中纬度对流层顶的深对流风暴引起的水汽运输外文翻译资料

 2022-12-08 15:41:54

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中纬度对流层顶的深对流风暴引起的水汽运输

摘要

最近关于中纬度地区深对流风暴运输水分至平流层的机制的观测和数值模拟研究被重新评估。雷暴穿越对流层顶运输水分的观测证据包括卫星、飞机和地面数据。主要的卫星证据是传统卫星的雷暴卫星图像和云探测卫星的垂直云横截面图像。传统的卫星图像显示卷云砧之上卷羽云的对流风暴顶部已经达到对流层顶高度。云探测卫星图像显示了卷羽云渗透到平流层的痕迹。飞机观测数据包括早期藤田关于“跳卷”现象的观察报告和最近对有深对流风暴的平流层的空气中冰粒子的检测结果。地面观测数据是摄像机记录发生在雷暴单体顶端的跳卷现象。

数值模拟研究穿透性深对流风暴利用一个三维云动力学模型模拟一个发生在1981年8月2日美国中西部地区典型的强风暴。模拟结果表明两个物理机制导致水分从风暴注入平流层：（1）重力波在云顶造成的破坏引起的跳卷机制（2）在穹顶外层湍流混合引起的不稳定。下文对全球范围穿透性对流和未来的前景进行了讨论。

关键词：雷暴、平流层水分、对流运输、重力波破坏、卷羽云顶

  1. 前言

水在大气中扮演着许多重要的角色。对于传统的天气科学其重要性我们熟悉的是云和降水的形成。但是水在大气化学中也发挥了重要的作用。除了在对流层的反应，水蒸汽在平流层也参与了重要的化学反应过程。例如，它是消耗臭氧层氢氧自由基和作为多相反应的催化表面浓缩形式水物质的主要来源，包括与氮氧化物和卤素物种在极地平流层云中的反应。

水物质在全球气候变化过程中也起着重要的作用。水汽会引起地球大气层温室效应。尽管绝大多数水汽驻留在对流层，可是平流层中少量水汽可能对气候有很大的影响。平流层水汽既显现出季节性变化，又显示出南北半球不对称。可靠的长期气候预测需要准确的描述平流层水汽对气候强迫的响应。因为它的停留时间可以超过一年,平流层水汽的波动本身也是一个重要的气候作用力。平流层低层水汽湿度计测量结果表明平流层低层水汽浓度以每年%1的速度持续增加至少二十年至2000年，此后一直在减少。平流层水汽浓度的时间依赖行为和其对全球气候的潜在影响需要仔细评估。

目前，平流层水汽来源有三个途径：（1）大规模慢速抬升运动从对流层下层携带水汽到对流层上层，并且最终通过温度最低的热带对流层顶进入平流层；（2）快速对流从对流层运输水汽，可能是携带冰晶粒子和水汽的深对流风暴通过强上升气流运输水分至平流层；（3）平流层上层甲烷氧化反应形成的水汽以及随后的下行传输。还有可能有一个两阶段的过程，对流携带水汽和冰粒子上升至对流层上层，然后逐渐脱水进入平流层。第三种途径在平流层低层被认为是无关紧要的。目前还没有明确的结论说明第一或者第二种途径是水汽进入平流层的主要途径。关于两者的相对重要性还有相当大的争论，但是最近越来越多的证据表明对流渗透比之前认为的更为频繁地发生，因此这可能代表水汽进入平流层的主要途径。

先前研究平流层水汽入口通道几乎完全集中在热带地区并且主要目的是确定脱水机制来解释平流层的干燥。但是深对流在低中纬度都有发生并且有水汽进入平流层。水汽传输发生在热带地区，同时也可能出现在中纬度地区，我们最近的研究清楚地表明是这种情况。为了解释全球水循环包括平流层，中纬度对流运输业应该被包括。本文将总结一些最近关于中纬度地区对流运输水汽的观测和建模研究。为了获得一个全球视角，热带深对流运输水汽也将简要讨论。

2、云探测卫星观测对流运输水物质

卫星观测结果提供了对流穿越对流层顶运输水汽的主要证据。过去关于这个课题的研究已经提供了两种利用卫星观测证明这样的传输机制的可能方法。第一种方法是由Setvaacute;k、Doswell、Levizzani、Setvaacute;k提出，基于对一些对流风暴顶部卷状特征的观测。第二种方法是利用水汽和红外窗口亮度温度差。

第一个明确的有关深对流穿越对流层顶运输水物质的观测报告是由Setvaacute;k和Doswell制作的卫星观测报告。他们发现在某些情况下，烟囱羽状特征出现在风暴毡的顶部。如果日照角很小（清晨和傍晚的情况），羽云往往在云毡上投射出清晰的影子。还有可能出现不止一个羽云。

图1显示了砧上羽云的示例。这是一个发生在西班牙巴利阿里群岛伊比莎岛的深厚的龙卷风暴系统。这块羽云从风暴顶一个点开始往东北方向延伸拓展。羽云在毡顶投射影子。事实上，在风暴的西（左）面也有一个云砧，但是羽状特征没有这么明显。

图2显示了另一个这样的羽云。在这种情况下，卫星在侧面观测风暴并且太阳高度角很高，因此影子不是很明显，但是仍能辨别羽云的北部边缘。

羽云通常可见于可见光和近红外通道，因此它应该由冰粒子组成，这样才能有如此低的温度（通常在零下50~60摄氏度）。出于这个原因，它们有事被别人称为平流层卷羽云或者简单的平流层卷云。更确切地说，它们应该被称为砧上的冰羽云。有时，它们也可能出现在热红外图像上，取决于它们的高度和平流层低层的温度曲线。卫星图像显示羽云通常有3.7~3.9米高反射率，着意味着羽云中的冰粒子尺度很小，可能只有几微米。

砧顶羽云起初被认为是一种罕见的现象，现在已知在世界的很多有对流风暴发生的地方都有羽云。图3显示了一系列发生在墨西哥北部的雷暴Aqua卫星上中分辨率成像光谱拍摄的图像。在这张图像上几乎所有发展良好的雷暴单体砧顶上都有羽云存在。

羽云的大小差别很大。一些非常大，顺风方向延展长度超过风暴砧，而另一些可能非常小和狭窄。Levizzani和Setvaacute;k研究过更过砧顶羽云并且估计羽云大部分在砧上1~3公里。如果砧顶已经在对流层顶，那么这些羽云必定在平流层底部。

羽云的例子显示羽云形成之前须有凝结相的存在如冰。也有可能羽云纯粹由水汽构成，没有任何凝结相存在，因此不能在可见光波段被发现。20世纪90年代开发的观测穿越对流层顶水汽的对流垂直输送的方法是基于如上所述的水汽和红外线窗口的亮度温度之间的差异（BTD）。BTD在少云和无云区域通常很小，因为水汽辐射通常低于红外窗口辐射。然而，大的BTD值出现在大部分云顶以上的对流风暴。在对流层顶上存在逆温的情况下，这可以用平流层底水分的存在来解释。BTD区域经常与最冷的红外窗口区域相联系。但是，在某些情况下着两个区域是不相关的。Setvaacute;k这样解释这种情况，他提出这种结果可能是由风暴本身引起的风暴以上空气湿度引起的，即砧上的汽羽。另一个关于低相关性的可能的解释是由于云内辐射率/散射率的影响，这成为最近进一步研究的主题。图4展示了Setvaacute;k讨论的案例。

  1. 云模型模拟水穿越对流层顶

平流层低层出现的云砧上羽云现象提出了一个有趣的问题，水汽从哪里来的？一种可能性是羽云由平流层已经存在的水汽和风暴的运动形成。例如，强上升气流引起的波动导致空气被抬升绝热冷却形成卷云，就像在过度发展的对流风暴圆顶之上形成的伞状云。平流层以上潮湿的羽云形态学观测和云模型数值模拟结果表明这种情况是不可能的。

另一个更合理的可能性是羽云从雷暴本身得到水汽，也就是说，风暴要么喷射冰粒子直接进入平流层底，要么吸收水汽进入平流层，随后就地成核形成卷羽云或者两者的结合。在这两种情况下，形成羽云的水汽来源于对流层并且卷羽云的形成意味着穿越对流层顶的水汽运输。

Wang是第一次使用3D非静力云模型WISCDYMM模拟研究一个典型的美国高平原旺盛雷暴，看看羽云现象有没有出现在模拟的风暴中。这个风暴发生在1981年8月2日美国的中西部，被对流降水试验领域（CCOPE）密切关注，并将被称为迄今为止CCOPE观测到的最大的超级单体。这个组织曾经初始化这个风暴，并且Knight和Wsde已经给了这个超级单体的观测数据。Johnson也使用相同的云模型进行数值模拟。Wang采用的分辨率是1*1*0.2km3，略高于Johnson的分辨率，Johnson使用相同的水平分辨率但是垂直分辨率是0.5km。然而，在两种分辨率情况下羽云的主要特性非常相似，这表明形成羽云的过程对模型分辨率相对不敏感。

Wang的模拟说明雷暴能经由重力波在风暴顶部的破坏穿越对流层顶运输水分并且提供形成砧上冰羽云的原料。图5和图6是一个类似于Wang的新的模拟结果，但是分辨率更高为0.5*0.5*0.2km。再一次，主要特征和Wang的模拟结果很类似，虽然高分辨率常常引起更旺盛的风暴和剧烈的上升气流以及略高的羽云高度。不同分辨率也导致重力波破坏时间和其他相关事件的改变，但是整体的动态过程仍然非常相似。

值得注意的是，作为模型风暴的选择是任意的，只是因为它具备了强烈雷暴的条件。我们也模拟了其他强烈的雷暴，并且它们中很多都出现了羽云带现象。CCOPE是一个超级单体风暴，我们也模拟了许多有羽云结构的多单体风暴（比如一个8月5日发生在德国南部并将在第四部分结尾讨论的风暴）。

图5显示了几个CCOPE的中央东西垂直横截面快照图。它被分为左右端板，每个代表一个不同的羽云形成机制。右侧代表过冲羽云的形成。颜色的深浅显示了相对于冰面的相对湿度大小，黑色等高线代表相当位温theta;e。RHi与直接观测数据在比较模拟羽云现象时更有用，因为相对湿度和凝结现象关系更为密切，还有就是因为羽云的明显的特征。另一方面，相当位温更好地显示动态过程，因为变量相当位温已经包括了热、压力和 本身的水分影响，并且它的分布是区分绝热和非绝热过程的基础。

3.1跳卷羽云的形成

跳跃的卷羽云现象第一次出现过冲的圆顶形成后不久。圆顶达到高度13公里在t = 16min后（这里没有显示），它开始往下走在一个区间振荡。我们看到，在22分钟时（a），过冲顶的风暴已经下降到〜12公里。在同一时间，重力波传播向上和向下运动。在云上的水平方向上45公里，砧经历重力波破碎过程。砧正鼓起来并指向上游。重力波破碎由等高线和膨胀的云的轮廓形状显示。它们在某种程度上类似于水波移动接近岸边的状况。水汽被观测到穿越相当位温等高线，这说明重力波破碎是一个非绝热过程。26分钟时，破碎波使云跳跃，前部达到15公里。这就是Fujita观测到的跳跃卷云，更多细节在第四节给出。我们看到这个跳跃的卷云，部分已经完全从云砧分离。

随着时间的推移，如图5c在30分钟时，整个跳卷云与云砧分离，最终高于云砧成为冰羽形状。虽然羽云从顺风方向向对冲云顶发展，但是它通常没有到达对冲云顶。可能许多似乎起源于远离砧顶的顶部砧顶羽云会通过这个过程形成。从个例进行的模拟结果来看，跳跃的卷云羽通常发生在砧座的中心线上。

3.2过冲羽云

图的右边面板5d~f显示了过冲羽的形成。这个名字反映了羽云发生的位置，这显然是在过冲区域。图5显示风暴92分钟时中央截面。此时，风暴已经发展成一个准稳态的超级单体，具有突出的云顶，达到16.5公里。密集的等相当位温线表明有非常大的垂直相当位温梯度。高梯度通常代表不稳定度高的趋势，环境湍流混合导致相当位温随高度减小，因此不稳定。在这之前，已经有一些小规模的不稳定性发生在过冲顶，造成部分喷射到平流层的云质量。

但在96分钟时（图5e）上冲顶完全坍塌，造成一个非常大的喷射云大规模进入平流层，海拔高达17公里。由于模型从17到20公里有一个渐进的瑞利阻尼层，人们预期的喷射的最大高度可能在一定程度上受到阻尼层的一些影响。在30公里高度处云顶的灵敏度表明卷羽云到达的最高高度也约为17公里，这说明阻尼效果是微不足道的。整体的重力波破碎和这里提出的案例非常相似，所以说明阻尼层对重力波破碎没有太大影响。云砧这个时候变得起伏很大。因为在这个高度有风，云物质的喷射可能是因为不稳定和波动，有点类似于一个小型波的破碎。

过冲云顶很快恢复，与此同时不稳定边界层空气继续上升到对流层顶，云顶继续排出水分进入平流层，在高空风的作用下最终成为烟囱状卷羽云（图5F）。这种类型的卷羽云通常形成下风侧或下游地区但接近于对冲云顶。

值得注意的是，对冲云顶内部是相对干燥的，就像相对湿度显示的一样。这是由于冰晶的快速形成，温度低而引起的快速绝热膨胀。核心区域的空气大部分来自潮湿的空气边界,空气边界进入对流层上层造成很低的温度。Wang讨论了一些过冲顶的热力学过程。

图5用相对湿度剖面代表风暴主体，因为高相对湿度区域（红色，80-90%）对可见的风暴和羽云边界有很好的近似，并且对视觉观察有利。但是相对湿度并不代表真实的水汽含量，因为它水汽和温度的函数。相反，水汽混合比能更好的代表实际水汽含量，如图6所示。快照的时间正好对应于图5。水汽混合比的色标设计强调云的顶部蒸汽浓度小的区域。图6显示了水汽在对流层顶的传输是真实的，不是由于温度的影响造成的。图6显示了水汽混合比的分布和相对湿度相似，但有些不同。水汽混合比分布更趋于连续，通过对比图6b、c和图5b、c可以看出。这主要是因为水汽混合比只受水汽传输的动力学过程控制，而不受温度的控制，然而相对湿度受两者的控制。因此，即使水汽混合比均匀分布在某一特定地区，相对湿度分布可以不连续，如果在该区域内温度分布不均匀。图6d和f非常清晰地显示了过冲的云顶内是很干燥的，因此它不太可能是注入到平流层中的水汽的来源。罗奇（1967）提出，水汽来源于云顶边缘而不是过冲云的内部。我们的空气团的初步轨迹分析表明，注入平流层剧烈的风暴主要来自对流层上层，在过冲云中产生。最近由Hassim和Lane（2010）在热带对流层顶的云模型研究（TTL）也表明，在热带深

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