引言

暴雨是中国常见的灾害性天气, 锋面是产生暴雨的常见天气系统之一。锋面活动过程中常伴有锋生(消)现象, 与锋生相联系的锋区横向环流是中尺度对流系统和中尺度雨带的启动机制之一(何齐强等, 1994)。锋生导致水平位温梯度随时间增加, 破坏热成风平衡, 根据地转偏差与加速关系, 形成垂直于锋面暖区上升、冷区下沉的次级环流(朱乾根等, 2007)。2012年7月21-22日北京和河北等地出现了大范围大暴雨、局地特大暴雨天气过程, 是典型的高空槽伴冷锋型降水(孙继松等, 2012; 李娜等, 2013; 王宁等, 2014; 段伯隆等, 2017)。夏季长江流域多出现梅雨锋暴雨, 许多学者对不同的梅雨锋暴雨过程进行了深入研究(郑婧等2014;郑婧等, 2015; 魏葳等, 2017; 杨舒楠等, 2017; 袁有林等, 2017; 聂云等, 2018)。而对于暖锋暴雨的研究相对较少, 吕克利和蒋后硕(1999)研究发现, 水汽凝结过程对暖锋环流具有非常重要的作用, 是暖锋锋区产生强中尺度深对流的重要机制。在含有水汽凝结过程的湿大气中, 低空南风急流的作用远大于高空西风急流, 它是暖锋锋区中产生强中尺度降水的更重要因子; 高低空急流的共同作用, 对暖锋锋区中多重中尺度雨带的形成具有重要作用。

2017年8月1日, 在副高加强西伸北抬及有台风(1710号台风"海棠")活动的背景下, 受暖锋活动影响黑龙江南部出现了暴雨天气。目前对东北暖区暴雨的研究较少, 为探究本次暴雨的触发机制及中尺度对流系统演变特征, 使用常规观测资料及NCEP/NCAR再分析资料对此次暴雨过程成因及影响因子进行诊断分析, 以期为暖锋暴雨预报提供可供借鉴的参考依据。

1 资料与方法 1.1 资料来源

利用每日4次水平分辨率为0.25°×0.25°的NCEP/ NCAR再分析资料、地面观测资料、黑龙江省气象自动站资料、FY-2F卫星资料及多普勒雷达资料, 分析造成暴雨的中尺度对流系统(MCS)的活动特征, 对产生暴雨的环境条件及触发机制进行研究。

1.2 研究方法

本文计算的锋生函数, 考虑到假相当位温适用于湿绝热过程, 所以取假相当位温为气象参数, 则锋生函数(Hoskins and Bretherton, 1972; Kato, 1989)为

$ F = \frac{{\rm{d}}}{{{\rm{d}}t}}\left| {\nabla {\theta _{se}}} \right| = F1 + F2 + F3 + F4 $

(1)

式(1)中

$ F1 = \frac{1}{{\left| {\nabla {\theta _{se}}} \right|}}\left[ {\left({\nabla {\theta _{se}}} \right)\cdot\nabla \left({\frac{{{\rm{d}}{\theta _{se}}}}{{{\rm{d}}t}}} \right)} \right] $

(2)

$ F2 = - \frac{1}{2}\frac{1}{{\left| {\nabla {\theta _{se}}} \right|}}{\left({\nabla {\theta _{se}}} \right)^2}{D_h} $

(3)

$ {\rm{ }}F3 = - \frac{1}{2}\frac{1}{{\left| {\nabla {\theta _{se}}} \right|}}\left\{ {\left[ {{{\left({\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial x}}} \right)}^2} - {{\left({\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial y}}} \right)}^2}} \right]{A_f} + 2\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial x}}\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial y}}{B_f}} \right\} $

(4)

$ F4 = - \frac{1}{{\left| {\nabla {\theta _{se}}} \right|}}\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial p}}\left({\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial x}}\frac{{\partial \omega }}{{\partial x}} + \frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial y}}\frac{{\partial \omega }}{{\partial y}}} \right) $

(5)

$ {D_h} = \frac{{\partial u}}{{\partial x}} + \frac{{\partial v}}{{\partial y}};{A_f} = \frac{{\partial u}}{{\partial x}} - \frac{{\partial v}}{{\partial y}};{B_f} = \frac{{\partial v}}{{\partial x}} + \frac{{\partial u}}{{\partial y}} $

(6)

式(1)-式(6)中, F1为非绝热加热项; F2为水平辐散项; F3为水平变形项; F4为与垂直运动有关的倾斜项。其中, θ_se为假相当位温, D_h为水平散度, A_f为伸长形变, B_f为切变形变。F>0表示有锋生作用; F < 0表示有锋消作用。非绝热加热项F1需要进一步近似才能计算, 难以准确分析(Oguray and Portis, 1982; 韩桂荣等, 2005), 故不予讨论。经过对比发现, 本次暴雨过程F2+F3比F4大一个量级, 因此本文仅讨论F2+ F3, 即空气水平运动对锋生的作用。

2 暴雨概述和天气尺度环境背景 2.1 暴雨概述及特点

2017年8月1日, 黑龙江省南部地区出现大范围的暴雨天气, 暴雨主要出现在夜间, 降水强度大、局地性强。8月1日08:00-2日08:00(北京时, 下同)黑龙江省24 h累积降水量分布图上(图 1a), 最大单日降水量为174.2 mm (绥化市北安乡)。黑龙江南部为一条准东西向的暴雨带, 水平宽度50~100 km, 长度300 km左右, 具有典型的β中尺度特征。

从暴雨中心北安站的逐小时降水量(图 1b)来看, 强降水集中出现在1日20:00-23:00, 连续4 h出现大于20 mm·h^-1的短时强降水, 最大小时雨强为36.5 mm·h^-1 (1日20:00)。

2.2 天气尺度环流背景

500 hPa等压面上, 8月1日08:00, 副高位置偏西偏北, 588 dagpm线西界到华北东部(116°E附近); 1710号台风"海棠"移动到江西北部, 强度进一步减弱为热带低压, 沿着副高西侧偏南气流北上; 西西伯利亚地区为冷涡, 冷涡向东南方向移动, 其南侧的锋区逐渐加强, 锋区上100°E附近有高空槽引导冷空气东移, 位置和移动速度均超前于冷涡。20:00 (图 2a), 副高进一步向北伸展到辽宁东部, 588 dagpm线北界超过41°N, 高空槽向东移动到西北地区108°E附近与副高更加接近; 贝加尔湖附近有冷涡新生, 并有短波槽引导冷空气旋转南下, 副高西侧的偏南气流将海上的水汽和热量向北输送, 与短波槽后冷空气交绥, 给黑龙江省带来大范围的强降水天气。

在850 hPa上, 8月1日20:00 (图 2b), 台风环流中心移至江淮地区, 处于副高的南侧; 东北地区在副高的北侧为西南风, 风速向北增强, 形成辐散场, 在黑龙江南部风速达到最大, 为12 m·s^-1。加强的西南风与其北部的偏东风在黑龙江南部地区形成辐合线, 同时辐合线南侧的锋区也加强。副高外围的暖湿空气在切变线处辐合抬升, 在切变线附近造成暴雨天气。

海平面气压场上, 1710号台风"海棠"于福建登陆后与西南地区低压的外围环流逐渐合并, 在长江流域形成大范围低压带, 并向北伸出一个倒槽。随着倒槽内气压的不断下降, 在内蒙古中部地区有低压新生, 暖锋与低压相伴出现。暖锋位于内蒙古中部到黑龙江西南部地区, 呈准东西向分布。暖锋生成之初(图 3a)在锋面附近温度对比明显, 湿度呈连续分布, 锋区在黑龙江西南部地区最强, 强度最大达3~5℃·(100 km)^-1。暖锋前为稳定性降水, 降水强度大于等于9 mm·(6 h)-1。低压和暖锋稳定少动, 呈准静止状态。20:00前后(图 3b), 锋区位置及其附近温度梯度不变, 黑龙江省西南部锋区附近露点温度差值增大到2~3℃, 此处降水强度迅速增大, 最大小时雨强达36.5 mm·h^-1(20:00)。可见此次暖锋锋生的过程不是表现为温度梯度的增大, 而是露点梯度的增大。之后的4~5 h, 暖锋一直位于黑龙江省西南部, 锋区附近温度和露点温度梯度维持, 为强降水时段。2日02:00以后, 锋区强度减小到2~3℃·(100 km)^-1, 降水强度也随之减小。

3 中尺度对流云团活动特征

8月1日中午, 在内蒙古东部到黑龙江南部地区形成准东西向的暖锋云带, 整个云带表现为西部宽东部窄, 云带形成之初云顶表面较为光滑、均匀, 多为卷云。14:00以后(图 4a)云带内出现对流云团活动, 云顶多凸起的褶皱和斑点, 出现上冲云顶。

8月1日20:00, 暖锋北侧哈尔滨站的探空曲线上(图 4b), 前期受弱降水(到20:00累积降水量3 mm)影响, 整个对流层内湿度均较大, 特别是对流层中低层, T-Td ≤ 3℃。925 hPa以下存在锋面逆温, 风随高度顺转, 为暖平流。自由对流高度为0.81 km, 0℃层高度4.46 km, 表明暖云层较厚, 降水效率高。本次降水之前东北大部地区最高气温连续多日维持在30℃以上, 累积了一定的不稳定能量, 此时对流有效位能780 J·kg^-1, K指数达39℃, 沙氏指数为-2.08℃, 抬升指数-3.34℃。哈尔滨站地面上为偏东风4 m·s^-1, 500 hPa为偏西风14 m·s^-1, 0~6 km垂直风切变较大, 达3×10^-3 s^-1。这些均可以表明云系内部大气处于不稳定状态, 有利于以短时强降水为主的对流发展。

使用国家卫星气象中心提供的FY-2F红外卫星云图来考察暴雨中心中尺度对流云团的活动特征。图 5是在8月1日13:00至2日07:00经过暴雨中心北安站沿126.2°E的TBB随纬度-时间演变分布图。图中清晰地显示出在主要对流时段内对流云团原地生消的过程。1日13:00-18:00, 暖锋云带上对流云团自北向南传播, 由于此云带较窄, 且向南传播速度较快, 相对应的降水量级不大, 北安站处于云团北部亮温较高的区域内, 表现为一些弱降水。1日17:00-2日00:00, 暖锋云带上有对流云团生成, 并呈准静止状态, 稳定维持在北安站上空。期间有2次对流云团强盛期(TBB低值中心), 表现为19:00-23:00的小时雨强波动(图 1b)。可见北安站持续4 h的短时强降水是由对流云团的长久维持造成的, 并与TBB ≤ -52℃相对应。

逐小时的TBB演变能更加直观地反映出中尺度对流的发生发展过程, 及每一阶段的特征(图 6)。1日13:00-16:00(图略), 锋面云带位于北安所在纬度附近, 呈准东西向分布, 在云带南侧激发出对流云团A。云团A缓慢向东偏南方向移动, 对流范围和强度均增大, 其北侧锋面云带中有弱对流活动。17:00-18:00 (图 5a, b), 对流云团A与其周围的弱对流合并发展, 强度和范围达到最大; 北安西侧有较小的对流云团B新生, 在缓慢东移的过程中发展。19:00-20:00 (图 5c, d), 云团A开始减弱; 云团B获得快速增长, TBB ≤ -52℃的冷云区面积迅速增加, 并出现TBB ≤ -57℃的冷云。北安处于TBB ≤ -52℃的冷云内, 降水强度逐渐增大。随着云团B的缓慢东移, 北安站移至云团西侧TBB大梯度区处, 雨强达到最大(20:00小时雨强为36.5 mm·h^-1)。21:00 (图 5e), 云团B冷云核继续东移逐渐远离北安站。22:00 (图 5f), 北安上空有对流云团C新生, TBB ≤ -52℃, 与云团B的冷云区重叠在一起, B、C两云团连在一起的冷云区呈指状结构; 同时西侧有对流云团D东移。1日23:00-2日00:00(图 5g, h), 云团B主体继续向东偏南方向移动, 云团D东移的过程中逐渐与云团C相连, 使云团C加强, 且冷云区范围向西扩展, 相应地北安站的降水强度再次加强(23:00小时雨强为34.5 mm·h^-1)。2日01:00 (图 5i), 对流云团B、C、D继续东移, 云团C的冷云区移出北安站, 此处的强降水结束。

北安站位于地面暖锋前的冷区一侧, 强降水是由暖锋云带中具有指状特征的β中尺度云团产生, 就是对流主体移走后在原地有新对流发展起来, 即云团的后向传播过程, 本次降水中的云团后向传播是由对流云新生、合并造成的。相对于北安站而言对流云团呈准静止态, 出现列车效应, 导致强降水持续时间长, 降水累积量大。

4 雷达回波演变特征

以上的卫星资料分析可以反应出中尺度对流云团云顶亮温发展演变特征, 下面使用分辨率更高的多普勒雷达资料, 进一步分析中尺度对流云团的内部结构特征。1日16:30时以后绥化雷达1.5°仰角反射率因子图上, 表现为相隔80 km左右的两条雨带, 两条雨带缓慢向东偏南方向移动, 均为混合性降水回波。18:08-18:47(图 7a)南侧回波带的强度和范围逐渐减小; 北侧回波带中有强对流发展, 大于等于45 dBz的强回波排列成窄带状, 并逐渐东移到北安站(图中椭圆位置), 相应地降水强度迅速增大。19:15 (图 7b)强回波带的南侧10 km处有新对流发展, 并很快排列呈带状, 之后北侧强回波带减弱消失, 南侧强回波带将其取代。到19:54 (图 7c), 强回波带经历了两次这样的新陈代谢过程, 并且每次新生成的强回波带的强度均较前一次更强。北安站反复出现强回波, 小时雨强达到最大。沿着图 7c中直线做反射率因子垂直剖面(图 7g), 可见南北两个对流单体, 南侧加强北侧减弱, 北侧强回波向北倾斜, 高度较低, 最大回波强度50 dBz左右; 南侧强回波同样向北倾斜, 伸展高度较高, 45 dBz的强回波可伸展到7.50 km, 50 dBz的强回波可伸展到5 km。根据探空(图 4b), 0℃层高度4.46 km, -20℃层高度7.80 km, 可见强回波均在-20℃层以下, 特别是大于等于50 dBz的强回波在0℃等温线高度上下, 表明此处的强降水以暖云降水为主, 降水效率高, 雨强大。

20:39-21:18(图 7d)强回波带逐渐演变为块状结构, 东移离开北安站; 北安站西北侧80 km处不断有新对流被触发, 均向东南方向移动, 形成强回波带。21:41-22:48(图 7e, f), 北安站受强回波带影响, 降水强度一直维持较大。22:48以后, 强回波带东移, 强回波逐渐移出北安站, 地面降水强度减小。可见, 列车效应造成暴雨中心一直有最大反射率因子超过45 dBz, 降水效率高的强回波活动, 持续时间超过4 h。出现列车效应的区域位于暖锋前, 列车效应出现的主要原因是暖锋稳定少动, 由暖锋锋生所致的对流单体在同一区域重复新生, 并沿暖锋自西向东传播。

5 中尺度对流系统发展环境条件特征 5.1 水汽条件

1710号台风"海棠"登陆以后, 尽管地面摩擦作用使其强度减弱, 但东侧的偏南和东南气流把海上的热量和水汽向台风环流输送, 有利于其强度的维持。1日20:00(图 8a), 台风东侧有较大的水汽通量, 水汽主要输送到台风环流及其北部倒槽附近; 黑龙江南部暴雨区的水汽主要来自于副高外围。从东海、黄海到黑龙江省南部地区, 沿着副高外围建立了水汽通道, 将海上的水汽源源不断地向北输送。与之对应的大气可降水量分布图上(图 8b), 显示大于等于60 mm的可降水量大值区分布在海棠中心及其北部倒槽的较大范围内, 表明台风附近大气的含水量十分充沛。东北地区的大值区位于黑龙江省西南部, 可降水量大于等于50 mm。可见副高外围水汽输送为暴雨提供了充沛的水汽条件。

不断向北输送的水汽在内蒙古中部到黑龙江南部的准东西向暖锋上均有辐合, 辐合强度并不连续, 呈现中尺度特征, 黑龙江南部辐合最强, 形成中心值为-7×10^-7 g·s^-1·cm^-2·hpa^-1的辐合中心。水汽强辐合区与大气可降水量大值区相重合的区域即为暴雨区。

5.2 暖锋锋生和不稳定特征

假相当位温θ_se、比湿与锋生函数的经向-高度剖面图上(图 9), 可见低层暖锋逐渐形成加强的过程。1日08:00(图 9a), 对流层低层以偏南风为主, 将暖湿空气向北输送, 在大气低层形成θ_se ≥ 336 K, 比湿≥ 10 g·kg^-1的暖湿空气层, 越往北暖湿层越浅薄。46°N以北的对流层中低层有θ_se ≤ 324 K的冷空气活动, 其上下边界上均有F>0, 表明有锋生作用。14:00 (图 9b), 冷空气的活动范围进一步向下扩展, 在46°N附近形成暖锋锋区, 并随高度向北倾斜。锋区上900- 500 hPa为强锋生带, 暖锋开始增强。锋区南侧低层西南气流加强, 低层大气不断增温增湿, θ_se ≥ 348 K, 比湿大于等于14 g·kg^-1; 比湿大于等于10 g·kg^-1的湿层增厚。锋区北侧, 中层的冷空气下传, 在900 hPa上下形成θ_se ≤ 332 K的冷中心, 同时比湿减小, 湿层变薄, 低层冷空气中转为偏东风或东南风。暖锋前降水范围和强度开始增大, 以稳定性降水为主。20:00(图 9c), 地面锋位置基本不变, 低层锋区加强且更加倾斜, 锋区南侧低层西南气流进一步加强, 大气变得更加暖湿, 暖湿空气沿着锋面抬升, 使锋面上湿层显著增厚, 近地面的比湿大于等于16 g·kg^-1。近地面暖湿气流加强的区域F>0, 有锋生作用, 表明加强的暖湿空气促使低层锋区加强, 导致降水强度增大, 特别是在暖锋附近的冷区一侧, 出现持续时间较长的短时强降水。

根据图 9, 可以发现暖锋锋面前后的对流层中低层均为dθ_se dp>0的对流不稳定区, 而锋面附近为对流稳定区。为了研究本次暴雨中锋生过程的不稳定机制, 采用M-θ_e与相对湿度相结合的垂直剖面分析, 来描述锋生过程中条件对称不稳定(CSI)的存在。根据天气学原理, 当大气处于饱和状态时, 等绝对动量M面的倾斜度小于相当位温θ_e面的倾斜度时, 会产生CSI, 导致倾斜对流。绝对动量计算公式为M=u-f y。

1日08:00(图 10a), 46°-47°N在不同高度的锋区上存在两处等M面的倾斜度小于等θ_e面的倾斜度(图中方框所示位置), 即这两处大气存在对称不稳定。对流层中层500 hPa上下的对称不稳定区的大气近乎饱和(相对湿度大于等于80%)表明此处存在CSI; 而低层700 hPa上下的对称不稳定区的大气湿度相对较低, 为潜在对称不稳定(QSI)区。对应此时的散度和垂直速度(图 10d), 可以发现在对流层中层CSI处为沿着锋区向北倾斜的散度小于等于-12×10^-5 s^-1的辐合区, 对应较强的上升运动, 上升速度小于等于-1.0 Pa·s^-1; 辐合区上方为倾斜的带状辐散区(400 hPa以上), 加强了上升气流; 辐合区下方也有一个范围较小的带状辐散区, 对应下沉气流。这样在对流层中上层形成一个尺度较小的垂直环流。

14:00 (图 10b), 暖锋锋生, 锋后加强的暖湿气流沿锋面抬升, 使得锋面上850 hPa以上均为饱和湿区, 锋面上等M面的倾斜度小于等θ_e面的倾斜度(图中方框所示位置), 存在CSI(与图 9b锋生区域相同)。由于锋生作用及CSI的释放, 沿着锋面倾斜向上辐合区的范围和强度增大(图 10e):900-500 hPa均为辐合区, 辐合中心散度小雨等于-12×10^-5 s^-1位于600 hPa。紧挨着辐合区的上方800 hPa以上为狭长带状倾斜向上的辐散区, 低层的辐散抑制了上升运动的发展, 所以沿着锋区850 hPa以上为一支加强的斜升气流, 最大上升速度超过-2 Pa·s^-1; 锋前为下沉气流。这样加强了暖锋锋面上升, 锋前冷区下沉横跨锋面的次级环流。此时地面降水还是以稳定性降水为主。

CSI导致的斜升气流的发展将进一步触发对流不稳定(Colman, 1990; 张芳华等, 2014; 孙力等, 2015)。相比较而言, 对流不稳定导致的垂直对流具有更大的增长率和更多的能量, 最终垂直对流占支配地位(Bennetts and Sharp, 1982)。到20:00 (图 10c、f), 尽管在锋面低层依然存在CSI, 但暖锋锋区之上表现为大范围的垂直上升运动, 最强的上升运动出现在46°N附近的对流层中层, 锋面附近的降水由稳定性降水转为对流性降水。

6 结论与讨论

本文使用常规观测资料、卫星云图、雷达回波资料、自动气象站降水量和0.25°×0.25°的NCEP/NCAR再分析资料, 对一次东北暖锋暴雨过程进行中尺度特征分析, 得出如下主要结论:

(1) 暴雨发生在副高加强西伸北抬及有台风活动的背景下, 副高外围的水汽输送为暴雨提供了充沛的水汽条件; 低层西南风的增大导致暖锋锋生, 暖锋的辐合抬升作用加强, 造成较大范围的暴雨天气。

(2) 午后可见光云图上, 暖锋云带中有对流活动, 云系内部探空分析显示大气处于不稳定状态, 有利于以短时强降水为主的对流发展。暴雨是由具有指状特征的β中尺度云团产生, 云团具有后向传播特征, 云团后向传播是由对流云新生、合并造成的。北安站处于暖锋前, 受锋面云系中呈准静止态的β中尺度云团影响, 出现大暴雨。

(3) 由于暖锋稳定少动, 由暖锋锋生所致的对流单体在同一区域重复新生, 并沿暖锋自西向东传播, 形成列车效应。列车效应造成暴雨中心一直有最大反射率因子超过45 dBz, 降水效率高的强回波活动, 持续时间超过4 h, 导致强降水持续时间长, 降水累积量大。

(4) 加强的暖湿空气促使低层暖锋锋生, 锋生区附近存在CSI, 锋生作用及CSI的释放, 加强了沿着锋面倾斜向上的斜升气流及锋面次级环流。CSI导致的斜升气流的发展进一步触发对流不稳定, 导致大范围的垂直上升运动, 降水显著加强。

需要指出的是, 对于类似本次过程的夏季暖锋暴雨的预报, 在把握大尺度环流背景及主要影响系统的前提下, 应该着重分析地面暖锋位置和强度的演变, 特别关注低空西南气流强度变化及辐合区位置的调整。在暖锋前的冷区一侧, 水汽的强辐合区与大的大气可降水量重叠区域往往对应着较大降水。本次暴雨过程是由CSI导致的斜升气流的发展进一步触发对流不稳定, 导致大范围的垂直上升运动, 降水获得显著加强。受到观测资料分辨率的限制, 无法分析更小尺度的环流特征, 有待通过数值模拟获得高时空分辨率的资料进行更细致地研究。