风廓线雷达资料在一次强降水天气过程中的分析应用

李妙英, 胡明宝, 陈 楠, 赵 靓

(解放军理工大学气象海洋学院,江苏南京211101)

0 引言

强降水的成因有很多,飑线就是其中的一种。飑线中的强雷暴常常引发局地暴雨和灾害性强风,在中纬度地区,强雷暴还常常伴有冰雹甚至龙卷[1],有时还会引发下击暴流,其强大的出流容易形成阵风锋。大气层结呈条件性不稳定,低层水汽丰富,低空有急流都是飑线形成的有利条件[2]。

风廓线雷达是一种单点遥感探测设备,通常采用相控阵天线发射3个或5个固定指向的电磁波束,以湍涡为目标探测测站上空大气的湍流状况,可直接获得水平风场、垂直气流等参数的时高分布。优点是可连续探测,资料的分辨率高、相关性好[3-5],缺点是在探测范围方面不如多普勒天气雷达的探测范围广。多普勒天气雷达可监测几百公里范围内的降水目标[6-8]。风廓线雷达的探测范围虽然小,但只要天气系统从测站经过就能有效探测。在对2006年6月29日一次经过南京的飑线[9]过程的探测中,从水平风场、垂直速度、大气虚温等方面进行综合分析,探讨风廓线雷达资料在类似天气中的表现。

1 天气情况

2006年6月29日10:20时(北京时,下同)左右,南京上空尘土飞扬、落叶漫天飞舞,地面灰尘也纷纷扬起,短暂时间后,随之而来的是强降水。位于南京城区南部的风廓线雷达连续观测了这次过程。

从2006年6月29日02时地面天气图(图略)中可知,33°N～42°N,113°E ～120°E 有一条“舌”状的雷暴区,雷暴区的边缘由西北-东南走向的锢囚锋、东西向的暖锋和东北-西南走向的冷锋组成一个锋面气旋。从08时850hPa的高空图可知,南京受暖气团控制,其北面有一个低压中心(约37°N,118°E),并有一条明显的“T”形槽线。冷性气旋不断向南推进,与暖湿气团相遇引发强对流天气。图1为每10分钟降雨量随时间的变化分布。降雨量由自动雨量计连续观测,雨量计站与风廓线雷达相距约1.5km。由图可见降雨时间主要集中在10:30～12:30时,尤其在10:20～10:30时的短时强降水,降雨量高达4.7mm。

图1 2006年6月29日南京地面降雨实况

2 多普勒天气雷达回波演变

图2为多普勒天气雷达观测结果。从左至右时间依次为9:00、10:10、11:00、12:01时。图2(a)为回波强度图,图2(b)为相应时刻的多普勒速度图。图中距离每圈30km,观测仰角0.5°。风廓线雷达位于多普勒天气雷达的东南方向150°距离40km处(图2黑色三角形的位置)。由图2可知,9:00时强度图上有一条回波带,强度值达到45dBZ,多普勒速度图上方位300°距离80km处有正负最大速度的跳变区,说明出现了速度模糊现象。从强度图中可以看出,强回波区向风廓线雷达正面移动造成的风场变化将会在风廓线雷达上有反映。

图2 2006年6月29日南京多普勒天气雷达回波强度和多普勒速度演变图

3 风廓线雷达观测分析

3.1 水平风场

图3为对流层风廓线雷达8:06～13:26时的观测结果。根据风速和垂直风切变判断,2:50时出现高空急流,高度在13.3～14.8km,最大风速56.9m/s,水平风的垂直切最大值达0.052m/s。5:00时出现低空急流,高度位于2000m以下,风速达到20m/s以上,急流中心在1200m左右,急流范围逐渐向上下方向伸展,厚度不断增厚,中心最大风速随时间增强,9:59时在1500m高度达最大值28m/s。低空急流相比较高空急流晚形成近3小时。随着时间推移,高空急流区不断向下扩展,急流中心下降,而低空急流区却不断向上发展。两个急流区不断靠近。

在水平风场中,风向风速的变化一定程度上可以反映大气的热动力情况。高低空急流的相互耦合发展,说明在此次天气系统中垂直方向有明显的动量传递,低空急流造成暖湿空气输送,高空急流造成干冷空气平流,从而加强了大气潜在不稳定,高低空急流耦合容易触发潜在不稳定能量的释放。西南低空急流的增强说明西南暖湿气流输送加快[10],增加了更多的水汽为暴雨的形成提供必备的条件,也有利于不稳定能量的释放。风廓线雷达的观测结果也证明了这一点。10:19～12:32时,在低空有一条由西南风突转西北风的切变线(图3中的黑线),这是由槽过境所致。10:30时强降水正好与高空低急流相互发展并靠近的时刻相对应。因此,此次飑线天气造成的强降水过程与高低空急流的耦合是密不可分的。

图3 2006年6月29日南京风廓线随时间的变化

另一方面,风廓线雷达有最低探测高度无法探测地面的风向风速,图4给出7:00～13:00时地面风向风速的实况(实黑线为风速,虚线为风向),10:20时地面观测到风速极大值为7.9m/s,与风廓线雷达观测的切变线出现时间一致。12:34～13:00时为东南风,随后逐渐变为西南风,也正好可以与风廓线雷达的探测结果连接。结合地面观测的实况,可以使风廓线雷达探测的风场更完整。

3.2 垂直速度

风廓线雷达测得的垂直速度是空气垂直运动和降水粒子末速度之和,如图5所示。9:56时前整层为上升气流,速度为0.5m/s左右;10:10时气流上升速度急剧增大,说明对流有所加强,并在1275m有速度极大值1.55m/s,在2550m有另一极值3.51m/s。然而仅仅在9分钟之后,垂直速度突然变成负值,4800m以下垂直下沉速度都大于5m/s,在1200m达到10.56m/s,此时地面观测到降雨。此后直到10:53时,下沉速度都在5m/s以下。但11:04时下沉速度突然减小到2m/s以下,而在11:21之后下沉速度再次增大到6m/s以上,直至12:07时。

图4 2006年6月29日南京地面风向风速的变化

图5 2006年6月29日南京风廓线雷达观测的垂直速度廓线随时间的变化

垂直速度是反映风场剖面分布的另一个重要参数。结合上述垂直速度变化的时刻,可以得到此次阵风锋的大致结构,如图6所示。阵风锋是雷暴出流强风的前缘,阵风锋的出现常和风向突变、风速突增和强对流天气等联系在一起。结合多普勒天气雷达的观测结果,当雷暴经过风廓线雷达站时已逐渐减弱,属于消散雷暴。9:56时前随着低空急流的发展,暖湿气流不断向上输送,体现为气流的整体上升。随着雷暴的移动,阵风锋约在10:19时经过风廓线雷达测站(即水平风场中的切变线)。当阵风锋经过时,切断低空暖湿气流的向上供应,雷暴内部的强大出流到达地面,并带来降水。由于阵风锋内部的强风脉动,造成了垂直速度值的变化。因此,垂直速度的分布可以反映阵风锋或雷暴内部的结构,垂直速度的突变是阵风锋经过的一个重要标志。

3.3 虚温

虚温是指与湿空气具有相同气压、密度值的干空气应具有的温度,Tv=(1+0.61q)T[11]。其中 Tv是虚温,T是大气温度,q是比湿。虽然虚温不是真实的大气温度,但与大气温度之间存在对应关系,虚温的变化也能反映大气温度的变化。如果有降雨出现,比湿增大,则大气温度比虚温下降更明显。图7为风廓线雷达探测的大气虚温随时间变化情况。风廓线雷达探测虚湿通常在正点前5分钟进行,每小时探测一次。图7中0m高度的气温为地面实测温度。9:00时地面温度为33.1℃,总体随高度递减,在1100～1200m明显的逆温层。10:00时的探测结果显示相同高度上逆温层依然存在,但高空温度下降明显。

图6 阵风锋示意图

图7 2006年6月29日南京虚温廓线随时间的变化

由图7可知,9:00时的温度廓线和10:00时的相比,低空变化不大,600m以上的变化明显。这是由于在降水初期,高空温度较低的降水粒子在下降过程中吸收热量蒸发使温度下降,因此虽然高空温度下降,但地面还没观测到有降雨,地面温度的变化也不大,这就造成了局部温度递减率的增大。随着降水粒子增大、粒子数增多,最终会有大量的粒子下落到地面,使整层温度都下降,并形成降雨,造成地面观测到降雨的时刻应比高空出现降水的时刻晚。由图可见,10:20时降雨发生后,地面温度由10:00时的33.6℃突降到11:00时的25.5℃。在12:00时降雨基本停止后,整层温度逐渐升高。

4 结束语

(1)高分辨率的风廓线雷达资料,可以清晰地显示大气水平风场的演变、垂直气流的发展及大气温度的分布,是实现精细化探测的有效手段之一。

(2)在此次飑线过程中,风廓线雷达清晰地探测到高空急流和西南低空急流出现的时间、高度及最大风速和风切变值,结合大气虚温廓线等其他参数,可以为研究气流内部热动力过程提供辅助依据,可以分析大气能量的输送和冷暖平流的分布。强大的西南暖湿气流为此次降雨提供了充足的水汽,高空急流的下传以及和低空急流的相互作用提供了必要的动能,气流上升速度的突然加强加速了高低空急流的耦合,也为降雨创造了时机,高空温度递减率的突然加大对降雨的出现有一定的预示作用。

(3)由于单部风廓线雷达只能探测测站上空的一定范围,只有当天气系统能影响到本站上空时才能有效探测。但可以预见,随着风廓线雷达的组网探测、资料的广泛应用,多数据的融合必将促进中尺度天气系统的研究发展,提高天气预报准确性和可靠性。

致谢:感谢南京雷达气象与强天气开放实验室研究基金(BJG201209)、武汉暴雨开放基金(IHR2009G02)对本文的资助

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