地面加熱與高原低渦和對流系統(tǒng)相互作用的一次個(gè)例研究

田珊儒　段安民王子謙　鞏遠(yuǎn)發(fā)

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地面加熱與高原低渦和對流系統(tǒng)相互作用的一次個(gè)例研究

田珊儒1, 2段安民1王子謙1鞏遠(yuǎn)發(fā)2

1中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)與地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（LASG），北京100029;2成都信息工程學(xué)院大氣科學(xué)學(xué)院，成都610225

本文利用NCEP-FNL再分析資料、FY-2E衛(wèi)星TBB數(shù)據(jù)、CMORPH降水資料，通過熱力學(xué)和動(dòng)力學(xué)診斷分析并結(jié)合中尺度天氣模式WRF的數(shù)值模擬試驗(yàn)，研究了2012年6月下旬青藏高原一次東移對流系統(tǒng)的生成發(fā)展機(jī)制以及與地面加熱相互作用的物理過程。結(jié)果表明，高原中西部地面感熱加熱是高原低渦生成、發(fā)展和東移的主導(dǎo)因子。而東移的高原低渦通過加強(qiáng)偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進(jìn)而觸發(fā)高原東部對流系統(tǒng)的生成。同時(shí)，高原對流系統(tǒng)降水產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱釋放也加強(qiáng)了東移高原低渦的強(qiáng)度，這表明地面加熱與高原低渦和對流系統(tǒng)之間存在一種正反饋機(jī)制。數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果進(jìn)一步表明，除了適當(dāng)?shù)谋尘碍h(huán)流外，高原地面潛熱通量能夠增強(qiáng)中低層大氣的不穩(wěn)定性，為對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環(huán)境。

地面加熱 高原低渦 高原對流系統(tǒng) 數(shù)值模擬

1 引言

青藏高原是世界海拔最高的高原，具有緯度低，空氣密度小，太陽輻射強(qiáng)，日照時(shí)間長，氣溫年較差小，日較差大等復(fù)雜而又獨(dú)特的高原氣候特征。青藏高原的動(dòng)力和熱力作用使其成為北半球同緯度地區(qū)氣壓系統(tǒng)出現(xiàn)最頻繁的地區(qū)（葉篤正，1979）。夏季，高原上大氣層結(jié)結(jié)構(gòu)經(jīng)常處于強(qiáng)烈的位勢不穩(wěn)定，加之高原上有許多山峰，每個(gè)山峰都類似熱帶海洋上的一個(gè)“熱島”，而海洋上的“熱島”是對流的源地，再加上高原切變線和低渦的活動(dòng)，就更使得高原在夏季成為強(qiáng)烈對流活動(dòng)區(qū)域（葉篤正，1979；Ye，1981）。對流系統(tǒng)不僅會(huì)給高原地區(qū)帶來明顯降水過程，時(shí)常還會(huì)移出高原，在下游地區(qū)形成極端降水事件（Tao and Ding，1981；Wang et al., 2013）。例如，有研究表明20世紀(jì)90年代長江中下游3次致洪暴雨都跟青藏高原中尺度對流系統(tǒng)的東移有關(guān)（張順利等，2002）。

關(guān)于高原對流系統(tǒng)的研究，Zhu and Chen（2003a，2003b）結(jié)合個(gè)例分析和數(shù)值模擬指出高原中尺度對流系統(tǒng)有著不同的發(fā)展機(jī)制（高原熱力作用和西風(fēng)槽斜壓性）。Yasunari and Miwa（2006）也基于個(gè)例分析指出東移高原對流系統(tǒng)可通過觸發(fā)西南低渦生成來影響下游地區(qū)的降水過程。Li et al.（2008）使用ISCCP（International Satellite Cloud Climatology Project）1998～2001年的深對流資料對高原對流系統(tǒng)的特征進(jìn)行了分析，指出夏季高原對流系統(tǒng)生成的兩個(gè)高頻區(qū)分別位于青藏高原中南部和東部地區(qū)，高原對流系統(tǒng)包括只在高原主體活動(dòng)、東移出高原和南移出高原三類，其中，1/2以上的夏季高原對流系統(tǒng)會(huì)在高原主體生消，但東移出的青藏高原對流系統(tǒng)能影響長江流域、中國東部、甚至朝鮮半島和日本地區(qū)的降水，南移出的青藏高原對流系統(tǒng)則會(huì)影響中國西南、中南半島和孟加拉灣地區(qū)的降水。Sugimoto and Ueno（2010）通過數(shù)值模擬指出高原熱力差異和地面潛熱通量能影響高原東部中尺度對流系統(tǒng)的形成。傅慎明等（2011）對比分析了2003和2007年梅雨期內(nèi)的青藏高原東移對流系統(tǒng)，指出夏季風(fēng)的水汽輸送和高原熱源作用的結(jié)合才能促進(jìn)高原對流系統(tǒng)的發(fā)展，二者缺一不可。

夏季青藏高原是強(qiáng)大的熱源，高原低渦和對流系統(tǒng)的生成發(fā)展與地面加熱密切關(guān)聯(lián)。然而，地面加熱與高原低渦和高原對流系統(tǒng)之間相互作用的機(jī)理迄今尚不清楚。本文將利用資料診斷分析和數(shù)值模擬，通過個(gè)例分析研究地面加熱影響高原低渦和對流系統(tǒng)以及它們之間相互作用的物理過程，相關(guān)結(jié)果可為揭示高原低渦以及對流系統(tǒng)的東移發(fā)展機(jī)制和預(yù)報(bào)我國東部夏季降水過程提供有益借鑒。

2 資料、模式和數(shù)值試驗(yàn)介紹

本文所用的資料包括：（1）由中國氣象局國家衛(wèi)星氣象中心提供的時(shí)間分辨率為1小時(shí)，水平分辨率為0.1°×0.1°的FY-2E衛(wèi)星TBB數(shù)據(jù)“http://satellite.cma.gov.cn/portalsite/default.aspx [2013- 11-10]”；（2）時(shí)間分辨率為6小時(shí)，水平分辨率為1°×1°的NCEP-FNL再分析資料（Kalnay et al., 1996）；（3）每3小時(shí)一次，水平分辨率為0.25°× 0.25°的CMORPH衛(wèi)星反演降水資料“http:// www.cpc.ncep.noaa.gov/products/janowiak/cmorph_description.html [2013-11-10]”。

本文采用中尺度天氣模式WRF（3.4.1版本），模擬時(shí)間為2012年6月23日00時(shí)（協(xié)調(diào)世界時(shí)，UTC，下同）～26日00時(shí)，模擬的初始驅(qū)動(dòng)條件和邊界條件為NCEP-FNL每6小時(shí)1次的再分析資料。模擬區(qū)域選用兩層嵌套形式，外層模擬區(qū)域?yàn)椋?2.5°～50°N，55°～125°E），水平分辨率為30 km；內(nèi)層模擬區(qū)域?yàn)椋?0°～46°N，75°～115°E），水平分辨率為10 km。經(jīng)過多組參數(shù)化方案的對比評估，最后確定WSM6微物理方案（Hong and Lim，2006）、KF積云對流參數(shù)化方案（Kain and Fritch，1990）、Noah陸面方案（Chen at al., 1996）、YSU邊界層方案（Hong et al., 2006）、RRTM長波輻射方案（Mlawer et al., 1997）和Dudhia短波輻射方案（Dudhia，1989）為本文模擬研究的組合方案。為了進(jìn)一步探討高原地面感熱、潛熱通量對高原低渦以及對流系統(tǒng)的影響，這里使用WRF進(jìn)行了感熱、潛熱的敏感性試驗(yàn)，兩個(gè)敏感性試驗(yàn)方案設(shè)置如下：方案一，將整個(gè)模擬時(shí)間段內(nèi)3000 m高度以上的高原地面感熱通量設(shè)置為0，用“NoHFX”表示；方案二，將整個(gè)模擬時(shí)間段內(nèi)3000 m高度以上的高原地面潛熱通量設(shè)置為0，用“NoQFX”表示。

3 2012年6月下旬高原東部對流云帶特征和高低空環(huán)流場

TBB（黑體亮溫）代表云頂溫度，可以作為對流活動(dòng)強(qiáng)弱的判據(jù)，高原上對流云的云頂亮溫多在220～250 K 之間，強(qiáng)對流云很少（江吉喜和范梅珠，2002）。綜合對比分析，這里選用TBB為240 K值作為研究2012年6月下旬高原對流系統(tǒng)的對流判別標(biāo)準(zhǔn)。2012年6月23～27日，高原上有兩 條明顯的連續(xù)東傳對流云帶；其中，第一條東傳對流云帶在6月23日12 時(shí)生成于高原中部90°E附近，并于6月24日12時(shí)在110°E附近減弱消亡，前后一共在高原上的東傳活動(dòng)時(shí)間接近24小時(shí)；與此同時(shí)，24日12時(shí)，高原東部95°E附近有一條新的對流云帶生成，并持續(xù)東傳至江淮流域，然后于27日12時(shí)東移出海減弱消亡，此對流云帶生命史接近72小時(shí)（圖1a）。Li et al.（2008）指出降水是夏季高原對流系統(tǒng)的一個(gè)特征，由圖1b中可知，2012年6月23～27日，有兩條自高原向東傳播的連續(xù)雨帶，此雨帶的分布、強(qiáng)度變化特征與對流 云帶的兩次東傳過程有著很好的一致對應(yīng)性。另外，在2012年6月25～27日，中國東部江淮流域發(fā)生了一次明顯的大暴雨強(qiáng)降水過程，此次天氣過程跟高原天氣系統(tǒng)的東傳有關(guān)（曹勇，2012）。因而，本文選用2012年6月24日12時(shí)在高原東部生成的第二條東傳對流云帶作為研究東移高原對流系統(tǒng)生成機(jī)制的典型個(gè)例。

夏季，南亞高壓作為對流層上部平流層底部強(qiáng)大而又穩(wěn)定的半永久性大氣活動(dòng)中心，對我國夏季天氣氣候變化有著重要的影響（王斌和李躍清，2011）。高原低渦是活動(dòng)于高原主體的重要天氣系統(tǒng)之一（向朔育和李躍清，2011）。由圖2可看出，2012年6月24日12時(shí)，高原上空200 hPa高度上受南亞高壓控制，其中心位于高原南部，高原對流云帶處于南亞高壓東北部偏北輻散氣流的正下方；相應(yīng)地，高原東部500 hPa高度上存在一顯著的經(jīng)向低壓槽，高原低渦嵌套在此槽內(nèi)，高原對流云帶處于高原低渦后部偏南、偏北氣流形成的輻合帶中。這種高層輻散、低層輻合的高低空環(huán)流場配置為高原對流系統(tǒng)的生成提供了十分有利的環(huán)境條件。

圖1 2012年6月23日00時(shí)～27日12時(shí)沿28.5°～32.5°N平均的經(jīng)度—時(shí)間剖面圖：（a）TBB（單位：K）；（b）CMORPH累積降水量（單位：mm/3h）

圖2 2013年6月24日12時(shí)位勢高度（單位：gpm）和風(fēng)矢量場（單位：m/s）：（a）200 hPa；（b）500 hPa。陰影表示TBB（單位：K），黑色實(shí)線為3000 m高原地形等值線，紫色虛線框表示高原對流系統(tǒng)的位置

關(guān)于高原對流系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)狀況，由圖3可知，高原東部沿著33°N高原對流中心在500 hPa高度以下近地層為東西風(fēng)的輻合區(qū)，上升運(yùn)動(dòng)從高原近地層一直向上延伸至300 hPa高度，負(fù)的位勢高度距平區(qū)主要位于400 hPa高度以下的高原近地層，高空正的位勢高度距平等值線偏東偏強(qiáng)；此外，沿著96°E高原對流系統(tǒng)中心，南北氣流交綏區(qū)發(fā)生在高原中部32°～34°N區(qū)域，上升運(yùn)動(dòng)區(qū)在高原中部34°N附近，400 hPa高度以下的負(fù)距平區(qū)也主要位于高原中部34°N附近，而高空則為偏北偏強(qiáng)的位勢高度正距平區(qū)。綜上可知，高原對流系統(tǒng)生成時(shí)，其中心區(qū)域?qū)α靼l(fā)展旺盛，高原低層盛行強(qiáng)烈的氣流輻合區(qū)，且伴有高原低渦的發(fā)展。這說明高原對流系統(tǒng)的強(qiáng)烈生成發(fā)展與高原低空氣流輻合帶、高原低渦之間可能有著某種十分密切的聯(lián)系。

4 影響高原對流系統(tǒng)生成的高原低渦渦源分析

高原低渦是青藏高原夏季主要的降水系統(tǒng)，水平尺度約500 km，垂直厚度約2～3 km，少數(shù)高原低渦在有利環(huán)流形勢下會(huì)東移出高原給下游地區(qū)帶來災(zāi)害性天氣過程（葉篤正，1979；青藏高原氣象科研拉薩會(huì)戰(zhàn)組，1981；郁淑華和高文良，2006；郁淑華等，2007；陳功等，2012；Zhang et al., 2014）。2012年6月24日12時(shí)，高原低渦在高原東部 100°E附近發(fā)展顯著，其空間分布主要從高原近地層向上延伸到400 hPa高度，渦度中心位于500 hPa高度上（圖4a）；與此同時(shí)，在高原東部對流系統(tǒng)生成區(qū)域（圖2紫色虛線框），相當(dāng)位溫e在500～350 hPa高度層之間隨著高度是遞減（圖4b），這說明高原東部對流層中下層存在大氣的對流不穩(wěn)定能量。而空氣的這種對流不穩(wěn)定性特征十分有利于高原對流系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展和維持（盧萍等，2009）。

圖3 2012年6月24日12時(shí)高原地區(qū)（a）沿33°N的經(jīng)度—高度剖面圖和（b）沿96°E的緯度—高度剖面圖。（a）和（b）矢量分別表示u×(?100 ω)和v×(?100 ω)；藍(lán)色等值線表示相對于該時(shí)次高原平均（25°～40°N，70°～110°E）的位勢高度距平（單位：gpm），實(shí)線表示正距平，虛線為負(fù)距平；陰影表示垂直速度ω，單位為Pa/s；水平風(fēng)速單位為m/s；灰色填充區(qū)表示高原地形

圖4 2013年6月24日12時(shí)要素場：（a）沿33°N高原渦中心相對渦度（單位：10?5 s?1）的經(jīng)度—高度剖面圖；（b）青藏高原東部對流區(qū)相當(dāng)位溫θe（單位：K）平均垂直廓線（圖2紫色虛線方框區(qū)域）?；疑畛鋮^(qū)表示高原地形

為了解釋產(chǎn)生高原低渦渦源的因子，我們對此次低渦過程的等熵位渦變化進(jìn)行了診斷分析。由圖5可知，2012年6月24日06時(shí)（圖5a），高原東部在330 K等熵面上有等熵位渦值為0.5 PVU（1PVU=10?6m2K s?1 kg?1）的閉合等值線，但在此區(qū)域并未發(fā)現(xiàn)TBB對流云帶的分布；然而，在24日12時(shí)（圖5b），高原東部330 K等熵面上則出現(xiàn)了等熵位渦值大于1.0 PVU的孤立位渦高值帶（打點(diǎn)區(qū)域），且該區(qū)域與TBB對流云帶位置相對應(yīng)。這說明高原低渦的位渦渦源是新生成發(fā)展起來的，與上一個(gè)時(shí)次（6月24日06時(shí)）并無直接的聯(lián)系。另外，還從高原500 hPa水汽通量場上看出，24日12時(shí)，有來自孟加拉灣的暖濕水汽與來自中緯度西風(fēng)環(huán)流輸送的水汽在高原東部交綏，此水汽交綏區(qū)為TBB對流云帶的發(fā)展提供了充足的水汽條件。

根據(jù)位渦理論（Hoskins et al.，1985；Hoskins, 1997），高層正值高位渦的擾動(dòng)能夠激發(fā)低層氣旋式環(huán)流的發(fā)展和加強(qiáng)。吳海英和壽紹文（2002）對江淮流域的一次氣旋發(fā)生發(fā)展進(jìn)行分析指出，潛熱釋放將促使高層的高位渦向下傳輸，進(jìn)而導(dǎo)致低層氣旋加深發(fā)展。2012年6月24日06時(shí)（圖6a），沿著33°N，高原西部（75°E）和東部（105°E）分別在400 hPa和500 hPa高度上存在一個(gè)位渦高值中心帶，其中，高原西部的位渦高值中心上方存在高低空正位渦帶的上下打通，而高原東部則是一個(gè)孤立的低層位渦高值中心。24日12時(shí)（圖6b），高原西部高空繼續(xù)有高低空正位渦帶的上下打通，其低層的高值正位渦中心強(qiáng)度較上一時(shí)次（24日06時(shí)）有所增強(qiáng)，這說明低層位渦的加強(qiáng)與否可能跟高低空正位渦帶的上下打通有關(guān)；與之相反，高原東部的正位渦中心強(qiáng)度則顯著減弱，同時(shí)也并未出現(xiàn)高低空正位渦帶的上下打通現(xiàn)象。值得注意的是，在高原東部100°E附近，高原低層有一新的孤立正位渦高值中心生成發(fā)展，位渦中心位于500 hPa高度上，此高值正位渦中心與圖4b中的高原低渦渦度中心有著很好的一致對應(yīng)性。因而可知，此高原低渦的渦源是局地新生成發(fā)展起來的，跟高低空正位渦帶的上下打通現(xiàn)象無關(guān)。這與前面提到的江淮氣旋的發(fā)生發(fā)展過程有所區(qū)別。

圖5 2012年6月24日（a）06時(shí)和（b）12時(shí)500 hPa 水汽通量q v（矢量）、330 K等熵位渦（藍(lán)色實(shí)線）和TBB（陰影）。打點(diǎn)區(qū)域表示等熵位渦值大于1.0PVU以上的區(qū)域，黑色實(shí)線為3000 m高原地形等值線， q v單位為m s?1 kg kg?1，等熵位渦單位為PVU，TBB單位為K

圖6 沿33°N位渦經(jīng)度—高度剖面圖：（a）2012年6月24日06時(shí)；（b）2012年6月24日12時(shí)。位渦單位為PVU，灰色填充區(qū)表示高原地形

根據(jù)Wang et al.（1993），由非絕熱加熱（冷卻）所引起的位渦變化可用如下公式表示：

, （1）

式中表示非絕熱加熱率。通常情況下，，從（1）式可知，當(dāng)非絕熱加熱隨高度向上增大（減?。r(shí)，位渦PV將隨時(shí)間增加（減少）。因而，在最大加熱層以上，位渦隨時(shí)間減少，而在最大加熱層以下，位渦則隨時(shí)間增加。

高原東部雨季降水豐沛，由于海拔高，高原降水所產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱可直接釋放到大氣對流層中部,加熱大氣，并通過大氣環(huán)流進(jìn)而影響中國的天氣氣候（李棟梁等，2008）。夏季潛熱加熱是高原非絕熱加熱的主要形式（葉篤正，1979；段安民和吳國雄，2003）。圖7為高原非絕熱率（Yanai et al., 1973）垂直廓線分布圖，從中可看出，2012年6月24日06時(shí)（實(shí)線），高原東部500～450 hPa高度層之間，非絕熱加熱率隨高度向上遞減；然而，在24日12時(shí)，高原東部低層非絕熱加熱率則隨高度向上遞增，且強(qiáng)度有著顯著的增強(qiáng)，最大值為15 K/d，最大加熱層也向上抬升到400 hPa高度上。根據(jù)公式（1）可知，在24日12時(shí)，高原東部400 hPa高度下低層則有由非絕熱加熱引起的局地正位渦制造；另外，還從圖5中可知，24日12時(shí)，高原對流系統(tǒng)在高原東部生成（圖5b紫色虛線框），而在前一個(gè)時(shí)刻（6月24日06時(shí)），此區(qū)域并不存在高原對流系統(tǒng)的分布（圖5a紫色虛線框）。這說明此高原低渦的局地正位渦制造可能主要跟高原對流降水產(chǎn)生的潛熱釋放有關(guān)。

圖7 2012年6月24日06時(shí)（黑色實(shí)線）和12時(shí)（黑色虛線）青藏高原東部對流區(qū)非絕熱加熱率平均垂直廓線（圖5紫色虛線框），單位：K/day

5 高原地面感熱、潛熱通量對高原東部對流系統(tǒng)的影響

上述結(jié)果說明了高原東部對流系統(tǒng)的生成跟高原低空氣流輻合帶和高原低渦有關(guān)，并且高原東部對流系統(tǒng)的潛熱釋放是局地正位渦制造的主要因子。那么，此高原低渦的生成源地在哪里？影響它生成的主要因子又是什么？以及此高原低渦對高原東部對流系統(tǒng)的生成有著怎樣的影響？針對這些問題，我們利用WRF模式開展了數(shù)值模擬試驗(yàn)。

由圖8可知，2012年6月23日12時(shí)～25日12時(shí)高原上有一次正渦度東傳過程。此東傳渦度帶在23日12時(shí)左右生成于高原西部80°E附近，東傳至25日12時(shí)在高原東部105°E附近減弱消亡。期間，東傳渦帶的渦度值在6月24日12時(shí)～25日00時(shí)有著顯著的加強(qiáng)（大于1.5×10?5s?1）。然而，高原對流系統(tǒng)在6月24日12時(shí)生成于高原東部95°E附近（圖1a），并通過釋放潛熱進(jìn)而加強(qiáng)了東移高原低渦的強(qiáng)度（圖7）。由此可知，高原低渦先于高原對流系統(tǒng)前一天在高原西部80°E附近生成，然后繼續(xù)東移并在高原東部減弱消亡。在此期間，高原對流系統(tǒng)通過降水產(chǎn)生的潛熱加強(qiáng)了東移高原低渦的強(qiáng)度。

夏季高原地區(qū)，西部以感熱為主，東部以潛熱為主（葉篤正，1979；Duan and Wu，2008；竺夏英等，2012；王美蓉等，2012）。2012年6月23日09時(shí)為高原低渦初始時(shí)刻，此時(shí)地面感熱通量大于100 W/m2的區(qū)域主要集中在90°E以西的高原西部（圖9a）。6月24日06時(shí)，高原東部對流系統(tǒng)生成時(shí)，地面潛熱通量大于100 W/m2的區(qū)域則主要分布在90°E以東的高原東部（圖9b）。

為了進(jìn)一步探討高原地面感熱和潛熱對高原低渦和高原對流系統(tǒng)的影響機(jī)理。這里使用WRF分別對高原地面感熱，潛熱進(jìn)行了敏感性試驗(yàn)。由NCEP-FNL分析場（圖10a）可看出，2012年6月23日12時(shí)，高原西部（90°E以西）500 hPa風(fēng)場上為一閉合性的氣旋性環(huán)流（高原低渦），環(huán)流中心大致在（33°N，90°E）；圖10b、c、d為該時(shí)次WRF模擬的500 hPa風(fēng)場分布，從中可以看出，參考試驗(yàn)（Ctl）能很好地模擬出NCEP-FNL再分析資料中500 hPa上的閉合性氣旋環(huán)流，但是強(qiáng)度偏強(qiáng)，這可能與WRF模式參數(shù)化方案有關(guān)。同時(shí)，通過對參考試驗(yàn)（Ctl）、敏感性試驗(yàn)一（NoHFX）和敏感性試驗(yàn)二（NoQFX）進(jìn)行對比分析，可以看出，在去掉高原地面感熱通量后（NoHFX），與參考試驗(yàn)（Ctl）相比，NoHFX方案中高原西部（90°E以西）500 hPa高度上閉合性氣旋環(huán)流顯著減弱，沒有出現(xiàn)顯著的閉合性環(huán)流中心。然而，在敏感性試驗(yàn)二（NoQFX）中，去掉高原地面潛熱通量之后，高原西部（90°E以西）500 hPa上閉合性氣旋環(huán)流分布與參考試驗(yàn)（Ctl）比較起來，并無顯著的變化。以上的對比分析表明，WRF參考試驗(yàn)（Ctl）能夠很好地模擬出高原西部低渦的生成；高原地面感熱通量對高原西部低渦的生成影響較大，而高原地面潛熱通量對其則無明顯作用。

圖8 2012年6月23日00時(shí)～27日12時(shí)沿33°～35°N渦度平均的經(jīng)度—時(shí)間剖面，渦度單位：10?5s?1

圖9 （a）2012年6月23日09時(shí)地面感熱通量（單位：W/m2）；（b）2012年6月24日06時(shí)地面潛熱通量（單位：W/m2）。黑色實(shí)線為3000 m高原地形等值線

根據(jù)前文，高原低渦生成于高原西部，主要受高原地面感熱通量的影響；同時(shí)，高原東部對流系統(tǒng)釋放的凝結(jié)潛熱也加強(qiáng)了東移高原低渦的強(qiáng)度。那么，東移高原低渦影響高原東部對流系統(tǒng)生成的主要機(jī)制是什么？從NCEP-FNL分析場中可看出（圖11a），在2012年6月24日12時(shí)，高原低渦已東移到高原東部，高原對流系統(tǒng)生成于高原低渦后部偏北、偏南氣流形成的輻合帶中，且對流系統(tǒng)區(qū)域內(nèi)對應(yīng)著6小時(shí)累積水量超過5 mm的雨帶分布。結(jié)合WRF模擬結(jié)果（圖11b）對比分析可知，WRF模擬出的東移高原低渦位置、強(qiáng)度與再分析資料中的東移高原低渦較為相似，且模擬的對流雨帶位置、強(qiáng)度與CMORPH降水帶較為一致。這說明WRF能較為成功地模擬出高原低渦的東移和高原對流雨帶的形成，以及此次高原東部的降水過程主要跟對流降水有關(guān)。然而，在去掉高原地面感熱通量（圖11c）后，東移高原低渦位置明顯偏北偏西，沿著33°N偏北、偏南氣流形成的輻合帶也大幅減弱，高原東部也沒有出現(xiàn)明顯的高原對流雨帶分布。以上說明東移高原低渦可能通過加強(qiáng)偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進(jìn)而觸發(fā)高原東部對流系統(tǒng)的生成。而高原地面感熱通量對高原低渦的生成、發(fā)展和東移都有著十分重要的作用，這與羅四維等（1991）；羅四維和楊洋（1992），李國平等（2002）；李國平和劉紅武（2006）的結(jié)論一致。

圖10 2012年6月23日18時(shí)500 hPa風(fēng)場（單位：m/s）：（a）NCEP-FNL數(shù)據(jù)；（b）參考試驗(yàn)（Ctl）；（c）敏感性試驗(yàn)一（NoHFX)；（d）敏感性試驗(yàn)二（NoQFX）。等值線為高原3000 m地形等高線

圖11 2012年6月24日12時(shí)500 hPa風(fēng)場（單位：m/s）：（a）NCEP-FNL數(shù)據(jù)；（b）參考試驗(yàn)（Ctl）；（c）敏感性試驗(yàn)一 (NoHFX)；（d）敏感性試驗(yàn)二（NoQFX）。（a）中陰影表示CMORPH累積降水量（單位：mm/6 h）；（b）–（d）中陰影表示W(wǎng)RF模擬累積對流降水量（單位：mm/6 h）；等值線為高原3000 m地形等高線；紫色虛線框同圖2

另外，在去掉高原地面潛熱通量（圖11d）后，東移高原低渦置和強(qiáng)度并無明顯的變化，沿著33°N形成的偏北、偏南氣流輻合帶也無顯著改變，但高原東部則未出現(xiàn)高原對流雨帶的分布。這說明高原地面潛熱通量是影響高原東部對流系統(tǒng)生成的一個(gè)重要因子，而對高原低渦東移并無顯著作用。盧萍和宇如聰（2008）指出，地面潛熱通量對大氣穩(wěn)定度的影響可以通過對流有效位能的變化來說明。圖12為此次天氣過程中對流有效位能的演變過程，從中可以看出，在參考試驗(yàn)（Ctl)中，大氣中的對流有效位能在6月24日06～15時(shí)有著一次急劇 的變化過程，大約在24日09時(shí)達(dá)到極值，約260 J/kg，然后開始迅速減弱；在無高原地面潛熱通量的試驗(yàn)中（NoQFX），大氣中的對流有效位能值偏小，最大值不超過40 J/kg, 且無明顯變化。這說明地面潛熱通量能夠增強(qiáng)中低層大氣的不穩(wěn)定性，為對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環(huán)境。

圖12 2012年6月24日00時(shí)～25日00時(shí)對流有效位能（CAPE）的平均演變序列（圖5紫色虛線框）。黑色實(shí)線表示參考試驗(yàn)（Ctl），黑色點(diǎn)線表示敏感性試驗(yàn)二（NoQFX）

綜上，高原地面感熱通量對高原低渦的生成、發(fā)展和東移都有著十分重要的作用，而東移高原低渦通過加強(qiáng)偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進(jìn)而觸發(fā)了高原東部對流系統(tǒng)的生成。同時(shí)，高原地面潛熱通量能夠增強(qiáng)中低層大氣的不穩(wěn)定性，為對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環(huán)境，但對高原低渦則無顯著的影響。高原地面感熱、潛熱通量是高原東部對流系統(tǒng)生成發(fā)展過程中必不可少的因子。

6 結(jié)論與討論

本文利用NCEP-FNL再分析資料、FY-2E衛(wèi)星TBB數(shù)據(jù)、CMORPH降水資料，通過熱力學(xué)和動(dòng)力學(xué)診斷分析并結(jié)合區(qū)域天氣氣候模式WRF的數(shù)值模擬試驗(yàn)，研究了2012年6月下旬青藏高原一次東移對流系統(tǒng)的生成發(fā)展機(jī)制以及與地面加熱相互作用的物理過程，得出的結(jié)論如下：

（1）高原地面感熱通量對高原低渦的生成、發(fā)展和東移都有著十分重要的作用，而東移高原低渦通過加強(qiáng)偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進(jìn)而觸發(fā)了高原東部對流系統(tǒng)的生成。

（2）高原地面潛熱通量能夠增強(qiáng)中低層大氣的不穩(wěn)定性，為對流系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環(huán)境，但對高原低渦則無顯著的影響。高原地面感熱、潛熱通量是高原東部對流系統(tǒng)生成發(fā)展過程中必不可少的因子。

（3）東移高原低渦的加強(qiáng)主要跟高原對流系統(tǒng)降水產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱釋放有關(guān)，跟高低空正位渦帶的上下打通并無直接關(guān)系。東移高原低渦與高原對流之間存在一種正反饋機(jī)制，即東移高原低渦觸發(fā)高原對流系統(tǒng)的生成，而高原對流系統(tǒng)生成后，通過降水所釋放的凝結(jié)潛熱加熱，又進(jìn)一步加強(qiáng)了高原低渦的強(qiáng)度。

本文所得結(jié)論僅是基于個(gè)例分析的結(jié)果，今后還需要通過更多的個(gè)例分析驗(yàn)證地面加熱與高原低渦和對流系統(tǒng)之間相互作用的物理過程。此外，對流系統(tǒng)移出高原并影響下游地區(qū)降水天氣過程中的地面加熱與環(huán)流系統(tǒng)的相互作用的機(jī)制還有待深入研究。

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Interaction of Surface Heating, the Tibetan Plateau Vortex, and a ConvectiveSystem: A Case Study

Tian Shanru1, 2, Duan Anmin1, Wang Ziqian1, and Gong Yuanfa2

1(),,,1000292,,610225

Using the National Centers for Environmental Prediction Final Analyses (NCEP-FNL) reanalysis data, the temperature of black body (TBB) data from the Fengyun-2E (FY-2E) satellite, and the Climate Prediction Center morphing technique (CMORPH) precipitation data, the effects of surface heating on the genesis and development of a convective system over the Tibetan Plateau (TP) in late June 2012 are analyzed on the basis of thermodynamic and dynamic diagnosis and numerical simulation by employing the WRF model. Results indicate that surface heating over the western and central Tibetan Plateau plays an important role in the genesis, enhancement, and eastward propagation of the TP Vortex (TPV). During the development phase, the TPV triggers the genesis of a convective system over the eastern TP by strengthening the convergence belt between the northerly and southerly flows. Meanwhile, strong condensation heating, released by the convective precipitation, reinforces the TPV. Therefore, a positive feedback mechanism exists between the surface heating, the TPV, and the convective system. Results from numerical simulations further reveal that, in addition to the appropriate background circulation, the surface latent heat flux over the eastern TP can induce an unstable state in the low level atmosphere. This provides energy for the development of convective systems, which can then generate a suitable thermal environment for organized convective precipitation.

The surface heating, Tibetan Plateau vortex, Convective system, Numerical simulation

1006?9895(2015)01?0125?12

P447

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1404.13311

2013?11?05；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期2014?04?15

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41175070，國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（973計(jì)劃）項(xiàng)目91337216，財(cái)政部/科技部公益性行業(yè)（氣象）科研專項(xiàng)GYHY201006014

田珊儒，男，1989年出生，碩士研究生，主要從事天氣動(dòng)力學(xué)和中尺度數(shù)值模擬研究的研究。E-mail: tianshanru104@163.com

段安民，E-mail: amduan@lasg.iap.ac.cn