边界层的对流触发活动通常与植被覆盖类型、土壤湿度差异、海陆差异及复杂地形等非均匀特征相联系, 这种差异可在局地引起热力环流, 并伴随较强的水平辐合及上升运动(Wilson et al, 1986; Findell et al, 2003; Ter et al, 2013)。其中海陆风作为沿海地区特有的一种局地中小尺度环流, 主要由海陆热力性质差异引起, 它的发生发展不仅可以影响局地天气的发生发展, 而且与大气污染物的输送和扩散有着密切联系(Miao et al, 2003, 2009; Miller et al, 2003; Crosman et al, 2010; 苗峻峰, 2014)。海风发生时, 其前沿会形成类似于锋面的气象要素不连续区域, 即为海风锋, 海风锋向内陆推进的过程中, 锋前的上升气流常常为对流的发生提供了有利的触发条件(Fovell, 2005; 尹东屏等, 2010; 王彦等, 2011, 2014; Zhao, 2014; Liang et al, 2015)。

岛屿的海风环流一直是学者们研究的热点, 岛屿的大小、形状决定着海风环流的发展程度。海南岛四面环海, 地处热带北缘, 海风发生频率较高(王静等, 2016), 海风发展的最终结果常常是形成覆盖全岛的低层辐合气流, 与其他沿海地区(京津翼、长三角、珠三角等地)的海风相比, 海南岛的环岛海风属于海风环流中比较特殊的一种。此外, 海南岛4-10月海风的发生频率最高(张振州等, 2014), 海风发展旺盛时常常引起降水的发生, 在背景场较弱的前提下, 这种主要由海风引起的降水称为“海风降水”(Simpson et al, 2007; Hill et al, 2010), 海风降水是海南岛一种重要的降水类型, 也是当地降水系统中重要的组成部分(朱乾根等, 1983; 苏涛等, 2016a; 王静等, 2016)。

研究表明, 海风的发生发展受地形影响较大, 目前关于地形对海风的影响已做了很多探究, 其中, Mahrer et al(1977)、付秀华等(1991)及金皓等(1991)通过对不同地形条件下的海陆风进行数值模拟, 指出沿海坡地有增强海风的作用, 地形不同高度上下垫面的加热差异不仅能影响海风的形成和发展, 还可形成山谷风环流与海风环流相互影响; Miao et al(2003)利用三维非静力RAMS模式研究了非均匀下垫面的变化对西班牙东部海风的影响, 揭示出地形可以影响海风锋向内陆的传播, 同时也使得辐合区的位置更接近山脉边缘。然而, 地形对海风的发展并不总是只存在增强作用, Ramis et al(1995)在对西班牙东部岛屿的海风进行数值模拟时指出, 尽管地形热源作用可增强海风并使海风向内陆的传播速度加快, 但陡峭地形的存在也阻挡了海风向内陆更远地区的深入; Barthlott et al(2013)在地中海西岸多山岛屿地区进行了一系列与地形高度有关的敏感性试验, 指出地形增高对海风的发展存在双重影响, 一方面可使对流发生时间提前、海风锋传播速度加快、低层强迫抬升作用增强, 但另一方面也因地形高度及坡度太大而阻碍了海风锋向岛屿内陆的深入, 同时山脉的阻隔作用也使得水汽不能到达主要的对流抬升区, 从而不利于对流的发生, 因此各敏感性试验中降水强度与地形高度之间没有表现出明显的正相关关系。

地形作用因其本身的高度、坡度、形状不同而差异较大(Roe, 2005), 对于海南岛来说, 全岛地形复杂而独具特色, 山地主要分布在岛屿西南部, 多数山脉海拔在500~800 m之间, 呈现出典型的丘陵性低山地貌, 复杂的岛屿地形、独特的海岸线形状及多样化的植被覆盖是造成当地对流性天气频繁发生的重要原因。在以往关于海南岛海风的研究中(Tu et al, 1993; 苏涛等, 2016a, 2016b; 王语卉等, 2016; Huang et al, 2016), 讨论当地地形对海风降水分布特征的影响研究相对较少, 而且海南岛特殊地形下海风的发展形势具有不同于其他沿海地区的特征, 因而对其他沿海地区或岛屿的相关研究结论并不完全适用于海南岛。基于以上原因, 采用中尺度数值模式WRF(Weather Research and Forecasting model)对海南岛一次海风降水个例进行高分辨率数值模拟, 旨在探究海南岛特殊地形对当地海风降水分布特征及演变过程的影响, 以便为当地的降水预报提供一定的科学依据。

海风的发展受制于大尺度背景场, 只有当背景场比较稳定时, 局地环境条件的影响才会突出, 海陆风的特征才会显现出来(Borne et al, 1998)。为了突出表现海南岛海风环流对当地降水天气的影响, 选取2013年5月31日的一次典型海风降水个例作为研究对象。31日08:00(北京时, 下同)的天气形势(图略)表明, 高层200 hPa南亚高压控制整个南亚区域, 500 hPa海南处于副热带高压底后部, 受较弱的东南风控制; 850 hPa副热带高压有所西伸, 海南周围等压线稀疏, 没有明显低值系统, 低层偏南暖湿气流为降水的发生提供了充足的水汽条件。08:00的海口探空资料也显示出, 对流层10 km以下风向风速的切变较小, 中低层以3~6 m·s^-1的偏南风为主, 层结较为稳定。

利用中国区域CMORPH (The Climate Prediction Center Morphing Method)融合的0.1°×0.1°逐时降水资料可得海南岛24 h累积降水分布[图 1(a)], 当天降水落区大致呈东北-西南向分布, 强降水主要发生在屯昌、琼中、五指山等地, 同时岛屿西北部还有一个较弱的降水中心。根据常规气象台站的观测资料, 11:00左右, 海南岛当天多个沿海站点发生风向的转变, 同时风速增大、温度降低、相对湿度增加, 卫星云图上云量不断增多, 海风特征明显, 儋州、昌江、白沙、乐东、屯昌、琼中、五指山及三亚等站均观测到不同程度的降水, 其中17:00屯昌站单站降水达到暴雨级别(66.4 mm)。由各台站累积的降水时间分布[图 1(b)]可知, 此次降水集中发生在15:00-18:00, 其中17:00降水强度最大, 最强降水时刻与海风发展强盛时刻相对应, 具备典型的海风降水特征。由此可见, 此次降水过程局地性和非系统性突出, 符合弱天气背景条件下强对流的发展增强特征, 可作为海风降水的典型个例进行深入分析。

图 1(Figure 1)

图 1 2013年5月31日海南岛CMORPH融合资料的24 h累积降水分布(a, 单位: mm)和19个常规气象台站累积的降水随时间的演变(b) Figure 1 Accumulated precipitation in 24 hours from the CMORPH data (a, unit: mm) and time evolution of the sum of precipitation of 19 meteorological stations (b) in the Hainan Island on 31 May 2013

采用中尺度数值模式WRF-ARW(版本3.7)对该次海风降水过程进行数值模拟。WRF模式是新一代中尺度预报模式, 模式本身考虑了较为详尽的物理过程, 能够较好地改善中小尺度对流系统的模拟和预报(Skamarock et al, 2008)。模式采用双向反馈四重嵌套方案[图 2(a)], 水平格距分别为27, 9, 3和1 km, 对应网格数分别为200×200, 208×202, 238×226, 376×373。模式最外层区域包括了东南亚及南海的大部分区域, 最内层区域覆盖了整个海南岛, 陆地和海洋的比例约为1:1。模式层顶气压为100 hPa, 垂直方向按照σ位面分为不等间距的35层, 其中边界层2 km以下设置20层, 模式的物理过程参数化方案详见表 1。初始场和边界条件采用NCEP_FNL提供的1°×1°逐6 h全球再分析资料, 起报时间为30日08:00, 共积分40 h, 其中前16 h为模式积分的起转调整(spin-up)时间, 模拟结果逐时输出。

图 2(Figure 2)

图 2 模式嵌套区域(a), D4区域海南岛地形高度(b, 单位: m), D4区域土壤类型(c)和D4区域土地利用类型(d) Figure 2 Coverage of model domains (a, denoted by D1, D2, D3 and D4, respectively), terrain height of Hainan Island in D4 (b, unit: m), soil categories in D4 (c), and land use categories in D4 (d)

表 1(Table 1)

表 1 模式重要物理参数化方案的设置 Table 1 Settings of the important parameterization schemes in model 物理过程 参数化方案 短波辐射 Dudhia方案 长波辐射 RRTM方案 微物理学 Lin et al方案 积云参数化(仅D1、D2) Kain-Fritsch方案 边界层 YSU方案 近地面层 MM5 Monin-Obukhov方案 陆面过程 Noah方案

表 1 模式重要物理参数化方案的设置 Table 1 Settings of the important parameterization schemes in model

采用WRF V3.7中新的地形数据及NCEP提供的MODIS_30s全球陆面遥感数据, 能够较为准确地反映海南岛的地形和土地利用情况。由D4区域的地形分布[图 2(b)]可知, 海南岛海岸线轮廓接近椭圆形, 长轴为东北-西南向, 全岛地形四周低平, 中间高耸, 环形层状地貌显著, 岛上横贯黎母岭、五指山两条山脉, 在岛屿西南部形成以五指山、鹦哥岭、雅加大岭和尖峰岭为核心的四座山峰, 中间为天然通道的峡谷地带, 峡谷交界处及黎母岭山前常常是中尺度对流性天气易发区(翟武全等, 1997)。相应的土壤及土地利用类型分布[图 2(c), (d)]表明, 海南岛山区具有极高的森林覆盖率, 平坦地区以农田和草原为主, 城市建筑群多分布在以海口和三亚为代表的沿海地区, 多样化的植被及土壤类型使得下垫面非均匀性极为突出, 这对当地局地环流的形成和发展有着不可忽视的影响。

共设计六个试验方案, 包括控制试验和五个敏感性试验, 各试验均针对D4区域进行, 且采用相同的物理过程及参数配置, 其中裸土化的两个试验在文章的最后作出了讨论。六个试验分别为: (1) CNTL:控制试验; (2) RISE:将海南岛地形高度增加为原来的1.25倍; (3) HALF:将海南岛地形高度减小为原来的0.5倍; (4) FLAT:将海南岛地形高度全部设置为0, 即完全消除地形高度的影响; (5) BARRC:同CNTL试验, 但将海南岛的土地利用类型全部变为裸土; (6) BARRF:同FLAT试验, 但将海南岛的土地利用类型全部变为裸土。其中BARRC和BARRF试验的目的是进一步探讨消除非均匀下垫面的影响后地形对海风降水的作用。需要注意的是, 文中所指非均匀下垫面主要指海南岛的植被类型。

利用常规气象台站的观测资料, 将CNTL试验模拟的7个主要沿海站10 m风场随时间的变化结果与实际观测值作对比, 以检验模式对风场的模拟能力(图 3)。结合图 1(a)中的站点分布来看, 岛屿北部的海口站及琼山站、西部的东方站在12:00、21:00左右均出现了两次明显的风向转变, 分别表示海风的开始和结束, 海风维持期间风速显著增加, 海风特征典型。东南背景风的存在使得岛屿不同方位站点的海风特征存在较大差异, 除陵水站外, 东部及南部的文昌站、琼海站、三亚站风向转变均明显小于北部和西部的沿海站点, 海风特征主要表现为午后风速明显增大。

图 3(Figure 3)

图 3 海南岛7个沿海站风矢量的观测与CNTL试验模拟结果对比(单位: m·s-1) Figure 3 Comparisons between CNTL simulated and observed wind vectors of seven coastal stations in the Hainan Island. Unit: m·s-1

对比各站点模拟与观测的近地面风场(图 3)可以发现, 模拟的北部站点海风开始、结束时间均有所滞后, 海风维持时间比实际偏短, 海风维持期间, 海口、琼山两站个别时次的模拟风矢量与观测存在较大误差, 模式对北部站点的模拟能力总体较差。对岛屿东部的琼海站、文昌站而言, 模拟的海风开始时间比观测结果提前3~4 h, 结束时间大体一致, 海风持续时间偏长, 东部各站点模拟与观测的风向、风速基本吻合, 模式对东部站点的模拟效果较好。西部东方站模拟的海风开始时间与观测结果比较吻合, 但结束时间滞后了1~2 h, 海风持续时间偏长, 模式对西部站点的模拟表现为风向比较接近, 但风速明显比实际小, 模拟风速仅为观测的1/3~1/2。南部陵水站、三亚站模拟的海风开始和结束时间均与观测结果比较一致, 三亚站的模拟风速表现出了类似于东方站的特征。模拟与实测结果之间的差异一方面是由于站点附近的地形、建筑物等局地非气象因素使得该站的局地代表性较差, 另一方面也与近地面湍流的随机性有关(Wang et al, 2013)。

从模式模拟的CNTL试验24 h累积降水量与观测记录的对比[图 4(a)]可以看出, 模拟的降水最大值位置位于屯昌北侧, 中心强度和落区均与观测较为接近。24 h累积降水的落区有所偏西, 而且西部山区出现较多零散的降水中心(约40 mm), 强度较观测偏大, 相比之下, 模式对东部降水强度的模拟则比较弱。造成这种误差的原因很可能与模式对岛屿西部海风的模拟偏弱有关, 这一点从图 3中东方站模拟风速明显小于观测值可以看出, 当西部海风较弱时, 东、西方向海风辐合的区域就会向岛屿西部偏移, 辐合区的位置直接决定了降水落区的位置。此外, 模式地形与真实下垫面不能完全吻合以及观测误差也是导致模拟降水与实际观测存在偏差的重要原因。对于高分辨率的模式格点降水, 区域平均降水量的大小可以较好地反映降水的强弱(Barthlott et al, 2013), 从模拟的CNTL试验区域平均降水量的时间序列[图 4(b)黑色实线]来看, 14:00和18:00出现了两个降水峰值, 而且后者明显强于前者, 而在实际观测中, 两个降水峰值分别出现在15:00和17:00[图 1(b)], 模拟与实况降水的时间演变规律基本接近。综上所述, 模式对于近地面风场和降水的模拟效果相对较好, 能够较为合理的表现出海风降水的基本特征。

图 4(Figure 4)

图 4 CNTL试验模拟(阴影)与常规地面观测(数值)的海南岛24 h累积降水量(单位: mm)的比较(a)以及各试验岛屿平均降水量随时间的演变(b) Figure 4 Comparisons between CNTL simulated (the shaded) and observed (number) accumulative precipitation in 24 hours (a, unit: mm) and time evolution of spatially averaged rainfall intensities in the Hainan Island for each experiment (b)

就设计的不同地形试验而言, 区域平均降水量可以集中反映这种较大的地形差异带来的降水变化, 便于从宏观上把握地形高度与降水的约束关系。从各试验模拟的平均降水强度随时间的演变[图 4(b)]可以看出, 各试验降水时段大多集中在11:00-21:00, 不同试验降水强度的时间分布差异较大, 而且没有表现出单一的变化趋势, 对于有地形的RISE、CNTL、HALF试验, 呈现出两个典型的降水峰值, 而对于无地形的FLAT试验, 降水强度只表现出较小的波动, 无明显峰值存在。为便于分析, 将整个降水时段划分为两个阶段:降水前期(11:00-16:00)和降水后期(17:00-21:00)。前期各试验降水强度与地形高度之间呈现出了明显的正相关关系, 地形高度越大, 降水强度也越大, 而且对流触发及强降水发生的时间也随地形高度的不同呈现出微弱的位相偏差, 地形高度越大, 降水发生的时间越早, 这种特征在11:00左右表现的较为明显, 说明增高地形在一定程度上可以加速对流的发生。相比之下, 后期降水强度与地形高度之间则没有表现出固定的关系, 各试验的对流强弱关系变得较为复杂, RISE试验的对流消散速度较快, 其强度在降水后期明显弱于CNTL试验。

从24 h累积降水的水平分布场(图 5)来看, 各试验降水落区与岛屿东南-西北向的长轴走向相一致, 降水落区的空间差异性较大, 这与局地地形特征密不可分。在CNTL试验中, 降水基本呈带状分布, 降水中心主要分布在地势较低的屯昌北侧、黎母岭西侧迎风面以及相应的峡谷交界处, 其中屯昌附近降水最强(约60 mm)。当地形高度增大为原来的1.25倍时(RISE试验), 降水分布范围明显扩大, 屯昌附近的降水极值中心减弱, 山区西部的降水强度增加。当地形高度减半(HALF试验)或无地形(FLAT试验)时, 降水量明显减少, 降水落区主要分布在雅加大岭西南部, 其中FLAT试验降水弱于HALF试验。而在下垫面裸土化的BARRC及BARRF试验中, 降水同样显著减少, 这主要是由于缺少植被后边界层水汽供应不足造成的(Wang et al, 2015)。

图 5(Figure 5)

图 5 各试验24 h累积降水分布(阴影) 黑色实线表示500 m地形等值线 Figure 5 Spatial distribution of simulated accumulative precipitation (the shaded) in 24 hours for each experiment. The black solid line represents terrain contours of 500 m

在模拟的整个降水过程中, RISE、CNTL及HALF试验均出现了两个降水峰值, 以CNTL试验为代表来阐明出现不同降水峰值的原因。当海风环流建立时, 低层辐合区的位置常用来表示海风锋, 朱乾根等(1983)从月平均降水的角度考察华南前汛期暴雨与海陆风散度场的相关时发现, 海陆风影响区域内的降水都有集中在某一时段、某一地区的现象, 海南岛的降水多集中于海风时段, 降水时、空距平场的高值区与辐合区配合较好。从31日的逐时散度场及降水分布(图略)可以看出, 随着海风环流的发展, 海风锋与降水落区几乎同相向内陆推进, 降水时段与海风环流的持续时间相吻合, 这较好地说明了当天海风的发生、发展是造成降水的主要原因。

从CNTL试验海风环流的水平结构演变(图 6)可以看出, 日出后, 随着太阳辐射的不断增强, 海陆热力差异逐渐增大, 11:00岛屿沿海区域开始出现微弱的向岸风, 内陆大部分地区风速较小, 风向也比较凌乱, 此时岛屿北部的北风主要是由于岛屿东北侧琼州海峡处的偏东气流与岛屿西南部山脉绕流产生的西南分支相互作用, 并在岛屿西北侧海域产生辐合所致, 此时的向岸风并非是由海陆热力性质差异引起的(王语卉等, 2016)。14:00海风向内陆深入发展, 岛屿东西两侧的海风比11:00各向内陆推进约30 km, 海风风向几乎与海岸线垂直, 风速达到3~5 m·s^-1, 东西两侧的海风与陆风均形成了较为鲜明的风速分界, 此即为海风锋, 其中岛屿南部气流因受复杂地形的影响而表现为比较杂乱的风场。17:00岛屿海风继续发展, 东南、西北两个方向的海风锋在岛屿北部正向碰撞, 汇合区两侧风向近乎相反, 海风辐合最为强盛, 此时海风已深入海南岛并主导该地区的近地面风场。不同方向的海风在岛屿长轴附近汇合, 形成了一条东北-西南走向的辐合带, 这是海南岛夏季最常见的一种海风辐合形式, 也与张振州等(2014)的数值模拟研究结论一致。20:00后, 海陆温差逐渐减小, 各向海风明显减弱, 海风环流趋于消散。相应的风场垂直结构演变(图 7)也反映出了类似的海风特征, 11:00海风开始形成, 岛屿西部海风环流初现, 整体强度较弱, 东南背景风的存在掩盖了岛屿东部的高空回流, 环流结构不明显; 14:00东西两侧海风环流均有所增强, 低层风速、垂直上升速度均比11:00大, 东侧高空风速有所减小, 西侧高空风速增大, 这正是东南背景风下环流发展的表现; 17:00, 岛屿东西两侧均形成了有极其组织的环流结构[图 7(c)中红色矩形框], 东西两侧的海风锋在110.05°E-110.14°E之间碰撞汇合, 形成了水平跨度约9 km、延伸高度达2.8 km的强烈上升区, 垂直速度达1.4 m·s^-1以上; 20:00后环流明显减弱, 海风特征逐渐消失。

图 6(Figure 6)

图 6 CNTL试验10 m风场(矢量, 单位: m·s-1)随时间的演变 阴影表示模式地形(单位: m) Figure 6 Time evolution of simulated 10 meters wind field (vector, unit: m·s-1) for CNTL experiment. The shaded represents model topography (unit: m)

图 7(Figure 7)

图 7 沿图 4a中AB线的CNTL试验风场(矢量, w扩大10倍后合并, 单位: m·s-1)及垂直上升速度(阴影, 单位: m·s-1)的垂直剖面 红色矩形框表示海风环流 Figure 7 Vertical cross section of CNTL simulated wind field (vector, unit: m·s-1, w×10) and vertical ascending velocity (the shaded, unit: m·s-1) along line AB in Fig. 4(a) in the Hainan Island. The red rectangle represents sea breeze circulation

在整个海风环流的发展过程中, RISE及HALF试验表现出了类似于CNTL试验的海风演变趋势: 17:00之前, 岛屿各向海风独立发展; 17:00之后, 东南、西北两个主体方向的海风碰撞汇合。其中HALF试验仅在岛屿东北部发生范围较小的碰撞, 强度远远弱于CNTL和RISE试验, 而在FLAT试验中, 海南岛各向海风均较弱, 海风向内陆传播的距离较短, 东、西方向的海风并未碰撞。

因此对于RISE、CNTL及HALF试验来说, 11:00-16:00, 降水主要由岛屿单侧海风锋前的辐合上升引起, 其中14:00左右达到极值。14:00后, 各试验降水强度出现短暂的下降趋势, 这可能与海风发展过程中出现的KH不稳定(Kelvin-Helmholtz Instability, KHI)有关, 这种不稳定在海风的初始和消亡阶段并不存在, 只存在于午后海风发展的旺盛阶段, KHI造成的强湍流混合作用不仅削弱了海风锋两侧的水平温度梯度, 也使边界层上层摩擦拖曳增强, 阻碍了海风锋向内陆的传播(Abbs et al, 1992), 因此降水强度有所减小。17:00左右, 东南、西北两个方向的海风锋在岛屿19.2°N以北地区汇合并形成一条强度较大的辐合带, 海风辐合达到最强并再次造成局地强降水。而在FLAT试验中, 东西向海风锋并未碰撞, 因此该试验的降水始终由单侧海风锋作用引起, 降水强度明显弱于其他试验。由此可见, 在弱背景场的前提下, 海风降水的特征有别于大尺度层结降水和有利大尺度背景下的中尺度暴雨(翟国庆等, 1995; 刘燕飞等, 2015; 张雅斌等, 2016), 它强烈依赖于局地海风环流的维持时间、海风的移动以及移动过程中海风锋强度的变化。各试验的降水强度差异很大, 说明地形在此次降水过程中起着关键性的作用。对于海南岛复杂地形下的海风降水, 实际上为海风锋与区域复杂地形相互作用的结果, 海风在向内陆深入的过程中必须要考虑实际地形的影响, 地形通过影响海风的强度、移速等进而影响降水的强度和分布。

由前文的分析可知, 11:00-16:00的降水主要由岛屿单侧海风锋引起, 海风锋的强度决定了初始时刻对流的强度, 而地形的高低不同常常从不同方面影响着海风的发生、发展。地形对各种天气、气候的影响中, 热力作用最主要的体现是地表感热通量SH(Sensible heat flux)及潜热通量LH(Latent heat flux)的作用(廖菲等, 2007), 地表获得的净辐射主要以感热通量和潜热通量的形式加热大气。从CNTL试验SH及LH的日变化曲线[图 8(a)]可以看出, 日出后, 随着太阳辐射的不断增强, 地表热通量逐渐增大, 地形对大气的加热作用越来越强, 最大值出现在12:00-13:00, 此后又随太阳辐射的减弱而不断减小, 热力作用的强盛时刻正好出现在海风发展的前期。

图 8(Figure 8)

图 8 CNTL试验岛屿平均的SH及LH随时间的演变(a), 沿19.2°N地形高度剖面以及东西两侧海风锋位置变化(黑色箭头)和相应时刻的Froude数(数值)(b) Figure 8 Time evolution of regional averaged SH and LH(a), terrain height profile along 19.2°N and variation of sea breeze front location (black arrows) in east and west directions and Froude number (number) in CNTL experiment (b)

中小尺度地形对气流的动力作用主要包括机械阻挡作用和摩擦作用, 地形对气流的辐合抬升、机械绕流可使局地风场以及相应的散度、涡度等动力学条件发生改变(穆建利等, 2014)。地形的这种动力作用可以用一个综合考虑了地形高度、层结稳定度和越山气流强度的物理参数Froude数来表示, 其公式为F_r=Nh_m/U, 其中N为大气层结稳定度, 层结越稳定, 气流在爬坡时阻力越大; h_m为山脉高度, 地形高度越大, 山脉对气流的增阻减速作用越强; U为基本气流的风速, 风速越小, 越容易受阻。因此, F_r越大, 地形的阻挡作用越强, 一般取1为阻挡作用强弱的临界值(Hughes et al, 2009)。沿19.2°N作CNTL试验的地形剖面[图 8(b)], 该纬度既能较好地反映海风向内陆的推进过程, 又可以充分考虑到海南岛的地形特点。如图 8(b)所示, 海南岛地势从沿海到内陆海拔逐渐升高, 17:00之前, 海风锋向内陆传播时地形坡度较低(经计算小于2.29°), F_r＜1, 说明地形对海风的动力阻挡作用较弱, 17:00 F_r>1, 阻挡作用明显增强。由以上分析可知, 在海风发展的前期, 地形的热力作用比较强, 动力作用则相对较弱, 即地形的热力作用占主导地位。因此, 在降水前期, 主要分析地形的热力作用对各试验海风的影响。

研究表明, 海陆下垫面的感热通量差异是驱动海风初期发展的根本因素, 它影响着海风环流的生消演变(Kruit et al, 2004)。地形高度不同时, 区域内的感热通量差异较大[图 9(a)], 随着太阳辐射的不断增强, RISE试验的感热通量逐渐高于CNTL试验, 而HALF和FLAT试验则低于CNTL试验, 这说明了地形高度越大, 陆面感热通量越大, 在假设海面感热通量不随岛屿地形高度变化而变化的情况下, 海陆下垫面的感热通量差异及海陆温差也相应越大, 因此, 在输入相同的辐射能量下, 地形高度越大, 地形热源的加热作用越强, 用于启动海风环流的热量越多, 海风强度也就越大, 而且地形加热较强时还会使海风锋移速加快, 这可以解释降水前期不同地形试验对流触发时间存在偏差的原因。此外, 在有局地复杂地形存在时, 下垫面常因受热不均而形成一定强度的山谷风环流, 海风在推进过程中会在某些地段与谷风相互叠加而导致突进, 这不仅能使海风从沿海一直推进到内陆, 同时也会驱动海风达到更高的高度, 这是地形热力作用的另一种体现, 而且是海南岛海风环流能维持较长时间的重要原因。热力作用的强弱直接决定了海风初期发展的强弱, 从图 9(b)中可以看出, 降水前期(11:00-16:00), 地形的热力作用使海风风速与地形高度之间呈现出显著的正相关关系, 地形高度越大, 水平风速越大, 表明海风环流发展越旺盛, 因此海风作用下的降水强度也越大。

图 9(Figure 9)

图 9 各试验区域平均的感热通量差值以及10 m风速随时间的演变 图(a)中虚线表示0线 Figure 9 Time evolution of spatially averaged sensible heat flux difference and 10 meters wind speed in different experiments. The dashed line in Fig. 9 (a) represents the line of zero

进一步分析前期各试验降水落区的特征, 由11:00-16:00各试验累积降水分布(图 10)可知, 该阶段降水落区主要分布在岛屿长轴西侧, 而岛屿东侧降水则比较少, 这是因为当环岛海风环流形成时, 东南背景风的存在使岛屿西北部海风锋两侧的温度对比更加明显, 而较大的水平温度梯度常常与更有组织的海风辐合带相对应, 因此尽管西部海风风速小于东部, 但西部的海风锋却比东部更加强盛(Nitis et al, 2005)。RISE试验中[图 10(b)], 降水强度明显比CNTL试验更强, 而且降水落区向内陆有所偏移, 范围也明显扩大, 这是由于当地形升高时, 海风锋强度增强, 移速也有所加快的缘故。而在HALF和FLAT试验中, 降水落区则零散分布在岛屿东北及西南小范围区域内, 强度也较小。由此可见, 在适当的地形坡度和高度范围内, 升高地形对降水有明显的增幅效应。此外, 从图 10还可以看出, 无论地形高低, 海南岛西南地区的尖峰岭都会形成降水, 这可能与岛屿绕流作用造成的局部大风有关, 在东南风背景下, 盛行气流受岛屿影响分为南北两支, 南支绕流的存在使西南海风的强度明显增大[见图 6(b)], 暖湿气流在尖峰岭的迎风坡被迫爬升, 因此该地常有降水发生。

图 10(Figure 10)

图 10 各试验11:00-16:00累积降水分布(阴影) 黑色实线表示500 m地形等值线 Figure 10 Spatial distribution of accumulated precipitation (the shaded) from 11:00 to 16:00 in each experiment. The black solid line represents the terrain contours of 500 meters

17:00, RISE、CNTL试验中岛屿东西两侧的海风锋分别移动到鹦哥岭和雅加大岭, 地形高度和坡度显著增大[图 8(b)], 东南、西北两个主体方向的海风锋在海南岛19.2°N以北地区正向碰撞并导致局地强降水的发生, 但此时各试验的降水强度与地形高度不再呈现出明显的正相关关系, RISE试验的对流强度在降水后期明显弱于CNTL试验。由前文分析可知, 此时地形的热力作用逐渐衰退, 而动力阻挡作用越来越强(F_r不断增大)。Crosman et al(2010)曾指出, 地形对海风环流有一定的阻塞效应, 海风锋既可以沿地形爬坡, 也可以被地形阻断, 主要取决于地形的陡峭程度, 即存在“临界坡度”, 当地形坡度超过一定临界值时, 地形的阻挡作用可以迅速削弱海风环流。因此对于RISE试验, 后期降水强度明显减小很可能与地形坡度超过某一临界值有关, 当地形的动力阻挡作用逐渐取代热力作用占主导地位后, 便逐步打破前期热力作用建立的地形与降水强度之间的正相关关系。相比之下, HALF和FLAT试验中地形的阻挡作用较弱, 热力作用依然是控制海风发展的关键因素, 根据图 9(a)中17:00-21:00二者的感热曲线可以得出, CNTL、HALF及FLAT试验的降水强度依然与地形高度成正比。

从降水后期17:00-21:00累积降水分布(图 11)可以看出, CNTL和RISE试验的降水落区主要分布在岛屿长轴附近, 北部平坦地区的降水主要源于东西向海风锋的碰撞, 雅加大岭和鹦哥岭交界处降水较多, 降水落区仍然位于长轴略偏西一侧, 这是因为当东西向海风相互作用后, 降水落区的位置更多取决于两侧海风的强弱关系, 由于东侧海风风速明显比西侧大(图 6, 图 7), 因此降水落区主要位于岛屿长轴西侧。相比RISE试验而言, CNTL试验中黎母岭西侧迎风坡的降水较为显著, 而且在尖峰岭和黎母岭的峡谷地带也出现了一定强度的降水, 这是由于CNTL试验的阻挡作用弱于RISE试验, 东南背景风可绕过尖峰岭并在黎母岭山前与岛屿西面的气流汇合, 加之地形阻挡作用造成的爬坡上升, 因此对流较强。当地形高度降低时(HALF试验), 降水落区变化不大, 黎母岭的迎风坡依然是降水的主要落区, 岛屿东西向的海风虽然也在岛屿北部发生了碰撞, 但由于海风锋强度较弱, 因此降水强度、范围均较小。在完全削除地形的FLAT试验中, 因不存在地形扰动, 降水很可能与下垫面不同植被类型造成的粗糙度差异有关, 结合图 2(d)中海南岛的土地利用类型可知, FLAT试验中的降水区(18.9°N-19.2°N, 109°E-109.5°E)是森林和农田下垫面的过渡区, 下垫面非均匀性较为突出, 可在局地形成小尺度热力环流, 加之摩擦辐合可以提供充沛的水汽, 降水也常常发生(André et al, 1989)。

图 11(Figure 11)

图 11 各试验17:00-21:00累积降水分布(阴影, 单位: mm) 黑色实线表示500 m地形等值线 Figure 11 Spatial distribution of accumulated precipitation (the shaded, unit: mm) from 17:00 to 21:00 in each experiment. The black solid line represents the terrain contours of 500 meters

前文探讨了非均匀下垫面条件下海南岛地形高度的变化对海风降水强度及分布的影响, 然而地形变化所导致的影响是否对下垫面类型具有一定的依赖性, 需进一步探究。考虑到海南岛森林和作物的覆盖率较高[见图 2(c)], 森林化、作物化的试验与CNTL试验差别较小; 而城市占地面积小, 城市化的试验在逻辑上不具备可行性, 因此选择了裸土化的代表性试验(BARRC和BARRF试验), 以便能与CNTL及FLAT试验作显著对比, 并在此基础上探究均匀下垫面条件下地形变化对降水有何影响。

图 5中BARRF试验的降水落区相对BARRC试验更加集中, 这说明了地形扰动对风场辐合的影响依然较为显著, 当削除地形时, 各向气流能不受地形影响而汇合在一处并造成局地降水的发生。图 4中BARRC和BARRF试验的降水强度明显较低, 从二者的演变趋势来看, 在裸土化的基础上再削除地形, 区域平均降水量减小的幅度为0~0.06 mm·h^-1, 而不进行裸土化直接削除地形时, 降水量减小的幅度为0~0.21 mm·h^-1, 由此可见, 地形对降水的影响依赖于下垫面的非均匀特征, 地形和植被的共同作用才会对局地降水产生较大的影响。从下垫面能量角度分析这种现象的原因, CNTL与FLAT以及BARRC与BARRF试验的近地面感热通量差值、潜热通量差值的日变化特征如图 12所示, 可以看出在海风发展时段, BARRC和BARRF试验的地表感热通量差值及潜热通量差值(BARRC-BARRF)均较小, 曲线较为平缓, 相比之下, 非均匀下垫面的CNTL和FLAT试验的差别(CNTL-FLAT)则较大, 这说明了下垫面均一时单纯的削减地形并不能使地表能量产生较大的变化, 地形对下垫面具有一定的依赖性, 地形和植被的共同作用可以使地表能量的分配产生更大的差异, 而地表能量作为驱动局地环流发生发展的根本因素, 制约着边界层的热量、动量及相应的大气温湿变化, 又通过影响对流发展的一系列过程影响降水的强度和分布。

图 12(Figure 12)

图 12 CNTL、FLAT、BARRC和BARRF试验区域平均的感热通量和潜热通量差值的日变化 Figure 12 Diurnal variation of the differences of domain-averaged sensible heat flux and latent heat flux in CNTL, FLAT, BARRC and BARRF experiments

利用WRF V3.7模式对2013年5月31日发生在海南岛的一次海风降水过程进行数值模拟, 通过不同地形高度及裸土化的敏感性试验, 探讨了地形对局地海风降水模拟的影响。海南岛当天海风环流显著, 降水与海风的发展时段基本对应, 具备典型的海风降水特征。在有地形存在的RISE、CNTL及HALF试验中, 各呈现出两个明显的降水峰值, 而FLAT试验则无明显峰值存在, 全文以此为线索讨论了不同降水阶段地形对海风降水模拟的影响。

海南岛降水的空间分布规律与当地四周低平、中间高耸的地形特征密不可分, 降水前期(11:00-16:00), 东西方向的海风锋并未相遇, 降水主要由岛屿单侧海风锋引起, 地形对海风的影响以热力增强为主, 地形高度越大, 驱动海风发展的海陆感热通量差异越大, 海风锋强度也越强, 因此各试验降水强度与地形高度之间呈现出了明显的正相关关系。降水后期(17:00-21:00), 东南、西北两个方向的海风锋于17:00在岛屿中心碰撞汇合, 强度较单侧海风锋强, 由于此时海风锋已推进到内陆地区, 地形的动力阻挡作用越来越强, 当地形坡度超过一定临界值时, 这种阻挡作用可以迅速削弱海风环流, 使降水强度减小, 因此, 在降水后期, 地形增高的RISE试验对流消散速度最快, 各试验降水强度与地形高度之间没有表现出固定的关系。在前人关于地形对海风影响的研究中, 较少涉及到地形在整个海风发展过程中动力、热力作用的交替演变, 这也提示在对海南岛的降水做预报时, 必须结合实际地形以及海风的演变规律做出综合性的判断。此外, 地形高度变化导致的以上影响依赖于下垫面的非均匀特征, 地形和植被的共同作用可以使地表能量的分配产生更大的差异, 进而对局地降水产生较大的影响, 文中通过裸土化试验对此进行了探讨。

文中试图通过数值模拟作出海南岛特殊地形对当地海风降水影响的初步探究, 以便为当地的降水预报提供一定的科学依据, 然而对于海南岛这种下垫面极其复杂的岛屿, 降水的发生发展还会受到除地形以外的其他因素的影响, 比如不同的植被和土壤类型造成的局地小气候差异、土壤湿度对海风环流的影响(Miao et al, 2003; Kala et al, 2010)等, 文中对此未展开过多的讨论。此外, 文中仅探讨了一次海风降水个例, 所得结论具有一定的局限性, 仍有待于进一步研究。