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梅雨暴雨期重力惯性波的发展与雨带的活动

常越 何金海 治英 杨帅

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梅雨暴雨期重力惯性波的发展与雨带的活动

Relationship Between the Development of Inertia-gravity Wave and the Movement of Rain-band During Meiyu and Storm Rainfall Period

  • 摘要: 由1991年7月5—6日一次梅雨期暴雨过程的中尺度扰动场分析, 发现高低层重力惯性波的发展与传播和雨带、低涡的发展与传播有密切的联系, 高低层重力惯性波有明显不同的传播形式。结果表明:降水初期, 对流不稳定激发出重力惯性波, 低层南部相对稳定, 有向南传播的重力惯性波, 高层出现传播的重力惯性波, 高低层向南传播的重力惯性波有利于多条雨带的形成; 降水中期, 高层的重力惯性波出现围绕低层涡旋中心逆时针旋转, 降水也开始加大并东移; 高层向北传播的重力惯性波可导致低层的涡旋和降水发展。
  • 图 1  1991年7月6日12:00地面气压 (单位: hPa) 和24 h雨量配置 (a) 模拟结果, (b) 实况

    (灰色阴影区为超过50 mm的降水, 黑影区为超过100 mm的降水)

    图 2  1991年7月5—6日滤波后的850 hPa涡度场 (单位: 10-5s-1)和3 h雨量场 (箭头所指为重力惯性波活动位置) 5日03:00 (a) 和6日00:00 (b) 滤波后的850 hPa 涡度场, 5日03:00 (c) 和6日00:00 (d) 3 h雨量场

    图 3  1991年7月6日00:00沿115°E滤波后垂直速度场

    (黑色矩形区域为雨带的位置, 单位: 10-2m/s)

    图 4  1991年7月5—6日滤波后的200 hPa涡度 (单位: 10-5s-1) 和涡旋中心配置 (以▲号为标记)

    (a) 5日20:00, (b) 6日00:00

    图 5  1991年7月5—6日沿33°N, 117°E地面气压场 (实线) 和降水量 (虚线) 的1 h扰动场

    图 6  1991年7月5日21:00沿117°E 850 hPa (虚线) 与200 hPa (实线)等压面高度1 h扰动场

    图 7  1991年7月5—6日滤波后沿33°N, 117°E散度场演变 (单位: 10-5s-1)

    图 8  1991年7月5—6日EPV2沿降水中心的经向剖面图 (单位: PVU, 黑色矩形区为雨区)

    (a) 5日12:00, 沿110°E, (b) 6日00:00, 沿117°E

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出版历程
  • 收稿日期:  2005-06-06
  • 修回日期:  2006-02-16
  • 刊出日期:  2006-06-30

梅雨暴雨期重力惯性波的发展与雨带的活动

  • 1. 广州市气象局, 广州 510080
  • 2. 南京信息工程大学, 南京 210044

摘要: 由1991年7月5—6日一次梅雨期暴雨过程的中尺度扰动场分析, 发现高低层重力惯性波的发展与传播和雨带、低涡的发展与传播有密切的联系, 高低层重力惯性波有明显不同的传播形式。结果表明:降水初期, 对流不稳定激发出重力惯性波, 低层南部相对稳定, 有向南传播的重力惯性波, 高层出现传播的重力惯性波, 高低层向南传播的重力惯性波有利于多条雨带的形成; 降水中期, 高层的重力惯性波出现围绕低层涡旋中心逆时针旋转, 降水也开始加大并东移; 高层向北传播的重力惯性波可导致低层的涡旋和降水发展。

English Abstract

    • 暴雨是多尺度扰动相互作用的结果。研究表明, 大气内部过程产生的中尺度环流系统, 都受到大气动力不稳定的制约, 因此, 中尺度不稳定越来越受到重视。Jascourt等[1]研究了5条对流云带同时在已经存在的自由对流区迅速发展的个例, 认为这是条件性对称不稳定所致。王建中等[2]讨论了实际大气中对称不稳定的存在特征。张丙辰[3]则对梅雨锋暴雨中对称不稳定进行了研究。翟国庆等[4]也验证对称不稳定与未来暴雨区有很好的对应关系。在梅雨期, 对称不稳定是形成重力惯性波和雨带的重要原因。

      1991年梅雨暴雨对我国长江中下游地区造成了重大灾害, 对此已有大量的研究[5-6], 但对梅雨雨带的活动与重力惯性波的关系研究较少。本文用数值模拟、诊断分析等方法, 对1991年7月5日00:00—6日12:00 (世界时, 下同) 的降水过程进行了研究, 在分析了该时段降水、流场、环流特征等模拟结果与实况基本吻合后, 利用模拟结果重点分析了滤波后的涡度、散度场演变与暴雨和高低层重力惯性波的关系。

    • 本文使用1991年7月5—6日NCEP/NCAR再分析资料, 垂直方向为17层, 水平分辨率为2.5°×2.5°。运用MM5中尺度非静力模式对1991年7月5日00:00—6日12:00暴雨过程进行数值模拟。模式采用粗细嵌套网格方案, 水平分辨率分别为45 km和15 km。模拟区域为91×91个格点, 中心位于30°N, 115°E, 积分步长为2 min; 采用时间流入、流出侧边界条件; 积云对流参数化方案采用Kuo-Anthes隐式方案。

    • 本次暴雨过程在地面图上的反映是一个气旋发生发展过程。7月4日12:00, 在31°N附近有一条静止锋, 随后静止锋上出现波动, 在四川盆地东部有小低压开始发展。5日12:00静止锋北抬, 位于鄂西的锋面北抬至33°N附近, 气旋中心东移至28°N, 107°E附近, 江淮流域为低压所控制。6日是气旋最强盛时期, 6日00:00气旋加深发展, 气旋性环流明显加强, 并东移至鄂东一带, 范围不断扩大。6日12:00, 气旋中心位于33°N, 119°E附近。之后气旋有所减弱, 东移入海, 同时江淮流域的梅雨锋也移至30°N以南, 降水过程结束。

      图 1a图 1b是6日12:00的地面实况气压场和模式积分36 h得到的地面气压场, 从图 2可以看出实况气旋的中心大约位于33°N, 119°E。模式预报场的气旋中心位置大约在33°N, 117°E比实况中心位置偏西。实况场气旋中心的气压值与预报场的气压中心强度相当, 均小于998 hPa。

      图  1  1991年7月6日12:00地面气压 (单位: hPa) 和24 h雨量配置 (a) 模拟结果, (b) 实况

      从降水实况分析, 雨带主要集中在长江流域, 呈东西向分布, 5日12:00—6日12:00, 24 h降水量超过200 mm, 降水中心位于33°N, 116°E, 超过100 mm的雨区主要位于112°~118°E。模拟的24 h降水最大中心超过150 mm, 位于33°N, 116°E, 超过100 mm的雨区位于114°~118°E, 与实况降水中心位置吻合得较好, 但雨量整体偏小。实况图上高、低空急流的位置、走向, 在模式的预报流场上都得到很好的体现 (图略)。下面将对模式输出的物理量场进行诊断分析, 以揭示重力惯性波与雨带活动之间的内在联系。

    • 为了更好地研究重力惯性波与雨带的活动, 本研究利用25点滤波方案[7]对涡度和散度进行尺度分离, 得到300 km以下的中尺度扰动。以下将对滤波后的中尺度涡度、散度及重力惯性波活动进行重点分析。

      滤波后得到5日03:00涡度 (图 2a)、散度图 (图略) 上, 30°N有一向东延伸的正涡度带, 在涡度带上对应有3个降水中心 (图 2c), 与东部降水中心相对应的涡度场上有明显的向南传播的正负涡度带存在, 西部则不明显。与之相对的散度场上也如此。从涡度与散度场的配置可见, 两者位相落后π/2, 为较典型的重力惯性波的表现形式。之后, 东部的涡度和散度场随时间东移, 雨团也随之东移, 西部的涡度和散度场加强。5日12:00原准东西向的正涡度带逐渐变为八字形 (图略)。同时在西北方向有一强的正涡度带发展, 也出现了向南传播的形式。对应该区域也有雨团生成并与大值涡度中心对应。5日18:00—6日00:00, 雨带拉长呈准西北—东南向, 并有多条雨带形成, 位于西北—东南向的正涡度带附近 (图 2b2d)。值得注意的是, 在850 hPa东北—西南向的涡度带向南传播易发展和形成多条雨带, 而西北—东南向的正涡度带向南传播时不易发展和产生多条雨带。向北的传播不明显, 这可能是在雨带的西部常见到有拖向南部的雨区的原因。由图 3沿115°E中垂直速度的分布与图 2d对比, 可以明显看出重力惯性波向南传播, 导致南部多雨带的形成。这种情况一直持续到6日06:00。06:00之后, 降水减弱。

      图  2  1991年7月5—6日滤波后的850 hPa涡度场 (单位: 10-5s-1)和3 h雨量场 (箭头所指为重力惯性波活动位置) 5日03:00 (a) 和6日00:00 (b) 滤波后的850 hPa 涡度场, 5日03:00 (c) 和6日00:00 (d) 3 h雨量场

      图  3  1991年7月6日00:00沿115°E滤波后垂直速度场

      可以看出重力惯性波的传播和发展与雨团的活动有密切关系, 在重力惯性波的较强传播方向可出现多条雨带。

      在200 hPa上, 5日03:00也存在正负涡度带, 但无低层明显向南传播的形势。八字形的涡度带在5日06:00就已出现, 早于低层。东北—西南向涡度带的向南传播与西北—东南向涡度带的向北传播都非常明显。散度场上同样如此。在5日18:00之后, 以850 hPa气旋中心为中心形成围绕其旋转的正负涡度带 (图 4), 散度场上也是如此 (图略)。这种情况在6日00:00最强, 逆时针旋转的涡度、散度带, 范围广阔, 除涵盖雨区, 还远远超出了这个范围。由沿33°N, 117°E (图 5) 地面气压场和降水的1 h扰动也可以看出重力惯性波的活动。由各时次200 hPa与850 hPa的1 h高度场扰动分析, 在重力惯性波的活跃地区即雨区附近, 高度的1 h变化在上下两层基本为反位相配置 (图 6), 高层等压面升高的区域, 对应低层等压面降低, 反之亦然, 与李麦村[8]的分析结果较为一致, 可见重力惯性波确实存在。这种重力惯性波在高层的频散非常强烈, 造成了大量的能量消耗, 使得降水在短期内由于重力惯性波加强而加强, 之后强度稍减。此外, 在降雨区附近, 200 hPa的正、负涡度带位置与低层850 hPa负、正涡度带相对应, 散度场亦是如此, 重力惯性波的高低层反位相的配置为此次降水长时间维持提供了有利的动力机制。

      图  4  1991年7月5—6日滤波后的200 hPa涡度 (单位: 10-5s-1) 和涡旋中心配置 (以▲号为标记)

      图  5  1991年7月5—6日沿33°N, 117°E地面气压场 (实线) 和降水量 (虚线) 的1 h扰动场

      图  6  1991年7月5日21:00沿117°E 850 hPa (虚线) 与200 hPa (实线)等压面高度1 h扰动场

      与850 hPa的情况相比, 高层的传播形势一般出现较早, 传播状态也较明显, 对流层高层重力惯性波的活动与地面气旋的活动一致。由滤波得到的沿117°E的散度场分析可以看出, 大气的扰动主要发生在800 hPa以下和400 hPa以上 (图 7), 这与理论上得到的无辐散层位于600hPa左右相吻合[9]。可见, 对流层高层的重力惯性波对低层的影响以及高低层的相互作用是十分重要的。中纬度高层出现的绕低涡中心旋转的重力惯性波的传播形式与台风的涡旋Rossby波传播的形式也有明显的不同。这种传播形式出现的原因有待进一步研究。

      图  7  1991年7月5—6日滤波后沿33°N, 117°E散度场演变 (单位: 10-5s-1)

    • 位势涡度 (简称位涡) 是一个能综合表征大气动力和热力特征的物理量, 是一个重要的诊断工具, 国内外许多学者都曾成功地使用它分析天气学问题[10-12]。由前面的分析可知, 低层的重力惯性波南传时易发展, 北传时不易发展, 产生南传的重力惯性波可能与对称不稳定有关。James等[13]指出, 利用绝对角动量Mg和相当位温θe可以对CSI (条件性对称不稳定) 进行定性判断, 等Mg面比等θe面坡度小的区域为CSI区。根据Martin[14]的定义, 相当位涡EPV可以写成如下形式:

      (1)

      式 (1) 中, Mg=ug+fy, f为地转参数, y为指向北方的坐标。g=9.8 m/s2, EPV单位与位涡单位 (PVU) 相同, 1 PVU=1×10-6m2·K·s-1·kg-1, 表示绝对地转动量的水平变化。在北半球, f >0, 而一般情况下, 所以C也大于零。因此通常情况下, 若EPV2 < 0, 即> 0, 大气是潜在对流不稳定的; 若EPV2 >0, 大气是对流稳定的; 若EPV2=0, 大气是对流中性的。只有当且绝对值大于f, < 0时, 才会出现EPV2 < 0, 此时有利于对称不稳定形成。梅雨期雨带的高层往往处在南亚高压中心附近, 这种情况容易达到。在低层如果EPV < 0且大气是对流稳定的 (即EPV2 >0), 则大气是条件性对称不稳定 (|EPV1| > |EPV2|);若EPV < 0, 并且大气为对流性不稳定, 对流不稳定起主要作用。由于f的量级较大, 一般情况下EPV2 >EPV1, EPV的大小主要由EPV2决定, 因此下面主要对EPV2项进行分析。

      5日12:00之前, 30°N, 110°E处有一雨团稳定维持, 由每3 h一次的沿降水中心 (30°N, 110°E) 所做的EPV2经向剖面图发现 (图 8a), 这一时期, EPV2在600 hPa以上, 30°N以南存在大面积负值区; 600 hPa以下, 在26°N以南, 为对流稳定区; 在26°N以北, 850 hPa以下EPV2为负值区, 雨区在对流不稳定中心的南部。可见雨区附近高层有对称不稳定, 低层为对流不稳定区。5日12:00之后, EPV2负值区向东北移动, 雨团中心也随之移动, 雨团中心与EPV2负值中心位置对应较好。6日00:00(图 8b), EPV2负值最大中心位于900 hPa的34°N处, 比此时的雨团中心位置偏北1个纬距, 其负值中心绝对值大大增强, 而此时3 h降水量达本次过程的最大值, 这说明对流不稳定有利于降水的发生、发展。高层32°N以南, 600 hPa以上仍为EPV2负值区。之后, 高层的负值区减弱南移, 低层对流不稳定中心降水也相应减小 (图略)。

      图  8  1991年7月5—6日EPV2沿降水中心的经向剖面图 (单位: PVU, 黑色矩形区为雨区)

      通过以上分析可知, 本次降水过程同时存在对称不稳定及对流不稳定现象。强降水上空低层的对流不稳定较强且降水随对流不稳定的发展而发展, 雨团中心随对流不稳定区的移动而移动。高层雨区附近及南部为对称不稳定区, 对应的低层为相对稳定区, 这也应是前节讨论的向南传播的重力惯性波易发展的主要原因, 雨区的北部低层以对流不稳定为主, 因此, 向北的重力惯性波不易发展传播。可以看出低层的对流不稳定对降水起触发作用, 先产生非传播的重力惯性波, 而高层的对流稳定、对称不稳定随之可产生传播的重力惯性波, 这些也应是高层产生绕低涡旋转的重力惯性波的原因。高层向北传播的重力惯性波有利于雨带以及低涡的北移, 高低层向南传播的重力惯性波有利于多条雨带的形成。可见这两者的结合, 对降水有较大的影响。

    • 通过对1991年7月5日00:00—6日12:00的降水的数值模拟和诊断分析, 揭示了本次暴雨过程中重力惯性波的传播与雨带活动之间的内在联系, 得出如下结论:

      1) 对中尺度扰动场分析发现重力惯性波的发展与传播和雨带的发展与传播有密切的联系, 高低层重力惯性波有不同的传播形式:在降水初期, 高层和低层在中纬度自东向西依次排列着正负涡度带, 雨区以南的正负涡度带呈东北—西南向带状交替分布, 散度图上也基本如此, 有非常典型的重力惯性波的特征和向南传播的趋势。高层重力惯性波向南传播早于低层, 涡度散度带随时间出现八字形分布, 东北—西南向的涡度散度带有向南的传播, 西北—东南向的涡度散度带有向北的传播。在降水的中期, 高层的重力惯性波出现围绕低层涡旋中心逆时针旋转的形势, 此时降水开始加大并东移。重力惯性波有高低层反位相分布的特征。低层未出现与高层类似的绕低涡的旋转。这种高低层配置为此次降水长时间维持提供了有利的动力机制。

      2) 本文从相当位涡的角度分析了高层产生传播的重力惯性波和低层非传播的重力惯性波的主要原因是由于高层多为对流稳定和对称不稳定区, 低层多为对流不稳定区; 重力惯性波在低层向南传播时易发展, 向北不易发展的原因是由于雨区南部为对流相对稳定区, 北部为对流不稳定区。低层的对流不稳定对降水和重力惯性波起触发作用, 先产生非传播的重力惯性波, 而高层的对流稳定、对称不稳定随之可产生传播的重力惯性波, 这些也应是高层产生绕低涡旋转的重力惯性波的原因。高层向北传播的重力惯性波有利于雨带以及低涡的北移。高低层向南传播的重力惯性波有利于多条雨带的形成。

      3) 中纬度涡旋中的重力惯性波的传播形式与台风的涡旋Rossby波传播的形式有明显的不同。这种传播形式出现的原因有待进一步研究。

参考文献 (14)

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