引用本文

苏涛, 苗峻峰, 王语卉. 2017. 辐射参数化对海南岛海风雷暴结构模拟的影响. 地球物理学报, 60(8): 3023-3040, doi: 10.6038/cjg20170811.  

Su T, Miao J F, Wang Y H. 2017. Impact of radiative transfer parameterizations on simulated sea breeze thunderstorm over the Hainan Island. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 60(8): 3023-3040, doi: 10.6038/cjg20170811.  

苏涛^1,2, 苗峻峰¹ , 王语卉^1,3     

SU Tao^1,2, MIAO Jun-Feng¹, WANG Yu-Hui^1,3     

1 引言

雷暴是在发展旺盛的积雨云中产生的，常伴有雷电、大风和阵性降水.雷暴的发展依赖于大气的动力、热力和水汽条件，常由近地面中尺度系统触发(Azorin-Molina et al., 2015).海风是沿海地区重要的中尺度环流现象之一，是由海陆热力差异所引起的局地大气环流(Miao et al., 2003, 2009; 刘树华等, 2009; 苗峻峰, 2014).海风锋作为一种边界层中尺度辐合线，与沿海地区雷暴的产生、组织和发展关系密切(Fovell, 2005).这种由海风(锋)引发的雷暴被称之为海风雷暴(Pielke et al., 1991; May et al., 2002; Azorin-Molina et al., 2014; 苏涛等, 2016a, 2016b).20世纪70年代，Pielke(1974), Pielke和Mahrer(1978)建立了首个比较完善的三维原始方程模式，模拟了佛罗里达地区的一次对流天气过程，标志着海风雷暴数值模拟研究的真正开始.随着计算机的发展和模式的不断改进，气象学家通过数值模拟探讨了海风雷暴发生的热力和动力学条件(Keenan et al., 1994)、结构和特征(Laird et al., 1995)、发展演变过程及其触发机制(Wissmeier et al., 2010).

太阳辐射是地球上最基本的能源，制约着天气和气候的形成与变化，早在20世纪初就有学者开始关注太阳辐射与气象之间的关系(Knott, 1903).辐射过程首先应用于长期天气过程和气候变化的研究，在大气环流模式和气候模式中占有重要地位(Rodgers and Walshaw, 1966).随着模式的不断发展，科学家们逐渐认识到了辐射对短期天气过程和中小尺度天气系统的重要性，在中尺度模式中加入了辐射参数化过程(Dudhia, 1989; Mlawer et al., 1997; Collins et al., 2004; Iacono et al., 2008).辐射在大气的传输过程中受水汽、臭氧、二氧化碳、云以及气溶胶的影响很大，中尺度数值模式要详细准确地描述出辐射过程，就必须充分考虑到这些大气成分的变化及其在辐射过程中的作用(Pope et al., 2012; Carslaw et al., 2013; Zempila et al., 2016)，不同的辐射参数化方案在对这些大气成分的处理方式上存在差异，从而导致了模拟结果的准确性有所不同，合适的辐射参数化方案的模拟结果将更接近于实况(Kay et al., 2001; 王曼等, 2005).辐射参数化能改变大气的垂直加热率(Gabriel et al., 2001; Chen et al., 2005)、到达地面的辐射能量(Niemelä et al., 2001a, 2001b)以及地表的温度(Iacobellis et al., 2003; 廖礼等, 2015)，从而进一步影响大气的环流场，导致对流和降水的强度发生变化(Fu et al., 1995; 周广强等, 2005).海陆风是由海陆热力差异引起的中尺度环流系统，其形成和发展与太阳辐射(Miller et al., 2003)、陆面过程(Miao et al., 2009; 刘振鑫等, 2012)以及边界层方案(Miao et al., 2009; 刘树华等, 2009; 张碧辉等, 2012; 郑亦佳等, 2016)等物理参数化方案密切相关，在这些物理过程中太阳辐射的变化是决定海风演变特征最为关键的因子之一，因此辐射参数化方案对海陆风环流的模拟存在显著的影响(王曼等, 2005).海风在向内陆推进的过程中，遇到陆地上较热的空气层会形成海风锋.海风雷暴的发展依赖于低层海风(锋)的表现，也与辐射传输过程密切相关.

海南岛四面环海，季风环流显著，海陆风强盛(王静等, 2016; 王语卉等, 2016).当地大气中含有丰富的水汽，在山谷风、海陆风等局地环流的作用下，对流天气发生频繁，是我国著名的雷暴高发区，几乎全年都有可能产生海风雷暴(辛吉武等, 2008).海南岛独特的地理位置和海岸线曲率造成了当地海风雷暴的特殊性，同时海南岛的复杂地形对海风环流和海风雷暴也有着重要的影响.海风雷暴的研究工作主要集中在沿海地区，讨论的是单侧海风(锋)与其他系统相互作用触发的雷暴，从整个岛屿的角度讨论多条单纯海风(锋)相互碰撞触发雷暴的工作很少；同时海风雷暴的发生区域多为沿海平坦地区，复杂地形下海风雷暴的研究较少；此外，辐射参数化影响海风雷暴等强对流活动数值模拟的研究工作目前还十分有限.本文在苏涛等(2016a)的研究基础上，选择不同的辐射参数化方案讨论其对海南岛海风雷暴模拟的影响，探究辐射过程在海风雷暴模拟过程中的重要性，以利于更好地模拟海风雷暴，了解海风诱发雷暴的机理，提高其预报预警水平.

2 资料介绍和个例选取

本文所选用的资料主要包括气象台站温、压、湿、风等常规观测数据和雷达数据，NCEP-FNL提供的1°×1°逐6小时全球分析场资料以及CMORPH(NOAA Climate Prediction Center MORPHing technique)融合的逐时降水资料，欧洲中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)的ERA-Interim资料.

2012年7月20日下午，海南岛的海风在向内陆传播的过程中发生辐合(图 1a)，形成局地强雷暴天气.此次雷暴过程的强降水主要出现在南部的保亭和五指山等地(图 1b, 1c, 1d)，给当地带来了人员伤亡和财产损失，具有突发性特征，持续时间短、降水强度大、局地性强，是一次典型的雷暴单体事件.海风雷暴发生当天，海南岛背景风场较弱，没有明显的天气系统，海-陆间的局地环流比较清楚，容易被识别和捕捉，有利于讨论复杂地形下海风雷暴的结构、发展演变过程及其触发机制，了解海风在此次雷暴发生发展过程中所起的作用.苏涛等(2016a)对此次雷暴事件进行了较为详细的介绍和讨论，本文在此基础上采用不同的辐射传输方案对其进行数值模拟，讨论辐射参数化对海风雷暴模拟的影响.

图 1

Fig. 1

图 1 (a)欧洲中心资料的10 m风场(矢量，单位：m·s-1)和地面温度场(阴影，单位：℃)；(b)温度露点差(阴影，单位：℃)；(c) CMORPH融合资料的24小时累积降水(单位：mm)；(d)2012年7月20日16:00 BST的相当黑体亮温(单位：℃) Fig. 1 (a) 10 m wind (vector, unit: m·s-1) and ground temperature (shaded, unit: ℃); (b) Dew-point deficit (shaded, unit: ℃) from ECMWF data; (c) Accumulated precipitation (unit: mm) from the CMORPH data; (d) TBB (black body temperature) (unit: ℃) from satellite at 16:00 BST on 20 July 2012

3 辐射参数化方案介绍和数值试验设计 3.1 辐射参数化方案

本文重点考察了WRF模式中常用的两组辐射参数化方案(表 1)，讨论不同辐射参数化方案对海南岛海风雷暴模拟的影响.Dudhia+RRTM方案是WRF中较早采用的方案(Borge et al., 2008)，在实际模拟中被广泛使用(Chandrasekar and Balaji, 2012; Wang et al., 2013, 2015)；而RRTMG方案则是WRF(V3.1) 中新加入的方案(Iacono et al., 2008)，并在V3.7中进行了重要的改进.

表 1(Table 1)

表 1 两组试验的辐射方案设置 Table 1 Settings of two radiation experiments

表 1 两组试验的辐射方案设置 Table 1 Settings of two radiation experiments

Dudhia短波辐射传输方案(Dudhia, 1989)较为准确地计算了在晴空散射、水汽吸收(Lacis and Hansen, 1974)以及云的反射和吸收(Stephens, 1978)作用下的短波辐射通量.晴空条件下，水汽吸收通过水汽量的相关函数来计算，同时考虑近似的瑞利散射和气溶胶散射.多云情况下，云的后向散射(反射)和吸收根据μ和ln(w/μ)的双线性插值得到，其中μ为太阳天顶角的余弦，w表示垂直积分的液态水特征，计算过程中考虑了各种液态水和固态水(包括云水、云冰、雨、雪和霰)的贡献.

RRTM(Rapid Radiative Transfer Model)是由美国大气环境中心研制的一个具有高精度和高效率的快速辐射传输方案(Mlawer et al., 1997)，其主要特色是能利用k分布方法计算出大气中重要成分的详细吸收谱.逐线辐射传输模式(Line-By-Line Radiative Transfer Model, LBLRTM)提供了RRTM所需的吸收系数，利用k分布方法能直接从逐线辐射传输模式中获得吸收系数，这就极大地简化了模式计算中的谱积分过程(Arking and Grossman, 1972).因此k分布方法使数值模拟既达到了较高的精度，又能极大地减少运算的时间.

RRTMG(Rapid Radiative Transfer Model for GCMs)方案是在RRTM基础上改进得到的，两者采用了相同的基本物理过程和气体吸收系数(Iacono et al., 2008)，但RRTMG方案具有更高的计算精度(Iacono et al., 2000, 2003).RRTMG短波方案包含了14个波段，长波方案包含了16个波段，覆盖了230 nm到56 μm的绝大部分辐射波.RRTMG方案重点考虑了水汽、臭氧、温室气体、气溶胶以及云水和云冰等大气成分的作用，提供了更加准确的臭氧和气溶胶数据，以往的模式常用一个简单的气候统计值来表示其浓度，RRTMG方案中的臭氧和气溶胶浓度是一个多维的变量，会随空间和时间发生变化，其分布依赖于大量的观测样本.该方案还加入了随机云重叠的MCICA(Monte Carlo Independent Column Approximation)方法，利用统计学计算出一个科学、合适的云层结构，改善原有的简单模型，可以反映出不同高度层上和次网格尺度上的云物理作用(Pincus et al., 2003).

3.2 模式定制

本文采用中尺度模式WRF-ARW V3.7(Skamarock et al., 2008)对此次海风雷暴的演变过程和三维结构进行了数值模拟.试验所选用的物理参数化方案如表 2所示，其中D3和D4区域的水平格距小于5 km，所以并未使用积云对流参数化方案(Wang et al., 2015).模式的初始场和边界条件由NCEP-FNL 1°×1°的再分析资料提供，模拟采用双向反馈的四重嵌套方案(图 2a).模式嵌套区域的水平分辨率分别为27 km、9 km、3 km、1 km；垂直方向为不等间距的35个σ层，模式层顶气压为100 hPa.模式采用了WRF中新的地理数据和NCEP提供的MODIS_30s土地利用类型数据，能够相对准确地反映出海南岛的地形和土地利用情况(图 2b).

表 2(Table 2)

表 2 模式重要物理参数化方案的设置 Table 2 Settings of major physical parameters for simulation experiments

表 2 模式重要物理参数化方案的设置 Table 2 Settings of major physical parameters for simulation experiments

图 2

Fig. 2

图 2 模拟区域示意图 (a)模式嵌套区域；(b) D4区域的地形(单位：m) Fig. 2 Sketch of modeling domains (a) Nested domains of model (denoted by d01, d02, d03, and d04, respectively); (b) Terrain of domain D4 (unit: m)

4 模拟结果分析 4.1 辐射参数化对海风特征模拟的影响

雷暴的发生发展与当地海风密切相关，低层海风的碰撞触发了此次雷暴活动(苏涛等, 2016a).因此，要探究辐射参数化在海风雷暴模拟中所起的作用，首先需要了解辐射过程对低层海风的具体影响.此次海风雷暴的突发性较强，持续时间短，15:00左右开始有对流形成，到16:00雷暴已经发展成熟，海风也进入到了强盛时期.从该时刻海南岛低层温压场的对比(图 3a, 3b)可以看出，岛屿附近的海平面气压依赖于近地面温度，等值线与阴影区有较好的对应关系.由于海洋的比热较大，辐射方案带来的热力差异在温度场上很难得到体现，因而两组试验中海洋上的温度基本相同，陆地上存在较为明显的差异，表现为CNTL试验大于RAD试验；同时CNTL试验中的等压线也相对密集，气压梯度较大，更有利于海风的形成和发展.低层风场的分布具有典型的海风特征(图 3c, 3d)，沿海地区风速较大，岛屿四周表现出了明显的向岸风，在海南岛的东部沿海到南部山区一带，形成了一条显著的海陆风辐合带(图中用黑色粗线标记)，分别对应着保亭、五指山以及定安的对流活动和降水.两组试验模拟的海风在具体特征上仍存在一定的差异，对于岛屿东、西两侧的海风，两组试验模拟的传播距离有所不同，CNTL试验东侧海风向内陆推进的距离略大于RAD试验.不同试验中南、北两侧的海风都在保亭附近发生碰撞，海风向内陆传播的距离相差不大，但在强度上却存在较大的差异，CNTL试验模拟的南、北海风明显大于RAD试验，其辐合程度和碰撞强度也要强于RAD试验.风速阴影区的覆盖情况也表明两组试验的海风强度相差较大，CNTL试验模拟的风速明显大于RAD试验，沿海地区这种差异越发显著.CNTL试验中保亭和定安这两个对流活动区域附近存在风速的高值中心，说明这些区域的低层风速较大，海风的碰撞和辐合相对较强；RAD试验没有模拟出这两个风速高值中心，影响了其对该区域对流活动的模拟.

图 3

Fig. 3

图 3 16:00 BST的近地面温度场(阴影，单位：℃)、气压场(等值线，单位：hPa)：(a) CNTL试验；(b) RAD试验，10 m风场(矢量，单位：m·s-1)和风速(阴影，单位：m·s-1)：(c) CNTL试验；(d) RAD试验(图中黑色粗线表示海陆风辐合带) Fig. 3 Simulated near-ground temperature (shaded, unit: ℃) and pressure (contour, unit: hPa): (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD. 10 m wind (vector, unit: m·s-1) and wind speed (shaded, unit: m·s-1) at 16:00 BST: (c) Experiment CNTL; (d) Experiment RAD (The location marked by thick black line represents sea breeze convergence zone)

低层风场的对比揭示出了辐射传输过程对海风的模拟存在一定的影响，但两组试验之间的差异表现得相对复杂；考虑到此次雷暴主要是由南、北两侧经向海风相互碰撞造成的，为了便于分析，本文将讨论的重点放在对南、北海风的具体影响上，经雷暴中心(18.65°N, 109.7°E)作一条经向剖面(图 2b中AB线)，沿该剖面绘制10 m风场，揭示复杂地形下低层风场的变化情况(图 4).两组试验中南、北海风的开始时间和传播形式基本一致，早上07:00左右岛屿北部沿海开始有海风形成，随着时间的推移逐渐向南传播，传播过程中海风得到发展，风向发生调整，风速逐渐增大；由于复杂地形的阻挡，岛屿南部海风的形成相对较晚(11:00左右)(图 4a, 4d).虽然两组试验中南、北海风在传播距离和发展形式上没有太大的差别，但CNTL试验模拟的南、北海风要强于RAD试验，这种差异在海风辐合区附近表现得更加明显，CNTL试验的风速大于3.0 m·s^-1，雷暴活动区域的风场辐合特征十分明显，而RAD试验却只有1.0 m·s^-1，雷暴区的辐合程度相对较弱.图 4b, 4e是白天(08:00—20:00) 时间平均后的经向风速，图中可以更清楚地显示出两组试验对海风模拟的差异.南、北海风的表现特征与图 4a, 4d对应，北部海风(风速小于0表示海风)与南部海风(风速大于0表示海风)交汇于18.65°N附近，南、北海风的转换地点明显.海风在近海区域就已经形成，在海陆交界处风速达到最大，海风表现得最为强盛.随后，海风维持一定的强度并向内陆推进，最终与岛屿另一侧的海风相遇，风速逐渐减弱为0.海风的传播和发展与地形密切相关，在19.3°N、19°N和18.5°N等地附近都存在海风突然减小的特征，这刚好是鹦哥岭北部山脚、五指山北部山脚以及五指山南部山脚(图 4b, 4e)，表明海风在向内陆传播的过程中，遇到地形阻挡时，在山脚附近海风风速会有所减小.海风风速的演变过程中，CNTL试验的风速处于-2 m·s^-1到2 m·s^-1之间，风速线离0线较远，RAD试验的风速主要处于-1 m·s^-1到1 m·s^-1之间，风速线相对贴近0线，说明CNTL试验的海风强度要大于RAD试验.图 4b中海风辐合区附近CNTL试验的风速变化梯度明显大于图 4e中的RAD试验，这也显示出前者模拟的海风辐合程度和碰撞强度要大于后者.

图 4

Fig. 4

图 4 沿图 2b中AB线的10 m风场(矢量箭头，单位：m·s-1)(a, d)、平均经向风速(08:00—20:00平均的V风速)(单位：m·s-1)(b, e)及地形的剖面图(单位：m)(c, f) (a)、(b)、(c) CNTL试验；(d)、(e)、(f) RAD试验(实线区表示南部海风，虚线区表示北部海风). Fig. 4 The north-south cross section of simulated 10 m wind (unit: m·s-1) (a, d) along line AB in Fig. 2b, meridional 10 m wind speed (unit: m·s-1) (b, e) and the terrain (unit:m) (c, f) (a), (b), (c) CNTL; (d), (e), (f) RAD (Solid and dashed lines denote southern and northern sea breezes, respectively).

经雷暴中心(18.65°N, 109.7°E)作一条直线(图 2b中CD线)，将海南岛分为南、北两部分，分别表现出偏南、偏北海风.图 5是区域平均后的经向风速随时间的变化情况，有利于定量地分析不同辐射参数化下南、北海风强度的差异.从图中可以看出，南、北部的海陆风特征都十分明显，岛屿南部由晚上的偏北陆风(负值)转为白天的偏南海风(正值)(图 5a)，在偏南背景风的影响下晚上的陆风较弱，观测演变中的陆风没有模拟的明显，这与岛屿南部观测站点较少有关，对于海风的模拟两组试验的模拟效果相差不大.北部由晚上的偏南陆风(正值)转为白天的偏北海风(负值)(图 5b)，同样受到偏南背景风的影响，观测的陆风大于模拟结果，海风小于模拟结果，RAD试验的模拟结果更加接近观测.模式能较好地模拟岛屿南、北部海陆风的演变以及碰撞情况，但是在模拟过程中背景场的作用会被削弱，导致观测结果受背景风的影响要大于模拟，观测海陆风的强度更依赖于背景风的表现.南部海陆风的转变时间以及最大海风的出现时间都要略滞后于北部海风，这与图 4中的结论一致.两组试验模拟的海风强度也有着不同的表现，CNTL试验中的海风一直强于RAD试验，雷暴强盛期间这种差异最为明显，北部海风相差0.5 m·s^-1左右，南部海风相差约1.0 m·s^-1.

图 5

Fig. 5

图 5 (a)南部、(b)北部区域平均的10 m经向风速(单位：m·s-1)随时间的演变(南、北部区域是沿图 2b中CD线划分的) Fig. 5 The variation of north-south averaged 10 m wind speed (unit: m·s-1) in (a) southern and (b) northern regions

从风场的垂直分布(图 6)可以看出，海南岛低层表现为南、北海风的辐合，两组试验中岛屿南部的海风环流结构比较完整，18.5°N附近表现出了海风头部(Sea Breeze Head, SBH)的特征，在1 km之上存在明显的海风回流.不同试验对海南岛北部海风的模拟存在较大的差异，CNTL试验模拟的北部海风达到了4 m·s^-1，海风的厚度接近2 km；RAD试验中北部海风的强度和厚度都要小于CNTL试验.南、北海风在向内陆传播的过程中不断发展，最终在保亭(18.65°N, 109.7°E)附近相遇，并与海风回流和越山气流相互作用，造成了该地区的垂直运动.两组试验模拟的南、北海风强度有所不同，直接导致了CNTL试验中海风碰撞造成的垂直运动强于RAD试验.

图 6

Fig. 6

图 6 16:00 BST沿图 2b中AB线的风场(矢量箭头，w扩大10倍后合并，单位：m·s-1)和垂直速度(阴影，单位：m·s-1)剖面图 (a) CNTL试验；(b) RAD试验. Fig. 6 Vertical cross section of simulated wind field (vector, unit: m·s-1, w×10) and vertical velocity (shaded, unit: m·s-1) along line AB in Fig. 2b at 16:00 BST (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD.

热带地区的水汽源汇和动力输送是约束当地水汽循环、影响水汽分布的重要机制(平凡和罗哲贤, 2007)，海南岛四面环海，常年都具有较好的水汽条件，这使得海南当地以湿对流为主，雷暴过程常伴有降水产生.在此次雷暴发生过程中，保亭、五指山等南部山区的相对湿度较好(图 7)，为该地区的雷暴降水提供了条件.海南岛低层的海风不仅能为对流的发展提供抬升条件，还能为当地的水汽输送提供动力.图中沿海地区的水汽条件较好，水汽高值带的分布受到了风场辐合带的影响.南部山区的森林覆盖较广，植被的存在有利于水汽的增加(Kelliher et al., 1997)，因此该地区的水汽含量也比较高.两组试验模拟结果的差异主要表现在东南沿海，受到海风强度和传播距离的影响，RAD试验的水汽条件相对较差，雷暴活动区域的水汽含量远远小于CNTL试验.如图 7c所示，模式较好地模拟出了雷暴发生区域的相对湿度，两组试验对湿度的模拟效果相差不大，雷暴发生期间CNTL试验模拟的相对湿度偏高，而RAD试验模拟的相对湿度要低于观测结果.

图 7

Fig. 7

图 7 16:00 BST的2 m相对湿度场(单位：%) (a) CNTL试验；(b) RAD试验；(c)雷暴区相对湿度的日变化. Fig. 7 Simulated 2 m relative humidity (shaded, unit: %) at 16:00 BST (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD; (c) Diurnal variation of 2 m relative humidity in thunderstorm area.

雷暴的发生发展除了需要水汽和抬升条件，还依赖于大气不稳定层结，通过对海南岛低层环流场和水汽条件的讨论，可以发现风场辐合带附近存在着有利的水汽条件和上升运动，但是此次雷暴过程主要发生在辐合带的南端，东部沿海辐合区并未形成明显的降水，这与当地的层结状况和不稳定能量有关.在描述大气对流潜势的参数中，对流有效位能(Convective Available Potential Energy, CAPE)和对流抑制能量(Convective Inhibition, CIN)的物理意义相对清晰，能反映出低层大气的湍流活动和层结状况(张碧辉等, 2012).图 8a, 8b是海南岛对流有效位能的分布情况，其分布类型与相对湿度(图 7)相似，岛屿中部对流有效位能较低，高值区出现在辐合带附近，有利于该地区雷暴等强对流天气的发生发展.图 8c, 8d的东部沿海基本处于阴影区，表示该地区的对流抑制能量较高，强对流难以形成和发展.因此东南沿海地区低层海风辐合所产生的抬升运动只能促使对流抑制能量较低的南端产生对流活动.通过对比两组试验的模拟结果，发现不同参数化方案之间的差异主要存在于沿海地区，在CAPE高值区的分布范围和强度上表现出了较大的不同，CNTL试验比RAD试验有着更高的不稳定能量，有利于对流的发展.对流抑制的差别则主要反映在岛屿中北部地区，并未影响到雷暴活动，两组试验中雷暴发生区域的对流抑制都低于5 J·kg^-1.

图 8

Fig. 8

图 8 16:00 BST的对流有效位能(CAPE)(单位：J·kg-1)：(a) CNTL试验；(b) RAD试验和对流抑制能量(CIN)(单位：J·kg-1)：(c) CNTL试验；(d) RAD试验 Fig. 8 Simulated CAPE (unit: J·kg-1): (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD and CIN (unit:J·kg-1):(c) Experiment CNTL; (d) Experiment RAD. All is at 16:00 BST

雨水作为一种重要的云凝结物，其混合比的大小与降水云系的发展有关，能较好地反映出对流活动和降水情况(齐彦斌等, 2009).图 9给出的是保亭站垂直速度和雨水混合比随时间和高度的变化，两组试验模拟结果的对比可以看出，雨水混合比与垂直速度在时间和高度上有着较好的对应关系，雷暴发生期间保亭附近存在上升运动和雨水混合比的高值中心，CNTL试验所模拟的垂直运动和雨水混合比明显强于RAD试验，CNTL试验的最大垂直速度大于1.4 m·s^-1，最大雨水混合比接近2.0 g·kg^-1，RAD试验中最大垂直速度约为1 m·s^-1，最大雨水混合比在1.4 g·kg^-1左右，同时前者的对流延伸高度也远大于后者.

图 9

Fig. 9

图 9 保亭附近垂直速度(等值线，单位：m·s-1)和雨水混合比(阴影，单位：g·kg-1)的时间-高度剖面图 (a) CNTL试验；(b) RAD试验. Fig. 9 Time-height cross section of simulated vertical velocity (contour, unit: m·s-1) and rain water mixing ratio (shaded, unit: g·kg-1) near Baoting (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD.

受到地理位置的影响，海南岛的雷暴过程常伴有降水产生，降水量的大小是描述强对流的一个重要物理量(汪汇洁等, 2014).图 10是不同辐射参数化方案下降水量的对比，从图中可知，此次雷暴的降水主要集中在保亭、五指山附近，保亭的降水达到了暴雨量级.CNTL试验对降水的模拟相对较好，降水区域和降水强度与观测基本一致；RAD模拟的降水落区与CNTL试验相差不大，但其对降水强度的模拟要小于CNTL试验.从模拟反射率的对比(图 11)可以看出，CNTL试验对反射率的模拟与雷达观测相似，较好地模拟出了雷暴出现的时间和地点，反射率强度也与实际观测相差不大，强对流中心保持在50 dBZ左右，RAD试验对雷暴活动范围和强度的模拟明显要比CNTL试验小.总的来说，RAD试验对降水量和对流活动的模拟相对偏弱，这与RAD试验对低层海风、水汽条件和近地面能量的模拟偏小有关，辐射过程影响着这些决定强对流活动的关键因子，最终导致了CNTL和RAD试验对海风雷暴模拟的差异.

图 10

Fig. 10

图 10 15:00—18:00 BST模拟(阴影)和观测(数值)累计降水量(单位：mm)的比较 (a) CNTL试验；(b) RAD试验. Fig. 10 Accumulated precipitation (unit: mm) between 15:00 and 18:00 BST of simulation (shaded) and observation (numbers) on 20 July 2012 (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD.

图 11

Fig. 11

图 11 16:00 BST的反射率(阴影，单位：dBZ) (a)雷达观测；(b) CNTL试验；(c) RAD试验. Fig. 11 Reflectivity (color shaded, unit: dBZ) at 16:00 BST (a) Observed by radar; (b) Experiment CNTL; (c) Experiment RAD.

沿保亭(18.65°N, 109.7°E)分别作经向和纬向剖面，统计反射率的强度和主体移动情况(表 3)，反映出雷暴强度和位置的变化，以便于定量讨论辐射方案对雷暴发生发展过程的影响.雷暴的最大强度和伸展高度在两组试验中有着明显的差异，无论是在经向还是纬向上，CNTL试验模拟的雷暴强度和发展高度都要大于RAD试验.雷暴过程中对流主体的移动距离相差不大，这可能是模拟过程中模式本身带来的差异.由于受到地形分布的影响，雷暴活动在经纬向上也有着不同的表现，一方面纬向上的对流主体强度略大于经向，但更主要的区别还是在移动距离上，雷暴的纬向移动距离比经向距离大了近一倍.

表 3(Table 3)

表 3 沿保亭(18.65°N, 109.7°E)的经向、纬向模拟反射率特征 Table 3 Characteristics of simulated reflectivity in the meridional and zonal cross sections near Baoting (18.65°N, 109.7°E)

表 3 沿保亭(18.65°N, 109.7°E)的经向、纬向模拟反射率特征 Table 3 Characteristics of simulated reflectivity in the meridional and zonal cross sections near Baoting (18.65°N, 109.7°E)

Dudhia+RRTM与RRTMG+RRTMG方案在实际模拟中已被广泛使用，两者之间存在许多相似的地方，但其对云、气溶胶等微量物质的考虑有所不同(Evans et al., 2012; Price et al., 2014).从短波、长波辐射加热率廓线(图 12)来看，两组方案存在较大的差别，CNTL试验的长波冷却率和短波加热率都小于RAD试验，这种差异主要表现在1.5 km以下的边界层中，高层大气中两组方案的模拟结果相差不大.二氧化碳和臭氧对辐射有很强的吸收作用，是大气能量和动力的重要来源(Solomon, 1999; Anderson and Mauersberger, 1992).RRTMG短波辐射方案对二氧化碳和臭氧的处理比Dudhia更加详细，辐射传输模式中RRTMG方案可以快速准确地查找到二氧化碳的吸收系数，同时该方案还考虑了Dudhia方案中没有涉及到的臭氧问题.这就会使得RAD试验中短波辐射对大气的加热率大于CNTL试验，在近地面层附近大了近0.2 K·d^-1(图 12a).RRTM和RRTMG长波方案对云的处理存在较大的差异，导致了RAD试验中长波辐射对大气的冷却率大于CNTL试验，这种差异在数值上达到了0.5 K·d^-1(图 12b).单从短波、长波辐射的加热率来看，RAD试验中得到的短波加热和释放的长波冷却都比较大，RAD试验比CNTL试验多0.2 K·d^-1的短波加热，但同时也多了0.5 K·d^-1的长波冷却，耗散的辐射能量大于吸收，总的来说，RAD试验的综合加热率要小于CNTL试验，前者从短波、长波辐射中所获得的能量要略小于后者.

图 12

Fig. 12

图 12 海南岛24小时平均的(a)短波和(b)长波加热率廓线(单位：K·d-1) Fig. 12 The 24h-averaged radiative heating rate profiles (unit: K·d-1) of (a) short wave and (b) long wave in Hainan Island

到达地面的辐射强度直接决定了近地面能量、层结状况以及地表感热和潜热的释放，是讨论低层大气能量平衡的重要环节(Lean and Rind, 1998).地表吸收的能量取决于辐射的传输情况，与大气中的二氧化碳、水汽和臭氧密切相关(Albrecht, 1989)，不同辐射参数化方案对这些物质的描述不同，使得两组试验模拟的地面净辐射存在差异(图 13a, 13b)，不同辐射方案的模拟结果在阴影图上形成了鲜明的对比，CNTL试验中全岛的净辐射基本大于180 W·m^-2，而RAD试验则小于140 W·m^-2.图 13c, 13d是不同方案下的净辐射及其差值的演变情况，从中可以看出，随着时间的推移和短波辐射的增强，到达地面的净辐射逐渐增加，两组试验的差别也在不断增大.CNTL试验与RAD试验的净辐射差值在白天基本为正值(图 13d)，只在清晨和傍晚存在短暂的负值，最大的差值出现在正午，接近180 W·m^-2.

图 13

Fig. 13

图 13 海南岛24小时平均的净辐射(单位：W·m-2)分布：(a)CNTL试验；(b)RAD试验；不同辐射方案下海南岛平均的(c)净辐射及其(d)差值(单位：W·m-2)的演变 Fig. 13 Distribution of 24h-averaged net radiation in Hainan Island: (a) Experiment CNTL; (b) Experiment RAD; (c) Diurnal variation of net radiation simulated by different experiments; (d) Differences of (c) (unit: W·m-2)

图 14是不同辐射方案下地表感热通量、潜热通量差值的分布情况，图中的海南岛以正值为主，表明CNTL试验的感热和潜热通量基本大于RAD试验，小于RAD试验的区域表现为零星的散点.地表获得净辐射后主要通过感热和潜热的方式将能量返还给大气，以此达到地表的能量平衡(Charlson et al., 1987)，所以地表净辐射能决定地表感热和潜热的大小，由于CNTL试验的地表净辐射大于RAD试验，直接导致了其模拟的感热和潜热通量也相对较大.从感热和潜热通量的演变(图 15)可以看出，热通量的变化与净辐射相似，最大热通量和最大差值同样出现在正午时分，两组试验中感热通量的最大差值超过了40 W·m^-2，潜热通量的最大差值接近于120 W·m^-2，说明辐射参数化方案对近地面能量有着十分重要的影响.图中地表潜热释放的最大能量在400 W·m^-2左右，明显大于感热通量的释放，表明在当地地表能量平衡过程中净辐射的吸收和潜热释放是最为关键的两个因子.同时海南岛位于低纬地区，又受到热带海洋的影响，也会使得当地的潜热释放变得更加剧烈.

图 14

Fig. 14

图 14 两组辐射试验方案模拟的海南岛24小时平均(a)感热通量和(b)潜热通量差值(单位：W·m-2) Fig. 14 Simulation results of two experiments in Hainan Island: (a) 24h-averaged sensible heat flux; (b) 24h-averaged latent heat flux difference (unit: W·m-2)

图 15

Fig. 15

图 15 两组辐射试验方案模拟的海南岛平均(a)感热通量和(b)潜热通量(单位：W·m-2)的演变 Fig. 15 Diurnal variation of (a) sensible heat flux and (b) latent heat flux simulated by two experiments in Hainan (unit: W·m-2)

大气在能量平衡过程中，吸收短波、长波辐射，同时地面以感热和潜热形式向大气传递能量，大气获得的这些能量最终通过发射长波辐射释放出去(Evans, 1993).前面已经系统地讨论了大气能量的主要源和汇，无论短波、长波综合加热率还是感热通量和潜热通量，CNTL试验的模拟结果都大于RAD试验，说明CNTL试验低层大气的总能量是高于RAD试验的.低层大气获得能量的多少直接影响到近地面的温度和气压，前文在讨论近地面温压场的对比(图 3)时就发现CNTL具有较高的陆地温度，海平面气压场相对复杂，等压线密集，气压梯度较大.从温度场的演变(图 16a)来看，陆地平均的温度场上存在明显的日变化，日较差达到了6~7 ℃，温度变化曲线之间的差异主要表现在白天，午后的差异达到最大，观测的2 m温度大于CNTL试验的2 m温度，RAD试验的模拟结果最小.由于海洋的比热较大，海洋上的温度日变化很小，辐射方案带来的差异难以在温度场上有所体现，海陆温差的大小主要取决于陆地温度，CNTL试验的陆地温度大于RAD试验，说明前者的海陆温差也相对较大.两组试验中海陆温差和海陆气压差的廓线(图 16b, 16c)也显示了相同的结论，不同辐射方案在低层大气中存在较大的差异，CNTL试验模拟的海陆温差和海陆气压差的绝对值基本大于RAD试验，温度廓线与气压廓线随高度的演变趋势有着很好的对应关系，对称的演变曲线从侧面验证了低层气温的增加将会使得气压减小.海陆温差和气压差是海风形成和发展的关键性条件(Miller et al., 2003; Crosman and Horel, 2010)，CNTL试验模拟的海风形成条件要比RAD试验更加有利，导致了其模拟的海风也相对较强(图 3).

图 16

Fig. 16

图 16 (a)2 m温度随时间的演变(单位：℃)以及两组辐射试验方案模拟的16:00 BST(b)海陆温差(单位：℃)和(c)海陆气压差(单位：hPa)廓线 Fig. 16 (a) Diurnal variation of 2 m temperature (unit: ℃) and the profiles of (b) land-sea thermal contrast (unit: ℃) and (c) land-sea pressure difference (unit: hPa) simulated by two experiments at 16:00 BST

本文利用WRF-ARW模式(V3.7)，通过选择两组不同的辐射参数化方案(Dudhia+RRTM、RRTMG+RRTMG)对海南岛的一次海风雷暴过程进行了数值模拟，讨论了辐射过程对海风雷暴模拟的影响及可能的物理机制.

辐射过程在海风雷暴的模拟中占有重要地位，不同辐射方案对辐射传输过程中云、气溶胶以及温室气体的处理方式不同，导致大气吸收的热量及到达地面的辐射有所差别.由于RAD试验模拟的近地面能量要小于CNTL试验，造成了RAD试验的海陆温差和气压差相对较小，同时大气层结也更加稳定.

海陆风是由海陆热力差异引起的局地大气环流，两组试验中海陆温差和气压差的不同，导致其对海风强度和位置的模拟会存在差异.这种差别在海风辐合区附近表现得尤为明显，CNTL试验的风速大于3.0 m·s^-1，而RAD试验却只有1.0 m·s^-1.海风辐合的强度影响着当地的散度、涡旋特征和对流抬升条件，使得CNTL试验的最大垂直速度达到了1.4 m·s^-1，略大于RAD试验中的1 m·s^-1，且前者的对流延伸高度也远大于后者，为强对流的激发提供了更有利的条件.同时低层海风对沿海水汽的输送也具有至关重要的作用，CNTL试验模拟的强盛海风能更好地为雷暴发生区域提供水汽.

CNTL与RAD试验模拟的降水落区与观测结果比较吻合，但前者对降水强度的模拟要大于后者，CNTL对于此次雷暴过程的降水和反射率的模拟效果相对较好.辐射过程影响了决定强对流活动的关键因子(不稳定层结、水汽条件和抬升运动)，最终导致两组试验在海风雷暴活动范围和对流中心强度的模拟上存在较大的差别，CNTL试验模拟的雷暴强度、发展高度以及影响区域都要大于RAD试验.

在整个海风雷暴的发生发展过程中，地形的作用不可忽视，复杂地形对当地海风雷暴有着重要的影响.本文分析了地形对海风雷暴的动力阻挡作用，对地形热力效应和辐射作用并没有展开过多的讨论.此外，本文仅探讨了一次海风雷暴过程，仍需要大量的个例研究来验证相关结论.