（气象学专业论文）2005年12月山东半岛强降雪过程的数值模拟与中尺度特征分析.pdf

摘要 本文利用常规高空，地面观测资料以及非静力平衡模式m m 5 v 3 6 对2 0 0 5 年1 2 月初影响山东半岛的一次强降雪过程进行数值模拟及动力学的特征分 析，并着重对其中起到主要作用的中尺度重力波现象进行研究。此次过程强降 雪范围较小，中心强度大，是一次典型的中尺度雪暴过程。通过非线性平衡方 程( n b e ) 对高分辨率模式数据进行诊断分析，较详细的说明了上游非平衡流 的出现引起的地转适应过程对重力波产生和发展的作用，以及波动对下游强降 雪过程的影响；通过一系列的敏感性实验，进一步说明了在这次过程中海陆热 力差异，地形强迫对降雪过程产生的影响。 研究表明：这次强降雪过程中的中尺度重力波波长约为1 2 0 k m ，相速约7 m s 。在有利的大尺度环流形势下，太行山的地形强迫与非平衡流是其触发机 制，冬季海陆热力差异形成的海洋的热力作用是造成区域性强降雪的最主要原 因，而非线性平衡方程( n b e ) 对于非平衡流的诊断对于确定波动产生区域和 波动的传播方向方面有比较好的指示作用。通过对波动的结构以及维持机制所 作的分析，这次过程中的中尺度重力波符合波导条件和w a v e - c i s k 理论框架。 因此，波动能够从环境场中得到足够的能量从而维持相当长的一段时间，造成 了这次罕见的连续性强降雪过程。海陆敏感性实验的结果进一步证明，冬季暖 湿的渤海海域支持了波动的发展；而山东半岛地形敏感性实验表明，山东半岛 特殊的地形特征导致强降雪集中发生在半岛北部沿海地区，而半岛南部地区普 遍降雪较弱。 关键词：中尺度重力波( m g w ) ，非线性平衡方程( n b e ) ，地形强迫，海陆作用 a b s t r a c t as e v e l es n o ws t o r mo c c u r r e d0 1 13d e c e m b e r2 0 0 5i ns h a n d o n gp e n i n 卯1 ai s s i m u l a t e dw i t ham e s o s e a l em o d e lm m 5 v 3 6 a n dd e t a i l e dd i a g n o s t i ca n a l y s e sa r e p e r f o r m e du p o nt h em e s o s e a l eg r a v i t y - w a v e ( m o w ) e v e n t t h i sp r o c e s so f h e a v y s n o w f a l li s1 3 t y p i c a lm e s o s e a l es n o ws t o r mp r o c e s s t h en o n l i n e a rb a l a n c ee q u a t i o n ( n b e ) i se v a l u a t e df o ri t su s e f u l n e s si nt h ed i a g n o s t i co f t h ef l o wi m b a l a n c e ，a n d a n a l y s e si n d i c a t e st h a tt h ei m p o r t a n tr o l eo ft h eg e o s t r o p h i ea d j u s t m e n ta n d t o p o g r a p l a i ef o r c i n gi ng r a v i t y - w a v ee v e n to ft h es n o ws t o r m t h r o u g has e r i e so f s e n s i t i v i t ye x p e r i m e n t s f u r t h e ri l l u s t r a t i n gt h ei m p a c t so ft h el a n d s e at h e r m a l d i 岱e l e n c e ，a n dt h et o p o g r a p h i cf o r c i n g r e s e a r c hs h o w st h a tt h em g w sw a v e l e n g t hi sa b o u t1 2 0k m ，a n dt h e p r o p a g a t i o ns p e e di sa b o u t7m 。s 1 i nt h ef a v o r a b l el a r g e - s c a l ec i r c u l a t i o ns i t u a t i o n , t h et a i h a n gm o u n t a i n sa n dt h ef l o wi m b a l a n c el i f ei m p o r t a n tt oi n i t i a t et h em g w , t h et h e r m a lf o r c eo f t h e0 c e a i li nw i n t e ri st h ek e ym e c h a n i s mi nr e s u l t i a gt h el o c a l s n o ws t o r m t h en b ed i a g n o s t i cs h o w sc l e a re v i d e n c eo ft h em g wi n i t i a t i o n r e g i o na n dp r o p a g a t i o nd i r e c t i o n a na n a l y s e si nw a v es 虹u c h 玳a n dm a i n t a i n i n g m e c h a n i s ms u g g e s t st h a tt h em g wi n t h i ss n o ws t o r ms a t i s f i e st h en e c e s s a r y e o n d i t i o 珊f o rw a v ed u e t i n ga n dw a v e c i s k t h i sc o m p l e xs e q u e n c eo fn o n l i n e a r i i 【t l = r a c 丘。瑚p r o d u c e d al o n g - l i v e d 1 a r g e - a m p l i t u d eg r a v i t y - w a v et h a tc r e a t e d h a z a r d o u sw i n t e rw e a t h e r t h er e s u l t so fl a n d s e as e n s i t i v i t ye x p e r i m e n ts h o w s t h a tt h eb o h a is e as u p p o r t st h ed e v e l o p m e n to ft h ef l u c t u a t i o n s ；t h et e r r a i n s e n s i t i v i t ye x p e r i m t a b o u t s h a n d o n gp e n i n s u l a s h o w st h a tt h e s p e c i a l t o p o g r a p l a i ef e a t u r e so fs h a n d o n gp e n i n s u l ai n d u c et h eh e a v ys n o w f a l li nt h e n o r t h e r nc o a s t a la n dw e a ks n o w f a l li nt h es o u t h e m r e g i o no fs h a n d o n gp e n i n s u l a k e y w o r d s ：m e s o s e a l eg r a v i t y - w a v e ，n o n l i n e a rb a l a n c e e q u a t i o n , t o p o g r a p h i c f o r c i n g , l a n d - s e ae f f e c t 学位论文独创性声明 本人郑重声明； i 、坚持以。求实、创新。的科学精神从事研究工作 2 、本论文是我个人在导师指导下进行的研究工作和取得的研究 成果 3 、本论文中除引文外，所有实验、数据和有关材料均是真实的 4 、本论文中除引文和致谢的内容外，不包含其他人或其它机构 已经发表或撰写过的研究成果。 5 、其他同志对本研究所傲的贡献均已在论文中作了声明并表示 了谢意 作者签名：必 日期：御，1 1 学位论文使用授权声明 本人完全了解南京信息工程大学有关保留、使用学位论文的规 定，学校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论 文的电子版和纸质版；有权将学位论文用于非赢利目的的少量复制 并允许论文进入学校图书馆被查阅；有权将学位论文的内容编入有 关数据库进行检索；有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密 的学位论文在解密后适用本规定 作者签名：继墨 日期：翅：6 11l 第一章绪论 第一章绪论 长期以来，暴雪类重大灾害性天气一直是气象工作者研究的重要课题之一。冬季暴雪 也是造成山东半岛气象灾害的主要天气事件，特别是由于半岛多为丘陵地形，崎岖不平， 出现强度较大的降雪不易及时清除，经常给交通运输、工农业生产以及人民生活带来巨 大影响和损失。2 0 0 f i 年1 2 月3 2 1 日山东半岛出现连续降雪日，其中有3 个暴雪日：4 日、7 日、2 1 日，最大雪量分别为1 8 4m 、2 4 4 咖、1 8 3m 。3 场暴雪雪量、雪深均超过历 史极值，且降雪时间长，造成多数地区多目交通完全中断，学校停课，多处房屋倒塌， 直接经济损失达4 亿元。本文以此为例，对造成强降雪的动力学原因进行研究，意在加深 对此类天气过程机理的理解，对类似过程的预报提供一些可靠依据。 1 1 国内外暴雪类天气的研究进展 各种暴雪过程的发生机制有很明显的不同。从国外的研究来看，s a n d e r s 等哪讨论了锋 生强迫和对称不稳定对1 9 8 3 年2 月1 1 1 2 日出现在华盛顿和波士顿的暴雪带的作用，发现 这个大降雪带主要是锋生强迫的结果。b e a m s 等团，e m a n u e l l 3 则提出用饱和空气中的对 称不稳定机制来解释降水带状分布的形成。美国的学者依据卫星观测对密执安湖影响下冷 空气爆发引起的降雪事件中发生在边界层的水平涡卷( r o nv i 埘豁) 结构形成及向下游 演变成对流单体的过程进行了数值模拟分析。近年来，日本在冬季强冷流降雪方面的研究 比较多，如t o s h i 等f 4 】以及y 姻】m 勰a 等翻通过d o p p l e r 雷达资料对日本冬季的降雪进行分析， 他们分别对结晶成长过程导致的日本临海山地暴雪的形成以及在海拔高度低的山岭的上 游方向存在的弱风带伴随的降雪云的增厚现象进行研究，其结果表明日本沿海的暴雪对流 云高几乎都在4 虹以下，超过3 蛔者甚少。 我国对暴雪的天气学研究始于七十年代末。王文辉等【日对内蒙锡盟“7 7 1 0 ”暴雪的 分析。前针对我国发生的暴雪过程的数值模拟和动力学诊断分析已经逐步开展起来，邓 远平等通过将冰相云微物理过程参数化和三相云显式降水方案引入流体静力模i 懿m 4 ， 对“9 6 1 ”暴雪的中尺度切变线的发生，发展和结构演变进行了成功的数值模拟；张小 玲等【”利用“9 8 1 ”模拟资料对这一暴雪带的中尺度系统的涡度和散度变率进行了运动 第一章绪论 学和动力学诊断分析；王文等“”通过对称不稳定诊断分析和数值模拟实验对“9 6 1 ”高 原暴雪进行了中尺度分析：刘建军等1 1 1 】对“9 7 2 ”高原暴雪过程的中尺度热量和水汽收 支进行诊断，分析了高原暴雪的热力学特征。 对于山东半岛冬季的降雪过程。山东的气象工作者早已进行过研究，谢显泉“，熊新 明【1 3 】对冷流低云的特征与冷流降雪的特点及成因进行了定性分析：郑丽娜【1 4 】等从渤海地 形对冬季冷流降雪的影响进行了定性研究：周淑玲等1 猎1 9 8 0 1 9 9 9 年冬季( 1 1 月至 次年2 月) 威海市降雪量和0 8 时探空及地面资料统计分析，结果表明威海市2 0 年中冬季共 出现2 1 个暴雪日，平均每年有1 个暴雪日，造成威海市冬季暴雪的天气系统为冷涡深槽和 南支槽两大类，其中主要影响系统为冷涡深槽类。上述对山东半岛冬季降雪的研究，一般 仅限于对观测事实及大尺度流场的形势分析，对引起降雪的动力学原因，特别是中小尺度 系统的作用涉及较少。 林曲凤1 1 _ 7 l 对2 0 0 3 年1 月山东半岛北部地区的一次暴雪过程进行数值模拟和中尺度 分析，发现了渤海湾暖海区对半岛局地水汽的积累和辐合的增强起了巨大的作用，而中 尺度重力波的存在起到了触发并增强降雪的作用，并且针对此类过程对于m m 5 中各类参 数的选择提出了一套有效的方案。 盛春岩等f 1 目采用对称不稳定判据。对发生在2 0 0 1 年1 月6 7 日的一次罕见的山东暴雪 天气过程进行了分析，发现：暴雪产生在对称不稳定大气中，低空急流促使对流层低层暖 湿气流辐合上升，触发对称不稳定能量释放，产生暴雪天气。江淮气旋和暴雪区有向对称 不稳定区移动的趋势。 闫淑莲等利用常规观测资料和卫星、多普勒雷达回波资料与地面自动站逐时风向 的观测资料结合，对2 0 0 5 年1 2 月2 1 日威海的局地大暴雪过程进行综合分析j 并采用w i c f 模式对这次过程进行了2 种数值模拟。结果表明，这次暴雪是在有利的大尺度环流形势下 产生的，黄、渤海为暴雪区提供水汽，海岸锋是造成暴雪过程的中尺度系统，而海陆热 力差异在沿海产生的陆风辐合带，对沿海的降雪天气有明显的增幅作用，对这次局地大 暴雪的形成起了重要作用。 - 2 - 第一章绪论 1 2 中尺度重力波研究进展 有关于中尺度重力波的研究一直是中尺度天气动力学的一个重要组成部分，u c c e l l i n i 等瑚1 通过对1 9 4 9 1 9 8 6 年1 3 次中尺度重力波事件的分析，归纳出了有利于波动发生的 概念模型。他们发现，重力波频繁出现在高空急流出口区域，高空急流出口区域的非平 衡性，地转适应和切变不稳定是中尺度重力波产生的重要机制。波动通常表现为单个低 压或者波包的形式，周期为1 - 4h ，水平波长5 0 5 0 0k m 。相速为1 5 3 5m s - l 。结果表明波 动与降水的强度和分布都有明显的影响。g o s s a r d 等口1 1 通过研究认为以下机制可以强迫中 尺度重力波的发生，并成为波动能量的来源，包括：对流、密度扰动( 加速锋) ，地转适 应，地形强迫和垂直切变不稳定。很多研究也得出结论，中尺度重力波常常和雨带，飑线， 强风暴，暴雪等强天气过程相伴。 f e n 雠t i 等( 1 9 8 8 ) 曾在重力波发生区域用非线性平衡方程进行非平衡流的诊断。z h a n g 等铡用几种大气中诊断非平衡流的常用方法对发生在美国东海岸的中尺度重力波事件 进行了诊断分析。结果表明，虽然利用不同的诊断方法得到的结果大致相同，但非线性 平衡方程( n b e ) 在对非平衡流场的诊断中更加精确。 l i n d z e n 等e 2 9 1 的研究显示，对于大振幅的重力波，波导条件是其首要的维持机制，而 w a v e - c i s k 机制是波动放大的一个可能机制，这是一个由c i s k 过程提供潜热与波动之 间的一个正反馈过程，但是观测资料有限的分辨率使得在验证这些维持和放大机制方面 不能提供精确的描述。 b o 扩”1 1 等利用常规观测资料研究了1 9 9 4 年1 月4 日美国东海岸一次大范围的中 尺度重力波过程，他们认为这次重力波事件的主要触发机制可能是：( 1 ) 由非平衡流造 成的地转适应过程；( 2 ) 由强垂直运动造成的波导的扰动；( 3 ) 切变不稳定。他们认为 波动的w a v e - c i s k 机制是可能的波幅放大机制，而波导是可能的波动维持机制。 z h a n g 等黔。7 l 在b o s a r t 等t a 0 - 3 1 1 对发生在美国东海岸的中尺度重力波事件的分析和 p o w e r s 等p 2 】对美国中部中尺度重力波的数值模拟的基础上，利用非静力平衡模式m m 5 对美国中尺度重力波事件进行数值模拟，验证了b o s a r t 等 3 0 - 3 1 】和p o w e r s 等9 2 1 的结论，并 进一步揭示了波动过程中重力波特征的演变和波动同大尺度背景场之间的联系。刁1 姐g 3 第一章绪论 等c ”通过对模式输出的高分辨率资料的分析，利用非线性平衡方程( n b e ) 的诊断结 果确定了波动在地面出现前在高空的位置，明确了非平衡流在初期重力波激发中的作用； 描述了上层波能扰动下层大气的过程；研究了波动环境中对流所起的作用以及波动的结 构和发展演变过程。 龚佃利【3 3 】等在利用中尺度非静力平衡模式m m s v 3 6 对2 0 0 1 年影响华北地区的一次 强对流风暴进行模拟的基础上，对其中的中尺度重力波特征进行了分析，并与z s m n g 等 即1 等对美国中东部地区重力波事件的研究结果进行比较。发现了太行山地形强迫是产 生波动的重要机制。对流和切变不稳定对重力波的维持和加强提供能量来源，并且对流 与重力波组成一个具有正反馈机制的耦合系统，两者以固定相位关系传播。 朱晶等叫1 运用埘5 v 3 5 模式成功模拟了辽东半岛2 4 年8 月3 日的大暴雨过程，并模 拟出了产生大暴雨的中尺度低压并通过敏感性试验比较了渤海、沙漠、城市和地形高 度产生的地面温度、湿度、不同高度的水平风速、垂直速度的变化，研究了不同下垫面造 成的边界层结构特征和局地环流，揭示出渤海和辽东半岛地形使降水大幅度增强。湿位 涡诊断分析表明，此次大暴雨是在低层强对流不稳定和斜压不稳定条件下发生的。改变渤 海地表和降低辽东半岛地形高度都使低层不稳定减弱。 通过对前人研究进展的学习和讨论，本文的重点主要在以下几个方面：首先，对山 东半岛冬季发生冷流降雪的气候背景和半岛的环境特征进行介绍，并对本次过程的天气 实况，大尺度环流特征和主要物理量场进行分析；然后，利用m m 5 中尺度数值模式进行高 分辨率的数值模拟，利用非线性平衡方程对重力波及其相关的降水( 雪) 过程出现之前 对流场进行诊断分析，确定非平衡流的位置和它与波动的相关性；研究波动的发展和演 变特征以及与其对应的阵性降水的分布和变化；验证非平衡流对波动的触发机制，验证 波导作为维持机制和w a v e - c i s k 作为放大机制对这次重力波过程的影响。最后，根据控制 实验得到的初步结果，设计改变改变渤海海域地表类型的海陆敏感性试验和改变山东半 岛地形高度的地形敏感性试验，结合以上三个实验的结果进行对比分析，对这次过程中 造成主要影响的局地中小尺度系统和现象进行进一步研究，得出结果并对相关问题进行 讨论。 4 - 第二章天气实况与天气形势分析 第二章天气实况与天气形势分析 2 1 环境特征和气候背景分析 2 0 0 5 年1 2 月3 日开始，山东半岛北部地区一直受到来自蒙古国东部及俄罗斯远东两 股冷空气合力的影响，造成高空冷涡影响。这次过程中，冷涡中心少动，维持并逐渐加 强。山东半岛特别是半岛北部沿海地区出现了罕见的大范围强降雪天气。至4 日晨，威 海全市平均降雪达2 0 毫米，其中荣成遭遇4 8 年来最大的降雪。文登，荣成两站3 日0 8 时至4 日0 8 时( 以下均为北京时) 2 4h 累积降水量均达到1 9m 。这里过程选取的时间 是2 日1 2 时至4 日0 8 时，即整个降雪过程的初始和结束时间。 半岛冬季降雪按天气系统可分为两大类：槽前暖湿气流降雪和槽后干冷西北气流下 的冷平流降雪。冷流降雪以莱山山脉为界，山脉以北的半岛北部沿海地区产生的降雪次数 和降雪量明显比半岛南部多，具有明显的地域特征。根据降雪过程资料统计的结果显示， 半岛地区平均降雪日数为3 6 日。其中槽前暖湿气流降雪只有5 日，降水的区域分布比较均 匀，预报起来相对容易：槽后冷平流造成的降雪多达3 1 日，降雪频数较大，但产生强降雪 ( 这里规定2 4h 的降雪有两站以上达到大雪及以上量级) 的比例很小，仅出现了5 次。由 于对强降雪的动力机制不太清楚，所以预报起来非常困难。 冷流降雪是我国沿海地区在冬季比较常见的一种天气现象。它一般是在较强冷空气 入侵后的第2 天出现，从卫星云图上可以看出在这一带有冷性低云存在，其云量仅为1 - 3 成，雪片从低云中徐徐下降，在这种情形下出现的降雪现象，我们常称之为冷流降雪或飘 雪。这种降雪具有明显的阵性特点。冷流降雪出现的区域，一般在渤海沿海和海面以及 3 7 。n 以北的山东半岛东北部沿海和海面，在黄海以北的地区也常会出现冷流降雪的天气。 1 次冷流降雪过程短的仅仅为几分钟，如果形势稳定少交，这种冷流降雪天气有的会持续 几天。多数情况下，冷流降雪所产生的降雪量为微量，但有时也会产生较大的降雪量。 根据统计资料表明，山东半岛的冷流降雪于冷空气主体的位置和强度有直接的关系， 冷空气强度越强，移动速度越慢，降雪的几率和强度就会增加在这次的过程中，强冷 空气东移南下过程中，移动速度相对比较缓慢。而且在低压中心后部逐渐生成一个新的 5 一 第二章天气实况与天气形势分析 闭合中心，不断发展加强，气旋式曲率加大，槽加深且移动速度较慢，冷涡稳定维持。 在不断有补充冷空气的影响下，半岛地区温度持续下降，这些对于冷流降雪的发生和发 展提供了关键的条件。 在多数情况下，冷流降雪的强度是比较小的，类似于这次山东半岛的强降雪的过程 比较罕见。通过气象工作者的不断研究发现，这与其特殊的地理位置和地形特征密切相 关，山东半岛的西部，北部和东南部分别被黄海和渤海所环绕，海岸线曲折绵长；冬季， 海洋是热源，陆地是冷源，尤其是在由强冷空气东移南下时j 在显著的海陆热力差异影 响下，山东半岛地区容易出现特殊的天气过程。另外，半岛多为丘陵地区，在3 7 0 n 附近 有一条横贯半岛的莱山山脉，与半岛北部海岸线近似平行，其中海拔超过5 0 0m 的有5 处。通过分析3 日0 8 时至4 日0 8 时的2 4 h 降水量分布图( 图2 1 8 ) 可以看出：此次过 程，降雪集中分布在莱山山脉以北，其中文登，荣成两站2 4 h 累积降水量均达到1 9m 。 而山脉以南同样靠近海岸线的青岛，即墨等站，降水量甚至在1m 以下。在同样的大尺 度环流形势和天气尺度系统的影响下，2 4h 降水量相差如此悬殊，可以说明，在这次过 程中，中小尺度系统的作用是不可忽视的。 ii 图2 ia 3 日0 8 时至4 日0 8 时的2 4h 降水量分布( 单位：m ) b 山东半岛地面站点分布 2 2 大尺度环流形势分析 图2 加为1 2 月2 日2 0 时( 北京时，下同) 的5 0 0h p a 位势高度及温度场，可以看 到，整个欧亚的中高纬度地区为一脊一槽的环流形势；位于乌拉尔山附近的长波高压脊 北伸至6 5 n 呈南北走向，脊前至贝加尔湖附近为一横槽，槽后有- 4 1 0 c 的强冷中心与之 配合，槽后位势高度等值线与等温线的交角明显，表明槽后有较强的冷平流。随着冷空 气的补充南下，横槽以及处于发展之中的冷涡缓慢东移南压，及至3 日0 8 时，冷中心抵 达蒙古国上空，强度加强到- 4 2 。c 以上，达到最强，横槽略有摆竖( 图2 2 b ) ：此时，处 于槽前的内蒙古、河北、山西等地区出现小雨雪，降雷带呈西北东南向带状分布。3 日 6 第二章天气实况与天气形势分析 0 8 时到2 0 时( 图2 2 c ) ，伴随着冷中心的横槽进一步转竖，向东南方向移动的速度加快， 图2 2 实况5 0 0 h p a 高度场( 实线；单位：g p m ) 与温度场( 虚线；单位：k ) a 2 日2 0 时；b 3 日0 8 时；c 3 日2 0 时；d 4 日0 8 时 图2 3 实况8 5 0 h p a 高度场( 实线；单位：g p m ) 与温度场( 虚线；单位：k ) a 2 日2 0 时；b 3 日0 8 时；c 3 日2 0 时；d 4 日0 8 时 槽区气旋式曲率增加；3 日2 0 时，其北端形成一个新的闭合中心( 5 1 5 0 9 p m ) 即冷涡生 成，中心位于渤海西北部上空；山东半岛位于槽前西南气流中。开始出现降雪，此时为槽 前降雪，强度较弱；降雪过程在4 日0 8 时左右( 图2 2 d ) 达到最强，这时冷涡中心已移 至朝鲜半岛北部上空。山东半岛上空转受槽后的西北气流控制，此时降雪属于槽后的冷 流降雪，强度较强，降雪过程直至冷空气过境后才结束。 8 5 0h p a 形势场上( 图2 3 ) ，青藏高原北部为一高压，东北地区及其以东为一宽广的 低压带。冷中心位于贝加尔湖附近，冷空气在脊前西北气流的作用下不断向东南方向输 送，受其影响，从2 日2 0 时到4 日0 8 时，山东半岛地区一直处于较强的冷平流影响之 下，温度持续下降。在气温较低的基础上，不断有冷空气补充，半岛地区的较低气温有 利于冷流降雪的发展。 由于冷流降雪主要从3 日0 8 时开始，3 日夜间到4 日0 8 时强度达到最强，所以我们 这里主要对3 日0 8 时到4 日0 8 时半岛北部以及半岛北部渤海海面上的动力学特征进行 分析，分析过程用到半岛北部以及渤海海面上的一些资料，目的在于对突出说明渤海海 域暖水区，山东半岛的特殊地形以及降雪发生之前根据背景场中高空急流的演变和不平 衡特征得到的上游背景场的演变对山东半岛强降雪过程的特殊影响。 第三章数值模拟与诊断分析 第三章数值模拟与诊断分析 由于常规的地面，高空观测和客观分析资料的时空分辨率较低，难以精确描述中尺 度重力波的结构和发生、发展机制，中尺度数值模式已经成为揭示这些问题的重要工具。 本文利用中尺度非静力平衡模式m m 5 v 3 6 对2 0 0 5 年1 2 月3 日影响山东半岛的一次强降 雪过程进行数值模拟，对降雪发生前大尺度背景场中的非平衡流利用非线性平衡方程 ( n b e ) 进行诊断分析，揭示非平衡流对重力波发生时刻和发生区域的指示作用，并对 过程中的中尺度重力波的产生机制，演变特征及其与降雪的关系进行了分析研究。结合 改变渤海海域地表类型的海陆敏感性实验，分析了在整个强降雪过程中冬季暖湿的渤海 海域对于降雪的强度和区域性特征起到的主要影响；结合改变山东半岛地形高度的地形 敏感性实验，说明了降雪分布的特征以及规律，分析了在降雪分布的区域特殊性上半岛 地形所起到的作用；结合控制实验和两个敏感性实验的对比分析，初步得到了整个过程 中冷流降雪的一些中尺度特征。 3 1 模式方案设计 以2 0 0 5 年1 2 月2 日1 2 时为初始时刻，初始场采用n c e p 客观分析资料( 格距为 1 。x l 。) ，并且经过地面和高空观测资料的客观订正，构成模式的初边值条件。模拟时段为 2 日1 2 时至4 日o o 时，共3 6h ，积分步长为1 3 5s 。模拟使用2 层嵌套网格，格距分别 取4 5 h n ，1 5k m ；垂直盯坐标分为2 3 层。粗网格( 区域一) 范围覆盖了模拟时段内的主 要天气系统，中心点为( 1 1 3 。e ，4 s m ) ，格点数为1 0 9 x1 8 4 ，嵌套网格( 区域- - ) 格点数 为1 8 4 x 1 8 4 。 模式的物理方案和重要参数如下： ( 1 ) l ，2 层区域积分时间为3 6 小时。 ( 2 ) 显式水气方案：1 层网格点上采用简单冰相( s i m p l e - i c e ) 方案，2 层网格点上采 用混合相( m i x e d - p h a s e ) 方案， ( 3 ) 积云参数化方案：1 层采用a t h e s - k u o 方案，第2 层采用g r c l l 方案。 ( 4 ) 1 ，2 层网格均采用b l a c k a d a r p b l 行星边界层方案。 - 8 第三章数值模拟与诊断分析 ( 5 ) 大气辐射方案均采用d u d h i a 云辐射方案。考虑了云对辐射的影响。 ( 6 ) 第2 层区域考虑了浅对流方案。 ( 7 ) 上边界考虑辐射边界条件。 ( 8 ) 侧边界考虑时变流入流出边界条件。 3 2 模拟结果分析 为了验证本次模拟结果的可靠性，这里用模式输出的3 日0 8 时和4 日0 8 时5 0 0 h p a 和8 5 0 h p a 的高度场和温度场( 图3 1 ，3 2 ) 与同时刻的高空客观分析资料( 图2 2 ，2 3 ) 进行比较，可以看出，模拟结果比较理想，如5 0 0 h p a 的槽脊的位置和走向，冷中心的位 置和强度；以及8 5 0 h p a 上冷涡位置和强度和它们的演变情况，都与同时刻的高空客观分 析资料相吻合。 图3 1 模拟结果3 日0 8 时5 0 0 h p a 和8 5 0 h p a 的高度场( 实线；单 位：g p m ) 与温度场( 虚线：单位：k ) a 5 0 0 h p a ；b 8 5 0 h p a 圈3 2 模拟结果4 日0 8 时5 0 0 h p a 和8 5 0 h p a 的高度场( 实线；单 位：g p m ) 与温度场( 虚线；单位：k ) a 5 0 0 h p a ；b 8 5 0 h p a 图3 3 和3 4 给出了模拟时段3 日0 8 时一4 日0 8 时的2 4 h 细网格区降水量( 图3 3 ) 和降水量实况( 图3 4 ) 。模式比较准确的模拟出了山东半岛北部沿海地区的降水量中心， 与实况图相比较，2 4 小时内，荣成和文登两站降水量最大，都达到了1 9m m ；而模拟结果 的降水量的极值中心为1 9m ，强度与实况一致；极值中心的位置在( 1 2 1 7 0 e 3 7 3 a n ) ， 与实况相比偏西大约0 7 。左右。从陆地上的分布来看，降雪强度和范围模拟效果良好。 通过模式输出的高度场，温度场和降水量分布同实际观测资料的比较可以看出，模 拟结果是基本成功的。至此，可以认为得到了有分析价值的模拟结果并应进行更加深入 的结构和机理研究。 - 9 第三章数值模拟与诊断分析 图3 3 模拟结果：3 日0 8 时一4 日0 8 时的2 4 h 细网格区降水( 单位：m m ) 图3 43 日0 8 时一4 且0 8 时的2 4 h 实况降水( 单位：m m ) 3 3 非平衡流的诊断分析 本次过程降雪主要发生在3 日0 8 时至4 日0 8 对，对于过程的模拟以2 0 0 5 年1 2 月2 日1 2 时为初始时刻，目的在于诊断降雪发生之前，高空急流的非平衡状态。 3 3 1 非线性平衡方程 非平衡可以定义为流场偏离平衡状态的程度，根据r o s s b y 等的经典理论，当大气中 存在质量场与动量场分布的不平衡时，大气会对存在的动量场与质量场进行调节，即由 不平衡向平衡状态的平衡适应过程，这个过程表现在大尺度的背景下即地转适应过程。 在这个过程中，重力惯性波被激发出来。因此诊断大气中存在的非平衡流对于确定重力 波的发生和发展是一个重要的方面。 非线性平衡方程是从散度方程中得到的，完整的散度方程表达式为： 罢：书劝一彩罢一d 2 一等v + 2 j ( u ，功一肛+ 形一v 2 西 ( 1 ) 氆a p研 。1 a 为散度水平输送项；b 为散度垂直输送项；c 为散度的非线性项；d 为由垂直风切 变与垂直速度梯度相互作用对散度的贡献项；e 为雅各比项，在水平风切变较大处( 如急 流中心附近) e 项有较大值：f 为口项，通过尺度分析可以证明，尤其是在中尺度中，f 项远小于其他项；g 项为相对涡度项：h 项为位势高度的l a p l a c i a n 。 当e - h 四项的和为零时，则可以说认为质量场和动量场之间存在非线性平衡方程定 义下的平衡状态，非线性平衡方程是通过对散度方程的尺度分析，去掉了所有包含散度， 垂直速度和水平速度中的散度成分的项而得到的。应用于小时间尺度，包含了曲率的影 - 1 0 - 第三章数值模拟与诊断分析 响。表达式为： n b e = 2 j ( “，v ) - 肛+ 彳一v 2 0 ( 2 ) 其中，为位势高度，审2 为二维拉普拉斯算子：u ，v 为水平风速分量，j 为雅各比算 子；，为地转参数，f 为相对涡度；：霎。四项均可通过模式输出的高空风场和高 叫 度场资料进行计算。z h a i l g 等的分析与计算表明，当n b e 的量级与( 2 ) 式右端三项 相比较小时，非线性平衡假设成立。即流场处于准平衡状态；当n b e 的量级与右边三项 的量级相同或者较大时，流场处于非平衡状态。这时，质量场( 气压) 与动量场( 速度) 重新向平衡态调整，从而产生重力波。c 2 ) 式可用于分析模式输出场中非平衡流的量级。 在前人的研究中，波动形成的区域就是n b e 的极值区。在高空急流出口区域，非线性平 衡方程右端四项的和有明显的非零值，量级为一1 0 4 s - 2 3 3 2 非线性平衡方程诊断结果 图3 5 a - f 分别为3 日0 4 时，0 6 时和3 日0 8 时的风场和5 0 0h p a 急流，利用非线性 平衡方程对模式粗网格输出的5 0 0h p a 流场的非平衡诊断结果。在这个时段内，5 0 0h p a 的急流是自西向东的。从3 日0 0 时的诊断结果( 图3 5 f ) 可以看出在急流的出口区域， 风向由向南转向向东的反转轴附近，有一个明显的n b e 极值中心，位于山西，河北的北 部，量级为1 0 4 s 。2 。事实上，通过3 个时次的急流分布和n b e 诊断结果可以看出，在2 日2 0 时到3 日0 0 时之间的时刻，这个极傻中心是一直存在的，中心位置随着5 0 0h p a 急流中心向东移动，并且非平衡程度( 中心强度) 逐渐加大。在其下游不断有重力惯性 波出现。这与u e e e l l i n i i 冽和z h a n g 等的结论相吻合。说明了用n b e 方法对这次过程的 非平衡诊断分析是有效的。 图3 5 ( a ，c ，e ) 5 0 0 h p a 风场和急流分布( 单位：n l s ，阴影区域4 0 m s 。1 ) ( b ，d ，f ) 5 0 0 h p a n b e 诊断结果( 单位：1 0 4 s - 2 ) a , b3 日0 4 时；c , d3 日0 6 时；e , f3 日0 8 时 第三章数值模拟与诊断分析 3 4 中尺度重力波特征分析 为了更好地描述也研究波动的垂直结构，根据重力波动传播的大致方向和与波动相 关的降雪实况，沿大n 站0 1 3 2 0 。e , 4 0 0 6 。n ) 和荣成站( 1 2 2 2 3 w - , , 3 7 1 0 。n ) 之间的连线( 图 3 6 ) 做垂直剖面分析。 图3 6 3 日o o 时5 0 0 h p a 位势高度( 单位：g p m ) 和垂直速度 分布( 单位：m s 1 ；点虚线为大同一荣成剖面所沿直线) 图3 7 为1 2 月3 日0 0 时至4 日0 0 时8 0 0h p a 大同一荣成垂直速度的时间序列，通 过图3 7 清楚地表示出了重力波的产生，发展和向下游传播的过程，初始的波动形成于太 行山区( 图左下粗实线标注区) ，即前面的诊断结果中，n b e 极值中心的下游区域，这个 结果与利用非线性平衡方程( n b e ) 的诊断结果是一致的，从而验证了利用非线性平衡 方程作为诊断方法对本次过程的适用性。在太行山背风坡以东的地区，有弱的波动形成， 并且在向下游传播的过程中不断发展，当其传播到达渤海上空( 图底5 0 0 8 5 0k m 粗实线 标注区域) 时，可以发现在渤海海岸附近，波动有了明显的加强，上升运动和下沉运动 中心的排列逐渐变成有规律的相间排列，波动特征越来越明显，同时，波动的范围扩大， 上升运动的中心强度不断加强。当波列经过渤海海岸至达山东半岛时，半岛出现较强降 雪，这个过程与山东半岛出现较强降雪的时间是吻合的。 图3 73 日0 8 时至4 日0 8 时8 0 0 h p a 大同一荣成垂直速度分布( 单位：m - s 1 ； 阴影区域0 0 5m s - 1 ；图底粗实线分别为太行山( 0 - 2 0 0l c m ) 和渤海海域 ( 5 5 0 8 5 0k m ) 位置) 当干冷而稳定的冷气团经过相对暖湿的半岛北部海区时，海表温度高于空气温度， 这种海气之问的温差使渤海的热量通过热传导过程向大气输送，再加上海面风的作用，使 得空气与海面之间显熟交换更加明显。显热交换与海气温差和风速成正比。这种输送造 成的结果是：使近海面大气因获得海水的热量而形成热力湍流，同时，表面海水因失热而 - 1 2 第三章数值模拟与诊断分析 密度增大，形成不稳定层结，产生自由对流把海洋内部的热量向上输送。此过程循环往复， 使渤海海面的水汽源源不断的向上输送，造成千冷气团的低层逐渐变性，呈现出增温增湿 的效应。 为了更好的描述也研究波动的垂直结构，根据重力波动传播的大致方向和与波动相 关的降雪实况，沿大同站( 1 1 3 2 0 。e ，4 0 0 6 m ) 和荣成站( 1 2 2 2 3 。e ，3 7 1 0 。n ) 之间的连线( 图 3 6 ) 做垂直剖面分析。根据波动传播的时间序列，将波动分为形成初期( 0 1 - 0 7 时) 和成 熟期( 1 7 2 3 时) 分别进行分析。 3 t 1 波动形成初期 图3 8 为波动形成初期的垂直速度和位温的垂直剖面图。图左下的空白区域为太行山 地形。首先，从位温垂直分布可见，除去一个近地面的区域( 图中5 5 0k m 附近) 存在弱 的不稳定之外，对流层低层( 即波动传播区域内) ，层结是静力稳定的。这是重力波存在 和传播的首要机制。结合图3 7 和图3 8 进行分析，在太行山的西侧有较弱的波动产生， 而经过太行山地形的强迫作用，波动变强，而且尺度有所减小。关于地形强迫产生背风 波的理论为：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的重力波。 在图3 8 中1 5 0 - 2 0 0i o n 附近这个准静止的波动非常明显。事实上，在这次天气过程中， 这个由太行山脉的地形强迫引起的准静止波动是一直存在的，是下游对流层中下层波动 的一个稳定的源，这就说明了地形强迫对于下游波动的形成和发展有着重要的影响。因 为地形强迫的存在，加上强的高空急流作用，大尺度背景场不断地为波动提供能量，使 得这次过程的持续时间远超过一般的中尺度重力波过程。 图3 8 a 为3 日1 4 时的垂直速度和位温分布，图3 8 a 中可以看出，来自太行山的下 坡风触发下游华北平原中部以及渤海湾上空的对流不稳定层结产生对流；在高层，对流 受稳定层结的阻挡，形成高层的波动，对低层影响较小。在低层，最明显的波动发生在 4 5 0 5 5 0i o n ，上升区几乎贯穿对流层中低层，同时，在其下游存在一个下沉区；而在图 3 8 b ( 3 日1 6 时) 中，对比图3 8 a 可以明显地看出波动的传播，传播过程中上升支的范 围增大，其上升中心的强度也同时增加。波动的特征在图3 8 c ，d ( 分别为3 日1 8 时和3 日2 0 时) 上显得更加明显，从1 6 时到1 8 时，波动继续向下游传播，1 6 时位于5 5 0 6 0 0k r n - 1 3 第三章数值模拟与诊断分析 的一个上升支中心开始分裂成两个，中心位置分别在5 8 0k m 和7 0 0k m 附近；同时，下 游7 5 0k m 附近下沉区范围增大，波动特征开始初步体现出来。到了3 日2 0 时。分裂成 为两个独立的上升支，中心位置分别在6 2 0l 和7 5 0k m 附近，同时上游又有新的波动 现象出现，其上升支的中心分别在3 4 0i o n 和4 6 0k m 附近。从图3 g c ，3 g d 中可以看出， 相对于图3 8 a 3 8 b ，在水平和垂直方向上，上升运动和下沉运动中心的排列逐渐变成有 规律的相间排列，波动的特性越来越明显。波动处于发展的初期。 二二二二二二二二 图3 8 波动形成初期位温( 单位：k ) 和垂直速度( 单位：m s ；阴影区域i 0 0 5m - s 1 ) 文3 日1 4 时；b 3 日1 6 时；c 3 日1 8 时；也3 日2 0 时 3 4 2 波动成熟期 图3 9 是波动成熟期( 3 日2 3 时- 4 日0 5 时) 位温和垂直速度场以及对应时次一小时 累积降水量的分布。图3 9 中可以看出，对流层低层的波动已经变得十分明显，高低值中 心有规律的相问排列。而且高层也有相邻成对的上升和下沉支以及弱的等位温线的波动， 是典型的中尺度重力波，其波动的垂直范围在1 0 0 0h p a - 7 0 0h p a 之间，属于对流层低层的 重力波现象。在对流发生区域的低层位温波动和垂直速度的配置来看，具有明显的重力 波特征。比较波动形成的初期( 图3 8 ) ，波动结构稳定，向东南方向移动。并且在波动 的上游不断有新的波动被激发，到达渤海海域上空得到发展。 图3 9a ( 3 日2 3 时) 中，渤海海域东南方向陆地上空存在一个波动，位于9 8 0k m 附近，渤海海域上空存在3 个重力波波型，其上升支中心( 波峰) 分别位于5 2 0l a n ，6 4 0 i o n 和8 2 0 k m 附近：到4 日0 1 时( 图3 9 c ) ，这三个波峰的位置到达了5 7 0 k m ，6 8 0 k m 和8 7 0k m ，陆地上的