2006, 17 (5): 583-593
2. 中国气象局中国遥感卫星辐射测量和定标重点开放实验室, 北京 100081
2. Key Laboratory of Radiometric Calibration and Validation for Environmental Satellites, China Meteorological Administration (LRCVES/CMA), Beijing 100081
暴雨及其造成的洪涝是我国主要自然灾害之一。中尺度对流系统是暴雨的直接制造者, 致洪暴雨往往由于中尺度对流系统持续影响而造成。自20世纪“75.8”河南暴雨以来, 对其基本形成条件、大尺度环流分析和中尺度系统的活动都有较完整的总结和提及[1-2]。由于我国的降雨受季风影响, 对梅雨暴雨的研究尤其重要[3-4]。迄今为止, “973”项目“我国重大天气灾害的形成机理和预测理论研究”[5]及其后续项目“我国南方致洪暴雨监测与预测的理论和方法研究”仍致力于中尺度暴雨系统的研究。“973”项目通过开展大规模野外试验, 组织气象站网进行加密观测, 结合运用气象卫星、多普勒天气雷达、风廓线仪、边界层观测、地基GPS和无人遥测飞机等多种先进的观测手段, 获取大量的观测资料, 并在此基础上对暴雨形成机理和预测理论展开全面研究, 取得了明显进展。
卫星在中尺度对流系统的监测和研究方面具有得天独厚的优势, 高时空分辨率的静止卫星可以用作识别大气中正在发生的动力和热力过程的有效指示[6], 可以监测小到单个对流云团、大到行星尺度天气系统的发生、发展和演变。另外, 在人烟稀少和地面气象资料缺乏地区, 卫星资料能提供唯一的预报依据。
对于不同轨道的气象卫星而言, 尽管极轨卫星搭载有较高空间分辨率的光谱成像仪、扫描辐射计和大气垂直探测器, 但由于时间分辨率低, 每天过境两次, 很难满足中尺度监测和分析的要求; 静止卫星如FY-2C可以提供每小时一次 (汛期观测模式可以提供30 min一次) 的可见光、红外和水汽图像, 以及导出的云导风、TBB (相当黑体亮温) 等产品, 可以满足中尺度监测和分析的要求。风云二号业务卫星的主要遥感仪器是五通道 (0.55~0.9, 10.3~11.3, 11.5~12.5, 6.3~7.6 μm和3.5~4.0 μm) 的成像仪, 成像仪空间分辨率:红外和水汽通道为5 km, 可见光通道为1.25 km。根据Olanski[7]的尺度划分, 卫星云图上的暴雨云团可以涵盖γ到α-中尺度的对流云团, 即水平尺度在2~2000 km、生命史从几十分钟到十几小时, 显然, 依据星载仪器观测的时空分辨率, 卫星对暴雨云团适宜的监测对象应该是β-中尺度 (或尺度更大, 如α-中尺度) 的对流云团, 即空间尺度在20 km以上, 生命史在几小时以上的对流云团。这些对流云团不同于一般的对流单体, 也有别于Browning等[8]描述的多单体和超级单体, 它们是有组织的中尺度对流系统 (mososcale convective system, 简称MCS)。在卫星红外云图上, 有组织的中尺度对流系统表现为大的冷卷云盖, 通常可根据它们的形状、大小和持续时间划分为不同的类型, 包括飑线、中尺度对流复合体 (mesoscale convective complex, 简称MCC) 和对流风暴群, 它们经常产生暴雨、冰雹、强风、龙卷等灾害天气, 但很多时候由于其尺度较小, 仅依靠常规的观测网难以对其进行追踪、分析和预报。
我国气象卫星资料应用研究从20世纪70年代以后逐渐展开[9], 在暴雨云团发生的大尺度环流背景的研究方面, 方宗义[10]、李玉兰等[11]、江吉喜等[12]先后指出这些中尺度对流系统经常发生在静止锋或低层切变线西端、西南急流的左前端和500 hPa短波槽的前方。此外还概括了暴雨云团发生发展的大尺度云型模式[12-13]和水汽型模式[14], 并尝试利用OLR对暴雨云团进行短期预报[15]。在1991, 1998年长江流域特大洪水之后, 暴雨云团的活动特征及大尺度云型特征又得到进一步分析[16-18]。另外, 对于和暴雨云团类似的强对流云团的特征和发生的大尺度环流背景方面, 也有了初步的研究[19-20]。
本文将对卫星监测、分析和研究暴雨云团的国内外若干研究结果和进展给予简要综述。
1 中尺度对流复合体 1.1 中尺度对流复合体的定义及其生命史利用卫星云图监测和研究暴雨云团最成功的先例就是发现了MCC。在静止卫星出现之前, 人们对这种造成80%以上灾害天气事件的高度有组织的中尺度对流系统基本上没有认识。20世纪80年代到90年代是研究MCC的鼎盛时期。MCC的定义首先由Maddox[21]提出, 指的是一种近椭圆形、生命史较长的α-中尺度对流系统, 这是根据卫星红外云图给出的形态上的定义 (表 1)。在以后的研究中, 逐渐认为红外亮温≤-32 ℃面积或最大范围时偏心率≥0.7的条件限制不是必需的[22-26]。
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表 1 MCC的定义 |
MCC在美洲主要产生龙卷、冰雹、暴洪、下击暴流, 我国多产生暴雨和冰雹; 项续康等[23]研究我国南方地区MCC认为, MCC所产生的天气和各发展阶段密切相关。在发生、发展阶段, 降水量相对小一点, 但强对流天气主要发生在这两个阶段内。美国的MCC在此阶段内经常产生龙卷, 我国的MCC在此两阶段内多产生强雷暴和冰雹, 暴雨主要发生在MCC的成熟阶段。
MCC生命史分为发生、发展、成熟和消散阶段。Maddox总结了美国中部MCC的生命史, 综合成概念模式。
发生 MCC的发生往往与对流层中部一个向东传播的短波槽相联系, 槽的东南方相当大的区域大气呈条件不稳定。初期风暴出现在对流层下部暖平流所强迫的α-中尺度的上升运动区域中。地形和局地热源的小尺度效应使一些雷暴发展, 随着中层暖区的形成, β-中尺度系统将产生。
发展 在地面两条不连续线 (飑线或槽线) 交叉点上, 单个风暴往往合并使β-中尺度云团迅速加强, 在浅边界层中产生一个中高压和冷空气的出流边界。夜间边界层顶风速加强, 低层风向明显顺转, 暖平流和湿不稳定空气的入流增强, 使MCC在夜间快速增长。最强的对流单体发生在出流边界和低层入流之间的辐合带上。高空暖区出现后大尺度环境开始响应, 在对流层中层 (750~400 hPa) 形成α-中尺度暖低压, 使中层空气辐合到平均的中尺度上升气流中心区域。最后这个区域变成饱和、湿绝热递减率、相对于环境为暖心的结构。
成熟 成熟阶段低层的暖湿空气入流给系统提供不稳定能量, 使强对流单体不断产生合并。直到MCC达到最强时, β-中尺度对流体都有合并的趋势。MCC浓密云罩下Cb云和周围晴空区辐射冷却的差异可增强中尺度环流并延长系统生命。按流体静力学, 在对流层中下部中低压增强的同时其上面对流层顶附近有一个大的中高压出现。
消亡 强的对流单体不再发展, 系统能量供应被切断且失去中尺度结构。在红外云图上云结构混乱, 这是MCC消亡的标志。系统下部冷空气圆丘变强, 使地面辐合带脱离平均中尺度上升区进入中、高层下沉区。MCC逐渐移入一个层结较稳定不利于对流发生的大尺度环境。潜在的冷空气进入系统后, 一股深厚的中尺度下沉气流发展, 于是MCC消亡。
项续康等[23]研究表明, 我国南方MCC生命史和持续时间大体与美洲的相近, 它们前期的对流单体绝大多数在下午后期至傍晚前后生成并出现典型发展, 夜间发展成MCC, 次日上午消散, 平均生命史18 h左右, 比美洲 (10 h左右) 的略长。
石定朴等[24]认为中国相当多的MCS是在午夜甚至在凌晨才形成, 而北美大多在傍晚形成。她利用红外亮温等值线分析方法, 较细致地揭示出MCS的形成过程, 指出冷云盖周围红外亮温等值线疏密程度所反映的云顶温度梯度对MCS的发展有很好的指示意义。边缘红外亮温等值线密集的对流体未来都是发展的, 而且密集处都是未来冷云盖的扩展方向。说明发展中的MCS都具有陡峭的云体边界。
1.2 MCC的分布MCC在世界上许多地方都可以观测到[27-31], Velasco等[27]指出南美洲30°S附近和北美洲40°N附近都有MCC集中区, 它们和中国位于30°~40°N的第3个集中区纬度比较接近, 而且都是大山脉东侧广阔的平原地区。Miller等[28]在统计了西太平洋地区的MCC时空分布后, 指出澳大利亚北部、新几内亚岛、环孟加拉湾地区和我国西南地区到南海地区这4个地方为MCC活动中心, 显然这个统计结果与我国的实际情况不符[32]。我国的MCC多发于青藏高原东侧的四川盆地及其周围[33];华南西部和北部湾附近[23];黄河和长江中下游地区[25]。马禹等[34]将MCC的普查扩大到MαCS和MβCS, 通过对1993—1995年3年夏季的普查, 共获得234个MαCS和584个MβCS, 其时空分布如图 1。
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| 图 1. 1993—1995年夏季8个半月的MCS分布 (图中数字表示每5个经纬度范围内MαCS或MβCS的个数, 按成熟时的位置统计) | |
1.3 MCC的结构
一个成熟的MCC的α-中尺度环流的基本结构可以概括为:对流层高层为冷心的反气旋; 对流层中上层具有暖心的中尺度气旋式涡旋; 低层到中层的辐合提供强的上升质量通量, 中上层的暖心使高层产生中尺度反气旋和强外流[35-37]。MCC最重要的特征是对流层中部辐合区和平均中尺度上升气流, 它反映了α-中尺度的有组织对流活动。
与MCC有关的中层中尺度涡旋也逐渐受到关注, 并且认为中层涡旋可能是MCC的主要组织特征, 由于对流潜热释放形成了暖心结构[38-42]。Menard等[40]对北美大量MCC的环流结构分析表明, 一个成熟的MCC的中尺度环流的基本结构可以概括为:一个对流层高层反气旋; 一个对流层中层具有暖心的中尺度气旋式涡旋; 对流层低层的外流, 有时还伴有一个尾部低压。陶祖钰等[42]用常规地面和高空资料考察了1992年7月23—24日在河北省发生的一个个体相当大的MCC的环流结构, 同时给出了MCC环流的概念模式, 其中特别强调了对流层下部的后方入流。即在一个对流层高层 (300 hPa以上) 为一个带有辐散的反气旋环流; 在一个对流层的下部为一个带有辐合的气旋环流; 在地面为一对正、负涡度系统 (北负南正)。热力结构表现为中、高对流层有一个暖心, 在850 hPa以下有一个冷堆。在500 hPa上没有发现北美MCC所具有的中层涡旋。石定朴等[24]给出一个发生在副热带高压内部, 环境风场非常弱的MCS个例, 在消散阶段显示出涡旋状结构, 可能是凝结加热所产生的对流层高层200 hPa中尺度高压的反映, 不同于北美的中层中尺度气旋 (MCV是一种产生在惯性不稳定大气中的中层500 hPa附近气旋性涡旋)。
1.4 有利于MCC发生发展的大尺度环境条件MCC容易发生在特定的大尺度环境条件下, 即在弱的地面锋或850 hPa切变线南侧有明显的偏南风低空急流输送暖湿空气的区域生成, 有时候与对流层中层向东移动的短波槽相联系, 槽的东南方相当大的区域中大气呈条件不稳定状态, 主要的强迫因子是对流层低层的暖湿平流, 高层则位于西风急流的反气旋一侧[35-36, 43-47]。覃丹宇等[48]指出, 梅雨期MCC发生在较弱的斜压环境里, 对高温高湿能量的需求比一般暴雨云团更高, 动力强迫主要在低层。
陶诗言等[9]、方宗义[10]指出华南前汛期暴雨和长江流域梅雨期间的中尺度云团, 常出现在连续的锋面切变云系的西端、活跃的西南季风云系和高原东移的中纬度短波槽逗点云系的相交区内。诊断表明云团常发生在低空辐合高空辐散的有利环境条件下, 并不总是与切变线上的低涡或其某一象限对应。
江吉喜等[13]概括了华南中尺度云团发生发展的两种类型。郑新江等[14]提出长江中下游梅雨期暴雨的一种概念模型, 强调了与西南季风槽联系的热带水汽羽和与西风带高空槽联系的中纬度水汽羽的相互作用。
有许多观测资料分析表明, MCC容易产生于弱的惯性稳定或惯性不稳定区域[36], 在MCC的发展过程中, 人们最想了解的是在对流发展初期, 它如何从γ-中尺度发展到β-中尺度直至α-中尺度对流系统[49-53], 即所谓的尺度增长 (Upscale developing)。Blanchard等[54]的研究表明, 惯性不稳定在中尺度对流云团的尺度增长过程中起到了很重要的作用。
Laing等[55]对全球MCC的大尺度环境条件进行了分析, 结果表明它们的动力和热力条件都和美国的相似。特别是MCC初生在斜压区内, 该区以对流层低层垂直风速强切变和高值对流有效位能为特征。典型情况是, 一支静力稳定度低而相当位温高的低空急流, 沿几乎与斜压区垂直的方向切入MCC生成区域, 被迫沿相对较浅的地面冷气层抬升。叠置在地面冷气层上的明显暖平流在对流层低空伴有强的顺转, 局地绝对湿度最大和静力稳定度最小成为适宜对流系统生成的标志。低空辐合、高空辐散和中层涡度趋于最大并与弱短波槽相伴都是典型的生成环境特征。
1.5 MCC的移动和传播方宗义[10]指出, 作为气候平均, 无论哪一种中纬度天气背景条件下发生的暴雨云团都取偏东方向移动。随着季节和类型不同, 平均路径也有差异。前汛期 (5—6月) 趋向东—东南方向; 7—8月以东—东北方向为主; 8月下旬—9月初又以向东和东南方向为主。就类别而言, 冷锋低槽类以东南方向为主; 北槽南涡类移动方向差异很大, 如果冷空气较强, 属冷切变性质, 则向东偏南方向; 冷空气不强, 属暖切变性质则向东偏北方向移动。作为个别暴雨云团的移动, 尤其是短期移动则受多种因素的制约, 既有对流单体的新陈代谢所表现出来的传播特征, 也有在环境风场、大尺度天气系统作用下的平均单体移动, 传播本身又与风暴大小、低层水汽供给的方向等因素有关。李玉兰等[11]分析梅雨锋上对流云团在长江中上游地区生成后自西向东移动。项续康等[23]统计了我国南方10个MCC特征, 指出它们的移动方向大体与700~500 hPa之间的平均气流方向相近。主要原因是春末夏初西南季风活跃, 我国南方对流层低层盛行西南气流; 对流层中层不断有短波槽经青藏高原后向东传播。在两种系统的共同作用下, MCC及其前期的小对流云团经历一段时间向东南方向移动后转向偏东方向移动。
卫星观测的中尺度对流系统传播特征可以归纳为连续传播和跳跃性传播两类, 其中又都可以有向前和向后传播的行为, 仔细分析其环境条件可以对其进行传播预报[56]。
2 东亚梅雨锋暴雨云团的监测和分析我国和日本对梅雨锋上各种尺度云雨系统一直都比较关注。陶诗言[1]早在20世纪70年代就明确给出了梅雨锋的概念, 指出梅雨雨带常出现在梅雨锋偏南一侧, 雨带内降雨量分布不均匀, 嵌有一个个中尺度暴雨雨团。
日本很多研究揭示了中尺度对流系统及其相关的天气尺度和α-中尺度环流系统, 强调中尺度云团的发展演变过程及其结构特征, 这些云系和气旋环流 (低压) 相关, 在中国大陆地区和日本/太平洋地区具有不同的属性[57-58]。
2.1 梅雨锋云系成员对梅雨锋的各种尺度特征进行分析, 发现其具有包含天气尺度、α-中尺度、β-中尺度、γ-中尺度相互依存的多尺度结构, 即梅雨锋上的大尺度云系是由尺度约为1000~2000 km的α-中尺度云系组成, 而α-中尺度云系又是由尺度约为100~200 km的β-中尺度云系组成, 在β-中尺度云系中又嵌套着直径约30~70 km的γ-中尺度云团[59-63]。
Ninomiya等[64]研究了1991年的梅雨锋云系成员结构, 指出梅雨锋云带是由一些约2000 km长的云系成员排列而成的, 这些云系成员又是由次天气尺度的云系和位于其尾部的一些α-中尺度云系构成, α-中尺度云系只有当伴随有大的对流层中低层正涡度时, 才可以发展和持续超过1 d时间。
2.2 多尺度特征及其相互作用早在1990年, 张丙辰等[3]在华东中尺度天气试验结果总结中给出了梅雨锋暴雨的天气学物理图像, 包括大尺度概念模式和α-中尺度雨带及β-中尺度雨带概念模式和边界层中尺度概念模式, 并指出, 在梅雨锋有一条东西走向长达数千公里、南北宽为几百公里的云雨带, 在这条云雨带中镶嵌着东西走向水平尺度为几百公里的α-中尺度降水带, 有时为一条, 有时为近乎平行的两条。
到目前为止, 梅雨暴雨过程的多尺度相互作用问题仍然是研究的热点之一, 如Shibagaki等[65-66]利用MU (middle and upper atmosphere) 雷达资料研究了梅雨锋的多尺度特征。项续康等[67]分析了1991年江淮梅雨期第三段梅雨锋云系的特征, 包括梅雨锋云系的建立和重建过程、走向、分布特征、日变化特征以及它和其他云系之间的关系等。指出梅雨锋云系的建立是来自高原东北部的华西盾状云系和西南季风云系相互作用的结果。外围不同性质云系之间的相互作用是导致梅雨锋云系强烈发展, 继而产生暴雨天气的重要原因之一。张顺利等[68]研究了长江中下游致洪暴雨的多尺度特征后指出, 造成长江中下游持续性强降水的环流条件是太平洋副热带高压、南海季风涌、中高纬度冷空气和青藏高原α-中尺度对流系统的最佳组配 (或锁定)。当这4个系统同时处于活跃阶段时, 容易形成大范围、长时间的暴雨, 并引发严重洪涝灾害。
Shibagaki等[69]研究了梅雨锋次天气尺度低压发展与对流层中、低层涡度中心和α-中尺度云系的关系, 说明了低压发展过程中复杂的多尺度相互作用关系, 并给出了相应的概念模型。
2.3 中尺度暴雨云团的降水特征及其环境特征MCC的降水特征表明, 最大降水率出现在增长最快阶段的前期, 之后就稳定地减少, 在衰弱阶段降水率比较平稳[70-71], 这与梅雨暴雨云团的降水特征相似, 并且云顶的最低TBB有周期性变化[57, 72]。
卢乃锰等[73]认为到一定程度后云顶温度越低降水量越大; 弱降水时, 云顶温度梯度越大降水越大, 但强降水时云顶温度梯度却减小, 表明卷云砧覆盖使得云团云顶纹理平滑, 云顶温度梯度减小, 但最强降水却发生在那里; 云团的膨胀与降水强度有某种正相关, 但相当数量的快速膨胀云团不产生强降水, 而一些不膨胀甚至萎缩的云团却产生超乎常值的强降水。
覃丹宇等[74-75]利用水汽图像研究了暴雨云团的中上部水汽环境特征, 表明梅雨暴雨云团和来自孟加拉湾和南海的热带水汽羽有密切关系, 对流层中上部的上升运动和水汽环境有利于暴雨云团的发生发展。另外, 刘启汉等[76]分析了梅雨锋云带内α-中尺度对流系统的水汽风特征, 结果表明梅雨锋云带内MCS有二类流出通道。一类MCS在对流层上层呈现为一个中尺度反气旋, MCS的东部有一支中尺度高空急流, 这支中尺度高空急流向东流出后转向南, 流入20°N附近的南亚东风急流内, 是MCS在对流层上层的主要流出通道; 另一类MCS发生在中纬度西风急流的南侧, 中纬度西风与MCS南部的偏东北风构成一个反气旋环流带。
3 卫星资料同化和数值模拟利用卫星遥感资料对暴雨云团的分析和研究可以分成两个大的方向:一是利用卫星的定性和定量图像资料, 直接进行中尺度暴雨的分析研究和监测; 二是利用卫星资料中含有的反映中尺度特征的定量资料 (包括反演的产品和各种辐射量信息), 合理地与其他气象资料进行同化后, 用于中尺度数值预报模式中进行暴雨预报。
数值预报模式中的卫星资料同化有反演同化和直接同化两种方式[77]。卫星资料反演同化首先解决反演问题, 用卫星的辐射率探测资料确定温度和湿度等大气参数的垂直廓线, 然后同化反演结果, 其反演过程与数据同化过程是相互独立、分别进行的。卫星资料的直接同化实际就是在观测算子中包含大气辐射传输正演模式, 并用变分法等有效的同化方案同化卫星辐射率的过程。至于反演同化和直接同化两种方式孰优孰劣尚有争议, 但根据美国国家环境预测中心 (NCEP) 和欧洲中期数值预报中心 (ECMWF) 的经验, 更倾向于直接同化卫星辐射率资料[78]。
3.1 中尺度模式的卫星资料同化和数值模拟从同化技术来说, 变分法是目前资料同化的主流方法[79], 变分法可应用复杂的观测算子, 使与模式变量非线性相关的观测量的同化更容易, 适用于卫星辐射率的数据同化。不论是区域的或全球的三维变分同化系统 (R-3DVAR和G-3DVAR) 都已进入了实时业务应用阶段。
很多卫星资料都可以同化到中尺度模式中, 并改进暴雨的模拟和预报效果。如孟智勇等[80]将云顶亮温 (TBB) 资料直接用于中尺度模式MM5的牛顿张驰逼近 (nudging) 四维同化过程中。周兵等[81]对长江中下游一次暴雨强降水进行了数值模拟及云迹风资料同化试验研究。潘宁等[82]采用增量三维变分 (3D-Var) 同化方法, 对先进的微波探测装置 (AMSU-A) 探测的辐射亮温资料与常规探空资料在MM5中尺度数值预报模式中的直接同化和预报进行对比试验研究。结果表明, 同化AMSU-A辐射亮温资料对中高层温度分析场的影响最明显, 对MM5模式的温度和水汽混合比预报有总体上的正效应。
NCEP从1997年起运行一个新的业务中尺度分析系统 (简称为RUC), 使用了大量新的资料, 如VAD风廓线, 边界层风廓线仪的风, 由GOES卫星得到的可降水量、云迹风、云顶气压/温度, SSM/I可降水量和GPS可降水量等资料, 其同化模式在1998年实现三维变分分析与每小时全美范围的三维云分析。根据初步统计, 它使降水预报的技巧分数有明显提高[83]。
对于暴雨研究而言, 湿度场的同化是很重要的。Godelieve等[84]应用一维变分方法同化SSM/I和GOES反演的湿度场, 有效地降低了模式预报场的均方根误差, 得到了较好的结果。郁凡[85]用多光谱GMS-5卫星资料实现了对各标准等压面相对湿度场的反演, 将这些反演湿度场直接内插应用于中尺度模式, 进行了一系列暴雨预报试验, 较好地改善了中尺度模式的降水预报[86]。王华荣等[87]在应用一维变分方法对GMS-5卫星资料反演的相对湿度场进行同化分析试验的基础上, 进一步分析了通过一维变分方法在MM5模式初始湿度场中融入GMS-5反演湿度场后对降水预报的影响。结果表明, 运用一维变分方法融入卫星信息后, 分析场不仅明显改善了背景场湿区偏湿、干区偏干的现象, 同时也很好地揭示出了三维湿度场的中尺度细微结构。
3.2 未来的展望展望卫星资料同化的未来发展, 无非涉及两个方面的因素:一是卫星探测仪器的进步带来更多更好的卫星资料, 这些资料将丰富同化的内容, 改善同化的质量; 二是同化技术的改进和提高将有利于更好地使用卫星资料。
对于星载仪器而言, 北美地区, 新一代静止气象卫星GOES-R系列将装备超光谱大气垂直探测器 (HES), 可以提供空间和时间上都连续的大气温度场、湿度场和风场的观测。地球静止轨道成像傅立叶变换光谱仪卫星计划 (Geosynchronous Imaging Fourier Transform Spectrometer, 缩写为GIFTS), 主要以显著的高空间分辨率、垂直分辨率和时间分辨率, 实现对温度、水汽和风速这3种对中尺度暴雨都很重要的大气状态进行观测。极轨卫星方面, 美国的“国家极轨业务环境卫星系统 (NPOESS) ”将携带有高光谱分辨率的红外大气探测器和微波大气探测器, 两者相结合, 可以大大提高探测全球全天候条件下大气的能力。欧洲地区, 第三代静止气象卫星 (MTG) 的红外大气探测任务 (IRS) 将提供高水平分辨率 (高于10 km)、高垂直分辨率和高频次观测 (至少每小时一次) 的大气温湿廓线和大气运动矢量等数据, 更好地为全球和区域数值模式服务。目前MSG卫星上的SEVIRI仪器以及欧盟第一颗极轨卫星METOP上的ASCAT仪器和OMI仪器也将为预报精度的提高作出贡献。尤其是, 像METOP上的红外大气干涉仪 (IASI) 这样的新一代高分辨垂直探测器为提高预报初始条件的精度进而提高预报的精度提供了重要机遇。IASI和类似的先进探测器将以水平10 km、垂直1 km的分辨率提供温度场和水汽场非常详尽的水平和垂直分布信息。由于当前数值预报一直苦于卫星探测器垂直分辨率很低这一事实, 因此IASI将为提高预报精度带来巨大的机遇。在亚洲, 中国计划中的第二代静止气象卫星将搭载多通道成像仪、超光谱大气探测器、闪电成像仪、高空间分辨率CCD相机、太阳X射线成像仪和空间环境监测仪等多种遥感仪器, 观测能力将大大增强。另外, 2008—2010年前后, 我国将进入FY-3业务卫星阶段, FY-3是第二代极轨卫星, 星上仪器多, 光谱覆盖宽, 空间分辨率高。星上将搭载9类11种探测仪器, 涉及紫外、可见光、红外和微波总共99通道, 其中有5个250 m的光谱通道, 因此必将获得大量可利用的高质量数据。日本的MTSAT系列卫星是美国目前GOES卫星的改进型, 主要仪器是五通道成像仪。在2012年以前, FY-2和MTSAT卫星交叉覆盖区域可以综合利用观测频次, 提高到每小时4次[88]。
对于一些卫星上成像仪和散射计等星载探测器的观测数据也是未来变分同化系统发展的方向之一。由于这些资料具有更长的时间序列, 对于分析历史资料, 模拟历史天气过程, 分析天气系统的物理演变机制具有不可忽视的影响。而散射计等星载主动探测器, 由于其固有的优点以及技术的进步, 使其能够搭载在越来越多的对地观测卫星上, 并且其探测数据对于模式参数化和同化的研究都是价值无可限量的宝贵资源。例如, TRMM卫星提供了高分辨率的热带降水系统云的水平和垂直结构资料; 从MIPAS臭氧资料 (ENVISAT) 中提取风场信息; 利用EOS AM-1资料改进陆面过程处理, 利用EOS AM-1, EOS PM-1和METOP资料改进云和水循环的模拟。同时还包括未来十年中一系列业务和研究卫星的GPS掩星探测资料以及极轨多普勒风雷达和极轨云雷达探测资料的可能应用。
总之, 未来十年中业务气象卫星的先进探测能力使预报的初始条件和预报模式的能力有可能得到很大的改进。同时, 一系列环境研究卫星和相关的研究计划也将大力促进导致中期预报中物理参数化过程的改进。
对于同化技术而言, 目前仍有许多改进的尝试和试验。例如, 为了充分利用散射和极化信息, 解决有云大气的同化问题, Weng等[89]发展了VDISORT (the vector discrete-ordinate radiative transfer model) 辐射传输计算模式, 取得了较好的结果。未来资料同化的发展方向将是4D-Var同化方法和Kalman滤波法[90-91], 而精确、快速的辐射传输计算方案将被采纳并融入到4D-Var同化方法和Kalman滤波法中, 最终可望实现卫星资料同化的业务化。
4 暴雨云团的重新分类实际的暴雨云团有着丰富多样的形态和尺度, 因此, 近年来国外已对暴雨云团重新进行分类研究, 把暴雨云团分成MCC, PECS (Permanent Elongated Convective System), MβMCC (Meso-β-scale MCC) 和MβPECS (Meso-β-scale PECS) 4大类 (表 2) 进行研究[92]。
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表 2 中尺度对流系统分类 |
5 问题和讨论
尽管对暴雨云团的研究已取得了很多成果, 但由于资料和探测手段等原因, 目前仍存在以下一些问题:
1) 利用卫星资料和产品研究暴雨云团, 在研究方法上仍然以传统天气学和统计分析居多, 针对暴雨云团进行卫星资料同化和数值模拟较少, 并且在理论上和飞速发展的中尺度气象学相结合仍很薄弱, 新理论、新的诊断分析方法的应用较少。未来对暴雨云团的研究应进一步结合中尺度理论, 并且利用近年来兴起的资料融合[93]和大气遥感再分析场构造技术[94], 可望深入到其形成和发展的机理研究中去。
2) 以往对暴雨云团的研究重点偏向于近圆形、尺度较大的MCC, 但实际的暴雨云团有着丰富多样的形态和尺度, 近年来国外已对暴雨云团重新进行分类研究。为使卫星监测和研究结果更贴近实际, 也有必要根据我国暴雨云团发生演变情况重新进行分类研究。
3) 针对暴雨云团的卫星遥感特征研究过去虽有一些普查工作, 但多数还是个例分析, 缺乏对暴雨云团结构特征和演变等一般性规律的概括和归纳; 受探测技术的限制, 有关云团内部动力、热力和云微物理结构的问题涉及不多。
4) 现代卫星探测技术的发展已可以获得大量新的探测资料, 未来卫星微波遥感的全天候 (穿透云层和地表) 和全天时 (昼夜连续监测) 观测能力将使对暴雨云团的分析研究和预报能力得到根本性加强, 如利用AMSU资料反演的云内温、湿廓线、用TRMM/TMI反演的云中水凝物含量及分布等。目前, 这些资料还很少使用在暴雨云团研究中, 所以还需进一步深化研究, 以充分利用不断发展的新探测资料。
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