鄧中仁 葛旭陽 ,2 姚秀萍 陳明誠

1 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實驗室, 南京 210044

2 安陽國家氣候觀象臺, 河南安陽 455000

3 中國氣象局氣象干部培訓學院, 北京 100081

1 引言

青藏高原對整個東亞地區(qū)的大氣環(huán)流具有重要的動力及熱力作用（Ye, 1950; 葉篤正等, 1957）。高原低渦作為北半球夏季青藏高原上特殊的低壓系統(tǒng)，其水平尺度為400～800 km，垂直尺度可達2～3 km（葉篤正和高由禧, 1979），是直接影響高原地區(qū)降水的主要系統(tǒng)。在一定的環(huán)流背景下，部分高原渦可以東移出高原地區(qū)，從而導致我國長江中下游地區(qū)的強對流天氣過程（楊克明等, 2001; 何光碧等, 2010; 郁淑華和高文良, 2010），因此研究高原渦發(fā)生及發(fā)展的機制具有重要意義。

國內(nèi)外已有大量研究針對高原渦發(fā)生、發(fā)展機制進行探討（Dell’ Osso and Chen, 1986; 李國平和劉紅武, 2006; Zheng et al., 2013）。一些研究認為在高原渦生成階段，凝結潛熱起到了至關重要的作用（Wang, 1987; Li et al., 2011）；另一些研究則指出地表感熱對于高原渦的生成更為關鍵，而凝結潛熱對于高原渦的發(fā)展及維持具有顯著的影響（Shen et al., 1986a; 李黎等, 2019）。Li et al.（2014, 2018）研究表明，在白天高原渦發(fā)生頻率較低，而夜間其發(fā)生頻率迅速增加。這意味著高原渦的發(fā)生頻率具有明顯的日變化特征。輻射過程調(diào)制對流活動日變化的物理機制相對清楚。Webster and Stephens（1980）指出，夜間云頂存在長波輻射冷卻，導致溫度遞減率加大，從而促使了對流的發(fā)展；而在白天，云頂受到短波輻射加熱的影響，溫度遞減率減小，靜力穩(wěn)定度增加抑制對流過程。作為熱帶地區(qū)典型的災害性天氣系統(tǒng)，熱帶氣旋也具有明顯的日變化特征（Kossin, 2002; Dunion et al., 2014）。大量研究表明輻射日變化對熱帶氣旋的生成有明顯的影響（Melhauser and Zhang, 2014; Cao et al., 2014;Tang and Zhang, 2016）， Melhauser and Zhang（2014）指出，夜間由于高層輻射冷卻大于低層，使得靜力穩(wěn)定度減小，從而促進了低渦的發(fā)展。Tang and Zhang（2016）指出，太陽短波輻射有利于對流層高層增溫，加強大氣靜力穩(wěn)定度，從而抑制對流活動發(fā)展，由此可見，輻射日變化對熱帶氣旋的生成有明顯的影響。由于高原渦與熱帶氣旋具有一定的相似性，如：兩者都具有眼的結構，并且均為暖心結構，但因為熱帶氣旋的強度、所在區(qū)域與高原渦不一樣，所以，兩者暖心的強度和所處高度也會有所不同（羅四維和楊洋, 1992; 羅四維等,1993）。因此，本文借鑒前人研究熱帶氣旋的方法（Cao et al., 2014; Tang and Zhang, 2016），通過個例模擬來探究輻射日變化對高原渦發(fā)展的影響機制。

2 數(shù)值模式

2.1 模式及數(shù)值試驗設計

本文采用中尺度數(shù)值模式WRF-ARW（3.9 版本），模 擬 時 間 為2013 年6 月3 日00:00 至7 日00:00（協(xié)調(diào)世界時，下同）。模式的初始條件及邊界條件采用逐6 小時，水平分辨率為0.5°×0.5°的ERA-Interim 再分析資料。模式區(qū)域采用雙層嵌套，中心為（32.5°N，102.5°E），網(wǎng)格點分別為295×176 和298×151，水平分辨率為27 km 和9 km，模式垂直層次為55 層。采用的物理參數(shù)化方案：Eta（Ferrier）云微物理方案、RRTM 長波輻射方案、Dudhia 短波輻射方案、MM5 Monin-Obukhov近地面層方案、Noah 陸面過程方案以及Betts-Miller-Janjic 積云參數(shù)化方案。

在Dudhia 短波輻射方案（Dudhia, 1989）中，太陽短波輻射的強度隨太陽與地球表面之間的夾角而變化。例如在中午時分天頂角最大，即對應的短波輻射強度最大。反之，在午夜短波輻射強度則為零。因此通過改變模式中的當?shù)貢r間，可以調(diào)整太陽高度角，進而改變太陽短波輻射強度。本文設計以下三組試驗（表1）：控制試驗（CTL）具有完整的短波輻射日循環(huán)；在All_day 試驗中，將模式局地時間固定在正午12:00，以此得到最強的短波輻射強度；在All_night 試驗中，將整個模式積分過程中局地時間設置為午夜00:00，以此去掉太陽短波輻射的影響。

表1 試驗的描述Table 1 Description of the experiments

2.2 高原渦個例

圖1 給出了本次高原渦的觀測路徑以及強度，其中強度以500 hPa 渦旋中心最低位勢高度表示。此次高原低渦于6 月4 日12:00 生成在高原東部曲麻萊地區(qū)，5 日06:00 東移出高原，此后一路向東，于8 日06:00 入海，并逐漸減弱消亡。本文重點討論，高原渦在高原上的時段。為檢驗控制試驗的模擬效果，圖2 給出了2013 年6 月4 日06:00、12:00基于ERA-Interim 再分析資料給出的此次高原渦個例及CTL 試驗模擬的高原渦情況。由圖2a、b 看出，在4 日06:00，低層500 hPa 有豎切變線的存在。CTL 試驗中高原渦生成前的環(huán)流場和高原渦生成的位置與再分析資料中環(huán)流場形勢較為一致，說明CTL 試驗較好的再現(xiàn)了高原渦生成過程。因此，本文將利用CTL 試驗結果對該高原渦演變過程進行診斷分析。

圖1 2013 年6 月4 日12:00 至10 日00:00 高原渦觀測路徑。紅色數(shù)字表示時間，括號內(nèi)數(shù)值為500 hPa 最低位勢高度（單位: dagpm）Fig. 1 Observation track of the TPV (Tibetan Plateau vortex) from 1200 UTC 4 to 0000 UTC 10 June 2013. Red numbers indicate the time (UTC),the lowest geopotential height (units: dagpm) at 500 hPa is indicated in the brackets

圖2 2013 年6 月4 日（a、c）06:00、（b、d）12:00（a、b）基于再分析資料以及（c、d）CTL 試驗模擬的500 hPa 等壓面上的流場（矢量，單位：m s-1）分布，等值線為地形高度在3000 m 以上的區(qū)域，三角形為高原渦所處的位置Fig. 2 Distributions of wind field (vectors, units: m s-1) from (a, b) reanalysis data, (c, d) CTL (control run) experiment at 500 hPa at 0600 UTC (left column), 1200 UTC (right column) June 4, 2013. Contours outline the Tibetan Plateau with an altitude higher than 3000 m; the triangle shows the location of the TPV

3 模擬結果分析

3.1 高原渦的演變特征

3.1.1 高原渦發(fā)展情況

前人研究指出，小尺度對流單體對熱帶氣旋的生成、加強起著重要的作用（Hendricks et al., 2004;Montgomery et al., 2006; 郭春蕊和張慶紅, 2012）?？紤]到高原渦與熱帶氣旋之間存在諸多的相似性，本文首先探討小尺度對流單體的發(fā)展、組織情況，這對了解高原渦生成就有著十分重要的意義。本文利用小尺度系統(tǒng)的垂直渦度來表征強對流單體的活動情況，需要說明的是：為了區(qū)分不同尺度系統(tǒng)之間的相互作用，首先進行了空間濾波處理（Cao et al., 2014; 徐夢婷等, 2016）。在本文中將波長大于100 km 以上的系統(tǒng)當作背景環(huán)境場；相應的，波長在100 km 以下的分量則作為小尺度系統(tǒng)。通過改變不同濾波波長閾值（如100～300 km），所得結果基本接近。圖3 揭示了2013 年6 月4 日09:00、15:00 和21:00，三個時次500 hPa 大尺度背景環(huán)流和中小尺度相對渦度隨時間演變特征，其中綠色方框為下文計算平均值所用到的渦旋中心區(qū)域（300 km×300 km）。

從動力學角度來看，根據(jù)“渦度隔離”效應（渦旋β 效應），即當環(huán)境場存在渦度梯度時，小尺度正（負）渦度擾動趨向（背向）于環(huán)境場最大渦度中心，而隔離速率與環(huán)境場渦度梯度成正比（徐夢婷等, 2016）。從圖3 中可以看到4 日09:00，CTL 試驗中前期環(huán)境場相對渦度較小，小尺度對流單體分布散亂，沒有明顯的向環(huán)境場渦度中心聚集特征。對比圖3d 不難發(fā)現(xiàn)，All_night 試驗中的環(huán)境場渦度較CTL 試驗要大，且存在明顯的徑向梯度，即該組試驗中“渦度隔離”效應使得小尺度對流渦旋更早的向大尺度低渦中心聚集，為高原渦的形成提供了更好的初始條件，這與熱帶氣旋中積云熱塔的作用類似（Montgomery et al., 2006; Ge et al., 2015）。在4 日15:00，CTL 試驗開始呈現(xiàn)出較為明顯的徑向梯度，小尺度渦旋也隨之開始向低渦中心聚集。此時All_night 試驗中，隨著小尺度對流系統(tǒng)向內(nèi)聚集，有機會聚集成一定組織化結構，這使得All_night 試驗中高原渦強度發(fā)展的更為強盛（圖3e）。到了4 日21:00，CTL 試驗中小尺度對流系統(tǒng)在低渦中心附近形成了一個組織化的系統(tǒng)，促使高原渦進一步的加強。相較之下，在All_day試驗中，環(huán)境場相對渦度較同期的CTL 和All_night 試驗都要小，導致“渦度隔離”效應不顯著，致使小尺度對流系統(tǒng)分布散亂，沒有明顯的向低渦中心聚集，主要集中在渦區(qū)外圍，這與高原渦發(fā)展緩慢相符。值得關注的是，到4 日21:00，All_night試驗中環(huán)境場相對渦度減弱，小尺度對流系統(tǒng)的組織化衰減，高原渦較早地進入消亡階段。關于All_night 試驗中高原渦快速衰亡的原因?qū)⒃谙挛脑敿氂懻摗?/p>

圖3 2013 年6 月4 日09:00（左列）、15:00（中間列）和21:00（右列）模擬的500 hPa 等壓面上的環(huán)境場大尺度相對渦度（陰影，單位：10-5 s-1）、小尺度系統(tǒng)相對渦度（等值線，單位：10-5 s-1）和風場（矢量，單位：m s-1）分布：（a-c）CTL 試驗；（d-f）All_night 試驗；（g-i）All_day 試驗。綠色方框為渦旋中心區(qū)域（300 km×300 km）Fig. 3 Distributions of large-scale relative vorticity (shaded, units: 10-5 s-1), small-scale system vorticity (contours, units: 10-5 s-1) and wind field(vectors, units: m s-1) from (a-c) CTL, (d-f) All_night experiment, and (g-i) All_day experiment at 500 hPa at 0900 UTC (left column), 1500 UTC(middle column), and 2100 UTC (right column) 4 June 2013. The green box indicates the central area of the TPV（300 km×300 km）

上述分析表明，高原渦發(fā)展快慢與其所處區(qū)域?qū)α骰顒佑嘘P。為進一步比較三組試驗中高原渦內(nèi)區(qū)對流的活動情況，圖4 統(tǒng)計了4 日12:00～18:00時間段內(nèi)，低渦內(nèi)區(qū)不同高度下具有特定大小的垂直速度的格點數(shù)占區(qū)域內(nèi)總格點數(shù)的比例CFAD（Contoured Frequency by Altitude Diagram；Yuter and Houze, 1995）。統(tǒng)計范圍取低渦中心附近300 km×300 km 區(qū)域。這里橫坐標表征垂直速度的大小，陰影為特定垂直速度所占的比例。由圖4 可見，三組試驗中較小的垂直速度（-0.2 m s-1＜w＜0.2 m s-1）占據(jù)了大多數(shù)網(wǎng)格點，大于0.4 m s-1的強上升運動所占據(jù)的格點數(shù)很小，此現(xiàn)象表明在低渦附近僅有一小部分強對流活動。這與前人研究熱帶氣旋的情況一致（Steranka et al., 1986; Hendricks et al.,2004）。而對比CTL 和All_night 試驗，可以清楚地看到，由于All_night 試驗中高原渦發(fā)展較快，因此，在這一時間段內(nèi)的All_night 試驗中，大于0.4 m s-1的垂直速度所占比例更大，這意味著對流活動更強。而All_day 試驗中，該比例則最小，說明對流活動較弱，低渦發(fā)展最慢。

圖4 2013 年6 月4 日高原渦中心附近（300 km×300 km）12:00～18:00 時間平均的CFAD（Contoured Frequency by Altitude Diagram，陰影）分布：（a）CTL 試驗；（b）All_night 試驗；（c）All_day 試驗Fig. 4 Averaged CFAD ( Contoured Frequency by Altitude Diagram; shaded) during 1200 UTC-1800 UTC 4 June 2013, calculated over a box area with a radius of 300 km around the vortex center: (a) CTL; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

為比較高原渦的發(fā)展過程中結構差異，圖5 給出了三組試驗中低渦內(nèi)區(qū)相對渦度隨高度變化的演變過程。在CTL 試驗中，高原渦在白天發(fā)展較為緩慢，最大渦度中心出現(xiàn)在450～400 hPa 之間，而隨著時間的推移，到了夜間4 日15:00 以后，低渦強度逐漸加強，同時最大渦度中心開始向低層延伸。在All_day 試驗中，正渦度強度較小，且最大渦度中心到4 日18:00 后才開始緩慢向低層延伸，因此高原渦未得到明顯的發(fā)展。相較于CTL 試驗，All_night 試驗中低渦發(fā)展速度的更快，最大渦度中心更早的向低層延伸。4 日06:00 低渦迅速加強，到了4 日12:00～15:00 低渦達到成熟階段而后逐漸減弱。

圖5 2013 年6 月4 日00:00～23:00 低渦中心附近區(qū)域平均（300 km×300 km）相對渦度（陰影，單位： 10-5 s-1）的垂直分布：（a）CTL 試驗；（b）All_night 試驗；（c）All_day 試驗Fig. 5 Time evolution of the vertical profile of vorticity (shaded, units: 10-5 s-1) during 0000 UTC-2300 UTC 4 June 2013, averaged over a box area with a radius of 300 km around the vortex center: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

綜上所述，高原渦正渦度中心開始出現(xiàn)在450～400 hPa（中層）之間，隨著低渦的發(fā)展，正渦度中心開始向下延伸，這類似于熱帶氣旋生成中Top-down 理 論（Bister and Emanuel，1997）。隨著中尺度渦旋的發(fā)展并向下延伸時，有利于低層氣旋性環(huán)流發(fā)展。

Zhang and Fritsch（1987）指出，在中尺度對流系統(tǒng)中，層狀云往往對應著低層冷卻下沉，中層凝結加熱上升。根據(jù)連續(xù)方程，即存在中層輻合，低層輻散；而對流云呈現(xiàn)為整層均為凝結加熱特征，動力場上對應著低層（高層）輻合（輻散）。圖6、圖7 給出了4 日00:00～23:00 三組試驗中凝結潛熱及散度垂直分布特征。由圖6 可見，4 日00:00～12:00，CTL 試驗中呈現(xiàn)出低層冷卻、中層加熱的情況；與此同時，最大輻合中心位于中層，這與層狀云中加熱、散度廓線相似。到了4 日15:00 以后，中層加熱強度增大，并且低層冷卻逐漸轉(zhuǎn)為凝結加熱；同時最強輻合中心開始出現(xiàn)在中低層，即表現(xiàn)為低層輻合、高層輻散的情形。這說明高原渦經(jīng)歷了從層狀云向強對流云特征轉(zhuǎn)化。All_day 試驗中4 日00:00～23:00，低層都有凝結冷卻，而中層凝結加熱強度小，從散度場分布來看低層輻合始終較CTL 和All_night 試驗弱，表現(xiàn)為層狀云特征，這也意味著強對流發(fā)展緩慢。在4 日06:00～15:00期間，All_night 試驗中，低層和中層均為凝結加熱，最大輻合中心位于低層并且與中層輻散中心配合，對應著強對流的發(fā)展；到了4 日15:00 以后，凝結加熱作用減弱，低層輻合強度減小，高原渦進入衰減階段。

圖6 同圖5，但為凝結潛熱（陰影，單位：K h-1）Fig. 6 Same as Fig. 5, but for latent heating (shaded, units: K h-1)

圖7 同圖5，但為散度垂直分布（陰影，單位：10-5 s-1）Fig. 7 Same as Fig. 5, but for the divergence (shaded, units: 10-5 s-1)

3.1.2 Okubo-Weiss（OW）指數(shù)

以上分析表明，對應不同的輻射過程，三組試驗中高原渦發(fā)展存在明顯的差異。為進一步揭示差異，圖8 給出了三組試驗中伴隨高原渦發(fā)展過程中Okubo-Weiss（OW）指數(shù)的演變特征。這里OW=ζ2-Sn2-S2s， 其中，相對渦度ζ=?v/?x-?u/?y，Ss=?u/?x-?v/?y，Sn=?v/?x+?u/?y。前人研究（Isern-Fontanet et al., 2004; 管靚等, 2016）指出，OW 指數(shù)的大小可以反映出氣旋的強度。當OW＞0 時，即旋轉(zhuǎn)效應大于形變效應，有利于對流的發(fā)展。反之，負的OW 區(qū)域表明形變效應占主導作用，則不利于對流發(fā)展及維持。由圖8 可以看到，在4日09:00，All_night 試驗中OW 指數(shù)的形態(tài)、位置與渦度中心的形態(tài)和位置比較吻合，且數(shù)值比CTL 和All_day 試驗要大，表明該時刻系統(tǒng)旋轉(zhuǎn)性較強，有利于氣旋性環(huán)流的產(chǎn)生。類似地，4 日15:00，CTL 試驗中，OW 指數(shù)大值中心逐漸與相對渦度中心重合，旋轉(zhuǎn)性加強意味著高原渦的發(fā)展。相較之下，OW 指數(shù)數(shù)值較同時刻All_night 試驗要小很多，這與高原渦強度比All_night 試驗中要弱的情況一致。而在All_day 試驗中，OW 指數(shù)的值最小，甚至出現(xiàn)大范圍的負值區(qū)，即形變效應大于旋轉(zhuǎn)效應。該時刻低渦四周風場以變形作用為主，有利于切變線的生成和維持，不利于氣旋性環(huán)流的形成。在4 日21 時，All_night 試驗中OW 指數(shù)數(shù)值較4 日15:00 有明顯的減小，即高原渦逐漸衰減。此后，CTL 試驗中OW 指數(shù)中心數(shù)值明顯大于All_night 試驗。而All_day 試驗中OW 指數(shù)大值中心的范圍與強度都明顯偏弱，表明高原渦發(fā)展速度較慢。這些演變特征與圖3 中相對渦度演變過程一致。

圖8 2013 年6 月4 日09:00（左列）、15:00（中間列）和21:00（右列）500 hPa 等壓面上的環(huán)境場大尺度相對渦度（陰影，單位：10-5 s-1）、OW 指數(shù)（等值線，單位：10-9 s-2）分布：（a）CTL 試驗；（b）All_night 試驗；（c）All_day 試驗Fig. 8 Distributions of environmental vorticity (shaded, units: 10-5 s-1), OW index (contour, units: 10-9 s-2) at 500 hPa at 0900 UTC (left column),1500 UTC (middle column) and 2100 UTC (right column) 4 June 2013: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

3.2 動力條件

3.2.1 非平衡項分析

上述模擬結果比較清楚的表明了三組試驗的差異，接下來本文將針對熱、動力學過程展開討論。對于中尺度高原渦系統(tǒng)而言，散度場有著至關重要的影響（馬林等, 2003; 李山山, 2017）。為此，本文利用散度方程來討論三組試驗中高原渦生成過程的差異。

圖9 2013 年6 月4 日09:00（左列）、15:00（中間列）和21:00（右列）500 hPa 等壓面上非平衡項（陰影，單位：10-9 s-2）、風場（矢量，單位：m s-1）分布：（a）CTL 試驗；（b）All_night 試驗；（c）All_day 試驗Fig. 9 Distributions of non-balance terms (shaded, units: 10-9 s-2 ), wind field (vectors, units: m s-1) at 500 hPa at 0900 UTC (left column), 1500 UTC(middle column) and 2100 UTC (right column) 4 June 2013: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

上述分析表明，在高原渦成熟階段，其中心存在明顯的非平衡項正值中心，而負值中心位于低渦外側。這可能源于高原渦具有熱帶氣旋類似結構導致的結果。為驗證這種可能性，本文繪制了三組試驗中溫度距平、垂直運動和切向風的軸對稱分量的半徑—高度的垂直剖面圖（圖10 和圖11）。從圖10、圖11 可以看到，當?shù)蜏u中心對應非平衡項的正值中心時，低渦中心存在下沉運動，同時低渦中心外圍有較強的上升運動。一般而言，強的下沉運動利于絕熱增溫。對比圖10 可以看出，由于CTL 和All_night 試驗中高原渦中心都對應有下沉運動，而下沉絕熱增溫使得兩組試驗中暖心強度均比All_day 試驗要強，這也表明高原渦中心的下沉運動對其暖心結構的形成起到了一定的作用（圖11）。CTL 試驗中，切向風最大風速半徑為70 km，且最大風速達到8 m s-1。同時低層為氣旋性環(huán)流，到了200 hPa 轉(zhuǎn)為反氣旋，即切向風隨高度遞減。為滿足熱成風平衡關系，應具有暖心結構。以上分析表明高原渦具有與熱帶氣旋相近的動力和熱力特征。此外，在All_night 試驗，最大風速半徑更小（45 km）、最大風速為7 m s-1。而在All_day 試驗中，最大風速半徑則明顯更大（180 km）、最大風速為4 m s-1。這也清楚的反映出三者強度差異。

圖10 2013 年6 月4 日21:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 試驗中垂直運動（陰影，單位：10-2 m s-1）和切向風速（等值線，單位：m s-1）的軸對稱分量的半徑—高度的垂直剖面Fig. 10 Radius-height cross sections of the axisymmetric component of vertical velocity (shaded, units: 10-2 m s-1) and tangential wind speed(contour, units: m s-1) in (a) CTL, (b) All_night, and (c) All_day experiments at 2100 UTC 4 June 2013

圖11 同圖10，但為溫度距平（單位：K）Fig. 11 Same as Fig 10, but for the temperature anomaly (units: K)

3.2.2 正壓動能轉(zhuǎn)換

高原渦形成過程涉及多尺度環(huán)流的相互作用。為了探究不同尺度分量對高原渦生成的動力學影響，本文采用正壓動能方程（BKE）對擾動動能進行診斷分析。

圖12 2013年6月4日（a-c）CTL、（d-f）All_night和（g-i）All_day試驗的500hPa 等壓面上公式（2）中擾動動能傾向（左列）、緯向風輻合-（中間列）和徑向風輻合（右列）00:00～12:00時間平均結果分布（陰影，單位：10-5 m2s-3），三角形為高原渦所處的位置Fig.12Horizontalpattern of kineticenergy tendenc′(leftcolumn), latitudinal wind convergence - (middle column)andradialwind convergence?(right column )inEq.2 on the 500 hPa (shaded,units:10-5m2 s-3),the triangle reflects thelocation of theTPVin(a-c)CTL,(df) All_night, and (g-i) All_day. Time averaged from 0000 UTC-1200 UTC 4 June 2013

3.3 熱力學條件

3.3.1 水汽條件

非絕熱加熱過程是影響高原渦生成的重要因素（Wang et al., 1987; 羅四維和楊洋, 1992; 羅四維等,1993; 宋雯雯等, 2012; 田珊儒等, 2015）。因此，本文比較了三組試驗中相對濕度場的演變特征（圖13）。All_night 試驗中去掉了短波輻射，在長波輻射冷卻的作用下環(huán)境場溫度降低，使得相對濕度增加，有利于降水的產(chǎn)生。鑒于降水效率是表征降水的一個重要指標（Li and Gao, 2012; Zhou et al., 2014），為此本文計算了降水效率（PE）=（降水量/大氣可降水量）。對比圖13 和圖14 可知，前期CTL 試驗中在短波輻射的影響下，白天大氣溫度升高導致相對濕度較低（圖13），從而不利于降水的產(chǎn)生。而到了夜間4 日15:00 以后，隨著相對濕度的增加，降水效率迅速增強，為高原渦的發(fā)展提供了大量的潛熱能量。而在All_night 試驗中，強降水出現(xiàn)最早（主要發(fā)生在4 日03:00～15:00），且降水效率最高達到0.38，大量凝結潛熱釋放為低渦的快速發(fā)展提供了條件。在4 日15:00 以后降水強度快速減弱，高原渦趨于衰亡，這可能與水汽供應有關。在高原這樣特殊地形情況下，水汽大量消耗的同時往往得不到充分補充，因此水汽條件快速減弱進而導致對流消亡。在整個All_day 試驗中，相對濕度及降水強度都保持較低水平，潛熱釋放最弱，高原渦發(fā)展緩慢。由此可見，水汽條件在一定程度上可以決定高原渦的生命史。從觀測事實中可以發(fā)現(xiàn)，大多數(shù)高原渦的發(fā)生、發(fā)展和消亡都位于高原上，較少的高原渦會東移出高原，這也可能與水汽的輸送和補充等條件有關，值得進一步討論。

圖13 2013 年6 月4 日00:00～23:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 試驗中低渦中心附近區(qū)域平均（300 km×300 km）相對濕度（陰影）垂直分布隨時間的變化Fig. 13 Time evolution of the vertical profile of relative humidity (shaded), averaged over a box area centered at the TPV during 0000 UTC-2300 UTC 4 June 2013: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

圖14 2013 年6 月4 日00:00～23:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 試驗中低渦中心附近區(qū)域平均（300 km×300 km）的降水效率隨時間的變化Fig. 14 Time evolution of PE (Precipitation Efficiency) in CTL,All_night, and All_day experiments during 0000 UTC-2300 UTC 4 June 2013. Averaged over a box area with a radius of 300 km around the vortex center

3.3.2 穩(wěn)定度

在對流系統(tǒng)中，云頂上部大量吸收短波輻射時，可能會增加其靜力穩(wěn)定度，這將抑制垂直運動的強度。反之，長波輻射冷卻則會減弱靜力穩(wěn)定度，從而有利于對流的發(fā)展（Hobgood, 1986; Xu and Randall, 1995; Tang and Zhang, 2016）。圖15 給出了與輻射過程相關聯(lián)的凈加熱廓線（短波輻射和長波輻射之和，其中所選區(qū)域如圖3 綠色方框所示），以及夜間與控制試驗和白天與控制試驗之間低渦中心附近溫度場差值隨時間的演變特征。從圖15a 可以看到，CTL 試驗中低層輻射冷卻較弱，最大冷卻出現(xiàn)在200 hPa 高度上。在All_night 試驗中從低層到高層都有輻射冷卻，最大冷卻出現(xiàn)在250 hPa附近。而在All_day 試驗中由輻射導致的加熱一直延伸到了200 hPa 附近，最大加熱在300 hPa 附近。從圖15b 和c 也可以看到，夜間試驗相較于控制試驗，對流層中高層有明顯的冷異常，有利于對流的產(chǎn)生。相反，白天試驗中對流層中高層增暖較大，使得大氣趨于穩(wěn)定狀態(tài)，因此不利于對流的觸發(fā)。這結論與Melhauser and Zhang（2014）相一致。圖16 進一步繪制了三組試驗中?θ/?p的垂直廓線，以此反映靜力穩(wěn)定度程度。在白天4 日09:00，在CTL和All_day 試驗中存在短波輻射的影響，從低層到高層均為靜力穩(wěn)定的。而在All_night 試驗中，長波輻射冷卻降低了靜力穩(wěn)定度，在低層出現(xiàn)了靜力不穩(wěn)定的現(xiàn)象，這意味著對流的發(fā)展較快。到了夜間4 日15:00，CTL 試驗中低層也呈現(xiàn)出靜力不穩(wěn)定的現(xiàn)象，但不穩(wěn)定的強度明顯小于All_night 試驗。在4 日21:00，All_night 試驗中低層不穩(wěn)定明顯減弱，對流強度減弱，這與水汽條件變差有關，而該時段CTL 試驗中低層不穩(wěn)定性進一步加大，對流加強。類推可知，All_day 試驗中，持續(xù)存在的短波輻射增加了大氣靜力穩(wěn)定度，這極大地抑制對流活動，最終導致低渦緩慢發(fā)展。

圖15 2013 年6 月4 日00:00～23:00（a）三組試驗中低渦中心附近區(qū)域（300 km×300 km），輻射導致的平均加熱廓線（單位：K h-1），低渦中心附近區(qū)域（300 km×300 km）平均溫度垂直分布隨時間變化的差異，（b）All_night 減CTL 試驗（c）All_day 減 CTL 試驗（等值線，單位：K, 實線為正值，虛線為負值）Fig. 15 (a) Vertical profiles of radiative heating (units: K h-1) in the three experiments, which are averaged over a box area centered at TPV during 0000-2300 UTC 4 June 2013. Time evolution of the vertical profile of temperature contrast (units: K, solid lines indicate positive value, dash lines indicate negative value) which are averaged over the box area centered at the TPV for (b) All_night minus CTL and (c) All_day minus CTL

圖16 2013 年6 月4 日09:00、15:00 和21:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 試驗中低渦中心附近（300 km×300 km）區(qū)域平均的? θ/?p垂直廓線（單位：K hPa-1）分布Fig. 16 Vertical profiles of ? θ/?p(units: K hPa-1) at 0900 UTC, 1500 UTC, and 2100 UTC 4 June 2013, which are averaged over the box area centered at the TPV: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

4 結論與討論

為探究短波輻射日變化對高原渦發(fā)生的影響，本文利用WRF-ARW 模式對2013 年6 月4 日一次高原渦個例進行模擬研究。通過設置不同太陽短波輻射強度的三組試驗，發(fā)現(xiàn)輻射日變化對高原低渦生成具有重要的影響。主要結論如下：

（1）初始生成階段，高原渦在夜間發(fā)展的速率比白天更快，這與強對流系統(tǒng)在夜間更為活躍的觀測事實一致。從熱力學角度來看，在夜間，云頂長波輻射冷卻加強了對流層溫度遞減率，從而減弱了大氣靜力穩(wěn)定度，有利于對流層低層出現(xiàn)位勢不穩(wěn)定。同時，由于大氣溫度的降低使得夜間相對濕度增大，進而促使對流的發(fā)展，與此同時，凝結潛熱的釋放會促進和維持低渦的強度。反之，白天云頂吸收太陽短波輻射，使得對流層高層增溫大于地面，加強了大氣靜力穩(wěn)定度，從而抑制對流活動發(fā)展。以上結論與輻射影響強對流日變化演變特征相符。

（2）從數(shù)值試驗結果表明，高原渦的發(fā)展與熱帶氣旋具有一定的相似性。作為中尺度系統(tǒng)高原渦，本文中該系統(tǒng)初始最大渦度出現(xiàn)在中層。從動力學角度來看，其發(fā)展過程類似于熱帶氣旋“topdown”過程。而“渦度隔離”效應對初始低渦的加強具有重要作用，小尺度強對流單體向中尺度低渦中心聚集，為高原渦的形成提供了擾動渦度，這與熱帶氣旋生成中“積云熱塔”的作用類似。BKE 診斷結果表明，夜間低層輻合更為強盛，有利于上升運動的加強并誘發(fā)高原渦的生成。此外，從非平衡角度來看，在高原渦環(huán)流中心區(qū)域存在大值區(qū)，這對應中心的下沉運動；而低渦四周為明顯的負值區(qū)，對應低渦周圍存在上升運動?？偠灾?，高原渦具有暖心結構特征，即低渦中心存在下沉運動，而下沉絕熱增溫會加強其暖心，使得低渦發(fā)展。

需要指出的是，前人研究指出云輻射—對流相互作用可以影響對流活動（葛旭陽等, 2018; Ruppert et al., 2020），而本文僅針對一次高原渦個例進行了模擬，此外云輻射—對流相互作用還沒有涉及，同時高原渦生成的背景環(huán)境場存在多樣性，這意味著不同背景環(huán)流場（如，切變線、輻合帶等）下低渦發(fā)展的機制可能存在差異。因此，下一步需要進行更多的實際個例模擬，以得到較為完善的結論。