高原低涡(Qinghai-Tibetan Plateau vortex, QTPV)是发生在青藏高原主体上的中尺度低压涡旋, 水平尺度通常在400~500 km, 主要出现在500 hPa位势高度场上。高原低涡是青藏高原与周边地区的主要降水系统之一, 多数在高原主体上活动, 但也有少数能够在环流场配合下向东移出高原, 在高原东部地区造成强降水(叶笃正等, 1979; 郁淑华和高文良, 2006)。因此, 研究高原低涡结构及其形成与发展机制, 对于高原及中国东部地区降水预报具有重要意义。

一般认为, 高原低涡的生成与地形关系密切(陈伯民等, 1996), 而受地形影响明显的非绝热过程对于高原低涡的生成具有关键性的作用(罗四维等, 1991, 1992; 丁治英等, 1994; 李国平和赵邦杰, 2002; 屠妮妮等, 2010; 田珊儒等, 2015), 其中凝结潜热对于低涡的强度与结构的影响显著(Shen et al, 1986; Bin et al, 1987; 宋雯雯等, 2012)。由于高原上空观测资料缺乏, 利用数值模式进行模拟是研究凝结潜热释放对高原低涡影响的重要手段。陈伯民等(1996)利用一有限区域模式进行敏感性试验, 研究了多个要素对低涡形成发展的影响, 发现凝结潜热对低涡的形成不具有决定性作用, 但是对其维持与发展有重要影响。Shen et al (1986)通过数值试验研究感热、潜热以及地形对高原低涡的影响, 发现大尺度凝结潜热对高原东部低涡的发展和移动起着主要作用, 积云对流凝结潜热增强了低涡南部的气旋性环流。Bin (1987)的研究通过对比在动力不稳定条件下包含和不包含潜热释放两种情况模拟得到的涡度场, 发现不考虑潜热加热情况下无法产生观测的低涡。宋雯雯等(2012)通过敏感性试验分析地表热通量、凝结潜热释放和水汽等对低涡的影响, 发现没有凝结潜热加热的情况下低涡强度较弱, 因而凝结潜热加热对低涡的维持和结构演变具有重要作用。但此前的数值试验主要研究了凝结潜热对高原低涡强度和结构的影响, 对于凝结潜热与高原低涡中对流系统间的反馈以及对流系统与高原低涡之间的相互影响机制并不清楚, 有待于进行深入研究。

本文利用WRF模式对2009年7月29日的一次高原低涡个例进行凝结潜热加热作用的敏感性试验, 通过对控制试验和敏感性试验结果进行对比分析, 研究凝结潜热释放在高原低涡发展不同阶段的作用, 认识凝结潜热加热与高原低涡及对流系统之间的反馈机制。

利用WRFV3.6模式对2009年7月29-31日的高原低涡东移过程进行数值模拟试验, 模拟区域中心位置为35°N、92°E, 采用双重嵌套网格, 粗网格水平分辨率30 km, 160×160个格点, 细网格水平分辨率10 km, 295×250个格点, 模式垂直分层为31层, 地面静态数据使用分辨率为2 min和30 s的MODIS资料, 初始条件及侧边界条件使用每6 h一次的JRA-55全球再分析资料, 资料分辨率为1.25°×1.25°。模式物理过程参数化方案为:云微物理过程采用WSM6类冰雹方案, 长波辐射采用RRTM方案, 短波辐射采用Dudhia方案, 近地面层(surface-layer)过程采用修正的MM5 Monin-Obukhov方案, 陆面过程采用Noah方案, 边界层过程采用YSU方案, 积云对流参数化方案选用Kain-Fritsch方案。考虑到模式调整适应时间, 模拟时段从7月28日12:00(世界时, 下同)开始, 共积分60 h。

为了研究凝结潜热加热对高原低涡的影响机制, 本文设计了两组数值试验。考虑到模式中的凝结潜热加热主要来自于模式的可分辨尺度降水以及积云对流过程, 将敏感性试验中(简称EXP)由大尺度降水以及积云对流过程引起的凝结潜热加热项去掉, 但保留其它物理过程, 控制试验(简称CTL)则保留所有物理过程。

为了验证模拟结果的合理性, 利用1.25°×1.25°的JRA-55再分析资料以及2/3°×1/2° MERRA再分析资料与模拟结果进行对比。JRA-55再分析资料是由日本气象厅(Japan Meteorological Agency, JMA)开发的全球再分析资料, 相较于上一代再分析资料JRA-25, JRA-55采用4D-Var同化方案和新的辐射方案, 该资料具有更高的空间分辨率, 时间从1958-2016年。过去已有很多研究表明JRA-25再分析资料在青藏高原具有较好的适用性(荀学义等, 2011; 李瑞青等, 2012), 而JRA-55再分析资料也被证明在青藏高原上具有较高的可信度(胡梦玲等, 2015)。MERRA再分析资料是由NASA发布的全球再分析资料, 使用GEOS-5数据同化系统, 时间从1979-2016年, 由于该资料具有较高的空间分辨率, 能较好地反映复杂地形对大气的影响, 在青藏高原区域也具有较高的可信度(王斌, 2011)。为验证模式模拟的降水量, 利用中国逐日网格降水量实时分析系统(V1.0) 数据集提供的降水量资料(沈艳等, 2010)与模拟结果进行对比。该资料基于我国2419个地面气象站日降水量观测数据生成, 空间分辨率为0.5°×0.5°。

2009年7月29-31日发生的这次低涡过程是一次典型的在高原主体上形成、发展并东移的500 hPa低涡过程(宋雯雯和李国平, 2011), 本文选择此次高原低涡过程研究凝结潜热加热在低涡演变不同阶段中的作用。从7月29日00:00 500 hPa形势场(图略)上可以看出, 青藏高原西部处于西风槽的控制下, 高原中部存在一高压脊, 在槽前的改则地区有一低涡生成, 并逐渐东移发展, 在高原主体上产生较强降水。由FY-2C卫星TBB资料(图 1)分析可知, 29日00:00改则地区出现气旋性环流, 低涡云系逐渐形成。29日12:00低涡东移至高原中东部, 气旋性环流增强, 低涡外围的螺旋云带已经形成, 至30日00:00低涡移出高原主体, 外围螺旋云带结构消失, 云系呈东西走向。30日12:00低涡已经移出高原地区, 高原中部处于高压脊的控制下。

图 1(Figure 1)

图 1 2009年7月29-30日FY-2C卫星TBB数据(彩色区, 单位: K)及JRA-55再分析资料的500h Pa风场(矢量, 单位: m·s-1) (a) 29日00:00, (b) 29日12:00, (c) 30日00:00, (d) 30日12:00 Figure 1 Spatial distribution of FY-2C TBB (color area, unit: K) and wind vector (vector, unit: m·s-1) of JRA-55 reanalysis data on 500 hPa from 29 to 30 July 2009.(a) at 00:00 on July 29, (b) at 12:00 on July 29, (c) at 00:00 on July 30, (d) at 12:00 on July 30

为了分析模式对高原低涡的模拟能力, 使用JRA-55再分析资料和MERRA再分析资料的位势高度场和风场作为实况数据与模式结果进行对比。图 2给出了500 hPa高度上两种再分析资料和两个数值试验模拟结果中位势高度与涡度的时间-经度剖面。从MERRA再分析资料上可知, 29日00:00低涡在85°E附近生成并东移, 其涡度逐渐增强, 至30日00:00低涡移至高原边缘地区, 其涡度达到最强, 中心值为10×10^-5 s^-1以上, 其中心位势高度为5780 gpm。JRA-55资料的结果与MERRA资料基本一致, 在30日00:00中心涡度达到最强, 中心值为12×10^-5s^-1。控制试验中模拟出的涡度场与两种再分析资料的分布基本一致, 在30日18:00低涡中心的涡度值达到最大, 中心值与JRA-55资料接近, 而在位势高度场上, 低涡的位置较实况略偏西, 低涡强度相近, 由此可知控制试验能够较好地模拟低涡的整体演变过程。移除凝结潜热加热作用后的敏感性试验模拟得到的低涡强度较弱, 在涡度场上正涡度区域分布零散, 从位势高度场上可以看出低涡的移动缓慢, 在东移至95°E后就基本停止, 30日18:00后低涡消散。显然, 在不考虑凝结潜热加热的情况下, 低涡强度减弱, 移动速度变慢。

图 2(Figure 2)

图 2 2009年7月29日00:00至31日00:00沿33°N-37°N平均的500 hPa位势高度(上, 单位: dagpm)及平均涡度(下, 单位: 10-5 s-1)的时间—经度剖面 (a, e) MERRA再分析资料, (b, f) JRA-55再分析资料, (c, g)控制试验, (d, h)敏感性试验 Figure 2 Longitude-time section of averaged geopotential height (up, unit: dagpm) and vorticity (down, unit: 10-5 s-1) along 33°N-37°N from 00:00 on 29 July to 00:00 on 31 July 2009.(a, e) MERRA reanalysis data, (b, f) JRA-55 reanalysis, (c, g) CTL, (d, h) EXP

从29日00:00至30日00:00实况24 h累积降水量(图 3a)分布来看, 降水主要呈现为东西走向的两条雨带, 降水中心位于西藏的那曲地区, 雨量中心值达到30 mm以上。控制试验模拟的降水量(图 3b)的分布与实况基本一致, 两条雨带也呈东西走向, 雨量中心较实况偏西, 降水量与实况相近。总体来看, 控制试验能较好地模拟累积降水量及雨带走向, 而移除凝结潜热加热后, 模式得到的累积降水量(图 3c)较控制试验整体偏少, 降水分散, 降水范围也偏小。

图 3(Figure 3)

图 3 2009年7月29日00:00至30日00:00的24 h累积降水(单位: mm) (a)观测, (b)控制试验, (c)敏感性试验 Figure 3 24-hours accumulated precipitation from 00:00 on 29 July to 00:00 on 30 July 2009. Unit: mm. (a) observation, (b) CTL, (c) EXP

综上所述, 控制试验能够较好地模拟此次高原低涡过程的位势高度场、涡度场以及降水场分布, 而移除凝结潜热后, 敏感性试验模拟得到的低涡强度和降水量都远弱于控制试验得到的结果, 且在移动至高原中部后就停滞消失。本文接下来将进一步分析控制试验与敏感性试验的差异, 重点探讨凝结潜热加热在高原低涡演变过程中的作用。

本文所选的高原低涡个例经历了形成、发展、成熟和消亡四个阶段, 结合图 2中位势高度场与涡度场的变化可知, 29日00:00前为低涡的生成阶段, 29日00:0018:00为低涡的发展阶段, 18:00以后低涡进入成熟阶段, 30日00:00低涡强度达到最强, 此后低涡强度开始减弱, 控制试验模拟的不同时刻低涡位置如图 4所示。为研究凝结潜热释放在低涡发展不同阶段影响, 选取29日00:00、29日12:00和30日00:00作为代表性时刻, 对低涡在形成、发展和成熟阶段的对流活动进行分析。通过对比控制试验与敏感性试验的散度和垂直速度分布的差异, 可以分析凝结潜热对于低涡对流活动的影响。从控制试验的散度与垂直速度分布(图 5)可见, 29日00:00低涡正处于形成的初始阶段, 低涡中心500 hPa高度附近为辐合, 450 hPa以上为辐散, 400 hPa有一辐散中心, 中心值为15×10^-5s^-1, 中心附近整层为上升运动, 上升中心位于450 hPa附近, 中心值达0.3 m·s^-1; 29日12:00低涡处于快速发展阶段, 对流活动进入旺盛时期, 低涡中心300 hPa以下为强辐合, 300 hPa以上为强辐散, 100 hPa高度上的辐散中心值达30×10^-5s^-1以上, 低涡中心整层为深厚的上升运动, 上升中心移至250 hPa, 中心值增强到0.6 m·s^-1; 30日00:00低涡进入成熟阶段, 低涡中心对流减弱, 400 hPa以下变为辐散, 350 hPa上有一辐合中心, 低涡中心之下为下沉运动, 低涡东部则存在大范围的上升运动。

图 4(Figure 4)

图 4 2009年7月29日00:00至30日12:00控制试验模拟的高原低涡移动路径 Figure 4 Moving path of the Qinghai-Tibetan Plateau vortex (QT-PV) in CTL from 00:00 on 29 July to 12:00 on 30 July 2009

图 5(Figure 5)

图 5 2009年7月29日00:00 (a, d)、12:00 (b, e)和30日00:00 (c, f)控制试验中通过高原低涡中心的纬向垂直剖面的散度(上, 单位: 10-5 s-1)和垂直速度(下, 单位: 10-1 m·s-1)分布 绿色垂直虚线表示低涡中心位置 Figure 5 Distribution of the divergence (up, unit: 10-5 s-1) and vertical velocity (down, unit: 10-1 m·s-1) along zonal vertical cross-sections across the center of QTPV in CTL at 00:00 (a, d), 12:00 (b, e) on 29 July and 00:00 on 30 July (c, f) 2009.The green dashed vertical line denotes the location of the center of QTPV

去除凝结潜热加热作用后(图 6), 在低涡形成的初始阶段, 低涡中心上空的辐散中心位于300 hPa高度, 强度小于控制试验结果, 在300 hPa以下有较弱的上升运动。29日12:00低涡内的对流活动处于较旺盛阶段, 但上升运动主要位于300 hPa以下, 低涡中心附近的上升运动中心在450 hPa, 中心值为0.4 m·s^-1。低涡进入成熟阶段后, 低涡中心400 hPa以下变为辐散, 低涡外围有较弱的上升运动, 对流活动减弱。结合低涡形成发展三个阶段的对流活动分布可以发现, 在去除潜热加热后, 对流活动被局限在300 hPa以下, 同时对流活动呈现出很强的局地性, 即在低涡的范围内出现上升运动与下沉运动共存现象。

图 6(Figure 6)

图 6 2009年7月29日00:00 (a, d)、12:00 (b, e)和30日00:00 (c, f)敏感性试验中通过高原低涡中心的纬向垂直剖面的散度(上, 单位: 10-5 s-1)和垂直速度(下, 单位: 10-1 m·s-1)分布 绿色垂直虚线表示低涡中心位置 Figure 6 Distribution of the divergence (up, unit: 10-5 s-1) and vertical velocity (down, unit: 10-1 m·s-1) along zonal vertical cross-sections across the center of QTPV in EXP at 00:00 (a, d), 12:00 (b, e) on 29 July and 00:00 on 30 July (c, f) 2009.The green dashed vertical line denotes the location of the center of QTPV

控制试验与敏感性试验中对流活动分布的差异说明, 凝结潜热加热可以使高原低涡中的对流活动延伸至高层, 在高空形成强辐散, 而去除凝结潜热后, 低涡将产生许多局地的对流系统, 且对流高度被局限在低层。凝结潜热加热对于对流活动分布的改变也将反过来影响凝结潜热的释放。对比控制试验中低涡中心附近的垂直速度ω与潜热加热率的时间变化(图 7)可以发现, 从29日00:00开始, 上升运动中心上移, 中心值持续增大, 而低涡中心的潜热加热也呈现增强的情形。到29日12:00上升中心位于250 hPa, 潜热加热率的中心位于300 hPa附近, 中心值为12×10^-3 K·s^-1。因此, 凝结潜热加热与对流系统存在以下关系, 即凝结潜热的释放促使对流系统延伸至高层, 增加高空辐散, 增强对流活动, 对流系统中的上升运动又释放出更多潜热, 进而又促进对流系统向高层延伸, 从而形成一种正反馈机制。

图 7(Figure 7)

图 7 2009年7月29日00:00至30日00:00控制试验低涡中心垂直速度(a, 单位: Pa·s-1)与潜热加热率(b, 单位: 10-3 K·s-1)的高度-时间剖面 Figure 7 Height-time section of vertical velocity (a, unit: Pa·s-1) and latent heating (b, unit: 10-3 K·s-1) across the center of QTPV in CTL from 00:00 on 29 to 00:00 on 30 July 2009

通过控制试验中低涡的位涡(potential vorticity, PV)分布(图 8)可见, 29日00:00即低涡形成时期, 在350 hPa以下出现较强正位涡, 450 hPa高度上具有正位涡中心, 中心值为6 PVU; 29日12:00, 当对流发展到最旺盛阶段时, 低涡中心的正位涡柱可以伸展至150 hPa, 与高层正位涡区域连接, 其中心位于300 hPa附近, 中心值可以达20 PVU, 低涡东部出现正位涡大值区; 30日00:00低涡进入成熟阶段, 此时, 低涡中心的正位涡柱高度降低, 500 hPa上的正位涡中心值为6 PVU, 低涡东部正位涡柱发展。

图 8(Figure 8)

图 8 2009年7月29日00:00(a, d)、12:00 (b, e)和30日00:00 (c, f)控制试验中通过高原低涡中心纬向垂直剖面的位涡(上, 单位: PVU)及其局地变化(下, 单位: PVU·(6h)-1)分布 绿色垂直虚线表示低涡中心位置 Figure 8 Distribution of the potential vorticity (up, unit: PVU) and local change of potential vorticity (down, unit: PVU·(6h)-1) along zonal vertical cross-sections across the center of QTPV in CTL at 00:00 (a), 12:00 (b) on 29 July and 00:00 (c) on 30 July 2009.The green dashed vertical line denotes the location of the center of QTPV

而敏感性试验模拟的低涡(图 9)在整个演变过程中, 250 hPa以下基本上为负位涡或者是很弱的正位涡, 也没有与高层的正位涡区域相接, 250 hPa以上的正位涡却远远强于控制试验。吴海英和寿绍文(2002)研究发现潜热释放会使高层高位涡空气向下注入, 从而促使气旋发展, 袁佳双和寿绍文(2002)也发现低层正值位涡扰动是气旋发展的必要条件。因此, 从位涡的角度看, 凝结潜热的作用是使高原低涡中心及对流系统中的低空正位涡柱增强, 从而使得高原低涡的气旋性环流发展, 增强低涡强度。

图 9(Figure 9)

图 9 2009年7月29日00:00(a, d)、12:00 (b, e)和30日00:00 (c, f)敏感性试验中通过高原低涡中心纬向垂直剖面的位涡(上, 单位: PVU)及其局地变化(下, 单位: PVU·(6h)-1)分布 绿色垂直虚线表示低涡中心位置 Figure 9 Distribution of the potential vorticity (up, unit: PVU) and local change of potential vorticity (down, unit: PVU·(6h)-1) along zonal vertical cross-sections across the center of QTPV in EXP at 00:00 (a), 12:00 (b) on 29 July and 00:00 (c) on 30 July 2009.The green dashed vertical line denotes the location of the center of QTPV

从控制试验(图 8)与敏感性试验(图 9)的位涡局地变化(∂q/∂t, q为位涡)分布上可以看出, 控制试验中位涡局地变化正值始终位于低涡东部, 低涡西部则为负的局地变化, 这也促使低涡始终向东移动。而敏感性试验中位涡局地变化较弱, 在形成初期低涡东部存在正的局地变化, 西部存在负的局地变化, 因此低涡在形成初期具有一定的移动性, 在进入成熟阶段后, 位涡局地变化不再有利于低涡的东移, 因此低涡的移动开始迟滞。由此可见, 位涡分析的结果与图 2中低涡的移动性相吻合。

通过位涡收支诊断的方法, 可以分析不同因子在低涡发展中的贡献(刘晓冉和李国平, 2014; 吴迪等, 2015)。为解释控制试验与敏感性试验中位涡分布的差异, 进一步分析凝结潜热加热在此次高原低涡发展各阶段所起的作用, 利用扰动位涡的局地变化方程(刘晓冉和李国平, 2014), 即:

式中: q′为扰动位涡, $q=-g\text{ }(f\vec{k}+{{\nabla }_{3}}\times {{{\vec{V}}}_{h}})\cdot {{\nabla }_{3}}\theta $为位涡, ${{\nabla }_{p}}=\frac{\partial }{\partial x}\vec{i}+\frac{\partial }{\partial y}\vec{j}$为p坐标下准水平梯度算子, ${{\nabla }_{3}}=\frac{\partial }{\partial x}\vec{i}+\frac{\partial }{\partial y}\vec{j}+\frac{\partial }{\partial p}\vec{k}$为p坐标三维梯度算子, ${\mathit{\boldsymbol{\vec{V}}}}$_h为水平风矢量, ω为垂直速度。

根据Raymond (1992)的工作, 式(1) 中的拉格朗日变化项$\frac{\text{d}q}{\text{d}t}$在z坐标系中可表示为:

式中:$\mathit{\boldsymbol{\vec{Y}}}=-H{{\zeta }_{a}}+\nabla \theta \times \vec{F}$为非平流位涡通量矢量, H=$\frac{\text{d}\theta }{\text{d}t}$为非绝热加热率, ζ_a为绝对涡度, ${\vec{F}}$为摩擦力矢量。

本文中只考虑凝结潜热加热的作用, 将式(2) 转换到p坐标中, 并且忽略垂直速度的水平变化, 可得到由潜热加热分布引起的位涡变化:

上式包括由潜热加热的垂直梯度以及水平梯度引起的位涡变化。从垂直梯度项表达式可知, 当绝对涡度为正$\left( f+\frac{\partial v}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial y}>0 \right)$时, 在凝结潜热加热中心的下方$(-\frac{\partial H}{\partial p}>0)$, 潜热加热垂直梯度引起的位涡变化趋势为正, 在潜热加热中心的上方$\left( -\frac{\partial H}{\partial p} ＜0 \right)$则为负; 而水平梯度项则由潜热加热的水平分布以及风场的垂直切变来决定, 其作用有较大的不确定性。郑永骏等(2013)认为这两项对于低层涡旋的发展起着不同的作用, 我们将这两项分开讨论。因此, 本文着重分析位涡的水平通量散度项(式(1) 右边第一项), 垂直通量散度项(式(1) 右边第二项), 潜热加热垂直梯度引起的位涡变化项(式(3) 右边第一项)以及水平梯度引起的位涡变化项(式(3) 右边第二、三项)。

图 10~12分别给出了29日00:00、29日12:00及30日00:00控制试验中500 hPa位涡收支的水平分布。从图 10可以看出, 在低涡形成初期, 潜热加热率垂直梯度在低涡中心附近引起正位涡增加, 其中心值为1.2×10^-3 PVU·s^-1, 在低涡东部产生正的位涡变化倾向, 潜热加热率水平梯度引起的位涡变化值则较小, 分布也较散乱, 在低涡中心区域主要引起位涡减小; 垂直通量散度项在500 hPa产生的位涡变化倾向与潜热加热率的垂直梯度项相反, 在低涡中心引起位涡减小, 其值为-0.9×10^-3 PVU·s^-1, 这是由于上升中心与潜热加热中心基本重合, 根据垂直通量项的表达式$-\frac{\partial \left( q\omega \right)}{\partial p}$, 在位涡垂直变化不大的情况下, 上升中心以下该项为负值; 水平通量散度项在低涡中心引起位涡增大, 变化倾向可达到1.5×10^-3 PVU·s^-1, 但其空间分布零散, 在低涡所在区域内正负值交替出现。

图 10(Figure 10)

图 10 2009年7月29日00:00 500 hPa控制试验位涡(彩色区, 单位: 10-3 PVU·s-1)收支分布 (a)水平通量散度项, (b)垂直通量散度项, (c)潜热加热的垂直梯度引起的位涡变化, (d)潜热加热的水平梯度引起的位涡变化.图中的矢量表示500 hPa风场(单位: m·s-1) Figure 10 Spatial distribution of 500 hPa potential vorticity (color area, unit: 10-3 PVU·s-1) budget at 00:00 on 29 July 2009. (a) horizontal flux divergence term, (b) vertical flux divergence term, (c) change of PV caused by vertical gradient of latent heating, (d) change of PV caused by horizontal gradient of latent heating. In Fig. 10, vector represent wind field (unit: m·s-1) on 500 hPa

图 11(Figure 11)

图 11 2009年7月29日12:00 500 hPa控制试验位涡(彩色区, 单位: 10-3 PVU·s-1)收支分布 (a)水平通量散度项, (b)垂直通量散度项, (c)潜热加热的垂直梯度引起的位涡变化, (d)潜热加热的水平梯度引起的位涡变化.图中的矢量表示500 hPa风场(单位: m·s-1) Figure 11 Spatial distribution of 500 hPa potential vorticity (color area, unit: 10-3 PVU·s-1) budget at 12:00 on 29 July 2009. (a) horizontal flux divergence term, (b) vertical flux divergence term, (c) change of PV caused by vertical gradient of latent heating, (d) change of PV caused by horizontal gradient of latent heating. In Fig. 11, vector represent wind field (unit: m·s-1) on 500 hPa

图 12(Figure 12)

图 12 2009年7月30日00:00 500 hPa控制试验位涡(彩色区, 单位: 10-3 PVU·s-1)收支分布 (a)水平通量散度项, (b)垂直通量散度项, (c)潜热加热的垂直梯度引起的位涡变化, (d)潜热加热的水平梯度引起的位涡变化.图中的矢量表示500 hPa风场(单位: m·s-1) Figure 12 Spatial distribution of 500 hPa potential vorticity (color area, unit: 10-3 PVU·s-1) budget at 00:00 on 30 July 2009. (a) horizontal flux divergence term, (b) vertical flux divergence term, (c) change of PV caused by vertical gradient of latent heating, (d) change of PV caused by horizontal gradient of latent heating. In Fig. 12, vector represent wind field (unit: m·s-1) on 500 hPa

低涡对流发展旺盛后(图 11), 潜热加热率垂直梯度引起的位涡变化值明显增大, 在低涡中心产生的位涡增大倾向为10×10^-3 PVU·s^-1, 水平梯度引起的位涡变化值也明显增大; 由于对流增强, 垂直通量散度项也随之增大, 在低涡中心引起位涡减小, 中心值可达到-9×10^-3 PVU·s^-1, 但该值小于潜热加热率垂直梯度项引起的正位涡变化, 因此在低空总体的位涡变化趋势应为正; 低涡进入成熟阶段后, 潜热加热率分布引起的位涡变化倾向减弱, 位涡的局地变化主要是由水平与垂直通量散度项决定。

从500 hPa位涡收支的水平分布来看, 在此次高原低涡演变过程中, 水平通量散度项引起的位涡变化值较大, 但其分布散乱, 对于低涡整体的影响不太明显; 垂直通量散度项在低涡的发展阶段将正位涡输送到高层, 在低层产生负位涡倾向, 潜热加热的垂直梯度增强了低涡中心以及低涡东部地区的正位涡, 有利于低层低涡的发展以及东移。在凝结潜热加热作用下, 低涡内的对流活动不断向高层延伸, 潜热加热中心也随之向高层移动并不断增强(图 6), 潜热加热率的垂直梯度引起的正位涡变化也将不断增强并向高层延伸; 潜热加热率的水平梯度引起的位涡变化值较小, 其分布也较散乱, 对于低涡整体发展的作用有限。潜热加热率分布产生的位涡变化倾向对于发展阶段的低涡有显著影响, 低涡进入成熟阶段后, 潜热加热率的作用减弱。

利用WRF模式对2009年7月2931日的高原低涡个例进行数值模拟, 通过分析控制试验与敏感性试验结果的差异, 得到以下结论:

(1) WRF模式能够较好地模拟此次低涡的路径、强度以及降水落区, 而在不考虑凝结潜热加热的敏感性试验中, 低涡移动至高原中部后就减弱消失, 其强度较弱、降水偏少, 与实况存在较大差异。

(2) 凝结潜热释放可以使得高原低涡中心的对流活动延伸至高层并更为强烈, 延伸至高层的对流活动又会释放出更多凝结潜热, 并促进对流活动继续向高层发展, 从而在对流系统和潜热释放之间形成一种正反馈机制。

(3) 潜热加热使低涡中心低层正位涡柱增强并与高层的正位涡区相连, 从而增强气旋性环流。低层潜热加热率垂直梯度产生的位涡变化倾向有利于低涡的增强和东移, 由于凝结潜热加热可以促进对流向高层延伸, 潜热加热中心也随之上移, 因此在低涡发展阶段, 潜热加热引起的低层正位涡变化一直增强并向高层伸展, 对于低层的低涡有增强作用。高原低涡进入成熟阶段后, 低涡所在区域内的对流减弱, 凝结潜热加热作用减小。

以上结论是基于个例分析的结果, 今后仍需通过对更多高原低涡个例进行模拟, 进一步明确凝结潜热在高原低涡演变过程中的反馈机制。此外, 本文研究的高原低涡个例属于暖性低涡, 对于凝结潜热在斜压性低涡中的作用机制也有待进一步研究。