文摘
许多研究显示青藏高原低压系统的可能的向东运动在夏天,表示这个过程的增强效果在四川盆地西南涡,从而引起强烈的对流降水和洪水在中国。在这项研究中,西南涡暴雨过程的数值模拟。结果表明,低压系统起源于青藏高原影响西南涡主要在中间水平,导致西南涡的强度增加(SWV),和作为一个连接之间的正涡度中心在上下两层。微云结构,云的垂直上升气流集群嵌入SWV增加低压系统的高原到达四川盆地。蒸汽和液体云水低水平向上运输,根据冰云在上层和温暖的云在低水平与冰晶的生长创造有利条件。随着冰晶长大,雪和霰粒子形式,大大提升了降水。这种效应导致的快速发展SWV暴雨云和降水的发生。除了高原涡的影响,随后合并的对流云团是暴雨的另一个重要因素,因为它也会导致对流云团的发展,造成强降雨。
1。介绍
西南涡(SWV)的一个主要在中国影响降水的天气系统;早期的研究可以追溯到1940年代。SWV可以引发或加剧的低压系统移动高原与四川盆地(合适的气候条件1]。发现eastward-moving高原涡和垂直SWV耦合发展SWV [2]。这个垂直互连力量上升气流速度在云的强化,导致SWV[的增长3]。结合有利的大气水汽条件时,SWV容易引发一系列的中尺度对流活动,影响中国东部的大面积降雨过程,导致洪水和严重的经济损失1,4- - - - - -21]。
的向东运动的影响对流云层低压高原系统嵌入在SWV,伴随着释放潜热与云物理学重要的开发和向东转移SWV [22- - - - - -25),尤其是发展的正涡度在low-mid层的极端降水的发生(26- - - - - -28]。虽然地形动力学只形成一个浅SWV,云物理学和陪同SWV[潜热释放引起足够的发展4,29日]。
基于现有的研究成果,低压高原的向东运动系统可能几个SWV,导致暴雨的发生。在这个过程中,微观物理学的进程影响的发展和演化的动态和热力学结构对流系统和微-中尺度天气系统。因此,研究eastward-moving低压高原之间的交互系统和SWV尤其是宏观和微进化的对流云团在这个过程具有重要意义理解由于SWV暴雨背后的物理机制。
2。案例和模型描述
2015年从6月27日到28日,四川东北部的部分地区遭受大规模与雷电暴雨,在一些地区短期强劲的阵风。一些城镇和乡村收到降水量超过100毫米,最大达到247毫米。这强烈的降雨严重影响了四川东北部;许多城镇和乡村被淹没,许多公路被毁,近20000人被疏散。山体滑坡和其他灾害由于大雨也威胁居民的安全,造成巨大的经济损失。
在这项研究中,WRFV3.4模型被用来进行数值模拟。开始和结束时间的仿真是UTC 6月27日06:00时UTC 06:00时6月28日2015年。双层,two-way-nested计划集中在33.4°N和99.7°E采用(图1)。第一层(D01)包括450×390横向网格点9公里的间距,和第二层(D02)包含646×550点3公里距离。地形信息是2米,30年代全球数据来自美国地质调查局(USGS)。边界条件施加在粗网格细网格。使用下面的参数化:RRTM(快速辐射传输模型)长波辐射(30.[],Dudhia短波辐射31日),修改后的MM5中尺度模式(5)Monin-Obukhov表层计划(32],诺亚地表模型[33延世大学),和YSU(计划)行星边界层(34),Grell-Devenyi合奏积云计划(35只有D01]采用。的Milbrandt-Yau double-moment第七班计划(36,37被选为微观物理学参数化。
图2显示了24小时累积降水量从UTC 6月27日06:00时UTC 06:00时6月28日2015年,图2 (a)的观察记录和仿真结果图2 (b)。比较表明,模拟降水区域主要伴随着观察,特别是在地区的暴雨。模拟降雨最大降水对应的位置和数量的观察:观察到的降水中心是在32.01°N和105.46°E,而模拟中心是在32.15°N和105.31°E。基本上,在地面模拟降雨同意与四川盆地东北部的现实。
基于云顶温度演化(图3),有几个对流云团的礼物在6月27日12:00 UTC, 07:00从青海到青海/四川西部边境。随着对流云团在青海西部继续向东移动,云在青海/四川南部边境继续成长和转变。在12:00 UTC,后者开始加强对流云团在四川西部南下到32°N,也就是说,到达四川东部的对流云团的纬度。14:00 UTC,对流云团在四川西部向东移动,减弱,而在东方保持增长。通过UTC 17:00时,对流云团在四川西部消失,在东方的显著增长,发展成一个深对流系统,以及SWV。这种发展和加强对流云团的SWV伴随着对流高原的向东运动系统。
3所示。数值模拟结果
3.1。模拟对流高原向东流动的云的特征
图4显示了模拟的云顶温度从6月27日至28日,2015年。与satellite-observed云顶温度相比,可以看出仿真繁殖的分布及演化特征青海西部对流云团,南下,云在青海东部,四川东部和加强对流云。
3.2。模拟青藏高原向东流动的漩涡
有一个大面积的正涡度生成下坡时高原东部和四川盆地北部在UTC时间07:00附近的103°E(图5)。在此期间,一个强大的正涡度形式在青海西部,使东移动。10点UTC,这正涡度变化东∼103°E和符合当地的正涡度。后者加强和移动∼104°E。随后,四川盆地的涡度中心继续向东伴随着青藏高原向东流动的漩涡和下游的正涡度的重要力量增强。UTC, 14时许一个强烈的正涡度中心∼106°E形式,加强与时间和生长在范围内。通过UTC 16:00时,四川盆地北部的正涡度区进一步延伸,达到更强的涡度中心。此后,仍然高原涡东移;然而,增强SWV逐渐减少。
涡度的垂直分布(图6)显示在较高层和较低层正涡度区上方的四川盆地的早期阶段,在10 - 14公里,与上层的较下层低于6公里。11:00 UTC,有几个正涡度中心在高原位于8∼10公里,与正涡度中心有一个eastward-moving趋势。在沿着斜坡东部的高原向东转移,垂直涡度增加的高度减少的范围;然而,仍然没有积极围绕在四川地区8∼10公里。13:00-13:30期间,东部高原涡的影响下,积极的漩涡中心出现在8∼10公里的四川盆地和随着时间的推移愈演愈烈。14:00 UTC,高原涡连接上下正涡度中心的四川盆地。对流云中上升气流速度增加迅速,和云的垂直程度显著增厚。于14:30 UTC,上升气流速度与正涡度的厚度进一步加强区域和对流云层垂直扩展。在此期间,积极的涡度仍然高于高原向东移动,满足下游对流云团于下午15:30 UTC,与最初的垂直厚度浅涡度中心位于∼106°E增加和加强内部的上升气流。下午15:30 UTC后,向东转移高原上空的漩涡逐渐减少。
从相对湿度(图的垂直分布7),可以发现,在早期阶段,其下层6公里,而潮湿。湿层与相对湿度80 - 90%存在于8 - 12公里高的高原,这是积极的涡度相关的高原在这个高度。在这个时候,有一个中心的60 - 70%湿度位于四川盆地12到16公里以上,这对应于正涡度中心在这个水平。从11点到下午两点UTC,高原上的相对湿度显示了一个可观测转向东部四川。受到的向东运动高原涡的影响,四川西部的上层湿层逐渐加深,也就是上下云团和对流加强联系。同时,高相对湿度在中间水平倾向于扩大东部。新中心的高相对湿度发生在东部106°E UTC 15后,达到12公里的高度。新的对流细胞也在这个位置随着时间的推移和发展。
先前的分析表明,上下正涡度中心在四川东部11点至13:00 UTC是没有关系的。在此期间,上升气流非常薄弱和云液态水存在只有0°C以下等温线(∼6公里),用少量的冰在高海拔(图8)。最大的云液体,下午一点冰水内容UTC是1.6和0.6克/公斤,分别。13:00-13:30期间,伴随着激烈的涡量和相对湿度的增加约105.5°E,云在这一领域的发展在更深的程度上,云液水显然是向上运输。在UTC,夏令时间较高层和较低层正涡度的地区,与云的垂直厚度的增加和上升气流的加强,运输大量的云液态水,达到12公里。这个巨大的上升运动的过冷云水增加冰云的数量。现在,液体和冰水的最大混合比达到2.0和1.5 g / kg,分别。随着液体过冷云水变成冰在更高的高度,液相粒子增强的形成。三点UTC,过冷的中心云液态水∼8公里,最大含水量升高达到2.1克/公斤。最大的冰水含量也增加到1.5克/公斤。此时,正涡度的继续向东运动加强对流云团下游8公里。 From 15:00 to 15:30 UTC, the liquid and ice water contents of the former convective clouds significantly decrease, while those of the latter increase. After 15:30, the influence of the upstream positive vortex decreases, and the mixing ratio of cloud droplets and ice crystals decreases gradually.
图9显示了垂直分布的雨雪水含量在32.1°N。上方的云层中几乎没有雨雪高原东部和四川盆地早期的时期。通过13:30 UTC,高原涡的出勤率,云和雨和雪的上升气流含水量增加。向上的速度继续增加的强度。在积雪分布UTC(周日)下降到0°C等温线和雪含水量的中心高度也减少。于下午15:30 UTC,对流云团的雪含水量增加而继续向东转移8∼10公里,周围的高原涡中心高度上升。
霰粒子出现后对其他液相粒子(13:30 UTC;图10)。14时许UTC,霰含水量增加而上升气流的强度,三点到达5克/公斤UTC。通过下午15:30 UTC,霰向上发展与中心16公里升入∼10公里。霰粒子也开始出现在后面的对流云团,和混合比达到5克/公斤。后下午15:30 UTC,对流云团的霰含水量减少,21:00周围有显著增加,这是本地云系统的发展。
3.3。对流云合并分析
高原涡的影响后,四川盆地的暴雨云减弱,对流云团持续发展。6月27日21:00 UTC对流云团在降水加强中心(图11),这增强了下面的地面降水。这个云集群转变。新对流单元B (31.9°N, 105.7°E)的右下方出现,发展,和北移动。UTC, 21:30集群开始与B合并;削弱和加强。上面的降雨量减少降水中心B东移。22:00 UTC,云一般发展成消散阶段和B继续增长。在22:30 UTC,两个集群完全合并;之后,新的集群不断移动的东部和合并其他新的集群,为东部地区带来暴雨。这种强烈的降雨在四川东北部因此发生在两个阶段:降水云的发展伴随着向东迁移的高原对流云和云计算集群的发展由于对流云团在降雨地区的合并。
4所示。结论和讨论
(1)区域研究和案例中,青藏高原的涡系统显示向东运动,这是最突出的漩涡在中间层在高原之上。当高原涡东移到四川盆地,SWV垂直厚度的增加和正涡度中心上下层次连接。与此同时,云计算厚度和强度增加。结果表明,云的集约化和深度开发集群在四川盆地明显伴随着的向东运动起源于青藏高原低压系统。(2)的向东运动高原涡和SWV伴随着宏观和微观物理学的结构的变化的云。较高层和较低层云合并,过冷云水突破原本干燥的空气层,向上,激活分子晶体的生长在云包括雪和冰晶体的变换的雪霰,提供条件降水的发生和进一步发展对流云系的四川盆地。(3)中间层次的正涡度中心延伸下游影响发展新生的对流云团细胞。这些新细胞的上升气流增加,加速了云降水粒子的形成和生长。当高原涡的影响消退,对流云团在本地维护其增长相当一段时间和与新对流云团合并,提高上升气流速度和云进化。
的利益冲突
作者宣称没有利益冲突。
确认
这项研究得到了国家自然科学基金(41375137,41375137,41505121);开放的重点实验室资助气象灾害教育部、中国(KLME1205);和科学技术基金会中国国家电网公司(1704 - 00203)。