中國大地形對凍雨天氣云微物理過程的影響

姚德貴, 陸正奇, 秦沛, 韓永翔, 劉善峰, 李哲

(1.河南省電力公司電力科學(xué)研究院, 鄭州 450000; 2.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/中國氣象局氣溶膠-云-降水重點開放實驗室, 南京 210044; 3.浙江省氣象科學(xué)研究所, 杭州 310008; 4.江蘇省無錫市環(huán)境監(jiān)測中心, 無錫 214000)

凝凍天氣形成的凍雨是中國南方冬季發(fā)生最嚴(yán)重的災(zāi)害性天氣,其雨凇、霧凇和混合凇將引發(fā)電線覆冰、道路結(jié)冰以及農(nóng)作物結(jié)冰,嚴(yán)重時將給電網(wǎng)運行、交通運輸和農(nóng)業(yè)生產(chǎn)等領(lǐng)域造成嚴(yán)重?fù)p失。例如,2008年初發(fā)生在中國南方持續(xù)的冰凍災(zāi)害天氣,因電線覆冰給電網(wǎng)造成了毀滅性打擊,170個縣(市)的供電被迫中斷,上億人的生活陷入癱瘓。

凝凍天氣的研究最早出現(xiàn)在20世紀(jì)20年代,主要是對觀測的凍雨、雨夾雪等天氣的氣象條件進(jìn)行簡單的統(tǒng)計分析[1-2],到了50年代,McQueen等[3]和Wagner[4]結(jié)合高空和地面觀測資料,開始了凍雨的天氣學(xué)研究。80年代后,開始從大氣環(huán)流、層結(jié)等方面對凍雨形成的環(huán)境條件進(jìn)行了分析,如認(rèn)為凍雨日數(shù)與氣溫、相對濕度、風(fēng)速、亞洲極渦、阻塞高壓及西太平洋副高的面積、強度和位置均有顯著的相關(guān)關(guān)系[5-6],其中地面溫度、風(fēng)速、相對濕度和降水強度與凍雨強度的關(guān)系更加密切[7-9]。Szeto等[10]通過加拿大和北美五大湖的凍雨分析,認(rèn)為凍雨的形成與溫帶氣旋所形成的暖鋒有關(guān),其后更多的研究則表明無論冷鋒、暖鋒和靜止鋒均有可能形成凍雨[11-14],其核心在于鋒面將導(dǎo)致高空和近地面分別存在逆溫層和次凍層。在此基礎(chǔ)上,形成了兩種凍雨形成機制:融化機制和過冷暖雨機制。前者要求逆溫層的溫度必須大于0 ℃(暖層),雪花或冰晶在下落過程中融化為液滴;后者要求云內(nèi)溫度在0～10 ℃,雨滴為暖雨,逆溫層和次凍層的溫度均小于0 ℃,下落過程中變?yōu)檫^冷雨滴。一般而言,融化機制的凍雨大都發(fā)生在平原地區(qū),而過冷暖雨機制的凍雨大都發(fā)生在高海拔的山區(qū)[15-17]。

地形對凍雨的形成及發(fā)生頻率密切相關(guān)。McCray等[18]分析了1976—2016年美國凍雨的分布后,認(rèn)為地形對凍雨生成和凍雨發(fā)生區(qū)域有關(guān)鍵作用,如在美國南部和東南部平原地區(qū),凍雨更多地發(fā)生在冷鋒之后,而在美國東北部的山區(qū)凍雨大多發(fā)生在暖鋒之前。中國近25年發(fā)生凍雨總次數(shù)在5次以上的區(qū)域主要集中在貴州東部和湖南西部,其余地區(qū)只有零星分布[19-20],這一區(qū)域恰巧是貫穿東西的云貴(昆明)及華南(南嶺)準(zhǔn)靜止鋒擺動的區(qū)域。而云貴高原及南嶺大地形正是形成準(zhǔn)靜止鋒最核心的原因之一,大地形與準(zhǔn)靜止鋒共同影響凍雨的形成[21]。Deng等[22]利用云貴高原地形的敏感性實驗,認(rèn)為云貴高原抬升使得凍雨帶向東南擴展。但是,這些研究主要從大氣環(huán)流的角度,證明云貴高原及南嶺大地形可影響凍雨帶的擺動和范圍,而缺乏微物理特征的佐證。

現(xiàn)利用天氣研究和預(yù)報模式(weather research and forecasting model,WRF),對云貴高原大地形進(jìn)行了敏感性實驗,通過其對大氣環(huán)流、逆溫層以及云微物理參量的變化,探究不同地形高度的變化對云微物理參量和凍雨的影響,闡明為什么凍雨高頻區(qū)出現(xiàn)在貴州東部和湖南西南部的原因。

1 資料與方法

1.1 凍雨個例

2018年1月24日,北方一股強冷空氣南下, 受云貴高原和南嶺山脈的阻擋,在25—27日,貴州、湖南、江西、安徽大部地方出現(xiàn)了大范圍的冰凍雨雪天氣。28日后,冷鋒移除中國大陸,大范圍的雨雪天氣結(jié)束。

1.2 資料來源及WRF模式

地面氣象觀測和探空資料分別來自中國氣象局氣候中心和探測中心,驅(qū)動模式運行的1°×1° 的再分析資料FNL(final reanalysis data)來自美國大氣環(huán)境預(yù)測中心,時間分辨率為6 h。

黑色框內(nèi)為云貴高原改變地形區(qū)域圖1 模擬區(qū)域設(shè)置Fig.1 Map of model domains

WRF模式的模擬區(qū)域如圖1所示,采用2層嵌套,第一層水平分辨率為9 km×9 km,垂直方向有43層,底層為地面,最高層為50 hPa。下墊面數(shù)據(jù)使用美國地質(zhì)調(diào)查局(United States Geological Survey,USGS)提供的 2 m和30 s高分辨率地形高程資料及MODIS衛(wèi)星30 s分辨率的下墊面數(shù)據(jù)。模擬過程中模式使用的云微物理、邊界層、邊界層、長、短波輻射、陸面參數(shù)化方案分別為:Thompson[23]、YUS(Yonsei University scheme)[24]、RRTM(rapid and accurate radiative transfer model)[25]、Dudhia[26]、Noah[27],凍雨為BTC(Baldwin,Treadon,Contorno)參數(shù)化方案[28]。

模擬時間為2018年1月24日00:00—27日00:00時,預(yù)留了12 h的spin-up時間以保證模式的穩(wěn)定性,模擬結(jié)果每小時輸出一次。

利用WRF模式,該個例模擬的溫度、垂直溫濕度、水成物垂直分布、降水相態(tài)、凍雨區(qū)域與觀測具有較好的一致性[29-30],下面利用1月25日04:00的資料進(jìn)行敏感性實驗。

陰影為850 hPa和700 hPa的0 ℃等溫線圍成的逆溫層圖2 地面降水、700 hPa風(fēng)場及逆溫層Fig.2 Surface precipitation, 700 hPa wind field and inversion layer

1.3 云貴高原大地形敏感性實驗設(shè)計

云貴高原位于中國西南部,地勢西北高,東南低,海拔從西北約3 500 m逐漸下降到東南約400 m。為了研究云貴高原大地形高度變化對凍雨形成的影響,敏感性控制實驗調(diào)整的地形區(qū)域見圖1黑色框內(nèi)區(qū)域,設(shè)置了4個控制實驗(表1),其中CTRL_0,即原地形高度;CTRL_1,無地形,即將地形去掉;CTRL_2,原地形高度減50%;CTRL_3,原地形高度增50%。同時,以貴陽為中心,做經(jīng)緯向的垂直剖面。

表1 敏感性實驗設(shè)計方案Table 1 The scheme of sensitive terrain experiment

2 結(jié)果分析

2.1 云貴高原大地形高度的變化對大氣環(huán)流、逆溫層的影響

模擬700 hPa風(fēng)場、850 hPa和700 hPa的0 ℃線以及地面降水(圖2)顯示:無地形時,在云南(26°N,104°E)和川西(28°N,102°E)形成了2個逆時針旋轉(zhuǎn)的氣旋,降水主要出現(xiàn)在氣旋右下方的貴州中部和湖南西部區(qū)域。模擬區(qū)域幾乎被暖空氣控制,0 ℃等溫線僅出現(xiàn)在30°N附近的重慶中部地區(qū)。當(dāng)?shù)匦魏０螠p少50%時,模擬區(qū)域仍以西南暖濕氣流為主,但只有一個氣旋在貴州北部與四川交界處(28°N,106°E),降水主要出現(xiàn)在氣旋右下方的貴州全境和廣西中北部區(qū)域。0 ℃等溫線位于貴州北部和重慶、四川交界地區(qū),呈現(xiàn)非常強的“√”形態(tài),其底部位于貴州西北部與云南交界的區(qū)域,表明冷空氣主要沿四川盆地入侵云貴高原;原地形的氣旋已南移到貴州中部(26°N,108°E),降水主要出現(xiàn)在氣旋右下方的貴州南部和廣西中北部區(qū)域。0 ℃等溫線位于貴州省中部地區(qū),大約在26°N略偏北地區(qū);當(dāng)?shù)匦胃叨忍?0%時,氣旋被26°N、107°E～110°E的風(fēng)切變線取代,而此區(qū)也是0 ℃等溫線的位置,降水主要出現(xiàn)在0 ℃等溫線以南的貴州西南部和廣西中部地區(qū)。綜合來看,隨著云貴高原大地形的抬升,風(fēng)場逐漸從雙氣旋-氣旋-切變線,氣旋的面積越來越小,中心位置由西北向東南移動的趨勢。暖濕的西南氣流從中部逐漸收縮到東南部,北方冷空氣則從四川盆地入侵云貴地區(qū)向東移動通過安徽、湖南入侵。

圖3 云貴高原不同地形時降水相態(tài)的空間分布Fig.3 Spatial distribution of the precipitation types at different topography of the Yunnan-Guizhou Plateau

模擬700 hPa風(fēng)場和0 ℃等溫線顯示:隨著云貴高原大地形的抬升,暖濕的西南氣流從充滿整個模擬區(qū)域逐漸收縮到繞高原主體,0 ℃等溫線逐漸從28.2°N附近南下到27.5°N附近,且等溫線從100°E～110°E逐漸向東收縮到104°E～110°E的區(qū)間。

值得注意的是:0 ℃等溫線在850、700 hPa的位置,如果850 hPa的0 ℃等溫線在700 hPa的南面,則存在逆溫層,反之,則無逆溫層的存在。隨著云貴高原大地形的抬升,逆溫層從沒有(無地形),逆溫層從貴州西北和云南交界—貴州中部與湖南南部—貴州東部與湖南南部逐漸向東南移動,面積有逐漸增加的趨勢。由于逆溫層的位置與準(zhǔn)靜止鋒的位置大體一致,故而可通過逆溫層判斷準(zhǔn)靜止鋒的位置。

2.2 云貴高原大地形高度變化對降水相態(tài)的影響

圖3為云貴高原大地形抬升時模擬的降水相態(tài)空間分布,無地形時,23°N以北的區(qū)域均存在降水,無凍雨、降雪和冰粒出現(xiàn);當(dāng)?shù)匦胃叨冉档?0%時,降水區(qū)域有所縮小,云貴高原大于1 000 m以上的區(qū)域沒有降水,而繞高原東部的降水體現(xiàn)出來。凍雨只是降水區(qū)域中的一部分,它有兩個區(qū)域,一個在重慶南部與貴州東北部交界的地區(qū),另外一個在川西。無降雪和冰粒出現(xiàn);在原地形下,降水區(qū)域逐漸減小,主要出現(xiàn)在云貴高原東部、重慶和四川南部的廣大區(qū)域,凍雨仍有兩個區(qū)域:貴州東部和湖南西部,但區(qū)域有所擴大,而在川西的凍雨則向東南移動,到達(dá)四川雅安與云南昭通一線。同時,云南北部與川西高原接壤的地區(qū)有降雪和冰粒出現(xiàn);當(dāng)?shù)匦胃叨忍?0%時,相比原地形,降水區(qū)域略有減小,而凍雨區(qū)有所擴大,且兩個凍雨區(qū)有連成一片的趨勢,降雪和冰粒的區(qū)域進(jìn)一步北抬,出現(xiàn)在川西高原。顯然,隨著云貴高原大地形的抬升,降水區(qū)逐漸縮小,凍雨區(qū)從無到有,凍雨區(qū)有連成一片的趨勢,在目前高度以上,開始出現(xiàn)降雪和冰粒區(qū)。

2.3 云貴高原大地形抬升對水成物垂直分布的影響

為了探討云貴高原大地形抬升對水成物垂直分布的影響,在貴陽站附近做了經(jīng)向及緯向的溫度-水成物垂直剖面圖。

圖4 云貴高原不同地形高度條件下固態(tài)、液態(tài)含水量的經(jīng)向垂直剖面Fig.4 Longitudinal vertical cross-sections of the liquid water content(shading) and temperature along 26°N at different terrain

從東西方向(圖4)來看,無地形時,來自東部的暖濕氣流可輕易地向西擴散,以低云為主,云頂高度2 km左右,云內(nèi)水成物均勻且為大于0 ℃的液態(tài)水,沒有逆溫層,以降雨為主。當(dāng)?shù)匦胃叨冉档?0%時,云主要出現(xiàn)在101°E以東的區(qū)域,云頂高度上升到3 km左右,大于0 ℃的液態(tài)水高值區(qū)呈非常明顯的條帶狀分布,出現(xiàn)了逆溫層,中心溫度達(dá)12 ℃。而在原地形下,地形阻擋作用更加明顯,云分布在104°E以東區(qū)域,云頂高度在2.5 km左右,大于0 ℃的液態(tài)水高值區(qū)的條帶狀間隔變小。同時,1～3 km高度處有大于0 ℃的暖層(逆溫層),中心溫度達(dá)10 ℃,且106°E以東地區(qū)上空暖層較厚,加上近地面溫度溫度低于0 ℃,有利于凍雨的形成。當(dāng)?shù)匦胃叨忍?0%時,云分布與原地形一致,但暖層厚度變薄,中心溫度達(dá)8 ℃,近地面溫度溫度低于0 ℃,有利于凍雨的形成。顯然,隨著云貴高原大地形高度的抬升,來自東部的暖濕氣流從東向西因受到云貴高原地形的阻擋,暖濕氣流向西爬升越來越困難,空中的液態(tài)水含量越來越集中在東部地區(qū)。同時,空中大于0 ℃的暖層從無到有,但隨著地形的抬升,暖層的強度逐漸變小。

圖5 云貴高原不同地形高度條件下固態(tài)、液態(tài)含水量的緯向垂直剖面Fig.5 Latitudinal vertical cross-sections of the liquid water content(shading) and temperature along 104°E at different terrain

從南北向(圖5)來看,無地形時,來自南方的暖濕氣流可輕易向北擴散,并在25°N附近因與來自北方冷空氣的鍥入而抬升,形成坡度很緩的鋒面,在25°N～27°N上空存在暖層,暖層下面的次冷層高度最大不到0.5 km,無法形成凍雨,而到了27°N以北整層大氣均低于0 ℃,且28.2°N空中有冰晶存在,有形成雨夾雪或雪的可能;當(dāng)?shù)匦谓档?0%時,在高原地形和冷空氣共同作用下,鋒線位置在24°N附近,在24°N～26.5°N上空存在暖層,其下的次冷層高度從南到北逐漸增加到1.5 km左右,有利于凍雨的形成。而在26.5°N以北,主要為過冷水和冰晶,無逆溫層,故而從南到北易出現(xiàn)雨夾雪或雪;在原地形下,鋒線位置仍在24°N附近,但鋒面的坡度更大且僅在24°N～25.5°N上空存在暖層,其下的次冷層高度從南到北更高,有利于凍雨的形成。在25.5°N以北,主要為過冷水和冰晶,無逆溫層,故而從南到北易出現(xiàn)雨夾雪或雪。當(dāng)?shù)匦翁?0%時,因地形高度過高,來自南部的暖濕氣流難以越過云貴高原,鋒線位置仍在24°N附近,但鋒面的坡度更陡且僅在24°N～25.5°N上空存在暖層,有利于凍雨的形成,而在25.5°N以北,主要為過冷水和冰晶,無逆溫層,故而從南到北易出現(xiàn)雨夾雪或雪。

從鋒面的位置來看,當(dāng)云貴高原出現(xiàn)后,隨著地形的不斷抬升,鋒線位置基本保持在24°N附近,只是鋒面的坡度越來越陡,這表明云貴高原大地形是形成云貴準(zhǔn)靜止鋒的主要因素。在目前地形下,由于準(zhǔn)靜止鋒長時間滯留在貴州中東部和湖南西部(圖3),其形成的冷-暖-冷垂直結(jié)構(gòu)非常有利于凍雨的形成,這就是該區(qū)凍雨高發(fā)的原因。

2.4 云貴高原大地形抬升對云水或冰晶自動轉(zhuǎn)雨率的影響

為了分析凍雨的來源,其云水或冰晶自動轉(zhuǎn)雨率的垂直分布(圖6)顯示:無地形時,模擬區(qū)域上空主要被暖氣團控制,條狀的云團內(nèi)為碰并增長,云水自動轉(zhuǎn)雨率為2.6×10-8kg/(kg·s);當(dāng)?shù)匦胃叨葴p少50%時,104°E及106°E上空2.5～3 km高度處出現(xiàn)兩個云滴碰并增長過程的高值區(qū),云水自動轉(zhuǎn)雨率在3×10-8kg/(kg·s),并且近地面106°E～107°E出現(xiàn)了微量的冰晶融化過程,冰晶自動轉(zhuǎn)雨率為1×10-12kg/(kg·s),這些區(qū)域?qū)⒂锌赡艹霈F(xiàn)凍雨;原地形下,條狀的云團內(nèi)仍以云滴碰并增長,且該過程主要發(fā)生在2.5 km以下,云水自動轉(zhuǎn)雨率在1.8×10-8kg/(kg·s)。同時,在107°E附近有微量的冰晶自動轉(zhuǎn)雨比例;當(dāng)?shù)匦胃叨忍?0%時,2.5 km高度處條狀云團內(nèi)為云滴碰并增長,云水自動轉(zhuǎn)雨率在3×10-8kg/(kg·s),且1.5～2 km高度的融化層底部出現(xiàn)了微量的冰晶融化過程,冰晶自動轉(zhuǎn)雨率為1×10-12kg/(kg·s)。

結(jié)合前面的分析,云貴高原主體的條狀云團內(nèi)溫度在0～10 ℃,以云滴碰并增長過程為主,云水自動轉(zhuǎn)雨比例相對較高,降水大多為暖雨過程,如果云團下有溫度均小于0 ℃的次凍層,則有可能形成凍雨,故而,云貴高原主體的凍雨以過冷暖雨機制為主。在低海拔地區(qū),條狀云團內(nèi)溫度在0 ℃以下,有冰晶融化過程,如果云團下有大于0 ℃逆溫層,其形成的凍雨則以融化機制為主,這與觀測的結(jié)論是一致的。

圖7 云貴高原不同高度時凍雨量的空間分布Fig.7 Spatial distribution of the freezing rain rate at different terrain height

2.5 云貴高原大地形抬升對凍雨空間分布的影響

模擬不同地形高度下的凍雨量空間分布(圖7)與圖4中凍雨出現(xiàn)區(qū)域的空間分布完全一致,區(qū)別在于圖7給出了具體的凍雨量。在無地形時,模擬區(qū)域無凍雨發(fā)生。當(dāng)?shù)匦胃叨冉档?0%時,有兩個凍雨高值中心,一個在重慶南部與貴州東北部交界的地區(qū),最大凍雨量為2.5 mm/h,另外一個在川西,最大凍雨量為0.32 mm/h。原地形下,仍有兩個凍雨高值中心,但相比地形高度抬升50%時,位于重慶南部與貴州東北部交界的凍雨中心向南推進(jìn)了一個緯度,到達(dá)貴州東部與湖南西部,凍雨范圍略有擴大,但凍雨強度下降,最大凍雨量由2.5 mm/h下降到0.64 mm/h;位于川西的凍雨中心則向東南移動,到達(dá)四川雅安與云南昭通一帶,強度略有減小;當(dāng)?shù)匦胃叨忍?0%時,相比原地形,兩個凍雨區(qū)有連成一片的趨勢,但中心最大凍雨量基本保持一致。顯然,凍雨量最大出現(xiàn)在地形高度降低50%時,隨著云貴高原的抬升,凍雨區(qū)域略有增加且有向南移動的趨勢,但凍雨強度則開始減弱。

3 結(jié)論

利用WRF模式,以1月25日04:00云貴高原凍雨為例,對云貴高原大地形進(jìn)行了敏感性實驗,模擬了云貴高原大地形抬升對大氣環(huán)流、逆溫層、降水相態(tài)、凍雨量的空間分布、以及水成物、云水或冰晶自動轉(zhuǎn)雨率垂直分布的變化,探討了凍雨發(fā)生的各種大氣條件和微物理參量的變化及發(fā)生凍雨的可能性,得出如下結(jié)論。

(1)隨著云貴高原大地形的抬升,850 hPa風(fēng)場逐漸從雙氣旋、氣旋到切變線演變,氣旋中心位置由西北向東南移動,北方冷空氣從西部四川演變?yōu)闁|部安徽、湖南入侵云貴高原。700 hPa風(fēng)場中西南氣流充滿全境逐漸收縮到繞高原主體,逆溫層從貴州西北→貴州中部→貴州東部移動的趨勢。

(2)隨著云貴高原大地形的抬升,氣流向云貴高原爬升困難,空中液態(tài)水逐漸向東部集中。鋒線位置基本維持在24°N附近,但鋒面越來越陡,表明云貴高原大地形是形成云貴準(zhǔn)靜止鋒的主要因素。準(zhǔn)靜止鋒長時間滯留在貴州中東部和湖南西部,是該區(qū)凍雨高發(fā)的原因。

(3)隨著云貴高原大地形的抬升,模擬區(qū)域從完全以云滴碰并增長逐漸開始在高原東部低海拔地區(qū)出現(xiàn)冰晶融化過程,高原主體的凍雨以過冷暖雨機制為主,但在東部的低海拔地區(qū),形成的凍雨則以融化機制為主。

(4)隨著云貴高原大地形的抬升,降水區(qū)逐漸縮小,凍雨區(qū)從無到有,貴州東部-湖南西部與川西的兩個凍雨區(qū)向東南移動,有連成一片的趨勢。凍雨量最大出現(xiàn)在高原高度的一半,其后隨著高原繼續(xù)抬升,凍雨量開始減少。