2016年宁波机场冬至雷暴过程分析

陶俞锋 陈光宇 朱占云

(1.中国民用航空宁波空中交通管理站,浙江 宁波 315000；2.杭州市气象局，浙江 杭州 310051；3.浙江省气象服务中心，浙江 杭州 310017)

0 引 言

宁波位于东海之滨、长江三角洲的东南隅,地处宁绍平原,纬度适中,属北亚热带季风气候区,是冷暖气团常交汇的地带,加之倚山靠海,特定的地理位置和自然环境使其天气多变,灾害性天气相对频繁,雷暴是该地区夏季常发的气象灾害之一。据宁波机场气象台观测记载,机场雷暴天气多发于夏季6、7、8月,雷暴平均初日为3月22日,终日为9月24日,自1991年以来,宁波机场雷暴结束最晚的日期是1997年12月6日。但近年来随着全球极端天气事件频发,冬季雷暴的发生率有所增长。冬季雷暴这类小概率灾害性天气事件,不仅给民航运行安全带来极大的不利影响,同时也给气象预报带来前所未有的考验。

近年来随着新一代多普勒雷达、ADTD闪电定位系统等探测设备投入使用,国内针对冷季雷暴也开展了一些研究,如苏德斌[1]等(2012)对2009年11月9日北京市一次伴随雷电的暴雪过程进行了分析,认为冬季雷暴是由西南暖湿气流在低层冷空气之上产生的高架对流而产生,对流的触发机制是中空扰动;吴乃庚[2]等(2013)分析了2012年2月华南地区一次伴有短时强降水、雷电和冰雹的较典型的冷区“高架雷暴”天气,认为边界层冷空气补充南下迫使低层暖湿空气抬升,中高层槽前辐散气流产生高空“抽吸”作用,配合华南上空有利的大气动力和热力不稳定条件,是形成高架强对流的主要原因;农孟松[3]等(2013)对2012年早春广西高架强雷暴冰雹天气过程进行分析,认为冰雹伴随雷暴发生在地面锋后,高空冷槽东移为对流发生提供触发条件;张一平[4]等(2014)对2012年早春河南一次高架雷暴天气成因分析,认为此次高架雷暴发生在强斜压环境中,700 hPa的西南暖湿低空急流提供了充足的水汽和能量,使低层逆温层顶以上出现弱条件不稳定层结,高架对流是由暖湿气块被抬升而造成的。

2016年12月21日,受高空槽东移影响,浙北地区在冬至日出现了一次罕见的雷暴天气,而宁波机场也受其影响,在05:45(UTC,下同)至06:22出现了大雷雨。自气象台观测数据记载以来,这是宁波机场最晚的雷暴结束日期。此次过程是冷锋前沿暖区中的雷暴降水,虽持续时间不长,但强度较强,降水量半小时内达到11.4 mm。本文利用NCEP的1°×1°再分析资料、多普勒雷达资料和MICAPS 3.1常规观测资料对此次雷雨过程的天气特征及机制进行了分析和探讨,以期提高对航空气象的预报准确率和保障能力。

1 环流背景分析

12月21日00时,500 hPa(图1a)东亚上空分为南北两支高空槽,其中北支槽位于贝加尔湖和蒙古中部地区,其后部有相对应的温度槽,促使北支槽未来将发展加深。而南支槽则位于河套地区至湘鄂一带,发展较深,浙赣地区处于槽前西南气流中,暖湿气流不断向宁波机场上空输送水汽和不稳定能量。在700 hPa上(图1b),南北两支槽合并发展成为一东亚大槽,槽线位置与500 hPa南支槽比较一致,其强度较深。槽前的西南气流已发展成为急流,风速急剧增大到16～22 m·s-1,而本场正处于这支西南急流中,所输送的水汽通道主要来源于孟加拉湾。850 hPa图上(图1c)已发展为一大低涡,北至内蒙古,南至湘赣北部。其内部河南和安徽地区风场辐合明显,到06时在江苏南部有一新低涡生成。另外,等高线坡度增大,浙江转受槽前西南偏南气流影响,水汽输送主要来源于南海。从温度场上看,850 hPa及以下高度浙江一带为温度脊控制,其与等高线近于垂直,斜压性强,该地区相对湿度较大(T-Td≤3 ℃),水汽充足。地面图上(图略),蒙古和西北被强大的冷性高压控制,东南沿海为倒槽所影响,00时在苏南浙北地区气流存在明显的气旋性曲率,辐合较强,对应高空200 hPa有一个中-β尺度的辐散中心。这样的高低层配置,促使06时在宁波附近有低涡生成。

综上分析可见,宁波这次冬季雷暴发生在暖性高空槽东移发展的环流形势下,是低空低涡系统及槽前西南急流之间相互作用的结果。

2 物理量诊断分析

冬季雷暴之所以罕见,主要原因是一方面北方冷空气势力强盛,另一方面西南暖湿气流活动较弱,既缺少热力不稳定作用,也缺少充足水汽的输送。研究表明，雷暴是由水汽条件、不稳定层结和触发因子等3要素综合作用而造成的。为探讨此次冬季雷暴的成因,本文主要从低空水汽条件、大气层结不稳定和温度平流、动力抬升这4个方面进行分析。

2.1 低空水汽条件分析

水汽不止是产生降水的重要条件,它的垂直分布也影响到气层的稳定度。低层暖湿空气的存在是对流天气产生的一个有利条件。从20日06时到21日18时600 hPa到近地面均处于90%以上的大湿度区中,空气中水汽压很接近饱和水汽压,其中21日00时在850 hPa上有个相对“干区”,可能是由于逆温层存在的缘故,06时本场雷暴天气发生,使得逆温层破坏,“干区”也随之消失(图2a)。整个时间段来看,高湿区的变化为“凸”字形,前期暖湿气流的输送,使低层到高层的相对湿度逐渐增大,到雷暴发生期时,大湿度区层达到最高,后期随着冷空气的渗透,相对湿度从高层往低层下降。

图2 2016年12月20日06时至22日06时(121.5°E,29.8°N)相对湿度时间-高度剖面图(a),700 hPa风场矢量及水汽通量场图(单位:g.s-1.hPa-1.cm-1)(b)

图2b为21日06时中层700 hPa风场矢量和水汽通量场分布图。从图中可以看出,雷暴发生前,从孟加拉湾和南海到我国东南沿海一带已有一条较强的水汽通道建立,呈西南-东北分布,水汽输送值在10 g/(cm·hPa·s)以上,最高达16 g/(cm·hPa·s)。宁波机场上空850和700 hPa水汽通量值均在14～16 g/(cm·hPa·s)之间,为强对流的发生创造了水汽条件。

2.2 大气层结不稳定分析

大气层结不稳定是雷暴天气发生的必要条件之一,表征和衡量大气层结稳定度和不稳定能量的物理参数和指标很多,常用的有K指数、沙氏指数SI、抬升指数LI、对流有效位能CAPE、850与500 hPa假相当位温差Δθse850等。

1)ΔT850-500是表征大气层结稳定状态的量,ΔT850-500越大,表明大气越不稳定。统计表明夏季雷暴发生时ΔT850-500一般大于27 ℃。这次过程主要发生在21日06时,由于前期西南暖湿气流处于增强期,ΔT850-500值也处于增强期。00时(图略)ΔT850-500大值区主要分布在浙闽东南沿海一带,其值均在26 ℃以上,最大值位于浙北地区,达到28 ℃。06时随着雷暴天气的发生,宁波地区上空ΔT850-500一直维持在26 ℃左右。12时后由于低层冷空气的影响,不稳定层结破坏,ΔT850-500值下降。

2)K指数是表征大气层结的稳定度情况,K值越大,表示层结越不稳定,K指数是综合了垂直温度梯度、低层水汽含量和湿层厚度的一个物理量。从图3a中可以看出,06时浙江境内的K指数值均为34 ℃以上,其中在宁波地区和浙西南衢州地区K值达到36～37 ℃。之后随高空引导气流作用下,K指数逐渐减弱,层结区域稳定。

图3 2016年12月21日06时K指数图(单位:℃)(a)和沿121.5°E的假相当位温(θse)垂直剖面图(单位:K)(b)

3)θse是个位势不稳定和斜压不稳定参数,反应了大气中湿斜压不稳定能量集中表现,θse高值区表示蕴藏着可供中尺度对流发展所必须的不稳定能量,反映了大气的温湿特征。分析沿121.5°E的θse场垂直剖面可知,21日06时(图3b),在浙中北和苏南地区(28°～32°N)θse最低值为324 K,出现在500 hPa附近,500 hPa层向上θse增大,层结稳定,500 hPa层向下θse也增大,到近地面层θse达到336 K,表明大气处于上干冷、下暖湿的对流不稳定层结状态。同时可以看出在该区域附近θse线有倾斜现象,特别是在低层θse线基本与等压面垂直,说明对流层低层的对流稳定度很小,由湿斜压涡度发展理论[5],当具有较高湿位涡值得冷空气向下入侵时,极易造成对流性天气。

2.3 温度平流分析

温度平流是考虑平流冷暖性质和强度的量。在雷暴发生前,宁波机场上空整层为深厚的暖平流,其中在21日00时,中低层700 hPa和900 hPa有闭合的正温度平流,其值为10×10-5K/s以上,高层300 hPa的温度平流则达到20×10-5K/s以上,表明前期暖湿气流对本场的输送很强盛,未来影响宁波的850 hPa低涡和700 hPa的槽线系统会发展。06时在近地层950～800 hPa出现了负温度平流,强度较弱,为-5×10-5K/s,而800 hPa以上仍为正暖温度平流控制。冷空气快速南下,入侵暖湿空气底部而形成冷垫,并强迫暖湿空气抬升,从而触发强对流,形成雷暴。到12时,随着冷空气的不断渗透,冷平流层增厚,700 hPa高度层以下已均为负温度平流,而700 hPa以上暖平流也开始急剧减弱,浙江境内的雷暴及降水过程结束，见图4。

图4 2016年12月20日06时至22日06时(121.5°E,29.8°N)温度平流时间—高度剖面图(单位:10-5 K·s-1)

2.4 动力抬升分析

垂直运动的分布是动力强迫、稳定度等多种因素作用的综合体现。从垂直速度剖面图分析,21日06时,在30°N附近900 hPa以上垂直速度均为负值,表明宁波机场上空气块总体是抬升的,气流最大上升运动区出现在850～500 hPa之间,速度为-1.0 Pa/s,有利于水汽和能量向高层输送,产生和形成位势不稳定层结(图5)。另外,在强上升运动区的下方略偏北方向(31°N附近)存在一0.2 Pa/s的弱下沉运动区,此弱下沉区位于850 hPa以下,其高度与逆温层高度基本相当,与边界层冷空气垫相关,表现出类似高架高暴的特征。850～500 hPa的负速度大值区位于此正速度小值区之上表明逆温层之上的暖湿空气在近地面稳定的冷层之上被抬升,这符合暖平流强迫上升、冷平流下沉的大气动力学原理,逆温层以下的冷空气层对高架雷暴具有抬升触发作用[4]。

3 多普勒雷达分析

宁波机场一直沿用市气象局多普勒雷达,该设备位于慈溪达蓬山顶,距本场27 km左右。2016年12月21日,达蓬山雷达监测到了浙中北地区大部分雷暴区,因此该站基本发射率、速度场以及风廓线资料可以反映对流性天气系统的演变特征。

3.1 基本反射率特征

21日04:30时达蓬山雷达显示,在宁波机场西南方向20 km外已有分散性的对流回波生成,范围较小,强度45 dBz以上,向东北方向移动。伴随着回波整体东移北抬,回波强度逐渐加强,结构更加紧密,反射率因子梯度也逐渐加大。05:15时(图6a)本场已被对流性回波包围,但未闻雷,实况为中阵雨伴随Cb,并受下沉气流影响,平均风速由1 m/s突增到4 m/s。05:48时(图6b)可以看出,移过本场的分散性对流云团合并成一条狭长的对流回波带,回波顶高达到8 km以上,且存在明显的多峰结构,主要原因是四明山脉的抬升作用,再次触发回波的发展合并,而本场只受强回波带后残留的雷暴单体影响。

图5 2016年12月21日06时垂直速度沿121.5°E的剖面图(单位:Pa·s-1)

图6 2016年12月21日05:15(a)和05:48(b)1.5°仰角基本反射率图

3.2 风廓线和径向速度特征

从雷达VAD风廓线图中可以看出,在雷暴发生前期,高空整层均为一致的西南气流,且风速较大,有急流生成。05:59时(图略)风廓线显示,在4.9 km高度上有西南风小幅的逆转,表明雷达站上空处于500 hPa槽前西南风的辐合区中并伴有弱冷平流。到06:33时(图7a),该高度上转为西北风,且在6.1km上方高度又转为西南风,导致回波过了本场后又再次发展加强的另一原因。另外在径向速度图上(图7b)的零速度线呈北西北—南东南走向,表示以西南风为主,且50 km范围内零速度线基本呈“S”型分布,风向随高度顺转,有暖平流,而暖平流的存在是造成位势不稳定层结的重要原因。到50 km外,零速度线开始呈反“S”型,表明高层有弱冷空气入侵,这种高低层冷暖空气的配置,是雷暴发展的重要条件。

图7 2016年12月21日06:11—07:07(a)垂直风廓线演变,21日05:48 1.5°仰角径向速度(b)

4 结 语

通过以上分析,得到以下结论:

1)大尺度天气形势分析发现,本次冬季雷暴天气过程是在高空槽东移发展的环流形势下,配合低层低涡系统及地面倒槽共同发展的结果。

2)从整个雷暴过程发生前后来看,宁波机场上空高湿区的变化呈“凸”字形;另外在前期,宁波机场中低层水汽通量值在14～16 g/(cm·hPa·s)之间,为强对流的发生创造了水汽条件。

3)夏季雷暴天气常用的一些大气不稳定参数在本次冬季雷暴预报中也有一定的参考价值,如:在宁波机场上空ΔT850-500最大达到28 ℃,K指数为36～37 ℃,θse值在近地面层为336 K。

4)宁波机场上空的强暖平流(900 hPa:10×10-5K/s,700 hPa:10×10-5K/s,300 hPa:20×10-5K/s)为雷暴发生提供充足能量,而低层冷空气的入侵强迫暖湿空气抬升,从而触发强对流形成。

5)雷达资料显示,雷暴发生区对应的基本反射率强度≥45 dBz,回波顶高度≥8 km,可作为实际工作中预报冬季雷暴的一个参考。

参考文献：

[1] 苏德斌,焦热光,吕达仁.一次带有雷电现象的冬季雪暴中尺度探测分析[J].气象,2012，38(2):204-209.

[2] 吴乃庚,林良勋,冯业荣,等.2012年初春华南“高架雷暴”天气过程成因分析[J].气象,2013，39(4):410-417.

[3] 农孟松,赖珍权,梁俊聪,等.2012年早春广西高架雷暴冰雹天气过程分析[J].气象,2013，39(7):874-882.

[4] 张一平,俞小鼎,孙景兰,等.2012年早春河南一次高架雷暴天气成因分析[J].气象,2014，40(1):48-58.

[5] 吴国雄,蔡雅萍,唐晓菁.湿位涡和倾斜位涡发展[J].气象学报,1995,53(4):387-404.