朱莉,丁治英,张腾飞,李华宏

(1.云南省气象台,云南昆明 650034;2.南京信息工程大学大气科学学院,江苏南京 210044)

重力波与低纬高原地区MβCSs地域特征的关系

朱莉1,2,丁治英2,张腾飞1,李华宏1

(1.云南省气象台,云南昆明 650034;2.南京信息工程大学大气科学学院,江苏南京 210044)

利用MM5(V3.6)模式对2003年6月低纬高原地区一次大暴雨过程进行了数值模拟和地形敏感性试验,从重力波的角度研究低纬高原地区MβCSs生命史较短这一地域特征形成的原因。分析表明,大气稳定层结利于重力波的产生和传播,重力波的传播导致MβCSs的能量向两侧快速频散,使得成熟的MβCSs主体强度减弱,两侧有新的MβCSs生成并发展,中心降水也迅速减弱。地形敏感性试验表明,低纬高原地形使得大气在不稳定能量积累以后很快释放触发强降水,大气随即转化为稳定层结,利于重力波的快速传播和MβCSs主体能量的迅速频散,使得低纬高原地区触发暴雨的MβCSs生命史较短,引发的降水具有突发性强、历时短的特征。

重力波;MβCSs地域特征;数值模拟;地形作用

0 引言

中尺度重力波常和雨带、飑线、强雹暴、暴雨和暴雪等天气相伴,相关研究表明,对流、密度波动、地转调整、地形强迫等是大振幅中尺度重力波产生的重要机制和波能来源[1-3]。朱利华等[4]指出强对流天气突然爆发的原因之一是中尺度重力波非线性相互作用。有关中尺度重力波的识别、特征和作用分析是中尺度气象学研究的一个重要问题。国外对重力波特征的分析多以实测资料和数值分析为基础,而我国在该方面的研究则多集中于理论方面[5]。有关地形强迫产生定常地形波(背风波)的理论已经很成熟[6],即在稳定层结大气中,一定强度的气流越过山脊后可形成准静止性重力波,但地形是否可作为传播性重力波的重要波动来源或动力机制尚不清楚。Zhang和Koch[7]分析美国对流降水合作试验(CCO PE)观测到的中尺度重力波过程时发现波动是由地形密度流产生的,并通过数值试验肯定了地形效应在传播性重力波发生过程中的作用。自从Zhang和Koch[7]利用模式开展对大振幅重力波研究之后,中尺度数值模式已成为解释重力波结构、产生和维持机制的重要工具。我国的云贵高原位于青藏高原东南侧,属于低纬高原地区,地形复杂,强对流灾害性天气频繁发生,直接引发强对流天气的M CS与长江黄河中下游地区相比生命史较短,触发的暴雨有突发性强、历时短的地域特征。2003年6月16—17日,云南的大理、楚雄等地发生了大到暴雨天气过程,其中楚雄站12h累积降水量高达159.7mm(图1a),自动站逐时降雨量显示强降水集中在3h之内,每小时降水最大值为72mm(图2a),为低纬高原一次罕见的强对流暴雨天气过程。朱莉和丁治英[8]使用MM5模式对本次大暴雨过程进行了数值模拟,从动力和热力原因分析了触发大暴雨过程的MβCSs的结构特征及其形成原因,本文试图从重力波的角度对触发大暴雨过程的β中尺度对流系统MβCSs生命史较短的原因进行深入探讨,研究地形对重力波的作用及重力波与MβCSs地域特征的关系。

1 模拟方案设计和模拟效果检验

使用PSU/NCAR开发的非静力中尺度数值模式MM5(V3.6),采用精度为1°×1°,时间间隔为6h的NCEP/NCAR全球再分析资料作为模式初始场,垂直方向共23层,模式顶为100hPa,采用双向两重嵌套网格,粗网格中心位置为(101.25°E,25°N),水平格点数分别为81×81和91×91,水平格距分别为54km和18km。模式物理过程侧边界采用张弛的流入流出方案,地面采用5层土壤模式,加入浅对流作用。粗网格和细网格使用的显式物理过程均为Graupel(reisner2);粗网格使用的积云参数化方案为Betts-Miller方案,细网格使用Grell积云参数化方案;粗细网格均使用M RF行星边界层方案和C loud大气辐射方案。

对比细网格模拟12h累积降水量(图1b)和实况(图1a)发现,模式结果较好地再现了主要雨区分布、走向和形状特征。模拟降水中心纬向位置与实况相近,但在经向上西偏约两个经距,中心强度比实况偏小。从模拟的降水中心每小时降水曲线(图2b)可以看出,模拟每时降水的增减趋势与实况每时降水特点相吻合,且模拟降水最大值出现时间与实况基本一致,只是降水强度偏小。模拟的12h累积降水达81.3mm,每小时降水量10mm以上的降水持续3h,且集中在3h内,根据西部高原地区降水量级定义[9]和暴雨每小时降水标准[10],模拟结果已经能够从时空尺度和降水特征上反映β中尺度对流系统特征。

图1 2003年6月16日12时—17日00时12h累积降水(单位:mm) a.实况;b.模拟Fig.1 The12hr accumulated precipitation from12:00June16,2003to00:00June17,2003(units:mm) a.observed precipitation;b.simulated precipitation

图2 6月16日12时—17日12时楚雄自动站(a)及细网格模拟降水中心(99.2°E,26°N)(b)的时降水变化Fig.2 (a)The observed precipitation per hour at Chuxiong automatic weather station from12:00June16to12:00June17(units:mm);(b)The precipitation changes by hour at the fine domain simulated rainfall center(26°N,99.2°E)during12:00June16and12:00June17

粗网格模拟流场与实况场对比发现,模式较好地模拟出了500hPa实况图上中心位于滇桂交界处的反气旋、滇西北的西风脊以及700hPa实况图上位于滇西北的辐合气流,位置偏差不明显(图略)。模拟位势高度场也与实况大尺度环流特征对应较好(图略)。相对于模式对高度场和风场的模拟效果而言,降水模拟效果稍差,这可能与模式对高原地区湿物理过程处理的困难有关。考虑到降水的定量预报和落区预报存在很大的困难,本次的模拟结果总的来说较为成功,为接下来对MβCSs的分析奠定了基础。

2 MβCSs结构分析

云水是一个较为直观的用来描述中尺度对流系统结构的物理量,沿25.9°N作云水、相当位温和垂直环流的纬向垂直剖面综合图(图3)发现,在这一纬度的剖面上主要由两个对流系统引发强降水,水平尺度约为100km,单个对流系统水平尺度约为50 km,根据尺度划分标准,这两个对流系统为β中尺度对流系统(MβCSs)。从自动站逐时降水曲线(图2a)可以看出,本次强降水主要集中在12日14—16时(世界时,下同),由图3可见,强降水发生时段两个对流系统发生相互作用。16日13时,两个对流系统连接在一起,大于0.1g/kg的云水垂直伸展高度达到约400hPa,模拟暴雨中心(99.2°E)东部MβCSs的中心云水强度大于西边的MβCSs,云水最大值中心出现在475hPa高度上,达1g/kg,对流系统在700～550hPa高度上相当位温呈倒“V”字形结构,相当位温梯度较大,积累了较强的对流不稳定能量,对应微弱的垂直上升运动(图3a)。16日14时,两个对流系统大于0.1g/kg的云水垂直伸展高度均有增加,延伸高度略超过400hPa,且厚度增加,但中心云水减小至0.6g/kg,在两个对流系统的下游衍生出一个小的对流系统,模拟暴雨中心的对流系统在550hPa高度以下仍维持弱的对流不稳定层结,对应强烈的垂直上升运动(图3b)。16日15时,两个连接在一起的对流系统开始分离,中间的对流系统大于0.1g/kg的云水垂直伸展高度有所下降,且中心云水值减弱,其上游和下游的对流系统云水垂直伸展高度和中心云水值都有所增加,强降水的发生释放不稳定能量,使得模拟暴雨中心中低层由强不稳定层结转变为稳定层结,垂直上升运动减弱(图3c)。16日16时,中间的对流系统云水垂直伸展高度和中心云水值继续减小,其上游和下游的对流系统云水垂直伸展高度和中心云水值继续增大,且上游对流系统的中心云水值增大到1.1g/kg,模拟暴雨中心上空垂直上升运动减弱,低层仍维持稳定层结(图3d)。16日17时,中间和上游的对流系统再次连接在一起,顶高有所降低,其下游的对流系统继续发展,垂直上升运动继续减弱,低层维持稳定层结(图3e),到了18时,中间的云水强度又开始增强,两侧的云水开始衰退(图3f)。

图3 16日13时(a)、14时(b)、15时(c)、16时(d)、17时(e)、18时(f)相当位温(等值线,单位:K)、云水(阴影,单位:g/kg)以及垂直环流沿25.9°N的纬向剖面(图中黑色阴影为地形)Fig.3 The longitude-height cross section of potential temperature(is oline,units:K),cloud water(shaded area,units:g/kg)and vertical circulation along25.9°N(shaded areas denote terrains)at(a)13:00,(b)14:00,(c)15:00,(d)16:00,(e)17:00,and(f)18:00on June16

从以上分析可以清楚地看出云水的震荡,呈波状变化,两个主要的MβCSs的相互作用引发了强降水,最强降水出现前中低层积聚了强对流不稳定能量,对流不稳定能量的释放触发强降水,使得低层的不稳定层结转化为稳定层结,之后云水出现了明显的震荡现象,中部MβCSs的能量向两侧频散,使得其上游和下游的MβCSs发展壮大,中心降水强度减弱。

3 重力波的判别及其产生条件

3.1 物理量分布特征

从第2节对云水结构特征的演变分析中可大致判断MβCSs强度随中低层对流不稳定能量的释放呈现的波状变化,中低层稳定层结利于重力波的产生和传播。重力波的存在还可以通过低层涡度散度的平面分布来判断。从2003年6月16日16时、17时700hPa涡度和散度的配置情况(图4)可以看出,16时、17时正涡度和正散度的位置均相差半个位相差(π/2),涡度零线均正好处于辐合中心。从低层散度场的水平分布看出散度场呈正负散度相间分布的链式结构,根据重力波的结构特征[10]可以判断重力波的存在。

图4 2003年6月16日16时(a,b)、17时(c,d)700hPa涡度(a,c;单位:10-5s-1)、散度(b,d;单位:10-5s-1)水平分布(图中贯穿南北的实线为云南西部边界,箭头表示辐合中心)Fig.4 a.the distribution of vorticity at700hPa at16:00;b.the distribution of divergence at700hPa at16:00;c.the distribution of vorticity at700hPa at17:00;d.the distribution of divergence at700hPa at17:00on June16,2003

3.2 理查森数(Ri)的计算

一般来说,重力波形成在理查森数(Ri)小于0.5的稳定气层中[10],因此,大气有稳定层存在时,可以将Ri<0.5作为重力波产生的判据。理查森数可表示为[10]

其中:Δp是两等压面间的气压差;θse是两等压面假相当位温的平均值;Δ θse为两等压面间假相当位温差;ΔVh为两等压面之间的水平风速差。利用控制试验结果进行计算时,取500hPa和700hPa分别代表上下层。

模拟暴雨中心理查森数(Ri)的计算数值结合云水的变化(图3)可以看出重力波的产生和传播及其对能量的频散作用。16日15时以后,对流不稳定能量的释放使得中低层转为稳定层结(图3),理查森数计算结果显示:16日15时,模拟暴雨中心Ri=-1.094 4,小于0.5,云水的垂直结构开始出现明显的震荡现象,中间云水强度和厚度减弱,两侧云水的厚度和高度增强(图3c),可判断有重力波的产生;16日16时,模拟暴雨中心处Ri=0.451,小于0.5,对应同时次云水的垂直结构仍维持明显的震荡现象(图3d);16日17时模拟暴雨中心处Ri=1.478 1,大于0.5,模拟暴雨中心处不再有重力波产生,云水还有较弱的震荡现象(图3e),可以看出重力波向两侧的传播;到了18时模拟暴雨中心Ri=5.584 7,远大于0.5,中间和两侧的云水在强度和厚度上均大幅减弱,震荡现象不明显(图3f),说明重力波在暴雨区的传播趋于减弱。

从以上分析可以看出,当中低层大气变为稳定层结以后,16日15—16时模拟暴雨中心处开始有重力波形成,之后重力波快速地向两侧传播,云水结构出现明显的震荡现象,仅3h之后,重力波的传播对MβCSs能量的频散效应趋于结束,使得MβCSs快速衰退。

3.3 不稳定条件对重力波传播的作用分析

重力波常在稳定大气中传播,而对流有效位能(CA PE)是指示气层稳定度的一个较为有效的参数,因此对CA PE值的计算也可以判断气层是否具备重力波产生和传播的条件。

图5 16日12时低纬高原地区有效位能的平面分布(单位:J/kg;▲处为实况最大降水中心)Fig.5 The distribution of CA PE(units:J/kg)at12:00 on June16on low latitude plateau(▲is the precipitation center)

图6 16日12时(a)、13时(b)、14时(c)模拟的强降水中心上空T-lnp图Fig.6 Simulated T-lnp graph above heavy precipitation center at(a)12:00,(b)13:00,and(c)14:00on June 16

从16日12时实况对流有效位能(CA PE)的平面分布(图5)和模拟的强降水中心上空T-lnp图(图6)可以看出,模式输出资料计算模拟强降水中心上空的CA PE值与实况降水中心的CA PE值对应较好,16日12时CA PE值均在600J/kg,因此用模式输出结果绘制的T-lnp图是较为可信的。16日12时,模拟的强降水中心上空CA PE值为598 J/kg,整层相对湿度(RH)都在75%以上,温度露点差T-Td的值很小,抬升指数Li指数为-2(L i<0),但绝对值较小(图6a),大气处于较弱的湿不稳定状态;到了13时,CA PE值减小为315J/kg,整层相对湿度(RH)仍在75%以上,T-Td的值仍很小,大气湿度较大,不稳定度略有减小,但L i指数仍为-1(L i<0),大气同样处于弱不稳定区(图6b);14时,CA PE值减小到25J/kg,整层湿度仍然很大,从700～300hPa高度相对湿度均在90%以上水汽条件仍然较好,但是Li指数为0(图6c),不稳定能量大量释放,大气变为中性层结,15时之后,Li大于0,气层转为稳定层结(图略)。综上所述。12—13时Li都小于0,大气为弱不稳定,不利于重力波的传播,15时以后L i大于0,对流有效位能的大量释放导致强降水的发生,大气随后变为稳定层结,利于重力波的产生和传播,MβCSs主体能量在重力波的传播作用下快速向两侧频散,因此MβCSs在成熟后大约2h的时间就走向了衰退。不稳定能量的快速释放使得降水强度大、突发性强,然而重力波传播导致的能量快速频散使得MβCSs生命史较短,引发的降水同样具备历时短的特征。

4 地形对重力波作用的分析

为了研究地形对重力波的作用,在控制试验的基础上将低纬高原地形高度减半进行地形敏感性试验。用地形敏感试验结果计算(取500hPa和800 hPa分别代表上下层)在1h降水最大的15时、16时的理查森数,15时模拟强降水中心Ri=0.558 5,大于0.5,16时Ri=2.152 5,远大于0.5;同时计算对流有效位能数值(表1),从计算结果看出,12时强降水中心上空CA PE值达到了2 051J/kg,13时减小到1 807J/kg,但仍然较大,到了14时减小到414J/kg,对流不稳定能量开始缓慢释放,之前大气始终维持不稳定状态。从云水纬向垂直结构的演变(图7)也可以看出,地形高度减半后,模拟强降水中心中低层从最强降水发生前的的13时到强降水结束后的17时始终维持对流不稳定,并且Ri始终大于0.5,这样的条件不利于重力波的产生和传播,在这段时间内云水在纬向上没有出现明显的震荡现象,并且降水强度有显著增加,12h累积雨量高达200mm以上(图略),表明地形高度减半后大气维持不稳定层结的时间延长,不利于重力波的产生和传播,能量不易向外频散,MβCSs主体得以维持并发展,使得强降水持续时间得以延长,降水强度增加。由此可以看出地形对重力波的产生传播和MβCSs地域特征的形成有着较为重要的作用。

图7 6月16日地形敏感性试验相当位温(等值线,单位:K)、云水(阴影,单位:g/kg)、垂直环流沿25.95°N的纬向垂直剖面(图中黑色阴影为地形) a.13时;b.15时;c.16时;d.17时Fig.7 The longitude-height cross section of potential temperature(isoline,units:K),cloud water(shaded area,units:g/kg)and vertical circulation along25.95°N(shaded areas denote terrains)by terrain sensitivity experim ent at(a)13:00,(b)15:00,(c)16:00,and(d)17:00on June16

表1 控制试验和地形敏感性试验对流有效位能随时间的变化Table1 The hourly changing of CAPE by control experiment and terrain sensitivity experimentJ/kg

5 结论

(1)本次强降水由MβCSs引发,强降水发生时段有两个主要的对流系统相互作用,强降水发生前,低层相当位温梯度较大,表明低层蓄积了较大的不稳定能量,强不稳定能量的释放触发强降水,随着降水的发生,模拟暴雨中心低层不稳定能量释放,气层变为稳定层结,主体MβCSs云水的强度减弱,其两侧的云水强度增加,表明MβCSs能量向外频散。

(2)中低层大气变为稳定层结后云水呈现波状震荡现象,涡度中心和散度中心的位置相差半个位相差,涡度零线正好位于辐合中心,可综合判断重力波的存在。

(3)当中低层大气转为稳定层结后,在模拟暴雨中心Ri小于0.5的时段内,对应时次云水垂直结构有明显的震荡现象,可判断重力波的产生和传播,而Ri远大于0.5的时候,云水的震荡现象表现不明显,重力波在暴雨区的传播趋于减弱。

(4)对流有效位能的大量释放导致强降水的发生,大气随后变为稳定层结,利于重力波的传播,MβCSs主体能量在重力波的传播作用下快速向两侧频散,因此MβCSs在成熟后大约2h的时间就走向衰退。不稳定能量的快速释放使得降水强度大、突发性强,然而重力波传播导致的能量快速频散使得MβCSs生命史较短,引发的降水同样具备历时短的特征。

(5)地形高度减半后对流不稳定能量加大,大气不稳定层结维持时间延长,降水增强,MβCSs云水结构没有出现向两侧增强的现象,说明大气的较强不稳定状态不利于重力波的产生和传播。低纬高原海拔高度较高,地形的原因使得不稳定能量维持时间较短,释放较快,大气很快由不稳定转化为稳定层结,利于重力波的产生和传播,使得MβCSs主体能量快速频散,因此地形对低纬高原地区重力波的产生传播起着重要的作用,同时也是低纬高原地区降水突发性强、历时短的主要原因。

[1] Koch S E,Robert E G,PaulB D.Amesoscale gravity wave event observed during CCOPE,PartⅡ:Interactions between mesoscale convective systems and the antecedent waves[J].Mon Wea Rev,1988,116(12):2545-2569.

[2] Koch S E,Dorian P B.A mesoscale gravity wave event observed during CCOPE,PartⅢ:W ave environment and probable source mechanisms[J].M on W ea Rev,1988,116(12):2570-2592.

[3] Zhang Dalin,Fritsch J M.Numerical simulation of the1977meso-βscale structure and evolution of the1977Johnstown flood,partⅢ:Internal gravity and squall line[J].J Atmos Sci,1988,45(7):1252-1268.

[4] 朱利华,周伟灿,邹兰军.垂直切变流中非线性重力波及其相互作用[J].南京气象学院学报,2004,27(3):405-412.

[5] 沈新勇,倪允琪,丁一汇.中尺度对称不稳定和横波不稳定的波动性质[J].南京气象学院学报,2006,29(6):735-743.

[6] 朱民,余志豪,陆汉城.中尺度地形背风波的作用及其应用[J].气象学报,1999,57(6):705-714.

[7] Zhang Fuqing,Koch S E.Numerical simulation of a gravity wave event over CCOPE,PartⅢ:W ave generated by an orographic density current[J].M on W ea Rev,2002,128(8):2777-2796.

[8] 朱莉,丁治英.低纬高原地区一次大暴雨过程MβCS的数值模拟[J].南京气象学院学报,2007,30(6):866-874.

[9] 谌芸,李泽椿.青藏高原东北部区域性大到暴雨的诊断分析及数值模拟[J].气象学报,2005,63(3):289-299.

[10] 寿绍文,励申申,姚秀萍.中尺度气象学[M〗.北京:气象出版社,2003.

Relationship between Gravity Wave and MβCSs's Local Features on Low Latitude Plateau

ZHU Li1,2,DING Zhi-ying2,ZHANG Teng-fei1,LIHua-hong1

(1.Yunnan Meteorological Observatory,Kunming 650034,China;2.School of Atmospheric Sciences,NUIST,Nanjing 210044,China)

MM5(V3.6)was used to make numerical modeling on a heavy storm rainfall event which occurred on low latitude plateau in June 2003.Terrain sensitivity experiment was carried out to study the reasons of MβCSs's structure features on low latitude plateau by using Gravity Wave theory.The result show s that stable stratification is beneficial for gravity wave's growing and spreading,and the spreading of gravity w ave leads to rapid dispersing of energy,which wakens the main part of MβCSs and produces new MβCSs around.Thus,precipitation is promptly weakened.Terrain sensitivity exper im ent reveals that the terrain of low latitude plateau makes strong unstable energy release rapidly,which attributes to heavy precipitation.Thus,the at mosp here changes to stable stratification,which is beneficial for Gravity Wave's rapidsp reading and the rapid dispersing of main part of MβCSs.Therefore,on low latitude of plateau,the MβCSs which contribute to storm rainfall have short life-time,and the storm rainfall breaks out intensively in a short time.

gravity wave;MβCSs's local features;numerical modeling;orographic effect

P458.2

A

1674-7097(2010)05-0561-08

2009-01-05;改回日期:2009-02-26

国家自然科学基金资助项目(40975037);云南省社会发展科技计划(2009CA014);NSFC-云南联合基金重点项目(U0933603)

朱莉(1981—),女,云南大理人,硕士,工程师,研究方向为中尺度天气动力学、中尺度数值模拟,julia_11301011@163.com.

朱莉,丁治英,张腾飞,等.重力波与低纬高原地区MβCSs地域特征的关系[J].大气科学学报,2010,33(5):561-568.

Zhu L i,D ing Zhi-ying,Zhang Teng-fei,et al.Relationship between gravity wave and MβCSs's local features on low latitude plateau[J].Trans A tmos Sci,2010,33(5):561-568.

(责任编辑:刘菲)