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2009年6月14日飑线的结构与传播过程的一次模拟分析

摘要

2009年6月14日在江苏和安徽省的一次飑线过程可以利用高级区域预报系统（ARPS）模式来进行模拟。基于高分辨率的空间和时间数据，本文对飑线的结构特征和传播机制进行了详细分析，同时详细分析了其动力学和热力学结构特征及其成因。研究发现，在飑线发生发展过程中不平衡流场对于重力波的产生起着关键作用，而重力波的传播和发展是通过波动的 CISK机制中的对流来维持的。飑线的传播和发展主要依赖于中层的重力波和阵风锋前沿的冷输送带的综合影响。不断有新的空气从冷池流出，并且因为强烈的上升运动而增强和抬起。在特定阶段，新的空气分子与重力波的上升气流合并，导致强烈的上升气流，并加强了飑线。

1. 引言

飑线是一种重要的有组织的中尺度对流系统（MCS），通常伴随有灾害性的天气现象，如雷暴，大风，冰雹和龙卷风。因此，需要对飑线进行广泛研究。

一些海外调查人员（Newton，1950，Fujita，1955）早在20世纪50年代就开始研究飑线。Fujita（1955）研究了飑线的结构特征，例如飑线前低压，雷暴高压和尾流低压系统。 在20世纪60年代，Browning和Ludlam（1962）提出了典型雷暴的三维结构模型。随着科学和技术的进步，多普勒雷达观测被用于天气系统的研究中，详细记录了飑线的结构和特征（Roux等，1984; Smull和Houze，1987; Biggerstaff和Houze，1991,1993）。Houze等（1989）开发了一个精炼的概念模型，详细描述了飑线内的循环。 Weisman（1992）通过理想化的三维模拟研究了后部的入射流在持续较久的中尺度对流系统中的作用。杨和Houze（1995b）通过各种灵敏度测试探讨了微物理过程对飑线的影响。 特里尔等人（1996）使用了数值云模式来模拟海洋热带飑线和研究表面通量和冰相微物理过程对其结构和演化的影响。Fovell（2002）使用传统的云模式和显著简化的PM（参数化湿度）模式检验了有组织对流对飑线上游环境的影响。Parker和Johnson（2000）和Gallus等人（2008）根据雷达探测的情况对对流系统进行了分类。

中国学者还发表了一些基于模式模拟和雷达观测的飑线研究。 蔡等人（1988）基于观测数据分析了飑线的云和散度的特征。何等人（1992）研究了江淮地区暖区的飑线过程，并描述了飑线结构中明显的飑线前低压和弱的尾流低压。 姚等人（2005）得出结论，在风暴期间强烈的垂直风切变和强上升气流和下降气流之间的反应维持了飑线。许多其他学者使用高分辨率数值模式进一步研究了飑线过程（王等人，2010; 孙等人，2011; 吴等人，2013）。

在飑线传播方面，牛顿（1950,1966）和藤田（1955）首次发现垂直风切变对飑线发展的关键影响。传统意义上的飑线传播机制是通过冷流汇聚形成新的单体（Smull和Houze，1985; Johnson和Hamilton，1988）。Rotunno等（1988）和Weisman等（1988）使用三维数值模式来研究垂直风切变对飑线结构和演变的影响，即RKW理论。该理论认为，由小的垂直风切变产生的正水平涡度与由冷流产生的负水平涡度的组合维持了飑线的发展。后来，Weisman（2004）和Weisman和Rotunno（2005）基于简化的二维涡度流函数模型证实了RKW理论。其他研究人员还研究了冷流促进飑线发展的理论（Wilhelmson和Chen，1982; Fovell和Ogura，1989; Bryan等，2006）。Chen和Wang（2012）利用RKW理论具有高对流有效位能（CAPE）和低自由对流的浮力环境的影响，分析了华北地区飑线发生的低水平动力和热力学效应。此外，一些学者发现重力波与飑线发展密切相关。 Stobie等（1983）研究了美国中北部发生的一次强风暴，其中风暴的空间分布和运动与观测到的重力波相对应。Zhang和Fritsch（1987）研究了重力波与飑线之间的相互作用，并指出重力波是由非地转的低空急流引发的，并通过强烈的对流增强。Yang和Houze（1995a）认为风暴的多单体结构与重力波有关，通常描述的“截断”过程实际上是一种重力波现象。张等人（2001）使用小波分析来研究重力波结构的演变，并得出结论地转适应过程不断产生一系列重力波。Li（1976,1978,1981）提出重力波对于强降水的出现有重要作用，并分析了重力波对飑线的非线性影响。Xu和Sun（2003）研究了重力波对梅雨锋暴雨的影响。龚等人（2005）研究了波-流相互作用，并验证了强雷暴中重力波传播的理论。 朱等人（2009），基于小波分析，发现太行山产生的背风波是一种可能的飑线触发机制。

由于规模小，持续时间短，使用常规观测和再分析数据很难研究飑线。在本文中，运用高级区域预报系统（ARPS）模式的高分辨率空间和时间数据来分析飑线的特征。第2节对模式进行描述，第3节验证了模拟结果，第4节讨论了各阶段飑线的热力学和动力学特征。 第5节探讨了飑线传播的机制，第6节提出了案例研究的概念模型，最后一节则给出了结论。

1. 模式介绍

ARPS（高级区域预报系统）是由俄克拉荷马大学风暴分析和预测中心（CAPS）开发的非静力中尺度模拟模式。该模式适用于小的空间和时间尺度的系统，例如中尺度和雷暴尺度系统。在这次研究中，ARPS用于模拟2009年6月14日强飑线的情况。该模型的初始和纬向边界条件来自国家环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP / NCAR）全球预报系统（GFS）再分析数据集，分辨率为0.5°times;0.5°。将山东，江苏，安徽和浙江的8个雷达测得的径向速度和反射率同化为ARPS模式。区域1的空间分辨率为3 km; 它于2009年6月14日0600 UTC开始，并持续集成到2009年6月15日0600 UTC。该模型在垂直方向上有53层，网格尺寸为500米。在区域1上使用外推法以及冰相微物理参数化方案（林涛方案）每12分钟同化雷达观测。

区域2的网格大小为1 km（803times;803网格点）; 从UTC时间0800开始，它整合了8个小时的数据。使用了以下参数化方案：3时刻大型微物理参数化（MYTM）；1.5阶湍流动能（TKE）闭合方案；大气辐射传递参数化方案和双层力恢复土壤方案（Noilhan / Planton方案）。 该模式设置为每10分钟输出一次结果。有关模式的详细说明在表1中显示。

1. 模式验证和飑线的演变

中尺度对流系统可分为两类：线性和非线性系统。基于雷达观测到的88个线性中尺度对流系统的特征，Parker和Johnson（2000）提出了一种新的分类法，分别是具有尾随层状（TS），前导层状（LS）和平行层状（PS）类型的对流线。研究发现，TS的原型是线性中尺度对流系统组织的主要模式。在此基础上，Gallus等人（2008）引入了两种新的线性对流类型：弓形回波（BE）和非层状（NS）。在这种情况下，TS原型存在于初始阶段和成熟阶段，并且在衰变阶段存在PS原型。图1比较了观测和模拟雷达反射率分别在0830,1030和1300 UTC时的情况，代表了风暴的初始阶段（0600-0850 UTC），成熟阶段（0900-1150UTC）和衰退阶段（1410-1520 UTC）。在UTC时间0600，山东省和安徽省交界处产生了许多对流单体，并且它们向东南方向移动。在UTC时间0830（图1a），对流单体在江苏省和安徽省（标记为＃1）加强并组织成一个长300公里，宽50公里的线性对流系统，其雷达回波强度超过60 dBZ。 在飑线前，由于冷池流出产生了辐合，从而不断产生新的对流单体；这些单体加入了移动的飑线。在飑线南移和发展阶段，飑线中有一个新的对流单体生成，从而构成了一个发展和消散的循环。 图1c（10:30 UTC）显示了飑线的成熟阶段。前缘的对流线加强并向南移动，后部有宽阔的层状区域；这种结构配置被描述为成熟的TS原型。与此同时，河南和山东地区也出现了另一个中尺度对流系统。对流单体向南移动并在1200 UTC时组织成飑线（标记为＃2）。到后期（图1e），第一个飑线减弱并变为PS原型，其中层状区域与对流线平行。而后强烈的的雷达回波逐渐收缩，削弱并最终消失。第一个飑线后面的第二个飑线在这个阶段加强然后减弱。第一个飑线持续了大约9个小时，第二个持续了大约6个小时。第一个飑线比第二个更强，更持久，并且它比第二个飑线具有更严重的影响。在这里，我们主要讨论第一个飑线。

将模拟结果（图1b，d和f）与观测结果（图1a，c和e）进行比较，尽管模拟中的雷达回波区域稍微宽一些并且强烈一些，但是雷达回波的中心，运动速度，分布与观察结果一致。模式模拟成功地再现了从TS到PS的原型转换以及原始飑线背后的新的飑线生成。随着时间的推移，安徽和江苏地区产生的第一条飑线增强并向东南方向移动，在飑线前连续产生新的对流单体并将其整合到整个飑线系统中。与此同时，第二个飑线加强并组织成一个中尺度对流系统。如上所述，模拟结果成功地再现了强对流过程和雷暴演变过程。接下来，模拟数据将用于详细分析飑线的结构和传播机制。

1. 动力学和热力学结构

完全掌握飑线结构特征为进一步研究飑线演变和传播机制奠定了基础。如下所示，我们必须首先掌握动力学和热力学结构。

飑线从西北向东南移动，经向速度快于纬向速度。在这里，我们看一下119.8°E（约520个网格点）的经向横截面。飑线由两部分组成：一部分是系统前沿的对流区，其中存在最强的垂直速度；另一部分是飑线后部的层状带，雷达回波较弱，尾部层状云降水较大。在TS原型成熟阶段，飑线最强烈，且其对周围环境的影响最大，而在PS阶段则减弱；因此，成熟阶段是本次研究的重点，并且注意将PS阶段和衰减阶段合并为一个类别。

图2显示了雷暴相对经向风的演变过程。最初（图2a），在对流区系统前方的边界层有强烈的流入，在飑线中分成两个分支。其中，一个分支位于对流区域，在飑线的后上部流出；另一个分支在飑线之前的上层流出。值得注意的是，在对流区的中层存在负区域，这可以用RKW理论解释（Weisman等，1988; Rotunno等，1988）。在初始阶段，冷池较弱，因此低水平垂直环境风切变产生的正水平涡度强于冷水池产生的负水平涡度。因此，上升气流顺风倾斜，这导致负的经向速度。在层状区域，中间层（RTF流）存在小的下沉后流入的负值，上层有强上升后流出的正值（FTR流）。FTR流具有极端喷射状区域，主导了飑线。 弱边界后流出位于中层RTF流下方。

随着飑线的成熟（图2b），对流区中层的负区消失了；因此，冷池变得更强，与垂直环境风切变相对抗，这是飑线发展的重要因素。在层状云区域，上升的FTR流变弱但更宽。 RTF流程变得更强，并发展成为双核结构。其中一个核心位于低水平对流区域，主要是由于冷池前的流出量的叠加；另一个核心位于风暴后部的中层（4-6公里），这与冷水池边界后流出的正水平涡度和FTR射流产生的负水平涡度有关。因此，这两个反向旋转的涡旋导致从系统后部进入雷暴中心（Lafore和Moncrieff，1989; Weisman，1992）。RTF流对于飑线的发展很重要：它不仅将冷空气从环境输送到系统中增加了层结不稳定性，而且还提高了冷池的强度。强化的冷池增强了低空的后部流出，增加了涡度，并增强了RTF流。因此，RTF流和冷池形成了正反馈，这有利于飑线的发展。

到后期阶段（图2c），FTR流和RTF流均减弱，并且它们在层状区域中保持水平。在对流区，正向风区随着时间的推移变窄和消散；因此，带有冷干流的后部空气流过对流区域。在这种情况下，寒冷干燥的空气抑制了飑线并扰乱了它的发展；这是飑线消亡的最重要原因。

图3显示了垂直速度的不同阶段。最初（图3a），由于空气辐合堆积，在由下行环绕的对流区域中发生强烈的上升气流。上升运动的区域很窄，这导致了强烈的上升气流。在强烈的上升气流下方，降水诱导的下降气流在低空存在。在层状云区域，上升运动和下降运动是微弱的，且是狭窄的和分散的。

在成熟阶段（图3b），对流区域存在两个上升气流最大值。其中一个最大值，即在飑线前缘的边界层中，是由冷池前面的辐合产生的；而处于中空的另一个最大值是潜热释放和重力波之间的正反馈的结果。向上运动的区域变得更宽，并且与后部的FTR流相关联。在层状云区域，上升和下降的流动明显加强并变得更有序。

在后期阶段（图3c），在扩张的层状云区域中，有组织的上升和下降运动变得更弱。

图4显示了分析热力学结构时的潜在温度扰动。在飑线的生命周期中，由于上升气流中的潜热释放，在中层和上层形成持续的暖中心。在飑线的南端，温暖潮湿的空气在该地区占主导地位；因此，正位温平流是常见的。在初始阶段（图4a），通过对流区域的蒸发冷却产生了弱的由降水形成的冷池，并且通过RTF流输送的冷干燥空气增强了冷池。由于潜热加热使得中空暖核持续存在，在层状云区域，由于冰相颗粒使得在冷却高度（4-6km）处存在弱冷中心，并且由于下沉期间的绝热加热而在下方存在一个的弱暖中心。弱暖中心在地表飑线后面的尾流低压中发挥了至关重要的作用（Johnson and Hamilton，1988）。随着系统的成熟（图4b），冷池变得更宽，更深，更强，最小值为-12 K，而暖中心同时加强。在衰减阶段（图4c），冷池扩大但由于对流减少它也在减弱中。由于FTR流，暖中心也减弱但向后移动。

图5a中的压力扰动表明由于冷池的热力学效应和下沉运动的动力学效应而在边界层中产生高压（Wakimoto，1982）。由具有潜热的上升气流和具有降水阻力的下沉气流引起的空气运动导致中空的低压区域出现在高压区域上方（可以在图3a中观察到）。在此阶段，飑线前低压是明显的。在成熟阶段（图5b），高压增强，达到最大强度4 hPa；地面上的飑线前低压减弱，但由于强烈下沉后产生的绝热加热，层状云区域后部的尾流低压增加（Zipser，1977; Brown，1979），中层低压减

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