低层中γ尺度涡旋(简称中涡旋或MV,尺度2～20 km)(Orlanski,1975)在准线性对流系统QLCSs(QuasiLinear Convective Systems,QLCSs),例如飑线和弓形回波的前端被频繁地观测到(Funk et al.,1999;Atkins et al.,2004)。由于MVs在近地面往往会产生灾害性大风,因此受到了更多的关注(Johns and Hirt,1987;Weisman and Trapp,2003;Atkins et al.,2004;Wakimoto et al.2006a;Wheatley et al.,2006;Atkins and St Laurent,2009a,2009b;丁治英等,2010a,2010b,2016,2017)。Wakimoto et al.(2006b)通过对2003年7月5日在美国内布拉斯加州奥马哈市观测到的弓形回波个例进行分析,指出弓形回波里的MVs在确定强直线风灾害的位置上具有重要作用。Wheatley et al.(2006)对弓形回波和中尺度对流涡旋BAMEX(the Bow Echo and MCV Experiment)实验中观测到的5个弓形回波事件进行调查研究,结果发现最显著的风灾害通常与弓形回波系统里MVs相关。中涡旋具有较大的破坏潜能,利用高分辨率数值模拟对QLCSs中的MVs进行研究发现,低层中涡旋起源于沿着冷池出流边界斜压产生的水平涡度的向上或者向下倾斜并且会因水平涡度的垂直拉伸而加强(Trapp and Weisman,2003;Atkins and St Laurent,2009b;丁治英等,2010a,2010b;沈桐立等,2010)。通过一系列的理想数值试验,评估了环境风切变对MV结构和强度的影响(Weisman and Trapp,2003;Atkins and St Laurent,2009a),认为中低层适度或者强的垂直风切变有利于强、深且长生命史MVs的形成;相反地,在弱的风切变个例中MVs弱浅且生命史较短。而且,研究发现科里奥利力和强冷池有利于强MVs的产生(Atkins and St Laurent,2009a)。

QLCSs里灾害性大风的产生还一直与后向入流急流RIJ(Rear Inflow Jet)下沉到弓形回波顶点处地面有关系(Fujita,1978,1979)。在RIJs发展过程中很多因子会受到影响,例如静力引发的前导对流上升气流后部出现的中层负气压扰动(Lafore and Moncrieff,1989),与逆风切倾斜相关的水平浮力梯度(Weisman,1992,1993)以及线端涡旋(Skamarock et al.,1994;Weisman and Davis,1998;Grim et al.,2009;Meng et al.,2012)。此外,研究发现RIJs的强度对冰物理过程和环境湿度比较敏感(Yang and Houze,1995;Mahoney and Lackmann,2011)。

如上所述,鉴于MVs具有较大的破坏潜能,QLCSs(如弓形回波)中的MVs的形成及对灾害性大风发生位置的影响等方面已进行了不少研究,但MVs产生后对地面大风有何影响,国内还没有过多研究,对后向入流的产生原因仍然为大家所关注。本文通过对2010年6月19—20日的一次华南飑线过程进行数值模拟,对飑线形成前期冷池前沿MVs的形成、MVs对地面大风的贡献及后向入流的形成与加强对近地面大风的影响进行了相关研究。

1 飑线天气观测特征

2010年6月19日09时(世界时,下同)飑线生成于贵州东南部。在贵州东南部与广西北部接壤处合并成线状结构,对流线由多个明显的对流单体构成(图1a、b)。对流单体向东北方向发展,10时之后(图1c),东北方向的对流云逐渐减弱,西南方向对流云发展并向西延伸并有明显南压。在12时(图1d)对流线明显向西南方向发展,在14—15时(图1f、g)强对流区开始在南部边缘出现,其后部层状云变宽,弓状回波出现。15时30分(图1h)回波达到最强,之后有所减弱,19时强回波消散(图略)。

表1为从19日00时飑线发生之前贵州中部到广西南部各个探空站对流有效位能。观测分析指出(Bluestein and Jain,1985;Bluestein et al.,1987;Parker and Johnson,2000;Weckwerth,2000),对流有效位能越大,表明环境热力抬升条件越有利于风暴单体的新生,从而也有利于整个飑线系统的维持发展。对飑线的发展演变来说,对流有效位能的变化范围很大,一般而言,当对流有效位能约为1000 J/kg时,对形成一般的飑线系统比较有利,而当其超

图109:00—15:30观测的700 hPa飑线演变(雷达站包括遵义、贵阳、桂林、柳州、百色,位置用黑点标记,单位:dBZ):(a)09:00;(b)10:00;(c)11:00;(d)12:00;(e)13:00;(f)14:00;(g)15:00;(h)15:30

过2200 J/kg时,则有可能形成较强的飑线系统。从表中可以看出,在飑线发生之前飑线所要经过的地方均有较大的对流有效位能,尤其是在飑线发展较为成熟的广西西北部、北部及广西南部,最大对流有效位能可以达到3173.4 J/kg。可见环境场中的对流有效位能非常有利于飑线发展。

基于美国环境预测中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction,NCEP)提供的每6 h一次的1°×1° FNL的分析资料可知,在飑线从形成、发展、成熟到消亡期间,伴随着切变线和西南涡的东移(图略)。19日00时西南涡中心位于贵州北部西侧为西北与西南风的切变。随着西南涡的东移,00时之后切变线由贵州西北部往贵州东南方向移动并最终进入广西北部。西部切变线加强并且与飑线的走向及方向较为一致。因此,本次飑线过程是由切变线(丁一汇等,1982)触发形成。

图2给出广西境内站点逐小时极大风速。可以看出,飑线在广西北部边界形成初期伴随着短时地面大风,主要发生时间为13—16时,在13时开始发展,在15时风速达到最大,瞬时风速达到18 m/s(8级),之后风速有所减弱。大风往往可以造成重大的天气灾害,本文主要对此次大风的形成机理进行分析。

2 数值模式和配置

为探讨此次飑线过程大风产生的机理,本文采用由美国环境预测中心(NCEP),美国国家大气研究中心NCAR(National Center for Atmospheric Research)等美国科研机构共同开发的中尺度模式WRFV3.2对本次过程进行了数值模拟。模式采用三重网格双向嵌套方案,模式区域中心定位于(112°E,30°N)(图略)。模式的初始场与边界条件采用NECP 1°×1°逐6 h分析资料。 模式积分起止

图2 广西境内站点逐小时极大风速演变(实况,黑色实线;单位:m·s^-1)与模拟的10 m风速逐小时极大值演变(黑色虚线,单位:m·s^-1)

时间为2010年6月18日12时—20日12时。第一重到第三重网格水平分辨率分别为36 km(120×110)、12 km(211×181)以及4 km(445×397)。模式垂直坐标为σ-z地形跟随坐标,垂直层设为28层,模式顶为50 hPa。模式三重网格所采用的辐射方案分别为长波辐射RRTM(Rapid Radiative Transfer Model) 方案以及短波辐射Dudhia方案。 模式三重网格所采用的积云对流参数化方案,边界层方案以及地表方案分别为浅对流KF(Kain-Fritsch)方案、YSU(Yonsei University)方案以及Noah方案。模式第一重到第三重网格采用的微物理过程分别为WSM(WRF single-moment) 3-class、Lin et al方案以及Lin et al方案简单冰方案。

3 数值模拟结果和分析

从图3中的实况与模拟雷达回波分布可知:虽然模拟的回波较实况雷达回波偏南,但是模拟的雷达回波走向与实况对应较好,均呈东北-西南走向;并且模拟回波随时间的演变与实况雷达回波基本一致,均为10时之后随时间向西发展,并南压;模拟13时左右出现弓状回波,较实况早1 h左右,在回波带上,模拟回波的多个强中心的强度与雷达回波强度也基本一致,但层状云回波范围较小。

另外,从图2可知,虽然模拟的10 m地面大风的极值比站点逐小时极大风速的极值提前1 h,但随时间演变的趋势及极大值的大小均较为一致。总体说来,本次模拟的输出结果可作为本文分析的依据。

图32010年6月19日10时—19日16时模拟(a)与实况(b)雷达回波分布(单位:dBZ)

灾害性地面大风产生的原因很多,如弓状回波中的γ中涡旋会造成局地强风(Trapp and Weisman,2003;Weisman and Trapp,2003;Atkins et al.,2005)。强单体风暴产生的下击暴流也会导致地面大风的产生(孔凡铀等,1994;许焕斌和魏绍远,1995;Guo et al.,1999;刘洪恩,2001)。冰雹重力拖曳和融化过程对强风暴下击暴流的产生具有重要作用(Fu and Guo,2007)。飑线发生时也常伴随着破坏性很强的龙卷风或下击暴流,其后部的入流和地面高、低压间的气压梯度力可能是造成飑线大风的原因(Schmidt and Cotton,1989)。

为研究本次大风过程的形成机制,首先给出07 km AGL(Above ground level)的大风随时间的演变(图4)。从图4a看出,13:10弓状回波已经形成,并且在弓状回波两端形成了对称的气旋式涡度中心C与反气旋涡度中心A,在正涡度中心西北侧,还有一弱的负涡度中心称为B,地面大风位于涡度对A与C之间,风速18 m/s左右。在13:30(图4b),气旋性涡度C有所加强并且反气旋涡度B也明显加强。伴随B、C的加强,弓状结构和相对地面大风强度均有所加强,而A、C之间的距离加大。13:50(图4c),B与气旋性涡旋C之间风速达到最大并且弓状回波长度最长,最大风速出现在气旋性涡度C西部边缘。14:10—14:50(图4d、e、f),随着气旋性涡度C与反气旋性涡度B强度的减弱,B与C之间的风速逐渐减弱并且弓状回波结构也相对减弱。由上分析可知,近地面大风的形成、加强与气旋性涡度C和反气旋性涡度B的强度具有密切的关系,近地面大风易发生在气旋性涡度的西部。而反气旋性涡度A,在弓状回波发展中距离C越来越远。当反气旋性涡度B远离C涡旋时,回波同时拉长。

3.1 强风和中涡旋

为了量化本次过程中,中涡旋对大风形成的贡献,只保留图4中黑色方框中垂直涡度,黑色方框外涡度全赋值为0。然后,通过求解泊松方程$\nabla$²φ=ξ(φ为流函数,ξ为相对涡度)得出φ。根据流函数,最后可以得出旋转风。从风场中减去旋转风,则消除涡旋对对大风的影响。图5为13:50相对地面大风、旋转风以及从地面大风中减去旋转风后的风场。

图5a表明,在13:50时,近地面大风基本位于气旋式涡旋的西部边缘。涡旋引发的旋转风在近地面大风中占有很大比重,大约40％～50％(图5b)。当涡旋对被移除时,大风中心的位置向北偏移(图5 c)。这与Atkins and St Laurent(2009a)的结论较为一致。

鉴于中尺度涡旋产生的旋转风在地面大风中占有较大比重,因此将进一步探讨图5b中气旋式涡旋与反气旋涡旋(即涡度对)的产生机制。涡度对的形成机制可以由涡度收支方程分析得出,涡度方程如式(1)所示。

其中：$a_{\mathrm{d}\mathrm{v}\mathrm{t}\mathrm{e}\mathrm{r}\mathrm{m}}=-\left[u\frac{\partial \xi }{\partial x}+v\left(\beta +\frac{\partial \xi }{\partial y}\right)\right]$为水平平流输送项;

$v_{\text{eradvierm }}=-w\frac{\partial \xi }{\partial z}$为垂直输送项;$\mathrm{ }{d}_{\text{ivergence }}=-(\xi +f)\nabla \cdot \mathit{V}$

为散度项;$\mathrm{ }{t}_{\mathrm{w}\mathrm{i}\mathrm{s}\mathrm{t}\mathrm{i}\mathrm{n}\mathrm{g}}=-\left(\frac{\partial w\partial v}{\partial x\partial z}-\frac{\partial w\partial u}{\partial y\partial z}\right)$为扭转项;S为摩擦项。

图413:10—14:50逐20 min 0.7 km AGL近地面模拟回波反射率时间演变(阴影:回波反射率,单位:dBZ;箭矢:相对地面风场,单位:m·s^-1;白色轮廓:涡度,单位:10^-5 s^-1;A、B、C为气旋式涡度与反气旋涡度中心位置):(a)13:10;(b)13:30;(c)13:50;(d)14:10;(e)14:30;(f)14:50

unit:10^-5 s^-1;A,B and C are the cyclone vorticity and anticyclone vorticity center positions,respectively):(a)1310 UTC;(b)1330 UTC;(c)1350 UTC;(d)1410 UTC;(e)1430 UTC;(f)1450 UTC

由图6a、b可知,散度项与气旋性涡度在位置上配合好且数值较大,因此可知气旋式涡旋主要是由水平辐合辐散引起。而图6c、d表明,反气旋式涡旋主要是由扭转项引起,同时扭转项对气旋式涡旋有进一步加强的作用。扭转项代表的是涡管相对水平面的倾斜度发生改变所引起涡度垂直分量的变化。利用二阶中央差分计算出每个格点处的三维涡度分量(ξ_x,ξ_y,ξ_z),数据边界处使用一阶差分。利用onestep Leise filter对三维涡度分量进行平滑,之后通过四阶Runge-Kutta积分常微分方程

可得出三维涡线(Markowski et al.,2008)。涡线也被称为涡丝,是与涡度向量相切的线,类似于速度场中的流线。涡线有助于三维涡度场的可视化,通过涡线提供的三维透视图能够揭露动力学系统。图7a为在13:30正涡度中心及其周边选取5个点(图6d中叉号所示位置)作为起始点积分出的三维涡线簇,pvor表示正涡度,nvor表示负涡度。涡线簇显示出:涡线从气旋式涡旋处上升到达一定高度后转向水平然后落入反气旋涡度区。涡线的拱起促使了水平涡度向垂直涡度的转化,进而导致反气旋涡旋的形成,但转化强度远较辐合辐散项弱。

正负涡旋对的形成,会导致气压的分布不均匀。正涡度区会形成一个低压区,负涡度区是一个高压区。气压的分布不均匀,会导致气压梯度力的增大进而产生地面大风。

3.2 强风和后向入流

上述分析表明,涡旋对尤其是气旋式涡旋对地面大风的产生具有很大贡献,约占地面大风的40％

图513:500.7 km AGL相对地面大风(a)、涡旋对引起的旋转风(b)及去除旋转风后的风场(c)(阴影:垂直涡度,单位:10^-5 s^-1;箭矢:风场,单位:m·s^-1;轮廓:风速,单位:m·s^-1)

图613:20(a、c)和13:30(b、d)0.7 km垂直涡度(阴影,间隔:5×10^-4 s^-1),散度项(a、b;轮廓,间隔:1×10^-6 s^-2),扭曲项(c、d;轮廓,间隔:1×10^-6 s^-2)(图6d中叉号为图7中涡线起点位置)

～50％。但涡旋对并不是地面大风产生的全部贡献因子。

图7b为沿着气旋式涡旋边缘即大风发生处选取三点作为起始点积分出的三维流线。三维流线的积分方法与涡线的积分方法类似,只需把每个格点处的涡度分量(ξ_x,ξ_y,ξ_z)替换成风场分量(u,v,w)

图713:303D涡线透视(a;阴影:涡度,单位:10^-5 s^-1;pvor为正涡度位置,nvor为负涡度位置;涡线起点位置如图6中叉号所示);13:503D流线透视(b;阴影:涡度,单位:10^-5 s^-1,白色五角星为计算流线时的起点位置)

即可。图7b表明,13:50在4～6 km处,存在西北方向后向急流(RIJ),后向入流向东延伸一定距离后开始下沉最后落入气旋式涡旋边缘即地面大风位置,其他时刻与之相差不大(图略)。因此,后向入流下沉后落在气旋性涡度区的西部,可能是地面大风的又一贡献因子。

3.3 后向入流的下沉诊断

为了更好地理解后向入流的下沉,对垂直动量收支进行了计算。Jeevanjee and Romps(2015),将垂直加速度分解为动力加速度和浮力加速度,即

这里的$a_b$和$a_d$ 可以分别从下面的泊松方程诊断得到

其中 $\mathit{ }\mathit{V}$为三维风场;ρ为系统密度;$\mathrm{ }{\nabla }_{}^2$和${\nabla }_{\mathrm{h}}^2$分别为三维和水平拉普拉斯算子;g是重力加速度;这里$\stackrel{-}{\rho }$是空气密度的水平区域平均;ρ′是关于$\stackrel{-}{\rho }$的空气密度扰动。动力加速度与浮力加速度分别可以写成如下形式:

其中 $b=g\left(\frac{{\theta }^{\mathrm{\text{'}}}}{\stackrel{-}{\theta }}+0.61q_v^{\mathrm{\text{'}}}-q_w\right)$,$\mathrm{ }{p}_d^{\mathrm{\text{'}}},\mathrm{ }{p}_b^{\mathrm{\text{'}}}$分别为动力气压扰动和浮力气压扰动(Rotunno and Klemp,1985;Trapp and Weisman 2003);$\mathrm{ }{q}_v^{\mathrm{\text{'}}}$是扰动的水汽混合比;$\mathrm{ }{q}_w$是空气中固态和液态水凝物混合比;θ′与$\stackrel{-}{\mathrm{\theta }}$分别是位温扰动和位温平均。由上可知,浮力加速度是由于固态液态水凝物混合比(如,冰,雪,霰,水汽混合比)产生的降水的拖曳以及浮力气压扰动产生的加速度;而动力加速度是垂直动力气压扰动产生的加速度。上面的泊松方程(3)和(4)可以通过MUDPACK(Adams,1989)中的快速多网格求解器mud3cr来进行求解,如Schenkman et al.(2016)、Dawson et al.(2016)所建议的那样。

为了对后向入流的下沉进行诊断,分别给出13:00—13:50时刻后向入流方向上的动力加速度、浮力加速度,如图8,9所示。

由图8可知,整个后向如流区基本为正的动力加速度,其大值区出现在后向入流前端正涡度区上方。这与前文涡度收支分析中得出的正涡度区的辐合上升较为一致。负的加速度主要出现在低层最大风速的前方,在13:10风速突然增大时表现最明显。

由图9可知,与图8一致,在后向入流前端正涡度区上方为正的浮力加速度,但强度相对动力加速度较弱。图9a为后向入流初始形成时刻。由图9b、c、d可知,在后向入流前端下沉处出现了负的浮力加速度。并且,由图9e、f可知,在13:40和13:50

图813:00—13:50相对地面风速(黑色实线,单位:m·s^-1,间隔:2 m·s^-1)和动力加速度(阴影,单位:m·s^-2):(a)13:00;(b)13:10;(c)13:20;(d)13:30;(e)13:40;(f)13:50

时刻,后向入流处的负浮力加速度强度进一步增强,范围进一步增大,这与13:50时刻地面大风达到最大风速较为一致。在动力加速度与浮力加速度合并后,后向入流处的负加速度虽然强度减弱范围减小,但依然表现为负的加速度并且在13:40和13:50时刻负的加速度强度增强范围增大(图略)。

由图8、9可知,正的动力加速度大值区出现在下沉气流前端上部,也即是在正涡度上方。这与前文正涡度主要是由辐合辐散引起的结论相一致。即,是由于辐合上升引起的正动力加速度。为探讨后向入流区域为何会出现大面积的负浮力加速度,参照Takemi and Satomura(2000)分析固态水凝物(冰,雪,霰)和雨水的拖曳作用。如图10所示。由图10a、b、c、d可知,在融化层上方具有较大的固态水凝物混合比,最大值可以达到11 g·kg^-1。由图10a、b、c、d可知,固态水凝物混合比大值区位于后向入流下沉位置的正上方。由图10e、f可知,后向入流下沉的高度与融化层高度基本一致,并且下沉位置与降水位置较为一致。由上分析可以看出,在融化层以上主要是有固态水凝物的重力拖曳作用驱动下沉气流产生,而在融化层之下又通过雨水的拖曳作用使下沉气流得到加强,即主要是固态水凝物和降水的拖曳作用产生负浮力加速度。

4 结论

通过对2010年6月19日发生在广西地区的一次飑线过程进行数值模拟,对此次飑线过程中出现的地面大风的成因机制进行了分析,得出如下结论:

1)近地面大风的形成、加强与气旋性涡度和反气旋性涡度的形成具有密切的关系。正反气旋涡度的产生会导致气压分布不均匀,从而产生气压梯度力。气压梯度力会进一步加强正反涡度对产生的旋转风从而产生地面大风。

2)通过求解分析发现,由于辐合辐散和垂直运动对涡线的抬升引起的涡度对产生的旋转风对地面大风具有较大贡献,可以占到地面大风的40％～50％;同时地面大风往往出现在旋转风与环境风风向一致并叠加的位置。当去除旋转风的影响时,地面大风的强度有所减弱并且位置有所偏移。

3)通过龙格库塔方法积分出的三维流线可以看出后向入流是地面大风产生的另一个重要影响因子。通过对浮力加速度和动力加速度进行诊断发

图913:00—13:50相对地面风速(黑色实线,单位:m·s^-1,间隔:2 m·s^-1)和浮力加速度(阴影,单位:m·s^-2):(a)13:00;(b)13:10;(c)13:20;(d)13:30;(e)13:40;(f)13:50

现,此次后向入流的加速下沉是由于固态水凝物和降水的拖曳产生负的浮力加速度引起。

参考文献