温州地区一次暴雨过程分析及数值模拟

侯思远, 薛羽君, 于亚薇

(1.民航温州空中交通管理站,浙江温州325000;2.成都信息工程学院,四川成都610225;3.葫芦岛市气象局,辽宁葫芦岛125000)

0 引言

暴雨的预警预报一直是航空气象的重点研究问题,强降水能引起能见度短时间内的剧烈变化,在大雨中飞行时,水平能见度只有几十米。飞机在着陆阶段,强降水有可能造成发动机熄火,而雨滴在飞机表面形成一层水膜,影响飞机空气动力性能,计算表明机身和机翼两者的阻力增加约5%～20%[1],雨滴撞击飞机时,造成飞机动量损耗,严重时可能使飞机失速。且湿滑的跑道可能造成飞机产生滑水现象,使飞机方向操纵和刹车作用减弱,容易冲出或偏离跑道。每年因为强降水引起的航班返航备降对航空公司造成巨大的经济损失。温州位于浙江省东南部,境内地势是由西南向东北呈现梯形倾斜,雁荡、括苍山脉绵亘整个浙南地区。由于浙南山区地形复杂,是检验数值模式中地形处理技术的理想实验对象。WRF模式是由美国多所科研机构共同研发的新一代高分辨率中尺度预报模式[2-3],具有在长时间积分步长下也能保证计算的稳定性的优势。但WRF模式在浙南地区的应用较少,因此使用该模式模拟这一地区复杂的降水过程对于了解数值模式的参数化方案的可行性是十分必要的,并为改进数值模拟的应用提供依据。

1 资料选取、模式简介和试验方案

1.1 资料选取与方法介绍

2010年5月13～14日,受静止锋和急流、切变线共同影响,温州地区出现了一次大到暴雨的天气过程。全市9个气象观测站中有7个站点的24小时(23日08时～24日08时)降水量超过50mm,最少的站点为泰顺站,但也达41.1mm,最多的文成站则达95.9mm。此次暴雨具有降水强度强、范围集中、持续时间长等特点,而且西部山区降水量明显超过东部沿海地区。利用WRF模式对此次暴雨过程进行数值模拟和诊断分析,将模拟结果与逐时降水观测资料进行对比,分析模式对此次天气过程降水日变化特征以及形成机制的模拟能力,检验WRF数值模式在中尺度强对流天气系统中的预报能力,藉以提高模式对中尺度天气系统预报的准确率。

1.2 WRF模式简介

采用WRF(Weather Research and Forecasting)中尺度数值模式是由美国国家大气研究中心(NCAR)等科研机构的科学家共同开发研究的新一代中尺度预报模式系统。WRF模式在全国各地应用情况表明,对各种降水过程、台风个例的研究都取得较好的结果,与MM5相比更具有以下优势:计算网格采用Arakawa C网格;网格分辨率更高(1～10km);并且在长时间积分步长下也能保证计算的稳定性。最近几年的研究结果表明[4-6]:WRF模式各气象要素模拟的准确性均优于MM5模式。

1.3 试验方案

此次数值模拟试验的初始场和侧边界条件选用的是NCAR/NCEP水平分辨率为1°×1°的再分析资料[7],时间间隔为6h。模式框架选用了欧拉质量坐标(非静力),选取一层网格,水平分辨率为1km。垂直分辨率采用28层等σ层,模式层顶为50hPa,时间积分方案采用三阶精度Runge-Kutta积分方案,模拟积分时间为:2010年5月12日20时到14日14时(北京时),共42小时,每1小时输出1次结果。以下是各种方案的选取,主要物理过程为:微物理过程:Lin;长波辐射方案:rrtmg;短波辐射方案:Dudhia;边界层方案:YSU;陆面过程方案:Noah;近地面层方案:Monin-Obukhov。

2 天气形势分析

2.1 地面形势

5月12日地面图上大陆冷高压入海,西南倒槽开始发展并东伸北抬,静止锋生成(图略)。同时与高空槽相配合,在西南地区东部有降水区生成并开始逐渐东移。13日静止锋从江西中东部一直延伸到广西桂林地区,浙江东部沿海有弱冷空气从海上扩散南下,与静止锋前的暖湿气流交汇于浙南地区产生暴雨。14日随着新一股弱冷空气从河套地区补充南下,静止锋逐渐南压,降水过程结束。

2.2 高空形势

从5月13日08时500hPa位势高度场(图1)分析,中国及周边地区处于两槽一脊的形势,贝加尔湖以东地区处于高压脊的控制,在西西伯利亚和日本海地区为低槽,中国中南部地区处于平直的西风气流中,东部沿海地区处于东亚大槽底后部的西北偏西气流中,槽后的冷空气从东路扩散南下侵入东部沿海地区。而此时如华南沿海一带西南季风活跃,低空急流活动频繁,则易在华南沿海地区形成暴雨。

图1 2010年5月13日08时500hPa位势高度场

图2 2010年5月13日08时850hPa流场和风速大于12m/s的急流区(单位:m/s)

低空急流为暴雨区提供了低空对流不稳定层结,低空急流的左侧为气旋性切变区,当上游有正涡度平流时,可以引发较强的上升气流,并进而触发不稳定能量的释放。图2是2010年5月13日08时850hPa流场和风速大于12m/s的急流区,从图中可以看出,850hPa上急流区占据20°N～30°N的大部分地区,并一直向北延伸到浙江省的西南部,大陆高压底部的偏东气流和西南暖湿气流在浙南地区交汇,形成一条切变线,为暴雨的发生发展提供有利的动力条件。

3 模拟结果分析

3.1 模拟性能评估

为更好地利用WRF模式对暴雨发生和发展的全过程进行分析研究,在此先评估该模式对降水量和降水日变化模拟的准确性。图3给出浙江地区2010年5月13日08时至14日08时的24小时累计降水量分布图,与图4(此图使用micaps不规则分布站点资料绘制,经过插值后降水强度比实况偏小)观测的累计降水量分布相比,模式对主要降水带模拟得较好,27°N～29°N雨带的走向和范围与实况相比较略为偏南,但对浙江中部地区中等强度降水的模拟值偏小,尤其在中部沿海地区。对照实况降水量,还可以得知,模式对温州东部沿海地区的降水量模拟效果很好,但在温州西部的山区,尤其是在丽水南部,与观测的降水量相比,峰值偏高,模拟的强降水中心24小时累计降水比观测的强中心(27.7°N ～28.2°N,120.4°E～120.5°E,即温州文成站)高出近 20mm,且强降水的范围明显大于实际的范围。

图3 模拟的2010年5月14日08时24h累计降水分布(单位:mm)

图4 观测的2010年5月14日08时24h累计降水分布(单位:mm)

降水量的空间分布可以作为评估数值模式优劣性的标准之一,但在数值模拟效果较差的浙南山区,对降水随时间变化特征的模拟也可以检验数值模式的应用水平。为了说明暴雨中心区域的变化过程,选取实况的强降水中心,两者在位置上虽然略有偏差,但模式较好地反映了此次降水连续的日变化特征。从图5知,实况降水中心的降水峰值出现在14日01时,模拟的降水峰值发生时间与实测基本吻合,但在强度上有偏差,偏强2mm左右。模拟的结果在午后开始降水量就逐渐增大,而实况显示在傍晚前降水出现次峰值,傍晚后降水偏弱,直到午夜降水量才陡然增加。通过分析可以看出降水随时间变化的模拟效果较为理想。

图5 模式(虚线)和观测(实线)的2010年5月13日08时到14日08时的暴雨中心的降水日变化特征(单位:mm)

3.2 高低空急流的模拟分析

由于浙南地区地形复杂,只有依赖高分辨率的降水资料,才能有助于理解复杂地形地区的降水活动,选用数值模式分析和解释特殊地形下的大气环流特征。利用WRF模式输出的高时空分辨率模拟结果对此次暴雨过程做进一步分析。

暴雨的形成往往离不开高低空急流带来的作用,特别是当高低空急流耦合时,两条急流出口区的重叠区域是暴雨发生的“重灾区”[8-9]。当高空为西北风急流时,倾斜的急流轴输送了更多的辐散,更有利于暴雨发生[10]。当高低空急流的出口区所处区域相互重叠时,低空急流向暴雨区域输送大量的位势不稳定能量,高空急流则向暴雨区域带来位势不稳定能量的触发机制,在高低空急流的共同作用下暴雨区域的大气层结更加不稳定,与此同时高低空急流出口区的耦合在对流层中形成垂直的次级环流,而暴雨的发生则必须将积累在大气中的不稳定能量大量释放,而次级环流中的上升运动扮演了这一重要的触发机制[11]。

3.2.1 低空急流的动力、热力作用

在此次强降水过程中,850hPa的西南风从12日的20时开始逐渐加强,随之建立起低空急流,而通过低空急流输送的水汽使大气中的湿度迅速加大。13日08时西南低空急流已伸至闽北与浙南的交界处(图2),相对湿度大于90%的湿舌从福建西部伸向浙南地区,与低空急流的配合,使得浙南地区在暴雨期间一直维持着高湿环境。

暴雨的发生发展需要充足的水汽供应和源源不断的上升运动,而这两个条件对应着高湿高温的高能量环境场。θse(假相当位温)是表征大气温度、压力、湿度的综合特征量,θse的分布反映了大气中湿度和能量的分布。θse的高值区即表征着高湿高能区,θse场中等值线的密集的区域又被称之为能量锋区,而通过研究表明暴雨的发生必要条件即要有能量锋区的存在[12]。

13日08时开始,浙南地区各层均存在一个高θse的区域(图6),说明浙江南部区域的上空具有很高的能量级别。特别是在低层(850～700hPa)θse最高达342K,说明在对流层的低层是高温高湿的高能量区,它不但具有暴雨发生所需要的水汽条件,还使位势不稳定能量在低层的大量积聚。

14日凌晨01时,此次暴雨过程中单小时降水量最大的时刻(图7),在对应着温州地区的121°E附近,假相当位温等值线更加密集,说明该区域正处于高温、高湿且极不稳定的暖湿气团中。而在图中的对流层的中高层,稀疏的等值线对应能量的低值区域,表明对流层的中高层为干冷气团,通过高层的抽吸作用,上升运动得到进一步的加强,同时也促使潜热和对流不稳定能量的释放,从而形成强降水。综上所述,在暴雨发生前温州地区的能量形势十分有利,同时表明低空急流为浙江南部地区带来暴雨发生与发展所必须的高能高湿的不稳定层结条件。

图6 模拟的2010年5月13日08时假相当位温沿28°N的垂直剖面(单位:K)

图7 模拟的2010年5月14日01时假相当位温沿28°N的垂直剖面(单位:K)

3.2.2 垂直运动和高低空急流的耦合

高空200hPa上有一条强盛的西北风急流带(图8),急流轴的宽度达两个纬度,而浙江中南部地区正处于急流轴的最大风速区域,最大风速达50m/s,而浙江南部及福建北部正处于西北风急流出口区南侧(右前方)。在高空急流的动力作用下,急流轴的气旋性曲率最大区域的东南侧形成一个负涡度中心,负涡度中心为高层带来大量的辐散作用,在高层的强辐散场的抽吸作用下,低层的辐合加强,同时也使低层的切变线得到进一步的维持。从低空(图略)与高空急流轴分布的位置看,高空急流位于低空急流的北侧,正好是有利于暴雨发生的理想配置。

图8 模拟的2010年5月13日08时200hPa流场和风速大于30m/s的急流区(单位:m/s)

图9 模拟的2010年5月13日20时垂直速度沿28°N的垂直剖面(单位:cm/s)

强降雨的发生、维持需要强烈的上升运动。图9是13日20时垂直速度沿28°N的经向剖面图。(由于单小时降水量较大的时刻均在午夜前后,而降水产生的拖曳作用会影响低层的垂直速度,所以选取雨量较小的13日20时分析),图中剧烈的上升运动位于118°E上空,导致模拟的降水与实况的存在偏差,该发生强降水的121°E附近上升运动则较弱,造成该地区降水的错报。午夜后,上升运动仍在维持,但强度逐渐减弱,暴雨也随之减弱。

由垂直剖面图可以看出从对流层的中低层一直到高层都是上升运动区,而在上升运动中心区域的两侧则是下沉运动,这证明了垂直环流的存在。为更直观地了解垂直环流分布的情况,选择上升运动最强烈的区域绘制南北向的垂直运动剖面图(图10),从图中可以看到上升运动大值区域的左侧存在着垂直运动的负值区,该区域是下沉运动强烈的区域,这说明在对流层中存在着明显的垂直环流。

在整个暴雨发生的过程中,垂直速度的大值区即上升运动较强的区域均处在暴雨区附近,当垂直运动增强时降雨量也随之增大,而在暴雨过程的后期随着垂直运动的减弱降雨量也随之减小。综上所述,暴雨区的高低层配置存在低层辐合高层辐散的有利形势,通过分析垂直速度场也发现暴雨区的两侧存在着垂直的次级环流。正是高低空急流存在耦合才使动力场形势有利于暴雨的形成。

图10 模拟的2010年5月13日20时垂直速度沿118°E的经向剖面(单位:cm/s)

4 结束语

选用WRF中尺度数值模式对2010年5月13～14日温州地区出现的一次暴雨天气过程进行分析和数值模拟,并使用天气动力学诊断分析的方法对模式输出的结果进行分析。主要结论如下:

(1)试验较好地模拟了温州地区2010年5月13～14日降水过程的时空分布特征,但在温州西部的山区仍存在降水量偏高,暴雨落区偏差等误差。

(2)WRF模式对于此次暴雨过程的模拟效果与水汽、垂直速度及大气层结等要素的模拟密切相关;降水区域的高湿大气环境为暴雨的发生提供了有利的水汽条件,同时能量在该区域的累积也为暴雨提供了充足的能量条件;模式在水汽、垂直速度及大气层结等要素方面出现的位置偏差同时也导致了暴雨中心的分布与降水量极值模拟的偏差。

(3)通过对WRF中尺度模式输出的高时空分辨率的模拟结果分析得出:当高低空同时存在急流时;低空急流为低层输送大量的对流不稳定能量;高低空急流的耦合的配置是暴雨区域高层辐散、低层辐合的有利动力条件。同时在低层存在切变线,在切变线上的辐合上升运动的共同作用下,产生了剧烈的对流上升运动,综上所述高低空急流的耦合是此次暴雨发生及发展的重要机制。

(4)此次暴雨发生前,温州地区低层处于高温高湿区的高能量区,在暴雨期间850hPa假相当位温场一直维持在较高水平,而随着暴雨的结束能量也随之释放,能量形势的变化和强降水的变化非常一致。

[1] 黄仪方,朱志愚.航空气象[M].成都:西南交通大学出版社,2002.

[2] 章国材.美国WRF模式的进展和应用前景[J].气象,2004,30(12):27-31.

[3] 王晓君,马浩.新一代中尺度预报模式(WRF)国内应用进展[J].地球科学进展,2011,26(11):1191-1199.

[4] 孙健,赵平.用WRF与MM5模拟1998年三次暴雨过程的对比分析[J].气象学报,2003,61(6):692-701.

[5] 赵洪,杨学联,邢建勇,等.WRF与MM5对2007年3月初强冷空气数值预报结果的对比分析[J].海洋预报,2007,24(2):1-8.

[6] 邹旭东,杨洪斌.MM5和WRF模拟东北冷涡雷暴天气过程对比分析[J].气象与环境学报,2007,23(6):20-25.

[7] Kalnay E,Kanamitsu M,Kistler R,et al.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project[J].Bulletin of the American Meteorological Society,1996,77(3):437-471.

[8] 朱乾根,周伟灿,张海霞.高低空急流耦合对长江中游强暴雨形成的机理研究[J].南京气象学院学报,2001,24(3):308-314.

[9] 朱乾根,林锦瑞,寿绍文,等.天气学原理和方法[M].北京:气象出版社,2000:396.

[10] 徐海明,何金海,周兵.“倾斜”高空急流轴在大暴雨过程中的作用[J].南京气象学院学报,2001,24(2):155-161.

[11] 郑钢,张铭.一次切变线暴雨过程的诊断研究和数值试验[J].气象科学,2004,24(3):294-302.

[12] 吴兴国.两广登陆台风暴雨增幅天气型落区的特征分析[J].广西气象,1994,(2):100-102.