一次西南热低压形成过程的数值试验和分析

杨 静，雷 云

(1.贵州省气象台，贵州 贵阳 550002;2.贵州省气象局，贵州 贵阳 550002)

一次西南热低压形成过程的数值试验和分析

杨 静1，雷 云2

(1.贵州省气象台，贵州 贵阳 550002;2.贵州省气象局，贵州 贵阳 550002)

该文以2003年3月29-4月1日的一次典型热低压过程为例，通过数值模拟，得到了与实况基本一致的结果。进一步利用数值模拟场，对热低压的发生发展进行了分析。结果显示，西南热低压生成时水平流场表现为明显的气旋性辐合流场，低压环流中心轴线随高度的变化基本上是垂直的;低压生成后，基本是在原地发展并且是从地面向低空逐渐发展起来的;低压在生成发展过程中都是强的正相对涡度，相对湿度较低，是暖性的。文中还进行了不同的数值试验，通过敏感性试验探讨了西南热低压的形成原因。

西南热低压;形成过程;数值模拟

1 引言

春季在青藏高原东侧的云、贵、川三省交界处常有一个闭合的暖性低压，是影响西南地区的一种重要天气系统。朱乾根等将西南地区出现的热低压归属为地方性热低压［1］，并对其产生的天气做了介绍。一直以来国内外研究者对热低压系统的研究较少，主要的研究内容集中于热带地区的热低压。丁一汇研究员指出［2］热低压与季风活动有关系，非洲和亚洲西部季风的潮湿西南气流位于沙漠热低压带之南，热低压与沙漠动力学有密切关系。ERIC A.SMITH［3］对阿拉伯热低压的内部结构特征和热量交换进行了研究。Blake D W［4］等研究了1979年夏季风期间沙特阿拉伯热低压的特征，结果证实了热低压的混合层比较厚，热低压的低层热对流很强，L.M.LESLIE［5］对澳大利亚夏季的热低压进行了数值模拟，不同的地面热平衡方案在模式中运用，以便提高对热低压的预报能力。西南热低压是一种地方性低压，过去对其结构特征还没有做过详细的研究，对热低压的形成原因也不甚清楚。数值模拟是研究大气动力学的主要方法之一，利用数值模拟来讨论各种物理过程、初始环境场和地形对系统的发生、发展过程的作用是一种有效的方法。本文利用新一代中尺度数值预报WRF模式，模拟了一次典型的西南热低压的形成过程，并进行了多个敏感性试验，以探讨热低压的形成原因。

2 热低压天气过程简述

本文以2003年3月29日-4月1日的一次西南热低压过程作为模拟和试验个例。29日14时(北京时，下同)在四川东南部的叙永(105°26'E，28°10'N)出现闭合等压线，中心气压为994.0 hPa，热低压系统开始生成。随着热低压的发展，热低压范围不断增大，地面气压降低，向北发展，30日14时四川大部、贵州中部和北部，地面气压降到1 000 hPa以下，低压中心位于 106°E、30°N附近，中心气压降至994.6 hPa。31日，地面热低压向南发展，中心逐渐南压到30°N以南。热低压控制地区为晴到多云天气。31日夜间，热低压北界南压到32°N附近，中心位于四川东南部—重庆，此后受冷空气影响，地面热低压减弱，夜间四川北部出现阵性降水，4月1日冷锋进入四川，热低压北界南退到贵州，午后川南出现大片雷雨区，傍晚开始热低压继续减弱南退，自北向南影响贵州。1日夜间热低压消亡。

本文只讨论第一时段3月29日08时-3月31日08时西南热低压的形成初期和成熟期。

3 方案简介及检验

3.1 计算方案及资料说明

本文采用双向嵌套网格对这次过程进行模拟研究。模式区域在垂直方向分35层，两重区域的水平格点数分别为：粗网格d01格点数为80×80，水平格距为45 km;细网格d02格点数为121×136，相应的水平格距为15 km。采用分辨率为1°×1°，时间间隔为6h的NCEP实时分析资料作为背景场。由于整个过程持续时间长，控制试验仅模拟热低压的形成过程，模拟时间为2003年3月29日08时-3月31日08时，每3 h输出一次。控制试验物理过程方案为：微物理过程采用WSM 3-class简单冰相方案，长波辐射为rrtm方案，短波辐射为Duddard方案，边界层为YSU方案，积云参数化方案为new Eta方案。

为了讨论地形和辐射作用对热低压生成发展的影响，利用WRF模式进行了4种试验，方案如表1所示。

表1 模式试验方案

3.2 控制试验模拟结果检验

由于3月29日08时-3月31日08时西南区域天气晴好，无降水，而研究对象是地面低压，故用海平面气压场进行模式检验。通过与客观分析的实况海平面气压场的比较，可以看到模式成功模拟出了西南地区的地面热低压。积分24 h内，模拟出的低压强度同实况基本一致，低压范围也同实况非常一致，只是模拟出的低压中心比实况稍微偏北(图1)。模式积分的后24 h，模拟的低压位置和范围同实况基本一致，模拟的低压强度比实况弱6 hPa(图略)。通过对比表明，WRF模式模拟出了此次地面热低压，其位置和强度与实况基本一致。利用中尺度模式模拟此次热低压过程是可行的，可以利用模拟结果进一步分析。

图1 2003-03-30 T 08(北京时)海平面气压场比较a：客观分析场，b：模式积分24h(细网格)(单位：hPa)

4 西南热低压发生发展的模拟分析

4.1 水平风场变化和垂直结构

地面观测表明，西南热低压生成时水平流场表现为明显的气旋性辐合流场，水平半径约为100 km，29日14时低压位于川中，20时低压继续发展，低压中心位于29°N、105°E附近。从模拟结果来看，积分12 h 900 hPa上空开始出现气旋性环流，低压中心位于29°N、105°E附近，模拟的低压中心生成位置同实况较为一致。进一步利用模拟场分析，积分15 h，950-750 hPa的上空开始出现气旋性环流。由此推断低压生成初期垂直伸展范围达2 700 m。随着低压的进一步发展，积分27 h低压顶伸展到达700 hPa的中空。低压环流中心轴线基本垂直(图2)。西南热低压四周的水平风速比较均匀(图略)。低压南侧和东侧是来自印度地区的西南季风或越赤道气流转变的西南季风。可见此次热低压过程垂直伸展到700 hPa，低压中心基本是垂直向上发展。

由模拟的西南热低压环境风垂直切变图(图3)可以看到，低压中心处于环境风垂直切变零线附近。低压刚生成时，在低压中心南北两侧的纬向风垂直切变大小基本相等，西侧的经向风垂直切变较大，而在低压东侧经向风的垂直切变较小，在低压生成时，低压中心略向偏东方向移动。低压继续发展，零线位置少动，零线附近的正负差值趋于相等，因此低压基本是在原地发展。

4.2 涡散场发展变化

图4 是沿热低压生成中心(29°N、105°E)的涡散场时间变化图。热低压在生成发展过程中，都是强的正相对涡度，且正相对涡度伸展到对流层顶。地面热低压生成后，正相对涡度随时间增强，当950 hPa上空出现低压环流时(积分15 h)正相对涡度在850 hPa上空达到最大，29日夜间正相对涡度随时间减小，30日午后正涡度又开始增强，最大中心在800 hPa，这与热低压夜间减弱、白天特别是午后加强的日变化观测事实相一致。从散度随时间的变化可以看到在积分12 h，边界层辐合最强，此时热低压恰处于发展阶段。

4.3 温湿场发展变化

由低压中心相对湿度和温度距平随时间的变化图(图5)可以看到，白天相对湿度较低，特别是在近地面层，相对湿度低于60%，空气较干燥，夜间相对湿度虽有所增加，也仅达到70%。低压生成时，可以清楚的看到是暖心结构，暖中心位于850 hPa附近，温度正距平达3℃，高空是冷心结构，夜间近地面层变为负距平，这从另一方面反映出热低压的日变化特征。

图4 模拟的沿低压中心(29°N、105°E)的涡度(实线，单位：10-5s-1)和散度(虚线，单位：10-5s-1)随时间的变化

图5 模拟的沿低压中心(29°N、105°E)相对湿度

5 西南热低压形成原因的可能性探讨

5.1 南支槽的作用

这次地面热低压生成、发展期间，孟湾有南支槽稳定维持，槽前的西南气流和槽前辐散，在向东传播过程中，受云贵高原东部的低洼地形的作用，造成了局地的降压和低层的辐合上升，西南气流带来局地的暖平流，有利于地面低压的生成。图6是模式积分12 h和30 h的500 hPa风场和暖平流。95°E的南支槽较为稳定，槽前的西南气流不断的给西南地区带来较强的暖平流。850 hPa在西南地区也有明显的暖平流作用(图略)。

5.2 辐射对低压生成的作用

利用数值模式，在物理过程中关闭了长波辐射和短波辐射(方案2)，模拟结果显示，方案2也能模拟出地面热低压，地面低压的强度和位置与控制试验接近。试验2模拟显示低压的伸展高度也能到达750 hPa，但低压向上伸展的时间试验2比控制试验要晚。850 hPa上空，控制试验在积分15 h后出现低压环流，试验2是在积分18 h后出现低压环流，积分45 h后，试验2中低压环流开始减弱，并东移，积分48 h，减弱为东西向切变线;而控制试验仍在原地维持低压环流。控制试验中750 hPa在积分12 h后出现低压环流，而试验2在积分27 h后才出现低压环流，试验2比控制试验晚了15 h。与850 hPa的情况相同，750 hPa试验2在积分后期低压东移减弱，而控制试验继续在原地发展。

图6 模拟的500 hPa风场和温度平流(实线，单位：10-5s-2)a：积分12 h;b：积分30 h

试验2表明模式中关闭辐射与否对热低压的生成影响很小。辐射对热低压的生成时所起作用不明显。在热低压生成初期，与热力因素相比，对其形成起主要作用的是特殊地形的动力作用。但热低压的强度、伸展高度、发展和维持与辐射有重要关系。在其发展和维持阶段，太阳辐射和大气辐射为系统提供了能量，使其得以维持和发展。这是因为大气中某一气层的气体吸收来自地表面及其下层大气放射的辐射，通过每一气层的吸收和发射作用，来自地表面和下层大气的辐射逐层向上传输。地面低压生成后，从大气和太阳中吸收辐射能量，能够向上空发展，并得以维持。因此，辐射有利于低压的进一步发展和维持。

5.3 地形对低压生成的作用

图7 积分48h 850 hPa流场a：方案2;b：控制试验

西南地区地处青藏高原东部，具有特殊的地形特点，包括了四川盆地和云贵高原，地形切割强烈、波状起伏、差异大。海拔从3 000～100 m左右。特殊的地形因子，对低压的形成起着重要的作用。前面分析指出，本次系统低压中心位于四川盆地南部(其海拔高度在800 m以下)，由于青藏高原的存在，气流过山，气压下降，容易形成气旋。那么，除了青藏高原外，云贵高原地形是否对低压的生成有贡献呢?为此，设计了3个敏感性试验。试验3将模式中川西高原和云贵高原的大部地区地形高度降为500 m，与四川盆地海拔高度相同，其它物理过程同控制试验。这样，原本海拔为1 500 m以上的云贵高原西部和川西高原变为500 m，从青藏高原向东就成为了大范围的盆地。试验4和试验5同样也是使西南地区的地形一定程度降低。试验4中地形降低后，贵州中东部大部地区地形高度降低为500 m，西部地形为1 000～1 500 m，四川东部和云南中东部地形也有一定降低;试验5中地形降低后，贵州、重庆、四川东部都变为盆地，地形高度低于500 m，云南地形有较大程度降低，云贵高原消失。

图8 积分33 h的海平面气压(单位：hPa)a：试验3，b：试验4，c试验5

从试验3的结果来看，当西南地区大部地形降为500 m时后，西南地区仍有地面低压生成，其生成时间与控制试验一致，但低压的位置与控制试验就有很大的差异。控制试验中热低压是在四川东南部生成、发展，最终控制云贵渝大部地区，低压中心是在重庆和贵州之间。试验3地面低压生成的位置向西南移动到了102°E、28°N，处于青藏高原向盆地过渡，及其云南西部的高原向盆地过渡的地方。低压位置的移动表明，云贵高原的地形阻挡，使得地面热低压能够在川东南、重庆到贵州北部的地方生成和发展能到达750 hPa，但积分24 h后，750 hPa上空才出现低压环流，维持较短时间后，低压环流消失，积分30 h后转为绕过高原的偏西北气流，850 hPa上空在积分21 h后出现低压环流，积分33 h后，低压环流消失。试验4设计为西南地区大部地形高度降为原来的0.7，试验结果显示积分6 h后地面低压生成，低压中心位置在105°E、30°N，低压强度和范围与控制试验差异不大，850 hPa在积分18 h后出现低压环流，750 hPa在积分36 h后出现低压环流，低压环流出现的时间比控制试验晚3 h，但生成的地点位于川北，比控制试验偏北2个纬度左右。试验5设计为西南地区大部地形高度降为原来的0.3，地形高度更低，结果显示在积分9 h后西南地区地面出现低压，中心位置在104°E、31°N，此低压仅维持6 h就消失了，该低压很浅薄，仅出现在近地面，850 hPa上空没有出现低压环流，到积分30 h的时候，在104°E、31°N附近又出现了低压，出现地点是地形改变后的高原向低洼地带过渡的地方，这个低压可能是由地形引起的涡旋。试验5的结果明显与试验3和试验4有很大差异。综上所述，试验3和试验4在低压的生成时间上与控制试验比较一致，但低压的生成地点与控制试验比较有差异;试验3和试验4在低压的发展高度和时间上与控制试验有差异;伸展高度上都与控制试验有较大差异。地形敏感性试验表明，云贵高原的地形和高度对低压的生成以及低压的维持和发展起着重要作用。这可能是因为如果没有云贵高原的阻挡，低压南侧的西南气流过强，无法形成气旋性环流。

6 小结

①西南热低压生成时水平流场表现为明显的气旋性辐合流场，低压环流中心轴线随高度的变化基本垂直。低压生成后，在原地发展，并且是从地面向低空逐渐发展起来的。低压在生成发展过程中都是强的正相对涡度，正相对涡度也有日变化，白天相对涡度随时间加强，夜间减弱。

②热低压控制下，地面相对湿度较低，呈暖心结构。

③南支槽前的西南气流和槽前辐散，在向东传播过程中，受云贵高原的地形阻挡，造成了局地的增温降压和低层的辐合上升，西南气流带来局地的暖平流，引起地面的降压，有利于热低压的生成。

④关闭辐射方案的敏感性试验表明，热低压的强度、伸展高度、发展和维持与太阳辐射有重要关系。

⑤地形敏感性试验表明，云贵高原的地形阻挡和特定的地形高度，使得地面热低压能够在西南地区生成和发展起来，并得以维持。

［1］ 朱乾根，林锦瑞，寿绍文，等.天气学原理和方法(第三版)［M］. 北京：气象出版社，2000：106-133，370-372.

［2］ 丁一汇.高等天气学(第二版)［M］.北京：气象出版社，2005：233-235，278-294.

［3］ ERIC A.SMITH，The Structure of the Arabian Heat Low.Part Π：Bulk Tropospheric Heat Budget and Implications，MONTHLY WEATHER REVIEW，1986，114：1084-1102.

［4］ Blake D W，T N Krishnamurti，S V Low-Nam，J S Fein.Heat Low Over the Saudi Arabian Desert During May 1979(Summer MONEX).Mon.Wea.Rev.，1983，111：1759-1775.

［5］ L.M.LESLIE，Numerical Modeling of the Summer Heat Low over Australia，JOURNAL OF APPLIED METEOROLOGY，1980，19：381-387.

［6］ 诸月琴，高秋莎，等.西南热低压填塞的暴雨预报［J］.贵州气象，1994，18(2)：5-12.

［7］ 陈忠明，寥强，等.一次强烈发展西南低涡的中尺度结构分析［J］. 应用气象学报，1998，9(3)：273-282.

［8］ 段丽.北部湾低压向热带风暴发展的时空结构分析［J］.气象，2000，23(6)：44-48.

［9］ 卢敬华.西南低涡概论［M］.北京：气象出版社，1986：166-167.

［10］ 邹波，陈忠明.一次西南低涡发生发展的中尺度诊断［J］. 高原气象，2000，19(2)：141-149.

［11］ 孔期，等.一次引发南亚大暴雨的季风低压结构、涡度与水汽收支分析［J］. 气候与环境研究，2005，10(3)：526-542.

［12］ 陈忠明，闵文彬，等.西南低涡研究的一些新进展［J］.高原气象，2004，23(增刊)：1-5.

［13］ 梁必骐，邹美恩，等.南海季风低压的活动和结构特征［J］. 热带海洋，1985，4(4)：60-67.

A Numerical Test and Analysis on the Forming Process of the Southwest Heat Low Pressure

YANG Jing1，LEI Yun2
(1 Guizhou Meteorological Observatory，Guiyang 550002;
2.Guizhou Meteorological Bureau，Guiyang 550002)

Taking a typical southwest heat low from 29th Mar.to 1st Apr.as a case study，through numerical experiment，a successful stimulated low is gotten for better understand of the southwest heat low.The results show that horizontal flow field is cyclonic convergence when the southwest heat low forming.The central axis of heat low is vertical with the change of height.The heat low develop in local place.There is strong positive vorticity and low relative humidity during the process of development.Southwest heat low is warm low.The different numerical experiments are carried out.The forming reason of southwest heat low is explored based on sensitivity experiments.

southwest heat low;forming process;numerical stimulated experiment

P435

A

1003-6598(2011)03-0001-06

2011-02-25

杨静(1978-)，女，工程师，主要从事短期天气预报工作。

*资助课题：中国气象局气象新技术推广项目预报员专项(CMAT2006Y11)。