引言

我国暴雨多发生在高空急流的右后方的辐散场以及低空急流左前方的辐合场中,急流多为西、西南风^[1]。南亚高压在我国东部上空一方面可使高压外围的高空急流加强另一方面造成辐散为低层的降水提供动力条件。翟国庆^[2] 指出:青藏高压的东扩引起高压东侧出现偏北(东北风)大风轴,此大风轴提供了梅雨暴雨的高层辐散场。本文的研究中发现,在1998 年7 月21-22 日的特大暴雨过程中不仅南亚高压东侧有偏东北大风轴出现,而且其北侧为偏西北风急流,这两支急流对这次过程有何关系是本文研究的主要问题。另外也研究了条件性对称不稳定对中尺度暴雨发展的影响。

1 过程分析及模式介绍

1998 年7 月18 日起,200 hPa 河套地区有西北气流东移,并在东移过程中逐步增强。 19 日08 :00(北京时,下同)急流中心移至河套,中心风速为63 m /s。长江一带降水减弱,最大雨量中心在浙江为93 mm。20 日08 :00,急流中心风速为58 m /s 移至河套东部。仅湖南省的一个站达到暴雨程度(64 mm)。20 日08 :00-23 日08 :00,急流中心风速从50 m /s 减弱至40 m /s,并逐步东移至山东半岛南部,在长江流域出现了大范围的暴雨。其中日最大降雨量出现在21 日08 :00-22 日08 :00(见图 1a),为271 mm。23 日以后,急流中心东移减弱,暴雨也随之减弱。

本文利用MM4 中尺度模式^[3],垂直方向采用10 层,不等距σ坐标,格距为60 km,61 ×61 网格点,中心在32°N,120°E。模式中采用了改进的郭晓岚积云对流参数化方案,以及Blackadar 高分辨模式垂直网格结构^[4],采用松弛边界条件,每3 h 输出一次结果。模拟了7 月21 日08 :00-22 日08 :00 的暴雨过程,以及去除积云对流潜热试验,企图找出本次西北风高空急流下的暴雨成因。

2 模拟结果分析

图 1(a)为21 日08 :00-22 日08 :00 降水量与200 hPa 全风速场的实况,图 1(b)为模拟结果。比较图 1(a)图 1(b)可看出,长江流域的三个暴雨中心均较好的被模拟出来,但略偏南,雨量没有实况强。最大雨量中心在武汉附近,为132 mm。将实况6 h 与模拟6 h 降水量(图 2)对比可见,在21 日14 :00-20 :00,实况除个别点较大外,一般在20 mm 左右,降水强度较小。模拟结果显示,一般的情况模拟较好,但对个别站的强降水模拟量偏小。22 日02 :00-08 :00 实况降水量与雨区的范围明显加大,模拟结果也同样反映出降水量及雨区加大的情况。从流场和全风速场分析,模拟与实况一致。可见对暴雨以及形势场的模拟是较成功的。

2.1 高低空急流活动分析

21 日08 :00 高空急流中心位于36°N,112°E,中心风速为49 m /s,之后位置少动强度有所减弱。积分12 h 高空急流分裂为两个中心,一个位于36°N,113°E,中心风速为41 m /s,另一个位于33°N,120°E 附近,中心风速为40 m /s。之后至22 日08 :00,中心在原地维持。与高空急流的减弱相反,低空急流在加强。积分12 h 之后急流中心也相应东移。

图 3给出了沿114°E 的v 场剖面。可以看出:500 hPa 以下,在30°N 附近为辐合区,200 hPa 以上有两个北风大值中心,一个位于34°N 以北,另一个位于28°N 附近。这两个大值中心一个是由高空西北风急流造成,另一个是南亚高压脊线附近的偏北风气流所致。 是文献[2] 中提到的偏北风大风轴。南部的北风中心稳定少动且随时间加大,为暴雨提供了较好的动力条件。低层南风分量在积分12 h 后逐步增强。与之对应的上空北风分量和降水也在加强。由水平辐散分别计算并与两者之和的总散度场对比得出,在 30°N,总散度场的低层辐合,高层辐散主要由v 分量形成。因而v 分量引起的低层辐合,高层辐散是造成降水的主要因子。由去除潜热加热试验分析,南风分量明显小于控制试验(图 3d),北风分量也有所减弱。因此高层北风分量与低层南风分量的增强与积云对流潜热反馈有明显的联系。图中30°N 以北初始时刻,在850 hPa 有8 m /s 的北风中心,高层也有较大的北风中心与之对应,之后,这两个大值中心减弱,显然与高空急流的减弱东移有关。低层的北风分量与南部的南风分量在30°N 附近汇合,造成了该地区的暴雨。

2.2 中尺度环流场的成因

为了了解本次暴雨过程中的中尺度系统的活动,本文采用了25点滤波平滑算子方案^[5] 滤去300 km 以上的波动得到沿114°E 的环流剖面(图 4),经分析可见,在积分初始时刻32°~27°N 有两支环流存在,上升支在30°N 附近。随着积分时间的加大,北部环流逐渐减弱,南部环流维持。由图 3 可以看出,雨区南部高层北风中心的稳定加强可造成中心南侧下沉,北侧上升有利于环流圈的生成与维持。北部环流圈的形成同样与高层的北风大值中心有关。在大值中心的南侧易形成下沉运动,该下沉支与雨区附近的上升支一起可构成另一环流圈。图 3 显示,北部环流圈随高层北风的减小而减弱以至消失。这两支中尺度环流对降水的维持相当重要。

从前面的分析可见,南部的中尺度环流可导致南部的下沉支在低层向北部低压区运动时,将位能转换为动能使低空急流加速。加大向暴雨区的能量输送,有利于暴雨加强。 北部的下沉支可使低值区辐合加强,也有利于暴雨形成。从模式的积分可见,南亚高压的变化较小,急流也相对稳定,因而也解释了暴雨的持续稳定的原因。

南部环流对暴雨的加强较之北部环流更加重要。北支环流主要使低层的切变辐合加强从而有利于降水。南部环流不仅使低层的切变辐合加强而且能输送水汽、动量、能量使降水得到加大。北支环流减弱时,南支环流在加强,暴雨也在加强。

以上分析可见,本次暴雨的形成主要与高空西北风急流以及南亚高压的稳定维持有关,这两个系统造成的两支中尺度环流对暴雨的维持和加强起到非常重要的影响。

2.3 条件性对称不稳定(CSI)与暴雨及环流圈关系

条件性对称不稳定一般是指空气作倾斜上升时所表现的不稳定性。人们近年来对其进行了大量的研究。认为条件性对称不稳定是暴雨及中小尺度雨带形成的主要原因 ^[6]。 一般说来,条件性对称不稳定往往与条件性对流不稳定同时存在。为了区分这两种情况的影响,这里引入了相当位涡(EPV)对CSI 进行诊断^[7]。其计算公式为:

这里M_g =u_g-f(-y)取y 指向暖空气一侧。其中A 项为绝对地转动量随气压的变化,一般为负,B 项在梅雨雨带中应为正值,因而A、B 两项的乘积通常小于零；根据M_g 的定义C 项一般向南增加,D 项反映了大气的稳定性,当D 项大于0,若ζ_EPV <0,则有条件性对流不稳定存在；若D 项大于0,则ζ_EPV <0,此时的不稳定应主要与条件性对称不稳定有关:当D 项等于0,则ζ_EPV 值只与A、B 项有关。我们称A 项乘以B 项为ζ_EPV1 ,C 项乘以D 项为ζ_EPV2 。可以看出,要在大气中存在条件性对称性不稳定,ζ_EPV 应为负值。夏季,中高层的ζ_EPV <0 决定了条件性对称性不稳定。低层ζ_EPV2 <0 则主要反应了条件性对流不稳定。由于ζ_EPV2中有对流性不稳定的因素,为了突出条件性对称性不稳定,以下主要考虑 ζ_EPV1的作用。

2.3.1 对称不稳定的演变

从积分各时次M_g 与θ_e 面分析,在初始场上,雨区北部的中上层等Mg 面较等θ_e 面更水平,有较强的条件性对称不稳定存在(图 5)(在该区域中ζ_EPV1 <0(图 6),因而ζ_EPV1项确实可反映出条件性对称不稳定的现象)。之后至积分24 h 条件性对称不稳定的区域逐步减小与实况演变相同。由图 6 的ζ_EPV1项的负值区演变可见,初始场上ζ_EPV1最大,之后逐步减小。积分24 h 后ζ_EPV1最弱,与图 5 中变化一致。ζEPV 2 的负值区主要在低层,为对流性不稳定造成,且随时间增大(图略)。积分12 h 后以对流性降水为主。将去除积云对流潜热得到的降水量场(图略)与图 2 相比,后期降水较前期减少得多,在积分 18-24 h 后控制试验最大降水量为59 mm 而去除积云对流潜热试验只有35 mm,可见暴雨后期对流性不稳定较强。

2.3.2 对称不稳定与中尺度环流圈的形成

由图 6 可见,在初始场上,CSI 区主要发生在暴雨区北侧的中高层以及雨区的上空并随积分时间的加大CSI 减小。在积分24 h 后,高低层已无明显的CSI 中心。由对称不稳定原理,当北侧的下沉气流位于CSI 区时可导致气流在下沉的过程中加速向南向下运动。 图 6 无滤波的环流场上,在雨区北部,中高层有一向下后又向上的气流,该气流的下沉区与CSI 区对应,在初始时刻CSI 最大时,对应的下沉气流最强。雨区上空的上升气流也是在CSI 最大时最强。之后随CSI 的减小,上升与下沉气流减小。滤波后的环流更加明显,最强的环流圈发生在CSI 最强时刻(图 4)。

可以看出,雨区北部加速下沉支与南部的上升支构成了暴雨区北部的环流圈。积分24 h 北部加速下沉支已不存在环流圈消失。这支下沉气流可使北风的动量下传从而维持了低层雨区北侧的北风气流,有利于低层辐合上升与暴雨加强。可见CSI 对雨区北部环流圈的形成与维持十分重要。南部环流圈的维持与CSI 的关系相对较小。雨区上空的 CSI 有利于上升运动的加大。

3 小结

(1) 本次暴雨生成和发展与高空急流以及南亚高压的活动密切相关。高空急流右前方的辐合与南亚高压强北风轴形成的辐散、辐合场构成了一对中尺度的环流圈。这两支环流对暴雨雨带的维持起关键性的作用。南部正环流圈的加强对降水的影响最大,它的下沉支在向南运动时,可加强低空的南风急流,加强向暴雨区的水汽、动量、热量等的输送使暴雨加大,暴雨形成的潜热反馈有利于环流的加强。

(2) 条件性对称不稳定对北支环流的形成与维持起关键作用。CSI 可使雨区北部的环流圈的下沉支加速向南向下运动有利于动量下传下沉。在降水的初期,有较强的对称不稳定存在,中尺度环流最强,积分12 h 后,随着对称不稳定的减弱,对流性不稳定占主导地位。去除潜热试验中显示,积云对流潜热反馈有助于低层南风与北风分量的加大,对降水有利。

(3) 利用相当位涡诊断条件性对称不稳定能较好地区分出对流不稳定与对称不稳定,从而看出对流不稳定与对称不稳定各自的作用和对暴雨及系统的影响。