张武龙, 青 泉, 杨景朝, 陶 勇
(1.四川省气象台,四川 成都 610072;2.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室,四川 成都 610072;3.四川省气象灾害防御技术中心,四川 成都 610072;4.贵州省气象服务中心,贵州 贵阳 550002)
中尺度对流系统(MCS)由于不同的组织结构特征和生命周期,可产生不同强度、不同类型的强对流天气,包括强降水、雷暴大风、冰雹、龙卷等[1]。研究表明[2-5],MCS 的组织类型、持续时间和空间分布与环境条件有着密切的关系。丁一汇等[6]将中国飑线的环流背景分为槽前型、槽后型、高压后部型和台风倒槽型,并认为冷锋、切变线、低涡等天气系统是飑线触发和维持的有利条件,吴瑞姣等[7]在此基础上对飑线天气系统又进行了进一步细分。王晓芳[8]统计长江中下游地区梅雨期线状MCS 环境特征,发现将近半数的MCS 是在地面低压倒槽影响下形成,且中低层850 hPa切变线是MCS 的主要影响系统。Zheng 等[9]指出在中国中东部,干、湿环境下MCS 产生的强对流天气明显不同,干环境主要产生雷暴大风和冰雹,湿环境下则以强降水为主,特别是极端强降水。郑淋淋等[10]分析江淮流域MCS 环境条件,发现MCS 在干、湿环境下的抬升凝结高度、对流有效位能、对流抑制能量、抬升指数等物理量参数存在明显差异。盛杰等[11]研究华北线状MCS 表明强雷暴大风型MCS 的环境大气斜压性强,中层干,大的垂直减温率、最优对流有效位能和下沉对流有效位能是其重要环境条件,而强降水型MCS的天气尺度强迫相对较弱,水汽条件相对更加充沛。范元月等[12]对湖北宜昌地区极端短时强降水MCS 进行了深入分析,并按照天气潜势条件分型,总结概念模型。上述研究结果均对认识当地MCS 发生的环境条件具有一定参考价值。
四川盆地是中国西南地区MCS 高发地之一,每年由于MCS 造成的强对流天气给四川盆地带来巨大的经济损失,尤其以极端性暴雨最为严重[13-16]。张武龙等[17]统计了2013-2019年5-9月41 例触发四川盆地极端短时强降水的MCS 过程,并将其分为6 种组织类型:尾随层状云类(TS,个例数3)、邻近层状云类(TL/AS,个例数10)、平行层状云类(PS,个例数9)、后向扩建类(BB/QS,个例数8)、涡旋类(VS,个例数6)和无组织对流类(UC,个例数5),并详细分析了上述6 类MCS 的组织结构及其时空分布特征。在此基础上,利用常规探空和地面观测资料,结合SWAN 系统新一代天气雷达组合反射率因子资料,分析触发四川盆地极端短时强降水的不同类型MCS 的环境条件,以期为做好极端短时强降水预报服务工作提供参考依据。
所用数据包括:(1)2013-2019年5-9月41 例触发四川盆地极端短时强降水的MCS 过程发生前临近的08 时或20 时的常规探空和地面观测资料；
(2)41 例MCS 的组合反射率因子资料,来源于SWAN 系统新一代天气雷达组网拼图,空间分辨率0.01°×0.01°,时间分辨率6 min。
本文所提及的触发四川盆地极端短时强降水的MCS 过程是指雷达回波的对流区组合反射率因子≥40 dBz,回波伸展水平尺度＞100 km,持续时间超过3 h,并造成至少1 个国家自动站且有1 个相邻的区域自动站3 h雨量≥100 mm[17]。
天气尺度系统通过改变局地热力不稳定、垂直风切变、抬升运动以及水汽等条件,制约着MCS 的发生发展过程。许爱华等[18]按照热动力学结构特征将中国强对流天气环流形势分为斜压锋生类、准正压类等5 种类型。参照此分类方法,结合四川天气系统特点,对张武龙等[17]分析的组织特征较明显的5 类MCS(图1)发生前的环流形势进行统计。结果表明,所有的邻近层状云类(TL/AS)和涡旋类(VS)MCS 个例均在斜压锋生类环流形势下发生,而在准正压类环流形势下则易发生平行层状云类(PS)、后向扩建类(BB/QS)和尾随层状云类(TS)MCS。
图1 触发四川盆地极端短时强降水的MCS 成熟阶段雷达组合反射率示意图(阴影由浅到深表示反射因子分别为20、30、40dBz)
斜压锋生类天气形势概念模型主要分为低层切变型(图2a)和西南低涡型(图2b),分别对应TL/AS(图1a)和VS(图1b)发生前的环流背景。500 hPa高原低槽东移至盆地西部,引导700 hPa偏北风进入盆地与偏南风形成切变线；
同时,地面冷锋从陕甘地区南部南下侵入盆地,冷暖气团温度梯度加大以及锋面的动力强迫抬升,使得不稳定度增强,从而有利于MCS 的形成发展。这是两类天气形势的共同特点,而不同之处在于前者850 hPa表现为冷暖气流交汇形成的切变线,TL/AS 出现在切变线附近的偏南气流中,并沿着切变线分布；
后者850 hPa在盆地内有明显的西南低涡生成,VS 出现在低涡附近偏暖湿一侧,并沿着低涡冷暖切变线呈涡旋状分布。此外,还有3 例的TL/AS 发生前850hPa 为偏东风倒槽(图略)。两类MCS 主要在500 hPa槽前西南风引导下向东或东北方向移动。
图2 斜压锋生类天气形势概念模型
准正压类天气形势概念模型主要分为低槽东移型(图3a)、两高切变型(图3b)、东风扰动I 型(图3c)和II型(图3d)。低槽东移型准正压类天气形势表现为500 hPa高空槽位于川西高原,700 hPa切变线在陕甘南部附近,盆地受偏南暖湿气流影响,850 hPa盆地多为偏东风暖倒槽影响,地面冷锋距盆地较远,盆地为暖低压控制。此类环流背景发生在斜压锋生类天气形势之前,整个过程中盆地无明显的高空冷平流或地面冷空气影响。据统计,有4 例PS(图1c)和6 例BB/QS(图1d)出现在此类环流背景下。此外,还有5 例PS(图1c)出现在两高切变型天气形势下,500 hPa副高稳定少动,呈带状分布控制盆地,同时与青藏高压对峙,在川西高原西北部形成切变。低层700 hPa为偏西南风控制,850 hPa为偏东南气流影响,地面为暖低压。在两类弱天气系统影响的背景条件下,PS 和BB/QS 多在700 hPa偏西南气流的引导下向偏北方向移动。
图3 准正压类天气形势概念模型
东风扰动型天气形势概念模型如图3(c)和图3(d)所示。I 型和II 型共同特点为500 hPa副高稳定或西伸时,控制盆地大部分地方,沿偏西或者偏西北路径移动的台风登陆后减弱成台风低压并继续沿着副高外围移动。低层盆地暖区与台风低压环流的冷区形成温度锋区,有利于MCS 的形成和发展。二者不同之处在于,I 型天气形势下出现了2 例BB/QS(图1e),500 hPa副高位置偏北,BB/QS 出现在副高边缘的盆地南部至西南部一带,在低层偏东气流的引导下向西或西南方向移动；
II 型天气形势下则易出现TS(图1f),500 hPa副高偏西,控制盆地东北部、中部至南部一带,TS 在副高边缘生成发展,并在低层偏东气流的引导下向西移动,影响盆地西部地区。
利用四川盆地内包括成都温江、宜宾、达州、重庆沙坪坝4 个探空站的实况观测资料计算相关物理量,通过对比诸多物理量参数在不同MCS 类型中的值域分布特征,最终选取了表1 中9 个对MCS 发生发展所需的热力、水汽和垂直风切变等条件有代表性的,在不同MCS 类型中存在较大差别的物理量进行着重分析。为了便于对比,分析中也给出了近10年5-9月四川盆地短时强降水(1 h降水量≥20 mm)的不同物理量平均值统计结果[19]。
表1 物理量列表
图4(a)给出了触发四川盆地极端短时强降水的MCS 的抬升凝结高度(LCL)值域分布,5 类MCS 的LCL 平均值均高于短时强降水平均值926.4 hPa,其中TL/AS 的LCL 平均值最高,PS 最低。LCL 是未饱和湿空气块受外力作用抬升导致凝结的高度,LCL 越高,雷暴发生发展所需的外力抬升就越强。从图4(a)还可以看到,整体上斜压锋生类MCS(TL/AS 和VS)的LCL 要高于准正压类MCS(PS、BB/QS 和TS),这说明斜压锋生类MCS 需要更强的多尺度天气系统共同抬升作用。同样地,5 类MCS 的平衡高度(EL)平均值均高于短时强降水平均值207.4 hPa(图4b),斜压锋生类MCS 的EL 也要高于准正压类,并且TL/AS 和VS的EL 最小值也在207.4 hPa之上。EL 也称为对流上限,EL 越高,雷暴可发展的高度越高,越有利于极端短时强降水MCS,特别是TL/AS 和VS 的发展。
图4 触发四川盆地极端短时强降水的MCS 的LCL 和EL 值域分布(下端和上端的短横线分别表示最小和最大值,圆点表示平均值；
横虚线表示短时强降水平均值)
MCS 发生发展一般与气团的热力稳定度有关,统计发现不同类型MCS 的热力不稳定条件也存在明显差异。VS 的对流有效位能(CAPE)平均值最大,高达2870.8 J/kg；
BB/QS 的CAPE 平均值最小,为1450 J/kg,均显著高于短时强降水平均值451.9 J/kg(图5a)。这说明大的CAPE 值是触发四川盆地极端短时强降水的MCS形成的重要条件。假相当位温是包含温度、气压、湿度的一个综合物理量,850 hPa假相当位温(θse850)通常看作是低层能量的积累。5 类MCS 的θse850平均值均高于短时强降水平均值83.3 ℃(图5b),VS 的θse850平均值最高,可达92.6 ℃,明显高于盛杰等[11]统计的华北强降水型线状对流系统的θse850平均值(78 ℃)。斜压锋生类MCS 的θse850平均值也高于准正压类,斜压锋生类MCS 的发生需要更大的低层能量积累。850 hPa和500 hPa的假相当位温差(θse850～θse500)表征的是中低层的潜在热力不稳定。5 类MCS 的θse850～θse500值域分布特征与θse850类似,平均值在12.4 ℃～19.7 ℃,均高于短时强降水平均值10.1 ℃(图5c)。中低层越不稳定,越有利于极端短时强降水MCS 的发展。通过比较5 类MCS 的CAPE、θse850和θse850～θse500值域分布特征,可以发现VS 发生在热力不稳定性最高的气团中,TL/AS 次之,准正压类MCS 环境的热力不稳定性相对较低。
图5 触发四川盆地极端短时降水的CAPE、θse850和θse850 ～θse500的值域分布
水汽含量是影响雷暴强度和结构特征的一个非常重要的因素[20-21]。从不同类型MCS 的850 hPa比湿(Q850)值域分布来看(图6a),5 类MCS 的Q850平均值均高于短时强降水平均值15.8 g/kg, 在16.3 ～18.4 g/kg,其中VS 的Q850平均值最大,并且明显高于华北强降水型线状对流系统的Q850平均值(15.2 g/kg)[11]。5 类MCS 的700 hPa比湿(Q700)值域分布与Q850类似,平均值在11.5 ～12.5 g/kg,其中PS的Q700平均值最大,TS 最小(图6b)。由此可见,低层高水汽含量是触发四川盆地极端强降水的MCS 形成的必要条件之一,相较于TS,其他4 类MCS 发生在低层水汽输送更为充沛的环境下。值得一提的是,触发四川盆地强降水的MCS 发展所需的热力和水汽条件较华北地区都更加苛刻,环境高温高湿特点更加突出。
图6 触发四川盆地极端短时降水的Q850和Q700值域分布
垂直风切变制约着雷暴的发展强度和组织化程度[22-24]。与雷暴大风、冰雹相比,强降水对流系统产生在垂直风切变较弱的环境下[25]。图7(a)给出了5类MCS 的0 ～3 km垂直风切变(SHR3)值域分布,TL/AS、VS、PS 和TS 的SHR3平均值均处于短时强降水平均值(6.4 m/s)左右。BB/QS 的SHR3平均值为12.1 m/s,显著高于其他4 类MCS,说明SHR3对于BB/QS 的发展维持有重要的作用。除TS,其他4 类MCS 的0 ～6 km垂直风切变(SHR6)平均值均高于短时强降水平均值6.4 m/s(图7b),尤其是BB/QS 和PS的SHR6平均值可达9.4 m/s和9.8 m/s,这与华北强降水型线状对流系统的SHR6平均值(9.8 m/s)相当[11]。BB/QS 的发展演变具有明显的后向传播特征,这与其较强的垂直风切变有密切的关系。
图7 触发四川盆地极端短时降水的SHR3 和SHR6 值域分布
TL/AS 和VS 均发生在斜压性较强的环境大气下,冷暖空气的强烈交汇导致斜压锋生,低涡(切变线)发展和锋面的动力强迫对该两类MCS 的形成至关重要。在准正压类天气形势下,冷暖平流远不及斜压锋生类显著,天气尺度强迫较弱,MCS 的发展和移动与低层流场、地面中尺度系统和地形等有密切关系。下面主要对弱强迫背景下,PS、BB/QS 和TS 的成因进行初步探讨。
统计表明,所有PS 个例均出现在盆地西部,且多呈沿山分布,地形强迫是其形成的重要条件。2013年7月8日20 时至9日08 时,四川盆地发生了一例PS,该个例发生在低槽东移型的准正压类天气形势下。7月8日20 时,850 hPa 盆地主要受低涡倒槽的影响(图8a),西部山前的偏东风在地形的阻挡及抬升作用下形成辐合,触发对流单体沿山分布,逐渐形成线状对流(图9a)；
700 hPa盆地为一致的偏南风(图8b),对流单体在偏南风的引导下自南向北移动形成列车效应。在径向速度图上(图9b),近地层的偏东风具有偏北的分量,使对流单体向后传播,与平移方向相反,从而减缓其移动速度,使列车效应更加显著,有利于极端强降水的发生。
图8 2013年7月8日20 时平行层状云类MCS 低层风场(灰色阴影代表地形高度高于850(700)hPa,绿色阴影代表风速大小)
图9 2013年7月9日01 时成都雷达组合反射率因子和径向速度
BB/QS 在盆地内分布较为分散,中小尺度系统影响更为复杂,其生成发展与地形、地面中尺度辐合线以及雷暴冷池均有密切关系。以2009年8月2日傍晚发生的BB/QS 分析其形成和发展的原因。该个例同样发生在低槽东移型的准正压类天气形势下,850 hPa为偏东风,700 hPa为偏南风,低层流场与2013年7月9日PS 个例类似。2 个个例中MCS 均呈沿山分布,但PS 主要出现在盆地西北部沿山,呈东北西南走向(图9a)；
BB/QS 则出现在盆地西南部沿山,呈西北东南走向(图10a)。从图10(b)可以看到,18 时左右低层为偏东北风,并且偏北分量占主导地位,与盆地西北部山脉走向几乎平行,而与西南部山脉几乎垂直,偏北风在地形强迫下,于西南部山前形成辐合,使得对流单体呈西南部沿山分布。
图10 2019年8月2日17:59 乐山雷达组合反射率因子和径向速度
从地面风场(图11)还可以看到,盆地西部山前为偏北风,在地形作用下,西南部山前逐渐转为偏西北风,并形成地面中尺度辐合线,辐合线的强迫抬升作用有利于BB/QS 的维持和加强。图12 给出了8月2日17-18 时的小时温差,雷暴底部下沉气流形成的冷池在地面偏北风的引导下向山前堆积,不断激发新的对流单体,在700 hPa偏南风的引导下新的对流单体不断并入到对流带中,单体后向传播与平移相抵消,BB/QS处于相对静止的状态,从而产生极端强降水。综上所述,BB/QS 初始雷暴是低层偏北风在地形抬升作用下形成的,地面中尺度辐合线以及雷暴冷池使得BB/QS得以维持和发展。
图11 2019年8月2日17 时和18 时四川盆地地面中尺度自动站风场(双实线为中尺度辐合线,填色为地形高度)
图12 2019年8月2日17 时和18 时四川盆地西南部地面中尺度自动站小时温差
对于TS 而言,地面中尺度辐合线的抬升作用是其形成和维持的重要原因。2018年8月2日凌晨,四川盆地出现了1 例TS。从图13 中可以看到,线状对流TS 自东向西移动,在01 时处于成都雷达的东侧,02 时靠近雷达,到04 时已逐渐移至成都雷达的西侧。结合地面中尺度自动站风场(图14),可发现01 时在盆地中部有地面中尺度辐合线存在,是在盆地东部的偏东风与盆地西部的偏北风作用下形成；
02 时辐合线略微西移,04 时辐合线逐渐西移至盆地西部沿山。对比雷达组合反射率因子图,TS 线状对流就位于地面中尺度辐合线的上方。
图13 2018年8月2日01:02,02:04,04:03 乐山雷达组合反射率因子
图14 2019年8月2日01 时,02 时,04 时四川盆地地面中尺度自动站风场(双实线为中尺度辐合线)
利用常规探空和地面观测资料,结合SWAN 系统新一代天气雷达组合反射率因子资料,分析了2013-2019年5-9月41 例触发四川盆地极端短时强降水的中尺度对流系统(MCS)环境条件,主要结论如下:
(1)触发四川盆地极端短时强降水的MCS 发生的天气形势可分为斜压锋生类和准正压类。斜压锋生类天气形势可分为低层切变型和西南低涡型,分别对应邻近层状云类(TL/AS)和涡旋类(VS)MCS 发生前的环流背景。准正压类天气形势可分为低槽东移型、两高切变型、东风扰动I 型和II 型。平行层状云类(PS)MCS 易出现在低槽东移型和两高切变型环流背景下,后向扩建类(BB/QS)MCS 易出现在低槽东移型和东风扰动I 型环流背景下,东风扰动II 型则对应尾随层状云类(TS)MCS 发生前的环流背景。
(2)TL/AS 和VS 的抬升凝结高度高于PS、BB/QS和TS,斜压锋生类MCS 需要更强的多尺度天气系统共同抬升作用。同样地,TL/AS 和VS 的平衡高度也高于PS、BB/QS 和TS,平衡高度越高,越有利于斜压锋生类MCS 的发展。高温高湿环境是5 类MCS 发生发展的共同特征。VS 发生在热力不稳定性最高的气团中,TL/AS 次之,准正压类MCS 环境的热力不稳定性相对较低。相较于TS,其他4 类MCS 发生在低层水汽输送更为充沛的环境下。BB/QS 的0 ～3 km垂直风切变显著高于其他4 类MCS,BB/QS 和PS 的0 ～6 km垂直风切变也较其他3 类MCS 更大。较强的垂直风切变有利于BB/QS 和PS 的发展和维持。
(3)在准正压类天气形势下,天气尺度强迫较弱,MCS 的发展和移动主要受低层流场、地面中尺度系统和地形等影响。在低层特定流型下,地形强迫是PS 形成的重要条件；
BB/QS 生成发展与地形、地面中尺度辐合线以及雷暴冷池均有密切关系；
对于TS 而言,地面中尺度辐合线的抬升作用是其形成和维持的重要原因。
触发四川盆地极端短时强降水的不同类型MCS是在不同的环境条件下,多种尺度系统相互作用下产生和发展,其组织类型和时空分布特征与环流背景、中尺度物理量分布等因素有关。虽然前人对四川盆地MCS 已有一些个例研究,但是从多年统计角度给出MCS 的环境条件,尚未见到有公开报道。此外,四川盆地与中国中东部[9]、华北[11]以及长江中下游地区[8]强降水MCS 形成所需的中尺度物理量条件有所不同,地域差异明显,这也是本文研究价值所在。
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