边界层参数化对海南岛山地环流结构和湍流特征模拟的影响

本文基于WRF-ARW(V4.0)中尺度数值模式,选用耦合同一近地层参数化方案(Eta)的五种边界层参数化方案(MYJ、MYNN2、MYNN3、BouLac、UW),对2020年5月1—2日海南岛一次典型山地环流个例进行模拟,对比分析了这五种方案所模拟的山地环流结构和湍流特征的差异,旨在为模式应用于山地环流研究和模式改进提供一定的科学依据.研究结果表明,这五种湍流动能边界层参数化方案均能模拟出山谷风特征,对环流结构和湍流特征的影响表现为谷风时段大于山风时段.对于山地环流水平结构的模拟,因平原风推进距离的不同,五种方案模拟的近地面风速差异可达4 m·s^(-1)以上,其中MYJ方案模拟的谷风最强盛,而MYNN3方案最弱,山区多为静风或小风.对于山地环流垂直结构的模拟,MYNN2、UW方案模拟的谷风环流较强,表现为谷风厚度较厚,推进距离较远,同时由于模拟的谷风环流可越过山顶,从而模拟的高海拔地区上升区的覆盖范围和强度均较大;MYJ、BouLac方案模拟的谷风环流均未能越过山顶,且其中BouLac方案的平原风环流未能与上坡风环流耦合;而MYNN3方案模拟的环流结构最不明显.湍流特征对比分析表明,五种方案模拟的湍流动能强度和分布特征存在显著差异,其中MYNN2方案湍流混合最强,MYJ方案最弱.由于MYNN2方案下垂直湍流混合较强,大气不稳定度增加,因此其对应的谷风厚度较大,同时该方案模拟的边界层结构与实况最为接近,更适用于海南岛山地环流的模拟.

2021年6月大兴安岭地区暴雨洪涝灾害成因分析

2021年6月黑龙江上游大兴安岭地区发生特大洪水,出现历史上罕见的洪涝灾害。利用大兴安岭地区国家地面气象观测站、区域气象自动站、水文和水位站资料,采用统计方法,分析降水变化和主要江河洪水的特征。同时,通过欧亚500 hPa高度和距平场、EC模式500 hPa高度和850 hPa风场、物理量场,采用天气学原理及诊断分析方法,分析了暴雨形成的机制,对2021年洪水与历史洪水年进行了对比。结果表明:(1)大兴安岭地区秋、冬、春季降水量均偏多,使黑龙江上游江段水位偏高,土壤底墒含水率多,增加黑龙江上游河槽蓄水量,使黑龙江上游江河底水高,超警戒水位;(2)汛期雨季来临早,受东北冷涡影响,6月中旬两次暴雨叠加,低层高温高湿的不稳定能量与中高层向南渗透的冷空气结合,导致中低层位势不稳定的建立,为暴雨过程提供动力、热力和水汽条件;(3)强降水集中,加之上游来水比重大,形成暴雨洪水,导致洪峰水位高,超警幅度大,造成2021年6月大兴安岭地区发生暴雨洪涝灾害。

“5·22”广州西北气流控制下特大暴雨过程的中尺度特征分析

为提高对西北气流控制下暴雨过程的认识,以期为此类暴雨预报提供支撑,利用国家级自动站与区域加密自动站逐小时降水资料,FY-2G卫星和广州多普勒天气雷达探测等资料,采用中尺度分析技术与重要物理量参数计算等方法,分析“5·22”广州特大暴雨过程的中尺度特征。结果表明:降水主要发生在夜间至凌晨,短时强降水占日雨量的比均达75%,强对流性明显。暴雨过程由在西北气流控制下的下滑槽配合对流层低层的西南低空急流及其左侧南移进入广东的深厚低涡切变系统产生,中高层西北气流与低层暖平流形成上干冷、下暖湿的不稳定层结。在高温高湿环境下东北风与西南风形成的地面辐合线触发对流,夜间随着低空急流增强,地面辐合增幅,上升运动加剧。β中尺度对流云团合并加强,后向传播的对流单体在西北气流引导下形成列车效应,伴随着高降水效率的热带低质心暖云降水,导致珠三角强降水产生并持续,从而形成特大暴雨。

一次引发四川盆地南部暴雨的西南低涡湿旋转量分析

利用NCEP逐日资料和常规观测资料对2009年7月30～31日一次四川盆地南部强降雨过程进行诊断分析。结果发现:西南涡在700hPa上表现得比较明显,当发展极强时,甚至在500hPa也出现闭合环流;西南低涡涡区内均有降水发生,强降水中心位于涡区东北侧。低层水汽通量散度负值辐合区的分布不仅对相应时段降水落区指示较好,而且对于未来6h雨区分布也有一定参考性,可作为短临预警指标。强降雨区与强正涡度辐合上升运动区有较好的对应关系,对流层低层湿位涡的负值区对降水落区指示较好,强降水区出现在中高层正值MPV1下沿最强区,以及MPV2正负值交界区。

华北秋季强弱线型对流发展时天气尺度环境条件探讨

华北地区进入秋季以后,弱对流过程增加。为了提高秋季对流天气强度的诊断识别能力,选择了9月份发生在相似背景下,强弱不同的两个线型对流个例作了对比分析。结果表明,强对流发生在深厚的天气尺度上升区中(上升运动伸展到200 hPa附近),而且对流层低层环境大气的绝对湿度较大;而弱对流发展时,上升运动仅存在于500 hPa以下,边界层内的比湿只有5～7 g·kg^(-1),较强对流个例低2～5 g·kg^(-1)。它们是导致对流强弱不同的主要原因。强对流个例深厚的上升运动源于低层辐合切变线、露点锋和高空槽的强迫,此外对流层上部的强辐散叠置在低层辐合区上空,有利于上升运动加强并向高层发展。弱对流产生时,冷空气侵入到对流层中层以下,造成下沉区的下边界较低,不能产生深厚的上升运动。这是强弱个例垂直运动伸展高度不同的动力因素。热力学条件差异主要在对流层中下层。强对流产生时,对流区内有能量聚积,CAPE达到1087 J·kg^(-1),而且暖湿层和对流性不稳定层伸展到600～700 hPa。弱对流个例,仅边界层相对暖湿,CAPE只有68 J·kg^(-1)。上述关于力和热动力条件差异研究结果表明,天气尺度上升运动伸展的高度、对流层下层空气的绝对湿度、暖湿层和不稳定层的厚度等可能是影响华北秋季对流强弱的重要环境因素。