江淮气旋是造成中国东部强降水的重要天气系统之一, 冬、春季可引发暴雪。江淮气旋暴雪具有强度大、影响范围广、持续时间长和降水相态复杂等特点。如2007年3月3—5日, 受江淮气旋北上影响, 中国北方出现了有气象记录以来同期最强的暴风雪和强降温天气。针对这次暴风雪天气的成因和机制, 已有一些研究成果(刘宁微等, 2009; 李江波等, 2009; 孙欣等, 2011)。蔡丽娜等(2009)和高松影等(2009)的研究表明, 大气的强斜压性及其所伴随的冷、暖平流是江淮气旋强烈发展的主要原因, 强暴雪的产生与偏南风低空急流的水汽输送及气旋内部强垂直运动有关; 孙艳辉等(2012, 2015)利用高时、空分辨率实测和数值模拟资料研究了这次暴风雪过程中尺度重力波的活动及其结构; 易笑园等(2009)分析了这次暴雪过程不同路径、不同高度的干冷空气的活动和作用。据统计, 江淮气旋是造成山东暴雪最多的一类天气系统(阎丽凤等, 2014)。2010年2月28日发生在山东的“雷打雪”天气就是由江淮气旋造成的, 周雪松等(2013)指出, 对流层低层逆温层和暴雪前期爆发性变暖是这次“雷打雪”天气发生的重要因素; 郑丽娜等(2012)认为这次“雷打雪”过程是由中尺度对流复合体造成的。盛春岩等(2002)的研究表明, 江淮气旋暴雪产生在对称不稳定大气中, 江淮气旋有向对称不稳定区移动的趋势。江淮气旋强降雪过程中常伴有雨、雪相态的转换(杨成芳等, 2013)。

欧美的暴风雪大多与温带气旋的发展登陆有关, 相关的研究较为深入。多普勒雷达探测表明, 暴风雪常出现在温带气旋西北象限的逗点头区域, 局部强降水主要与长约250 km、宽20—100 km的大于30 dBz的中小尺度带状强回波系统有关(Novak et al, 2004, 2008, 2010)。为了研究温带气旋雪带的结构特征, 20世纪70年代末在温带气旋风暴(Cyclonic Extratropical Storms, CYCLES)研究项目中引入垂直指向雷达, 用以观测气旋锋面系统的垂直结构, 发现气旋逗点头区域的云顶有高空对流泡产生, 高空对流泡中有少量液态水, 并有一定的上升和下沉速度, 可以促使下层冰晶的增长(Herzegh, et al, 1980; Syrett, et al, 1995; Cunningham, et al, 2014)。在近年开展的冬季风暴研究(Profiling of Winter Storms, PLOWS)项目中, 机载云雷达(Wyoming Cloud Radar, WCR)成为研究气旋逗点头精细结构的重要手段(Rauber, et al, 2014a)。Rosenow等(2014)和Plummer等(2014, 2015)研究了高空对流泡的高度、粒子性质、粒子垂直速度及其降水机制, 并用Bergeron(1965)提出的播撒云-供水云机制予以解释, 云顶的高空对流泡可以播撒冰晶, 导致降水增幅。

除观测资料分析外, 利用拉格朗日方法追踪气块三维运动轨迹日益受到重视。该方法既可以追踪水汽源地和输送路径(Huang et al, 2015a, 2015b; 孙建华等, 2016), 还可以分析干冷和暖湿气团的源地与变化, 有助于揭示温带气旋的气流结构。Rauber等(2014b)利用机载W波段雷达观测资料, 对气旋逗点头气团的精细结构及三股气流的作用进行了细致地剖析, 指出与干裂缝相联系的高层干空气侵入墨西哥湾暖湿空气, 在逗点头中产生两个降水区:北部为深厚的层状云降水区, 其上空有高空对流泡产生, 建立了播撒云-供水云机制; 南部为高架对流区。

上述研究对温带气旋逗点头降雪的中尺度特征和气流结构有了一定的认识, 但江淮气旋与欧美的温带气旋有许多差异。冬半年江淮气旋对山东的影响常常是由暖锋锋生造成的, 常有雨、雪相态的转换, 目前对江淮气旋逗点云区降水云系和气流结构的细致研究较少, 认识也很有限, 导致江淮气旋降水的精细化预报水平不高, 在定量降水强度和雨雪落区等方面预报偏差较大, 这些问题尚需进一步研究。

2016年2月12日傍晚至13日, 受江淮气旋影响, 山东省出现了一次极端雨、雪天气过程, 全省有48个站日降水量突破2月历史极值(图 1), 25个站日降水量为2月历史第2高值, 鲁北、鲁中和半岛的降水经历了雨—雨夹雪—雪的相态转换。文中以这次极端雨、雪过程为例, 分析江淮气旋逗点云系特征和气流结构, 探讨气流的来源、空间配置及不同气团的交汇, 为江淮气旋降水预报提供参考。

图 1 2016年2月12日12时—13日12时累积降水(a)和降雪(b)分布(单位:mm) (图中红点和灰点代表站点, 红点为降水量突破历史记录的站点, 字母Z、L、F、D和P分别代表淄川、莱阳、福山、东营和蓬莱站的位置) Figure 1 Distributions of accumulated precipitation (a) and snowfall (b) from 12:00 UTC 12 to 12:00 UTC 13 Feb 2016 (unit:mm; The red and gray dots represent automatic weather stations.Red dots denote stations where precipitation broke historic record on February.The letters Z, L, F, D and P denote the city of Zichuan, Laiyang, Fushan, Dongying and Penglai, respectively)

图选项

使用的资料主要包括:(1)常规观测和地面自动气象站观测资料; (2)星下点为5 km分辨率的FY-2G红外云图; (3)多普勒天气雷达探测资料; (4)NCEP/GFS预报场资料, 时间分辨率为3 h, 水平分辨率为0.25°×0.25°, 垂直方向为28层; (5)NCEP/GDAS资料, 是将GFS资料经过全球资料同化系统(Global Data Assimilation System, GDAS)同化计算后得到的, 时间分辨率为3 h, 水平分辨率为0.5°×0.5°, 垂直方向为21层; (6)WRF模式(v3.7.1)预报的相当位温和相对湿度资料。模拟采用三重网格嵌套, 以(30°N, 117°E)为中心, 水平分辨率分别为36、12和4 km, 格点数分别为202×146、283×271和319×328, 垂直方向为50层, 模式顶气压为50 hPa, 采用时间间隔为6 h、水平分辨率为0.5°×0.5°的NCEP/GFS的分析场作为模式的初始场和侧边界条件, 积分时间为2016年2月12日00时(世界时, 下同)至13日12时。模拟的降水、天气形势和物理量场与实况基本一致, 模式模拟的4 km热力场与雷达反射率配合使用。

采用美国NOAA空气资源实验室开发的基于拉格朗日方法的轨迹模式(Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model, HYSPLIT)Version 4.9 (Draxler et al, 1997, 1998; Stein, et al, 2015)对气块源地和气流路径进行追踪, 该模式平流和扩散计算采用拉格朗日方法, 常用于追踪空气质点的运动轨迹。模式资料采用NCEP/GDAS资料作为模式输入场, 对所选气块做72 h后向轨迹模拟。

降水过程12日10时自鲁南开始, 雨区逐渐向山东中、北部扩展, 至21时山东全省都已开始降雨, 13日00时前后鲁北开始转雨夹雪或雪, 13日06时鲁北、鲁中和山东半岛北部都转雪, 13日10时全省降水基本结束。从12日12时—13日12时的累积降水分布(图 1a)可以看出, 大于20 mm的降水主要在鲁中和山东半岛, 降水中心在淄川(55.9 mm)和博山(52 mm), 山东半岛地区的强降水在福山(43.2 mm)和莱阳(40.6 mm), 全省平均降水量达24.6 mm。鲁北和山东半岛北部出现大到暴雪, 有6个站降雪量超过10 mm, 强降雪在蓬莱(14.0 mm)和东营(11.1 mm)(图 1b)。

分析各站逐时降水(图 2)发现, 各时段降水强度、落区以及各地雨、雪的起讫时间有明显差异。大致可分为两个阶段:(1)降雨阶段(12日08—23时), 鲁北、鲁中和鲁南地区降雨强度大, 淄川从12日14时开始降雨, 降雨率2—10 mm/h, 12日19—20时出现9.8 mm的最大小时降雨量(图 2a)。山东半岛北部的蓬莱站12日21时才开始降水, 降雨持续约4 h, 最大小时降雨量为4.5 mm(图 2b), 半岛南部的莱阳站12日19时开始降雨, 12日23时出现9.3 mm/h的降雨率。(2)降雪阶段(12日23时—13日10时), 鲁北、鲁中和半岛北部逐渐转雪, 半岛南部为强降雨, 东营12日23时前后转雪, 最大降雪率为3.3 mm/h。蓬莱和淄川13日00时前后转雪, 最大降雪率分别为3.9和2.0 mm/h, 降雪持续8—9 h, 莱阳以降雨为主, 只有短暂的降雪。降雪初期的数小时内降雪强度较大, 之后逐渐减弱, 如东营12日23时—13日03时4 h降雪达9.1 mm(图 2c), 蓬莱13日00—04时4 h降雪量为11.7 mm (图 2b)。

图 2 2016年2月12日12时—13日12时地面自动气象站温度(实线)和1 h降水量(条形柱)随时间演变 (a.淄川, b.蓬莱, c.东营, d.莱阳; 黑点表示降雨, 雪花符号表示降雪) Figure 2 Temporal evolutions of surface air temperature (solid lines) and precipitation rate (bars) at automatic weather stations from 12:00 UTC 12 to 12:00 UTC 13 Feb 2016 (a.Zichuan, b.Penglai, c.Dongying, d.Laiyang; Black circles denote rain, and snowflake symbols denote snow)

图选项

可见, 强降雨或强降雪都集中在最初的数小时, 之后逐渐减弱。鲁西北东部、鲁中和半岛北部初期降雨, 随着温度的下降转为雨夹雪或雪, 降雨率比降雪率大得多, 各站降雨阶段有1—2个峰值, 降雪阶段有1个峰值, 表明降水云团经历了发生、发展、消亡以及新生云团的补充。

2月12日00时500 hPa上, 乌拉尔山为高压脊, 东西伯利亚有一冷涡, 与-44℃冷中心配合, 从冷涡中心至蒙古高原形成宽广的横槽, 横槽南部为东北—西南向锋区, 在105°E附近分别有中支槽与南支槽(图 3a)。12日12时, 随着500 hPa横槽南压, 其西部有小股冷空气分裂南下, 中支槽与南支槽合并加深, 山东处于槽前西南气流中, 同时处于200 hPa极锋急流入口区右侧的辐散区(图 3b); 850 hPa上河南和安徽交界有一低压环流, 其前部32°N附近有暖切变线, 切变线南部为风速中心达20 m/s的低空西南急流(图 3c), 源源不断地向山东输送水汽; 地面上, 山东处于冷锋前部地面倒槽内(图 4a), 在切变线的辐合作用下山东西南部首先开始降水。12日18时, 在槽前正涡度平流及高层辐散低层辐合的有利配置下, 低层进一步减压, 850 hPa上在山东南部形成低涡(图 3d), 地面冷锋进入倒槽与暖锋相接, 在南京附近形成气旋(图 4b)。随气旋形成, 冷空气南下, 相应降水增强。13日00时, 江淮气旋东移入海, 山东转为气旋后部, 山东北部逐渐转为雨夹雪或雪, 半岛地区降水增强。13日12时, 山东转为槽后, 降水结束。

图 3 500 hPa(a、b)和850 hPa(c、d)位势高度(黑色实线, 单位:dagpm)、温度(红线, 单位:℃)和风(风矢)分布 (a.12日00时, b、c.12日12时, d.12日18时; a和b中阴影区为200 hPa上≥30 m/s的风速区, c和d中的阴影区为850 hPa上≥12 m/s的风速区, 黑色虚线为槽线或切变线) Figure 3 Distributions of geopotential height (black solid lines, unit:dagpm), temperature (red lines, unit:℃) and wind (barbed arrow) at 500 hPa (a, b) and 850 hPa (c, d) (a.00:00 UTC 12 Feb, b and c.12:00 UTC 12 Feb, d.18:00 UTC 12 Feb; shadings in Figs (a) and (b) indicate wind speed ≥30 m/s at 200 hPa and those in Figs (c) and (d) indicate wind speed ≥12 m/s at 850 hPa.Black dashed lines denote trough lines or shear lines)

图选项

图 4 2016年2月12日12时(a)、18时(b)、13日00时(c)和03时(d)FY-2G红外云图、海平面气压(黑色实线, 单位:hPa)、地面气旋中心(D)和冷、暖锋分布 (图a中的字母Z、L、F、D、P和N分别代表淄川、莱阳、福山、东营、蓬莱和南京站点的位置, b和d中的黑色实线分别为图 6a、b及图 9a、b的剖线, b中的白框包括了气旋逗点云系) Figure 4 Infrared satellite images from the FY-2G at 12:00 UTC 12 Feb (a), 18:00 UTC 12 Feb (b), 00:00 UTC 13 Feb (c), 03:00 UTC 12 Feb 2016 (d) (Overlaid on the images are surface low pressure center and front, sea level pressure field (black lines, hPa), and the lines (straight black lines) along which the cross sections of Fig. 6 and Fig. 9 are shown)

图选项

图 6 2016年2月12日18时雷达反射率因子(色阶, 单位:dBz)的垂直分布 ((a)、(b)剖线见图 4b、5d, (a)中的字母标记为各条轨迹在12日18时的HYSPLIT模式后向追踪起点位置, (b)中叠加了WRF输出的温度(黑线, 单位:℃)和相对湿度(红色虚线, 单位:%); (c)显示了(a)中每个点72 h前(即9日18时)轨迹对应的终点, 左上角条形图为不同来源气块的高度分布频数, 其中柱状图为气块不同高度的轨迹数, 折线为轨迹的时间-高度剖面, 下x轴为时间, 上x轴表示轨迹数, y轴为高度) Figure 6 Cross sections of radar reflectivity (shaded, dBz) ((a)-(b) are along black lines shown in Figs. 4b and 5d, respectively.Each letter in (a) denotes starting point of a HYSPLIT trajectory at 18:00 UTC 12 Feb.Relative humidity (red dashed lines, unit:%) and temperature (black lines, unit:℃) from WRF are superimposed in (b).The opposite end of each trajectory 72 h earlier (i.e., 18:00 UTC 09 Feb 2016) is shown in (c).Bar graphs in the upper-left corner of (c) show the distribution of altitudes at which trajectories in the star, oval and circle categories originated at 18:00 UTC 12 Feb.Red and blue lines show altitude excursions of sample trajectories in each category)

图选项

图 9 2016年2月12日18时(a, 剖线见图 5d)和13日03时(b, 剖线见图 5h)雷达反射率因子(色阶, 单位:dBz)和相当位温(黑线, 单位:K)的垂直分布 Figure 9 Cross sections of radar reflectivity (unit:dBz) and equivalent potential temperature (black lines, unit:K) from WRF (a.18:00 UTC 12 Feb, b.03:00 UTC 13 Feb)

图选项

这次极端雨、雪过程天气系统的活动和云系发展有怎样的特点？下面通过分析卫星云图和高分辨率(0.01°×0.01°)的雷达拼图来了解。

FY-2G红外卫星云图(图 4)显示了这次江淮气旋雨雪过程云系的演变特征。12日12时, 河套到内蒙古东部的斜压叶状云系与中国东北地区东部至渤海湾的冷锋相对应, 其南部的河南和山东西南部为切变线云系(图 4a)。12日18时, 切变线云系发展为逗点云型(图 4b中白框), 但未与北部的斜压叶状云系相连(图 4b)。13日00时, 江淮气旋逗点云头明显发展, 范围变宽, 与北部的斜压叶状云系相连(图 4c)。13日03时, 随江淮气旋东移, 气旋逗点头云系主要影响半岛地区(图 4d)。可见, 气旋形成前, 山东的降水由暖切变线云系造成; 气旋形成后, 山东的降水发生在气旋的逗点云区, 由暖锋锋生造成。

下面进一步通过雷达回波来考察气旋逗点云区云系的演变细节。从强降水期间雷达组合反射率分布(图 5)可以看出, 12日13时, 气旋尚未形成, 有3条带状回波分别位于鲁西北、鲁中和鲁东南一带, 这些回波以层状云为主, 其中有少量大于35 dBz的积状云, 彼此相连; 安徽东北部有一对流云为主的带状回波4在发展(图 5a)。12日15时, 这些带状回波均明显发展、范围变宽, 回波带1、2和3结合在一起, 向北移动; 回波带4移入山东南部, 对流发展旺盛, 这些云带构成江淮气旋的暖锋云系。虽然地面图上江淮气旋已经形成, 但回波带4与回波带1、2和3之间存在空隙, 还没有形成完整的逗点云型(图 5b)。

图 5 雷达组合反射率(单位:dBz)分布 (左上角数字为时间, 椭圆中的数字1—4追踪主要回波带的演变, 椭圆中的字母a—f追踪主要中尺度雨带或雪带; d中黑色方框近似代表逗点头的位置, 红色方框代表逗点云的尾部, AB为图 6a、b中的剖线; h中CD为图 9a、b中的剖线) Figure 5 Radar composite reflectivity (unit:dBz) derived from radar mosaic (The number at the top left corner of each panel is time.Numbers (1-4) inside the ellipses are used to track the evolution of major echo bands while letters (a-f) inside the ellipses are used to track the mesoscale rain bands or snow bands.The black and red rectangular boxes in (d) denote the comma head and the tail of the comma head within the cyclone, respectively.The black lines in (d) and (h) represent the locations of the cross sections shown in Figs. 6a, b and Figs. 9a, b, respectively)

图选项

12日18时(图 5d), 云带1—4发展成一个整体, 形成完整的逗点云型(由于图的范围所限, 逗点云的尾部未包括在图中), 逗点云头部(图 5d中黑色方框)与暖锋云系对应, 其中的对流云向东北—西南向拉长, 形成多条中尺度雨带, 鲁中地区回波强度达50 dBz, 小时降水量迅速增大; 逗点云的尾部(图 5d中红色方框)范围狭窄, 以对流云为主, 与冷锋云系对应。12日20时, 江淮气旋发展成熟, 逗点头中的强回波开始呈涡旋回波特征, 其中的对流云明显向东北—西南向伸长, 形成中尺度雨带a、b和c(图 5e), 淄川12日19—20时9.8 mm强降水就是由中尺度雨带b造成的。12日22时, 由于冷空气南下, 逗点头西部的对流减弱, 主要的积状云集中在半岛地区(图 5f)。13日01时, 随江淮气旋向东北方向移动以及冷空气南下, 逗点云系向东北方向移动, 逗点头西部形成东北—西南向的带状中尺度雪带d和e, 强度较中尺度雨带弱, 山东半岛地区为中尺度雨带f(图 5g), 东营13日01—02时的3.3 mm强降雪是由中尺度雪带d造成。蓬莱13日02—03时3.9 mm的小时强降雪也由逗点头西部的中尺度雪带造成(图 5h)。

从上述分析可知, 江淮气旋降雨和降雪阶段云系和雷达回波强度有所不同, 下面选取12日18时和13日03时分别代表降雨和降雪阶段来研究气旋逗点云区气团的结构。

图 6a、b为12日18时经过中尺度雨带(剖线见图 4b、5d)雷达反射率的垂直剖面, 图 6a中叠加的点(带字母的圆、椭圆、正方形、矩形和五角星表示气块的位置)用HYSPLIT模式计算了72 h后向轨迹, 这些点是轨迹的终点, 即气块9日18时从其他位置移到剖面位置, 图 6c给出轨迹的起点; 图 6b中叠加了WRF模拟的温度和相对湿度。从气团剖面(图 6a)看到, 中尺度雨带主要由3股垂直叠置的气团组成。从下向上将这些气团称为边界层气团、南海气团和西亚气团, 尽管有些轨迹并不是直接起源于南海和西亚。边界层气团(图 6a、c中的椭圆)72 h前大多起源于中国东海、黄海和日本海, 少数起源于内陆, 气团厚度多为0.5 km, 剖面北端达1 km。分析气团的轨迹(图 7a、6c中嵌入的小图)表明, 来自陆地的边界层气团经过微弱的下沉(图 6a、7a中轨迹η和β)、来自海面的边界层气团经上升(图 6a、7a轨迹α、χ和γ)到达0.5 km剖面, 气团γ上升0.9 km到达1 km剖面; 气团主要向西北方向移动, 在山东半岛或渤海湾发生气旋式旋转到达剖面。边界层气团之上的南海气团(图 6a、c中的圆圈)72 h前主要来自中国南海、台湾海峡及中南半岛东北部, 气团深厚, 向上可达4—7 km。从一些南海气团的轨迹(图 7b、6c中嵌入的小图)看到, 典型的南海气团自海面向上爬升1—3 km到达剖面, 如轨迹T, O和I; 有些南海气团可爬升较高的距离, 如轨迹Υ从1.8 km爬升到6 km; 南海气团轨迹K的高度变化较小。南海气团到达陆地后向北流动, 越过30°N后先气旋式旋转, 后反气旋式旋转到达剖面, 轨迹呈S型, 轨迹变化的原因将在下面结合天气形势来分析。南海气团的轨迹与Martin(1998a, 1998b)和Rauber等(2014a)研究的美国内陆温带气旋来自墨西哥湾和俄亥俄山谷的暖、湿气流轨迹有许多不同, 那些暖、湿气团或经气旋式旋转或不经旋转直接进入逗点头。

图 7 边界层(a, 图 6a、c中的椭圆)、中国南海(b, 图 6a、c中的圆)、西亚(c, 图 6a、c中的五角星)、孟加拉湾(c, 图 6a、c中的矩形)和青藏高原东部气团(c, 图 6a、c中的正方形)的轨迹示例 (数字为轨迹起点和终点的海拔高度(单位:km), 字母对应图 6a、c中每一条轨迹) Figure 7 Sample trajectories of air masses originating from the boundary layer (a, ovals in Figs. 6a and c), the South China sea (b, circles in Figs. 6a and c), western Asia (c, stars in Figs. 6a and c), the Bay of Bengal (c, rectangles in Figs. 6a and c) and the eastern Tibetan Plateau (c, squares in Figs. 6a and c) (The altitudes (km, MSL) of the starting and ending points of the trajectories are indicated.The letters for individual trajectories correspond to that in Figs. 6a and c)

图选项

西亚气团(图 6a、c中的五角星)72 h之前来自西亚或东欧, 气团在5 km以上, 经历较小上升到达对流层高层, 如图 7c中轨迹c和f快速向东移动, 越过105°E后转向东北, 分别上升0.2和1.5 km到达剖面。另外两种气团并不能归于上述3种主要类型, 孟加拉湾气团(图 6a、c中的矩形)通过更长时间气团轨迹的后向追踪发现该气团来自孟加拉湾, 性质与南海气团类似, 如图 7c中的轨迹u从0.1至7.0 km, 而r从2.5 km上升到5.0 km。青藏高原东部气团(图 6a、c中的正方形)来自青藏高原东部或东南部, 从3—4 km的高度下沉到达剖面, 如图 7c中的轨迹m从3.4 km下沉至2 km, 气团在垂直方向上运动与西亚气团类似, 但它从中层下沉, 西亚气团从高层下沉。

图 7中的轨迹变化可以通过考虑其所处的天气形势来更好地理解。图 8为间隔12 h的500与925 hPa位势高度场分布, 并叠加了5种气团的轨迹, 轨迹中深色线段着重突出图所在时刻前后3 h轨迹的位置, 数字显示了轨迹起点和终点以及图所在时刻每条轨迹的海拔高度。来自东海的边界层气团χ在海上高压外围偏北气流的作用下向北移动, 11日06时到达渤海湾, 12日06时在低层低压倒槽北侧偏东气流的作用下转向西南移动, 12日18时到达剖面。南海气团K的轨迹开始于835 hPa, 在槽前西南气流作用下向东北方向移动, 12日06时, 气团处于低层低压倒槽东北部, 在东南气流的作用下转向西, 12日18时气团上升到777 hPa, 因山东一带的低涡在850 hPa以下存在, 当气团上升到850 hPa以上不再受低涡影响, 而是受中高层槽前西南气流的作用转向东北移动, 使气团的轨迹呈S形。起源于陆地的西亚气团、孟加拉湾气团和青藏高原东部气团所在高度较高, 均先在中高层槽后西北气流作用下向东南方向流动, 移到槽前受西南气流作用转向东北。如与轨迹c相联系的西亚气团, 开始于较高的高度(286 hPa), 向东南方向移动, 11日06时到达青藏高原东部, 降至544 hPa高度, 11日18时气团移至槽前, 12日18时到达剖面时已升至449 hPa。与轨迹r相联系的孟加拉湾气团, 开始于中层(675 hPa), 11日06时降至746 hPa高度, 11日18时气团升至683 hPa, 12日18时升至514 hPa高度。与轨迹m相联系的青藏高原东部气团, 开始于577 hPa, 在槽后西北气流的作用下, 11日06时降至751 hPa高度, 移到槽前后则在西南气流作用下缓慢下沉, 12日18时达791 hPa高度。青藏高原东部气团和孟加拉湾气团下降到低层后向上抬升, 在槽前西南气流的作用下, 气团变潮湿, 对降水贡献加大。可见, 气团的路径与天气系统活动密切相关, 气团运动轨迹随所在高度气流的变化而变化, 起源于陆地的气团经过槽前西南气流流经区域时气团变潮湿, 从而加大对降水的贡献。

图 8 500 hPa (灰色实线)和925 hPa (红色实线)位势高度(单位:dagpm)及边界层、中国南海、西亚、孟加拉湾和青藏高原东部气团轨迹的示例 (a、b.10日06、18时, c、d.11日06、18时, e、f.12日06、18时; 轨迹端点及中间的数值分别为轨迹起点、终点及图上时刻气压高度, 深色线段为图上时刻3 h前后的轨迹位置) Figure 8 500 hPa (gray solid lines) and 925 hPa (red solid lines) geopotential height (unit:dagpm) and sample trajectories of air masses from the boundary layer, the South China sea, western Asia, the Bay of Bengal and the eastern Tibetan Plateau (a and b.06:00 and 18:00 UTC 10 Feb, c and d.06:00 and 18:00 UTC 11 Feb, e and f.06:00 and 18:00 UTC 12 Feb; The numbers at the ends of the trajectories are pressure-altitudes at the starting and ending points.The highlighted portions of the trajectories are within ±3 h of the time shown in the panel.The pressure-altitude of each trajectory at the time shown in each panel are given by the numbers along the highlighted region of each trajectory)

图选项

从图 6a、b可以看出, 沿着剖面降水可分为3个区域, 剖面南部(36.7°N以南), 近地面为来自内陆的边界层气团, 相对湿度在90%以下, 1—5 km为南海气团, 西亚气团在5—7 km, 317和318 K相当位温线向上凸起(图 9a), 与向下伸展、低于80%的相对湿度线对应, 干冷的西亚气团明显南下, 干冷气团下面饱和层(相对湿度达99%)不太深厚, 该区域主要为层状云, 反射率因子大于20 dBz的回波伸展到4 km。剖面中部(36.7°—37.5°N), 0.5 km高度为来自海洋的边界层气团, 南海气团可达6 km, 6—7 km有少量孟加拉湾气团(图 6a、c中的矩形), 其性质与南海气团类似, 西亚气团在7 km。该区域暖湿气团深厚, 相对湿度大于90%的范围伸展到6 km, 4—6 km有相当位温大值区(图 9a), 中高层有条件性不稳定层结, 对流活跃。36.8°、37.0°、37.1°和37.4°N附近的单体发展至9 km以上, 有高空对流泡产生, 对流单体中有大片反射率因子大于45 dBz的强回波, 回波核心在2—3 km, 与地面较强降水对应。剖面北部(37.5°N以北), 边界层气团1 km厚, 2—4 km为青藏高原东部气团, 4—7 km为南海气团, 青藏高原东部气团从3—4 km高度下沉至2 km后, 在降水前6 h明显上升至剖面, 气团在西南气流的作用下湿度增大, 该区域层结稳定, 饱和层在2.5 km以下, 较浅薄, 因此以层状云降水回波为主。

可见, 江淮气旋逗点云区不同部位气团的结构和稳定性有所差异。有3个降水区:北部和南部暖湿气团弱, 层结稳定, 主要为层状云降水区; 剖面中部中高层有条件性不稳定发展, 暖湿气团深厚, 为深厚的对流降水区, 有高空对流泡产生。剖面中部和南部的干冷气团来自高层的西亚气团, 剖面北部中层有来自高原东部的干冷气团, 气团在上升过程中变湿, 但其含水量弱于南海气团。

图 10a、b为13日03时经中尺度降水带(剖线见图 4d、5h)的雷达反射率垂直分布。气旋逗点云区中尺度降水带主要由4股垂直叠置的气团组成, 从下向上气团的起源分别为西伯利亚(图 10a、c中椭圆)、中国东海(图 10a、c中矩形)、中国南海(图 10a、c中圆)和中南半岛(图 10a、c中五角星)。西伯利亚气团72 h前来自贝加尔湖及其东部地区, 在0.5 km的边界层附近。从其轨迹(图 11)可以看出, 西伯利亚气团从源地东移, 进入黑龙江后转向西南, 经吉林、辽宁和渤海湾南下进入山东, 气团大多经过微弱的爬升(图 11a中的轨迹ε、δ和γ)到达0.5 km高度剖面。东海气团, 大多在1 km高度, 少数伸展至2 km, 气团自海面爬升1—2 km到达剖面, 进入黄海和渤海时轨迹发生气旋式旋转(图 11b)。南海气团较深厚, 剖面南侧达6 km, 剖面北侧达3—4 km。有些南海气团可爬升至较高的高度, 如与南海气团相联系的轨迹ρ从0.1 km爬升至5 km, 轨迹Υ从0.7 km爬升到6 km(图 11c)。大多数南海气团向东北方向移动、直接到达剖面, 但有些气团受低层低涡前部偏东气流影响, 越过30°N发生气旋式旋转后到达剖面, 如气团D和H的轨迹。中南半岛气团与南海气团类似, 如轨迹a从1.9 km爬升至4 km剖面, 轨迹b从2.1 km爬升至5 km剖面(图 11d)。来自青藏高原南部(图 10a、c中正方形)的气团不能归为以上4种, 该气团先下沉, 后上升到达剖面, 如图 11d中的轨迹φ从3.9 km下沉至2 km后再上升至6 km, 与降雨阶段的青藏高原东部气团类似, 气团最初处于槽后, 在西北气流作用下下沉, 之后移至槽前, 在西南气流作用下上升, 气团最初较干冷, 但在西南气流作用下气团增湿, 对降水贡献增大。

图 10 2016年2月13日03时雷达反射率因子(色阶, 单位:dBz)的垂直分布 ((a)、(b)剖线见图 4d、5h, (a)中的字母标记为各条轨迹在13日03时的HYSPLIT模式后向追踪起点位置, (b)中叠加了WRF输出的温度(黑线, 单位:℃)和相对湿度(红色虚线, 单位:%); (c)与图 6c类似, 但为10日03时) Figure 10 Cross sections of radar reflectivity (shaded, dBz) (Figs. 10a and b are along black lines shown in Figs. 4d and 5h, respectively.Each letter in (a) denotes the 18:00UTC 12 Feb location of a HYSPLIT trajectory.Relative humidity (red dashed lines, unit:%) and temperature (black lines, unit:℃) from WRF are superimposed in (b).The opposite end of each trajectory 72 h earlier (i.e.03:00 UTC 10 Feb 2016) is shown in (c).Bar graphs in the upper-left corner of (c) are the same as Fig. 6c, but fo 03:00 UTC 13 Feb.)

图选项

图 11 西伯利亚气团(a, 图 10a、c中的椭圆)、东海气团(b, 图 10a、c中的矩形)、南海气团(c, 图 10a、c中的圆)、中南半岛气团(d, 图 10a、c中的五角星)和青藏高原东部气团(d, 图 10a、c中的正方形)的轨迹示例 (数字为轨迹起点和终点的海拔高度(单位:km), 字母对应图 10a、c中每一条轨迹) Figure 11 Sample trajectories of air masses originating from Siberia (a, ovals in Figs. 10a and c), the East China Sea (b, rectangles in Figs. 10a and c), the South China Sea (c, circles in Figs. 10a and c), the Indo-China Peninsula (d, stars in Figs. 10a and c) and the southern Tibetan Plateau (d, squares in Figs. 10a and c) (The altitudes (km, MSL) of the trajectory starting and ending points are indicated.The letters for each trajectory correspond to that in Figs. 10a and c)

图选项

从图 10a、b可以看出, 沿剖面降水可分为两个区域, 剖面南半部(37.3°N以南)为降雨区, 0.5 km以下为西伯利亚气团, 1 km高度为东海气团, 2—6 km为南海气团, 中南半岛气团在7 km高度, 结合相当位温分布(图 9b)发现, 36.8°—37.3°N的321 K线呈舌状向下伸展, 36.6°N及36.3°N附近5 km高度有320 K的相当位温大值区, 5—7 km的相当位温随高度减小, 有条件性不稳定层结, 大于20 dBz的反射率因子发展至5 km。剖面北部(37.3°N以北)为降雪区, 0.5 km高度为西伯利亚气团, 东海气团达2 km高度, 由图 11知, 西伯利亚和东海气团都转为东北气流到达剖面北部, 表明其分别为干冷和湿冷气团, 南海气团在3—4 km, 较浅薄, 较深厚的中南半岛气团或青藏高原南部气团覆盖在南海气团之上, 这两种大陆气团在槽前西南气流作用下明显湿度增大, 但较南海气团干燥; 7 km以上为相对湿度小于70%的干冷气团(图 10b), 6—8 km有相当位温大值区(图 9b), 上空有条件性不稳定发展。大于20 dBz的反射率因子发展到3.5 km, 大于30 dBz的回波较均匀, 集中在3 km以下, 这是由于冰晶和雪花对微波的散射能力比水滴小得多, 对微波的衰减作用较小, 造成雪的回波强度比连续性降雨回波弱。

从上述分析可知, 降雨阶段和降雪阶段的气团有很大不同, 明显差别是降雪阶段近地面有西伯利亚冷气团存在, 而降雨阶段却没有。那么气团的变化是如何造成降水性质的变化？

降雨阶段和降雪阶段的-10和-20℃线变化不大, 在4.5—4.7和6—6.2 km(图 6b和10b), 这样的温度分布可以在云中形成足够多的冰晶和雪花等水凝物粒子。降雨阶段, 近地面东海气团浅薄, 南海气团深厚, 东海气团较南海气团温度低(图 6b), 南海气团在较冷的东海气团上爬升, 有利于平流降温, 气团上升凝结或凝华形成雨滴、冰晶和雪晶等水凝物粒子。因0℃线在2.8 km附近, 近地面温度较高, 冰晶或雪花降落融化产生降雨。

降雪阶段, 由于干冷空气南下, 近地面出现西伯利亚气团, 尤其37.3°N以北的降雪区, 西伯利亚气团上部的东海气团变厚, 南海气团相应变薄。西伯利亚气团是干冷气团, 与东海气团和南海气团性质不同, 两者汇合形成锋面(图 9), 提供抬升条件; 西伯利亚气团不断楔入暖湿气团的下方, 可以强迫上部的暖湿空气抬升, 有利于降水云系的发展。东海和南海气团在较冷的西伯利亚气团上部爬升, 形成冰晶、雪花等降水粒子。随西伯利亚冷空气入侵, 近地面温度持续下降, 13日03时近地面形成低于0℃的冷层, 37.3°N以北的降雪区1 km以下都低于0℃, 有些地区甚至低于-5℃(图 10b)。因近地层温度较低, 边界层内温度达到了雨雪转换的阈值(杨成芳等, 2013), 当冰晶或雪花下落时不融化产生降雪。此外, 南海气团与其上空的西亚气团或其他大陆气团性质不同, 有利于高层条件性不稳定发展, 产生高空对流泡, 建立播撒云-供水云机制, 有利于雨雪增幅。降雨区的云顶和条件性不稳定层都较降雪区高。

可见, 不同性质气团的交汇可以提供上升运动、降温机制和条件性不稳定发展, 西伯利亚冷气团对雨雪相态的转换有重要作用。

利用常规观测、FY-2G卫星云图、多普勒雷达拼图, 结合WRF模式输出的热力学变量, 基于HYSPLIT模式, 对2016年2月12—13日由江淮气旋暖锋锋生引发的山东极端雨雪天气的雷达回波和气流结构进行了分析, 得到如下结论:

(1) 江淮气旋逗点云区由4条带状回波合并发展形成, 逗点头云系以层状云为主, 其中有零散的对流云; 气旋形成后雷达回波发生气旋式旋转、拉长, 形成多条中尺度强降水带。

(2) 降雨阶段气旋逗点头从下到上主要由来自中国东海、黄海, 日本海或内陆的边界层气团、来自中国南海和中南半岛的暖湿气团以及来自西亚及东欧的干冷气团组成。气旋逗点头北部和南部南海气团浅薄, 为层状云降水区; 中部暖湿气团深厚, 为深厚的积层混合云降水区。

(3) 降雪阶段气旋逗点头从下到上主要由西伯利亚气团、东海气团、南海气团和中南半岛气团组成, 这些气团的厚度在降雨区和降雪区有很大不同。降雪区东海气团深厚、南海气团浅薄; 降雨区则相反。不同性质气团的交汇可以提供上升运动、降温机制和条件性不稳定发展, 西伯利亚冷气团对雨雪相态的转换有重要作用。

(4) 文中只是一个个例研究, 所得结论对其他江淮气旋的适用性还有待于通过更多的个例、更细致的雷达观测来揭示。