地球物理学报  2014, Vol. 57 Issue (1): 10-20   PDF    
与东北冷涡相伴的高空急流诱发平流层重力波的数值模拟研究
陈丹1,2,3, 陈泽宇1, 吕达仁1    
1. 中国科学院大气物理研究所中层大气与全球环境探测重点实验室, 北京 100029;
2. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 气象灾害教育部重点实验室, 南京 210044;
3. 南京信息工程大学大气科学学院, 南京 210044
摘要:使用中尺度数值模式WRF-ARW,针对2010年6月发生在中国东北地区一例伴随对流层高空西风急流(位于~9 km高度)演变过程出现的平流层重力波活动特征开展了数值模拟. 事件发生期间,对流层区域环流处在一个东北冷涡系统的控制之下. 模拟结果再现了该东北冷涡的发展和维持过程,以及与之相伴的高空急流的特征. 模拟结果揭示出在急流区域上空的平流层中存在显著重力波活动现象. 分析结果显示,重力波活动与急流存在紧密联系,在水平方向上,重力波呈显著的二维结构,出现在急流出口区上部并逆背景流向西传播. 功率谱分析结果表明盛行波动具有~700 km水平尺度、9~12 h时间尺度以及4~5 km垂直波长. 由于急流的存在,造成其与平流层中下部之间存在显著的水平风速垂直切变,与切变相伴的耗散使得上传的重力波动量通量数值随着高度升高而递减. 同时,在18~20 km高度间出现的西风-东风转换带极大地抑制了波动在垂直方向的传播,形成显著动量通量沉积效应. 估算结果表明,在11~20 km高度之间,这种效应的整体作用相当于对该层背景流施加强度为0.86 m·s-1·day-1的动力阻曳.
关键词平流层重力波     高空急流     地转适应     东北冷涡    
Simulation of the generation of stratospheric gravity waves in upper-tropospheric jet stream accompanied with a cold vortex over Northeast China
CHEN Dan1,2,3, CHEN Ze-Yu1, LÜ Da-Ren1    
1. Key Laboratory of Middle Atmosphere and Global Environment Observation, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
2. Key Laboratory of Meteorological Disaster of Ministry of Education, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China;
3. College of Atmospheric Sciences, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China
Abstract: The stratospheric gravity waves (GWs) activity accompanying an upper-tropospheric jet stream is simulated by using a meso-scale weather forecast model, i.e., the WRF-ARW. The simulation is conducted with a Northeast Cold Vortex, i.e., a cut-off-low weather system, which develops over northeastern China in June 2010. The simulation reproduces the key features of the development of the cold vortex, as well as the upper tropospheric jet stream evolving at around 9 km height. The results further reveal that pronounced stratospheric GWs are generated by the jet stream as they emerge from the exit region of jet stream. These GWs exhibit 2-D structure, and propagate preferentially in the upstream of the background winds which is just over the jet stream. Spatio-temporal spectral investigation results show that the predominant waves exhibit horizontal wavelength of ~700 km, period of 9~12 h, and vertical wavelength of 4~5 km. The presence of the jet stream results in strong vertical shear in background flow in the lower and middle stratospheric range over the jet stream. The shear further results in wave dissipation as the momentum flux of the GWs declines with height. Inhibition of GW propagation is disclosed by the great attenuation of GW momentum flux at around 18~20 km where the transition of easterlies and westerlies happens. It is anticipated that the upward propagating GWs may approach their critical level in the region thus deposit all their momentum fluxes there. Consequently, the bulk GWs drag on the mean flow in 11~20 km height range is estimated as around 0.86 m·s-1·day-1.
Key words: Stratospheric gravity waves     Upper-tropospheric jet stream     Geostrophic adjustment     Cold vortex over Northeast China    

1 引 言

大气重力波是一种在大气中普遍存在的中小尺度扰动, 在中层大气活动中起着重要的作用. 重力波在中层大气传播过程中的破碎、耗散引起的大气动量重新分配对确定全球大气环流起着关键作用(Fritts et al., 2003; Holton et al., 1995). 而详细了解这些动力过程, 则需要知道关于波动不同诱发源区的波动活动特征、波动时空谱结构以及对中层大气产生的效应等更多信息.

对流层中的各种诱发源对诱发平流层重力波起了重要的作用, 其中主要包括对流活动、地形、锋面活动以及与斜压系统相伴的高空急流等(Fritts et al., 1992). 早期的观测研究发现, 当测站附近上空存在急流系统时, 在测站探空数据中发现下平流层中频繁出现重力波信号(Thomas et al., 1992; Sato, 1994). 位于Aberystwyth (威尔士, 英国)的雷达观测数据也显示, 在急流中心的下游, 即急流的出口区平流层高度存在与急流相关的重力波(Thomas et al., 1999); 随后, 这一现象得到更多 的观测支持, Guest等(2000)Plougonven等(2003) 分别通过分析澳大利亚麦考瑞岛和不列颠群岛北部下平流层的长期重力波活动, 他们都发现在重力波活动明显的时期, 测站上空存在与切断低压相伴的高空急流, 相应的重力波活动主要出现在高空急流的出口区. 近年来, 研究者利用中国地区多个测站多年的探空数据对对流层及下平流层重力波的参数、纬度和季节变化等特征开展了研究, 分析结果揭示出下平流层重力波活动与高空急流之间存在显著联系, 急流在诱发源及决定重力波特征方面起着重要的作用(Zhang et al, 2006, 2007; Li et al., 2007; Zhang et al., 2008), 重力波能量与急流强度变化之间的相关性在中高纬度地区更显著(李伟等, 2011).

通过理论分析和概念模型研究,目前普遍认为高空急流诱发重力波主要通过地转调整过程(或适应过程)(Fritts et al., 1992; Luo et al., 1993). 急流锋面系统的发展使得大气平衡流被破坏, 而产生非平衡流, 此后经历的地转调整过程将产生重力波, 且可以定量诊断这种非平衡流的尺度与诱发的波动振幅之间的关系(Plougonven et al., 2007a). 早先的与急流相关的重力波数值模拟研究集中在理想的斜压急流-锋面系统方面. 如O′Sullivan等(1995)利用全球谱模式对伴随切断低压形成的斜压波生命史进行研究的结果表明, 切断低压的形成使得急流发生扭曲, 从而诱发出重力波, 且波动出现在高空急流的出口区. 近年来围绕平流层重力波活动产生的概念模型, 一些研究人员也开展了理想数值模拟研究. 如Zhang(2004)利用中尺度模式MM5考察了理想状态下的高空急流诱发重力波的过程; Plougonven等(2005, 2007b)使用中尺度模式WRF考察了伴随高空急流环境的斜压性条件对重力波活动的影响.

“东北冷涡” 是影响我国东北地区天气气候的一个重要天气系统(Zhao et al., 2007; Zhang et al., 2008). 夏半年的冷涡多半是由于西风槽不断向南加深后,从槽底切断出来的,即所谓的切断低压(郑秀雅等, 1992). 本研究工作面向实际过程, 利用中尺度预报模式WRF-ARW (V3.0),针对一例中国东北地区的夏季 “东北冷涡” 天气过程开展数值模拟,以揭示天气过程中伴随冷涡发展的高空急流在其出口区呈显著被扭曲的状态, 以及与此相伴形成的平流层重力波活动特征. 为理解伴随高空急 流的平流层重力波活动的发生、发展提供一定的认识.

2 个例天气形势概述

目前, 对东北冷涡的定义为: 在500 hPa天气图上, 35°N—60°N、115°E—145°E范围内有闭合等高线, 配合有冷中心或冷槽, 具有能够持续维持3天及以上的低压环流系统(张立祥等, 2009). 本文选取的研究个例为发生于2010年6月19日至6月23日期间的一次 “东北冷涡” 过程. 根据欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF)提供的ERA-interim 资料(水平分辨率为1.5°×1.5°, 以下简称ECMWF 资料), 图1分别绘制了此次东北冷涡发生发展过程中的4个时刻的500 hPa位势高度场和300 hPa水平风场. 图1显示, 此次过程的主要天气形势表现为: 6月19日00时(UTC, 以下同), 中高纬地区贝加尔湖以东的槽建立, 并伴随着一扭曲变形的高空急流(图1a); 随后, 槽加深并向南伸, 于20日06时在东北地区切断出一个闭合低涡, 中心强度为5550 gpm(图1b); 20日18时冷涡加强达到成 熟, 涡区南侧伸至42°N附近, 基本控制整个东北 地区(图1c), 并在东北地区维持到22日00时; 22日06时, 冷涡减弱东移出东北地区(图1d). 从图1中叠加的水平风场(黑色矢量箭头)可以看到, 在冷涡活动的整个过程中, 涡区周围总伴随着明显的高空急流.

图1 四个时刻的500 hPa位势高度场(实线, 单位: gpm)和300 hPa水平风场(黑色箭头,比例: 30 m/s) (a) 6月19日00时;(b) 6月20日06时; (c) 6月20日18时;(d) 6月22日06时. Fig.1 The 500 hPa geopotential height (solid lines, unit: gpm) and the 300 hPa horizontal wind (black arrows, scale: 30 m/s) on four times (a) 00 ∶ 00 UTC 19 June;(b) 06 ∶ 00 UTC 20 June;(c) 18 ∶ 00 UTC 20 June; (d) 06 ∶ 00 UTC 22 June.
3 模拟方案设计和模拟结果检验
3.1 模拟方案设计

由于冷涡活动范围位于中纬度地区, 因此模拟区域采用Lambert投影, 水平分辨率设为27 km, 模式的区域设置覆盖了整个东北冷涡活动区域, 如图2所示. 为了考察平流层大气过程, 尤其为了有效分辨重力波过程, 在垂直方向使用等高度间距网格, 分辨率为300 m, 模式的顶部设在10 hPa(大约为30 km), 在上边界附近使用了“阻尼层”方案以防止波动的反射.

图2 数值模拟区域、6月20日06时—6月22日06时 的实况(蓝色圆点)和模拟(红色三角)冷涡中心移动路径 Fig.2 Domain of model, tracks of cold vortex of the simulated (blue dots) and of the ECMWF analysis (red triangles) from 06 ∶ 00 UTC 20 June to 06 ∶ 00 UTC 22 June

将模式的启动时刻设在6月19日00时, 利用美国国家环境预报中心(National Center for Environment Prediction, NCEP) 提供的再分析数据生成模式的初始场和间隔6 h的边界条件, 以30 s时间步长进行积分, 进行为期4天的模拟(即模拟时段为6月19日00UTC—6月23日00UTC),覆盖东北冷涡整个的生命史.

利用WRF模式自身携带的多种物理过程参数化方案, 主要结合使用了Lin显式降水方案(Lin et al., 1983)、KF积云对流方案(Kain et al., 1990)、YSU行星边界层方案(Hong et al., 2006)、RRTM长波辐射方案(Mlawer et al., 1997)和Dudhia短波辐射方案(Dudhia et al., 1989).

3.2 东北冷涡天气形势模拟结果

模拟过程中每隔1 h保存模式计算结果. 利用模式500 hPa位势高度场最低值中心估计了每隔6 h的冷涡中心位置, 将该结果与ECMWF提供的分析数据进行比较, 如图2所示, 模式结果基本再现了从冷涡形成到东移出东北地区的整个过程.

以6月21日06时刻为例, 图3分别给出了实况(ECMWF资料)和模拟的500 hPa、200 hPa位势高度场(实线)及温度场(点划线)结果. 进一步比较图3可以看到, 500 hPa和200 hPa的模拟结果与实况分析场有相当好的一致性, 冷涡的强度与位置都与实况对应得很好, 且成功模拟出了500 hPa的冷心和200 hPa的暖心. 上述比较分析的结果说明, 这次东北冷涡的基本天气形势得到了很好的再现.

图3 6月21日06时的实况和模拟的位势高度场(实线,单位:gpm)及温度场(点划线,单位:℃) (a) 500 hPa实况; (b) 500 hPa模拟结果; (c) 200 hPa实况;(d) 200 hPa模拟结果. Fig.3 Comparison of ECMWF analysis and the simulation result of geopotential height (a) 500 hPa of ECMWF analysis;(b) 500 hPa of the simulation result; (c) 200 hPa of ECMWF analysis;(d) 200 hPa of the simulation result.
3.3 高空风场模拟结果

从图3中的温度场分布可以看到, 高空存在着等温线的密集带, 这一特征表明了高空锋区的存在, 因此, 在风场上应表现为有一强风带与其相联系. 图4分别显示了根据ECMWF资料和模式数据绘制的21日06时的300 hPa水平风场分布、以及沿着118°E的风场经度-高度剖面分布图. 可以看到, 模拟结果再现了62°N附近的高空急流中心以及环绕东北冷涡的急流(图4b). 值得注意的是, 在55°N附近(即贝加尔湖东部)存在一个风速小值区, 该区位于62°N附近西北急流的下游处, 即西北风急流的出口区. 正是由于东北冷涡的生成, 提供了形成该西北风急流出口区的有利条件. 另外, 在垂 直方向上, 模式结果(图4d)和ECMWF数据(图4c)显示的高空急流中心的高度也一致, 均位于300 hPa(~9 km) 附近. 同时, 从垂直剖面上也能清楚地反映出55°N附近的急流出口区. 可见, 模式结果无论从水平方向还是垂直方向上都基本再现了这次冷涡过程的高空风场特征.

图4 6月21日06时的实况和模拟的300 hPa水平风场以及沿着118°E的风场经度-高度剖面 (a) 300 hPa的实况水平风场;(b) 300 hPa的模拟水平风场;(c) 实况的风场经度-高度剖面;(d) 模拟的风场经度-高度剖面. Fig.4 The 300 hPa horizontal wind and the meridional cross section of horizontal wind along 118°E of ECMWF analysis and the simulation results at 06 ∶ 00 UTC 21 June (a) 300 hPa horizontal wind of ECMWF analysis;(b) 300 hPa horizontal wind of the simulation;(c) Meridional cross section of horizontal wind along 118°E of ECMWF analysis;(d) Meridional cross section of horizontal wind along 118°E of the simulation.
4 高空急流诱发的平流层重力波分析

利用模式输出的数据, 我们进一步对高空急流诱发的平流层重力波特征进行分析. 图5给出了东北冷涡过程期间4个时刻的14 km处的垂直速度扰动场(w′), 分别为模拟的第48、54、60、66小时. 为了更好地分析诱发的平流层波动与冷涡系统相伴 的高空急流之间的关系, 图中还分别叠加了300 hPa的位势高度场(等值线)和水平风场(矢量箭头).

图5 模式4个时次的14 km垂直速度扰动场(阴影, 单位: cm/s)、 300 hPa的位势高度场(实线, 单位: gpm)和水平风场(绿色箭头, 比例: 30 m/s) (a) 第48小时; (b) 第54小时;(c) 第60小时;(d) 第66小时. Fig.5 The simulation results of the vertical velocity at 14 km height (shade, unit: cm/s), 300hPa geopotential height (solid lines, unit: gpm) and the 300hPa horizontal wind (green arrows, scale: 30m/s) on four times (a) The 48th h; (b) The 54th h; (c) The 60th h;(d) The 66th h.

从图5中可以看到, 随着东北冷涡的形成, 在冷涡的西北部区域(50°N—63°N、100°E—125°E)出现了明显的二维结构波动(图5a), 且该区域位于西北风急流的出口区. 这与O′ Sullivan等(1995)所分析的与切断低压相伴的高空急流诱发出的重力波模型一致, 他们通过全球谱模式研究认识到与天气系统(切断低压)相伴的高空急流的出口区, 由于强烈地转适应过程而出现流场的辐散(合), 相应地出现了传播性的重力波. 另外, 从图5中4个时次的演变看, 主要的波动均位于冷涡西北部的急流区附近, 且随着整个冷涡系统向东南压, 波动也有东南移的趋势, 波动区域扩展到140°E附近, 这说明该区域的扰动与冷涡相伴的高空急流存在联系, 冷涡的形成有利于在其西北部的急流下游处(贝加尔湖东部)形成一急流出口区, 该出口区提供了波动的诱发源.

图6进一步给出与图5a、5b中55°N相对应位置的垂直剖面. 如图6所示, 剖面分别反映了模拟的第48、54小时沿着55°N垂直方向上的波动特征, 并在垂直速度扰动场(阴影区)上叠加位温场(等值线)以及水平风场(矢量箭头). 从图6中可以看到, 在11~20 km之间的西侧区域(100°E—125°E), 出现了上升、下沉气流的交替特征; 同时, 等位温线由于垂直气流的影响出现了扰动, 垂直速度扰动场和位温场之间存在明显的正交位相关系; 波动在向上传播过程中向西倾斜的主导波列表明重力波逆着背景风场, 向风场的上游方向传播, 即向偏西传播(图6中黑色箭头所示). 从图中细节还可以看到, 100°E-125°E区域内, 在垂直方向上, 由于急流的存在, 造成了其与平流层中下部之间存在显著的水平风速垂直切变. 最大风速大约在9 km附近, 随着高度增加, 风速减小, 在18~20 km左右存在东西风的转换, 因此波动上传到18~20 km左右处受到抑制. 从后面对动量通量的分析中也能清楚地看到这一特征.

图6 沿着图5a、5b中55°N的垂直速度扰动场(阴影,单位:cm/s)、位温场(实线,单位:K)和水平风场(绿色箭头, 比例:10 m/s)的垂直剖面模拟结果 (a) 第48小时;(b) 第54小时. Fig.6 The simulation results of vertical cross sections along 55°N at the Fig.5a and the Fig.5b of vertical velocity (shade, unit: cm/s), isoentropes (solid lines, unit: K) and horizontal wind (green arrows, scale: 10 m/s) (a) The 48th h;(b) The 54th h.
5 重力波谱分析
5.1 方法介绍

通过前面的分析, 模拟结果清楚地揭示了在冷涡形成期间, 高空急流的出口区出现了明显的平流层重力波. 利用模拟结果可进一步获得与急流相关的重力波参数. 在谱分析工作前需要将与急流相关的重力波特征结构提取出来. 在提取波动特征结构中, 本文采用扩展经验正交函数(Extend Empirical Orthogonal Function, EEOF)分析方法(Weare et al., 1982). EEOF分析方法的最大优势是其在构造协方差矩阵的过程中引入了位于不同时刻的要素场之间在时间上的自相关及交叉相关信息, 这样通过EEOF分析得到的典型特征场(经验正交函数向量)将是具有时间相干性的典型场. 在当前分析中, 考虑到重力波在垂直方向传播, 这样某一时刻的波动的典型空间结构必然体现在位于不同高度的变量场之间的相干性分析结果中, 因此, 我们将以往EEOF分析中的时间坐标换成垂直坐标, 对模式输出的变量场在垂直方向上开展EEOF分析. 这种分析方案已由本文作者成功地运用在提取台风重力波特征结构的工作中, 并取得了积极的结果(Chen et al, 2012, 2013).

在原理上, EEOF分析的目的是将原始矩阵(即模拟所得到的要素)X表达为VZ两部分:


式中V是代表要素场典型特征的特征向量场, Z是与之对应的权重系数. 在得到VZ集合后, 利用 (1)式可以重建原始矩阵X.开展EEOF分析的目的在于找到对重建X起关键作用的少数向量组, 从而发现要素场中的典型结构, 而使用这些被选取的关键向量组重建要素场还可以起到滤波的作用.

本文将分析工作的水平区域设置为45°N—65°N、100°E—140°E; 考虑平流层重力波发生的高度, 垂直方向选择有效分析范围为11~20 km高度区域. 将上述区域中的垂直速度扰动场(w′)数据作为EEOF分析的变量场, 将分析后得到的特征向量解释方差百分比作为考察该特征向量对原场X的影响指标. 以模拟的第48小时为例, EEOF分析结果显示前4个特征向量的解释方差分别为25.6%, 23.1%, 18.9%, 15.1%, 即这4个关键的特征向量对于总方差的贡献超过了80%. 根据EEOF的原理, 利用(1)式, 选取前4个主要的特征向量场线性拟合重构出上述区域中的w′场. 图7给出模拟的第48小时经过重构后的w′场沿着55°N的11~20 km高度间的垂直剖面特征. 图7显示, 选取前4个主要的特征向量场重构出的w′场很好地反映出了重力波的主要特征, 即w′场与位温场之间存在明显的正交位相关系; 同时反映出了如图6中所示的向西向上传播的特征. 这些表明, 当选取前4个关键特征向量场重构w′场时, 能够很好地反映出如同图6中所示的重力波主要特征结构. 该重构出的w′场将运用到后续的三维谱分析工作中.

图7 第48小时重构后的垂直速度扰动场沿着55°N的垂直剖面特征 Fig.7 The x-z cross section of reconstructed vertical velocity data field along 55°N for the time at 48th h
5.2 重力波的时空谱结构

本文采用三维FFT方法获得重力波的时空谱结构. 波动明显发生的连续49个小时(第30~78小时)的数据作为谱分析的时间窗口. 按照5.1节中介绍的方法获得每个时刻的重构后的w′(x,y,z)场, 如图7中所显示的, 重构出来的w′(x,y,z)场保留了重力波的特征结构. 将每个时刻重构出来的w′(x,y,z)场连接起来, 将构成连续49个小时包含急流重力波主要特征结构的w′(x,y,z,t)场, 这时的w′(x,y,z,t)场将作为FFT(Press et al., 1992)的分析场. 对于某个固定的高度z,某变量的三维谱Fψ(k,l,ω)将是水平波数和频率(k,l,ω)的函数. 基于这种三维谱分析, 我们将获得功率谱密度. 某变量在某高度z处的功率谱密度基于变量的三维FFT扰动谱Fψ(k,l,ω)可表示为

PSDψ(k,l,ω,z)=Fψ(k,l,ω)F*ψ(k,l,ω), (2)

其中, F*ψ(k,l,ω)为F的共轭复数.

利用(2)式并根据Chen等(2013)的方位角坐标(kh,α)谱结果表示方法, 图8给出了对14 km高度处的w′(x,y,z,t)场进行功率谱分析的结果. 其中,k2h=k2+l2,α=arctan(l/k).图中给出沿4个不同α方向的S(kh,ω)剖面的功率谱密度, 分别为α=90°(正北方向)、α=45°(东北方向)、α=0°(正东方向)、α=-45°(东南方向), 分别记为S(90)、S(45)、S(0)、S(-45). 每个S剖面的kh正值部分(即水平波数大于0部分)表示谱分量沿α方向传播, 而kh负值部分(即水平波数小于0部分)表示沿α+180°方向传播.

图8 14 km高度处4个不同S剖面的垂直速度扰动场功率谱密度(单位:cm2/s2)
叠加的黑色实线为等垂直波长线.
Fig.8 PSD of vertical velocity (unit: cm2/s2) at 14 km height for four S-sectors
The black curve lines denote the vertical wavelength of gravity waves.
图8中横坐标为水平波数kh,纵坐标为相对于地面的绝对频率ω.从4个剖面图可以看出, 谱分量中心位于水平波长~700 km、周期9~12 h处. 同时该剖面的功率谱密度值分布反映了重力波的传播方向: 功率谱密度大值区主要集中在S(45)、S(0)、S(-45)剖面的kh<0部分, 表明波动主要是逆着背景流方向传播, 即向偏西方向传播的. 另外, 根据重力波的色散关系式((3)式)可以估计出波动的垂直波长(Fritts et al., 2003):


其中,为固有频率,分别为第30~78小时 时段内水平平均风速,N为Brunt-Vaisala频率,ω 为相对地面参考系中的频率. 通过(3)式, 在图8中叠加的 等垂直波长线显示, 波动垂直波长大约为4~5 km.

5.3 重力波的动量通量特征及强迫效应估计

本文进一步分析了与重力波相关的动量通量特征.动量通量谱的分析同样采用5.1节中介绍的分析方案, 选取同样的时间窗口和区域范围, 采取同样的方法对u′(x,y,z)和w′(x,y,z)要素场分别做EEOF分析, 将重构后的u′(x,y,z,t)、w′(x,y,z,t)场作为动量通量谱分析的分析场. 某高度z处的纬向动量通量谱计算参考Beres等中的计算公式(Beres et al., 2002):


其中ρ为大气密度.

图9给出了11~20 km的纬向动量通量廓线. 从图中可以看到动量通量廓线具有明显的两个特征:(1)波动主要表现为向偏西传的波动, 使得产生的纬向净动量通量为负;(2)动量通量值随着高度的增加迅速减小, 在约18 km高度处通量值减小为0. 这反映了波动在上传的过程中由于风速切变产生了耗散, 正如前面垂直剖面图(图6)所看到的. 另外, 在18~20 km高度处由于存在东西风的转换, 波动上传到此高度处受到抑制, 因此波动动量通量值在此高度处也逐渐减小为0.进一步对该动量通量所产生的效应进行估计, 根据Holton(1982)给出的控制方程式(5)可以估算出波动拖曳对背景流造成的强迫效应:


其中, 动量通量散度如图9中所示, 假设在11 km高度处纬向动量通量值为-0.02 Pa, 通量值在20 km高度处减小为0, 则根 据(5)式估计出的通量值相当于对11~20 km整层大气的纬向背景流施加强度约为0.86 m·s-1·day-1 的动力阻曳. 需要指出的是, 丁霞等(2011)利用武汉平均纬向风探空资料作为数值模拟的纬向背景风场来考察重力波在高空急流的传播过程, 其计算得到的动量通量值及产生的阻曳效应与这里分析得到的结果在物理过程及数值量级上相符. 但由于前者讨论的高空急流位于30°N, 最大风速超过60 m/s, 与本文中讨论的急流位置及强度不同, 由此导致的背景风切变最大高度及强度也不同, 因此计算出的阻曳量值有所差异.

图9 11~20 km的纬向动量通量廓线 实线: 净动量通量, 虚线: 负动量通量, 点划线: 正动量通量. Fig.9 The profile of zonal momentum flux from z=11 to z=20 km Solid line: net momentum flux, dash line: negative momentum flux, dash-dot line: positive momentum flux.
6 结论与讨论

本文利用中尺度模式WRF对2010年6月发生在我国东北一次实际冷涡过程进行了数值模拟研究, 以获得与北半球典型的涡旋系统之一的东北冷涡相伴的高空急流诱发的平流层重力波特征及其效应的认识. 模式结果再现了整个天气系统基本特征以及高空急流特征. 在此基础上,进一步对与冷涡相伴的急流诱发的平流层重力波特征进行了详细分析. 分析结果显示:

(1)随着冷涡的形成, 有利于在高空急流下游处形成急流出口区, 使得诱发出平流层重力波, 明显的二维结构重力波出现在高空急流核上部的出口区区域, 与高空急流存在紧密联系.

(2)EEOF结合FFT分析方法揭示的重力波时 空谱结构显示, 与急流相关的盛行波动具有~700 km 水平尺度和9~12 h时间尺度, 以及4~5 km垂直波长.

(3)垂直结构显示, 波动在向上传播的过程中逆着背景流向西传播. 由于急流的存在, 使得在急流高度与平流层中下部之间存在显著的水平风速垂直切变, 造成了波动在上传过程中发生耗散, 动量通量廓线上表现为动量通量值随着高度升高而减小. 由于在18~20 km之间存在东西风的转换带, 使得波动在此高度上受到抑制, 在动量通量上 表现为此高度通量值减小为0. 经过估计, 在11~20 km高度之间, 该过程产生的动量沉积效应对该层大气的平均纬向背景流造成的动力阻曳约为0.86 m·s-1·day-1.

对比热带气旋(台风)诱发平流层重力波的特征(Chen D et al,2012,2013), 可以看到这两类不同纬度地区诱发源(热带涡旋、中纬度涡旋)的源区重力波在垂直传播特性上存在不同: 两者由于下平流层的背景环流垂直结构不同, 使得波动的传播特征明显不同, 中纬度地区与东北冷涡相伴的高空急流诱发的平流层重力波只能上传到比较低的高度(被抑制或吸收), 波动在上传过程中伴随耗散, 而热带气旋诱发的平流层重力波可上传到更高的高度. 中纬度地区与切断低压系统相关的平流层重力波耗散、破碎过程有可能会产生湍流混合, 进而引起平流层-对流层物质不可逆交换过程, 对这种交换过程的研究将有助于深化对平-对交换的机制问题的认识. 由于目前暂缺乏对这一问题全面的物理过程描述, 因此对这方面的工作有待进一步探讨.

致 谢 作者感谢两位匿名审稿专家对本研究工作提出的建设性修改意见.

参考文献
[1] Beres J H, Alexander M J, Holton J R. 2002. Effects of tropospheric wind shear on the spectrum of convectively generated gravity waves.   Journal of the Atmospheric Sciences, 59(11): 1805-1824.
[2] Chen D, Chen Z Y, Lü D R. 2012. Simulation of the stratospheric gravity waves generated by the Typhoon Matsa in 2005.   Science China: Earth Sciences, 55(4): 602-610.
[3] Chen D, Chen Z Y, Lü D R. 2013. Spatio-temporal spectrum and momentum flux of the stratospheric gravity waves generated by a typhoon.   Science China: Earth Sciences, 56(1): 54-62.
[4] Ding X, Zhang S D, Yi F. 2011. A numerical simulation on gravity waves generated by thermal source and their influences on mean flow.   Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 54(7): 1701-1710.
[5] Dudhia J. 1989. Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-dimensional model.   Journal of the Atmospheric Sciences, 46(20): 3077-3107.
[6] Fritts D C, Alexander M J. 2003. Gravity wave dynamics and effects in the middle atmosphere.   Reviews of Geophysics, 41(1), doi: 10.1029/2001RG000106.
[7] Fritts D C, Luo Z. 1992. Gravity wave excitation by geostrophic adjustment of the jet stream. Part I: two-dimensional forcing.   Journal of Atmospheric Sciences, 49(8): 681-697.
[8] Fritts D C, Nastrom G D. 1992. Sources of mesoscale variability of gravity waves. Part Ⅱ: frontal, convective and jet stream excitation.   Journal of Atmospheric Sciences, 49(2): 111-127.
[9] Guest F M, Reeder M J, Marks C J, et al. 2000. Inertia-gravity waves observed in the lower stratosphere over Macquarie Island.   Journal of Atmospheric Sciences, 57(5): 737-752.
[10] Holton J R, Haynes P H, McIntyre M E, et al. 1995. Stratosphere-troposphere exchange.   Reviews of Geophysics, 33(4): 403-439.
[11] Holton J R. 1982. The role of gravity wave induced drag and diffusion in the momentum budget of the mesosphere.   Journal of the Atmospheric Sciences, 39(4): 791-799.
[12] Hong S Y, Noh Y, Dudhia J. 2006. A new vertical diffusion package with an explicit treatment of entrainment processes.   Monthly Weather Review, 134(9): 2318-2341.
[13] Kain J S, Fritsch J M. 1990. A one-dimensional entraining/detraining plume model and its application in convective parameterization.   Journal of the Atmospheric Sciences, 47(23): 2784-2802.
[14] Li W, Yi F. 2007. Characteristics of inertia-gravity waves around jet stream from radiosonde observations in Wuhan (30.5 degrees N, 114.4 degrees E). Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, 69(7): 826-834.
[15] Li W, Yi F. 2011. Research on correlation between gravity waves energy and jet. Chinese Journal of Space Science (in Chinese), 31(3): 311-317.
[16] Lin Y L, Farley R D, Orville H D. 1983. Bulk parameterization of the snow field in a cloud model.   Journal of Climate and Applied Meteorology, 22(6): 1065-1092.
[17] Luo Z, Fritts D C. 1993. Gravity wave excitation by geostrophic adjustment of the jet stream. Part II: three-dimensional forcing.   Journal of the Atmospheric Sciences, 50(1): 104-115.
[18] Mlawer E J, Taubman S J, Brown P D, et al. 1997. Radiative transfer for inhomogeneous atmosphere: RRTM, a validated correlated-k model for the long-wave.   Journal of Geophysical Research, 102(D14): 16663-16682.
[19] O'sullivan D, Dunkerton T J. 1995. Generation of inertia-gravity waves in a simulated life cycle of baroclinic instability.   Journal of the Atmospheric Sciences, 52(1): 3695-3716.
[20] Plougonven R, Snyder C. 2005. Gravity waves excited by jets: propagation versus generation.   Geophysical Research Letters, 32(18), doi: 10.1029/2005GL023730.
[21] Plougonven R, Snyder C. 2007. Inertia-gravity waves spontaneously generated by jets and fronts. Part I: Different baroclinic life cycles.   Journal of the Atmospheric Sciences, 64(7): 2502-2520.
[22] Plougonven R, Teitelbaum H. 2003. Comparison of a large-scale inertia-gravity wave as seen in the ECMWF analyses and from radiosondes.   Geophysical Research Letters, 30(18), doi: 10.1029/2003GL017716.
[23] Plougonven R, Zhang F. 2007. On the forcing of inertia-gravity waves by synoptic-scale flows.   Journal of the Atmospheric Sciences, 64(5): 1737-1742.
[24] Press W H, Teukolsky S A, Vetterling W T, et al. 1992. Numerical Recipes in Fortran 77: the Art of Scientific Computing.   New York: Cambridge University Press.
[25] Sato K. 1994. A statistical study of the structure, saturation and sources of inertio-gravity waves in the lower stratosphere observed with the MU radar.   Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, 56(6): 755-774.
[26] Thomas L, Prichard I T, Astin I. 1992. Radar observations of an inertia-gravity wave in the troposphere and lower stratosphere.   Annales Geophysicae, 10(9): 690-697.
[27] Thomas L, Worthington R M, McDonald A J. 1999. Inertia-gravity waves in the troposphere and lower stratosphere associated with a jet stream exit region.   Annales Geophysicae, 17(1): 115-121.
[28] Weare B C, Nasstrom J S. 1982. Examples of extended empirical orthogonal function analyses.   Monthly Weather Review, 110(6): 481-485.
[29] Zhang C, Zhang Q, Wang Y, et al. 2008. Climatology of warm season cold vortices in East Asia: 1979-2005.   Meteorology and Atmospheric Physics, 100(1-4): 291-301.
[30] Zhang F. 2004. Generation of mesoscale gravity waves in upper-tropospheric jet-front systems.   Journal of the Atmospheric Sciences, 61(4): 440-457.
[31] Zhang L X, Li Z C. 2009. A summary of research on cold vortex over Northeast China.   Climatic and Environmental Research (in Chinese), 14(2): 218-228.
[32] Zhang S D, Huang C M, Yi F. 2006. Radiosonde observations of vertical wavenumber spectra for gravity waves in the lower atmosphere over central China.   Annales Geophysicae, 24(12): 3257-3265.
[33] Zhang S D, Yi F, Huang C M, et al. Intensive radiosonde observations of gravity waves in the lower atmosphere over Yichang (111°18'E, 30°42'N), China.   Annales Geophysicae, 2008, 26(7): 2005-2018.
[34] Zhang S D, Yi F. 2007. Latitudinal and seasonal variations of inertial gravity wave activity in the lower atmosphere over central China.   Journal of Geophysical Research, 112(D5), doi:10.1029/2006JD007487.
[35] Zhao S X, Sun J H. 2007. Study on cut-off low-pressure systems with floods over Northeast Asia.   Meteorology and Atmospheric Physics, 96(1-2): 159-180.
[36] Zheng X Y, Zhang T Z. 1992. Rainstorm in Northeast China (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press.
[37] 丁霞, 张绍东, 易帆. 2011. 热源激发重力波特征以及波流作用的数值模拟研究.   地球物理学报, 54(7): 1701-1710.
[38] 李伟, 易帆. 2011. 急流与低层大气重力波能量的相关性研究.   空间科学学报, 31(3): 311-317.
[39] 张立祥, 李泽椿. 2009. 东北冷涡研究概述.   气候与环境研究, 14(2): 218-228.
[40] 郑秀雅, 张廷治. 1992. 东北暴雨. 北京: 气象出版社.