沈阳地区强对流天气潜势预报环境参数特征分析

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1、沈阳地区强对流天气潜势预报环境参数特征分析李崇;吉曹翔;夏传栋;张治;李典;孟鹏;班伟龙;梁红【摘要】Based on conventional radiosonde observations and analysis data of Weather Research and Forecast (WRF)model,the climatic background characteristics,evolutional feature and diurnal variation of severe convective weather in Shenyang from 2005 to 2014

2、were investigated.Severe convective weather was classified into four types,including hailstorm,thunderstorm and strong wind (17. 2 ms-1 ),short-time strong rainfall 020 mmh-1 ), and the mixture of all.The function of the radiosonde data in the potential forecast of severe convective weather was anal

3、yzed,particularly that at 14:00 (02:00)in the short-term potential forecast of severe convective weather in Shenyang.The results show that the short-time strong rainfall among severe convective weather types occur mostly in Shenyang from 2005 to 2014,followed by thunderstorm and strong wind,and hail

4、 ranks the last.Severe convective weather mostly occurs in the afternoon towards the evening.Analysis of profiles of air temperature and humidity in T-LogP diagrams indicates that the shorttime strong rainfall events usually accompany with significant moisture area in the middle and lower atmosphere

5、,which are very different from those of thunderstorm,strong wind and the hailstorm.The latter three types show a dry layer in the middle atmosphere from the most of T-LogP diagrams.The heights of layers of 0 Cand -20 Cfor hail are obviously lower than those of the other convective weather types.Temp

6、erature difference between 700 hPa and 500 hPa (T700 -T500 )and that between 850 hPa and 500 hPa (T850 -T500 )of hail weather are significantly larger than those of short-time strong rainfall,thunderstorm and strong wind,and the value of T850 -T500 has better referential meaning.The mean value of Sh

7、owalter index (SI)for the four types of severe convective weather is positive,which means that SI has no meanings.The K-in-dex value of shorttime strong rainfall weather is significantly greater than that of hail weather,and the convective available potential energy (CAPE)of thunderstorm and strong

8、wind is significantly smaller than that of the other types.The predicted T-LogP diagram from the WRF model has a certain reference for the forecast of severe con-vective weather in Shenyang.%利用常规探空观测和WRF分析场等资料，分析了 20052014年沈 阳地区强对流天气的气候背景特征、演变规律及日变化特征等，将强对流天气划分 为冰雹、雷暴大风(“7.2 ms-1)、短时强降水(A20 mmh- 1 )

9、和混合型4 种类型；并分析探空资料在强对流天气潜势预报中的作用，着重探讨14时( 02 时)探空资料对沈阳地区强对流天气短时临近潜势预报的作用。结果表明： 20052014年沈阳地区4种强对流天气中，以短时强降水天气发生次数最多， 其次为雷暴大风天气，冰雹天气的发生次数最少，多数强对流天气发生在午后至傍 晚。由合成T-LogP图的温湿廓线可知，沈阳地区短时强降水天气发生时中低层存 在显著湿区，与雷暴大风和冰雹为主的强对流天气温湿廓线明显不同，多数合成 T-LogP图的显著特点为中层大气干燥。冰雹型强对流天气的0C层和-20工层高 度明显低于其他强对流天气类型的高度；冰雹型强对流天气T700 -

10、 T500和T850-T500显著大于短时强降水型及雷暴大风型强对流天气，且T850 - T500的指示 意义更好；4种强对流天气类型平均SI均出现了正值，说明SI失去了不稳定性的 指示意义；短时强降水天气的K指数明显高于冰雹天气；雷暴大风天气发生时对 流有效位能明显小于其他强对流天气类型。可见，WRF中尺度模式中的T-LogP 预报图对沈阳地区强对流天气的预报具有一定的指导意义。期刊名称】气象与环境学报年(卷),期】2016(032)006【总页数】9页(P43-51)【关键词】强对流天气;临近潜势预报;环境参数;T-LogP图;WRF中尺度模式【作 者】 李崇;吉曹翔;夏传栋;张治;李典;

11、孟鹏;班伟龙;梁红【作者单位】 沈阳市气象局，辽宁 沈阳 110168;沈阳市气象局，辽宁 沈阳 110168;沈阳市气象局，辽宁沈阳 110168;沈阳市气象局，辽宁 沈阳 110168;沈 阳市气象局，辽宁 沈阳 110168;沈阳市气象局，辽宁 沈阳 110168;沈阳市气象局， 辽宁 沈阳 110168;沈阳市气象局，辽宁 沈阳 110168【正文语种】 中 文【中图分类】 P457.6李崇，吉曹翔，夏传栋，等沈阳地区强对流天气潜势预报环境参数特征分析J 气象与环境学报，2016,32 ( 6 ):43 - 51.LIChong，JICao-xiang，XIA Chuan-dong，e

12、talAnalysis of environmental parameters in potential forecastof severe convectiveweather in ShenyangJ. Journal of Meteorology and Environment , 2016 ,32 ( 6 ):43 - 51. 强对流天气通常是指落到地面上直径超过2 cm的冰雹、除水龙卷外的任何龙卷、 瞬时风速为17.0 ms- 1以上的(非龙卷)直线性雷暴大风及导致暴洪的对流性暴雨，具有尺度小、持续时间短、局地性强和灾害严重等特点13。强对流天气的强度和落区预报较困难，致灾程度难以预料

13、45。沈阳地区是强对流 天气的多发地区6，据统计，2013 年汛期沈阳地区共发生了 6 次强对流天气， 为近年来少见，同时也验证了在全球气候变暖的大背景下极端气候天气事件不断增 多的事实。探空资料是强对流天气预报不可缺少的参考资料之一78。目前，中国绝大 多数探空站每日施放两次探空气球，可获得北京时间08时和20时气象要素的垂 直分布。产生强对流天气的系统时空尺度较小，有相当一部分冰雹、雷暴大风及局 地强降水等高影响天气的生消发生在两次探空观测之间。强对流天气发生时探空资 料的缺乏增加了预报难度，也是制约预报水平进一步提高的因素之一，因此需在常 规气象观测站探空资料的基础上进行探空构建和订正9

14、12。本文选取20052014年沈阳地区强对流天气个例进行分析，归纳探空T-Log P图的显著特征和对流参数阈值，以期为沈阳地区强对流天气短时临近潜势预报提供1.1 资料来源本文短时强降水天气是指某观测站出现逐时降水量20 mm的天气过程，且观测 站未出现17.2 ms- 1的大风或未观测到冰雹天气现象；雷暴大风天气是指某观 测站出现风速17.2 ms- 1的大风并伴有雷电天气，且观测站未出现短时强降水 或冰雹天气；冰雹天气是指某观测站观测到冰雹天气现象，且观测站未出现短时强 降水或17.2ms- 1的大风及雷电天气。基于20052014年沈阳观象台探空站每日08时和20时探空数据及每日订正后

15、 的14时和02时探空数据，选取与强对流天气发生前最接近时刻的探空资料进行 分析；同时，选取20052014年沈阳地区241次强对流天气过程的探空观测资 料进行分析。1.2 研究方法根据强对流天气类型，将选取的强对流天气个例划分为冰雹、雷暴大风（“7.2 ms-1）、短时强降水（A20 mmh- 1 ）和混合型4种类型，对各种强对流天气 类型的探空数据分别进行平均，得到每种强对流天气类型的平均温湿廓线特征并进 行分析；同时对每种强对流天气类型的各环境参数进行分析，得到其统计特征。2.1 强对流天气发生规律 由20052014年沈阳各县区地面观测资料统计可知，沈阳地区（浑南（54342）、康平（

16、54244）、法库（54245）、新民（54333）、辽中 （54332）、沈北（54248）、苏家屯（54340）共发生 241 站次强对流天气， 其中短时强降水为143站次，雷暴大风为62站次，冰雹为36站次。 由图1可知，20052014年沈阳地区短时强降水、雷暴大风和冰雹3种强对流 天气类型中，以短时强降水天气发生次数最多，且主要集中出现在78月；其次 为雷暴大风天气，最晚在 11 月也可出现；冰雹天气发生次数最少，6 月出现最多。2.1.1 短时强降水天气日变化 由20052014年沈阳地区各气象站短时强降水天气发生次数的日变化可知（图2），短时强降水集中出现在1722时，沈阳北部（

17、康平、法库）地区在07 12时发生短时强降水天气的概率较小，其他地区短时强降水天气发生次数的日变 化不明显。2.1.2 雷暴大风天气日变化由图 3 可见，20052014 年沈阳地区雷暴大风天气白天发生次数明显多于夜间， 并集中出现在1417时，白天尤其是上午0811 时雷暴大风天气发生次数最少。2.1.3 冰雹天气日变化20052014年沈阳地区各气象站共出现冰雹天气36站次，白天冰雹天气发生次 数明显多于夜间，冰雹天气集中出现在1417时， 16时冰雹天气的发生次数最 多（图4和图5）。 综上所述，20052014年沈阳地区强对流天气多发生在午后至傍晚（1420 时），尤其是60以上的雷暴

18、大风天气和70以上的冰雹天气均发生在此时段。 因此，如临近探空资料对强对流天气的发生具有较好的指示意义，增加14时探空 观测有利于提高强对流天气潜势预报的水平。2.2 当日08时和14时探空对流参数对比 临近加密探空观测可更好地反映强对流天气发生时大气的状况，但其对改进强对流 天气潜势预报的作用需进一步研究，本文利用常规观测当日08时的探空资料和订 正后的14时探空资料，以午后至傍晚期间发生最多的冰雹天气为例，对比了08 时和14时强对流天气预报及对流参数的差异。通过交互探空，修订抬升点的气压、气温及露点，在假设其他层次资料与08时基 本相同的情况下，与抬升相关的物理量将出现明显变化，由表1可

19、知，20052014年沈阳地区12个冰雹天气个例中14时的对流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE ）较08时均有不同程度的增加，且由于地面 气温随季节的变化，CAPE增加值存在明显的差异，表明CAPE对地面抬升点的气 温高度敏感，14时的CAPE对即将发生的冰雹天气指示意义较大。另外，在对流 抑制能量（Convective Inhibition，CIN ）较小且CAPE较大的环境中，对流发生 概率较大。在沈阳地区12个冰雹个例中，有5 d在08时均存在不同厚度的稳定 层；但14时的临近探空资料表明，12个冰雹天气个例的CIN在对流天气

20、出现前 均减小为0.0 Jkg- 1。Crook和Moncrieff 8 研究指出，当CIN降低至0.0 J.kg -1时，深厚湿对流将沿辐合线发展。尽管Ziegler和Rasmussen 9 研究 发现CIN降低至0.0 Jkg- 1并不是深厚湿对流发生的充分条件，但同时也指出在 对流发生前对流抑制能量降低到一个较低的水平（小于20.0 Jkg- 1）是非常必要 的。因此，本文冰雹天气个例CIN的变化可认为是强对流天气即将发生的指示。 如2005年6月21日沈阳地区冰雹个例08时的CIN达283.5 Jkg- 1,如没有 足够强的抬升机制，在强对流抑制下，上升运动或对流较难发生发展；而订正探

21、空 资料后，14时的CIN减小至0.0 Jkg- 1,此时几乎不需要触发力即可使对流发 生。可见，订正后14时探空资料的对流参数对沈阳地区冰雹天气的潜势预报具有 一定的指示作用。2.3同类型强对流天气探空T-LogP图特征2.3.1 温湿廓线 本文选取08（20）时常规探空数据和14（20）时订正后的探空数据,考虑强对 流天气的潜势预报,选取的资料均为各类型强对流天气发生前临近时次的探空数据。 对选取的探空数据进行分类平均,得到20052014年沈阳地区短时强降水型、 雷暴大风型、冰雹型、混合型（冰雹短时强降水型、冰雹雷暴大风型、雷暴 大风一短时强降水型）等6种类型强对流天气的合成T-Log

22、P图，由图6可见， 短时强降水型强对流天气发生时低层1000850 hPa存在相对湿度80%的显著 湿区（图6a）,雷暴大风一短时强水型强对流天气（图6d ）的湿层位于1000 925 hPa，而冰雹一短时强降水型强对流天气的湿层位于925850 hPa （图 6f）;雷暴大风型强对流天气发生时（图6b、图6d和图6e ），对流层中层存在 明显的干层,大气层结曲线和露点曲线的下部紧靠、上部分离,呈“漏斗”状,为 典型上干下湿的大气层结；整个大气层水汽分布不均（图6e）,低层尤其是850 hPa以下非常湿润，而500 hPa以上相对湿度急剧减小，同时不稳定能量也比纯 冰雹型强对流天气大（图6c）

23、。由冰雹型（图6c ）和冰雹一短时强降水型（图6f） 强对流天气的合成T-Log P图可见，整个大气层结为下层较湿、中上层干燥的不 稳定层结,冰雹一短时强降水型强对流天气尤其明显。由图 6e 和图 6f 对比可见, 伴有雷暴大风的冰雹型强对流天气在500 hPa以上更干，且干层可伸展至200 hPa ;另外，纯雷暴大风型强对流天气具有较大的对流抑制能量（图6b）。由图6可知，沈阳地区大部分强对流天气类型合成T-Log P图的显著特点为中层 大气干燥。一般来说，边界层的水汽充足有利于增强风暴的强度；而边界层以上(2.04.0 km )缺少水汽，则有利于强风暴的维持和增强13-15。由于中 层干燥

24、，风暴发生后可造成干燥的空气夹卷进雷暴内降水下降触发的下沉气流，导 致降水质点蒸发增强，下沉气流因雨水蒸发而冷却，使下沉气流和雷暴外流边界(阵风锋)增强。一方面易引起灾害性大风天气，另一方面强雷暴的外流边界更易 在其前沿不断触发新的雷暴，新的雷暴成长后代替衰弱的旧雷暴，再次产生强外流 边界而进一步触发新的雷暴，使雷暴群整体更有组织性和更长的生命史，有利于冰 雹天气的产生16-19。2.3.2 关键环境参数 表2为20052014年沈阳地区强对流天气关键环境背景参数的平均值，由表可 见，冰雹型强对流天气的0C层和-20工层高度明显低于其他强对流天气类型， 考虑冰雹天气的形成机制，“0C层高度不能

25、太高”是冰雹天气发生的有利条件之 一；雷暴大风型强对流天气发生时的平衡高度较高；短时强降水型强对流天气的地 面露点和1.5 km露点温度最高，而冰雹型强对流型天气的地面露点和1.5 km露 点温度最低；冰雹型强对流天气的1.5 km温度露点差明显高于其他强对流天气类 型，说明冰雹天气的发生对低层饱和度的要求较低。2.3.3 静力稳定度 雷暴或深厚湿对流产生的三要素包括静力不稳定、水汽和抬升触发20-21。 大气静力稳定性包括绝对稳定、条件性不稳定及绝对不稳定，而雷暴天气主要发生 在大气中的部分气层，处于条件不稳定的条件下 5 - 6 。在预报中，常用700 hPa与500 hPa或850 hP

26、a与500 hPa之间的温差表示大气中下层温度的直减 率，代表静力稳定度。表3为20052014年沈阳地区各类型强对流天气700 hPa与500 hPa或850 hPa与500 hPa之间温差的平均值，由表可见，冰雹型 强对流天气的T700 - T500和T850 - T500显著大于短时强降水型及雷暴大风型 强对流天气，说明冰雹天气发生需较大的条件性不稳定度；且冰雹天气伴随雷暴大 风等其他强对流天气同时出现时，所需的条件性不稳定能量更大。但与T850 - T500相比，各类型强对流天气T700 - T500的差异较小，可能是由于观测误差和 计算误差等造成的，说明T850 - T500更具有指

27、示意义，可为强对流天气预报提 供参考。沙氏指数（Showalter Index ,SI）vO表示大气不稳定，易产生对流，且SI负值 越大表示大气越不稳定，对流越强5-6。表3中20052014年沈阳地区4 种强对流天气类型SI的平均值均出现了正值，表明SI失去了大气不稳定性的指示 意义，主要是由于其定义的起始高度为850 hPa，上层为500 hPa ;般情况下， 500 hPa在自由对流高度之上，上下层高度固定，具有局限性，而气块真实的抬 升位置不一定在850 hPa，造成SI失去了代表性；另外，如850 hPa和500 hPa 之间存在锋面或逆温层，也使SI无意义。但也可以认为，更强的风暴

28、（如冰雹） 发生前，大气层结是相对更稳定的，大气的湍流运动更小，阻碍了大气能量的垂直 交换，不仅有利于不稳定能量的贮存，且逆温层的高度可达到850 hPa以上，在 一定条件下，一旦不稳定能量得到释放，将触发更强的对流天气。K指数（K Index ）是综合反映中低层垂直降温、低层露点及温度露点差的物理量， 即通过温度直减率、低层水汽条件及中层饱和程度反映大气的层结稳定情况，K指 数越大，层结越不稳定5 - 6。表3中20052014年沈阳地区短时强降水天 气的K指数明显高于冰雹天气，说明K指数较大，即当高层冷、低层暖、中低层 湿度大且中层越饱和时更易发生短时强降水天气，有利于出现冰雹天气。2.3

29、.4 CAPE和垂直风切变 雷暴生成的两个要素静力不稳定和水汽可结合形成各种对流指数。物理意义最清晰 的判断雷暴潜势参量的重要参数为CAPE 5。CAPE是指在浮力作用下，对单 位质量的气块从自由对流高度到平衡高度所做的功5。CAPE是一种浮力能， 可转化为对流上升运动动能的能量，从几何意义上说，这种浮力能量相当于T- Log P图上的正面积5。由表4可知，雷暴大风天气发生时的CAPE明显小于 其他强对流天气类型，其原因主要是由于CAPE的大小与空气湿度有关，湿度越 大，CAPE越大，越有利于对流的发展；而雷暴大风天气发生时，需中层干冷的层 结条件，湿度较小，且由雷暴大风天气的发生规律可知，

30、56月雷暴大风天气发 生较频繁，甚至11月也可发生雷暴大风天气，而56月和11月沈阳地区的气 温一般较78月低，也是造成CAPE较小的原因之一。除了 CAPE外，垂直风切变（即风随高度的变化）对雷暴的组织化和强度也非常 关键，在切变环境下可使上升运动倾斜，使上升气流形成的降水质点可脱离上升气 流，而不会因拖曳作用减弱上升气流的浮力；较强的垂直风切变可增强中层干空气 的吸入，加强风暴中的下沉气流和低层冷空气的外流，通过强迫抬升使流入的暖湿 气流更强烈地上升，从而加强对流，因此CAPE和垂直风切变是估计未来雷暴发 生潜势、形态、强弱及组织程度的关键参数2123。由20052014年沈阳 地区不同类

31、型强对流天气的垂直风切变可知（表4 ） ，沈阳地区短时强降水和冰雹 天气的垂直风切变较弱，雷暴大风天气发生需强垂直风切变。2.4 中尺度模式预报产品应用中尺度模式 WRF （ Weather Research and Forecasting Model）物理量诊断产 品中每日08时制作未来84 h逐3 h的T-Log P图。2014年5月21日1418 时沈阳地区出现强对流天气，此次强对流天气以冰雹和短时强降水为主，全市7 个市县（区）中有 4 个（康平、法库、沈北、东陵）市区（县）出现了冰雹天气， 各地冰雹直径最大达3 cm左右。由温湿廓线可见（图7a）,21日08时1000 925 hPa

32、存在明显的逆温层，低空逆温层是不稳定能量的贮存机制，当高空冷空 气入侵，破坏低层的能量贮存机制，有利于触发强对流天气产生；中低层湿度较大， 中层存在明显的相对湿度骤减区，即干层低层较湿、中层干燥的不稳定层结有利于 风暴的维持和增强。由图8a与图7a对比可知，WRF分析场资料基本反映了沈阳 站的探空实况，1420时WRF预报图（图8b和图8c ）中，冰雹天气发生前和 发生时温度层结曲线显示逆温层消失，露点层结曲线显示干冷空气从中高层入侵再 动量下传至地面的整个过程。21日20时冰雹天气结束后（图7b和图8d），中 下层较干燥，大气层结较稳定。由WRF预报产品中T-Log P图的应用可见，T- L

33、og P图可初步判断强对流天气的发生时段，对强对流天气的短时及短期预报具有 指导意义。（ 1 ） 20052014年沈阳地区短时强降水、雷暴大风及冰雹3种强对流天气中， 以短时强降水天气发生次数最多，且主要集中出现在78月；其次为雷暴大风天 气，最晚在11月也可出现；冰雹天气的发生次数最少，6月出现最多；多数强对 流天气在午后至傍晚发生的概率较高。（2 ）由合成T-Log P图的温湿廓线形态可知，短时强降水天气发生时中低层存在 显著湿区，与雷暴大风、冰雹为主型强对流天气的温湿廓线存在明显区别；且雷暴 大风短时强水型强对流天气与冰雹短时强降水型强对流天气相比，湿层高度 略有差异；多数合成T-Lo

34、g P图的显著特点为中层大气干燥。（3 ）与其他类型强对流天气相比，冰雹型强对流天气的0C层和-20工层高度明 显低于其他类型强对流天气；雷暴大风强对流天气发生时的平衡高度较高；短时强 降水型强对流天气的地面露点和1.5 km露点温度最高，而冰雹型强对流天气的地 面露点和1.5 km露点温度最低；冰雹型强对流天气的1.5 km温度露点差明显高 于其他类型强对流天气。（4 ）冰雹型强对流天气的T700-T500和T850-T500显著大于短时强降水型及雷 暴大风型强对流天气，冰雹伴随雷暴大风等其他强对流天气同时出现时，所需的条 件性不稳定能量更大，且T850-T500的指示意义更好。(5) 4种

35、强对流天气类型SI的平均值均出现了正值，说明SI失去了指示意义， 预报中需针对不同季节及根据天气形势等实际情况而定。但也可认为，更强的风暴(如冰雹)发生前，大气层结相对更稳定，大气的湍流运动更小，阻碍了大气能量 的垂直交换，不仅有利于不稳定能量的贮存，且逆温层的高度可达850 hPa 以上 在一定的条件下，一旦不稳定能量得到释放，将触发更强的对流天气。(6) 短时强降水天气的K指数明显高于冰雹天气，说明K指数较大，即当高层冷、 低层暖、中低层湿度大且中层越饱和时更易发生短时强降水天气，并有利于出现冰 雹天气。雷暴大风天气的CAPE明显小于其他强对流天气类型，短时强降水和冰 雹天气的垂直风切变较

36、弱，雷暴大风天气发生需强垂直风切变。【相关文献】1 俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等多普勒天气雷达原理与业务应用 M 北京：气象出版社 2006 ：116 122 2 俞小鼎，周小刚，王秀明.雷暴与强对流临近天气预报技术进展J.气象学报，2012,70 (3)：311 337 3 孙继松，陶祖钰.强对流天气分析与预报中的若干基本问题J.气象，2012 , 38 (2 ): 164173.4 曲晓波，王建捷，杨晓霞，等.2009年6月淮河中下游三次飑线过程的对比分析J.气 象,2010,36(7):151159.5 朱乾根，林锦瑞，寿绍文，等.天气学原理与方法(4版)M .北京：气象出版社， 2007

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