理想地形下不同云微物理方案對登陸臺(tái)風(fēng)降水增幅影響的數(shù)值研究

曾智華，管靚，陳聯(lián)壽，高志球，李煜斌

(1.中國氣象局上海臺(tái)風(fēng)研究所，上海 200030； 2.上海海洋氣象臺(tái)，上海 200030； 3.中國氣象科學(xué)研究院，北京 100081； 4.中國科學(xué)院大氣物理研究所，北京 100029； 5.南京信息工程大學(xué)，江蘇 南京 210044)

引言

地形降水的形成和增強(qiáng)機(jī)制極為復(fù)雜，它極其依賴于上游氣流的動(dòng)力學(xué)和熱力學(xué)條件、云層間的相互作用、動(dòng)力學(xué)和云微物理過程之間的相互作用以及山脈的幾何形狀等。過去，已經(jīng)提出了幾種主要的形成和增強(qiáng)機(jī)制：氣流穩(wěn)定上升作用[1]；濕不穩(wěn)定性釋放[2-3]；山脈幾何形狀的影響[4-6]；熱力作用和地形強(qiáng)迫影響[7-8]；云播撒機(jī)制[9-11]以及云微物理動(dòng)力作用[12-14]。其中，云微物理過程與地形引起的動(dòng)力學(xué)過程相互作用，可以通過以下各種方式來增強(qiáng)降水：增加水蒸氣和水凝物的垂直輸送；降低山地上方的抬升凝結(jié)高度而增強(qiáng)降水；改變降水中云微物理途徑；在更高的山面上截集水凝物；與云微物理的時(shí)間尺度相比，改變空氣運(yùn)動(dòng)的水平對流時(shí)間尺度，從而改變山脈的降水分布；改變降水效率；增加隨著下坡絕熱變暖而產(chǎn)生的蒸發(fā)；變化湍流引起的小尺度地形降水不穩(wěn)定性等方式。實(shí)際上，云播撒機(jī)制也可以看作是這種云微物理動(dòng)力作用機(jī)制的一種特例。當(dāng)氣流過山被迫上升，可形成地形“受播”云，在該“受播”云上方是大尺度上升運(yùn)動(dòng)造成的“播撒”云，“播撒”云的降水是以中等強(qiáng)度的穩(wěn)定層狀云降水出現(xiàn)的。當(dāng)“播撒”云的降水遇到水汽含量高的“受播”云環(huán)境，降水雨滴會(huì)提高碰并云滴效率，從而使得降水量增幅顯著。

以往通過對臺(tái)灣中央山脈臺(tái)風(fēng)路徑的觀測資料和模式分析，已研究了山脈地形對臺(tái)風(fēng)路徑的可能影響，例如根據(jù)臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度、引導(dǎo)風(fēng)速、氣旋尺度大小、登陸位置和襲擊角度，分析了臺(tái)灣中央山脈上的臺(tái)風(fēng)路徑可以分為連續(xù)路徑和不連續(xù)路徑[15-16]。

除此之外，人們越來越關(guān)注臺(tái)風(fēng)暴雨現(xiàn)象[17-20]，特別是臺(tái)風(fēng)來臨時(shí)地形對臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度結(jié)構(gòu)和降水的影響。例如，2012年臺(tái)風(fēng)“卡努”(KHANUN)造成了韓國濟(jì)州島漢拿山(海拔高度1 950 m)持續(xù)6 h(07:00—13:00 UTC)、超過226 mm的累計(jì)降雨，LEE et al.[21]通過雙多普勒雷達(dá)和簡單軌跡分析，研究了該臺(tái)風(fēng)越過濟(jì)州島時(shí)山區(qū)附近降水的增強(qiáng)機(jī)制。中央山脈位于太平洋包圍的臺(tái)灣島嶼中，并且此處常年經(jīng)歷臺(tái)風(fēng)的侵襲，為研究地形對熱帶氣旋降水影響提供了一個(gè)理想的環(huán)境。臺(tái)灣中央山脈的長度約為300 km，寬度約為100 km，平均高度約為2 km。TANG et al.[22]通過分析2001年臺(tái)風(fēng)“百合”(NARI)穿越臺(tái)灣中央山脈的過程，研究了臺(tái)風(fēng)NARI(2001)的山地重力波和地形對流特征及其對地形降水形成的影響，發(fā)現(xiàn)云微物理的淞附過程和碰并過程不僅是上風(fēng)向坡降水增加的原因，也是產(chǎn)生背風(fēng)面最大降水的主要原因。WU et al.[23]研究了臺(tái)灣中央山脈對1996年臺(tái)風(fēng)“賀伯”(HERB)的降水影響，其結(jié)果表明，通過精確的臺(tái)風(fēng)路徑模擬，模式成功模擬觀測到的降雨能力取決于兩個(gè)因素：模型的水平網(wǎng)格間距及其描述臺(tái)灣地形的能力，認(rèn)為中央山脈的存在對風(fēng)暴路徑影響很小，但在大幅增加臺(tái)灣地區(qū)的總降雨量中起著關(guān)鍵作用；在上坡山區(qū)上方的對流層低層存在最大的垂直運(yùn)動(dòng)和非絕熱加熱率，這是臺(tái)風(fēng)環(huán)流與臺(tái)灣山區(qū)地形相互作用的強(qiáng)制抬升的重要特征。

但是，考慮到歷史臺(tái)風(fēng)個(gè)例對臺(tái)灣中央山脈影響的各種特殊性差異，個(gè)例研究可能導(dǎo)致認(rèn)識問題的復(fù)雜化和片面化。因此，本研究設(shè)計(jì)了類似臺(tái)灣中央山脈的理想地形，通過理想數(shù)值模式，主要關(guān)注臺(tái)風(fēng)跨越島嶼大地形時(shí)臺(tái)風(fēng)路徑、強(qiáng)度結(jié)構(gòu)和降水影響，尤其是重點(diǎn)診斷和分析了云微物理過程對理想臺(tái)風(fēng)的物理特性的可能影響，以期為臺(tái)風(fēng)降水實(shí)際業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)提供一定理論依據(jù)。

1 模式設(shè)計(jì)與試驗(yàn)

本文使用兩重嵌套、單向反饋的理想WRF-V3.4.1模式進(jìn)行研究，該理想模式控制試驗(yàn)是以12、4 km水平分辨率，模式垂直方向以28個(gè)σ層來配置，即σ值(自下而上)分別為1.000，0.990，0.978，0.964，0.946，0.922，0.894，0.860，0.817，0.766，0.707，0.644，0.576，0.507，0.444，0.380，0.324，0.273，0.228，0.188，0.152，0.121，0.093，0.069，0.048，0.029，0.014，0.000。粗網(wǎng)格為541×541，細(xì)網(wǎng)格為241×241。鑒于本研究不考慮大尺度環(huán)境流的作用，對流過程主要在內(nèi)網(wǎng)格中產(chǎn)生，因此，在兩個(gè)網(wǎng)格中未包括積云參數(shù)化過程，所有網(wǎng)格直接使用顯式微物理方案[24-25]。

模式是以在12.5°N處、靜止環(huán)境場上、β平面、固定海面溫度為29 ℃，對軸對稱氣旋渦進(jìn)行初始化。通過求解該初始?xì)庑郎u在給定切向風(fēng)速場條件下的非線性平衡方程來獲得模式的初始質(zhì)量和風(fēng)速場。使用YSU(Yonsei University)邊界層(planetary boundary layer，PBL)物理過程。非擾動(dòng)的模式大氣的初始熱力結(jié)構(gòu)指定為GRAY et al.[26]給定的西北太平洋晴空環(huán)境下的結(jié)構(gòu)。初始渦旋的切向風(fēng)如下所示：

(1)

其中σu=0.15，且：

(2)

其中rm是最大切向風(fēng)半徑；Vm是對應(yīng)rm的最大切向風(fēng)速；r是半徑；b是表征在最大風(fēng)半徑以外切向風(fēng)徑向衰減率的無量綱參數(shù)；R0是渦旋風(fēng)消失的臨界半徑。通過求解非線性平衡方程得到渦旋的質(zhì)量和熱力場。文中設(shè)定Vm=25 m·s-1，rm=80 km，R0=900 km，b=1.0。設(shè)定臺(tái)風(fēng)移速為-5 m·s-1。

為了研究云微物理方案及其冰相過程的“播撒”云對臺(tái)風(fēng)的可能影響，設(shè)計(jì)了兩個(gè)對比試驗(yàn)：mp=3和mp=6試驗(yàn)，分別使用簡單冰相作用的WSM3(WRF Single-Moment 3-Class)顯式微物理方案[27]和復(fù)雜冰相作用的WSM6(WRF Double-Moment 6-Class)顯式微物理方案[28]。簡單冰相包含3類水物質(zhì)，即水汽、云/冰、雨/雪，其中云/冰、雨/雪物質(zhì)是通過溫度來判別；而復(fù)雜冰相作用包含6類水物質(zhì)，即水汽、云、冰、雨、雪和霰，該對比試驗(yàn)的主要目的是考察云微物理冰相過程中霰對臺(tái)風(fēng)各項(xiàng)特征的不同作用，其物理含義見表1。模式模擬臺(tái)風(fēng)共運(yùn)行240 h。

表1 不同云微物理過程方案

采用公式(3)代表類似于臺(tái)灣中央山脈地勢的理想山脈地形：

(3)

其中，h0=1 km，x0=2 600 km，y0=3 240 km，a=50 km，b=600 km。當(dāng)y≥y0+b時(shí)，yc=y0+b；而當(dāng)y≤y0-b時(shí)，yc=y0-b。在模擬開始時(shí)就將該山脈作為地形坐標(biāo)的一部分被插入到模式之中。

2 結(jié)果與分析

2.1 臺(tái)風(fēng)路徑影響

圖1表示從145 h至223 h期間模式臺(tái)風(fēng)中心每隔3 h的中心位置變化，其中等值線為理想山脈地形等高線。當(dāng)mp=3試驗(yàn)時(shí)，在145 h時(shí)臺(tái)風(fēng)中心位置相對偏南，在登陸島嶼前(172 h)中心位置有南折，經(jīng)過9 h后，臺(tái)風(fēng)中心位置在上山坡的181 h突然開始西北翹動(dòng)；而當(dāng)mp=6試驗(yàn)時(shí)，臺(tái)風(fēng)路徑自東向西相對平直，在登陸島嶼前(172 h)中心位置出現(xiàn)南折，同樣，經(jīng)過9 h后，臺(tái)風(fēng)中心位置在上山坡的181 h也開始向西北移動(dòng)，但是幅度不大，最終導(dǎo)致臺(tái)風(fēng)中心位置在223 h時(shí)兩者試驗(yàn)在南北方向上相距約200 km。

研究表明，無論模式中云微物理過程是否含有霰粒子，兩個(gè)試驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)路徑通道均有一個(gè)共性特征，即當(dāng)臺(tái)風(fēng)登陸島嶼時(shí)，登陸前臺(tái)風(fēng)路徑均有一個(gè)向南偏轉(zhuǎn)的傾向；之后數(shù)小時(shí)后，當(dāng)臺(tái)風(fēng)翻越島嶼時(shí)，臺(tái)風(fēng)路徑都會(huì)重新向西北移動(dòng)。其原因主要是，臺(tái)風(fēng)的運(yùn)動(dòng)是緊隨最大渦度傾向項(xiàng)的。正渦度傾向項(xiàng)是由山脈上游和下游的水平渦度平流所控制，但當(dāng)臺(tái)風(fēng)越過山脈時(shí)，絕熱加熱引起的渦度拉伸和剩余項(xiàng)(摩擦，次網(wǎng)格湍流混合和其他影響)都可以引起渦度的變化。圖2已發(fā)現(xiàn)該島嶼地形下游的非對稱絕熱加熱與正渦度平流有關(guān)，這有助于解釋臺(tái)風(fēng)越過山后突然向西北移動(dòng)的路徑特征。在當(dāng)前情況下，沒有明顯的證據(jù)支持非對稱流動(dòng)控制和臺(tái)風(fēng)環(huán)流對臺(tái)風(fēng)路徑偏轉(zhuǎn)的影響，盡管這并不排除它們在不同的流場和地形環(huán)境下可能會(huì)有更重要的作用[29]。

圖2 2 km高度處模式臺(tái)風(fēng)渦度收支變化(180 h)(a/b/c/d/e. mp=6，f/g/h/i/j. mp=3；a/f表示傾向項(xiàng)VT，b/g表示水平平流項(xiàng)HADV，c/h表示垂直平流項(xiàng)VADV，d/i表示輻散項(xiàng)DIV，e/j表示剩余項(xiàng)Residual；矢量為風(fēng)速)Fig.2 Change in vorticity budget of simulated typhoon at 2 km (180 h) (a/b/c/d/e. mp=6, f/g/h/i/j. mp=3; a and f represent trend terms VT; b and g represent horizontal advection terms HADV; c and h represent vertical advection terms VADV; d and i represent divergent terms DIV; e and j represent residual term Residual; wind barb for wind speed)

圖2表示模式模擬臺(tái)風(fēng)在180 h時(shí)渦度收支變化，表明臺(tái)風(fēng)渦度傾向項(xiàng)代表渦度變化，它主要由渦度水平平流項(xiàng)、渦度輻散項(xiàng)和剩余項(xiàng)決定?？傮w上，在模式臺(tái)風(fēng)登陸島嶼開始轉(zhuǎn)向時(shí)(180 h)，存在霰粒子的mp=6試驗(yàn)(圖2a—d)中由于更強(qiáng)的云“播撒”效應(yīng)使得各個(gè)診斷項(xiàng)物理量級都比mp=3試驗(yàn)(圖2f—i)的大些，最終導(dǎo)致mp=6試驗(yàn)的臺(tái)風(fēng)渦度傾向項(xiàng)正渦度值指向比mp=3試驗(yàn)的要偏南一點(diǎn)(比較圖2a和圖2f)，這是mp=6試驗(yàn)?zāi)Ｊ侥M臺(tái)風(fēng)路徑位置偏南的解釋原因。

2.2 臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度和結(jié)構(gòu)影響

下面分析對比試驗(yàn)對臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度的影響。圖3表示模式從145 h至216 h時(shí)臺(tái)風(fēng)最低氣壓(pmin)和最大風(fēng)速(vmax)強(qiáng)度變化過程?？傮w上，mp=3試驗(yàn)和mp=6試驗(yàn)兩者臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度趨勢比較一致，都經(jīng)歷如下歷程：首先，在經(jīng)歷了模式積分145 h之后，臺(tái)風(fēng)還遠(yuǎn)離島嶼，但它的最大風(fēng)速和最低海平面氣壓的強(qiáng)度已經(jīng)較強(qiáng)，在mp=3試驗(yàn)(mp=6試驗(yàn))中145 h時(shí)刻的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度分別是45 m·s-1(45 m·s-1)和965 hPa(960 hPa)。其次，在即將登陸時(shí)的160 h至164 h時(shí)間段里，兩個(gè)試驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)都經(jīng)歷了一個(gè)突然增強(qiáng)(rapid intensification，RI)過程，其中，在mp=3試驗(yàn)(mp=6試驗(yàn))中模擬臺(tái)風(fēng)的最大風(fēng)速從160 h至166 h(從158 h至164 h)的6 h里平均增大了8.6 m·s-1(5.0 m·s-1)。實(shí)際上，RI定義有多種，KAPLAN and DEMARIA[30]定義大西洋上RI標(biāo)準(zhǔn)為30 kn/24 h，ROGER et al.[31]和WANG and ZHOU[32]都定義RI為30 kn/24 h，BRAND[33]用24 h風(fēng)速增長50 kn作為迅速增強(qiáng)標(biāo)準(zhǔn)，而閻俊岳等[34]采用RI為24 h最大風(fēng)速增大 20 m·s-1，鄭峰等[35]定義RI為12 h最大風(fēng)速增大10 m·s-1。而在這兩個(gè)試驗(yàn)中的模擬臺(tái)風(fēng)最大風(fēng)速突然增強(qiáng)率均超過5.0 m·s-1/6 h(相當(dāng)于20 m·s-1/24 h)，因此，按照上述標(biāo)準(zhǔn)，可以認(rèn)定在這段時(shí)間里兩個(gè)試驗(yàn)中的模擬臺(tái)風(fēng)都經(jīng)過了一個(gè)突然增強(qiáng)(RI)過程。而此時(shí)在mp=3試驗(yàn)(mp=6試驗(yàn))中模擬臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度分別可達(dá)48 m·s-1(58 m·s-1)和962 hPa(940 hPa)，這主要是因?yàn)榈蛯邮艿綅u嶼地形的氣流輻合影響，而高層已經(jīng)積聚大量冰、雪等冰相物質(zhì)(圖4)，雖然mp=6試驗(yàn)中雪粒子(QSNOW)相對少一點(diǎn)，但這時(shí)它還存在很多霰粒子(QGRAUP)(圖5)，因此，這時(shí)臺(tái)風(fēng)云微物理過程中存在大量“播撒”云粒子，而“播撒”效應(yīng)使得臺(tái)風(fēng)中云碰并、聚合、凝結(jié)作用增強(qiáng)，非絕熱加熱過程增強(qiáng)，從而導(dǎo)致臺(tái)風(fēng)最大風(fēng)速和最低海平面氣壓的強(qiáng)度突然增強(qiáng)(RI)過程。臺(tái)風(fēng)登陸后至187 h后，mp=3試驗(yàn)和mp=6試驗(yàn)?zāi)M的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度均迅速減弱。

圖3 模擬臺(tái)風(fēng)145～216 h最低海平面氣壓(單位：hPa；黑實(shí)線表示mp=6，灰實(shí)線表示mp=3)和最大風(fēng)速(單位：m·s-1；黑虛線表示mp=6，灰虛線表示mp=3)強(qiáng)度變化Fig.3 Intensity change in minimum sea-level pressure (units: hPa; black solid line for mp=6, grey solid line for mp=3) and maximum wind speed (units: m·s-1; black dashed line for mp=6, grey dashed line for mp=3) of simulated typhoon from 145 h to 216 h

圖4 模擬臺(tái)風(fēng)160 h時(shí)水汽(a. QVAPOR)、冰(b. QICE)、雪(c. QSNOW)和水凝物總量(d. Water Loading)400 km×400 km面平均含量Fig.4 Average content of water vapor (a. QVAPOR), ice (b. QICE), snow (c. QSNOW), and total hydrometeor (d. Water Loading) of simulated typhoon at 400 km×400 km surface at 160 h

圖5 模擬臺(tái)風(fēng)在不同時(shí)刻(a. 160 h，b. 185 h，c. 210 h)霰(QGRAUP)400 km×400 km面平均含量Fig.5 Average content of graupel (QGRAUP) of simulated typhoon at 400 km×400 km surface at different times (a. 160 h, b. 185 h, c. 210 h)

隨著模式臺(tái)風(fēng)的繼續(xù)西進(jìn)(180～200 h)，它的外圍環(huán)流逐漸受到島嶼地形的摩擦影響，其間，臺(tái)風(fēng)均受到“播撒”效應(yīng)和地形的共同影響，但受地形的摩擦衰減作用影響更大；直到行至200 h后，模式模擬臺(tái)風(fēng)再次入海，其受島嶼地形作用逐漸減弱，強(qiáng)度變化幅度顯著減小。

從圖3中比較mp=3試驗(yàn)和mp=6試驗(yàn)還可以發(fā)現(xiàn)，由于mp=6試驗(yàn)中存在大量霰粒子，使得模式模擬臺(tái)風(fēng)云微物理過程的“播撒”效應(yīng)更顯著，從而導(dǎo)致臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度更強(qiáng)。

相應(yīng)地，進(jìn)一步分析對比試驗(yàn)對臺(tái)風(fēng)結(jié)構(gòu)的影響。圖6表示模式模擬臺(tái)風(fēng)遠(yuǎn)離島嶼時(shí)(145～150 h)平均軸對稱結(jié)構(gòu)分布?？傮w來看，mp=3試驗(yàn)和mp=6試驗(yàn)兩者模擬臺(tái)風(fēng)的切向風(fēng)速(圖6a、b)、高空溫度場暖心(圖6e、f)和位渦(圖6g、h)結(jié)構(gòu)都比較一致，這與對之前模式模擬臺(tái)風(fēng)遠(yuǎn)離島嶼時(shí)的強(qiáng)度對比差異不大的模擬結(jié)果是相符合的。但是，mp=3試驗(yàn)和mp=6試驗(yàn)兩者模式模擬臺(tái)風(fēng)的徑向風(fēng)速結(jié)構(gòu)不同，可以發(fā)現(xiàn)由于云微物理中復(fù)雜冰相的作用，使得mp=6試驗(yàn)?zāi)Ｊ侥M臺(tái)風(fēng)的入流速度和出流層的風(fēng)速明顯大于mp=3試驗(yàn)的入流速度和出流層的風(fēng)速，且影響范圍也有所擴(kuò)大(比較圖6c、d)。圖7表示模式模擬臺(tái)風(fēng)即將登陸島嶼時(shí)(160～164 h)平均軸對稱結(jié)構(gòu)分布?？傮w來看，mp=3試驗(yàn)和mp=6試驗(yàn)兩者模擬臺(tái)風(fēng)的切向風(fēng)速(圖7a、b)、徑向風(fēng)速(圖7c、d)、高空溫度場暖心(圖7e、f)和位渦(圖7g、h)結(jié)構(gòu)都相差較大。其中，mp=6試驗(yàn)的各種臺(tái)風(fēng)物理量軸對稱分布在數(shù)值上均比mp=3試驗(yàn)的要大，這與之前模擬臺(tái)風(fēng)即將登陸島嶼時(shí)的強(qiáng)度對比差異增大，且mp=6試驗(yàn)的模擬臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度更強(qiáng)的結(jié)果也完全相符?？梢园l(fā)現(xiàn)，由于島嶼大地形和云微物理的復(fù)雜冰相共同作用，使得模式臺(tái)風(fēng)的結(jié)構(gòu)變化明顯、臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度增強(qiáng)顯著；通過對比模式臺(tái)風(fēng)登陸前和登陸時(shí)的云微物理的復(fù)雜冰相作用，認(rèn)為島嶼大地形可以放大云微物理的云“播撒”(復(fù)雜冰相)效應(yīng)，從而增大臺(tái)風(fēng)的切向和徑向高層出流和底層入流風(fēng)速、內(nèi)核高空暖心和臺(tái)風(fēng)中心附近的位渦強(qiáng)度，進(jìn)而進(jìn)一步增強(qiáng)臺(tái)風(fēng)的強(qiáng)度。

圖6 模式模擬臺(tái)風(fēng)遠(yuǎn)離島嶼時(shí)(145～150 h)平均軸對稱分布(a/b.切向風(fēng)速，單位：m· s-1，等值線間隔為10 m·s-1；c/d.徑向風(fēng)速，單位：m·s-1，等值線間隔為3 m·s-1；e/f.溫度距平，單位：K，等值線間隔為2 K；g/h.位渦，單位：PVU，1 PVU=10-6 K·m2·kg·s-1，等值線間隔為0.5 PVU;a/c/e/g. mp=6，b/d/f/h. mp=3)Fig.6 Axisymmetric structure of simulated typhoon when it is far away from the island averaged between 145 h and 150 h of simulation (a/b. tangential wind, units: m·s-1, contour interval: 10 m·s-1; c/d. radial wind, units: m·s-1, contour interval: 3 m·s-1; e/f. temperature anomaly, units: K, contour interval: 2 K; g/h. potential vorticity, units: PVU, 1 PVU=10-6 K·m2·kg·s-1, contour interval: 0.5 PVU; a/c/e/g. mp=6, b/d/f/h. mp=3)

圖7 模式模擬臺(tái)風(fēng)即將登陸時(shí)(160～164 h)平均軸對稱分布(a/b.切向風(fēng)速，單位：m· s-1，等值線間隔為10 m·s-1；c/d.徑向風(fēng)速，單位：m·s-1，等值線間隔為5 m·s-1；e/f.溫度距平，單位：K，等值線間隔為2 K；g/h.位渦，單位：PVU，1 PVU=10-6 K·m2·kg·s-1，等值線間隔為0.5 PVU;a/c/e/g. mp=6，b/d/f/h. mp=3)Fig.7 Axisymmetric structure of simulated typhoon when it hits the island averaged between 160 h and 164 h of simulation (a/b. tangential wind, units: m·s-1, contour interval: 10 m·s-1; c/d. radial wind, units: m·s-1, contour interval: 5 m·s-1; e/f. temperature anomaly, units: K, contour interval: 2 K; g/h. potential vorticity, units: PVU, 1 PVU=10-6 K·m2·kg·s-1, contour interval: 0.5 PVU; a/c/e/g. mp=6, b/d/f/h. mp=3)

2.3 臺(tái)風(fēng)降水影響

圖8給出了模式模擬臺(tái)風(fēng)分別在160 h、180 h、190 h和210 h四個(gè)不同時(shí)次沿臺(tái)風(fēng)中心展開的垂直剖面上的相對渦度量和分貝反射率因子演變過程。隨著時(shí)間的推移，臺(tái)風(fēng)自東向西移動(dòng)，當(dāng)模式積分至160 h時(shí)，mp=6試驗(yàn)和mp=3試驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)都經(jīng)歷了一個(gè)突然增強(qiáng)過程(圖3)。此時(shí)，低層受到島嶼地形的氣流輻合影響，而高層已經(jīng)積聚大量冰、雪或霰等冰相物質(zhì)(圖4、5)，臺(tái)風(fēng)云微物理過程中存在大量“播撒”云粒子，而“播撒”效應(yīng)使得臺(tái)風(fēng)中云碰并、聚合、凝結(jié)作用增強(qiáng)，非絕熱加熱過程增強(qiáng)，不僅導(dǎo)致臺(tái)風(fēng)相對渦度和強(qiáng)度的增強(qiáng)，而且使得其分貝反射率因子都在增強(qiáng)(比較圖8a和圖8e)。

當(dāng)模式積分至180 h和190 h時(shí)，mp=6試驗(yàn)和mp=3試驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)都經(jīng)歷強(qiáng)度衰減過程(圖3)，mp=6試驗(yàn)的相對渦度和分貝反射率因子正值反而范圍擴(kuò)大和增強(qiáng)，且持續(xù)維持(圖8b、c)，而mp=3試驗(yàn)的相對渦度和分貝反射率因子正值僅在臺(tái)風(fēng)上坡時(shí)(180 h)相對較強(qiáng)、影響范圍較廣(圖8f)。在越過島嶼山頂時(shí)(190 h)，受地形摩擦衰減作用影響明顯，其相對渦度和分貝反射率因子正值急劇下降、影響范圍顯著縮小(圖8g)。

當(dāng)模式積分至210 h時(shí)，mp=6試驗(yàn)和mp=3試驗(yàn)中臺(tái)風(fēng)都重新入海，遠(yuǎn)離島嶼，其強(qiáng)度和降水都在減弱(圖8d、h)。事實(shí)上，臺(tái)風(fēng)在登陸島嶼時(shí)(185 h)，都會(huì)受到云微物理“播撒”效應(yīng)和地形摩擦作用，其不對稱的非絕熱加熱項(xiàng)都有所減弱(圖9)，但是由于mp=6試驗(yàn)中包含了大量冰相粒子(如冰和雪)的參與(圖10)，使得該試驗(yàn)中云微物理冰相過程的“播撒”效應(yīng)增強(qiáng)，彌補(bǔ)了地形摩擦衰減作用的影響。在臺(tái)風(fēng)處于迎風(fēng)坡區(qū)的降水增幅明顯(圖8b、f)，特別是臺(tái)風(fēng)眼墻附近，島嶼地形的動(dòng)力抬升作用，還放大了云“播撒”效應(yīng)，使得臺(tái)風(fēng)眼墻底層附近反而產(chǎn)生一個(gè)明顯增強(qiáng)的大值中心(圖9b的mp=6試驗(yàn))，表明地形對云“播撒”效應(yīng)引起的增幅作用具有放大作用，這與WU et al.[23]研究的臺(tái)風(fēng)個(gè)例結(jié)果是一致的。

圖8 模式模擬臺(tái)風(fēng)渦度量(等值線；單位：s-1)和分貝反射率因子(填色；單位：dBZ)(a/e. t=160 h，b/f. t=180 h，c/g. t=190 h，d/h. t=210 h；a/b/c/d. mp=6，e/f/g/h. mp=3)Fig.8 Vorticity (contour, units: s-1) and decibel reflectivity factor (colored, units: dBZ) of simulated typhoon (a/e. t=160 h; b/f. t=180 h; c/g. t=190 h; d/h. t=210 h; a/b/c/d. mp=6; e/f/g/h. mp=3)

圖9 模式模擬臺(tái)風(fēng)在160 h(a/b)，185 h(c/d)，210 h(e/f)時(shí)的非絕熱加熱率(填色，單位：K·h-1)軸對稱分布(a/c/e. mp=6,b/d/f. mp=3)Fig.9 Axisymmetric structure of diabatic heating rate (colored, units: K·h-1) of simulated typhoon (a/c/e. mp=6, b/d/f. mp=3) at 160 h (a/b), 185 h (c/d), and 210 h (e/f)

圖10 模式模擬臺(tái)風(fēng)185 h時(shí)6～12 km高度處水汽(a. QVAPOR)、冰(b. QICE)、雪(c. QSNOW)和水凝物總量(d. Water Loading)400 km×400 km面平均含量Fig.10 Average content of water vapor (a. QVAPOR), ice (b. QICE), snow (c. QSNOW), and total hydrometeor (d. Water Loading) of simulated typhoon at 400 km×400 km surface at a height between 6 km and 12 km at 185 h

3 結(jié)論與討論

設(shè)計(jì)理想島嶼地形并利用WRF模式對臺(tái)風(fēng)進(jìn)行模擬，考察了臺(tái)風(fēng)登陸云微物理冰相過程水凝物中是否含有霰的對比試驗(yàn)，分析了復(fù)雜冰相和簡單冰相對臺(tái)風(fēng)路徑、強(qiáng)度和降水增幅的影響，結(jié)果表明：

1)播撒云與受播云過程和冰相降水密切相關(guān)，其降水主要是由冰相水汽凝華和云滴淞附、聚合過程形成的，由于冰同水比較，其飽和水汽壓較低，因此，云“播撒”效應(yīng)在冰相中相當(dāng)有效。當(dāng)云微物理過程中含有霰的復(fù)雜冰相過程時(shí)，發(fā)生的云“播撒”效應(yīng)則更加強(qiáng)烈，因而對臺(tái)風(fēng)降水具有明顯增幅作用，表現(xiàn)在試驗(yàn)含霰時(shí)的相對渦度量和分貝反射率因子都比試驗(yàn)中不含霰時(shí)更強(qiáng)。

2)當(dāng)臺(tái)風(fēng)經(jīng)歷地形作用時(shí)(例如從180 h至190 h時(shí)段)，含霰試驗(yàn)比不含霰試驗(yàn)的降水增幅更加明顯，其臺(tái)風(fēng)眼墻底層形成明顯的非絕熱加熱量增強(qiáng)中心，表明大地形對云“播撒”效應(yīng)引起的增幅作用具有放大作用。

3)臺(tái)風(fēng)在登陸時(shí)的渦度變化收支情況表明，所有云微物理冰相過程都使得臺(tái)風(fēng)越山時(shí)存在向西北指向的渦度變化傾向；而增強(qiáng)的云“播撒”效應(yīng)使得臺(tái)風(fēng)翻越大地形后的移動(dòng)軌跡具有向南偏折的趨勢，這是我們以往不太關(guān)注的現(xiàn)象。