■ 薛海樂

氣候預(yù)測和天氣預(yù)報一方面關(guān)注低頻緩慢過程并向延伸期推進(jìn)，另一方面關(guān)注快速變化的小尺度災(zāi)害性過程并向高精度和高準(zhǔn)確率預(yù)報努力。然而對后者的觀測仍然非常困難，其強(qiáng)非線性作用也導(dǎo)致了理論研究的困難，因此如何將模式模擬、觀測和理論恰當(dāng)?shù)嘏浜掀饋硌芯课覀兯P(guān)注的科學(xué)問題變得非常迫切。大理作為著名的旅游地，其“大理四絕，風(fēng)花雪月”指的是下關(guān)的風(fēng)、上關(guān)的花、蒼山的雪和洱海的月。其中大理下關(guān)位于洱海南端，處于點(diǎn)蒼山和哀牢山之間山谷的東側(cè)，常年盛行強(qiáng)勁的偏西風(fēng)。而位于大理古城東側(cè)洱海西岸的大理氣象站的大風(fēng)藍(lán)色預(yù)警（風(fēng)速大于17 m/s）平均每年可達(dá)50次以上。一般而言大風(fēng)往往和臺風(fēng)、強(qiáng)對流和地形重力波等天氣過程有關(guān)，大理區(qū)域的大風(fēng)天氣很顯然與其西側(cè)的地形及其相關(guān)流場相關(guān)。

1 觀測事實(shí)

大理地區(qū)未設(shè)探空站，觀測主要以地面測站為主。以往研究顯示大理下關(guān)常年盛行偏西風(fēng)，古城東側(cè)的大理站在大風(fēng)期間主要為偏西風(fēng)而其他時段盛行偏東風(fēng)，機(jī)場盛行偏南風(fēng)。所有站點(diǎn)都顯示冬季風(fēng)速大、夏季風(fēng)速小、白天風(fēng)速大、夜間風(fēng)速小的特征（3個位置如圖1所示）。大理站大部分的大風(fēng)藍(lán)色預(yù)警都發(fā)生在冬半季的午后。古城東側(cè)另有一個20 m的觀測鐵塔和2 km有效觀測的風(fēng)廓線雷達(dá)。地表600 m以上基本為西風(fēng)并隨高度增速，600 m以下具有風(fēng)向東西風(fēng)交替的日變化，從午后到傍晚高空的西風(fēng)下伸到近地面，其余時間盛行偏東風(fēng)。盡管沒有探空站，但是再分析資料仍然可以提供粗分辨率的高空風(fēng)場信息，最新的ERA5數(shù)據(jù)顯示北半球冬季副熱帶高空急流位于該區(qū)域附近，夏季也以西風(fēng)為主但風(fēng)速稍弱。

圖1 大理區(qū)域流場結(jié)構(gòu)示意圖

如果去掉圖1的流場概念圖，僅憑上述觀測是很難推測點(diǎn)蒼山東側(cè)的洱海上空發(fā)生了怎樣的天氣過程，當(dāng)然也不能判斷是什么機(jī)制導(dǎo)致了大理的大風(fēng)。因此，如果希望通過觀測來揭開大理大風(fēng)的成因，點(diǎn)蒼山背風(fēng)區(qū)域?qū)α鲗觾?nèi)的三維流場信息必不可少。

2 理論分析

關(guān)于地形造成的背風(fēng)坡風(fēng)暴的研究較為悠久而豐富，這很大程度上和歐洲的阿爾卑斯山和北美的落基山相關(guān)。尤其是因?yàn)槊绹鴩掖髿庋芯恐行奈挥诼浠綎|麓，經(jīng)?？梢杂^測到超強(qiáng)的下坡風(fēng)，因此大氣科學(xué)家從20世紀(jì)60年代開始集中研究大型山體導(dǎo)致的背風(fēng)坡風(fēng)暴的機(jī)理。從簡單的水躍模型、重力波破碎導(dǎo)致的波反射理論到非線性波破碎理論，都需要在對流層上部存在一個波破碎導(dǎo)致的湍流區(qū)域。另外，這種地形重力波一般針對巨大的山體（幾十到上百千米寬度）。而大理區(qū)域的點(diǎn)蒼山的山體橫向?qū)挾葍H10～20 km，其上方存在穩(wěn)定的西風(fēng)急流，因此上述理論很難直接應(yīng)用。其次討論背風(fēng)坡風(fēng)的線性背風(fēng)波理論起步更早（20世紀(jì)40年代），該理論認(rèn)為地形激發(fā)的重力波會被上層大氣反射從而被“困”在對流層下部，因此在波谷和山頂之間會形成下坡風(fēng)。然而這種理論一般針對的是高度很矮的山體（不超過數(shù)百米），且根據(jù)該理論波長會在上午和傍晚增長，但振幅會減小。而點(diǎn)蒼山的高度（山頂距離東西側(cè)山谷）可達(dá)1.8 km，另外這一理論的預(yù)測也和大理站的觀測事實(shí)不符。大理站的大風(fēng)主要出現(xiàn)在午后而早晨很少能夠觀測到，且大風(fēng)表示波的振幅也應(yīng)該增大，這也與線性背風(fēng)波理論相悖。

圖2 緯向風(fēng)速（a，b）及垂直速度（c，d）的時間變化圖

3 大渦模擬

由于觀測資料不能覆蓋本文關(guān)注的高空區(qū)域，已有理論又無法解釋所面對的問題，所以希望利用數(shù)值模擬來生產(chǎn)一套逼近真實(shí)的數(shù)據(jù)，以補(bǔ)充觀測的欠缺。針對所關(guān)心的問題：地形對其流場的影響，需要在3個方面使得模式（WRF3.81版本）模擬逼近真實(shí)。首先，為了使得地形更真實(shí)，將90 m分辨率的地形導(dǎo)入到模式中。一方面高分辨地形資料能夠更精確地刻畫地形的復(fù)雜性而使其接近真實(shí)地形，另一方面當(dāng)?shù)匦畏直媛屎湍Ｊ椒直媛氏嘟臅r候會對模式積分穩(wěn)定性造成影響。因此，將90 m分辨率地形進(jìn)行濾波，濾掉400 m以下尺度的地形后導(dǎo)入到WRF模式當(dāng)中進(jìn)行模擬。其次，為了讓大氣背景和邊界更真實(shí)，使用美國環(huán)境預(yù)報中心的最終分析資料（FNL）并同化了我國常規(guī)地面資料和探空資料。最后，為了讓模式更真實(shí)，使用了110 m分辨率的大渦模擬以避免邊界層參數(shù)化所帶來的不確定性。所謂大渦模擬是指模式分辨率高到足以分辨邊界層中的含能尺度的大渦，白天典型邊界層高度為1 km左右，因此大渦尺度可達(dá)幾百米到1 km。由于模式網(wǎng)格能夠分辨大部分湍能，因此傳統(tǒng)的邊界層參數(shù)化方案可以關(guān)閉，從而使得模式對邊界層的模擬不確定性減小。由于本文主要介紹文獻(xiàn)中的主要結(jié)論，在此不再贅述具體的模式參數(shù)。

該模擬選取了2015年1月24日傍晚的大風(fēng)個例進(jìn)行模擬，該個例地面風(fēng)觀測和大理站風(fēng)廓線觀測與歷史統(tǒng)計(jì)基本相似。圖2給出了大理站的風(fēng)廓線觀測和模擬在該日的演變過程。無論是觀測還是模擬，都給出了距地600 m范圍內(nèi)從上午的東風(fēng)轉(zhuǎn)為下午的西風(fēng)，并在夜間重新轉(zhuǎn)為東風(fēng)的變化過程。垂直速度也顯示了下沉—上升—下沉的變化過程。因此認(rèn)為模擬基本接近真實(shí)。Xue等的文獻(xiàn)同時也給出了點(diǎn)蒼山周圍幾個地面站的風(fēng)演變過程和模式模擬結(jié)果的比對，都顯示了模擬可信度。圖3a和3b分別給出了早晨和傍晚流場垂直剖面。早晨，點(diǎn)蒼山上下游都是偏東風(fēng)，僅僅在山體東側(cè)上半部分存在小段西風(fēng)下坡風(fēng)；傍晚，上游區(qū)域的東風(fēng)基本轉(zhuǎn)為西風(fēng)，下游低層仍然存在一支東風(fēng)回流區(qū)，而下坡風(fēng)明顯伸展到接近谷底的位置了。從早晨到傍晚，位于背風(fēng)坡上方的重力波的振幅和波長明顯增大和伸長了。圖3d明顯地展示了下坡風(fēng)在傍晚伸展到了點(diǎn)蒼山東側(cè)谷底附近（100.1°—100.2°E，25.6°—25.8°N），因此在背風(fēng)波的波谷沒有伸展到的地方，地表附近為偏東風(fēng)回流，而當(dāng)背風(fēng)波波谷伸展所到之處，地表附近為西風(fēng)。這種背風(fēng)波伸展和收縮造成的近地表附近風(fēng)向的周期性變化和上文中提到的觀測事實(shí)相符，能非常合理地解釋大風(fēng)為什么是西風(fēng)，且發(fā)生在午后到傍晚。而大理下關(guān)（100.2°E，25.57°N）無論是早晨還是傍晚都位于點(diǎn)蒼山和哀牢山之間峽谷的出口處而盛行強(qiáng)盛的西風(fēng)。大理機(jī)場（100.3°E，25.65°N）所在的位置為峽谷繞流后并經(jīng)過東側(cè)山體阻擋后加強(qiáng)的一支氣流，疊加其上方重力波第二個波谷（圖3b），形成強(qiáng)勁的西南風(fēng)（圖3d）。

圖3 （a，b）為緯向風(fēng)速（填色）和位溫（等值線）剖面圖，（c，d）為海拔2.2 km平面上的風(fēng)速和風(fēng)矢量截面；（a，c）為早晨，（b，d）為傍晚；（b，d）中的紅色虛線標(biāo)記了（a，b）的剖面位置（c和d中紫色方框、圓圈和三角形分別代表大理站、機(jī)場站和下關(guān)站所在位置）

模擬結(jié)果分別解釋了大理下關(guān)西風(fēng)、機(jī)場偏南風(fēng)和大理站東西風(fēng)日循環(huán)。其中下關(guān)西風(fēng)是由點(diǎn)蒼山和哀牢山之間的峽谷風(fēng)造成的，機(jī)場偏南風(fēng)是由于南支繞流（包括了峽谷風(fēng)）復(fù)原并受下游山體阻擋而加強(qiáng)的氣流，而大理站東西風(fēng)交替是因?yàn)槠渖戏奖筹L(fēng)波周期性加強(qiáng)伸長和減弱縮短而導(dǎo)致的。圖1所示的概念圖非常形象地展示了上述高低空氣流的配合。底層氣流遇到較高山體阻擋會形成繞流，在山體兩側(cè)的峽谷形成峽谷流，并在背風(fēng)區(qū)域形成水平旋轉(zhuǎn)的渦旋。較高高度上的氣流會翻越山體而形成背風(fēng)波，這種背風(fēng)波會在午后伸長變強(qiáng)，導(dǎo)致強(qiáng)勁的西風(fēng)下坡風(fēng)可以伸展到更遠(yuǎn)的地方，其波峰下方會形成垂直方向旋轉(zhuǎn)的轉(zhuǎn)子，轉(zhuǎn)子的地面支為東風(fēng)回流。因此，背風(fēng)波的周期性伸縮導(dǎo)致了近地面東西風(fēng)的交替變化。

4 總結(jié)和討論

本文引用了一次基于真實(shí)地形和大氣背景的大渦模擬，闡述了大理大風(fēng)成因并就如何配合使用觀測資料、理論研究和模式模擬來研究小尺度高影響天氣現(xiàn)象進(jìn)行了討論。通過大渦模擬的方式補(bǔ)充了觀測的稀疏和理論的缺失，解答了大理三處地方大風(fēng)形成的機(jī)制。同時又反過來分別對觀測、理論和模式發(fā)展提出了新要求。本研究通過個例研究了大理風(fēng)成因，更多的科學(xué)問題可以被提出來。1）背風(fēng)波是否真實(shí)存在，具有何種日變化和季節(jié)變化特征，如要提供更加堅(jiān)實(shí)的證據(jù)，就必須要有長期的三維流場觀測；2）背風(fēng)波為什么會有周期性增強(qiáng)伸展和減弱縮短的現(xiàn)象，這要求對這種特殊的大振幅背風(fēng)波的機(jī)理進(jìn)行研究（將會在另一篇文章中進(jìn)行介紹），而機(jī)理研究要求進(jìn)行理論研究和理想模擬研究，因此本次大渦模擬對模式（理想模型的建立）和理論（非線性背風(fēng)波）也提出了新要求；3）背風(fēng)波的這種周期性變化會對動量在垂直和水平方向上的分布造成何種影響，其導(dǎo)致的背風(fēng)波轉(zhuǎn)子會對水汽和熱量通量造成何種影響，這要求建立這種大振幅背風(fēng)波的參數(shù)化方案或者使用超高分辨率大范圍模擬，這對模式研發(fā)也提出了新要求。

大理被中國氣象局確定為山地氣象野外科學(xué)試驗(yàn)基地，已在點(diǎn)蒼山東西向剖面（沿25.7°N）不同海拔高度（4092、3520、 2640、2130、1990、1975、2088 m）建設(shè)地面自動氣象站，并環(huán)洱海周邊布設(shè)12個地面自動站。其他觀測設(shè)備包括邊界層風(fēng)（溫）廓線雷達(dá)、多普勒天氣雷達(dá)、地面基準(zhǔn)輻射站、近地層通量觀測系統(tǒng)和雙波段（紅外和微波）大口徑閃爍儀等。然而，除了一個風(fēng)廓線雷達(dá)以外，大部分觀測設(shè)備只能觀測到地面附近的氣象要素場，這與山地氣象所關(guān)注的重力波、地形阻擋、地形降水、 冷池、污染物擴(kuò)散、背風(fēng)波及其轉(zhuǎn)子湍流等的要求仍然有較大差距。目前點(diǎn)蒼山上游幾百千米范圍內(nèi)無探空數(shù)據(jù)可用，僅僅在其北部100 km左右的麗江站有一天兩次的常規(guī)探空。如能在其上游的瀘水市建立探空觀測將不僅對橫斷山脈區(qū)域的背景場的改善有幫助，也會為大理山地氣象的研究具有重要意義。

深入閱讀

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