陣風鋒共同觸發(fā)強對流過程數(shù)值模擬與分析

陣風鋒共同觸發(fā)強對流過程數(shù)值模擬與分析

1最低探測仰角風雨習動是雷暴觸發(fā)的主要機制之一，也是研究和預測的困難。然而雷達探測存在一定不足：因陣風鋒的高度十分有限，一般較高時僅有3km左右，較低則在1km以下，且陣風鋒作為雷暴系統(tǒng)的一部分，其強度也遠低于雷暴自身。如果雷達天線位置稍高，即使在最低探測仰角下，丘陵、山區(qū)也很難發(fā)現(xiàn)；而在平原地區(qū)雷達天線相對較低時，陣風鋒又往往受到地面高大物體的遮擋無法探測。即便在最為理想的探測條件下，利用最低的0.5°仰角，也難以獲得較遠距離的陣風鋒回波，特別是在其強度不高時。所以在實際工作中，盡管雷達是當前最為有效的探測手段，但其對陣風鋒的探測能力仍然受到諸多條件的制約，無法充分滿足監(jiān)測預警的業(yè)務需求。有研究（一般情況下與雷暴相比，陣風鋒的幾何尺度和天氣強度低一個數(shù)量級甚至更多，所以與雷暴相比，對總體上次雷暴尺度、強度不高的陣風鋒模擬更加困難。對陣風鋒這類弱系統(tǒng)來說，數(shù)值模式，特別是當前業(yè)務模式難以準確刻畫，直接模擬存在相當?shù)碾y度。盡管如此，仍有不少工作取得了令人鼓舞的成果（在一次漏報的新生強對流觸發(fā)過程中，出現(xiàn)了3條不同陣風鋒共同作用的罕見情況。初步分析發(fā)現(xiàn)（2流程和模式的總結2.1過程復雜特點2010年7月18日19:30（北京時，下同），預定在銀川舉辦中國國際文化藝術節(jié)開幕式露天晚會。當日下午只有分散的弱對流云，各自動氣象站、閃電定位儀等均無降水、大風及雷電記錄。19:00-20:00，會場突遭由東向西移動逆向運行的強對流襲擊，降水強度高達19.5mm·h本次過程具有以下復雜特點值得深入探討：（1）三條陣風鋒罕見地共同作用，觸發(fā)新生對流引起此次過程；（2）陣風鋒遠離原生對流向外運動，是原生對流消亡的重要判別指標，預報員往往會放松警惕，所以新生對流的突發(fā)性強；（3）新生對流在各種因素作用下由東向西逆向運行，路徑少見，隱蔽性強；（4）新生對流強度超常，造成本地極罕見的高強度降水等災害，且時值重要活動社會影響很大。文中涉及的地圖是基于國家測繪地理信息局標準地圖服務網(wǎng)站下載的審圖號為寧S[2016]第10號的中國地圖制作，底圖無修改。2.2微物理過程參數(shù)化分析模型見圖1以業(yè)務WRF模式為基礎，模擬方案采用時間間隔6h、分辨率1°×1°的NCEP全球再分析資料為背景場，模擬區(qū)域中心為銀川（38.47°N,106.21°E），采用雙重網(wǎng)格嵌套（圖1）。外圍網(wǎng)格點數(shù)為120×120(D1區(qū)域），水平分辨率為3km；內層細網(wǎng)格181×181(D2區(qū)域），水平分辨率為1km。模式頂層100hPa，底層為地表，垂直分為35層，積分步長為15s。模擬時間從2010年7月18日08:00至19日08:00。微物理過程參數(shù)化方案采用WSM3類簡單冰方案，該方案包括冰的沉降和冰相的參數(shù)化，在這種簡單的冰方案中，云水和云冰作為同一類來計算，可滿足業(yè)務模式的運行要求；輻射過程參數(shù)化方案分別選取了簡單的RRTM長波輻射方案和Dudhia短波輻射方案；陸面過程采用考慮地面發(fā)射體性質的Noah方案，對過程中城市及周邊地面的處理能力較好；邊界層方案采用YSU一階非局地閉合的梯度輸送理論方案，解決了MediumRangeForecast方案中反梯度輸送項過大而導致的大氣層結過于穩(wěn)定的問題。在熱誘導自由對流區(qū)增加了邊界層混合，在機械誘導強迫對流區(qū)減少了邊界層混合，解決了強風下混合層的過度混合問題。熱對流產生的混合層高度升高，風剪切產生的混合層高度降低：逆梯度項值的減小，使邊界層結構更接近中性（3類型產品診斷3.1模擬效果評價分析盡管業(yè)務實踐和相關研究表明，該模式在本地預報業(yè)務和診斷分析中表現(xiàn)良好（3.1.1模擬高度比較從銀川2010年7月18日08:00探空觀測與數(shù)值模擬對比分析可知（圖2），實況500～300hPa存在不穩(wěn)定層結，對流有效位能（CAPE）為260J·kg從風向隨高度的變化來看，除500hPa實況為東南風、而模擬為南風之外，其他高度上模擬風向與實況較為一致，850hPa為南西南風，700hPa為西南風，400hPa以上基本以偏西風為主。從風速來看，500hPa以下模擬風速與實況保持一致，在2～4m·s實況露點溫度曲線表明，700～300hPa存在明顯的干層，溫度露點差最大值為27℃，出現(xiàn)在400hPa。模擬產品在此高度同樣有明顯干層，400hPa溫度露點差最大值達到29℃，與實況相當。實況和模擬都在700hPa以下表現(xiàn)相對較濕，850hPa溫度露點差出現(xiàn)最小值均為13℃，為“上干下濕”的特征。若將實況層結曲線按照日最高氣溫出現(xiàn)時間（14:00）進行調整，得到當時CAPE高達2295J·kg3.1.2暖式切變s1的表現(xiàn)通過模擬0.5h間隔的700hPa風場變化[圖3(b）]，以同時刻雷達實測資料作為實況進行對比，通過交叉相關法（ContinuityofTrackingRadarEchobyCorrelationvectors,COTREC）反演風場[圖3(a）]，可知兩者十分相近。模擬表明19:00[圖3(a）]在銀川東南側有一條西南風與東南風很弱的暖式切變S1，長15～20km，與COTREC實測風場反演圖上[圖3(a）]的暖式切變S1基本一致，為觸發(fā)此次雷暴的主要低空系統(tǒng)。但模擬得到的賀蘭山東側南北向切變S2在CO‐TREC風場反演圖上[圖3(a）]并無明顯表現(xiàn)，這可能因賀蘭山對雷達的阻擋而無法完整展現(xiàn)山體附近風場結構有關，可用虛線推測該切變S2的大概位置。19:30[圖3(b）]實況暖式切變線S1向西北方向移動，移速約為20km·h20:00COTREC風場暖式切變S1減弱北抬，低渦D和切變S2逐漸消失，此時模式產品[圖3(c）]依然較準確地反映了暖式切變S1的情況。S1移動方向和速度與雷暴單體的生消演變保持高度一致，對預報更有指示意義。D的活動區(qū)域與降水區(qū)吻合，數(shù)值模擬產品對此有較高的參考價值。3.1.3對流實際情況通過對比雷達觀測和模式輸出的模擬雷達效果圖，對過程中的對流進行模擬效果分析（圖4）可知，雖然模式模擬出了銀川附近的對流過程，但對流的位置、強度與實況差異較大，無法確切反映出對流的實際情況。例如18:00[圖4(a）]原有3個趨于消亡的對流單體及其陣風鋒的弱線形回波，在同期模擬[圖4(b）]中未能體現(xiàn)。而19:00[圖4(c）]中心區(qū)域的新生對流強降水回波，在同期[圖4(d）]雖然報出了強降水，但其位置顯著偏南12km，偏西7km，誤差明顯，沒有成功模擬，效果不夠理想。3.1.4模式應用分析從業(yè)務預報的角度來說，盡管該模式對當天下午的天氣態(tài)勢預報產品具有一定的提醒與警示作用，反映出具有強對流的潛勢，但直接利用模式輸出產品進行定時、定點、定量的確定預報仍有較大的難度。通過上述分析可知，模式對本次過程的天氣背景及中小尺度系統(tǒng)具有較好的模擬能力，在常規(guī)分析方面具有預報指示意義。而在具體對流單體的模擬方面，卻存在位置誤差較大等明顯不足，僅可為潛勢預報提供參考。對本次過程來說，如果深入探討對流過程的細節(jié)，還需輔以其他方法進一步挖掘模式的潛力。3.2中-尺度切變線模擬結果表明，14:00[圖5(a）]天氣圖上200hPa寧夏西側有冷槽發(fā)展東移（-52℃）。500hPa[圖5(b）]寧夏處在東北冷渦底部、大陸高壓和副熱帶高壓之間的低壓區(qū)，在銀川東南存在中-α尺度切變線，在14:00-20:00的6h之內，先向西北方向移動到銀川附近，后緩慢移到同心一帶，與20:00觀測結果一致。對應700hPa[圖5(c）]寧夏受暖性高壓脊控制，河西有中-α尺度暖性切變線生成，寧夏北部有西南暖濕氣流輸送。且700hPa切變線落后于500hPa切變線，類似前傾槽的配置，有利于冷暖空氣在此交匯并觸發(fā)對流。高空200hPa冷槽17:00過境[圖5(a）]，低層寧夏處在700hPa中α尺度暖性切變線前的西南氣流中，高低層冷暖空氣在此處疊加配置。高空形勢有利于對流發(fā)生。3.3垂直分布結構分析從14:00-20:00的銀川大氣層結狀況模擬結果圖6可知，600hPa到200hPa為深厚的不穩(wěn)定層結，對流有效位能（CAPE）高達1188～1611J·kg近地層有一定的對流抑制能量區(qū)域，一方面有利于對流能量的保存不會隨時消耗，從而保證較強的對流活動；另一方面對流抑制能量不大，自由對流高度（LFC）為667hPa，抬升凝結高度（TCL)784hPa相對不高，在適當?shù)臄_動下即可啟動對流釋放能量。從地面到200hPa為干-濕-干-濕的結構，500hPa附近有干冷空氣侵入；17:00前后觸發(fā)的初生對流并沒有破壞銀川上空深厚的不穩(wěn)定層結，為陣風鋒匯合后觸發(fā)新生對流提供了不穩(wěn)定的背景場。利用物理量場進行診斷分析。結果表明，WRF模式可模擬出本次突發(fā)災害性天氣，相關物理量有利于強對流，模式產品對此次過程具有一定預報指示意義。沿模擬的新生強對流觸發(fā)位置（38.26°N,106.21°E），對垂直速度和相對濕度進行剖面，以分析大氣中動力與水汽條件的垂直分布結構（圖7）。19:00強對流發(fā)生旺盛階段，該地（紅色方框）從地面到11km存在對流強烈的垂直上升和下沉運動，上升速度中心值大于9m·s利用7月18日19:00雷達基本反射率因子（圖8），在新觸發(fā)的強對流單體5km高度回波中心位置（38.30°N,106.30°E）進行東西和南北向剖面，可表現(xiàn)對流單體的主要回波特征（由于強對流距離雷達站較近且發(fā)展高度超出雷達最大探測仰角，所以無法探測到5km以上的回波特征）。回波中心強度50dBz，已經接地并產生降水。剖面顯示了弱回波區(qū)[圖8(b）和圖（c）中方框所示，寬度4km，高度3km]和近地層傾斜結構（從地面向上，對流云體由東南向西北傾斜）。實況比模擬位置偏北約4km，偏東約9km，盡管印證了模擬觸發(fā)的新生對流在垂直剖面上的特征，但總體效果有限。表明對陣風鋒這種依附于對流的更小尺度、強度更弱的系統(tǒng)，直接模擬的難度很大。4對雷暴出流的預測針對陣風鋒這類尺度小、強度較雷暴更低的天氣系統(tǒng)，當前業(yè)務數(shù)值模式的模擬能力仍然有限，進一步分析相關線索則有可能更好地發(fā)現(xiàn)陣風鋒的特征。陣風鋒的關鍵是雷暴向外流出的冷空氣，與強冷空氣活動相關的指數(shù)可以為陣風鋒的分析提供啟示。針對直接分析、預測雷暴出流的困難，一些學者提出了不同方案以解決這一問題（McCann,1994;現(xiàn)已明確強對流發(fā)生的具體時間地點，且微下?lián)舯┝髋c陣風鋒的形成機制一致，均為雷暴的冷性出流，所以參考其方法進一步改進，以探索針對陣風鋒效果較好的指數(shù)。DMBPI為：式中：θ本文利用17:00陣風鋒活動明顯的特定時刻資料，θ）提出，CT取20℃時指數(shù)≥1則對應下?lián)舯┝?。若按此計算，則在此次過程中，該值≥1對應的區(qū)域超出實況很多，無法有效反映，所以根據(jù)當時情況進行參數(shù)調整以正確體現(xiàn)實況。經對比試驗發(fā)現(xiàn)，本文CT取40℃，MBI數(shù)值分布與實況更加吻合。5流程機制分析5.1wo的基本特征5.1.1相對周邊mbi呈現(xiàn)空間的疊加銀川平原平均海拔1100m左右，所以取相對接近的850hPa反映近地層的大氣情況。17:00MBI與850hPa模擬風場疊加（圖9）表明，3片MBI≥1.1的高值區(qū)為雷暴的強烈下沉冷性出流區(qū)，分別對應銀川周邊3個原生對流云團S1～S3的雷暴冷池?？拷莩鰰龅暮谏珗A圈為MBI的低值區(qū)，即原生雷暴冷性出流接近于0，為相對較暖的區(qū)域。3條陣風鋒X,Y,Z以藍線表示，大體圍成三角形，位于3個MBI≥1.1的高值區(qū)與低值區(qū)之間，即3個雷暴冷池與相對較暖的區(qū)域之間。5.1.2陣風鋒觸發(fā)實例由圖9中MBI數(shù)值分布可知，陣風鋒在冷性出流推動下由MBI高值區(qū)向低值暖區(qū)移動，即3條陣風鋒X,Y,Z沿黑色箭頭所示方向，從出流強烈的冷區(qū)域移向相對較暖區(qū)，即共同向圖9中演出會場（圖9中心）移動，所以3者在移動過程中趨于相互交匯。伴隨其向心運動，陣風鋒X與Z交匯于圖9中東南處，且交匯點沿a矢量方向推進。同理，另兩條陣風鋒分別在東北和偏西處交匯，交匯點的運動方向分別以b,c矢量表示。a,b,c矢量均指向3條陣風鋒所圍成的三角區(qū)域中心。如果陣風鋒的交匯點觸發(fā)出新生對流，則該對流一方面隨交匯點運動，另一方面還要受到近地層850hPa環(huán)境風場的影響。實況表明，18:00,3個原生對流云團產生的陣風鋒共同移向演出會場，與MBI揭示的過程相吻合。其中陣風鋒X與Z合并后在城市東南觸發(fā)新生強對流，與近地層東南風疊加迅速移至會場上空，導致演出會場出現(xiàn)短時暴雨、雷雨大風和冰雹的強對流天氣。(2）陣風鋒強度分析由圖9可知，在3個MBI高值區(qū)中，雷暴S1所在區(qū)域存在以下特點：首先是MBI數(shù)值最高，中心最大值1.19為全場極高值。其次范圍最大，≥1.15的冷池強內核區(qū)面積近10km雷暴S3的MBI≥1大值區(qū)域面積最小但強度較高，下沉氣流集中而強烈，配合的風場輻散明顯，與其核心區(qū)范圍較?。s3km而雷暴S2的高值區(qū)面積僅大于S3但遠小于S1，其中并無MBI≥1.15的強冷空氣內核區(qū)，強度相對較弱。在雷暴出流作用下由西北向東南運動，因距2個相對暖區(qū)域較遠，氣壓梯度力最小。對應的陣風鋒Y強度最弱，雷達觀測其回波強度低于20dBz。前述分析表明MBI≥1的區(qū)域與原生雷暴的活動區(qū)域相符，其外緣與陣風鋒的位置吻合。無≥1.15強內核區(qū)對應的陣風鋒Y，在雷達回波強度15～20dBz為最低，與≥1.15較小范圍內核區(qū)對應的陣風鋒X回波基本在25dBz以上略強，與大面積≥1.15強內核區(qū)對應的陣風鋒Z回波最強，為25～35dBz。5.1.3湍流動能分析湍流擾動動能TurbulentKineticEnergy(TKE）是沖破對流抑制的重要能量來源（由TKE變化情況（圖10）可看到，黃河及其灘涂濕地處的TKE數(shù)值持續(xù)偏小，說明與陸面相比，相對較冷水域對應的湍流動能更低。14:00[圖10(a）]伴隨前期初生對流，在銀川西南部地區(qū)出現(xiàn)一定的湍流能量聚集，表明有些雷暴出流開始接近地面帶來較強的湍流，但北部地區(qū)的數(shù)值較小，僅為1m由此可知，TKE演變與原生對流的冷性出流，即造成陣風鋒的冷空氣特征及其地理分布一致，其數(shù)值的時間變化與陣風鋒的生命史相吻合，也體現(xiàn)出不同下墊面的具體影響。5.2風角力的強迫提升分析5.2.1直接強迫升降速度陣風鋒向前運動時，可直接強迫前方的空氣向上抬升。對于高度為h，前緣距最高處水平距離為d的陣風鋒，可近似視為三角楔形。當其相對于前方空氣運動速度為V時（圖11），產生的直接強迫抬升速度W將雷達觀測資料代入式（2）計算，結果見表1。由陣風鋒直接將其前方相對較暖的空氣向上抬升，造成了較強的垂直上升運動，每條陣風鋒因其運行速度以及前進方向上坡度的差異，造成了每個時刻各自產生的強迫上升速度不同?？傮w來看陣風鋒X產生的垂直運動最強為1.11m·s從第一條陣風鋒出現(xiàn)到新生對流觸發(fā)，歷時大致1h15min（即4500s）。通過直接強迫效應計算，被陣風鋒抬升的較暖空氣已到達地面之上的4545m。而當時自由對流高度（LFC)667hPa，即地表之上大致2400m（5.2.2強迫上升分析由圖9可知，3條陣風鋒基本上圍成了一個三角形區(qū)域，其初始圍攏的面積大致為6000km所以這3條陣風鋒具有較強的向心水平擠壓的輻合作用，從而造成強迫上升運動，進一步配合冷暖空氣之間的鋒區(qū)效應，促進新生對流的觸發(fā)。通過簡化模型，可以近似地計算出擠壓輻合導致的強迫上升情況。由雷達觀測可知（由于在這段時間內，3條平均高度為H的陣風鋒，其圍住的空氣面積由Sa減小到Sb，在天氣學中空氣一般假設忽略壓縮形變的情況下，不考慮其他因素，區(qū)域內空氣的體積減少量為（Sa-Sb）×h。這部分空氣在固定的下墊面之上，受強迫而抬升。在銀川平原區(qū)域的相對平坦下墊面上，可假設此期間被圍區(qū)域的面積線性減小，則過程中平均被圍面積是（Sa+Sb）/2。假設抬升部分的空氣通過此平均面積而上升，且該變化發(fā)生在t時段內，除最終被圍區(qū)域之內殘余之外的空氣均勻速流出，則因3條陣風鋒擠壓導致的平均強迫上升運動W由雷達觀測資料取相應值：Sa=6000×1000所以，如果只考慮3條陣風鋒包圍暖空氣進行擠壓，造成強迫抬升的平均速度為0.71m·s5.2.3地形地貌條件由3條陣風鋒的東部會聚點推進路徑（圖9中a,b所示的矢量）來看，均帶有由東向西的運動分量，而在南北方向上則運動分量基本相反而相互抵消，v≈0。說明3條陣風鋒的總體擠壓效果是由東向西u<0，與雷達觀測到的新生雷暴移動路徑一致。銀川市的地形特點為：東部黃河濕地海拔較低，西部賀蘭山區(qū)較高，所以沿此地形上坡運行造成了強迫上升。MBI及對應的雷達觀測資料均表明，銀川東部的陣風鋒Z最強，其最低反射率因子為25dBz，尤其是最后的連續(xù)5個體掃時，強度增強為35dBz。當時該條陣風鋒由東部的黃河濕地經銀川市區(qū)向西部賀蘭山方向推進，總體逐步爬上緩坡。一方面為新生對流貢獻了來自濕地更加充沛的水汽，所以強度較其他更強；另一方面與其他2條陣風鋒共同作用，促成鋒前的暖濕空氣總體上由東向西運動沿地形上升，從而推動3條陣風鋒包圍區(qū)域內的空氣處于由低到高的抬升態(tài)勢，更加有利于新生對流觸發(fā)。僅考慮沿黃河濕地到賀蘭山區(qū)域的緩慢上坡過程，陣風鋒初生時在黃河一帶的海拔為1103m，到達匯合點處的海拔約1110m，則在4500s內的平均垂直上升速度W5.3以陣風鋒圍成三角形中心在本次過程中，構成三角形的3條陣風鋒向心交匯應有3個匯合點。隨著各陣風鋒的推進，匯合點的運動均指向其圍成三角形的中心。但觀測表明，只有東部的2個匯合點產生了新生對流（圖9中對應a和b起點），西部未產生新的對流，且2個新生對流的強度和移動情況也顯著不同。5.3.1結語：陣風鋒和中氣動力3條陣風鋒在強度上存在差異，處于東部的陣風鋒Z明顯強于其他兩者，反射率因子始終保持在25dBz以上甚至高達35dBz，尤其是17:46及隨后的回波圖上表現(xiàn)更為清晰，動力作用顯著。來自東部的陣風鋒Z，受其下墊面黃河濕地的影響，水汽條件好，與另2條陣風鋒匯合后在東南和東北方向2處均觸發(fā)了新生對流。陣風鋒X、Z在東南方向匯合后，隨著匯合點由東南向西北移動，構成指向演出場地的運動矢量a（圖9中a處）。該矢量與當?shù)氐慕貙语L場一致而產生加速效應，所以伴隨陣風鋒匯合點隨時間推進，該新生強對流結合地表氣流的疊加作用而加速移動，極為迅速地影響演出會場，有效預警時間極少。本次過程的重要特征之一，是新生對流相對罕見地由東南向西北的逆向傳播，其機理也可通過MBI（圖9中a點）與近地層流場相互作用而揭示。5.3.2匯合點推進矢量b考察東北方向陣風鋒Y、Z合并，雷達資料表明也在匯合點觸發(fā)形成了新生對流。分析與對流伴隨的陣風鋒匯合點推進矢量b（圖9中b處），發(fā)現(xiàn)其方向與本地流場方向相反，所以新生對流總體的運動相互抵消。雷達與地面自動氣象站觀測記錄均表明，其基本未移動而原地生消，且強度低于前者，降水微弱，未產生災害性天氣。5.3.3地面和垂直剖面去溫陣風鋒X、Y匯合點應在銀川西側賀蘭山腳下（圖9中c所在位置）。首先，這里多為沙土巖石，植被稀少，近地層水汽條件不佳，不利于對流產生。其次，地處基本呈南北走向的賀蘭山東側下風方向，西風氣流越過山脈后因下坡絕熱增溫而變干（另外賀蘭山主體海拔2000～3500m，雷暴冷性出流形成的陣風鋒在向西延展時，由市區(qū)高度1100m左右向上爬升，而環(huán)境大氣因地形升高而氣溫降低，所以陣風鋒前后的溫度不斷接近。且雷暴出流在運行過程中途經較暖的城市下墊面加熱變性，陣風鋒前后溫差進一步減小，鋒面效應趨于減弱（5.4關于機制的討論5.4.1汽水條件相結合對強烈對流觸發(fā)的影響本次過程進一步證實，水汽在雷暴生成中作用重大（本次過程表明，強陣風鋒與有利的水汽條件相結合是觸發(fā)強烈新生對流的重要因素。較弱的陣風鋒與有利的水汽條件相結合也可觸發(fā)新生對流，但強度較弱。而水汽條件不佳的地域，相對不強的陣風鋒未能觸發(fā)新生對流。深入把握動力與水汽條件，才能準確預判新生對流能否觸發(fā)以及強度如何。5.4.2環(huán)境風場加速運動在明確新生對流已經觸發(fā)的情況下，災害預警往往取決于對其移動的準確預報。陣風鋒推進而形成的匯合點是動力強迫源，新生對流的移動與其運動緊密伴隨。但對流同時受環(huán)境大氣的影響，所以還必需注意與近地層風場的合成效果。即使對逆向傳播的對流，也可能因環(huán)境風場加速運動而影響迅速，時間大為提前，預警工作十分緊迫。對于受運動疊加效應控制而基本靜止、原地生消的對流，則更應高度警覺，關注其降水持續(xù)累加的致災效果。本地年平均降水僅為180mm，而一個新生對流在1h內降水19.5mm超過年