凝结潜热对锋生的影响

本文在二维半地转峰生模式中，考虑了水汽凝结加热和边界层抽吸作用对锋生及越锋环流的影响。水汽凝结加热考虑了大尺度凝结加热和对流凝结加热两种方式。计算结果表明：水汽凝结加热和边界层抽吸对峰区环流具有显著的作用，凝结加热使锋生加快，使锋区上升运动倍增，并使其水平尺度明显减少。边界层抽吸作用也使垂直环流加强。现在     

引入考虑凝结作用的连续性方程与积云对流参数化方案修正

文章研究了在热带海洋面上的水蒸发，发现水蒸发进入大气层将改变地面气压场，且蒸发潜热分为内潜热(水汽内能)和外潜热(水汽压力能)，蒸发内潜热立即成为大气热能的一部分，而蒸发外潜热直接对大气层作功，使得大气位能增加；研究了大气中的大尺度凝结降水和积云对流凝结降水对于环境气压场与位势高度场的直接影响。用郭晓岚积云对流参数化方案(已考虑凝结内潜热对大气的加热作用)，加入了考虑因大尺度凝结降水和积云对流参数化凝结降水造成地面气压场及高空位势高度场的变化，后者应是凝结外潜热过程作用的结果。在上述研究过程中，必须引入考虑凝结作用的连续性方程，且最终可以改变有积云对流凝结降水发生的数值预报模式动力框架。     

大气凝结水汽汇、凝结潜热作用与积云对流参数化

从引入包含质量(水汽)源、汇的连续方程出发,重新推导出大尺度凝结降水和积云对流凝结降水之水汽汇起作用的热力学方程,从而重新给出气压、气温预报方程及地面气压与高空位势高度预报方程。发现,在此基础上,才能实现凝结3个作用:气块水汽质量流失与气压降低;气块虚温降低;加热气块;和通过大气运动方程,实现大气凝结潜热“热机”作功。这时,对于预报气压、气温场,积云对流参数化方案中的参数在凝结3个作用中保持一致。否则,通过积云对流参数化方案,虽可以近似实现对于预报气压和气温场的凝结3个作用,但不可能调好参数的降水物理特性及其时空分布特征。且对于静力模式预报地面气压和高空位势高度场,不可能实现上述的第一凝结作用。最后表明,当模式分辨率提高到只用降水显式方案、不再用积云对流参数化方案后,则必须引入包含水汽源、汇的连续方程。因在热带海洋面上的水蒸发过程,水汽进入大气将改变地面气压场,且蒸发潜热可分为内潜热(水汽内能)和外潜热(水汽压力能),内潜热立即成为大气热能的一部分,而外潜热直接对大气层作功,使得大气位能增加。文中研究了大气中的大尺度凝结降水和积云对流凝结降水对气压场与位势高度场的影响。一般积云对流参数化方案都已考虑内潜热对大气的加热作用,但还须考虑因凝结与降水造成地面气压场及高空位势高度场的变化,后者应是外潜热作用的结果。在上述研究过程中,必须引入考虑凝结作用的连续方程,且最终可以改变有降水(包括大尺度凝结降水和积云对流凝结降水)发生时的数值预报模式动力框架。     

高低空急流与水汽凝结过程对暖锋环流演变的影响

利用包括水汽凝结过程的原始方程模式模拟了高空西风急流和低空南风急流中暖锋环流的演变以及凝结的发生。计算结果显示,水汽凝结过程对暖锋环流有非常重大的作用,是暖锋锋区产生强中尺度深对流的重要机制。与干模式大气中高空西风急流对暖锋环流的影响远大于低空南风急流的结论相反,在含有水汽凝结过程的湿大气中,低空南风急流的作用远大于高空西风急流,它是暖锋锋区中产生强中尺度降水的更重要因子;高低空急流的共同作用,对湿暖锋锋区中多重中尺度雨带的形成具有重要作用。     

第四讲:热力学量和非绝热加热率的计算

大气运动包含着动力学和热力学过程。热力学过程受许多气象因素制约,其中水汽的时空变化极大,水汽的作用使热力学过程趋于复杂化。非绝热过程是影响大气运动演变至关重要的因素,大尺度气流对非绝热强迫的反应可在几天后出现。在物理量诊断分析及数值预报模式的设计中,均要考虑大气中辐射盈亏、水汽凝结和感热输送等物理过程。本讲分两部分:第一部分主要介绍大气中的热力保守量的计算以及构造γ_m 曲线(湿绝     

湿空气动热力学理论及应用研究进展

回顾了湿空气热动力学的研究进展,对未饱和湿大气、饱和湿大气及非均匀饱和湿大气的动热力方程、能量方程、连续方程等进行了梳理,指出饱和湿空气动量方程与非均匀饱和湿空气动量方程的最大区别在于对凝结过程的处理不同。饱和湿大气中,由于大气均是饱和的,由饱和造成的水凝物可处处出现,不能区分真正发生水汽凝结的区域。而非均匀饱和湿空气中,凝结发生与相对湿度的幂次方有关(即与凝结概率函数的分布有关),在相对湿度较小的区域不会出现水汽凝结,凝结区与非凝结区可自动区别,其描述的凝结过程与实际大气更接近。同时,总结了湿大气水汽凝结饱和非均匀分布的动热力物理量在高影响天气分析中的应用,最后讨论了未来推进湿空气动力学研究需重点考虑的一个内容。     

水汽凝结过程与高低空急流对冷锋环流的作用

文中利用包括水汽凝结过程的湿大气原始方程模式，研究了高空西风急流和低空南风急流中冷锋环流和垂直运动场的演变，计算结果显示:水汽凝结过程的加入，使锋区垂直运动和锋面环流大大增强，上升运动随时间发生剧烈的变化；湿过程对锋面环流的作用发生在水汽饱和并发生凝结之后，未饱和水汽的存在对锋面环流没有什么作用；与干大气模式中高空西风急流是造成冷锋环流演变的主要因子情况不同，低空南风急流在湿大气中对锋面环流有极为重要的作用，其作用至少与高空西风急流相等；在激发锋区重力波上，低空南风急流的作用可能更加明显；水汽凝结湿过程的加入，不论是在高空西风急流下还是在低空南风急流中，都能在锋区激发出波长约为300 km的重力波，并以大于锋面移速的相速传入暖区。     

高低空急流和水汽凝结过程对锢囚锋环流演变的影响

文中利用包括湍流摩擦耗散的原始方程模式研究了高空西风急流、低空南风急流和水汽凝结过程对锢囚锋环流时间演变和降水强度变化的影响 ,计算结果表明 ,水汽凝结过程与高空西风急流或低空南风急流的共同作用对锢囚锋环流的演变起非常重要的作用 ,能在锢囚锋区形成强中尺度深对流系统 ,与干大气中高空西风急流对锢囚锋环流的作用远大于低空南风急流的情况相反 ,在存在水汽凝结过程的湿大气中 ,低空南风急流对锢囚锋的影响远大于高空西风急流 ,它产生的降水过程时间更长 ,降水强度更大 ,降水范围更广 ,是锢囚锋区产生强中尺度降水的重要因子。     

凝结潜热在梅雨锋次天气尺度气旋发展中的作用的数值试验

本文用五层σ—坐标原始方程模式进行了一次个例数值试验,考察了凝结潜热在梅雨锋次天气尺度气旋发展中的作用。试验从天气学角度出发,对宏观水汽条件和在系统发展过程中凝结热力强迫作用的时间分别进行了控制。结果证实了斜压扰动开始有一个动力发展过程。但是,凝结潜热对扰动的发展是重要的。同时,水汽平流和次天气尺度干、湿中心也是系统发展的重要因子。这是在作系统的预报时应予重视的。     

一次华南—江南持续暴雨的大尺度水汽场和中尺度特大暴雨模拟诊断分析

按天气学方法,对2010年6月华南—江南持续暴雨作大尺度水汽场诊断分析,同时用三重嵌套WRF中尺度模式,模拟6月19—20日"高空槽-西南涡-切变线-低空急流"系统造成的江南特大暴雨过程,并且对模拟中尺度暴雨雨带和雨团作高时空分辨率诊断分析。诊断物理量包括:可降水量、对流可降水量、水汽及云水、云冰通量和通量散度、水汽权重平均风速、凝结函数降水率等。模拟与诊断分析表明,华南江南持续性暴雨大尺度水汽场特征是,因东亚"中高纬度正距平中低纬度负距平副高偏强偏西季风槽异常活动",造成孟加拉湾和南海上空的大尺度水汽进入大陆;中尺度特大暴雨发生在上游区有暖湿急流、并处于风场辐合的"水汽+云水+云冰"(总水物质)饱和高值区;因凝结函数降水率和总水物质通量散度降水率均为风场(散度场)中垂直运动产物,模拟的凝结函数降水率随模式时空分辨率提高而逐渐逼近于模式的显式降水物理过程,当模式分辨率达到4 km,可模拟出"西南涡切变线"系统中,有凝结函数降水率为1~3 mm·min~(-1)的中尺度雨团生消;且模式大气中的云水、云冰碰并增长降水率,可用其通量散度描述,并且应与凝结函数降水率相叠加。从而表明,模拟中尺度雨带和雨团发生、发展的天气学动力因素,只能是天气系统风场,即是模式的高时空分辨率散度场决定模式大气垂直运动,进而决定凝结函数降水率和总水物质通量散度降水率,它们一起构成了模式显式降水(率)。     

“97.12”高原暴雪过程中尺度热量和水汽收支诊断

应用非静力模式MM5V2对1997年12月（简称：97．12”）一交高原暴雪过程进行控制模拟试验。利用其输出资料以及热量和水汽收支方程，对这次暴雪过程进行了热量及水汽收支诊断。视热源（Q1）和视水汽汇（Q2）的诊断结果表明：Q1和Q2垂直积分的正值区分布形势相似且较强，并与地面降雪带的分布一致，因而，此次过程的Q1、Q2主要是由水汽凝结和潜热解释决定的。Q1在对流层为加热层，对流层上层相对为冷层，是暴雪发生发展的主要热力机制。Q1、Q2区域平均的垂直廓线峰值非常相近，该峰值区正是水汽凝结层，它与水汽输送带的水汽凝结变干有关。视水汽汇Q2与视热源Q1具有相近的垂直廓线，表明“97．12”暴雪过程中非对流性凝结降水起决定因素。这些结果为改进和发展用于模拟和预报高原暴雪的中尺度数值模式模拟系统提供了一些物理依据。     

重庆雾的二维非定常数值模拟

重庆是著名的“雾都”.本文建立了一个复杂地形下详细考虑长波辐射冷却、地表热量平衡、雾水沉降、水汽凝结和蒸发、湍流交换系数等的二维非定常雾模式,以实测资料为初始场,研究了一次重庆雾的形成和发展过程.对江河、热岛、辐射、地形和山城的影响,模式分别进行了数值试验.     

沙氏指数计算方案探讨

从沙氏指数的物理定义出发,给出了计算沙氏指数的4种方案并进行了误差分析。A方案没有考虑水汽凝结潜热,计算结果误差大;B方案虽然考虑水汽凝结潜热,但计算方法没有考虑湿绝热线的曲率等问题,计算结果虽优于A方案,但误差仍较大;C方案不仅考虑水汽凝结潜热,并从计算方法上作了改进,不仅考虑了湿绝热线的曲率等问题,同时避免了由气压直接求取气温造成误差较大的问题,计算结果优于A、B方案,比较理想,可在实际工作中使用;D方案由假绝热方程经过转化求得上升气块的温度,然后算出沙氏指数,虽然精确,但计算复杂,实际应用较困难。     

2008年1月我国南方持续雨雪过程的诊断分析

采用T213L31产品模式大气资料,对2008年1月我国南方雨雪过程的天气尺度的凝结函数降水、水汽通量辐合降水,以及对流不稳定与层结湿不稳定降水做诊断计算.结果表明,大尺度稳定性上升运动的凝结函数降水场和天气尺度波动的水汽通量辐合降水场,可以反映西风带天气系统,进而反映长波调整与更替及伴随"槽来脊去"的大尺度水汽场相变...     

利用TMI反演的水汽凝结物对热带气旋潜热结构分布的探索研究

本文利用热带测雨卫星TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）微波成像仪TMI（TRMM Microwave Imager）2A12 水汽凝结物（Hydrometeor）反演资料,对西北太平洋地区从1998～2009 年的236 个热带气旋个例的1776 个“快照”（snapshot）的水汽凝结物的结构特征进行了分析,并探讨了水汽凝结物的时空变化与热带气旋强度演变联系。研究结果表明:（1）TMI 2A12 水汽凝结物资料显示出了热带气旋内部的细致结构及变化特征,水汽凝结物的峰值集中于数十公里到一百多公里的热带气旋眼壁及云墙区;在热带气旋发展过程中,随着热带气旋强度的增强,水汽凝结物增多且往其中心靠拢,从发展阶段到成熟阶段,水汽凝结物的大值中心基本上集中在距离热带气旋中心约50 km 区域,而且强度越强的热带气旋,水汽凝结物的大值中心与热带气旋中心的距离越近;在热带气旋消亡的过程中,水汽凝结物不断减弱且往外围扩散,逐渐扩展到远离中心的区域;（2）热带气旋强度与水汽凝结物的分布关系密切,热带气旋强度变化与热带气旋中心附近200 km 范围内的水汽凝结物含量存在显著的正相关,而200 km 以外的外围水汽凝结物含量存在负相关;（3）热带气旋强度变化与水汽凝结物的变化存在时间差,水汽凝结物的变化超前于热带气旋强度的变化,在热带气旋迅速发展之前数小时,热带气旋中心0～50 km 环状区域的水汽凝结物含量就已经提前增加了,在热带气旋减弱前数小时到十数小时,即使热带气旋还处于它强度的鼎盛时期,其中心0～50 km 环状区域的水汽凝结物含量就已经提前显著减少了,这种水汽凝结物的变化超前于热带气旋强度的变化的现象,可能是热带气旋强度预报的潜在线索。     

水汽方程古典解的适定性研究

对于球坐标系下的水汽方程,当考虑水汽的凝结或凝华过程时,利用水汽方程的特点得到了关于水汽方程的弱极值原理的较强形式。利用该弱极大值原理,证明了对于第一类、第二类和第三类边值问题,水汽方程解的唯一性和稳定性。利用Schauder方法,证明了对于第一类、第二类和第三类边值问题,C2空间连续的水汽方程解的存在性。此外,还严格证明了水汽方程古典解的非负性。       

论中纬度气旋中水汽和相位转换能量的估算

大气里发生的许多过程,水汽蒸发起着很大作用。水汽凝结和蒸发过程,伴随着相应的热量的释放和消耗,影响着温压场,影响着大气能量与大气动力学特征。 据近代估计大气中含有1.24×10~(16)千克的水汽,相当于0.024米的水层。从另一方面看,地球上的年平均降雨量为3.96×10~(17)千克,这相当于0.78米厚的水层。这样,大气中的水汽储存在一年之内平均要更换32次,也就是说,每十一昼夜更替一次。因为年平均水汽蒸发量等于年降水量。所以,如计算表明,蒸发时耗热(被凝结释放的热量所补偿),大约为3×10~(18)千瓦,对整个行星大气而言,平均为58瓦/米~2。 但是,大气中水汽含量的分布是不均匀的。尤其需要注意的是:水汽凝结过程,云     

2007年8月登陆台风帕布、圣帕暴雨过程诊断分析

采用T213L31模式大气分析资料,诊断计算天气学中的凝结函数降水、水汽通量散度降水,并理想设计与诊断计算气层对流不稳定降水和层结不稳定降水,用于对2007年8月间西太平洋登陆台风帕布和圣帕降水运动进行诊断计算与分析。结果表明:热带扰动中凝结函数降水场呈弱态,但有较强水汽通量散度降水场,且水汽辐合降水运动组织对流不稳定降水和层结不稳定降水。在热带扰动发展与台风形成时,其低层风场水汽辐合与积云对流相互作用的过程,同时是气层对流不稳定能量与气块(团)湿不稳定能量的积聚过程,前者可带来暴雨,后者可带来大暴雨。相关天气学分析表明:台风暴雨是大尺度风场及中尺度水汽辐合降水运动组织起中、小尺度气层、气块(团)对流降水运动,对流性降水是由风场支配故变化较大、较快。     

伴随对流层中低层气温持续下降的雪转雨过程分析

利用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）0.25°×0.25°分辨率细网格模式产品、探空观测资料和风廓线雷达等资料,对2014年2月18日浙江嘉兴雨雪天气过程中降水相态先由雨转雪、再由雪转雨的变化条件进行了分析,并对ECMWF细网格模式产品进行了预报性能检验,结果表明：模式形势预报准确,但未能预报出雪转雨过程。在对流层中低层气温持续降低的情况下,水汽凝结高度不同是造成两次相态转换的主要原因。上午垂直运动加强,水汽充沛,降水粒子的凝结高度高,足以形成大的雪花,在较低的零度层高度以下降落时不至于融化;下午垂直运动减弱,水汽集中在低层,尽管这一高度层的气温在-3～-2 ℃,但是不足以凝结成固态降水,同时地面气温受海上暖平流影响而回升,因此降水相态由雪转雨。     

2013年6月23日江淮地区梅雨锋暴雨的发展和维持机制

利用WRF模式对2013年6月23日江淮地区的梅雨锋暴雨过程进行了数值模拟,并利用模式输出的细网格资料进行诊断分析。结果表明：地面梅雨锋、高低空急流耦合、低层辐合高层辐散以及中层短波槽的配置有利于暴雨的发生发展;暴雨主要由两个中尺度对流系统的发展、维持、合并造成;低层辐合、高层辐散为暴雨提供了动力条件;高温高湿环境为暴雨提供水汽及热力条件。水汽及凝结潜热的诊断分析表明,高空槽的抽吸作用与潜热反馈的配合表现为两个方面,一是向中层输送水汽,使最大凝结发生在中层,加强低层的正涡度中心,二是向高层输送源源不断的热量,避免凝结潜热在中层堆积,有利于不稳定形势和上升运动的维持,从而影响中尺度对流系统的移动和发展。