海风是沿海地区边界层内重要的中小尺度局地环流，主要由海陆热力性质差异引起，海风前沿的海风锋在向内陆推进的过程中常会引起局地对流性天气(苗峻峰, 2014;苏涛等, 2016a)，沿海地区的天气及污染物的传输和扩散常常与当地海风的发生发展密切相关(Qian, 2008; Liu et al., 2012; Azorin-Molina et al., 2014).在背景场较弱的前提下，我们把主要由海风环流引起的降水称为“海风降水”(Simpson et al., 2007; Hill et al., 2010;王莹等, 2018).海南岛作为热带海洋上的孤立岛屿，其海风环流十分显著(张振州等, 2014;王静等, 2016;王语卉等, 2016; Huang et al., 2016;韩芙蓉等, 2017)，而且对流性降水频繁发生(苏涛等, 2016b)，是研究海风降水的理想区域(王莹等, 2018).

近地层是位于大气边界层底部，约占边界层厚度10%的薄层大气，近地层大气最主要的运动形式是湍流，湍流交换对于大气中的热量、水汽、动量和二氧化碳含量等的输送和平衡具有十分重要的意义(Businger et al., 1971; Gao et al., 2003; Miao et al., 2008, 2009;陆昌根等, 2017).近地层参数化作为数值模式中一个重要的组成部分，是当前大气边界层研究的热点问题，近地层方案计算的水热通量几乎决定了整层大气的垂直结构及能量平衡，不仅为边界层方案中湍流通量的传输提供了重要的下边界条件，而且对大气湍流边界层的发展及云、辐射、降水等物理过程都有重要的影响(Chen and Duhia, 2001; Anurose and Subrahamanyam, 2014; Tastula et al., 2015; Prasad et al., 2016;苏涛等, 2017).

1954年，Monin和Obukhov根据近地层气象要素场的统计均匀特征和相似原理，提出了在微气象学中具有划时代意义的湍流相似理论(M-O Similarity Theory)(Monin and Obukhov, 1954).近几十年来，该理论广泛应用于实际观测和数值模式中湍流通量的计算(Louis, 1979;刘树华和陈荷生, 1993; Foken, 1996;李煜斌等, 2009; Pennypacker and Baldocchi, 2016).当前主流的中尺度数值模式WRF V3.7中有多种近地层方案基于M-O相似理论进行湍流通量的计算，其中，MM5(The fifth-generation Pennsylvania State University-National Center for Atmospheric Research Mesoscale Model)相似理论非迭代方案(简称MM5方案)和Eta相似理论迭代方案(简称Eta方案)是最为常用的两种，然而目前针对这两种近地层方案的详细比较还为数不多(Shin and Hong, 2007;王寅钧等, 2013; Prasad et al., 2016).而且在前人关于湍流通量参数化的数值模拟研究中，仅改变近地层方案的模拟研究较少(Shin and Hong, 2007)，绝大部分敏感性试验的设计通常不专门考虑近地层方案(黄文彦等, 2014;王子谦等, 2014;郑亦佳等, 2016)，往往是近地层方案和边界层方案作为一个整体被改变的(Miao et al., 2007, 2008, 2009;张碧辉等, 2012;徐慧燕等, 2013; Dimitrova et al., 2015; Prasad et al., 2016; Salvador et al., 2016)，这样将无法区分模拟结果的差异是由于近地层方案还是边界层方案引起的.此外，数值模式中大多数边界层方案只能与某个固定的近地层方案相匹配，但BouLac边界层方案却能同时与MM5和Eta近地层方案耦合，而且该方案对陡峭地形的湍流强度及位置预报均比较好，这样就便于我们研究同一边界层方案下不同近地层方案的影响.基于上述原因，本文选择BouLac边界层方案分别与MM5和Eta近地层方案相耦合，重点探讨两种情况下模拟结果的差异及其可能原因.

研究表明，海风对实际地理环境的复杂性非常敏感，海风的发展与边界层湍流通量及陆面过程关系密切(王卫国等, 1997; Miao et al., 2003; Srinivas et al., 2007; Zhong et al., 2007)，增强的湍流通量有利于海风的形成和发展(Kruit et al., 2004; Miao et al., 2009;苏涛等, 2016b).此外，海南岛地势复杂，植被多种多样，下垫面非均匀性较为突出(杨秋彦等, 2017;韩芙蓉等, 2018)，不同地表面上粗糙度以及增热或冷却的程度均有所不同，动力或热力的原因都会导致海南岛近地层湍流形式的复杂多变，而且目前在海南岛测试近地层方案与当地海风降水关系的研究较为匮乏，因此，在海南岛进行这方面工作的研究是很有必要的.本文通过设计两个有别于前人工作的数值试验，即仅改变近地层方案而其他物理参数化方案完全保持相同，旨在探究近地层参数化对海南岛海风降水模拟的影响，从而为更好地了解当地海风降水过程提供一定的科学依据.

本文所选用的资料主要包括常规气象台站温、压、湿、风、降水等观测数据，NCEP-FNL(National Centers for Environmental Prediction Final analyses)提供的1°×1°逐6 h全球再分析资料以及欧洲中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)的ERA-Interim 0.125°×0.125°逐6 h再分析资料.需要说明的是，为便于分析，文中图形的D4区域略去了北部的雷州半岛，只显示海南岛区域.

选取2013年5月31日发生在海南岛的一次典型海风个例(王莹等, 2018)进行数值模拟，从08:00的环流背景场上看(图略)，影响海南岛中低层的天气系统主要为副热带高压，海南受副高西南侧较弱的偏南风控制，无其他低值系统影响，这种有利的背景条件不仅为局地海风环流的形成和发展起了重要的作用，而且排除了大范围系统性降水的可能；14:00岛屿处于地表对流有效位能(Convective Available Potential Energy，CAPE)为1800~2200 J·kg^-1的高能区，850 hPa的相对湿度达70%以上，对流性天气发展条件较好.从ERA-Interim资料的常规气象要素场(图 1a, b)来分析海风形成时的基本特征，当天14:00，海南岛环岛海风环流初步形成，从沿海至内陆形成了明显的气压梯度和温湿梯度，海陆热力差异显著，局地海风环流的发展影响着大环境下的盛行风场，沿海大部分地区因海风发展而表现出风向转变、风速增大、气压增大、湿度增加、垂直上升运动增强等现象.随着海风向内陆的不断深入，岛屿东南、西北方向的海风在岛屿中部地区发生碰撞并导致局地强降水的发生，根据常规气象站的观测记录，屯昌、琼中、五指山、白沙等地降水明显(图 1c)，降水主要发生在午后15:00—20:00 BST(北京时，下同)，其中屯昌站3 h累积降水强达67.3 mm.

图 1

Fig. 1

图 1 2013年5月31日(a)欧洲中心ERA-Interim资料的14:00 10 m风场(矢量，单位：m·s-1)、地表气压(阴影，单位：hPa)和2 m温度(等值线，单位：℃)；(b)14:00地表相对湿度(阴影，单位：%)和垂直速度(等值线，单位：Pa·s-1)；(c)常规气象站观测的24 h累积降水(等值线，单位：mm) Fig. 1 (a) 10 m wind field (vectors, unit: m·s-1), surface pressure (shaded, unit: hPa) and 2 m temperature (contours, unit:℃); (b) surface relative humidity (shaded, unit: %) and vertical velocity (unit: Pa·s-1) at 14:00 BST from ECWMF ERA-Interim data, (c) distribution of accumulated precipitation (unit: mm) in 24 hours from conventional meteorological stations on 31 May, 2013 in the Hainan Island

本文使用的MM5近地层方案是WRF V3.4中新加入的方案(Jiménez et al., 2012)，对原来的MM5方案做出了一些重要改进.该方案以M-O相似理论为基础，将稳定度划分为不稳定层结、中性层结及稳定层结三种情况，不同稳定度条件下的普适函数ψ_{h, m}表达式不同，改进后的方案将原方案中的Kansas相似函数替换为Fairall等(1996)以及Cheng和Brutsaert(2005)提出的函数，扩展了原来只能在有限大气稳定度范围内使用的相似函数，使之在整个大气稳定度范围内都具有较好的连续性和适用性，其中Fairall方案可适用于中性层结至强不稳定大气下的自由对流活动，Cheng和Brutsaert方案可适用于中性至夜间的强稳定层结大气.此外，改进后的MM5方案对原方案中一些变量的约束范围作了相应删减(如降低摩擦速度u_*下限)，并计入粗糙度与特征长度比值z₀/l对通量计算的贡献，有效避免了湍流计算过程中奇异值的出现.该方案采用Beljaars(1994)提出的对流速度及Mahrt和Sun(1995)提出的次网格速度(水平分辨率高于5 km时)对风速U进行订正，同时不考虑热力学粗糙度z_0h.在计算湍流通量时，首先计算整体理查森数Ri_b，然后根据Ri_b迭代计算以获得稳定的无因次高度z/l，用z/l的值判断大气稳定度，并进一步计算相似函数ψ_{h, m}的值以及整体传输系数C_d、C_h、C_q，最后计算湍流通量和近地层诊断变量.

Eta近地层方案(Janjić, 1996)同样基于M-O相似理论，但与MM5方案不同，该方案通过循环迭代计算近地层湍流通量，在不稳定层结下使用Paulson(1970)给出的稳定度函数，在稳定层结下则使用Holtslag和De Bruin(1988)给出的稳定度函数.该方案包括黏性副层参数化，在陆面上，黏性副层的影响考虑了变化的位势高度对温度和湿度的影响，引入热力学粗糙度z_0h(Zilitinkevich, 1995)，即对空气动力学粗糙度z₀和热力学粗糙度z_0h加以区分，并通过关键参数C_zil(=0.1)考虑热粗糙度z_0h对湍流通量的影响；在水面上，黏性副层使用Janjić(1994)的显示参数化方法.此外，该方案采用Beljaars(1994)订正使地表浮力通量所占的部分转换为近地层湍流能量，以便摩擦速度u_*和M-O特征长度L不等于0，有效的避免了自由对流情形下的计算偏差.与MM5方案计算湍流通量的算法有所不同，Eta方案在引入一些关键参数的前提下，首先由参考高度与地面的虚位温之差Δθ_v和整体理查森数Ri_b计算热力学粗糙度z_0h，并由无因次高度z/l的值确定相似函数ψ_{h, m}的值，再根据z_0h和ψ_{h, m}计算整体传输系数C_m、C_h、C_q和相应的湍流通量.

采用中尺度WRF-ARW(3.7版本)模式对此次海风降水过程进行数值模拟.模式采用双向反馈四重嵌套方案(图 2a)，水平格距分别为27 km、9 km、3 km、1 km，垂直方向上按照上疏下密的原则设置36个不等间距的σ层，其中边界层2 km以下包含20层.模式的初始场和边界条件采用NCEP-FNL提供的1°×1°逐6 h再分析资料，模式积分时间为2013年5月30日00:00至2013年5月31日16:00，前16 h为起转调整时间，模拟结果逐时输出.模式采用的物理参数化方案主要包括Dudhia短波辐射方案、RRTM(Rapid Radiative Transfer Model)长波辐射方案、WSM6(WRF Single-Moment 6-class scheme)微物理方案、Tiedtke积云参数化方案、BouLac(Bougeault and Lacarrere TKE)边界层方案及Noah陆面过程方案，其中D3和D4区域由于网格分辨率较高，未使用积云参数化方案.模式采用了WRF V3.7中新的地形数据和NCEP提供的MODIS_30s全球陆面遥感数据，能较好地反映出海南岛的地形和下垫面类型(图 2b, c).

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 模式嵌套区域；(b) D4区域地形高度(阴影，单位：m)；(c) D4区域土地利用类型 Fig. 2 (a) Coverage of model domains (denoted by D1, D2, D3 and D4, respectively); (b) Terrain height (shaded, unit: m) in D4; (c) Land use categories in D4

本文共设计两个试验(表 1)，其中试验一采用MM5近地层参数化方案(MM5试验)，试验二采用Eta近地层参数化方案(Eta试验).两个试验除近地层方案不同外，其他的物理过程及模式配置均相同，此时模拟结果的偏差将完全由近地层参数化的改变引起，便于深入探讨近地层参数化差异对海风降水模拟的影响.

表 1 Table 1

表 1 两个试验的近地层方案设置 Table 1 Settings of the surface layer schemes in two experiments 试验方案 近地层参数化方案 试验一：MM5试验 MM5相似理论近地层方案 试验二：Eta试验 Eta相似理论近地层方案 注：两个试验仅近地层方案不同，其余物理过程参数化方案均相同

表 1 两个试验的近地层方案设置 Table 1 Settings of the surface layer schemes in two experiments

利用常规气象台站的温度、风向、风速资料验证模式对海风的模拟能力，同时也能进一步了解海南岛当天海风期间风场和温度场的具体体现.由于海陆温差是驱动海风发展的根本原因，温度场上的表现最能反映海风的特征，因此首先将观测和模拟的温度场作以对比.将站点观测的14:00温度数据插值到网格点上(图 3a)，并与MM5试验和Eta试验模拟的2 m温度场(图 3b, c)作对比，图 3表明，两个试验都能较好地模拟出地表热力场的基本特征，温度高值区主要分布在海南岛北部，低值区则主要分布在南部山区，较高的海拔高度是导致山区温度较低的主要原因.对比图 3a可以看出，两个试验对海南岛北部地区的温度模拟较为合理，模拟与观测的最高温度均为33 ℃左右，模式对山区温度的模拟明显低于实际温度，这是由于山区测站通常没有设在山顶，而是设在山腰上的缘故，如五指山站的观测高度为328 m，而五指山的实际海拔高度约为1867 m，因此模拟的山区温度要低于实际观测温度.

图 3

Fig. 3

图 3 MM5和Eta试验模拟与观测的14:00温度场(单位：℃)的比较 (a)观测；(b) MM5试验；(c) Eta试验. Fig. 3 Comparisons of simulated and observed temperature (unit: ℃) at 14:00 BST (a) Observation; (b) MM5 experiment; (c) Eta experiment.

选取海南岛东、南、西、北四个方位的万宁站、陵水站、东方站和临高站，将两个试验模拟的风向、风速与实际的站点观测数据作对比.如图 4所示，岛屿东部的万宁站和南部的陵水站海风于09:00左右开始形成，由于受到东南背景风的影响，海风的结束不是很明显，风向转变角度较小；岛屿西部的东方站和北部的临高站也在09:00—11:00时逐渐由离岸风转为向岸风，同时风速不断增大，表示海风开始形成，20:00—21:00时又由向岸风转为离岸风，风速不断减小，表示海风结束.此外，从图 4右列各站点风速的时间演变还可以看出，两种方案对各站风速的模拟比实际略微偏大，其中以万宁站表现的最为明显，而且Eta试验模拟的海风风速总体上要大于MM5试验.总的来说，模式对海南岛低层气象要素场的模拟与实况趋势较为一致，MM5和Eta试验都能较好地模拟出海风发展过程中的基本特征.

图 4

Fig. 4

图 4 MM5和Eta试验模拟与观测的站点风向(左列，单位：℃)、风速(右列，单位：m·s-1)的比较 (从上至下依次为：万宁站，陵水站，东方站，临高站) Fig. 4 Comparisons of observed and simulated wind direction (unit: ℃) and wind speed (unit: m·s-1) in MM5 and Eta experiments. (The top to bottom represent Wanning station, Lingshui station, Dongfang station and Lingao station, respectively)

当没有明显低压天气系统影响海南岛时，海南岛的局地风场主要包括海陆风、山谷风、植被风(Vegetation breeze)和城市风(Urban breeze)，其中又以环岛海风环流最为强盛，其对该地区低层大气环流的形成具有重要的影响，当天的岛屿降水主要由低层海风辐合引起，因此，在探讨近地层参数化对降水的影响之前，有必要首先了解其对低层海风发生发展的影响.从两个试验17:00 10 m风场(图 5)可以看出，两个试验均能模拟出海南岛的海风环流特征，傍晚17:00覆盖全岛的低层气流发展成熟，环岛海风环流最为显著，这是夏季傍晚海风深入海南岛并主导该地区近地面风场的结果.岛屿南部的气流因受复杂地形的影响而表现出略微杂乱的风场，东南背景风的存在使岛屿东部海风更加强盛，相对而言西部海风则比较弱，东部大风区风速约为岛屿其他地区风速的1~1.5倍，而且东部海风向内陆传播的距离也远大于西部，海风深入内陆后在岛屿西北部(19.3°N，109.4°E附近)碰撞汇合.相应的10 m散度场(图 5蓝色阴影)表明，17:00海南岛存在强烈的近地面水平风场辐合，海风锋清晰可见，局地海风的强盛发展可使低层大气的辐合上升达到一个比较可观的值，散度的低值中心主要分布在岛屿西北侧及南部山区，其中西北侧的辐合最为强烈，局地散度可达-3×10^-3s^-1，散度场的低值带与风场的辐合区相对应，这说明了海南岛低层海风的分布是决定当地散度特征的关键因子，海风锋具有类似于冷锋的性质，锋前的上升运动可以触发不稳定能量的释放，为对流的发展提供有利的动力学条件.对比MM5和Eta试验的模拟结果可以发现，Eta试验模拟的海风风速明显大于MM5试验，两者风速差异可达1~3 m·s^-1，风速场的差异进而导致海风辐合程度的差异，Eta试验的散度低值带比MM5试验更加明显，辐合的强度及范围也明显更大.

图 5

Fig. 5

图 5 各试验17:00 BST的10 m风场(矢量，单位：m·s-1)及相应散度场(蓝色阴影表示散度≤-1×10-3 s-1的区域) (a) MM5试验；(b) Eta试验. Fig. 5 Simulated 10m wind field (vectors, unit: m·s-1) and the corresponding divergence (blue shading represents divergence equal or less than -3×10-3s-1) at 17:00 BST (a) MM5 experiment; (b) Eta experiment.

从海风环流的平面图来看，辐合区的海风主要来源于海南岛东、西两个方向，故沿辐合中心19.3°N作10 m风场及纬向风随时间变化的纬向剖面图，进一步分析东、西侧海风的传播形式及海风的维持时间.如图 6所示，海南岛东、西两侧的海风于12:00左右开始形成，随着太阳辐射的不断增强，海陆热力差异逐渐增大，海风开始发展并逐渐向内陆深入，直至东西向海风发生碰撞，岛屿东西向海风的相互作用一直维持到晚上22:00才趋于结束，海风形成和结束时海陆交界处存在离岸风与向岸风的相互转变.海风环流共持续约10 h，这与实际观测(图 4)是比较一致的，海南岛海风环流之所以能维持较长时间，一方面是由于海南岛为热带岛屿，受热带海洋的影响极大，一旦发展海风强度会比其他沿海地区(如长三角、京津冀等地)更强，另一方面是由于海南岛西南山地绵延起伏，海风受地形的动力、热力作用影响较大，海风在向内陆推进的过程中常常与局地山谷风相互影响，海风锋的锋生、锋消交替演变，使得海南岛海风的发展趋势通常较为复杂.对比图 6(a, b)可以看出，两个试验中海风的形成、发展形式、传播距离基本接近，海风的维持时间也基本相同(12:00—22:00 BST)，Eta试验海风风速比MM5试验大，表现为Eta试验中东、西两侧蓝色、红色区域的颜色均比MM5试验更深.此外，从图 5和图 6也可以看出，MM5试验和Eta试验中海风的影响范围、辐合区域、维持时间均相差不大，二者最重要的差别主要体现在海风强度的差异上.

图 6

Fig. 6

图 6 沿19.3°N的10 m风场(矢量箭头，单位：m·s-1)及纬向风(阴影，单位：m·s-1)的时间-纬向剖面 (a) MM5试验; (b) Eta试验. (图中黑色实线为U=0的风速线，横坐标的蓝色线段表示海洋，灰色线段表示陆地) Fig. 6 The time-zonal cross section of 10 m wind field (vector, unit: m·s-1) and zonal wind (shaded, unit: m·s-1) along 19.3°N. (a) MM5 experiment, (b) Eta experiment. (The black solid line represents U=0, the blue and grey line segment in horizontal ordinate represent ocean and land, respectively)

从整个模拟过程来看(图略)，两个试验模拟的降水过程主要发生在12:00—22:00 BST，降水的持续时间比实际时间(15:00—20:00 BST)有所偏长，从模拟的MM5试验和Eta试验的10 h累积降水分布(图 7)可以看出，模拟的降水落区主要分布在海南岛东西两侧沿海区域，强降水带集中在岛屿西侧，最强降水超过60 mm.对比图 1c中的观测降水可知，两个试验模拟的降水强度与观测较为接近，但对降水落区的模拟却存在一定偏差，降水落区总体上向岛屿西南侧偏移.降水落区与风场和散度场的辐合区相对应，当天的降水主要取决于东西向海风锋的碰撞，海南岛东、西向海风及辐合的强度直接决定了降水落区的位置，降水落区有所偏西是模式对海南岛东部海风模拟偏强的直接体现(图 4万宁站模拟风速较实际偏大).

图 7

Fig. 7

图 7 MM5和Eta试验12:00—22:00 BST的累积降水(阴影，单位：mm) (a) MM5试验；(b) Eta试验. Fig. 7 Spatial distribution of simulated accumulative precipitation (shaded, unit: mm) during 12:00—22:00 BST in two experiments (a) MM5 experiment; (b) Eta experiment.

对比两个试验模拟的降水可以看到，与海风特征相似，两个试验降水的差别同样体现在强度差异上，Eta试验的降水强度明显强于MM5试验，而且Eta试验的降水落区也比MM5试验更加集中，这与该试验模拟的低层海风强度更大、辐合上升更强有关.表 2为10 h累积降水指标的统计特征，用来定量的说明近地层方案的变化对降水的影响，总格点降水、雨区百分比(大于10 mm，即中雨量级以上)、最大格点降水分别反映了总降水量、强雨区面积以及极端降水值的大小，三个指标可以较好的反映两个试验降水的强弱差异.从表 2可以看出，Eta试验的三个指标均大于MM5试验，将MM5方案替换为Eta方案后，岛屿总格点降水量增加0.9×10⁷ mm，大于10 mm的降水落区增加0.73%，最大格点降水增加0.89 mm.

表 2 Table 2

表 2 海南岛12:00—22:00 BST累积降水的统计特征 Table 2 Statistical characteristics of accumulative precipitation during 12:00—22:00 BST in Hainan Island 总格点降水量(mm) 雨区百分比(>10 mm区域，%) 最大格点降水(mm) MM5试验 1.24×108 10.29 81.18 Eta试验 1.33×108 11.02 82.07

表 2 海南岛12:00—22:00 BST累积降水的统计特征 Table 2 Statistical characteristics of accumulative precipitation during 12:00—22:00 BST in Hainan Island

中尺度数值模拟结果对近地层动量、热量通量较为敏感，感热通量和潜热通量的差异常常是造成各种近地层方案模拟的环境场差异的重要原因，湍流通量的大小直接影响大气低层稳定度和风场的变化(Conrick et al., 2015).王卫国等(1997)通过模拟研究海风环流期间的湍流特征，指出白天海风条件下的湍流交换强度对海风层的厚度及海风强弱有较大影响，海风环流系统中的湍流特征，尤其是近地层中的感热、潜热通量对海风环流生消演变的影响不容忽视.Kruit等(2004)则进一步指出，海陆下垫面的感热通量差异是驱动海风发展的根本因素，它影响着海风环流的形成和发展.而模式中近地层方案的重要目的正是计算水、热及动量交换系数并进一步获得相应的湍流通量，因此本文首先通过比较两种近地层方案的湍流通量来分析不同方案下海风降水产生差异的可能原因.

从模拟的近地面湍流通量随时间的演变(图 8)可以看出，在太阳辐射的作用下，各通量呈现出明显的单峰型变化.改变近地层方案可造成湍流通量的明显差异，在白天不稳定层结时，各项通量值均为正，表示大气低层热量和水汽向上层传递，作为大气中一部分能量的来源，而动量则向下传递，以补偿行星边界层和下垫面不光滑所造成的动量摩擦消耗.潜热通量约为感热通量的两倍，说明了海南岛的潜热是地表可用能量的主要消耗部分.Eta试验的感热通量和潜热通量均大于MM5试验，两个试验的热通量差异在午后14:00达到最大，感热通量最大差值为6 W·m^-2，潜热通量最大差值为24 W·m^-2，也就是说，将MM5近地层方案换为Eta方案后，感热、潜热通量分别增加6、24 W·m^-2，增加的比例约为3.57%、5.65%，这一比例与Shin和Hong(2011)的数值模拟研究所得出的Eta试验的感热、潜热通量可比MM5试验大11.54%、3.33%较为接近，因此本文对两个试验热通量差异的模拟总体在合理范围内.图 8c表明，Eta试验的动量通量比MM5方案小10.79%左右，孙卫国和刘树华(1998)在对农田植被层上方的湍流通量进行分析时曾论述过动量通量与热通量变化规律相反的这一现象，他们指出，一方面，由于动量通量的计算完全取决于摩擦速度，而摩擦速度与风速切变密切相关，当大气处于不稳定层结时，不稳定度越大，湍流混合作用越强，风速切变必然不断减弱；另一方面，当午后热力对流增强时，热力不稳定度增大，局地增温形成的对流使得近地层空气密度减小，从而湍流从热力不稳定中获得较多的能量补充，导致高层大气动量下传减小.

图 8

Fig. 8

图 8 MM5和Eta试验海南岛区域平均(a)感热通量(单位：W·m-2)；(b)潜热通量(单位：W·m-2)和(c)动量通量(单位：N·m-2)随时间的变化 Fig. 8 Diurnal evolution of the regional averaged (a) sensible heat flux (unit: W·m-2), (b) latent heat flux (unit: W·m-2) and (c) momentum flux (unit: N·m-2) over the Hainan Island in MM5 and Eta experiment, respectively.

湍流交换造成了动量、热量、水汽等的重新分布，因而也决定了大气中风、温、湿的分布，近地层以上的大气性质随着近地层通量的变化而变化，湍流运动的直接结果就是边界层内各气象要素的时空分布变化.在近地层相似理论中，2 m温度、2 m比湿、10 m风速是三个最重要的诊断变量，均是根据由积分相似函数求得的通量廓线关系式插值得到，不同方案的相似函数存在本质的差别，比如在不稳定层结时，MM5方案中的Fairall(1996)函数不仅包括了Eta方案中Kansas函数ψ_{Kh, m}的权重，而且加入了对流项ψ_{Ch, m}的贡献(Jiménez et al., 2012)，二者相似函数的差异直接导致了地表通量场的不同以及大气环境场的差异.此外，在前人对近地层大气状态进行分析时，也常用这三个变量来描述近地层环境场的基本特点(刘树华等, 2009; Liu et al., 2012; Shin and Hong, 2011).

图 9给出了岛屿平均的2 m温度、2 m比湿及10 m风速随时间的演变，在无低值天气系统影响的情况下，海南岛低层大气的温、湿、风场呈现出明显的日变化规律，图中两个试验都能较合理地模拟出这种基本特征.Eta试验的2 m温度、2 m比湿在白天均大于MM5试验，夜间小于MM5试验，两个试验温度的大小关系与感热通量一致，湿度则与潜热通量一致，Eta试验的温度和感热通量之所以大于MM5试验，主要是由于Eta近地层方案考虑了热粗糙度z_0h的缘故(Prasad et al., 2016).两个试验中气象要素的差异在不同时段有所不同，并有随太阳辐射的增强而增大的趋势，其中以午后14:00—15:00左右最明显，此时Eta试验的岛屿平均温度、比湿、风速的最大值可比MM5试验大0.5 ℃、0.3 g·kg^-1、1.0 m·s^-1左右.

图 9

Fig. 9

图 9 MM5和Eta试验海南岛区域平均(a)2 m温度(单位：℃)；(b) 2 m比湿(单位：g·kg-1)；(c) 10 m风速(单位：m·s-1)随时间的变化 Fig. 9 Diurnal evolution of the regional averaged (a) 2 m temperature (unit: ℃), (b) 2 m specific humidity (unit: g·kg-1), (c)10 m wind speed (unit: m·s-1) over the Hainan Island in MM5 and Eta experiment, respectively.

考虑到模拟的降水主要发生在12:00—22:00 BST，故选取09:00、14:00和23:00三个时次分别代表降水前、降水中和降水后三个时段，进一步分析MM5和Eta方案对不同降水时段内模拟的环境场的影响.从09:00各试验模拟的气象要素空间分布(图 10)来看，温度场上，两个试验模拟的岛屿温度差异较小(图 10a，b)；而湿度场的差异则较为显著，Eta试验模拟的比湿大于MM5试验，空气比湿大于20 g·kg^-1的区域更大，尤其是在岛屿的沿海区域表现的较为明显(图 10c，d)；风场上，由于此时海风尚未形成，海南岛主要受大尺度东南背景风以及局地山风的影响，岛屿东北部和西南山区风速较大，其中东北部的风速较大是由于岛屿对盛行风场的绕流作用及其与岛屿北侧琼州海峡的狭管效应所致，而西南山区的大风区正好出现在狭长山谷内，强盛的流泄风是造成峡谷内风速较大的原因(刘振鑫等, 2012)，Eta试验的绕流风速明显大于MM5试验，这可能与此时Eta试验较小的动量通量有关(图 8c).因此，降水前的环境场特点总体表现为，Eta试验模拟的温度与MM5方案相差不大，但Eta试验的湿度更大，相应的水汽场扰动也会更强，而且Eta试验的风速也大，这会使得降水前的大气更不稳定，一定程度上更有利于对流的启动.

图 10

Fig. 10

图 10 MM5和Eta试验09:00 BST的(a)(b)2 m温度(单位：℃)；(c)(d)2 m比湿(单位：g·kg-1)；(e)(f) 10 m风速(单位：m·s-1)(左列为MM5试验，右列为Eta试验) Fig. 10 Simulated (a)(b) 2 m temperature (unit:℃), (c)(d) 2 m specific humidity (unit: g·kg-1), (e)(f) 10 m wind speed (unit: m·s-1) in MM5 and Eta experiments in the Hainan Island at 09:00 BST, respectively (Left panels represent MM5 experiment and right panels represent Eta experiment)

白天，地面在太阳辐射作用下受热，并以湍流形式将热量和水汽输送给近地气层，使得整个地气层温度、湿度自下而上很快升高.在湍流通量交换旺盛的正午前后，两种方案计算的感热通量、潜热通量差异渐渐达到最大，经过湍流与气象要素不断地适应、调整，最终表现为温度场和湿度场上的差异(图 11).温度场上差异较大的地区主要分布在岛屿北部及西部，Eta试验模拟的2 m温度可比MM5试验高出1~2 ℃(图 11a，b)，由于海洋的比热较大，海面温度受近地层方案变化的影响较小，因此Eta试验的海陆温差也会相应较大，这是导致Eta试验中海风较为强盛的根本原因(图 11e，f)；海陆差异是影响比湿分布的重要因素，海风锋后是水汽储备的大值区，海风带来的加湿作用使得沿海大部分区域湿度明显增加，2 m比湿最大可达22 g·kg^-1以上，此时两个试验湿度场上的差异在整个岛屿表现的都比较明显(图 11c，d)，空气湿度的大幅增加一方面来源于下垫面旺盛的蒸发以及较强的湍流交换，另一方面则来源于海风发展带来的充沛水汽.Eta试验的温度、湿度、风速均大于MM5试验，因而近地层大气的加热加湿作用更加明显，大气低层不稳定度更大，一旦边界层内积聚的扰动能量得到释放，大量的潮湿空气会在云底高度以上释放更多的潜热，更有利于对流的维持和发展.

图 11

Fig. 11

图 11 同图 10，但时间为14:00 BST Fig. 11 Same as Fig. 10 but at 14:00 BST

夜间23:00，海风和对流性降水均结束，此时的环境场特征总体上与09:00较为相似，但温度较09:00更低.图 12表明，此时空气温度和湿度较14:00明显减小，Eta试验模拟的温度和湿度均小于MM5试验，这是由于白天Eta试验降水量比MM5试验多，相应的因降水蒸发而导致的降温幅度以及湿空气中的水汽因凝结成雨滴而减小的幅度也会更大，因此与MM5试验相比，Eta试验的2 m温度和比湿更低；Eta试验的风速依然大于MM5试验，原因与09:00基本相同.

图 12

Fig. 12

图 12 同图 10，但时间为23:00 BST Fig. 12 Same as Fig. 10 but at 23:00 BST

由此可见，近地层参数化的差异可造成大气低层环境场的明显变化，对流发生前，改变近地层方案对温度的影响不大，而对湿度和风速的影响较大，Eta方案的湿度、风速大于MM5方案，这在一定程度上增加了低层大气的不稳定度.午后，热力湍流活动不断增强，Eta试验的感热通量和潜热通量均大于MM5试验，其直接后果就是近地层大气的加热加湿作用更加明显，暖湿不稳定层更加活跃，而海风锋前的辐合抬升又为不稳定能量的释放提供了重要的触发机制，由于Eta试验锋前的辐合上升运动更强，因此其对流性降水也更强.对流结束后，Eta试验由于降水更强，造成了低层大气温度、空气湿度反而低于MM5试验的现象.

本文利用WRF V3.7模式，选择两种不同的近地层参数化方案(MM5和Eta方案)对2013年5月31日海南岛的一次海风降水过程进行数值模拟，讨论了近地层参数化对该次海风降水过程的影响.改变近地层方案后，模拟的海风和降水均表现出了比较明显的变化，两个试验的差别主要体现在海风及降水强度的差异上.通过分析海南岛低层风场、散度场及海风传播形式等一系列与海风相关的变量场，发现Eta方案的海风强度更大、低层辐合更强，相应的降水也更强，岛屿总格点降水量、雨区百分比(大于10 mm)、最大格点降水三个量化指标均比较大.

由于模式中近地层方案的目的是计算低层大气水、热、动量交换系数并进一步得到湍流通量，改变近地层方案必然引起湍流通量及近地层诊断变量的变化，因此在探究两个试验的海风及降水为何呈现出这种差异的原因时，主要从近地面湍流通量及低层大气环境场的差异分析可能的原因.在白天海风发展时段内，湍流交换活动较为活跃，Eta试验的感热通量和潜热通量均大于MM5试验，两个试验的通量差异在午后14:00—15:00时达到最大.将MM5方案替换为Eta方案后，感热、潜热通量分别增加约3.57%、5.65%，动量通量减小约10.79%.湍流交换的直接结果是边界层内气象要素的时空分布变化，通过分析不同降水阶段两个试验的2 m温度、2 m比湿和10 m风速三个近地层变量场，发现Eta试验模拟的降水前环境场更有利于对流的启动，随着太阳辐射的增强，湍流混合作用不断加大，Eta试验中较大的感热、潜热通量使近地层温度、湿度均高于MM5方案，即近地层的加热加湿作用更明显，暖湿不稳定层更加活跃，再配合海风锋前较强的辐合上升运动，直接导致了Eta试验中对流活动更加强盛.

本文主要讨论了MM5和Eta方案对典型中尺度现象(海风降水)模拟的差别及可能的原因，与前人的研究工作略有不同，本文的侧重点主要集中在两种方案的使用及对模拟结果差异的探讨.文章得出的两种方案之间感热、潜热通量以及近地层温、湿、风的变化规律与Prasad等(2016)的数值模拟研究结果均比较一致，而动量通量之所以呈现出与之相反的情况，这可能与Prasad等同时改变了模式的近地层和边界层方案有关，Shin和Hong(2011)在分析近地层方案和边界层方案对大气的不同影响时曾对此做出过分析，他们指出，不稳定层结下的近地层动量非常依赖于边界层的垂直扩散方案，数值模式中近地层方案和边界层方案存在相互作用并会对低层大气造成不同的影响，这一问题值得在以后的工作中深入探究.