夏季热带西北太平洋上往往存在较大尺度范围的气旋性环流系统,通常被称为季风低压[1-2]或季风涡旋[3-4]。Lander[3]将季风涡旋定义为发生在7—9月西北太平洋地区对流层低层的大尺度近似圆形的涡旋,其直径约2 500 km,生命史为2~3周;同时涡旋南侧及东南侧存在较强的对流活动。季风涡旋对西北太平洋区域的热带气旋活动有重要影响。前人分析了西北太平洋热带气旋生成的低层大尺度环流,发现季风涡旋作为大尺度环境场能促进热带气旋生成,且热带气旋往往生成于季风涡旋南侧至东南侧的活跃对流区域内[5-10]。此外,大量研究表明,由于季风涡旋与热带气旋之间的非线性相互作用,伴随有大尺度低频季风涡旋的热带气旋往往会出现路径突变[11-13]。因此研究季风涡旋的形成机制有利于提高台风生成及路径预报的准确性。
以往研究基本上针对西北太平洋季风涡旋对天气系统的调制作用[3, 14-16],而对其形成机制的研究甚少。Holland[14]对夏季西北太平洋季风环流中各尺度系统的相互作用进行了研究,指出向赤道延伸的中纬度槽能够在低纬地区激发出活跃的对流带,季风涡旋的生成可能是对流层环流对该对流带所释放热源的响应,这与Gill[17]提出的理论模型一致,即对流层中的大气热源会在其西侧激发Rossby波响应,使热源西侧的西风加强并在其西北侧产生气旋性环流。Molinari等[15]认为季风涡旋是由对流层低层西传的赤道Rossby波包中的低压发展而来。当西传的赤道Rossby波包到达西北太平洋中部的纬向风强辐合区时,由于波动能量的累积,波的振幅持续增加并在辐合区的最西端达到最大[18-20]。因此,季风涡旋形成可能与热带波动有一定的关联。Chen等[21]统计分析了1979—2002年间西北太平洋季风涡旋个例的生成机制,发现82%的季风涡旋是通过季风槽与东风波的相互作用而形成的,而13%的季风涡旋是由于中纬度槽向低纬延伸发展而成。综上所述,季风涡旋的生成途径具有多样性,值得进一步研究。
Molinari等[4]研究了中纬度高层强迫作用对1988年7月的季风涡旋发展的影响。研究指出该涡旋是由中纬度气旋性涡旋逐渐发展并南移所形成,并提出中纬度地区的高层动力强迫在初始扰动的生成及发展中具有重要作用。考虑到中纬度高层强迫和热带地区非绝热加热对季风涡旋生成都具有重要作用,而两者对季风涡旋生成的相对作用有待进一步的探讨。为此,本文通过对1991年8月的一次季风涡旋的生成过程进行模拟,以此探讨影响季风涡旋形成的可能机制。
2 资料及个例概述 2.1 资料本文所选用的资料来自欧洲中期天气预报中心(ECMWF)再分析资料(ERA-interim),时间分辨率为6 h,水平分辨率为1.5 °×1.5 °,包含变量纬向风(u)、经向风(v)、垂直速度(ω)、位势高度(φ)和温度(T)、相对湿度(RH)、地面气压、海平面气压、地表温度、2 m温度、2 m相对湿度及10 m高度上的经向和纬向风场。逐日降水资料来自美国国家海洋与大气管理局(NOAA)的PERSIANN-CDR(Climate Data Record of Precipitation Estimation from Remotely Sensed Information using Artificial Neural Networks)[22]数据,时间分辨率为1天,水平分辨率为1 °×1 °。
2.2 季风涡旋生成过程概况1991年8月的季风涡旋是一个极为特殊的个例,其持续时间较长,在其存在阶段为多个台风的生成提供了有利的环境条件[3]。前人研究指出,该季风涡旋形成于一个向热带延伸的中纬度槽系统[14]。为了体现该季风涡旋个例的生成过程,图 1给出了1991年8月5—12日的日平均850 hPa的风场和逐日累积降水的分布。观测资料表明,在8月5日,西北太平洋东部的副热带区域存在一个气旋性低压,其中心位于165 °E,30 °N附近,在其南部至东南部有一明显的强降水区。同时,西北太平洋副热带高压(简称副高)主体位置偏东,在南侧热带地区沿10 °N存在一条明显的对流带。为进一步反映该低压系统的演变情况,图中标注了气旋性低压中心的逐日位置(定义为850 hPa气旋环流内部区域位势高度最小值所在点)。在8月6—7日,副高逐渐西伸并伴随着南侧东风的加强,该系统逐渐向南移动,其强度逐渐加强。8月9—10日,低压主体向西南移动,其南侧与东南侧的对流带与热带地区的对流带逐渐合并,在15 °N以南区域形成一条宽广的对流带。8月10日之后,该气旋性系统强度及尺度快速发展,最终于8月12日演变为一个大尺度的季风涡旋。
综上所述,季风涡旋由生成于副热带的一个气旋性低压系统南移发展形成。Ge等[23]对该中纬度低压进行了研究,指出该系统的形成与中纬度高层的动力过程密切相关。具体来说,在涡旋生成前期,副热带高层有强而频繁的急流活动,伴随着明显的异常位势涡度(PV)平流。高层的正PV平流在对流层中低层激发上升运动,导致低层气压降低,辐合加强,最终形成中纬度低压。图 2a给出了8月5—7日平均的200 hPa风场及风速分布,可看出在季风涡旋生成前期,副热带地区高层有一明显的急流带,与Ge等[23]的结论相符。已有研究表明,北半球夏季中纬度对流层高层经常存在一连串的天气尺度波列,对流层高层的Rossby波破碎多发生于高空急流出口区,通过影响高层PV场的分布,其波动能量向对流层低层伸展,诱发上升运动,进而激发对流层低压系统的生成[20, 24-28]。
季风涡旋的发展与其周围对流带有密切关系,从图 1可知,在季风涡旋生成前,其南侧与东南侧的对流带和热带地区的对流带合并后明显加强。图 2b给出了8月11日5~25 °N经向平均的大气视热源(Q1)的纬向-高度剖面图,140 °E~180 °之间的对流层中低层有明显的非绝热加热,与活跃的对流活动的分布一致,最大加热率为8 K/day,位于160~ 170 °E之间。最大加热率所在位置恰好位于季风涡旋的生成位置的东侧。根据Gill[17]的理论模型,热带地区的热源能够在其西北侧激发Rossby波响应,产生气旋性环流。因此在中纬度低压到达低纬度后,热带地区对流活动释放的潜热无疑对其发展成为季风涡旋有重要的贡献。
以上分析表明,在1991年8月的季风涡旋个例的形成过程中,中纬度高层的动力过程和热带地区的对流潜热均有重要的作用,但两者的相对重要性尚不清楚。由于在观测分析中难以对两者的贡献进行区分,本研究将采用数值模式对本次个例进行模拟,并通过设计敏感性试验探讨两个因素的独立影响,模式及试验的具体设置将在下一章给出。
3 试验设计本文利用中尺度非静力数值模式WRF-ARW(3.3.1版本),模式采用两重双向嵌套网格,第一层模拟区域为97.7 °E~157.1 °W,20.9 °S~52.9 °N,第二层嵌套区域为133.2~170.5 °E,5.8~30.1 °N,分辨率分别为30 km和10 km,对应的区域格点数分别为365 × 292和390 × 270,垂直方向为34层。本次模拟选取的参数化方案包括Ferrier微物理方案,Kain-Fritsch积云参数化方案,Monin-Obukhov近地面层方案,Dudhia短波辐射方案以及RRTM长波辐射方案。模式积分所使用的初始场和边界条件来自于ERA-interim再分析资料。模拟时间为1991年8月5日00时—1991年8月12日00时(世界时,下同),积分168 h,输出间隔为6 h。
本研究设计了3组试验(表 1)。在控制试验(简称CTL)中,初始场和侧边界条件来自ECMWF再分析资料,以此再现季风涡旋的生成和发展过程。为了区分中纬度高层系统和热带地区对流系统的作用分别设计了两组敏感试验。由于高层的动力强迫主要与天气尺度过程有关,在EXP1试验中,我们滤除了88 °E~140 °W,35~54 °N,500~50 hPa区域范围内的天气尺度扰动,具体做法如下:运用Lanczos滤波器对再分析资料中的风场、水汽场、温度场、气压场进行高层低通滤波,将滤除周期10天以下的天气尺度分量后的资料输入模式,重新构造模式的初始场及侧边界条件。通过与控制试验的对比,拟探讨中纬度高层动力强迫作用对季风涡旋生成的可能影响。由于我们只在部分区域内滤除了天气尺度扰动,而未对其他区域进行修改,在模式启动初期,修改区域与500 hPa以下低层以及35 °N以南相关要素场可能存在一定的不协调情况。但从模拟结果看,各变量场未出现明显的异常,说明模式本身能够较好地对初始场的不协调情况进行调整,模拟结果可信。EXP2试验的主要目的是探究季风涡旋南侧及东南侧的对流带所释放的潜热对季风涡旋生成的影响。前人研究[14-15]指出,季风涡旋生成的重要机制之一是,这些活跃的对流所释放的潜热,可作为热源激发Gill-type响应,从而使其西北侧的气旋性低压(即季风涡旋)增强。因此,在EXP2中我们针对涡旋东南侧对流的作用进行研究,在CTL试验的基础上,增加一重嵌套,嵌套区域为150~168 °E,7~15 °N,通过关闭该区域内的微物理方案和积云对流方案,可有效地关闭特定区域的对流,进而去除该区域内对流凝结潜热,其他两重嵌套的设置与CTL试验一样。尽管该试验模式设置在一定程度上过于理想化,但是从试验结果上看,并没有出现明显的异常,且可合理解释模拟结果。因此对比EXP2与CTL试验的结果,即可验证涡旋东南侧的对流带在季风涡旋生成中的作用。本文中,若无特殊说明,各组试验的结果分析都是针对第一层模拟区域。
图 3给出了8月5—12日控制试验(CTL)中的逐日累计降水和850 hPa风场的演变特征。与观测场(图 1)比较可发现,CTL试验较好地模拟出了大尺度的风场的演变和中纬度低压南移并逐渐加强的过程,季风涡旋的形成位置与观测相比略微偏南。同时,控制试验较好再现了降水的分布,以及中纬度低压东南侧对流带与热带地区对流带合并的这一过程。
初始中纬度低压系统在向南移动过程中持续发展。前人研究[29-30]指出,对流层高层或平流层低层的Ertel位势涡度扰动下传,可引起对流层低层气旋性环流的发展。图 4给出8月5—7日沿气旋性环流中心的PV垂直-经向剖面。在8月5日00时,即中纬度低压发展的初始阶段,对流层高层存在明显的正PV异常,位于25~32 °N之间(图 4a)。随后PV高值区向下延伸至600 hPa附近,并与对流层低层PV高值区相连,上下贯通为一个近乎垂直的PV高值区(在对流层低层略偏北),这与Ge等[23]的观测分析结果一致。在8月5—6日00时期间(图 4b~4c),高层的高位涡中心持续存在,同时中层PV逐渐由0.8 PVU增强至1.5 PVU左右,说明低压发展与对流层中高层位涡的下传密切相关。8月6日12时高层正PV开始减弱(图 4d),8月7日00时,低压往南移动至20 °N附近,高层异常正PV基本消失,PV高值区主要位于800~300 hPa之间(图 4e)。此后低压系统持续南移,高层正PV对其发展不再产生影响(图 4f)。因此可知,在初始阶段(8月5—7日),低压系统的发展与高层动力强迫作用密切相关。
值得注意的是,尽管高层PV作用减弱,但低压东南侧的深对流带伴随着气旋性环流在8月8日后继续向西南方向移动并逐渐增强(图 3)。可发现在热带地区存在着一条稳定持续的对流带,其在8月9日之后与南移的低压对流带合并,使气旋南侧至东侧的对流显著加强。图 5为CTL试验中8月9—11日850~200 hPa垂直积分的水汽通量散度和水汽通量,当初始中纬度低压南移至低纬地区时,涡旋的南侧至东南侧为强的水汽通量辐合区,伴随对流发展和潜热释放,涡旋快速发展。Gill[17]指出对流层中局地的大气热源会在其西侧激发Rossby波响应,使热源西侧的西风加强并在其西北侧产生气旋性环流。8月9日以后,涡旋南侧的雨带与热带地区大范围对流带合并,更强的对流活动促使涡旋东南侧的西南风加强。同时,西南风的加强使得涡旋东南侧的辐合加强,导致低压南侧至东南部的对流进一步发展,而强对流活动又通过Gill-type响应使得气旋性低压强度进一步加强。综上所述,在该正反馈机制的作用下,低压持续发展,最终形成季风涡旋。
季风涡旋作为一个直径接近2 500 km的大尺度低频气旋性环流,其尺度有别于其他天气系统。在此个例中发现中纬度低压向赤道方向移动过程中,低压西侧至北侧一直为明显的晴空区,且涡旋中心区域也没有显著的对流,涡旋附近的对流结构表现出明显的非对称性(图 1)。从图 5可看到,涡旋中心西侧及北侧一直为水汽通量辐散区域,环境湿度较小,不利于对流活动的发展,而涡旋的南至东南侧则为水汽通量辐合区。此次南移过程中涡旋西侧的水汽通量较小,水汽通量为正,这主要是由于涡旋中心的西侧的北风将中纬度干冷空气向南输送,致使该区域水汽含量减少。随着低压南移,低压东南部的西南风与副高南侧的东风气流交汇,使得该区域有明显的水汽辐合,该区域对流活跃。Braun等[31]和Fritz等[32]基于理想数值试验研究表明,气旋性涡旋非对称的对流结构会抑制涡旋尺度的收缩。因此,季风涡旋的对流结构的不对称性在一定程度上解释了其较大的尺度的形成原因。
4.2 敏感性试验结果前文分析指出,在季风涡旋的形成过程中,前期中纬度的高层动力过程起主要作用,而后期对流潜热起主要作用。然而,两者的相对重要性尚不清楚,接下来将通过对比控制试验与两组敏感性试验的结果,对该问题作进一步分析。
4.2.1 涡旋强度、尺度对比季风涡旋的强度和尺度一般由最大的切向风速以及最大切向风速所在半径表示[33]。为了进一步对比3组试验中模拟的季风涡旋与观测中的季风涡旋的强度和尺度,图 6给出了3组试验和观测资料的季风涡旋的切向风速径向分布图,CTL试验所模拟的季风涡旋的强度和尺度均较观测偏小,但总体而言,两者的风廓线差异并不大,说明CTL试验对季风涡旋的模拟效果较好。CTL试验中最大切向风为7.8 m/s,且最大切向风位于900 km附近,Wu等[33]统计了西北太平洋多年季风涡旋活动,发现850 hPa最大切向风位于800~1 100 km的半径范围内,CTL中涡旋强度和尺度与前人的研究结果较一致。
相较于CTL,EXP1中12日生成的涡旋最大切向风为9.5 m/s,强度明显大于CTL,但是尺度明显减小,此时的涡旋强度及尺度不满足季风涡旋的定义,而更倾向于台风。而EXP2中去除了季风涡旋东南侧的潜热加热作用,12日生成的涡旋切向风峰值小于CTL,且尺度减小至250 km左右。由此可知,中纬度高层动力强迫和热带地区的潜热释放对季风涡旋的生成具有十分重要的影响,当缺乏任何一个作用时季风涡旋均无法形成。我们将在以下小节中对两者的物理解释进行具体的分析。
4.2.2 中纬度系统作用上述分析表明,中纬度高层PV异常强迫对对流层中低层系统发展具有一定的作用。对比观测(图 2a),可发现CTL试验中急流分布及强度与观测场基本一致,CTL试验与EXP1试验高空急流的对比图(图 7)可看到,当去除10天以下天气尺度扰动,EXP1试验中200 hPa高空急流的强度明显弱于CTL。进一步分析发现,在500 hPa以上的其他层次,EXP1试验中西风急流的强度相比CTL均出现了明显的减弱(图缺)。这说明由于中纬度地区10天以下天气尺度分量被滤除,造成扰动动能减小,高空急流强度明显减弱,高层正PV的动力强迫作用减弱,导致中纬度气旋性低压强度减弱。
图 8为EXP1试验中沿涡旋中心的PV经向-高度剖面图。与CTL试验相比,在8月6日00时,EXP1试验中对流层高层正PV异常消失(图 8c),只在850~300 hPa有PV分布。在随后的时间段中,EXP1试验中与涡旋相关的正PV的量级以及尺度都出现了明显的减小(图 8d~8e),至8月7日12时,对流层低层850 hPa与涡旋相关的正PV基本消失(图 8f),说明高层动力强迫作用的削弱使涡旋的发展被抑制。
高层正PV异常能够导致准地转强迫,在对流层中低层激发上升运动,有利于将水汽向上输送,使气柱中的水汽含量增加,从而促进对流发展,这可促进对流层低层低压系统的发展[23]。与准地转强迫相联系的垂直运动可通过含Q矢量散度的准地转ω方程进行定量诊断[34]。Q矢量的定义如下:
(1) |
其中Q1、Q2代表Q矢量的纬向分量与经向分量,R=287 J/(kg·K)为比气体常数,p为气压,vg为地转风,T为温度。根据Holton[35]定义,含Q矢量散度形式的准地转ω方程可写为:
(2) |
其中σ为静力稳定度,f0为局地科氏参数,β为科氏参数的经向梯度。方程(2)中等号右侧的第二项为与β效应相关的准地转强迫项,对于天气尺度运动而言,其量级远小于Q矢量散度项,因此可忽略。可看出,Q矢量散度为准地转垂直速度ω的二阶导数,即方程的右端项与-ω成正比,因此Q矢量辐合辐散区分别对应上升(ω < 0)和下沉运动(ω > 0)。需要注意的是,本文未使用准地转湿Q矢量计算垂直速度,因此可排除非绝热加热对垂直运动的影响,以体现高层PV所造成的动力强迫作用的强度。通过对比EXP1和CTL试验中准地转垂直速度的强弱,即可直观地体现高层PV的动力强迫对季风涡旋生成的重要性。
为了定量分析对流层高层系统的强迫作用对气旋性低压发展的作用,本文将两组试验中用Q矢量反算得到的ω进行比较(图 9)。图 9给出了8月5—7日以低压系统南侧至东南侧对流带中垂直上升速度最大值为中心的900 km × 900 km的矩形区域内两组试验平均的ω廓线对比图,初始阶段CTL试验中对流层由低层至高层均为上升运动,最强准地转上升运动出现在对流层低层,当滤除10天高频扰动之后,EXP1试验中Q矢量反算的垂直速度明显小于CTL,24 h后CTL中对流区域的垂直速度明显加强,而此时EXP1试验中的垂直速度明显较CTL减弱,8月7日,由于气旋南移,高层异常正PV减小,CTL中准地转强迫造成的上升运动强度明显减小,说明气旋东南侧的对流强度减弱,这与图 1的结果一致。EXP1试验中由于高层动力强迫作用的明显减弱,涡旋南侧至东南侧的上升运动已变成下沉运动。由此得知,初始中纬度低压的发展和维持与中纬度高层强迫存在密切联系。
与此同时,图 10给出了CTL与EXP1试验8月6—8日850 hPa风场和相对湿度差异(CTL-EXP1)分布,当模拟区域35 °N以北滤除10天以下的天气尺度扰动,EXP1试验中涡旋中心西侧的西风明显减弱(图 10),西北风所携带的干冷空气也明显减弱,涡旋西侧的相对湿度有所增加,同时由于西风的减弱,使得低压东南部的西南风与副高南侧的东风辐合减弱,造成EXP1试验中涡旋中心东侧的相对湿度减小,可能导致涡旋在南移过程中尺度收缩。至8月12日,EXP1试验中切向风风速明显强于CTL,且尺度出现了明显的减小(图 6)。
由上文可知,非绝热加热作用在低压系统发展过程中具有重要作用。图 6可明显看出,在EXP2试验中,涡旋的最大切向风位于150 km处,其中最大风速约为6.8 m/s,涡旋尺度明显小于CTL试验,由于低纬地区一直缺乏上述对流潜热加热与涡旋的正反馈相互作用,致使12日生成的涡旋强度较CTL弱。为进一步比较两组试验的差异,说明对流潜热释放对季风涡旋生成的影响。图 11(见下页)给出了两组敏感性试验8月12日00时850 hPa风场和累计降水量分布。EXP1试验中12日的涡旋位于热带地区的对流带中,尺度减小且位置较CTL偏东,对流集中在涡旋中心附近,此时涡旋的结构更像是由局地非绝热加热强迫作用发展形成的台风。从图 11b可看出,在150~168 °E,7~15 °N(红色方框)范围内无降水存在,即对流活动显著减弱,这与该试验中季风涡旋强度减弱相符合。同时,由于EXP2中季风涡旋东南侧大范围区域无对流活动发展,潜热释放作用显著减弱,涡旋中心明显西移,使得对流集中于涡旋中心附近,因而最后生成的涡旋尺度较小,其结构不满足季风涡旋的定义。前人研究结果表明季风涡旋附近最强的辐合一般位于涡旋的东南部,这一区域对流强烈发展,对流活动所释放的潜热能够在对流层低层激发闭合的类似季风涡旋的扰动[14, 36]。EXP2试验结果表明,低压环流与其外围对流的相互作用对于涡旋强度和尺度具有重要影响。
本文利用WRF-ARW模式对1991年8月季风涡旋个例进行模拟,并对其生成机制进行了研究。重点探讨了中纬度系统高层强迫和涡旋外围对流带对季风涡旋生成的强度和尺度影响。
(1) 中纬度高层的动力强迫作用在对季风涡旋形成时的强度具有重要影响。在初始阶段,高层异常正PV扰动下传有利于对流层低层中纬度低压扰动的发展。Q矢量诊断表明,初始阶段高层准地转强迫引起的上升运动有利于初始中纬度低压系统的发展和维持。
(2) 当初始低压系统向赤道方向移动时,中纬度高层动力强迫减弱消失。但涡旋南侧的雨带开始与热带地区对流带合并,使得大气环流对热源的Gill响应增强。同时,低压的增强促进其南侧至东南部的对流发展。在上述正反馈机制的作用下,低压最终发展形成季风涡旋。
(3) 低压系统两侧对流结构的非对称性有利于季风涡旋维持较大尺度。由于涡旋西北侧西风将干冷空气携带至该区域,水汽辐散,涡旋西北侧一直处于较干的环境中;同时西风与副高南侧的东风在涡旋的东南侧辐合,致使该区域水汽辐合,涡旋两侧的对流结构明显不对称致使季风涡旋维持较大尺度。
需要指出的是,本研究仅针对一个典型个例进行模拟分析,重点考虑了中纬度高层强迫和对流潜热加热作用对季风涡旋生成时强度和尺度的影响。而季风涡旋形成可能涉及多时间尺度相互作用的结果。此外,热带波动在不同环境背景条件下会发展成涡旋结构。以上这些影响本文尚未涉及,因此有待进一步研究。
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