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0679香山局地大暴雨的中小尺度天气分析

郭虎 段丽 杨波 卞素芬 李靖

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0679香山局地大暴雨的中小尺度天气分析

Mesoscale and Microscale Analysis on a Local Torrential Rain Event in Fragrant Hills Area of Beijing on July 9, 2006

  • 摘要: 利用Doppler雷达、地面自动站、Profile垂直风廓线及GPS水汽分布等多种新型探测资料, 对2006年7月9日夜间发生在北京西郊香山附近的局地大暴雨天气的影响系统和γ-中尺度强降雨落区形成的动力机理进行了精细分析。对雷达等本地多种探测资料的精细研究表明:地形辐合回波带是造成这次过程的主要影响系统。地形辐合回波带上中气旋回波块的滚动更迭是大暴雨落区形成的直接原因; 近地面辐合对大暴雨落区强降雨的发生具有重要作用。大暴雨落区形成阶段近地面3种辐合同时存在:平原东南风与山区偏北风风向切变辐合、平原东南风在山脉阻挡作用下的抬升辐合、大暴雨落区中心的γ-中尺度气旋性辐合。研究还表明:山前近地面地形辐合扰动, 向上传播, 引发边界层扰动的动力过程是香山大暴雨落区形成的主要动力源, 而来自东南方向近地面层的暖湿平流为大暴雨提供了有效的水汽和能量。
  • 图 1  2006年7月9日香山局地大暴雨过程总雨量图及逐小时雨量图 (单位: mm)

    (a) 9日21:00—10日04:00, (b) 9日21:00—10日01:00, (c) 9日21:00—22:00, (d) 9日22:00—23:00, (e) 9日23:00—10日00:00, (f) 10日00:00—01:00

    Fig.1  Total precipitation and precipitation hourly during severe rain period of the local rainstorm in Xiangshan zone (unit: mm)

    (a) 21:00 Jul 9—04:00 Jul 10, 2006, (b) 21:00 Jul 9—01:00 Jul 10, 2006, (c) 21:00Jul 9—22:00 Jul 9, 2006, (d) 22:00 Jul 9—23:00 Jul 9, 2006, (e) 23:00 Jul 9—00:00 Jul 10, 2006, (f) 00:00 Jul 10—01:00 Jul 10, 2006

    图 2  北京南郊Doppler雷达组合反射率因子、地面自动站测风及北京地形对比图

    (a) 2006年7月9日21:01雷达组合反射率因子, (b) 北京地形图, (c) 2006年7月9日21:20雷达组合反射率因子, (d) 2006年7月9日21:00自动站地面测风图 (图中红色曲线为地面风场弱辐合切变线)

    Fig.2  Radar composite reflectivity factor by Doppler weather radar in south Beijing, wind element from surface automatic weather stations and terrain of Beijing (a) radar composite reflectivity factor intensity at 21:01 on Jul 9, 2006, (b) Beijing topographic map, (c) radar composite reflectivity factor intensity at 21:20 on Jul 9, 2006, (d) wind element of surface automatic weather stations at 21:00 on Jul 9, 2006 (the red curve shows the wind convergence line)

    图 3  2006年7月9日大暴雨落区雨强最大阶段南郊Doppler雷达2.4°仰角反射率因子变化追踪图

    (a) 9日21:20, (b) 9日21:32, (c) 9日21:50, (d) 9日22:08, (e)9日22:30(粉红色椭圆圈为香山大暴雨落区; 白色椭圆圈为1号回波块; 黑色椭圆圈为2号回波块; 红色椭圆圈为3号回波块)

    Fig.3  Trace pictures of radar reflectivity factor (elevation:2.4°) by Doppler weather radar in south Beijing during severe rain period in heavy rainfall region

    (a) 21:20 Jul 9, 2006, (b) 21:32 Jul 9, 2006, (c) 21:50 Jul 9, 2006, (d) 22:08 Jul 9, 2006, (e) 22:30 Jul 9, 2006(the pink elliptical circle shows the heavy rainfall region, the white elliptical circle is echo No.1, the black one is echo No.2, the red one is echo No.3)

    图 4  2006年7月9日大暴雨落区北京南郊Doppler雷达综合产品中气旋分析

    (a) 21:32 2.4°仰角回波径向速度图, (b) 21:38 2.4°仰角回波径向速度图, (c) 21:44 2.4°仰角回波径向速度图, (d) 21:32垂直液态水含量, (e) 21:32最大回波顶高 (黄色大椭圆圈为香山大暴雨落区, 小白椭圆圈为中气旋回波位置)

    Fig.4  Mesocyclone analysis on the local rainstorm from comprehensive products of Doppler weather radar in south Beijing on Jul 9, 2006 (a) Doppler radar echo reflectivity velocity picture at 21:32 (elevation:2.4°), (b) Doppler radar echo reflectivity velocity picture at 21:38 (elevation:2.4°), (c) Doppler radar echo reflectivity velocity picture at 21:44 (elevation:2.4°), (d) vertical integrated liquid content at 21:32, (e) height of maximum echo tops at 21:32 (the yellow elliptical circle shows the heavy rainfall region, the white one is position of mesocyclone echo)

    图 5  2006年7月9—10日北京自动站地面风场和南郊Doppler雷达1.5°仰角反射率因子追踪对比图 (a)~(d) 地面风场

    (小绿椭圆圈为大暴雨落区; 黑色曲线为平原东南风与山区偏北风切变线; 大黑椭圆圈为平原风变化区; 红椭圆圈为大暴雨落区γ-中尺度气旋性辐合区; C为辐合中心), (e)~(h) 雷达组合反射率因子 (黑椭圆圈为香山大暴雨落区)

    Fig.5  Surface wind element from automatic weather stations and trace of composite reflectivity factor of Doppler weather radar in south Beijing on Jul 9—10, 2006 (a)—(d) surface wind element from automatic weather stations

    图 6  2006年7月9日19:30—10日00:30海淀站 (a) 和观象台 (b) 6 min间隔风廓线图

    (绿色椭圆圈所示为海淀站近地面东南风加强时段; 粉红色椭圆圈所示为海淀站近地面小扰动发生时段; 蓝色矩形所示为海淀站近地面小扰动后偏北风与南部观象台近地面东南风风向辐合时段; 黄色椭圆圈所示为海淀站小扰动向边界层传播时段)

    Fig.6  Wind profilers at Haidian (a) and Guanxiangtai (b) stations every 6 minutes from 19:30 Jul 9 to 00:30 Jul 10, 2006

    (the green elliptical circle shows the increasing period of surface south-east wind at Haidian station; the pink one shows the period of surface disturbance; the blue rectangle shows the wind convergence period between the north wind after surface disturbance at Haidian station and surface east wind at Guanxiangtai; the yellow elliptical circle is the period when surface disturbance spread to boundary layer at Haidian station)

    图 7  大暴雨落区附近近地面垂直风廓线分布地形作用概念图

    Fig.7  Topographic influence on distribution of surface vertical wind profilers in heavy rainfall region

    图 8  2006年7月9日夜间大暴雨前和大暴雨过程中雷达径向速度图与同时刻GPS水汽图

    Fig.8  Radar reflectivity velocity picture and water vapor picture by GPS before and during the heavy rain at night on Jul 9, 2006

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出版历程
  • 收稿日期:  2007-09-17
  • 修回日期:  2008-01-03
  • 刊出日期:  2008-06-30

0679香山局地大暴雨的中小尺度天气分析

  • 北京市气象台, 北京 100089

摘要: 利用Doppler雷达、地面自动站、Profile垂直风廓线及GPS水汽分布等多种新型探测资料, 对2006年7月9日夜间发生在北京西郊香山附近的局地大暴雨天气的影响系统和γ-中尺度强降雨落区形成的动力机理进行了精细分析。对雷达等本地多种探测资料的精细研究表明:地形辐合回波带是造成这次过程的主要影响系统。地形辐合回波带上中气旋回波块的滚动更迭是大暴雨落区形成的直接原因; 近地面辐合对大暴雨落区强降雨的发生具有重要作用。大暴雨落区形成阶段近地面3种辐合同时存在:平原东南风与山区偏北风风向切变辐合、平原东南风在山脉阻挡作用下的抬升辐合、大暴雨落区中心的γ-中尺度气旋性辐合。研究还表明:山前近地面地形辐合扰动, 向上传播, 引发边界层扰动的动力过程是香山大暴雨落区形成的主要动力源, 而来自东南方向近地面层的暖湿平流为大暴雨提供了有效的水汽和能量。

English Abstract

    • 受早期观测条件限制, 我国暴雨研究重点是大尺度环流和天气尺度降水系统。20世纪90年代后研究重点为全面发展建立暴雨监测和预报系统, 揭示暴雨系统发生发展的机理及其物理过程。近期随着新一代天气雷达网的投入, 大气监测和遥感技术得到广泛应用, 大大提高了监测局地强天气系统活动的能力[1], 中尺度暴雨研究得到很大发展。

      1980年陶诗言先生根据1953—1977年大暴雨资料研究了历史上发生的中国大暴雨, 指出暴雨在一定程度上也是中尺度现象, 是几种不同尺度天气系统相互作用的结果[2], 孙淑清等先后研究了大尺度、中尺度低空急流与暴雨发生的关系[3-4]。Ninomiya等利用卫星、雷达资料等研究了梅雨锋区长时间维持的α-中尺度对流系统上β-中尺度和γ-中尺度系统的结构及其演化[5-6]。Shibagaki等根据多部雷达对梅雨锋附近强降水云团的β-中尺度到γ-中尺度观测资料, 提出了梅雨锋附近云团和β-中尺度到γ-中尺度三维风场环流的概念模型[7]。而周海光等分别对一次局地大暴雨三维风场和一次梅雨锋大暴雨β-中尺度和γ-中尺度结构进行了双Doppler雷达反演研究[8]。1999年启动的“973”项目利用野外科学试验资料, 获得了一系列成果, 发展了长江中下游梅雨锋暴雨的多尺度结构模型[9]

      暴雨是一种中尺度现象, 它的形成与中尺度系统的发生发展有着密切关系。其中, β-中尺度系统问题更是近年来中尺度动力学最关注的问题, 也是暴雨数值预报集中的焦点。至于γ-中尺度问题, 因其研究的是2~20 km区域的天气系统, 主要为非静力平衡的对流云, 包含一般的积云, 目前的研究还很少。其主要是因为当出现强降雨对流云时, 这种格距下参数化的物理学和统计学基础较缺乏[10]

      此外, 近两年新型探测资料的应用, 尤其是Doppler雷达产品的应用也有了相应进展。其中王令等通过近两年的观测, 收集了一些新的、不同类型的强天气个例回波资料, 得到北京地区一些强天气的雷达回波特征, 包括冰雹、雷雨大风等, 指出在Doppler径向速度图上“辐合点”、“中气旋”的出现有利于局地暴雨的发生[11]。俞小鼎等利用Doppler天气雷达资料, 对0378夜间安徽无为县的强烈龙卷过程进行了详细分析, 认为低层垂直风切变很大并且抬升凝结高度较低, 有利于强龙卷产生[12]。刘黎平等利用外场试验资料和双Doppler雷达技术及径向速度场分析方法, 研究了2002年7月22 —23日发生在长江流域一次暴雨过程的中尺度结构动力特征和演变过程, 结果表明, 在西南—东北取向1000 km长的暴雨雨带中, 存在有许多尺度在20~50 km大小的βγ-中尺度强回波带或回波团。并指出, β-中尺度对流系统常常伴有尺度更小的γ-中尺度结构, 这些γ-中尺度结构在强对流的发展过程中起到了很重要的作用[13]

      在风廓线资料应用方面, 刘淑媛等研究表明, 风廓线资料可以揭示出西南季风和行星边界层中与暴雨相联系的中尺度现象[14]。王欣等对廓线仪探测资料与同步探空仪资料进行对比, 结果表明:大气风廓线仪对水平风的垂直结构有较强的探测能力, 能实时监测中尺度降水期间风的垂直切变和对流特征[15]

      这些工作和研究结果表明, 当前的局地暴雨和局地强天气, 尤其是时间尺度2 h左右, 空间尺度10~20 km范围的γ-中尺度局地强天气, 多种新型探测资料已经愈来愈成为研究这些问题的有效工具。

      本文利用Doppler雷达产品、Profile垂直风廓线、地面自动站测风、GPS水汽等多种新型加密探测资料 (6 min间隔) 对2006年发生在北京地区的4次局地暴雨过程, 进行了精细分析和研究, 发现利用这些资料可以很好地描述和刻画时间尺度只有2 h左右, 落区空间10~20 km范围的γ-中尺度暴雨天气的发生发展过程, 甚至捕捉到暴雨落区附近近地面和边界层的扰动动力变化。这些个例中, 0679香山局地大暴雨过程尤为典型。

    • 2006年7月9日夜间香山、门头沟出现了典型的局地性大暴雨。这次局地大暴雨过程总雨量分布图 (图 1a) 表明:9日21:00(北京时, 下同)—10日04:00 7 h香山降雨137 mm, 门头沟115 mm, 石景山模式口104 mm。这次过程大暴雨范围小, 雨强集中。大暴雨区最大直径只有不到20 km的范围, 接近90%的雨量集中在9日21:00 —10日01:00的4 h内 (图 1b)。大暴雨中心香山站点21:00—23:00 2 h雨量96 mm (图 1c, d), 21:00—22:00 1 h雨量72 mm (图 1c)。

      图  1  2006年7月9日香山局地大暴雨过程总雨量图及逐小时雨量图 (单位: mm)

      Figure 1.  Total precipitation and precipitation hourly during severe rain period of the local rainstorm in Xiangshan zone (unit: mm)

      在天气背景上, 7月9日中高层受长波槽控制 (500 hPa, 700 hPa), 北京地区处于槽前西南气流中。低层850 hPa为中蒙边境暖性低压前部高压坝控制, 为反气旋性偏南风。这种天气背景不属于典型的暴雨天气形势, 但在常规情况下, 这种形势会有一些一般性降水产生。

    • 7月9日21 : 00大暴雨发生前北京南郊Doppler雷达组合反射率因子和地面自动站测风及北京地形对比图 (图 2) 显示, 9日21:01雷达组合反射率因子图像上有一条清晰可辨的细条状回波存在 (图 2a)。与北京地形图 (图 2b) 相比较看出, 细条回波与北京西部山区与平原地形分界线的位置、走向和形状是一致的。同时刻的地面测风场是一条自北向南贯穿全北京的S型弱辐合风场切变线 (图 2d)。这条切变线与雷达组合反射率因子的带状回波及北京地形分界线也是一致的。在20 min后 (21:20) 的雷达组合反射率因子图像 (图 2c) 上, 回波带更清晰、更密实了, 尤其是形状和位置更加接近地面风切变。这说明雷达回波的发展是沿着这条辐合切变线进行的。

      图  2  北京南郊Doppler雷达组合反射率因子、地面自动站测风及北京地形对比图

      Figure 2.  Radar composite reflectivity factor by Doppler weather radar in south Beijing, wind element from surface automatic weather stations and terrain of Beijing (a) radar composite reflectivity factor intensity at 21:01 on Jul 9, 2006, (b) Beijing topographic map, (c) radar composite reflectivity factor intensity at 21:20 on Jul 9, 2006, (d) wind element of surface automatic weather stations at 21:00 on Jul 9, 2006 (the red curve shows the wind convergence line)

      进一步分析7月9日20:07南郊Doppler雷达1.5°仰角反射率因子和20:00自动站地面风场 (图略), 表明20:00地面风场弱、凌乱。但沿山南半段仍可分析出弱的辐合风场切变。此时, 雷达回波显示, 该地区沿京西地形南半段有带状排列的回波块阵 (图略) 初生。也就是说, 无论回波带的生成还是发展, 都与地形作用和地面风场辐合作用的共同影响分不开。这里将这条回波带称为地形辐合回波带。

    • 图 3是9日21:20—22:33香山大暴雨落区雨强最大阶段 (图 1c, d) 北京南郊Doppler雷达地形辐合回波带2.4°仰角反射率因子变化追踪图。在大暴雨落区附近, 21:20(图 3a) 香山、门头沟、门头沟西南房山境内一字排列着1号 (白圈)、2号 (黑圈)、3号 (红圈) 等一串相对独立的水平尺度5~8 km的γ-中尺度回波块。对这些回波块进行追踪分析: 21:20—21:50(图 3a~c) 的30 min, 1号回波块在香山地区加强少动 (图 3a~c小白椭圆圈所示); 2号回波块自门头沟移至石景山, 强度由45 dBz增至60 dBz (图 3a~c黑椭圆圈所示); 3号回波块替代2号回波块进入门头沟地区 (图 3a~c小红椭圆圈所示)。21:50—22:33(图 3c~e) 的43 min, 1号回波块减弱向东北移出, 进入昌平境内 (图 3d~f白椭圆圈); 2号回波块替代1号回波块进入香山地区, 之后发散移出 (图 3c~e黑椭圆圈); 3号回波块再次替代2号回波块控制石景山地区 (图 3c~e小红椭圆圈)。此外, 西南方向房山境内又有回波单体替代3号回波进入门头沟境内。全过程, 相对独立的γ-中尺度回波块滚动更迭明显有序, 此起彼伏。直接造成2 h香山地区大暴雨落区的形成。

      图  3  2006年7月9日大暴雨落区雨强最大阶段南郊Doppler雷达2.4°仰角反射率因子变化追踪图

      Figure 3.  Trace pictures of radar reflectivity factor (elevation:2.4°) by Doppler weather radar in south Beijing during severe rain period in heavy rainfall region

    • 图 4给出了7月9日香山大暴雨落区雨量最集中的1 h (21:00—22:00) 北京南郊Doppler雷达综合产品图。图 4a~c为21:32, 21:38, 21:44三次体扫的回波径向速度, 图 4d, e分别为21:32的垂直液态含水量和最大回波顶高。图中可见, 大暴雨中心香山附近有气旋性速度对存在 (图 4a~c白椭圆圈所示)。分析表明, 这一速度对水平尺度5 km左右, 最大速度差15 m/s (图 4a~c ↔所示)。垂直方向自400 m (0.5°仰角) 至2500 m (4.3°仰角) 各层都有。其中1500 m (2.4°仰角) 到2500 m (4.3°仰角) 表现最为典型。与速度对对应, 液态含水量和回波顶高也都在大暴雨中心香山附近达到最大。香山垂直液态含水量超过30 kg/m2(图 4d), 最大回波顶高在11 km以上 (图 4e)。这些都是中气旋特征的基本表现[16]。这表明, 香山大暴雨落区的形成与该地区中气旋回波的发展和作用有关。

      图  4  2006年7月9日大暴雨落区北京南郊Doppler雷达综合产品中气旋分析

      Figure 4.  Mesocyclone analysis on the local rainstorm from comprehensive products of Doppler weather radar in south Beijing on Jul 9, 2006 (a) Doppler radar echo reflectivity velocity picture at 21:32 (elevation:2.4°), (b) Doppler radar echo reflectivity velocity picture at 21:38 (elevation:2.4°), (c) Doppler radar echo reflectivity velocity picture at 21:44 (elevation:2.4°), (d) vertical integrated liquid content at 21:32, (e) height of maximum echo tops at 21:32 (the yellow elliptical circle shows the heavy rainfall region, the white one is position of mesocyclone echo)

    • 图 5是7月9日夜间北京自动站地面风场和南郊Doppler雷达1.5°仰角反射率因子追踪对比图。图中, 自动站地面风场 (图 5a~d) 中的小绿椭圆圈为香山至门头沟大暴雨落区, 对应的雷达回波强度图 (图 5e~h) 大暴雨落区为黑椭圆圈。

      图  5  2006年7月9—10日北京自动站地面风场和南郊Doppler雷达1.5°仰角反射率因子追踪对比图 (a)~(d) 地面风场

      Figure 5.  Surface wind element from automatic weather stations and trace of composite reflectivity factor of Doppler weather radar in south Beijing on Jul 9—10, 2006 (a)—(d) surface wind element from automatic weather stations

      分析图 5发现9日21:00(图 5a) 沿着京西山区与平原交界线地形 (比较图 2b), 是山区偏北风与平原东南风和偏东风构成的辐合型切变线 (图 5a黑曲线)。此外, 平原地区的东南风和偏东风 (图 5a黑椭圆圈) 与山地平原交界地形线 (图 2b) 几乎成90°夹角。近地面的这种向山风在山脉阻挡的作用下, 在山前产生辐合抬升作用。也就是说, 这一地区近地面除了风向本身产生的切变辐合外, 山脉阻挡还提供了附加的地形抬升辐合作用[17]。伴随着这些近地面辐合, 回波在沿山大暴雨落区附近发展 (图 5e), 降水开始。22:00(图 5b), 大兴、朝阳偏东风转为东南风, 大兴风速增至4 m/s, 平原东南风作用加强。与此同时大暴雨落区中心有γ-中尺度气旋性辐合出现 (图 5b红椭圆圈及圈中C所示)。此时落区附近回波发展达到最强盛 (图 5f), 最大回波强度60 dBz。降水量强度也达到最大, 香山2 h雨量123 mm。10日00:00(图 5c), 山区偏北风减弱, 沿地形的切变辐合消失。大暴雨落区附近回波强度减弱 (图 5g), 降水减小 (图 1e)。10日01:00(图 5d), 丰台、天安门、大兴转偏北风 (图 5d黑椭圆圈所示), 风向切变辐合及山脉阻挡下的辐合作用消失。回波和降水也迅速消失和结束 (图 5h)。

      全过程表明, 近地面辐合对大暴雨落区的形成有重要影响。9日21:20—22:20大暴雨雨强最大阶段 (图 1c, d) 落区附近的近地面有3种辐合作用同时存在, 即平原东南风与山区偏北风风向切变辐合 (图 5b黑曲线)、平原东南风在山脉阻挡作用下的抬升辐合 (图 5b黑椭圆圈)、大暴雨落区中心的γ-中尺度气旋性辐合 (图 5b红椭圆圈)。10日01:00平原东南风转偏北风, 没有了近地面辐合, 降水随之结束。

    • 精细分析7月9日19:30—10日00:30海淀站 (图 6a) 和观象台 (图 6b) 每6 min间隔的垂直风廓线图。大暴雨期间海淀站 (图 6a) 和观象台 (图 6b) 600m以下的近地面层与之上的边界层处于东南风和西南风的垂直风切变状态:观象台 (图 6b) 600 m以下维持稳定的东南风, 1000 m以上是稳定的西南风; 海淀站 (图 6a) 近地面层受东南和偏东风控制, 并有扰动存在; 900 m以上受西南和偏西风影响。进一步分析近地面偏东风的风速分布, 注意到:两站东南风风速的偏东分量在近地面层随高度减小, 300~500m偏东风速分量最大, 600~900 m逐渐减小。900 m以上受偏南和西南风影响。

      图  6  2006年7月9日19:30—10日00:30海淀站 (a) 和观象台 (b) 6 min间隔风廓线图

      Figure 6.  Wind profilers at Haidian (a) and Guanxiangtai (b) stations every 6 minutes from 19:30 Jul 9 to 00:30 Jul 10, 2006

      北京西郊山体平均高度600~800 m。300~600 m的东南和偏东向山气流在山脉的阻挡下产生较强辐合和空气堆积。600~900 m东南和偏东风逐渐减小, 山脉阻挡下的空气辐合和堆积也在这一层次随高度减小。根据空气质量连续性补偿原理[17], 这种山前空气辐合堆积不均匀的垂直分布, 将产生空气沿山体强迫抬升之后向后卷扬的作用 (图 7)。后卷高度应为偏东风分量最小的近地面层顶 (800~900 m)。这一高度也是近地面东南风与边界层偏南和西南风交换层。显然, 边界层的偏西风对近地面层顶空气的后卷产生加强作用。也就是说, 空气质量沿山体在山前近地面中低层辐合, 而在近地面层顶辐散。在此作用下近地面小扰动在山前沿着山体形成。图 7为这一过程的概念模型。

      图  7  大暴雨落区附近近地面垂直风廓线分布地形作用概念图

      Figure 7.  Topographic influence on distribution of surface vertical wind profilers in heavy rainfall region

    • 通过图 6每6 min间隔的风廓线分布和图 1逐小时雨量进行对比分析表明, 在大暴雨期间, 观象台 (图 6b) 边界层处于稳定的西南气流中, 近地面层受偏东风影响。整层没有波动产生和活动。而大暴雨落区边缘的海淀站 (图 6a) 则不同。9日20:30前, 海淀站边界层处于稳定的西南风中, 近地面层以偏东风为主。20:30—21:00大暴雨落区强降雨发生前, 海淀站近地面层偏东和东南风加大 (图 6a右侧绿椭圆圈所示)。21:00—21:25小扰动自地表波及至800 m整个近地面层 (图 6a右侧粉红椭圆圈所示)。扰动连带的偏北风与南部观象台维持的东南风形成风场辐合势 (图 6a, b右侧蓝矩形框所示)。此时强降雨开始。21:25—21:50扰动自下而上在边界层传播 (图 6a右侧黄椭圆圈所示)。传播高度为2700 m, 这时大暴雨雨强最大。香山1 h雨量为72 mm (图 1c)。21:55—22:15海淀站600 m以下近地面偏东风再次加强 (图 6a左侧绿椭圆圈所示)。22:15—22:30新的近地面小扰动发生 (图 6a左侧粉红椭圆圈所示)。扰动连带的东北风与南部观象台东南风再次形成风场辐合 (图 6a, b左侧蓝矩形框所示)。21:40—23:20新一轮边界层扰动形成并向上传播 (图 6a左侧黄椭圆圈所示)。图 1c, d显示, 21:00—23:00前后的这个时段正是香山大暴雨雨量最集中和大暴雨落区形成的最主要时段。10日00:00以后降水基本结束, 边界层也恢复到稳定的西南风控制。

      上述过程分析表明, 平原近地面东南风加强, 受山脉阻挡, 产生地形辐合抬升, 引起近地面γ-中尺度涡旋辐合, 涡旋偏北风与南部观象台东南风形成附加的风场辐合, 反过来又加强近地面小扰动, 并使之向上传播, 诱发边界层扰动形成。大暴雨落区附近风廓线加密探测捕捉到的这种近地面和边界层γ-中尺度动力过程是香山大暴雨落区形成的主要动力过程。

    • 大暴雨落区附近的近地面层存在着明显的暖平流和东南暖湿气流的输送, 这一点在暴雨发生期间的雷达径向速度图和GPS同时刻水汽图 (图 8) 上反映得比较清楚。大暴雨前9日20:00雷达径向速度图的暖平流结构已经建立 (图 8a) [16], 降水开始后直至降水全过程暖平流结构加强并维持 (图 8b, c), 同时图中很明显地反映出降水过程中近地面500 m以下的东风和东南风结构[16], 并且在20:25和22:02前后更清晰、更稳定 (图 8b, c), 这一点与海淀近地面风廓线分布 (图 6a绿色椭圆圈所示) 是一致的。

      图  8  2006年7月9日夜间大暴雨前和大暴雨过程中雷达径向速度图与同时刻GPS水汽图

      Figure 8.  Radar reflectivity velocity picture and water vapor picture by GPS before and during the heavy rain at night on Jul 9, 2006

      从北京地区大暴雨前 (图 8d) 和大暴雨雨强最大时刻 (图 8f) 的水汽实况分布图可见, 一支水汽高值带成漏斗状由东南方向直伸大暴雨落区, 并在降水中心区附近形成堆积。对这支高水汽带的追踪分析表明, 指向大暴雨落区的漏斗状高水汽带在强降水期间一直或弱或强维持 (图 8f), 直至10日00 : 00香山、门头沟大暴雨落区雨强减弱。东南方向近地面层这支暖湿平流的输送及其在山前的辐合, 为香山局地大暴雨的形成提供了有效的水汽和能量。

    • 对于一些空间尺度10 km以下, 时间尺度2~3 h的局地γ-中尺度强天气, 常规方法很难精确描述和模拟, 尤其在非高空探测观测时段情况下。利用多种加密探测资料能够比较客观地刻画和捕捉这类系统的发生发展。对0679北京香山局地大暴雨的研究表明:

      1) 北京地区夏季白天在对流层中层 (500 hPa) 长波槽槽前暖湿气流控制及低层弱反气旋风场的大背景下, 傍晚平原近地面东南风的建立和加强, 会在地形作用下形成地形辐合回波带。回波带上具有中气旋性质的γ-中尺度回波块, 随着500 hPa长波槽槽前西南气流, 沿地形回波带自西南向东北方向滚动更迭, 0679北京香山局地大暴雨就是这样的系统造成的。

      2) 近地面辐合对0679北京香山局地大暴雨落区的形成具有重要作用。在香山大暴雨落区形成的2 h, 落区附近近地面存在着3种辐合作用:平原东南风与山区偏北风风向切变辐合、平原东南风在山脉阻挡作用下的抬升辐合、大暴雨落区中心的γ-中尺度气旋性辐合。

      3) 对大暴雨落区附近风廓线的精细研究表明, 在大暴雨落区形成的2 h中, 落区附近有2次近地面小扰动向上传播最终形成边界层扰动的动力过程。每次传播时间1 h 20 min左右, 这是大暴雨落区形成的重要动力机制之一。

      4) GPS水汽和Doppler雷达径向速度分布显示, 在大暴雨发生前和大暴雨发生期间落区附近近地面存在着东南暖湿气流向大暴雨中心的输送。

参考文献 (17)

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