2018, Vol. 37
2. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 江苏 南京 210044
青藏高原是地球上海拔最高的高原, 其动力(骆美霞等, 1983; 吴国雄等, 1998)和热力作用(曾群柱等, 1980; 钱正安, 1997)对中国及东亚地区甚至全球的天气气候都有着非常重要的影响(叶笃正等, 1957, 1979; 张永莉等, 2016; 曾钰婵等, 2016)。青藏高原低涡(简称高原涡)作为高原夏季500 hPa上主要的降水系统, 其水平尺度为400~500 km, 平均生命周期为15 h, 一般生成于高原西部, 在高原东部消亡, 在有利的环流形势下可东移出高原, 造成下游地区大范围的降水和雷暴等极端天气(叶笃正等, 1979; 乔全明等, 1994; 杨克明等, 2001; Feng et al, 2014)。
而土壤湿度作为陆-气相互作用过程中的重要物理量, 它能通过改变地表反照率和热容量以及地表感热通量、潜热通量等因子来影响局地及其邻近区域的大气环流和天气气候(Schär et al, 1978; 马柱国等, 2001)。关于土壤湿度对局地天气的影响, 杜华武等(1993)通过对一次西南涡个例及其暴雨过程的数值模拟, 指出短期内大区域下垫面特征(如土壤湿度)的变化主要影响天气尺度环流和次天气尺度环流的强度, 而对其中心位置和环流性质影响不大。王革丽等(1997)利用有限区域细网格模式研究了两次西南涡降水, 指出西南低涡降水范围和强度随着高原植被覆盖率和土壤湿度的增大而增大, 且低层上升运动对植被和土壤湿度的变化表现较敏感, 而高层不明显。Kun-Young(2007)利用WRF模式研究了不同下垫面对登陆台风强度和降水的影响, 指出土壤湿度对台风降水影响较为显著, 而对台风强度的影响不大。
研究表明, 高原涡的发生发展及其消亡与其地面和大气加热场的变化有紧密联系(罗四维等, 1992; Luo et al, 1994; 李国平等, 2006)。也有不少的学者利用数值模拟的方式验证了这个观点。Dell’osso et al(1986)利用欧洲中期天气预报中心ECMWF(European Centre For Medium Range Weather Forecasts)网格点模式模拟了高原涡的形成过程, 指出当去除潜热的影响后, 高原涡强度减弱, 表明潜热释放是影响高原涡发展的重要因子。陈伯民等(1996)通过数值试验的方式将雨季高原涡形成和发展的概念模式概括为盛夏高原地区由于地表强烈的感热和潜热加热使空气柱变得相当不稳定, 层结越不稳定, 越有利于纬向有效位能向涡动有效位能转化, 并进一步转化为涡动动能, 供高原涡发展。宋雯雯等(2010)利用MM5模式对两次高原涡过程进行了模拟, 指出地表潜热对低涡的发展有一定影响, 无地表潜热时低涡的强度略有减弱。Sugimoto et al(2010)利用WRF模式(V3.0.1)研究了高原东部加热作用对中尺度对流系统MCS(Mesoscale Convective System)形成的影响, 指出当去除潜热通量时, 由于低层对流不稳定减弱, 会阻止MCS发展。田珊儒等(2015)利用热力学和动力学诊断分析并结合WRF模式, 指出地面潜热并不能直接通过热力作用激发高原涡的生成, 它是通过增强中低层大气的不稳定性, 为对流系统的发生发展积累能量, 再通过降水所释放的凝结潜热加热, 进一步加强高原低涡的强度。
然而, 目前关于土壤湿度对高原涡影响的研究却比较少, 采用数值模式探讨土壤湿度对高原涡强度和降水影响及其机理的研究较为少见, 因此本文将利用美国环境预测中心NCEP(National Centers for Environmental Prediction)和美国国家大气研究中心NCAR(National Center for Atmospheric Research)等科研机构联合开发的中尺度天气模式WRF(3.8.1版本), 结合诊断分析的方法, 对2014年8月16—17日的一次高原涡过程进行研究, 相关结果可以为揭示土壤湿度对高原涡影响及其影响机制提供参考和借鉴。
2 资料选取及方法介绍所用资料包括: (1)卫星资料: ①由中国国家卫星气象中心NSMC(National Satellite Meteorological Center)提供的FY-2E气象卫星反演得到的时间间隔为1 h, 水平分辨率为0.1°×0.1°的TBB资料; ②由中国气象局气象数据中心提供的每3 h一次, 0.1°×0.1°水平分辨率的中国自动站与CMORPH卫星融合的降水产品; (2)再分析资料:由NCEP提供的每6 h一次, 1°×1°水平分辨率的NCEP-FNL再分析资料。
为了更加直观地表现土壤湿度的改变对高原涡强度、降水及高原地表潜热、感热通量等因子的影响, 本文引入“涡区平均”这一概念。由于500 hPa高原涡的平均水平尺度为500 km, 故将以涡心为中心的5°×5°区域进行的区域平均定义为涡区平均, 文中所有涡区平均都以此为基础。
3 个例选取及分析 3.1 个例选取2014年8月16日06:00(世界时, 下同)至17日12:00, 有一高原涡从高原西北部地区生成后向东南移动, 在高原上生消并对高原中部及东南部地区带来降水过程。此次高原涡过程持续时间较长, 在30 h及以上, 在高度场和流场上均能明显观察到高原涡的生成、发展以及消亡过程。同时, 此次高原涡带来的降水过程较为明显, 降水量为0.1~31 mm, 降水日数为2天, 降水基本位于高原东南部及其周边地区。此次过程满足持续时间长, 在高原上有明显高原涡生、消、移动过程, 有较为明显的降水过程等特点, 因此, 选取该高原涡个例作为此次研究的对象。
3.2 高原低涡过程及卫星黑体亮温TBB资料分析2014年8月16日06:00在高原中北部地区(87°E, 36.5°N)有一高原低涡生成, 在高原东部则为一高压脊, 脊线大致位于99°E, 在高原涡低值区有明显的西南风和东北风的切变。随后低涡发展并且向东南方向移动[图 1, 该图及文中所涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1550的中国地图制作, 底图无修改], 至18:00移至高原中部(92°E, 34°N)。此后低涡向东移动, 于17日06:00到达青海、西藏和四川三省交界处, 之后开始减弱。到12:00, 低涡已经向东南移至四川省中部地区(101.9°E, 31.8°N), 并减弱为一低槽, 高原涡结束。
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图 1 2014年8月16日06:00至17日12:00 FNL资料所示高原涡移动路径 红色实线为中国境内青藏高原范围(下同); 黑色虚线框表示高原涡移动的关键区域 Figure 1 Moving path of plateau vortex of FNL data from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014. The red solid line represents Qinghai-Tibetan Plateau topography within the territory of China (the same as after). The black dash line box denotes the key area of Plateau vortex moving path |
TBB(Black Body Temperature)通常称为黑体亮度温度, 代表云顶的温度, 常作为判断对流云团生成和发展过程中对流过程强弱的依据(江吉喜等, 2002; 黄楚惠等, 2007)。根据江吉喜等(2002)的观点, 在高原上, 当TBB≤-32 ℃时, 一般将该云团认定为对流云, 故近似将TBB为-32 ℃作为判断对流云的标准。图 2为2014年8月16—17日高原上空FY-2E TBB空间分布。从图 2中可以看出, 16日08:00, 高原上空已经出现较为明显的对流云团, 中心位置为90°E, 33.8°N; 10:00, 对流云团强度增强, 范围不断扩大; 13:00, 对流云团继续增强并扩大, 占据高原中部区域, 表现出一定的螺旋状结构, 同时云团中心为一无云区, 即涡心区域出现类似热带气旋类低涡的涡眼结构(李国平等, 2000), 中心位置为90.5°E, 34.2°N, 对流云团南部大部分区域TBB在-60 ℃及以下, 对流活动非常强烈; 16:00, 涡眼区域范围扩大, 云带依然呈现螺旋结构但强度减弱, 呈东北—西南向分布; 21:00, 对流云团东移至青海、西藏和四川三省交界处, 强度大幅度减弱, 涡眼结构消失; 17日06:00, 对流云团已经东移至高原东部, 随后减弱消失。
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图 2 2014年8月16—17日FY-2E TBB空间分布(单位: ℃) Figure 2 Space distribution of FY-2E TBB from 16 to 17 August 2014. Unit: ℃ |
利用美国环境预测中心NCEP和美国国家大气研究中心NCAR等科研机构联合开发的中尺度天气模式WRF(3.8.1版本)对此次高原涡过程进行数值模拟。模拟采用双重嵌套形式, 模式所选区域的中心位置为87°E, 36.5°N, 外层的水平分辨率为30 km, 格点数为254×149, 内层的水平分辨率为10 km, 格点数为379×271。模式的垂直方向分为不等距30层, 顶层气压为10 hPa。经多次对比评估, 本次模拟采用的参数化方案为WSM6微物理方案、RRTM长波辐射方案(Mlawer et al, 1997)、Dudhia短波辐射方案(Dudhia, 1989)、MYJ近地面层方案、Noah陆面方案(Chen et al, 1996)、Eta-MYJ边界层方案和KF积云参数化方案(Kain, 2004)。模式内外层采用的参数化方案完全相同。模式的初始场和边界条件选用NCEP-FNL再分析资料, 模拟的初始时刻为2014年8月16日00:00, 共积分72 h, 其中16日00:00—06:00为模式的spin-up时间。本文重点分析内层区域的结果。
为进一步探讨高原土壤湿度对高原涡生成和发展的影响, 使用WRF模式进行了控制试验及关于土壤湿度的敏感性试验, 试验方案设计如下:
试验1:控制试验, 模式中含有所有的物理过程, 可以反映模式对此次高原涡的模拟能力, 记为S1。
试验2:本文选取本次高原涡过程活动的主体区域(85°E—103°E, 30°N—37°N)作为模拟的关键区。将模式初始场关键区的土壤湿度减小50%, 其余与试验1保持相同, 记为S2。
试验3:将模式初始场关键区的土壤湿度减小25%, 其余与试验1保持相同, 记为S3。
试验4:将模式初始场关键区的土壤湿度增大25%, 其余与试验1保持相同, 记为S4。
试验5:将模式初始场关键区的土壤湿度增大50%, 其余与试验1保持相同, 记为S5。
5 试验结果分析 5.1 控制试验为说明模式对本文所选个例中高原低涡生成、发展、移动过程及中心位置的模拟能力, 选用FNL资料与控制试验S1中高原涡移动路径进行对比。从图 3中可以看出, 模式能够较好地模拟出此次高原涡的生成、移动、发展和消亡过程, 其总体移动路径和移动方向与FNL资料大致相同, 在有些时间点模拟出的高原涡中心位置有所偏移, 但是总体来说模拟效果较好。而关于模式对高原涡强度的模拟效果, 选取了高原涡生成时刻(16日06:00)与高原涡发展较为成熟时刻(17日00:00), 将这两个时刻控制试验S1的500 hPa流场与FNL资料相同时刻的500 hPa流场进行比较, 结果如图 4所示。从图 4可知, 模式基本模拟出了高原涡过程中500 hPa高度的环流形势, 与FNL分析场较为一致。在16日06:00, 较好地模拟出了高原涡的生成, 其中心位置与FNL分析场基本一致, 强度略小; 在17日00:00, 控制试验模拟的高原涡相比FNL分析场中心位置大致相同, 强度和范围偏大, 总体环流形势基本相同。总体来说, 模式较好地模拟出了本次高原涡的移动和发展状况。
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图 3 2014年8月16日06:00至17日12:00高原涡移动路径 Figure 3 Moving path of Plateau vortex from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
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图 4 2014年8月16日06:00(a, b)、17日00:00(c, d) 500 hPa流场 Figure 4 Flow field at 500 hPa at 06:00 on 16 (a, b) and at 00:00 on 17 (c, d) August 2014 |
同时, 为了反映模式对高原低涡降水的模拟能力, 本文选用CMORPH降水融合产品与控制试验中的模式降水进行对比。本次高原涡降水过程持续2天, 分别为16日和17日。从图 5中可以看到, 模式17日24 h(从17日00:00至18日00:00)累积降水量与降水融合产品中降水区域大致相同, 降水区主要集中在四川全区、青海南部、西藏东部以及高原南侧, 模式累积降水量相比降水融合产品偏大, 位置偏北。图 6为2014年8月16日48 h(从16日00:00至18日00:00)累积降水量。从图 6中可知, 与24 h累积降水量的对比结果类似, 模式16日48 h累积降水量相比降水融合产品略大, 其中降水大值区较高, 但是降水区域基本相同, 都位于高原东南部及南侧。从两次对比分析来看, 模式较好地模拟出了本次高原涡过程中的降水情况。
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图 5 2014年8月17日24 h累积降水量(单位: mm) Figure 5 The distribution of 24 h accumulated precipitation from 00:00 on 17 to 00:00 on 18 August 2014. Unit : mm |
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图 6 2014年8月16日48 h累积降水量(单位: mm) Figure 6 The distribution of 48 h accumulated precipitation from 00:00 on 16 to 00:00 on 18 August 2014. Unit : mm |
从整体上来看, 控制试验比较好地模拟出了本次高原涡过程, 所以可以用此控制试验的结果作参考, 对比分析敏感性试验与控制试验的差异, 从而进一步探讨高原土壤湿度对高原涡的影响及其物理机制。
5.2 土壤湿度对高原涡的影响通过四组敏感性试验和控制试验对高原涡移动路径的模拟情况对比(图 7)可以看出, 四组敏感性试验都成功地模拟出了高原涡的发生、发展和移动过程, 环流的性质和中心位置基本相同(经纬度偏差在0.2°之内), 因此土壤湿度的改变对高原涡的中心位置和移动路径的影响不显著。为了更好地呈现高原土壤湿度变化对高原涡强度的影响, 本文计算了高原涡整个过程中逐时的涡区平均涡度, 以此定量地表示高原涡强度。从2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均涡度的时间剖面(图 8)可以看出, 当高原关键区土壤湿度减小时, 高原涡强度是减小的, 而且在一定范围内, 高原土壤湿度减小越多, 高原涡强度越小, 即高原涡强度随土壤湿度的减小而减小。同时, 相比控制试验, 减少土壤湿度的两组试验中高原涡强度提前3~4 h便达到最强, 并开始减弱, 维持时间较短。当高原关键区土壤湿度增大时, 涡区平均涡度是增大的, 而且在一定范围内, 高原土壤湿度增大越多, 高原涡强度越大, 即高原涡强度随土壤湿度的增大而增大。以上分析说明, 在短期内土壤湿度的变化主要影响高原涡的强度, 对其中心位置和性质并没有多大的影响。
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图 7 2014年8月16日06:00至17日12:00各组试验中高原涡移动路径 Figure 7 Moving path of Plateau vortex from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
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图 8 2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均涡度的时间剖面 Figure 8 Time cross sections of vortex intensity averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
通过2014年8月16日各组敏感性试验与控制试验48 h累积降水量的差值分布(图 9)可以看出, 当减小土壤湿度时, 高原区域48 h累积降水量总体表现为减小趋势, 在高原中部地区(图 9中黑色方框)降水量的变化较为明显, 且土壤湿度减少越多, 累积降水量减小越多, 小部分区域降水量有所增大; 当增大土壤湿度时, 高原区域48 h累积降水量总体表现为增大趋势, 同样在中部地区变化较为显著, 且土壤湿度增大越多, 累积降水量增大越多, 小部分区域降水量有所减小。为了更直观地说明土壤湿度对高原涡降水的影响, 本文计算了高原涡整个过程中每小时的涡区平均降水量。2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均降水量的时间剖面(图 10)显示, 8月16—17日高原涡涡区平均降水量呈现先增大后减少再增大的趋势, 且17日平均降水量明显大于16日的平均降水量。同时, 在一定范围内, 土壤湿度减少越多, 涡区平均降水量减少越多, 即涡区平均降水量随土壤湿度的减小而减少。同样, 在一定范围内, 土壤湿度增大越多, 涡区平均降水量增大越多, 即涡区平均降水量随土壤湿度的增大而增大。以上分析说明, 在短期内高原土壤湿度的变化能够引起高原涡降水的变化。
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图 9 2014年8月16日各组敏感性试验与控制试验48 h累积降水量的差值分布(单位: mm) 黑色实线框为变化显著区域 Figure 9 The difference of 48 h accumulated precipitation between 4 sensitive experiments and control experiment from 00:00 on 16 to 00:00 on 18 August 2014. Unit : mm. The black solid line box represents the area with remarkable changes |
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图 10 2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均降水量的时间剖面 Figure 10 Time cross sections of precipitation averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
根据罗四维等(1992)和陈伯民等(1996)的研究, 本文主要考虑土壤湿度改变所引起的青藏高原地表潜热和感热的变化对高原涡环流和降水的影响。
图 11和图 12分别是此次高原涡过程从开始到结束整个过程中涡区平均地表感热通量和地面温度随时间的变化。从图 11中可以看出, 在整个低涡的活动过程中, 高原地表感热通量具有很明显的日变化, 在夜间, 地表感热通量很小, 接近于零, 偶尔会有负值出现(即大气对地面加热), 而到了白天, 地表感热通量迅速增大。地面温度也具有明显的日变化, 且其变化趋势与地表感热的变化基本一致, 根据黄芳芳等(2016)研究, 可以认为地表感热的变化是由地面温度的变化所引起的, 而土壤湿度主要通过蒸发冷却改变地面温度。从图 11中S1对应的曲线可以明显看出, 17日06:00的地表感热通量要大于16日06:00的地表感热通量, 这是因为16日的降水导致土壤湿度增大, 地面温度降低(图 12), 从而引起地表感热通量的减小。从四组敏感性试验与控制试验S1的对比可以看出, 当增大或者减少高原关键区的土壤湿度时, 地表感热通量和地面温度变化的总体趋势与控制试验S1非常一致, 表现出很明显的日变化。为了更直观地表现地面温度和地表感热通量随土壤湿度的变化, 本文计算了各组试验涡区平均地表感热通量和涡区平均地面温度的平均值以及四组敏感性试验较控制试验S1的变化(表 1)。从表 1中可知, 当土壤湿度减少25%和50%时, 地面温度分别增大5.4%和9.1%, 而地表感热通量则分别增大11.2%和26.1%;而当土壤湿度增大25%和50%时, 地面温度分别减少4.6%和7.4%, 地表感热通量则分别减少12.1%和19.4%。故可得出如下结论:当减小土壤湿度时, 高原地面温度增大, 导致地表感热通量也显著增大, 其中土壤湿度减小越多, 地面温度增大越多, 地表感热通量增大越多; 当增大土壤湿度时, 地面温度减小越多, 地表感热通量也相应地减小, 同样土壤湿度增大越多, 地面温度减小越多, 地表感热通量减小越多。
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图 11 2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均地表感热通量的时间剖面 Figure 11 Time cross sections of surface sensible heat flux averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
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图 12 2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均地面温度的时间剖面 Figure 12 Time cross sections of surface skin temperature averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
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表 1 2014年8月16日06:00至17日12:00沿时间平均的涡区平均地表感热通量和涡区平均地面温度及四组敏感性试验相较S1的变化 Table 1 The mean value of surface sensible heat flux and surface skin temperature averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 and the changes of four sensitive experiments compared with S1 |
不少研究指出, 地表感热通量对于高原涡的生成有重要作用, Shen et al(1986)则认为盛夏高原地表感热在短时间内并不能改变高原涡的总体特征, 只能对基本的环流型起到附加的修改作用。根据本文研究结果, 地表感热通量的变化对高原涡的生成的影响并不显著, 因此下文主要讨论感热对高原涡降水的影响。
Pal et al(1951)研究表明高的土壤湿度可以降低行星边界层高度PBLH, 从而增大单位气团的湿静力能, 进而增加对流性降水。而万云霞等(2017)指出, 青藏高原PBLH主要受地面加热的影响, PBLH随着地表感热的增大而增大。为了研究本次高原涡过程中PBLH的变化, 计算了整个过程中逐时的涡区平均PBLH。图 13为2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均PBLH随时间变化。从图 13中可以看出, 涡区平均PBLH同样具有明显的日变化特征, 在白天PBLH较高, 而在夜间则明显降低。同时, 16日06:00的PBLH达到最大, 明显大于17日相同时刻的PBLH值。与图 11和图 12对比可知, 高原涡区平均PBLH的变化与涡区平均地表感热通量、平均地面温度的变化趋势基本一致, 这也印证了万云霞等(2017)的观点, 即高原PBLH受地面加热的影响, 与地表感热通量呈同相位变化。结合Pal et al(1951)的研究可将本次高原涡过程中地表感热通量影响降水的机制概括为当土壤湿度增大时, 地面温度降低, 地表感热通量减小, PBLH降低, 边界层单位气团的湿静力能增大, 从而引起对流性降水的增加; 反之, 当土壤湿度减小时, 对流性降水减小。
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图 13 2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均PBLH的时间剖面 Figure 13 Time cross sections of PBLH averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
图 14为此次高原涡过程中涡区平均地表潜热通量随时间变化。与地表感热通量和地面温度类似, 地表潜热通量随时间的变化情况同样具有明显日变化特征, 在夜间地表潜热通量很小, 而在白天迅速增大。从图 14中S1对应的曲线可以明显看出, 17日06:00的地表潜热通量相比16日06:00要大得多, 这是因为16日的降水增加了高原地面的土壤湿度, 从而引起地表潜热通量的增大。从四组敏感性试验与控制试验S1的对比可以看出, 当增大或者减少高原土壤湿度时, 地表潜热通量变化的总体趋势与控制试验S1比较一致, 同样具有明显日变化特征。表 2为2014年8月16日06:00至17日12:00各组试验涡区平均地表潜热通量的平均值及四组敏感性试验相较S1的变化情况, 从表 2中可知, 当土壤湿度减少25%和50%时, 地表潜热通量分别减小16.9%和36.1%;而当土壤湿度增大25%和50%时, 地表潜热通量则分别增大18.1%和26.5%。故有以下结论:当减小土壤湿度时, 地表潜热通量大幅度减小, 且土壤湿度减小越多, 地表潜热通量也减小越多; 当增大土壤湿度时, 地表潜热通量随之增大, 且都随着土壤湿度的增大而增大。陈伯民等(1996)指出, 在高原涡形成后向东移动过程中, 地表潜热通量对高原涡的作用逐步占主导地位。而从表 1和表 2对比可以看出, 土壤湿度改变引起的地表潜热通量的变化要大于地表感热通量的变化, 因此在本次个例高原涡东移过程中, 主要考虑地表潜热通量对高原涡的影响。
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图 14 2014年8月16日06:00至17日12:00涡区平均的地表潜热通量时间剖面 Figure 14 Time cross sections of surface latent heat flux averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 |
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表 2 2014年8月16日06:00至17日12:00沿时间平均的涡区平均地表潜热通量及四组敏感性试验相较S1的变化 Table 2 The mean value of surface sensible heat flux averaged over vortex area from 06:00 on 16 to 12:00 on 17 August 2014 and the changes of four sensitive experiments compared with S1 |
卢萍等(2008)指出, 对流有效位能CAPE可用以说明地表潜热通量对大气稳定度的影响。因此选取了2014年8月16日00:00至17日00:00对流活动最强烈的区域(87°E—94°E, 31°N—37°N), 计算了该区域的平均CAPE值。图 15为该时段对流有效位能的平均演变序列。从图 15中控制试验S1中可以看出, 对流有效位能也具有明显的日变化, 白天由于陆-气之间潜热通量交换增加, 对流有效位能快速上升, 到09:00达到最大值, 其他四组试验CAPE值的变化与S1基本一致。当增大土壤湿度时, CAPE值有所增大, 且土壤湿度增大越多, CAPE值越大; 当减小土壤湿度时, CAPE值则减小, 随着土壤湿度的减小而减小。由图 14可知, 涡区平均地表潜热通量随土壤湿度的增大而增大, 而CAPE值同样随土壤湿度的增大而增大, 这种随土壤湿度变化而同相位变化的特征是基本一致的, 结合卢萍等(2008)的观点, 土壤湿度通过地表潜热通量的变化来改变中低层大气的不稳定度。当增大土壤湿度时, 地表潜热通量增大, 中低层大气不稳定性增强, 对流活动发生发展所需的能量得到更多积累, 从而产生有利于对流降水的环境, 使得降水增大; 反之土壤湿度减小时, 降水则减小。
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图 15 2014年8月16日00:00至17日00:00区域平均(87°E—94°E, 31°N—37°N)对流有效位能的演变序列 Figure 15 Time cross sections of CAPE averaged over area (87°E—94°E, 31°N—37°N) from 00:00 on 16 to 00:00 on 17 August 2014 |
综上所述, 高原土壤湿度对高原涡及其降水有十分重要的作用, 主要是通过改变地表感热通量和地表潜热通量来实现的。本文中土壤湿度引起的地表感热通量的变化并不足以影响高原涡的生成, 因此只考虑了其对高原涡降水的影响, 而地表潜热通量的变化则对高原涡的强度及其带来的降水有比较重要的作用(吴海英等, 2002)。完整的机制如图 16所示, 这与杜华武等(1993)、宋雯雯等(2012)和田珊儒等(2015)的结论基本一致。
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图 16 土壤湿度通过地面加热影响高原涡及其降水的基本物理机制 Figure 16 Basic physical mechanism of the influence that soil moisture on Plateau vortex and its precipitation by surface heating |
采用NCEP-FNL再分析资料、FY-2E气象卫星的黑体亮温数据以及中国自动站与CMORPH卫星的融合降水产品, 通过中尺度天气模式WRFV3.8.1对2014年8月16—17日的一次高原涡过程进行了控制试验和4组针对土壤湿度的敏感性试验, 得出如下结论:
(1) 控制试验较好地模拟出了此次高原涡生成、移动和发展过程以及高原涡降水, 较为准确地模拟出了高原涡的中心位置, 因此可以作为控制试验, 通过与4组敏感性试验的对比来说明土壤湿度对高原涡的影响。
(2) 高原土壤湿度主要影响高原涡强度及其降水, 而对高原涡的中心位置和移动路径影响并不显著。土壤湿度增大, 高原涡有所增强, 降水增多; 土壤湿度减小, 高原涡则有所减弱, 降水减小。
(3) 高原土壤湿度主要通过改变地表潜热通量和地表感热通量来影响高原涡。本文中土壤湿度引起的地表感热通量的变化并不足以影响高原涡的生成, 但是可以通过改变PBLH以及湿静力能来影响高原涡降水, 而地表潜热通量通过改变中低层大气的不稳定性, 来影响对流降水, 从而影响高原涡的强度。当土壤湿度增大时, 地表潜热通量增大, 中低层大气不稳定性增强, 对流系统活动所需能量得到积累, 使得对流降水增加, 最终通过增加凝结潜热的释放来加强高原涡强度; 反之高原涡强度和降水减小。
本文得出的结论仅仅是基于本次个例的分析, 之后还需要更多个例的模拟分析来验证高原土壤湿度对高原涡的影响。此外, 对降水凝结潜热释放的作用并没有进行定量分析, 在今后的工作中有必要对此进行更为深入的研究。
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