基于數值模擬對重慶西部地區一次強對流天氣過程的成因分析

武文婧, 翟丹華

(1.重慶市豐都縣氣象局，重慶 408200；2.重慶市氣象局，重慶 401147)

引 言

強對流天氣指雷暴大風、冰雹等短時強降水。此類中尺度系統導致的典型天氣，常給人民生活及農業生產帶來損失[1-2]。近幾年來，眾多氣象工作者對不同類型強對流天氣進行了研究。國內外對強對流災害的研究主要集中在天氣學分析、數理統計、中尺度結構特征分析和災害預警及數值模擬，并取得一定成果[3-10]。吳紫煜等[11]對颮線研究發現，颮線主體回波是大風發生的主要位置，其次為主體回波前側和中前側。姚晨等[12]研究發現，強位勢不穩定條件和高空持續的冷空氣輸送是颮線長時間維持的重要因素。蔡雪薇等[13]總結了冷渦背景下華北東北和黃淮地區出現的各類強對流天氣。崔強等[14]通過建立颮線系統成熟階段內部結構的概念模型，概括性總結了颮線前部入流、垂直上升氣流、中層后部入流和對流層頂的后部出流和前部出流的大致方向。

重慶地處我國西南地區，地形地貌復雜多樣，受青藏高原和四川盆地大地形影響，每年短時強降水、冰雹大風、雷暴等強對流天氣頻發。由于強對流天氣時空尺度小，發展快，造成的災害重，預警預報難度大，越來越受到人們重視。陳貴川等[15]通過對重慶“5·6”強風雹天氣過程分析，發現風雹天氣主要源于低層增溫增濕明顯，中層徑向輻合，以及反射率因子核的不斷升降，促使了大風和冰雹的形成，地形阻擋形成的狹管效應對多單體風雹起到了強迫抬升的作用。何躍等[16]對比了兩次強對流過程，發現強對流風暴的最大垂直液態水含量(VIL)在45 kg·m-2以上，雷雨大風可能出現在單體發展的任何時期，而降雹往往發生在衰減期；降雹前VIL有明顯的躍增。李強等[17]對副高影響下重慶局地強風暴進行模擬后發現，冷池輻散流出和環境風場形成的中尺度對流輻合線，在加強對流風暴的同時，會再次觸發新的對流單體。通過學者們的研究，對重慶地區各類強對流天氣的形成機理和天氣尺度特征有一定的認識，但是由于重慶天氣雷達建站時間較晚，觀測資料分布不均，對強對流天氣的中尺度結構分析和形成機制認識較少。本文正是基于這種思想，并在重慶市氣象臺編制出版的《重慶市強對流天氣分析圖集》[18]基礎上，對2011年7月23日發生在重慶西部的一次強對流天氣進行分析，以期加深對強對流天氣中尺度系統的理解，為這類強對流天氣的預報預警提供更多的科學依據和技術支撐。

1 強對流天氣過程分析

1.1 強對流天氣特點

2011年7月23日傍晚，位于重慶西部的江津、巴南、主城、合川、永川等地相繼出現短時強降水、災害性大風和冰雹等天氣(圖1)，4 h內共監測到短時強降水42站次，大風52站(17 m/s以上)，冰雹3站次(以各區縣上報為準)，其中極大風速37.7 m/s(江津支坪16:33)，最大小時雨強82.6 mm(江津珞璜17:00)。此次強對流天氣主要發生在16:00至21:00；對流系統在19:00影響范圍最大，出現陣性大風和短時強降水站次最多，分別為21站和17站。極端降水和大風均出現在17:00，為對流風暴強烈發展階段。

圖1 2011年7月23日16-20時渝西各站短時強降水(陰影部分，單位mm)、大風、冰雹、雷電分布

1.2 大尺度天氣背景

強對流天氣的產生和發展都是在一定的天氣背景條件下產生的。通過分析前期環流形勢可知(圖略)，23日08:00，500 hPa上高空槽位于陜南—重慶中部一帶，渝西位于高空槽后的偏北氣流中，此時副高邊界位于華南沿海，重慶受5840 gpm線控制。到14:00，隨著副高西伸，渝西上空逐漸轉為西南氣流，槽線發展成為低渦中心，并與其附近的冷中心對應。700 hPa切變線從陜南延伸至盆地中部，與500 hPa上低渦構成前傾結構，重慶以南有風速超過12 m/s的西南風。850 hPa上在四川與重慶交界地區有暖中心，并伴有10 m/s左右的偏西風，且比濕大于15 g/kg。地面圖上，發生強對流當日晴空少云，地表增溫明顯，渝西一帶最高氣溫均在32 ℃以上，而強對流活動劇烈的江津當日氣溫高達38 ℃，川渝交界處存在偏北風和偏南風形成的地面輻合線。因此，中高層干冷、低層暖濕的結構有利于對流維持，持續的偏南風帶來充足的水汽，地面熱低壓和輻合線提供了有利的對流觸發條件。

1.3 中尺度系統特征

1.3.1 中尺度對流系統發展過程

根據紅外云圖(圖略)中云頂亮溫變化和對流云團發展演變情況，對颮線各個發展階段進行劃分：23日15:00至16:00是對流云團的初生階段(圖2a)，此時有部分站點出現降水。16:00-17:00(圖2b)，渝西偏南一帶從分散的點狀或帶狀對流單體逐漸發展加強成橢圓狀的對流云團，云團內部出現明顯的溫度梯度，其后部逐漸發展成颮線系統，云頂中心亮溫超過-70 ℃，云團的上風邊界與下風邊界相比更為光滑，表明此處有較強的垂直風切變，其上風邊界正好位于重慶江津、巴南、南岸一帶，此時颮線系統發展旺盛，江津附近出現了37 m/s的大風和超過80 mm的小時強降水，并快速向偏北方向移動。17:00-19:00(圖2c)，由于上層冷空氣的下沉，颮線系統原地發展，其長寬比減小，中心趨于組織化，颮線系統處于成熟期，云頂中亮溫幾乎都處于-60 ℃以上，渝西出現15站次8級以上大風和大范圍的短時強降水，渝北出現了冰雹。19:00-21:00(圖2d)，颮線進入消亡階段，低亮溫中心變得松散，云頂亮溫上升到-40 ℃以上，對流云團主體依然向東北一帶移動，但對流云團強度已經減弱，到23:00，渝西降水基本結束。整個過程短時強對流天氣與強TBB幾乎是同步出現，說明此次過程高層能量向低層傳導迅速，正因如此，才會出現如此高強度的大風、短時強降水和冰雹天氣。

圖2 2011年7月23日(a)16時、(b)17時、(c)19時、(d)21時FY-2E TBB演變圖

1.3.2 地面冷池與輻合線

地面冷中心是強風暴維持的主要機制之一。一般來說，颮線災害性地面大風由高空水平風動量下傳、強下沉氣流輻散和冷池密度流造成。肖雯等[19]通過對發生在贛鄂皖交界地區的一次颮線過程演變進行分析后，發現地面冷池向外輻射氣流與環境氣流匯合，在颮線后部形成地面輻合線，致使颮線具有“后向”傳播特征。孫建華等[20]指出，地面冷池越強，觸發的后向流入也就越強。楊芳園等[21]發現，冷池的水平、垂直尺度和強度與大風發生的頻次密切相關。沈杭鋒等[22]通過模擬浙江一次颮線過程，發現強對流活動與邊界層內的中尺度輻合有密切聯系，當兩條輻合線相遇時，形成的新陣風鋒導致邊界層以上濕度明顯增大。

圖3(a)(b)為17:00和19:00地面3 h溫度變化和風場疊加。17:00位于渝北和主城以南的巴南、江津有兩個大小接近的冷池，極大風速出現在冷池溫度梯度最大區域。在兩個冷池的前側，分別有兩條地面輻合線，一條由偏北風和偏南風組成，另一條由東北風和偏南風組成。隨著強降水的出現，蒸發吸熱導致地面溫度進一步下降，冷池范圍逐漸增大，3 h變溫達到-14 ℃，具有明顯的冷暖空氣丘結構[23]，冷空氣堆形成的冷高壓向外輻散流出，形成顯著的輻散型大風，并與前部暖區的氣流匯合，進一步促進颮線系統的發展。到了19:00，冷池向西北方向移動了大致1個緯距，兩個冷池合并為一個，冷中心溫度略有減小，地面輻合線消失。此時在渝西的西南側，也出現一個負變溫中心。兩個冷中心周圍的風場向外輻散，此時風速達18 m/s的站點由9個增加到了15個，但極大風速明顯減弱。

圖3 2011年7月23日17時(a)、19時(b)加密站風場和3 h變溫場

2 數值模擬設計與結果檢驗

2.1 數值模擬方案設計

采用中尺度非靜力數值模式WRFv3.5.1對2011年7月23日發生在渝西的強對流天氣進行數值模擬。實驗采用雙向雙層嵌套方案，水平網格分辨率分別為9 km和3 km。模式為σ坐標，頂層氣壓為50 hPa，垂直方向共分為51層，能夠較細致地描述邊界層及對流層天氣系統較復雜的結構。選取的物理過程分別是Janjic[24]發展的MYJ邊界層參數化方案、Hong和Lim[25]發展的WSM6微物理方案、Kain[26]發展的K-F積云參數化方案，云輻射方案采用Iacono等[27]發展的RRTMG方案，3 km區域不采用積云參數化方案而用顯式方案。時間步長分別為45 s和18 s。

模擬的初始場和邊界條件來自ECWMF的時空分辨率分別為6 h一次和0.75°×0.75°的ERA數據。模擬時間從2011年7月22日20時到7月24日02時，共30 h。

2.2 數值模擬結果檢驗

為檢驗模擬效果，將實況觀測資料與3 km分辨率的模式輸出結果進行對比。對比的觀測資料主要有1 h累計降水量、雷達組合反射率和沙坪壩站探空等。對比結果表明，模擬結果較好地再現了這次颮線系統的整個生命史過程，包括中小尺度對流系統觸發的時間和位置、移動方向和速度等細節。

此次強對流天氣過程首先在重慶西南部和四川盆地東南部觸發。從1 h累計降水量可以看出，7月23日14:00對流單體開始被觸發，14:00-15:00的小時累計降水主要位于重慶西南部-四川盆地東南部地區，此時的降水強度基本在10 mm/h以下。模擬圖上(圖4a)，基本再現了這一時段的降水，雖然模擬的1 h累計降水量較實況略偏強，范圍略偏大。15:00-16:00的1 h累計降水仍位于重慶西南部—四川盆地東南部一帶，呈西南—東北向，強度明顯增強，范圍擴大。模擬的1 h累計降水(圖4b)也重現了這些特點，位置與走向基本與觀測的一致，小時雨量達15～40 mm/h。16:00-17:00颮線發展到成熟階段，1 h最大累計降水位于重慶江津區的珞璜，達82.6 mm，多站的小時累計降水超過20 mm。從模擬情況看，1 h累計降水(圖4c)的范圍比實況略偏南偏東，最大小時雨量為40～50 mm，降水強度比實際觀測的偏弱，但對于雨帶的形狀、走向、量級和降水中心都有較好反映，體現了實際降水的大體分布特征。18:00之后(圖略)，颮線系統逐漸分裂為兩段，降水量級開始明顯減弱。由于模擬的颮線系統比實況消散得早，因此模擬的降水量級比觀測的弱、范圍上比觀測的稍小。

圖4 2011年7月23日WRF模擬1 h累計降水量分布

由SWAN輸出的組合反射率因子拼圖(圖略)可看出：23日14:30左右，對流單體首先在重慶西南部、四川盆地東南部和貴州北部一帶被激發；到14:54重慶西南部的對流單體也有較明顯發展，但回波結構比較零散，沒有合并為一個對流系統；經過大約30 min的發展，逐漸形成東北—西南向的帶狀回波，回波整體向偏北偏東方向移動。模擬的雷達回波圖上顯示:對流單體在23日13:30(圖5a)被觸發，比實況提前了約1 h;14:30(圖5b)開始對流系統發展加快，并逐漸形成西南-東北向的帶狀回波，回波強度比觀測的要強。17:00到18:30，SWAN輸出的組合反射率因子逐漸有西南-東北走向的帶狀回波發展加強，并發展為高反射率的弓形回波，其對流云區位于颮線前部，后部是層狀云區，屬于尾部層狀云型颮線[28-29]。模擬的雷達組合反射率(圖5c和5d)基本再現了這次颮線過程在發展到成熟階段的演變特征，但是模擬的對流云區比實況稍寬，層狀云范圍比觀測的略小，西南—東北向伸展較寬。18:30以后颮線分裂為兩段，一段仍位于重慶西南部地區，呈西南-東北走向，并不斷向偏西方向移動，移速較慢；另一段向偏北方向移動，移速較快，并逐漸轉為近東西向。模擬結果(圖5e)基本再現了這兩段分裂的回波帶的變化情況，但是北段的回波帶比實況位置偏北，移動也更快；南段的西南—東北向回波位置比實況偏東，并且消散得更快。

圖5 2011年7月23日WRF模擬的雷達組合反射率因子

選取受颮線影響顯著的沙坪壩站2011年7月23日08時探空曲線與模擬結果進行了檢驗。為了使模擬的探空更具有代表性，選取與沙坪壩站同一經緯度的格點及其周邊最近的8個格點的物理量平均場來構造模擬探空(圖略)。SI模擬值為-4 ℃，實況為-5.7 ℃；對流有效位能CAPE模擬值為1885 J/kg，實況為1245 J/kg；800 hPa上下的濕度也模擬較好，但500 hPa上下的濕層模擬略有升高，提升至400 hPa上下；模擬探空與實況吻合較好，再現了風速、風向及垂直風切變狀況。模擬的23日15時沙坪壩站探空：此時對流單體剛被觸發，并有所發展，但結構仍比較零散；溫度層結曲線和露點溫度層結曲線整體仍呈現為“上干冷、下暖濕”的結構，對流有效位能CAPE值由1885 J/kg增加至4815 J/kg(較23日08:00,下同)，抬升凝結高度LCL由939 m下降至843 m，表明發生強對流天氣的潛勢進一步加強，對流也更易被觸發。

上述分析表明，模擬較好地再現了此次強對流天氣過程的發生發展及消亡演變過程，并基本再現了對流單體初生、合并及組織化等特點。

2.3 颮線成熟階段內部結構分析

通過模擬雷達反射率因子、相對濕度和風場的垂直剖面，對颮線系統在成熟階段的微物理結構特征進行分析，總結出颮線在各個時期的結構模型。

對流發展階段(圖 6a)，垂直上升運動基本貫穿整個對流層，高濕的氣流主要從西南側的800 hPa以下入流，進入對流系統后轉為上升氣流，分別從對流層高層和中層向東北方向流出；對流發展較旺盛，35 dBZ回波發展到150 hPa附近，45-50 dBZ回波達到300 hPa以上。成熟階段(圖 6b)，回波強度進一步發展，最強回波達到55-60 dBZ，位于500-300 hPa，并在700 hPa以下形成小于35 dBZ的弱回波區，這是產生冰雹的典型結構。由于前期上升運動強烈，因而有利于冰雹不斷碰并增長。從西北-東南向的垂直剖面(圖略)發現，在500 hPa以上有相對濕度小于60%的相對干空氣從西北方向侵入對流系統，并形成下沉氣流。這股下沉氣流導致發展階段對流系統的整層上升運動被截斷。到了17:48(圖 6c)，55-60 dBZ的強回波中心進一步下降到600 hPa附近，高反射率因子核急速下降，并在颮線主體附近近地面形成冷池和強烈的輻散氣流，強輻散氣流正是造成地面災害性大風天氣的關鍵。此時颮線主體開始盛行下沉氣流，對流系統則逐漸減弱消散。

圖6 2011年7月23日17:36(a)、17:42(b)和17:48(c)模擬的雷達反射率因子(陰影)、相對濕度(黑色等值線)和風場(綠色箭頭)

3 總結與討論

(1)此次強對流天氣過程發生在青藏高壓和副高之間低壓區，中高層由冷槽疊加低層熱低壓，形成強位勢不穩定結構和高對流有效位能。低層持續較強的暖濕氣流為強降水提供了充沛的水汽。

(2)地面輻合線和強冷池是激發此次強對流天氣的主要系統。地面輻合線對初期對流單體有激發和組織的作用；近地面強冷池的存在一方面加強了輻散流出，另一方面與偏南暖濕氣流相互作用，促進了對流系統的發展，從而導致了雷暴高壓和地面大風出現。

(3)數值模擬結果較好地再現了此次強對流天氣過程的發生發展及消亡演變過程，以及對流單體初生、合并及組織化等特點。通過對成熟颮線內部結構分析發現，颮線前方高濕的西南風低層入流，加強了對流云區的抬升，來自西北干冷的中層流入，在對流云區下沉，到近地面輻散流出，對地面大風的形成起到了重要作用。

本文通過利用模式資料分析了對流發展成為颮線系統的過程，并給出了一些颮線的中尺度特征，也對本次過程的觸發和組織化過程進行了初步探討，對進一步理解重慶地區颮線的發生發展過程有重要參考意義。但是并未對這次颮線形成過程中各種水成物粒子的轉化過程和颮線發生發展過程中閃電的活動特征進行分析，有待下一步研究。