应用气象学报  2007, 18 (5): 577-585   PDF    
引用本文
梁丰, 陶诗言. 1998年7月河套气旋强烈发展时的暴雨过程分析[J]. 应用气象学报, 2007, 18(5): 577-585.
Liang Feng, Tao Shiyan. Diagnosis of a Heavy Rain Event Caused by the Intense Development of Yellow River Cyclone in July, 1998[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2007, 18(5): 577-585  
1998年7月河套气旋强烈发展时的暴雨过程分析
梁丰1,2, 陶诗言1     
1. 中国科学院大气物理研究所, 北京 100029;
2. 北京市气象局, 北京 100089
2006-06-02 收到, 2007-01-05 收到修改稿.
资助项目: 国家自然科学基金课题“干旱背景下黄河流域致洪暴雨的多尺度天气学模型研究”(ZR2006-03)和北京市科委项目“北京奥运会国际天气预报示范计划支持技术研究”(Z0006279040191)共同资助    
摘要: 采用位涡理论对1998年7月4—7日的一次河套气旋强烈发展中的暴雨过程进行分析。结果表明：此次夏季河套气旋的强烈发展是在高层正位涡平流和低层暖平流的共同作用下产生的。高空双急流结构产生的强烈辐散加强了低层辐合，有利于气旋的加强。强降水出现在河套气旋强烈发展过程中，是由高层冷空气与季风涌带来的西南暖湿气流辐合而引起的大尺度降水过程。在这次气旋强烈发展过程中，对流层低层到中上层均出现强的上升气流，使得南方深厚的暖湿空气不断随西南风流入暴雨区上空。暴雨发生时，华北地区处于地面Ω型的θse高能舌之中，其上空500 hPa存在一个由大尺度动力强迫形成的东北—西南向的非地转湿Q矢量辐合带，对流云带与Q矢量辐合中心有非常好的对应关系。
关键词: 河套气旋    位涡    非地转湿Q矢量    暴雨    
Diagnosis of a Heavy Rain Event Caused by the Intense Development of Yellow River Cyclone in July, 1998
Liang Feng1,2, Tao Shiyan1     
1. Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
2. Beijing Meteorological Bureau, Beijing 100089
Abstract: A Yellow River cyclone intensifies rapidly during July 5 to 7, 1998. Its center pressure decreases by 12 hPa over a 24 h period and it produces heavy rain with the maximum rainfall exceeding 350 mm in Beijing. A diagnostic study is conducted from a potential vorticity or "PV thinking" perspective using NCAR/NCEP 6 hourly reanalysis data. The results show that the rapid development of the Yellow River Cyclone is related to the coupling between a surface low system and an upper level positive PV anomaly. When the positive PV anomaly near the tropopause advects over a pre existing surface cyclone, the cyclone deepens dramatically. Warm advection at 850 hPa intensifies the development of cyclone. Heavy rain occurs in the rapid intensification stage of the Yellow River Cyclone. This is a synoptic scale precipitation case, which is caused by the convergence between cold air descending from stratosphere and southwest warm and moisture air flow brought by the Monsoon Surge. On the vertical cross section through the region of heavy rain, abrupt jump of tropopause is shown clearly. The tropopause is near 250 hPa on the cold side and rises dramatically to above 100 hPa on the warm side. The extent of the descent of stratospheric air in the storm can be deduced by the tongue of 1 PVU extending from 200 to 600 hPa. While the cyclone intensifies rapidly, there are strong ascending motions, which lead to the deep moisture air from the south of China transporting to the heavy rain region continually by southwest wind. From the low to mid level of trop osphere, the humidity increases. The amount of precipitable water vapor increases 10.2 mm in 24 hours. The atmosphere is baroclinic over heavy rain region. High level jet with wind speed greater than 30 m·s-1 and low level jet with wind speed greater than 12 m·s-1 are found at 200 hPa and 850 hPa, respectively. At surface, a tongue of high θse value prevails in North China. At 500 hPa, there is a convergent zone of non geostrophic wet Q vector extending from southwest to northeast, which is caused by the large scale force. The convective cloud bands have a good relationship with the convergent center of Q vector. In the convergence zone, a number of MCSs continuously move to North China alone the southwest wind on the northwest side of the Subtropical High and cause amount of rainfall. It is called "train effect". Furthermore, topography influences the location of heavy rain. East wind prevails at surface over Beijing area when rainfall occurs. The west mountain blocks and lifts the east flow and increases the precipitation on upstream side of the mountain. The maximum precipitation centers occur at Changping, Yanqing.
Key words: Yellow River cyclone     potential vorticity     non geostrophic wet Q vector     heavy rain    
引言

河套气旋(或称黄河气旋)是华北地区暴雨的主要影响系统之一, 关于这方面的研究工作已有很多。陶诗言等[1]根据移动路径将其分为3类, 并分析了气旋内中尺度雨带的活动; 蒋尚城[2]、李修芳[3]研究表明在黄河气旋的发生发展过程中, 往往有大尺度斜压不稳定和水汽凝结潜热释放两种不同尺度的相互作用, 并常常伴有沿低空急流带状MCC的发生发展; 田生春等[4], 梁丰等[5]研究发现, 气旋区的垂直环流具有不对称性, 这种不对称的结构可使水滴快速增长, 是气旋暴雨的一种产生机制; 丁一汇等[6]、张杰英等[7]对这种陆地爆发性气旋进行了数值模拟, 发现槽前正涡度平流和大尺度凝结加热对气旋的发展有促进作用。

在以往对河套气旋的研究中, 主要采用常规的天气学分析方法。自从Hoskins等[8]对等熵面位涡(IPV, 以下简称位涡)概念的应用作了十分详尽的回顾后, 位涡理论在气象学中的应用大大增加[9-17]。等熵面位涡与天气学分析中常用的等压面涡度相似, 在一定条件下具有保守性和可反演性, 因此既可以用来追踪冷暖气团的来源, 也可用于分析相关的动力过程。而且, 位涡比等压面涡度更优越之处在于它适用于斜压不稳定条件, 甚至存在干或湿非绝热加热(冷却)和摩擦的情况(详细的论证参见文献[8])。

1998年7月4—7日华北地区出现一次气旋强烈发展过程, 伴随气旋的发生发展, 华北地区出现大范围暴雨。这种大气斜压性强烈发展的过程在夏季一般是少见的, 本文用位涡观点对这次河套气旋强烈发展进行分析。文中使用的资料包括1998年6月16日—7月16日NCEP/NCAR的6 h 1次的2.5°×2.5°再分析资料, 每3 h 1次, 水平分辨率0.25°×0.25°GMS卫星红外黑体亮度温度(TBB)资料以及北京地区中尺度自动站观测。

1 暴雨产生的大尺度环流特征

1998年7月4—7日, 河套地区、内蒙古中东部、晋冀大部、北京、辽宁和吉林大部等地先后出现大到暴雨。其中, 5日下午至夜间, 北京市21个气象观测站中有9个测站总降水量超过100 mm, 昌平最大达225 mm。另据水利部门加密的水文站观测资料显示, 在延庆县的大庄科有一个强暴雨中心达351 mm[18-19]。

由图 1可见, 西太平洋副热带高压从6月中旬开始明显西伸, 对流活动带也随之西移, 同时强烈的季风涌携带大量水汽输送到长江流域, 长江流域进入第一段梅雨期; 6月28日副热带高压明显西伸、北跳, 水汽随季风涌向北推进到40°N附近, 200 hPa高空急流轴也北撤到37.5°N附近, 长江流域的梅雨中断, 我国东部的雨带移到黄河流域和华北地区。在这种大气环流的背景下, 7月4—7日, 以500 hPa正相对涡度中心为代表的北方冷空气东移南下, 与季风涌带来的暖湿空气交汇, 导致了这次河套气旋导致了这次河套气旋强烈发展过程中的暴雨。

图 1. 1998年6月16日—7月16日华北地区主要降水过程与天气系统配置 (a)沿37.5°~42.5°N平均的500 hPa正相对涡度(单位:10-6s-1)的纬向-时间剖面,(b)(d)(f)华北地区35站平均的逐日降水量R,(c)110°~120°E平均的200 hPa西风分量的时间-经向剖面(长虚线为气候平均的20 m·s-1风速线) (e)110°~120°E整层(地面~300 hPa)水汽通量平均(箭头, 单位:kg·m -1·s-1)和TBB≤0 ℃的区域(阴影区), (g)30°~32°N平均的向外长波辐射距平≤-15 W·m -2的区域(实线)与500 hPa位势高度 Fig 1. The main rainfalls in Huabei and the corresponding circulation pattern from June 16 to July 16, 1998 (a)zone-time section of 500 hP a positive relative vo rticity averaged within 37.5°—42.5°N,(b)(d)(f)averaging daily precipitation of 35 stations in Huabei,(c)time-meridian section of 200 hPa west wind, averaged within 110°—120°E(dashed lines denote isobaths of west wind with value of 20 m·s -1 in climate),(e)integrated water vapor flux from surface to 300 hPa averaged within 110°—120°E(arrow, unit:kg·m-1·s-1, regions with TBB≤0℃ are shaded),(g)zone-time section of averaged OLRA within 30°—32°N(solid lines)and 500 hPa geopotential height(shaded from light to dark denote 586, 588, 592 dagpm, dashed line denotes 586 dagpm contour in climate)

2 引起暴雨的河套气旋的发生发展过程

由此次暴雨过程的高空形势和地面天气图(图略)可见, 1998年7月4—7日, 在500 hPa乌拉尔山和俄罗斯滨海省地区建立双阻塞形势的过程中, 从贝加尔湖西北侧的高空冷涡后部不断有冷空气向东南移入河套上空的西风槽中, 在槽后和槽线上有强烈的冷平流, 槽前有明显的暖平流, 在槽线和槽前有正涡度平流, 这些条件表明这个低压槽会发展。5日00:00(世界时, 下同), 东移的西风槽在蒙古国中部到我国内蒙古中部形成一个576 dapgm的闭合低涡, 并继续加深, 到6日00:00低涡中心强度已达568 dagpm。在地面图上, 对应高空冷涡的发展, 海平面低压系统强烈发展, 6日00:00气旋中心气压降至992 hPa, 24 h降压达12 hPa。在这个气旋中, 从华北东部到东北地区南部有一条暖锋, 西侧有一条冷锋横贯华北中部到川东。在850 hPa, 5日12:00河套低压的东南部出现了大于12 m·s-1的低空急流。在200 hPa层, 有两个高空急流核分别位于低涡的东北侧和西南侧。Belville等[20]和Corfidi等[21]的研究表明, 北方急流入口区的右侧为辐散区, 南方急流出口区的左侧为辐散区, 两者配合能加强低压区域内高空辐散和低空辐合。在南北两个高空急流核的共同作用下, 5日12:00到6日00:00, 对流层中低层(850 hPa)低压区域附近的辐合中心强度由-1.5×10-5s-1增加到-2×10-5s-1以上, 这也正是地面气旋迅速加深的时期。

Hoskins等[8]给出了高层位涡扰动诱生地面气旋发展的概念模型:当一个高层正位涡距平移动到低层斜压区上空, 正位涡平流诱生出相应的低层气旋性环流, 而气旋性环流前部的偏南风将形成(或加强)高层正位涡距平前方的低层暖中心(正温度距平)。这个暖中心又会诱生出自身的气旋性环流, 叠加在由正位涡平流诱生的环流上, 生成强的地面气旋。

这次河套气旋的强烈发展, 从位涡的观点来诊断, 物理意义很清晰。图 2是7月5—7日350 K等熵面的位涡分布, 图中位涡值为2~3 PVU(1 PVU=10-6km2·kg -1·s-1)的区域用阴影标出, 代表准对流层顶。位涡高值区代表冷空气范围, 与同一高度的低压槽相对应。4日00:00(图略), 在贝加尔湖西面以及我国东北到俄罗斯滨海省各有一个高位涡中心, 河套以北有一个低值位涡的舌。这个低位涡舌在东移过程中随西南风不断向北扩张, 到5日12:00发展成一个对应高空等压面图上的阻塞高压。随着东、西有阻塞形势的建立, 贝加尔湖西面的高值位涡中心向东移动, 并有一个高位涡的舌向南扩充, 到6日00:00, 高位涡舌已伸展到河套和华北上空。从5日00:00到6日00:00, 对流层顶附近的高位涡舌移至河套地区的地面锋面气旋上空时, 这个气旋便强烈发展。到7日00:00气旋已发展到锢囚阶段, 在位涡图上表现为一个闭合高值中心(8 PVU), 对应在等压面上便是切断低压。这是一个地面低气压系统与高空高位涡区相耦合而引起的气旋强烈发展的个例。

图 2. 1998年θ=350 K等熵面的位涡分布(单位:10-6 km2·kg-1·s-1) (a)7月5日00:00,(b)7月5日12:00,(c)7月6日00:00,(d)7月7日00:00 Fig 2. Potential vorticity(unit :10-6 km2·kg-1·s-1)on the 350 Kisentropic surface at(a)00 :00 on July 5, 1998,(b)12 :00 on July 5, 1998,(c)00 :00 on July 6, 1998,(d)00 :00 on July 7, 1998

为了更清楚地分析高低空的耦合, 沿图 2b中的A—B线作了过暴雨区的垂直剖面(图 3)。从图 3a中可以清楚地看到对流层顶的跳跃, 冷空气一侧对流层顶在300~200 hPa之间, 暖空气一侧的对流层顶达到100 hPa以上。暖空气一侧200 hPa附近小于0.25 PVU的区域, 与前面给出的350 K等熵面图上的低位涡舌是一致的, 而图中由高层向低层伸展的大于1 PVU的高位涡舌, 则反映了平流层冷空气的下沉。在110°E附近, 500~600 hPa之间1.5 PVU的高位涡中心, 是由平流层冷空气沿等熵面平流所造成。对比图 2d可见, 此高位涡中心正位于地面低压的上方。由图 3b可见, 低压区上空大气具有很强的斜压性, 200 hPa附近有大于30 m·s-1的高空急流轴存在, 整个对流层的风速也明显高于周边地区。而从图 4a可见, 5日12:00高位涡舌伸展到河套及华北地区上空时, 这一地区850 hPa为暖平流区。根据前述概念模型, 在高层正位涡平流和低层暖平流的共同作用下, 河套气旋强烈发展, 12 h气旋中心气压降低了8 hPa。

图 3. 1998年7月5日12 :00沿图 2b中A—B线的剖面图 (a)位涡(单位:PVU),(b)等风速线(实线, 单位:m·s-1)及风矢量(垂直速度×100)和位温(虚线, 单位:K) Fig 3. Vertical section along A—B line in Fig.2b at 12:00 on July 5 (a)potential vorticity(unit :PVU), (b)wind speed(solid line, unit:m·s-1)with wind vector and potential temperature(dashed line, unit:K)

图 4. 1998年7月5日12 :00(a)350 K等熵面位涡(实线, 仅绘出1~4 PVU)和850 hPa暖平流区(阴影区, 单位:10-5K·s-1)(b)GMS红外云顶亮温(阴影区, 单位:℃, 虚线为TBB=-12℃) Fig 4. 350 K PV(solid line, with contour from 1—4 PVU)and 850 hPa warm advection region(shaded areas, unit :10 -5K·s-1)(a)and TBB retrieved from GMS data(shaded areas, unit :℃; dashed line denotes-12℃)(b)at 12:00 on July 5, 1998

3 暴雨过程的上升运动及水汽输送

此次暴雨过程出现在河套气旋强烈发展过程中。图 5和图 6分别是此次过程的310 K和330 K等熵面上风、气压和比湿场的分布。由于青藏高原海拔高, 310 K等熵面在该处位于地面以下, 其物理量不真实, 分析时不予考虑。在绝热过程中, 等熵面上的风场和气压场可表征气团三维运动特征。气压高的地方等熵面的高度低, 气压低的地方等熵面高度高, 等压线密集的边缘地带表明等熵面坡度大, 这也是锋区的位置。由图可见, 4日00:00华北地区从对流层中低层到高层均为高压脊区, 随着我国东北到俄罗斯滨海省阻塞形势的建立, 等熵面上的高压脊不断向东北方向伸展, 对应36°~42°N之间的等熵面坡度最大地区是地面暖锋的位置。5日12:00, 在310 K等熵面上可以看到, 110°E附近的低压槽后有冷空气南下, 并且随着低压槽的强烈发展而加强。在槽前的脊区中, 310 K和330 K等熵面上均为不断加强的西南风, 穿越等压线从低层(高压区)流向高层(低压区)(图 5b和图 6b), 表明在这次气旋强烈发展过程中, 对流层低层(800 hPa附近)到中上层(450 hPa附近)出现了由南向北倾斜上升的气流。这种上升气流携带着南方深厚的暖湿空气(图中阴影区域)不断流入暴雨区上空, 使得暴雨区的对流层低层到中上层大气湿度增加。探空资料显示, 5日12:00北京站(54511)地面到400 hPa的相对湿度均在90 %以上, 大气柱水汽含量从4日12:00的47.5 mm增加到57.7 mm。北京地区的强暴雨就出现在7月5日的下午到夜间。6日00:00高湿度区已输送到北京以东的渤海湾; 7日00:00, 高湿度区沿着39°N伸展到辽东半岛, 雨区出现在黄河中下游沿岸及山东半岛。从图 2中还可见, 此次暴雨过程的水汽来源有两个:孟加拉湾和南海, 其中来自孟加拉湾的输送更强一些。

图 5. 1998年7月4—7日θ=310 K等熵面天气形势分布 (实线为等压线, 单位:hPa; 虚线为等比湿线, 单位:g·kg-1, 阴影区为比湿大于10 g·kg-1的区域) (a)7月4日00 :00,(b)7月5日12 :00,(c)7月6日00 :00,(d)7月7日00 :00 Fig 5. Isobars(solid line, unit :hPa)and mix ratio contours(dashed line, unit:g·kg-1)at 310 K isentropic surfaces for July 4—7, 1998(region with mix ratio value greater than 10 g/kg are shaded) (a)00 :00 on July 4,(b)12:00 on July 5,(c)00 :00 on July 6,(d)00:00 on July 7

图 6. 同图 5, 但为θ=330 K等熵面 (阴影区为比湿大于4 g·kg-1的区域) Fig 6. Same as in Fig.5, but for 330 Kisentropic surface (regions with mix ratio values greater than 4 g·kg-1 are shaded)

4 暴雨的落区

以往的研究表明, 由于西风带南缘与副热带高压之间的区域是来自高纬的大陆冷气团和来自低纬的海洋暖气团交汇的地区, 中纬度暴雨往往出现在这里。图 7为暴雨区天气系统配置, 由于青藏高原海拔高, 图中部分物理量位于高原地面以下, 其物理量不真实, 分析时不予考虑。由图 7a可见, 7月5日12:00华北地区恰好处在这样的有利位置, 副热带高压西侧的偏南气流将来自南部海洋的水汽源源不断地向华北地区输送, 使该地区上空大气保持很高的湿度。对照图 4b和7a可见, 有一连串的中尺度对流系统(MCS)沿着副热带高压西北侧高空西南气流中排列。这些MCS沿着高空气流不断向华北地区移去, 造成大量降水, 这种现象也被称作“列车效应”。

图 7. 1998年7月5日12 :00暴雨区天气系统配置 (a)500 hPa位势高度(>586 dagpm, 实线)、200 hPa风速(>30 m·s-1, 风向杆)、850 hPa水汽通量矢量(>0.15 m·s-1, 箭头)和850 hPa比湿(>12 g·kg-1, 阴影区), (b)地面θse(>335 K, 实线)、500 hPa Q矢量(箭头)及∇·Q(低于-0.5×10-15 m·kg-1·s-1, 阴影区) Fig 7. Synoptic pattern of heavy rain region for 12:00 on July 5, 1998 (a)500 hPa height(with values greater than 586 dagpm, solid line), 200 hPa wind(with speed greater than 30 m·s -1, wind bar), 850 hPa water vapor flux(with values greater than 0.15 m·s-1, arrow)and 850 hPa mix ratio(with greater than 12 g·kg-1, shaded), (b)surface θse(with values greater than 335 K, solid line), 500 hPa Q vector(arrows)and Q vector divergence(values less than-0.5×10-15 m·kg-1·s-1, shaded)

除了充足的水汽, 暴雨落区还应该有位势不稳定和有利的动力条件, 以产生强烈的上升运动使对流得以较长时间维持。从图 7b可以看到, 在地面, 华北地区处于一个Ω型的θse高能舌之中, 这种锢囚高能舌具有很强的不稳定能量。从图 7看出, 华北地区具有丰沛的水汽供给, 而且是一个深对流的地区。这个环境场十分有利于暴雨的发生[22]。在高空, 华北地区上空存在一个东北—西南向的500 hPa的非地转湿Q矢量辐合带, 反映了高空槽前辐合强迫所产生的上升运动区。由5日12:00 GMS卫星0.25°×0.25°的红外云顶辐射亮温(TBB)分布(图 4b)可见, 华北地区的对流云带与Q矢量辐合中心有非常好的对应关系。

此外, 地形对此次暴雨的落区也有影响, 由于暴雨过程中北京地区地面为偏东风, 西部山区对东风气流的抬升和阻挡使降水增幅, 造成昌平、延庆等迎风坡地区出现强地形降水中心。

5 小结

1) 1998年7月河套气旋的强烈发展, 是在高层正位涡平流和低层暖平流的共同作用下产生的。高空双急流结构产生的强烈辐散加强了低层辐合, 有利于气旋的加强。

2) 在这次气旋强烈发展过程中, 对流层低层到中上层出现了由南向北倾斜上升的气流, 携带着南方深厚的暖湿空气不断流入暴雨区上空, 使得暴雨区的对流层低层到中上层大气湿度增加。

3) 暴雨发生时, 华北地区处于地面Ω型的θse高能舌之中, 其上空500 hPa存在一个由大尺度动力强迫形成的东北—西南向的非地转湿Q矢量辐合带, 对流云带与Q矢量辐合中心有非常好的对应关系。

4) 此次暴雨过程中, 有一连串的MCS沿着副热带高压西北侧高空西南气流中排列。这些MCS沿着高空气流不断向华北地区移去, 造成大量降水。

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