基于WRF模式的南海海溫梯度對強對流作用的數值試驗

楊 薇，李 勛，石 娟

（海南省氣象臺/海南省南海氣象防災減災重點實驗室，海口 570203）

海溫梯度可通過影響上層大氣而導致深對流的發展，存在海溫梯度的區域會對附近100～1 000 km的地面風場產生擾動，且擾動與海溫梯度存在正相關關系[1]。Warner等[2]認為，墨西哥暖流附近產生的海溫梯度可引起對流層低層產生輻合。Kuwano等[3]的研究發現，墨西哥暖流側翼的海溫梯度對對流性降水起決定作用，而墨西哥暖流雨帶主要由連續不斷發展的雷暴形成。近年來的研究也進一步證實中尺度的海溫梯度可增強能量的向上輸送，從而改變低層大氣結構并觸發加強對流。Miyama等[4]發現，只有使用高分辨率的海溫資料時，才能較好地模擬黑潮附近的對流降水帶。研究表明，海溫的變化在精細化的天氣模擬中至關重要[5-6]，海溫差異與對流有效位能的差異之間存在正相關關系，暖渦附近增強的地表通量可增加邊界層內的相當位溫，進而使得對流有效位能增加[7]。天氣尺度下，大氣對海溫梯度的響應過程受到垂直混合機制的影響，而動量的垂直混合不僅由垂直風切變和低層大氣浮力決定，區域輻合輻散等風暴特征也起著至關重要的作用[8-9]。前人主要利用衛星遙感和分析資料對海溫梯度進行研究，凸顯海溫梯度的氣候效應，缺乏其對天氣過程響應的研究[10-14]。然而，強對流災害性天氣通常發生在幾小時內。為了更好地做好災害性天氣的預報，有必要研究海溫對更小時間尺度的災害性天氣的影響和其在災害性天氣發生發展過程中的作用。

海南省位于我國最南端，省內海洋面積遠大于陸地面積，而陸地主要以島嶼為主，四面環海，受海洋影響大。目前，對于海南島非臺降水的研究，多從大尺度環境出發，中尺度分析主要集中在由下墊面分布不均而產生的海陸風，山谷風環流的影響，而對局地海溫梯度的作用的關注極少。因此，有必要研究海洋中中尺度的變化對海南島降水的影響，本研究擬使用WRF模式對發生在海南省的一次強對流過程進行數值模擬，通過一組控制試驗和敏感性試驗，使用TRMM降水資料與模擬結果對比，旨在分析降水與海洋中海溫梯度的關系并研究海溫梯度在本次過程中所起的作用。

1 資料與方法

1.1 數據來源 本研究使用的觀測資料來源有：由美國國家海洋和大氣管理局NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）提供的逐日海表面溫度數據，水平分辨率0.25°；美國國家環境預報中心NCEP（National Centers For Environmental Prediction）提供的FNL（Functional Neuroimaging Lab）數據，水平分辨率1°，時間間隔為6 h，10 hPa以下共26層；熱帶測雨衛星TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）的降水產品，水平分辨率為0.25°，時間間隔為3 h，該降水估算數據集具有覆蓋面積廣、時間和空間分辨率較高等特點，被廣泛使用于研究中，并顯示出較好的精度和適應性[15-17]。

1.2 方 法

1.2.1 中尺度數值模式 使用中尺度數值模式WRF V3.6.1進行模擬研究[18]，模式使用麥卡托投影下的雙重嵌套網格（圖1-a），分辨率分別為12 km，3 km，對應最外層區域（D1）格點為330×330，內層（D2）為322×367，中心為17°N 112°E。垂直方向設35層，模式層頂100 hPa。模式初始和邊界條件使用NCEP FNL 1°×1°的再分析資料。模式選用Thompson微物理方案，該方案是在WSM6微物理方案的基礎上發展起來的，方案中包含云水、云冰、雨水、水汽、雪和霰等6種水的相態[19]。其中，雨滴分布函數依賴于雨水混合比，使得雨滴的下落速度較為連續、合理，能更好地描述微物理過程。積云方案使用TiedTke積云參數化方案，該方案可以合理地描述熱帶深對流、信風積云區域和副熱帶組織化對流等現象[20]。由于第2層區域中采用分辨率小于5 km的模擬，對流已不完全是次網格尺度現象，故本研究中模式最內層不使用積云參數化方案。其他物理參數化方案使用Dudhia短波輻射方案，RRTM長波輻射方案，Monin-Obukhov近地面方案，YSU邊界層方案以及Noah陸面方案。本次強對流天氣過程的模擬時段為：2010年8月13日08:00至15日08:00（北京時，下同），前12 h作為spin-up時段，模式結果每半小時輸出1次。

圖1 模擬區域示意圖

1.2.2 數值試驗 設計2個試驗方案，均采用相同的模式設置，分別為：（1）控制試驗（CNTL，下同）：采用NOAA提供的分辨率為0.25°的海溫資料，從圖1-b中可以看到，在西沙到中沙群島北部有高海溫中心存在，海溫較周圍海區高2 k左右，這使得該區域周圍海溫梯度大；（2）敏感性試驗（EXP，下同），把西沙群島附近的高海溫替換為與周圍海溫一致，均一化海溫場，從圖1-c中可以發現，研究區域中海溫均勻分布，在西沙和中沙群島附近海溫在29.5 k左右。

1.3 選取個例介紹 2010年8月14日午后，在海南島陸地至東部海域發生了1次雷暴天氣，此次雷暴過程強降水出現在海南島北部陸地以及東南部海域，其中，海南島上雷電頻次達到879次，具有影響范圍大，降水強度大的特征，雷暴發生期間，對應海域有高海溫梯度區存在，具有較強的海溫梯度。因此，通過對這次強對流過程進行數值試驗，可以較好地研究南海高海溫梯度對局地天氣的影響作用。500 hPa上南海北部位于西太平洋副熱帶高壓南側，有一冷低壓位于南海中部至菲律賓地區，并逐漸向西北方向移，在8月14日14時（圖2），海南島位于588線北側，低壓移至我國西、中沙地區，隨低壓的西北移，海南島南部對流層中層溫度明顯較前期降低。同時，850 hPa上中南半島到南海大部均由一開口向北的槽控制，南海中北部低層吹南到東南氣流，將海上暖濕氣流向北輸送，中高層則對應冷中心，這種上冷下暖的形勢有利于增加垂直的浮力不穩定并導致深對流的發展。

圖2 2010年8月14日14時500 hPa高度場和溫度場

2 結果與分析

2.1 降水情況 對比圖1-b海溫分布與圖3-a中TRMM降水分布可以發現，降水帶與高海溫中心很好對應，主要分布在高海溫區及其周圍海溫梯度大的區域，在17°～19°N，111°～112°E的冷渦區域則基本無降水。模式模擬的控制試驗CNTL能較好地模擬出這一特征，降水帶主要集中在高海溫區域及外圍海溫梯度較大的區域，只是CNTL試驗模擬的降水表現出更強的局地性。EXP試驗中，當把海溫均一化后，從圖3-c中可以發現，降水范圍和降水帶位置變化均較大，海南島上的降水強度和降水范圍均明顯變小，且降水主要位于海南島西側，從圖3-d可以看出，CNTL試驗和EXP試驗的差值達70 mm以上，正值區域主要位于海南島中部，這與TRMM海南島上的降雨帶對應。EXP試驗模擬海洋上的降水位置明顯偏南，位于西沙群島西南部，從圖1-c中EXP試驗的海溫來看，在西沙群島南部14°N以北為海溫相對暖區且海溫梯度較大，與該區降水位置對應。進一步將CNTL試驗減去EXP試驗可以發現（圖3-d），降水正值區主要分布在西沙、中沙群島以北，而負值區則位于西沙群島以南。以上分析結果表明，降水區域與高海溫區以及海溫梯度存在較好對應關系，高（低）海溫梯度區可加強（抑制）降水的產生。

圖3 2010年8月15日08時至8月16日8時24 h累積降水分布

2.2 風場的變化 海溫的不均勻分布可影響中低層風場變化，產生輻合輻散。對于低層風場，對比圖4中CNTL試驗和EXP試驗的10 m風場分布來看，在15日00時和10時，2個試驗均表現出風場的日變化特征。在南到東南氣流的背景風下，00時（圖4-a，圖4-c），由于夜間陸地輻射降溫，風由陸地吹向海洋，但是可以發現CNTL試驗中在中南半島一帶風向由陸地到海洋的轉變更明顯且海南島南部海面的風速明顯較EXP試驗中大，特別是西沙群島西北部一帶，風速差值最高達到10 m·s-1，而在海南島以北，CNTL試驗中風速則明顯小EXP試驗。在10時主要吹海風，風由海洋吹向陸地，同時發現在CNTL試驗和EXP試驗中均出現了風向的輻合及風速大值區，CNTL試驗主要位于西沙群島西北地區，EXP試驗中風速較小且風速大值區位于西沙群島以南，這與降水帶的分布對應。

圖4 CNTL試驗（a, b）和EXP試驗（c, d）中10 m風向和風速分布

進一步分析中層風場的變化，從圖5中15日白天1.5 km高度上風場可以發現，在研究區域中，CNTL試驗和EXP試驗均存在一氣旋性渦旋中心，只是CNTL試驗中氣旋性渦旋中心位于海南島東南部，輻合帶分布在氣旋中心及其外圍的下風向，在海南島東部，西沙和中沙群島北部地區。EXP試驗中氣旋中心明顯偏南，位于15°N，108°E左右，對應輻合帶位置也位于16°N以南。

圖5 2010年8月15日08時至19時1.5 km高度上散度和風場

對應海溫梯度及降水大值區，筆者選擇沿17.5°N作剖面進一步研究，圖6給出8月15日10時位溫、垂直速度和風場的緯向剖面，由圖可見，CNTL試驗中在111.3°E左右出現明顯的風場輻合，上游吹來的西南風在經過高海溫時風速明顯加大并在下游與東南風輻合上升，垂直速度向上延伸至5 km高空以上，最大垂直速度達5.5 m·s-1以上。Mahrt等[21]的研究表明，當空氣經過暖水面后會導致下風方向的溫度梯度變化，局地熱力條件的變化進一步導致水平氣壓梯度改變，從而引起氣流強烈的上升下沉運動，本研究也很好地印證了這一結論。在EXP試驗中，在海溫均一化后，從低層到高層均吹東到東南氣流，無明顯風場輻合。由此可以發現，海溫的不均勻分布可以通過改變局地熱力條件而影響中低層的風向風速，使得輻合輻散發生變化，從而影響降水的強度和范圍。

2.3 水汽輸送 圖7給出CNTL試驗和EXP試驗在2010年8月15日10時的水汽輸送情況，可以發現，2個試驗的水汽輸送存在較大差異，CNTL試驗中，西南風和東南風水汽輸送在西沙群島西北至海南島東南側形成較強的水汽輻合，水汽通量最高達22 g·（cm·hPa·s）-1，而EXP試驗中高水汽通量區的范圍明顯偏小，在海溫均一化的區域，水汽輸送較小，與降水和潛熱通量的分布對應較好。對比2個試驗，大于8 g·（cm·hPa·s）-1的強水汽通量區主要位于暖海區及海溫梯度較大的區域，即CNTL試驗中西沙群島西北至海南島東南沿線，EXP試驗中則位于西沙群島西南側，表明暖海溫和較大的海溫梯度可使低層水汽輸送增多，加劇潛熱釋放，進而加強對流發展。

圖7 2010年8月15日10時1.5 km高度上水汽通量

2.4 熱量通量 在對流的發生發展中，海氣界面的熱量通量起著重要作用。不均勻的海溫分布在引起氣流的輻合輻散的同時，也會導致低層水汽向該區輻合，使潛熱釋放加強，從而加強對流。從15日的平均潛熱通量和感熱通量的分布可以發現（圖8，圖9），CNTL試驗和EXP試驗的共同特點是，整個模擬過程中潛熱通量和感熱通量都為正值，通量由海面向上輸送，對流發展地區為高潛熱通量和感熱通量區，對應高海溫區和大的海溫梯度區。CNTL試驗中，日平均潛熱通高于150 W·m-2的區域主要位于西沙群島以北，海南島西南側以及西沙群島以南，西沙群島以北的潛熱通量最高達220 W·m-2以上，位于18°N 111°E附近，與高海溫及降水區對應，降水過程中較大的潛熱釋放有利于對流的維持和發展。EXP試驗中，除海南島西側的大值區外，高潛熱區主要位于西沙群島以南，且強度較小。從2個試驗模擬的潛熱通量的差異可以發現，正值區主要位于西沙群島以北，與高海溫和大的海溫梯度區對應，負值區則位于西沙群島以南，在西沙群島附近海溫被均一化后，對應海表的高潛熱區也消失。潛熱通量主要是水的相變引起的熱量變化，較高的海溫可導致更多的洋面蒸發，高溫高濕的空氣被輸送到上空，為對流發展提供能量。感熱通量與潛熱通量分布相似，CNTL試驗中西沙群島以北的感熱通量較周圍約高出20 W·m-2，EXP試驗中西沙群島以北的高感熱通量區消失，西沙群島以南的感熱通量卻增大。將CNTL試驗減去EXP試驗后，也表現出與潛熱通量相似的特征。

圖8 2010年8月15日平均潛熱通量分布

圖9 2010年8月15日平均感熱通量分布

3 討 論

前人對于海溫梯度的研究關注其氣候效應，目前，對于南海北部海溫梯度的研究也主要集中在其對大尺度環流的影響上[22-23]。研究表明，海溫梯度的變化可通過影響邊界層要素從而影響局地天氣[9]。因而筆者利用WRF模式對2010年8月15日發生在海南的一次強對流過程進行模擬，通過設計一組控制試驗和海溫敏感性試驗，對比分析控制試驗和敏感性試驗中水汽輸送，中低層風場的變化以及地表通量等研究海洋中高海溫梯度對強對流過程的影響作用。南海北部為高海溫和海溫梯度區域時，可使其上空的熱力條件受到改變從而影響中低層的風向風速，引起強烈的上升下沉運動，使低空更多水汽向該區輻合，加劇洋面上潛熱通量的釋放，使高溫高濕的氣流上升，為對流的發展提供能量，導致強對流天氣的發生。分析表明，強對流發生區域與高海溫區以及海溫梯度對應，高（低）海溫梯度區可使得感熱通量和潛熱通量發生變化從而加強（抑制）降水。以上研究僅僅是針對一次個例的數值模擬試驗，結論代表性還需通過更多個例研究證實。

本研究僅分析了海洋對大氣單向的影響過程，在實際海氣相互作用過程中，兩者的關系應該是雙向的。有研究表明，海表面風應力對海溫梯度的響應一方面會改變海氣間的熱通量，另一方面風應力的旋度造成海水的上翻、下沉運動，從而對局地的海溫分布型產生反饋作用[24]。對南海海氣相互作用更全面的認識可能需要使用海氣耦合模式。另外，在對流發展過程中，除了海溫，氣團變性、東南風的強弱和海氣溫差等因素也會影響對流的發展，本試驗只研究了海溫的作用，在將來的工作中，將進一步挑選不同個例從更多方面加強對海南強對流天氣的形成機制進行分析研究。