2016, Vol. 59
2. 兰州中心气象台, 兰州 730020;
3. 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
, TIAN Wen-Shou1
, CHEN Ze-Yu3, ZHAHG Jian-Kai1, XU Ping-Ping1, HUANG Qian1, HAN Yuan-Yuan1, ZHANG Jie1
2. Lanzhou Central Meteorological Observatory, Lanzhou 730020, China;
3. Laboratory for Middle Atmosphere and Global Environmental Observation, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
重力波是一种在稳定层结大气中传播的振荡运动，作为一种中小尺度的大气波动，重力波传播和破碎引起的动量重新分配，对局地乃至全球的大气环流都有影响(Fritts，1984).重力波对平流层大气温度场和风场变化的影响尤其重要，其上传和破碎的过程会形成对中层大气背景流的动力强迫，而这种动力强迫是中层大气典型环流结构中的重要驱动机制(吴少平和易帆，2002；Fritts and Alex and er，2003；陈丹等，2011，2013).同时，重力波破碎过程是中高层大气内小尺度湍流混合过程的重要驱动源(卞建春等，2004).Miyazaki等(2010)的数值模拟研究结果表明重力波的破碎和耗散对对流层顶以上大气内三维小尺度混合过程具有重要的贡献.正是由于重力波破碎所导致的小尺度湍流混合作用，在对流层顶附近发生的重力波上传和破碎可以引起平流层对流层之间的物质交换和中高层大气内大气成分空间分布的变化，进而影响其辐射和能量的收支(Holton et al.，1982；Lamarque et al.，1996；Sprenger et al.，2007; Pan et al.，2010).通常，大气中的重力波根据其波源可分为地形重力波和非地形重力波(由对流活动和急流等激发). 以往的研究表明，无论是地形重力波还是非地形重力波 都对STE(Stratosphere and Troposphere Exchange)有重要的影 响.Cho等(1999)的飞机观测研究表明对流活动产生的重力波的破碎会伴随对流层顶的折卷，这一过程对STE产生了显著的影响.Lamarque等(1996)和Schiling等(1999)的观测模拟研究发现地形激发的重力波在对流层顶附近的破碎对臭氧等大气成分在平流层对流层之间的不可逆交换有重要的贡献.
青藏高原是东亚地区极具代表性的大地形(杨健和吕达仁，2003)，是产生大气重力波的重要源地(Hoffmann et al.，2013)，同时也是对流活动十分旺盛的区域(徐祥德等，2001；Gettelman et al.，2002)，青藏高原对STE过程具有重要的影响.以往的研究已发现，由于青藏高原及周边地区特殊的大地形和特殊的动力、热力效应，使得该区域成为全球平流层对流层间能量、物质交换的重要“窗口”(陈洪滨等，2006).这些以往关于青藏高原影响STE的研究，主要聚焦于高原上空的对流活动以及与季风有关的输送过程对STE的影响.由于缺乏高时空分辨率的观测资料，高原复杂地形激发的重力波对STE的影响一直没有得到很好的认识.一些关于青藏高原上空重力波的研究，也多关注这一区域重力波的特征、重力波拖曳或者重力波对对流活动的触发作用(陆维松和朱乾根，1991；王文等，2012；张灵杰和林永辉，2012)，关于这一地区地形重力波对UTLS区域物质能量传输的影响研究则鲜有报道.
本文利用美国航空航天局(NASA)新一代MERRA再分析资料和中尺度模式WRF对发生在青藏高原区域的一次地形重力波事件进行了分析，诊断分析在这次重力波事件发展演变过程中所伴随的STE过程及其细节，以增加我们对高原地区地形重力波影响高原上空UTLS区域物质和能量传输的认识.
2 数据和方法本文所用的美国航空航天局(NASA)第二代高 分辨率再分析资料MERRA，其空间分辨率为1.25°×1.25°，垂直分层从1000 hPa到0.1 hPa，共42层(Rienecker et al.，2011).文中还用到了搭载于Terra和Aqua卫星上的中分辨率成像光谱仪MODIS观测资料以及欧洲中心ECMWF-Interim再分析资料来诊断重力波的信号和与之相关的物理过程.MODIS有36个波段(0.405~14.385 μm)，拥有250、500、1000 m这3个不同分辨率，扫描宽度为2330 km.ECMWF-Interim是欧洲中期数值预报中心的再分析数据，水平分辨率为1.5°×1.5°，垂直分层从1000 hPa到1 hPa，共37层.
本文所使用的中尺度模式WRF-ARW(V3.0)是美国国家大气研究中心(NCAR)、国家环境预报中心(NCEP)、预报系统研究室(FSL)和奥克拉荷马大学的风暴分析预报中心等4个单位共同开发的新一代中尺度预报模式和同化系统.以往的相关研究表明WRF模式对中尺度的重力波信号有较好的模拟能力：陈丹等(2011；2013)利用WRF模式模拟了一次台风诱发平流层重力波的过程；Plougonven等(2013)使用WRF模式模拟研究了南极洲上空平流层动量通量与地形重力波之间的关系，指出地形重力波对进入平流层的动量通量的贡献量与非地形重力波相当，是平流层重力波的重要来源.
3 重力波事件的基本特征本文分析的重力波事件发生于2008年5月1日00: 00—06: 00(UTC，下同)，波动区域为高原地区上空.图 1a给出了2008年5月1日03: 00时青藏高原上空100 hPa气压层上MERRA再分析资料垂直速度场的水平分布.可以看出，高原北部区域垂直速度出现了明显的正负值中心交替出现的波动分布(黑框区域)，波列沿西北—东南向排列.该波动信号在88°E—104°E范围内有3个完整的波列.图 1b是2008年5月1日04: 30MODIS观测的在重力波存在区域的云光学厚度图.云光学厚度在一定程度上可以反映出受复杂地形影响而产生的重力波活动(Lynch et al.，2002)，图 1b显示在40°N—45°N，90°E—100°E区域有波动信号的存在，其位置与图 1a中的重力波信号出现的位置非常接近，这进一步证明从MERRA再分析资料捕捉到中尺度重力波信号是确实存在的.我们注意到在图 1a中40°N—45°N，75°E—90°E这片区域也有较强的波动信号，但是在图 1b中相同区域垂直速度的波形却并不明显，因此，我们在后文中着重研究图 1a中85°E—105°E区域的波动信号.
 | 图 1 (a) 2008年5月1日03: 00MERRA再分析资料100 hPa垂直速度分布(图中黑色方框区域附件有明显的重力波信号)；(b) 2008年5月1日04: 30MODIS卫星观测的云光学厚度(图中白色方框区域存 在重力波信号)Fig. 1 (a) Vertical velocity field at 100 hPa derived from MERRA reanalysis data at 03: 00 on May 1st, 2008; (b) MODIS cloud optical thickness at 04: 30 on May 1st, 2008. There exists gravity wave signal within the region enveloped by the white box. |
图 2(a—c)给出了此次重力波事件活跃时段的垂直速度在38°N的经度-高度剖面.可以看出，85°E—105°E 上空垂直速度在垂直方向也出现了正负值中心交替分布的现象，并且随着高度的增加逐渐向西倾斜，与典型的地形重力波垂直结构相吻合(高守亭和陈辉，2000)，波动能量随着群速向上传播.在重力波所在区域地面存在自西向东的凸起地形(85°E— 93°E)(Nappo，2012)，地形的水平尺度在500~600 km 范围内，最大高度是3 km.MERRA再分析资料中较为明显的波动信号主要出现在00: 00—06: 00.从00: 00—03: 00，重力波信号逐渐上传，03: 00时重力波信号传至70 hPa高度附近，而在06: 00时70 hPa高度附近重力波波形消失.从图 2可以看出本次重力波的水平波长λH约为600 km，与85°E—92°E处山丘水平尺度相接近，张灵杰和林永辉(2012)用无线电探空资料证实2008年5月在这一地区存在较为频繁的重力波活动，并指出这一时段重力波水 平波长主要集中在100~600 km之间.参考卞建春等(2004)的方法，通过频散关系估计 MERRA数据中重力波信号理论水平波长λH，其中固有频率
可根据关系
计算得到，
(上划 线表示高度平均，这里取波形较为明显的700~70 hPa)； 垂直波长λz可根据地形重力波垂直波长理论公式λz=2πU/N估计，其中N为浮力频率，U为地形附近的纬向风速.计算结果显示，此次重力波的理论垂直波长约为3 km，理论水平波长约为900 km，属于中尺度重力波.通过计算发现从MERRA再分析资料估计的重力波实际水平波长(600 km)与理论计算结果相接近，尽管MERRA再分析资料空间分辨率较低，但可以扑捉到波长小于900 km的中尺度重力波.对于波长较小的重力波信号则需要通过空间分辨率更高的模式模拟数据进行分析研究.
 | 图 2 2008年5月1日00: 00—06: 00MERRA再分析资料沿38°N剖面上的垂直速度分布 (a) 2008年5月1日00: 00； (b) 2008年5月1日03: 00； (c) 2008年5月1日06: 00.Fig. 2 Longitude-height cross section of vertical velocity along 38°N derived from MERRA reanalysis data from 00: 00 to 06: 00 on May 1st, 2008 (a) 00: 00 on May 1st, 2008; (b) 03: 00 on May 1st, 2008; (c) 06: 00 on May 1st, 2008. |
由于对流活动也能激发重力波(Hoffmann et al.，2013)，这里有必要进一步诊断我们所选取的重力波个例是否与对流活动有关.大气热力层结对对流活动的形成发展起着重要的影响，一般情况下，我们可以用浮力频率
来表征大气层结稳定度.大气中的质点受到扰动后在垂直方向移动，重力和浮力的共同作用使其回到平衡位置，并由于惯性而产生振荡，其振荡的频率即称为浮力频率.当N2>0时，大气层结稳定，不易产生对流活动，相反，N2 < 0，对流活动容易发生(吕美仲和侯志明，2004).图 3是2008年5月1日00: 00—06: 00重力波发生区域在38°N的经度-高度剖面上浮力频率图.可以看出，由于平流层空气相较于对流层来说更加稳定，对流层到平流层N2逐渐增大，在250 hPa附近出现N2的等值线密集带，说明N2在UTLS区域有很大的梯度.同时可以看出，3个时刻对流层大气内N2都是正值，表明在这一次重力波事件过程中，对流层大气一直处于稳定层结状态，存在产生重力波的条件，但深对流活动不易被触发，这也说明此次重力波信号并非由深对流活动激发，而是由于地形扰动所引起的.值得注意的是，图 3(a—c)在150 hPa 高度附近都出现了N2的低值带，而这恰好对应着地形重力波上传区域.在没有外界扰动的情况下，平流层中的N2自下而上会呈现出较均匀的由低值到高值的递增分布，图 3(a—c)中下平流层区域内浮力频率存在异常低值带，与重力波上传和破碎所导致的对流层向平流层的物质能量交换有关，后文将会对这种物质和能量交换过程进行更详细的分析.
 | 图 3 2008年5月1日00: 00—06: 00在38°N 剖面上MERRA再分析资料的浮力频率分布 (a) 2008年5月1日00时； (b) 2008年5月1日03时； (c) 2008年5月1日06时. Fig. 3 Longitude-height cross section of buoyancy frequency along 38°N derived from MERRA reanalysis data from 00: 00 to 06: 00 on May 1st, 2008 (a) 00: 00 on May 1st, 2008; (b) 03: 00 on May 1st, 2008; (c) 06: 00 on May 1st, 2008. |
再分析资料的时间分辨率和空间分辨率较粗，为了更好地描述重力波的空间结构和时间演变特征，我们利用WRF模式对此次地形重力波进行了模拟.模拟时长为20 h；模拟区域为75°E—115°E，25°N—55°N，采用Lambert投影；水平分辨率取80 km. 为了有效地分辨重力波时空演变过程，诊断重力波过程造成的平流层对流层物质和能量交换，在模式垂直方向上设置了46层，模式顶部设在10 hPa.在数值模拟试验中，选取了WSM3 显式降水方案(Hong et al.，2004)和Kain-Fritsch 积云对流方案(Kain and Fritsch，1990)，在行星边界层过程和辐射强迫计算方面分别使用了YSU 方案(Hong et al.，2006)、RRTM 长波辐射(Mlawer et al.，1997)和Dudhia 短波辐射强迫方案(Dudhia，1989).模式模拟的初始时刻选在2008年4月30日16: 00，该时刻距离本次重力波过程出现的初始时刻有8 h. 使用NCEP的FNL数据生成模式的初始场，以180 s 的时间步长，每隔1 h输出模拟结果，至2008年5月1日12: 00完成总共20 h的模拟过程，其中前8 h作为模式的起转时间，后12 h的模式输出数据用于诊断分析.
图 4为WRF模式模拟的2008年5月1日03: 00 青藏高原上空100 hPa垂直速度水平分布图.可以看出，在MERRA再分析资料中重力波信号出现的区域(36°N—42°N，85°E—100°E)，WRF模式模拟的垂直速度场中也出现波动信号.从图 4可以看出，在出现重力波信号的区域，风场主要以西风为主，气流受地形扰动产生了波动信号，属于典型的地形重力波，波列较为明显的区域在88°E—96°E.WRF模式模拟出的重力波水平波长与图 1a中MERRA再分析资料显示的重力波水平波长接近，也约为6个经距(约600 km)，这说明WRF模式能模拟出这次重力波信号的基本特征.
 | 图 4 WRF模拟2008年5月1日03: 00 100 hPa垂直速度(填充，单位：Pa·s-1)、水平风(箭头，单位：m·s-1)Fig. 4 Modeled vertical velocity (color filled contours, units: Pa·s-1) and horizontal wind component (arrows, units: m·s-1) at 100 hPa at 03: 00 on May 1st, 2008. |
同样的，用WRF模式模拟的垂直速度做与图 2相同纬度处(38°N)的纬向剖面(图 5)，其中图 5(a—h)依次为2008年5月1日00: 00—07: 00时垂直速度纬向剖面.可以看出WRF模式模拟的重力波水平波长和垂直剖面的倾斜结构与MERRA再分析资料中的重力波的对应特征基本一致，而且在WRF模式模拟的结果中可以较为清晰地看出重力波的垂直波长，这弥补了MERRA再分析资料垂直分辨率较粗的不足.需要指出的是，图 5中的垂直速度的单位(m·s-1)，与前面的以压力作为垂直坐标的垂直速度(Pa·s-1)符号相反，所以图 5中所反映的重力波相位与图 2所示重力波相位也是吻合的.从图 5(a—h)也可以看出，250 hPa以下的区域中，重力波的垂直波长很小，维持在3 km左右，与理论公式估算的重力波垂直波长相当.重力波上传可到达70 hPa的高度，而该区域的动力对流层顶高度约在250 hPa(见图 7).在重力波上传过程中，垂直方向波列向东倾斜的角度变得更大，同时垂直波 长也有所伸长，这是由于上对流层下平流层(UTLS)区域内浮力频率梯度开始变大(如图 3所示)，自下而上大气静力稳定度变得越来越大，造成了重力波垂直波长的伸长(贺海晏，1989).重力波在平流层中波形以7 km左右的垂直波长继续向上传播并耗散，至07: 00波形逐渐消失于100 hPa附近.
 | 图 5 WRF模拟2008年5月1日00: 00—07: 00在38°N垂直剖面上的垂直速度分布 (a) 2008年5月1日00: 00； (b) 2008年5月1日01: 00； (c) 2008年5月1日02: 00； (d) 2008年5月1日03: 00； (e) 2008年5月1日04: 00； (f) 2008年5月1日05: 00； (g) 2008年5月1日06: 00； (h) 2008年5月1日07: 00. Fig. 5 Longitude-height cross sections of modeled vertical wind component along 38°N at (a) 00: 00, (b) 01: 00, (c) 02: 00, (d) 03: 00, (e) 04: 00, (f) 05: 00, (g) 06: 00, (h) 07: 00, on May 1st, 2008 |
图 6(a—c)给出了模式模拟的2008年5月1日04: 00—06: 00纬向风在38°N的纬向剖面，反映了重力波上传与破碎过程中的大气背景流场.如图 6所示，在重力波活动的旺盛阶段，150 hPa高度附近存在一西风急流，急流剪切风场形成的临界层效应，会吸收重力波的能量，从而造成重力波的破碎(张绍东等，1999).
 | 图 6 模式模拟的2008年5月1日04: 00—06: 00在38°N纬向剖面上的纬向风分布 (a) 2008年5月1日04时；(b) 2008年5月1日05时；(c) 2008年5月1日06时.Fig. 6 Longitude-height cross sections of modeled zonal winds along 38°N at (a) 04: 00, (b) 05: 00, (c) 06: 00 |
以上结果表明WRF模式可以很好地模拟出本次地形重力波信号的时空演变特征.WRF模式的模拟实验结果为诊断上对流层下平流层区域物质和能量传输提供了比MERRA再分析资料更高的时空分辨率.下面分析重力波传播和破碎引起的物质和能量上传的细节特征.
5 重力波过程中的STE本文所使用的WRF-ARW(V3.0)模式中不包括对大气成分的模拟，为了诊断重力波破碎导致的对流层和平流层之间的物质交换，本文使用位势涡度和再分析资料中的臭氧作为两种示踪物，来研究这次地形重力波过程中物质在UTLS区域从对流层向平流层的传输(卞建春，2009).
图 7中(a—h)依次为WRF模式模拟的2008年5月1日00: 00—07: 00位势涡度在38°N纬向剖面上的分布；图 8是MERRA再分析资料中的位势涡度在38°N的纬向剖面图，图 8(a—c)分别对应2008年5月1日00: 00、03: 00和06: 00.通常情况下，平流层内空气的位涡较高，对流层内空气的位涡较低，中纬度对流层顶附近的位涡值为2.5 PVU(PVU，1 PVU=10-6 K·m2·s-1·kg-1)，我们以位涡值为2.5 PVU的空气层作为动力对流层顶(易明建等，2013)，所以图 7(a—h)中深蓝色与绿色区域的过渡带即为动力对流层顶，高度约为11 km，与图 8(a—c)中MERRA再分析资料的动力对流层顶高度相一致.可以看出，在图 7(a—h)和图 8(a—c)中平流层下层(200~100 hPa)都出现了低位涡空气团，说明有对流层的空气进入了平流层.图 7显示对流层上层空气在重力波的发展演变过程中逐渐向平流层侵入，随着时间的发展，侵入平流层的空气与下方对流层上层空气逐渐脱离并最终停留在平流层中，形成一个闭合的位涡低值区.图 8(a—c)中MERRA再分析资料所反映的位势涡度时空变化特征与模式模拟的结果基本一致.
 | 图 7 WRF模式模拟的2008年5月1日00—07时在38°N处剖面上位势涡度分布 (a) 2008年5月1日00: 00； (b) 2008年5月1日01: 00； (c) 2008年5月1日02: 00； (d) 2008年5月1日03: 00； (e) 2008年5月1日04: 00； (f) 2008年5月1日05: 00； (g) 2008年5月1日06: 00； (h) 2008年5月1日07: 00. Fig. 7 Modeled longitude-height cross sections of potential vorticity along 38°N at (a) 00: 00, (b) 01: 00, (c) 02: 00, (d) 03: 00, (e) 04: 00, (f) 05: 00, (g) 06: 00, (h) 07: 00, on May 1st, 2008 |
 | 图 8 2008年5月1日MERRA再分析资料在38°N处纬向剖面上位势涡度分布 (a) 2008年5月1日00: 00； (b) 2008年5月1日03: 00； (c) 2008年5月1日06: 00.Fig. 8 Longitude-height cross sections of potential vorticity derived from MERRA reanalysis data along 38°N on May 1st, 2008 (a) 00: 00 on May 1st, 2008; (b) 03: 00 on May 1st, 2008; (c) 06: 00 on May 1st, 2008. |
为了诊断地形重力波对UTLS区域物质和能量传输的影响，首先有必要考察重力波破碎后湍流导致的动量通量的变化(Shapiro，1980；Kawatani et al.，2005).重力波的破碎可引起UTLS区域的湍流活动，这种湍流活动会造成物质和动量的垂直混合.利用Shapiro(1980)的方法，重力波破碎导致的湍流混合可通过计算位涡的垂直通量来定量诊断.图 9给出了重力波活跃时段模式模拟的位涡垂直通量在38°N处的纬向剖面，图 10a给出了重力波发展演变过程中在图 6中纬向风异常信号最强区域(160~150 hPa，38°N，91°E—94°E)的动量通量u′w′(实线)随时间的变化，同时给出的是图 9中位涡变化剧烈区域(150~120 hPa，38°N，89°E—95°E)的位涡垂直通量PV′w′(虚线)随时间的变化.图 10b是选取与 计算PV′w′ 相同的区域，通过湍流扩散方程PV′w′=
估算出的位涡垂直扩散系数Kpv.图 10a显示从01: 00开始，进入平流层的动量通量随时间逐渐增强，在03: 00达到峰值，此后逐渐减弱，至05: 00动量通量强度最小.值得注意的是，04: 00—05: 00之间动量衰减最为强烈，意味着波动能量释放也达到最强(丁霞等，2011)，说明重力波在04: 00发生破碎.从图 10a还可以看出在01: 00—06: 00这一时段内位涡垂直通量都是负值，这是因为重力波破碎导致下平流层纬向风加速的同时这一区域的位涡值则是下降的，u′w′ 与PV′w′的这种完全反相关的情形进一步说明二者随时间的变化都是由于重力波破碎这同一物理过程所致.值得注意的是，图 10b中Kpv在 04: 00从前一个时刻的0.13 m2·s-1 突然增加到8.20 m2·s-1，表明重力波破碎时UTLS区域垂直方向的湍流交换达到最强，短时间内造成平流层对流层之间显著的物质交换.
 | 图 9 WRF模式模拟的2008年5月1日01: 00—06: 00在38°N处位涡垂直通量〈PV′w′〉的纬向剖面分布 (a) 2008年5月1日01: 00； (b) 2008年5月1日02: 00； (c) 2008年5月1日03: 00； (d) 2008年5月1日04: 00； (e) 2008年5月1日05: 00； (f) 2008年5月1日06: 00.Fig. 9 Modeled longitude-height cross sections of vertical potential vorticity flux along 38°N at (a) 01: 00, (b) 02: 00, (c) 03: 00, (d) 04: 00, (e) 05: 00, (f) 06: 00, on May 1st, 2008 |
 | 图 10 (a) 实线为模式模拟的纬向动量通量〈u′w′ 〉随时间的变化，选取图6中纬向风速最大区域(160~150 hPa，38°N，91°E—94°E)计算.虚线为模式模拟的垂直位涡通量〈PV′w′ 〉随时间的变化，选取图9中位涡垂直通量强信号区(150~120 hPa， 38°N， 89°E—95°E)计算； (b) 模式模拟的垂直扩散系数Kpv，选取图9中位涡垂直通量强信号区(150 ~120 hPa，38°N，89°E—95°E)计算Fig. 10 (a) Time variation of modeled momentum flux (u′w′ , solid) (averaged over 160~150 hPa, 38°N,91°E—94°E) in Fig.6; Time variation of modeled vertical potential vorticity flux (PV′w′ dashed) (averaged over 150~120 hPa, 38°N,89°E—95°E) in Fig.9; (b) Time variation of modeled vertical eddy exchange coefficient of potential vorticity (averaged over 150~120 hPa, 38°N,89°~95°E) |
为了进一步验证本次地形重力波引起了在 UTLS区域的物质上传，我们分析了ECMWF-Interim 再分析资料中臭氧浓度的时空变化特征.图 11是ECMWF-Interim再分析资料中臭氧在38°N的纬向剖面图.由于ECMWF-Interim再分析资料的数据间隔为6 h，所以我们在图 11只能看到重力波发生前后的臭氧空间分布变化.图 11a和图 11b分别对应了00: 00和06: 00两个时刻.臭氧浓度的变化受到化学、平流、垂直混合以及对流输送的共同作用，重力波发生时这一区域200~100 hPa的环流以西风为主，同一纬度的平流作用不会对臭氧浓度产生明显的影响；而本次地形重力波过程中对流活动受到抑制，对流传输对臭氧空间分布的影响也可被忽略；此外，本次地形重力波过程历时较短，几小时内的化学作用的影响不大.所以造成如图 11所示在UTLS区域的臭氧异常分布的原因主要是重力波所 触发的物质上传.00: 00低臭氧浓度空气向上侵入下平流层，经过数小时的上传与再分布，在06: 00 臭氧低值区的脊与上对流层空气脱离，低臭氧浓度的空气团留在平流层中，在平流层下层形成了低臭氧浓度的“气泡”，其空间位置与MERRA再分析资料以及模式模拟的位涡异常的位置非常接近，这进一步说明地形重力波的破碎导致了对流层物质向平流层的传输.
 | 图 11 2008年5月1日00: 00—06: 00ERA-Interim数据在38°N臭氧质量混合比纬向剖面 (a) 2008年5月1日00: 00； (b) 2008年5月1日06: 00.Fig. 11 Longitude-height cross sections of ozone mass mixing ratio derived from ERA-Interim data along 38°N on May 1st, 2008 (a) 00: 00 on May 1st, 2008; (b) 06: 00 on May 1st, 2008. |
本文使用了新一代中尺度预报模式WRF-ARW(V3.0)结合再分析资料诊断分析了一次发生于青藏高原邻近地区的地形重力波事件及其引起的对流层平流层物质和能量的交换.本文研究的重力波其水平波长约为600 km，与扰动地形尺度相当；重力波在对流层中的垂直波长约为3 km；在垂直方向上随着高度的增加呈现出由东向西倾斜的结构特征.
分析表明，模式可以很好地再现从MERRA再分析数据中捕捉到的重力波信号及其时空演变.模式模拟结果显示，重力波在04: 00破碎，破碎高度在150 hPa附近，波破碎后动量通量在短时间内发生强烈的衰减，重力波携带的能量在破碎高度附近释放.
分析结果还显示，重力波破碎的同时垂直方向湍流混合变得异常强烈，湍流混合过程导致了对流层上层的空气进入平流层，使下平流层空气出现了位势涡度和臭氧的低值区，在浮力频率的垂直剖面中也可以看到由于地形重力波过程造成的平流层下层浮力频率异常低值区.
致谢 美国航空航天局提供MERRA再分析资料和MODIS卫星资料；欧洲气象中心提供ECMWF-Interim再分析资料；审稿专家对本文提出建设性修改意见，在此一并感谢.| [1] | Bian J C, Chen H B, Lü D R. 2004. Analysis of the characteristics of gravity waves under stratosphere by using the high-resolution data of radiosonde observation. Science in China Ser. D Earth Sciences(in Chinese), 34(8):748-756. |
| [2] | Bian J C. 2009. Recent advances in the study of atmospheric vertical structures in Upper Troposphere and Lower Stratosphere. Advances in Earth Science(in Chinese), 24(3):262-271. |
| [3] | Chen D, Chen Z Y, Lü D R. 2012. Simulation of the stratospheric gravity waves generated by the Typhoon Matsa in 2005. Sci. China Earth Sci., 55(4):602-610. |
| [4] | Chen D, Chen Z Y, Lü D R. 2013. Spatiotemporal spectrum and momentum flux of the stratospheric gravity waves generated by a typhoon. Science China:Earth Sciences, 56(1):54-62. |
| [5] | Chen H B, Bian J C, Lü D R. 2006. Advances and prospects in the study of stratosphere-troposphere exchange. Chinese Journal of Atmospheric Sciences(in Chinese), 30(5):813-820. |
| [6] | Cho J Y N, Newell R E, Bui T P, et al. 1999. Observations of convective and dynamical instabilities in tropopause folds and their contribution to stratosphere-troposphere exchange. Journal of Geophysical Research:Atmospheres(1984-2012), 104(D17):21549-21568. |
| [7] | 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 J. Geophys.(in Chinese), 54(7):1701-1710, doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.07.002. |
| [8] | Dudhia J. 1989. Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-dimensional model. J. Atmos. Sci., 46(20):3077-3107. |
| [9] | Fritts D C. 1984. Gravity wave saturation in the middle atmosphere:A review of theory and observations. Reviews of Geophysics, 22(3):275-308. |
| [10] | Fritts D C, Alexander M J. 2003. Gravity wave dynamics and effects in the middle atmosphere. Reviews of Geophysics, 41(1):1003. |
| [11] | Gao S T, Chen H. 2000. The studies of Lee waves over a big topography through the rotating tank experiments. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 58(6):653-665. |
| [12] | Gettelman A, Salby M L, Sassi F. 2002. Distribution and influence of convection in the tropical tropopause region. Journal of Geophysical Research:Atmospheres (1984-2012), 107(D10):ACL 6-1-ACL 6-12. |
| [13] | He H Y. 1989. Internal inertia gravity waves in a non-uniformly stratified atmosphere and their role in initiating convection. Journal of Tropical Meteorology(in Chinese), 5(1):8-17. |
| [14] | Hoffmann L, Xue X, Alexander M J. 2013. A global view of stratospheric gravity wave hotspots located with Atmospheric Infrared Sounder observations. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 118(2):416-434. |
| [15] | 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. |
| [16] | Hong S Y, Dudhia J, Chen S H. 2004. A revised approach to ice microphysical processes for the bulk parameterization of clouds and precipitation. Mon. Wea. Rev., 132(1):103-120. |
| [17] | Hong S Y, Noh Y, Dudhia J. 2006. A new vertical diffusion package with an explicit treatment of entrainment processes. Mon. Wea. Rev., 134(9):2318-2341. |
| [18] | Kain J S, Fritsch J M. 1990. A one-dimensional entraining/detraining plume model and its application in convective parameterization. J. Atmos. Sci., 47(23):2784-2802. |
| [19] | Kawatani Y, Tsuji K, Takahashi M. 2005. Zonally non-uniform distribution of equatorial gravity waves in an atmospheric general circulation model. Geophysical Research Letters, 32(23). |
| [20] | Lü M Z, Hou Z M. 2004. Dynamic Meteorology(in Chinese). Beijing:China Meteorological Press. |
| [21] | Lamarque J F, Langford A O, Proffitt M H. 1996. Cross-tropopause mixing of ozone through gravity wave breaking:Observation and modeling. Journal of Geophysical Research:Atmospheres(1984-2012), 101(D17):22969-22976. |
| [22] | Lu W S, Zhu Q G. 1991. Theoretical research on the cold surge of the Qinghai-Xizang plateau as a huge orography. Acta Meteorologica Sinica(in Chinese), 49(4):385-393. |
| [23] | Lynch D K, Sassen K, Starr D O C, et al. 2002. Cirrus history and definition.//Cirrus. New York:Oxford University Press. |
| [24] | Miyazaki K, Watanabe S, Kawatani Y, et al. 2010. Transport and mixing in the extratropical tropopause region in a high-vertical-resolution GCM. Part Ⅱ:Relative importance of large-scale and small-scale dynamics. Journal of the Atmospheric Sciences, 67(5):1315-1336. |
| [25] | Mlawer E J, Taubman S J, Brown P D, et al. 1997. Radiative transfer for inhomogeneous atmospheres:RRTM, a validated correlated-k model for the longwave. J. Geophys. Res., 102(D14):16663-16682. |
| [26] | Nappo C J. 2012. An Introduction to Atmospheric Gravity Waves. 2nd ed. Boston:Academic Press. |
| [27] | Pan L L, Bowman K P, Atlas E L, et al. 2010. The stratosphere-troposphere analyses of regional transport 2008 experiment. Bulletin of the American Meteorological Society, 91(3):327-342. |
| [28] | Plougonven R, Hertzog A, Guez L. 2013. Momentum fluxes and intermittency of gravity waves:balloon observations and mesoscale numerical simulations.//EGU General Assembly Conference Abstracts. Vienna, Austria. |
| [29] | Rienecker M M, Suarez M J, Gelaro R, et al. 2011. MERRA:NASA"s modern-era retrospective analysis for research and applications. Journal of Climate, 24(14):3624-3648. |
| [30] | Schilling T, Lübken F J, Wienhold F G, et al. 1999. TDLAS trace gas measurements within mountain waves over Northern Scandinavia during the POLSTAR campaign in early 1997. Geophysical Research Letters, 26(3):303-306. |
| [31] | Shapiro M A. 1980. Turbulent mixing within tropopause folds as a mechanism for the exchange of chemical constituents between the stratosphere and troposphere. Journal of the Atmospheric Sciences, 37(5):994-1004. |
| [32] | Sprenger M, Wernli H, Bourqui M. 2007. Stratosphere-troposphere exchange and its relation to potential vorticity streamers and cutoffs near the extratropical tropopause. Journal of the Atmospheric Sciences, 64(5):1587-1602. |
| [33] | Wang W, Liu J, Cai X J. 2011. Impact of mesoscale gravity waves on a heavy rainfall event in the east side of the Tibetan Plateau. Trans. Atmos. Sci.(in Chinese), 34(6):737-747. |
| [34] | Wu S P, Yi F. 2002. A numerical simulation of nonlinear propagation of gravity wave packet in three-dimension compressible atmosphere. Science in China Series E:Technological Sciences, 45(3):306-313. |
| [35] | Xu X D, Zhou M Y, Chen J Y, et al. 2002. A comprehensive physical pattern of land-air dynamic and thermal structure on the Qinghai-Xizang Plateau. Science in China Series D:Earth Sciences, 45(7):577-594. |
| [36] | Yang J, Lü D R. 2003. Progresses in the study of stratosphere-troposphere exchange. Advance in Earth Sciences (in Chinese), 18(3):380-385. |
| [37] | Yi M J, Chen Y J, Zhou R J, et al. 2013. Relationship between winter surface temperature variation in eastern Asia and stratospheric weak polar vortex. Chinese J. Atmos. Sci.(in Chinese), 37(3):668-678. |
| [38] | Zhang L J, Lin Y H. 2012. Observational characteristics of gravity waves in lower stratosphere over a Tibetan Plateau station. Meteorological Science and Technology(in Chinese), 39(6):768-771. |
| [39] | Zhang S D, Yi F, Wang J F. 1999. The nonlinear propagation of gravity wave packets in the sheared ambient. Chin. J. Space Sci. (in Chinese), 19(2):122-127. |
| [40] | 卞建春, 陈洪滨, 吕达仁. 2004. 用垂直高分辨率探空资料分析北京上空下平流层重力波的统计特性. 中国科学D辑:地球科学, 34(8):748-756. |
| [41] | 卞建春. 2009. 上对流层/下平流层大气垂直结构研究进展. 地球科学进展, 24(3):262-271. |
| [42] | 陈丹, 陈泽宇, 吕达仁. 2011. 台风"麦莎"(Matsa)诱发平流层重力波的数值模拟. 中国科学:地球科学, 41(12):1786-1794. |
| [43] | 陈丹, 陈泽宇, 吕达仁. 2013. 台风重力波的谱结构和动量通量特征分析. 中国科学:地球科学, 43(5):874-882. |
| [44] | 陈洪滨, 卞建春, 吕达仁. 2006. 上对流层-下平流层交换过程研究的进展与展望. 大气科学, 30(5):813-820. |
| [45] | 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, doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2011.07.002. |
| [46] | 高守亭, 陈辉. 2000. 大地形背风波的转槽实验研究. 气象学报, 58(6):653-665. |
| [47] | 贺海晏. 1989. 非均匀层结大气中的重力惯性波及其激发对流的物理机制. 热带气象学报, 5(1):8-17. |
| [48] | 吕美仲, 侯志明. 2004. 动力气象学. 北京:气象出版社. |
| [49] | 陆维松, 朱乾根. 1991. 青藏高原大地形对冷涌作用的理论研究. 气象学报, 49(4):385-393. |
| [50] | 王文, 刘佳, 蔡晓军. 2012. 重力波对青藏高原东侧一次暴雨过程的影响. 大气科学学报, 34(6):737-747. |
| [51] | 吴少平, 易帆. 2002. 三维可压大气中重力波波包非线性传播的数值模拟. 中国科学:E 辑, 32(2):176-183. |
| [52] | 徐祥德, 周明煜, 陈家宜等. 2001. 青藏高原地一气过程动力, 热力结构综合物理图象. 中国科学(D 辑), 31(5):428-440. |
| [53] | 杨健, 吕达仁. 2003. 平流层-对流层交换研究进展. 地球科学进展, 18(3):380-385. |
| [54] | 易明建, 陈月娟, 周任君等. 2013. 亚洲东部冬季地面温度变化与平流层弱极涡的关系. 大气科学, 37(3):668-678. |
| [55] | 张灵杰, 林永辉. 2012. 青藏高原红原站平流层下部重力波观测特征分析. 气象科技, 39(6):768-771. |
| [56] | 张绍东, 易帆, 王敬芳. 1999. 重力波波包在剪切风场中的非线性传播. 空间科学学报, 19(2):122-127. |