华南前汛期一次大暴雨过程的扰动位涡反演与数值研究

文章编号：１００４－９０４５（２００８）０３－０１９３－１１
华南前汛期一次大暴雨过程的扰动位涡反演与数值研究
赵玉春１，２，王叶红１，崔春光１
（１．中国气象局武汉暴雨研究所，武汉４３００７４；２．武汉中心气象台，武汉４３００７４）
摘要：利用ＮＣＥＰ１°×１°６ｈ再分析资料、位涡反演和数值试验方法，分离与不同物理过程有关的扰动位涡进行反演诊断，在此基础上移除模式初始场中包含的与不同物理过程有关的扰动位涡反演的平衡场进行敏感性试验，对２００６年５月
２１—２２日一次热带扰动系统北上在广东珠江三角洲地区引发的大暴雨天气过程进行了探讨。

结果发现：对流层中低层与
潜热释放有关的正扰动位涡是影响热带扰动形成、维持及发展的主要因子之一；与潜热释放无关的扰动位涡对副热带高压的形成和维持有重要作用，影响热带扰动系统的移动路径；边界层内的扰动位涡有利于南海热带洋面北上气旋性扰动的发生、发展与维持；中高层扰动位涡对气旋性扰动系统的直接影响很小；下边界扰动位温不利于气旋性扰动系统的形成、维持与发展。

数值敏感性试验表明，初始场中包含的与不同物理过程有关的扰动位涡在暴雨数值模拟中有重要作用，它们不同程度地影响热带扰动的强度、活动路径的模拟，并影响暴雨强度和落区；与非绝热物理过程有关的扰动位涡很大程度上影响暴雨强度，而与非绝热物理过程无关的扰动位涡很大程度上决定暴雨落区。

关键词：暴雨；位涡反演；数值试验中图分类号：Ｐ４５８．１＋２１．１
文献标识码：Ａ
收稿日期：２００８－０１－１７；定稿日期：２００８－０６－１８
基金项目：中国气象局武汉暴雨研究所暴雨基金项目（ＩＨＲ２００７Ｋ０４）资助
作者简介：赵玉春，男，１９７２年生，博士，主要从事暴雨形成机理与预测方法、中尺度动力学及数值模拟研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｚｈａｏｙｃｈ＠ｃｍａ．ｇｏｖ．ｃｎ
１引言
位涡在绝热、无摩擦的条件下具有守恒性和可逆性。

２０世纪８０年代，Ｈｏｓｋｉｎｓ等［１］对位涡进行了较为系统的总结，提出绝热无摩擦大气有沿等熵面作二维运动的趋势，认为位涡具有丰富的动力学内涵，等熵位涡图是研究大气动力学过程一个非常有用的工具。

Ｈａｙｎｅｓ等［２］讨论了非绝热、
摩擦或其它外力情形下位涡的演变。

由于位涡具有守恒性，因而可以通过位涡异常确定受非绝热加热和摩擦等非守恒因子的影响程度。

２０世纪９０年代初，Ｊｏｓｅｐｈ等［３］将位涡守恒性和可反演性相结合，利用浅水方程进行了平衡模式的位涡反演试验，认为位涡反演原理适用于大尺度气流。

Ｄａｖｉｓ等［４］提出了扰动位涡（ＰｅｒｔｕｒｂｅｄＰｏｔｅｎｔｉａｌＶｏｒｔｉｃｉｔｙ，ＰＰＶ）分离的反演方法，即利用位涡守恒性分离出由非
守恒过程引起的位涡异常，借助ＰＰＶ反演方法诊断不同位涡对风场和气压场的影响，从而推断某些现象的物理原因；之后，又对不同反演方法的差异进行了比较［５］。

Ｍｉｃｈａｅｌ等［６］用浅水模式在球面上测试了不同平衡约束条件下位涡反演的准确性。

Ｗａｎｇ等［７］和Ｚｈａｎｇ等［８］进一步将非绝热、摩擦和降水质量强迫等非守恒因子加入到非线性平衡方程和位涡方程来研究台风的形成机制。

Ｍｉｃｈａｅｌ等［９］在２００５年分析初始潜热释放对气旋降水分布的影响时发现，强降水潜热释放可在
对流层低层生成高值位涡，它诱生的平衡流对水汽输送非常重要，是气旋快速发展的主要原因。

Ｄｅｍｉｒｔａｓ等［１０］利用卫星水汽云图对局地位涡调整改进短期天气预报。

Ｃｏｗｅｎ等［１１］通过位涡反演方法移除局地最大ＰＰＶ调整初始场，并对飓风再次快速加强的影响因子进行了研究。

可见，位涡反演及其与数值模拟相结合，是大气科学研究的一种有效手段，但利用位涡反演进行暴雨研究相对较少。

华南前汛期期间，南海热带季风开始活跃，锋面扰动、边界层扰动、季风涌扰动以及热带低压（气旋）等往往引发暴雨、大暴雨甚至特大暴雨，给该地区造成严重洪涝灾害。

不少气象学者先后研究了华南暴雨产生的大尺度背景、天气尺度系统以及引发暴雨的中尺度对流系统等［１２－１４］，获得大量研究成果，加深了对这一特殊地理区域暴雨形成机理的认识，对暴雨业务预报起到积极作用。

从业务预报中发现，华南前汛期存在一类特殊的暴雨事件，即对流层低层热带扰动北上引发的暴雨，这类暴雨发展迅速，加之南海热带洋面上缺乏观测资料，给业务预报带来相当大困难。

２００６年５月２１—２２日，广东东部沿海地区出现大暴雨或特大暴雨天气（以下简称“０６．５”粤东暴雨），强降雨团位于珠江三角洲，台山和新会的２４ｈ降水量分别达到２３２、２２９ｍｍ，这次特大暴雨就是由对流层低层南海北部强的气旋性风速扰动北上引发的暴雨。

赵玉春
第２７卷第３期２００８年９月
暴雨灾害
ＴＯＲＲＥＮＴＩＡＬＲＡＩＮＡＮＤＤＩＳＡＳＴＥＲＳ
Ｖｏｌ．２７Ｎｏ．３Ｓｅｐ．２００８
从图１中可见，暴雨发生前（图１ａ），８５０ｈＰａ平衡风和相对涡度非常小，即高层ＰＰＶ对低层天气系统的影响很小；暴雨开始时段（图１ｂ），四川东部、湖北中部到山东南部一带有一非常弱的正涡度带，涡度大值区
位于四川东部地区，最大正涡度为０．３×１０－５ｓ－１，即中高层ＰＰＶ对中纬度切变线有一定影响；暴雨发展阶段
（图１ｃ），四川东部到陕西一带为正涡度带，它对与切变
线有关的正涡度带作用不大，在切变线所在区域的湖
等［１５］曾对这类暴雨事件的典型个例进行过初步研究，并对暴雨发生的有利环境场特征以及中尺度地形等在暴雨形成中的重要作用有所揭示。

本文进一步利用位涡反演方法，分离与不同物理过程有关的ＰＰＶ，试图揭示与不同物理过程相关的ＰＰＶ在热带扰动引发华南暴雨过程中的作用，以期加深对此特殊类型暴雨的认识；在此基础上，利用数值试验方法，探讨初始场中包含的与不同物理过程有关的ＰＰＶ在暴雨数值模拟中的重要性，为改进暴雨数值预报提供线索和依据。

２暴雨系统的扰动位涡反演
２．１方法与位涡分离
利用Ｃｈａｒｎｅｙ［１６］等提出的非线性平衡方程作为平
衡条件，形成闭合方程组进行ＰＰＶ反演。

首先，选取
２００６年５月１７—２５日作为平均时段，计算得到平均
的高度场、温度场、风场和位涡场，再计算出扰动的风场、温度场、高度场和位涡场。

其次，在Ｄａｖｉｓ等［４］和
Ｃｈｅｎ等［１７］的研究基础上，假设下边界位温扰动与地面
加热等物理过程有关，边界层ＰＰＶ的产生与边界层同
地面之间的潜热感热交换以及摩擦等物理过程有关，对流层中低层潜热释放造成的非绝热加热产生了湿大气的正位涡，对流层高层大气的ＰＰＶ对对流层低层大气有一定的作用，将ＰＰＶ分离以下部分：（１）下边界的位温扰动（１０００ｈＰａ和９７５ｈＰａ位温的插值）；（２）边界层（对流层低层９７５—９００ｈＰａ）的ＰＰＶ；（３）对流层中低层与潜热释放有关的ＰＰＶ（８５０—５００ｈＰａ相对湿度≥
７０％的正ＰＰＶ）；（４）对流层中低层与潜热释放无关的ＰＰＶ
（８５０—５００ｈＰａ相对湿度＜７０％的正ＰＰＶ和其它ＰＰＶ）；（５）对流层高层４５０—１５０ｈＰａ的ＰＰＶ。

最后，对扰动的
位涡场进行反演，得到满足非线性平衡方程的高度场、风场，并导出温度场。

２．２高层ＰＰＶ的作用
高层位涡异常对对流层中低层中纬度气旋的发生发展具有重要作用，高层强的位涡异常可在近地面诱生出气旋性环流［１８］。

但反演结果表明，高层ＰＰＶ对引发华南暴雨的热带扰动系统发生发展的直接作用很小，反演的平衡风仅对中纬度切变系统有一定的作用。

图１是“０６．５”粤东暴雨不同发展阶段高层ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风和相对涡度。

图１“０６．５”粤东暴雨不同发展阶段中高层ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风（ｍ・ｓ－１）
及其相对涡度（１０－５ｓ－１）（阴影为１５００ｍ地形）
４０°Ｎ３５３０２５２０１５
１０
１００１０５１１０
１１５１２０１２５１３０１３５°Ｅ
１００１０５１１０１１５１２０１２５１３０１３５°
Ｅ（ａ）２０日２０时
（ｂ）２１日０８时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
１００１０５１１０
１１５１２０１２５１３０１３５°Ｅ
（ｃ）２１日２０时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
１００１０５１１０１１５１２０１２５１３０１３５°
Ｅ（ｄ）２２日０８时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
"
１
"
１
"
１
"
１
１９４暴雨灾害第２７卷
反演结果表明，暴雨发生前，与非绝热加热有关的正ＰＰＶ在南海北部热带洋面上诱生一个气旋性环流，其相对涡度达到１．０×１０－５ｓ－１，它是南海热带洋面上气旋性扰动形成的主要原因；另外，在湖北西部、河南一带存在一个气旋性环流，其相对涡度达到３．０×
１０－５ｓ－１，正好位于中纬度冷式切变线所在区域，它是冷
式切变线形成的主要因子（图２ａ）。

暴雨开始时段，南海
北部热带洋面上形成的气旋性环流向北推进并开始影响广东西南地区，且其强度明显增大，相对涡度达到２．０×１０－５ｓ－１，湖北西部、河南一带的气旋性环流东移南压到湖北中部、河南以及山东一带，强度也明显增大，相对涡度达到５．０×１０－５ｓ－１（图２ｂ）。

暴雨维持和发展阶段，南海北部热带洋面上的气旋性环流进一步北进而影响广东大部地区，气旋强度继续增大，相对涡度达到３．０×１０－５ｓ－１，湖北中部、河南以及山东一带的气旋性环流东移南压到湖北东部、安徽北部到山东一
带，强度也继续增大，最大相对涡度达到８．０×１０－５ｓ－１，正涡度带与实际风切变线的正涡度带近乎一致（图２ｃ）。

暴雨后期，随着影响广东的中尺度气旋与南下的中纬度切变线结合，与非绝热加热有关的正ＰＰＶ反演出的两个气旋性环流也相互结合，形成一个东南—西北走向的正涡度带，该正涡度带与实际风的正涡度带近乎一致（图２ｄ）。

可见，此类ＰＰＶ在热带扰动系统的发生发展中起到了重要作用。

２．４对流层中低层与非绝热加热无关的ＰＰＶ作用
对对流层中低层与非绝热加热无关的ＰＰＶ反演
分析发现，其平衡风在低层副热带高压反气旋环流所在区域形成一个反气旋环流和负涡度带，有利于低层副热带高压形成与维持，对中纬度切变线系统的形成有着重要作用，而对南海热带洋面上气旋性风向和风速扰动系统形成和发展的作用不大，在其阻挡下，扰动系统并不东移，而是向偏北方向移动。

图３是“０６．５”
北东部和河南东北部存在正涡度区，涡度值仅为０．１×１０－５ｓ－１；暴雨后期（图１ｄ），中高层ＰＰＶ在湖北到河南
一带诱生出一个气旋性环流，正的涡度带位于湖北中部到河南中部地区，此时中纬度的切变线系统已东移南压到江西、安徽和江苏一带。

２．３对流层中低层与非绝热加热有关的ＰＰＶ作用
降水凝结潜热释放产生的非绝热加热对天气系
统的发生发展起着重要作用，有关潜热释放等非绝热加热过程对暴雨系统的影响及其相互作用已有研究［１９］。

Ｃｈｅｎ等［１７］通过位涡反演探讨了非绝热物理过程在梅
雨锋暴雨系统中的作用，认为与非绝热过程有关的
ＰＰＶ在梅雨锋的形成和发展中起到重要作用。

图２是
“０６．５”粤东暴雨不同发展阶段对流层中低层与非绝热加热有关的正ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风和相对涡度。

图２“０６．５”
粤东暴雨不同发展阶段对流层中低层与非绝热加热有关的正ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风（ｍ・ｓ－１）及其相对涡度（１０－５ｓ－１）（阴影为１５００ｍ地形）
（ａ）２０日２０时４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
（ｂ）２１日０８时４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°
Ｅ（ｃ）２１日２０时４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
（ｄ）２２日０８时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
!
８!
８!８
!８
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°
Ｅ１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
１９５
赵玉春等：华南前汛期一次大暴雨过程的扰动位涡反演与数值研究第３期
粤东暴雨不同发展阶段对流层中低层与非绝热加热无关的其它ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风和相对涡度。

暴雨发生前，我国东部大陆及其以东洋面为一反气旋环流，其中心位于浙江附近，最大负涡度达－６．０×
１０－５ｓ－１，它对低层副热带高压的形成和维持有一定作
用，而湖北西部、
河南到山东一带的切变线系统所在地区存在一正涡度带，该正涡度带的形成与反气旋环流西侧的西南风有密切关系，南海北部热带洋面位于反气旋环流底部并盛行偏东风，它对该地区气旋性扰动形成的作用不大，广东沿海以东洋面上存在一负涡度区，它不利于南海北部洋面气旋性扰动向东移动（图３ａ）。

暴雨开始阶段，反气旋环流主体略向东撤，但其南部向西南方扩展，形成一东北—西南向反气旋环流，其中心为一负涡度带，最强负涡度达到－５．０×１０－５ｓ－１，它仍有利于低层副热带高压系统的维持，反气旋环流西北侧为一正涡度带，该正涡度带对东移南压的切变线起到一定作用，南海北部到广东中西部一带为东南气流，对该地区气旋性扰动系统发展影响不大，广东沿海以东洋面上负涡度区略有西进，它不利于南海北部洋面的气旋性扰动东移（图３ｂ）。

暴雨发展阶段，随华北低槽东移南压，华北西部地区开始有西北气流南下，它与反气旋环流西北侧西南气流共同作用，形成一条东北—西南向正涡度带，该正涡度带与实际风切
变线位置一致，此时，南海北部与广东大部地区仍维持东南风，对广东境内中尺度涡旋形成作用不大，广东以东洋面上负涡度区维持，仍不利于南海北部洋面气旋性扰动东移（图３ｃ）。

暴雨后期，低层副热带高压区反气旋环流进一步东撤，对中纬度切变线有一定作用的正涡度带也进一步东移南压，广东境内大部地区盛行西南气流（图３ｄ）。

２．５对流层低层（边界层）ＰＰＶ的作用
边界层物理过程主要为边界层大气与地面的潜热和感热交换以及地面摩擦对边界层大气的影响等，边界层内位涡的制造主要与边界层内的物理过程有关。

对边界层内ＰＰＶ反演分析发现，边界层ＰＰＶ在影响“０６．５”粤东暴雨主要天气系统的形成、维持与发展中有一定作用。

首先，边界层ＰＰＶ在南海北部气旋性扰动区反演出一个气旋性环流，该气旋性环流随实际风气旋性扰动向北传播，并在暴雨持续阶段得到加强；其次，中纬度切变区反演出一个正涡度带，该涡度带与实际风切变线的涡度带一致，并伴随切变线涡度带一起东移南压。

图４是暴雨不同发展阶段对流层低层ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风和相对涡度。

暴雨发生前，南海北部有一气旋性环流，其相对涡度最大值达到１．０×１０－５ｓ－１，该正涡度区与南海热带洋面实际风的气旋性扰动造成的涡度中心一致，在中
图３“０６．５”
粤东暴雨不同发展阶段对流层中低层与非绝热加热无关的其它ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风（ｍ・ｓ－１）及其相对涡度（１０－５ｓ－１）（阴影为１５００ｍ地形）
１００１０５１１０１１５１２０１２５
１３０１３５°Ｅ
（ａ）２０日２０时４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
１００１０５１１０１１５１２０１２５
１３０１３５°
Ｅ（ｂ）２１日０８时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５
１０
１００
１０５
１１０１１５
１２０
１２５
１３０
１３５°
Ｅ（ｃ）２１日２０时１００１０５１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
（ｄ）２２日０８时
!
８
!
８
!
８
!
８
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
４０°Ｎ３５３０２５２０１５
１０
１９６
暴雨灾害第２７卷
纬度切变线所在区域存在两个正涡度区，分别位于川东和山东，这两个正涡度区有利于切变线系统形成与维持（图４ａ）。

暴雨开始时段，南海热带洋面上的气旋性环流和正涡度区向北推进并影响广东西南地区，其相对涡度为１．０×１０－５ｓ－１，与实际风的正涡度区一致，江西、湖南、湖北、安徽以及山东一带反演出一个气旋性环流，其中心位于山东附近，一正涡度带与该气旋性环流相对应，其最大正涡度达到３．０×１０－５ｓ－１，此正涡度带与中纬度切变线所在位置一致（图４ｂ）。

暴雨发展阶段，南海热带洋面上的气旋性环流进一步北推而影响广东大部地区，且气旋性环流强度有所增大，最大相对涡度为１．５×１０－５ｓ－１，此时中纬度切变线所在区域为一正涡度带（图４ｃ）。

暴雨后期，随着影响广东的中尺度涡旋与东移南下的中纬度切变线结合，形成一东北—西南向正涡度带，涡度带上最大正涡度为（１．０～
２．０）×１０－５ｓ－１（图４ｄ）。

２．６下边界扰动位温的作用
下边界扰动位温对位于其上空的天气系统有一定作用，受日变化的影响，这种扰动位温对其上空天气系统的影响也具有一定的日变化，对对流层低层天气系统的强弱有一定的“调节”作用［４］。

经分析发现，下边界位温异常对“０６．５”粤东暴雨天气系统的发生发展有一定影响，但这种影响在暴雨不同发展阶段有所不
同。

图５是暴雨不同发展阶段下边界扰动位温反演的
８５０ｈＰａ平衡风和相对涡度。

暴雨发生前，由于负扰动位温的影响，反演的平衡风在海南岛、南海北部到台湾岛一带的洋面上形成一负涡度带，该负涡度带不利于南海北部热带洋面上气旋性扰动形成，在我国大陆中东部有一气旋性环流，该环流西侧盛行偏北气流，在川东到陕西一带为一负涡度带，它不利于中纬度切变线系统的形成与维持（图
５ａ）。

暴雨发生阶段，大陆东部的气旋性环流东移入海，
大陆东部为一致偏北气流，它不利于南海北部热带洋面上气旋性扰动系统北上，川东到山东一带大部地区位于负涡度带，也不利于中纬度切变线系统维持（图
５ｂ）。

暴雨发展阶段，鄂中到山东一带为一负涡度带，它
不利于中纬度切变系统维持，广东境内平衡风和相对涡度很小，因而它对北上到该地区的气旋性扰动系统作用不大（图５ｃ）。

在暴雨后期，下边界扰动位温在华中地区形成一个反气旋环流，我国东部地区位于反气旋的前部，盛行偏北风，使中纬度切变线西北侧的偏北气流增强，对切变线系统有一定作用（图５ｄ）。

总体而言，从暴雨初期到盛期，下边界扰动位温并不利于中纬度切变线和南海热带洋面上气旋性扰动系统的形成、维持与发展，只在暴雨后期加大了切变线北侧的偏北风。

图４“０６．５”粤东暴雨不同发展阶段对流层低层ＰＰＶ反演的８５０ｈＰａ平衡风（ｍ・ｓ－１）
及其相对涡度（１０－５ｓ－１）（阴影为１５００ｍ地形）
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
（ａ）２０日２０时４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
（ｂ）２１日０８时
（ｃ）２１日２０时（ｄ）２２日０８时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５
１０
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
４０°Ｎ３５３０２５２０１５
１０
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°
Ｅ１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
!
５
!
５
!
５
!
５
１９７
赵玉春等：华南前汛期一次大暴雨过程的扰动位涡反演与数值研究第３期
３初始场中不同ＰＰＶ对暴雨模拟影响的数值试验
初始场包含充分合理的动力和热力信息，这些信息正确充分与否很大程度上影响模式的模拟效果。

如
Ｒｏｂｅｒｔ等［２０］通过调整正压模式初始场的垂直平均引导气流改进台风的路径预报，Ｋａｓａｈａｒａ等［２１］利用积云初
始化调整温度和湿度、结合非绝热非线性正规模和积云初始化调整散度来优化降水预报的ＳＰＩＮＵＰ问题。

Ｐｕｒｉ等［２２－２３］的研究表明，使用适当的非绝热加热率和湿
度初始化可减少模式的ＳＰＩＮＵＰ时间。

Ｚｏｕ等［２４］利用四
维变分方法研究了观测降水资料的同化，认为结合降水和常规观测资料的同化对改进中尺度对流定量降水预报有很好的前景。

Ｋｉｓｈｎａｍｕｒｔｉ等［２５－２６］将观测的降水等非绝热信息同化到模式中，调整模式的湿度廓线、垂直速度、水平散度、对流加热和地面气压，能提高台风路径及其集合预报的效果。

Ｓｔａｌｅｙ等［２７］的研究也表明，初始土壤湿度分布的细节差异形成的地面热量和水汽通量的不同对深厚对流的启动有着重要作用。

Ｌｅｉｄｎｅｒ等［２８］通过动力初始化方法改进海洋边界层的
信息，进而对短期预报有所改进。

可见，初始场内与不同动力、热力物理过程有关的扰动对降水天气系统有着重要作用。

为了探讨初始场中包含的与不同物理过
程有关的扰动位涡在热带扰动引发的暴雨数值模拟中所起的作用，通过移除模式初始场中与不同物理过程有关的ＰＰＶ反演得到的平衡场进行了数值敏感性试验。

３．１模式简介与试验设计
利用ＮＣＥＰ、ＮＣＡＲ等研究机构联合开发的ＷＲＦ非静力方案进行数值模拟和数值试验。

选取２００６年５月２０日２０时作为初始时间，利用ＮＣＥＰ１°×１°资料初始化后积分３６ｈ，模拟２１日０８时至２２日０８时强
降水过程。

模拟采用双向两重嵌套，模拟区域中心点为２５°Ｎ、１１５°Ｅ，母区域网格距４５ｋｍ，水平东西方向上１１３个格点，南北方向上１１１个格点；子区域１５
ｋｍ，水平东西方向上２０５个格点，南北方向上１６９个
格点；地图投影为麦卡托投影，垂直方向为σ坐标３１层，时间积分步长２４０ｓ。

试验采取的物理方案如下：云微物理过程选取ＮＣＥＰ业务模式的微物理过程（Ｅｔａ
方案），积云参数化方案选取新的Ｋａｉｎ－Ｆｒｉｔｃｈ方案（Ｅｔａ方案），长波辐射用ＲＲＴＭ方案，短波辐射用Ｄｕｄｈｉａ方案，地表层物理过程为基于Ｍｏｎｉｎ－Ｏｂｕｋｈｏｖ方案，陆面过程选用５层热辐散方案，行星边界层过程为Ｙｏｎｓｅｉ大学开发的物理方案，动力过程选用非静力框架。

数值敏感性试验设计如下：试验１（ＣＴＬ）为参照试验；试验２（ＮＯＨＰＶ）为在模式初始场中去掉对流层中
图５“０６・５”粤东暴雨不同发展阶段下边界扰动位温反演的８５０ｈＰａ平衡风（ｍ・ｓ－１）
及其相对涡度（１０－５ｓ－１）（阴影为１５００ｍ地形）
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
（ａ）２０日２０时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
（ｂ）２１日０８时（ｃ）２１日２０时
（ｄ）２２日０８时
４０°Ｎ３５３０２５２０１５
１０
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
４０°Ｎ３５３０２５２０１５１０
１００
１０５１１０
１１５
１２０
１２５１３０１３５°Ｅ
１００
１０５
１１０
１１５
１２０
１２５
１３０１３５°Ｅ
!
５
!
５
!
５
!
５
１９８暴雨灾害第２７卷
高层ＰＰＶ反演得到的平衡场；试验３（ＮＯＭＰＰＶ）为初始场中去掉对流层中低层与非绝热物理过程有关的正
ＰＰＶ反演得到的平衡场；试验４（ＮＯＭＯＰＶ）为初始场中
去掉对流层中低层其它ＰＰＶ反演得到的平衡场；试验５（ＮＯＬＰＶ）为初始场中去掉对流层低层ＰＰＶ反演得到
的平衡场；试验６（ＮＯＬＢＰＴ）为初始场中去掉下边界扰动位温反演得到的平衡场。

具体处理方法是，分离不同层次上与不同物理过程有关的ＰＰＶ，对这些特定的
ＰＰＶ进行反演得到相应的平衡场，再在初始场中减去
这些平衡场。

由于特定层次的ＰＰＶ反演得到的平衡场分布在整个反演空间，因而整个模拟空间的初始场都将发生改变，这种改变是去掉了与特定物理过程有关的ＰＰＶ后得到的。

３．２初始场的变化
对流层中高层ＰＰＶ反演的平衡场去掉后，对流层中高层的系统发生了一定变化。

２００ｈＰａ北支槽范围明显加大，槽底南压到２０°Ｎ，整个中纬度地区处于槽底较为平直的西风气流中，１２０°Ｅ附近的高压有所减
弱，华南上空的低槽变得不明显。

５００ｈＰａ高度场和风场也发生了一定的变化，北支槽略有北收，湖南上空短波脊消失，副热带高压略有减弱东退（图略）。

与非绝热加热有关的正ＰＰＶ主要分布在北支槽和南支槽东侧，故当去掉与非绝热加热有关的正ＰＰＶ的平衡场后，与控制试验（图６ａ、ｂ）相比，５００ｈＰａ上北支槽略有减弱北收，南支槽略有填塞，北支槽和副热带高压之间的位势高度梯度略有减小（图６ｃ）。

８５０ｈＰａ中纬度切变线位置没有发生明显变化，但切变线两侧的风速略有减弱，南海北部热带洋面上气旋性风向和风速扰动也略有减弱，南海北部到我国东部一带的偏南风减弱（图６ｄ）。

与非绝热加热无关的ＰＰＶ主要为副热带高压区的负ＰＰＶ，当去掉该ＰＰＶ反演的平衡场后，５００
ｈＰａ副热带高压区高度场明显降低，副高减弱东撤，副
高与北支槽之间的距离加大，北支槽变化不大（图６ｅ）。

８５０ｈＰａ副高区高度场也显著降低，我国东部地区的
偏南气流大大减弱，南海北部热带洋面上的气旋性扰动也有所减弱（图６ｆ）。

边界层内的ＰＰＶ去掉后，其质量场和风场的变化最大。

另外，边界层大的ＰＰＶ主要分布在南海热带洋面上的气旋性扰动区、中纬度切变区以及低层副高北侧，因而ＰＰＶ对这些区域的质量场和风场的影响最大。

图７为边界层ＰＰＶ去掉后９００ｈＰａ位势高度场和风场。

从中可见，去掉边界层内ＰＰＶ反演的平衡场后，位于川东、鄂西到豫陕交界地带的切变线以及南
海热带洋面上的气旋性扰动减弱，我国东部地区位势高度梯度略有减小，偏南风也减弱（图７ａ）。

下边界扰动位温通过在近地层内诱生出热力波来影响其上空的大气，负扰动位温的作用相当于负扰动位涡。

初始场中去掉下边界扰动位温的平衡场后，９００ｈＰａ天气系统发生了如下变化：一是低层副热带高压略有增强，并向西北方向伸展；二是位于川东、鄂西至豫陕交界
４０°Ｎ３０２０１０
图６ＣＴＬ、ＮＯＭＭＰＶ、ＮＯＭＯＰＶ初始时刻５００ｈＰａ（ａ、ｃ、ｄ）及８５０ｈＰａ（ｂ、ｄ、ｅ）上的位势高度场（ｇｐｍ）和风场（ｍ・ｓ－１）
９０
１００
１１０
１２０
１３０
１４０°Ｅ９０
１００
１１０
１２０
１３０
１４０°Ｅ９０
１００
１１０
１２０
１３０
１４０°Ｅ９０
１００
１１０
１２０
１３０
１４０°Ｅ
９０
１００
１１０
１２０
１３０
１４０°Ｅ
９０
１００
１１０
１２０
１３０
１４０°Ｅ
４０°Ｎ３０２０１０４０°Ｎ３０２０１０
４０°Ｎ３０２０１０
４０°Ｎ３０２０１０４０°Ｎ３０２０１０
２!０２!０２!０
２!０２!０２!０
ｂ
ａ
ｃ
ｅ
ｄ
ｆ１９９
赵玉春等：华南前汛期一次大暴雨过程的扰动位涡反演与数值研究第３期。