對流層中上層干空氣對“碧利斯”臺風(fēng)暴雨的影響

郭英蓮,徐海明

(1.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害省部共建教育部重點實驗室,江蘇南京 210044;2.武漢中心氣象臺,湖北武漢 430074)

0 引言

2006年第4號強熱帶風(fēng)暴“碧利斯”引起湖南、福建、廣東、廣西、浙江、江西等6省區(qū)的洪澇災(zāi)害,共造成2 016.7萬人不同程度受災(zāi),因災(zāi)死亡164人,140人在災(zāi)害中失蹤,緊急轉(zhuǎn)移安置220.3萬人;農(nóng)作物受災(zāi)面積91萬公頃,絕收16萬公頃;倒塌房屋11.3萬間,損壞房屋17.5萬間;因災(zāi)直接經(jīng)濟損失118.7億元。

在湖南,暴雨引發(fā)的洪水造成湖南省郴州、衡陽、永州3市、13縣(區(qū))的230.2萬人受災(zāi),因災(zāi)死亡78人,失蹤100多人。其中受災(zāi)最重的郴州市有11個縣的170萬人受災(zāi),因災(zāi)死亡70人,失蹤101人,致傷349人。14日20時至15日14時,湖南全省日降雨量超過50 mm的19站,100 mm以上的11站,200 mm以上的5站。特大暴雨引發(fā)山洪暴發(fā)、江河水位陡漲、塘庫暴滿,郴州市大多數(shù)水庫超限水位。15日5時東江水庫出現(xiàn)建庫以來最大洪水入庫洪峰,達9 300 m3/s,為百年一遇。

臺風(fēng)是造成我國暴雨的主要天氣系統(tǒng)[1]。陶詩言等[2]曾指出暴雨和強對流發(fā)生需要滿足:(1)有位勢不穩(wěn)定層結(jié);(2)低層有濕舌或水汽輻合;

(3)有使位勢不穩(wěn)定釋放的機制(如低空輻合、重力波、密度流、地形等);(4)常有低空急流和高空急流存在;(5)強雷暴要求有強的風(fēng)垂直切變;(6)對于強對流天氣,中空有干冷空氣。其中,干冷空氣對暴雨的產(chǎn)生有著非常重要的影響。有關(guān)研究表明干空氣對暴雨的影響目前主要為3種途徑。第1種是干侵入。干侵入是指對流層頂附近干空氣下沉至低層的過程。它對爆發(fā)性氣旋的快速發(fā)展、次天氣系統(tǒng)位勢不穩(wěn)定的發(fā)展等有促進作用[3-4]。Browning和Golding[5]利用雷達、衛(wèi)星圖像資料,結(jié)合中尺度數(shù)值模擬的研究闡明對流層頂?shù)目諝庖愿汕秩?高位渦、低濕球位溫的空氣)的形式下沉,進而超越地面冷鋒前的暖輸送帶,導(dǎo)致位勢不穩(wěn)定,從而引發(fā)鋒面降水,并使鋒面降水變成強對流性的。另外,Browning[6]的研究也指出氣旋的發(fā)展除了與濕空氣的上升有關(guān)外,還與氣旋中心附近從對流層頂附近下沉至低層的干侵入有關(guān)。第2種是干暖蓋。干暖蓋是指對流層中低層一層溫熱干燥的空氣層,一般伴隨有近地層逆溫。干暖蓋出現(xiàn)在700 hPa層附近,而逆溫一般出現(xiàn)在地面至850 hPa層。干暖蓋形成的穩(wěn)定層結(jié)能夠抑制不穩(wěn)定能量的垂直擴散,當穩(wěn)定層結(jié)遭破壞后對流爆發(fā),引起強對流性降水[7-10]。Carlson等[8]通過1979年SESAME(Severe Environmental Stor ms And Mesoscale Experiments)試驗中兩次強對流天氣個例闡明了干暖蓋的概念及與此有關(guān)的底部氣流滑行過程。陳力強等[11]應(yīng)用MM5模式對東北冷渦誘發(fā)強風(fēng)暴進行了數(shù)值模擬,發(fā)現(xiàn)冷渦后部中層干冷空氣絕熱下沉是東北冷渦700 hPa附近干暖蓋形成和維持的重要機制,而低層暖濕氣流爬升及干暖蓋的抑制作用是東北冷渦強對流不穩(wěn)定能量積累的重要機制。第3種是對流層中上層干空氣的變化。林必元[12]通過研究暴雨過程中濕度場的垂直分布,發(fā)現(xiàn)暴雨發(fā)生前在對流層中層(600～400 hPa)存在著一個干層,并據(jù)此深入研究了干層的時間演變、成因及引起強天氣的機制等。結(jié)果表明,垂直方向上濕度的變化非常迅速;干層在暴雨發(fā)生前形成,在暴雨發(fā)生后逐漸減弱消失;干層的上方是對流穩(wěn)定層,干層的下方是深厚的對流不穩(wěn)定層;暴雨過程中的干層與其他強天氣(雷雨大風(fēng)、冰雹)過程中的干層有明顯不同。不同之處主要表現(xiàn)在:1)冰雹和局地強風(fēng)暴過程中的干層比暴雨過程中的干層強的多。在冰雹和局地強風(fēng)暴過程中,溫度露點差的最大值一般都大于10℃,而暴雨過程中,溫度露點差的最大值一般都小于10℃。2)暴雨過程中干層的厚度較薄,一般為2～3 km,沒有超過5 km的。而冰雹和局地強風(fēng)暴過程中,干層的厚度一般都在5 km以上,兩者的差別比較明顯。3)暴雨過程中,干層的上方和下方各有一個明顯的飽和或接近飽和的層次(T-Td≤4℃)。冰雹和強風(fēng)暴中一般沒有這種飽和層,上下兩個濕層比暴雨過程中的濕層弱的多。4)形態(tài)上,暴雨和大風(fēng)過程中干濕層對比比較大,而冰雹過程中干濕層對比較小。

分析2006年7月由“碧利斯”造成的湖南暴雨發(fā)現(xiàn),暴雨發(fā)生前對流層中上層的500～200 hPa附近有大片的相對濕度小于40%和溫度露點差大于10℃(圖略)的干區(qū)。其厚度約為2～3 km;干層的上方是對流穩(wěn)定層,干層的下方是深厚的對流不穩(wěn)定層。干空氣與降水強度之間有較好的對應(yīng)關(guān)系,即暴雨發(fā)生前干層形成,在暴雨發(fā)生后逐漸減弱消失。本例暴雨與上述第3種分析途徑中林必元[12]提出的干層位置和結(jié)構(gòu)有著很好的一致性。而通過對相對濕度、比濕以及位渦等[13-15]物理量的分析發(fā)現(xiàn)(圖略),本例暴雨的干侵入現(xiàn)象并不明顯;與干暖蓋的垂直分布也不一致。因此,在敏感性實驗證明地形對本例暴雨影響很小的情況下,本文采用上文所述的第3種途徑分析對流層中上層干空氣對此次暴雨的影響。為了更好的說明干空氣對暴雨的影響,本文在前人研究的基礎(chǔ)上結(jié)合數(shù)值模擬對此次湖南臺風(fēng)暴雨的發(fā)生進行分析研究。

1 資料與方法

本文采用的資料有NCEP/NCAR再分析格點資料[16]、TRMM衛(wèi)星觀測的3B42RT[17]降水資料、全國的每小時和每6 h一次的實況降水資料以及單站探空資料。

NCEP/NCAR再分析格點資料為全球一日4次、分辨率為1°×1°、垂直分為26個氣壓層。本文選用的資料時段為2006年7月14日00時—7月15日12時(世界時),處理資料時將世界時(UTC)轉(zhuǎn)換為北京時間(BST)。其他資料選用時段與時間處理均同上。

3B42RT資料是TRMM(Tropical Rainfall Measuring Mission)實時多衛(wèi)星降水觀測資料。它結(jié)合3B40RT和3B41RT兩種資料,即微波和紅外共同反演全球表面降水。該產(chǎn)品的水平分辨率為0.25°×0.25°經(jīng)緯度,時間分辨率為3 h,每日8次,覆蓋50°N～50°S的全部區(qū)域。由于微波具有不受云層影響的優(yōu)點,故通常是用來反演降水最適合的工具[18]。

單站探空資料的時間分辨率為12 h,每日08時和20時各一次。規(guī)定層數(shù)為11層,提供的資料要素有溫度、露點、風(fēng)向和風(fēng)速。

同時本文使用了由美國大氣研究中心(NCAR)和賓州大學(xué)(PSU)聯(lián)合發(fā)展的非靜力平衡的中尺度MM5(v3.7)版模式(以下簡稱模式)[19-20]。該模式垂直方向采用σ坐標,水平為A rakaw a-B坐標。MM5(v3.7)具有以下特點:(1)水平分辨率顯著提高;(2)單向或雙向多重網(wǎng)格嵌套能力的提高;(3)隨著模擬尺度的減小,靜力假定不再滿足,因而除原有的靜力框架外又增加了非靜力框架;(4)對于中尺度大氣系統(tǒng)的發(fā)生和發(fā)展至關(guān)重要的有關(guān)水汽相變、長波短波輻射、行星邊界層和陸面過程等物理過程的考慮,趨于復(fù)雜逼真,可供選擇的參數(shù)化方案增多;(5)四維資料同化功能的增加。這些特點使得MM5成為利用率較高的中尺度模式,在科學(xué)研究和實際天氣預(yù)報中都得到了大量的應(yīng)用[21-23]。

本文采用朱乾根等[24]給出的對流有效位能CA PE(convective available potential energy)和對流抑制能量CIN(convective inhibition)計算公式:

其中:zEL和zLEC分別為氣塊的平衡高度、自由對流高度;pLEC和pi分別為自由對流高度氣壓和起始高度氣壓;Tvp與Tve分別為氣塊與環(huán)境的虛溫。

根據(jù)dp=-ρgdz,p=ρRdT,(1)式轉(zhuǎn)化為

其中:pEL為氣塊的平衡高度氣壓。(2)、(3)式的詳細計算方案參見ftp://grads.iges.org/grads/scripts/plotskew.gs。

2 碧利斯與湖南暴雨的概況

熱帶氣旋“碧利斯”于13日22時20分(北京時間,下同)在我國臺灣省宜蘭附近登陸。登陸后向偏西方向穿過臺灣省北部、臺灣海峽,于14日12時50分前后在福建霞浦一帶再次登陸,登陸時中心氣壓為975 hPa,中心附近最大風(fēng)力有11級(30 m/s)。二次登陸后向偏西方向移動,強度逐漸減弱,14日16時在福建閩侯縣境內(nèi)減弱為熱帶風(fēng)暴,15日15時“碧利斯”在江西省境內(nèi)減弱為熱帶低氣壓,隨后“碧利斯”減弱成低壓中心向西偏南方向移動,16日05時移出江西。先后穿越湖南、廣西、云南等省區(qū),于18日晚在云南東部地區(qū)減弱消失。

此次臺風(fēng)造成的降水主要集中在臺風(fēng)移動路徑的南側(cè),對廣東、福建、江西、湖南、云南等省的影響較為嚴重。本文主要對發(fā)生在從臺風(fēng)登陸到減弱為熱帶低壓期間(2006年7月14—15日)湖南南部的一次臺風(fēng)暴雨的觸發(fā)機制進行分析。

從7月14日08時—15日20時6 h一次的站點實況累積降水量分布(圖1)上可以看出,湖南暴雨中心位于(113°E,26°N)附近的湖南郴州、永興一帶,降雨量最大為358 mm。據(jù)郴州雨水情控制站點實測,14日08時到15日12時,郴州市除安仁縣外,全市降水量均超過110 mm,其中永興超過300 mm、郴州236 mm。從永興雨量變化(圖2)可以看出,3個較強的降水時段為:14日17時、15日05—06時、15日13—14時。它們的每小時降水量分別超過了25 mm、25 mm和50 mm。

圖1 2006年7月14日08時—15日20時的實況累積降水量(mm;粗黑線為垂直剖面位置)Fig.1 Observational accumulated precipitation(mm)between 08:00 BST 14 July 2006 and 20:00 BST 15 July 2006(bold black line indicates the location of vertical cross section)

3 環(huán)流背景

“碧利斯”登陸前,從500 hPa位勢高度場看(圖3),中高緯為明顯的經(jīng)向型環(huán)流,并呈現(xiàn)兩槽一脊的形勢。巴爾喀什湖和我國東北地區(qū)為槽區(qū),兩槽之間的貝加爾湖為一深厚的暖脊。副高呈東西向,主體位于日本島南部,脊線位置偏北,位于35°N,脊點西伸到110°E,中心強度為592 gpm。在高空200 hPa位勢高度場上(圖略),南亞高壓正處于加強東移過程中,中心位于河套西側(cè),“碧利斯”正處于其底部,這就為“碧利斯”和華南暴雨提供了強輻散的高空條件,進而導(dǎo)致低層輻合和上升運動增強,既有利于“碧利斯”低壓環(huán)流的維持,又有利于中尺度對流云團的發(fā)生發(fā)展,這是造成“碧利斯”登陸后強降水的重要原因。

圖2 2006年7月14日08時—16日00時(113°E,26°N)實況降水量演變(mm·h-1)Fig.2 Temporal evolution of observational precipitation between 08:00 BST 14 July 2006 and 00:00 BST 16 July 2006(mm·h-1)

在暖平流和正變高的疊加作用下,副高不斷西伸并且加強。受東南氣流引導(dǎo),“碧利斯”前期一直向西北方向移動。14日,在福建北部二次登陸后,改受東風(fēng)氣流操縱,快速向偏西方向移動,進入江西南部后開始緩慢西行。這主要是由于東北冷渦伸出的短波槽的東移南壓,使得副熱帶高壓和大陸高壓聯(lián)合成的高壓壩中心斷裂,而“碧利斯”正處在兩環(huán)高壓之間。15日以后,大陸高壓與位于新疆地區(qū)的切斷低壓對峙,“碧利斯”處在北部的大陸高壓、東部的副高和南部的低緯赤道高壓環(huán)流包圍之中,使“碧利斯”移動緩慢。

分析850 hPa風(fēng)速分布(圖4)可以發(fā)現(xiàn),隨著臺風(fēng)向內(nèi)陸移動,江西的南部以及廣東的西南氣流明顯加強,從廣東到福建南部沿海,出現(xiàn)一支強勁的低空急流,急流核強度大于20 m/s,并逐漸西移。結(jié)合南海季風(fēng)資料,7月底3、4候南海季風(fēng)強度指數(shù)很大,表明季風(fēng)正處于旺盛期[25]。由于季風(fēng)的穩(wěn)定強盛,使得低空急流穩(wěn)定維持,南海上空不斷有大量水汽補給。

4 干空氣的結(jié)構(gòu)及對暴雨的影響

4.1 干空氣的來源和結(jié)構(gòu)

圖5給出了沿113°E相對濕度和風(fēng)場的垂直剖面圖。從相對濕度的垂直分布發(fā)現(xiàn),14日02時和14日08時高空500～200 hPa均有大于6個緯度范圍的干區(qū)(本文定義相對濕度小于40%的為干區(qū)),干層上方和下方均存在一個濕層。直到暴雨發(fā)生前3 h,26°N以北仍為大片干區(qū)覆蓋,干層上下方的濕層維持。而暴雨發(fā)生后的14日20時干區(qū)則北撤到29°N以北,26°N上方從地面到對流層頂相對全部大于80%。與林必元[12]文中干層的演變一致。分析干層中350 hPa上水平濕度場的分布(圖6)看到,臺風(fēng)外圍西北側(cè)有與東北風(fēng)氣流方向一致的大面積干區(qū)。干區(qū)位于臺風(fēng)外圍北—西北側(cè)的水汽通量弱區(qū)(圖6)、副高西側(cè)下沉氣流區(qū)[10]和大陸高壓與暖脊配合形成的脊前干暖區(qū)(圖略)3大干區(qū)的交匯處。干區(qū)低值中心14日12時位于(120°E,35°N)上空,14日20時受臺風(fēng)北側(cè)東—東北風(fēng)氣流影響西移到(112°E,31°N)上空。因此,本文中干空氣可能主要來源于大陸暖高壓脊前的干空氣和副高西北側(cè)的下沉氣流。吳正華[26]曾對華北干暖空氣的演變作過詳細分析,指出影響暴雨的干暖空氣來自內(nèi)蒙古高原和黃土高原。俞樟孝等[10]的分析也表明,副熱帶高壓西側(cè)的下沉氣流對干暖空氣的加強有一定貢獻。

圖3 500 hPa位勢高度場(gpm) a.7月14日14時;b.7月15日08時Fig.3 500 hPa geopotential height fields(gpm) a.14:00 BST 14 July;b.08:00 BST 15 July

圖4 850 hPa風(fēng)速分布(單位:m·s-1) a.7月14日14時;b.7月14日20時Fig.4 850 hPa wind fields(units:m·s-1) a.14:00 BST 14 July;b.20:00 BST 14 July

圖5 相對濕度(陰影;單位:%)、相當位溫θe(等值線;單位:K)和風(fēng)場(v,w×100)(風(fēng)向標;單位:m·s-1)沿113°E的垂直分布 a.7月14日02時;b.7月14日08時;c.7月14日14時;d.7月14日20時Fig.5 Vertical cross sections of relative humidity fields(shaded area,%),equivalent potential temperature fields(contours,K)and wind fields(v,w×100)(wind bars,m/s)along113°E a.02:00BST14July;b.08:00BST14July;c.14:00BST14July;d.20:00BST14July

圖6 350 hPa相對濕度(陰影;單位:%)、水汽通量(等值線;單位:g·hPa-1·cm-1·s-1)和風(fēng)場(矢量;單位:m·s-1)的水平分布 a.7月14日02時;b.7月14日20時Fig.6 350 hPa relative humidity(shaded area,%),moisture flux(contours,g·hPa-1·cm-1·s-1)and wind fields(vector,m·s-1) a.02:00 BST 14 July;b.20:00 BST 14 July

4.2 干空氣影響暴雨的機制

如上文所述,湖南暴雨區(qū)上空有大面積干區(qū)在暴雨發(fā)生前自東向西移動。而眾多研究[14,22-23]表明干空氣上方形成的穩(wěn)定層有利于抑制低層不穩(wěn)定能量的垂直擴散。為了說明干空氣對不穩(wěn)定能量的累積作用,首先用再分析資料從相對濕度、不穩(wěn)定區(qū)的分布和垂直速度來分析此次天氣過程中的干空氣與暴雨的關(guān)系;然后利用實況資料對比分析干空氣與能量和暴雨的關(guān)系;最后在諸多不穩(wěn)定能量參考指數(shù)中選取CAPE和C IN來定量說明此次天氣過程中的能量變化及其可能的影響機制。

圖5給出了沿113°E相對濕度、θe和風(fēng)場的垂直剖面圖。由圖可見,14日02時23～28°N正上方500～250hPa被上千公里的干區(qū)覆蓋,高空下沉氣流有利于它的維持;此時干區(qū)上方為深厚的對流穩(wěn)定區(qū),其下方為深厚的對流不穩(wěn)定區(qū)。暴雨發(fā)生前的14日08時,25～26°N上空500hPa以上的下沉氣流開始轉(zhuǎn)為弱的上升氣流,干區(qū)在此處斷裂為兩塊,此處正位于14日17時暴雨發(fā)生區(qū)的正上方。暴雨發(fā)生前3h的14日14時,斷裂的兩塊干區(qū),一塊迅速南移,另一塊較大范圍干區(qū)減弱北撤;雨區(qū)上空高層的上升運動加強。14日02時到14時500 hPa以上均為對流穩(wěn)定區(qū),500hPa以下則為較強的對流不穩(wěn)定區(qū),干層及其上方的穩(wěn)定層結(jié)可能抑制了低層對流不穩(wěn)定的發(fā)展。直到14日20時暴雨發(fā)生后,雨區(qū)上空整層相對濕度大于80%,干區(qū)減弱撤退到雨區(qū)的200km以外,不穩(wěn)定區(qū)下降到700hPa以下,說明部分不穩(wěn)定能量得以釋放。由此可以看出,對流層中上層干空氣在暴雨發(fā)生前形成,在暴雨臨近時逐漸減弱,暴雨發(fā)生后消失,干空氣的演變與降水和對流不穩(wěn)定的分布有一定的對應(yīng)關(guān)系。

林必元[12]對暴雨過程中的干層進行研究時指出,湖南6月的暴雨中70%以上都在對流層中層存在一個干層;暴雨發(fā)生前溫度露點差很大,暴雨臨近時溫度露點差減小接近飽和。本文從暴雨發(fā)生前后郴州探空資料的斜溫(圖7)分析發(fā)現(xiàn),14日08時暴雨發(fā)生前高層400～200hPa的溫度露點差達到20℃左右,14日20時暴雨發(fā)生后則整層大氣趨于飽和,與NCEP/NCAR資料分析的對流層中上層干空氣性質(zhì)吻合。從郴州實況高空風(fēng)圖的分析表明,14日08時風(fēng)隨高度先順時針轉(zhuǎn)后逆時針轉(zhuǎn),由熱成風(fēng)原理表現(xiàn)為低層有暖平流,高層有冷平流。14日20時風(fēng)隨高度轉(zhuǎn)變?yōu)橐恢碌捻槙r針旋轉(zhuǎn),表現(xiàn)為整層一致的暖平流,不穩(wěn)定能量減弱,由此可以看出郴州經(jīng)歷了一次不穩(wěn)定能量釋放的過程。

圖7 湖南郴州(25.8°N,113.07°E)的斜溫圖 a.7月14日08時;b.7月14日20時Fig.7 Skew-T plots of Chenzhou in Hunan Province at25.8°N,113.07°Ea.08:00BST14th July;b.20:00BST14th July

由于探空資料的時間分辨率較低,本文選用時間分辨率較高的NCEP/NCAR再分析資料來分析CA PE和C IN。圖8為郴州附近(113°E,26°N)CA PE和CIN的時間演變。暴雨發(fā)生前的14日08時到14日14時對流有效位能從1 500J/kg增加到2 000J/kg,為明顯的不穩(wěn)定能量累積的過程;暴雨發(fā)生后,CA PE從14日14時的2 000J/kg減少到14日20時的1 500J/kg,能量釋放。圖8中C IN的時間演變也顯示,14日08時到14日14時之間對流抑制能量增加,而從14日14時開始對流抑制能量逐漸減小從暴雨發(fā)生前的14時到20時之間對流抑制能量有一次明顯的釋放過程。同時,圖7中實況資料的CIN也顯示降水發(fā)生前的14日08時C IN為5J,表明雨區(qū)上空有穩(wěn)定層結(jié)的存在;20時C IN減小為0J,表現(xiàn)為干區(qū)對不穩(wěn)定能量的抑制作用明顯減弱。

綜上可得,在暴雨發(fā)生前對流層中上層存在溫度露點差較大的干空氣,在暴雨發(fā)生后干層逐漸減弱消失、整層大氣趨于飽和。暴雨發(fā)生前干層下方為深厚的不穩(wěn)定層結(jié),而暴雨發(fā)生后不穩(wěn)定能量得到釋放,不穩(wěn)定層結(jié)下降到對流層底層。暴雨發(fā)生前存在明顯的對流抑制能量。因此,對流層中上層的干空氣層可能對不穩(wěn)定能量有一定的累積作用,干空氣的減弱有利于不穩(wěn)定能量的釋放和暴雨的發(fā)生。

4.3 干區(qū)減弱的可能原因

干空氣的減弱消失可能與多種因素有關(guān),例如大尺度系統(tǒng)調(diào)整、水汽輸送和潛熱等。大尺度水平運動引起的干區(qū)向西北移動在前文已經(jīng)作了詳細的分析,下面用水汽的局地變化來分析干區(qū)減弱消失的可能原因。

根據(jù)水汽的局地變化方程[24,27]

圖8 (113°E,26°N)的CAPE和CIN時間變化(單位:J·kg-1)Fig.8 Temporal evolution of CA PE and CIN at113°E,26°N(units:J·kg-1)

5 數(shù)值模擬與敏感性試驗

5.1 試驗設(shè)計

前文診斷分析得出,對流層中上層的干空氣可能會抑制對流不穩(wěn)定的垂直擴散,干空氣的減弱對暴雨的發(fā)生可能有一定影響。為了定量的說明干空氣對能量的累積作用以及對暴雨的影響。利用非靜力平衡的數(shù)值模式MM5(V3.7版本)進行敏感性試驗。試驗設(shè)計如下:

控制(CTL)試驗:選用NCEP/NCAR全球1°×1°的再分析資料作為模式的初始場和邊界條件。從2006年7月14日06時(UTC)開始,到2006年7月15日12時(UTC)結(jié)束,積分30 h。試驗采用三重嵌套,模式區(qū)域中心選在(113°E,26°N),格距分別為54 km、18 km、6 km。選用暖雨方案作為顯式濕物理方案;積云方案54 km的區(qū)域(d01)使用KF2方案,18 km的區(qū)域(d02)和6 km的區(qū)域(d03)使用Kuo方案;行星邊界層使用blackadar方案;邊界條件d01為松弛邊界,d02和d03使用時變邊界;使用的地形分辨率依次為10′、5′、2′。

干區(qū)減弱(WET)試驗:將初始場中選定區(qū)域500 hPa以上小于50%的相對濕度均增加到50%[29]。該處理方法主要使暴雨區(qū)對流層上層的空氣相對濕度增加,水汽增加,干空氣減弱,而500 hPa以下區(qū)域保持不變。其他設(shè)計與CTL試驗相同。

5.2 控制試驗結(jié)果檢驗

比較CTL試驗與衛(wèi)星反演的30 h累積降水量(圖10),可以得出,d02(18 km)區(qū)域模擬的降水區(qū)域與實況基本一致,暴雨中心(113.25°E,25.8°N)也與實況基本一致,模擬暴雨中心北部的降水量比實況偏小。對比每小時實況降水與模擬降水可得,CTL試驗的暴雨發(fā)生時刻比實況推遲2 h,發(fā)生在14日20時,降水位置偏北位于26.7°N。

圖11給出了d01模擬暴雨發(fā)生前后的高低空要素分布,與再分析資料比較可得如下結(jié)果。模擬的高空500 hPa位勢高度場熱帶氣旋中心位置比實況偏西北約0.5個經(jīng)度,中心氣壓基本相同,副高與大陸高壓打通形成高壓壩,副高脊點西伸至110°E附近,與實況一致。同時模擬出了熱帶氣旋受副高東風(fēng)氣流控制向西移動,副高逐漸西伸加強。CTL試驗中暴雨發(fā)生后脊點西伸至105°E附近,副高與大陸高壓之間的高壓壩逐漸斷裂,與實況一致。因此,模擬結(jié)果較好的模擬出了熱帶氣旋和副熱帶高

圖9 14日14時(113°E,26°N)的水汽方程中各項垂直分布(單位:10-5g·kg-1·s-1)Fig.9 V ertical distribution of the term s in the m oisture equation at113°E,26°N at14:00BST14July(units:10-5g·kg-1·s-1)

綜上所述,對流層中上層干空氣主要來源于大陸暖高壓脊前干暖空氣和副高西—西北側(cè)下沉氣流。在暴雨發(fā)生前,干空氣上方的穩(wěn)定層結(jié)可能對不穩(wěn)定能量的垂直擴散有抑制作用。隨著副熱帶高壓的西伸加強,臺風(fēng)北側(cè)東風(fēng)氣流加強,迫使干空氣向西北方向移出雨區(qū)上空。同時,低層水汽加大和垂直上升運動的加強,水汽向高層輸送使高層干空氣減弱,有利于對流不穩(wěn)定能量釋放,引發(fā)了湖南14日17時這一時段的強降水。壓的位置和強度。從350 hPa濕度場分布可以看出,暴雨發(fā)生前暴雨中心上空為大片的干區(qū)控制,暴雨發(fā)生后轉(zhuǎn)為濕區(qū)控制,干空氣隨高壓壩的東風(fēng)氣流和熱帶氣旋北側(cè)東到東北風(fēng)控制向偏西方向移動,與前文圖6的分析一致。

圖10 7月14日14時—15日20時的累積降水量(單位:mm) a.衛(wèi)星反演降水;b.模式d02降水Fig.1 0 Accumulated precipitation from 14:00 BST 14 July to 20:00 BST 15 July(units:mm) a.satellite derived precipitation;b.model d02 simulated precipitation

圖11 350 hPa相對濕度(陰影;單位:%)、500 hPa位勢高度(等值線;單位:gpm)和850 hPa風(fēng)場(矢量;單位:m·s-1)的水平分布(粗黑線為下文垂直剖面圖位置) a.7月14日17時;b.7月14日20時Fig.1 1 350 hPa relative humidity(shaded area,%),500 hPa geopotential height fields(contours,gpm)and 850 hPa wind fields(vector,m/s)(bold black line indicates the location of vertical cross section) a.17:00 BST 14 July;b.20:00 BST 14 July

在模擬降水量和形勢場與實況基本一致的情況下分析暴雨發(fā)生前后逐小時相對濕度、和風(fēng)場的垂直分布(圖12)。暴雨發(fā)生前的16時高空500～200 hPa有大片的南北向的干區(qū),干層上方位對流穩(wěn)定區(qū),下方為對流不穩(wěn)定區(qū),對流層上部的垂直上升運動較強。17時垂直上升運動加強,低層水汽增加,從而水汽垂直輸送加強,干區(qū)逐漸減弱。到19時高層400～300 hPa與中低層為一致的上升運動,20時26.7°N垂直上升運動達到最大,對應(yīng)降水也達到最強。相當位溫的分布表明,降水達到最強之前,500 hPa以下均為不穩(wěn)定層結(jié)。14日20時降水達到最大時,中性層結(jié)下移到700 hPa,對流層低層仍有較強的對流不穩(wěn)定,為后期的連續(xù)降水提供了條件。綜上所述,數(shù)值模擬結(jié)果與前文的診斷分析有著很好的一致性。因此,本文認為該模擬結(jié)果可用于進一步分析和試驗。

圖12 CTL試驗中相對濕度(陰影;單位:%)、θe(等值線;單位:K)和每小時降水量(柱狀圖;單位:mm·h-1)沿113.15°E的垂直分布 a.7月14日16時;b.7月14日17時;c.7月14日19時;d.7月14日20時Fig.1 2 Vertical cross sections of relative hum idity(shaded area,%),equivalent potential temperature(contours,K)and hourly precipitation(histogram,mm·h-1)in CT Lexperim entation along113.15°E a.1600BST14July;b.1700BST14 July;c.1900BST14July;d.2000BST14July

5.3 敏感試驗結(jié)果

圖13、14為WET試驗與CTL試驗中的降水量和CAPE的對比分析。由圖13可以看出,加大暴雨區(qū)上空的相對濕度后,WET試驗?zāi)M的30 h累積降水量最大中心比CTL試驗減少40 mm以上。從圖中虛線區(qū)域的平均降水量來看,CTL試驗為100.5 mm,而WET試驗為93.3 mm,干區(qū)加濕后區(qū)域平均降水量明顯減少。從(113.2°E,25.8°N)單點降水量的時間演變(圖14a)可以看出,WET試驗使最大降水量由CTL的40 mm/h減弱到16 mm/h。圖14b給出強降水區(qū)的CAPE時間演變,由圖可見,CTL試驗中14日20時CAPE達到最大值1 196 J/kg,21時降水發(fā)生釋放不穩(wěn)定能量后減弱為604 J/kg,與14日20時降水量最大相對應(yīng)。W ET試驗的最大降水出現(xiàn)時間與CTL試驗基本一致,CAPE為17時達到最大,隨后不穩(wěn)定能量釋放,20時左右不穩(wěn)定能量達到最低值。同時,不穩(wěn)定能量的最大值明顯小于CTL試驗。因此,干區(qū)的減弱對降水量減少有一定影響,干空氣對不穩(wěn)定能量也有一定的累積作用。

6 結(jié)論與討論

本文利用2006年7月14—15日的NECP/NCAR全球1°×1°再分析、站點降水以及探空等資料,研究了對流層中上層干空氣對“碧利斯”臺風(fēng)造成的湖南暴雨的影響。同時,使用MM5(V3.7)模式進行了干空氣的敏感性試驗。

圖1 3 WET試驗與CTL試驗的7月14日14時—15日20時的累積降水量差值(mm)Fig.1 3 Accumulated precipitation difference(mm)betweenWET and CTL experimentation from 14:00 BST 14 July to 20:00 BST 15 July

圖1 4 WET試驗與CTL試驗中(113.2°E,25.8°N)的時間演變 a.小時降水量(mm·h-1);b.CAPE(J·kg-1)Fig.1 4 Time evolution in WET experimentation and CTL experimentation at 113.2°E,25.8°N a.hourly precipitation(mm·h-1);b.CAPE(J·kg-1)

(1)對雨區(qū)所在113°E的垂直結(jié)構(gòu)分析發(fā)現(xiàn),對流層中上層的500～200 hPa有大范圍相對濕度小于40%的干區(qū)。從350 hPa水平濕度場分布可以看到,干空氣可能主要來源于大陸暖高壓脊前的干空氣和副高西北測氣流下沉形成的干空氣。干區(qū)受副高西伸加強以及熱帶氣旋北側(cè)東——東北風(fēng)的作用向偏西方向移動。

(2)從降水區(qū)各物理量的垂直分布以及水汽局地變化方程等可以得到,對流層中上層為干冷平流,而中低層為暖濕平流。上層干冷下暖濕的結(jié)構(gòu)有利于不穩(wěn)定性的增強。干空氣與不穩(wěn)定能量的分布有很好的對應(yīng)關(guān)系。對比水汽局地變化方程中各項的大小,干空氣的減弱可能主要為垂直上升運動對水汽垂直輸送的作用。

(3)在CTL試驗結(jié)果可信的基礎(chǔ)上,干區(qū)敏感性試驗表明,干空氣的減弱對降水量減少有一定影響,同時也驗證了干區(qū)對不穩(wěn)定能量垂直擴散的有一定的抑制作用。

另外,(1)本文所用分析資料時空分辨率都比較低,而數(shù)值模擬尚存在一定誤差,因此需要更高分辨率的資料來進一步證實結(jié)論。(2)本文的結(jié)果是由一個暴雨個例得出,是否有普遍性,需要更多的個例來證明。(3)敏感試驗中對資料修改的精確性需要進一步深入的研究和提高。

致謝:衷心感謝壽紹文老師和丁治英老師的悉心指導(dǎo)。

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