青藏高原西部一次高原涡生成的数值模拟研究

王溪雯，张飞民，王芝兰,2，杨 凯，王澄海

(1.甘肃省气候资源开发及防灾减灾重点实验室，兰州大学地球系统模式发展研究中心，兰州大学大气科学学院，甘肃 兰州 730000；2.中国气象局兰州干旱气象研究所，甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室，甘肃 兰州 730020)

引 言

高原(低)涡是夏季常生成于青藏高原主体的中尺度气旋性低压涡旋系统，其平均水平尺度400～500 km，垂直厚度2～3 km，是高原夏季主要的降水系统。在适当的大尺度环流形势下，部分高原涡可东移出高原，引发长江、黄河流域的暴雨洪涝灾害[1-5]。深入理解高原涡的生成机制及其在生成过程中的热力、动力结构特征，对改进高原涡及其降水的数值预报水平具有重要意义。

目前，对高原涡的生成及其热力、动力结构的研究主要基于再分析资料的气候统计和诊断研究，及基于中尺度数值模拟的天气个例分析研究。气候统计和诊断研究表明，高原涡的生成与高原低层大气的低频振荡[6]、同期高原地表感热加热[7]、大气热源的水平和垂直分布[8]、高原高层南亚高压的东西振荡和高原低层南北气流的交汇[9-10]、副热带西风急流强度和位置的年际变化[5]等有密切关系。天气个例数值模拟研究表明，高原的地形抬升作用、地表感热加热和对流凝结潜热加热是影响高原涡生成的主要因素[11-15]。有关高原涡生成中热力、动力结构研究表明，高原涡有与热带气旋和中尺度对流涡旋(mesoscale convective vortex, MCV)类似的螺旋云带和暖心涡眼结构，但强度明显偏弱[1]；涡旋气柱除200 hPa以上外，各层大气均为热源，400 hPa最强；平均正涡度限于400 hPa以下，以500 hPa最强，呈辐合气流；400 hPa以上转为反气旋性涡度，以200 hPa最强，表现为辐散气流；涡旋中心附近整层气柱都是上升气流，由地面向上不断增强，并在400 hPa附近达最大[2]；高原涡中既存在涡旋Rossby波，也存在惯性重力波[3]。

然而，影响高原涡生成的主导因素和热动力结构特征对不同个例或研究时段而言，存在较大差异。这主要与高原涡的生成位置、高原涡是否东移甚至移出高原、以及高原本身地表和大气存在显著的昼夜差异等有关[2,4,15-16]。此外，已有研究主要针对高原中东部地区的高原涡过程，由于高原西部观测资料稀疏，下垫面和高原中东部地区差异大，不同再分析资料对高原西部地表非绝热加热和中低层大气热动力结构的模拟差异较大、模拟能力不佳[17-18]。有关高原西部地区高原涡的生成及其热动力结构特征的认识有待进一步深入研究。

本文针对发生在高原西部的一次高原涡过程，在分析常用再分析资料驱动区域中尺度模式能否再现高原涡生成过程的基础上，通过涡度收支、热量收支和水汽收支方程，诊断高原涡生成过程中的热力、动力结构特征以及各因子的相对贡献。

1 模式、资料和方法

1.1 模式和试验设计

1.2 资料和方法

分别用ERA5、ERA-Interim和FNL再分析资料驱动WRF模式，相应的3组数值试验名称分别记为ERA5、ERAI和FNL试验。上述再分析资料常用于高原涡天气个例的数值模拟研究与气候统计诊断研究。ERA-Interim和ERA5是由欧洲中期天气预报中心(ECMWF)推出的第四代和第五代再分析资料，ERA5相较于ERA-Interim具有更高的时空分辨率和更可靠的土壤湿度与对流层内气象要素数据。FNL资料由美国国家环境预报中心(NCEP)提供。本文使用ERA5和ERA-Interim的气压层资料，垂直方向共分37层，分辨率为1°×1°；FNL资料垂直气压层为27层，分辨率为1°×1°。用于模拟结果验证的观测资料为FY-2C气象卫星逐小时云顶亮温数据，水平分辨率为0.1°×0.1°，以及水平分辨率为0.25°×0.25°的 CMORPH每3 h降水数据。本文使用最内层区域的模拟结果进行分析，与观测资料对比时将模拟结果进行插值，以保证与观测资料水平分辨率相同。

1.2.1 涡度方程

不考虑摩擦时，P坐标系下的涡度方程如下：

1.2.2 热量和水汽收支方程

热量和水汽收支方程如下：

(2)

(3)

2 高原涡个例介绍

选取发生于2006年8月14—15日高原西部的一次高原涡过程。图1为FY-2C卫星观测的2006年8月14日06:00、09:00、10:56和14:00云顶亮温。可以看出，06:00，高原西部对流较弱，仅存在少数零星的小尺度对流云团；随后，对流云团不断生成并合并，至09:00形成高原涡，与MCV的生成过程十分类似[27]； 11:00左右高原涡强度最强，表现为螺旋云带对流最为旺盛，眼区结构最明显；同时，眼区云顶亮温高于螺旋云带云顶量温，表明高原涡呈暖心结构；螺旋云带维持2～3 h，于14:00明显衰退。螺旋云带从生成到消亡，所处区域范围为29°N —35°N、83°E —90°E，涡旋中心位于31°N、86°E附近，未发生明显东移，属于源地不发展型高原涡[3]。

图1 FY-2C卫星观测的2006年8月14日06:00(a)、09:00(b)、10:56(c)和14:00(d)云顶亮温(单位：℃)Fig.1 Cloud top brightness temperature observed from the FY-2C satellite at 06:00 UTC (a), 09:00 UTC (b), 10:56 UTC (c) and 14:00 UTC (d) on August 14, 2006 (Unit: ℃)

3 模拟结果分析

3.1 云顶亮温和500 hPa位势高度、风场

图2为FNL、ERAI和ERA5试验模拟的2006年8月14日12:00云顶亮温。可以看出，尽管3个试验模拟的对流云位置相对于观测偏南约1个纬度，但ERA5和ERAI试验尤其是ERA5试验模拟的对流云呈螺旋状，并且存在涡眼结构，这与观测的高原涡螺旋云带结构特征类似，而FNL试验模拟的对流云呈西南—东北走向，无螺旋状结构特征；同时，ERA5试验模拟的云顶亮温最低、ERAI次之、FNL最高。

图2 FNL(a)、ERAI(b)和ERA5(c)试验模拟的2006年8月14日12:00云顶亮温(单位：℃)(蓝色叉形符号为基于卫星观测云顶亮温得到的涡眼中心大致位置)Fig.2 The cloud top brightness temperature at 12:00 UTC on August 14, 2006 driven by FNL (a), ERAI (b) and ERA5 (c) (Unit: ℃)(The blue cross denotes approximate center of vortex eye based on observed cloud-top brightness temperature from satellite)

图3为FNL、ERAI和ERA5试验模拟以及相应再分析资料2006年8月14日12:00 500 hPa位势高度和风场。可以看出，ERA5和ERAI试验模拟的500 hPa风场呈明显的气旋性环流，与之对应的是闭合的500 hPa位势高度场；而FNL试验模拟的风场没有气旋性环流，主要表现为东北风； ERA5试验模拟的500 hPa位势高度最低，其次为ERAI和FNL，表明ERA5试验模拟的高原涡气旋性闭合环流最明显。这说明ERA5试验模拟的高原涡生成过程中的气旋性闭合环流最强，螺旋云带结构与观测最接近，对高原涡有较好的模拟再现能力； ERAI试验模拟的高原涡强度较ERA5弱，但仍然可以再现涡旋特征；FNL试验无法模拟出高原涡的气旋性闭合环流和螺旋云带结构。对比分析相应再分析资料的500 hPa位势高度和风场，ERA5试验模拟的高原涡与再分析资料结果最为接近，ERAI试验次之，FNL试验模拟的涡旋结构与再分析资料的结果差异最大。

图3 FNL(a)、ERAI(b)和ERA5(c)试验模拟以及相应再分析资料(d、e、f)2006年8月14日12:00 500 hPa位势高度(填色，单位：dagpm)和风场(风矢量，单位：m·s-1)Fig.3 The geopotential height (shaded, Unit: dagpm) and wind field (wind vector, Unit: m·s-1) driven by FNL (a), ERAI (b) and ERA5 (c) and corresponding reanalysis data (d, e, f) at 12:00 UTC on August 14, 2006

不同试验在14日12:00的云顶亮温以及500 hPa位势高度和风场最大差异范围为29°N —35°N、83°E —90°E，与观测的高原涡活动位置基本一致，表明使用不同再分析资料驱动WRF模式对高原涡的模拟性能存在明显差异。下文中区域平均选取范围均为29°N —35°N、83°E —90°E。

3.2 降 水

图4为2006年8月14日00:00至15日00:00观测和3个试验模拟的24 h累计降水量空间分布及区域平均3 h累计降水量。可以看出，降水主要发生在高原涡生成阶段，即高原涡的生成伴随着大量降水的产生。模拟的降水量均大于实际降水。此外，模拟降水峰值出现时间落后于观测，这可能是由于实际涡旋生成时间(09:00—11:00)更早，而3个试验模拟涡旋生成时间(11:00—12:00)较晚。FNL试验在观测涡旋区域没有模拟出旺盛的对流，相应产生的降水也较少。观测的高原涡降水主要位于涡旋眼区的东部和南部，ERAI和ERA5试验模拟的降水落区与观测更为接近。此外，3个试验模拟的降水峰值均较实况滞后，但对比14日06:00—15:00模拟降水的大小可知，ERAI和ERA5试验大于实况，FNL试验小于实况，但整体上ERAI试验相对最好。

图4 2006年8月14日00:00至15日00:00观测(a)，FNL(b)，ERAI(c)，ERA5(d)试验模拟的24 h累计降水量(单位：mm)空间分布及区域平均3 h累计降水量(e)Fig.4 The spatial distribution of 24 h accumulated precipitation (Unit: mm) observed (a), and driven by FNL (b), ERAI (c) and ERA5 (d), and area-mean accumulated 3-hour precipitation (e) from 00:00 UTC on 14 to 00:00 UTC on 15 August 2006

综上所述，ERA5和ERAI试验可以模拟再现出此次高原涡生成中的气旋性闭合环流及螺旋云带结构，其中ERA5试验对高原涡的模拟再现能力最好； FNL试验无法再现此次高原涡的生成。ERA5和ERAI试验模拟的云顶亮温高于观测，模拟的区域平均3 h累计降水量较实况偏大，螺旋云带对流和降水最强时刻在14日12:00左右，滞后观测约1 h，可能与再分析资料对高原低层水汽模拟普遍偏湿[18]，以及模式边界层和云微物理过程参数化在高原地区存在较大不确定性[15,28]有关。

3.3 涡度及其收支

图5为ERA5、ERAI和FNL试验模拟的区域平均相对涡度的时间-高度剖面。可以看出，3个试验模拟的400 hPa以下平均相对涡度自8月14日08:00开始明显增大，正涡度高值中心位于450 hPa以下， ERA5试验模拟的平均相对涡度最强、ERAI次之、FNL不明显；ERA5试验模拟的最大正涡度一直维持到14日20:00，较ERAI和FNL试验模拟的最大正涡度维持时间久。需要注意的是，3个试验模拟的正涡度高值出现在14日12:00之后，并在夜间稳定维持，这一阶段对应着观测和模拟的螺旋云带的减弱与消亡，表明高原涡动力结构和热力结构的变化不同步。可以推测高原涡生成过程中降水释放的凝结潜热存留在中高层大气，可能是造成高原低层正涡度在螺旋云带减弱后依然维持的重要原因，具体的机制值得进一步分析研究。

图5 ERA5(a)、ERAI(b)和FNL(c)试验模拟的区域平均相对涡度时间-高度剖面(单位：10-5 s-1)Fig.5 The time-height cross sections of area mean relative vorticity driven by ERA5 (a), ERAI (b) and FNL (c) (Unit: 10-5 s-1)

图6为ERA5、ERAI和FNL试验模拟的涡旋生成前(14日04:00—08:00)、生成中(14日09:00—12:00)平均的涡度收支各项垂直剖面。以ERA5为例，可以看出，涡旋生成前，垂直输送项在整层为正贡献，扭转项在整层为负贡献，二者的绝对值都随高度减小。300 hPa以下水平辐合辐散项为正贡献，水平平流项为负贡献，二者的绝对值随高度先增加后减小，在425 hPa附近出现极值；300 hPa以上水平辐合辐散项有负贡献，水平平流项为正贡献；这说明涡旋生成前低层辐合作用强于高层辐散。各项收支在中高层的数量较小，且在低层相互抵消，造成高原涡生成前涡度增长缓慢。涡旋生成阶段，相对涡度的局地变化变为正值，尤其在400 hPa以下，表明高原涡生成过程中伴随着明显的涡度增长；此外，垂直输送项在整层为正贡献，扭转项在整层表现为负贡献；辐合辐散项在500～350 hPa存在正贡献，向上则变为负贡献；水平平流项在500～350 hPa为负贡献，向上则转为正贡献。对比涡旋生成前，可以发现在涡旋生成阶段低层的垂直输送项和扭转项作用明显加强，高层的水平辐合辐散项和水平平流项的作用明显加强。有研究认为，西南涡发展过程中涡度平流项和辐合辐散项的作用集中体现在中低层大气，而涡度垂直输送项、扭转项的作用则在中高层更为明显[29]。上述差异可能与高原涡、西南涡在热动力结构上的差异有关，即高原涡主要活跃于高原低层大气，而西南涡主要活跃于四川盆地中层大气，若与高原涡耦合会进一步增强发展，故影响高原涡和西南涡的主导因子可能存在差异[30-31]。区域平均的涡度收支时间变化也表明，低层正涡度明显增长前，辐合辐散项和水平平流项的作用先在低层表现明显，11:00开始在高层迅速加强；这说明此次高原涡的发展与高原低层大气过程密切相关。与ERA5试验结果相比，ERAI和FNL试验模拟的高层辐散强度明显偏弱，这也说明涡旋的发生先是有强的低层辐合，随后高层辐散作用加强有助于低涡产生，其间伴随强上升运动，使得正涡度向高层输送，同时有垂直涡度转化为水平涡度进行平流输送。

图6 基于ERA5(a、d)、ERAI(b、e)和FNL(c、f)试验模拟的2006年8月14日04:00—08:00(a、b、c)、09:00—12:00(d、e、f)平均的涡度收支各项垂直剖面(单位：10-9 s-1)Fig.6 Vertical profiles of averaged vorticity budget driven by ERA5 (a, d), ERAI (b, e) and FNL (c, f) from 04:00 UTC to 08:00 UTC (a, b, c) and from 09:00 UTC to 12:00 UTC (d, e, f) on 14 August 2006 (Unit: 10-9 s-1)

3.4 视热源和视水汽汇

图7为ERA5、ERAI和FNL试验模拟的涡旋生成前和生成中视热源各项垂直剖面。以ERA5为例，可以看出，涡旋生成前整层Q1和温度局地变化均为正值，说明整层存在增温，尤其在低层大气。绝热加热项在475 hPa以下为负贡献，向上转为正贡献，400 hPa以下温度平流输送表现为正贡献，400 hPa以上则表现为负贡献。整体来讲，425 hPa以下温度局地变化对Q1起主要作用，425 hPa以上则是绝热加热项起主要作用。涡旋生成前低层大气首先被地表感热加热，随后由上升运动向中高层大气输送热量。涡旋生成阶段，Q1的变化趋势与绝热加热项几乎一致，温度水平平流输送变化和局地变化接近平衡。相较于涡旋生成前，涡旋生成阶段温度的局地变化由整层为正值转换为中低层负值和高层正值，说明低层温度降低，这可能是由于降水导致的。温度水平平流输送在低层仍为正贡献，高层为负贡献，但低层的正贡献有所增大，且转为负贡献的高度升高至350 hPa。绝热加热项随高度先增加后减小，与涡旋生成前相同，但明显增强，极值出现的高度也有所上升，与涡旋生成阶段整层垂直速度的增大，垂直速度极大值所在高度上升保持一致，表明涡旋的发展与上升运动造成的热量输送密切相关。与ERA5试验相比，ERAI和FNL试验模拟的绝热加热贡献明显偏小，上升运动强度较弱，表明加热在垂直方向上的分布在此次高原涡生成过程中有重要作用。

图7 基于ERA5(a、d)、ERAI(b、e)和FNL(c、f)试验模拟的2006年8月14日04:00—08:00(a、b、c)、09:00—12:00(d、e、f)平均视热源各项垂直剖面(单位：10-1 m2·s-3)Fig.7 Vertical profiles of averaged apparent heat source driven by ERA5 (a, d), ERAI (b, e) and FNL (c, f) from 04:00 UTC to 08:00 UTC (a, b, c) and from 09:00 UTC to 12:00 UTC (d, e, f) on 14 August 2006 (Unit: 10-1 m2·s-3)

图8为ERA5、ERAI和FNL试验模拟的涡旋生成前、生成中平均视水汽汇各项剖面。以ERA5为例，可以看出，涡旋生成前水汽局地变化在低层对Q2有负贡献，在高层贡献很小，水汽的水平平流输送对Q2有正贡献，在高层贡献很小。Q2的变化趋势与水汽垂直输送项一致，后者在低层为负贡献，在高层为正贡献，极值出现在425 hPa附近。这说明在涡旋生成前低层存在水汽辐合，水汽从低层向高层传播。涡旋生成阶段，Q2的极值出现在425 hPa附近，水汽局地变化在低层变成正贡献，这说明低层存在水汽凝结，水平平流输送项在低层仍为正贡献，但是强度略有减弱，在中层出现负贡献，水汽的垂直输送在450 hPa以下随高度迅速增加，对Q2的贡献由负转正，在中层变化平稳，250 hPa以上又随高度减小，这一项对Q2的变化贡献最大，并且相较于涡旋生成前强度明显增强。对比ERA5试验， 可发现ERAI和FNL试验模拟的水汽垂直输送的正贡献明显较弱，符合二者上升运动强度较弱的情况。Q1和Q2的分析结果表明此次高原涡生成中存在明显的热量和水汽的垂直输送过程，这也是影响该高原涡生成的重要因素。

图8 ERA5(a、d)、ERAI(b、e)和FNL(c、f)试验模拟的2006年8月14日04:00—08:00(a、b、c)、09:00—12:00(d、e、f)平均视水汽汇各项垂直剖面(单位：10-1 m2·s-3)Fig.8 Vertical profiles of averaged apparent moisture sink driven by ERA5 (a, d), ERAI (b, e) and FNL (c, f) from 04:00 UTC to 08:00 UTC (a, b, c) and from 09:00 UTC to 12:00 UTC (d, e, f) on 14 August 2006 (Unit: 10-1 m2·s-3)

3.5 视热源和视水汽汇的对比分析

对比Q1和Q2的垂直廓线，以ERA5为例可以发现，涡旋生成前Q1整层为正，且随高度增加而减小，Q2在低层为负，中高层转为正值且随高度先增加后减小，极大值位于中层。YANAI等[32]的研究说明涡旋生成前中低层存在较强的地表感热加热。涡旋生成阶段，Q1和Q2廓线变化趋势相近，均表现为先随高度增加，并在中层达到极大值，再随高度降低，但二者的大小和极值出现高度存在较大差异；即Q1在各高度层上均大于Q2，Q1极大值所处高度(约325 hPa)大于Q2极大值所处高度(约425 hPa)，这说明低层大气辐合引起的与积云对流有关的垂直湍流运动在中高层大气较为明显，与YANAI等[32]的结果类似，也表明高原涡生成阶段积云对流发展最为旺盛，相应的降水也最显著，与图3的结果一致。

为进一步分析地表感热、潜热对此次高原涡生成的影响，图9给出区域平均地表感热通量和地表感热、潜热通量之和随时间的变化。可以看出，在高原涡生成前，地表感热明显强于地表潜热。尽管FNL模拟的地表感热最强、ERA5次之、ERAI最小，但在涡旋生成阶段，ERA5和ERAI试验模拟的非绝热加热从低层到高层表现为明显的随高度增加趋势，而FNL试验模拟的500～475 hPa非绝热加热随高度减小，这说明大气凝结潜热对高原涡的生成存在重要作用，地表感热加热可能为高原涡生成前积云对流的发展及其凝结潜热的释放提供了有利的条件[15]。

图9 区域平均地表感热通量(a)和地表感热、潜热通量之和(b)随时间的变化Fig.9 The variation of area-mean surface sensible heat flux (a) and sum of surface sensible and latent heat flux (b)

4 结论与讨论

(1)用ERA5和ERA-Interim资料驱动WRF模式可模拟再现出此次高原涡的生成过程，其中ERA5对高原涡低层气旋性闭合环流、涡眼和螺旋云带结构特征的模拟再现能力最好，模拟的高原涡及其降水最强，生成时间相对于实际观测滞后1～2 h；使用FNL驱动WRF模式无法模拟再现出此次高原涡的结构特征及生成过程。高原涡低层气旋性闭合环流结构在螺旋云带消失后仍然存在，表明高原涡动力结构和热力结构的变化不同步，存在时滞性。

(2)涡度收支、视热源与视水汽汇的分析结果表明此次高原涡的生成与高原低层大气的热力、动力结构密切相关。高原涡生成阶段在动力结构上表现为低层正涡度的迅速增长，低层辐合、高层辐散和明显的上升运动。高原涡生成前热量来源主要为地表感热加热。高原涡生成阶段，低层正涡度、热量和水汽的增长主要与非绝热加热的垂直输送过程有关；此外，积云对流发展最为旺盛，降水释放的凝结潜热最为显著，引起的垂直湍流运动使热量和水汽向中高层输送，有助于涡旋的发展。

以上结论是基于个例分析的结果，今后仍需通过对更多的高原涡个例进行模拟验证，进一步明确不同再分析资料对高原涡，尤其是高原西部高原涡的模拟再现能力。受论文篇幅所限，本文对高原涡生成的机理，即高原涡为什么形成于地面干燥的中西部地区，地表感潜热和大气凝结潜热对高原涡及其降水的影响机制和相对贡献，并未深入讨论，有待进一步研究。另外，本文模拟的高原涡生成时间相对观测偏晚、强度偏强，可能与模式中的参数化方案对高原的描述能力不足有关，因此，改进影响高原涡模拟的关键物理过程参数化(如陆气相互作用、湿物理过程)也值得进一步深入研究。

DOI：10.1029/2008JD009944, 200.