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1、2 0 0 5 年6 月湖南大暴雨过程的天气动力学诊断分析。 张芳华杨克明毛冬艳李峰 ( 国家气象中心，北京1 0 0 0 8 1 ) 提要 利用N C E P 分析资料和实测资料，对2 0 0 5 年6 月初湖南大暴雨进行了天气动力学诊断分析。 结果表明：暴雨区中上升运动和水汽辐合均大于周围区域，中低层为对流不稳定层结。暴雨区位 于非地转湿矢量辐合强迫的次级环流上升支中，其南北两侧为非地转下沉气流，下沉气流的补偿 有利于暴雨系统的维持。非地转湿矢量辐合区对6h 暴雨落区预报有指示意义。暴雨区位于 7 0 0h P a 湿位涡和8 5 0h P a 湿相对位涡负值中心附近偏暖湿气流一侧。低层暖
2、湿平流和强上升运 动致使低层湿空气辐合补偿、热量上传，利于高层辐散增强，抽吸作用加强低空辐合，促使暴雨发 展。 关键词：大暴雨非地转湿矢量湿位涡非绝热加热 1 引言 2 0 0 5 年5 月3 1 日至6 月1 日，湖南中西部和贵州中北部等地出现了一次大暴雨天气过 程，强降雨集中在5 月3 1 日2 0 时至6 月1 日2 0 时( 北京时，下同) ，降雨量普遍达9 0 1 3 0m m ，其中湖南溆浦县檀家湾2 4h 降雨量达2 0 1m m ，6h 降雨量为1 1 0m m 。湖南和贵州 两省遭受了严重的洪涝和地质灾害，经济损失惨重并有人员伤亡。 近些年来暴雨研究工作取得了不少新成果 1
3、q ，但暴雨这种不同尺度相互作用产生的灾 害性天气预测还很困难。本文利用N C E P1 。1 。的6h 分析资料和观测资料，采用天气动力 学诊断分析方法，分析该次湖南致灾大暴雨过程，探讨强降雨影响天气系统的结构特征及形成 的物理机制，寻求有预报指示意义的物理量场。 2 大尺度环流特征和主要影响系统 这次大暴雨过程是在欧亚西风带长波槽脊发生演变的过程中出现的。暴雨发生前，欧亚 西风带为一槽两脊形势，两长波脊分别在欧洲到乌拉尔山和东西伯利亚东部到鄂霍茨克海，西 西伯利亚平原到东西伯利亚西部是一长波槽。挪威海附近的低槽南移加深，使得环流形势变 得不稳定，欧洲脊开始东移并经向发展；当其移至西西伯利亚
4、平原时即已形成阻塞高压。阻高 后部加深发展的原挪威海低槽也移到了乌拉尔山，低槽中的冷空气使阻高南端减弱，长波槽中 位于蒙古国西部的低涡明显减弱成低槽并东移至蒙古国中部到我国河套地区，是该次大暴雨 的5 0 0 h P a 主要影响系统( 图略) 。与此同时，西太平洋副热带高压( 以下简称副高) 西伸增强 本研究受国家气象中心自筹资金项目( Z K 2 0 0 5 1 7 ) 资助。 8 3 并呈带状分布在南海到菲律宾以东洋面。在中低层，由于中纬度宽广锋区南北侧风速大小的 差异，上述低槽移速北段快、南段慢，5 月3 1 日在华北到长江中上游地区形成一条N E - S W 向 的切变线；在地面图上
5、对应为一条冷锋，它们分别是中低层和地面的主要影响系统。当切变线 移近副高西侧和北侧时，其西北侧的西南气流显著增强达低空急流强度。3 1 日2 0 时至6 月1 日2 0 时，当切变线位于湘、黔上空时，引发强降雨；伴随着切变线南压减弱，强降雨过程结束。 3 暴雨系统的水汽和稳定度特征分析 将1 0 2 。1 2 0 。E 各格点的比湿值求纬圈平均，然后用格点值减去同纬圈上的平均值得到 各格点的扰动比湿值，它反映了各纬圈东西向的水汽扰动状况。从6 月1 日0 8 时经暴雨区沿 2 8 。N 的扰动比湿和犷硼纬向一高度剖面图( 图略) 上可见，在1 1 0 。1 1 2 。E4 0 0h P a 以
6、下扰动比 湿达0 6 1 3 5g k g ，表明中低层有较强的水汽辐合，同时有上升运动相伴，有利于水汽 垂直输送。暴雨区的上升运动和水汽辐合均大于周围地区，扰动比湿几乎呈直立柱状，揭示了 暴雨系统的湿气柱结构。 同时次沿2 8 。N 假相当位温先和垂直速度的纬向一高度剖面图( 图略) 表明，沿2 8 。N 切 变线中低层为对流不稳定层结，暴雨区等以线从高层下凹，中低层向上凸起，东西两侧各有一 色低值舌区，形成了类似于平面图上的鞍形场等值线结构H ，湖南暴雨即发生在该鞍形场中间 部位。暴雨中心允的垂直梯度较两侧并不是最大，但垂直速度中心达一1 2P a s 一，强上升 运动将低层暖湿气流抬升到
7、高层，有利于不稳定能量释放。 4非地转湿Q 矢量分析 非地转湿Q 矢量定义为Q 一( Q ：，Q ；) ，表达式为 5 ： Q 1 2L r ，e ( 、a a 夕口a o z 一巧a u 瓦a v ) 一 凳V O 一毫( 嚣器) q 一百1 八1 巧a y 巧a u 一面3 u 西3 “ v ) 一 骂V O 一寺( 学器) 式中h 一参( 斋磊) 剐口，其它为常规物理量。Q 总是指向气流上升区，背向气流下沉区。由于 湿Q 矢量散度V Q 存在，必然激发次级环流，使大尺度大气进行调整，直到重建新的热成风 平衡。同时，假设大气运动叫场具有波状特征，则有：V Q o C 叫。 4 1非地转湿Q
8、 矢量散度与垂直运动 图1 a 是沿1 1 2 。EV 1 2 。的经向一高度剖面。如图显示，2 7 。2 9 。N2 0 0h P a 以下V Q 。 o ，即是下沉补偿运动。非地转下沉运动对暴 雨发展至关重要，有利于形成次级环流。从相应的剖面图上( 图l b ) 可发现相同的垂直运动 区，所不同的是负值区范围明显越过降水南界2 6 。N ，下沉运动离暴雨中心更远一些，所反映的 下沉气流补偿作用比较弱。 从V Q 的水平分布来看，3 0 0 , - - - 8 0 0h P a 各层V Q 。与强降水区的对应关系均较好，其中 8 0 0h P a 和4 0 0h P a 的V Q 对强降水区
9、有提前6h 的指示作用。6 月1 日0 2 时，8 0 0h P a 上( 图 8 4 略) 黔中北、湘中北及赣、皖、浙三省交界处有V Q 。辐合中心，均对应叫负值中心，此后6h 降水 量R 。2 0m m 的站点基本都在V Q 辐合中心内。而同时次负值区比V Q 辐合区宽阔， 难以较准确地预计暴雨落区，如赣中处在上升区中却无雨，而相应的V 1 2 o ，表征该处是 非地转下沉运动区。可见，V Q o 区域对6h 强降水落区有更确切的预报指示意义。 图12 0 0 5 年6 月1 日0 8 时沿1 1 2 。E 非地转湿Q 矢量散度V Q 。( a ) ( 单位：1 0 - 1 5h P a
10、l s - 3 ) 和 垂直速度( b ) ( 单位：P a s - 1 ) 的经向一高度剖面图 图中阴影区为地形高度，下同 4 2 非地转湿Q 矢量与次级环流 Q 。考虑了大气非绝热效应，能较好地对应降水落区，其物理机制源于次级环流的发展。 Q 在X 和Y 方向上的分量Q ：和Q ：能直观地揭示暴雨系统次级环流的方向和强度。 图2 是经暴雨区Q ：、Q ；的垂直剖面。在纬向剖面上，Q ：呈正负相问分布，暴雨区附近鹾 的大值中心在5 0 0 3 0 0h P a 之间。1 0 8 。1 1 0 。E6 0 0 2 0 0h P aQ ：为负，指向西，中心达 1 9 1 0 _ 1 0m h P
11、 a - 1 S - - 3 ；该区域以西Q ：为正，指向东，中心值为2 4 1 0 _ 1 0m h P a - 1 s 一。即在贵州暴雨区6 0 0 2 0 0h P a 形成较强的Q + 辐合上升。1 1 2 。E 东西两侧中低层g 也呈 正负交错分布，虽中心强度较弱，但Q 。辐合造成的次级环流上升支倾斜伸展到2 0 0h P a 以上， 形成一深厚的倾斜上升气流。在经向剖面上，2 7 。N 和2 9 。N4 0 0h P a 上分别有1 1 6 1 0 q oI n h P a - 1 s - 3 和一1 2 1 0 1 0m h P a - 1 s _ 3 的Q ：正、负极值，2 8
12、 。N 的暴雨中心则位于Q ：正负 值交汇强迫产生的次级环流上升支中，有利于暴雨产生和维持。 5 湿位涡分析 等压面上湿位涡M P V 可表示为酶 ：M P V = - - g ( ；+ p 嚣+ g ( a 嚣pa O , o x 一骞考) ，湿相对 位涡可表示为：R M P V 一一西巧a 0 , + g ( 骞差一嚣鸶) ，两公式相比，R M P V 缺少大气背景湿 位涡项一g f 券，故可看作大气的扰动湿位涡。， 从6 月1 日0 8 时7 0 0h P a 风场、M P V 和2 0m m ( 6h ) _ 1 以上降水区分布( 图略) 可见， 在7 0 0h P a 上从滇东、黔东
13、经湘北、赣西到皖南有一M P V 的负值区，表明这里大气是湿对称 不稳定的。该负值区自5 月3 0 日2 0 时形成后向东南方向移动，6 月1 日0 2 时暴雨开始后负 R 5 图22 0 0 5 年6 月1 日0 8 时沿2 89 NQ ：( 口) 和1 1 2o EQ ；( 6 ) 的垂直剖面图 单位：1 0 1 Dm h P a 一1 s 一3 值有所减小，反映对称不稳定能量有所释放；0 8 时M P V 负值又继续增大并与N E S W 向低层 切变线相伴，其上有四个中心，其中湘东北和黔东北两个中心最强，中心值达一0 7 5 一0 8 4 P V U ，R 。2 0m m 的降水区位于
14、这两个密集区中心附近偏暖湿气流一侧。 从逐时次8 5 0h P aR M P V 的演变可知，5 月3 0 日0 8 时开始从川东、渝西有R M P V 负值 区东移发展，6 月1 日0 2 时呈准E _ W 向带状分布在黔中、湘北到皖南，位于低涡中心和切变 线附近及其东南方的中心值为一0 1 9 一0 2 7P V U ，0 8 时R 。2 0m m 的降水区落在 R M P V 负值中心附近偏暖湿气流一侧( 图3 ) ，对暴雨落区预报有一定指示意义。1 日2 0 时 以后，湘中北和黔大部R M P V 由负转正，降水明显减弱南压。 图32 0 0 5 年6 月1 日0 2 时8 5 0h
15、P a 风场、湿相对位涡M P V ( 等值线，单位：P V U ，粗线为湿 相对位涡零线) 及0 8 时硪2 0m m 的降水站点( 圆点) 图 6非绝热加热的分析 利用对流层收支方案来估算大气视热源( Q 。) 和视水汽汇( Q 2 ) ，计算方案见文献1 - 7 3 。经 湖南暴雨区( 2 7 。2 9 。N ，1 0 9 。1 1 4 。E ) 平均Q 。、Q 2 和垂直速度的时间一高度剖面( 图略) 表 * 本研究仅使用了湖南省自动站雨量资料，其它地区均为常规雨量资料 8 6 明，Q 。，Q 。和具有相同的变化趋势。暴雨初期，在中高层已有2 3K ( 6h ) - 1 的加热存 在，
16、中层略大于高层。随着对流活动发展，高层迅速增温，Q 。不断增大，并在6 月1 日0 8 时降 水最强时达最大，中心位于3 5 0h P a ，极值达9 9K ( 6h ) 1 j 暴雨初期，低层Q 。- ( 0 ，为水汽 源区，表明有明显的水汽辐合；1 日0 8 时Q 。达最大，值略小于Q 。，垂直方向上6 4K ( 6h ) - 1 和5 9K ( 6h ) - 1 两个中心分别在4 0 0h P a 和7 0 0h P a 上；1 4 时以后，Q 1 、Q 2 迅速减 小，降水亦随之减弱；2 0 时降水结束时，Q 。，Q 。变得很小开始为负值。也有相同的变化，1 日 0 8 时达最大值0 7P a s ，位于3 0 0 4 0 0h P a 之间。在同时刻沿1 1 2 。E 的剖面上( 图略) ，也
