苏北一次强降水超级单体风暴过程的诊断分析

苏北一次强降水超级单体风暴过程的诊断分析
闵锦忠;贾瑞怡;王晨珏
【摘要】利用常规观测资料、NCEP再分析资料、FY2C卫星和多普勒雷达资料,对2008年7月22日发生在苏北的一次强降水超级单体风暴过程进行诊断分析.天气分析显示,风暴发生于高湿、较低的抬升凝结高度、强对流不稳定(3 445 J/kg)和中到强的垂直风切变(0～6 km,18 m/s)环境,这种大气环境非常有利于强降水超级单体风暴的发生发展.雷达回波分析揭示,该超级单体的演化可归结为“孤立单体—经典强降水超级单体—减弱东移”三个阶段,持续时间超过2h.强降水超级单体风暴成熟期,呈现出典型的倒“V”型缺口、中低层有界弱回波区和反射率因子大值区由低层向高层往低层入流一侧倾斜的特征,相应的雷达径向速度场显示在倒“V”型缺口附近的强降水区中存在一个成熟的中气旋.湿位涡的诊断结果表明:高层干冷空气侵入触发潜在对流不稳定能量释放,有利于对流运动的发展;中低层大气对流不稳定与条件对称不稳定共存,既有垂直对流,又有倾斜对流发生,同时边界层的偏东风入流向暴雨区提供充沛的水汽,对暴雨的发生发展起增幅作用.
【期刊名称】《大气科学学报》
【年(卷),期】2018(041)004
【总页数】12页(P463-474)
【关键词】强降水超级单体;中气旋;中尺度对流系统;暴雨;湿位涡
【作者】闵锦忠;贾瑞怡;王晨珏
【作者单位】南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏南京210044;南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验
室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏南京210044;南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏南京210044
【正文语种】中文
超级单体风暴能引发极端强对流灾害性天气,因此它一直是国内外气象工作者重点关注的对象。

Browning and Ludlam(1962)首次提出“超级单体”的概念,随后Browning and Donaldson(1963)、Browning(1964)利用天气雷达对超级单体风暴的结构进行了一系列研究,指出作为一个强烈发展的对流单体,超级单体风暴的一个重要雷达回波特征是存在一个弱回波区或有界弱回波区,另一个雷达回波特征是低层存在钩状回波。

随着20世纪70年代多普勒天气雷达的应用,超级单体内的旋转特性被揭示出来。

Fujita(1963)首次提出中气旋的概念,随后一系列多普勒雷达观测(Burgess et al.,1977)和数值模拟(Rotunno and Klemp,1982)研究证实,超级单体总是与中气旋相伴。

此后,雷达气象学界定义超级单体风暴为具有深厚持久中气旋的对流风暴(Moller et al.,1990,1994)。

Doswell and Burgess(1993)依据降水结构的特征,将超级单体风暴划分为弱降水超级单体、经典超级单体和强降水超级单体风暴。

强降水超级单体的回波结构最为复杂,其最重要的特征是中气旋包裹在强降水区中,且在风暴前常存在倒“V”型缺口与中气旋相伴(Moller et al.,1994),它不像经典超级单体那样会产生强龙卷,但经常会导致暴洪、冰雹等灾害性天气发生(吴芳芳等,2010),因而受到国内外学者广泛关注。

随着新一代多普勒天气雷达的应用,国外许多研究利用多普勒雷达资料揭示了超级单体风暴的环流特征和结构特征(French and Parker,2012;吴翠红等,2012;慕建利等,2014),我国对超级单体风暴的研究也逐渐增多。

杨成芳和朱君鉴(2008)利用多
普勒雷达资料分析了一次弓状回波和超级单体过程。

郑媛媛等(2004)研究了一次导致强龙卷的典型超级单体风暴的多普勒雷达回波特征。

上述研究工作多涉及经典超级单体风暴,而有关强降水超级单体风暴的研究甚少。

吴芳芳等(2010)分析了一次强降水超级单体的多普勒天气雷达特征。

俞小鼎等(2008)分析了发生在安徽的一次伴有龙卷的强降水超级单体风暴的演变特征并探讨了中气旋产生的可能机制。

王啸华等(2012)对一次秋季强降水超级单体风暴过程进行分析并指出,中尺度地面辐合线的移动和增强在这次超级单体风暴过程中起到了触发、维持和加强作用。

潘玉洁等(2008)利用建阳多普勒雷达资料分析了飑线内强降水超级单体风暴。

图1 2008年7月22日17:00—20:00 3 h累积降水分布(a;单位:mm)和盐城多普勒雷达资料的17:15组合反射率因子(b;单位:dBz)Fig.1 (a)Distribution of 3-hr accumulated precipitation(units:mm) from 17:00 BST to 20:00 BST 22 July 2008,and (b)the composite reflectivity(units:dBz) from Yancheng Doppler radar data at 17:15 BST
苏北地区特有的地理环境和气候特征导致气象灾害频繁,尤其在盐城附近强对流天气多发(丁一汇,2008)。

近年对苏北地区的强降水研究较少,对引发强降水的超级单体风暴的结构特征、演变特征也不是很清楚,因此有必要深入研究苏北强降水超级单体风暴的结构和演变特征。

本文以2008年7月22日发生在苏北地区的一次强降水超级单体风暴过程为例,利用常规观测资料、NCEP再分析资料、FY2C卫星和多普勒雷达资料,对该强降水超级单体风暴的发生环境、结构特征、演变特征以及此次强降水过程中中尺度对流系统的演变进行细致研究,并探讨水汽输送、冷干侵入在此次强降水过程中的作用。

1 天气实况
2008年7月22日16:00(北京时间,下同)盐城CINRAD/SA雷达探测到淮安、盐城附近有3个对流性回波生成并缓慢向东北方向移动,17:15这3个对流性回波发
展旺盛,特别是盐城雷达西南方向37 km处有中气旋产生,此处的对流回波(即图1b 中三角形所标注的风暴1)发展为强降水超级单体风暴,19:17以后东移入海,天气过
程结束。

受其影响,淮安、盐城两地出现短时强降水过程,2008年7月22日
17:00—20:00有3个强降水中心,3 h累积降水量约为200 mm(图1a)。

图2 2008年7月22日08:00天气形势(实线为位势高度,单位:dagpm;虚线为温度,单位:℃;风向杆为风矢,单位:m/s):(a)200 hPa(阴影区表示风速大于等于30
m/s);(b)500 hPa;(c)850 hPa(阴影区表示风速大于等于12 m/s);(d)地面Fig.2 Synoptic pattern at 08:00 BST 22 July 2008(Solid lines denote geopotential height with the unit of dagpm,dashed lines denote temperature with the unit of ℃,and barbs denote wind vector with the unit of m/s):(a)200 hPa (Shaded areas denote wind speed greater than or equal to 30 m/s);(b)500 hPa;(c)850 hPa(Shaded areas denote wind speed greater than or equal to 12 m/s);(d)surface
2 天气背景
造成强对流天气的中尺度系统与大尺度系统有密切关系。

图2为利用NCEP资料
分析得到的2008年7月22日08:00此次强对流天气过程的高低空系统配置情况。

200 hPa上,东北地区有一深厚的冷涡,暴雨形成于高空槽前,槽前盛行西北气流,有
弱冷平流;500 hPa上,重庆一带有一低槽,槽前盛行西南气流,有暖平流;700 hPa(图略)和850 hPa上,四川地区有一深厚的低涡,东西向的暖切变线稳定维持在河南中
部及江苏北部;与地面低压倒槽共同作用,200 hPa上的弱冷空气侵入地面倒槽触发不稳定能量释放,低空急流为暴雨区输送暖湿空气,暴雨区落在低空急流的前方、高
空急流的右后侧,这种高低空急流的耦合形势有利于低层辐合、高层辐散,促使上升
运动强烈发展,从而有利于对流系统的发展。

Moller et al.(1990)总结的中纬度地区强降水超级单体的发生环境一般为:中到强的
热力不稳定、中到强的垂直风切变、高湿和较低的抬升凝结高度等。

由图3可见,14:00在风暴发展区,0～3 km的垂直风切变大小约为9 m/s,0～6 km的垂直风切变大小约为18 m/s,属于中到强的切变,0～3 km和0～6 km的垂直风切变矢量均为西南—东北向,与风暴1的移动方向一致,这些都有利于强降水超级单体风暴的发生发展。

南京站14:00的探空要素显示,对流有效位能为3 445 J/kg,抬升凝结高度为973 m,可降水量为6.16 cm,K指数为39。

结合探空要素和垂直风切变来看,此次风暴发生于高湿、较低的抬升凝结高度、强的对流不稳定和中到强的垂直风切变环境,这种大气环境非常有利于强降水超级单体风暴的发生发展。

图3 7月22日14:00垂直风切变大小(等值线;单位:m/s)和切变风矢量(箭矢;单位:m/s):(a)0～3 km;(b)0～6 kmFig.3 Vertical wind shear
magnitude(contours;units:m/s) and shear wind vectors(arrows;units:m/s) at 14:00 BST 22 July:(a)0—3 km;(b)0—6 km
3 中尺度对流系统
FY2C红外卫星云图演变(图4)显示,此次暴雨过程主要有2个中尺度对流系统(MCS1和MCS2)影响苏北地区。

本文采用逐时TBB资料来分析这2个MCS的演变情况以及它们与降水的关系。

22日14:00前后在安徽北部生成TBB小于-72 ℃的MCS1,在盱眙附近生成TBB小于-62 ℃的MCS2,此时盱眙一带1 h降水量达15 mm,由此拉开了苏北强降水过程的序幕。

22日17:00 2个MCS在盱眙一带合并加强,对应的1 h降水量达20 mm;随后MCS1和MCS2继续发展,降水强度也随之增大,1 h降水量达30 mm。

22日20:00之前,由于850 hPa低涡切变线稳定维持在安徽北部、苏北一带,2个MCS基本停滞在原地发展,东移缓慢,强度少变。

22日14:00—20:00,MCS2经历了从生成、发展、成熟到消亡的完整阶段,它是造成苏北强降水的主要中尺度系统。

22日20:00以后,MCS2向东北方向移出苏北,此时影响苏北地区降水的主要是MCS1,直至23日03:00减弱移出,并逐渐消亡。

综上可知,这次暴雨过程主要有两个中尺度对流系统先后影响苏北地区,其中第二个中尺度对流系统(MCS2)的演变与强降水超级单体风暴的发生发展以及强降水落区有着密切的联系,强降水落区主要落在TBB大值区附近,TBB大值中心与强降水中心基本一致。

图4 2008年7月22日14:00—23日03:00 TBB分布(阴影区;单位:℃)及对应时次的1 h降水量(虚线;单位:mm):(a)22日14:00;(b)22日15:00;(c)22日
17:00;(d)22日19:00;(e)22日20:00;(f)22日22:00;(g)23日01:00;(h)23日03:00Fig.4 Distribution of TBB(shaded areas;units:℃) along with 1-hr accumulated rainfall(dashed lines;units:mm) from 14:00 BST 22 to 03:00 BST 23 July 2008:(a)14:00 BST 22;(b)15:00 BST 22;(c)17:00 BST 22;(d)19:00 BST 22;(e)20:00 BST 22;(f)22:00 BST 22;(g)01:00 BST 23;(h)03:00 BST 23
4 多普勒雷达特征
4.1 风暴的整体演变特征
图5为盐城多普勒雷达观测到的组合反射率因子。

它反映了这次强降水超级单体风暴的整体演变过程。

这是一次由孤立单体逐渐加强为强降水超级单体而后又减弱东移的风暴过程。

16:44前后,兴化附近有一块孤立的对流回波生成,该回波单体不断加强,至17:15它发展成为一个典型的强降水超级单体风暴(中心强度达45 dBz),并在兴化地区产生强降水(1 h降水量达37 mm)。

随后该强降水超级单体风暴进一步发展和加强,期间强降水超级单体风暴移动缓慢,导致该地区降水量很大,直至19:17减弱东移,与MCS2的演变(图4)一致,其西北方的新生单体又加强为很强的超级单体,在20:12也发展为强降水超级单体。

Moller et al.(1994)指出,中气旋是判断风暴是否为超级单体的重要特征之一。

从盐城多普勒雷达的径向速度图(图6)可见:17:15—18:16,直径为4 km、旋转速度为16 m/s的弱中气旋持续了1
h,20:12新生的超级单体风暴也具有中气旋特征。

图5 2008年7月22日16:44(a)、17:15(b)、17:45(c)、18:16(d)、19:17(e)和20:12(f)的盐城多普勒雷达组合反射率因子(单位:dBz;实心圆点:盐城雷达站位置;空心圆点:中气旋位置)Fig.5 Composite reflectivity from Yancheng Doppler radar data at (a)16:44 BST,(b)17:15 BST,(c)17:45 BST,(d)18:16 BST,(e)19:17 BST and (f)20:12 BST 22 July 2008(units:dBz;Solid dots indicate the location of Yancheng radar,and hollow dots indicate the location of mesocyclones) 4.2 强降水超级单体风暴空间结构
风暴单体1于17:15发展成为典型的强降水超级单体风暴,17:15—17:45强度最强。

下面分析该强降水超级单体风暴在成熟期的结构特征。

图6是17:15的1.6°、
2.5°、
3.5°、
4.4°、6.1°、9.9°仰角的基本反射率因子和径向速度。

可见,在1.6°的
反射率因子图上,风暴东侧出现典型的倒“V”型结构,倒“V”型区域内存在弱回波区(<10 dBz)及反射率因子高梯度区。

在2.5°的反射率因子图上,较大的倒“V”型入流缺口仍存在,且观测到有界弱回波区。

此倒“V”型结构特征直到6.1°仰角上仍清晰可见。

4.4°、6.1°仰角上的45～50 dBz的强回波中心位于低层有界弱回波区上,同时中高层的回波相对于1.6°仰角的回波位置向东北方向(低层入流方向)扩展,
表现出反射率因子大值区由低层向高层往低层入流一侧倾斜的特征。

在1.6°仰角的径向速度图上,有一个直径约为4 km、旋转速度约为15 m/s的中气旋,其位置与弱回波区的位置非常一致,同时此中气旋包裹在强降水回波中。

这与Doswell and Burgess(1993)和Moller et al.(1994)研究指出的强降水超级单体具有在风暴前常存在倒“V”型缺口与中气旋相伴、且中气旋包裹在一个强降水区中的重要特征相同。

此中气旋特征直到6.1°仰角上仍清晰可见,其中3.5°仰角的中气
旋强度约为17 m/s,比高层、低层的强度都稍强,可见最强旋转出现在中层。

这与Lemon and Doswell(1979)提出的超级单体风暴中气旋发展的概念模型类似,并与其给出的成熟中气旋结构一致,即:1.6°仰角以下为辐合式气旋性旋转,2.5°～6.1°仰
角为纯粹气旋式旋转,在9.9°仰角为纯粹辐散。

综上可知,这是一次由孤立单体逐渐加强为强降水超级单体而后又减弱东移的风暴
过程。

强降水超级单体风暴在成熟期,呈现出中气旋与倒“V”型缺口相伴、中气旋包裹在一个强降水区中、中低层的有界弱回波区和反射率因子大值区由低层向高层往低层入流一侧倾斜的特征。

图6 7月22日17:15仰角分别为1.6°(a、b)、2.5°(c、d)、3.5°(e、f)、4.4°(g、h)、6.1°(i、j)、9.9°(k、l)的PPI(第1、3列为基本反射率因子图,单位:dBz;第2、4列为径向速度图,单位:m/s)Fig.6 Base reflectivity and storm-relative radial velocity at 17:15 BST 22 July from Yancheng radar on various elevation angles of (a,b)1.6°,(c,d)2.5°,(e,f)3.5°,(g,h)4.4°,(i,j)6.1°,and (k,l)9.9° (The first and third columns denote base reflectivity with the unit of dBz,and the second and fourth columns denote storm-relative radial velocity with the unit of m/s)
5 暴雨过程的环境场结构特征
5.1 热动力场结构特征
图7给出了22日20时过暴雨中心的各物理量的垂直剖面。

从经向风和纬向风的
垂直剖面可以清楚地了解强降水超级单体发生发展过程中周围大气的风场垂直结构。

在对流发展过程中,对流层中高层偏西风的加强与低层偏东风的发展相伴,西风大值
带位于200 hPa附近的高空急流带上,随着西风风速中心逐渐向低层伸展,800 hPa 以下的东风风速逐渐增强,风速等值线越来越密集,导致超级单体附近的低层环境风
场的垂直梯度增大,垂直风切变增强(图7a)。

对流发展区域34～36°N在850 hPa
以下存在一零值带,其北侧是从对流层高层向下伸展而至的北风,其南侧受偏南风控制,南北风相遇导致超级单体附近低层环境风场表现为南北风的辐合带(图7b)。

经
向风和纬向风的垂直结构均有利于上升运动的发展。

暴雨区垂直方向上高空辐散叠加于低空辐合之上,辐合中心位于850 hPa附近,且高层辐散强于低层辐合,有利于高层的抽吸,从而有利于上升运动的发展(图7c)。

辐合区与正涡度区相伴,400 hPa以下表现为深厚的正涡度区,正涡度中心与辐合中心相一致,位于850 hPa附近,与较强的风切变相对应(图7a),高空被负涡度区所阻断,与辐散区相对应(图7d)。

暴雨区有较深厚的上升运动发展,出现两个上升运动中心,与辐散区、正涡度区相伴(图7e)。

显然,这种高低空系统配置非常有利于超级单体的发展。

不稳定层结是强对流发展的基本条件之一,但是一般对流要发展成稳定的强对流系统仅有低层湿热不稳定是不够的,还需有深厚的湿中性层结(王秀明等,2009)。

35～36°N的θse等值线密集,为主锋区,锋前850 hPa以下为湿不稳定层结,中层是较深厚的湿中性层结,高层是湿稳定层结,348 K等θse线上下贯通,冷空气侵入暴雨区,且锋前有较强的上升运动和相对湿度大于90%的深厚湿舌,850 hPa以下存在明显的切变,这些都有利于不稳定层结的形成(图7e、f)。

5.2 水汽输送特征
图7 2008年7月22日20时各物理量的垂直剖面:(a)纬向风(实线;单位:m/s)和垂直环流(u,w×30;单位:m/s)沿34°N的垂直剖面;(b)经向风(单位:m/s)沿120°E的垂直剖面;(c)散度(单位:10-5 s-1)沿34°N的垂直剖面;(d)涡度(单位:10-5 s-1)沿34°N的垂直剖面;(e)假相当位温(实线;单位:K)、垂直速度(阴影;单位:10-1 Pa/s)、风场(风向杆;单位:m/s)沿120°E的垂直剖面;(f)假相当位温(实线;单位:K)、相对湿度(阴影;单位:%)沿120°E的垂直剖面Fig.7 Vertical cross sections of each physical quantity at 20:00 BST 22 July 2008:(a)longitude-height cross section of zonal wind(solid lines;units:m/s) and vertical
circulation(u,w×30;units:m/s) along 34°N;(b)latitude-height cross section of meridional wind(units:m/s) along 120°E;(c)longitude-height cross section
of divergence(units:10-5 s-1) along 34°N;(d)longitude-height cross section of vorticity(units:10-5 s-1) along 34°N;(e)latitude-height cross section of potential pseudo-equivalent temperature(solid lines;units:K),vertical velocity(shaded areas;units:10-1 Pa/s) and wind field(barbs;units:m/s) along 120°E;(f)latitude-height cross section of potential pseudo-equivalent temperature(solid lines;units:K) and relative humidity(shaded areas;units:%) along 120°E
图8 (a)850 hPa上2008年7月22日08时—23日08时平均的水汽通量场(等值线;单位:g·hPa-1·cm-1·s-1)和风场(箭矢;单位:m/s);(b)7月22日20时风场(u,w×30;单位:m/s)和水汽通量场(等值线;单位:g·hPa-1·cm-1·s-1)沿34°N的垂直剖面;925 hPa上7月22日14时(c)和20时(d)水汽通量场(箭矢;单位:g·hPa-1·cm-1·s-1)和水汽通量散度场(等值线;单位:10-7 g·hPa-1·c m-2·s-1)Fig.8 (a)Mean moisture flux(contours;units:g·hPa-1·cm-1·s-1) and wind
field(arrows;units:m/s) at 850 hPa from 08:00 BST 22 to 08:00 BST 23 July 2008,(b)vertical cross section of wind field(u,w×30;units:m/s) and moisture flux(contours;units:g·hPa-1·cm-1·s-1) along 34°N at 20:00 BST 22 July 2008,and mean moisture flux(arrows;units:g·hPa-1·cm-1·s-1) and its divergence(contours;units:10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1) at 925 hPa at (c)14:00 BST and (d)20:00 BST 22 July
由图8a、b可见此次暴雨过程中水汽的水平输送和垂直输送特征。

850 hPa上22日08时—23日08时平均的水汽通量分布表明,来自孟加拉湾的西南暖湿气流为暴雨区提供了充沛的水汽(图8a)。

水汽通量大值区主要集中在800 hPa以下,边界层的偏东风入流将暖湿水汽源源不断向暴雨区输送并聚集,从而形成水汽通量大值区,又通过垂直环流的上升支将水汽输送到中高层,这是暴雨发生发展的重要条件(图
8b)。

22日14时(图8c),苏北地区925 hPa上的水汽通量达到20 g·hPa-1·cm-1·s-1,对应明显的水汽通量辐合区,辐合中心达-8×10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1,此时苏北的降水增幅明显,水汽通量辐合区不断向东北方向发展。

至22日20时(图8d),水汽通量辐合中心增强为-10×10-7 g·hPa-1·cm-2·s-1,对应的水汽通量增大为22 g·hPa-1·cm-1·s-1,此时正是苏北降水最强的时刻。

上述分析表明水汽通量辐合的增强与水汽通量的增强、降水的增强紧密联系。

图9 2008年7月22日20时MPV1沿120°E的垂直剖面(a)以及(118～
120°E,33～35°N)区域平均的MPV、MPV1和MPV2随高度的变化(b)(单
位:PVU;1 PVU=10-6 m2·K·s-1·kg-1)Fig.9 (a)Vertical cross section of MPV1 along 120°E and (b)variations of (33—35°N,118—120°E) regional averaged MPV,MPV1 and MPV2 with height at 20:00 BST 22 July 2008 (units:PVU;1 PVU=10-6 m2·K·s-1·kg-1)
5.3 冷干侵入特征
湿位涡(MPV)分为湿正压项(MPV1)和湿斜压项(MPV2)(寿绍文等,2012)。

MPV主要由MPV1组成,当大气是对流不稳定时,MPV1小于0;反之,则MPV1大于0。

图9a是MPV1沿120°E的垂直剖面。

可见,对流层低层MPV1小于0,即对流层低层是湿不稳定的,等值线密集,积累着大量的对流不稳定能量,对流层中高层MPV1大于0,MPV1的正值区代表着高层的干冷空气,对流层高层37°N以北有相对湿度低于50%的干冷空气向近地面层倾斜南伸(图7f),在850 hPa附近形成冷暖空气对峙的形势。

此次过程有明显的冷干侵入,这股嵌入近地面层暖湿空气中的冷空气,一方面强迫部分暖湿空气抬升到中低层,使中低层的对流不稳定得以维持,另一方面触发近地面层潜在的对流不稳定能量释放,有利于对流运动的发展,继而引起降水增幅。

图9b是区域平均(118～120°E,33～35°N)的MPV、MPV1、MPV2随高度的变化,可见,在暴雨最强的时刻,850 hPa以下是对流不稳定(MPV1小于0),850～750
hPa是条件对称不稳定(MPV小于0,MPV1大于0,MPV2小于0,且|MPV1|小于
|MPV2|),条件对称不稳定常作为一种大气中特定的不稳定能量,当大气含有充足的
水汽并配合有低层切变辐合、高空急流等抬升强迫机制时,条件对称不稳定能量将
释放,从而产生倾斜对流,750～650 hPa为对流不稳定,其上为对流稳定。

在此次过程中,中低层大气对流不稳定与条件对称不稳定共存,既有垂直对流,又有倾斜对流发生。

总之,这种分布有利于对流系统发展并促进暴雨增幅。

6 结论与讨论
利用雷达、探空、FY2C卫星资料以及NCEP再分析资料,对2008年7月22日发生在苏北的一次强降水超级单体风暴过程进行诊断分析,得到以下主要结论:
1)当日南京站14:00的探空要素和垂直风切变表明,此次风暴发生于高湿、较低的
抬升凝结高度(973 m)、强的对流不稳定(3 445 J/kg)和中到强的垂直风切变(0～6 km,18 m/s)环境,这种大气环境非常有利于强降水超级单体风暴的发生发展。

2)雷达回波观测分析表明,这是一次由孤立单体逐渐加强为强降水超级单体而后又
减弱东移的风暴过程。

强降水超级单体风暴成熟期,呈现出典型的倒“V”型缺口、中低层的有界弱回波区和反射率因子大值区由低层向高层往低层入流一侧倾斜的特征。

雷达径向速度观测分析揭示出了成熟中气旋的结构特征,其位置与倒“V”型缺口非常一致,且强降水区包裹在其中。

3)FY2C红外卫星云图演变显示,这次暴雨过程主要有2个中尺度对流系统(MCS1
和MCS2)先后影响苏北地区,其中22日14时—20时MCS2经历了从生成、发展、成熟到消亡的完整阶段,它是造成苏北强降水的主要中尺度系统。

由逐时次的TBB
与降水对比分析可见,对流单体的发展、演变与降水有着密切联系,强降水落区主要
位于TBB大值区附近,TBB大值中心与强降水中心基本一致。

4)全面系统地分析此次强降水过程可以得到如图10所示的物理概念模型。

简述如下:700～850 hPa上有深厚的低涡切变线稳定维持,雨区处于500 hPa上西风槽前
西南气流的控制之下,高空弱冷空气侵入地面倒槽触发不稳定能量释放;高空辐散与低空辐合相耦合,有利于高层的抽吸,促使上升运动发展;边界层的偏东风入流将暖湿水汽源源不断向暴雨区输送并聚集,又通过垂直环流的上升支将水汽输送到中高层,为暴雨区提供了充沛的水汽;嵌入近地面层暖湿空气的高层干冷空气,一方面强迫部分暖湿空气抬升到中低层,使中低层的对流不稳定得以维持,另一方面触发近地面层潜在的对流不稳定能量释放,有利于对流运动的发展;中低层大气对流不稳定与对称不稳定共存,既有垂直对流,又有倾斜对流发生,对暴雨的发生发展起增幅作用。

在边界层偏东风入流和高层干冷空气的主导支配作用下,此次强降水过程的发展得到加强和维持。

图10 强降水过程的物理概念模型(粗箭头为气流;G(D)为高(低)压中心;+(-)D为正(负)散度;+(-)ζ为正(负)涡度;阴影为降水区)Fig.10 Physical conceptual model of heavy precipitation process (Thick arrows denote airflow,G(D) denotes the high(low) pressure center,+(-) D denotes positive(negative) divergence,+(-)ζ denotes positive(negative) vorticity,and shaded area denotes precipitation region)
本文虽然揭示了此次强降水超级单体风暴的发生环境、演变特征和结构特征,并通过分析热动力场结构、水汽输送和冷干侵入三方面的特征,给出了此次强降水过程的物理概念模型,但是有关此次强降水超级单体风暴的精细三维结构及其发生发展机制尚需深入了解,借助中尺度数值模式进行模拟,对提高超级单体风暴的预报将具有重要意义。

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