不同边界层参数化方案和陆面过程参数化方案对一次梅雨锋暴雨显式对流模拟的影响分析

利用WRF模式对2007年7月8日淮河地区特大暴雨过程开展显式对流(1.1 km)模拟试验,比较两种边界层参数化方案和三种陆面过程参数化方案对降水模拟的影响。结果表明,不同边界层参数化方案和陆面过程参数化方案主要影响模拟的强降水位置和强度,而对雨带位置的影响不大。采用MYJ边界层方案模拟的强降水更接近观测,采用YSU方案模拟的强降水偏弱;陆面过程参数化方案对比,简单的热扩散方案模拟的强降水最强、最接近观测,而RUC方案模拟的强降水最弱,Noah方案居中;同时改变陆面方案和边界层方案比单一改变其中一种方案对模拟降水的影响更大。造成强降水模拟差异的主要原因是模拟的近地面(约1 km以下)大气的湿度和温度不同,导致支持对流发生发展的入流空气的对流有效位能(CAPE)不同,进而影响模拟的对流强度和地面降水量。对强降水模拟较好的试验模拟的近地面大气湿度更大,环境入流空气的CAPE更大,对流发展更强,地面降水也更强。

梅雨锋前线状中尺度对流系统成熟阶段的空气垂直运动分析

2007年7月8日清晨,中尺度对流系统（MCS）沿着梅雨锋南缘准东西向切变线形成和发展,造成了淮河流域特大暴雨.本文综合分析高分辨率的雷达回波和地面观测资料,较严格验证了1.1kin分辨率的数值模拟结果,进而研究了模拟的MCS成熟阶段的深对流（DC）和层云降水区域（RST）空气垂直运动（w）及其预报方程倾向项的分布.DC区域内以强空气上升运动为主,最强上升运动在对流层中层（～6 km）,在低层（＜1.5 km）空气上升和下沉运动并存;RST区域中高层弱上升、低层（4～5 km以下）弱下沉.w预报方程各项中,空气扰动密度浮力项（B1）、扰动气压梯度力项（PGA）和水凝物拖曳项（B2）起着主要作用.在DC区域,低层（1.5 km以下）B1项有助于高θse空气上升和低θse空气下沉,PGA有助于空气上升运动,即热力和动力作用共同影响着新的对流的形成;2～ 10km高度,水物质的相变造成的热力作用支持着DC区域内强烈的上升运动;云顶附近B1为负、PGA为正,这可能是因为空气弱的上升运动导致绝热冷却和长波辐射的冷却作用.与DC区域相比,RST区域内各项的强度比较弱,在～5 km高度以下,雨滴蒸发冷却作用是导致空气下沉运动的最重要的因子;5～ 12kin高度,从DC区域卷出到RST区域的暖湿空气及凝华所释放的潜热是造成正的浮力作用（B1＞0）的主要原因;云顶附近则与DC的情况类似.

2010年6月中国南方持续性强降水过程:天气系统演变和青藏高原热力作用的影响

2010年6月中国南方发生持续性强降水,其强度与2008年6月相当,超过近年来其他年份。但是,与2008年6月相比,2010年6月对流层中低层低值系统活动在青藏高原至长江中下游地区异常频繁,副热带高压(副高)位置异常偏西、强度偏强,导致低层异常风场辐合区及强降水区域相对偏北。分析2010年6月14—24日中国南方连续出现的4次持续性强降水过程,发现南亚高压、对流层中层的中纬度槽脊和西太平洋副高以及低层切变线和东移低涡是造成持续性强降水的主要天气系统。利用WRF模式对2010年6月强降水过程实施显式对流集合模拟试验,在控制试验重现观测到的地面降水和天气系统特征的基础上,在敏感性试验中将青藏高原的地表短波反照率修改为1.0,对比两组模拟试验的结果表明:控制试验中青藏高原的地表感热加热作用使得高原及其周边地区的大气温度发生变化,相应的热成风平衡调整使得对流层低层至高层大气环流和天气系统特征发生显著变化,增强了中国南方的持续性降水。200 hPa青藏高原西部形成反气旋性环流异常,东部形成气旋性环流异常,青藏高原东部南下的冷空气加强,中国南方辐散增强;500 hPa青藏高原北部的脊加强,中国东部的槽加深,副高西北侧的西南风明显增强,从青藏高原向下游传播的正涡度也显著加强;850 hPa的低涡强烈发展并逐步东移,华南沿海的西南低空急流更为强盛,导致降水区的水汽辐合、上升运动及降水强度都增强。