2011年1月湖南持续性暴风雨天气过程分析

2011年1月湖南持续性暴风雨天气过程分析

0暴雨天气影响天气因素及天气动力成因网络安全是中国北方和青藏高原冬季的主要气候事件，通常对经济和人民的生命财产造成重大的巨大损失。对于暴雪的研究,气象工作者从多尺度天气系统间的相互作用、中尺度系统及其发生发展机理等方面进行了大量诊断分析和数值模拟。周淑玲等分析了2005年12月3—21日山东半岛4次持续性冷流暴雪的特征及维持机制,结果表明,暴雪日水汽较非暴雪日充沛,垂直上升运动和低层散度辐合与强降雪相对应。徐双柱等归纳了有利于湖北省大雪发生的温度条件的垂直分布特征,并采取物理参数指标结合数值预报建立湖北省大雪客观预报方法,在实时预报业务中运行效果较好。成驰等利用反演的地面潜热通量值进行地面积雪、融雪预报试验,对分析灾害发生发展期间的能量传输变化特征具有较好的参考价值。许爱华等从冷暖气团、温度垂直分布特性以及地形影响等方面,对冻雨频发地带的成因进行了探讨,取得一些有意义的结果。王文等通过对“96.1”青藏高原东北部暴雪过程的数值模拟分析发现,非线性横波不稳定的分布和演变与暴雪切变线的发生发展过程相当一致,说明横波不稳定是此次暴雪过程的一种动力机制。梁军等对大连地区一次区域暴雪过程的数值模拟结果表明,高空正涡度的下传有利于垂直上升运动的加强和地面华北气旋的发展,中尺度气旋性涡旋系统的形成和发展是强降雪产生和维持的有利因素。张广周等采用MM5模式对河南一次暴雪过程的数值模拟和诊断分析结果表明,中低层水汽的辐合作用是暴雪天气发生的必不可少条件,而高低空急流产生的次级环流有利于降水天气的发生发展。但由于我国暴雪区域性特征较为明显,因而目前针对暴雪过程的研究也主要集中在我国北方和青藏高原地区。南方地区由于纬度相对较低,冷空气在南下过程中逐惭变性、势力减弱,冬季出现强降雪天气尤其是连续性暴雪的概率较小;此外,冰冻灾害也是南方冬季的主要灾害之一,特别是2008年低温雨雪冰冻过程发生之后,我国气象工作者从大气环流背景、天气气候特征及天气动力成因等方面做了大量研究工作,但近些年对暴雪尤其是持续性暴雪的成因研究相对较少。2011年1月17—20日湖南发生一次罕见持续性暴雪天气过程(以下简称“11.1”湖南暴雪天气),该过程影响范围广(遍及全省绝大部分县市)、时间长(持续3d)、强度大(湖南省平均过程降雪量23.9mm),这在湖南有气象记录以来非常罕见。对南方这种小概率持续性暴雪天气的成因机理,开展深入系统研究非常必要,也是提高我国南方地区冬季暴雪灾害天气预报水平的一个重要环节,对国民经济和社会发展具有重要价值。本文利用常规探测资料、NCEP1°×1°再分析资料,对“11.1”湖南暴雪天气过程的大尺度环流特征、持续原因进行了详细分析,旨在为提高南方暴雪预报准确率和精细化程度提供有益思路和方法。1湖南暴雨天气过程2011年1月17日00时—20日00时(世界时,下同),湖南出现近40年罕见大范围持续性暴雪天气,该过程暴雪日持续3d,降雪呈逐渐增强趋势。1月17日00时,西南地区东部和湖南西部开始出现降雪,逐渐增强并向湖南东部发展;到18日00时,湖南省大部地区均出现降雪,湘西和湘中17日00时—18日00时出现暴雪13站次(图1a);18日白天,湖南降雪强度明显减弱,但18日12时后,降雪再次加强,主要出现在湘西南和湘中偏南地区,全省共出现21站次暴雪,湘西南和湘南开始出现雨淞和冰冻(图1b)。19日00时—20日00时是该过程降雪最强时段,除湘西北和湘东南个别县市外,湖南其余县市均出现暴雪量级降水,全省共出现71站次暴雪,其中有23个站日降雪量超过20mm,全省平均降雪量达14.0mm,24h最大降雪量达33.3mm(图1c)。20日00时后,湖南降雪强度明显减弱,除湘东南部分县市出现中到大雪外,其余县市均以小雪为主并趋于结束。由“11.1”湖南暴雪天气时空分布特征可知,该过程强降雪主要出现在17日12时—18日00时、18日12时—20日00时两个时段,全省共105站次出现暴雪,怀化累积降雪量最大达47.3mm,20个县市积雪深度超过20cm,汨罗出现最大积雪深度达32cm(图1d),而雨淞和冰冻则主要出现在湘中以南的部分地区。“11.1”湖南暴雪天气过程降雪强度大,持续时间长,积雪范围广,并伴随一定强度的冰冻,对交通、农业和日常生产生活造成较大影响。积雪和冰冻造成交通受阻,部分山区全面停运;因雪压过重造成农作物断枝、严重变形等机械损伤,山区越冬作物明显受冻;部分地区因冰冻、暴雪断电断水,全省直接经济损失达18.58亿元。此外,从1月19日开始进入春运高峰阶段,灾害的叠置效应给春运带来明显影响,引起社会各界极大关注。2南低北高环流形势分析分析整个暴雪过程期间(17—20日)500hPa平均高度场可知(图2a),亚欧大陆中高纬地区为明显的“Ω”流型分布,乌拉尔山地区维持一阻塞高压,阻塞高压以东贝加尔湖地区经我国东北到日本北部为一宽广的低槽区,中亚地区的巴尔喀什湖到贝加尔湖之间的横槽长时间稳定维持,从横槽中不断分裂出短波槽引导冷空气沿河西走廊和青藏高原东侧分股扩散南下,为此次湖南大范围持续性雨雪天气提供了冷空气条件。在低纬地区,从孟加拉湾到我国西南地区南支低槽稳定,槽前西南气流活跃,强盛西南气流使来自印度洋的暖湿空气沿槽前源源不断输送到长江流域,有利于冷暖气流不断交汇,对湖南持续暴雪天气起重要水汽输送作用。分析700hPa平均位势高度场(图略)同样可发现,明显的孟加拉湾南支槽和乌拉尔山高压脊稳定维持,呈“南低北高”环流分布特征。值得注意的是,2008年1月我国南方经历的罕见低温雨雪冰冻天气中,亚欧大陆也维持这种“南低北高”环流形势。可见,这种“南低北高”环流形势有利于北方冷空气和南方暖湿气流在长江中下游地区一带汇合,进而造成该区域暴雪;冬季中低层大气出现这种环流形势很可能是中国东部暴雪灾害发生的重要天气条件之一。另外,分析该过程平均海平面气压场发现(图2b),乌拉尔山地区维持一地面冷高压中心,其中心长轴呈准南北向,湖南处在该强大冷高压底部,地面锋区位于25°N以南南岭地区。过程期间,冷高压中心并未明显东移和南下,因而影响湖南的冷空气不是整体性向南爆发,而是分股不断向南扩散,从而使冷暖空气势均力敌,锋区长时间停留在南岭,形成持续性降雪。3雪地原因分析3.17u3000水汽通量输送特征分析“11.1”湖南暴雪期间区域(109°—114°E)平均的700hPa风场时间经向剖面图可知(图3a),17日湖南区域的西南风急流开始建立并逐渐加强,两个大于20m·s-1的强西南急流中心与暴雪出现时间段相对应,西南急流一直持续到20日12时后。西南急流的建立和加强为湖南暴雪区带来源源不断的水汽供应,而充沛的水汽输送对持续性雨雪天气的发生至关重要。从湖南区域(25°—30°N、109°—114°E)平均水汽通量的时间演变看(图3b),整个持续暴雪过程中湖南区域上空一直存在水汽通量大值中心,且水汽的输送中心主要位于700—500hPa层,尤其是19—20日的水汽通量输送更明显,中心值超过10g·cm-1·hPa-1·s-1,这一时段刚好对应700hPa西南急流明显加强,湖南区域出现24m·s-1的西南急流,说明水汽通量输送的加强与该期间中低层西南急流加强密切相关。进一步具体分析湖南700hPa水汽输送特征可知(图3c),从1月17—21日湖南(25°—30°N)大部分地区有较强的水汽通量输送,尤其是19—20日的强水汽通量中心影响范围最大,水汽输送明显加强,湖南全省均维持较强的水汽输送,输送中心值高达12g·cm-1·hPa-1·s-1以上。地面实况资料显示,19—20日湖南暴雪也是最强的一天,说明700hPa强水汽通量中心进一步加强对湖南暴雪加强有重要作用。分析平均水汽通量散度的时间演变(图3d)也发现,湖南区域为明显的水汽辐合区,强辐合中心位于800—700hPa,两个强的水汽辐合时段对应两次降雪加强时段,尤其以后一时段水汽辐合更明显。3.2正潮度东传过程由上述大尺度环流形势分析可知,中亚横槽不断分裂出短波槽引导冷空气南下,与孟加拉湾南支槽前西南暖湿气流交汇于长江流域,南支槽和北支槽东移的同时会往东输送正涡度。从2011年1月16—22日25°—35°N平均的500hPa相对涡度时间-经度演变图上可见(图4a),“11.1”湖南暴雪期间青藏高原有两次明显的正涡度向东传播至我国东部地区。16日青藏高原地区正涡度发展并开始第一次东传,其东传过程中强度有所减弱,东传正涡度在17日00时开始影响湖南,对应湘中和湘西第一次暴雪过程,正涡度东传持续到18日06时。第二次涡度东传始于17日12时,青藏高原正涡度又开始发展增强并东传,18日12时影响湖南并持续到20日12时,第二次正涡度东传过程中其强度无明显减弱,维持时间也较第一次长,导致湖南出现大范围持续暴雪天气。从200hPa(图略)上同样也可发现两次明显的正涡度东传过程。正涡度东传有利于垂直上升运动维持和加强,同时段同地区垂直速度剖面图显示(图4b),湖南区域对流层有两次明显的垂直上升运动发展增强,中心强度分别达到0.2Pa·s-1和0.4Pa·s-1,这两次垂直上升运动无论是起止时间还是上升运动强度,均与500hPa正涡度东传影响湖南的起止时间和强度非常一致,也与强降雪的起止时间和强度非常一致,这说明正涡度的东传有利于湖南区域垂直上升运动的维持和加强,是暴雪维持和加强的另一个重要原因。3.3湖南区域锋生分析稳定维持的“南低北高”大尺度环流形势有利于冷暖气流在长江中下游地区一带汇合,是准静止锋长时间维持的动力和热力原因。对该过程期间冷暖气流交汇所形成的锋面特征分析如下:在绝热等压蒸发(等焓)过程中,位温(θ)或假相当位温(θse)具有保守性,因此可用θse分析冷暖气团特性;θse廓线密集区代表锋区,同时将锋区下界定为290K,上界定为310K。图5a为1月17—20日湖南区域平均θse经向剖面图,从中可见一条准静止锋自地面向高层伸展,地面锋区后界位于南岭附近,前界位于21°N附近,锋区后界自约500hPa逐渐向低层降低,锋面平缓,而锋区前界则相对较陡峭。若以T20°N表示19°—21°N、109°—114°E范围内平均温度,T30°N表示29°—31°N、109°—114°E范围内平均温度,以T20°N-T30°N表示锋区强度,则从湖南区域平均的锋区强度图上可见(图5b),1月16日后副热带锋区逐渐加强,最强时在10个纬度内南北温差超过20℃,锋区强度从17日12时后开始加强,该时间正好是湖南强降雪开始时间。强锋区基本上在800hPa以下(多数在950—800hPa),且最强锋区出现时段(18日12时—20日00时)正是暴雪过程强度最强、范围最广时段。强锋区使湖南境内低层和地面维持低温天气,冷暖气流在此长时间处于交汇状态,有利于暖湿空气沿锋面强迫抬升,低层不稳定能量得以释放,导致湖南持续暴雪天气。另外,从其温度层结可见(图5a),湖南区域(25°—30°N)在700hPa存在一逆温层,但湘中以北整层温度均在0℃以下,是冷性逆温层,有利于降雪形成;仅在26°N以南的湘南750hPa附近出现一层浅薄的>0℃的暖性逆温层,冰晶在下降过程中经暖性逆温层出现融化,但由于逆温层厚度不大(约为1100m,主要位于800—700hPa),且等温线垂直递减率也不很大,不足以使冰粒子足够融化,因此湘南虽出现一定强度的冰冻和雨淞,但强度不是很大,范围也不是很广,而湖南大部分地区尤其是湘中以北为纯降雪。准静止锋长时间维持,必然有锋生作用。“11.1”湖南暴雪天气过程18日12时—20日00时降雪量最大,因此分析该时段锋生函数。从18日12时沿110°E锋生函数剖面图上可见(图6a),一条明显的锋生函数正值区(锋生区)自20°N向高纬高层倾斜而上,与θse密集区(锋区)分布基本一致,湖南区域锋生区主要位于700hPa以下,尤其是19日锋生函数明显加强,19日12时出现40×10-10K·(m·s)-1强锋生区(图6b),对应湖南降雪最强时段。具体分析19日00时锋生函数的水平运动项、垂直运动项、非绝热加热项可知(图略),水平运动项亦呈明显的带状自低纬低空倾斜向上,与锋区走向一致。垂直运动项呈不连续带状分布倾斜北上,其走向也与锋区一致,且强锋生中心均位于锋区内。非绝热加热项在低纬较明显,这可能与暖湿气流北上过程中受南岭地形强迫和锋生强迫的双重影响,释放出大量潜热,导致冷暖气团之间水平位温梯度加大,从而产生锋生有关。可见,锋生有利于准静止锋和锋面垂直环流稳定维持,是持续性暴雪出现的原因之一。3.4高空直接环流演变与湖南暴雨天气分析19日12时850hPa假相当位温分布图发现(图7a),锋区位于华南北部,近似呈东北—西南向带状分布;而24h降雪量实况资料显示,≥10mm的暴雪区也呈东北—西南向带状,强降雪带位于锋区后部,显然强降雪带的这种分布与锋面的强迫抬升作用有关;同时从图上发现,200hPa高空急流也呈东北—西南向分布,且暴雪区位于急流轴的南侧(图7a)。为了解高空急流对降雪的影响,分别沿图7a中垂直于急流轴的AB线和平行于急流轴的CD线作剖面图。从沿AB线的剖面图上可见(图7b),200hPa高空急流位于低层锋区之上,急流核风速达90m·s-1以上,湖南处在高空急流入口的右侧。高空急流入口右侧的辐散和低层锋面的抬升作用,使高空急流入口次级环流的上升支正好与锋面垂直环流的上升支上下重合并彼此加强,从而在湖南暴雪区形成一深厚的上升运动层,对暴雪增幅作用明显。进一步分析图7b看到,在湖南南部25°N和北部29°N附近的锋区内,各有一暖空气上升、冷空气下沉的正环流,湘东南和湘西北均处在正环流的下沉支,尤其是湘东南还处在暖湿气流翻越南岭后的背风坡,不利于对流发展,这是“11.1”湖南暴雪天气过程中湘东南和湘西北降雪较弱的原因。从沿CD线的剖面图上同样可见(图7c),高空急流入口区次级环流的上升运动非常强且深厚,由低层直达急流所在高度,湖南暴雪区正是受这支强而深厚的上升气流影响。因此,高空急流和锋区的上下耦合加强了次级环流的上升支,形成深厚的上升运动层,对“11.1”湖南暴雪有明显的增幅作用,由降雪实况可知(图7a),湖南区域出现大范围强降雪,而19日12时—20日08时12h内,全省有62个站出现5mm以上强降雪。3.5干空气能源温度和湿度从2011年1月17—20日沿109°—114°E区域平均经向风和垂直速度合成的流场与平均温度露点差高度剖面图上看到(图8a),在准静止锋区北侧40°N附近有一支下沉气流从对流层高层倾斜向下直达地面,这支干冷空气在近地面层形成一个浅薄的冷空气垫,与此同时来自低纬地区的暖湿气流在北上过程中遇到冷空气垫阻挡而爬升,在静止锋区上界形成很强的辐合上升运动,促进暖湿空气抬升和凝结,有利于湖南暴雪发展增强。因此,这支干冷气流起到动力抬升作用,是不稳定能量释放的触发机制,且冷暖气流交汇促进锋生作用,是准静止锋形成和维持的一个重要动力和热力原因。进一步分析该过程湖南区域平均的相对湿度和位涡经向剖面图发现(图8b),与这支下沉气流相对应,在准静止锋区后部(北侧)自对流层顶有相对湿度小于50%的区域倾斜向下直达地面,其两侧是高湿区。对比同时次的位涡分布,在35°N以北对流层高层为一高值位涡区,与高空冷涡对应,锋区北侧有高位涡舌呈斜漏斗状向下向南延伸至对流层中层500hPa附近,可见这支下沉气流为低相对湿度和高位涡,具有干侵入特征;而对流层高层高位涡区与相对湿度小值区相对应,说明干空气主要来源于锋区北侧(高纬度)对流层高层,是干侵入源头。形成一浅薄的温度露点差小于2℃的饱和层。干层在暴雪形成过程中起重要作用,因为干层下方为上干冷、下暖湿的对流不稳定层,上方为对流稳定层,下方的对流不稳定层提供了大量的对流不稳定能量,上方的对流稳定层使不稳定能量得以聚积,垂直方向的这种层结分布会加强暴雪过程中大气层结的对流性不稳定,一旦遇到有利的触发机制(如冷空气垫的阻挡抬升作用),就容易触发对流发生发展,不稳定能量得到释放,从而有利于暴雪天气发生和加强。5双重模式比较分析(1)2011年1月湖南持续暴雪期间,亚欧大陆中高纬乌拉尔山阻塞高压建立和稳定维持,低纬孟加拉湾南支槽强烈发展,“南低北高”的形势有利于冷暖气流交汇于长江流域,是湖南持续暴雪发生的大尺度环流背景。(2)700hPa西南急流的建立和加强,不但有利于冷暖气流交汇,促进锋生作用,使静止锋区