青藏高原地表溫度對一例高原渦影響的數(shù)值模擬

朱 伊 , 范廣洲 , 衡志煒

（1. 中國氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 成都 610072；2. 成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院/高原大氣與環(huán)境四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/氣候與環(huán)境變化聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室, 成都 610225）

引言

青藏高原是全球范圍內(nèi)海拔最高的高原，其復(fù)雜地形所造成的動力和熱力作用對東亞大氣環(huán)流以及全球氣候變化均有著重要影響[1?3]。高原渦是青藏高原上常出現(xiàn)在夏季的特有天氣系統(tǒng)，水平尺度約為400～500 km，在500 hPa環(huán)流場上最為明顯，是青藏高原夏季主要的降水系統(tǒng)[4?7]，部分高原渦在有利的環(huán)流形勢配合下可東移出高原，引發(fā)高原下游地區(qū)大范圍的暴雨、雷暴等災(zāi)害性天氣過程[8?10]。

地表溫度是地?氣相互作用過程中的一個(gè)重要參數(shù)，是地面加熱場變化的一個(gè)重要因子，可定量化地表征地面熱源特征，而地面加熱場的變化可以通過影響其上空的環(huán)流場改變局地以及周邊的天氣和氣候[11?12]。羅四維等[13]對一次高原低渦過程采用視熱源方程、視水汽匯方程進(jìn)行診斷分析，認(rèn)為高原低渦的生成、發(fā)展和消亡與周圍大氣加熱場的變化有密切的關(guān)系，在高原低渦的生成發(fā)展階段，感熱起著決定性的作用。李國平等[14?15]通過求解線性化的柱坐標(biāo)系中渦旋模式的初值，發(fā)現(xiàn)當(dāng)?shù)孛鎸Υ髿饧訜峒吹孛娓袩嵯蛏陷斔?，地氣溫差越大，越有利于高原低渦的發(fā)展，但同時(shí)還應(yīng)該關(guān)注地面感熱加熱的非均勻程度，加熱強(qiáng)度最大區(qū)與低渦中心匹配時(shí)才有利于低渦的發(fā)展，反之則會抑制低渦的發(fā)展。丁治英等[16]使用原始方程模式研究非絕熱因子對高原渦過程的影響，認(rèn)為非絕熱因子只影響高原低渦強(qiáng)度，其中輻射加熱對高原低渦強(qiáng)度的影響最大。陳伯民等[17]改進(jìn)了有限區(qū)域模式的參數(shù)化方案，并模擬高原渦不同時(shí)段的發(fā)展過程，認(rèn)為高原低渦強(qiáng)烈依賴于高原地形，并受高原地區(qū)不穩(wěn)定層結(jié)、地表熱通量和凝結(jié)潛熱的影響，地面感熱在高原渦的形成初期起決定性作用，而地面潛熱在高原渦發(fā)展階段貢獻(xiàn)較大，凝結(jié)潛熱對高原渦的維持起著關(guān)鍵作用。Shen等[18]使用原始方程模式模擬不同位置初生的高原低渦，發(fā)現(xiàn)感熱能加強(qiáng)高原中部生成的低渦，但對南部生成的低渦作用不大甚至能抑制其發(fā)展。Chang等[19]利用數(shù)值模式證明了邊界層影響和非絕熱加熱能夠加速東移出高原的低渦發(fā)展。可見，地面加熱場的變化和高原渦的發(fā)生發(fā)展有著密切的關(guān)系。

目前，氣象學(xué)者已在地面加熱場影響高原渦的規(guī)律和機(jī)制方面取得了一系列進(jìn)展[20?26]，但是由于觀測資料和研究手段的限制，現(xiàn)有研究仍不能滿足氣象業(yè)務(wù)的需求，有待不斷深入。為了進(jìn)一步揭示地面加熱場變化對高原渦的具體影響，本文擬利用數(shù)值模式結(jié)合診斷分析的方法，探討地表溫度的改變對高原渦的影響及物理機(jī)制，以期加深對青藏高原地氣相互作用過程的認(rèn)識。

1 資料與方法

文中所使用的的資料有：（1）美國國家環(huán)境預(yù)報(bào)中心提供的FNL再分析資料，時(shí)間分辨率為6 h，水平分辨率為1°×1°，該資料同化了多種地面觀測、探空和衛(wèi)星資料，用作WRF模式的初始條件和邊界條件。（2）中國國家衛(wèi)星氣象中心提供的風(fēng)云二號衛(wèi)星FY-2D黑體亮溫（TBB）資料，時(shí)間分辨率為1 h，水平分辨率0.1°×0.1°，用于分析高原渦對流云團(tuán)的活動情況。（3）中國自動觀測站與CMORPH融合的降水產(chǎn)品數(shù)據(jù)集，作為實(shí)況降水資料與模式降水結(jié)果進(jìn)行對比分析，時(shí)間分辨率為1 h，空間分辨率為0.1°×0.1°。

由于高原渦水平尺度約為500 km，本文選取以高原渦渦心為中心的5°×5°矩形區(qū)域?yàn)楦咴瓬u渦區(qū)范圍，使用渦區(qū)的逐時(shí)平均渦度來定量地表征高原渦強(qiáng)度。

2 高原渦個(gè)例選取及分析

2015年6月9日18時(shí)（世界時(shí)，下同）一例高原渦在那曲地區(qū)生成后逐漸加強(qiáng)并向東移動發(fā)展，整個(gè)高原渦過程移動路徑如圖1所示。本次高原渦過程歷時(shí)48 h，持續(xù)時(shí)間較長，生成、發(fā)展和消亡過程完整清晰，高原渦帶來的降水過程明顯，因此，選取該高原渦個(gè)例作為研究對象。

圖1 高原渦移動路徑（紅色實(shí)線為中國區(qū)域內(nèi)青藏高原范圍，藍(lán)色虛線框?yàn)楸敬胃咴瓬u移動的關(guān)鍵區(qū)）

TBB代表云頂溫度，可用于監(jiān)測對流云團(tuán)的生成和發(fā)展，判斷對流活動的強(qiáng)弱。由于青藏高原上空強(qiáng)對流云較少，對流云的云頂溫度大約介于220～250 K，一般選用240 K（約為?33 ℃）作為青藏高原對流系統(tǒng)的判別標(biāo)準(zhǔn)。圖2為本次高原渦過程中不同時(shí)刻TBB的空間分布。如圖所示，6月9日18時(shí)高原上有較為明顯的對流云團(tuán)開始生成，位置在85°E、35°N附近，20時(shí)對流系統(tǒng)范圍擴(kuò)大強(qiáng)度增強(qiáng)，周圍零散云團(tuán)迅速發(fā)展；10日開始，對流云團(tuán)繼續(xù)向東發(fā)展，逐漸形成系統(tǒng)性的云區(qū)，并呈線出一定的螺旋狀結(jié)構(gòu)，云帶中心有一無云區(qū)，即高原低渦與熱帶氣旋類似的渦眼結(jié)構(gòu)，隨后渦眼范圍略有擴(kuò)大，對流云團(tuán)強(qiáng)度減弱；11日18時(shí)對流云團(tuán)逐漸移出高原。

圖2 高原渦過程中不同時(shí)刻的TBB空間分布（a. 9日18時(shí)，b. 9日20時(shí)，c. 10日06時(shí)，d. 10日18時(shí)，e. 11日06時(shí)，f. 11日18時(shí)，黑色實(shí)線為中國區(qū)域內(nèi)青藏高原范圍，單位：℃）

3 模式方案設(shè)計(jì)

本文應(yīng)用WRF模式模擬本次高原渦個(gè)例，選取NCEP-FNL逐6 h再分析資料作為模式的初始條件和邊界條件，模擬時(shí)間為2015年6月9日12時(shí)～2015年6月12日00時(shí)，總積分時(shí)長61 h。模擬采用雙向二重嵌套形式，模式區(qū)域的中心位置為87.5°E、35°N，外層區(qū)域格點(diǎn)數(shù)為257×147，水平分辨率30 km，內(nèi)層區(qū)域格點(diǎn)數(shù)為409×244，水平分辨率10 km。模式頂層氣壓為10 hPa，垂直方向分為不等距的30層。經(jīng)多組參數(shù)化方案的對比評估，最終確定本次模擬采用的參數(shù)化方案，內(nèi)外層參數(shù)化方案相同，詳見表1。

表1 模式選用的參數(shù)化方案

選取高原渦活動的主要區(qū)域（82.5°～100°E，33°～37.5°N）為模擬的關(guān)鍵區(qū)，通過升高和降低關(guān)鍵區(qū)的高原地表溫度，研究地表溫度對高原渦生成、發(fā)展、移動和降水等方面的影響?？刂圃囼?yàn)和六組敏感性試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)如表2所示。

表2 試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)

4 模式結(jié)果分析

4.1 控制試驗(yàn)結(jié)果

圖3為FNL資料與控制試驗(yàn)中高原渦移動路徑的對比。可以看出，模式能夠較好地模擬出此次高原渦的生成、發(fā)展和移動過程，其總體路徑和移動方向與FNL資料相同，有些時(shí)間點(diǎn)位置有些偏移，但總體來說模擬效果較好。

圖3 高原渦移動路徑（a. FNL資料，b. 控制試驗(yàn)）

圖4為高原渦初生階段（9日18時(shí)）、發(fā)展階段（10日18時(shí)）和成熟階段（11日06時(shí)）FNL資料與控制試驗(yàn)的500 hPa流場對比。如圖所示，控制試驗(yàn)基本模擬出了此次高原渦過程中不同時(shí)刻500 hPa高度上的環(huán)流形勢，流場分布情況與FNL資料基本一致，較好地模擬出本次高原渦個(gè)例的生成、發(fā)展和移動過程。

圖4 高原渦過程中不同時(shí)刻FNL資料（左）和控制試驗(yàn)（右）500hPa流場（a、b. 9日18時(shí)，c、d. 10日18時(shí)，e、f. 11日06時(shí)）

圖5為CMORPH衛(wèi)星融合降水和控制試驗(yàn)?zāi)M結(jié)果的對比。如圖所示，整個(gè)高原渦過程產(chǎn)生的降水分布基本和高原渦的移動路徑相符，高原渦在高原上移動時(shí)主要在高原西北部和東北部產(chǎn)生了明顯的降水過程，當(dāng)高原渦移動至高原邊緣時(shí)主要給下游四川西部地區(qū)帶來降水；控制試驗(yàn)較好地模擬出了本次高原渦過程中的降水情況，雨帶位置和大值中心基本與實(shí)況相同，降水量略偏大。

圖5 2015年6月9日18時(shí)～11日18時(shí)48 h累計(jì)降水量（a. CMORPH 衛(wèi)星降水融合，b. 控制試驗(yàn)，黑色虛線框?yàn)楸敬胃咴瓬u活動的關(guān)鍵區(qū)，單位：mm）

4.2 敏感性試驗(yàn)結(jié)果

對比6組敏感性試驗(yàn)?zāi)M的高原渦移動路徑（圖略）可知，每組試驗(yàn)都能完整地模擬出高原渦生成、發(fā)展和移動的過程，高原渦初生位置沒有明顯的差異，說明改變地表溫度不會對高原渦的生成產(chǎn)生影響。從移動路徑來看，增加地表溫度減緩了高原渦東移的速度，溫度越高，高原渦東移越緩慢；反之，減小地表溫度加快了高原渦東移的速度，溫度越低，高原渦東移越快。但地表溫度的變化對高原渦東移產(chǎn)生的影響程度有限，且這種影響會隨著高原渦的發(fā)展逐漸減弱。

圖6為控制試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)?zāi)M高原渦渦區(qū)平均渦度（即高原渦強(qiáng)度）的時(shí)間變化。對比發(fā)現(xiàn)，改變高原渦活動區(qū)域內(nèi)的地表溫度對高原渦初生和發(fā)展時(shí)期的高原渦強(qiáng)度影響不大。但高原渦到了成熟階段，地表溫度高的試驗(yàn)中高原渦成熟期的時(shí)間有所延長，高原渦進(jìn)入消亡期較慢，這說明升高地表溫度對高原渦的維持有一定作用，地表溫度越高，高原渦維持時(shí)間越長，消亡速度越慢。同時(shí)，地表溫度越高，高原渦強(qiáng)度越大，即在高原渦成熟階段地表溫度越高，高原渦強(qiáng)度越大。

圖6 控制試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)?zāi)M高原渦渦區(qū)平均渦度的時(shí)間變化

圖7為高原渦過程前24 h敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)累計(jì)降水差值的空間分布（方框?yàn)楦咴瓬u前24 h的主要活動區(qū)域，將其認(rèn)定為高原渦產(chǎn)生降水的區(qū)域）。如圖所示，地表溫度升高，高原渦降水增加，且地表溫度升高越多，降水量增加越多；地表溫度降低，高原渦降水減少，地表溫度降低越多，降水量減小越多。各組敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)的高原渦過程后24 h累計(jì)降水量的差值分布（圖略）也有與前24 h相同的特征，但由于后24 h高原渦東移速度很快，同時(shí)地表溫度升高和降低帶來的影響有所減弱，后24 h因地表溫度的變化引起高原渦降水的變化沒有前24 h顯著。

圖7 高原渦過程前24 h敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)累計(jì)降水差值的空間分布（a～f. 依次對應(yīng)6個(gè)敏感性試驗(yàn)減去控制試驗(yàn)，方框?yàn)楦咴瓬u前24 h的主要活動區(qū)域，單位：mm）

為了研究地表溫度改變對高原渦結(jié)構(gòu)的影響，對比分析了各組敏感性試驗(yàn)中高原渦的渦度、散度和垂直速度。圖8是各組試驗(yàn)中高原渦初生時(shí)刻渦度場沿84°E的經(jīng)向剖面。如圖所示，控制實(shí)驗(yàn)中的高原渦初生時(shí)刻，低渦中心有一略向北發(fā)展的正渦度柱，高度發(fā)展到250 hPa左右，中心值達(dá)到26×10?5s?1左右，高原渦中心南側(cè)從低層到高層為大范圍的正渦度區(qū)，北側(cè)有一較弱正渦度柱也向北發(fā)展，兩正渦度區(qū)中間有一負(fù)渦度區(qū)，中心值達(dá)到?8×10?5s?1。敏感性試驗(yàn)中地表溫度增加2 ℃和4 ℃時(shí)，高原渦中心兩正一負(fù)渦度柱強(qiáng)度均略有增強(qiáng)，范圍和發(fā)展高度也較控制實(shí)驗(yàn)高，增溫4 ℃比2 ℃的強(qiáng)度增加更明顯，但當(dāng)?shù)乇頊囟壤^續(xù)增加8 ℃時(shí)，高原渦中心處正渦度柱的發(fā)展沒有繼續(xù)增強(qiáng)反而受到抑制，中心值只有20×10?5s?1左右，高度僅到300 hPa左右。敏感性試驗(yàn)中減小地表溫度，高原渦中心處正渦度柱減弱，高度也有所降低，高原渦北側(cè)正負(fù)渦度區(qū)也相對減弱，溫度減小的越多渦度場減弱的越明顯。

圖8 2015年6月9日18時(shí)渦度場沿84°E的經(jīng)向剖面（a. 控制試驗(yàn)，b～g. 依次對應(yīng)6個(gè)敏感性試驗(yàn)，單位：10?5s?1）

圖9是各組試驗(yàn)中高原渦初生時(shí)刻散度場沿35°N的緯向剖面。如圖所示，在控制實(shí)驗(yàn)中，高原渦中心低層輻合高層輻散，且在向東移發(fā)展，輻合中心位于450 hPa，輻散中心位于250 hPa，輻合輻散中心值均在20×10?5s?1以上，與正渦度的強(qiáng)中心相對應(yīng)。在敏感性試驗(yàn)中，增加地表溫度，高原渦渦區(qū)處的低層輻合中心和高層輻散中心逐漸加強(qiáng)，同時(shí)高原低渦東側(cè)出現(xiàn)低層的輻合中心和高層的輻散中心，有利于高原渦向東發(fā)展；減小地表溫度，高原渦渦區(qū)處的低層輻合中心和高層輻散中心均逐漸減弱，地表溫度減小越多，輻合輻散中心值越小，對高原渦的生成和發(fā)展起到抑制作用。

圖9 2015年6月9日18時(shí)散度場沿35°N的緯向剖面（a. 控制試驗(yàn)，b～g. 依次對應(yīng)6個(gè)敏感性試驗(yàn)，單位：10?5s?1）

圖10是各組試驗(yàn)中高原渦初生時(shí)刻垂直速度沿84°E的經(jīng)向剖面。如圖所示，在控制實(shí)驗(yàn)中，高原渦中心整層為上升運(yùn)動，中心值達(dá)1 m/s。在敏感性試驗(yàn)中，地表溫度增加2 ℃和4 ℃時(shí)，高原渦中心的垂直速度中心值增大，上升運(yùn)動加強(qiáng)，增溫4 ℃比2 ℃垂直速度中心值增加更多，上升運(yùn)動更強(qiáng)且上升運(yùn)動區(qū)域變大，但當(dāng)?shù)乇頊囟仍黾?℃時(shí)，垂直速度沒有繼續(xù)增大反而減小，大值中心向低層移動，同時(shí)低層在450 hPa處還出現(xiàn)了下沉運(yùn)動區(qū)，高原渦中心的上升運(yùn)動減弱，高原渦發(fā)展受到抑制。地表溫度減小時(shí)，高原渦中心區(qū)域從低層到高層的上升運(yùn)動減弱，且溫度減小越多上升運(yùn)動越弱，即減小地表溫度對高原渦的發(fā)展有減弱的作用。

圖10 2015年6月9日18時(shí)垂直速度沿84°E的經(jīng)向剖面（a. 控制試驗(yàn)，b～g. 依次對應(yīng)6個(gè)敏感性試驗(yàn)，單位：m/s）

5 結(jié)論與討論

本文選取FNL再分析資料、FY-2D氣象衛(wèi)星TBB數(shù)據(jù)以及多源融合降水?dāng)?shù)據(jù)，應(yīng)用WRF模式對2015年6月9～11日的一次高原渦過程進(jìn)行模擬，通過對比分析控制試驗(yàn)和6組針對地表溫度的敏感性試驗(yàn)，得到如下主要結(jié)論：

（1）WRF模式能夠較好地模擬出高原渦生成、發(fā)展和成熟各階段的位置、結(jié)構(gòu)、移動路徑、500 hPa環(huán)流形勢以及降水情況。

（2）地表溫度主要影響高原渦的降水和強(qiáng)度，對高原渦的生成和移動影響不大。地表溫度增加，高原渦降水增多，高原渦強(qiáng)度增強(qiáng)，促進(jìn)高原渦發(fā)展，但當(dāng)?shù)乇頊囟仍黾拥揭欢ㄖ?，繼續(xù)增溫反而會對高原渦的發(fā)展起到抑制作用；地表溫度減小，高原渦降水減少，高原渦強(qiáng)度減小，高原渦發(fā)展受到抑制。

（3）地表溫度對高原渦的影響主要是通過改變地表感熱通量和地表潛熱通量來實(shí)現(xiàn)的。增加高原地表溫度，高原地表感熱和地表蒸發(fā)潛熱隨之增強(qiáng)，地面對上層大氣產(chǎn)生加熱作用，大氣不穩(wěn)定性增強(qiáng)，有利于對流降水生成，高原渦產(chǎn)生的降水越多。同時(shí)地表溫度改變所產(chǎn)生的感熱和潛熱通量不足以影響高原渦的生成，只能在一定程度上改變高原渦的強(qiáng)度和發(fā)展，地表溫度越高，高原渦強(qiáng)度越大，反之，高原渦降水和強(qiáng)度減小。

本文得出的結(jié)論僅基于本次高原渦個(gè)例的分析，是否能夠普遍應(yīng)用于所有的高原渦，還需要更多個(gè)例分析進(jìn)行驗(yàn)證。而且，由于篇幅限制，在敏感性試驗(yàn)中，改變地表溫度后高原渦產(chǎn)生的變化只是在渦度場、散度場和垂直速度等方面進(jìn)行了定性的研究，并沒有定量分析感熱、潛熱等要素，這些問題將在后續(xù)工作中深入探討。