众所周知,动力辐合是降水形成的主要因子之一,且在不同尺度降水过程中的作用有所不同。在大尺度降水形成过程中,动力辐合的作用主要表现在两方面,一是通过水汽通量的水平辐合,提供水汽来源;二是通过辐合上升运动使水汽在微物理过程中发生相变形成降水[1],这类动力辐合由大尺度天气系统(如高空槽)强迫造成。而在对流性降水形成过程中,动力辐合的作用主要表现为将气块抬升至自由对流高度以上,使大气中不稳定能量得以释放,从而形成具有深厚上升运动的雷暴。因此,辐合是雷暴的触发机制而不是抬升机制[2],并且对雷暴发展维持有重要作用。这类辐合主要由边界层内中尺度天气系统提供,包括雷暴出流边界(阵风锋)、干线、水平对流卷、海陆锋、山谷风环流、地形辐合等。由于边界层辐合对雷暴形成发展的重要指示意义,在短时临近天气预报业务中已得到广泛应用。值得注意的是,湖北省位于长江中游地区,梅雨和盛夏季节的环境场通常已具备静力不稳定和水汽条件,雷暴是否生成主要取决于边界层辐合条件。因此,边界层辐合常常是短时临近预报的重要关注点。
实际业务中一般使用探空资料和模式预报产品计算散度,而使用雷达径向速度资料可定性或定量分析多种尺度天气系统的辐合特征,在暴雨等对流性天气分析预报中有重要作用。通过定性分析大范围暴雨个例中的散度特征,夏文梅等[3]、王彦[4]、唐明晖等[5]指出,大尺度辐合运动与低层暖平流相迭加,为大范围暴雨产生和维持提供了有利的水汽输送和辐合上升运动。王福侠等[6]统计了河北暴雨的雷达径向速度特征,指出中尺度辐合线、β中尺度辐合、γ中尺度辐合是不同范围(大范围、区域、局地)暴雨共有的速度特征和主要中小尺度影响系统。冯晋勤等[7]统计指出,与低空切变、西南急流相关的中小尺度切变线在径向速度场上表现为辐合线,是造成福建西部山区短时暴雨的主要中小尺度系统之一。支树林等[8]分析一次副高边缘暴雨指出,显著的径向风辐合特征与低空急流叠加有利于降水加强和维持。曾勇等[9]指出,径向速度图上边界层辐合线对短时强降水中风暴形成和加强有重要作用。可见,有利于暴雨形成的大、中小尺度天气系统在径向速度图上多表现为辐合特征。与人工分析方法相比,定量反演散度方法综合考虑了风向、风速的贡献,能快速提供雷达站附近的散度时空演变特征,其结果更加客观。当前反演散度主要有两种方法,一种采用VAD[10]、EVAD[11]、分层VVP[12-13]等方法反演某一高度的水平平均散度,另一种直接计算雷达极坐标系中每个格点的散度[14](简称径向辐合)。黄慧君、陈曦等[15-16]使用平均散度分析强降水个例指出,降水与低层散度有密切的关系,降水随低层辐合加强而逐渐加大,而低层辐合减弱结合高层辐合特征,降水趋于减弱。王艳兰等[17]对冰雹天气个例分析表明,低层径向辐合中心与回波强中心对应,有利于回波维持或加强,对强对流天气的临近预报有一定指导作用。王丽荣等[18]统计低层散度与对流(降水)关系后明确指出,低层辐合出现在对流形成之前,并使用晴空回波的散度开展强天气预报研究,对河北强天气预警有时间提前量,而陈楠等[19]指出对南京降水的平均时间提前量超过4 h。
与大尺度天气系统强迫产生的持续性暴雨相比,短时强降水具有明显的对流性质,边界层中尺度辐合的抬升触发作用比大尺度辐合更重要。当前使用雷达散度反演量分析短时强降水低层辐合特征的研究不多,虽然辐合对灾害天气预警有时间提前量,然而对低层辐合演变的中尺度特征和天气意义有待进一步研究。本文使用湖北新一代天气雷达径向速度和平均散度反演量,结合高空、地面观测资料统计分析短时强降水发生发展过程中低层辐合的演变特征,提取其中有预警指示意义的特征,解释低层辐合的天气成因,为后期建立客观预报方法提供依据。
1 资料和方法 1.1 资料类型使用湖北省加密自动气象站逐小时降水量、雷达基数据、高空、地面天气图等资料,用于收集短时强降水个例、反演平均散度、分析低层辐合特征及天气意义。由于天气雷达探测底层大气的性能受鄂西山地遮挡及站地较高的影响,将强降水区域限定为武汉、荆州两部新一代天气雷达覆盖的湖北省江汉平原及东部区域。资料时间为2011-2013年4-9月。
1.2 短时强降水定义受季风气候影响,湖北省短时强降水具有雨强大、局地性和突发性强的特点,极易诱发各种次生灾害。因此,本文定义的短时强降水阈值高于国家局现行业务标准(1 h降水量大于等于20 mm),要求3 h降水量大于等于50 mm(与发布暴雨橙色预警信号的标准一致),且其中有1 h降水量大于等于30 mm,强降水空间尺度大于等于50 km(排除尺度较小的局地性短时强降水)。理论上VVP反演的平均散度廓线代表雷达站上空的散度特征[13],所以强降水不能离雷达站太远,要求强降水区域距离雷达站不超过100 km。
1.3 短时强降水过程确定短时强降水过程确定分三步进行:
(1) 按3 h间隔将一天从00时(北京时)起固定划分为8个时段,使用湖北省逐小时自动气象站降水量资料计算每个时段内的3 h累计降水量,提取除位于鄂西山区以外的短时强降水站点,初步挑选出短时强降水过程。
(2) 人工分析短时强降水区域范围,确定短时强降水过程。由相邻强降水站点组成的强降水区域,如果满足短时强降水的空间尺度及相对雷达站的距离要求,则确定为一个短时强降水过程,且该时段定义为短时强降水集中期,集中期分别向前、后延长3 h则为前、后期。因此,一次强降水过程包括三个阶段,由于强降水持续时间可能多于3 h,集中期时间长度为3的倍数。
(3) 使用肖艳姣等[13]开发的分层VVP程序处理雷达基数据资料,生成雷达站上空高度0.3~15 km之间每0.3 km间隔的平均水平风和散度垂直廓线反演产品,以及基本反射率因子和径向速度产品。
经过以上三个步骤,共收集到21次短时强降水过程(见表 1)。其中有9次强降水过程的集中期为3 h,6次强降水过程的集中期为6 h,3次强降水过程的集中期为9 h,3次强降水过程的集中期为12 h。分析强降水演变趋势可知,强降水一般在雷达站附近发展及维持,移出后减弱。其中有19次强降水是由外来降水移入雷达站100 km范围内发展为强降水,2次是移入维持,强降水产生后移出或原地减弱有16次,移出维持有5次。
肖艳姣等[13]开发的分层VVP算法假设雷达附近风场满足线性分布,并忽略垂直速度的水平偏导和所有速度分量的垂直偏导项,则空间某一点上的模式径向风F可表示为:
$ \begin{array}{l} F = {u_0}{\rm{sin}}\theta \;{\rm{cos}}\;\varphi + {v_0}{\rm{cos}}\theta {\rm{cos}}\varphi \, + ({w_0} + {W_f})\\ {\rm{sin}}\varphi + {\rm{ }}\frac{{\partial u}}{{\partial x}}|\bar r|{\rm{si}}{{\rm{n}}^2}\theta {\rm{co}}{{\rm{s}}^2}\varphi + \frac{{\partial v}}{{\partial y}}|\bar r|{\rm{co}}{{\rm{s}}^2}\theta {\rm{co}}{{\rm{s}}^2}\varphi \\ + (\frac{{\partial u}}{{\partial y}} + \frac{{\partial v}}{{\partial x}})|\bar r|{\rm{sin}}\theta {\rm{cos}}\theta {\rm{co}}{{\rm{s}}^2}\varphi \end{array} $ | (1) |
其中u0、v0和w0是雷达所在地上空某高度风场位于中心点的分量,Wf是降水粒子下降末速度,u、v是局地风场分量,∂u/∂x、∂u/∂y是局地散度分量,θ是雷达波束方位角,φ是雷达波束仰角,|r|是斜距。
在分析体积内,使观测得到的径向风场Vr与由线性假设得到的模式径向风场F之间的差值平方和最小,采用下式计算:
$ H = \sum\limits_{i = 1}^N {{{({V_{ri}}-{F_i})}^2}} $ | (2) |
$ \frac{{\partial H}}{{\partial {u_k}}} =-2\sum\limits_{i = 1}^N {(Vri-\sum\limits_{j = 1}^K {\frac{{\partial {F_i}}}{{\partial {u_j}}}{u_j}} )} \frac{{\partial {F_i}}}{{\partial {u_k}}} = 0 $ | (3) |
$ AX=B $ | (4) |
求解方程:
$ \begin{array}{l} 得到\;X = \left( \begin{array}{l} {u_0}\\ {v_0}\\ {w_0} + {W_f}\\ \partial u/\partial x\\ \partial v/\partial y\\ \partial u/\partial y + \partial v/\partial x \end{array} \right)\\ A = \sum\limits_i {\left\{ {\begin{array}{*{20}{c}} {{d_1} \times {d_1}}&{{d_1} \times {d_2}}& \ldots &{{d_1} \times {d_6}}\\ {{d_2} \times {d_1}}&{{d_2} \times {d_2}}& \ldots &{{d_1} \times {d_6}}\\ \ldots & \ldots & \ldots & \ldots \\ {{d_6} \times {d_1}}&{{d_6} \times {d_2}}& \ldots &{{d_6} \times {d_6}} \end{array}} \right\}} \\ B = \sum\limits_i {\left( \begin{array}{l} {d_1} \times {V_{r, i}}\\ {d_2} \times {V_{r, i}}\\ {d_3} \times {V_{r, i}}\\ {d_4} \times {V_{r, i}}\\ {d_5} \times {V_{r, i}}\\ {d_6} \times {V_{r, i}} \end{array} \right)} \end{array} $ |
其中X包含了水平风散度值。
1.5 散度产品应用方法由于雷暴形成发展主要与边界层天气系统有关,而高层辐合的作用很小,因此分析散度的高度位于1.5 km以下(对应高空图中850 hPa高度以下,雷达半径范围约100 km以内)。此外,在雷达站附近无降水(如晴空条件下)情况下,由于有效径向速度的数量不够可能影响散度反演结果,因此要求有效径向速度占用的方位范围超过210°。
雷达平均散度在短时强降水低层辐合分析中的应用方法主要包括:①制作每次过程1.5 km以下所有高度平均的散度时序图,在此基础上按不同的强降水持续时间,分别制作多次过程平均的散度时序图,分析强降水过程中低层辐合的平均和个别演变特征;②对比分析强降水前期不同类型的低层辐合特征,检验其预警指示意义;③使用径向速度图,结合高空、地面天气图和基本反射率因子图,分析低层辐合的天气成因。重点关注925 hPa高空天气图上天气系统的辐合特征。
2 低层辐合分析 2.1 低层辐合演变特征统计不同强降水集中期多次过程平均的散度时序演变,其结果见图 1。统计短时强降水过程中不同低层散度特征的个例数量,结果见表 2。由图 1和表 2可以看出:
(1) 低层辐合演变具有单波谷或双波谷结构的波动特征,经历了辐合增强、减弱的过程,这与徐芬等人[20]的分析结果基本一致,符合降水发展的动力过程,且中尺度特征明显。分析图 1中低层散度拟合曲线可知,一般在强降水前期低层散度为辐合或由辐散转为辐合,且辐合逐渐增强,集中期内低层辐合发展至最强,之后逐渐减弱,后期可转为低层辐散。在集中期为3 h的强降水过程中,低层辐合演变具有清晰的单波谷结构,由于个例数量接近总数的一半,因此其演变特征具有一定代表性。而在集中期超过3 h的强降水过程中,低层辐合演变具有双波谷结构,其变化程度不如集中期为3 h的强降水个例明显,然而演变趋势基本一致。表 2也反映出类似于图 1中低层辐合的演变趋势,结合强降水演变多表现为移入发展且移出减弱的特征,表明强降水与该区域内的低层辐合增强有密切关系。除6 h强降水外,其它强降水辐合波谷的强度均超过10-4 s-1,明显大于大尺度天气系统的辐合量级10-6 s-1[1],因此中尺度辐合有主要贡献,以下对低层散度的天气意义分析也证实了中尺度辐合的存在。
(2) 部分个例的低层辐合和辐散演变不符合平均统计特征,具有复杂性。低层辐合、辐散现象可存在于强降水过程中各个阶段。表 2反映低层辐散不仅存在于强降水后期,部分强降水个例前期、集中期也有这种现象,主要受降水和环境风自身的影响。同时,低层辐合也出现在强降水后期,图 1这种现象可见在降水集中期为6 h和12 h的个例中较明显。表 2还反映低层散度在强降水集中期演变存在较多的辐合、辐散共存现象。图 1中的双峰结构表明在强降水集中期低层辐合的非线性变化。此外,总体来说,低层散度的极大、极小值偏离平均态较大,表明低层散度变化剧烈。低层散度演变的复杂性可能受中尺度扰动的影响较大,不利于其在预警中的应用。
(3) 低层表现为辐合且明显增强的现象也具有中尺度特征,且可能具有预警指示意义,多出现在3 h强降水过程中。统计所有个例可知,低层辐合在达到最强之前经历了明显增强过程,14次强降水过程具有该特征,占所有个例的67%,一般在2 h内增强超过1.5× 10-4 s-1,增强幅度明显超过大尺度天气系统产生的辐合量级。8次强降水过程的前期至集中期第一个小时内出现该特征,其中有7次为集中期为3 h的强降水过程,占该类个例数量的78%,可见这种特征多出现在3 h短时强降水过程中。图 2所示为一次强降水过程低层散度时序图,强降水集中期前2 h低层散度由辐散转为辐合,并在集中期第一个小时内辐合达到极小值-4×10-4 s-1,时序曲线表现出较大的下降坡度。
由于VVP提供了多层高度的散度信息,可采用不同方法计算辐合特征量。本文设计出7种不同方法计算低层辐合特征量,并使用集中期为3 h的9次强降水资料,对比分析不同辐合特征量的预警指示意义。计算方法主要分为三类,一是提取不同高度所在的散度值作为辐合特征量,高度分别为0.6、1.5、3.0 km;二是对不同厚度的散度求平均值并作为辐合特征量,高度分别为0~1.5、0~3.0 km;三是以高度为权重系数,对不同高度所在的散度求平均值并作为辐合特征量,高度分别为0~1.5、0~3.0 km。
由不同方法计算的低层辐合时序图(见图 3)可知,在所有低层辐合特征量中,边界层0.6 km高度辐合对低层辐合强度的贡献最大,并且在强降水前期增强最明显,其预警指示意义最强。除1.5 km高度辐合外,各类辐合在强降水前期的最后1 h内均有增强现象,其中0.6 km高度辐合增幅最大。此外,0~1.5 km、0~ 3 km高度平均、0~1.5 km高度权重平均的辐合时序变化与0.6 km高度辐合较接近,3 km高度、高度权重的0~3 km平均辐合的变化则较平缓。然而与其它辐合特征量相比,0.6 km高度辐合在进入强降水集中期后快速减弱也是最明显的,甚至转为辐散。这种观测特征证实了降水发展的抬升触发条件主要来自边界层内,其大幅度变化主要受中尺度天气系统的影响,这可能是王丽荣等[18]使用0.5 km高度散度作为晴空条件下强天气预警指标的原因。
统计分析不同天气系统低层散度特征的个例数量(表 3)可知,低层辐合与大、中尺度天气系统气流有密切关系,且中尺度特征明显,表现在雷暴(降水)冷性出流、低空西南急流发展对辐合有重要贡献。
(1) 短时强降水出现在有利的天气系统下,其中偏南气流对强降水形成及维持有重要作用。所有21次短时强降水过程均对应有利的低层(925 hPa)天气系统,包括暖式切变线、冷式切变线、冷暖式切变线相结合、两高之间切变线、西南急流发展以及气旋波系统,其中暖式切变线的个例数量最多。暖式切变线由西南气流和东偏南气流构成,冷式切变线由西北气流和西南气流构成,两高之间切变线位于副热带高压和华北高压之间,由偏南气流与东北气流、偏东气流构成。所有强降水过程中均有低层偏南气流出现,其中7例有西南急流发展,为强降水提供水汽和不稳定能量,也产生动力辐合抬升作用。
(2) 除低层天气系统气流外,雷暴或稳定性降水产生的冷性出流(本文所指的出流是指雷暴下沉气流到达低层后形成的水平气流,由于雷达波束高于地面,出流并不一定要求其超出雷暴回波前沿)是强降水过程中的重要中尺度气流。21次强降水过程中有15次出现雷暴(降水)冷性出流,其产生与雷暴内部下沉气流有关,该气流从雷暴(降水)回波后部扩展至前沿。
(3) 天气尺度和中尺度天气系统气流产生低层辐合,其中雷暴(降水)冷性出流和低空急流发展(脉动)有重要贡献。通过以上多种尺度气流的相互作用,由天气系统气流之间、雷暴冷出流与天气系统气流共同构成辐合线、辐合中心,其中风向辐合17例,风速辐合7例。统计分析所有3 h强降水个例辐合的天气意义(表略)可知,雷暴冷出流对强降水前期低层辐合明显增强有重要贡献,其移动方向对雷达站附近低层散度影响较大。当雷暴冷出流朝向雷达站时,雷达站附近表现为低层辐合,反之低层辐散,这是此前统计0.6 km高度散度随时间大幅度变化的原因。实际上,雷暴冷出流对应的中尺度天气系统为阵风锋,而阵风锋有利于雷暴触发及加强[2],显然也有利于产生强降水。值得注意的是,7次强降水过程的低层辐合中有低空西南急流发展(脉动,径向速度绝对值超过10 m·s-1)的作用,实际上这种脉动是中尺度现象[21],实际业务中观测到低空急流可发展至边界层内。低空西南急流的发展(脉动)有利于强降水形成及维持,这与从天气图上发现强降水位于低空急流出口处的规律是一致的。分析2012年5月7日武汉区域短时强降水前期低层辐合增强的成因可知,降水回波自雷达站西北方向移入且呈发展趋势,西南方100 km内负速度大值区(10~15 m·s-1)范围明显扩大,最大值达15~20 m·s-1,且高度位于1.5 km以下,对应该区域为晴空环境(见图 4),因此负速度增大不是雷暴冷出流造成,而是低空急流加强在径向速度场上的表现。此后低空急流维持,对应降水回波进入武汉附近发展产生强降水。
(4) 雷达站附近低层辐散多与降水远离雷达站有关,其次为环境风造成的辐散,一般伴有西南气流的减弱。17例强降水过程的低层辐散出现在强降水回波远离雷达站后,主要由于雷暴(降水)出流远离雷达站,且径向速度绝对值较大,容易在其后侧造成风向、风速辐散。虽然雷暴(降水)出流前沿为辐合区,但其后侧的辐散对VVP算法反演的散度值贡献更大。然而并不是所有强降水个例都有明显雷暴出流,有4例低层辐散就与环境风有关。
3 雷达平均散度应用个例分析分析2011年6月9日18-21时累积降水量、武汉雷达水平风垂直廓线、散度演变(图 5、6)可知,低层辐合演变与以上统计特征一致,且与大、中尺度天气系统密切相关,后者对短时强降水作用更大。
由2011年6月9日18-21时累积降水量图(图 5)可知,短时强降水位于雷达站西部,雨带成东北西南走向,在雷达站附近维持时间3 h,之后南压。由武汉雷达水平风垂直廓线图(图 6a)可知,强降水前期武汉附近低层为一致的西南气流,随强降水产生,后期低层转偏北气流控制,以下分析表明该气流与雷暴冷出流有关,而相应时次高空图并未反映出来。由散度时序图(图 6b)可知,强降水前期低层由辐散转为辐合,且辐合快速增强,至集中期达到最强,后期转为低层辐散。
(1) 短时强降水前期低层辐合特征。分析短时强降水前期0.5°仰角基本反射率因子和径向速度场演变(图 7)可知,南压及偏东的雷暴出流使低层辐合明显增强。16时04分,雷达站附近(0~100 km范围内)低层主要受偏南气流控制,正速度最大为5~10 m·s-1,负速度最大为1~5 m·s-1,有弱风速辐散特征。同时雷达站西北方80 km(高度约1.2 km)附近有雷暴回波南压,速度图上回波后部伴随西北气流即后部入流(由于高度较低,本文也称为雷暴出流)。随强回波南压,负速度面积扩大。18时,雷达站北部低层转为偏北气流控制,造成低层风场上负速度区面积大于正速度区,即出现风向辐合,同时雷达站东部的雷暴出流吹向雷达站,产生风速辐合。显然雷暴冷出流的渗入造成低层辐合明显增强,这种现象维持至强降水集中期。分析地面风场和小时降水量资料(图 8)可知,武汉附近有3支地面气流产生辐合,证实了径向速度图的分析结果。其中雷达站以南的偏南气流代表环境风场,对应径向速度图中雷达站南侧的负速度区。雷达站以北的西北气流由雷暴出流形成,位于降水前沿并随对流性降水南压,对应径向速度图中不断向雷达站逼近的负速度区。东北气流由前期弱降水产生,对应雷达站东部的负速度区。
(2) 短时强降水集中期低层辐合特征。分析强降水集中期0.5°仰角基本反射率因子和径向速度场(图 9)可知,随雷暴出流加强,低层辐合进一步增强。雷暴回波南下过程中,演变为东北西南向的线状回波带,低层负速度面积大于正速度,表明存在风向辐合,与散度反演量得出低层辐合的结果一致。这种辐合是由雷暴冷出流、前期降水冷性气流、环境场偏南气流产生。其中雷暴冷出流位于雷达站西南象限的线状对流前沿,对应径向速度图上10~15 m·s-1的正速度大值区,前期雷达站东北象限降水的冷性气流吹向雷达站,对应径向速度图上雷达站东部10~15 m·s-1的负速度大值区。因此,正负速度区形成的辐合比强降水前期明显增强。21时地面自动气象站资料(图 10)表明,雷暴偏北冷出流继续南压,与降水偏东冷性气流在武汉附近辐合。20时925 hPa高空图(图 11)表明,边界层内弱冷空气南下与副高外围偏南气流在武汉附近辐合,而无法反映出南压的雷暴冷出流。综合分析,低层辐合与雷暴冷出流、环境场偏南和偏北气流有关,且前两者在径向速度图上有所体现,显然雷暴出流对辐合的贡献更大。
(3) 短时强降水后期低层辐合特征。由强降水后期0.5°仰角基本反射率因子和径向速度场(图 12)可知,雷暴出流远离雷达站,雷达站附近低层辐合转为辐散。随雷暴回波东移南压,雷达站附近正速度区面积大于负速度区,且正速度极大值达10~15 m·s-1,表明低层存在风向、风速辐散。主要原因为雷达站东南象限位于雷暴出流主体后部的风速辐散区内,而雷达站50 km以内西北、东北象限主要为偏东气流,造成风向辐散。此外,低层雷暴冷出流前沿的辐合仍存在,仍有利于在雷达站下游区域(距离雷达站100 km以外)产生强降水。
使用湖北新一代天气雷达平均散度反演产品,结合高空、地面和雷达观测资料,统计分析了短时强降水发生发展过程中低层辐合的演变特征,检验低层辐合的预警指示意义,并解释其天气意义。结果表明:
(1) 低层辐合演变一般具有单波谷或双波谷特征,中尺度特征明显。在强降水前期低层散度为辐合或由辐散转为辐合,辐合逐渐增强,集中期低层辐合发展至最强,之后逐渐减弱,后期可转为低层辐散。
(2) 低层辐合且明显增强可能具有预警指示意义,在3 h强降水过程中表现更明显,且辐合主要位于边界层内。
(3) 低层辐合形成于有利天气形势下,由大尺度和中尺度天气系统的气流产生,其中雷暴冷出流和低空急流加强有重要贡献。一般雷暴冷出流朝向雷达站时雷达站附近低层辐合,这是强降水前期低层辐合明显增强的主要原因。雷达站附近辐散多与雷暴冷出流远离雷达站有关,其次为环境风造成的辐散,一般伴有西南气流的减弱。
需要强调的是,由于雷暴冷出流和低空急流加强对低层辐合的重要贡献,对短时临近预报具有重要指导意义,而雷达平均散度能反映短时强降水中低层辐合特征,实际业务当中应当加强应用。此外,低层辐合只是雷暴触发的必要条件,在实际应用中还应结合层结不稳定、水汽、垂直风切变条件以及雷达反射率因子,综合判断雷暴触发和发展。
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