中国大地形对冻雨天气云微物理过程的影响

姚德贵, 陆正奇, 秦沛, 韩永翔, 刘善峰, 李哲

(1.河南省电力公司电力科学研究院, 郑州 450000; 2.南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心/中国气象局气溶胶-云-降水重点开放实验室, 南京 210044; 3.浙江省气象科学研究所, 杭州 310008; 4.江苏省无锡市环境监测中心, 无锡 214000)

凝冻天气形成的冻雨是中国南方冬季发生最严重的灾害性天气,其雨凇、雾凇和混合凇将引发电线覆冰、道路结冰以及农作物结冰,严重时将给电网运行、交通运输和农业生产等领域造成严重损失。例如,2008年初发生在中国南方持续的冰冻灾害天气,因电线覆冰给电网造成了毁灭性打击,170个县(市)的供电被迫中断,上亿人的生活陷入瘫痪。

凝冻天气的研究最早出现在20世纪20年代,主要是对观测的冻雨、雨夹雪等天气的气象条件进行简单的统计分析[1-2],到了50年代,McQueen等[3]和Wagner[4]结合高空和地面观测资料,开始了冻雨的天气学研究。80年代后,开始从大气环流、层结等方面对冻雨形成的环境条件进行了分析,如认为冻雨日数与气温、相对湿度、风速、亚洲极涡、阻塞高压及西太平洋副高的面积、强度和位置均有显著的相关关系[5-6],其中地面温度、风速、相对湿度和降水强度与冻雨强度的关系更加密切[7-9]。Szeto等[10]通过加拿大和北美五大湖的冻雨分析,认为冻雨的形成与温带气旋所形成的暖锋有关,其后更多的研究则表明无论冷锋、暖锋和静止锋均有可能形成冻雨[11-14],其核心在于锋面将导致高空和近地面分别存在逆温层和次冻层。在此基础上,形成了两种冻雨形成机制:融化机制和过冷暖雨机制。前者要求逆温层的温度必须大于0 ℃(暖层),雪花或冰晶在下落过程中融化为液滴;后者要求云内温度在0～10 ℃,雨滴为暖雨,逆温层和次冻层的温度均小于0 ℃,下落过程中变为过冷雨滴。一般而言,融化机制的冻雨大都发生在平原地区,而过冷暖雨机制的冻雨大都发生在高海拔的山区[15-17]。

地形对冻雨的形成及发生频率密切相关。McCray等[18]分析了1976—2016年美国冻雨的分布后,认为地形对冻雨生成和冻雨发生区域有关键作用,如在美国南部和东南部平原地区,冻雨更多地发生在冷锋之后,而在美国东北部的山区冻雨大多发生在暖锋之前。中国近25年发生冻雨总次数在5次以上的区域主要集中在贵州东部和湖南西部,其余地区只有零星分布[19-20],这一区域恰巧是贯穿东西的云贵(昆明)及华南(南岭)准静止锋摆动的区域。而云贵高原及南岭大地形正是形成准静止锋最核心的原因之一,大地形与准静止锋共同影响冻雨的形成[21]。Deng等[22]利用云贵高原地形的敏感性实验,认为云贵高原抬升使得冻雨带向东南扩展。但是,这些研究主要从大气环流的角度,证明云贵高原及南岭大地形可影响冻雨带的摆动和范围,而缺乏微物理特征的佐证。

现利用天气研究和预报模式(weather research and forecasting model,WRF),对云贵高原大地形进行了敏感性实验,通过其对大气环流、逆温层以及云微物理参量的变化,探究不同地形高度的变化对云微物理参量和冻雨的影响,阐明为什么冻雨高频区出现在贵州东部和湖南西南部的原因。

1.1 冻雨个例

2018年1月24日,北方一股强冷空气南下, 受云贵高原和南岭山脉的阻挡,在25—27日,贵州、湖南、江西、安徽大部地方出现了大范围的冰冻雨雪天气。28日后,冷锋移除中国大陆,大范围的雨雪天气结束。

1.2 资料来源及WRF模式

地面气象观测和探空资料分别来自中国气象局气候中心和探测中心,驱动模式运行的1°×1° 的再分析资料FNL(final reanalysis data)来自美国大气环境预测中心,时间分辨率为6 h。

黑色框内为云贵高原改变地形区域图1 模拟区域设置Fig.1 Map of model domains

WRF模式的模拟区域如图1所示,采用2层嵌套,第一层水平分辨率为9 km×9 km,垂直方向有43层,底层为地面,最高层为50 hPa。下垫面数据使用美国地质调查局(United States Geological Survey,USGS)提供的 2 m和30 s高分辨率地形高程资料及MODIS卫星30 s分辨率的下垫面数据。模拟过程中模式使用的云微物理、边界层、边界层、长、短波辐射、陆面参数化方案分别为:Thompson[23]、YUS(Yonsei University scheme)[24]、RRTM(rapid and accurate radiative transfer model)[25]、Dudhia[26]、Noah[27],冻雨为BTC(Baldwin,Treadon,Contorno)参数化方案[28]。

模拟时间为2018年1月24日00:00—27日00:00时,预留了12 h的spin-up时间以保证模式的稳定性,模拟结果每小时输出一次。

利用WRF模式,该个例模拟的温度、垂直温湿度、水成物垂直分布、降水相态、冻雨区域与观测具有较好的一致性[29-30],下面利用1月25日04:00的资料进行敏感性实验。

阴影为850 hPa和700 hPa的0 ℃等温线围成的逆温层图2 地面降水、700 hPa风场及逆温层Fig.2 Surface precipitation, 700 hPa wind field and inversion layer

1.3 云贵高原大地形敏感性实验设计

云贵高原位于中国西南部,地势西北高,东南低,海拔从西北约3 500 m逐渐下降到东南约400 m。为了研究云贵高原大地形高度变化对冻雨形成的影响,敏感性控制实验调整的地形区域见图1黑色框内区域,设置了4个控制实验(表1),其中CTRL_0,即原地形高度;CTRL_1,无地形,即将地形去掉;CTRL_2,原地形高度减50%;CTRL_3,原地形高度增50%。同时,以贵阳为中心,做经纬向的垂直剖面。

表1 敏感性实验设计方案Table 1 The scheme of sensitive terrain experiment

2.1 云贵高原大地形高度的变化对大气环流、逆温层的影响

模拟700 hPa风场、850 hPa和700 hPa的0 ℃线以及地面降水(图2)显示:无地形时,在云南(26°N,104°E)和川西(28°N,102°E)形成了2个逆时针旋转的气旋,降水主要出现在气旋右下方的贵州中部和湖南西部区域。模拟区域几乎被暖空气控制,0 ℃等温线仅出现在30°N附近的重庆中部地区。当地形海拔减少50%时,模拟区域仍以西南暖湿气流为主,但只有一个气旋在贵州北部与四川交界处(28°N,106°E),降水主要出现在气旋右下方的贵州全境和广西中北部区域。0 ℃等温线位于贵州北部和重庆、四川交界地区,呈现非常强的“√”形态,其底部位于贵州西北部与云南交界的区域,表明冷空气主要沿四川盆地入侵云贵高原;原地形的气旋已南移到贵州中部(26°N,108°E),降水主要出现在气旋右下方的贵州南部和广西中北部区域。0 ℃等温线位于贵州省中部地区,大约在26°N略偏北地区;当地形高度抬升50%时,气旋被26°N、107°E～110°E的风切变线取代,而此区也是0 ℃等温线的位置,降水主要出现在0 ℃等温线以南的贵州西南部和广西中部地区。综合来看,随着云贵高原大地形的抬升,风场逐渐从双气旋-气旋-切变线,气旋的面积越来越小,中心位置由西北向东南移动的趋势。暖湿的西南气流从中部逐渐收缩到东南部,北方冷空气则从四川盆地入侵云贵地区向东移动通过安徽、湖南入侵。

图3 云贵高原不同地形时降水相态的空间分布Fig.3 Spatial distribution of the precipitation types at different topography of the Yunnan-Guizhou Plateau

模拟700 hPa风场和0 ℃等温线显示:随着云贵高原大地形的抬升,暖湿的西南气流从充满整个模拟区域逐渐收缩到绕高原主体,0 ℃等温线逐渐从28.2°N附近南下到27.5°N附近,且等温线从100°E～110°E逐渐向东收缩到104°E～110°E的区间。

值得注意的是:0 ℃等温线在850、700 hPa的位置,如果850 hPa的0 ℃等温线在700 hPa的南面,则存在逆温层,反之,则无逆温层的存在。随着云贵高原大地形的抬升,逆温层从没有(无地形),逆温层从贵州西北和云南交界—贵州中部与湖南南部—贵州东部与湖南南部逐渐向东南移动,面积有逐渐增加的趋势。由于逆温层的位置与准静止锋的位置大体一致,故而可通过逆温层判断准静止锋的位置。

2.2 云贵高原大地形高度变化对降水相态的影响

图3为云贵高原大地形抬升时模拟的降水相态空间分布,无地形时,23°N以北的区域均存在降水,无冻雨、降雪和冰粒出现;当地形高度降低50%时,降水区域有所缩小,云贵高原大于1 000 m以上的区域没有降水,而绕高原东部的降水体现出来。冻雨只是降水区域中的一部分,它有两个区域,一个在重庆南部与贵州东北部交界的地区,另外一个在川西。无降雪和冰粒出现;在原地形下,降水区域逐渐减小,主要出现在云贵高原东部、重庆和四川南部的广大区域,冻雨仍有两个区域:贵州东部和湖南西部,但区域有所扩大,而在川西的冻雨则向东南移动,到达四川雅安与云南昭通一线。同时,云南北部与川西高原接壤的地区有降雪和冰粒出现;当地形高度抬升50%时,相比原地形,降水区域略有减小,而冻雨区有所扩大,且两个冻雨区有连成一片的趋势,降雪和冰粒的区域进一步北抬,出现在川西高原。显然,随着云贵高原大地形的抬升,降水区逐渐缩小,冻雨区从无到有,冻雨区有连成一片的趋势,在目前高度以上,开始出现降雪和冰粒区。

2.3 云贵高原大地形抬升对水成物垂直分布的影响

为了探讨云贵高原大地形抬升对水成物垂直分布的影响,在贵阳站附近做了经向及纬向的温度-水成物垂直剖面图。

图4 云贵高原不同地形高度条件下固态、液态含水量的经向垂直剖面Fig.4 Longitudinal vertical cross-sections of the liquid water content(shading) and temperature along 26°N at different terrain

从东西方向(图4)来看,无地形时,来自东部的暖湿气流可轻易地向西扩散,以低云为主,云顶高度2 km左右,云内水成物均匀且为大于0 ℃的液态水,没有逆温层,以降雨为主。当地形高度降低50%时,云主要出现在101°E以东的区域,云顶高度上升到3 km左右,大于0 ℃的液态水高值区呈非常明显的条带状分布,出现了逆温层,中心温度达12 ℃。而在原地形下,地形阻挡作用更加明显,云分布在104°E以东区域,云顶高度在2.5 km左右,大于0 ℃的液态水高值区的条带状间隔变小。同时,1～3 km高度处有大于0 ℃的暖层(逆温层),中心温度达10 ℃,且106°E以东地区上空暖层较厚,加上近地面温度温度低于0 ℃,有利于冻雨的形成。当地形高度抬升50%时,云分布与原地形一致,但暖层厚度变薄,中心温度达8 ℃,近地面温度温度低于0 ℃,有利于冻雨的形成。显然,随着云贵高原大地形高度的抬升,来自东部的暖湿气流从东向西因受到云贵高原地形的阻挡,暖湿气流向西爬升越来越困难,空中的液态水含量越来越集中在东部地区。同时,空中大于0 ℃的暖层从无到有,但随着地形的抬升,暖层的强度逐渐变小。

图5 云贵高原不同地形高度条件下固态、液态含水量的纬向垂直剖面Fig.5 Latitudinal vertical cross-sections of the liquid water content(shading) and temperature along 104°E at different terrain

从南北向(图5)来看,无地形时,来自南方的暖湿气流可轻易向北扩散,并在25°N附近因与来自北方冷空气的锲入而抬升,形成坡度很缓的锋面,在25°N～27°N上空存在暖层,暖层下面的次冷层高度最大不到0.5 km,无法形成冻雨,而到了27°N以北整层大气均低于0 ℃,且28.2°N空中有冰晶存在,有形成雨夹雪或雪的可能;当地形降低50%时,在高原地形和冷空气共同作用下,锋线位置在24°N附近,在24°N～26.5°N上空存在暖层,其下的次冷层高度从南到北逐渐增加到1.5 km左右,有利于冻雨的形成。而在26.5°N以北,主要为过冷水和冰晶,无逆温层,故而从南到北易出现雨夹雪或雪;在原地形下,锋线位置仍在24°N附近,但锋面的坡度更大且仅在24°N～25.5°N上空存在暖层,其下的次冷层高度从南到北更高,有利于冻雨的形成。在25.5°N以北,主要为过冷水和冰晶,无逆温层,故而从南到北易出现雨夹雪或雪。当地形抬升50%时,因地形高度过高,来自南部的暖湿气流难以越过云贵高原,锋线位置仍在24°N附近,但锋面的坡度更陡且仅在24°N～25.5°N上空存在暖层,有利于冻雨的形成,而在25.5°N以北,主要为过冷水和冰晶,无逆温层,故而从南到北易出现雨夹雪或雪。

从锋面的位置来看,当云贵高原出现后,随着地形的不断抬升,锋线位置基本保持在24°N附近,只是锋面的坡度越来越陡,这表明云贵高原大地形是形成云贵准静止锋的主要因素。在目前地形下,由于准静止锋长时间滞留在贵州中东部和湖南西部(图3),其形成的冷-暖-冷垂直结构非常有利于冻雨的形成,这就是该区冻雨高发的原因。

2.4 云贵高原大地形抬升对云水或冰晶自动转雨率的影响

为了分析冻雨的来源,其云水或冰晶自动转雨率的垂直分布(图6)显示:无地形时,模拟区域上空主要被暖气团控制,条状的云团内为碰并增长,云水自动转雨率为2.6×10-8kg/(kg·s);当地形高度减少50%时,104°E及106°E上空2.5～3 km高度处出现两个云滴碰并增长过程的高值区,云水自动转雨率在3×10-8kg/(kg·s),并且近地面106°E～107°E出现了微量的冰晶融化过程,冰晶自动转雨率为1×10-12kg/(kg·s),这些区域将有可能出现冻雨;原地形下,条状的云团内仍以云滴碰并增长,且该过程主要发生在2.5 km以下,云水自动转雨率在1.8×10-8kg/(kg·s)。同时,在107°E附近有微量的冰晶自动转雨比例;当地形高度抬升50%时,2.5 km高度处条状云团内为云滴碰并增长,云水自动转雨率在3×10-8kg/(kg·s),且1.5～2 km高度的融化层底部出现了微量的冰晶融化过程,冰晶自动转雨率为1×10-12kg/(kg·s)。

结合前面的分析,云贵高原主体的条状云团内温度在0～10 ℃,以云滴碰并增长过程为主,云水自动转雨比例相对较高,降水大多为暖雨过程,如果云团下有温度均小于0 ℃的次冻层,则有可能形成冻雨,故而,云贵高原主体的冻雨以过冷暖雨机制为主。在低海拔地区,条状云团内温度在0 ℃以下,有冰晶融化过程,如果云团下有大于0 ℃逆温层,其形成的冻雨则以融化机制为主,这与观测的结论是一致的。

图7 云贵高原不同高度时冻雨量的空间分布Fig.7 Spatial distribution of the freezing rain rate at different terrain height

2.5 云贵高原大地形抬升对冻雨空间分布的影响

模拟不同地形高度下的冻雨量空间分布(图7)与图4中冻雨出现区域的空间分布完全一致,区别在于图7给出了具体的冻雨量。在无地形时,模拟区域无冻雨发生。当地形高度降低50%时,有两个冻雨高值中心,一个在重庆南部与贵州东北部交界的地区,最大冻雨量为2.5 mm/h,另外一个在川西,最大冻雨量为0.32 mm/h。原地形下,仍有两个冻雨高值中心,但相比地形高度抬升50%时,位于重庆南部与贵州东北部交界的冻雨中心向南推进了一个纬度,到达贵州东部与湖南西部,冻雨范围略有扩大,但冻雨强度下降,最大冻雨量由2.5 mm/h下降到0.64 mm/h;位于川西的冻雨中心则向东南移动,到达四川雅安与云南昭通一带,强度略有减小;当地形高度抬升50%时,相比原地形,两个冻雨区有连成一片的趋势,但中心最大冻雨量基本保持一致。显然,冻雨量最大出现在地形高度降低50%时,随着云贵高原的抬升,冻雨区域略有增加且有向南移动的趋势,但冻雨强度则开始减弱。

利用WRF模式,以1月25日04:00云贵高原冻雨为例,对云贵高原大地形进行了敏感性实验,模拟了云贵高原大地形抬升对大气环流、逆温层、降水相态、冻雨量的空间分布、以及水成物、云水或冰晶自动转雨率垂直分布的变化,探讨了冻雨发生的各种大气条件和微物理参量的变化及发生冻雨的可能性,得出如下结论。

(1)随着云贵高原大地形的抬升,850 hPa风场逐渐从双气旋、气旋到切变线演变,气旋中心位置由西北向东南移动,北方冷空气从西部四川演变为东部安徽、湖南入侵云贵高原。700 hPa风场中西南气流充满全境逐渐收缩到绕高原主体,逆温层从贵州西北→贵州中部→贵州东部移动的趋势。

(2)随着云贵高原大地形的抬升,气流向云贵高原爬升困难,空中液态水逐渐向东部集中。锋线位置基本维持在24°N附近,但锋面越来越陡,表明云贵高原大地形是形成云贵准静止锋的主要因素。准静止锋长时间滞留在贵州中东部和湖南西部,是该区冻雨高发的原因。

(3)随着云贵高原大地形的抬升,模拟区域从完全以云滴碰并增长逐渐开始在高原东部低海拔地区出现冰晶融化过程,高原主体的冻雨以过冷暖雨机制为主,但在东部的低海拔地区,形成的冻雨则以融化机制为主。

(4)随着云贵高原大地形的抬升,降水区逐渐缩小,冻雨区从无到有,贵州东部-湖南西部与川西的两个冻雨区向东南移动,有连成一片的趋势。冻雨量最大出现在高原高度的一半,其后随着高原继续抬升,冻雨量开始减少。

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