对流潜能对深对流发展影响的大涡模拟

对流潜能对深对流发展影响的大涡模拟本文以西太平洋暖池地区关岛（北纬13.48°,东经144,79°）探空资料作为初

始廓线资料为基础，共设计了六组敏感性试验，采用湿热泡触发对流的方法，利

用大涡模式模拟研究对流潜能对边界层深对流发展高度的影响。通过分析不同大

小CAPE模拟实验的垂直速度、冰晶、位温以及示踪物的传输高度等。分析发现:

CAPE能较真实地描述探空资料所代表的大气不稳定度，在给定的气块绝热上升

的环境中，CAPE与强对流正相关;CAPE越大，深对流发展高度越高，强度越强。

通过分析还发现热泡越向上发展，由于上部逆温层的覆盖，示踪物浓度越小，示踪

物的传输高度与对流层的发展密切相关,随着边界层内对流向上发展，对流边界

层顶不断增高，近地面的示踪物也被传输到更高的高度。第一章引言1.1大气边界层简述及特征地球是由一层大气所包围，这层覆盖在地球表面的大气按照不同的特性，可以分成若干层次。通常按大气温度随高度分布的特征，可把大气分成对流层、平流层、中间层、热层和散逸层。其中对流层是离地球大气最近的一层，由于地表吸收太阳辐射通过热传导和湍流运动而加热地球表面大气，因此对流层大气的温度随高度增加而递减，上层冷下层暖有利于空气的对流运动，该层的对流运动显著因此得名。低纬度地区受热多，对流旺盛，对流发展的高度也高，可达17-18千米；中纬度地区对流层的平均高度约为10—12千米；高纬度地区受热少，对流较弱，对流层高度也较低，约为8—9千米。一般夏季对流层的高度高于冬季。由于受地表影响较大，对流层中气象要素（气温、湿度等）的水平分布不均匀。对流层中空气有规则的垂直运动和无规则的乱流混合都相当强烈，上下层热量、水汽、污染物质等发生垂直混合。对流层集中了大气质量的75%和几乎全部的水汽，所以云、雾、雨、雪等众多天气现象都发生在对流层［1］。与人类生产生活最密切相关的是对流层底部的直接受地表影响那部分大气，平均厚度为地面以上1—2千米范围⑵，这层大气就成为边界层。大气边界层是对流层下部直接受地面影响的气层。大气边界层的特点表现在风向的有规则地随高度右转（在北半球），这是由于地球自转而形成的柯氏力的影响。此外，大气边界层比一般流体边界层更复杂。因为除了地面的动力作用外，还存在热力作用。地面的热力作用同样可以使低层大气的温度分布呈现出很大的垂直梯度［1］。边界层的物理结构是与各种作用力和热源等综合的外部条件密切相关，并由这些综合外部条件所决定的。由这些物理结构所决定的物理量湍流输送过程对于中尺度和大尺度环流研究及边界层本身物理现象的研究是十分重要的。1.2研究方法及研究现状湍流是大气边界层中的根本运动特征，大气边界层内空气的流动实质上是属固体壁附近的湍流流动，由于地表的强烈摩擦作用，在地球表面附近形成了较大的风速垂直梯度。在一般的大气流动中，这样大的风速梯度往往超过了导致空气流动由层流状态向湍流状态转变的临界值，致使湍流运动成为边界层内流动的主

要特征。湍流运动是一种不规则的随机运动，大气湍流运动是由各种尺度的涡旋连续分布叠加而成。其中大尺度涡旋的能量来自平均运动的动量和浮力对流的能量；其中浮力对流能对边界层大气的湍流运动起到很大的作用⑵。浮力对流能也叫做对流潜能、对流有效位能（CAPE），近些年，CAPE成为最常用的计算大气是否发生对流的方法。与单层稳定度指数相反，CAPE是一个垂直积分指数从自由对流高度（LFC,气块温度超过其环境温度，气块相对于其环境是不稳定的高度）到平衡高度（EL,环境温度超过气块的温度，气块相对其周围环境是稳定的高度）测量自由对流层（FCL）的累积浮力能［4］（图1所示）。其计算方法如（1）式：CAPE=zei「Tvp-Tve1，,zJ-T^式（1）式（1）中TVp是气块的虚温，TVe是环境空气虚温，ZEL是平衡高度,ZLFC是自由对流高度，g是重力加速度;与CAPE相对应的有对流抑制能（CIN）。当空气块受到某种激发从地面向上做绝热运动时，由于周围气压低，气块对外做功不断膨胀，且温度以约每上升100m下降0.98°C的速率下降，当气块的温度下降到露点温度时，气块达到饱和，也就是气块达到抬升凝结高度LCL，在此上升过程中，气块的温度始终低于环境大气的温度，也就是气块受到的浮力为负值，气块上升CAPE=zei「Tvp-Tve1，,zJ-T^式（1）图1对流潜能CAPE示意图（图中阴影部分为CAPE能）国内外很多研究者对边界层深对流的形成和发展进行了大量的观测和数值模拟研究。如涂敏杰等利用大涡模拟方法研究了存在逆温层的情况下对流边界层的湍流特性，发现逆温层的存在会显著影响边界层的厚度⑶。周明煜等利用实测资料研究了边界层内的湍流结构，结果表明对流边界层内的湍流过程主要由地面热通量和对流边界层顶部附近的夹卷过程所控制⑷。林恒等运用大涡模拟研究有切变对流边界层顶部夹卷过程，结果表明切变湍流对夹卷过程确有贡献⑸。巢纪平⑺、谢君糅⑻等的研究也得出了相似的结论。由此可见用运大涡模拟对边界层深对流的研究显得很重要。深对流，定义为垂直厚度具有和均质大气高度同样量级的对流系统。深对流系统是导致暴雨等天气的主要天气系统，许多研究者对其做了大量研究工作，如祁秀香、郑永光［9利用实测资料研究了深对流时空分布特征，结果表明深对流活动具有明显的间歇性、波动性特征，与大气环流演变关系密切。郑永光，陈炯利用静止卫星数字红外云图和TBB资料研究深对流活动的气候特征，研究表明深对流活动的月变化特征由大尺度环流背景决定［10］；深对流活动日变化特征表明该区域不仅具有一般热对流、海洋深对流和双峰型深对流等多种类型对流活动，且具有持续时间长、日变化较不显著的海岸线深对流和其它天气系统触发和维持的深对流UH。CAPE对深对流的发展有很大的影响，不少研究者也做出了大量工作，梁爱民、张庆［12］红等利用实测资料研究表明在深对流强烈发展之前，CAPE出现明显增大的过程，说明不稳定能量积聚和上升气流强度在加强以及对流的发展，此时CIN出现了减少的过程。本文利用大涡模式，模拟分析不同的对流潜能，即用具有不同CAPE值的探空廓线做初始场，模拟深对流对流的发展，对比分析不同的CAPE对深对流发展的高度及强度的影响。第二章方法与资料介绍2.1资料介绍本文所用的观测资料是西太平洋暖池地区关岛（北纬13.48°，东经144,79°）2013年6月8日12时、2013年5月5日12时、2013年5月7日12时、2013年6月11日12时、2013年7月17日12时、2013年8月6日12时探空资料，以位温、水汽和风速作为大涡模式的初始场。共设计了六组CAPE分别约为500J/kg、1000J/kg、1500J/kg、2000J/kg、2500J/kg、3000J/kg敏感性试验。数值试验都为二维数值试验，水平模拟区域为600km，模式高度取为25km，模式水平格局为1km，垂直方向采用张弛网格距。采用湿热泡触发对流的方法，利用大涡模式模拟研究对流潜能对边界层深对流发展的影响。在模拟区域底部中心位置加入一个水平尺度12km、垂直尺度2km的湿热泡，对流泡温度扰动取为3.5K，水汽扰动取为2.5g/kg。2.2大涡模拟介绍大涡模拟是指对紊流脉动（或紊流漩涡）的一种空间平均，也就是通过某种滤波函数将大尺度的涡旋和小尺度的涡旋分离开，对大尺度涡旋的运动直接计算，而对小尺度的涡旋的湍流通量和湍流动能进行模拟。大涡模拟成立的理论基础是在高雷诺数紊流中存在惯性子尺度的涡旋，该尺度的涡具有统计意义上的各项同性的性质，理论上它既不产生湍流动能也不耗散湍流动能，它将含能尺度的涡旋的能量传递给耗散尺度的涡［13］。大涡模拟需要将计算网格划分到惯性子尺度以内，雷诺数越高，计算尺度越大，网格数量越多，计算时间和网格数量呈几何倍数关系。大涡模拟是研究大气边界层场用的一种方法。Deardoff［14］首次把大涡模拟应用于大气边界层，大气边界层的数值模拟也随着计算机的发展而逐渐展开。Moengm］建立了针对大气边界层研究的大气模式，Wyngaard和Brost［16］也在相关文章中详细介绍了另一种大涡模式。Stephens运用大涡模拟分析了无云层和有云层的对流边界层中的逆梯度输运。这些研究都证明了大涡模式能较好地地模拟边界层对流及深对流的结构和特征。第三章结果与分析为了清晰比较每组试验的CAPE值大小，表一中列出了不同试验名称所对应的CAPE值。表1不同试验中的CAPE值CAPE值(J/kg)50010001500200025003000实验名称C1C2C3C4C5C63.1探空资料图3.1至图3.6是分别是试验C1、C2、C3、C4、C5、C6的探空廓线。，图中红色实线是露点温度，蓝色实线表示层结曲线，绿色实线为气块的路径曲线。从图3.1可以看出，温度约为26°C的气块从地面沿干绝热线上升至700m达到抬升凝结高度（LCL），之后气块沿湿绝热线上升至2800m达到自由对流高度（LFC，此后气块的温度比环境大气的温度高，在浮力作用下自由上升至12000m，此时气块的温度与环境大气的温度再次相等，此高度为EL。图3.1中LFC与EL之间绿实线与蓝实线围城的面积表示就是CAPE的大小。图3.2、图3.3、图3.4与图3.1相似，温度约26C的气块从地面沿干绝热线上升至约700m抬升凝结高度（LCL），之后气块沿湿绝热线上升至约1200m至自由对流高度（LFC），EL随着CAPE增大高度增加，因此图中CAPE面积明显增大。图3.5,温度约26C的气块从地面沿干绝热线上升至,700m抬升凝结高度（LCL），之后气块沿湿绝热线上升至约1500m至自由对流高度（LFC），浮力作用下自由上升至14500m，此时气块的温度与环境大气的温度在EL再次相等；同样图3.6,气块在浮力作用下自由上升至15000m处气块的温度与环境大气的温度再次相等，CAPE的面积区最大。图3.1C1（CAPE约为500J/kg）实验，图中红色线为露点温度，蓝色线为层结曲线，绿色线为气块的路径曲线。Skew-T,LocifP）QiaaramTEMPERATURE（您）图3.2C2（CAPE约为1000J/kg）,图中红色线为露点温度，蓝色线为层结曲线，绿色线为气块的路径曲线。Skew-T,Loa(P)DiaaramTEMPERATUREfC)图3.3C3（CAPE约为1500J/kg）,图中红色线为露点温度，蓝色线为层结曲线，绿色线为气块的路径曲线。TEMPERATUREfC)图3.4C4（CAPE约为2000J/kg）,图中红色线为露点温度，蓝色线为层结曲线，绿色线为气块的路径曲线。

TEMPERATURE（°C）图3.5C5（CAPE约为2500J/kg）,图中红色线为露点温度，蓝色线为层结曲线，绿色线为气块的路径曲线。Skew>T,LocifP】DiagramTEMPERATURE(X)图3.6C6（CAPE约为3000J/kg）,图中红色线为露点温度，蓝色线为层结曲线，绿色线为气块的路径曲线。

3.2模拟结果3.2.1垂直速度(ewhle远，PMEE£图3.7C1、C2、C3试验模拟的不同时间y-z方向的垂直速度剖面图。（垂直速度单位:m/s）(ewhle远，PMEE£图3.7是试验C1、C2、C3即CAPE约为500J/kg、1000J/kg、1500J/kg敏感性试验模拟的25分钟、50分钟和2小时40分钟的垂直速度；图3.8是试验C4、C5、C6即CAPE约为2000J/kg、2500J/kg、3000J/kg敏感性试验模拟的25分钟、50分钟和2小时40分钟的垂直速度。从图3.7a、b、c可以看出，当CAPE为500J/kg时热泡上升过程引起气流上升和下沉运动。模拟时间为25min时从地面到约5kmg高度处在微弱的下沉气流环境中引起了范围较小的上升气流和下沉气流。随着时间的推移，如图3.7b和c，上升气流和下沉气流的强度逐渐加强，且发展的高度也较高，如图3.7c对流可以发展到12.5km，且上升气流和下沉气流向水平方向扩散，范围逐渐扩大。当CAPE增加为2000J/kg时（图3.8a），模拟的同一时次的对流发展高度较CAPE为500J/kg的试验模拟的高，对流的强度也较大。如25min，试验C4模拟的对流可以发展到约8km，气流的最大上升速度可以达到1.7m/s，而试验C1模拟的对流发展的高度约为6m，最大垂直速度为1.0m/s。这一特征随着CAPE的增加更加明显。当CAPE增加为3000J/kg时（试验C6），与试验C1模拟的对流相比，高度增加了约6.5km，气流的最大上升速度和最大下沉速度分达到了2.0m/s和3.2m/s。由图3.7和图3.8的分析可知，对流潜能（CAPE）越大，对流发展的高度和强度也越大，这是因为CAPE越大，气层越不稳定，气流上升和下沉运动约强烈，气块受到的正浮力越强，被迫抬升的高度就越高。艾永智［16等人研究指出对流有效位能（CAPE）是一个同时包含低层、高层空气特性的参数，被认为能较真实地描述探空资料所代表的大气不稳定度，CAPE的物理意义为气块在自由对流高度和平衡高度之间受环境正浮力做功而可获得的能量，CAPE越大，气块越不稳定。叶爱芬、伍志方［17等人研究指,cape是气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生的能量的垂直积分，与强对流正相关。另外从图3.7和图3.8还注意到，虽然试验C2和C3的CAPE较试验C1的大，但试验C2和C3模拟的25min是在不同的环境大气下结果，25min时试验C2和C3对流的高度比C1低，结合图3.1、图3.2、图3.3，试验C2和C3的对流抑制能CIN比C1大得多，因此在图3.7d、g对流发展的高度比a中对流发展的高度低。

Ef顷_¥一LLMfmmLYcrectiom/m?Y驴汨imkrfY-dirediQn(kiTi)图3.8C4、C5、C6试验模拟的不同时间y-z方向的垂直速度剖面图。（垂直速度单位:m/s）3.2.2水汽凝结物混合比Ef顷_¥一LLMfmmLYcrectiom/m?Y驴汨imkrfY-dirediQn(kiTi)图3.9是试验C1、C2、C3即CAPE约为500J/kg、1000J/kg、1500J/kg敏感性试验模拟的40分钟、1小时和2小时20分钟的冰晶变化过程；图3.10是试验C4、C5、C6即CAPE约为2000J/kg、2500J/kg、3000J/kg敏感性试验模拟的40分钟、1小时和2小时20分钟的冰晶。图3.9C1是CAPE为500J/kg试验组，这组试验中在12km-12.5km高度层本来就有冰晶，图中颜色最深的部分是由于热泡上升所引起的对流而产生的冰晶，分布比较密集，冰晶随对流水平发展而扩散，如图3.9三水平扩散至约-5km-6km范围。由于冰晶受到重力，因此随着对流发展垂直方向高度降低，如图3.9d冰晶浓度大的高5.5km-6.0km高度，图3.9e和f冰晶主要密集在5.5km高度附近。又如图3.10a冰晶高度达14.5km,b冰晶最大高度在14km,c冰晶最大高度达13km。当CAPE增加2000J/kg时（图3.10a），模拟的同一时次的冰晶垂直发展高度较CAPE为500J/kg的试验模拟的高，如图

3.10a冰晶发展的最大高度达14.5km；图3.9a冰晶最大高度12.3km,高度明显增大；水平方向扩散的范围也增大，如图3.10i水平扩散至-60km-30km范围，图3.9i水平扩散在-10km-10km。再结合图3.10C6试验，图3.10g冰晶垂直高度达16km,最高处冰晶浓度达11kg/kg；比图3.10a高度增大1.5km;从图3.10和图3.9对比分析可知，C6试验模拟冰晶浓度比C5、C4、C3、C2、C1均大，且范围也明显随着CAPE增大而增大；当CAPE达到2000J/kg时冰晶浓度显著增大，水平扩散范围也显著增加。由图3.9和图3.10的分析可知，对流潜能（CAPE）越大，水汽凝结物的高度越高，浓度也越大，CAPE达2000J/kg时更为明显；对流形成后，上升气流冷却形成冰晶，由于冷却凝固释放热量冰晶会继续上升，在重力作用下上升一段时间会下降，因此冰晶的变化过程能很好地反映对流的状况。经图3.7和图3.8分析可知CAPE越大对流越强，气流对流运动越强烈，对流发展的高度和强度也越大；因此水汽混合物向上运动达到的高度也随着CAPE增大而增加，水平扩散的范围也随着增大。结合图3.1、图3.2、图3.3，试验J2SJJ.b2b2unrnx-u£5655.一Filrmn55.2C：3Ycrec:or(<Ti；至hM251111112C：:丫cJ2SJJ.b2b2unrnx-u£5655.一Filrmn55.2C：3Ycrec:or(<Ti；至hM251111112C：:丫cr&c:or;<Ti；III42uC20C1120：:Ydrsc:or;<Ti；图3.9C1、C2、C3试验模拟的不同时间y-z方向的水汽凝结物混合比剖面图。（水汽凝结物混合比单位：kg/kg）=」工;:二53.」=」工;:二53.」;」*r5里一L，•艺maL.图3.10C4、C5、C6试验模拟的不同时间y-z方向的水汽凝结物混合比剖面图。（水汽凝结物单位：kg/kg）C2和C3的对流抑制能CIN比C1大得多，图3.9d和g对流发展的高度比a中对流发展的高度低，因此g水汽混合物发展的高度比a中水汽凝结物发展的高度低。3.2.3示踪物浓度图3.11是试验C1、C2、C3即CAPE约为500J/kg、1000J/kg、1500J/kg敏感性试验模拟的20分钟、50分钟和2小时的示踪物浓度变化过程；图3.12是试验C4、C5、C6即CAPE约为2000J/kg、2500J/kg、3000J/kg敏感性试验模拟的20分钟、50分钟和2小时的示踪物浓度变化过程。图3.7至图3.10分析可知随着CAPE的增大对流发展的高度和强度越大，相应的示踪物浓度的变化也一致;从图3.711a、b、c可以看出，当CAPE为500J/kg时热泡上升过程引起气流

上升和下沉运动的同时示踪物也随气流上升，模拟时间为20min时从地面至约4km高度范围内为示踪物密集区，随时间推移水平扩散速度较快，如图3.11b，模拟时间50min时水平扩散至约35km处，图3.11c模拟时间2h时水平扩散范围约-50km-90km;试验C3中CAPE为5100J/kg变化更明显，图3.11模拟时间50min时水平扩散至50km处，同样时间段图3.11b水平扩散至30km处，由此可以看出CAPE越大，示踪物水平扩散速度越快。随时间推移示踪物高度向上发展，如图3.11d模拟时间20min示踪物最大高度4km,图3.11e模拟时间50min示踪图3.11C1、C2、C3试验模拟的不同时间y-z图3.11C1、C2、C3试验模拟的不同时间y-z方向的示踪物浓度剖面图。UM-rE'ajL&;:L?物最大高度达6km,高度相差2km;又如图3.12试验C5，模拟时间20min时（图3.12a）示踪物最大高度约5km,50min时（图3.12b）示踪物达8km,高度相差3km;再比较图试验C6，如图3.12g模拟时间20min时示踪物最大高度达8km,50min时高度达16km,上升了8km;由此可以得出CAPE越大示踪物向上传输的高度越高，传输的速度也越大。分析图3.11和图3.12还可以明显的得出CAPE越大示踪物浓度越小，这是因为CAPE越大热泡越向上发展，示踪物浓度越小，是由于上部

逆温层的覆盖，热泡的上升运动受到限制而转化为水平速度分量，因此示踪物水平扩散速度大于垂直速度。分析图3.11,3.12示踪物浓度随高度变化的分布中看出，示踪物被传输的高度与对流边界层的发展密切相关，随着边界层内对流向上发展，对流边界层顶的高度不断增高，近地层的示踪物也被传输到较高的高度［18］。黄倩［18］等人研究也得出了同样的结论，还指出有切变影响的对流边界层中示踪物传输的高度比只有浮力驱动的对流边界层中示踪物传输得高，随着风切变增大，夹卷过程增强，示踪物传输的高度更高。因此，CAPE越大，越容易出现深对流，分析图3.11和图3.12还可以发现当CAPE达到1500J/kg时示踪物向上传输的高度和扩散的速度明显增加，对流发展的强度明显增加，即CAPE达1500J/k时越容易产生对流。罗连升，杨修群在研究从有效位能变化来分析Elnino的年代际变化时也指出了只一点［19］。图3.12C4、C5、C6试验模拟的不同时间y-z方向的示踪物浓度剖面图。3.2.4位温扰动rSOr-rSurrpdre^Hcn^nri7』函5『）rJre^Ncnfkr-irSOr-rSurrpdre^Hcn^nri7』函5『）rJre^Ncnfkr-i图3.13C1、C2、C3试验模拟的不同时间y-z方向的位温扰动剖面图。（位温扰动单位：K）位温是干空气的一个重要的湿度参量，它在干绝热过程中具有守恒性，可用来比较不同气压下空气块的热力差。未饱和湿空气的位温用6表示，定义式是：式（2）中Um是标准气压，常取1000hPa。位温是具有保守性的物理量，即一个气块的位温不随气块所处的高度或压强的改变而改变，而温度