海南岛地形对局地海风环流结构影响的数值模拟

杨秋彦，苗峻峰*，王语卉，2

(1.南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室，江苏 南京 210044；2.浙江省气象台，浙江 杭州 310016)

海南岛地形对局地海风环流结构影响的数值模拟

杨秋彦1，苗峻峰1*，王语卉1，2

(1.南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室，江苏 南京 210044；2.浙江省气象台，浙江 杭州 310016)

本文利用WRF模式对2014年5月25日发生在海南的一次海风过程进行了数值模拟，通过地形敏感性试验，探讨了海南岛地形对局地海风环流结构的影响。结果表明：控制试验(CNTL)海风于15时左右达到强盛。无地形试验(FLAT)中，水平方向上，海风持续时间缩短，南、北、西向海风向内陆传播距离变短1～5 km，海风强度减弱1 m/s左右，海风动能及辐合强度在沿海地区及西南山区存在大值衰减区；垂直方向上，海风碰撞位置向西、北方向移动，高空回流高度降低，海风厚度减小，垂直环流强度减弱2～6 m2/s2，海风锋附近的垂直速度减小10 cm/s以上。谷风对海风同相叠加作用的消失也使得海风强度减弱。其主要影响机制为：在动力方面，由山脉屏障作用引起的海风强迫抬升、绕流等增强作用消失；在热力方面，地表吸收净辐射减少，导致其向大气中释放的感热、潜热通量等各项均减少约9%，这种改变造成了海陆之间温度、气压差的减小，最终造成了海风的减弱。此外，通过两组削山试验，发现海拔高度降低区辐合范围、强度及动能均减小，同时海风垂直环流结构也相应发生改变，其中移去黎母山脉(RMLM)对海风环流结构的影响大于移去五指山脉(RMWZ)。

热带岛屿；复杂地形；海风结构；海风辐合

1 引言

海陆风是由海、陆加热快慢不均造成的一种沿海地区最常见的中尺度天气系统[1-5]。海陆风的研究不但广泛应用于沿海城市气象预报和边界层大气环境监测[6]，更在天气学方面具有重要意义[7—10]，特别是在海风前沿，会形成海风锋，可触发强对流天气[11—12]，造成灾害。

复杂地形对海风环流的影响一直以来都是科学家们高度关注的热点之一，不少研究表明地形及海岸线形状决定了海风环流的基本特征[13—15]，其影响主要表现在动力和热力两方面。动力作用主要有地形对海风的侧向摩擦、阻挡、挤压、强迫抬升、绕流等[16]。其中，Miao等[3]研究指出：当海风环流遇到沿海高山时其传播距离变短，海风环流易被高山阻断。Qian等[17]指出地形对海陆风存在阻塞效应，海风锋的传播速度随着地形高度而增大。Jeong等[18]的研究结果表明：对于海岸线较为简单的地区，地形对海风的影响大于土地利用类型。Abatan等[19]对尼日利亚沿海地区不同测站的风场玫瑰图进行比较，得出该地区不同走向的海岸线可以产生不同的海陆风环流，且两者相互影响。热力方面主要为地形导致的局地热力环流对海风的同相和反相叠加，以及地形非均匀性造成的地表能量分布差异。陈训来等[20]针对香港地区的海陆风提出：由于丘陵地形的存在，在白天以地形的热力作用为主，海风增强。此外，在晴朗少云的天气下，海陆热力对比更为明显，利于海风发生发展[14]。综上所述，国内外大部分研究多关注于地形的动力作用、海岸线形状对海风的影响，而对地形导致的局地热力环流及海风环流结构变化的研究相对较少。

海南岛地处热带，海风发生频率高，地形结构复杂，五指山脉和黎母山脉雄踞于本岛中部，形成中央高、四周低的环形层状地貌，是研究海岛复杂地形对海风环流影响的理想区域。国内学者对海南岛海风环流的研究也日渐增多[21—22]，吴兑等[23]、王静等[24]分别利用海口站、19个常规气象站的观测资料对海陆风进行统计分析，揭示了海南岛地区海陆风的基本变化特征。翟武全等[25]提出区域内的复杂地形和海陆分布是形成各种中尺度环流的重要原因，同时揭示出本地的气候分布特征与中尺度环流间存在密切的关系。张振州等[26]利用实测资料及WRF模式全面展示了海南岛海风的季节变化特点及其水平环流特征。钱维宏[27]、王语卉等[28]也指出海南岛西南部的复杂地形对海风发生发展有着非常重要的影响。此外，海南岛南部大地形对南部海风影响较大，在此条件下，地形导致的局地热力环流与海风环流相互叠加、碰撞，易于触发局地中小尺度天气系统，造成强对流天气，引起灾害[12]。综上可知，国内学者对海南岛海风的研究多为统计分析与个例模拟，较少对海风进行地形敏感性试验研究，为此，本文利用WRF V3.7模式对海南岛的一次海风过程进行了地形敏感性试验，旨在探究地形对海风的动力、热力影响，以便更好地了解海风环流结构，提高灾害天气的预报预警水平。

2 个例概况

本文选取2014年5月25日晴朗少云天气下的海风个例进行数值模拟。如图1a所示，08时(北京时，LST，下同)的海南岛没有受到低值天气尺度系统的影响，500 hPa的副热带高压脊线(588线)包围了整个海南岛，处于副高影响下的背景风场较弱，天气状况较为稳定。850 hPa(图1b)则处于高压外围西侧，以偏南风为主。在偏南气流的控制下，高低空风向基本一致。由红外卫星云图及可见光云图(图略)可知当天海南为少云。对应的探空资料表明(图略)，500 hPa及以下各层均处于偏南气流控制下，无明显切变。此外，由海南省19个常规气象站的观测资料可知，该天并无降水。从风向风速分布来看，5月25日海风于10时左右开始，约20时结束，15时的海风发展达到强盛，此时多数气象站的风向发生了较大转变，风速也明显增加[24]。其中沿海站的风场变化大于内陆站，且沿海存在明显的温度梯度(图2a)，海陆热力差异显著，岛屿四周各站均出现由海洋吹向陆地的海风(图2b)。另外，2014年5月25日处于夏季，此时的南海盛行夏季风，偏南风背景下的海风发生频率高，海风特征显著，因此，该天可以作为典型海风个例进行深入研究。

图1 NCEP FNL 1°×1°再分析资料08：00 LST的风场(单位：m/s)，位势高度场(等值线，单位：dagpm)Fig.1 NCEP FNL 1°×1°reanalysis data for wind field (unit：m/s) and geopotential height field (contour line， unit: dagpm) at 08：00 LST

图2 海南省19个常规气象站15：00 LST的温度场(a，单位：℃)和风场(b)Fig.2 Observed temperature (a，unit:℃) and wind (b) field of 19 conventional weather stations in Hainan Province at 15：00 LST

3 模式定制和数值试验设计

本文采用中尺度WRF-ARW(Version 3.7)模式对此次海风环流过程进行数值模拟，模拟的起始时间为2014年5月23日18：00 UTC(即24日02：00 LST)，共积分46 h，前22 h为模式积分起转调整(spin-up)时间。模式的初始场和边界条件采用每6 h输入一次的NCEP FNL(1°×1°)资料。模式采用双向反馈的四重嵌套方案(图3a)，水平分辨率及网格点数依次为27 km(200×200)、9 km(208×202)、3 km(238×226)和1 km(376×373)，垂直方向取35个不等距的σ层，模式层顶气压为100 hPa。模式的物理过程参数化方案配置类似于王语卉等[28]，主要包括Dudhia短波辐射方案、RRTM长波辐射方案、Lin等微物理方案、Kain-Fritsch积云参数化方案(仅D1、D2)、YSU边界层方案、Noah陆面过程方案及MM5 Monin-Obukhov近地层方案。此外，模式还使用了WRF V3.7中新的地形数据(TOPO_30s)和MODIS_30s土地利用数据，能较好地反映出海南岛的地形(图3b)和土地利用类型特征。模式最外层区域覆盖了整个东亚及东南亚的大部分地区，可以提供足够大的背景强迫信息；最内层则覆盖了整个海南岛及邻近海域，海陆比例约为1∶1，利于海风充分发展。

本文共设计了4组试验，如表1所示。需要指出，两组削山试验为本文的补充性试验，保留500 m以下地形是为了保留东北—西南向峡谷(如图4中粗实线所示)的作用。这4组地形试验均针对D4区域，除了地形高度以外，试验中所有的模式配置和物理过程参数化方案完全一致。

图4 D4区域削山试验(a. RMLM， b. RMWZ)所对应的地形分布(阴影，单位：m)，等值线为500 m等高线，粗实线为海南岛东北—西南向峡谷走向Fig.4 Terrain height of different experiments (a. RMLM， b. RMWZ) in D4 (shaded， unit: m)， contour line is the terrain height of 500 m， thick solid line is the trend of gorge in the Hainan Island

试验名称试验方法试验目的控制试验(CNTL)不改变地形(图3b)参照试验无地形试验(FLAT)将海南岛地形高度变为0研究地形对海风环流结构的影响削山试验1(RMLM)削去图4a中黑色粗实线左侧(黎母山脉)高于500m的部分研究海南岛特殊地形对海风环流结构的影响削山试验2(RMWZ)削去图4b中黑色粗实线右侧(五指山脉)高于500m的部分研究海南岛特殊地形对海风环流结构的影响

4 模式验证

为评估CNTL试验的模拟效果，图5给出了5月25日8个沿海站的风向、风速模拟结果与逐时资料的对比情况。由图5可知，WRF模式较好地模拟出了风向、风速的日变化趋势，随着海风的推进，CNTL试验模拟的风场表现为风向突变、风速增大的特征。其中，北部海口、琼山站的海风时段大致为12时至17时，临高站为8时至20时左右，它们的风向均发生了约180°的转变，风速也有所增加，海风特征明显[24]，模拟与观测基本对应。位于海岛西部的东方站风速于10时开始突然增大，风向转变达40°以上，由陆风转为海风，20时左右海风结束，其风向模拟较好，风速偏小。岛屿东部的文昌、琼海、万宁三站的海风大致于8时左右开始，风向转变大于30°，风速增大，至19时左右结束。由于偏南背景风的影响，南部三亚站的风向转变不明显，海风特征主要体现在风速的变化上[26]，12时左右海风开始，此时风速较小，下午逐渐增大，18时左右达到最大，21时海风转为陆风，总体模拟效果较好。

图5 海南岛8个沿海站风矢量图(单位：m/s)的观测与模拟对比(粗箭头：观测，细箭头：模拟)Fig.5 Comparisons of simulated and observed wind vectors (unit: m/s) of 8 coastal stations in the Hainan Island (thick arrows: observation， thin arrows: simulation)

图6 模拟的CNTL试验的2 m温度(阴影， 单位：℃)和10 m风场(单位：m/s)：a. 09：00 LST; b. 12：00 LST; c. 15：00 LST; d. 18：00 LSTFig.6 Simulated temperature at 2 m (shaded， unit:℃) and wind field at 10 m (unit: m/s) of CNTL experiment：a. 09：00 LST， b. 12：00 LST， c. 15：00 LST， d. 18：00 LST

图2a、6c的对比显示，15时模拟与观测的两个陆地温度大值区基本对应，分别位于岛屿东北部和西南部，模拟的温度最大值偏低。由图2b可知，15时沿海各站均出现了由海洋吹向陆地的海风，其中南部海风已传播至乐东、保亭、五指山、琼中等站，北部海风也传播至白沙站附近，东西向海风较南北向弱，仅在沿海几站可见。对比模拟结果(图6c风场)，可见岛屿各个方向海风强盛，且传播距离与观测较为接近，其中模拟的北部海风略偏强，已传播至琼中，但观测显示北部海风仅传播至澄迈与屯昌之间，这可能是由于模式系统本身的参数设置及对空间分辨率的选取所造成的，但总体来说模拟结果与观测较为吻合。

为进一步检验模式对近地面气象要素的模拟能力，本文将海南省19个地面常规气象站划分为9个沿海站和10个内陆站，并依据Miao等[4]计算当天各站CNTL试验中相对湿度、温度及风速模拟结果的平均误差(MBE)和均方根误差(RMSE)。从表2和表3中可见，各站温度、风速、湿度的平均偏差和均方根偏差都较小，表明基本气象要素风速、温度、湿度的模拟效果较好。其中，风速和温度在沿海和内陆的模拟效果相差不大，而大部分内陆站(屯昌、儋州、昌江和白沙)相对湿度的RMSE比沿海站大，因此对于湿度的模拟，沿海地区比内陆的效果好。

综上所述，CNTL试验的模拟结果能较为合理地反映实际变化情况，存在的误差在可接受的范围内，因此模拟结果能够较为合理的表现海南岛海风环流及基本气象要素场的特征。

5 模拟结果分析

5.1 控制试验

由图6a可知，该日上午9时，海岛温度较低。此时北部受到琼州海峡狭管效应及南部地形绕流的作用，使得海岛北部风速较大。总体来说，此时海风并未开始发展，基本处于偏南背景风的控制下。12时(图6b)海岛温度升高，四周均出现海风，南北向强于东西向，且北部已向内陆传播至19.1°N附近。15时(图6c)，陆地整体温度进一步增高，各个方向的海风全面爆发，海风发展达到强盛，加上由地形引起的谷风的同相叠加作用[26，29]，使其向内陆传播距离比12时更远，东北-西南走向的海风辐合带随之形成。18时(图6d)各个方向的海风向内陆传播距离均变短，强度也有所减弱，逐渐趋于结束。需要指出，海南岛地处热带、岛屿形状独特、地形分布复杂，这使得海风的开始和强盛时间相对我国其他地区滞后[30]。另外，海岛西南部存在一个东北-西南向的深长峡谷(如图3b阴影所示)，CNTL试验中的峡谷风向为西南，这是由于海风向内陆传播过程中，气流遇到两座山峰无法越过从而产生绕流，继而在峡谷汇合并穿过峡谷，形成明显的穿谷风[25，28]。

表2 沿海站CNTL试验2 m温度(T2)、风速(WS)、相对湿度(RH)的平均误差(MBE)和均方根误差(RMSE)

表3 内陆站CNTL试验2 m温度(T2)、风速(WS)、相对湿度(RH)的平均误差(MBE)和均方根误差(RMSE)

图7a为10 m风场的纬向垂直剖面图，剖面点选取了海南岛较为中心的位置(图3b中AA1与BB1线交点)，它可以直接反映复杂地形下东西向和南北向海风随时间的演变特征，下面仅以东西向海风为例来对其进行说明。该日10时前，东西向陆风明显，且发展强盛。10时后，陆风逐渐转为海风，风向随时间发生调整，风速也逐渐增大。岛屿西部海风大约从10时开始，至23时左右结束，最大风速约为6 m/s。由于东南背景风对西部海风的抑制作用，其向内陆的传播距离仅为40 km左右。东部海风持续时间较西部短，海风最大强度为4 m/s左右，向内陆的传播虽受到山脉阻挡，但仍有部分气流越过山峰，最远可向内陆推进80 km左右。东西向海风在109.1°E附近相遇，偏于岛屿西侧。另外，该日南北向海风(图略)的强度、传播距离等与东西向海风有着类似特征。

为了探究海风环流的垂直结构特征，本文将该日15时的垂直速度、位温、水汽分别沿着图3b中AA1与BB1线作了垂直经向、纬向剖面图，以下仅选取部分垂直剖面图进行分析。从图7b中可以看出，CNTL试验中南北两侧均出现了较强的向岸风，随着海风向内陆推进，气流出现了较为明显的爬坡，部分气流越过山峰，使得南北海风在18.7°N附近相遇。由于5月25日太阳直射点位于16.3°N附近，海岛南部山坡始终为向阳面，比北部山坡受到更多的太阳辐射，因此南部山坡温度更高，对于南、北部谷风的触发条件来说，山顶温度是一致的，北部山坡与山顶之间的温差小于南部，因此CNTL试验中南部海风受到更强的谷风叠加作用，但由于其同时受到更强的地形阻挡作用，使得其北部的传播距离仍大于南部[31]。另外，由于背景风为东南风，岛屿南部为迎风坡，北部为背风坡，山脉阻挡南部海风传播，恰好使得处于背风坡且受背景风影响较小的北部海风传播更远。由于地形的机械抬升及山谷风的同相叠加作用，在五指山南(18.7°N)、北(18.8°N)及黎母山顶(19.1°N)附近均出现了海风锋[32]，南面海风环流结构清晰，高空回流可达2 km以上，北部特征则被海风掩盖。此外，从图7b中还观察到，海风在爬行过程中出现了波动，这可能是由于Kelvin-Helmholtz(KH)不稳定造成的。由图7c可知，15时岛屿东西两侧到山顶处的等位温线几乎垂直分布，水平温度梯度很大，海陆温差明显，因此从热力角度判断海风应该较为强盛。结合风场可知此时海风的水平和垂直速度都有显著增加。如图7d，15时海岛东部山脉迎风坡的水汽变化比较剧烈，12 g/kg水汽混合比等值线也因受山脉抬升作用延伸至2 km高度处。此外，海岛内18 g/kg水汽混合比等值线恰好接近海风锋(109.0°E、109.3°E、109.7°E)位置，可见海风锋后为水汽储备的大值区[28]。海风在传播过程中遇到山脉爬坡，携带的水汽比较丰沛，结合之前讨论的风场水平和垂直结构可知，此时的锋面附近有着较强的垂直上升运动，海风发展较为旺盛。

图7 沿图3b中AA1线模拟的10 m风场(单位：m/s)随时间的演变图(a); 沿图3b中BB1线模拟的15：00 LST风场(单位：m/s，w扩大了20倍)的垂直剖面图(b); 沿图3b中AA1线模拟的15：00 LST 位温(c， 单位：K)和水汽混合比(d， 单位：g/kg)的垂直剖面图(横坐标上的蓝色和棕色线条分别代表海洋和陆地)Fig.7 Time evolution of wind field at 10 m (unit: m/s) along AA1 of Fig.3b(a)， vertical cross section of wind field (unit: m/s， w multiple 20 times) along BB1 of Fig.3b at 15：00 LST(b)， vertical cross section of: theta (c， unit: K) and water vapor mixing ratio (d， unit: g/kg) along AA1 of Fig.3b at 15：00 LST (blue and brown bar on the abscissa represent the ocean and land， respec-tively)

图8 模拟的FLAT试验的10 m风场(单位：m/s)：a. 09：00 LST; b. 12：00 LST; c. 15：00 LST; d. 18：00 LSTFig.8 Simulated wind field at 10 m (unit: m/s) of FLAT experiment：a. 09：00 LST； b. 12：00 LST； c. 15：00 LST； d. 18：00 LST

图9 模拟的15：00 LST 10 m风场散度(蓝色实线，小于-1×10-3 s-1)和地形高度(黑色实线，500 m)：a. CNTL; b. FLATFig.9 Simulated divergence of wind field at 10 m (blue solid line， less than -1×10-3 s-1)and terrain height (black solid line， 500 m): a. CNTL， b. FLAT at 15：00 LST

图10 模拟的15：00 LST 10 m风场动能(阴影，单位：m2/s2)：a. CNTL; b. FLATFig.10 Simulated kinetic energy of wind field at 10 m (shaded， unit: m2/s2): a. CNTL， b. FLAT at 15：00 LST

5.2 敏感性试验

5.2.1 地形对海风环流结构的影响

对比图6a，可见无地形时，9时(图8a)的海岛处于偏南背景风的控制下，无海风出现，且北部狭管效应及南部地形绕流作用也随之消失。12时(图6b、8b)，沿海地区各个方向均出现海风，但基本未向内陆传播，陆地上为比较一致的偏南风，岛上风速也明显减小。15时(图6c、8c)，岛屿海风强度减弱，其中沿海区域的风速整体减弱1～2 m/s，尤其在岛屿南部，这是由于无地形后南部山区没有了山、谷之间的热力差异，南部海风失去了谷风的叠加作用所致。在向内陆的推进过程中，处在迎风坡的气流失去了地形的阻挡作用，海风可持续向北推进，加上偏南背景风的作用，使得海岛北部海风受到抑制而减弱[33]。18时(图6d、8d)，北部海风强度减弱，海风趋于结束。另外，由于FLAT试验中不存在地形，因此东北-西南向峡谷内的穿谷风消失。

随着海陆温差加大，海风逐渐向内陆推进，改变了岛内风速、压强、温度、湿度等气象要素特征，使得内陆形成海风辐合线(或辐合带)。图9给出了15时CNTL与FLAT试验的10 m风场辐合线，以此来表示海风锋的位置及海风辐合强度。15时的CNTL试验(图6c、9a)中形成了覆盖全岛的低层辐合气流。由于岛屿南部山地的扰动作用，使得辐合线的分布不太规则[26]。无地形时(图9b)岛屿西南山区的海风、山谷风辐合基本消失，仅存在零星的小范围辐合区。原来位于海南岛长轴附近的东北-西南走向的海风辐合线移至西部、北部沿海地区，基本与海岸线方向平行。地形对近地面10 m风场动能的影响如图10所示。从动能的分布来看，移除地形后沿海地区及西南山区的动能大值区范围明显缩减，强度相应减弱，岛屿北部存在一条动能衰减带，这恰恰说明削平地形后海风有所减弱。对比图9与10，可知动能的高、低值过渡带易形成海风辐合，图10中红色动能大值区与蓝色低值区的交界处恰与海风辐合带位置对应。综上可知，地形的存在对海风的辐合强度、范围及动能均有明显的增强作用。

对比图7b，可见无地形后(图11)，南部海风无阻挡地向内陆传播，海风碰撞位置北移至19.7°N，整体气流变得更加平直，垂直扰动、乱流均变弱，仅在南北海风碰撞处(19.8°N附近)造成较为强烈的垂直上升运动，最大达0.75 m/s。另外，北部海风发展范围缩小，海风锋由3个合并为19.8°N附近的1个，海风厚度为0.5 km，高空回流[34]位置也降低至1.5 km左右。图12给出了CNTL与FLAT试验全岛平均垂直速度随时间的演变图，以此说明海风垂直方向的强度变化。9时左右，垂直速度方向发生了由向下到向上的转变，且垂直运动与海风的发展过程较为一致，上升速度在海风发展旺盛时段达到最大。完全消除地形影响时，垂直上升速度减小，最大差值达1.8 cm/s左右。总的来说，无地形后海风垂直环流强度变弱。表4给出了各个方向的具体海风参数[4]，其中Umax和Vmax分别为东西向、南北向低层海风最大水平分量(仅表示大小)，以及他们所在位置到海岸线的距离d和距离地表的高度h。W↑max和W↓max分别代表海风锋附近最大上升、下沉速度，L为海风向内陆传播距离，H为海风厚度，SBCI=Vmax×(W↑max+W↓max)为经向海风垂直环流强度，SBCI=Umax×(W↑max+W↓max)为纬向海风垂直环流强度。从表中可以看出，CNTL试验中，各个方向的海风最大水平分量，海风锋附近的最大上升、下沉速度及海风垂直环流强度均大于FLAT试验。由此可知地形的存在对海风垂直环流有增强作用。

图11 沿图3b中BB1线模拟的FLAT试验15:00 LST风场(单位：m/s，w扩大了20倍)的垂直剖面图(横坐标上的浅灰色和深灰色线条分别代表海洋和陆地)Fig.11 Vertical cross section of wind field (unit: m/s, w multiple 20 times) along BB1 of Fig.3b at 15:00 LST in FLAT experiment (light grey and dark grey bar on the ab-scissa represent the ocean, land, respectively)

图12 全岛平均垂直速度(单位：cm/s)随时间的演变Fig.12 Time evolution of averaged vertical velocity (unit: cm/s) on the whole island

参数单位东西南北CNTLFLATCNTLFLATCNTLFLATCNTLFLATLkm2139454339382520Hm223384612597135016702952530Umax或Vmaxm/s318307572493463451656557d/km1926293410209598795h/m17815343138737210261613W↑maxm/s157072131084154142147132d/km4553756522218011121894h/m1077897148682412119551304545W↓maxm/s068053057048049035059009d/km45251669102453149612h/m1137126310236773744591678144SBCIm2/s27163841075651947981351785

5.2.2 地表辐射与能量平衡

以下主要对CNTL与FLAT试验的地表能量和温压场进行分析，揭示引起海风变化的机制。

地表向大气传输的能量直接决定了驱动海风发展能量的强弱，图13、14给出了CNTL与FLAT试验地表各通量及其差值随时间的演变。从图13a中可以看出，随着太阳短波辐射的增强，到达地面的净辐射也逐渐增加，13时前后达到最大，两组试验的差别主要出现在11时至14时。CNTL与FLAT试验的净辐射差值在白天表现为大于0的正值(图14a)，在清晨存在短时间的负值，最大差值出现在正午，达到65 W/m2左右。白天无地形时的净辐射小于CNTL试验，证明无地形后地表净辐射减少。由图14a可知，净辐射在12时差值最大，据此作了12时两组试验的净辐射平面图，从图15a、16a中可以看出，不同地形高度的模拟结果在阴影图上形成了鲜明的对比，CNTL试验中岛屿东南沿海大片区域及西南山区的净辐射基本大于700 W/m2，而FLAT试验则明显小于CNTL试验。可见地形的存在可增强地表对辐射能量的积聚。这是由于削减地形后，岛屿的云水分布发生改变，使其对太阳辐射的阻挡作用产生变化所致。如图17a所示，CNTL试验的云水大值区主要分布在五指山南侧迎风坡、黎母岭山顶及黎母山脉迎风坡，最大云水混合比低于0.4 g/kg，且分布零散。FLAT试验(图17b)中，云水分布横跨18.3°～19.1°N范围，约80 km左右。另外，还在19.8°N附近有一条云水大值带，垂直方向延伸范围为1.1～2.4 km，宽度约为25 km，中心值超过0.6 g/kg。对比CNTL与FLAT试验可知，CNTL试验的云水影响范围及强度均小于FLAT试验，这就使得FLAT试验中更多的太阳辐射被阻挡，到达地面的净辐射偏少。

图13 模拟的海南岛CNTL与FLAT试验的陆地平均地表通量(单位：W/m2)随时间的演变Fig.13 Simulated time evolution of averaged surface fluxes (unit: W/m2) of CNTL and FLAT experiments on the Hainan Islanda.净辐射; b.感热通量; c.潜热通量; d.土壤热通量a. Net radiation； b. sensible heat flux； c. latent heat flux； d. ground heat flux

图14 模拟的海南岛CNTL与FLAT试验的陆地平均地表通量(单位：W/m2)差值(CNTL-FLAT)随时间的演变Fig.14 Simulated time evolution of averaged differences (CNTL-FLAT) of surface fluxes (unit: W/m2) between CNTL and FLAT experiments on the Hainan Islanda. 净辐射; b. 感热通量; c. 潜热通量; d. 土壤热通量a. Net radiation； b. sensible heat flux； c. latent heat flux； d. ground heat flux

图15 模拟的CNTL试验12：00 LST的地表通量(单位：W/m2)分布Fig.15 Simulated distributions of surface fluxes (unit: W/m2) of CNTL experiment at 12：00 LSTa. 净辐射; b. 感热通量; c. 潜热通量; d. 土壤热通量a. Net radiation； b. sensible heat flux； c. latent heat flux； d. ground heat flux

图16 模拟的FLAT试验12：00 LST的地表通量(单位：W/m2)分布Fig.16 Simulated distributions of surface fluxes (unit: W/m2) of FLAT experiment at 12：00 LSTa. 净辐射; b. 感热通量; c. 潜热通量; d. 土壤热通量a. Net radiation； b. sensible heat flux； c. latent heat flux； d. ground heat flux

图17 沿图3b中BB1线模拟的15：00 LST风场(单位：m/s，w扩大了20倍)和云水混合比(阴影，单位：g/kg)的垂直剖面图：a. CNTL; b. FLATFig.17 Vertical cross section of wind field (unit: m/s， w multiple 20 times)and cloud water mixing ratio (shaded， unit: g/kg) along BB1 of Fig.3b at 15：00 LST: a. CNTL， b. FLAT

图18 模拟的CNTL和FLAT试验的海陆温差(a，单位：℃)和海陆气压差(b，海洋减陆地，单位：Pa)随时间的演变Fig.18 Simulated time evolution of land-sea thermal difference (a， unit:℃)and land-sea barometric difference (b，sea minus land， unit: Pa)

图19 模拟的15：00 LST 10 m风场(单位：m/s)，散度(蓝色实线，小于-1×10-3 s-1)和地形高度(黑色实线，500 m): a. RMLM; b. RMWZFig.19 Simulated wind field at 10 m (unit: m/s)， divergence (blue solid line， less than -1×10-3 s-1) and terrain height (black solid line， 500 m): a. RMLM， c. RMWZ at 15：00 LST

图20 模拟的15：00LST RMLM(a)和RMWZ(b)试验的10 m风场动能(阴影，单位：m2/s2)和地形高度(黑色实线，500 m)Fig.20 Simulated kinetic energy of wind field at 10 m (shaded， unit: m2/s2) and terrain height (black solid line， 500 m)by RMLM (a) and RMWZ (b) experiment at 15：00 LST

图21 沿图3b中BB1线模拟的15:00 LST风场(单位：m/s，w扩大了20倍)的垂直剖面图：a. RMLM; b. RMWZFig.21 Vertical cross section of wind field (unit: m/s, w multiple 20 times) along BB1 of Fig.3b at 15:00 LST: a. RMLM; b. RMWZ

图22 岛屿平均垂直速度(阴影，单位：cm/s)和温度(等值线，单位：℃)随时间的演变：a. RMLM; b. RMWZFig.22 Time evolution of averaged vertical velocity (shaded， unit:cm/s) and temperature (contour， unit:℃) on the whole island: a. RMLM， b. RMWZ

在地表能量平衡过程中，地表获得的净辐射主要以感热、潜热通量的形式将能量返还给大气，因此地表净辐射和地面温度决定着地表感热和潜热的大小。另外，还有一小部分向下传输的土壤热通量(图13d、14d、15d和16d)及植物光合作用所需能量(只占净辐射的3%左右，未进行讨论)。对比图13，可知CNTL试验12时的净辐射、潜热通量、感热通量、土壤热通量值分别约为700、450、160、80 W/m2，后三者相加近似等于地表净辐射值，而其中潜热通量占到64.3%，说明地表净辐射主要以潜热形式将能量输送给大气，同时也表明在地表能量平衡过程中，净辐射的吸收和潜热释放是最为主要的两个因素[16]。又因海南岛处于热带，受热带海洋的影响较大，这也会使得当地的潜热释放变得更加剧烈。而在图14中，可以看到两组试验12时的最大差值分别约为65、12、40、7.5 W/m2，为各自CNTL试验辐射通量的9.3%、7.5%、8.9%、9.4%左右，可见削平地形使得地表能量平衡中各项均减少约9%，减少的这9%的能量会对海风环流产生较大影响。另外，12时的感热、潜热及土壤热通量分布(图15b、c、d与16b、c、d)显示出，FLAT试验的热通量减少区主要分布在西南山区和东南沿海。无地形后地表向上释放的感热、潜热通量减少，驱动海风的直接能量来源减少，因此海风强度减弱。

海陆温差是海风形成和发展的主要条件，地形高度改变后，地表的能量平衡发生改变，向大气中传输的热通量减少，直接造成海陆温度场的改变，进而改变了海陆气压场分布，从而影响了海风强度。从温度场的演变(图18a)来看，白天海陆温差为负值，海洋温度小于陆地，利于海风形成，夜晚则相反。无地形时，海风开始时间比CNTL试验晚约1 h，结束时间相同。CNTL与FLAT试验的最大海陆温差均出现在下午14时前后，分别为1.8℃和1.4℃，其中CNTL试验的海陆温差比FLAT试验大，说明其驱动海风的热力作用强，因此海风也较强[22，33]。CNTL与FLAT试验的海陆气压差(图18b)也显示，白天海洋气压大于陆地，易于触发海风，夜晚反之。CNTL试验的最大气压差可达30 Pa左右，出现在正午12时，FLAT试验最大气压差出现时间为15时，最大值仅为22 Pa左右，因此，无地形时海陆气压差较小，相应的海风发展也较弱。

综上，地形对海风的影响过程为：无地形时，地表吸收净辐射减少，导致其向大气中释放的感热、潜热通量及向下传输的土壤热通量相应减少，这种能量平衡的改变直接造成了海陆之间温度、气压差的减小，海风触发条件减弱，最终造成了海风的减弱。

5.2.3 海南岛特殊地形对海风的影响

海南岛地形的特殊之处不仅体现在中间高、四周低的环形层状特征上，还有黎母山脉与五指山脉形成的深长峡谷，这就造成海岛对太阳辐射吸收的不均匀性，从而使得地形导致的局地热力环流更加显著[20]。图19显示，海拔高度降低区的辐合范围与强度均减小，海风更为规则有序。RMLM试验中，北部、西部海风传播更加深入，南北海风相遇位置向西、北方向偏移。RMWZ试验显示，南部海风向内陆推移至黎母山脉与五指山脉之间的峡谷处，岛内南北海风于18.9°N附近发生碰撞，比CNTL试验南移30 km左右。两组削山试验中，峡谷中的穿谷风依然存在，但相对CNTL试验变弱。综上可知，地形的存在对于海风向内陆的推进距离、碰撞位置及辐合强度、范围有增强作用。对比图10a与图20，发现两组削山试验在19.5°～19.8°N范围内存在一条明显的动能衰减带，且移除山脉处的动能也相应衰减，其中移去黎母山脉(RMLM试验)对动能的影响更大。

垂直方向上，RMLM试验中(图21a)，由黎母山脉的强迫抬升和热力增强作用造成的19.1°N附近的海风锋消失，垂直上升运动变为下沉运动，北部海风也因失去了黎母山脉的机械阻挡作用变得更加强盛，具体表现为18.7°N、18.8°N处的海风锋加强。RMWZ试验(图21b)中，移去五指山南、北部主峰后，南部海风得以向北深入传播，且海风厚度也相应增加，南、北向海风北移至18.75°N附近发生碰撞。由图22可知，下午15时左右两组试验的低层开始出现大于1 cm/s的垂直上升速度，强度和范围由大到小依次为：RMWZ、RMLM试验，且最大速度均出现在1 km附近，这恰与图21相对应。与CNTL试验(图略)相比，两组削山试验的垂直速度强度均有所减弱，证明移除部分地形后，海风的垂直环流强度减弱，其中RMLM试验的垂直速度强度及范围减小更多，说明海风对黎母山脉的敏感度相对较高。综上所述，海南岛海风对地形的敏感度较高，地形导致的局地热力环流及动力作用均比较突出，共同影响了海南岛海风的发展。

6 总结和讨论

本文利用WRF V3.7模式，对2014年5月25日发生在海南的一次海风过程进行了数值模拟，模拟结果能够较为合理的表现出海风环流及基本气象要素场的特征。通过四组地形敏感性试验：CNTL控制试验，FLAT无地形试验和RMLM、RMWZ削山试验，分析了海南岛地形对局地海风环流结构的影响。

CNTL试验海风于10时前后开始出现，至15时达到强盛，海风环流结构清晰，南北向海风强于东西向，且白天形成的谷风叠加于海风之上，使得海风增强。此时的位温、水汽梯度也达到最大值。在地形敏感性试验中，无地形试验(FLAT)表明，水平方向上，海风持续时间缩短，南、北、西向海风向内陆传播距离变短1～5 km，海风强度减弱1 m/s左右，影响范围也有所减小，海风动能在沿海地区及西南山区存在大值衰减区，对应的海风辐合带范围明显缩减，辐合线也向沿海地区推移；垂直方向上，海风碰撞位置向西、北方向移动，高空回流高度降低，海风厚度减小，垂直环流强度减弱2～6 m2/s2，海风锋强度也相应减弱，其附近的垂直上升、下沉速度减小10 cm/s以上。谷风对海风同相叠加作用的消失也使得海风强度减弱。其主要影响机制为：在动力方面，由山脉屏障作用引起的海风强迫抬升、绕流等动力增强作用消失；在热力方面，无地形后，地表吸收净辐射减少，导致其向大气中释放的感热、潜热通量及向下传输的土壤热通量等各项均减少约9%，这种能量平衡的改变直接造成了海陆之间温度、气压差的减小，海风触发条件减弱，最终造成了海风的减弱。综上，地形削减导致的局地热力环流及动力作用的减弱共同造成了海风的减弱。此外，通过两组削山试验(RMLM、RMWZ)，发现海拔高度降低区辐合范围、强度及动能均减小，在19.5°～19.8°N范围内存在一条明显的动能衰减带，由于500 m以下山体的存在，使得峡谷风得到了最大程度的保留，同时海风垂直环流结构也相应发生改变，其中移去黎母山脉(RMLM)对海风环流结构的影响大于移去五指山脉(RMWZ)。总之，海南岛海风对地形的敏感度较高，地形导致的局地热力环流及动力作用均比较突出，协同影响了海南岛海风的发展。

此外，值得提到的是，本文仅针对一次海风过程探讨了地形对海风环流的影响，有一定的局限性，所得结论仍需大量个例研究来验证。

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A numerical study of impact of topography on sea breeze circulation over the Hainan Island

Yang Qiuyan1，Miao Junfeng1，Wang Yuhui1，2

(1.KeyLaboratoryofMeteorologicalDisasterofMinistryofEducation，NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology，Nanjing210044，China; 2.ZhejiangMeteorologicalObservatory，Hangzhou310016，China)

One sea breeze circulation process over the Hainan Island is simulated by the WRF model on 25 May， 2014. The impact of topography on the sea breeze circulation is studied by changing the terrain height. The results show that the land-sea thermal difference， which is the trigger mechanism of sea breeze， reaches its top at 15：00 LST in CNTL experiment. In FLAT experiment， the main variations are embodied in two aspects， one is in the horizontal direction: the duration of the sea breeze becomes shorter， and the propagation distance of sea breeze reduces about 1～5 km. At the same time， the intensity of sea breeze weakens more than 1 m/s. Meanwhile， the kinetic energy of sea breeze exists great attenuation area in the coastal and southwest region， and the corresponding range of sea breeze convergence zone narrows down and the sea breeze convergence line also moves to the coastal regions. The other is in the vertical direction: the impacted location of different directions of sea breeze moves to the west and north， the backflow in high altitude and sea breeze thickness become lower. The intensity of the vertical circulation around sea breeze front reduces more than 10 cm/s. Moreover， the effect which the valley wind strengthens the sea breeze disappears. Its Influence mechanism can be summarized as the following two parts: in the dynamical aspect， the updraft and flow caused by mountains disappeared. In the thermal aspect， net radiation absorbed by the earth’s surface decreases， which causes the releasing of sensible heat flux and latent heat flux decline about 9%， respectively. Ultimately， land-sea thermal difference and the corresponding air pressure difference all get smaller than CNTL， which weakens the basic characteristics of the sea breeze circulation. In addition， the results of the two experiments which only part of the mountains is removed show that the kinetic energy and convergence zone of sea breeze become weaker in the corresponding regions， and the structure of the vertical circulation also changes， the influence of Limu Mountain (RMLM) on sea breeze is greater than Wuzhi Mountain (RMWZ)．

tropical island; complex topography; sea breeze structure; sea breeze convergence

2016-05-22；

2016-10-18。

公益性行业(气象)科研专项经费项目(GYHY201306009)。

杨秋彦(1991—)，女，山东省东营市人，主要从事中尺度气象学研究。E-mail:yangqy623@163.com

*通信作者：苗峻峰(1963—)，男，教授，主要从事中尺度数值模拟研究。E-mail:miaoj@nuist.edu.cn

P732.1

A

0253-4193(2017)03-0024-20