13丁一汇高等天气学暴雨的形成与中尺度扰动的作用.ppt

第十三讲第十三讲 暴雨的形成与中尺度暴雨的形成与中尺度扰动的作用扰动的作用丁一汇国家气候中心高等天气学系列讲座高等天气学系列讲座单元四：对流和降水天气系统单元四：对流和降水天气系统我国位于世界上著名的季风区在夏季风爆发和盛行的时期，是我国暴雨的季节最著名的降雨是长江流域的梅雨，在我国几乎每年都受到突发性洪水或持续性洪水的灾害，在有些年份灾害相当严重，如1963年海河大范围的洪水和1975年淮河灾害性洪水，以及近年来，1991，1998，1999和2003年年江淮地区梅雨季的持续大暴雨1981年7月中旬和2004年9月3~7日四川大暴雨也造成了严重的灾害因而暴雨的研究和预报问题一直是我国气象工作者最关心的问题之一 13.1 暴雨的形成在我国暴雨的发生受三个大尺度方面的因子影响第一是来自印度洋和西太平洋的夏季风，中国大范围的雨季一般开始于夏季风的爆发（华南要更早一些），而结束于夏季风的撤退，降雨强度和变化与夏季风脉动密切相关我国暴雨出现的频率年际变化很大，这也与夏季风状况的年际变率密切有关第二，西太平洋和青藏高原副热带高压的位置决定了中国主要雨季的季节移动暴雨常出现在100hPa高压和120ºE处副高比常年更偏北的位置上，如1962。

1965，1968，1969和1970年，如果100hPa高压位置比常年偏南，则长江流域一般出现干旱最后，暴雨的年际变率密切与北半球，尤其是东亚中高纬大气环流的异常有关位于乌拉尔山，贝加尔湖，鄂霍茨克海霍里海的阻塞高压和乌拉尔山与贝加尔湖的长波槽是决定暴雨是否有利的关键环流系统例如在1972年夏季，全球出现许多异常的天气过程这是由于一异常的长波槽维持在亚洲的东岸地区（130º～140ºE）而代替了正常年份的平均高压脊结果冷空气爆发的路径比常年更偏东，同时副热带高压也比常年更弱这种天气形势造成了过去30年中春季和夏季最严重的干旱，这主要是由于在中国冷暖空气交绥的机会大大减少 中国暴雨的特点（1）暴雨强度大和持续时间长如果与相同气候区中的其它国家相比，中国的暴雨强度是很大的如5分钟的暴雨极值是53.1mm（山西梅桐沟，1971年7月1日），1小时暴雨极值是198.3mm（河南林庄，1975年8月5日）24小时降水极值是1672mm（台湾省新寮，1967年10月17日），第二个24小时降水极值是1248mm（台湾省，1963年9月10日）我国暴雨的持续时间从几小时到63天，主要暴雨长度是2天到一周，在表5.20所列的25个例子中，14个暴雨个例持续在3天以上。

暴雨的持续性是我国暴雨的另一明显特征 （2）暴雨主要分布在华南、长江、华北三个带中，如果我们点出过去1931~1977年近50年中24小时降水量大于200mm的强暴雨位置（图13.1），可以发现，所有这些暴雨分布在三个带中：华南、长江流域和华北此外，也有少数一些暴雨出现在沿岸地区，主要是台风引起在以上三个主要暴雨带之间暴雨出现很少，这种情况与锋区很少在这些地区停滞以及主要环流系统突然的北跳有关更重要的，暴雨的这种特征分布表明，暴雨与起源或移过西藏高原的天气系统的频率有关例如，华南的前汛期暴雨主要由在高原以南通过的南支西风带中的扰动引起长江流域的暴雨经常是由来自高原的低涡和切变线引起但当高空锋区北移时，这些低空涡旋常改变它们的移动路径，由向东变成向北或东北移动，以此造成华北，甚至西北的暴雨 图13.1 1931～1977年24小时降水大于1000，800和400mm的降水点分布×：>200mm/24h；〇：>400/24h；●：>800mm/24h；■：>1000mm/24h （3）根据暴雨系统的特征，我国的暴雨可以分为四种类型第一类型是台风暴雨或台风残余及由台风转变成的温带气旋引起的暴雨。

台风是我国最重要最强烈的暴雨系统沿海15个省份暴雨的统计表明（见蔡则怡的工作，1977年），其中12个省份的最大暴雨是由台风引起第二类暴雨是由低涡或与这些低涡有关的切变线引起第三类暴雨由高空槽和相应的冷锋引起，当它们移近一阻塞反气旋区域时，暴雨系统常减速，结果造成长期的雨期 暴雨系统在很大程度上受大尺度行星环流型制约因而一场暴雨的发生涉及到不同尺度天气系统的复杂的相互作用尤其是对2天以上的暴雨，行星环流分布具有十分重要的作用图13.2是暴雨中各种天气系统的关系 图13.2 暴雨中各种尺度天气系统的关系暴雨多是出现在扰动停滞的时期，这时候行星尺度系统经常出现一次调整过程另一种情况是行星尺度系统持续某种形势，这使得在某地区接二连三地有扰动发生发展行星尺度系统并不直接产生暴雨，而是通过制约直接产生暴雨的天气尺度系统的活动来间接对暴雨产生作用的，它可以决定天气尺度系统的移动速度，强度变化、重复出现和系统间的相互作用行星尺度环流还可决定大范围雨区出现的范围及决定暴雨区的水汽来源或水汽通道 图13.3给出持续性特大暴雨的两种形势图在经向型情况下，在暴雨区周围为高空高压所包围，即贝加尔湖高压，日本海高压，青藏高压和华南高压。

这几个高压系统都很稳定，在日本海高压和青藏高压之间是一条南北向的低压带这种形势很有利于西南涡北上，低涡可沿着南北向切变线北上，冷空气由从乌拉尔大槽分裂东移的短波槽携带，沿青藏高原脊前流入低槽区另一股冷空气在贝加尔湖前沿极地路径南下低空偏东急流和偏南急流共同输送水汽，这种持续性雨带主要是南北向的，可从西南地区向北延伸到华北纬向型暴雨型有三个主要特征：从西伯利亚宽的低槽中分裂出的冷空气经河西走廊到达长江流域，它们是冷空气的来源，这种冷空气是由东移的西北槽携带，最后受到副高阻塞在长江流域蜕变成东西向切变线第二个特征是副热带高压相对稳定高压西侧的西南气流不断向暴雨输送暖湿空气，并与冷空气交绥于江淮流域第三个特征是高纬在雅库茨克或鄂霍茨克海要有稳定的阻塞高压，使得东亚西风带位置偏南由上面可见，在持续性大暴雨发生前或发生中，行星尺度长波系统一般会经历一次明显的调整过程，以后表现出异常的稳定性持续性大暴雨即出现在长波系统稳定的时期另一方面，持续性大暴雨的发生实际上是大尺度环流出现异常状况的一种表现，因而与暴雨有关的长波系统的位置和强度必然对平均条件呈现明显的偏离 图13.3 （a）经向型特大暴雨形势；（b）纬向型特大暴雨形势 天气尺度系统天气尺度系统如锋面、气旋、高空槽等并不是直接造成暴雨的天气系统，因为天气尺度系统中的上升运动一般只有几cm·s-1，在水汽供应充分的条件下，降水强度只1~2mm·h-1，日降水量24~48mm，只能造成中－大雨。

天气尺度系统对暴雨起着以下四个作用：（1）制约造成暴雨的中尺度天气系统的活动，即天气尺度系统可以提供中尺度天气系统形成的条件或环境场中尺度天气系统的发生需要一些基本条件，例如大气层结是不稳定的，水汽通量出现辐合，低空风场出现辐合场和气旋性涡度场，这些条件经常伴随着天气尺度系统出现的； （2）造成暴雨区水汽的集中即使对于热带海洋气团，气柱的含水量只相当于100mm的降水量因而必须有水汽从外区流入暴雨区，计算表明，要使中尺度的暴雨区能够维持，这就要求暴雨外围区外面在大尺度流场上出现水汽通量的辐合，这个大尺度水汽通量辐合区比暴雨区面积至少大10倍以上，这样才能使暴雨区外围区不断有水汽积累用来供应暴雨区中的水源这种大尺度的水汽通量辐合一般出现在天气尺度的系统中，这种水汽辐合也可以造成湿层的增加一般当湿层厚度达到700hPa时，就有利于暴雨的发生； （3）在天气尺度系统中，上下不同性质空气的平流可造成位势不稳定层结；（4）在天气尺度系统中的风速垂直切变有利于中小尺度系统的发生和维持对于暴雨，要求大尺度有一定程度的风的垂直切变，以使位势不稳定层结建立，并且使积雨云中上升运动变成有组织但如果垂直切变很强，高空的卷云砧伸展甚远，这时积雨云中的大量水滴被高空急流带走，不能降落地面，虽然对流活动甚强烈，降水量也并不很大。

图13.4 表明，暴雨一般发生在较弱的垂直切变环境下，而强风暴发生在较强的环境风垂直切变条件下，这种大的切变差别主要由高层风速差造成，即强风暴经常出现在高空急流轴下方，而暴雨发生在急流轴以南200~500km图13.4 暴雨和局地强风暴环境风垂直切变之比较 中尺度天气系统中尺度天气系统是直接造成暴雨的天气系统，其地面辐合量级为10-4s-1，上升运动为10cm·s-1~1 m·s-1，降水强度可达或超过10mm·h-1，因此只要连续5小时的降水就可以造成暴雨中尺度系统是在天气尺度环流背景上发展起来的，它对暴雨有两个作用：（1）它是造成暴雨的直接天气系统；（2）中尺度系统对积云对流活动有明显的组织和增强作用图13.5是造成美国一次大暴雨时概括出的风暴群物理模式，它也可以认为是一种中尺度系统可以看到低层强的流入（～1.4km厚的平均混合比为～14.8g·kg-1）造成了在风暴区有强的水汽流入，在接近落基山时，风暴的流入抬升到LCL以上（约2.5km），上升气流很强，并向西倾斜，这可使大雨滴由上升气流之后部落出，从而使系统保持准稳态液态水从云的下部即大量落下，这可以增强云上部的上升气流的速度，同时抑制上升气流的过冷水区内的冰雹增长。

这种暴雨内没有大量雹存在的事实表明，暖雨过程在产生风暴降水中起重要作用，云内较高的0℃层（5.8km）、－25℃等温线和较低的云底（2.5km）都说明在一深厚层次中（3～7km厚）云冲并过程在起作用没有大量的雹和云内强风切变的事实可以抑制有组织对流尺度下沉气流的发展，这可以增加风暴的降水效率 图13.5 美国一个雨暴单体的物理模式（Big Tompson）也给出LCL，LFC，风，0℃层高度及－25℃高度暴雨形成的物理条件我们讨论暴雨形成的物理条件一般情况下这些条件应包括位势不稳定、逆温层、低空湿舌或水汽辐合、释放不稳定性的机制，如低层辐合区、重力波、密度流、地形抬升等以及低层和高层急流，风的垂直切变、卷入等在上述热力和动力条件中低空急流和边界作用十分重要下一节我们要专门讨论低空急流的作用我们发现，在暴雨时期，水平质量辐合在500m高度达最大值，边界层中冷暖气团之对比比边界层以上要显著在暴雨开始之前，经常可以观测到在边界层中有动量、水汽和热量的迅速积累，以后再向上输送当暴雨加强时，质量辐合最大值在900hPa高度 表13.1给出暴雨和强对流风暴物理条件的差别在强风暴情况下，在近地面附近经常存在着逆温层或等温层，而在暴雨情况下，无逆温层存在，在700hPa以上，强风暴的温度比暴雨情况下低得多，400hPa温差达8℃。

因而，由于在强风暴情况下，中上层有冷平流，其7km以下的温度递减率比暴雨情况的大1~3℃·km-1，强风暴的位势不稳定层较深厚，自由对流高度较高，这意味着需要更强的启动机制来使强风暴发生但是，一旦出现强风暴爆发，它们的发展比暴雨更激烈，更迅速水汽含量和输送项差别也很大例如对暴雨，地面到300hPa的水汽水平辐合为强风暴时的三倍暴雨发生时风垂直切变一般比强风暴小比较其它的量如Td850，Td500，T850，T500，θse850，θse500可以得到：暴雨的发展主要与低层暖湿空气团有关，而强风暴的发展与中上层干冷空气团有关，两者温差可达13℃，因而上层冷平流以及与低层暖湿空气的迭置对强风暴的爆发具有很重要的影响表13.1 暴雨和局地强风暴物理条件之比较物理量天气类型抬升凝结高度(hPa)FCL(hPa)对流层顶高度(hPa)1～9公里平均递减率（℃/100m）10～12公里平均递减率（℃/100m）0℃层高度(hPa)暴雨9358201190.630.67600局地强风暴8356702270.720.40630物理量天气类型抬升指数K指数900hPa以下最高温度（℃）900hPa以下最大比湿（g kg-1）972~275hPa层中最大可能降水（cm）地面到300hPa水平水汽辐合（10-4g cm-2 s-1）暴雨3.535.127.317.56.81.9局地强风暴5.234.824.513.53.10.85物理量天气类型通过边界层顶地水汽垂直输送（10-4 g·cm-2·s-1）u分量地垂直切变（10-3·s-1）θse500hPa℃θse850hPa℃θse500～850hPaTd500hPaTd850hPaT500hPaT850hPa暴雨2.01.075.078.3-2.9-4.417.0 -2.29.4局地强风暴0.553.556.463.4-6.8-17.3 12.1 -8.418.1对于中国的汛期（5~9月），梅雨的研究和预报是特别重要的，因为大多数严重的旱涝灾害与梅雨活动及其雨量多寡密切相关。

前面已经指出，1998年夏季长江流域发生了一次仅次于1954年的特大暴雨过程1999年梅雨季（6月22日~7月3日）在长江下游造成了严重的暴雨和洪涝2003年梅雨季（6月21日~7月22日）在淮河全流域发生了一次大暴雨过程，其降水总量和洪水流量皆超过了1991年江淮大暴雨 对于这些个例将在第十四讲作专门的个例讲解13.2 低空急流在暴雨和强对流天气形成中的作用低空急流（LLJ）（风速最大值在12或16m·s-1以上）被认为是给中纬度暴雨和强风暴提供水汽和动量最重要的机制，统计表明，LLJ与暴雨之间的正相关很高，相关系数可达0.80，暴雨一般发生在低空急流风速最大值左前方在LLJ的出现与以后暴雨的发生之间时间间隔约2.5天急流的高度在1.5～3km，但有时也可在边界层中发现另外的中心（950~900hPa）影响我国的低空急流多数情况下是西南东北向的（图13.6（a）），但有时也可出现东风急流，气流主要来自东海，甚至黄海当副热带高压位置偏北时，常出现这种情况，图13.6（b）说明了这种情况 图13.6 西南低空急流与东南低空急流（北京大学暴雨训练班讲义，1978年）阴影区为暴雨区（单位：m·s-1）；（a）1976年8月18日一次西南低空急流过程；（b）1975年8月7日一次东南低空急流过程低空急流是一种动量，热量和水汽的高度集中带，这种低空的高速气流有以下一些特征：（1）很强的超地转风，在夏季，对流层气压梯度和温度梯度都很小，这种温压结构所造成的热成风不足以维持急流轴以下很强的风切变。

一般情形下，实际风速超过地转风20％以上图13.7给出1972年7月长江下游一次低空急流超地转的情况，可以看到整个低空急流及其附近的大风区都为超地转，最大超地转强度达该层风速的40％，这种超地转风的特性与暴雨的发生有密切关系；（2）低空急流有明显的日变化：低层风速一般在日落时开始增大，而到凌晨日出之前达到最大值，这时风的垂直切变也最大，急流结构最清楚图13.8是位于急流轴上的汉口站的风速变化图，在7月2～4日，每天都有一个最大风速中心出现，出现的时间是02～08时之间，最小值则出现在08～20时之间，急流在夜间加强的现象常被用来解释雷暴和暴雨出现在夜间的观测事实；（3）小的Ri数分布在低空急流区内，里查逊数（Ri）往往很小，甚至为负值，这种情况有利于对流或中尺度天气的发展；（4）强风速中心的传播：人们认为沿LLJ轴传播的中尺度风速脉动或风速最大值（Vmax）甚至比低空急流本身更为重要，这种情况很类似于高空急流中心的急流带（见第三章） 图13.7 1972年7月2日900hPa沿LLJ的超地转风（v’=v-vg）分布图单位：m·s-1图13.8 汉口站1972年7月1日～4日风速日变化图。

单位：m·s-1图13.9时一个很好的例子，它给出了急流风速最大值有关的垂直环流圈，及风速最大值和θse最大值的传播情况（图13.10），因而低空急流主要是以中尺度扰动的形式向暴雨区输送动量，热量和水汽图13.9 LLJ附近的垂直环流图1975年8月7日20时，北京时图13.10 500~1000hPa间平均风速（上图）和θse（下图）沿急流轴传播剖面1975年8月6~8日低空急流大致分三大类，它们的特征和生成原因不完全相同，我们分别说明它们形成的主要原因： 大尺度低空急流或强风速带（1）在美国落基山以东常常出现大尺度低空急流，这种急流的高度很低，其上限离地面约1～1.5km，平均最大风速高度在800m风速值很强，平均为27m·s-1，有时高达30～40 m·s-1，急流的水平宽度为300～400km，急流两侧的侧向切变约为0.4×10-4s-1这种急流主要出现在冬夏，并且有明显的日变化，一般夜间加强，并多伴有逆温层出现这种急流存在的时间也长，且有准稳态的特征它的出现也常与夜间逆温层的生成有关，急流生成的原因目前还不清楚，可能与大尺度地形的动力作用及地球对行星边界层阻力的振荡有关。

在东非沿岸也存在着一支大尺度低空急流，这支低空急流叫索马里急流（参看第四章）它沿非洲东岸从赤道以南流向赤道以北，即在马达加斯加岛以北流过，沿非洲东岸转向北和东北，在阿拉伯半岛东南达到15～20 m·s-1的风速索马里低空急流没有明显的日变化，它具有潮湿的南来气流，在3km以上有暖干的空气，这支急流的轴心位置在1.5km高度索马里低空急流的形成一方面与东非山脉的障碍作用有关，另一方面也与气压系统的强迫有关（2）与中纬度气压系统（如锋面、气旋、低涡、高空急流中心等）有关的低空急流这种低空急流主要出现在冷锋前或低压中心南侧，有时在暖锋前曾观测到在锢囚气旋的暖锋前有低空急流存在，急流中达40 m·s-1的风速出现在深厚暖锋区底部之上约600m处观测也指出，在冷锋前暖区中常出现一致暖湿的气流带，这就是第三章所指出的输送带，许多对流系统或雨团就发生在这支输送带下方输送带内的空气来自较低的纬度，有时来自副热带高压反气旋北侧在向北流动中在暖区中通过边界层中小尺度混合而变得愈来愈暖湿这种输送带的风速有时可以达到很高的风速而成为低空急流在美国也观测到低空急流可以发展以响应天气尺度或次天气尺度过程，尤其是通过对美国大平原上背风气旋的生成的响应。

（3）中尺度急流出现在900~600hPa，主要与急流的对流活动或暴雨有关急流一般在暴雨带南侧通过这种急流是中尺度的，常常表现为大尺度急流带中的强风速中心，其日变化不明显梅雨锋上的低空急流，即属于这种急流，一般认为这种急流是暴雨或对流活动的结果，由水平动量的垂直混合过程造成在雷暴发生前，在湿区并不出现明显的低层强风中心，随着风暴区对流活动的发展，垂直动量输送加强，下沉运动把较大的水平动量从上面带到下面，而上升气流把下面较小的动量带到上空，因而这种切变气流中的运动使上层风速减小，下层风速增大，最后使对流发生的层次中，风速分布基本上趋于均匀化，而在对流活动层次以外则有强的垂直切变最大风速中心（急流）也出现在强对流区中对流活动的底部但是动量混合的理论并不能完全解释这种低空急流的形成，因为中低层风向有差别，因而还需要有能调整原有气压梯度与同高度上加强的风速之间不平衡的机制13.3 暴雨的反馈作用强对流和暴雨天气是在几种尺度天气系统相互作用的情况下发生的造成强对流的中小尺度天气系统是在有利的大尺度环流条件下发生发展的，这是大尺度环流系统对强对流的制约作用，但是对流一旦发生，反过来又常常会影响大尺度气象要素场的分布，这种作用叫强对流或中小尺度系统的反馈作用。

反馈作用是通过中小尺度系统中的强对流活动进行的，它们对动量、热量和水汽的垂直输送作用强这种强烈的对流输送过程能影响或改变原有风场，湿度场，温度场和大气层结等，形成新的大尺度气象场，而新的大尺度气象场对对流的进一步发展有两种作用：一是增强作用，这种反馈叫正反馈；一是减弱作用，这种反馈叫负反馈一次强对流活动要维持较长时间，正反馈过程应占优势，这使得对流活动更加强烈因而研究对流活动的反馈作用是了解中尺度对流系统维持的一个重要方面上述对流活动的制约和反馈作用可用图13.11表示可以看到对流活动与大尺度环境间的相互作用关系 图13.11 对流活动与大尺度环境间的相互作用（由“758”大暴雨研究得到）中小尺度对流发生后，积云对流向上输送感热和潜热，使对流区上空增暖，出现暖心高空增暖使等压面抬升，形成高压脊和高压环流，并引起高空质量外流，结果在强对流区上空形成明显的辐散气流当高空辐散流场强烈发展时，在高空（如在250～150hPa层中）可发展出一个单独的反气旋环流（图13.12-图13.14）高空流出的加强，使地面气压降低，有利于低空低压系统的维持，这使对流进一步增强随着高空暖区的出现在强对流区以北水平梯度增加，据热成风关系高空风加强。

结果在对流区以北，建立一强风速带，这支强风速带可加速对流区上空的高空流出及把对流区和周围空气中多余的热量带走，增加对流区层结的位势不稳定和对流区的垂直环流在对流区强烈的对流活动引起温度，水汽和风速的垂直分布发生变化，其结果是温度和湿度（由θse表示）及风速在垂直方向上的分布趋于均匀化对流发生后，中上层切变明显减小，但低空急流加强，这是上下动量混合的结果由于高空风速大，动量大，下传后使低空风速加大，因而中尺度低空急流常常是对流活动的结果由上面可见，中尺度对流活动对于天气尺度的反馈作用常常是很明显的，尤其是频繁的较长时期的对流活动出现时只要这种反馈是正反馈就可使中尺度系统得到不断发展但是大中尺度相互作用过程中，负反馈作用的因子也常常相应发展，当其作用大于正反馈作用因子时，或大形势有了改变时，系统就会停止发展，或趋于减弱，系统的相互作用过程也就变得不明显图13.12一个飑线上空200～250hPa气流的演变图时间为1966年6月8日1700CST（a），1830CST（b）和2000CST（c）（取自Ninomiya）图13.13 1968年4月23日1800CST一个强风暴区（粗虚线）上空500hPa温度场（实现）和高度场（虚线）分布。

根据风的分布可以看到在风暴区气流是向外流的（取自Ninomiya的工作）图13.14 飑线环境的低空（a）和高空流场（300hPa）（b）阴影区是降水区和雷达强回波区1966年6月8日1830CST北美地区飑线（阴影区）环境的各层（875，575，375和275hPa）相对高度场（c）～（f）（2m间隔一条线），这代表对所有格点平均的偏差参考文献见原书第五章。