1 期 王莹等 : 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 33 leadtohigheraccumulativeprecipitation,whichisreflectedbythesignificantlyhighertotalrain amount,raincoverpercentageand

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1 第 62 卷第 1 期 2019 年 1 月 地球物理学报 CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS Vol.62,No.1 Jan.,2019 王莹, 苗峻峰 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响. 地球物理学报,62(1):32 48,doi: / cjg2018k0551. WangY,MiaoJF.2019.Impactofsurfacelayerparameterizationsonsimulatedseabreezeprecipitationoverthe Hainan Island. 犆犺犻狀犲狊犲犑. 犌犲狅狆犺狔狊.(inChinese),62(1):32 48,doi: /cjg2018K0551. 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 王莹, 苗峻峰 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室, 南京 摘要利用 WRF 模式探讨了两种近地层参数化方案 (MM5 方案和 Eta 方案 ) 对 2013 年 5 月 31 日海南岛一次海风降水过程模拟的影响. 结果表明, 改变近地层方案可对当地的海风环流及相应的降水特征产生明显影响, 两个试验最重要的差别主要体现在模拟的海风及降水的强度差异上, 与 MM5 试验相比,Eta 试验的低层海风及辐合程度更强, 相应的降水也更强, 表现为岛屿总格点降水量 大于 10mm 的降水区域 最大格点降水三个量化指标均比较大. 通过分析两种方案在不同降水阶段的地表通量及近地层变量场, 发现 Eta 试验模拟的降水前环境场更有利于对流的启动, 随着午后热力湍流的不断增强, 将 MM5 方案替换为 Eta 方案可使近地层感热通量 潜热通量分别增加约 3.57% 5.65%, 动量通量减小约 10.79%, 感热 潜热的增加使 Eta 试验中近地层大气的加热加湿作用更加明显, 相应的低层大气不稳定度更高, 再配合海风锋前较强的辐合上升运动, 局地不稳定能量的释放变的更加容易, 因此降水强度更大. 关键词复杂地形 ; 近地层参数化 ; 海风降水 ; 相似理论 ; 湍流通量 doi: /cjg2018k0551 中图分类号 P435 收稿日期 , 收修定稿 犐犿狆犪犮狋狅犳狊狌狉犳犪犮犲犾犪狔犲狉狆犪狉犪犿犲狋犲狉犻狕犪狋犻狅狀狊狅狀狊犻犿狌犾犪狋犲犱狊犲犪犫狉犲犲狕犲狆狉犲犮犻狆犻狋犪狋犻狅狀狅狏犲狉狋犺犲犎犪犻狀犪狀犐狊犾犪狀犱 WANG Ying,MIAOJunFeng 犓犲狔犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔狅犳犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犇犻狊犪狊狋犲狉狅犳犕犻狀犻狊狋狉狔狅犳犈犱狌犮犪狋犻狅狀, 犖犪狀犼犻狀犵犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔狅犳犐狀犳狅狉犿犪狋犻狅狀犛犮犻犲狀犮犲犪狀犱犜犲犮犺狀狅犾狅犵狔, 犖犪狀犼犻狀犵 , 犆犺犻狀犪 犃犫狊狋狉犪犮狋 Seabreezeisaprototypicalmesoscalecirculationincoastalareascausedbyathermal diferencebetweenseaandlandduringthedaytime,thepreviousstudieshaveshownthatthe simulationofseabreezeiscloselylinkedtothesurfacelayerparameterization,whichcalculatethe surfacefluxesofheat,moistureand momentumandinteractwithothermodelphysicsincluding cloud,radiationandprecipitationprocesses.theperformanceoftwosurfacelayerparameterization schemes(mm5schemeand Etascheme)arediscussedusing Weather Researchand Forecasting Modeltodeterminehowtheseabreezeprecipitationisafectedoverthe HainanIsland.Results showthattheseabreezecirculationandprecipitationcharacteristicsaresensitivetothechoiceof surfacelayerschemeusedin WRF model,themostsignificantdiferencebetweentwoexperimentsis mainlyreflectedontheintensityoftheseabreezeandprecipitation.comparedwith MM5experiment, Etaexperimentproducedmuchstrongerseabreezeandlow levelconvergence,andconsequently 基金项目国家重点研发计划重点专项项目 (2018YFC ) 资助. 第一作者简介王莹, 女,1993 年生, 硕士研究生, 研究方向为中尺度气象学和陆气相互作用.E mail:wy @sina.com 通讯作者苗峻峰, 男, 教授, 博士生导师, 研究方向为中尺度数值模拟.E mail:miaoj@nuist.edu.cn

2 1 期 王莹等 : 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 33 leadtohigheraccumulativeprecipitation,whichisreflectedbythesignificantlyhighertotalrain amount,raincoverpercentageand maximum rainamount.byanalyzingthefluxandvariable fieldsinthesurfacelayer,diferencesinthesensibleheatflux (SH)andlatentheatflux (LH) overlandsurfacewereprimarilyresponsibleforthediferentprecipitationamountsandintensity duringthedaytimeintwoexperiments.thesimulatedenvironmentat09 00BSTinEtaexperimentis moreconductivetotheinitiationofconvection,andasthethermalturbulentintensityincreased gradualyintheafternoon,sh andlhincreasedby3.57% and5.65% respectively whilethe momentumfluxdecreasedby10.79% whenmm5schemeisreplacedwithetascheme.thehigher SHandLHinEtaexperimentcouldleadtocomparativelymoredistinctland seatemperaturediference, andthusresultinprosperdevelopmentofseabreezeandincreasedlow levelinstability.besides, theaccumulatedinstabilityenergyinthewarmandwetlayercanbemoreeasilytriggeredwiththe convergenceandstronglyascendingmotionaheadoftheseabreezefront,sothesimulatedprecipitationin EtaschemeisstrongerthanMM5scheme. 犓犲狔狑狅狉犱狊 Complexterrain;Surfacelayerparameterization;Seabreezeprecipitation;Similarity theory;turbulentflux 0 引言 海风是沿海地区边界层内重要的中小尺度局地环流, 主要由海陆热力性质差异引起, 海风前沿的海风锋在向内陆推进的过程中常会引起局地对流性天气 ( 苗峻峰,2014; 苏涛等,2016a), 沿海地区的天气及污染物的传输和扩散常常与当地海风的发生发展密切相关 (Qian,2008;Liuetal.,2012;Azorin Molinaetal.,2014). 在背景场较弱的前提下, 我们把主要由海风环流引起的降水称为 海风降水 (Simpsonetal.,2007;Hiletal.,2010; 王莹等, 2018). 海南岛作为热带海洋上的孤立岛屿, 其海风环流十分显著 ( 张振州等,2014; 王静等,2016; 王语卉等,2016;Huangetal.,2016; 韩芙蓉等, 2017), 而且对流性降水频繁发生 ( 苏涛等,2016b), 是研究海风降水的理想区域 ( 王莹等,2018). 近地层是位于大气边界层底部, 约占边界层厚度 10% 的薄层大气, 近地层大气最主要的运动形式是湍流, 湍流交换对于大气中的热量 水汽 动量和二氧化碳含量等的输送和平衡具有十分重要的意义 (Busingeretal.,1971;Gaoetal.,2003;Miaoet al.,2008,2009; 陆昌根等,2017). 近地层参数化作为数值模式中一个重要的组成部分, 是当前大气边界层研究的热点问题, 近地层方案计算的水热通量几乎决定了整层大气的垂直结构及能量平衡, 不仅为边界层方案中湍流通量的传输提供了重要的下边界条件, 而且对大气湍流边界层的发展及云 辐 射 降水等物理过程都有重要的影响 (Chenand Duhia,2001;Anuroseand Subrahamanyam,2014; Tastulaetal.,2015;Prasadetal.,2016; 苏涛等, 2017) 年,Monin 和 Obukhov 根据近地层气象要素场的统计均匀特征和相似原理, 提出了在微气象学中具有划时代意义的湍流相似理论 (M O SimilarityTheory)(Moninand Obukhov,1954). 近几十年来, 该理论广泛应用于实际观测和数值模式中湍流通量的计算 (Louis,1979; 刘树华和陈荷生, 1993;Foken,1996; 李煜斌等,2009;Pennypackerand Baldocchi,2016). 当前主流的中尺度数值模式 WRF V3.7 中有多种近地层方案基于 M O 相似理论进行湍流通量的计算, 其中,MM5(Thefifth generation PennsylvaniaState University NationalCenterfor AtmosphericResearch MesoscaleModel) 相似理论非迭代方案 ( 简称 MM5 方案 ) 和 Eta 相似理论迭代方案 ( 简称 Eta 方案 ) 是最为常用的两种, 然而目前针对这两种近地层方案的详细比较还为数不多 (ShinandHong,2007; 王寅钧等,2013;Prasadet al.,2016). 而且在前人关于湍流通量参数化的数值模拟研究中, 仅改变近地层方案的模拟研究较少 (ShinandHong,2007), 绝大部分敏感性试验的设计通常不专门考虑近地层方案 ( 黄文彦等,2014; 王子谦等,2014; 郑亦佳等,2016), 往往是近地层方案和边界层方案作为一个整体被改变的 (Miaoet al.,2007,2008,2009; 张碧辉等,2012; 徐慧燕等,2013;Dimitrovaetal.,2015;Prasadetal.,

3 34 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷 2016;Salvadoretal.,2016), 这样将无法区分模拟结果的差异是由于近地层方案还是边界层方案引起的. 此外, 数值模式中大多数边界层方案只能与某个固定的近地层方案相匹配, 但 BouLac 边界层方案却能同时与 MM5 和 Eta 近地层方案耦合, 而且该方案对陡峭地形的湍流强度及位置预报均比较好, 这样就便于我们研究同一边界层方案下不同近地层方案的影响. 基于上述原因, 本文选择 BouLac 边界层方案分别与 MM5 和 Eta 近地层方案相耦合, 重点探讨两种情况下模拟结果的差异及其可能原因. 研究表明, 海风对实际地理环境的复杂性非常敏感, 海风的发展与边界层湍流通量及陆面过程关系密切 ( 王卫国等,1997;Miaoetal.,2003;Srinivas etal.,2007;zhongetal.,2007), 增强的湍流通量有利于海风的形成和发展 (Kruitetal.,2004;Miaoet al.,2009; 苏涛等,2016b). 此外, 海南岛地势复杂, 植被多种多样, 下垫面非均匀性较为突出 ( 杨秋彦等,2017; 韩芙蓉等,2018), 不同地表面上粗糙度以及增热或冷却的程度均有所不同, 动力或热力的原因都会导致海南岛近地层湍流形式的复杂多变, 而且目前在海南岛测试近地层方案与当地海风降水关系的研究较为匮乏, 因此, 在海南岛进行这方面工作的研究是很有必要的. 本文通过设计两个有别于前人工作的数值试验, 即仅改变近地层方案而其他物理参数化方案完全保持相同, 旨在探究近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响, 从而为更好地了解当地海风降水过程提供一定的科学依据. 1 资料及个例介绍 本文所选用的资料主要包括常规气象台站温 压 湿 风 降水等观测数据,NCEP FNL(National CentersforEnvironmentalPredictionFinalanalyses) 提供的 1 1 逐 6h 全球再分析资料以及欧洲中心 (EuropeanCentreforMedium RangeWeatherForecasts, ECMWF) 的 ERA Interim 逐 6h 再分析资料. 需要说明的是, 为便于分析, 文中图形的 D4 区域略去了北部的雷州半岛, 只显示海南岛区域. 选取 2013 年 5 月 31 日发生在海南岛的一次典型海风个例 ( 王莹等,2018) 进行数值模拟, 从 的环流背景场上看 ( 图略 ), 影响海南岛中低层的天 气系统主要为副热带高压, 海南受副高西南侧较弱的偏南风控制, 无其他低值系统影响, 这种有利的背景条件不仅为局地海风环流的形成和发展起了重要的作用, 而且排除了大范围系统性降水的可能 ;14 00 岛屿处于地表对流有效位能 (Convective Available PotentialEnergy,CAPE) 为 1800~2200J kg -1 的高能区,850hPa 的相对湿度达 70% 以上, 对流性天气发展条件较好. 从 ERA Interim 资料的常规气象要素场 ( 图 1a,b) 来分析海风形成时的基本特征, 当天 14 00, 海南岛环岛海风环流初步形成, 从沿海至内陆形成了明显的气压梯度和温湿梯度, 海陆热力差异显著, 局地海风环流的发展影响着大环境下的盛行风场, 沿海大部分地区因海风发展而表现出风向转变 风速增大 气压增大 湿度增加 垂直上升运动增强等现象. 随着海风向内陆的不断深入, 岛屿东南 西北方向的海风在岛屿中部地区发生碰撞并导致局地强降水的发生, 根据常规气象站的观测记录, 屯昌 琼中 五指山 白沙等地降水明显 ( 图 1c), 降水主要发生在午后 BST ( 北京时, 下同 ), 其中屯昌站 3h 累积降水强达 67.3mm. 2 近地层参数化方案简介及模式设置 2.1 犕犕 5 相似理论近地层方案 本文使用的 MM5 近地层方案是 WRF V3.4 中新加入的方案 (Jiménezetal.,2012), 对原来的 MM5 方案做出了一些重要改进. 该方案以 M O 相似理论为基础, 将稳定度划分为不稳定层结 中性层结及稳定层结三种情况, 不同稳定度条件下的普适函数 ψ 表达式不同, 改进后的方案将原方案中的 h,m Kansas 相似函数替换为 Fairal 等 (1996) 以及 Cheng 和 Brutsaert(2005) 提出的函数, 扩展了原来只能在有限大气稳定度范围内使用的相似函数, 使之在整个大气稳定度范围内都具有较好的连续性和适用性, 其中 Fairal 方案可适用于中性层结至强不稳定大气下的自由对流活动,Cheng 和 Brutsaert 方案可适用于中性至夜间的强稳定层结大气. 此外, 改进后的 MM5 方案对原方案中一些变量的约束范围作了相应删减 ( 如降低摩擦速度狌 下限 ), 并计入粗糙度与特征长度比值狕 0/ 犾对通量计算的贡献, 有效避免了湍流计算过程中奇异值的出现. 该方案采用 Beljaars(1994) 提出的对流速度及 Mahrt 和 Sun(1995) 提出的次网格速度 ( 水平分辨率高于 5km 时 ) 对风

4 １期 王莹等 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 ３５ 速 犝 进行订正 同时不 考 虑 热 力 学 粗 糙 度 狕０ｈ 在 计 算湍流通量时 首先计 算 整 体 理 查 森 数 犚犻ｂ 然 后 根 据 犚犻ｂ 迭代计 算 以 获 得 稳 定 的 无 因 次 高 度 狕 犾 用 狕 犾 的 值 判 断 大 气 稳 定 度 并 进 一 步 计 算 相 似 函 数 犆ｈ 犆ｑ 最 后 计 算 湍 ψｈ ｍ 的 值 以 及 整 体 传 输 系 数 犆ｄ 流通量和近地层诊断变量 ２ ２ 犈狋 犪相似理论近地层方案 Ｅ 近 地 层 方 案 Ｊ ｎ １９９６ 同 样 基 于 Ｍ Ｏ ｊ 相似理论 但与 ＭＭ５ 方案不同 该方案通过循环迭 在不稳定层结下使用 Ｐ 代计算近地层湍流通量 ｕ ｎ １ ９ ７ ０ 给 出 的 稳 定 度 函 数 在 稳 定 层 结 下 则 使 用 Ｈ ｇ 和 ＤＢｕ ｎ １９８８ 给 出 的 稳 定 度 函 数 该 方案包括黏性副层参数化 在陆面上 黏性副层的影 响考虑了变化的位 势 高 度 对 温 度 和 湿 度 的 影 响 引 入热力学粗糙度狕０ｈ Ｚ ｎｋｖ ｈ １９９５ 即对空气 动力学粗糙度狕０ 和热力学粗糙度狕０ｈ加以区分 并通 过关键参数 犆ｚ ０ １ 考 虑 热 粗 糙 度 狕０ｈ 对 湍 流 通 量的影响 在 水 面 上 黏 性 副 层 使 用 Ｊ ｎ １９９４ 的 ｊ 显示参数化方法 此外 该方案采用 Ｂ １９９４ 订 ｊ 正使地表浮力通量所占的部分转换为近地层湍流能 量 以便摩擦速度 狌 和 Ｍ Ｏ 特征 长度 犔 不等 于 ０ 有 效 的 避 免 了 自 由 对 流 情 形 下 的 计 算 偏 差 与 ＭＭ５ 方案计算湍流通量的算 法有 所不 同 Ｅ 方 案 在引入一些关键参 数 的 前 提 下 首 先 由 参 考 高 度 与 地面的虚位温之差 Δ θｖ和整体理查森数 犚犻ｂ 计算 热 力学粗糙度 狕０ｈ 并由无因次高 度 狕 犾 的值 确 定 相 似 函数ψ ｈ ｍ 的值 再根据 狕０ｈ和ψ ｈ ｍ 计算 整体 传 输 系 数 犆ｍ 犆ｈ 犆ｑ和相应的湍流通量 模式定制与试验方案 ２ ３ 采用中尺度 ＷＲ ＡＲＷ ３ ７ 版本 模式对此次 海风降水过程进行 数 值 模 拟 模 式 采 用 双 向 反 馈 四 重嵌套方案图 ２ 水 平格 距分 别为 ２７ｋｍ ９ｋｍ ３ｋｍ １ｋｍ 垂直 方 向 上 按 照 上 疏 下 密 的 原 则 设 置 ３６ 个不等间距的 σ 层 其 中 边 界 层 ２ｋｍ 以 下 包 含 图 １ ２０１３ 年 ５ 月 ３１ 日 欧 洲 中 心 ＥＲＡ Ｉ ｎ ｍ 资 料 的 １４ ００１０ｍ 风 场 矢 量 单 位 ｍ １ 地 表 气 压 阴 影 单位 ｈｐ 和 ２ ｍ 温 度 等 值 线 单 位 ｂ １４ ００ 地表相对湿度阴 影 单 位 和 垂 直 速 度等 值 线 单 位 Ｐ １ 常规气象站观测的 ２４ｈ 累积降水等值线 单位 ｍｍ １ １０ ｍ ｗ ｎｄｆ ｄ ｖ ｍ １ ｕ ｆ ｐ ｕ ｈ ｄ ｄ ｈｐ ｎｄ２ ｍ ｍｐ ｕ ｎ ｕ ｂ ｕ ｆ ｖ ｈｕｍ ｄ ｈ ｄ ｄ ｙ ｎｄｖ ｖ Ｐ １ １４ ００ ｙ ＢＳＴｆ ｍｅｃｗｍｅｒａ Ｉ ｎ ｍｄ ｄ ｂｕ ｎ ｆ ｕｍｕ ｄｐ ｎ ｍｍ ｎ２４ｈｕ ｆ ｍ ｐ ｎｖｎ ｎ ｍ ｇ ｎｎ３１ Ｍｙ ２０１３ ｎ ｈｈ ｎｎｉ ｎｄ ２０ 层 模 式 的 初 始 场 和 边 界 条 件 采 用 ＮＣＥＰ ＮＬ 提供的 １ １ 逐 ６ｈ 再 分 析 资 料 模 式 积 分 时 间 为 ２ ０ １ ３年５月３ ０日０ ０ ０ ０至２ ０ １ ３年５月３ １日１ ６ ０ ０ 前 １６ｈ 为起转 调 整 时 间 模 拟 结 果 逐 时 输 出 模 式 采用的物理参数 化 方 案 主 要 包 括 Ｄｕｄｈ 短 波 辐 射 方案 ＲＲＴＭ Ｒｐ ｄ Ｒｄ ｖｔ ｎ ｆ Ｍｄ 长 波辐 射 方 案 ＷＳＭ６ＷＲ Ｓ ｎｇ Ｍｍｎ ６ ｈｍ 微 物 理 方 案 Ｔ ｄ ｋ 积 云 参 数 化 方 案 ＢｕＬ Ｂｕｇ ｕ ｎｄｌ ＴＫＥ 边界层方案 及 Ｎｈ 陆面过 程方 案 其 中 Ｄ３ 和 Ｄ４ 区域 由 于 网

5 ３６ 地 球 物 理 学 报 Ｃｈ ｎ Ｊ Ｇ ｐｈｙ ６２ 卷 表 １ 两个试验的近地层方案设置 犜犪犫 犾 犲１ 犛 犲 狋 狋 犻 狀犵 狊狅 犳狋 犺 犲狊 狌 狉 犳 犪 犮 犲犾 犪 犲 狉狊 犮犺 犲犿犲 狊 狔 犻 狀狋狑狅犲 狓狆 犲 狉 犻犿犲狀 狋 狊 试验方案 近地层参数化方案 试验一 ＭＭ５ 试验 ＭＭ５ 相似理论近地层方案 试验二 Ｅ 试验 Ｅ 相似理论近地层方案 注 两个试验仅近地层方案不同 其余物理过程参数化方案均相同 层方案不同外 其他的物理过程及模式配置均相同 此时模拟结果的偏差将完全由近地层参数化的改变 引起 便于深入探讨 近 地 层 参 数 化 差 异 对 海 风 降 水 模拟的影响 ３ 观测与模拟的比较 利用常规气象台站的温度 风向 风速资料验证 模式对海风的模拟 能 力 同 时 也 能 进 一 步 了 解 海 南 岛当天海风期间风 场 和 温 度 场 的 具 体 体 现 由 于 海 陆温差是驱动海风 发 展 的 根 本 原 因 温 度 场 上 的 表 现最能反映海风的 特 征 因 此 首 先 将 观 测 和 模 拟 的 温度场作以对比 将站点 观 测 的 １４ ００ 温 度 数 据 插 值到网格点上图 ３ 并 与 ＭＭ５ 试 验 和 Ｅ 试 验 模拟的 ２ｍ 温度场图 ３ｂ 作 对 比 图 ３ 表 明 两 个试验都能较好地 模 拟 出 地 表 热 力 场 的 基 本 特 征 温度高值区主要分 布 在 海 南 岛 北 部 低 值 区 则 主 要 分布在南部山区 较 高 的 海 拔 高 度 是 导 致 山 区 温 度 较低的 主 要 原 因 对 比 图 ３ 可 以 看 出 两 个 试 验 对 海南岛北部地区的 温 度 模 拟 较 为 合 理 模 拟 与 观 测 的最高温度均为３３ 左右 模式对山区温度的模拟 明显低于实际温度 这 是 由 于 山 区 测 站 通 常 没 有 设 在山顶 而是设在山腰上的缘故 如五指山站的观测 而五指山的实际海拔高度约为 １ 高度为３ ２ ８ｍ ８ ６ ７ｍ 因此模拟的山区温度要低于实际观测温度 图２ 模式嵌套区域 ｂ Ｄ４ 区域地形高度阴影 选取海南岛东 南 西 北四个方位的万宁站 陵 单位 ｍ Ｄ４ 区域土地利用类型 水站 东方站和临 高 站 将 两 个 试 验 模 拟 的 风 向 风 ２ Ｃｖ ｇ ｆｍｄ ｄｍ ｎ ｄ ｎ ｄｂｙｄ１ 速与实际的站点观测数据作对比 如图 ４ 所示 岛屿 Ｄ２ Ｄ３ ｎｄｄ４ ｖ ｂ Ｔ ｎｈ ｈｄｄ ｐ ｙ ｇｈ ｍ ｎｄ４ Ｌｎｄｕ ｇ ｎｄ４ 东部的万宁站 和 南 部 的 陵 水 站 海 风 于 ０９ ００ 左 右 开始形成 由于受到东南背景风的影响 海风的结束 格分辨率较高 未使用积云参数化方案 模式采用了 不是很明显 风向转变角度较小 岛屿西部的东方站 ＷＲ Ｖ３ ７ 中 新 的 地 形 数 据 和 ＮＣＥＰ 提 供 的 ＭＯＤＩＳ ３０全球陆面遥感数据 能较好地反映出 海 和北部的临高站也在 ０９ ００ １１ ００ 时 逐渐 由离 岸 南岛的地形和下垫面类型图 ２ｂ 本文共设 计 两 个 试 验 表 １ 其 中 试 验 一 采 用 ＭＭ５ 近地 层参数化方 案ＭＭ５ 试验 试验 二采 用 Ｅ 近地层参数化方案 Ｅ 试验 两个试验除近地 风转为向岸风 同时风速不断增大 表示海风开始形 成 ２０ ００ ２１ ００ 时 又 由 向 岸 风 转 为 离 岸 风 风 速 不断减小 表示海风 结 束 此 外 从 图 ４ 右 列 各 站 点 风速的时间演变还 可 以 看 出 两 种 方 案 对 各 站 风 速 的模拟比实际略微 偏 大 其 中 以 万 宁 站 表 现 的 最 为

6 １期 王莹等 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 ３７ ４ 模拟结果分析 ４ １ 近地层参数化对海风模拟的影响 当没 有 明 显 低 压 天 气 系 统 影 响 海 南 岛 时 海 南 岛 的 局 地 风 场 主 要 包 括 海 陆 风 山 谷 风 植 被 风 Ｖｇ ｎｂ ｚ 和城市风 Ｕｂｎｂ ｚ 其 中 又以环岛海风环流 最 为 强 盛 其 对 该 地 区 低 层 大 气 环流的形成具有重 要 的 影 响 当 天 的 岛 屿 降 水 主 要 由低层海风辐合引起 因此 在探讨近地层参数化对 降水的影响之前 有 必 要 首 先 了 解 其 对 低 层 海 风 发 生发展的影响 从两个试验 １７ ００１０ ｍ 风场图 ５ 可以看出 两个试验 均 能 模 拟 出 海 南 岛 的 海 风 环 流 特征 傍晚 １７ ００ 覆 盖 全 岛 的 低 层 气 流 发 展 成 熟 环岛海风环流最为 显 著 这 是 夏 季 傍 晚 海 风 深 入 海 南岛并主导该地区 近 地 面 风 场 的 结 果 岛 屿 南 部 的 气流因受 复 杂 地 形 的 影 响 而 表 现 出 略 微 杂 乱 的 风 场 东南背景风的存在使岛屿东部海风更加强盛 相 对而言西部海风则 比 较 弱 东 部 大 风 区 风 速 约 为 岛 屿其他地区风速的 １ １ ５ 倍 而且东部海风向内陆 传播的距离也远大 于 西 部 海 风 深 入 内 陆 后 在 岛 屿 西北部 １ ９ ３ Ｎ １ ０ ９ ４ Ｅ 附近 碰撞汇合 相应的 １ ０ｍ 散度场图 ５ 蓝 色 阴 影 表 明 １７ ００ 海 南 岛 存 在 强 烈的近地面水平风场辐合 海风锋清晰可见 局地海 风的强盛发展可使低层大气的辐合上升达到一个比 较可观的值 散度的 低 值 中 心 主 要 分 布 在 岛 屿 西 北 侧及南部山区 其中西北侧的辐合最为强烈 局地散 度可达 ３ １０ ３ １ 散 度 场 的 低 值 带 与 风 场 的 辐 合区相对应 这说明 了 海 南 岛 低 层 海 风 的 分 布 是 决 定当地散度特征的 关 键 因 子 海 风 锋 具 有 类 似 于 冷 锋的性质 锋前的上 升 运 动 可 以 触 发 不 稳 定 能 量 的 释放 为对 流 的 发 展 提 供 有 利 的 动 力 学 条 件 对 比 图 ３ ＭＭ５ 和 Ｅ 试验模拟与观测的 １４ ００ 温度场单位 的比较 观测 ｂ ＭＭ５ 试验 Ｅ 试验 ３ Ｃｍｐ ｎ ｆ ｍｕ ｄｎｄ ｂ ｖｄ ｍｐ ｕ １４ ００ＢＳＴ Ｏｂ ｖ ｎ ｂ ＭＭ５ｘｐ ｍｎ Ｅ ｘｐ ｍｎ ＭＭ５ 和 Ｅ 试验的模拟结果 可 以 发 现 Ｅ 试 验 模 拟的 海 风 风 速 明 显 大 于 ＭＭ５ 试 验 两 者 风 速 差 异 可达１ ３ｍ １ 风速场的差异进而导致海风辐合 程度的差异 Ｅ 试验的散度低值带比 ＭＭ５ 试验更 加明显 辐合的强度及范围也明显更大 从海 风 环 流 的 平 面 图 来 看 辐 合 区 的 海 风 主 要 来源于海南岛东 西两个方向 故沿辐合中心 １ ９ ３ Ｎ 作 １０ｍ 风 场 及 纬 向 风 随 时 间 变 化 的 纬 向 剖 面 图 明显 而 且 Ｅ 试 验 模 拟 的 海 风 风 速 总 体 上 要 大 于 进一步分析东 西侧 海 风 的 传 播 形 式 及 海 风 的 维 持 ＭＭ５ 试验 总的来说 模 式 对 海 南 岛 低 层 气 象 要 素 场的模拟与实况趋势较为一致 ＭＭ５ 和 Ｅ 试验都 时间 如图 ６ 所示 海南岛东 西两侧的海风于 １ ２ ０ ０ 左右开始形成 随着太阳辐射的不断增强 海陆热力 能较好地模拟出海风发展过程中的基本特征 差异逐渐增大 海风开始发展并逐渐向内陆深入 直

7 ３８ 地 球 物 理 学 报 Ｃｈ ｎ Ｊ Ｇ ｐｈｙ ６２ 卷 图 ４ ＭＭ５ 和 Ｅ 试验模拟与观测的站点风向左列 单位 风速右列 单位 ｍ １ 的比较 从上至下依次为 万宁站 陵水站 东方站 临高站 ４ Ｃｍｐ ｎ ｆｂ ｖｄｎｄ ｍｕ ｄｗ ｎｄｄ ｎ ｎｄｗ ｎｄｐ ｄ ｍ １ ｎ ＭＭ５ｎｄＥ ｘｐ ｍ ｎ Ｔｈ ｐ ｂ ｍ ｎ Ｗ ｎｎ ｎｇ ｎ Ｌ ｎｇ ｈｕ ｎ Ｄｎｇ ｆ ｎｇ ｎ ｎｄｌ ｎｇ ｎ ｖ ｐ ｐ ｙ

8 １期 王莹等 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 ３９ 图 ５ 各试验 １７ ００ＢＳＴ 的 １０ｍ 风场矢量 单位 ｍ １ 及相应散度场蓝色阴影表示散度 １ １０ ３ １ 的区域 ＭＭ５ 试验 ｂ Ｅ 试验 ５ Ｓ ｍｕ ｄ１０ｍ ｗ ｎｄｆ ｄ ｖ ｍ １ ｎｄ ｈ ｐｎｄ ｎｇｄ ｖ ｇｎ ｂ ｕｈｄ ｎｇ ｐ ｎ ｄ ｖ ｈｎ ３ １０ ３ １ １７ ００ＢＳＴ ｇｎ ｑｕ ＭＭ５ｘｐ ｍｎ ｂ Ｅ ｘｐ ｍｎ 图 ６ 沿 １９ ３ Ｎ 的 １０ｍ 风场矢量箭头 单位 ｍ １ 及纬向风阴影 单位 ｍ １ 的时间 纬向剖面 ＭＭ５ 试验 ｂ Ｅ 试验 图中黑色实线为 犝 ０ 的风速线 横坐标的蓝色线段表示海洋 灰色线段表示陆地 ６ Ｔｈ ｍ ｚ ｎ ｎ ｆ１０ｍ ｗ ｎｄｆ ｄ ｖ ｍ １ ｎｄ ｈｄｄ ｍ １ ｎｇ１９ ３ Ｎ ｚ ｎ ｗ ｎｄ ＭＭ５ｘｐ ｍｎ ｂ Ｅ ｘｐ ｍｎ Ｔｈｂ ｋ ｄ ｎ ｐ ｎ 犝 ０ ｈｂ ｄ ｙ ｎ ｇｍｎ ｎｈ ｚ ｎ ｄ ｎ ｐ ｎ ｎｎｄ ｎｄ ｐ ｖ ｇ ｙ 至东西向海风发生 碰 撞 岛 屿 东 西 向 海 风 的 相 互 作 谷风相互影响 海 风 锋 的 锋 生 锋 消 交 替 演 变 使 得 用一直维持到晚上 ２２ ００ 才 趋 于 结 束 海 风 形 成 和 海南岛海风的发展趋势通 常 较 为 复 杂 对 比 图 ６ 结束时海 陆 交 界 处 存 在 离 岸 风 与 向 岸 风 的 相 互 转 ｂ 可以看出 两个 试 验 中 海 风 的 形 成 发 展 形 式 传 播 距 离 基 本 接 近 海 风 的 维 持 时 间 也 基 本 相 同 变 海风环流共持续约 １０ｈ 这与实际观 测图 ４ 是 比较一致的 海南岛 海 风 环 流 之 所 以 能 维 持 较 长 时 间 一方面是由于海南岛为热带岛屿 受热带海洋的 影响极大 一旦发展海风强度会比其他沿海地区如 １２ ００ ２２ ００ＢＳＴ Ｅ 试 验 海 风 风 速 比 ＭＭ５ 试验大 表 现 为 Ｅ 试 验 中 东 西 两 侧 蓝 色 红 色 区 长三角 京津冀等地 更 强 另 一 方 面 是 由 于 海 南 岛 域的颜色均比 ＭＭ５ 试 验 更 深 此 外 从 图 ５ 和 图 ６ 也可以看出 ＭＭ５ 试验和 Ｅ 试验中海风的影响范 西南山地绵延起伏 海风受地形的动力 热力作用影 围 辐合区域 维持 时 间 均 相 差 不 大 二 者 最 重 要 的 响较大 海风在向内 陆 推 进 的 过 程 中 常 常 与 局 地 山 差别主要体现在海风强度的差异上

9 40 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷 4.2 近地层参数化对降水模拟的影响从整个模拟过程来看 ( 图略 ), 两个试验模拟的降水过程主要发生在 BST, 降水的持续时间比实际时间 ( BST) 有所偏长, 从模拟的 MM5 试验和 Eta 试验的 10h 累积降水分布 ( 图 7) 可以看出, 模拟的降水落区主要分布在海南岛东西两侧沿海区域, 强降水带集中在岛屿西侧, 最强降水超过 60mm. 对比图 1c 中的观测降水可知, 两个试验模拟的降水强度与观测较为接近, 但对降水落区的模拟却存在一定偏差, 降水落区总体上向岛屿西南侧偏移. 降水落区与风场和散度场的辐合区相对应, 当天的降水主要取决于东西向海风锋的碰撞, 海南岛东 西向海风及辐合的强度直接决定了降水落区的位置, 降水落区有所偏西是模式对海南岛东部海风模拟偏强的直接体现 ( 图 4 万宁站模拟风速较实际偏大 ). 对比两个试验模拟的降水可以看到, 与海风特征相似, 两个试验降水的差别同样体现在强度差异上,Eta 试验的降水强度明显强于 MM5 试验, 而且 Eta 试验的降水落区也比 MM5 试验更加集中, 这与该试验模拟的低层海风强度更大 辐合上升更强有关. 表 2 为 10h 累积降水指标的统计特征, 用来定量的说明近地层方案的变化对降水的影响, 总格点降水 雨区百分比 ( 大于 10 mm, 即中雨量级以上 ) 最大格点降水分别反映了总降水量 强雨区面积以及极端降水值的大小, 三个指标可以较好的反映两个试验降水的强弱差异. 从表 2 可以看出,Eta 试验 表 2 海南岛 犅犛犜累积降水的统计特征 犜犪犫犾犲 2 犛狋犪狋犻狊狋犻犮犪犾犮犺犪狉犪犮狋犲狉犻狊狋犻犮狊狅犳犪犮犮狌犿狌犾犪狋犻狏犲狆狉犲犮犻狆犻狋犪狋犻狅狀犱狌狉犻狀犵 犅犛犜犻狀犎犪犻狀犪狀犐狊犾犪狀犱 总格点降水量 (mm) 雨区百分比 最大格点降水 (>10mm 区域,%) (mm) MM5 试验 Eta 试验 的三个指标均大于 MM5 试验, 将 MM5 方案替换为 Eta 方案后, 岛屿总格点降水量增加 mm, 大于 10mm 的降水落区增加 0.73%, 最大格点降水增加 0.89mm. 4.3 影响机理分析 近地层参数化对地表通量的影响 中尺度数值模拟结果对近地层动量 热量通量较为敏感, 感热通量和潜热通量的差异常常是造成各种近地层方案模拟的环境场差异的重要原因, 湍流通量的大小直接影响大气低层稳定度和风场的变化 (Conricketal.,2015). 王卫国等 (1997) 通过模拟研究海风环流期间的湍流特征, 指出白天海风条件下的湍流交换强度对海风层的厚度及海风强弱有较大影响, 海风环流系统中的湍流特征, 尤其是近地层中的感热 潜热通量对海风环流生消演变的影响不容忽视.Kruit 等 (2004) 则进一步指出, 海陆下垫面的感热通量差异是驱动海风发展的根本因素, 它影响着海风环流的形成和发展. 而模式中近地层方案的重要目的正是计算水 热及动量交换系数并进一步获得相应的湍流通量, 因此本文首先通过比较 图 7 MM5 和 Eta 试验 BST 的累积降水 ( 阴影, 单位 :mm) (a)mm5 试验 ;(b)eta 试验. Fig.7 Spatialdistributionofsimulatedaccumulativeprecipitation (shaded,unit:mm) during BSTintwoexperiments (a)mm5experiment;(b)etaexperiment.

10 1 期 王莹等 : 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 41 两种近地层方案的湍流通量来分析不同方案下海风降水产生差异的可能原因. 从模拟的近地面湍流通量随时间的演变 ( 图 8) 可以看出, 在太阳辐射的作用下, 各通量呈现出明显的单峰型变化. 改变近地层方案可造成湍流通量的明显差异, 在白天不稳定层结时, 各项通量值均为正, 表示大气低层热量和水汽向上层传递, 作为大气中一部分能量的来源, 而动量则向下传递, 以补偿行 星边界层和下垫面不光滑所造成的动量摩擦消耗. 潜热通量约为感热通量的两倍, 说明了海南岛的潜热是地表可用能量的主要消耗部分.Eta 试验的感热通量和潜热通量均大于 MM5 试验, 两个试验的热通量差异在午后 达到最大, 感热通量最大差值为 6W m -2, 潜热通量最大差值为 24 W m -2, 也就是说, 将 MM5 近地层方案换为 Eta 方案后, 感热 潜热通量分别增加 6 24 W m -2, 增加的比例约为 3.57% 5.65%, 这一比例与 Shin 和 Hong(2011) 的数值模拟研究所得出的 Eta 试验的感热 潜热通量可比 MM5 试验大 11.54% 3.33% 较为接近, 因此本文对两个试验热通量差异的模拟总体在合理范围内. 图 8c 表明,Eta 试验的动量通量比 MM5 方案小 10.79% 左右, 孙卫国和刘树华 (1998) 在对农田植被层上方的湍流通量进行分析时曾论述过动量通量与热通量变化规律相反的这一现象, 他们指出, 一方面, 由于动量通量的计算完全取决于摩擦速度, 而摩擦速度与风速切变密切相关, 当大气处于不稳定层结时, 不稳定度越大, 湍流混合作用越强, 风速切变必然不断减弱 ; 另一方面, 当午后热力对流增强时, 热力不稳定度增大, 局地增温形成的对流使得近地层空气密度减小, 从而湍流从热力不稳定中获得较多的能量补充, 导致高层大气动量下传减小 近地层参数化对近地层变量的影响湍流交换造成了动量 热量 水汽等的重新分布, 因而也决定了大气中风 温 湿的分布, 近地层以上的大气性质随着近地层通量的变化而变化, 湍流运动的直接结果就是边界层内各气象要素的时空分布变化. 在近地层相似理论中,2m 温度 2m 比湿 10m 风速是三个最重要的诊断变量, 均是根据由积分相似函数求得的通量廓线关系式插值得到, 不同方案的相似函数存在本质的差别, 比如在不稳定层结时,MM5 方案中的 Fairal(1996) 函数不仅包括了 Eta 方案中 Kansas 函数 ψ 的权重, 而且加入 Kh,m 了对流项 ψ 的贡献 (Jiménezetal.,2012), 二者 Ch,m 图 8 MM5 和 Eta 试验海南岛区域平均 (a) 感热通量 ( 单位 :W m -2 );(b) 潜热通量 ( 单位 :W m -2 ) 和 (c) 动量通量 ( 单位 :N m -2 ) 随时间的变化 Fig.8 Diurnalevolutionoftheregionalaveraged (a) sensibleheatflux(unit:w m -2 ),(b)latentheatflux (unit:w m -2 )and (c)momentumflux (unit:n m -2 ) overthe HainanIslandin MM 5andEtaexperiment, respectively. 相似函数的差异直接导致了地表通量场的不同以及大气环境场的差异. 此外, 在前人对近地层大气状态进行分析时, 也常用这三个变量来描述近地层环境场的基本特点 ( 刘树华等,2009;Liuetal.,2012; ShinandHong,2011). 图 9 给出了岛屿平均的 2 m 温度 2 m 比湿及 10m 风速随时间的演变, 在无低值天气系统影响的

11 42 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷 要素的差异在不同时段有所不同, 并有随太阳辐射的增强而增大的趋势, 其中以午后 左右最明显, 此时 Eta 试验的岛屿平均温度 比湿 风速的最大值可比 MM5 试验大 g kg m s -1 左右. 考虑到模拟的降水主要发生在 BST, 故选取 和 三个时次分别代表降水前 降水中和降水后三个时段, 进一步分析 MM5 和 Eta 方案对不同降水时段内模拟的环境场的影响. 从 各试验模拟的气象要素空间分布 ( 图 10) 来看, 温度场上, 两个试验模拟的岛屿温度差异较小 ( 图 10a,b); 而湿度场的差异则较为显著, Eta 试验模拟的比湿大于 MM5 试验, 空气比湿大于 20g kg -1 的区域更大, 尤其是在岛屿的沿海区域表现的较为明显 ( 图 10c,d); 风场上, 由于此时海风尚未形成, 海南岛主要受大尺度东南背景风以及局地山风的影响, 岛屿东北部和西南山区风速较大, 其中东北部的风速较大是由于岛屿对盛行风场的绕流作用及其与岛屿北侧琼州海峡的狭管效应所致, 而西南山区的大风区正好出现在狭长山谷内, 强盛的流泄风是造成峡谷内风速较大的原因 ( 刘振鑫等, 2012),Eta 试验的绕流风速明显大于 MM5 试验, 这可能与此时 Eta 试验较小的动量通量有关 ( 图 8c). 因此, 降水前的环境场特点总体表现为,Eta 试验模拟的温度与 MM5 方案相差不大, 但 Eta 试验的湿度更大, 相应的水汽场扰动也会更强, 而且 Eta 试验的风速也大, 这会使得降水前的大气更不稳定, 一定 图 9 MM5 和 Eta 试验海南岛区域平均 (a)2 m 温度 ( 单位 : );(b)2m 比湿 ( 单位 :g kg -1 );(c)10m 风速 ( 单位 :m s -1 ) 随时间的变化 Fig.9 Diurnalevolutionoftheregionalaveraged(a)2m temperature(unit: ),(b)2mspecifichumidity (unit: g kg -1 ),(c)10 m windspeed (unit:m s -1 )overthe HainanIslandin MM5andEtaexperiment,respectively. 情况下, 海南岛低层大气的温 湿 风场呈现出明显的日变化规律, 图中两个试验都能较合理地模拟出这种基本特征.Eta 试验的 2m 温度 2m 比湿在白天均大于 MM5 试验, 夜间小于 MM5 试验, 两个试验温度的大小关系与感热通量一致, 湿度则与潜热通量一致,Eta 试验的温度和感热通量之所以大于 MM5 试验, 主要是由于 Eta 近地层方案考虑了热粗糙度狕 0h 的缘故 (Prasadetal.,2016). 两个试验中气象 程度上更有利于对流的启动. 白天, 地面在太阳辐射作用下受热, 并以湍流形式将热量和水汽输送给近地气层, 使得整个地气层温度 湿度自下而上很快升高. 在湍流通量交换旺盛的正午前后, 两种方案计算的感热通量 潜热通量差异渐渐达到最大, 经过湍流与气象要素不断地适应 调整, 最终表现为温度场和湿度场上的差异 ( 图 11). 温度场上差异较大的地区主要分布在岛屿北部及西部,Eta 试验模拟的 2 m 温度可比 MM5 试验高出 1~2 ( 图 11a,b), 由于海洋的比热较大, 海面温度受近地层方案变化的影响较小, 因此 Eta 试验的海陆温差也会相应较大, 这是导致 Eta 试验中海风较为强盛的根本原因 ( 图 11e,f); 海陆差异是影响比湿分布的重要因素, 海风锋后是水汽储备的大值区, 海风带来的加湿作用使得沿海大部分区域湿度明显增加,2m 比湿最大可达 22g kg -1 以上, 此时两个试验湿度场上的差异在整个岛屿表现的都比

12 １期 王莹等 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 ４３ １ 图 １０ ＭＭ５ 和 Ｅ 试验 ０９ ００ＢＳＴ 的 ｂ ２ｍ 温度单位 ｄ ２ｍ 比湿单位 ｇ ｋｇ ｆ １０ｍ 风速单位 ｍ １ 左列为 ＭＭ５ 试验 右列为 Ｅ 试验 １０ Ｓ ｍｕ ｄ ｂ ２ｍ ｍｐ ｕ ｄ ２ｍｐ ｆ ｈｕｍ ｄ ｇ ｋｇ １ ｆ １０ｍ ｗ ｎｄ ｙ ｍ １ ｎ ＭＭ５ ｎｄｅ ｘｐ ｍ ｎ ｎ ｈｈ ｎｎｉ ｎｄ ０９ ００ＢＳＴ ｐ ｖ Ｌ ｆ ｐｎ ｐ ｎ ｄ ｙ ｐ ＭＭ５ｘｐ ｍｎ ｎｄ ｐｎ ｐ ｎ Ｅ ｘｐ ｍｎ ｇｈ 较明显图 １１ ｄ 空 气 湿 度 的 大 幅 增 加 一 方 面 来 更大 一旦边界层内积聚的扰动能量得到释放 大量 源于下垫面旺盛的 蒸 发 以 及 较 强 的 湍 流 交 换 另 一 的潮湿空气会在云 底 高 度 以 上 释 放 更 多 的 潜 热 更 方面则来源 于 海 风 发 展 带 来 的 充 沛 水 汽 Ｅ 试 验 有利于对流的维持和发展 的温度 湿 度 风 速 均 大 于 ＭＭ５ 试 验 因 而 近 地 层 大气的加热加湿作 用 更 加 明 显 大 气 低 层 不 稳 定 度 夜间２ 海风和对流性降水均结束 此时的环 ３ ０ ０ 境场特征总体上与０ ９ ０ ０较为相似 但温 度较 ０９ ００

13 ４４ 地 球 物 理 学 报 Ｃｈ ｎ Ｊ Ｇ ｐｈｙ ６２ 卷 图 １１ 同图 １０ 但时间为 １４ ００ＢＳＴ １１ Ｓｍ １０ｂｕ １４ ００ＢＳＴ 更低 图 １２ 表明 此时空 气 温 度 和 湿 度 较 １４ ００ 明 显减小 Ｅ 试验模拟的温度和湿度均小于 ＭＭ５ 试 验 这是由于白天 Ｅ 试验降水量比 ＭＭ５ 试 验 多 相应的因降水蒸发而导致的降温幅度以及湿空气中 由此 可 见 近 地 层 参 数 化 的 差 异 可 造 成 大 气 低 层环境场的明显变化 对流发生前 改变近地层方案 对温度的 影 响 不 大 而 对 湿 度 和 风 速 的 影 响 较 大 的水汽因凝结成雨 滴 而 减 小 的 幅 度 也 会 更 大 因 此 Ｅ 方案的湿度 风 速 大 于 ＭＭ５ 方 案 这 在 一 定 程 度上增加了低层大气的不稳定度 午后 热力湍流活 与 ＭＭ５ 试 验 相 比 Ｅ 试 验 的 ２ ｍ 温 度 和 比 湿 更 低 Ｅ 试 验 的 风 速 依 然 大 于 ＭＭ５ 试 验 原 因 与 动不断增强 Ｅ 试 验 的 感 热 通 量 和 潜 热 通 量 均 大 于 ＭＭ５ 试 验 其 直 接 后 果 就 是 近 地 层 大 气 的 加 热 ０９ ００基本相同 加湿作用更加明显 暖湿不稳定层更加活跃 而海风

14 １期 王莹等 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 ４５ 图 １２ 同图 １０ 但时间为 ２３ ００ＢＳＴ １２ Ｓｍ １０ｂｕ ２３ ００ＢＳＴ 锋前的辐合抬升又为不稳定能量的释放提供了重要 的触 发 机 制 由 于 Ｅ 试 验 锋 前 的 辐 合 上 升 运 动 更 地层参数化方案ＭＭ５ 和 Ｅ 方案 对 ２０１３ 年 ５ 月 ３１ 日海南岛的一次海风降水 过程 进 行 数 值 模 拟 讨 强 因此其对 流 性 降 水 也 更 强 对 流 结 束 后 Ｅ 试 论了近地层参数化 对 该 次 海 风 降 水 过 程 的 影 响 改 验由于降水更强 造成了低层大气温度 空气湿度反 变近地层方案后 模 拟 的 海 风 和 降 水 均 表 现 出 了 比 而低于 ＭＭ５ 试验的现象 较明显的变化 两个 试 验 的 差 别 主 要 体 现 在 海 风 及 降水强度的差异上 通过分析海南岛低层风场 散度 ５ 总结与讨论 本文利用 ＷＲ Ｖ３ ７ 模式 选择两种 不同 的近 场及海风传播形式 等 一 系 列 与 海 风 相 关 的 变 量 场 发现 Ｅ 方案的海风强度更大 低层辐合更强 相 应 的降水也更强 岛屿 总 格 点 降 水 量 雨 区 百 分 比 大

15 46 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷 于 10mm) 最大格点降水三个量化指标均比较大. 由于模式中近地层方案的目的是计算低层大气水 热 动量交换系数并进一步得到湍流通量, 改变近地层方案必然引起湍流通量及近地层诊断变量的变化, 因此在探究两个试验的海风及降水为何呈现出这种差异的原因时, 主要从近地面湍流通量及低层大气环境场的差异分析可能的原因. 在白天海风发展时段内, 湍流交换活动较为活跃,Eta 试验的感热通量和潜热通量均大于 MM5 试验, 两个试验的通量差异在午后 时达到最大. 将 MM5 方案替换为 Eta 方案后, 感热 潜热通量分别增加约 3.57% 5.65%, 动量通量减小约 10.79%. 湍流交换的直接结果是边界层内气象要素的时空分布变化, 通过分析不同降水阶段两个试验的 2m 温度 2m 比湿和 10 m 风速三个近地层变量场, 发现 Eta 试验模拟的降水前环境场更有利于对流的启动, 随着太阳辐射的增强, 湍流混合作用不断加大, Eta 试验中较大的感热 潜热通量使近地层温度 湿度均高于 MM5 方案, 即近地层的加热加湿作用更明显, 暖湿不稳定层更加活跃, 再配合海风锋前较强的辐合上升运动, 直接导致了 Eta 试验中对流活动更加强盛. 本文主要讨论了 MM5 和 Eta 方案对典型中尺度现象 ( 海风降水 ) 模拟的差别及可能的原因, 与前人的研究工作略有不同, 本文的侧重点主要集中在两种方案的使用及对模拟结果差异的探讨. 文章得出的两种方案之间感热 潜热通量以及近地层温 湿 风的变化规律与 Prasad 等 (2016) 的数值模拟研究结果均比较一致, 而动量通量之所以呈现出与之相反的情况, 这可能与 Prasad 等同时改变了模式的近地层和边界层方案有关,Shin 和 Hong(2011) 在分析近地层方案和边界层方案对大气的不同影响时曾对此做出过分析, 他们指出, 不稳定层结下的近地层动量非常依赖于边界层的垂直扩散方案, 数值模式中近地层方案和边界层方案存在相互作用并会对低层大气造成不同的影响, 这一问题值得在以后的工作中深入探究. 犚犲犳犲狉犲狀犮犲狊 AnuroseTJ,Subrahamanyam DB.2014.Assessmentofasurface layer parameterization schemein an atmospheric modelfor varying meteorologicalconditions. 犃狀狀犪犾犲狊犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犲,32 (6): Azorin MolinaC,TijmS,EbertEE,etal.2014.Highresolution HIRLAM simulations of the role of low level sea breeze convergenceininitiatingdeep moistconvectionintheeastern IberianPeninsula. 犅狅狌狀犱犪狉狔 犔犪狔犲狉犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,154(1): Beljaars A C M.1994.Theparametrizationofsurfacefluxesin large scalemodelsunderfreeconvection. 犙狌犪狉狋犲狉犾狔犑狅狌狉狀犪犾狅犳狋犺犲犚狅狔犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犛狅犮犻犲狋狔,121(522): BusingerJA,WyngaardJC,IzumiY,etal.1971.Flux profile relationshipsintheatmosphericsurfacelayer. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳狋犺犲犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊,28(2): Chen F, Dudhia J Coupling an advanced land surface hydrologymodelwiththepennstate NCAR MM5 modeling system.part I:Preliminary modelvalidation. 犕狅狀狋犺犾狔犠犲犪狋犺犲狉犚犲狏犻犲狑,129(4): ChengY,Brutsaert W.2005.Flux profilerelationshipsfor wind speedand temperaturein the stable atmospheric boundary layer. 犅狅狌狀犱犪狉狔 犔犪狔犲狉犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,114(3): ConrickR,ReevesH D,ZhongSY.2015.ThedependenceofQPF onthechoiceofboundary andsurface layerparameterization foralake efectsnowstorm. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犃狆狆犾犻犲犱犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔犪狀犱犆犾犻犿犪狋狅犾狅犵狔,54(6): DimitrovaR,SilverZ,ZsedrovitsT,etal.2015.Assessmentof planetaryboundary layerschemesintheweatherresearchand forecastingmesoscale modelusing MATERHORNfielddata. 犅狅狌狀犱犪狉狔 犔犪狔犲狉犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,159(3): FairalC W, Bradley E F, Rogers D P,et al Bulk parameterization of air sea fluxes for tropical ocean global atmosphere coupled ocean atmosphere response experiment. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犗犮犲犪狀狊,101(C2): FokenT yearsofthe Monin Obukhovsimilaritytheory. 犅狅狌狀犱犪狉狔 犔犪狔犲狉犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,119(3): GaoZQ,BianL G,ZhouXJ.2003.Measurementsofturbulent transferinthenear surfacelayeroveraricepaddyin China. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犃狋犿狅狊狆犺犲狉犲狊,108(D13): HanFR,MiaoJF,FengW.2017.Anumericalstudyofseabreeze circulation under cloudy conditions over Hainan Island. 犜狉犪狀狊犪犮狋犻狅狀狊狅犳犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊 (in Chinese),40(6): Han F R, Miao J F, Wang Y H.2018.Impact ofradiation parameterizationoftopographicefectsonseabreezecirculation andcloud waterpaternoverthe HainanIsland. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犜狉狅狆犻犮犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔 (inchinese),34(1): HilC M,FitzpatrickPJ,CorbinJH,etal.2010.Summertime precipitationregimesassociated withtheseabreezeandland breezeinsouthern MississippiandeasternLouisiana. 犠犲犪狋犺犲狉犪狀犱犉狅狉犲犮犪狊狋犻狀犵,25(6): HoltslagA A M,DeBruin H A R.1988.Appliedmodelingofthe nightimesurfaceenergybalanceoverland. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犃狆狆犾犻犲犱犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,27(6): HuangQ Q,CaiX H,SongY,etal.2016.Anumericalstudyof seabreezeandspatiotemporalvariationinthecoastalatmospheric boundarylayer at Hainan Island,China. 犅狅狌狀犱犪狉狔 犔犪狔犲狉犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,161(3):

16 1 期 王莹等 : 近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响 47 Huang W Y,ShenXY,WangW G,etal.2014.Comparisonofthe thermaland dynamic structuralcharacteristicsin boundary layerwithdiferentboundarylayerparameterizations. 犆犺犻狀犲狊犲犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊 (inchinese),57(5): ,doi: /cjg Janjic ZI.1994.Thestep mountainetacoordinatemodel:further developmentsoftheconvection,viscoussublayer,andturbulence closureschemes. 犕狅狀狋犺犾狔犠犲犪狋犺犲狉犚犲狏犻犲狑,122(5): Janjic ZI.1996.ThesurfacelayerintheNCEPEtamodel.Eleventh Conference on Numerical Weather Prediction, Norfolk, VA. 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17 48 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 62 卷 WangJ,MiaoJF,FengW.2016.Anobservationalanalysisofsea breezecharacteristicsoverthe HainanIsland. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳狋犺犲犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犛犮犻犲狀犮犲狊 (inchinese),36(2): Wang W G,Jiang W M, Chen J H The simulation experimentonsea landbreezeanditsturbulencecharacteristic. 犛犮犻犲狀狋犻犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),27(1): WangY,MiaoJF,Su T.2018.A numericalstudyofimpactof topographyonintensityandpaternofseabreezeprecipitation overthehainanisland. 犘犾犪狋犲犪狌犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔 (inchinese),37 (1): WangY H,MiaoJF,CaiQB.2016.Numericalsimulationofthe 3 DstructureofseabreezesovertheHainanIsland. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犜狉狅狆犻犮犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔 (inchinese),32(1): WangYJ,Zhou M Y,XuXD,etal.2013.Comparativestudyof thesimilarity surfacelayerschemessimulateturbulentflux simulations over cropland between MM5 and ETA. 犃犮狋犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),71(4): WangZQ,DuanA M,WuG X.2014.Impactsofboundarylayer parameterizationschemesandair seacouplingonwrfsimulationof theeastasiansummermonsoon. 犛犮犻犲狀犮犲犆犺犻狀犪犈犪狉狋犺犛犮犻犲狀犮犲狊,57 (7): XuH Y,ZhuY,LiuR,etal.2013.Simulationexperimentswith diferentplanetaryboundarylayerschemesinthelowerreaches oftheyangtzeriver. 犆犺犻狀犲狊犲犑狅狌狉狀犪犾狅犳犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊 (inchinese),37(1): YangQ Y,MiaoJF,Wang Y H.2017.A numericalstudyof impactoftopographyonseabreezecirculationoverthehainan Island. 犃犮狋犪犗犮犲犪狀狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),39(3): ZhangB H,LiuSH,LiuHP,etal.2012.TheefectofMYJand YSUschemesonthesimulationofboundarylayermeteorological factorsofwrf. 犆犺犻狀犲狊犲犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊 (inchinese),55 (7): ,doi: /j.issn ZhangZZ,CaiX H,SongY,etal.2014.Statisticalcharacteristics andnumericalsimulationofsealandbreezesin HainanIsland. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犜狉狅狆犻犮犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔 (inchinese),30(2): ZhengYJ,LiuS H,MiaoY C,etal.2016.Efectsofdiferent topographiccorrection methodsonthesimulation ofsurface windspeedandtemperatureinparameterizationschemeofthe YSUboundarylayer. 犆犺犻狀犲狊犲犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊 (inchinese), 59(3): ,doi: /cjg ZhongSY,In H,ClementsC.2007.Impactofturbulence,land surface,andradiationparameterizationsonsimulatedboundary layerpropertiesinacoastalenvironment. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺 : 犃狋犿狅狊狆犺犲狉犲狊,112(D13):D13110,doi: / 2006JD ZilitinkevichS S.1995.Non localturbulenttransport:polution dispersionaspectsofcoherentstructureofconvectiveflows. PowerH,MoussiopoulosN,BrebbiaCAeds. 犃犻狉犘狅犾狌狋犻狅狀犐犐犐 VolumeI.SouthamptonBoston:ComputationalMechanics Publications, 附中文参考文献 韩芙蓉, 苗峻峰, 冯文 多云天气下海南岛海风环流结构的数值模拟. 大气科学学报,40(6): 韩芙蓉, 苗峻峰, 王语卉 地形辐射效应参数化对海南岛海风环流结构和云水分布模拟的影响. 热带气象学报,34(1): 黄文彦, 沈新勇, 王卫国等 边界层参数化方案对边界层热力和动力结构特征影响的比较. 地球物理学报,57(5): ,doi: /cjg 李煜斌, 高志球, 袁仁民等 湍流通量参数化方案的非迭代方法研究. 大气科学,33(4): 刘树华, 陈荷生 几种近地面层湍流通量间接计算方法的比较. 干旱区地理,16(1): 刘树华, 刘振鑫, 李炬等 京津冀地区大气局地环流耦合效应的数值模拟. 中国科学 D 辑 : 地球科学,39(1): 刘振鑫, 刘树华, 胡非等.2012.MM5 和 WRF 对北京地区低层大气局地环流模拟能力的对比研究. 中国科学 : 地球科学,42 (2): 陆昌根, 朱晓清, 沈露予 三维边界层内诱导横流失稳模态的感受性机理. 物理学报,66(20):204702,doi: /aps 苗峻峰 城市热岛和海风环流相互作用的数值模拟研究进展. 大气科学学报,37(4): 苏涛, 苗峻峰, 韩芙蓉.2016a. 海风雷暴的观测分析和数值模拟研究进展. 气象科技,44(1): 苏涛, 苗峻峰, 蔡亲波.2016b. 海南岛海风雷暴结构的数值模拟. 地球物理学报,59(1):59 78,doi: /cjg 苏涛, 苗峻峰, 王语卉 辐射参数化对海南岛海风雷暴结构模拟的影响. 地球物理学报,60(8): ,doi: / cjg 孙卫国, 刘树华 农田植被层上方湍流通量输送特征分析. 南京气象学院学报,21(2): 王静, 苗峻峰, 冯文 海南岛海风演变特征的观测分析. 气象科学,36(2): 王卫国, 蒋维楣, 陈家华 海陆风环流及其湍流特征模拟试验. 气象科学,27(1): 王莹, 苗峻峰, 苏涛 海南岛地形对局地海风降水强度和分布影响的数值模拟. 高原气象,37(1): 王语卉, 苗峻峰, 蔡亲波 海南岛海风三维结构的数值模拟. 热带气象学报,32(1): 王寅钧, 周明煜, 徐祥德等.2013.MM5 和 ETA 相似理论近地层方案对农田下垫面通量模拟比较研究. 气象学报,71(4): 王子谦, 段安民, 吴国雄 边界层参数化方案及海气耦合对 WRF 模拟东亚夏季风的影响. 中国科学 : 地球科学,44(3): 徐慧燕, 朱业, 刘瑞等 长江下游地区不同边界层参数化方案的试验研究. 大气科学,37(1): 杨秋彦, 苗峻峰, 王语卉 海南岛地形对局地海风环流结构影响的数值模拟. 海洋学报,39(3): 张碧辉, 刘树华,LiuH P 等.2012.MYJ 和 YSU 方案对 WRF 边界层气象要素模拟的影响. 地球物理学报,55(7): , doi: /j.issn 张振州, 蔡旭晖, 宋宇等 海南岛地区海陆风的统计分析和数值模拟研究. 热带气象学报,30(2): 郑亦佳, 刘树华, 缪育聪等.2016.YSU 边界层参数化方案中不同地形订正方法对地面风速及温度模拟的影响. 地球物理学报, 59(3): ,doi: /cjg ( 本文编辑汪海英 )