“2010·7·24”低空東南風急流大暴雨過程分析

莊千寶 葉子祥 盧衛星 余貞壽

(1.樂清市氣象局,浙江樂清325600;2.溫州市氣象臺,浙江溫州325027)

0 引 言

2010年7月24日下午到27日晨,浙江省溫州、臺州、寧波南部3地沿海地區先后發生大暴雨(以下簡稱“2010·7·24”大暴雨),過程雨量普遍在200 mm以上,共有23個站點(自動站記錄)48 h雨量在300 mm以上,26日11時—23時13個個自動站的12 h雨量大于150 mm;其中溫州和臺州部分地區為特大暴雨,溫嶺市溫嶠站過程雨量達516 mm,造成這些地區的局部洪澇。

“2010·7·24”大暴雨是受沿海低空 SE風急流及東風波影響發生的,對于低空SE風急流和大暴雨的關系曾有過不少研究。王德瀚[1]對1960年9月22—24日及1973年10月9—11日2次東南風急流大暴雨過程進行分析指出,這2次大暴雨的發生都同南海臺風外圍和副熱帶高壓之間的低空東南風急流有關,大暴雨區處于SE風急流的軸的左側,急流的垂直切變明顯,同時具有非地轉的性質,浙江沿海的迎風坡地形也對產生大暴雨有利。據王德瀚對1958—1977年的資料統計,22 a中浙江省共發生這類大暴雨21例,占浙江 9—10月非臺風大暴雨的24.4%。

葉子祥等[2]曾對1981年9月22日在浙南沿海發生的一次特大暴雨過程(樂清市24 h雨量達709 mm)進行分析指出,在廣東西部登陸的8116號臺風減弱為熱帶低壓后,副熱帶高壓SW側和熱帶低壓之間在浙南形成SE風急流帶,中低層的SE風急流和低層的東風波是這次特大暴雨的主要影響系統,中低層浙南沿海的水汽輻合和不穩定層結為大暴雨的發生提供了有利的條件。

黃文根等[3]分析了1994年7月12日河北到遼寧的暴雨過程(北京48 h過程雨量≥200 mm)指出,9416號臺風在武漢減弱為低壓后,和朝鮮到東海的南北向副熱帶高壓之間形成的超地轉東南風低空急流,大暴雨區位于超地轉風速中心下游。這支超地轉低空急流對促進位勢不穩定、加強動力輻合上升運動及提供能量和水汽等方面起著重要作用,從而為暴雨持續發展提供了極為有利的條件。

“2010·7·24”大暴雨預報技術難度較大 ,各種數值預報產品僅預報中到大雨。本文利用NCEP再分析資料、氣象衛星探測資料、自動氣象站監測網資料進行綜合分析,探討這類大暴雨發生的物理機制和預報思路。

1 大暴雨時空分布及衛星云圖分析

2010年7月24日下午溫州南部開始發生暴雨,到27日晨暴雨過程持續60 h,自南而北先后在溫州北部、臺州、寧波南部沿海發生大暴雨或特大暴雨;溫嶺市的溫嶠站26日21時1 h雨量達68 mm。據過程雨量分布圖(圖1),暴雨主要集中在溫州到寧波的東南部沿海一帶。

圖1 2010年7月24日14時—27日02時過程雨量圖

溫州地區在24日午后、25日午后至傍晚、25日夜至26日晨分別有3次雨量相對集中的暴雨或大暴雨過程;溫州北部和臺州的大暴雨主要發生在25日下半夜、26日午后到26日夜;而寧波南部主要發生在26日午后到27日凌晨。從各地的暴雨中心逐時雨量分布圖可以看到,大暴雨的發生有明顯的日變化,一般都發生在午后到凌晨。

據24日08時到27日08時的衛星云圖反映(圖2),7月24日08時臺灣東部沿海有一α中尺度熱帶云團,該云團向NE方向移動減弱后,25日在臺灣東部沿海又新生一個α中尺度云團。24日14時,浙南沿海新生成一個β中尺度云團,溫州南部開始發生暴雨;20時該云團減弱,其后,β中尺度云團在逐漸北移的過程中強度時強時弱有明顯的日變化,但云頂溫度都在-10～ -40 ℃;在 25日 14時、25日 22時—26日06時、26日13—23時處于加強發展階段,對應溫州中北部和臺州南部、寧波南部先后發生大暴雨。圖2說明,“2010·7·24”大暴雨過程并非受東海熱帶云團西移影響,而是和浙江中南部沿海就地生成的中低層對流云團活動有關,這種大暴雨的短期預報技術難度較大。

圖2 2010年7月24日08時—27日02時衛星云圖圖

2 天氣形勢

500 hPa圖上(圖略),24日08時—26日08時浙中南處于副熱帶高壓(脊線在30°N)和華北大陸高壓及朝鮮半島低槽、臺灣海峽南部東風波倒槽的鞍型場中,26日20時南北槽合并成低壓環流,27日20時該低壓北移到長江口。整個過程在浙中南沿海沒有形成SE風急流。

據NCEP再分析資料提供的850 hPa(圖3)和700 hPa(圖略)流場圖分析,7月24—27日20°N以南無臺風和熱帶風暴活動。7月22日08時菲律賓東部海面低空有東風波生成向NW方向移動,24日08時在臺灣海峽南部形成熱低壓環流,其倒槽從臺灣海峽南部伸向江西東北部,河北到關島為NW-SE向副熱帶高壓帶,高壓中心在九州島,浙中南沿海處于副熱帶高壓帶SW側和倒槽的NE側,“2010·7·24”大暴雨發生在倒槽NE側、低空SE風急流左側;大陳島和宮古島 850 hPa風速達 14～16 m/s。25日 20時,倒槽西移到南海東部到安徽一線,26日08時在閩南沿海發展為低壓;24—26日浙中南沿海的SE風急流一直維持,27日08時閩南低壓向北移到浙北,浙中南轉為SW風,大暴雨過程結束。

據以上形勢場分析“2010·7·24”大暴雨主要和低層SE風急流有關。

3 低空急流及超地轉風的分析

有關研究[4]認為,低空急流指風速≥12 m/s或16 m/s、在邊界層到3 km高度的氣流,和暴雨的相關系數可達0.80,暴雨一般發生在低空急流風速最大值的左前方;低空急流以中尺度擾動的形式給中緯度暴雨提供水汽、熱量和動量,是暴雨發生的最重要機制。

低空急流有明顯的日變化,一般在凌晨達最大值。在夏季,當副熱帶高壓位置偏北時,常出現來自東?；螯S海的偏東風急流,在無臺風或臺風處于1000 km之外遠距離情況下,對流層的氣壓梯度和溫度梯度都很小,低空急流及其附近的大風區都為超地轉,最大超地轉強度(地轉風偏差)可達該風速的40%,這種超地轉風的特性與暴雨的發生有密切的關系[5]。

孫淑清[6]利用衡山、九仙山兩個高山站資料,通過3次低空急流對暴雨的作用分析指出：急流軸上各站的強降水幾乎全部發生在風速急增,超地轉最強的時段內,一旦急流又接近地轉平衡時,降水就幾乎停止。低空急流軸上風速急增時,出現很強的超地轉不平衡,觸發了中尺度雨團的發展,導致暴雨發生。

根據24日08時—26日20時850 hPa和925 hPa大陳站、宮古和石桓站的風實況記錄,這一段時間都維持SE風,且風速都在12 m/s以上,從流場圖可以看到浙中南都處于SE風急流的中心軸的左側。

為了探討SE風急流中超地轉風和“2010·7·24”大暴雨的關系,我們利用地面自動站網提供的逐時探測資料,對7月24—27日浙東南沿海的超地轉風進行分析計算。

3.1 超地轉風的分析方法

據地面圖上地轉風的計算公式[7]

vg=8.9979×10-4(取空氣密度為1 kg/m3)。

式中:ω為地球自轉角速度(ω =7.29×10-5/s),φ為計算點的緯度,Δp為計算點附近和等壓線法向方向Δn緯距的氣壓差。由該式看出,地轉風速和氣壓梯度成正比。

將有關參數代入,實際的計算式為:

vg取Δvg=v-vg為地轉風偏差,v為計算點的實際風速(自動站取該時次最大風速)。

在臺站實際計算中,如果只考慮某一風向(如本文考慮SE風急流),就可用計算點兩側和該風向垂直方向的某兩個站點的氣壓差來計算。如圖1所示,我們計算浙江石塘站(28.60°N,121.37°E)的地轉風,取石塘NE側的檀頭山(29.11°N,122.20°E)和 SW 側的北麂島 (27.37°N,122.2°E)兩個站點的氣壓差及距離差(單位取緯距)來計算;同樣,北麂站的地轉風可用石塘站和福建省霞浦站(26.53°N,121.55°E)的資料計算。

3.2 地轉風計算結果分析

為了剖析“2010·7·24”大暴雨過程中低空急流及超地轉風和大暴雨的關系,利用上述地轉風的計算方法,根據7月24—27日晨溫嶺市的溫嶠站和樂清市的四都站兩個大暴雨中心的逐時雨量和風記錄,對應兩個大暴雨中心上游的石塘站和北麂站(地處海島或半島)的每天8個時次的實際風速、地轉風風速、地轉風偏差的計算,發現中低空急流中的超地轉風和大暴雨的發生有明顯的相關關系。

圖4給出了24日08時—27日08時石塘站每天8個時次的實際風速和地轉風偏差變化曲線、溫嶠站逐時雨量分布圖,對比兩曲線和雨量分布的對應關系可以看到：

25日05—07時、26日02—14時、26日20—23時分別發生3次風速 v和地轉風偏差Δvg同時急增的時段,對應時段都發生大暴雨或特大暴雨;這幾個時段 v≥6 m/s,Δvg≥0 m/s。特別是26日02時—27日02時(24 h雨量423 mm)發生特大暴雨期間 v≥6 m/s,Δvg≥1.0 m/s,在26日13時和27日21時當出現v＞12 m/s且Δ vg分別為5.5 m/s和8.5 m/s的極大值時,對應兩時段出現62 mm/h,67.5 mm/h的罕見的特大強降水。這說明低層急流中的明顯的超地轉風不平衡會觸發中小尺度的云團急速發展,導致大暴雨的發生。

圖4 7月24日05時—27日07時石塘站風速(實線)、地轉風偏差(虛線)、逐時雨量演變圖

北麂站的實際風速、地轉風偏差變化曲線與樂清四都站逐時雨量分布圖的分析結果與石塘站分析大致相同,在24日14時、25日17—20時、26日02—08時分別發生3次風速 v和地轉風偏差Δvg同時急增的時段,對應時段都發生大暴雨,26日出現Δvg=5.8的極大值(圖略)。

3.3 低空和地面地轉風偏差的分析

地轉風的計算公式是在假設無摩擦的條件下導出的,為了分析近地層地轉風和低層上空地轉風的差異,我們計算分析了大陳站(20.48°N,121.1°E)的850 hPa和地面 24—26日 6個時次實測風、地轉風對比分析發現,850 hPa和地面(自動站記錄)的最大風速差值都＞4.0 m/s,26日08時差值最大,為11 m/s。而地面地轉風偏差Δvg明顯小于850 hPa的同時次值。這說明,由于地面摩擦作用,一般情況下在地轉風平衡狀態,地面實測風小于理論計算的地轉風,這和圖2給出的結果一致,當地面出現Δvg≥0時就應當判斷為明顯的超地轉風。

另外應該指出的是超地轉風發生時,近地層和低層上空出現較強的風垂直切變。根據重力波發展條件表達式[8],層結穩定度大、風速垂直切變大的地區容易產生重力波不穩定,一些大振幅重力波經常發生在低層穩定層結且低空風速較強切變同時存在的地區,激發中小尺度系統的形成和發展,促使不穩定能量的釋放。有關研究[6]指出：地轉風偏差能夠激發出重力慣性波,重力慣性波的強度與地轉風偏差強度成正比,可觸發中尺度雨團的產生,這和上述衛星云圖反映的β中尺度云團活動相一致。

上述計算分析說明,“2010·7·24”大暴雨過程中,沿海的β中尺度雨團的發生發展和SE急流中的超地轉風密切相關,而超地轉風偏差引發的重力波及沿海的地形條件可能是特大暴雨發生的重要因素。

4 地形條件的分析

地形條件的作用主要反映在兩個方面：

(1)浙中南沿海多為丘陵地帶,陸地較強的摩擦效應和山地的阻擋使得近海海面和沿海陸地的風速產生較強的切變;據溫州和臺州沿海站點的逐時風速記錄對比統計分析,海島站和半島站的風速明顯大于陸地站,例如溫嶠站距石塘半島站僅40 km,26日溫嶠站風速比石塘站平均偏小51%。當超地轉風出現時就有利于在沿海底層發生強烈的輻合并出現如圖1所示的暴雨帶分布靠近海邊的特征。

(2)浙江中南部沿海山脈多呈NE-SW走向(如雁蕩、括蒼山系),西北高東南低的迎風坡很有利于SE氣流的抬升效應;溫嶠站就處于迎風坡東側。另外ESE-WNW向山谷的地形條件很容易形成大暴雨中心,四都就是處于這類山谷的西側山坡處。

5 物理量場分析

5.1 散度場和水汽場

據7月24日08時—26日20時散度場分布圖,25日之前浙中南850～500 hPa都無明顯的輻合,26日08時850 hPa才出現-0.6×10-6/s的輻合帶;但是,在1000 hPa圖上,24日08時—26日08時,臺灣東北部海面到浙中南始終維持一個-1.0×10-6/s以上的強輻合帶,強輻合帶的位置處于低空急流SW側,中心軸向和急流方向一致。26日20時強度為-1.5×10-6/s的輻合中心就處于浙中南沿海(圖5a)。這說明,底層的強輻合可能和低空急流及超地轉風有關。

圖5 26日08時、20時物理量場圖

充足的水汽條件是暴雨發生和持續的主要條件,低空急流在給暴雨區輸送大量水汽的同時,也輸送了不穩定能量,在發生超地轉風時,低層的強輻合也有利于沿海產生較強的水汽輻合。

根據“2010·7·24”過程 的水汽通量散度和水汽通量的計算發現,“2010·7·24”大暴雨發生過程中,水汽輻合主要發生在1000～850 hPa;且1000 hPa的水汽輻合明顯大于850 hPa,24日20時—26日20時中心強度在-1.5×10-6g/cm2·hPa以上的水汽輻合帶在宮古島到浙中南、閩北之間一直 維持。圖5b給出26日08時臺州南部和溫州北部發生特大暴雨時水汽通量的分布圖,特大暴雨區處于沿海水汽通量≥6×10 g/s·hPa·cm的高值區NW側。

5.2 渦度場和渦度平流

據1000～300 hPa渦度場的分析,“2010·7·24”大暴雨過程中,和東風波及低壓環流相對應的正渦度中心區主要反映在1000～700 hPa低層,兩者移動方向一致,而且1000 hPa最為明顯。26日20時1000 hPa圖上,25×10-5～40×10-5/s的正渦度區在浙中南。同樣,給浙中南沿海提供正渦度平流也主要發生在1000～700 hPa,且較強正渦度平流帶的軸向也和低空急流基本一致;1000 hPa圖上,26日20時特大暴雨區東部沿海為5×10-9/s2的較強渦度平流區(圖 5c)。

5.3 位勢穩定度分析

分析24—26日的θse500-850場發現,“2010·7·24”大暴雨期間浙閩沿海海面到琉球群島一直維持穩定的層結(圖 5d),浙、贛、皖、閩南為θse500-850≤-5℃的不穩定區,大暴雨帶就處于陸地不穩定區和和沿海海面穩定區交界的等值線密集帶附近。章淹[9]指出：暴雨區并不處于最不穩定的區域,而是出現在急流下風方、θse500-850等值線密集區,流場和θse500-850場這樣的配置有利于暴雨區的對流活動在相當長的時間內得以維持。據此,可以認為,沿海海面低層穩定層結和風垂直切變的存在有利于沿海海面產生大振幅重力波;同時,處于SE風急流軸上近海陸地的穩定度等值線密集區的存在,也有利于激發中尺度的對流云團在較長時段內減弱后又不斷新生。

以上物理量場的分析說明,“2010·7·24”大暴雨的發生主要和邊界層到850 hPa低空急流有關,有利的水汽輸送條件、較強的底層輻合、正渦度平流都發生在邊界層;由于中高層無急流,中高層物理量場也就無明顯反映。

6 討 論

綜上所述,“2010·7·24”浙中南沿海大暴雨發生在低空SE風急流左側,在較強的低空風切變和穩定層結條件下,低空急流的超地轉特性引發重力慣性波,低空急流還有利于低層充沛的水汽輸送、低層強輻合和正渦度平流;在這些因素和浙中南地形條件的共同作用下,導致浙中南沿海β中尺度對流云團發生發展,產生強降水。這一類大暴雨的預報技術難度較大,在具體預報診斷分析時還應注意以下幾點。

(1)超地轉風和大暴雨的發生有密切的相關,在風速急增,超地轉最強的時段內容易發生大暴雨或特大暴雨,利用地面自動監測網的實時探測資料計算地轉風偏差可作為短時預報的參考。

(2)“2010·7·24”大暴雨的發生主要和邊界層到850 hPa的低空急流及物理量場有關,而邊界層的分析在預報診斷時往往被忽視,因此,應該加強對邊界層流場和物理量場的分析。

(3)“2010·7·24”大暴雨屬于非臺風外圍的大暴雨,也并非海面熱帶云團西移引發;而是受沿海就地發生的β中尺度云團影響所致;據1980—2010年相關資料查詢 ,和“2010·7·24”大暴雨過程相似,在低空SE風急流中發生的這種大暴雨有6次,這一類大暴雨預報技術有一定難度,需進一步研究探討其發生的物理機制。

[1] 王德瀚.浙江沿海在低空東南風急流影響下產生暴雨的二例.氣象 ,1978(11)：3-6.

[2] 葉子祥,張志堯,邱志雄.一次罕見的特大暴雨的初步分析.氣象 ,1983(1)：7-9.

[3] 黃文根,鄧北勝,熊廷南.一次臺風暴雨的初步分析.應用氣象學報,1997,8(2)：247-251.

[4] 丁一匯.高等天氣學.北京：氣象出版社,2005：443-444.[5] 陸漢城,楊國祥.中尺度天氣原理和預報.北京：氣象出版社 ,2004：61-62.

[6] 孫淑清.關于低空急流對暴雨的觸發作用的一種機制.氣象 ,1979(4) ：8-10.

[7] 朱乾根,林錦瑞,壽紹文.天氣學原理和方法.北京：氣象出版社,1983：485-486.

[8] 陸漢城,楊國祥.中尺度天氣原理和預報.北京：氣象出版社 ,2004：29-30.

[9] 章 淹.暴雨預報.北京：氣象出版社,1990：78-80.