数值模拟一次强沙尘暴过程的天气学特征外文翻译资料

 2022-12-02 19:19:49

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数值模拟一次强沙尘暴过程的天气学特征

姜学恭1，沈建国2，刘景涛2，YONG-SHUNG CHUNG3

  1. 内蒙古自治区气象台，呼和浩特
  2. 内蒙古自治区气象局，呼和浩特
  3. 中韩大气研究中心，国立教育大学，清州

摘要. 利用观测资料和MM5模式对发生在2001年4月6～8日的由蒙古气旋触发的强沙尘暴天气过程进行诊断分析与数值研究。结果表明：对流层上层的等熵位涡平流和中低层的地形引起的斜压性增强是造成气旋迅猛发展的主要原因。阿尔泰山-萨彦岭的复杂地形阻滞了低层冷空气流动并使等熵面倾斜。当空气沿着等熵面下滑时，斜压性增强且大气稳定性降低，致使垂直涡度爆炸性增长。本次沙尘暴过程由气旋冷锋过境引起。这次沙尘暴的发生有冷锋过境时的地表强风引起，而不是气旋本身。因此，对流加热是前期沙尘暴发展的主要形式。造成内蒙古中北部的黑风暴（能见度小于50m）的原因有：第一，中低层动量下传导致地面风速加大。第二，冷锋在日落时分过境，吸收更多的地表热量形成更为深厚的混合层。第三，低层与地面风场之间的平流，有利于深厚混合层的形成。灵敏度实验表明地表热通量对锋面抬升的重要作用。此外，地表加热强迫也是锋生的主要触发机制。同时，去除地表热通量的影响，使得大气层结变得稳定，沙尘暴发生前的混合层变得浅薄，而这将削弱沙尘暴的强度。

关键词：沙尘暴，混合层，蒙古气旋，数值模拟

引言

在2001年4月6-8日，我国北方发生了由蒙古气旋加强而引起的强沙尘暴。在蒙古气旋发展中，中心气压由1003hPa降低到997hPa。发生在内蒙古中北部的黑风暴造成牲畜死亡30783头，走失3万头，3万英亩草原被沙尘覆盖。有趣的是，这场沙尘暴在4月14日至17日转移到了北美，并造成大气粉尘载荷增加。

图1 本次过程中内蒙古地区最小能见度分布(单位：m，间隔：200)。阴影处为黑风暴区域（能见度为0m）。数据来源为地面测站每6小时资料（从4月6日00时到7日12时）

尽管对蒙古气旋的形成缺乏充分研究，但阿尔泰山—萨彦岭在大多数蒙古气旋形成中发挥着重要作用。根据前人研究，蒙古气旋分为地形生成型（低层大气强迫）和地形修正型（高层大气强迫）。还有其他因素也影响着蒙古气旋的发展，譬如大气斜压性和稳定性。王（1995）强调对流性不稳定、干旱气候背景和锋面活动对蒙古气旋生成的作用。胡（1996）指出我国西北和北方的沙尘暴总是与中尺度低压飑线或干飑线有关。Takemi(1999)在研究1993年5月5日发生在我国西北部的强沙尘暴时，发现深厚混合层对沙尘暴发展的重要作用。运用MM5模式模拟此次过程，分析观测和输出数据，从而揭示蒙古气旋和强沙尘暴发生发展的物理机制。

图2 本次过程中内蒙古地区地表最大风速分布(单位：，间隔：4)。二连浩特是黑风暴的发生地。数据来源为地面测站每3小时记录（从4月6日00时到7日12时）

整个沙尘暴过程可分为两个阶段。在第一阶段（5日02时至6日08时），气旋接近阿尔泰山-萨彦岭，中心气压从1003降至991hPa。在第二阶段（6日08时至7日08时），气旋沿山体的东坡面移动并迅速加深，中心气压从991降至977hPa，导致我国北方出现大范围的沙尘暴。在6日20时至7日02时，气旋冷峰经过内蒙古地区，沙尘暴范围扩展到内蒙古中北部并强度达到峰值。在6个站点处观测到黑风暴（图一）。随后，气旋和沙尘暴移动至东北地区并且强度开始减弱。

图二表明最大地表风速的分布与冷锋过境的中部地区相一致。在6个黑风暴测站中，有3个站的最大地表风速高达20。然而，这三个站点并非完全与水平能见度相一致，原因将在后续章节讨论。

图三表明当冷锋和沙尘暴过境时，能见度和地表气象要素的强度变化（包括突发性强风、风速和压力的增加、温度的降低）与飑线触发的沙尘暴类似。然而，由于相当干燥的气候背景，相对湿度要素并没有增加。

图3 二连浩特站地面气象要素的时间序列（6日00时至7日00时，间隔5小时）：(a)风向：度；(b)风速：；(c)压力：hPa；(d)温度：；(e)相对湿度：% amp; 水平能见度：km；。数据来源为地面自动站资料。（能见度数据来自地面测站每3小时记录）。沙尘暴指能见度低于1km，沙尘暴指能见度低于50m。

模型建立

采用MM5数值模式模拟此次强沙尘暴过程，粗网格（4145）以为中心，以90km为格距。粗网格内的中网格采用30km格距，模拟范围7373格点。中网格内的两个细网格采用10km格距，模拟范围13976格点，分别覆盖气旋和强沙尘暴。在对照实验（EXP CE）中采用多层土壤模型的AMRF PBL方案和30分钟辐射频率的云辐射方案。地表资料和地形资料分别采用NCAR的13类Landuse和NCAR 30min、10min、5min的全球地形，并通过二维插值应用于四层网格。初始场采用HLAFS（北京有限区域模式）客观分析数据。垂直方向分为11层等压面，以50hPa作为顶层等压面，插值分为24层。模拟时间从6日00时至8日00时，间隔12小时分5个时间段。

通过去除地表热通量（显热通量和潜热通量），可将其他方案列入到灵敏度实验中。

模拟结果

    1. 气旋发展

数值模式很好地模拟了蒙古气旋和冷锋的演变过程。从图4可以看到，模拟的气旋及冷锋的强度和位置与观测数据的吻合度较高。这也表明，细网格区域（气旋中心和冷锋）的模拟比周围的更准确。此外，模拟的850hPa风速中心的强度和位置与观测数据相一致。

图4 7日00时的海平面气压场（单位：hPa，间隔4）。观测场(a)是来自地面观测站的客观分析数据。模拟场（b）强度稍弱。模型中使用的三层网格用于提高模拟精度（由于采用双向反馈技术），但基本上不使用它进行分析

气旋中心涡度的空间分布为对流层上下层分别有两个涡度中心。在气旋猛烈发展期，750hPa的气旋中心涡度比300hPa的更大。高层涡度的增加可能是由等熵位涡对流引起的高层大气强迫造成。图5表明等熵位涡的大值区向南扩展到气旋西边界后被切断。还可以看出等熵位涡沿着等熵面被强西风输送到气旋区。此外，一个穿过等熵位涡中心的南北方向截面表明，IPV自北极向南及自高层向低层的传输是形成截断的主要原因。其机制与对流层折叠类似，但IPV并未直接输送到气旋中心，因此对流层折叠现象不明显。在300-400hPa之间IPV输送显著，由此可以看出IPV的输送主要影响高层涡度发展。

图5 6日09时304K等熵面的位涡和风场，L表示气旋中心，AB线表示图6中截面的位置。

低层涡度的增长主要是由斜压性强迫造成的，并且在地形的作用下进一步增强。图6表明288-304K等熵面在接近气旋西侧处向下倾斜，即阿尔泰山—萨彦岭的东边界。此外，等熵面上的风场呈现出沿等熵面倾斜的形势。

根据倾斜涡度发展理论，当气团沿倾斜等熵面运动时，大气斜压性和稳定性的改变有利于垂直涡度的爆发性增长。

图6 6日12时气旋中心自西向东的截面位涡和经向风场。三角形表示气旋的暖心结构。300hPa以下的等熵面在气旋西侧向下倾斜，经向风也在此存在强烈垂直切变。

在涡度方程中，P表示位涡（由吴提出），表示动力和热力因素对涡量发展的作用（，，分别表示垂直等切变，水平斜压性和垂直稳定性）。当气团沿倾斜的等熵面下滑时，如果并存在减少，则垂直涡度快速增加。图6表明山体东边的等熵面相当陡峭，并在低层大气中十分明显。这里也存在强烈的南北风切变。因此，可以假设，，（将单位矢量分解为水平分量和沿着倾斜等熵面的外部法线方向的垂直分量）。因此，，当气团下滑时，减小表示水平斜压性增加和垂直稳定性减少，造成垂直涡度的爆发性增长。所以，气旋增长的主要原因是垂直风切变、斜压性和稳定性。

阿尔泰山—萨彦岭增强了低层大气的斜压性，从图6中可以出，由于山体阻滞效应，低层冷空气停滞在山体东侧并不能快速通过山区（陈，1992）。从而导致水平梯度增强和等熵面倾斜坡度增加。根据上述倾斜涡度发展理论，斜压性的增加将导致垂直涡度的进一步增长。（灵敏度试验表明降低阿尔泰山-萨彦岭的一半高度，将减弱气旋强度）。这可能是导致背风坡气旋发展的内在机制。

对比和的垂直分布，在600hPa以下，等面明显坡度更陡。这表明湿斜压性和对流稳定性也对气旋发展有一定作用。

    1. 沙尘暴和黑风暴的形成

在此次过程中，黑风暴区（最低能见度）发生在强地表风速区，而非最大值处。因此，将在这部分讨论发生在二连浩特的黑风暴和海利素的沙尘暴特征，并说明黑风暴和沙尘暴的不同天气学特征。

      1. 沙尘暴

沙尘暴主要发生在气旋冷风过境后（参考地面填图和云图），图7表明气旋冷锋在6日03时经过。在此刻，风向、风速、温度和相对湿度发生突变。沙尘暴同时发生，水平能见度快速从8000m降到300m。综上说明，冷锋过境对触发沙尘暴的重要性。

图7 海利素站地面气象要素的时间序列（5日18时至6日12时，间隔5小时）。同图3的区别是没有地表气压数据，用温度露点差表示湿度。数据来源地面测站每3小时记录。

事实上，地表强风与沙尘暴密切相关。沙尘暴发生在强地表风速时，即6日03时至09时。从图8a可以看出，沙尘暴的发生主要由700hPa西风动量下传导致，还有两个值得注意的因素，一个是上升运动，在此过程中较弱。；另一个是，当下沉运动开始出现时，沙尘暴逐渐减弱。

      1. 黑风暴

对于二连浩特站，沙尘暴发生于6日06时-18时，黑风暴发生于6日12时-18时，6日09时冷锋过境。因此，二连浩特的沙尘暴特征不像海利素站明显。沙尘暴也可发生在冷锋过境前，天气填图表明锋前沙尘暴只发生在黑风暴区，这说明这并不是个普遍适用的模型。图3表明这期间地表为西南风且风速十分稳定（不强，大约），温度明显上升，地表气压降低，温度露点差增大。图8对比说明二连浩特站600hPa以下的上升运动更强。因此，沙尘暴由局部热对流引起，（该站点处近地面层较暖，且为退化草场，沙源为局地抬升）

图8a 海利素站的时间演变（纬向风，湿位涡）

图8b 二连浩特站的时间演变（纬向风，湿位涡）

对于海利素站，强沙尘暴与冷锋有密切的关系，它触发了地面强风。图3表明沙尘暴增强是在冷锋过境后（09时，能见度为100m），黑风暴发生在地表强风第一个峰值后（12时，能见度为50m，风速为18m/s），在第二个强风峰值后达到高潮（15时，能见度为0m，风速为20m/s）。因此，在海利素站，黑风暴在冷锋过境后，强黑风暴在地表强风峰值后到来。两个站点的显著区别在于在冷锋过境前后二连浩特站的上升运动都很强。（图8b显示冷锋过境后上升运动由峰前抬升造成，并扩展到300hPa）。这表明经过二连浩特站时冷锋明显增强，这一现象对黑风暴的影响将在以下章节讨论。即使两个站点处气象要素有所区别，但在冷锋，地面强风方面二者还是一致的。

      1. 混合层的形成

除了地表强风和沙源因素，深厚的干对流也对强沙尘暴的形成有重要作用（Takemi，1999）。一个强干对流可以完全混合空气，并将其抬升并维持在中层大气中。此外，它也可将高层动量传输到地面。强对流主要由大气对流性不稳定层导致。然而，在干旱和半干旱地区由于湿度太小，不稳定层无法预测（Gamo，1996）。在此次过程中，以南空气很干燥，并没有造成降水。尽管不满足不稳定条件，在风暴前形成的深层混合层及其特殊的分层结构有利于形成深厚干对流。

图9 二连浩特站沙尘暴发生前（空心三角形）和发生后（实心三角形）的位温垂直分布。X坐标轴表示位温，y坐标轴表示气压

Gamo（1996）指出在亚洲或非洲的一些沙漠中，白天深厚混合层可发展到4-6km。考虑深厚混合层对沙尘暴影响的两种机制。首先，在很干燥的环境中，自由对流高度也较高。所以将空气抬升到自由对流高度需要更多能量。一个深厚的混合层可以减小混合层顶和自由对流高度之间的距离，为深厚对流的发展创造了有利条件（Takemi，1999）。第二，对流大气层的高度越高，沙尘可以抬升并悬浮的高度越高（不受粒子尺度影响）。当大气层结处于对流状态时，沙尘浓度随着高度增加而接近恒定值（Barenblatt，1974）。而深厚的混合层正是造成对流的主要因素。所以，在深厚混合层中，沙尘可以长距离传输，并漂浮得很高，从而导致沙尘暴增强。因此，可以将混合层高度作为指示沙

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