2. 中国气象局广州热带海洋气象研究所, 广州 510080;
3. 广东省气象台, 广州 510080
2. Institute of Tropical and Marine Meteorology, CMA, Guangzhou 510641;
3. Meteorological Observatory of Guangdong, Guangzhou, 510640
华南暖区暴雨往往发生在地面锋区200—300 km以南区域或无锋区的偏南气流里,具有突发性强、雨强大、降水集中等特征,常导致洪涝灾害。有别于锋面降水,暖区暴雨的天气尺度系统强迫较弱、预报难度极大,近年来备受广大气象科研业务人员关注。自20世纪70年代末开始,国内对华南暴雨开展了一系列试验研究(汪永铭等,2000;张立凤等,2000;罗建英等,2005;林良勋等,2006;赵玉春和王叶红,2009;张端禹等,2012),认为暖区暴雨是华南前汛期暴雨的最大特色,由于南岭山脉的阻挡和南海季风爆发前后低空西南气流的发展,锋面常停滞在南岭以北,强降水往往发生在低空西南气流控制的暖区。有人结合典型暖区暴雨个例,分析了其形成的环境条件及热力、动力特征(蒙伟光等,2003;夏茹娣等,2006;孙建华,2012),指出由于受潮湿不稳定西南季风控制,当存在使不稳定能量释放的触发机制时,就有可能产生强降水。闫敬华等(2004)研究指出,当锋前暖区具有强不稳定能量时,锋面对流激发的低层重力波上升区沿稳定层传播到暖区抬升气柱,可激发暖区不稳定能量释放,导致暖区暴雨。古志明等(2000)的研究揭示了在弱天气尺度背景下,边界层中尺度辐合对暴雨具有触发作用,降水潜热加热对暖区暴雨的发展和维持起重要作用。此外,暖区暴雨的触发还与中尺度过程和有利的下垫面特征有关,如边界层急流(叶朗明和苗峻峰,2014)、山脉的抬升作用(蒙伟光等,2007;傅佩玲等,2018;田付友等,2018)、地面中尺度边界(Wu and Luo, 2016)等,这些研究揭示了中小尺度天气系统与强降水落区、强度的关系。周伯生等(2002)还对阳江地区海陆风环流进行了分析。何群英等(2011)研究海陆风环流对天津一次局地暴雨过程的作用表明,天气尺度积云对流与海风锋的碰撞触发不稳定能量的释放,引发该过程第一阶段强降水,边界层东风急流再度加强所产生的抬升效应引发该过程第二阶段降水。然而,过去由于缺乏高时空分辨率的综合观测资料,对于弱天气背景下极端降水成因的科学认识,尤其是下垫面对MCS的发生发展作用仍然不清楚。
2017年6月22日广东西部沿海阳江-恩平一带发生一次暖区特大暴雨,该过程是恩平自有气象观测记录以来最强一次降水过程。该过程发生前,所有业务客观数值预报模式均未预报有明显降水,预报员亦考虑副热带高压开始加强西伸,同时并无高空槽、切变线、锋面等系统影响,便得出“阵雨或雷阵雨”的预报结论,造成此次特大暴雨过程漏报。这种弱天气背景下为何出现强降水?对流是如何被激发的?为何仅在山前出现极端降水?本文利用多种观测资料对其天气尺度的环境条件,海陆风和地形对中尺度对流系统的触发进行了诊断分析,以期为今后此类弱天气背景下局地暖区暴雨预报提供参考依据。
1 资料来源本文所用资料包括: (1)广东省2017年6月20— 23日446个地面区域气象站逐小时观测资料、阳江海岛站(G2310)观测资料;(2)阳江多普勒天气雷达观测资料以及罗定、新会、阳江风廓线仪资料;(3)阳江测风塔10、50、80、100 m四个层次梯度风、气温、总辐射、净辐射等观测资料;(4) NCEP/NCAR再分析资料(分辨率为0.25°×0.25°);(5) FY-2G气象卫星反演的分辨率0.1°×0.1°云顶黑体辐射亮温(TBB)资料。
2 降水实况与环流形势 2.1 降水实况2017年6月21日23时—22日12时(北京时,下同),广东西部沿海阳江-恩平出现罕见局地特大暴雨(以下简称“6·22”粤西特大暴雨),强降水造成严重内涝、山体滑坡。阳江-恩平南临南海(图 1a),其北部为云雾山和天露山,海拔高度800—1 200 m (图 1b),从24 h累积雨量分布图上可见(图 1c),暴雨雨带呈西南-东北向,东西横跨不足2个经度,南北约1个纬度。该过程的主要特点是: (1)暴雨范围小,局地性强,超过50 mm的降水区域水平尺度仅100 km,其中恩平锦江水库站过程降水量高达562.5 mm,阳春岗美站次之,为318.7 mm,而距离锦江水库站东南16 km的恩平本站降水量仅10.8 mm;(2)降水强度大,恩平锦江水库站22日02—03时1 h最大降水量为165 mm,10 min最大降水32.3 mm,均突破其有气象记录以来1 h降水量和10 min降水量历史极值;(3)三个降水极值中心均位于山前南侧。
另外,各区域自动气象站逐小时雨量变化显示(图 1d),降水主要分为两个阶段:第一阶段为22日00—07时,主要特点是短时雨强大、强度变化显著,具有明显中尺度对流系统活动的特征;第二阶段为当日07时后,降水较平缓,雨强显著减小。为此,本文重点讨论第一阶段(00—07时)强降水的天气尺度环境条件以及海陆风和地形对中尺度对流系统的触发。
2.2 环流形势分析“6·22”粤西特大暴雨发生前的21日20时,200 hPa华南沿海风场呈弱的反气旋环流(图 2a),高空辐散有利于上升运动在广东沿海发展。500 hPa副高西脊点在113°N,广西中部维持浅槽,广东沿海处在南支槽前和副高西北侧强盛西南气流中(阳江探空站风速达16 m·s-1),有利于在华南地区建立深厚的水汽供应通道。925—850 hPa长江流域存在一条暖式切变线(图 2b),切变线以南广东大部地区为一致的西南气流,从风场看,沿海风速辐合不明显,整层(1 000—300 hPa)水汽通量散度大值区位于广东中北部,华南沿海水汽处于通道之中,此时水汽条件并不利于在沿海发生大范围强降水。700 hPa垂直上升速度分布显示(图 2a),暴雨区维持量级为10-3 hPa·s-1的弱上升运动,说明天气尺度环境场还是出现了有利于弱降水发生的上升运动,21日20—21时实况也证实了这一点,阳江西侧有弱降水向关键区(重点研究区域)东移,但要造成“6·22”粤西特大暴雨量级,上述弱天气背景(弱天气尺度动力条件、一般的水汽输送)似乎不可能发生。
天气尺度系统没有为“6·22”粤西特大暴雨过程提供良好的背景条件下,却发生了强烈的中尺度对流过程,此次对流的能量主要来自哪里?首先,从能量场分布看,21日14—20时暴雨发生前(图 3a),由于西南超低空急流输送大量暖湿气流,暴雨区上空不稳定能量不断增强。21日20时,在1 000—900 hPa之间形成等假相当位温(θse)等值线密集区,θse值随高度递减率增大,层结已不稳定。22日02时暴雨发生时,低层(900 hPa以下)暖湿平流进一步增强,层结更加不稳定,可见边界层低空急流为MCS的发生和发展提供了暖湿能量和不稳定层结。从局地条件看,21日20时以后暴雨区已具备中尺度对流发展的条件。另外,21日20时阳江探空图(图 3b)显示,近地面空气对流抑制能量(CIN)很小(0.7 J·kg-1),抬升凝结高度(LCL)和自由对流高度(LFC)都很低,分别在979.6 hPa和971.6 hPa,这表明只需要较弱抬升就可触发对流。同时,阳江探空站湿层深厚,对流有效位能较大,平衡高度很高(250 hPa),这说明阳江地区潜在不稳定能量很大,不仅有利于MCS发生发展,还有利于对流发展到较高高度。
总体而言,从暴雨区与高低空天气系统的配置看,高空较强的辐散场,深厚的水汽通道提供一定的水汽和动力条件,尤其是大气的中尺度热力条件非常利于暴雨区MCS的发生发展,只需一定的抬升即可触发对流,强降雨主要发生在超低空急流核的北侧。然而具备有利中尺度热力条件的区域并不局限于暴雨区,对流发生发展的时间和精确地点应该与更小尺度的因素有关。接下来重点通过分析高时空分辨率的观测站来研究对流演变及触发。
3 β中尺度对流系统的触发与结构演变有关文献(夏茹娣等,2006)中,将水平尺度在20~ 250 km之间、生命史为3 h或以上、云顶亮温(TBB)小于等于-32 ℃的中尺度对流云团定义为β中尺度对流系统(MβCS)。为揭示“6·22”粤西特大暴雨过程的中尺度系统的演变特征,按照该文献中的MβCS定义,利用FY-2 G卫星TBB资料和多普勒天气雷达产品对其进行分析。图 4给出2017年6月22日00—03时逐小时TBB演变图和21—22日不同时刻阳江雷达组合反射率因子图。从中看到,22日00时(图 4a),阳江—恩平一带新生出一个对流云团,并迅速增强,01时(图 4b)云团已发展成MβCS,对流云团中心TBB降至-72 ℃,其覆盖面积增大,其长轴达60 km;03时(图 4c) MβCS主体西侧范围不断扩大,呈椭圆形,长轴发展至100 km左右,TBB冷中心进一步降至-82 ℃。从云团发展演变过程看,这个准静止的MβCS前后维持超过7 h,其强盛期长轴范围达150 km。22日07时之后,MCS西移并减弱,第一阶段降水过程结束。
从MCS影响粤西期间阳江雷达组合反射率因子图上可见,21日20—22时有小片弱降水回波从西部移入阳江境内,此时的降水属于层状云降水且强度逐渐减弱。21日23:06(图 4d),该弱回波移至天露山时开始增强,表明初始对流开始形成,23—24时恩平锦江水库站观测到17.5 mm·h-1的降水。22日00:18(图 4e),有多个对流单体在天露山南侧生成和加强,附近观测站陆续出现大于20 mm·h-1的短时强降水。01:00该区域多个对流单体逐渐合并成一个直径达40 km的对流系统,强度加强,最大回波强度达60 dBz,22日01—02时锦江水库站出现65 mm·h-1的强降水。值得注意的是,在对流系统的西南侧出现一连串γ中尺度对流系统(图 4f),其尺度为10~20 km,呈西南—东北向排列,对流单体间距20 km左右,回波主体缓慢东移并相继经过暴雨区,对应22日02—03时、03—04时锦江水库站165 mm·h-1和135 mm·h-1强降水。
综上所述,初始对流在天露山附近触发,并逐渐演变成一个较大尺度MβCS,在MβCS西南侧有γ中尺度对流系统不断生成,且相继移过暴雨区。因此,第一阶段暴雨是由一个准静止的MβCS造成的,生命史超过7 h,同时该对流有多个γ中尺度对流系统。
4 海陆风和地形对中β尺度对流系统的影响分析 4.1 局地海陆风的形成海陆风环流是沿海地区一种重要的中尺度天气系统,它是由下垫面加热不均匀而产生的大气次级环流。阳江-恩平(研究区域)位于广东西南部沿海,经常受到海陆风环流的影响,尤其是夏秋季节。周武等(2008)曾对阳江区域海陆风过程进行定义,在弱天气背景风情况下,陆风时段01—08时陆风出现的时次大于等于4,而海风出现的时次小于等于2;在海风时段13—20时海风出现的时次必须大于等于4,而陆风出现的时次小于等于2,定义为一次海陆风过程。显然,这次过程并非典型海陆风过程,由于地面背景风(偏南风)较强,地面观测站不存在风向南北转换,但存在凌晨南风减小,午间南风加大的情况。这次局地海陆风如何形成的?分析阳江风廓线仪发现(图 5a),21日上午开始边界层600 m以下高度偏南风风速逐渐增大达到急流强度,21日23时大风区进一步往上扩展至1 000 m附近,且风向随高度顺转,表明低层有暖平流发展。从沿海的阳江海陵大堤自动站(图 5b)也观测到21日上午开始偏南风持续加强的情况,傍晚偏南风稍稍回落,21日21时起偏南风再度增强。另外,从阳江雷达图速度图(图略)同样探测到超低空急流加强。可见,正是这支边界层超低空急流的显著加强触发了边界层的不稳定能量释放。然而,暴雨区西北侧100 km的罗定风廓线、东北侧130 km的新会风廓线并未出现边界层南风加大的现象,这表明不是天气尺度背景的系统风场加强而出现超低空急流。为了进一步说明这是局地海陆风过程,从恩平站(内陆站)与海陵大堤站(沿海站)最高温差来看(表 1),由于20日该区域出现了阵雨天气,海陆两站温差不明显,海陵大堤站极大风和2 min平均最大风分别为9.4 m·s -1和5.3 m·s-1,而21日区域内未出现明显降水,日间陆地气温迅速上升,海洋气温上升缓慢,导致海陆温差加大至2.9 ℃,21日午后阳江地区出现了明显的海风加强(海陵大堤站极大风和2 min平均最大风分别为13.4 m·s-1和7.6 m·s-1)。因此,这种海陆效应使得沿海的海风(偏南风)加强,并在600 m以下高度形成了超低空急流。
海风6月21日午后就已显著加强,并在边界层形成超低空急流,为何对流在夜间才被触发而不是午后?为何对流主要在天露山附近触发?从雷达回波的连续演变(图略)可以看到:从21日19时30分开始,已有弱层云降水从西部移入阳江境内,但对流单体呈现逐渐消亡状态。21日23时06分这些弱对流单体在移至恩平市境内天露山附近时,对流重新得到显著加强。
利用区域自动站资料客观分析(0.05°×0.05°,与自动站分布密度相当)对此次降水的中小尺度特征进行分析其结果见图 6。21日中午广东省中南部大部为偏南风,尤其是粤西陆地偏南风逐渐增大,但在偏南风向北推进过程中,未形成明显风向或风速辐合,仅出现了小范围局地热对流降水,由此可见21日午后初步形成的超低空急流未直接触发对流。而入夜后情况发生了变化,一方面天露山出现强辐射降温,A区域气温迅速下降,而南部平原及城区(更靠近沿海,B区域)由于热岛效应及海洋效应夜间降温幅度较小。从图 6a可以看到,21日21时左右天露山下垫面与恩平城区形成3 ℃左右温度梯度(约2 ℃·(10 km)-1),此时恩平大田站已转为偏北风,恩平城区以南仍为偏南海风控制,因此在天露山山前形成偏北与海陆及热岛叠加的偏南风的辐合区,辐合区北侧为小于2 m·s-1的偏北风,而南侧为大于4 m·s-1的偏南风。已有研究表明(孙继松等,2006):当形成的水平温度梯度为1 ℃·(10 km)-1量级时,形成强对流切变环境的响应时间只需要为十几分钟到一小时。这次过程来看,正是这条山前的中尺度辐合线导致初始对流在21日23时发展和增强。另一方面,从图 6e阳江沿海的核电测风塔(塔高100 m)观测数据发现,暴雨发生前(21日21时起)100 m高度偏南风逐渐加大,同时在大气净辐射为负值情况下,测风塔显示各层(1.5 m、50 m、100 m)气温均呈现上升0.2~0.3 ℃的情况,这反映出超低空急流夜间出现再次增强的现象,进一步增强了海陆风环流。
22日00时,在初始对流西南侧距离海岸20~30 km沿海区域有多个对流单体发展,约2 h形成了一条西南-东北走向的强回波大于50 dBz对流带(见图 4f),从区域自动站资料来看,在西南侧回波发生前,这个区域存在一条地面中尺度辐合线(图 6c),南侧吹3~5 m·s-1偏南风,北侧风速较小,辐合线有明显温度锋区,两侧温差约3 ℃,正是由于这条中尺度辐合线不断激发和组织对流云团,产生降水的列车效应,凸显海陆风环流对本次暖区暴雨的重要作用。
4.3 地形的强迫作用图 6d表明,三个强降水中心北侧均有中小尺度地形存在,其中恩平锦江水库站的西北侧为环形的天露山,海拔高度800~1 200 m,降水中心位于天露山山脚东南侧;阳春岗美站、潭水站北侧为阶梯型地形,强降水中心附近为海拔高度500 m以下的台地丘陵,再往北10 km为海拔高度1 000 m以上的云雾山。6月21日20时天气形势图来看,925—850 hPa风速并不大,一般认为不易因地形触发强对流天气,但是夜间1 000—900 hPa (160~1 020 m)超低空风速加强,海陆风与偏北风形成的中尺度辐合线随着海风加强会逐渐向北推进,该区域北高南低的地形非常有利于偏南气流强迫抬升。图 4d雷达图和图 6b自动站地面风场分析显示,21日23时前后在天露山东南侧中尺度辐合线附近形成对流,初始对流得到触发后,非常缓慢地向东北移动,22日00时在山脉的强迫抬升作用下,对流进一步增强(见图 4e),并在天露山脉附近出现持续强降水。孙继松等(2008)通过推导中尺度Boussinesq近似的扰动方程组,得出:假定一个简单的二维空间中尺度流场,中尺度运动完全是由于地形强迫造成的,得出温度水平分布和风的垂直切变的关系为:
上述分析可知,海陆风与偏北风共同作用形成的中尺度辐合线对初始对流的激发起到重要作用,当广东西部的弱对流云团移至关键区时,对流得到发展和增强。而超低空急流一方面迫使气流在云雾山及天露山的迎风坡爬坡抬升,下垫面热力差异在山前强迫的中尺度垂直风切,也导致对流单体长时间维持在天露山。
5 结论与讨论通过多种观测事实对2017年6月22日凌晨广东西部沿海发生的特大暴雨过程进行了分析,主要结论如下:
(1)“6.22”粤西特大暴雨是一次局地暖区暴雨过程,降水具有范围小、局地性强,强度大,极值中心均位于山脉南侧等特征。主降水主要分为两个阶段,第一个阶段短时雨强大、强度变化波动显著,列车效应明显。第二个阶段降水较平缓,雨强显著减小。
(2) 此次过程的环流形势属于弱天气背景,但200 hPa高空为华南地区提供较强的辐散场,深厚的水汽通道提供一定的水汽和动力条件,暴雨发生前大气层结维持弱对流抑制、低抬升凝结高度和自由对流高度,中尺度热力条件非常利于MCS的发生发展,仅需要一定的抬升触发。
(3) 不同性质下垫面的热力差异导致入夜后海陆风(偏南)与偏北风在山前形成中尺度辐合线,这条辐合线两侧温差达3 ℃左右,并连续触发了对流,中尺度辐合线起到激发和组织对流的作用,形成降水的列车效应,导致了这场罕见的局地特大暴雨过程。
(4) 天露山地形一方面强迫抬升增强初始对流,另一方面降水出现后,潜热释放导致中层出现山坡一侧的气温高于南部一侧,而局地强降水造成山脚气温快速下降,进一步加大了平原与山脚的水平温度梯度,下垫面热力差异在山前强迫产生的垂直切变与降水之间可能存在正反馈现象,从而延长β中尺度对流系统生命史。
此次极端强降水发生在弱天气尺度背景下,各家数值模式均未预报出降水强度和发生时间,预报员根据模式给出的天气尺度背景进行分析,导致降水预报量级严重偏低。预报此类弱强迫暖区暴雨过程时要特别注意:一是目前数值产品难以准确预报暖区暴雨,主要原因是暖区暴雨过程降水范围小、局地性强,而模式难以准确描述中小尺度信息及下垫面特征,高时空分辨率的观测资料有助于确定沿海附近中尺度辐合线的位置,抬升凝结高度、对流抑制能量的大小,这对于改善模式初始场有一定作用。二是弱天气背景下,中尺度可能处于暖湿不稳定层结,微小的扰动也可以触发对流,在预报分析过程中,若位于高温高湿的环境中,应该考虑次天气尺度是否出现海陆风、地形强迫等有利抬升条件。对于此类大暴雨或特大暴雨的预报,监测和短时临近预警成为主要手段。在今后的日常业务工作中,对此类暖区暴雨的预报,预报员应特别关注局地中尺度环流以及局地地形影响。
尽管本文揭示了“6.22”粤西特大暴雨事件的演变过程,初步探讨了海陆风和地形对对流的触发机制,然而,因观测资料和分析方法的限制,我们对于该个例的了解仍然相当有限:如观测资料时空分辨率不够高,对于更加细微的中小尺度三维结构和演变特征分析不够;云雨的微物理特征是否对极端降水的发生有关键作用等。
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