青藏高原西部一次高原渦生成的數(shù)值模擬研究

王溪雯，張飛民，王芝蘭,2，楊 凱，王澄海

(1.甘肅省氣候資源開發(fā)及防災(zāi)減災(zāi)重點實驗室，蘭州大學(xué)地球系統(tǒng)模式發(fā)展研究中心，蘭州大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，甘肅 蘭州 730000；2.中國氣象局蘭州干旱氣象研究所，甘肅省干旱氣候變化與減災(zāi)重點實驗室，甘肅 蘭州 730020)

引 言

高原(低)渦是夏季常生成于青藏高原主體的中尺度氣旋性低壓渦旋系統(tǒng)，其平均水平尺度400～500 km，垂直厚度2～3 km，是高原夏季主要的降水系統(tǒng)。在適當(dāng)?shù)拇蟪叨拳h(huán)流形勢下，部分高原渦可東移出高原，引發(fā)長江、黃河流域的暴雨洪澇災(zāi)害[1-5]。深入理解高原渦的生成機制及其在生成過程中的熱力、動力結(jié)構(gòu)特征，對改進高原渦及其降水的數(shù)值預(yù)報水平具有重要意義。

目前，對高原渦的生成及其熱力、動力結(jié)構(gòu)的研究主要基于再分析資料的氣候統(tǒng)計和診斷研究，及基于中尺度數(shù)值模擬的天氣個例分析研究。氣候統(tǒng)計和診斷研究表明，高原渦的生成與高原低層大氣的低頻振蕩[6]、同期高原地表感熱加熱[7]、大氣熱源的水平和垂直分布[8]、高原高層南亞高壓的東西振蕩和高原低層南北氣流的交匯[9-10]、副熱帶西風(fēng)急流強度和位置的年際變化[5]等有密切關(guān)系。天氣個例數(shù)值模擬研究表明，高原的地形抬升作用、地表感熱加熱和對流凝結(jié)潛熱加熱是影響高原渦生成的主要因素[11-15]。有關(guān)高原渦生成中熱力、動力結(jié)構(gòu)研究表明，高原渦有與熱帶氣旋和中尺度對流渦旋(mesoscale convective vortex, MCV)類似的螺旋云帶和暖心渦眼結(jié)構(gòu)，但強度明顯偏弱[1]；渦旋氣柱除200 hPa以上外，各層大氣均為熱源，400 hPa最強；平均正渦度限于400 hPa以下，以500 hPa最強，呈輻合氣流；400 hPa以上轉(zhuǎn)為反氣旋性渦度，以200 hPa最強，表現(xiàn)為輻散氣流；渦旋中心附近整層氣柱都是上升氣流，由地面向上不斷增強，并在400 hPa附近達(dá)最大[2]；高原渦中既存在渦旋Rossby波，也存在慣性重力波[3]。

然而，影響高原渦生成的主導(dǎo)因素和熱動力結(jié)構(gòu)特征對不同個例或研究時段而言，存在較大差異。這主要與高原渦的生成位置、高原渦是否東移甚至移出高原、以及高原本身地表和大氣存在顯著的晝夜差異等有關(guān)[2,4,15-16]。此外，已有研究主要針對高原中東部地區(qū)的高原渦過程，由于高原西部觀測資料稀疏，下墊面和高原中東部地區(qū)差異大，不同再分析資料對高原西部地表非絕熱加熱和中低層大氣熱動力結(jié)構(gòu)的模擬差異較大、模擬能力不佳[17-18]。有關(guān)高原西部地區(qū)高原渦的生成及其熱動力結(jié)構(gòu)特征的認(rèn)識有待進一步深入研究。

本文針對發(fā)生在高原西部的一次高原渦過程，在分析常用再分析資料驅(qū)動區(qū)域中尺度模式能否再現(xiàn)高原渦生成過程的基礎(chǔ)上，通過渦度收支、熱量收支和水汽收支方程，診斷高原渦生成過程中的熱力、動力結(jié)構(gòu)特征以及各因子的相對貢獻(xiàn)。

1 模式、資料和方法

1.1 模式和試驗設(shè)計

1.2 資料和方法

分別用ERA5、ERA-Interim和FNL再分析資料驅(qū)動WRF模式，相應(yīng)的3組數(shù)值試驗名稱分別記為ERA5、ERAI和FNL試驗。上述再分析資料常用于高原渦天氣個例的數(shù)值模擬研究與氣候統(tǒng)計診斷研究。ERA-Interim和ERA5是由歐洲中期天氣預(yù)報中心(ECMWF)推出的第四代和第五代再分析資料，ERA5相較于ERA-Interim具有更高的時空分辨率和更可靠的土壤濕度與對流層內(nèi)氣象要素數(shù)據(jù)。FNL資料由美國國家環(huán)境預(yù)報中心(NCEP)提供。本文使用ERA5和ERA-Interim的氣壓層資料，垂直方向共分37層，分辨率為1°×1°；FNL資料垂直氣壓層為27層，分辨率為1°×1°。用于模擬結(jié)果驗證的觀測資料為FY-2C氣象衛(wèi)星逐小時云頂亮溫數(shù)據(jù)，水平分辨率為0.1°×0.1°，以及水平分辨率為0.25°×0.25°的 CMORPH每3 h降水?dāng)?shù)據(jù)。本文使用最內(nèi)層區(qū)域的模擬結(jié)果進行分析，與觀測資料對比時將模擬結(jié)果進行插值，以保證與觀測資料水平分辨率相同。

1.2.1 渦度方程

不考慮摩擦?xí)r，P坐標(biāo)系下的渦度方程如下：

1.2.2 熱量和水汽收支方程

熱量和水汽收支方程如下：

(2)

(3)

2 高原渦個例介紹

選取發(fā)生于2006年8月14—15日高原西部的一次高原渦過程。圖1為FY-2C衛(wèi)星觀測的2006年8月14日06:00、09:00、10:56和14:00云頂亮溫?？梢钥闯?，06:00，高原西部對流較弱，僅存在少數(shù)零星的小尺度對流云團；隨后，對流云團不斷生成并合并，至09:00形成高原渦，與MCV的生成過程十分類似[27]； 11:00左右高原渦強度最強，表現(xiàn)為螺旋云帶對流最為旺盛，眼區(qū)結(jié)構(gòu)最明顯；同時，眼區(qū)云頂亮溫高于螺旋云帶云頂量溫，表明高原渦呈暖心結(jié)構(gòu)；螺旋云帶維持2～3 h，于14:00明顯衰退。螺旋云帶從生成到消亡，所處區(qū)域范圍為29°N —35°N、83°E —90°E，渦旋中心位于31°N、86°E附近，未發(fā)生明顯東移，屬于源地不發(fā)展型高原渦[3]。

圖1 FY-2C衛(wèi)星觀測的2006年8月14日06:00(a)、09:00(b)、10:56(c)和14:00(d)云頂亮溫(單位：℃)Fig.1 Cloud top brightness temperature observed from the FY-2C satellite at 06:00 UTC (a), 09:00 UTC (b), 10:56 UTC (c) and 14:00 UTC (d) on August 14, 2006 (Unit: ℃)

3 模擬結(jié)果分析

3.1 云頂亮溫和500 hPa位勢高度、風(fēng)場

圖2為FNL、ERAI和ERA5試驗?zāi)M的2006年8月14日12:00云頂亮溫。可以看出，盡管3個試驗?zāi)M的對流云位置相對于觀測偏南約1個緯度，但ERA5和ERAI試驗尤其是ERA5試驗?zāi)M的對流云呈螺旋狀，并且存在渦眼結(jié)構(gòu)，這與觀測的高原渦螺旋云帶結(jié)構(gòu)特征類似，而FNL試驗?zāi)M的對流云呈西南—東北走向，無螺旋狀結(jié)構(gòu)特征；同時，ERA5試驗?zāi)M的云頂亮溫最低、ERAI次之、FNL最高。

圖2 FNL(a)、ERAI(b)和ERA5(c)試驗?zāi)M的2006年8月14日12:00云頂亮溫(單位：℃)(藍(lán)色叉形符號為基于衛(wèi)星觀測云頂亮溫得到的渦眼中心大致位置)Fig.2 The cloud top brightness temperature at 12:00 UTC on August 14, 2006 driven by FNL (a), ERAI (b) and ERA5 (c) (Unit: ℃)(The blue cross denotes approximate center of vortex eye based on observed cloud-top brightness temperature from satellite)

圖3為FNL、ERAI和ERA5試驗?zāi)M以及相應(yīng)再分析資料2006年8月14日12:00 500 hPa位勢高度和風(fēng)場?？梢钥闯觯珽RA5和ERAI試驗?zāi)M的500 hPa風(fēng)場呈明顯的氣旋性環(huán)流，與之對應(yīng)的是閉合的500 hPa位勢高度場；而FNL試驗?zāi)M的風(fēng)場沒有氣旋性環(huán)流，主要表現(xiàn)為東北風(fēng)； ERA5試驗?zāi)M的500 hPa位勢高度最低，其次為ERAI和FNL，表明ERA5試驗?zāi)M的高原渦氣旋性閉合環(huán)流最明顯。這說明ERA5試驗?zāi)M的高原渦生成過程中的氣旋性閉合環(huán)流最強，螺旋云帶結(jié)構(gòu)與觀測最接近，對高原渦有較好的模擬再現(xiàn)能力； ERAI試驗?zāi)M的高原渦強度較ERA5弱，但仍然可以再現(xiàn)渦旋特征；FNL試驗無法模擬出高原渦的氣旋性閉合環(huán)流和螺旋云帶結(jié)構(gòu)。對比分析相應(yīng)再分析資料的500 hPa位勢高度和風(fēng)場，ERA5試驗?zāi)M的高原渦與再分析資料結(jié)果最為接近，ERAI試驗次之，F(xiàn)NL試驗?zāi)M的渦旋結(jié)構(gòu)與再分析資料的結(jié)果差異最大。

圖3 FNL(a)、ERAI(b)和ERA5(c)試驗?zāi)M以及相應(yīng)再分析資料(d、e、f)2006年8月14日12:00 500 hPa位勢高度(填色，單位：dagpm)和風(fēng)場(風(fēng)矢量，單位：m·s-1)Fig.3 The geopotential height (shaded, Unit: dagpm) and wind field (wind vector, Unit: m·s-1) driven by FNL (a), ERAI (b) and ERA5 (c) and corresponding reanalysis data (d, e, f) at 12:00 UTC on August 14, 2006

不同試驗在14日12:00的云頂亮溫以及500 hPa位勢高度和風(fēng)場最大差異范圍為29°N —35°N、83°E —90°E，與觀測的高原渦活動位置基本一致，表明使用不同再分析資料驅(qū)動WRF模式對高原渦的模擬性能存在明顯差異。下文中區(qū)域平均選取范圍均為29°N —35°N、83°E —90°E。

3.2 降 水

圖4為2006年8月14日00:00至15日00:00觀測和3個試驗?zāi)M的24 h累計降水量空間分布及區(qū)域平均3 h累計降水量。可以看出，降水主要發(fā)生在高原渦生成階段，即高原渦的生成伴隨著大量降水的產(chǎn)生。模擬的降水量均大于實際降水。此外，模擬降水峰值出現(xiàn)時間落后于觀測，這可能是由于實際渦旋生成時間(09:00—11:00)更早，而3個試驗?zāi)M渦旋生成時間(11:00—12:00)較晚。FNL試驗在觀測渦旋區(qū)域沒有模擬出旺盛的對流，相應(yīng)產(chǎn)生的降水也較少。觀測的高原渦降水主要位于渦旋眼區(qū)的東部和南部，ERAI和ERA5試驗?zāi)M的降水落區(qū)與觀測更為接近。此外，3個試驗?zāi)M的降水峰值均較實況滯后，但對比14日06:00—15:00模擬降水的大小可知，ERAI和ERA5試驗大于實況，F(xiàn)NL試驗小于實況，但整體上ERAI試驗相對最好。

圖4 2006年8月14日00:00至15日00:00觀測(a)，F(xiàn)NL(b)，ERAI(c)，ERA5(d)試驗?zāi)M的24 h累計降水量(單位：mm)空間分布及區(qū)域平均3 h累計降水量(e)Fig.4 The spatial distribution of 24 h accumulated precipitation (Unit: mm) observed (a), and driven by FNL (b), ERAI (c) and ERA5 (d), and area-mean accumulated 3-hour precipitation (e) from 00:00 UTC on 14 to 00:00 UTC on 15 August 2006

綜上所述，ERA5和ERAI試驗可以模擬再現(xiàn)出此次高原渦生成中的氣旋性閉合環(huán)流及螺旋云帶結(jié)構(gòu)，其中ERA5試驗對高原渦的模擬再現(xiàn)能力最好； FNL試驗無法再現(xiàn)此次高原渦的生成。ERA5和ERAI試驗?zāi)M的云頂亮溫高于觀測，模擬的區(qū)域平均3 h累計降水量較實況偏大，螺旋云帶對流和降水最強時刻在14日12:00左右，滯后觀測約1 h，可能與再分析資料對高原低層水汽模擬普遍偏濕[18]，以及模式邊界層和云微物理過程參數(shù)化在高原地區(qū)存在較大不確定性[15,28]有關(guān)。

3.3 渦度及其收支

圖5為ERA5、ERAI和FNL試驗?zāi)M的區(qū)域平均相對渦度的時間-高度剖面。可以看出，3個試驗?zāi)M的400 hPa以下平均相對渦度自8月14日08:00開始明顯增大，正渦度高值中心位于450 hPa以下， ERA5試驗?zāi)M的平均相對渦度最強、ERAI次之、FNL不明顯；ERA5試驗?zāi)M的最大正渦度一直維持到14日20:00，較ERAI和FNL試驗?zāi)M的最大正渦度維持時間久。需要注意的是，3個試驗?zāi)M的正渦度高值出現(xiàn)在14日12:00之后，并在夜間穩(wěn)定維持，這一階段對應(yīng)著觀測和模擬的螺旋云帶的減弱與消亡，表明高原渦動力結(jié)構(gòu)和熱力結(jié)構(gòu)的變化不同步?？梢酝茰y高原渦生成過程中降水釋放的凝結(jié)潛熱存留在中高層大氣，可能是造成高原低層正渦度在螺旋云帶減弱后依然維持的重要原因，具體的機制值得進一步分析研究。

圖5 ERA5(a)、ERAI(b)和FNL(c)試驗?zāi)M的區(qū)域平均相對渦度時間-高度剖面(單位：10-5 s-1)Fig.5 The time-height cross sections of area mean relative vorticity driven by ERA5 (a), ERAI (b) and FNL (c) (Unit: 10-5 s-1)

圖6為ERA5、ERAI和FNL試驗?zāi)M的渦旋生成前(14日04:00—08:00)、生成中(14日09:00—12:00)平均的渦度收支各項垂直剖面。以ERA5為例，可以看出，渦旋生成前，垂直輸送項在整層為正貢獻(xiàn)，扭轉(zhuǎn)項在整層為負(fù)貢獻(xiàn)，二者的絕對值都隨高度減小。300 hPa以下水平輻合輻散項為正貢獻(xiàn)，水平平流項為負(fù)貢獻(xiàn)，二者的絕對值隨高度先增加后減小，在425 hPa附近出現(xiàn)極值；300 hPa以上水平輻合輻散項有負(fù)貢獻(xiàn)，水平平流項為正貢獻(xiàn)；這說明渦旋生成前低層輻合作用強于高層輻散。各項收支在中高層的數(shù)量較小，且在低層相互抵消，造成高原渦生成前渦度增長緩慢。渦旋生成階段，相對渦度的局地變化變?yōu)檎?，尤其?00 hPa以下，表明高原渦生成過程中伴隨著明顯的渦度增長；此外，垂直輸送項在整層為正貢獻(xiàn)，扭轉(zhuǎn)項在整層表現(xiàn)為負(fù)貢獻(xiàn)；輻合輻散項在500～350 hPa存在正貢獻(xiàn)，向上則變?yōu)樨?fù)貢獻(xiàn)；水平平流項在500～350 hPa為負(fù)貢獻(xiàn)，向上則轉(zhuǎn)為正貢獻(xiàn)。對比渦旋生成前，可以發(fā)現(xiàn)在渦旋生成階段低層的垂直輸送項和扭轉(zhuǎn)項作用明顯加強，高層的水平輻合輻散項和水平平流項的作用明顯加強。有研究認(rèn)為，西南渦發(fā)展過程中渦度平流項和輻合輻散項的作用集中體現(xiàn)在中低層大氣，而渦度垂直輸送項、扭轉(zhuǎn)項的作用則在中高層更為明顯[29]。上述差異可能與高原渦、西南渦在熱動力結(jié)構(gòu)上的差異有關(guān)，即高原渦主要活躍于高原低層大氣，而西南渦主要活躍于四川盆地中層大氣，若與高原渦耦合會進一步增強發(fā)展，故影響高原渦和西南渦的主導(dǎo)因子可能存在差異[30-31]。區(qū)域平均的渦度收支時間變化也表明，低層正渦度明顯增長前，輻合輻散項和水平平流項的作用先在低層表現(xiàn)明顯，11:00開始在高層迅速加強；這說明此次高原渦的發(fā)展與高原低層大氣過程密切相關(guān)。與ERA5試驗結(jié)果相比，ERAI和FNL試驗?zāi)M的高層輻散強度明顯偏弱，這也說明渦旋的發(fā)生先是有強的低層輻合，隨后高層輻散作用加強有助于低渦產(chǎn)生，其間伴隨強上升運動，使得正渦度向高層輸送，同時有垂直渦度轉(zhuǎn)化為水平渦度進行平流輸送。

圖6 基于ERA5(a、d)、ERAI(b、e)和FNL(c、f)試驗?zāi)M的2006年8月14日04:00—08:00(a、b、c)、09:00—12:00(d、e、f)平均的渦度收支各項垂直剖面(單位：10-9 s-1)Fig.6 Vertical profiles of averaged vorticity budget driven by ERA5 (a, d), ERAI (b, e) and FNL (c, f) from 04:00 UTC to 08:00 UTC (a, b, c) and from 09:00 UTC to 12:00 UTC (d, e, f) on 14 August 2006 (Unit: 10-9 s-1)

3.4 視熱源和視水汽匯

圖7為ERA5、ERAI和FNL試驗?zāi)M的渦旋生成前和生成中視熱源各項垂直剖面。以ERA5為例，可以看出，渦旋生成前整層Q1和溫度局地變化均為正值，說明整層存在增溫，尤其在低層大氣。絕熱加熱項在475 hPa以下為負(fù)貢獻(xiàn)，向上轉(zhuǎn)為正貢獻(xiàn)，400 hPa以下溫度平流輸送表現(xiàn)為正貢獻(xiàn)，400 hPa以上則表現(xiàn)為負(fù)貢獻(xiàn)。整體來講，425 hPa以下溫度局地變化對Q1起主要作用，425 hPa以上則是絕熱加熱項起主要作用。渦旋生成前低層大氣首先被地表感熱加熱，隨后由上升運動向中高層大氣輸送熱量。渦旋生成階段，Q1的變化趨勢與絕熱加熱項幾乎一致，溫度水平平流輸送變化和局地變化接近平衡。相較于渦旋生成前，渦旋生成階段溫度的局地變化由整層為正值轉(zhuǎn)換為中低層負(fù)值和高層正值，說明低層溫度降低，這可能是由于降水導(dǎo)致的。溫度水平平流輸送在低層仍為正貢獻(xiàn)，高層為負(fù)貢獻(xiàn)，但低層的正貢獻(xiàn)有所增大，且轉(zhuǎn)為負(fù)貢獻(xiàn)的高度升高至350 hPa。絕熱加熱項隨高度先增加后減小，與渦旋生成前相同，但明顯增強，極值出現(xiàn)的高度也有所上升，與渦旋生成階段整層垂直速度的增大，垂直速度極大值所在高度上升保持一致，表明渦旋的發(fā)展與上升運動造成的熱量輸送密切相關(guān)。與ERA5試驗相比，ERAI和FNL試驗?zāi)M的絕熱加熱貢獻(xiàn)明顯偏小，上升運動強度較弱，表明加熱在垂直方向上的分布在此次高原渦生成過程中有重要作用。

圖7 基于ERA5(a、d)、ERAI(b、e)和FNL(c、f)試驗?zāi)M的2006年8月14日04:00—08:00(a、b、c)、09:00—12:00(d、e、f)平均視熱源各項垂直剖面(單位：10-1 m2·s-3)Fig.7 Vertical profiles of averaged apparent heat source driven by ERA5 (a, d), ERAI (b, e) and FNL (c, f) from 04:00 UTC to 08:00 UTC (a, b, c) and from 09:00 UTC to 12:00 UTC (d, e, f) on 14 August 2006 (Unit: 10-1 m2·s-3)

圖8為ERA5、ERAI和FNL試驗?zāi)M的渦旋生成前、生成中平均視水汽匯各項剖面。以ERA5為例，可以看出，渦旋生成前水汽局地變化在低層對Q2有負(fù)貢獻(xiàn)，在高層貢獻(xiàn)很小，水汽的水平平流輸送對Q2有正貢獻(xiàn)，在高層貢獻(xiàn)很小。Q2的變化趨勢與水汽垂直輸送項一致，后者在低層為負(fù)貢獻(xiàn)，在高層為正貢獻(xiàn)，極值出現(xiàn)在425 hPa附近。這說明在渦旋生成前低層存在水汽輻合，水汽從低層向高層傳播。渦旋生成階段，Q2的極值出現(xiàn)在425 hPa附近，水汽局地變化在低層變成正貢獻(xiàn)，這說明低層存在水汽凝結(jié)，水平平流輸送項在低層仍為正貢獻(xiàn)，但是強度略有減弱，在中層出現(xiàn)負(fù)貢獻(xiàn)，水汽的垂直輸送在450 hPa以下隨高度迅速增加，對Q2的貢獻(xiàn)由負(fù)轉(zhuǎn)正，在中層變化平穩(wěn)，250 hPa以上又隨高度減小，這一項對Q2的變化貢獻(xiàn)最大，并且相較于渦旋生成前強度明顯增強。對比ERA5試驗， 可發(fā)現(xiàn)ERAI和FNL試驗?zāi)M的水汽垂直輸送的正貢獻(xiàn)明顯較弱，符合二者上升運動強度較弱的情況。Q1和Q2的分析結(jié)果表明此次高原渦生成中存在明顯的熱量和水汽的垂直輸送過程，這也是影響該高原渦生成的重要因素。

圖8 ERA5(a、d)、ERAI(b、e)和FNL(c、f)試驗?zāi)M的2006年8月14日04:00—08:00(a、b、c)、09:00—12:00(d、e、f)平均視水汽匯各項垂直剖面(單位：10-1 m2·s-3)Fig.8 Vertical profiles of averaged apparent moisture sink driven by ERA5 (a, d), ERAI (b, e) and FNL (c, f) from 04:00 UTC to 08:00 UTC (a, b, c) and from 09:00 UTC to 12:00 UTC (d, e, f) on 14 August 2006 (Unit: 10-1 m2·s-3)

3.5 視熱源和視水汽匯的對比分析

對比Q1和Q2的垂直廓線，以ERA5為例可以發(fā)現(xiàn)，渦旋生成前Q1整層為正，且隨高度增加而減小，Q2在低層為負(fù)，中高層轉(zhuǎn)為正值且隨高度先增加后減小，極大值位于中層。YANAI等[32]的研究說明渦旋生成前中低層存在較強的地表感熱加熱。渦旋生成階段，Q1和Q2廓線變化趨勢相近，均表現(xiàn)為先隨高度增加，并在中層達(dá)到極大值，再隨高度降低，但二者的大小和極值出現(xiàn)高度存在較大差異；即Q1在各高度層上均大于Q2，Q1極大值所處高度(約325 hPa)大于Q2極大值所處高度(約425 hPa)，這說明低層大氣輻合引起的與積云對流有關(guān)的垂直湍流運動在中高層大氣較為明顯，與YANAI等[32]的結(jié)果類似，也表明高原渦生成階段積云對流發(fā)展最為旺盛，相應(yīng)的降水也最顯著，與圖3的結(jié)果一致。

為進一步分析地表感熱、潛熱對此次高原渦生成的影響，圖9給出區(qū)域平均地表感熱通量和地表感熱、潛熱通量之和隨時間的變化?？梢钥闯觯诟咴瓬u生成前，地表感熱明顯強于地表潛熱。盡管FNL模擬的地表感熱最強、ERA5次之、ERAI最小，但在渦旋生成階段，ERA5和ERAI試驗?zāi)M的非絕熱加熱從低層到高層表現(xiàn)為明顯的隨高度增加趨勢，而FNL試驗?zāi)M的500～475 hPa非絕熱加熱隨高度減小，這說明大氣凝結(jié)潛熱對高原渦的生成存在重要作用，地表感熱加熱可能為高原渦生成前積云對流的發(fā)展及其凝結(jié)潛熱的釋放提供了有利的條件[15]。

圖9 區(qū)域平均地表感熱通量(a)和地表感熱、潛熱通量之和(b)隨時間的變化Fig.9 The variation of area-mean surface sensible heat flux (a) and sum of surface sensible and latent heat flux (b)

4 結(jié)論與討論

(1)用ERA5和ERA-Interim資料驅(qū)動WRF模式可模擬再現(xiàn)出此次高原渦的生成過程，其中ERA5對高原渦低層氣旋性閉合環(huán)流、渦眼和螺旋云帶結(jié)構(gòu)特征的模擬再現(xiàn)能力最好，模擬的高原渦及其降水最強，生成時間相對于實際觀測滯后1～2 h；使用FNL驅(qū)動WRF模式無法模擬再現(xiàn)出此次高原渦的結(jié)構(gòu)特征及生成過程。高原渦低層氣旋性閉合環(huán)流結(jié)構(gòu)在螺旋云帶消失后仍然存在，表明高原渦動力結(jié)構(gòu)和熱力結(jié)構(gòu)的變化不同步，存在時滯性。

(2)渦度收支、視熱源與視水汽匯的分析結(jié)果表明此次高原渦的生成與高原低層大氣的熱力、動力結(jié)構(gòu)密切相關(guān)。高原渦生成階段在動力結(jié)構(gòu)上表現(xiàn)為低層正渦度的迅速增長，低層輻合、高層輻散和明顯的上升運動。高原渦生成前熱量來源主要為地表感熱加熱。高原渦生成階段，低層正渦度、熱量和水汽的增長主要與非絕熱加熱的垂直輸送過程有關(guān)；此外，積云對流發(fā)展最為旺盛，降水釋放的凝結(jié)潛熱最為顯著，引起的垂直湍流運動使熱量和水汽向中高層輸送，有助于渦旋的發(fā)展。

以上結(jié)論是基于個例分析的結(jié)果，今后仍需通過對更多的高原渦個例進行模擬驗證，進一步明確不同再分析資料對高原渦，尤其是高原西部高原渦的模擬再現(xiàn)能力。受論文篇幅所限，本文對高原渦生成的機理，即高原渦為什么形成于地面干燥的中西部地區(qū)，地表感潛熱和大氣凝結(jié)潛熱對高原渦及其降水的影響機制和相對貢獻(xiàn)，并未深入討論，有待進一步研究。另外，本文模擬的高原渦生成時間相對觀測偏晚、強度偏強，可能與模式中的參數(shù)化方案對高原的描述能力不足有關(guān)，因此，改進影響高原渦模擬的關(guān)鍵物理過程參數(shù)化(如陸氣相互作用、濕物理過程)也值得進一步深入研究。

DOI：10.1029/2008JD009944, 200.