局地暴雨（共4篇）
局地暴雨 篇1
1 天气概况
2016年5月2日18:00至4日8:00, 受到黄淮气旋爆发性发展的影响, 辽阳市普降暴雨, 出现了局部大暴雨及大风天气, 平均降水量达到了85.4 mm。全地区76个自动站有64个站暴雨, 12站大暴雨。最大降水量为114.5 mm, 极大风速为22.7 m/s, 达到9级, 出现在辽阳县。全区降水均达到暴雨及其以上量级, 北部降水偏少, 多在50~80 mm, 2个暴雨点, 中部和南部多为90 mm左右, 10个大暴雨点。辽阳地区5月2日18:00至4日8:00逐小时降水量的统计数据显示:辽阳降水时段为5月2日18:00至4日8:00前后, 主要降水时段为3日4:00—20:00, 最大雨强为12.8 mm/h。从辽阳地区5月2日20:00至4日8:00逐小时最大、极大风速图 (图1) 中可以看出, 大风主要出现在5月3日14:00—20:00前后, 极大风速为22.7 m/s, 3日17:00出现在辽阳县。
2 成因分析
2.1 资料与方法
利用高空200、500、850 h Pa的高度场、风场、温度场, 地面逐3 h观测资料、物理量场资料等数据对此次过程的成因进行了分析, 主要从高空急流、低涡发展、低层切变、黄淮气旋的爆发移动等几方面着手分析此次过程[1,2,3]。
2.2 天气尺度系统分析
2.2.1 环流背景分析。
(1) 黄淮爆发性气旋发生。2日20:00黄淮气旋爆发前形势场资料可知, 此时黄淮气旋中心位于山东半岛中心, 中心气压999.8 h Pa。在200 h Pa形势场存在2个急流核, 分别位于辽宁西部和华北南部, 黄淮气旋位于华北南部急流核出口区左侧和辽宁东部急流入口区右侧, 强的抽吸作用为黄淮气旋的爆发性发展提供强烈的上升动力。在500 h Pa形势场中河套地区温度槽落后于高度槽, 槽区有冷平流使得槽加深发展, 脊区有暖平流使得脊发展, 逐渐形成切断低压。在850 h Pa形势场中在渤海上空已经形成低涡, 涡后冷平流使得涡继续加强。在地面气压场与各层槽线叠加, 在黄淮气旋中心西北和西南方分别有2条切变现线将为黄淮气旋的爆发提供强的抬升条件, 黄淮气旋中心处存在暖平流产生上升运动, 在上升运动过程中潜热释放使低压加强[4,5]。
(2) 黄淮爆发性气旋发展。统计数据资料显示:3日8:00江淮气旋已经爆发北上到达辽宁, 中心气压982.5 h Pa, 12 h气旋中心气压降低17.3 h Pa, 属于爆发性气旋。200 h Pa气旋中心位于急流出口区左侧, 有高层辐散, 为气旋发展维持提供动力条件。500、850 h Pa在辽宁上空已经发展成为低涡, 低涡中心与气旋中心基本重合, 850 h Pa槽线赶上气旋中心, 说明该气旋已经到达发展旺盛时期, 上下层环流连通。500、850 h Pa低涡后有强的冷平流使得低涡发展加强, 涡前有强的暖平流为气旋发展和维持提供热力抬升条件, 抬升过程中继续释放潜热, 使低压增强。
(3) 黄淮爆发性气旋消亡。3日20:00江淮气旋中心气压979.5 h Pa。在200 h Pa层面, 位于急流轴左侧辐合区有下沉气流, 高空槽线低空切变线基本重合, 500 h Pa冷暖平流梯度减弱, 850 h Pa冷暖平流不明显, 气旋强度减弱。
综上分析, 此次黄淮气旋爆发主要是200h Pa高空急流产生强的抽吸作用, 长时间维持强的上升动力条件。另外, 500 h Pa高空温度槽滞后高度槽, 槽区有冷平流, 脊区有暖平流, 使得槽脊加强, 最终形成低涡。高低空槽的东移发展, 使得黄淮气旋爆发性发展并向东北移动, 给辽阳地区带来持续稳定的降水。黄淮气旋沿海岸线向东北移动集聚了大量水汽和能量, 气旋东南偏东气流为辽阳地区降水提供了充沛而持续的水汽条件。气旋强的气压梯度以及冷锋、暖锋为降水提供了抬升条件。
2.2.2 物理量诊断分析。
(1) 动力条件。辽阳地区主要降水时段 (3日4:00—20:00) 上升速度图上整层都为上升气流, 最大上升速度大于0.8 m/s出现在500 h Pa;散度场显示:以500 h Pa分界, 高层辐散、低层辐合;涡度场显示:强正涡度区出现在3日8:00—20:00 700 h Pa, 整层都为正涡度, 系统发展旺盛。从散度、涡度、上升速度图等资料可知主要降水时段整层盛行上升运动, 存在气旋式曲率, 低层辐合高层辐散, 有稳定的上升气流, 物理量场配合好。
(2) 水汽条件。1日20:00至4日20:00辽阳地区水汽通量散度统计数据显示, 2日8:00开始, 低层水汽辐合开始增大, 3日8:00发展最为旺盛, 水汽辐合层发展到700 h Pa以上, 强辐合中心位于850 h Pa, 为这次过程提供稳定的水汽。
综上分析, 此次过程整层物理量配合好提供稳定的抬升条件, 低层存在强的水汽辐合提供了水汽条件[6]。
3 结语
高空急流入口区左侧出口区右侧产生的强的辐散抽吸作用, 高低空槽脊与黄淮气旋的配合, 低涡后强的冷平流, 涡前有强的暖平流, 为黄淮气旋的爆发北上提供了热力和动力条件。气旋东侧、东北侧低空急流为气旋提供持续的水汽条件。系统进入辽宁后移动缓慢降水时间长, 低层冷平流, 中高层暖平流, 以稳定性降水为主。
综上分析, 稳定的抬升条件、持续的水汽输送、稳定的层结结构、长的持续时间, 在这些因素的共同作用下辽阳地区普降暴雨, 局部出现大暴雨, 且这次降雨的雨量分布较均匀。
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局地暴雨 篇2
1 东高西低形势,最有利于暴雨发生
盛夏湘西北常处在副热带高压的西部边缘,在西风带低值系统和副高适当的配置情况下,使中高层形成一种最有利于暴雨发生的高度场———东高西低形势[4]。取25~35°N、104~120°E内的指标站———成都减长沙8:00 500、700 h Pa高差之和≤-2为东高西低指数,普查2003—2007年7—8月暴雨过程前24 h为东高西低形势的次数占暴雨过程总次数的82.1%。究其原因,主要是由于暖湿空气沿偏南气流不断向北输送,中低层变暖变湿,能级得到加大,致使层结不稳定[1,2,3,4]。当东高西低形势发展强盛时[4],“东高”中高层气流的下沉、阻滞作用致使中低层出现干暖盖和负倾斜槽脊,进而使聚能现象更为明显[4](表1)。
表1是2008年7月上中旬东高西低日及其24 h强度演变与本地潜在不稳定度(Qc=TS500-Tt1 000)[1]、对流不稳定度(Qc=TS500-Tt1 000)的相关表。从表1可以看出,东高西低形势建立后,本地潜在不稳定和对流不稳定能量明显积聚,东高西低的形势增强(成都与长沙500、700 h Pa高差之和的△24为强负值),这种聚能越显著,地面暖倒槽或暖低压就越强烈发展,出现高能中心[4]。16日成都—长沙高差和为-6,△24为-10,QL和QC分别达-3和-12,在500 h Pa上为一种负倾斜槽脊现象,其特征是等压面上槽、脊线呈西北[4]、东南向,尤以700 h Pa长江流域更明显。
在东高西低的形势中,不稳定能量的积聚到释放的过程是前后衔接的[4]。当副高东撤南退,“西低”中的低值系统,尤其是短波槽和涡的触发,使不稳定能量暴发式释放,导致短期内暴雨的发生。全局2008年7月19日6:15—6:52,37 min降雨46.8 mm,日降雨量为87.0 mm,就是较为典型的实例[5,6,7]。
2 中低层局地不稳定能量
2.1 关键区大气湿润饱和
根据经验,一般以温度露点差(T-Td)≤3℃为饱和区,而以≤5℃为湿润区。因此,贵阳、芷江、长沙3站高空均处于湿润或饱和区内,即(T-Td)均在5℃以下,特别是贵阳、芷江700 h Pa均处于饱和区内[4](表2)。
2.2 低层空气潮湿
暴雨发生的7月18—19日,500 h Pa上空贵阳、芷江、长沙3站比湿均在4.5~5.0 g/kg,700 h Pa在10.3~11.7 g/kg,地面水汽压很大,并不断增加。本站16日2:00水汽压为22.5 h Pa,17日则为25.6 h Pa,18日上升到32.9 h Pa。16日20:00水汽压为26.0 h Pa,17日迅速上升到33.6 h Pa,18日仍为32.5 h Pa[4]。可见500 h Pa以下气层水汽含量非常丰富,湿层深厚[4]。
(℃)
2.3 分析指标站Am K的特征
在Am K变化曲线上,波峰至波谷,这一时段内能量值减少;波谷至波峰,这一时段内,能量值增大[4]。由能量演变曲线可以看出,峰谷前后天气会发生转折性变化[2,3,4]。如7月16日贵阳的Am K值出现急增,由于芷江Am K值下降,次日全县未产生暴雨,17日芷江Am K值急增,贵阳Am K值仍在加强,且关键区有气流辐合[8,9,10,11],即7月18日,地面14:00金佛山出现≥4 m/s西北风,衡山出现≥6 m/s西南风,同时,8:00 700 h Pa长江流域(28~31°N)有东西向切变南压,19日县城出现87.0 mm暴雨,见表3。
2.4 有水汽通量辐合
从水汽通量散度(图略)的分布得知,暴雨区中的水汽通量散度AO<0,说明在该区域内有水汽通量辐合,最大值在贵阳与芷江附近,为-2.2 g/(S·m2·h Pa),满足水汽聚集的条件[4]。在充沛的水汽供应、聚集以及上升运动的配合下,导致邵阳县7月19日37 min的降雨量达46.8 mm,日降雨量达87.0 mm。
3 不稳定能量释放的触发条件
在对流层的高中低层,不稳定能量暴发式释放的触发条件都有可能出现[4]。但在实际中,槽和涡在中、下层的西风带出现的机会比较多。在东高西低的形势中,这种槽、涡在其西部实际都已存在,并在暴雨前24 h(或48 h),槽、涡前部的气旋性弯曲均已经发展得十分明显[4]。因此,选用上游指标站成都、贵阳、芷江3站的850 h Pa风向、风速,计算涡度、散度值以及涡度与散度的差值[3],作为各种系统对不稳定能量的触发条件。由表4可以看出,涡度散度差、水汽通量与成都—长沙高差和曲线呈反位相;当东高西低形势建立并发展,涡度散度差和水汽通量呈正值并日趋增大,反之亦然[4]。
通过上述分析可以看出,暴雨预报模式有助于较好地预报局地暴雨[4]。当东高西低场出现,中低层不稳定能量条件或涡度条件符合[4],结合上游指标站成都、贵阳、芷江的不稳定能量和层结分布,正涡度位置的偏北或偏南,大致可以确定县内暴雨预报。2008年8月9日,东高西低场明显,上游有较大的正涡度东传,不稳定能量和层结主要集中在偏南的芷江一带,试报县内西南乡镇有暴雨,次日,塘田市、河北岭、金称市3个乡镇下了暴雨,其中河北岭10 h雨量达40.8 mm。
4 小结
综上所述,从局地不稳定能量场的高度场特征,以及局地不稳定能量积聚和局地涡度对暴雨发生的作用可以看出,暴雨预报模式的效果较好[4,12]。但是,该模式尚无法报出少数属于东高西低形势发展加强中不稳定能量爆发式释放型的暴雨[4]。如2008年6月9日出现58.7 mm暴雨,有待今后探索。
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局地暴雨 篇3
局地暴雨时空尺度很小, 成灾概率却很大, 其监测手段只能依赖于多普勒天气雷达。利用雷达资料进行降水临近预报是现阶段雷达资料的一个重要应用方面[3,4,5]。2013年6月1日19:00—22:00, 永嘉县境内发生了暴雨天气, 19:45—20:45的1 h雨量达65.0 mm, 并出现22.3 m/s的大风。笔者应用温州天气雷达, 从反射率因子、组合反射率因子、垂直累积液态含水量产品来分析这次局地暴雨天气的雷达回波特征, 试图总结暴雨天气的雷达回波特点, 为今后暴雨天气预报积累经验。
1 天气实况
1.1 短时暴雨标准
根据中国气象局规定, 12 h雨量≥30 mm, 或者24 h雨量≥50 mm, 为一般性暴雨;2 h雨量≥30 mm, 或者1 h雨量≥20 mm, 则为短时暴雨。
1.2 天气过程实况
2013年6月1日晚, 永嘉县大部分地区出现强雷电并伴随短时强降水、大风等强对流天气, 永嘉县城6月1日19:00—22:00 3 h降水量达88.1 mm, 其中19:45—20:45内1 h雨量达65.0mm, 并出现22.3 m/s的大风。永嘉陡门区域自动站1 h雨量达69.3 mm。因短时降水强度大、时间短, 造成县城短时内涝, 乡镇公路部分路段也出现塌方。
2 天气形势
2013年6月1日8:00和20:00 500 h Pa天气图上发现, 在河南至贵州境内有一短波槽加强南压, 且永嘉县正处于副高边缘, 受西南气流的控制;700 h Pa天气图, 广西至浙江有一西南急流;850 h Pa上在浙中南地区有一切变线并逐渐南压。
3 多普勒雷达资料特征
3.1 垂直积分液态含水量
图1为垂直积分液态含水量变化图。19:19—19:31垂直积分液态含水量从出现块状对流单体回波为8 kg/m2激增至53 kg/m2, 19:37垂直累计液态含水量为48 kg/m2, 19:35垂直累计液态含水量为38 kg/m2, 随后稳定在18~28 kg/m2, 至20:19垂直累计液态含水量下降到3 kg/m2。地面垂直累计液态含水量在短时间内快速增加, 很好地对应了局地暴雨的发展, 虽然VIL最大值并不对应地面降水的最强时段, 地面降水最强时段比VIL最大值出现的时间偏晚, 但VIL最大值出现地点与局地暴雨地点相对应, 因此VIL的发展对预报有相当大的指示意义。
3.2 回波顶高 (ET) 分析
图2为回波顶高变化图。从图2可以看出, 这次强降水过程雷达探测到的回波顶高变化较大, 18:20—18:37时段内, 回波顶高始终保持在2~3 km。18:37后永嘉站回波顶高突增至11 km, 并一直维持到19:13, 19:19回波顶继续增高到14 km, 并一直维持到19:49, 19:49—23:37回波顶高稳定维持在9~12 km。23:37—23:43回波顶高度下降到6 km, 其后一直维持。地面降水最强的时段对应回波顶高最高的时期, 并略有滞后。随着回波顶高的下降, 对应地面的降水也开始减弱。
3.3 风暴追踪信息
风暴追踪信息提供了风暴过去、现在和未来位置以及整个雷达反射率覆盖域内风暴运动的良好的参考信息。图3为风暴追踪信息图。18:20识别出块状风暴C0, 18:55风暴追踪信息提供风暴C0的移向、移速和轨迹, 根据18:55风暴预报位置与19:49风暴实际位置对比, 风暴C0的移向、移速和轨迹与实际位置基本上一致, 风暴追踪信息产品对预报员监测和预报强对流云团的移向、移速具有很好的指示意义。
4 结语
短时强降水发生时, 永嘉县正处于副高边缘, 对流旺盛, 850 h Pa有一低空切变线南压。从雷达上看, 初期回波呈块状、带状排列, 很快发展成带状回波且边缘不光滑。预报着眼点:主体强度30~50 d BZ, 强中心可达60 d BZ以上, 回波顶高≥8 km, 云图上有对应发展旺盛的云团, 且有较低的云顶亮温。回波顶高变化不大, 比较稳定, 液态含水量值变化较大, 不利于强降水维持, 可降短时强降水。
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局地暴雨 篇4
忻州位于山西省中北部地区, 古称秀容。当地历史文化悠久, 始建于东汉建安二十年 (215年) 至今已有将近1800年的历史。当地险关要塞, 人杰地灵, 商贾往来, 兵家必争, 故有“晋北锁钥”之称。同时, 忻州冬无严寒、夏无酷暑, 气候宜人、四季分明。属于温带大陆性季风气候, 全年平均气温在4.3℃~9.2℃之间。年降水量为345㎜~588㎜。暴雨是当地的主要气象灾害之一。暴雨的研究一直是国内外研究的热点问题。事实上, 暴雨是由不同尺度天气系统相互作用产生的。相对稳定的大气环流形势既能促进天气尺度系统的维持、再生和相互作用, 又为中尺度系统活动及其产生暴雨提供必需的动力和热力条件。本文利用湖南湘潭一次暴雨天气过程的气象资料实况与T639、EC模式以及日本数值模式的预报结果进行对比分析, 旨在探讨山西忻州市暴雨的发生发展机理, 加强数值预报实际业务中应用研究。
1 天气背景和实况
从7月29日08时整个大环流背景来看, 受高空槽和低层切变影响我国的内蒙古北部、东北地区中部及北部出现小到中雨或 (雷) 阵雨天气, 其中黑龙江西南部的部分地区出现大到暴雨。受高原槽及低层低涡切变的共同影响, 我国西北地区中部及东部、内蒙古中西部、华北地区中部及西部、黄淮西部、西藏大部、四川大部出现小到中雨 (或) 雷阵雨天气, 其中西北地区东部、四川东北部出现大到暴雨, 局地大暴雨天气。受副高边缘影响, 江淮部分地区出现雷阵雨天气。受热带低值系统影响, 广西东部、广东大部、海南大部出现小到中雨 (或) 雷阵雨, 部分地区大到暴雨天气。具体到山西忻州市而言, 500hpa高空为一比较深厚的高空槽, 700hpa有明显的切变线存在, 而850hpa存在温度锋区和南支水汽输送, 地面为低压幅合区控制。
2011年7月29日凌晨, 忻州市再次迎来大范围的较强降雨过程, 全市普降中到大雨, 局部地区下起暴雨。强降水有效缓解了连日来的高温天气, 但也增加了道路交通运输管理和山洪地质灾害防范等工作的难度, 给市民出行带来了不便。截至18时, 忻州降水量为9.5~56.1mm, 全市普降中到大雨, 原平、五台、繁峙、五台山为大到暴雨, 其中降水量超过25mm, 出现大雨的还有忻府区、定襄、宁武、代县、岢岚、神池, 其中豆罗镇降水量最大, 达58.4mm, 达到暴雨级别。
2 数值预报产品的检验
2.1 500hpa环流形势的检验
对500 h Pa环流场进行检验后发现, 对位于山西附近的高空槽, 两家模式24h预报与零场较为一致, 48h、72h预报槽线位置较零场偏西。对西太平洋副热带高压, T639模式各时效预报西脊点位置较零场偏东, 72h预报的北界较零场偏北;EC模式各时效预报与零场较为接近。对强热带风暴“洛坦”, T639模式24h、72h预报较零场偏弱;EC模式72h预报中心位置较零场偏北。
2.2 700hpa切变线的检验
对于忻州市附近700 h Pa的切变线检验表明, T639模式24h预报较零场略偏西;EC模式48h预报较零场略偏南, 72h预报较零场偏西。对位于山西上游的低涡切变, T639模式各时效预报与零场均差别较大, 24h、48h预报的暖切位置较零场偏南, 72h较零场偏北;EC模式24h、48h预报与零场接近, 72h预报较零场偏西、偏南。
2.3 850hpa环流场和温度场检验
对850 h Pa的温度场和环流进行检验表明, 对山西高原的温度锋区, 28日还在山西上游, 且两家模式各时效预报与零场较为接近。到29日08时, 两家模式各时效预报范围均较零场略偏大。T639模式48h、72h预报较零场略偏西;EC模式各时效与零场基本一致。
2.4 海平面气压场预报检验
对海平面气压场进行检验表明, 地面低压幅合区T639模式各时效预报中心位置较零场偏东、偏北;EC模式24h预报与零场较为接近, 48h预报中心位置较零场偏西、偏北, 72h预报中心位置较零场偏北。
2.5 降水落区检验
对降水预报的检验表明, 几家模式各时效预报总体把握较好, 但T639模式各时效预报28日出现部分漏报。对部分地区的强降水降水, 29日T639模式36h、60h预报较实况范围偏小, 落区位置偏西, 84h预报强度较实况明显偏弱;日本模式各时效预报落区范围与实况接近, 但强度较实况偏弱。山西上游的10mm以上量级降雨带, T639模式各时效预报均较实况偏西, 60h和84h预报偏西尤为明显;日本各时效预报的中雨量级的降水范围与实况较为接近, 但36h预报的强降水位置较实况偏西, 60h预报的降水强度较实况偏弱, 84h预报强降水中心位置较实况偏北。对山西偏南的10mm以上量级的降水, 两家模式各时效预报的降水强度均较实况偏弱。
3 小结
检验对数值模式的预报结果, 是模式业务化和客观化的重要步骤。本文通过对山西省忻州市一次局地暴雨天气过程的气象资料实与T639、EC模式以及日本数值模式的预报结果进行对比, 发现常规业务模式虽然有一定的偏差, 但整体上对此次局地暴雨的500hpa环流形势、700hpa切变线和850hpa的温度场等均有较好的模拟, 对地面形势和降水落区把握较好。检验结果对于业务模式在山西暴雨中的应用具有一定的参考价值。
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