随的暴雨天气提供了有利的环境条件 图 8 2012 年 7 月 20 日 08:00 22 日 02:00700hPa 干空气活动中心区域的平均相对湿度和垂直涡度的时间变化 实心三角形代表降水开始时刻 Fig.8 Timevaryingcurveofareaaveragedrelativehumidity andverticalvorticityinactivecenterofdryairon700hpa from08:00on20to02:00on22july2012.triangle representsthestartofprecipitation 5 结论 (1) 此次暴雨过程发生的天气形势为西风带中高空槽引导冷空气南下和强盛的西南暖湿气流在华北一带剧烈交汇, 西太副高在我国东部的稳定少动及其北边界向华北地区伸展, 阻碍了高空槽的东移, 使降水过程维持较长时间 北京地区降水具有强对流特征, 大范围带状云系中的 MCC 在北京地区的持续活动, 是造成北京地区局地特大暴雨的关键因素,21 日 19:00 22 日 01:00 为北京地区 MCC 的持续期,MCC 活动与强降水中心在时间与区域上具有一致性 (2) 利用 WRF 模式能较好地模拟此次降水过程, 在暴雨发生之前的 24h 内不断有来自 35 N 附近对流层顶附近的高位涡 低湿的干冷空气沿倾斜向北向下的路径侵入北京地区大气中低层 39 N 附近的 700hPa 高度, 在这一区域形成闭合的湿度低值区 这样的干冷空气活动从降水开始前的 24h
218 高原气象 34 卷 到降水前 10h 变化不大, 随后强度与活动范围都略有减弱, 但在降水开始之前始终维持一定的强度 干侵入在降水开始之后, 随时间迅速减弱消失 (3) 干侵入主要通过改变降水区对流有效位能和中低层大气的涡度来影响暴雨降水 在降水开始之前及降水初期, 干侵入可以增大暴雨落区的位势不稳定性, 为对流发展提供充沛的对流有效位能, 为 MCC 的形成与持续发展提供有利的环境条件, 从而影响北京地区的降水过程 同时, 在降水开始之前及初期的持续性干侵入增大了大气中低层的气旋性涡度, 有利于中低层空气辐合上升运动, 是引发北京地区局地的强对流天气, 如 MCC 及其伴随的暴雨过程可能的触发机制 [10-14] 与以往的关于干侵入的研究不同的是, 此次北京地区特大暴雨中的干侵入活动主要发生在降水开始之前的 24h 内及降水初期, 其对暴雨的影响主要通过直接增强降水之前及初期环境场中的对流不稳定能量 气旋性涡度, 从而间接影响强对流系统 ( 如持续性的 MCC), 以实现对暴雨的影响 这些结论对于进一步深入研究干侵入对中尺度强对流影响的动力过程, 及对暴雨影响的时效与机理具有重要意义 参考文献 : [1] 陶诗言等. 中国之暴雨 [M]. 北京 : 科技出版社,1980:225. [2] 廖晓农, 魏东, 石增云, 等. 连续少雨背景下北京暴雨的若干特征 [J]. 高原气象,2011,30(3):749-759. [3] 王丽荣, 刘黎平, 王立荣, 等. 一次局地短时大暴雨的中 -γ 尺度分析 [J]. 高原气象,2011,30(1):217-225. [5] 姜学恭, 李夏子, 李彰俊, 等. 一次阻塞型华北对流性暴雨过程的诊断分析和数值模拟 [J]. 高原气象,2012,31(5):1283-1293. [6] 陶癑, 李宏宇, 洪延超. 一次华北暴雨的云物理特征及霰雹分类对云和降水影响的数值研究 [J]. 高原气象,2013,32 (1):166-178,doi:10.7522/j.isn.1000 0534.2013.00017. [4] 李青春, 苗世光, 郑祚芳, 等. 北京局地暴雨过程中近地层辐合线的形成与作用 [J]. 高原气象,2011,30(5):1232-1242. [7] BrowningKA.Thedryintrusionperspectiveofextra-tropical cyclonedevelopment[j].meteorappl,1997,4(4):317-324. [8] BrowningKA,GoldingBW.Mesoscaleaspectsofadryintru sionwithinavigorouscyclone[j].quartjroymeteorsoc, 1995,121(523):463-493. [9] 于玉斌, 姚秀萍. 干侵入的研究及其应用进展 [J]. 气象学报,2003,61(6):769-778. [10] 王欢, 寿绍文, 解以扬, 等. 干侵入对 2005 年 8 月 16 日华北暴雨的作用 [J]. 南京气象学院学报,2008,31(1):97-103. [11] 刘会荣, 李崇银. 干侵入对济南 7 18 暴雨的作用 [J]. 大气科学,2010,34(2):374-386. [12] 杨贵名, 毛冬艳, 姚秀萍. 强降水和黄海气旋 中的干侵入分析 [J]. 高原气象,2006,25(1):16-28. [13] 钟水新, 王东海, 张人禾, 等. 一次东北冷涡降水过程的结构特征与影响因子分析 [J]. 高原气象,2011,30(4):951-960. [14] 黄彬, 陈涛, 康志明, 等. 诱发渤海风暴潮的黄河气旋动力学诊断和机制分析 [J]. 高原气象,2011,30(4):901-912. [15] 白涛, 李崇银, 王铁, 等. 干侵入对陕西 2008.07.21 暴雨过程的影响分析 [J]. 高原气象,2013,32(2):345-356,doi: 10.7522/j.isn.1000-0534.2012.00034. [16] 王东海, 杨帅. 一个干侵入参数及其应用 [J]. 气象学报, 2009,67(4):522-529. [17] 姚秀萍, 彭广, 于玉斌. 干侵入强度指数的表征及其物理意义 [J]. 高原气象,2009,28(3):507-515. [18]YangS,CuiX,RanL.Analysesofdryintrusionandinstability duringaextremetorentialraineventthatoccuredinnorthern China[J].AtmosOceanSciLet,2009,2(2):108-112. [19] 王淑云, 寿绍文, 周连科. 干侵入对 0310 暴雨形成过程的影响 [J]. 自然灾害学报,2009,18(6):129-134. [20] 俞小鼎.2012 年 7 月 21 日北京特大暴雨成因分析 [J]. 气象, 2012,38(11):1313-1329. [21] 孙建华, 赵思雄, 傅慎明, 等.2012 年 7 月 21 日北京特大暴雨的多尺度特征 [J]. 大气科学,2013,37(3):705-718, doi:10.3878/j.isn.1006-9895.2013.12202. [22] 陈明轩, 王迎春, 肖现, 等. 北京 7 21 暴雨雨团的发生和传播机理 [J]. 气象学报,2013,71(4):569-592. [23] 谌芸, 孙军, 徐臖, 等. 北京 7 21 特大暴雨极端性分析及思考 ( 一 ) 观测分析及思考 [J]. 气象,2012,38(10):1255-1266. [24] 孙军, 谌芸, 杨舒楠, 等. 北京 7 21 特大暴雨极端性分析及思考 ( 二 ) 极端性降水成因初探及思考 [J]. 气象,2012,38 (10):1267-1277. [25] 方罛, 毛冬艳, 张小雯, 等.2012 年 7 月 21 日北京地区特大暴雨中尺度对流条件和特征初步分析 [J]. 气象,2012,38 (10):1278-1287. [26]MaddoxRA.Mesoscaleconvectivecomplexes[J].BulAmer MeteorSoc,1980,61(11):1374-1387. [27] 陆汉城, 杨国祥. 中尺度天气原理与预报 [M]. 北京 : 气象出版社,2004:114-115.
1 期汤鹏宇等 : 北京 7 21 特大暴雨中的干侵入分析研究 219 ResearchandAnalysisofDryIntrusionduringBeijing 7 21 ExtremeTorrentialRain TANGPengyu 1, HEHongrang 1, YANGXiangrong 1, YANYuxiang 2, WANGYahua 1, MIAOZiqing 1,2,3 (1.InstituteofMeteorologyandOceanography,People sliberationarmyuniversityofscienceand Technology,Nanjing211101,China; 2.No.93968UnitofPeople sliberationarmy,urumchi830075,china; 3.No.96219UnitofPeople sliberationarmy,qingyuan511500,china) Abstract:Theweathersituationandmesoscalesystemscharacteristicsoftheextremetorentialrainoccuredin Beijingon21July2012wasanalyzed.WiththemesoscalenumericalmodeWRFV3.2theextremeheavyprecip itationissimulated.andbasedonthedryintrusiontheory,theprocesofdrycoldairactivitiesduringtheheavy rainanditsimpactofthetorentialrainareanalyzed.theresultsshow that:thetorentialrainoccuredin weathersituationoftheviolentintersectionofthesouthwardcoldairguidedbyuppertroughandstrongsouthwest warm wetairinnorthchinaarea.wpsapreventedtheupper leveltroughfrom movingeastwardandthusthe precipitationprocesinbeijingkeptalongtime.theconvectivedevelopmentprocesisalongwiththeobvious mesoscaleconvectivecomplex(mcc)activities,andmcc'songoingactivitiesandtherainfalcentersaretem poralandspatialconsistent.thewrfmodelcouldaccuratelysimulatethistorentialrainproces.within24h beforetheprecipitationoccursthereisconstanthighpotentialvorticityandlowhumiditydrycoldairfrom35 N nearthetropopausebeingtransportedalongnorthwardanddownwardpathto39 Nnear700hPaatthelower lev elatmosphereinbeijingarea.dryintrusionchangedlitlefrom24hto10hbeforethestartoftheprecipitation, soonafterwardshadaslightweakeningandweakenedrapidlyaftertheprecipitationstarted.thedryintrusion changedatmosphericthermalanddynamicenvironmentofthebeijingareatoimpactthetorentialrainbeforethe precipitationstarted.dryintrusioncouldincreasetheatmosphericpotentialinstabilityinrainfalareaandreserve CAPEabundantforthedevelopmentofconvection,providingtheenvironmentconducivefortheoccurenceand developmentofmcc.atthemeantime,itincreasedthelow levelcyclonicvorticitywhichisconducivetolow levelairconvergenceandupwardmotionandthismaybethetriggermechanism ofsevereconvectiveweather, suchasthemccanditsaccompanyingtorentialraininbeijingarea. Keywords:Torentialrainanalysis;Numericalsimulation;Mesoscaleconvectivecomplex;Dryintrusion