辐射对高原涡形成和发展影响的模拟研究

邓中仁 葛旭阳 ,2 姚秀萍 陈明诚

1 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室, 南京 210044

2 安阳国家气候观象台, 河南安阳 455000

3 中国气象局气象干部培训学院, 北京 100081

1 引言

青藏高原对整个东亚地区的大气环流具有重要的动力及热力作用（Ye, 1950; 叶笃正等, 1957）。高原低涡作为北半球夏季青藏高原上特殊的低压系统，其水平尺度为400～800 km，垂直尺度可达2～3 km（叶笃正和高由禧, 1979），是直接影响高原地区降水的主要系统。在一定的环流背景下，部分高原涡可以东移出高原地区，从而导致我国长江中下游地区的强对流天气过程（杨克明等, 2001; 何光碧等, 2010; 郁淑华和高文良, 2010），因此研究高原涡发生及发展的机制具有重要意义。

国内外已有大量研究针对高原涡发生、发展机制进行探讨（Dell’ Osso and Chen, 1986; 李国平和刘红武, 2006; Zheng et al., 2013）。一些研究认为在高原涡生成阶段，凝结潜热起到了至关重要的作用（Wang, 1987; Li et al., 2011）；另一些研究则指出地表感热对于高原涡的生成更为关键，而凝结潜热对于高原涡的发展及维持具有显著的影响（Shen et al., 1986a; 李黎等, 2019）。Li et al.（2014, 2018）研究表明，在白天高原涡发生频率较低，而夜间其发生频率迅速增加。这意味着高原涡的发生频率具有明显的日变化特征。辐射过程调制对流活动日变化的物理机制相对清楚。Webster and Stephens（1980）指出，夜间云顶存在长波辐射冷却，导致温度递减率加大，从而促使了对流的发展；而在白天，云顶受到短波辐射加热的影响，温度递减率减小，静力稳定度增加抑制对流过程。作为热带地区典型的灾害性天气系统，热带气旋也具有明显的日变化特征（Kossin, 2002; Dunion et al., 2014）。大量研究表明辐射日变化对热带气旋的生成有明显的影响（Melhauser and Zhang, 2014; Cao et al., 2014;Tang and Zhang, 2016）， Melhauser and Zhang（2014）指出，夜间由于高层辐射冷却大于低层，使得静力稳定度减小，从而促进了低涡的发展。Tang and Zhang（2016）指出，太阳短波辐射有利于对流层高层增温，加强大气静力稳定度，从而抑制对流活动发展，由此可见，辐射日变化对热带气旋的生成有明显的影响。由于高原涡与热带气旋具有一定的相似性，如：两者都具有眼的结构，并且均为暖心结构，但因为热带气旋的强度、所在区域与高原涡不一样，所以，两者暖心的强度和所处高度也会有所不同（罗四维和杨洋, 1992; 罗四维等,1993）。因此，本文借鉴前人研究热带气旋的方法（Cao et al., 2014; Tang and Zhang, 2016），通过个例模拟来探究辐射日变化对高原涡发展的影响机制。

2 数值模式

2.1 模式及数值试验设计

本文采用中尺度数值模式WRF-ARW（3.9 版本），模 拟 时 间 为2013 年6 月3 日00:00 至7 日00:00（协调世界时，下同）。模式的初始条件及边界条件采用逐6 小时，水平分辨率为0.5°×0.5°的ERA-Interim 再分析资料。模式区域采用双层嵌套，中心为（32.5°N，102.5°E），网格点分别为295×176 和298×151，水平分辨率为27 km 和9 km，模式垂直层次为55 层。采用的物理参数化方案：Eta（Ferrier）云微物理方案、RRTM 长波辐射方案、Dudhia 短波辐射方案、MM5 Monin-Obukhov近地面层方案、Noah 陆面过程方案以及Betts-Miller-Janjic 积云参数化方案。

在Dudhia 短波辐射方案（Dudhia, 1989）中，太阳短波辐射的强度随太阳与地球表面之间的夹角而变化。例如在中午时分天顶角最大，即对应的短波辐射强度最大。反之，在午夜短波辐射强度则为零。因此通过改变模式中的当地时间，可以调整太阳高度角，进而改变太阳短波辐射强度。本文设计以下三组试验（表1）：控制试验（CTL）具有完整的短波辐射日循环；在All_day 试验中，将模式局地时间固定在正午12:00，以此得到最强的短波辐射强度；在All_night 试验中，将整个模式积分过程中局地时间设置为午夜00:00，以此去掉太阳短波辐射的影响。

表1 试验的描述Table 1 Description of the experiments

2.2 高原涡个例

图1 给出了本次高原涡的观测路径以及强度，其中强度以500 hPa 涡旋中心最低位势高度表示。此次高原低涡于6 月4 日12:00 生成在高原东部曲麻莱地区，5 日06:00 东移出高原，此后一路向东，于8 日06:00 入海，并逐渐减弱消亡。本文重点讨论，高原涡在高原上的时段。为检验控制试验的模拟效果，图2 给出了2013 年6 月4 日06:00、12:00基于ERA-Interim 再分析资料给出的此次高原涡个例及CTL 试验模拟的高原涡情况。由图2a、b 看出，在4 日06:00，低层500 hPa 有竖切变线的存在。CTL 试验中高原涡生成前的环流场和高原涡生成的位置与再分析资料中环流场形势较为一致，说明CTL 试验较好的再现了高原涡生成过程。因此，本文将利用CTL 试验结果对该高原涡演变过程进行诊断分析。

图1 2013 年6 月4 日12:00 至10 日00:00 高原涡观测路径。红色数字表示时间，括号内数值为500 hPa 最低位势高度（单位: dagpm）Fig. 1 Observation track of the TPV (Tibetan Plateau vortex) from 1200 UTC 4 to 0000 UTC 10 June 2013. Red numbers indicate the time (UTC),the lowest geopotential height (units: dagpm) at 500 hPa is indicated in the brackets

图2 2013 年6 月4 日（a、c）06:00、（b、d）12:00（a、b）基于再分析资料以及（c、d）CTL 试验模拟的500 hPa 等压面上的流场（矢量，单位：m s-1）分布，等值线为地形高度在3000 m 以上的区域，三角形为高原涡所处的位置Fig. 2 Distributions of wind field (vectors, units: m s-1) from (a, b) reanalysis data, (c, d) CTL (control run) experiment at 500 hPa at 0600 UTC (left column), 1200 UTC (right column) June 4, 2013. Contours outline the Tibetan Plateau with an altitude higher than 3000 m; the triangle shows the location of the TPV

3 模拟结果分析

3.1 高原涡的演变特征

3.1.1 高原涡发展情况

前人研究指出，小尺度对流单体对热带气旋的生成、加强起着重要的作用（Hendricks et al., 2004;Montgomery et al., 2006; 郭春蕊和张庆红, 2012）。考虑到高原涡与热带气旋之间存在诸多的相似性，本文首先探讨小尺度对流单体的发展、组织情况，这对了解高原涡生成就有着十分重要的意义。本文利用小尺度系统的垂直涡度来表征强对流单体的活动情况，需要说明的是：为了区分不同尺度系统之间的相互作用，首先进行了空间滤波处理（Cao et al., 2014; 徐梦婷等, 2016）。在本文中将波长大于100 km 以上的系统当作背景环境场；相应的，波长在100 km 以下的分量则作为小尺度系统。通过改变不同滤波波长阈值（如100～300 km），所得结果基本接近。图3 揭示了2013 年6 月4 日09:00、15:00 和21:00，三个时次500 hPa 大尺度背景环流和中小尺度相对涡度随时间演变特征，其中绿色方框为下文计算平均值所用到的涡旋中心区域（300 km×300 km）。

从动力学角度来看，根据“涡度隔离”效应（涡旋β 效应），即当环境场存在涡度梯度时，小尺度正（负）涡度扰动趋向（背向）于环境场最大涡度中心，而隔离速率与环境场涡度梯度成正比（徐梦婷等, 2016）。从图3 中可以看到4 日09:00，CTL 试验中前期环境场相对涡度较小，小尺度对流单体分布散乱，没有明显的向环境场涡度中心聚集特征。对比图3d 不难发现，All_night 试验中的环境场涡度较CTL 试验要大，且存在明显的径向梯度，即该组试验中“涡度隔离”效应使得小尺度对流涡旋更早的向大尺度低涡中心聚集，为高原涡的形成提供了更好的初始条件，这与热带气旋中积云热塔的作用类似（Montgomery et al., 2006; Ge et al., 2015）。在4 日15:00，CTL 试验开始呈现出较为明显的径向梯度，小尺度涡旋也随之开始向低涡中心聚集。此时All_night 试验中，随着小尺度对流系统向内聚集，有机会聚集成一定组织化结构，这使得All_night 试验中高原涡强度发展的更为强盛（图3e）。到了4 日21:00，CTL 试验中小尺度对流系统在低涡中心附近形成了一个组织化的系统，促使高原涡进一步的加强。相较之下，在All_day试验中，环境场相对涡度较同期的CTL 和All_night 试验都要小，导致“涡度隔离”效应不显著，致使小尺度对流系统分布散乱，没有明显的向低涡中心聚集，主要集中在涡区外围，这与高原涡发展缓慢相符。值得关注的是，到4 日21:00，All_night试验中环境场相对涡度减弱，小尺度对流系统的组织化衰减，高原涡较早地进入消亡阶段。关于All_night 试验中高原涡快速衰亡的原因将在下文详细讨论。

图3 2013 年6 月4 日09:00（左列）、15:00（中间列）和21:00（右列）模拟的500 hPa 等压面上的环境场大尺度相对涡度（阴影，单位：10-5 s-1）、小尺度系统相对涡度（等值线，单位：10-5 s-1）和风场（矢量，单位：m s-1）分布：（a-c）CTL 试验；（d-f）All_night 试验；（g-i）All_day 试验。绿色方框为涡旋中心区域（300 km×300 km）Fig. 3 Distributions of large-scale relative vorticity (shaded, units: 10-5 s-1), small-scale system vorticity (contours, units: 10-5 s-1) and wind field(vectors, units: m s-1) from (a-c) CTL, (d-f) All_night experiment, and (g-i) All_day experiment at 500 hPa at 0900 UTC (left column), 1500 UTC(middle column), and 2100 UTC (right column) 4 June 2013. The green box indicates the central area of the TPV（300 km×300 km）

上述分析表明，高原涡发展快慢与其所处区域对流活动有关。为进一步比较三组试验中高原涡内区对流的活动情况，图4 统计了4 日12:00～18:00时间段内，低涡内区不同高度下具有特定大小的垂直速度的格点数占区域内总格点数的比例CFAD（Contoured Frequency by Altitude Diagram；Yuter and Houze, 1995）。统计范围取低涡中心附近300 km×300 km 区域。这里横坐标表征垂直速度的大小，阴影为特定垂直速度所占的比例。由图4 可见，三组试验中较小的垂直速度（-0.2 m s-1＜w＜0.2 m s-1）占据了大多数网格点，大于0.4 m s-1的强上升运动所占据的格点数很小，此现象表明在低涡附近仅有一小部分强对流活动。这与前人研究热带气旋的情况一致（Steranka et al., 1986; Hendricks et al.,2004）。而对比CTL 和All_night 试验，可以清楚地看到，由于All_night 试验中高原涡发展较快，因此，在这一时间段内的All_night 试验中，大于0.4 m s-1的垂直速度所占比例更大，这意味着对流活动更强。而All_day 试验中，该比例则最小，说明对流活动较弱，低涡发展最慢。

图4 2013 年6 月4 日高原涡中心附近（300 km×300 km）12:00～18:00 时间平均的CFAD（Contoured Frequency by Altitude Diagram，阴影）分布：（a）CTL 试验；（b）All_night 试验；（c）All_day 试验Fig. 4 Averaged CFAD ( Contoured Frequency by Altitude Diagram; shaded) during 1200 UTC-1800 UTC 4 June 2013, calculated over a box area with a radius of 300 km around the vortex center: (a) CTL; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

为比较高原涡的发展过程中结构差异，图5 给出了三组试验中低涡内区相对涡度随高度变化的演变过程。在CTL 试验中，高原涡在白天发展较为缓慢，最大涡度中心出现在450～400 hPa 之间，而随着时间的推移，到了夜间4 日15:00 以后，低涡强度逐渐加强，同时最大涡度中心开始向低层延伸。在All_day 试验中，正涡度强度较小，且最大涡度中心到4 日18:00 后才开始缓慢向低层延伸，因此高原涡未得到明显的发展。相较于CTL 试验，All_night 试验中低涡发展速度的更快，最大涡度中心更早的向低层延伸。4 日06:00 低涡迅速加强，到了4 日12:00～15:00 低涡达到成熟阶段而后逐渐减弱。

图5 2013 年6 月4 日00:00～23:00 低涡中心附近区域平均（300 km×300 km）相对涡度（阴影，单位： 10-5 s-1）的垂直分布：（a）CTL 试验；（b）All_night 试验；（c）All_day 试验Fig. 5 Time evolution of the vertical profile of vorticity (shaded, units: 10-5 s-1) during 0000 UTC-2300 UTC 4 June 2013, averaged over a box area with a radius of 300 km around the vortex center: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

综上所述，高原涡正涡度中心开始出现在450～400 hPa（中层）之间，随着低涡的发展，正涡度中心开始向下延伸，这类似于热带气旋生成中Top-down 理 论（Bister and Emanuel，1997）。随着中尺度涡旋的发展并向下延伸时，有利于低层气旋性环流发展。

Zhang and Fritsch（1987）指出，在中尺度对流系统中，层状云往往对应着低层冷却下沉，中层凝结加热上升。根据连续方程，即存在中层辐合，低层辐散；而对流云呈现为整层均为凝结加热特征，动力场上对应着低层（高层）辐合（辐散）。图6、图7 给出了4 日00:00～23:00 三组试验中凝结潜热及散度垂直分布特征。由图6 可见，4 日00:00～12:00，CTL 试验中呈现出低层冷却、中层加热的情况；与此同时，最大辐合中心位于中层，这与层状云中加热、散度廓线相似。到了4 日15:00 以后，中层加热强度增大，并且低层冷却逐渐转为凝结加热；同时最强辐合中心开始出现在中低层，即表现为低层辐合、高层辐散的情形。这说明高原涡经历了从层状云向强对流云特征转化。All_day 试验中4 日00:00～23:00，低层都有凝结冷却，而中层凝结加热强度小，从散度场分布来看低层辐合始终较CTL 和All_night 试验弱，表现为层状云特征，这也意味着强对流发展缓慢。在4 日06:00～15:00期间，All_night 试验中，低层和中层均为凝结加热，最大辐合中心位于低层并且与中层辐散中心配合，对应着强对流的发展；到了4 日15:00 以后，凝结加热作用减弱，低层辐合强度减小，高原涡进入衰减阶段。

图6 同图5，但为凝结潜热（阴影，单位：K h-1）Fig. 6 Same as Fig. 5, but for latent heating (shaded, units: K h-1)

图7 同图5，但为散度垂直分布（阴影，单位：10-5 s-1）Fig. 7 Same as Fig. 5, but for the divergence (shaded, units: 10-5 s-1)

3.1.2 Okubo-Weiss（OW）指数

以上分析表明，对应不同的辐射过程，三组试验中高原涡发展存在明显的差异。为进一步揭示差异，图8 给出了三组试验中伴随高原涡发展过程中Okubo-Weiss（OW）指数的演变特征。这里OW=ζ2-Sn2-S2s， 其中，相对涡度ζ=∂v/∂x-∂u/∂y，Ss=∂u/∂x-∂v/∂y，Sn=∂v/∂x+∂u/∂y。前人研究（Isern-Fontanet et al., 2004; 管靓等, 2016）指出，OW 指数的大小可以反映出气旋的强度。当OW＞0 时，即旋转效应大于形变效应，有利于对流的发展。反之，负的OW 区域表明形变效应占主导作用，则不利于对流发展及维持。由图8 可以看到，在4日09:00，All_night 试验中OW 指数的形态、位置与涡度中心的形态和位置比较吻合，且数值比CTL 和All_day 试验要大，表明该时刻系统旋转性较强，有利于气旋性环流的产生。类似地，4 日15:00，CTL 试验中，OW 指数大值中心逐渐与相对涡度中心重合，旋转性加强意味着高原涡的发展。相较之下，OW 指数数值较同时刻All_night 试验要小很多，这与高原涡强度比All_night 试验中要弱的情况一致。而在All_day 试验中，OW 指数的值最小，甚至出现大范围的负值区，即形变效应大于旋转效应。该时刻低涡四周风场以变形作用为主，有利于切变线的生成和维持，不利于气旋性环流的形成。在4 日21 时，All_night 试验中OW 指数数值较4 日15:00 有明显的减小，即高原涡逐渐衰减。此后，CTL 试验中OW 指数中心数值明显大于All_night 试验。而All_day 试验中OW 指数大值中心的范围与强度都明显偏弱，表明高原涡发展速度较慢。这些演变特征与图3 中相对涡度演变过程一致。

图8 2013 年6 月4 日09:00（左列）、15:00（中间列）和21:00（右列）500 hPa 等压面上的环境场大尺度相对涡度（阴影，单位：10-5 s-1）、OW 指数（等值线，单位：10-9 s-2）分布：（a）CTL 试验；（b）All_night 试验；（c）All_day 试验Fig. 8 Distributions of environmental vorticity (shaded, units: 10-5 s-1), OW index (contour, units: 10-9 s-2) at 500 hPa at 0900 UTC (left column),1500 UTC (middle column) and 2100 UTC (right column) 4 June 2013: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

3.2 动力条件

3.2.1 非平衡项分析

上述模拟结果比较清楚的表明了三组试验的差异，接下来本文将针对热、动力学过程展开讨论。对于中尺度高原涡系统而言，散度场有着至关重要的影响（马林等, 2003; 李山山, 2017）。为此，本文利用散度方程来讨论三组试验中高原涡生成过程的差异。

图9 2013 年6 月4 日09:00（左列）、15:00（中间列）和21:00（右列）500 hPa 等压面上非平衡项（阴影，单位：10-9 s-2）、风场（矢量，单位：m s-1）分布：（a）CTL 试验；（b）All_night 试验；（c）All_day 试验Fig. 9 Distributions of non-balance terms (shaded, units: 10-9 s-2 ), wind field (vectors, units: m s-1) at 500 hPa at 0900 UTC (left column), 1500 UTC(middle column) and 2100 UTC (right column) 4 June 2013: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

上述分析表明，在高原涡成熟阶段，其中心存在明显的非平衡项正值中心，而负值中心位于低涡外侧。这可能源于高原涡具有热带气旋类似结构导致的结果。为验证这种可能性，本文绘制了三组试验中温度距平、垂直运动和切向风的轴对称分量的半径—高度的垂直剖面图（图10 和图11）。从图10、图11 可以看到，当低涡中心对应非平衡项的正值中心时，低涡中心存在下沉运动，同时低涡中心外围有较强的上升运动。一般而言，强的下沉运动利于绝热增温。对比图10 可以看出，由于CTL 和All_night 试验中高原涡中心都对应有下沉运动，而下沉绝热增温使得两组试验中暖心强度均比All_day 试验要强，这也表明高原涡中心的下沉运动对其暖心结构的形成起到了一定的作用（图11）。CTL 试验中，切向风最大风速半径为70 km，且最大风速达到8 m s-1。同时低层为气旋性环流，到了200 hPa 转为反气旋，即切向风随高度递减。为满足热成风平衡关系，应具有暖心结构。以上分析表明高原涡具有与热带气旋相近的动力和热力特征。此外，在All_night 试验，最大风速半径更小（45 km）、最大风速为7 m s-1。而在All_day 试验中，最大风速半径则明显更大（180 km）、最大风速为4 m s-1。这也清楚的反映出三者强度差异。

图10 2013 年6 月4 日21:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 试验中垂直运动（阴影，单位：10-2 m s-1）和切向风速（等值线，单位：m s-1）的轴对称分量的半径—高度的垂直剖面Fig. 10 Radius-height cross sections of the axisymmetric component of vertical velocity (shaded, units: 10-2 m s-1) and tangential wind speed(contour, units: m s-1) in (a) CTL, (b) All_night, and (c) All_day experiments at 2100 UTC 4 June 2013

图11 同图10，但为温度距平（单位：K）Fig. 11 Same as Fig 10, but for the temperature anomaly (units: K)

3.2.2 正压动能转换

高原涡形成过程涉及多尺度环流的相互作用。为了探究不同尺度分量对高原涡生成的动力学影响，本文采用正压动能方程（BKE）对扰动动能进行诊断分析。

图12 2013年6月4日（a-c）CTL、（d-f）All_night和（g-i）All_day试验的500hPa 等压面上公式（2）中扰动动能倾向（左列）、纬向风辐合-（中间列）和径向风辐合（右列）00:00～12:00时间平均结果分布（阴影，单位：10-5 m2s-3），三角形为高原涡所处的位置Fig.12Horizontalpattern of kineticenergy tendenc′(leftcolumn), latitudinal wind convergence - (middle column)andradialwind convergence∂(right column )inEq.2 on the 500 hPa (shaded,units:10-5m2 s-3),the triangle reflects thelocation of theTPVin(a-c)CTL,(df) All_night, and (g-i) All_day. Time averaged from 0000 UTC-1200 UTC 4 June 2013

3.3 热力学条件

3.3.1 水汽条件

非绝热加热过程是影响高原涡生成的重要因素（Wang et al., 1987; 罗四维和杨洋, 1992; 罗四维等,1993; 宋雯雯等, 2012; 田珊儒等, 2015）。因此，本文比较了三组试验中相对湿度场的演变特征（图13）。All_night 试验中去掉了短波辐射，在长波辐射冷却的作用下环境场温度降低，使得相对湿度增加，有利于降水的产生。鉴于降水效率是表征降水的一个重要指标（Li and Gao, 2012; Zhou et al., 2014），为此本文计算了降水效率（PE）=（降水量/大气可降水量）。对比图13 和图14 可知，前期CTL 试验中在短波辐射的影响下，白天大气温度升高导致相对湿度较低（图13），从而不利于降水的产生。而到了夜间4 日15:00 以后，随着相对湿度的增加，降水效率迅速增强，为高原涡的发展提供了大量的潜热能量。而在All_night 试验中，强降水出现最早（主要发生在4 日03:00～15:00），且降水效率最高达到0.38，大量凝结潜热释放为低涡的快速发展提供了条件。在4 日15:00 以后降水强度快速减弱，高原涡趋于衰亡，这可能与水汽供应有关。在高原这样特殊地形情况下，水汽大量消耗的同时往往得不到充分补充，因此水汽条件快速减弱进而导致对流消亡。在整个All_day 试验中，相对湿度及降水强度都保持较低水平，潜热释放最弱，高原涡发展缓慢。由此可见，水汽条件在一定程度上可以决定高原涡的生命史。从观测事实中可以发现，大多数高原涡的发生、发展和消亡都位于高原上，较少的高原涡会东移出高原，这也可能与水汽的输送和补充等条件有关，值得进一步讨论。

图13 2013 年6 月4 日00:00～23:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 试验中低涡中心附近区域平均（300 km×300 km）相对湿度（阴影）垂直分布随时间的变化Fig. 13 Time evolution of the vertical profile of relative humidity (shaded), averaged over a box area centered at the TPV during 0000 UTC-2300 UTC 4 June 2013: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

图14 2013 年6 月4 日00:00～23:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 试验中低涡中心附近区域平均（300 km×300 km）的降水效率随时间的变化Fig. 14 Time evolution of PE (Precipitation Efficiency) in CTL,All_night, and All_day experiments during 0000 UTC-2300 UTC 4 June 2013. Averaged over a box area with a radius of 300 km around the vortex center

3.3.2 稳定度

在对流系统中，云顶上部大量吸收短波辐射时，可能会增加其静力稳定度，这将抑制垂直运动的强度。反之，长波辐射冷却则会减弱静力稳定度，从而有利于对流的发展（Hobgood, 1986; Xu and Randall, 1995; Tang and Zhang, 2016）。图15 给出了与辐射过程相关联的净加热廓线（短波辐射和长波辐射之和，其中所选区域如图3 绿色方框所示），以及夜间与控制试验和白天与控制试验之间低涡中心附近温度场差值随时间的演变特征。从图15a 可以看到，CTL 试验中低层辐射冷却较弱，最大冷却出现在200 hPa 高度上。在All_night 试验中从低层到高层都有辐射冷却，最大冷却出现在250 hPa附近。而在All_day 试验中由辐射导致的加热一直延伸到了200 hPa 附近，最大加热在300 hPa 附近。从图15b 和c 也可以看到，夜间试验相较于控制试验，对流层中高层有明显的冷异常，有利于对流的产生。相反，白天试验中对流层中高层增暖较大，使得大气趋于稳定状态，因此不利于对流的触发。这结论与Melhauser and Zhang（2014）相一致。图16 进一步绘制了三组试验中∂θ/∂p的垂直廓线，以此反映静力稳定度程度。在白天4 日09:00，在CTL和All_day 试验中存在短波辐射的影响，从低层到高层均为静力稳定的。而在All_night 试验中，长波辐射冷却降低了静力稳定度，在低层出现了静力不稳定的现象，这意味着对流的发展较快。到了夜间4 日15:00，CTL 试验中低层也呈现出静力不稳定的现象，但不稳定的强度明显小于All_night 试验。在4 日21:00，All_night 试验中低层不稳定明显减弱，对流强度减弱，这与水汽条件变差有关，而该时段CTL 试验中低层不稳定性进一步加大，对流加强。类推可知，All_day 试验中，持续存在的短波辐射增加了大气静力稳定度，这极大地抑制对流活动，最终导致低涡缓慢发展。

图15 2013 年6 月4 日00:00～23:00（a）三组试验中低涡中心附近区域（300 km×300 km），辐射导致的平均加热廓线（单位：K h-1），低涡中心附近区域（300 km×300 km）平均温度垂直分布随时间变化的差异，（b）All_night 减CTL 试验（c）All_day 减 CTL 试验（等值线，单位：K, 实线为正值，虚线为负值）Fig. 15 (a) Vertical profiles of radiative heating (units: K h-1) in the three experiments, which are averaged over a box area centered at TPV during 0000-2300 UTC 4 June 2013. Time evolution of the vertical profile of temperature contrast (units: K, solid lines indicate positive value, dash lines indicate negative value) which are averaged over the box area centered at the TPV for (b) All_night minus CTL and (c) All_day minus CTL

图16 2013 年6 月4 日09:00、15:00 和21:00（a）CTL、（b）All_night 和（c）All_day 试验中低涡中心附近（300 km×300 km）区域平均的∂ θ/∂p垂直廓线（单位：K hPa-1）分布Fig. 16 Vertical profiles of ∂ θ/∂p(units: K hPa-1) at 0900 UTC, 1500 UTC, and 2100 UTC 4 June 2013, which are averaged over the box area centered at the TPV: (a) CTL experiment; (b) All_night experiment; (c) All_day experiment

4 结论与讨论

为探究短波辐射日变化对高原涡发生的影响，本文利用WRF-ARW 模式对2013 年6 月4 日一次高原涡个例进行模拟研究。通过设置不同太阳短波辐射强度的三组试验，发现辐射日变化对高原低涡生成具有重要的影响。主要结论如下：

（1）初始生成阶段，高原涡在夜间发展的速率比白天更快，这与强对流系统在夜间更为活跃的观测事实一致。从热力学角度来看，在夜间，云顶长波辐射冷却加强了对流层温度递减率，从而减弱了大气静力稳定度，有利于对流层低层出现位势不稳定。同时，由于大气温度的降低使得夜间相对湿度增大，进而促使对流的发展，与此同时，凝结潜热的释放会促进和维持低涡的强度。反之，白天云顶吸收太阳短波辐射，使得对流层高层增温大于地面，加强了大气静力稳定度，从而抑制对流活动发展。以上结论与辐射影响强对流日变化演变特征相符。

（2）从数值试验结果表明，高原涡的发展与热带气旋具有一定的相似性。作为中尺度系统高原涡，本文中该系统初始最大涡度出现在中层。从动力学角度来看，其发展过程类似于热带气旋“topdown”过程。而“涡度隔离”效应对初始低涡的加强具有重要作用，小尺度强对流单体向中尺度低涡中心聚集，为高原涡的形成提供了扰动涡度，这与热带气旋生成中“积云热塔”的作用类似。BKE 诊断结果表明，夜间低层辐合更为强盛，有利于上升运动的加强并诱发高原涡的生成。此外，从非平衡角度来看，在高原涡环流中心区域存在大值区，这对应中心的下沉运动；而低涡四周为明显的负值区，对应低涡周围存在上升运动。总而言之，高原涡具有暖心结构特征，即低涡中心存在下沉运动，而下沉绝热增温会加强其暖心，使得低涡发展。

需要指出的是，前人研究指出云辐射—对流相互作用可以影响对流活动（葛旭阳等, 2018; Ruppert et al., 2020），而本文仅针对一次高原涡个例进行了模拟，此外云辐射—对流相互作用还没有涉及，同时高原涡生成的背景环境场存在多样性，这意味着不同背景环流场（如，切变线、辐合带等）下低涡发展的机制可能存在差异。因此，下一步需要进行更多的实际个例模拟，以得到较为完善的结论。