2018, Vol. 37
2. 中国科学院大气物理研究所/大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室, 北京 100080
特强沙尘暴又称为黑风暴, 发生时能看到一堵翻滚的沙尘墙, 也称为沙暴锋面(胡隐樵等, 1996), 瞬时风速超过25 m·s-1, 能见度小于50 m(徐国昌等, 1979), 是一种灾害性天气过程, 直接影响社会生产和生活(张强等, 2005), 且其引起的悬浮在大气中的沙尘直接影响大气辐射平衡、局地降水和气温等(宿兴涛等, 2016; 周旭等, 2017; Haywood et al, 2005)。黑风暴常发生于中国西北干旱地区, 给当地造成重大经济损失(胡隐樵等, 1997; Takemi, 1999; 张强等, 2005; 徐国昌, 2008; 赵光平等, 2003; 杨克明等, 1993; 赵旋等, 2012)。另外, 在美国半干旱西南地区(Raman et al, 2014)、澳大利亚(Strong et al, 2011)、非洲热带草原向撒哈拉沙漠过渡的干旱半干旱地带的萨赫勒(Knippertz et al, 2010; Marsham et al, 2013)、非洲西北部(Knippertz et al, 2007)以及阿拉伯半岛(Miller et al, 2008)等地区都有发生, 这些地方的黑风暴也被称为哈布沙尘暴(Haboobs)。
对流风暴发展到成熟阶段后, 雷暴云中的下沉冷空气到达地面向外辐散, 形成密度流, 称为对流冷池(Charba, 1974; Mueller et al, 1987), 冷池前端涡旋的上升气流卷起干燥地表的沙尘, 并将沙尘混合进对流冷池形成黑风暴(Marsham et al, 2013; Roberts et al, 2012; 胡隐樵等, 1996; 王伏村等, 2014)。黑风暴通常发生在午后和傍晚(Knippertz et al, 2007, 2009; Marsham et al, 2011), 且具有比较明显的区域性分布和季节特征, 在我国西北干旱地区主要发生在3-5月(刘景涛等, 2003; 赵光平等, 2003; 钱正安等, 2017), 在非洲地区夏季发生较频繁(Marsham et al, 2008)。黑风暴发生时, 对流冷池以一定的速度(3~22 m·s-1)在地面移动, 近地面气温降低(2~14 K)、气压上升(0~8 hPa)、相对湿度增加(约15%), 近地层风向风速也发生剧烈变化(Knippertz et al, 2009; Roberts et al, 2012; Vukovic et al, 2014; Provod et al, 2016; Crouvi et al, 2017)。
我国学者针对黑风暴发生时的天气特征进行了详细分析(徐国昌等, 1979; 胡隐樵等, 1997; 钱正安等, 1997; 于海跃等, 2016), 探讨了黑风暴的成因和防治对策(王式功等, 1995; 钱莉等, 2011; 赵明瑞等, 2013; 李耀辉等, 2014; 江吉喜, 1995; 胡隐樵等, 1996; 徐国昌, 2008)。已有研究(陈伟民等, 1996; 郑新江等, 1993; 江吉喜, 1993)指出我国西北地区黑风暴主要是由锋面过程和中尺度对流系统引起的。国外学者(Anabor et al, 2011; Provod et al, 2016; Flamant et al, 2007)对对流冷池密度流的结构特征也进行了系统地观测和模拟研究, 结果表明对流冷池由头部和尾部组成, 头部的湍流涡旋较强, 尾部的湍流涡旋较弱, 而且头部涡旋较尾部的伸展高度高; 对流冷池头部的沙尘传输高度约为1 km, 在尾部沙尘的传输高度只有几百米。这些研究加深了对黑风暴形成机理及黑风暴结构特征的认识。
然而, 由于我国西北干旱地区地面测站分布稀疏, 黑风暴发生时边界层湍流的观测资料较少, 关于黑风暴的发生和发展过程的研究大都是以个例为基础的天气形势诊断分析, 对于黑风暴内部的湍流结构特征及其对沙尘抬升效率和传输高度的影响鲜有深入研究。本文以敦煌干旱区为研究区域, 利用实测的温度探空廓线作为大涡模式的初始场, 模拟研究对流冷池中的湍流结构特征, 并分析冷池头部和尾部的湍流对沙尘抬升和垂直传输的影响。另外, 通过改变模式中冷源冷却率和冷源尺度的敏感性试验, 探究冷源强度和尺度变化对对流冷池强度、移动速度、沙尘抬升效率等特征的影响, 为进一步深入研究黑风暴对全球沙尘排放贡献的影响及其在大尺度模式中的参数化方案提供参考。
2 试验设计及方法介绍使用的大涡模式是英国气象局的LEM Version2.4(Large Eddy Model)模式(Gray et al, 2001)。LEM是一个非静力平衡的高分辨率数值模式, 可以用来模拟范围广泛的湍流尺度和云尺度问题, 模式利用滤波方法对纳维-斯托克斯方程组求网格体积平均, 从而准确计算湍流涡旋的运动, 而对小尺度湍流通量和能量采用一阶闭合的次网格模式模拟, 关于模式的详细介绍参考黄倩等(2014)的文献。采用三维数值试验, 水平模拟区域为60 km×60 km, 水平分辨率为250 m, 垂直方向的模拟高度为10 km, 垂直方向采用张弛网格, 最小垂直格距约为0.5 m(在近地面), 最大格距为233 m(在8 km以上)。模式侧边界是周期侧边界条件, 上下边界采用刚性边界层条件, 下边界采用莫宁-奥布霍夫相似理论计算地表切应力及地表感热和潜热通量。为了减少由模式上边界引起的重力波反射的影响, 在距模式顶约6.5 km高度以上加入牛顿阻尼层。模式的模拟时间步长是0.01 s, 模拟时长2 h, 每隔180 s输出一次数据。因为黑风暴一般发生在干旱和半干旱区, 并伴随干飑线的形成, 水汽对冷池辐散气流引起的沙尘抬升影响不大, 所以在本文的大涡模拟试验中, 关闭了与水汽凝结有关的所有湿过程, 利用在模式中设置冷源的方法产生密度流, 冷却函数(Orf et al, 1999)为:
| $ Q\left({x, {\rm{ }}y, {\rm{ }}x, {\rm{ }}t} \right) = \left\{ \begin{array}{l} g(t){\rm{co}}{{\rm{s}}^2}({\rm{ \mathit{ π} }}R)\\ 0 \end{array} \right., $ | (1) |
式中: g(t)是冷却函数调整因子, 表达式如下:
| $ \left\{ \begin{array}{l} g\left(t \right) = - {\rm{co}}{{\rm{s}}^2}\left[ {{\rm{ \mathit{ π} }}\left({\frac{{t - 600}}{{2\tau }}} \right)} \right], \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;0 \le t < 600\\ g\left(t \right) = - 1, \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;600 \le t < 4\;800\\ g\left(t \right) = - {\rm{co}}{{\rm{s}}^2}\left[ {{\rm{ \mathit{ π} }}\left({\frac{{t - 4\;800}}{{2\tau }}} \right)} \right], \;\;4{\rm{ }}800 \le t < 5\;400 \end{array} \right.{\rm{ }} $ | (2) |
R是到冷源中心的标准化距离, 表达式为:
| $ R = \sqrt {{{\left({\frac{{x - {x_{\rm{c}}}}}{{{x_{\rm{d}}}}}} \right)}^2}{\rm{ + }}{{\left({\frac{{y - {y_{\rm{c}}}}}{{{y_{\rm{d}}}}}} \right)}^2} + {{\left({\frac{{z - {z_{\rm{c}}}}}{{{z_{\rm{d}}}}}} \right)}^2}}, $ | (3) |
式中: t是时间; τ=600 s; (xc, yc, zc)是模式中冷源中心坐标; xd, yd和zd分别是冷源的水平和垂直半径, 本文设计的试验中, 冷源中心位置设在模拟区域水平中心距离模式底层2 km的位置, 即xc, yc, zc分别为30 km, 30 km, 2 km, 标准试验中xd, yd和zd分别为4 km, 4 km和1 km, 冷却率为0.45 K·s-1。从冷却开始到10 min, 冷却率调整因子g(t)(绝对值)逐渐增大到1, 持续冷却70 min后, 又逐渐减小到零。另外, 为了分析对流冷池强度和尺度变化对冷池内部湍流结构特征及沙尘抬升效率的影响, 在三维标准试验R0的基础上, 设计了不同冷源冷却率和冷源半径的敏感试验, 具体参数如表 1所示。
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表 1 不同试验中冷源冷却率和冷源半径的大小 Table 1 The cooling rates and the radius of the cold source in different tests |
根据Marticorena et al(1995)提出的沙尘抬升通量参数化方案, LEM中的垂直沙尘通量F表示为:
| $ F = u_*^3\left({1 + \frac{{{u_{*t}}}}{{{u_*}}}} \right)\left({1 - \frac{{u_{*t}^2}}{{u_*^2}}} \right), $ | (4) |
式中: u*是地表摩擦速度; u*t是沙尘抬升的临界摩擦速度。Marsham et al(2011)将沙尘抬升潜势定义为:
| $ DUP = \nu {U^3}\left({1 + \frac{{{U_{\rm{t}}}}}{U}} \right)\left({1 - \frac{{U_{\rm{t}}^2}}{{{U^2}}}} \right), $ | (5) |
式中: ν表示在其模式网格中裸地所占的比重; U是10 m高度的风速; Ut是沙尘抬升临界风速, 根据Chomette et al(1999)的研究, 在沙漠地区10 m高度的起沙临界风速为7 m·s-1。本文使用LEM输出的摩擦速度计算沙尘抬升潜势, 抬升潜势的计算公式如下:
| $ DUP = u_*^3\left({1 + \frac{{{u_{*t}}}}{{{u_*}}}} \right)\left({1 - \frac{{u_{*t}^2}}{{u_*^2}}} \right), $ | (6) |
沙尘抬升临界摩擦速度u*t由下式计算:
| $ {u_{*t}} = \frac{{\kappa {U_{\rm{t}}}}}{{\ln \frac{z}{{{z_0}}}}}, $ | (7) |
式中: z0是地表粗糙度长度; κ是von Karman常数; 根据典型值计算得到的起沙临界摩擦速度为0.45 m·s-1, 这与朱好等(2010)给出的敦煌沙漠地区起沙临界摩擦速度一致。在本研究中, 为了正确评估仅由密度流造成的辐散气流引起的沙尘抬升而不受模式中心冷空气下沉到模式底飞溅气流的影响, 在水平方向x, y>5 km的区域分析沙尘的抬升潜势。
从“西北干旱区陆-气相互作用野外观测试验”2000年6月3日敦煌站观测的位温廓线[图 1(a)]可以看出, 07:00(北京时, 下同), 从地面到200 m左右的高度是贴地逆温层, 200~800 m是顶盖逆温层, 顶盖逆温层之上是位温随高度几乎不变的近中性的残留层。随着地表吸收太阳辐射的增加, 边界层湍流逐渐增强, 对流边界层不断发展, 16:00边界层湍流已穿透了顶盖逆温层, 混合层贯通了其上的残留层, 自由对流混合边界层的高度达到4 km(黄倩等, 2014)。黑风暴通常发生在午后和傍晚(Knippertz et al, 2009; Marsham et al, 2011), 且研究发现深厚的干绝热混合层可为雷暴密度流的形成提供有利的条件(Knippertz et al, 2007; Roberts et al, 2012; 李岩瑛等, 2014)。因此, 以16:00的实测位温廓线为大涡模式的初始背景场。为了准确地评估仅由到达地面的密度流激发的湍流对沙尘抬升和垂直传输的影响而不受环境湍流的干扰, 除设置初始冷源外, 模式中无其他的扰动。从模式模拟的1 h 21 min后位温的垂直剖面[图 1(b)]可以看出, 冷源中心温度最低, 向外温度逐渐增加。由于冷源温度较周围环境大气温度低, 冷源内空气密度也较大, 形成下沉密度流。模拟1 h 30 min后, 模拟区域内y-z剖面的风场结构如图 2所示, 与Orf et al(1996)用云尺度模式所得下击暴流的风场分布形势一致, 因此, 大涡模式可以用来模拟密度流形成的对流冷池。
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图 1 2000年6月3日实测敦煌探空位温廓线(a)及模式模拟1 h 21 min时模拟区域内位温(b, 单位: K)的垂直剖面 Figure 1 Observed potential temperature profiles (a) measured in Dunhuang on 3 June 2000 and simulated vertical section of potential temperature (b, unit: K) in the model domain at 1 h 21 min |
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图 2 模式模拟1 h 30 min时模拟区域内的风场(单位: m·s-1) Figure 2 Simulated vertical section of velocity in the modeldomain at 1 h 30 min.Unit: m·s-1 |
由于不考虑环境湍流的影响, 本文模拟得到的是沿水平方向对称的对流冷池, 因此只分析沿y轴正半轴扩散的冷池。从标准试验R0模拟的不同时次沙尘绝对浓度、风矢量和位温在y轴正半轴(y>5 km)分布的垂直剖面(图 3)可以看出, 模式中设置的冷源形成的冷空气泡下沉到地面后以密度流的形式向周围辐散, 形成对流冷池。从图 3(a)可以看出, 冷池分为头部和尾部, 头部由一个高约1.8 km、宽约4 km的湍流涡旋构成, 它是受到科氏力的影响而形成的(Benjamin, 1968; Mahalov et al, 2000), 尾部高度约为0.8 km, 冷池底部温度较低, 随高度增加冷池的位温逐渐增大。随着模拟时间的增加, 冷池密度流向周围辐散, 冷池的平均移动速度约为15 m·s-1[图 3(b), (c)]。冷池密度流向外辐散时, 冷池头部的高度逐渐降低, 头部湍流涡旋的强度也逐渐减弱[图 3(f)], 但由于冷池内的湍流涡旋将环境大气的暖空气夹卷混合进入冷池使冷池增暖, 致使冷池内部的位温逐渐升高。随着冷池内外温差减小, 冷池的移动速度也相应减小。由于冷池头部湍流涡旋的下沉辐散气流与冷池低层气流的运动方向相反, 在冷池尾部激发出Kelvin-Helmholtz波[图 3(b), y=12~13 km处], Kelvin-Helmholtz波的破碎对环境暖空气夹卷混合进入冷池也有一定的贡献。另外, 图 3(c)~(e)还显示, 在冷池的尾部有次级浪涌生成[图 3(c), y=14 km处], 其高度和强度明显低于冷池头部涡旋, 这与Anabor et al(2011)的研究结果一致。
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图 3 不同模拟时间沙尘绝对浓度(彩色区)、位温(白色等值线, 等值线间隔为1 K, 单位: K)以及风场(矢量, 单位: m·s-1)的垂直剖面 Figure 3 The absolute concentration of dust (color area), potential temperature (white contour, the contour interval is 1 K, unit: K)and the wind fields (vector, unit: m·s-1) in a vertical section (y-z) at the different simulated time |
随着冷池密度流向外辐散, 头部的涡旋将地表的沙尘卷起, 并向冷池内混合[图 3(a)], 头部沙尘的传输高度可达到约1.8 km, 形成一堵快速移动的沙尘墙, 其平均移动速度约为15 m·s-1, 与Simpson et al(1997)和Knippertz et al(2009)的研究结果基本一致, 且Miller et al(2008)通过观测数据也发现沙尘锋面经过测站时的移动速度为10.5~18 m·s-1。由于头部的下沉气流到达近地层时受到水平流动的密度流的阻挡, 发生辐散, 风暴头部下沉气流内部的沙尘向后翻卷[图 3(a)]。在冷池尾部, 沙尘被限制在较低的高度[图 3(b)], 与Flamant et al(2007)的观测研究结果类似, 垂直传输高度约为500 m(如y=10~13 km处), 表明冷池尾部的湍流涡旋较弱。冷池尾部的次级浪涌可以将沙尘传输到约600 m的高度, 沙尘又随风暴头部下沉辐散气流向水平方向扩散[图 3(c)]。模拟时间为1 h 54 min时[图 3(f)], 随着冷池头部湍流涡旋强度减弱, 头部沙尘的传输高度也降低, 约为900 m, 且头部的沙尘随着下沉辐散气流向水平方向扩散, 其绝对浓度逐渐降低。综上所述, 在黑风暴发展期间, 沙尘大部分被限制在冷池内部, 这与Lawson(1971)的研究结果一致, 但由于冷池上边界与环境大气之间的湍流交换作用, 也有少部分沙尘扩散出对流冷池, 在500 m高度处沙尘绝对浓度较高。
黑风暴过境时, 近地层温度降低2~8 K(Knippertz et al, 2010; 胡隐樵等, 1997)。图 4(a)为标准试验模拟的近地面0.5 m高度的位温随时间和空间的演变过程, 风暴内部的位温梯度沿风暴移动的方向逐渐减小, 冷池头部与环境位温差约为2 K, 而且随着模拟时间增加, 冷池头部与环境大气的位温差逐渐减小。Anabor et al(2011)的研究结果表明, 密度流与环境大气之间温度梯度减弱导致风暴和环境大气之间的水平气压梯度力减小, 从而使风暴的移动速度减小。由0.5 m高度水平风速随时间和空间的分布[图 4(b)]显示, 不同模拟时间近地层水平风速的最大值出现在风暴头部, 在风暴尾部近地层也出现了风速较大的区域(如t=102 min, y=15 km), 与图 3中次级浪涌形成的区域一致。由于沙尘的抬升与近地面的风速密切相关(Bagnod, 1941; Marticorena et al, 1995; Cowie et al, 2014), 近地面风速较大可能对应较大的沙尘抬升潜势。由式(5)计算距地面0.5 m高度水平面上各格点的沙尘抬升潜势(DUP), 平面上各格点的沙尘抬升潜势随时间和空间的分布形式[图 4(c)]与0.5 m高度风速[图 4(b)]的分布较好的对应。从图 4(c)可以看出, 冷池头部的沙尘抬升潜势明显大于尾部的(在99 min之前的模拟时段内, 头部的沙尘抬升潜势约是尾部的10倍), 说明黑风暴头部的湍流涡旋对起沙起重要作用, Marsham et al(2013)对撒哈拉中部地区两次哈布沙尘的观测分析也得到了相同的结果。随着冷池的移动, 更多环境大气中的暖空气被夹卷进入冷池头部, 使头部密度流强度减弱, 头部沙尘抬升潜势也逐渐减小。由于冷池头部的沙尘抬升潜势较大, 较多的沙尘从头部地表抬升, 图 3也表明头部沙尘绝对浓度约是尾部沙尘绝对浓度的两倍, 随着冷池的发展, 沙尘在冷池中充分混合, 头部和尾部的沙尘绝对浓度也逐渐减小[图 3(f)]。图 4(b)中沙尘柱总绝对浓度的时空分布也显示头部沙尘柱的总绝对浓度约是尾部的三倍。另外, 图 4还显示模拟在93~96 min, y=7~13 km的区域, 近地面的风速、沙尘抬升潜势和沙尘柱总绝对浓度的值都较大, 近地面较大的风速是由较强的密度流辐散引起, 进一步分析此区域沙尘在垂直方向的分布(图略)发现, 沙尘被限制在冷池的最底层(约50 m的高度), 说明这一区域湍流较弱, 沙尘无法向更高度的高度传输。
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图 4 标准试验模拟的近地面0.5 m高度的位温(a, 单位: K)、水平风速(b, 单位: m·s-1)、沙尘抬升潜势(c, 单位: m3·s-3)和沙尘柱总绝对浓度(d)的时空分布 Figure 4 Hovmöller diagrams of the potential temperature (a, unit: K), wind speed (b, unit: m·s-1), dust uplift potential (c, unit: m3·s-3) and the total concentration of dust column (d) at the simulated lowest model level (0.5 m above ground level) |
综合以上分析可知, 冷池密度流沿地表辐散时将地表的沙尘抬升, 再由冷池头部和尾部的湍流涡旋将沙尘向冷池内部混合。为进一步了解冷池内部湍流对黑风暴沙尘垂直传输的影响, 通过模拟1 h 39 min后垂直速度和水平风速分量的垂直分布(图 5)可以看出, 冷池头部的湍流涡旋尺度和强度均较大[图 5(c)], 最大上升和最大下沉气流的速度都约为20 m·s-1, 头部较强的湍流涡旋与图 5(b)中的强风切变区有较好的对应关系。图 5(e)显示尾部的湍流涡旋明显小于头部的, 最大的湍涡高度只是头部涡旋的1/4(约为500 m)。尾部湍流强度较弱, 最大上升和下沉速度分别为2 m·s-1和1 m·s-1, 而且离头部越远, 冷池内的湍涡尺度越小, 湍流强度也越弱, 表明冷池尾部湍流涡旋的形成受头部湍流涡旋的影响。图 5(e)中y=12~14 km的区域正是图 3c中次级浪涌生成的区域。由于头部涡旋内的下沉气流阻挡了尾部密度流的流动而发生堆积(如图 5(a), y=14~15 km), 从而引起上升运动, 另外, 图 5(f)中y=12~14 km的区域, 水平风速的垂直切变较强, 而风切变也是引起湍流的一个重要机制。因此, 对流冷池尾部的次级浪涌主要是受头部涡旋下沉气流的阻挡以及水平风切变影响而生成的湍流。从图 5(e)还可以看出, y=5~12 km的范围, 湍流涡旋更小, 湍流强度也更弱, 湍流发展的最大高度小于100 m, 而且在冷池的这一区域内主要以微弱的下沉气流为主。由于大涡模拟是在不考虑环境湍流影响的理想条件下进行的, 根据Flamant et al(2007)通过探空和雷达资料研究对流冷池对边界层气溶胶分布影响的结果, 如果考虑局地风切变、地表热通量及大中尺度天气过程的影响, 冷池的高度和湍流强度可能会增大。
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图 5 模拟1 h 39 min时的垂直速度(左, 单位: m·s-1)和y方向水平风速(右, 单位: m·s-1)的垂直剖面 (c)、(d)和(e)、(f)分别表示头部与尾部的垂直速度和水平风速 Figure 5 The vertical distributions of vertical velocity (left, unit: m·s-1) and wind component in y-direction (right, unit: m·s-1) at simulated time of 1 h 39 min Fig.5 (c), (d) and (e), (f) present the results of the head and tail, respectively |
为进一步探讨冷源冷却率对对流冷池的结构、移动速度等物理特征的影响, 设计了不同冷源冷却率的敏感性试验(R1, R2, R3, R4), 具体参数见表 1。1 h 42 min后4个敏感性试验模拟的沙尘绝对浓度、位温和风场的垂直剖面(图 6)显示: (1)增大冷源冷却率后风暴的移动速度增大, 冷却率增大到0.54 K·s-1, 风暴头部移动到约22 km处[图 6(d)], 而标准试验模拟的风暴头部仅移动到20 km处; (2)增大冷源冷却率后风暴头部湍流涡旋的高度和强度略有增加, 头部的沙尘绝对浓度也增大[图 6(d)], 头部的最大沙尘绝对浓度可以达到127, 而图 3(d)中头部最大沙尘绝对浓度为123; (3)增大冷却率尾部沙尘传输的高度增高[图 6(d), y=17 km]。通过位温和水平风速在0.5 m高度平面上的概率密度函数(Probability Density Function, PDFs)分布(图 7, 这里0.5 m高度平面指的是除去冷源半径加1 km的圆面后的半平面)可以看出, 大冷源冷却率后模拟得到的最低位温较低, 其概率密度增大, 而且位温和风速较大值的概率密度也增大。表明增大冷源冷却率, 冷池密度流强度增大, 冷池中的湍流强度也增大(图略), 更多的沙尘被抬升后传输到较高的高度。另外, 增大冷源冷却率, 冷池与周围环境大气的夹卷作用也增强, 较多环境暖空气被夹卷进冷池内部, 出现较大位温的概率也增加。
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图 6 模拟1 h 42 min后沙尘绝对浓度(彩色区)、位温(白色等值线, 等值线间隔为1 K, 单位: K)和风场(矢量, 单位: m·s-1)的垂直分布 Figure 6 The vertical distribution of the absolute concentration of dust (color area), potential temperature (white contour, the contour interval is 1 K, unit: K) and wind field (vector, unit: m·s-1) at simulated time of 1 h 42 min |
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图 7 模拟1 h 42 min后0.5 m高度水平面上位温(a)和水平风速(b)的概率密度函数分布 Figure 7 PDFs of potential temperature (a) and wind speed (b) at the height of 0.5 mmodel level at simulated time of 1 h 42 min |
为获得对流冷池中不同尺度的湍流涡旋对沙尘抬升潜势的影响, 将冷池头部的大尺度湍流涡旋和尾部的小尺度湍流涡旋进行了分离, 分别评估它们对沙尘抬升潜势的影响。根据633 m高度上垂直速度的水平分布(图略), 选取最大下沉速度靠近尾部一侧1.8 m·s-1的下沉速度作为界限, 区分冷池的头部和尾部, 并以头部前沿120 m高度上沙尘绝对浓度大于0.5的边界作为冷池头部的最前沿, 将模式中心的垂直剖面沿水平方向移动到冷源半径加1 km的位置作为冷池尾部的起始位置。按上述方法区分冷池头部和尾部, 分别计算各时次0.5 m高度平面上y轴正半轴平面冷池头部和尾部所有格点的沙尘抬升潜势总和, 得到冷池头部和尾部总体沙尘抬升潜势随时间的变化如图 8所示, 在不同冷却率试验中, 头部的总体沙尘抬升潜势远远大于尾部的(前者是后者的5倍多), 即冷池头部的大湍流涡旋对黑风暴的沙尘抬升起主要作用。冷池密度流在环境大气中流动时强度不断减小, 冷池内部的水平风速也逐渐减小, 使得头部和尾部的总体沙尘抬升潜势都随时间增加而减小。尾部的总体沙尘抬升潜势随时间的变化较头部的小, 尤其在风暴演变后期, 尾部的总体沙尘抬升潜势几乎不随时间发生变化。另外, 由于增大冷源冷却率后形成的对流冷池强度较大, 冷池密度流抬升的沙尘也更多, 因而增大冷源冷却率将使头部和尾部总体沙尘抬升潜势均增大。
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图 8 黑风暴头部(实线)和尾部(虚线)所有格点的总体沙尘抬升潜势随时间的分布 Figure 8 The time variation of the total dust uplift potential of all grid point for the head (solid line) and the tail (dotted line) of the black storm |
通过改变冷源半径的敏感性试验, 分析了冷源尺度对对流冷池结构特征及沙尘抬升潜势的影响。从不同冷源半径试验模拟的在1 h 42 min时的风场和位温的垂直剖面(图 9)可以看出: (1)增大冷源半径, 冷池的移动速度、头部的高度和宽度、头部湍流涡旋的强度都增加。当冷源半径为2 km时[图 9(a)], 模拟的对流冷池头部较低, 头部的湍流涡旋也较弱, 而且头部与尾部的分界不明显, 与Flamant et al(2007)和Roberts et al(2012)观测得到的对流冷池结构有较大差异, 说明形成黑风暴的对流云团的尺度一般较大。当冷源半径增大到6 km时, 冷池头部的湍流涡旋可以达到2 km的高度, 其中最大上升和下沉气流的速度可以分别达到19.88 m·s-1和16.44 m·s-1(标准试验中相同模拟时间头部的最大上升和下沉速度分别约为13.6 m·s-1和14.6 m·s-1)。(2)随着冷源半径的增大, 对流冷池尾部区域加长, 湍流强度也增大, 如试验R6、R7和R8中尾部的最大上升速度分别是2.8, 4.0和7.4 m·s-1。并且从0.5 m高度平面位温和水平风速的概率密度函数分布(图 10, 统计平面的选取与图 7相同)可以看出, 增大冷源半径, 冷池密度流的强度增加, 如冷池半径从3 km(试验R6)增加到6 km(试验R8), 冷池最低位温减小了约40 K。当增大冷源半径时, 由于冷池内外较强的夹卷作用, 位温较高区间(308~318.5 K)的概率密度函数也较大。图 10(b)显示, 增大冷源半径, 0.5 m高度上水平风速的最大值也增大(试验R5, R6, R7和R8的最大水平风速分别为16.8, 20.0, 25.6和28.8 m·s-1)。
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图 9 模拟1 h 42 min后垂直速度(彩色区, 单位: m·s-1)、位温(等值线, 等值线间隔为1 K, 单位: K)和风场(矢量, 单位: m·s-1)的垂直分布 Figure 9 The vertical distribution of vertical velocity (color area, unit: m·s-1), potential temperature (contour, the contour interval is 1 K, unit: K) and wind field (vector, unit: m·s-1) at the simulated time of 1 h 42 min |
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图 10 模拟1 h 42 min后0.5 m高度水平面上位温(a)和水平风速(b)的概率密度函数分布 Figure 10 PDFs of potential temperature (a) and horizontal velocity (b) at the height of 0.5 m model level at simulated time of 1 h 42 min |
通过分析不同冷源半径试验模拟的冷池头部和尾部湍流涡旋对沙尘总体抬升潜势的影响发现(图 11), 增大冷源半径, 冷池头部和尾部的总体沙尘抬升潜势均增大, 且头部和尾部的总体沙尘抬升潜势的差别也增大, 如冷源半径为3 km(试验R6)时, 头部的总体沙尘抬升潜势是尾部的约5倍, 而冷源半径增大到6 km时, 头部与尾部的总体沙尘抬升潜势相差约7倍。头部总体沙尘抬升潜势随时间减小的也更快, 说明强度较强的对流冷池随时间消亡的也快; 尾部总体沙尘抬升潜势随时间减小较慢, 而且模拟102 min后, 总体沙尘抬升潜势基本不随时间发生变化。从以上分析可知, 对流云团的尺度较大时, 可能得到强度和移动速度较大的对流冷池, 冷池密度流抬升的沙尘较多, 沙尘传输的高度较高, 但是冷池与周围环境的湍流混合较强, 冷池的消散也会较快。
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图 11 黑风暴头部(实线)和尾部(虚线)所有格点的沙尘总体抬升潜势随时间的变化 Figure 11 The time variation of total dust uplift potential of all grid point forthe head (solid line) and the tail (dotted line) of the black storm |
以2000年“西北干旱区陆-气相互作用野外观测实验”加密观测期间6月3日16:00敦煌站的温度探空廓线作为热力背景场, 利用大涡模式通过设置冷源的方法模拟了对流冷池的结构特征、冷池密度流的头部与尾部对沙尘抬升潜势的影响及冷源的强度和大小对冷池结构特征和沙尘抬升潜势的影响。得到以下主要结论:
(1) 标准试验模拟出了与以往实测研究结果基本一致的对流冷池的结构特征, 对流冷池的头部是一个强度和尺度较大的湍流涡旋, 尾部的湍流涡旋较小、强度较弱, 且距离头部越远, 尾部的湍流涡旋也越弱。冷池尾部密度流受头部涡旋下沉气流的阻挡以及较强水平风垂直切变的影响, 形成尾部次级浪涌。另外, 冷池头部近地层风速较尾部的大, 导致头部沙尘抬升潜势也较大, 头部沙尘绝对浓度约是尾部的两倍, 沙尘在头部的传输高度约是尾部的3倍, 除少部分沙尘扩散出对流冷池外, 沙尘基本在冷池内部混合。
(2) 通过改变模式中冷源冷却率和冷源尺度, 进行了一系列敏感性试验, 分析了下沉密度流的强度和对流云团的尺度对对流冷池结构特征和沙尘抬升及传输的影响。结果表明, 增大冷源冷却率或者冷源尺度, 冷池强度增强, 移速增大, 头部和尾部的抬升潜势增大, 冷池中湍流强度增大, 更多的沙尘被传输到较高的高度。由于增大冷源冷却率和尺度, 冷池与周围环境大气的夹卷作用增强, 导致冷池消散较快。
本文的研究是在不考虑环境湍流影响的理想情况下, 模拟分析冷池密度流的湍流结构特征及其对沙尘抬升和垂直传输的影响。然而, 黑风暴是在环境动力和热力因子共同作用下由雷暴下沉气流激发形成的, 因此后续的工作将在真实环境湍流背景场的条件下, 分析冷池的结构特征, 探究环境湍流对冷池发展和演变的影响, 为天气预报和大尺度气候模式中较准确评估沙尘排放对天气和气候的影响提供参考。
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