中国气象学会主办。
文章信息
- 陈明轩, 王迎春. 2012.
- CHEN Mingxuan, WANG Yingchun. 2012.
- 低层垂直风切变和冷池相互作用影响华北地区一次飑线过程发展维持的数值模拟
- Numerical simulation study of interactional effects of the low-level vertical wind shear with the cold pool on a squall line evolution in North China
- 气象学报, 70(3): 371-386
- Acta Meteorologica Sinica, 70(3): 371-386.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2012.033
-
文章历史
- 收稿日期:2010-08-26
- 改回日期:2011-03-17
2. 北京市气象局, 北京, 100089
2. Beijing Meteorological Bureau, Beijing 100089, China
在中纬度地区,例如华北地区,飑线是最为常见的一种中尺度对流系统,经常会形成局地暴雨、短时大风、冰雹等灾害性强对流天气。在环境大气热力条件比较有利的情况下,即如果在一定的对流有效位能(CAPE)和自由对流高度(LFC)较低的条件下,从边界层获得能量是保证气流抬升并维持飑线不断发展和加强最为重要的机制。
由于天气系统或者环流形势的影响而形成的低层垂直风切变是飑线发展维持最为重要的边界层特征。早在20世纪50—60年代,Newton(1950,1966)、Fujita(1955)和Ludlam(1963)的研究就明确指出,垂直于飑线的环境垂直风切变大小是飑线发展演变的关键因子,首次发展了垂直风切变影响风暴的概念模型,并提出了飑线具有沿风暴线特征不变(即飑线上各个风暴单体的演变特征相似)的二维概念。Thorpe等(1982)的研究进一步表明,低层环境垂直风切变是影响飑线维持发展的必要特征,如果有足够强的垂直于飑线的低层切变分量,就能够阻止风暴出流(即阵风锋)的快速向前运动,从而维持低层垂直气流的不断抬升,形成飑线内风暴单体长时间发展维持的有利条件,并成功模拟证实了Newton(1950,1966)、Fujita(1955)和Ludlam(1963)提出的飑线二维概念模型。观测分析研究也表明(Bluestein et al,1985,1987),不论是强的飑线还是弱的飑线,均伴随有明显的低层垂直风切变,而且垂直于飑线的低层切变分量越强,飑线的强度越大,生命史越长。
近地面冷池是飑线风暴另一个重要的边界层特征。冷池是由于风暴中降水蒸发冷却导致的冷空气不断下沉扩展而形成的近地面冷空气堆。通常情况下,冷池前部就是风暴出流边界(即阵风锋)的位置。Droegemeier等(1985,1987)通过三维数值模拟试验首次发现,如果存在低层风切变,近地面冷池能够触发其前沿空气产生较强的垂直上升运动,对触发新的风暴单体非常有利。Wakimoto(1982)以及Mueller等(1987)的观测分析研究也表明,对于大多数对流风暴来说,其传播速度由风暴产生的冷池的移动速度控制,因为新的风暴单体极易被冷池前沿的阵风锋触发,从而维持整个风暴系统(例如飑线)的发展维持。
Rotunno等(1988)和Weisman等(1988)通过二维和三维云模式的理想数值模拟试验,并对已有的观测研究进行再分析后,首次提出了近地面冷池和低层环境垂直风切变相互作用是飑线发展维持最为重要的动力和热动力机制,形成了描述飑线发展传播的“RKW理论”。Rotunno等(1988)和Weisman等(1988)明确指出,单独的垂直风切变对超级单体风暴或者深对流风暴的发展演变比较有利,但是,对最为常见的由非超级单体风暴形成的飑线来说,单独的垂直风切变和冷池效应对其发展演变并不是十分有利。为此,RKW理论首次提出,冷池与低层垂直风切变的相互作用直接与飑线前沿气流垂直抬升的高度和垂直速度的大小相关,是飑线前方不断触发新对流单体最为重要的影响因子,从而决定了整个飑线系统的发展强度和生命史。事实上,冷池与低层垂直风切变之间的相互作用也就是低层垂直风切变与冷池出流所形成的水平涡度之间的平衡问题。简言之,RKW理论的要点是:(1)当冷池和低层垂直风切变强度相当时,冷池产生的负涡度与低层垂直风切变产生的正涡度达到近似的平衡状态,冷池前沿的上升气流垂直性最强,因此最易沿着出流边界形成新的对流单体,从而最有利于维持飑线的发展传播;(2)当冷池强于低层垂直风切变时,冷池产生的负涡度大于低层垂直风切变产生的正涡度,冷池前沿的上升气流向后倾斜,不利于沿着出流边界形成新的对流单体,从而不利于维持飑线的发展传播;(3)当冷池弱于低层垂直风切变时,冷池产生的负涡度小于低层垂直风切变产生的正涡度,冷池前沿的上升气流向前倾斜,不利于沿着出流边界形成新的对流单体,从而不利于维持飑线的发展传播。
随着对飑线发展演变结构的不断认识,以及计算条件的快速改善,Weisman等(2004)通过一个全新的二维涡流函数模式和设置更加合理、分辨率更高、运算范围更大的三维云模式的模拟分析,对RKW理论进行了评估和验证,确认了其合理性。但是,RKW理论所描述的冷池和低层垂直风切变相互作用的最佳平衡状态是否真的有利于飑线的加强和维持,也引起了后来一些学者的质疑(Stensrud et al,2005)。为此,Weisman等(2005)通过进一步分析,再次确认了RKW理论对飑线的发展维持和生命史特征的描述,不但从定性上而且从定量上来讲均是合理的。Bryan等(2006)利用最新的BF云尺度数值模式(Bryan et al,2002)以及中尺度数值预报模式ARPS(Xue et al,2000)和WRF(Skamarock et al,2005),对每个模式用几乎相同的物理参数化方案和网格设置,然后利用相同的热动力探空廓线去驱动每一个模式,更进一步对飑线的结构演变进行理想数值模拟试验,目的在于通过不同的模式对RKW理论进行定性和定量评估,其分析表明,所有模式的模拟结果均证实了RKW理论对飑线系统发展演变的解释是正确和合理的。
根据RKW理论(Rotunno et al,1988;Weisman et al,1988,2004)以及其他很多学者的研究(Thorpe et al,1982;Fovell et al,1988;Houze et al,1989;Parker,1998;Parker et al,2004a),飑线具有明显的准二维特征,即飑线上各个风暴单体的发展演变特征比较相似。在由孤立风暴单体逐渐发展为飑线(或者线状风暴系统)的过程中,飑线的伸展方向将逐渐与低层垂直风切变垂直,以适应冷池和低层垂直风切变对其发展演变的影响,使其进一 步发展和加强。飑线发展旺盛时期,在飑线任意一处绘制垂直于飑线的剖面图,其低层的热动力(冷池)和动力(垂直风切变)特征均类似。因此,基于RKW理论,这里给出一张垂直于飑线的飑线风暴发展维持二维概念模型(图 1),描述了冷池产生的负涡度与低层垂直风切变产生的正涡度达到近似平衡状态时,冷池前沿的上升气流最强,最易沿着出流边界形成新的风暴单体,从而也最有利于维持整个飑线系统的发展传播。
中国也已经开展了飑线发展演变的中尺度结构,特别是风场特征的分析研究。刘淑媛等(2007)利用多普勒雷达、卫星和自动站资料,对上海市一次飑线过程的水平风场结构和中尺度系统进行了分析,研究这次飑线过程的中尺度结构和流场特征。王俊等(2007)利用双多普勒雷达反演的三维风场研究了山东发生的一次飑线过程的三维风场结构。庄薇等(2010)利用多普勒雷达观测资料和双多普勒雷达反演技术,对新疆发生的一次强飑线过程的中尺度风场结构进行了分析。上述研究工作表明,中国发生的飑线过程其三维风场、中尺度结构及演变特征与国际上多国学者对中纬度飑线的研究分析结论基本一致。
但是,基于RKW理论,利用近地面冷池和低层切变相互作用研究飑线发展维持机制的工作在中国尚不多见,而且,RKW理论是通过理想的云模式模拟得到的,冷池和低层垂直风切变相互作用是否适合于解释华北地区实际发生的飑线系统的维持发展,或者说,是否与利用实际雷达观测资料模拟分析的结果吻合,还有待进一步探讨。
本文不对华北地区飑线系统的外部触发机制或者飑线与大尺度天气系统的相互作用进行深入讨论,而是利用京津冀地区的6部新一代多普勒天气雷达观测资料,通过云尺度数值模式和雷达资料四维变分同化技术(4DVar),对华北地区一次飑线过程的发展维持机制进行数值模拟,并基于RKW理论进行模拟结果分析,重点探讨由飑线自身的内部热动力特征(冷池)及其与低层动力条件(低层垂直 风切变)相互作用而导致的飑线风暴的结构变化和演变特征。 2 飑线个例简介及环境条件分析
本文研究的个例是2009年7月23日发生在华北地区的一次飑线过程,整个飑线系统从13时(北京时,下同)前后在华北西北部地区形成,一直到21时前后到达渤海地区并逐渐消散,维持了约8 h。
从08时的天气形势来看,东北冷涡是触发这次飑线过程的天气尺度影响系统。华北地区位于冷涡底部偏西方向,天气形势有利于西北冷空气南下到达华北地区,同时与低层存在的强西南暖湿气流交汇,非常有利于对流天气的发生(图略)。
由上述可知,低层垂直风切变环境是飑线系统维持传播的一个必要条件。从08时张家口(54401站)和北京南郊观象台(54511站)的探空0—6 km风矢端图可以看出(图 2a、2b),华北地区地面以上0—3 km的垂直风切变分别达到12.4 m/s和15.9 m/s。从14时北京南郊观象台的加密探空和风矢端图可以看出(图 2c),此时华北地区的低层垂直风切变依然比较明显,0—3 km垂直风切变为16 m/s。总之,华北地区处在中纬度中等强度切变的环境中。而在弱到中等强度切变环境中的飑线,因为较少会包含超级单体风暴,因此,也更加适合于用RKW理论来解释其发展维持的机制(Weisman et al,2004)。
除了低层垂直风切变外,对流有效位能也是影响飑线生消发展比较重要的环境参数,特别是在飑线生成初期,当其内部的热动力条件(冷池)和环境切变没有形成一个动态平衡时,一定的对流有效位能对构成飑线的风暴单体的初生和加强非常重要。观测分析指出(Bluestein et al,1985,1987;Parker et al,2000;Weckwerth,2000),对流有效位能越大,表明环境热力抬升条件越有利于风暴单体的新生,从而也有利于整个飑线系统的维持发展。对飑线的发展演变来说,对流有效位能的变化范围很大,一般而言,当对流有效位能约为1000 J/kg时,对形成一般的飑线系统比较有利,而当其值超过2200 J/kg时,则有可能形成较强的飑线系统。另外,研究也表明(Rotunno et al,1988;Weisman et al,1988;Takemi,1999;Parker et al,2004b),自由对流高度对飑线系统的强度和生命史也有一定影响。自由对流高度越高,就要求在冷池前沿有越强的上升气流去保证不断触发新的风暴单体,从而维持整个飑线系统的发展传播。因此,基于RKW理论,在低层切变和冷池强度确定的情况下,在自由对流高度较低的环境中,飑线发展演变的时间就会更长,强度也更强。从14时北京南郊观象台的加密探空分析来看(图 2c),对流有效位能达到2425 J/kg,自由对流高度仅有892 m,因此,对飑线最初的加强和进一步发展非常有利。
在京津冀地区,同时有6部新一代天气雷达(北京、天津、石家庄、秦皇岛S波段以及张北和承德C波段)对这一飑线过程进行了有效的同步组网观测。从这6部雷达回波拼图观测(图 3)来看,从13时前后开始,在华北西北部的山区,已经开始形成零散的风暴单体并逐渐排列成一条东北—西南走向的风暴线,在14时,已经基本形成一条较弱但是结构比较完整的飑线,并不断向东南方向移动和发展。17时30分,飑线经过北京到达天津地区,并发展到最强盛阶段,最大反射率因子超过65 dBz。19时,当飑线前沿抵达渤海湾时开始减弱,并在飑线后部形成明显的层状云降水回波。到21时,飑线风暴基本衰亡,仅剩下层状云降水回波。整个飑线系统从形成到消散持续约8 h,这也符合中纬度地区中等强度切变环境中飑线的生命史和演变特征。在飑线发展最旺盛的成熟阶段,产生了明显的地面大风。华北地区的自动站观测表明,多个时次多个站点出现了超过20 m/s的大风。从北京和天津雷达的径向速度也可以判断,瞬时极大风速可能超过24 m/s(图略)。
3 模式系统简介及模拟设置本文使用的模式系统是变分多普勒雷达分析系统(VDRAS)。VDRAS系统是在Sun等(1997,1998)最初发展研究的包含暖雨参数化方案的三维 云模式和雷达资料四维变分同化技术的基础上,并经过随后的一系列改进(Sun et al,2001,2010;Chen et al,2007;陈明轩等,2011),最终建立起来的一个雷达资料同化分析和预报系统。VDRAS系统通过使用三维云模式和四维变分同化技术,可以实现对多部多普勒天气雷达资料的快速更新循环同化分析,从而得到与风暴系统生消发展密切相关的三维动力和热动力特征(Sun et al,2008;陈明轩等,2011)。本文正是利用VDRAS系统的这一特征,对影响这次飑线过程发展维持的低层垂直风切变和冷池特征进行数值模拟分析。关于VDRAS系统的介绍、技术细节及其重要改进,包括三维云模式和雷达资料四维变分同化技术等可见相关文献(Sun et al,1997,1998,2001,2010;Chen et al,2007;陈明轩等,2011)。
2008年,经过改进的低层配置的VDRAS系统已经在北京奥运气象保障服务中得到实时应用(陈明轩等,2011)。但是,低层配置的系统对3 km以上的动力和热动力特征的模拟受到一定限制,这在一定程度上会影响到对整个飑线系统的动力和热动力特征的精确模拟分析。因此,本模拟工作所使用的VDRAS系统与实时应用的VDRAS系统有所不同,模式的垂直高度已经扩展到了整个对流层,而不仅局限于5 km。在本模拟中,VDRAS系统水平方向的格点数为180×180,水平分辨率为3 km,模拟范围为540 km×540 km。另外,模式的中心在(39.5836°N,116.1802°E)。在该模式系统范围内,可同时对上述6部雷达的观测资料进行同化。垂直方向模式设置为40层,垂直分辨率为375 m,系统的模式层高为15 km,而且,规定只同化12 km以下的雷达观测资料,12 km以上则作为云模式顶的海绵边界层处理。这样的配置虽然运算量较大,但对于完整地反映一个飑线系统结构特征的长时间发展演变来说是非常关键的(Fovell et al,1989;Weisman et al,2004)。
因为是全对流层模拟,因此,与低层实时运行系统(陈明轩等,2011)不同的是云模式采用了完整的Kessler暖雨参数化方案,而没有考虑冰相过程,这可能对发展旺盛的深对流(超级单体风暴)模拟产生影响。然而,本文研究的是在中等强度切变环境中的一次飑线过程,因此,出现深对流的可能性很小。另外,无冰相参数化方案可能对层状云降水和冷池强度存在一定影响。但是,研究表明(Fovell et al,1988;Skamarock et al,1994),这种无冰相参数化方案对冷池和低层垂直风切变相互作用的影响可以忽略不计。
如上所述,此处VDRAS系统使用了京津冀地区6部新一代多普勒天气雷达在VCP21扫描模式(6 min左右间隔、9个仰角)下的同步组网观测资料,包括径向速度和反射率因子(雷达站位置见图 3)。对于多普勒天气雷达,特别是C波段雷达,径向速度场容易出现“速度模糊”,从而导致出现虚假和错误的观测。在VDRAS同化的6部雷达资料中,有两部是C波段雷达的观测资料(张北和承德)。因此,在进行雷达资料四维变分同化之前,需要进行径向速度退模糊处理。本文在VDRAS的预处理设置中,通过利用雷达资料格点高方差剔除和梯度检查、模式背景风场修正等方法,进行了速度退模糊处理。而且,将C波段雷达的径向速度有效观测范围限制在半径115 km范围内。技术细节不再详述。另外,在540 km×540 km的VDRAS模式范围内,还使用了京津冀地区286个5 min自动站的观测资料,包括温度、湿度、气压和风场。
与低层配置的VDRAS实时系统相似(陈明轩等,2011),本模拟也设置VDRAS以快速更新循环的方式(图 4)运行,以实现雷达资料的快速和有效同化分析。设定每个4DVar循环为18 min,包含上述每部雷达在VCP21模式下3组体扫资料的同化,并利用云模式进行6 min预报,作为下一次热启动的初猜场。虽然6部雷达均设置了同步扫描处理,但仍发现,精确的雷达体扫资料的时间间隔仍然可 能比6 min多几秒,所以设定同化窗为730 s,以确保每个4DVar循环都能够同化每部雷达的3组体扫资料(其中第1组体扫资料的6 min观测时间未包括在内)。
对于开始的冷启动,首先从基于WRF模式(Skamarock et al,2005)和三维变分同化技术的3 h快速更新循环数值预报业务系统(BJ-RUC)提供的9 km分辨率的分析或预报结果中,提取出25 km间隔的模式探空廓线。然后,利用距离权重插值方法和Barnes方法(Barnes,1964),将BJ-RUC模式探空廓线插值到VDRAS模式格点后,即可得到VDRAS的初猜场。对于热启动,用上一个循环的6 min 预报作为下一个循环的初猜场。然后,将初猜场与经过Barnes方法插值后的雷达速度-方位显示(VAD)风廓线结果相融合,得到高空分析场,将地面自动站观测经Barnes插值分析后得到地面分析场。最后,利用垂直最小二乘拟合法和距离权重修正方法对地面和高空分析场进行合成,从而得到最终的中尺度背景场。
VDRAS利用有限元准牛顿迭代算法进行代价函数的最小化迭代(Sun et al,1997),经测试后发现,当迭代次数达到35—40时,代价函数的梯度迅速下降到较平缓的状态。因此,设定在迭代45次之后,即终止代价函数的最小化过程,并输出同化分析结果,同时,利用云模式进行6 min的预报,作为下一循环的初猜场。
将VDRAS系统的启动时间设定在2009年7月23日12时29分33秒,并设定运行30个循环,约合9 h,包含整个飑线的发展演变过程。有关VDRAS系统对三维动力和热动力特征分析的可靠性验证见相关文献(Chen et al,2007;Sun et al,2010;陈明轩等,2011)。 4 模拟结果分析 4.1 定性分析
Thorpe等(1982)和Weisman等(1988)的模拟结果均表明,飑线的发展传播对2.5—3.0 km以下的低层风切变比对5—6 km以下的中层风切变更为敏感,说明0—3 km低层风切变对飑线发展的贡献更大。Wyss等(1988)的观测统计分析也指出,3 km以下的低层风切变对中纬度飑线的发展最为重要。因此,在本模拟结果分析中,重点关注环境风场结构、0—3 km低层环境垂直风切变以及指示冷池结构的模式低层扰动温度的变化情况。这里选取能够代表整个飑线过程从最初发展、加强、成熟到消亡的4个时次(分别是13时41分、15时29分、17时35分、19时23分),进行飑线发展演变的低层动力和热动力特征的定性分析。从模拟的最低层187.5 m和3187.5 m高度的风场计算得到低层3 km 之间的垂直风切变大小和切变矢量,用来近似代表 0—3 km的垂直风切变特征。另外,如上所述,根据RKW理论和其他很多学者的研究,飑线具有明显的准二维特征,即飑线上各个风暴单体的发展演变特征比较相似。这样,在飑线上任意一处绘制垂直于飑线的剖面,其低层的动力和热动力特征均类似,也就是说,任意一处剖面都能够代表整个飑线系统最主要的动力和热动力垂直特征。基于此,使用垂直于飑线的剖面图来分析雷达回波观测以及模拟的风场和扰动温度的垂直结构,从而可以更加直观地指示低层垂直风切变和冷池特征。
(1)飑线发展初期的动力和热动力特征
从低层扰动温度的模拟结果(图 5a)来看,在已经初步形成的飑线系统的后部,近地面层的扰动温度存在负中心,表明低层已经开始形成冷池结构。从模拟的低层风场(图 5a)可以看出,飑线后部的低层是明显的西北气流,而前部则是偏东南气流,在飑线的前沿存在明显的辐合。从模拟的0—3 km垂直风切变特征(图 6a)来看,飑线前部存在较为明显的低层环境垂直风切变,切变大小超过20 m/s,而且,低层垂直风切变方向与飑线方向接近垂直。这里特别需要指出的是,图中16 m/s切变等值线经过北京南郊观象台附近,表明此时观象台的0—3 km低层切变的大小接近16 m/s,而且切变方向为东偏南方向,这与上述利用14时北京南郊观象台加密探空观测分析得到的低层切变特征非常一致。,同时也验证了此模拟结果是可信的。从同一时次垂直于飑线的模拟风场和扰动温度以及雷达回波拼图观测的剖面(图 7a)来看,飑线前部低层存在明显的垂直风切变,特别是在0—3 km(也就是模式层187.5— 3187.5 m)切变较强。在飑线主体回波的前沿,是明显的上升气流,用以激发新的风暴单体,从而维持飑线的进一步加强和传播。而在飑线回波下方及后部,低层3 km以下则存在一个弱的冷池。从雷达回波拼图剖面来看,飑线回波较窄,35 dBz的雷达回波顶在9 km左右。而且,从该剖面和水平组合反射率因子拼图(图 5a)上均可以看出,飑线回波具有明显的前倾特征。上述分析表明,在飑线发展的初期阶段,前方低层的垂直风切变强于冷池,从而导致飑线回波出现前倾趋势,这与RKW理论是一致的。需要说明的是,根据RKW理论,这样的条件对飑线最初的发展并不是十分有利。但是,如探空分析所言,此时的环境热力条件本身对飑线风暴的发展和加强是十分有利的(对流有效位能较大和自由对流高度较低),从而保证了整个飑线系统能够逐渐发展起来。
(2)飑线加强阶段的动力和热动力特征
从15时29分的雷达组合反射率因子拼图以及模拟的模式最低层扰动温度和风场特征(图 5b)可见,飑线在向东南移动的过程中,不断发展加强。从此时低层扰动温度的模拟结果来看,由于风暴降水导致冷空气不断下沉扩散,近地面层温度持续下降,使得与整个飑线系统相伴随的冷池结构更加明显,冷池中心的最低扰动温度达到-9℃。从低层风场 来看,飑线后部的西北气流和前方的东南气流也已经加强,在飑线前沿形成更加明显的辐合。从模拟的该时刻0—3 km垂直风切变特征(图 6b)来看,飑线前部的低层切变也已经加强,切变最大值超过24 m/s,而且,切变方向与飑线方向的垂直特性更加明显,表明对飑线发展至关重要的垂直于飑线的切变分量明显增强。从相应的风场和扰动温度模拟结果以及回波拼图观测的剖面(图 7b)来看,飑线前部的低层垂直风切变有所加强,特别是由于模式最低层187.5 m的东南气流不断加强(比较图 7a、7b),使0—3 km(模式层187.5—3187.5m)高度的低层风切变加强。而在飑线回波的下方及后部,3 km 以下的冷空气堆显著增强,冷池结构更加明显。从雷达回波剖面图来看,回波直立,35 dBz以上回波顶高接近12 km,飑线风暴明显加强。根据以上分析和RKW理论,由于降水导致冷空气不断下沉,从而使近地面冷池不断加强,逐渐与增强的低层风切变接近平衡,垂直抬升明显增强,不断激发新的更强的飑线风暴,最终导致整个飑线系统亦加强。
(3)飑线成熟阶段的动力和热动力特征
从17时35分的雷达组合反射率因子拼图以及模式模拟的最低层扰动温度和风场特征(图 5c)可见,此时的飑线回波发展到最强阶段,线状特征非常明显,整个飑线长度超过450 km。虽然此时次张北和石家庄的雷达缺测,但是,可以看出缺测并没有影响对飑线主体的观测。从模拟的低层扰动温度来看,由于降水持续且不断增强的缘故,使飑线后部冷空气不断下沉扩散,从而导致冷池进一步加强,范围不断扩大,最低扰动温度超过-10℃。从模拟的低层风场来看,与前面的形势类似,在飑线的后部依然 是西北气流,而在前方则是东南气流。值得一提的是,从风场来看,飑线前沿的风暴出流明显增强,模拟的最大风速达到25 m/s。从模拟的该时刻0—3 km 垂直风切变特征(图 6c)来看,飑线前部的低层切变继续加强,切变最大值超过30 m/s。但是值得注意的是,此时飑线前沿的切变方向与飑线方向的垂直性不如飑线加强阶段那么显著,也就是说,切变方向与飑线方向存在小于90°的夹角。而根据上述所言,只有垂直于飑线的切变分量才对飑线的发展维持起作用,因此,可以说在飑线成熟阶段,虽然低层切变整体继续加强,但是对维持飑线发展的垂直风切变分量则并没有再明显增强。从该时次模拟的风场和扰动温度以及回波拼图观测的剖面(图 7c)来看,在飑线回波的下方及后部,3 km以下的冷空气堆进一步加强,飑线后部2 km以下的扰动温度降到-5℃ 以下,表明近地面冷池非常强盛。从风场剖面来看,虽然最低层风速与飑线加强阶段(以15时29分为代表)相比有所加大,但是3187.5 m高度的风速有所减小,因此总体来说,垂直于飑线的0—3 km切变在加强阶段和成熟阶段相差不大。从雷达回波剖面图来看,在飑线发展成熟期,回波直立,发展旺盛,35 dBz以上回波顶高超过12.5 km。另外,回波开始出现后倾趋势,表明飑线后部的降水在不断增强。而在飑线主体回波的前沿,则是非常强的上升气流,用以维持整个飑线系统的发展,这也是飑线在成熟阶段的明显特征。根据RKW理论,此时的低层垂直风切变和冷池的强度已经达到平衡状态,垂直抬升最强,飑线发展最为旺盛。同时,由垂直剖面图还可以看出,飑线后部中层存在明显的尾部入流急流(RIJ),当它下冲到近地面冷池前沿时,能够在地面形成短时大风。从飑线前沿附近多个5 min地面自动站的观测来看,风速均超过20 m/s。从北京和天津雷达的径向速度观测来看,在飑线前沿附近的最大风速超过25 m/s,并且已经出现速度模糊现象(图略)。上述自动站和雷达观测与飑线前沿最大出流速度的模拟结果一致(图 5c)。
(4)飑线消亡阶段的动力和热动力特征
从19时23分的雷达组合反射率因子拼图以及模拟的模式最低层扰动温度和风场结构(图 5d)可见,飑线变宽,后部拖曳明显,表明飑线后部的层状云降水开始占主导地位。从低层扰动温度来看,由于大量降水导致的冷空气持续下沉,飑线后部的低层冷却更加明显,表明此时冷池更强。在低层风场上,飑线后部的西北气流和前部的东南气流特征均没有加强和成熟阶段那么明显,表明飑线前部垂直于飑线的低层风切变分量开始减弱。特别是飑线前沿的低层风开始明显转向,在飑线南部转向偏南,而在北部则转向偏北,这与飑线消亡阶段其两端的“线端涡旋”(Line-end Vortex,南端是反气旋式旋转,北段是气旋式旋转)不断加强有直接联系。研究表明(Weisman et al,1998),“线端涡旋”加强是飑线趋于衰亡的重要特征。从模拟的该时刻0—3 km垂直风切变特征(图 6d)可见,飑线前部的低层切变强度明显减弱,特别是垂直于飑线的切变分量更小。从相应的回波拼图观测以及风场和扰动温度模拟结果的剖面(图 7d)来看,此时飑线回波变得比较宽,35 dBz以上强回波顶高显著下降,出现明显的后倾现象,这主要是因为在飑线消亡阶段,后部出现大量层状云降水所致。在飑线回波的下方及后部,由于大量降水,3 km以下的冷空气堆进一步加强,其中,飑线后部2 km以下的扰动温度降到约-6℃,表明近地面冷池更加强盛。而垂直于飑线的0—3 km切变则显著减弱,这与平面图的分析结论一致。另外可以看出,此时在回波前沿也没有强的上升气流,垂直抬升明显减弱。因此,可以说此时冷池明显强于垂直于飑线的低层风切变,而且飑线回波具有明显的后倾现象,根据RKW理论,飑线即将消亡。还有一点,此时飑线后部中层强的尾部入流急流还在维持,同时也在地面形成了持续的短时大风,并且被地面自动站和雷达径向速度观测证实(图略)。这是飑线从成熟阶段到消亡阶段经常出现的特征,也是部分飑线风暴向产生更强的地面短时大风的弓形回波转换的前兆。
总之,从定性分析可以看出,与飑线所伴随的冷池和低层垂直风切变相互作用符合RKW理论的概念模型,这次飑线过程发展演变的动力和热动力机制可以用RKW理论解释。 4.2 定量分析
为进一步描述低层垂直风切变和冷池相互作用对这次飑线过程演变的影响,针对上述代表飑线最初发展、加强、成熟和消亡的4个时次,进行了一些定量指标的计算。
(1)计算低层切变强度
研究(Weisman et al,2004;Fovell et al,1995,1998)表明,0—3 km的低层风切变对飑线的发展维持最为重要,但是,3—6 km的风切变也可能对风暴单体的新生有正面作用,从而对整个飑线系统的发展有贡献。另外,从图 7可以看出,3—6 km也的确存在对飑线发展有利的风切变形势。因此,在计算0—3 km垂直风切变的同时,也计算0—6 km的垂直风切变。而根据此前所述,只有垂直于飑线的风切变分量才对飑线的发展维持起作用。所以,在此仅计算飑线前部垂直于35 dBz以上飑线主回波的0—3 km(即187.5—3187.5 m)和0—6 km(即187.5—6187.5 m)的风切变分量,并给出一定区域内的风切变平均值。为避免飑线风暴出流对计算的影响,风切变的计算从飑线主回波前50 km开始。对前3个时次(13时41分、15时29分、17时35分),取飑线主回波前50—150 km的平均值。而对于第4个时次(19时23分),因为飑线已经接近模式运算范围的东南部,所以只能取飑线主回波前50—100 km的平均值。在前面已提到,模拟的风切变总体形势对飑线的发展是有利的(即近地面层风向向着飑线,而3和6 km层风向离开飑线),所以,在这里仅计算垂直于飑线的风切变分量的绝对值,即|ΔU03|和|ΔU06|,具体计算结果如表 1所示。
由表 1可以看出,飑线在最初发展、加强到成熟的3个阶段,垂直于飑线的0—3 km切变分量约为15 m/s,表明这次飑线过程处在一个中纬度中等强度的风切变环境中,与探空分析一致,也再一次证明了RKW理论适合于解释这次飑线过程发展演变的动力和热动力机制。从0—3和0—6 km风切变的对比来看,3—6 km的风切变对飑线的发展维持的确有正面作用,只是没有0—3 km那么明显而已。另外,在飑线的消亡阶段,风切变明显减弱,与定性分析一致。
时次(BT) | |ΔU03|(m/s) | |ΔU06|(m/s) | C/|ΔU03| | C/|ΔU06| |
13:41 | 15.3 | 20.1 | 0.7 | 0.5 |
15:29 | 15.2 | 21.6 | 0.9 | 0.6 |
17:35 | 14.9 | 21.8 | 1.3 | 0.9 |
19:23 | 10.0 | 13.3 | 2.2 | 1.7 |
(2)评估飑线不同发展阶段冷池和低层垂直风切变的平衡状态
根据RKW理论(Rotunno et al,1988;Weisman et al,1988,2004),冷池和低层风切变的平衡关系可以通过冷池传播速度C和垂直于飑线的低层切变ΔU的比值(即C/ΔU)表示。当C/ΔU≈1时,冷池和低层风切变达到近似的平衡状态,对飑线的发展维持最为有利,飑线回波接近直立,发展旺盛;当C/ΔU<1时,冷池弱于低层风切变,飑线回波向下游倾斜,对飑线的发展不利,或者飑线处于发展初期。当C/ΔU>1时,冷池强于低层风切变,飑线回波向上游倾斜,对飑线的发展不利,或者飑线处于消亡阶段。
根据Benjamin(1968)的工作和RKW理论,冷池传播速度C实际上可以看作是一个在无限深、不分层环境中的二维密度流的移动速度
由表 1可见,在飑线的最初发展阶段(13时41分),C/|ΔU03|=0.7,冷池明显偏弱。在飑线的加强阶段(15时29分),垂直于飑线的低层风切变分量变化不大,但是C/|ΔU03|=0.9,表明此时冷池明显加强,并逐渐与低层风切变接近于平衡状态,达到非常有利于飑线加强发展的形势。到飑线成熟阶段(17分35分),垂直于飑线的低层风切变分量依然变化不大,但是C/|ΔU03|=1.3,表明此时的冷池强度已经大于垂直于飑线的0—3 km低层风切变分量的大小。而根据RKW理论,在飑线的加强和成熟阶段,C/|ΔU03|≈1才最有利于飑线的发展,与此计算结果有一定的出入。这是因为在飑线成熟阶段,在低层切变的计算中没有考虑强的尾部入流急流效应造成的。根据Lafore等(1989)和Weisman(1992)的研究,在飑线的成熟阶段,尾部入流急流成为飑线系统环流的重要组成部分。这样,冷池内尾部入流急流形成的垂直切变可以被包括在RKW理论中,C/ΔU改为C/(ΔU+ΔUj)。在定性分析中曾提到,在飑线的成熟阶段,后部中层的确存在明显的尾部入流急流。而在此计算中,并未考虑成熟阶段飑线风暴的尾部入流急流,也即没有考虑ΔUj的效应,故计算出的C/|ΔU03|>1。这时,可以考虑计算C与0—6 km风切变的比值。从表 1可见,在飑线成熟阶段,C/|ΔU06|=0.9,表明此时冷池强度与垂直于飑线的0—6 km风切变分量的大小相当,正如所述,此时3—6 km的风切变对飑线的发展维持有正面作用。这与Weisman等(2004)的研究结果类似。到了19分23分,由表 1可见,0—3和0—6 km的风切变均明显减弱,C/|ΔU03|和C/|ΔU06|则分别达到2.2和1.7,表明此时冷池明显强于切变,根据RKW理论,这种形势非常不利于飑线的继续发展,飑线进入消亡阶段。 5 总结和讨论
利用实际的多部多普勒天气雷达观测资料,通过云尺度数值模式和雷达资料四维变分同化技术,对2009年7月23日发生在华北地区的一次飑线过程的低层动力和热动力机制进行了数值模拟分析。结果表明,低层垂直风切变和冷池相互作用是本次飑线过程维持发展和传播的关键机制,实际的数值模拟结果与用来解释飑线发展演变的RKW理论一致。主要结论如下:
(1)环境条件有利于这次飑线过程的加强和发展维持,华北地区处在中纬度地区中等强度风切变的环境中,这次飑线过程也符合中纬度中等强度风切变环境中飑线的生命史和演变特征。基于RKW理论的低层风切变和冷池相互作用比较适合于解释这次飑线过程发展维持的动力和热动力机制。另外,在飑线发展的初期,环境热力条件(对流有效位能较高和自由对流高度较低)对飑线风暴的发展加强起到了积极作用,克服了低层风切变和冷池的不平衡所形成的不利形势。
(2)模拟结果的定性分析表明,在飑线的最初发展时段,低层垂直风切变很强,但是冷池较弱。雷达观测也显示此时飑线回波相对较窄,并且具有前倾趋势。随着时间的推移,低层切变持续加强,同时对流降水使冷空气不断下沉,从而导致冷池快速加强,低层风切变和冷池逐渐达到平衡状态。在这种形势下,低层大气处于最强的垂直抬升状态,飑线发展强盛。雷达观测也表明,此时的飑线回波发展最为旺盛,逐渐达到直立状态,35 dBz以上回波顶高超过12 km。到飑线发展的后期阶段,低层风切变不断减弱,飑线后部大量的层状云降水导致冷池强度明显大于低层风切变强度,不利的形势导致飑线逐渐趋于消散。此时的雷达观测也显示,飑线回波变宽、后倾,主要是因为在飑线后部出现了大片的层状云降水区。同时,回波顶高明显下降。
(3)从垂直于飑线的低层风切变分量的定量模拟计算来看,再次证实了此次飑线过程处在一个中纬度中等强度风切变的环境中,RKW理论适合于用来解释其发展演变的动力和热动力机制。从冷池和低层垂直风切变的平衡指标来看,在飑线的最初发展、加强和成熟、消亡阶段,冷池传播速度和垂直于飑线的低层风切变分量的比值分别小于、接近和大于1。这从定量计算的角度表明,在飑线的最初发展时段,低层风切变强于冷池。当飑线进入加强和成熟阶段时,风切变与冷池达到近似的平衡状态。在飑线的消亡阶段,冷池和低层垂直风切变的平衡被打破,冷池明显强于低层风切变。上述的定量计算结果与定性分析及RKW理论是一致的。另外,分析可见,低层0—3 km的风切变对飑线的发展维持最为重要,但是,0—6 km的中层风切变对飑线的发展维持也有正面作用,特别是在飑线发展旺盛的成熟阶段,这种影响应该考虑。
从本文分析可以看出,在中纬度中等强度风切变的环境中,基于低层垂直风切变和冷池相互作用的RKW理论可以用来解释实际飑线过程的发展维持和传播机制。冷池传播速度和垂直于飑线的低层风切变分量的比值可以用来简单解释飑线的二维演变特征,从而有助于预测飑线的强度和生命史。在实际应用中,从观测的角度来说,探空和边界层风廓线雷达均可以探测到低层的环境垂直风切变形势。但是,对于冷池来说,因为它是由飑线中的风暴单体产生的,对风暴单体的发展演变特征非常敏感,所以估测冷池的强度和深度比较困难。为此,冷池传播速度C可以近似地通过冷池经过时的地面气压变化计算得到。因为地面气压变化是整个冷池经过时的累积效应,从而避开了计算冷池的深度。另外,在实际应用中,可以忽略水汽混合比、云水混合比和雨水混合比的影响。这样,冷池传播速度C可以简化为
当然,从理想的云模式数值模拟方法得到的RKW理论与实际飑线过程的发生发展还存在一定的差别,而本研究是利用了实际的雷达观测资料进行的云尺度数值模拟,所以,其与理论模拟也存在一定差异。另外,单一个例的模拟分析也不具有普适性,还需要开展大量个例的数值模拟分析。还有,本研究并未考虑影响飑线发展演变的天气尺度特征(比如冷涡、西来槽等)的影响及其与飑线的相互作用,也没有过多地强调环境热力作用(比如对流有效位能和对流抑制能量(CIN))以及地形对飑线生消发展的影响,而这些因子对飑线的发展演变也可能非常重要。因此,仍需要进行深入研究。
致谢: 本文的数值模拟工作得到美国国家大气科学研究中心(NCAR)孙娟珍博士的悉心指导,谨此致谢。
陈明轩, 王迎春, 高峰等. 2011. 基于雷达资料4DVar的低层热动力反演系统及其在北京奥运期间的初步应用分析. 气象学报, 69(1): 64-78 |
刘淑媛, 孙健, 杨引明. 2007. 上海2004年7月12日飑线系统中尺度分析研究. 气象学报, 65(1): 84-93 |
王俊, 朱君鉴, 任钟冬. 2007. 利用双多普勒雷达研究强飑线过程的三维风场结构. 气象学报, 65(2): 241-251 |
庄薇, 刘黎平, 薄兆海等. 2010. 新疆一次强飑线过程双多普勒雷达观测的中尺度风场结构分析. 气象学报, 68(2): 224-234 |
Barnes S L. 1964. A technique for maximizing details in numerical weather map analysis. J Appl Meteor, 3(4): 395-409 |
Benjamin T B. 1968. Gravity currents and related phenomena. J Fluid Mech, 31(2): 209-248 |
Bluestein H B, Jain M H. 1985. Formation of mesoscale lines of precipitation: Severe squall lines in Oklahoma during the spring. J Atmos Sci, 42(16): 1711-1732 |
Bluestein H B, Marx G T, Jain M H. 1987. Formation of mesoscale lines of precipitation: Nonsevere squall lines in Oklahoma during the spring. Mon Wea Rev, 115(11): 2719-2727 |
Bryan G H, Fritsch J M. 2002. A benchmark simulation for moist nonhydrostatic numerical models. Mon Wea Rev, 130(12): 2917-2928 |
Bryan G H, Knievel J C, Parker M D. 2006. A multimodel assessment of RKW theory's relevance to squall-line characteristics. Mon Wea Rev, 134(10): 2772-2792 |
Chen M X, Sun J, Wang Y C. 2007. A Frequent-updating high-resolution analysis system based on radar data for the 2008 summer Olympics//Preprints, The 33rd International Conference on Radar Meteorology. Cairns, Australia: Amer Meteor Soc, 4A.7 |
Droegemeier K K, Wilhelmson R B. 1985. Three-dimensional numerical modeling of convection produced by interacting thunderstorm outflows. Part I: Control simulation and low-level moisture variations. J Atmos Sci, 42(22): 2381-2403 |
Droegemeier K K, Wilhelmson R B. 1987. Numerical simulation of thunderstorm outflow dynamics. Part 1: Outflow sensitivity experiments and turbulence dynamics. J Atmos Sci, 44(8): 1180-1210 |
Fovell R G, Ogura Y. 1988. Numerical simulation of a midlatitude squall line in two dimensions. J Atmos Sci, 45(24): 3846-3879 |
Fovell R G, Ogura Y. 1989. Effect of vertical wind shear on numerically simulated multicell storm structure. J Atmos Sci, 46(20): 3144-3176 |
Fovell R G, Dailey P S. 1995. The temporal behavior of numerically simulated multicell-type storms. Part I: Modes of behavior. J Atmos Sci, 52(11): 2073-2095 |
Fovell R G, Tan P H. 1998. The temporal behavior of numerically simulated multicell-type storms. Part II: The convective cell life cycle and cell regeneration. Mon Wea Rev, 126(3): 551-577 |
Fujita T T. 1955. Results of detailed synoptic studies of squall lines. Tellus, 7(4): 405-436 |
Houze R A Jr, Biggerstaff M I, Rutledge S A, et al. 1989. Interpretation of Doppler weather radar displays of midlatitude mesoscale convective systems. Bull Amer Meteor Soc, 70(6): 608-619 |
Lafore J P, Moncrieff M W. 1989. A numerical investigation of the organization and interaction of the convective and stratiform regions of tropical squall lines. J Atmos Sci, 46(4): 521-544 |
Ludlam F H. 1963. Severe local storms: A review//Atlas D. Meteor Monograph. Boston: American Meteor Society, 5(27): 1-30 |
Mueller C K, Carbone R E. 1987. Dynamics of a thunderstorm outflow. J Atmos Sci, 44(15): 1879-1898 |
Newton C W. 1950. Structure and mechanism of the prefrontal squall line. J Meteor, 7(3): 210-222 |
Newton C W. 1966. Circulations in large sheared cumulonimbus. Tellus, 18(4): 699-713 |
Parker D J. 1998. The dependence of cold-pool depth on source conditions. Mon Wea Rev, 126(2): 516-520 |
Parker M D, Johnson R H. 2000. Organizational modes of midlatitude mesoscale convective systems. Mon Wea Rev, 128(10): 3413-3436 |
Parker M D, Johnson R H. 2004a. Structures and dynamics of quasi-2D mesoscale convective systems. J Atmos Sci, 61(5): 545-567 |
Parker M D, Johnson R H. 2004b. Simulated convective lines with leading precipitation. Part I: Governing dynamics. J Atmos Sci, 61(14): 1637-1655 |
Rotunno R, Klemp J B, Weisman M L. 1988. A theory for strong, long-lived squall lines. J Atmos Sci, 45(3): 463-485 |
Skamarock W C, Weisman M L, Davis C A, et al. 1994. The evolution of simulated mesoscale convective systems in idealized environments//Preprints, Sixth Conference on Mesoscale Processes. Portland, OR: Amer Meteor Soc, 407-410 |
Skamarock W C, Klemp J B, Dudhia J, et al. 2005. A description of the advanced research WRF version 2. NCAR Tech. Note NCAR/TN-468_STR, 88pp. |
Stensrud D J, Coniglio M C, Davies-Jones R P, et al. 2005. Comments on “‘A theory for strong long-lived squall lines’ revisited.” J Atmos Sci, 62(8): 2989-2996 |
Sun J Z, Crook N A. 1997. Dynamical and microphysical retrieval from Doppler radar observations using a cloud model and its adjoint: I. Model development and simulated data experiments. J Atmos Sci, 54(12): 1642-1661 |
Sun J Z, Crook N A. 1998. Dynamical and microphysical retrieval from Doppler radar observations using a cloud model and its adjoint: II. Retrieval experiments of an observed Florida convective storm. J Atmos Sci, 55(5): 835-852 |
Sun J Z, Crook N A. 2001. Real-time low-level wind and temperature analysis using single WSR-88D data. Wea Forecasting, 16(1): 117-132 |
Sun J Z, Zhang Y. 2008. Analysis and prediction of a squall line observed during IHOP using multiple WSR-88D observations. Mon Wea Rev, 136(7): 2364-2388 |
Sun J Z, Chen M X, Wang Y C. 2010. A frequent-updating analysis system based on radar, surface, and mesoscale model data for the Beijing 2008 Forecast Demonstration Project. Wea Forecasting, 25(6): 1715-1735 |
Takemi T. 1999. Structure and evolution of a severe squall line over the arid region in northwest China. Mon Wea Rev, 127(6): 1301-1309 |
Thorpe A J, Miller M J, Moncrieff M W. 1982. Two-dimensional convection in non-constant shear: A model of mid-latitude squall lines. Quart J Roy Meteor Soc, 108(458): 739-762 |
Wakimoto R M. 1982. The life cycle of thunderstorm gust fronts as viewed with Doppler radar and rawinsonde data. Mon Wea Rev, 110(8): 1060-1082 |
Weckwerth T M. 2000. The effect of small-scale moisture variability on thunderstorm initiation. Mon Wea Rev, 128(12): 4017-4030 |
Weisman M L, Klemp J B, Rotunno R. 1988. Structure and evolution of numerically simulated squall lines. J Atmos Sci, 45(14): 1990-2013 |
Weisman M L. 1992. The role of convectively generated rear-inflow jets in the evolution of long-lived mesoconvective systems. J Atmos Sci, 49(19): 1826-1847 |
Weisman M L, Davis C A. 1998. Mechanisms for the generation of mesoscale vortices within quasi-linear convective systems. J Atmos Sci, 55(16): 2603-2622 |
Weisman M L, Rotunno R. 2004. “A theory for strong long-lived squall lines” revisited. J Atmos Sci, 61(4): 361-382 |
Weisman M L, Rotunno R. 2005. Reply. J Atmos Sci, 62(8): 2997-3002 |
Wyss J, Emanuel K A. 1988. The pre-storm environment of midlatitude prefrontal squall lines. Mon Wea Rev, 116(3): 790-794 |
Xue M, Droegemeier K K, Wong V. 2000. The Advanced Regional Prediction System (ARPS)-A multi-scale nonhydrostatic atmospheric simulation and prediction model. Part I: Model dynamics and verification. Meteor Atmos Phys, 75(3-4): 161-193 |