基于數(shù)值模擬對重慶西部地區(qū)一次強對流天氣過程的成因分析

武文婧, 翟丹華

(1.重慶市豐都縣氣象局，重慶 408200；2.重慶市氣象局，重慶 401147)

引 言

強對流天氣指雷暴大風、冰雹等短時強降水。此類中尺度系統(tǒng)導致的典型天氣，常給人民生活及農(nóng)業(yè)生產(chǎn)帶來損失[1-2]。近幾年來，眾多氣象工作者對不同類型強對流天氣進行了研究。國內(nèi)外對強對流災害的研究主要集中在天氣學分析、數(shù)理統(tǒng)計、中尺度結(jié)構(gòu)特征分析和災害預警及數(shù)值模擬，并取得一定成果[3-10]。吳紫煜等[11]對颮線研究發(fā)現(xiàn)，颮線主體回波是大風發(fā)生的主要位置，其次為主體回波前側(cè)和中前側(cè)。姚晨等[12]研究發(fā)現(xiàn)，強位勢不穩(wěn)定條件和高空持續(xù)的冷空氣輸送是颮線長時間維持的重要因素。蔡雪薇等[13]總結(jié)了冷渦背景下華北東北和黃淮地區(qū)出現(xiàn)的各類強對流天氣。崔強等[14]通過建立颮線系統(tǒng)成熟階段內(nèi)部結(jié)構(gòu)的概念模型，概括性總結(jié)了颮線前部入流、垂直上升氣流、中層后部入流和對流層頂?shù)暮蟛砍隽骱颓安砍隽鞯拇笾路较颉?/p>

重慶地處我國西南地區(qū)，地形地貌復雜多樣，受青藏高原和四川盆地大地形影響，每年短時強降水、冰雹大風、雷暴等強對流天氣頻發(fā)。由于強對流天氣時空尺度小，發(fā)展快，造成的災害重，預警預報難度大，越來越受到人們重視。陳貴川等[15]通過對重慶“5·6”強風雹天氣過程分析，發(fā)現(xiàn)風雹天氣主要源于低層增溫增濕明顯，中層徑向輻合，以及反射率因子核的不斷升降，促使了大風和冰雹的形成，地形阻擋形成的狹管效應對多單體風雹起到了強迫抬升的作用。何躍等[16]對比了兩次強對流過程，發(fā)現(xiàn)強對流風暴的最大垂直液態(tài)水含量(VIL)在45 kg·m-2以上，雷雨大風可能出現(xiàn)在單體發(fā)展的任何時期，而降雹往往發(fā)生在衰減期；降雹前VIL有明顯的躍增。李強等[17]對副高影響下重慶局地強風暴進行模擬后發(fā)現(xiàn)，冷池輻散流出和環(huán)境風場形成的中尺度對流輻合線，在加強對流風暴的同時，會再次觸發(fā)新的對流單體。通過學者們的研究，對重慶地區(qū)各類強對流天氣的形成機理和天氣尺度特征有一定的認識，但是由于重慶天氣雷達建站時間較晚，觀測資料分布不均，對強對流天氣的中尺度結(jié)構(gòu)分析和形成機制認識較少。本文正是基于這種思想，并在重慶市氣象臺編制出版的《重慶市強對流天氣分析圖集》[18]基礎上，對2011年7月23日發(fā)生在重慶西部的一次強對流天氣進行分析，以期加深對強對流天氣中尺度系統(tǒng)的理解，為這類強對流天氣的預報預警提供更多的科學依據(jù)和技術(shù)支撐。

1 強對流天氣過程分析

1.1 強對流天氣特點

2011年7月23日傍晚，位于重慶西部的江津、巴南、主城、合川、永川等地相繼出現(xiàn)短時強降水、災害性大風和冰雹等天氣(圖1)，4 h內(nèi)共監(jiān)測到短時強降水42站次，大風52站(17 m/s以上)，冰雹3站次(以各區(qū)縣上報為準)，其中極大風速37.7 m/s(江津支坪16:33)，最大小時雨強82.6 mm(江津珞璜17:00)。此次強對流天氣主要發(fā)生在16:00至21:00；對流系統(tǒng)在19:00影響范圍最大，出現(xiàn)陣性大風和短時強降水站次最多，分別為21站和17站。極端降水和大風均出現(xiàn)在17:00，為對流風暴強烈發(fā)展階段。

圖1 2011年7月23日16-20時渝西各站短時強降水(陰影部分，單位mm)、大風、冰雹、雷電分布

1.2 大尺度天氣背景

強對流天氣的產(chǎn)生和發(fā)展都是在一定的天氣背景條件下產(chǎn)生的。通過分析前期環(huán)流形勢可知(圖略)，23日08:00，500 hPa上高空槽位于陜南—重慶中部一帶，渝西位于高空槽后的偏北氣流中，此時副高邊界位于華南沿海，重慶受5840 gpm線控制。到14:00，隨著副高西伸，渝西上空逐漸轉(zhuǎn)為西南氣流，槽線發(fā)展成為低渦中心，并與其附近的冷中心對應。700 hPa切變線從陜南延伸至盆地中部，與500 hPa上低渦構(gòu)成前傾結(jié)構(gòu)，重慶以南有風速超過12 m/s的西南風。850 hPa上在四川與重慶交界地區(qū)有暖中心，并伴有10 m/s左右的偏西風，且比濕大于15 g/kg。地面圖上，發(fā)生強對流當日晴空少云，地表增溫明顯，渝西一帶最高氣溫均在32 ℃以上，而強對流活動劇烈的江津當日氣溫高達38 ℃，川渝交界處存在偏北風和偏南風形成的地面輻合線。因此，中高層干冷、低層暖濕的結(jié)構(gòu)有利于對流維持，持續(xù)的偏南風帶來充足的水汽，地面熱低壓和輻合線提供了有利的對流觸發(fā)條件。

1.3 中尺度系統(tǒng)特征

1.3.1 中尺度對流系統(tǒng)發(fā)展過程

根據(jù)紅外云圖(圖略)中云頂亮溫變化和對流云團發(fā)展演變情況，對颮線各個發(fā)展階段進行劃分：23日15:00至16:00是對流云團的初生階段(圖2a)，此時有部分站點出現(xiàn)降水。16:00-17:00(圖2b)，渝西偏南一帶從分散的點狀或帶狀對流單體逐漸發(fā)展加強成橢圓狀的對流云團，云團內(nèi)部出現(xiàn)明顯的溫度梯度，其后部逐漸發(fā)展成颮線系統(tǒng)，云頂中心亮溫超過-70 ℃，云團的上風邊界與下風邊界相比更為光滑，表明此處有較強的垂直風切變，其上風邊界正好位于重慶江津、巴南、南岸一帶，此時颮線系統(tǒng)發(fā)展旺盛，江津附近出現(xiàn)了37 m/s的大風和超過80 mm的小時強降水，并快速向偏北方向移動。17:00-19:00(圖2c)，由于上層冷空氣的下沉，颮線系統(tǒng)原地發(fā)展，其長寬比減小，中心趨于組織化，颮線系統(tǒng)處于成熟期，云頂中亮溫幾乎都處于-60 ℃以上，渝西出現(xiàn)15站次8級以上大風和大范圍的短時強降水，渝北出現(xiàn)了冰雹。19:00-21:00(圖2d)，颮線進入消亡階段，低亮溫中心變得松散，云頂亮溫上升到-40 ℃以上，對流云團主體依然向東北一帶移動，但對流云團強度已經(jīng)減弱，到23:00，渝西降水基本結(jié)束。整個過程短時強對流天氣與強TBB幾乎是同步出現(xiàn)，說明此次過程高層能量向低層傳導迅速，正因如此，才會出現(xiàn)如此高強度的大風、短時強降水和冰雹天氣。

圖2 2011年7月23日(a)16時、(b)17時、(c)19時、(d)21時FY-2E TBB演變圖

1.3.2 地面冷池與輻合線

地面冷中心是強風暴維持的主要機制之一。一般來說，颮線災害性地面大風由高空水平風動量下傳、強下沉氣流輻散和冷池密度流造成。肖雯等[19]通過對發(fā)生在贛鄂皖交界地區(qū)的一次颮線過程演變進行分析后，發(fā)現(xiàn)地面冷池向外輻射氣流與環(huán)境氣流匯合，在颮線后部形成地面輻合線，致使颮線具有“后向”傳播特征。孫建華等[20]指出，地面冷池越強，觸發(fā)的后向流入也就越強。楊芳園等[21]發(fā)現(xiàn)，冷池的水平、垂直尺度和強度與大風發(fā)生的頻次密切相關(guān)。沈杭鋒等[22]通過模擬浙江一次颮線過程，發(fā)現(xiàn)強對流活動與邊界層內(nèi)的中尺度輻合有密切聯(lián)系，當兩條輻合線相遇時，形成的新陣風鋒導致邊界層以上濕度明顯增大。

圖3(a)(b)為17:00和19:00地面3 h溫度變化和風場疊加。17:00位于渝北和主城以南的巴南、江津有兩個大小接近的冷池，極大風速出現(xiàn)在冷池溫度梯度最大區(qū)域。在兩個冷池的前側(cè)，分別有兩條地面輻合線，一條由偏北風和偏南風組成，另一條由東北風和偏南風組成。隨著強降水的出現(xiàn)，蒸發(fā)吸熱導致地面溫度進一步下降，冷池范圍逐漸增大，3 h變溫達到-14 ℃，具有明顯的冷暖空氣丘結(jié)構(gòu)[23]，冷空氣堆形成的冷高壓向外輻散流出，形成顯著的輻散型大風，并與前部暖區(qū)的氣流匯合，進一步促進颮線系統(tǒng)的發(fā)展。到了19:00，冷池向西北方向移動了大致1個緯距，兩個冷池合并為一個，冷中心溫度略有減小，地面輻合線消失。此時在渝西的西南側(cè)，也出現(xiàn)一個負變溫中心。兩個冷中心周圍的風場向外輻散，此時風速達18 m/s的站點由9個增加到了15個，但極大風速明顯減弱。

圖3 2011年7月23日17時(a)、19時(b)加密站風場和3 h變溫場

2 數(shù)值模擬設計與結(jié)果檢驗

2.1 數(shù)值模擬方案設計

采用中尺度非靜力數(shù)值模式WRFv3.5.1對2011年7月23日發(fā)生在渝西的強對流天氣進行數(shù)值模擬。實驗采用雙向雙層嵌套方案，水平網(wǎng)格分辨率分別為9 km和3 km。模式為σ坐標，頂層氣壓為50 hPa，垂直方向共分為51層，能夠較細致地描述邊界層及對流層天氣系統(tǒng)較復雜的結(jié)構(gòu)。選取的物理過程分別是Janjic[24]發(fā)展的MYJ邊界層參數(shù)化方案、Hong和Lim[25]發(fā)展的WSM6微物理方案、Kain[26]發(fā)展的K-F積云參數(shù)化方案，云輻射方案采用Iacono等[27]發(fā)展的RRTMG方案，3 km區(qū)域不采用積云參數(shù)化方案而用顯式方案。時間步長分別為45 s和18 s。

模擬的初始場和邊界條件來自ECWMF的時空分辨率分別為6 h一次和0.75°×0.75°的ERA數(shù)據(jù)。模擬時間從2011年7月22日20時到7月24日02時，共30 h。

2.2 數(shù)值模擬結(jié)果檢驗

為檢驗模擬效果，將實況觀測資料與3 km分辨率的模式輸出結(jié)果進行對比。對比的觀測資料主要有1 h累計降水量、雷達組合反射率和沙坪壩站探空等。對比結(jié)果表明，模擬結(jié)果較好地再現(xiàn)了這次颮線系統(tǒng)的整個生命史過程，包括中小尺度對流系統(tǒng)觸發(fā)的時間和位置、移動方向和速度等細節(jié)。

此次強對流天氣過程首先在重慶西南部和四川盆地東南部觸發(fā)。從1 h累計降水量可以看出，7月23日14:00對流單體開始被觸發(fā)，14:00-15:00的小時累計降水主要位于重慶西南部-四川盆地東南部地區(qū)，此時的降水強度基本在10 mm/h以下。模擬圖上(圖4a)，基本再現(xiàn)了這一時段的降水，雖然模擬的1 h累計降水量較實況略偏強，范圍略偏大。15:00-16:00的1 h累計降水仍位于重慶西南部—四川盆地東南部一帶，呈西南—東北向，強度明顯增強，范圍擴大。模擬的1 h累計降水(圖4b)也重現(xiàn)了這些特點，位置與走向基本與觀測的一致，小時雨量達15～40 mm/h。16:00-17:00颮線發(fā)展到成熟階段，1 h最大累計降水位于重慶江津區(qū)的珞璜，達82.6 mm，多站的小時累計降水超過20 mm。從模擬情況看，1 h累計降水(圖4c)的范圍比實況略偏南偏東，最大小時雨量為40～50 mm，降水強度比實際觀測的偏弱，但對于雨帶的形狀、走向、量級和降水中心都有較好反映，體現(xiàn)了實際降水的大體分布特征。18:00之后(圖略)，颮線系統(tǒng)逐漸分裂為兩段，降水量級開始明顯減弱。由于模擬的颮線系統(tǒng)比實況消散得早，因此模擬的降水量級比觀測的弱、范圍上比觀測的稍小。

圖4 2011年7月23日WRF模擬1 h累計降水量分布

由SWAN輸出的組合反射率因子拼圖(圖略)可看出：23日14:30左右，對流單體首先在重慶西南部、四川盆地東南部和貴州北部一帶被激發(fā)；到14:54重慶西南部的對流單體也有較明顯發(fā)展，但回波結(jié)構(gòu)比較零散，沒有合并為一個對流系統(tǒng)；經(jīng)過大約30 min的發(fā)展，逐漸形成東北—西南向的帶狀回波，回波整體向偏北偏東方向移動。模擬的雷達回波圖上顯示:對流單體在23日13:30(圖5a)被觸發(fā)，比實況提前了約1 h;14:30(圖5b)開始對流系統(tǒng)發(fā)展加快，并逐漸形成西南-東北向的帶狀回波，回波強度比觀測的要強。17:00到18:30，SWAN輸出的組合反射率因子逐漸有西南-東北走向的帶狀回波發(fā)展加強，并發(fā)展為高反射率的弓形回波，其對流云區(qū)位于颮線前部，后部是層狀云區(qū)，屬于尾部層狀云型颮線[28-29]。模擬的雷達組合反射率(圖5c和5d)基本再現(xiàn)了這次颮線過程在發(fā)展到成熟階段的演變特征，但是模擬的對流云區(qū)比實況稍寬，層狀云范圍比觀測的略小，西南—東北向伸展較寬。18:30以后颮線分裂為兩段，一段仍位于重慶西南部地區(qū)，呈西南-東北走向，并不斷向偏西方向移動，移速較慢；另一段向偏北方向移動，移速較快，并逐漸轉(zhuǎn)為近東西向。模擬結(jié)果(圖5e)基本再現(xiàn)了這兩段分裂的回波帶的變化情況，但是北段的回波帶比實況位置偏北，移動也更快；南段的西南—東北向回波位置比實況偏東，并且消散得更快。

圖5 2011年7月23日WRF模擬的雷達組合反射率因子

選取受颮線影響顯著的沙坪壩站2011年7月23日08時探空曲線與模擬結(jié)果進行了檢驗。為了使模擬的探空更具有代表性，選取與沙坪壩站同一經(jīng)緯度的格點及其周邊最近的8個格點的物理量平均場來構(gòu)造模擬探空(圖略)。SI模擬值為-4 ℃，實況為-5.7 ℃；對流有效位能CAPE模擬值為1885 J/kg，實況為1245 J/kg；800 hPa上下的濕度也模擬較好，但500 hPa上下的濕層模擬略有升高，提升至400 hPa上下；模擬探空與實況吻合較好，再現(xiàn)了風速、風向及垂直風切變狀況。模擬的23日15時沙坪壩站探空：此時對流單體剛被觸發(fā)，并有所發(fā)展，但結(jié)構(gòu)仍比較零散；溫度層結(jié)曲線和露點溫度層結(jié)曲線整體仍呈現(xiàn)為“上干冷、下暖濕”的結(jié)構(gòu)，對流有效位能CAPE值由1885 J/kg增加至4815 J/kg(較23日08:00,下同)，抬升凝結(jié)高度LCL由939 m下降至843 m，表明發(fā)生強對流天氣的潛勢進一步加強，對流也更易被觸發(fā)。

上述分析表明，模擬較好地再現(xiàn)了此次強對流天氣過程的發(fā)生發(fā)展及消亡演變過程，并基本再現(xiàn)了對流單體初生、合并及組織化等特點。

2.3 颮線成熟階段內(nèi)部結(jié)構(gòu)分析

通過模擬雷達反射率因子、相對濕度和風場的垂直剖面，對颮線系統(tǒng)在成熟階段的微物理結(jié)構(gòu)特征進行分析，總結(jié)出颮線在各個時期的結(jié)構(gòu)模型。

對流發(fā)展階段(圖 6a)，垂直上升運動基本貫穿整個對流層，高濕的氣流主要從西南側(cè)的800 hPa以下入流，進入對流系統(tǒng)后轉(zhuǎn)為上升氣流，分別從對流層高層和中層向東北方向流出；對流發(fā)展較旺盛，35 dBZ回波發(fā)展到150 hPa附近，45-50 dBZ回波達到300 hPa以上。成熟階段(圖 6b)，回波強度進一步發(fā)展，最強回波達到55-60 dBZ，位于500-300 hPa，并在700 hPa以下形成小于35 dBZ的弱回波區(qū)，這是產(chǎn)生冰雹的典型結(jié)構(gòu)。由于前期上升運動強烈，因而有利于冰雹不斷碰并增長。從西北-東南向的垂直剖面(圖略)發(fā)現(xiàn)，在500 hPa以上有相對濕度小于60%的相對干空氣從西北方向侵入對流系統(tǒng)，并形成下沉氣流。這股下沉氣流導致發(fā)展階段對流系統(tǒng)的整層上升運動被截斷。到了17:48(圖 6c)，55-60 dBZ的強回波中心進一步下降到600 hPa附近，高反射率因子核急速下降，并在颮線主體附近近地面形成冷池和強烈的輻散氣流，強輻散氣流正是造成地面災害性大風天氣的關(guān)鍵。此時颮線主體開始盛行下沉氣流，對流系統(tǒng)則逐漸減弱消散。

圖6 2011年7月23日17:36(a)、17:42(b)和17:48(c)模擬的雷達反射率因子(陰影)、相對濕度(黑色等值線)和風場(綠色箭頭)

3 總結(jié)與討論

(1)此次強對流天氣過程發(fā)生在青藏高壓和副高之間低壓區(qū)，中高層由冷槽疊加低層熱低壓，形成強位勢不穩(wěn)定結(jié)構(gòu)和高對流有效位能。低層持續(xù)較強的暖濕氣流為強降水提供了充沛的水汽。

(2)地面輻合線和強冷池是激發(fā)此次強對流天氣的主要系統(tǒng)。地面輻合線對初期對流單體有激發(fā)和組織的作用；近地面強冷池的存在一方面加強了輻散流出，另一方面與偏南暖濕氣流相互作用，促進了對流系統(tǒng)的發(fā)展，從而導致了雷暴高壓和地面大風出現(xiàn)。

(3)數(shù)值模擬結(jié)果較好地再現(xiàn)了此次強對流天氣過程的發(fā)生發(fā)展及消亡演變過程，以及對流單體初生、合并及組織化等特點。通過對成熟颮線內(nèi)部結(jié)構(gòu)分析發(fā)現(xiàn)，颮線前方高濕的西南風低層入流，加強了對流云區(qū)的抬升，來自西北干冷的中層流入，在對流云區(qū)下沉，到近地面輻散流出，對地面大風的形成起到了重要作用。

本文通過利用模式資料分析了對流發(fā)展成為颮線系統(tǒng)的過程，并給出了一些颮線的中尺度特征，也對本次過程的觸發(fā)和組織化過程進行了初步探討，對進一步理解重慶地區(qū)颮線的發(fā)生發(fā)展過程有重要參考意義。但是并未對這次颮線形成過程中各種水成物粒子的轉(zhuǎn)化過程和颮線發(fā)生發(fā)展過程中閃電的活動特征進行分析，有待下一步研究。