system: [SYSTEM]

user: 4. 模拟飑线的中尺度结构及发展机制分析 4.1. 雷暴高压、尾流低压和中尺度辐合线 图2为积分7~10 h的逐时地面形势图和1 h累积降水量，图3为对应时刻流线和等风速区。积分7 h未出现明显的降水，东部海上有一个α中尺度低压，苏北地区风场为西北风和西风，此时飑线尚未生成(图2(a)、图3(a))。积分8h时，在(34.3˚N，118.7˚E)附近开始出现降水，1 h累积降水量不到2 mm，但已经出现雷暴高压，中心气压值超过1004 hPa (图2(b))，同时，降水区北部风速有所加大，局部超过6 m/s，地面雷暴高压前部出现一条尺度约100 km的辐合线(图3(b))，风速也没有明显加大，此时飑线处于初生阶段。积分9 h，降水区面积大幅度扩大，沿东北—西南向排列着几个强降水中心，最大1 h累积降水量超过10 mm。强降水中心前部为一系列雷暴高压，高压中心最强达到1005 hPa，雷暴高压后部出现较弱的尾流低压，飑线处于发展阶段。而此时的风场沿着雷暴高压四周向外辐散，向前的辐散风与环境的西北风一致，风速很大，中心超过15 m/s，向后的辐散风与环境风场不一致，有所抵消，风速较小，为西南风。由此，在中尺度高压带前方和后方分别形成了两条中尺度辐合线，沿中尺度高压中心形成一条中尺度辐散线(图2(c)、图3(c))。积分10 h，飑线向东南方向移动，降水区进一步扩大，飑线长度约300 km。沿着大范围的雷暴高压，分布着几个强降水中心，并产生辐散风，最强地面风速已经达到约27 m/s，飑线达到最强盛阶段，雷暴高压后部的尾流低压也十分明显。 图2. 模拟地面图((a) 积分7 h，(b) 积分8 h，(c) 积分9 h，(d) 积分10 h，黑色实线为海平面气压(hPa)，红色实线为温度(℃)，蓝色矢线为风矢(m/s)，阴影区为1 h累积降水量(mm)) 图3. 模拟地面流线和等风速区((a) 积分7 h，(b) 积分8 h，(c) 积分9 h，(d) 积分10 h，绿色矢线为流线，阴影为等风速区(m/s)，(c) 中红色和蓝色虚线分别为辐合线和辐散线) 图4为模拟地面散度图。积分8 h，在雷暴高压中心附近为小范围的辐散区，散度值约为1.0 × 10 − 3 s − 1 ，在雷暴高压的南北两侧为带状的辐合区，大小约为−0.8 × 10 − 3 s − 1 (图略)。积分9 h，雷暴高压的强度增大，范围明显扩大，雷暴高压前部的最大风速由积分8 h的4 m/s迅速增加到20 m/s，雷暴高压附近依旧为辐散，但其最大值增加到3.5 × 10 − 3 s − 1 ，而且积分8 h的辐合区域扩展到整个飑线系统的外侧，形成一个明显的环状辐合带，称为“散度环”。在飑线的后部，散度环两侧气流南北方向的分量方向相反，导致辐合；在飑线的前部，由于后方风速大于前方风速，导致辐合，故而产生散度环。积分10 h，散度环范围继续扩大。其后，随着飑线减弱，散度环逐渐消散。 图4. 模拟地面散度和风场((a) 积分9 h，(b) 积分10 h，黑色矢线为风场(m/s)，填色区为为散度(10 −3 /s)) 图5(a)为积分9h 500 hPa反射率因子和海平面气压，图5(b)为沿图5(a)中的紫色线的垂直剖面图，该剖线大致沿着飑线移动方向并通过雷暴高压和尾流低压区。从图5(a)中可以看出，500 hPa反射率因子沿飑线分布数个强回波中心，与雷暴高压位置基本一致，最强回波超过50 dBz。图5(b)中强回波垂直呈柱状结构，−20 dBz回波顶高约为300 hPa，超过50 dBz的最强回波区在450 hPa以下。对流带后部环境场为深厚的西北风，平直的后部气流在流入强对流区前，500 hPa以下的低层气流先有上升运动，上升气流到达中层(图5(b)中黄色粗箭头)，在流入强对流区前，在700 hPa~600 hPa之间分为两支，上部分转为向前方倾斜的上升运动，在对流区出口转为下沉气流(图5(b)中棕色粗箭头)；下半部转为向前方倾斜的下沉运动，到达近地面后，又转为上升气流(图5(b)中蓝色粗箭头)，这与经典超级单体的气流模式有很大不同。在经典的强对流气流模式中，前部为顺切变上升气流，后部逆切变下沉气流，上升气流产生的降水物掉入倾斜下沉的气流中，不会对上升气流产生拖曳作用，因此对流会维持很久。而本例的上升气流和下沉气流虽然基本处在同一垂直气柱中，但是由于上升气流源于中空，其在中高空产生的降水物质掉入下半部分的下沉气流中，也不会对上升气流形成拖曳作用，同时，下降的降水物质在下沉气流中蒸发降温，在地面形成雷暴高压(图5(b)蓝色椭圆处)，并产生强辐散气流，冲击对流体前方的近地层暖湿空气，产生上升运动，和中层在对流区前方的下沉气流在700 hPa以下低层汇合，有利于对流体前部产生新的对流。由图5(b)还可以看出，强对流区后部低层119.6˚E附近有一个相对湿区，700 hPa~600 hPa后部入流的低层部分来源于该湿区，水汽充沛、温度较高，中层部分来源于中空，水汽含量较少、温度较低，有利于对流不稳定。 强对流后部有较大范围的弱回波区，该区域主要是拖曳层状云区，降水强度也较弱。中低层的后部入流在该区域下沉，因降水强度弱，蒸发量少，在下沉过程中绝热增温，造成气压下降，形成尾流低压(图5(b)红色椭圆处)。 图5. (a) 积分9 h 500 hPa反射率因子(填色区，dBz)和海平面气压(黑色实线，hPa)，(b) 经过(a)图中紫色剖线的垂直环流(青色矢线)、反射率因子(填色区，dBz)及比湿(紫色虚线，10 −3 g/kg)垂直剖面，红色和蓝色椭圆处分别为尾流低压和雷暴高压位置，黄色箭头表示中层入流，棕色和蓝色箭头表示上升和下沉气流) 4.2. 对流层中层涡度偶 图6为积分9 h 500 hPa涡度、垂直速度和流线。沿着飑线，前部为正涡度带，正涡度带后部为一条负涡度带。正涡度最强超过2.5 × 10 −3 s −1 ，负涡度最强超过−3 × 10 −3 s −1 。并且强的正负涡度中心大致呈现成对出现的结构(涡度偶结构)。把图6(a)图中红色方框处放大，如图6(b)所示。从图中可以看出，对于该处局部的对流区，北侧为负涡度，南侧为正涡度，正负涡度区之间为上升运动区，上升运动最强超过11 m/s。由于对流的存在，500 hPa西北风气流出现明显扰动，北侧产生反气旋性弯曲，南侧产生气旋性弯曲。 图6. 积分9 h 500 hPa涡度(填色区，10 −3 s −1 )、垂直速度(黑色实线，正值为上升运动，m/s)和流线(绿色矢线)，(b)图为(a)图中红色方框中的放大图 对于涡度偶产生的原因，一种解释是：在有较强的垂直风切变环境中发展起来的风暴，从低层流入风暴的暖湿空气，它的流向与环境风方向相反，当热力上升气流与迎面的环境相对风相遇时，在风暴的中层便有双涡产生，即气流绕过风暴南边有利于造成气旋性旋转，气流绕过风暴北边有利于造成反气旋性旋转。在风暴中层发展起来的双涡，其旋转的方向有助于把环境气流阻塞住，而低层气流由于同环境相对风的方向相反，双涡之间便将吸入更多的空气，能很有效地维持风暴内部的高速上升气流，从而风暴能维持而不受环境风的干扰。 然而，通过绕流产生的曲率涡度实际上很难达到飑线中层涡度那么大的量级，应该有其它的因素使涡度得到增强。这里采用涡度方程，对涡度的收支进行诊断分析 [ 22 ] 。 当 f D S L ≪ 1 (D、L分别为上升运动的垂直和水平尺度，S为垂直风切变的强度尺度)时，由科氏力作用引起的垂直涡度变化和倾斜项引起的垂直涡度变化相比是比较小的。因为在强对流环境里， f D S L ~ 0.01 ， 因此可以忽略科氏力项的影响；斜压项对垂直涡度的直接影响也比较小，如果考虑Boussinesq近似，斜压项为零(斜压项可以通过生成水平涡度，再通过倾斜项的作用间接影响垂直涡度)。这里，不考虑科氏力和斜压对垂直涡度的影响，涡度方程为： ∂ ζ ∂ t = − V ⋅ ∇ ζ + ω ⋅ ∇ w = − u ∂ ζ ∂ x − v ∂ ζ ∂ y − w ∂ ζ ∂ z + ξ ∂ w ∂ x + η ∂ w ∂ y + ζ ∂ w ∂ z = − u ∂ ζ ∂ x − v ∂ ζ ∂ y − w ∂ ζ ∂ z + ( ∂ w ∂ y − ∂ v ∂ z ) ∂ w ∂ x + ( ∂ u ∂ z − ∂ w ∂ x ) ∂ w ∂ y + ( ∂ v ∂ x − ∂ u ∂ y ) ∂ w ∂ z (1) 其中，ω为涡度矢量，ζ为涡度垂直分量，η、ξ为涡度水平分量，其它为常用物理量。上式右边前三项为平流项，第四、五项为倾斜项，第六项为拉伸项。 对垂直涡度方程进行线性化。令 u = u ¯ ( z ) + u ′ ， v = v ¯ ( z ) + v ′ ， w = w ′ ， ζ = ζ ′ ，代入(1)式并忽略扰动对垂直涡度的作用，得： ∂ ζ ′ ∂ t = − u ¯ ∂ ζ ′ ∂ x − v ¯ ∂ ζ ′ ∂ y + ∂ u ¯ ∂ z ∂ w ′ ∂ y − ∂ v ¯ ∂ z ∂ w ′ ∂ x = − V ¯ ⋅ ∇ ζ ′ + S × ∇ w ′ ⋅ k (2) 其中， S = ∂ V ¯ ∂ z 为平均风垂直切变或者环境风垂直切变。由(2)式可见，涡度的变化由右边第一项涡度平流 项和第二项倾斜项构成，因为平流项只是影响涡度的再分布，不会生成涡度，因此涡度的源项主要为倾斜项。倾斜项的大小取决于垂直风切变的大小和垂直速度的水平梯度。在图6(b)中，该对流区域，500 hPa西偏北风风速大，往低层风速逐渐小，垂直风切变产生指向偏北的水平涡度，在上升运动中心南侧，垂直速度往北加大，因此水平涡管北侧向上倾斜形成正的垂直涡度；在上升运动中心北侧，垂直速度往南加大，因此水平涡管南侧向上倾斜形成负的垂直涡度。倾斜项的作用可以用图7来表示。图7(a)、图7(b)分别表示涡管倾斜前后的状态，图7(c)为根据式(2)中倾斜项在对流区产生的垂直涡度。由图可见，正(负)涡度分别产生于上升运动南(北)侧垂直速度梯度大值区，可以解释图6(b)中涡度偶产生的原因。 图7. 涡管倾斜示意图（图中绿色细箭头为环境风V，红色箭头为上升运动，绿色涡管上的细箭头代表涡管旋转方向） 4.3. 冷池和飑线自激发展机制 图8为积分9 h经过图5(a)中剖线的垂直环流和θ垂直剖面图。由图可以看出位温随高度升高，在120˚E附近低层下沉气流处有一冷中心，位温低于295 K，即为雷暴高压中的冷池，其上空600 hPa ~ 500 hPa上升运动区等位温线向下弯曲，温度相对周围较高，为凝结潜热释放的结果。 图8. 积分9 h沿图5(a)中紫色剖线的垂直环流和θ (K)垂直剖面图 700 hPa以下低层，冷池中下沉气流向前后流出，因下沉出流风速大，冲击前方和后方的空气，辐合产生上升运动，前方和后方的上升运动在120.1˚E、119.6˚E附近，这两处形成新的水平涡度，如图9所示。前方(后方)的垂直环流分别形成不同方向的水平涡度。冷池后部由于冷空气造成的环流与环境风场的环流方向相反，导致上升运动减弱，飑线后部雷暴消亡；而冷池前部由于环境水风速随高度增大产生的环流和冷池产生的垂直环流方向一致，两环流迭加造成低层新的上升运动，飑线向前自激发展。该理论即为Rotunno等提出的冷池和垂直风切变相互作用导致飑线移动方向前方新生单体的理论(即RKW理论) [ 23 ] 。 图9. 冷池和垂直风切变相互作用示意图(绿色箭头为环境风的垂直分布，红色圆圈为冷池产生的环流，蓝色圆圈为环境风垂直切变产生的环流)