西北东部季风过渡区夹卷率与夏季风的动力学关系

doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1316

西北东部季风过渡区夹卷率与夏季风的动力学关系

李岩瑛^,¹^,²^,³, 蔡英², 张春燕³, 曾婷³, 杨吉萍⁴

1.中国气象局兰州干旱气象研究所, 甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室/中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室，甘肃兰州 730020

2.中国科学院陆面过程与气候变化重点实验室，甘肃兰州，730000

3.甘肃省武威市气象局, 甘肃武威 733000

4.民勤县气象局, 甘肃民勤 733300

Dynamic Relationship Between Entrainment Rate and Summer Monsoon in the Transition Area of Monsoon in the East of Northwest China

Li Yanying^,¹^,²^,³, Cai Ying², Zhang Chunyan³, Zeng Ting³, Yang Jiping⁴

1.Key Laboratory of Arid Climatic Change and Reducing Disaster of Gansu Province/Key Open Laboratory of Arid Climatic Change and Disaster Reduction of CMA/ Institute of Arid Meteorology，CMA，Lanzhou 730020, China

2.Key Laboratory of Land Surface Process and Climate Change in Cold and Arid Regions, CAS, Lanzhou 730000, China

3.Wuwei Meteorological Bureau in Gansu Province, Gansu Wuwei 733000, China

4.Minqin Meteorological Bureau of Gansu Province, Gansu Minqin 733300, China

收稿日期: 2019-09-11 修回日期: 2019-11-02 网络出版日期: 2020-01-17

基金资助:

国家自然科学重点基金项目“我国典型夏季风影响过渡区陆—气相互作用及其对夏季风响应研究”. 41630426
中国科学院陆面过程与气候变化重点实验室开放基金项目“西北地区东部大气边界层变化特征及其对夏季风活动的响应”. LPCC2016005

Received: 2019-09-11 Revised: 2019-11-02 Online: 2020-01-17

作者简介 About authors

李岩瑛（1970-），女，甘肃武威人，正研级高级工程师，主要从事天气预报和研究工作.E-mail:lyyqxj@163.com

LiYanying(1970-),female,WuweiCity,GansuProvince,Professorofengineering.Researchareasincludeweatherforecastingandresearch.E-mail:lyyqxj@163.com

摘要

夹卷率指上升单位距离卷入的周围空气质量与空气质量的比率，包括湍流夹卷和动力夹卷，应用于对流云的边界层参数化、数值模式改进、云滴谱离散度观测及热带气旋的研究中。应用西北东部季风过渡区民勤、榆中、平凉、银川和延安等5站2006—2016年5~9月逐日07时和19时每隔10 m高度的高空加密观测资料，结合地面逐日观测资料，计算不同高度夹卷率，得出不同区域夹卷率与高度、季风期降水和季风的关系。结果表明： $①$ 夹卷率与气温、饱和水汽压成正比关系，但与相对湿度成反比。有云的相对湿度阈值为65%，相对湿度阈值越大，不同量级降水的云高也越低，而云高随着雨量增加而增高。 $②$ 夹卷率存在明显的早晚变化和区域差别：从地面到3 km，07时明显小于19时，近地层随高度增加而减弱，500 m以上随高度增加而增强；从小到大为季风影响区、季风摆动区和非季风区，在3 km以上无明显区域差别。 $③$ 夹卷率与降水强度、性质关系较为密切：近地面至600 m以下随着雨强增强夹卷率减弱，但500 m以上至2~3 km随着雨强增强夹卷率增强；近地层700 m以下稳定性降水夹卷强，而以上对流性降水夹卷强，对流性降水饱和水汽压大、夹卷强，而稳定性降水饱和水汽密度大，水汽丰富但夹卷弱。 $④$ 夹卷率与季风及其持续时间的关系：从无季风到有季风夹卷率是减弱的，夹卷最强的最大高度也在降低。在非季风区和季风影响区夹卷率的持续时间差别不明显，只有季风摆动区在近地面层持续时间越长夹卷率越小，而在高空1~2 km相反。 $⑤$ 夹卷率与亚洲—太平洋涛动（APO）季风强度指数关系表明：07时在近地层随高度增强，800 m以上随高度减弱，季风强度与夹卷率相关不明显；19时在近地层随高度增强，300 m以上随高度减弱，季风越强夹卷率越小。夹卷率随边界层高度降低而减弱。

关键词： 夹卷率 ; 夏季风 ; 动力学关系 ; 季风过渡区 ; 西北东部

Abstract

Entrainment rate refers to the ratio of surrounding air quality to air quality involved in rising unit distance, including turbulent entrainment and dynamic entrainment, which are applied to the boundary layer parametrization of convective clouds, the improvement of numerical model, the observation of cloud droplet spectral dispersion and the study of tropical cyclones.Based on the daily data at 07:00 and 19:00 every 10 m of five stations such as Minqin, Yuchong, Pingliang, Yinchuan and Yan'an from May to September during 2006-2016, combined with the daily observation data on the ground, the Entrainment Rates(ER) of different heights were calculated, and the relationships between ER and height in different regions, precipitation as well as monsoon during the monsoon period were further obtained. The main results were as follows: $①$ The ER was proportional to air temperature and saturated water vapor pressure, but inversely proportional to relative humidity. The relative humidity threshold of cloud was 65%. The higher the relative humidity threshold was, the lower the cloud height of different orders of precipitation was, and the cloud height was higher with the increase of rainfall. $②$ ER had obvious diurnal changes and regional differences: It was obviously smaller at 07:00 than at 19:00 from ground to 3 km, which weakened with the increase of height in the near surface , but strengthened with the increase of height above 500 m; From small to large, the monsoon affected area, the monsoon swing area and the non-monsoon area were in turn, and there was no regional difference above 3 km. $③$ ER was closely related to the intensity and property of precipitation in monsoon period. The ER weakened with the enhancement of rain intensity from near ground to below 600 m, but strengthened with the enhancement of rain intensity from 500 m to 2~3 km.From near ground to below 700 m, the ER of stable precipitation was strong, but that of convective precipitation was strong above 700 m. The convective precipitation had big saturated water vapor pressure and strong ER , while the stable precipitation had big saturated water vapor density, rich water vapor but weak ER. $④$ The relationship between ER and monsoon as well as its duration: From no monsoon to monsoon ER was weakened, the strongest maximum height was also decreasing. There was no significant difference in the duration of ER between the non-monsoon area and the monsoon affected area, but the longer the monsoon swing area lasted in the near ground layer, the smaller the ER was, while the opposite was at 1~2 km in the high altitude. $⑤$ The relationship between ER and the APO monsoon intensity index showed that: At 07:00, the ER strengthened with height from near ground to below 800 m, but weakened with height above 800 m,and the monsoon intensity was not related to the ER. At 19:00, the ER strengthened with the height near ground but weakened with the height above 300 m, and the stronger the monsoon was, the smaller the ER was. The ER weakened with the decrease of boundary layer height.

Keywords： Entrainment rate ; Summer monsoon ; Dynamic relationship ; Monsoon transition zone ; East Northwest of China.

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本文引用格式

李岩瑛, 蔡英, 张春燕, 曾婷, 杨吉萍. 西北东部季风过渡区夹卷率与夏季风的动力学关系. 地球科学进展[J], 2019, 34(12): 1316-1327 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1316

Li Yanying, Cai Ying, Zhang Chunyan, Zeng Ting, Yang Jiping. Dynamic Relationship Between Entrainment Rate and Summer Monsoon in the Transition Area of Monsoon in the East of Northwest China. Advances in Earth Science[J], 2019, 34(12): 1316-1327 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2019.12.1316

夹卷率是对流参数化方案中的重要参量，影响对流云中物质和能量的传输，对改进大尺度模式中云的参数化方案，提高降水预报和改进增雨效果具有积极作用。国外AP1000核电技术中用夹卷率确定岩心是否暴露^[1]，Stanfield等^[2]利用Aura卫星上微波探测器和对流层发射光谱仪的一氧化碳(CO)测量来估算夹卷率，并与CloudSat和CALIPSO观测所确定的深对流病例相关联，将CO作为对流输送时间尺度上的守恒量，采用简单的引入羽流模型推导出夹卷率，得到了夹卷率观测值与对流高度、环境相对湿度和大气红外测深仪资料的对流有效势能(Convective Available Potential Energy,CAPE)之间的关系。Han等^[3]利用环雾流动中液膜的连续性方程，对349个实验的液滴夹带率进行了实际估计。Drueke等^[4]使用大涡模拟对浅积云夹卷率反演评价，提出了一种基于湍流动能(Turbulent Kinetic Energy,TKE)相似理论的积云夹卷回收算法。该方法仅基于环境和云下条件来估算，通过对一系列大陆和海洋浅水积云对流情况进行了观测系统仿真实验，对3种反演方法进行了第一次数值验证。这些模拟考虑了宽范围的浅积云环境以及数值配置的变化。

陆春松等^[5,6,7]利用某一高度上干空气与绝热云混合时的混合比例来估算夹卷率，考虑了云块的绝热生长和夹卷混合过程。郭小浩^[8,9]采用TOGA-COARE(Tropical Ocean Global Atmosphere Coupled Ocean-Atmosphere Response Experiment)项目深对流云飞机观测资料，应用混合比例法估算了假定环境空气距对流云不同距离时对流云的夹卷率，表明深对流云夹卷率值的大小与环境空气的温度和湿度相关，较大的湿度和较低的温度往往对应着较大的夹卷率；进一步通过WRF（Weather Research and Forecasting Model）模拟得出夹卷率在云底以上随高度递减,在云顶附近随高度递增,但是云顶高度越高则夹卷率在云顶附近的递增趋势越不明显。Khairoutdinov等^[10]通过模拟发现浓积云中的夹卷率比浅积云中的夹卷率小,他们发现在模拟效果较理想的情况下夹卷率的最小值约为0.1 km^-1。De Rooy等^[11]使用大涡模式计算了海洋性积云中的夹卷率,结果显示在2 km高度以下夹卷率随高度从1.5 km^-1递减到0.1 km^-1,而在2 km高度以上则大致保持在0.1 km^-1左右。Jensen等^[12]根据不同高度上云内外相当位温与夹卷率的关系,应用迭代法来计算夹卷率:即先假设夹卷率值为0.1% km^-1,然后将此夹卷率值按0.1% km^-1的递增值递增,直到气块的中性浮力层结与观测到的云底高度近似,将此时的夹卷率值作为估算所得值。Cheng等^[13]在2015年也研究了美国南部大平原地区186个浅层积云中5 m尺度的夹卷率，表明186个云团的平均夹卷率从云边缘到云中心都有系统地减小。万蓉等^[14]通过中尺度MAPS（Mesoscale Analysis and Process System）暴雨业务模式和云模式嵌套试验，发现夹卷系数与云发展的高度和降水强度有一定的关系，对县级增雨潜势预测提供帮助。罗仕等^[15]使用显式混合气泡模式（Extended Metra Potential Method, EMPM）假设夹卷进云内的环境空气具有不同的相对湿度，通过敏感性试验探究不同相对湿度的干空气被夹卷进入云之后，对云滴谱及其微物理量的影响，表明夹卷混合过程对云滴谱有重要影响，抑制云中降水的形成，减弱对流的发展。上述研究中的夹卷率侧重于数值模式改进，多使用飞机穿云资料，在实际应用中有一定的难度。本文应用西北地区东部非季风影响区、季风摆动区和季风影响区逐日07时和19时每隔10 m常规探空观测加密资料，探讨不同区域、不同高度夹卷率的时间变化，进一步得出夹卷率与季风期降水、夏季风的关系。

1 应用资料和计算方法

应用西北地区东部共5站非季风区（民勤），到季风摆动区(榆中、平凉和银川)和季风影响区（延安）2006—2016年5~9月逐日07时和19时每隔10 m高度高空加密观测资料，结合地面逐日观测资料，计算不同高度夹卷率。

夹卷率是描述夹卷强度的参量，指上升单位距离卷入的周围空气质量与空气质量的比率：

I (Z) = \frac{1}{M} \frac{d M}{d Z}

，（1）

式中：I为夹卷率，Z为上升高度，M为饱和空气微团质量。

湿空气是干空气和水汽的混合气体,在大气中随着高度上升水汽变化较明显，因而文中用饱和水汽微团质量代替M。具体计算如下：

(1)饱和水汽压e_s

T=t+273.16，t是气温，P是气压, t≥0时

e_{s} = 6.1078 \times e [\frac{17.269388 \times (T - 273.16)}{T - 35.86}]

，

t<0时， $e_{s} = 6.112 \times e (\frac{17.67 \times t}{t + 243.5})$ 。（2）

(2)饱和水汽密度 $ρ_{s}$

ρ_{s} = \frac{P}{R_{d} \times T \times (1 + 0.378 \frac{e_{s}}{P})}

，（3）

式中： $R_{d}$ 是干空气的比气体常数， $R_{d}$ =287.05 J/(kg·K)。

假设大气为理想气体，体积V=T×常数/P，为混合理想气体的状态方程。一般气体在压强不太大、温度不太低的条件下，它们的性质也非常接近理想气体。因此常常把实际气体当作理想气体来处理。

根据理想气体状态方程，即描述理想气体状态变化规律的方程：

pV=mRT/M=nRT，（4）

式中:p为气体压强(Pa)；V为气体体积(m³)；m为饱和水汽质量；n为气体的物质的量(mol)；T为绝对温度(K)；R是气体常量（比例常数）[J/(mol·K)]。因而体积V=T×常数/P中的常数为nR。在摩尔表示的状态方程中，R为比例常数，对任意理想气体而言，R是一定的，为(8.31441±0.00026) J/(mol·K）。如果采用质量表示状态方程，pV=mrT，此时r是和气体种类有关系的，r为气体常量/此气体的平均摩尔质量，r=R/M，M为此气体的平均摩尔质量。常数=m×R/M。

（3）饱和水汽质量为：

m = ρ_{s} \times V = 常 数 / [R_{d} \times (1 + 0.378 e_{s} / p)]

。（5）

（4）夹卷率I

I (Z) = \frac{1}{M} \frac{d M}{d Z} 变 为

I (j) = \frac{m (j + 1) - m (j)}{[m (j + 1) + m (j)] / 2} \times \frac{1}{z_{j + 1} - z_{j}}

,(6)

式中：m用上下两层的平均值代替，j为低层，j+1为上一层，间隔为10 m，夹卷率单位是10^-4 m^-1。由于每隔10 m间隔太小，把每隔10 m的结果再从自地面到高空30 km进行100 m平均，得出计算结果。

2 云区的确定（相对湿度阈值法）

夹卷率表示的是积云边界处云和环境空气的物质和能量交换，文中用加密探空资料计算夹卷率，采用相对湿度法来分辨是否有云存在。孙丽等^[16]通过对探空仪湿度测量误差分析研究认为在对流层低层温度较高的条件下,湿度测量的结果较为准确,云层识别较为可靠，西北地区夏季5~9月中低层气温高、湿度小基本满足这个条件，因而用相对湿度判断云层相对可靠。

以相对湿度大于70%为有云的阈值计算^[17]5站5~9月不同量级降水的云厚，云厚随着雨量增加而增大：07时小雨在0.1~3.6 km，中雨在4.4~6.1 km，大到暴雨在4.9~8.2 km；19时较07时低而薄，小雨在0~1.6 km，中雨在0.7~5.7 km，大到暴雨在3.6~5.4 km。干旱区民勤较厚而高，半湿润区延安较薄而低，19时民勤、榆中的中雨和大到暴雨云厚差距不明显(图1)。

图1

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图1 5~9月民勤、榆中、平凉、银川和延安站不同量级降水的云厚

Fig.1 Cloud thicknesses under different precipitation intensity from May to September at Minqin, Yuzhong, Pingliang, Yinchuan and Yan'an stations

本文的主要研究区域为非季风区、季风摆动区和季风影响区，上述相对湿度大于70%为有云的阈值并不合适，进一步从70%，65%和60% 3个等级计算5站5~9月不同量级降水在各相对湿度阈值的云高来确定最佳阈值。从图2看出相对湿度阈值越大，不同量级降水的云高也越低，而云高随着雨量增加而增高：当相对湿度阈值在70%时,19时小雨没有云，显然是不合适的；阈值在65%时小雨云层出现在1.55~3.25 km，中雨云高为6.24 km，大到暴雨为6.35 km；阈值在60%时小雨云层出现在0.74~3.85 km，中雨和大到暴雨云高同为6.95 km，却没有区别。综上分析，把相对湿度阈值定在65%以上有云较为合适。

图2

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图2 5~9月民勤、榆中、平凉、银川和延安5站不同量级降水在各相对湿度阈值的云高

Fig.2 Cloud heights under different precipitation intensity at each relative humidity threshold from May to September at Minqin, Yuzhong, Pingliang, Yinchuan and Yan'an stations

3 结果分析

3.1　随高度变化

季风期（5~9月）饱和水汽压07时明显小于19时，07时近地层2 km以下从大到小为非季风区、季风影响区和季风摆动区，其中400 m以下随高度增大，以上随高度减小（图3a）。19时近地层2.3 km以下从大到小为非季风区、季风摆动区和季风影响区，随高度减小（图3b），季风影响区和季风摆动区相差不到1Pa。近地层h高度以下非季风区大，h高度以上是季风影响区大,其中h=2 km(07时)或 h=3 km(19时)，但3 km以上3个区相差不足0.5 hPa，区域无变化。

图3

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图3 不同季风区季风期饱和水汽压随高度的分布

Fig.3 Distribution of saturated water vapor pressure with height in different monsoon regions during monsoon period

由于夹卷率在3 km以上从0.01×10^-4 m^-1趋于0，无区域变化，文中重点分析3 km以下夹卷率的变化，夹卷率计算结果为不同区域无雨、小雨、中雨和大到暴雨逐高度的平均值。夹卷率19时大于07时，07时500 m以下至地面随高度增高而增强，从小到大为季风影响区、非季风区到季风摆动区;500 m以上相反夹卷率随高度增高而减弱，从小到大为季风影响区、季风摆动区到非季风区（图4a）；19时100 m以下至地面夹卷率随高度增高而增强，从小到大为季风摆动区、季风影响区到非季风区，100 m以上相反，夹卷率随高度增高而减弱，区域从小到大与07时一致（图4b）。

图4

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图4 不同季风区季风期夹卷率随高度的分布

Fig.4 Distribution of entrainment rate with height in different monsoon regions during monsoon period

3.2　季风期降水变化

3.2.1　不同量级降水

以相对湿度65%为有云的阈值计算，不同季风区云高随着雨量增加而增高：07时小雨在2.95~5.65 km，中雨在5.65~7.25 km，大到暴雨在5.24~8.24 km；19时较07时低而薄，小雨在2.55~3.35 km，中雨在2.55~6.55 km，大到暴雨在4.05~5.45 km。非季风区较厚而高，季风影响区较薄而低，19时民勤和榆中的中雨和大到暴雨云厚差距不明显（图5）。

图5

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图5 不同季风区季风期各降水量级云高的变化

Fig.5 Variation of cloud height under different precipitation intensity in different monsoon regions during monsoon period

饱和水汽压从无雨、小雨、中雨和大到暴雨逐渐减小，随着高度增加而减小，在10 km时小于0.2 hPa。而饱和水汽密度随着雨量增强而增大，近地面中雨和大到暴雨较大为10.2 g/m³，随着高度增加而减小，在10 km时均为3.5 g/m³。

夹卷率中19时明显大于07时，夹卷率随高度增加而强度减小，19时减弱较07时明显，在3 km以上没有雨强的变化，夹卷率从1.0×10^-6 m^-1趋于0。07时非季风区、季风摆动区和季风影响区分别从地面至600，800和400 m以下随雨强增大夹卷率增强，以上分别至1.85，2.65和2.55 km随雨强增大夹卷率减弱，至3 km趋于一致达1.0×10^-6 m^-1。19时近地层50 m以下非季风区和季风摆动区中夹卷率随雨强增大而增强，以上3个区的夹卷率均随雨强增大而减弱。不同区域中夹卷率从非季风区、季风摆动区到季风影响区逐渐减弱（图6）。

图6

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图6 不同季风区季风期降水强度夹卷率随高度的日分布

（a）非季风区；(b)季风摆动区；(c)季风影响区；（a1）,（b1）,（c1）:07:00; （a2）,（b2）,（c2）:19:00

Fig.6 The daily distribution of entrainment rates with height under different precipitation intensity in different monsoon regions during monsoon period

（a）Non-monsoon area； (b) Monsoon swing area； (c)Monsoon affected area;（a1）,（b1） and （c1）:07:00;（a2）,（b2） and （c2）:19:00

比较不同量级降水与高空3 km以下夹卷率的关系：近地面层3 km以下夹卷率与雨强成反比，雨强越大夹卷越小，夹卷率随高度在近地层是增强的，以上随高度减弱。

进一步分析5站不同降水强度中湿度、温度随高度的变化特征得出（图7）：

图7

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图7 5站平均不同强度降水中的温度和相对湿度随高度日变化

（a）气温；（b）相对湿度；（a1）,(b1): 07:00; （a2）,（b2）: 19:00

Fig.7 Diurnal variation of five stations’ average temperature and relative humidity with height under different precipitation intensities

（a）Temperature；（b）Relative humidity; （a1）,(b1): 07:00; （a2）,（b2）: 19:00

气温：07时2 km以下从低到高为中雨、小雨、大到暴雨、无雨，2.0~2.7 km从低到高为小雨、中雨、无雨、大到暴雨，2.7~3.2 km从低到高为小雨、无雨、中雨、大到暴雨，3.2 km以上随雨量增加而增高（图7a1）。19时0.6 km以下从低到高为大到暴雨、中雨、小雨、无雨，0.6~2.0 km为中雨、大到暴雨、小雨、无雨，2.0~2.6 km为中雨、小雨、大到暴雨、无雨，2.6~3.6 km为中雨和小雨、无雨、大到暴雨，3.6 km以上随雨量增加而增高（图7a2）。

相对湿度：07时1 000 m，19时200 m以下随着高度增加湿度减小，以上至最大湿度高度随着高度增加湿度增加。07时随着雨量增加湿度增大，近地面50 m以下无雨、小雨、中雨和大到暴雨的相对湿度分别为63%，76%，82%和88%；随着高度增加湿度增大，但小雨和大到暴雨在2.6 km，中雨在3.3 km存在大值中心，往上随着高度增加湿度减小（图7b1）。19时随着雨量增加湿度增大，近地面50 m以下无雨、小雨、中雨和大到暴雨的相对湿度分别为36%，58%，72%和80%，随着高度增加湿度增大，无雨、小雨、中雨和大到暴雨的最大湿度值分别为50%，68%，72%和85%，所在高度分别为2.2，2.3，2.3和1.8 km，以上随着高度增加湿度减小，在10 km以上趋于减小到25%以下（图7b2）。

从非季风影响区、季风摆动区到季风影响区气温降低、湿度增大；而相对湿度随着雨量增加而增大，在2~3 km以下随高度增加而增大，以上随高度增加而减小，07时较19时气温低而湿度大。气温越高、饱和水汽压越大、相对湿度越小、夹卷率越大，以上可以充分说明夹卷率19时大于07时，近地层随着雨量增加夹卷率越小、夹卷率随高度减弱的原因。

3.2.2　不同性质降水

根据降水性质将降水分为稳定性降水和对流性降水，稳定性降水是连续性降水，云系以层云为主，大气层结稳定；而对流性降水是阵性降水，云系以对流云为主，大气层结不稳定。云层分布：对流07时无云，19时2.55~3.35 km；稳定07时0~4.55 km，19时1.15~3.05 km，对流云高而浅薄，稳定云低而深厚。比较不同性质降水与饱和水汽压、饱和水汽密度和夹卷率的关系（图8）。

图8

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图8 5站不同降水性质下夹卷率随高度的变化

Fig.8 Variation of five stations entrainment rate with height under different precipitation properties

饱和水汽压在非季风区、对流性降水中较大，相差2~4 hPa；饱和水汽密度在稳定性降水中较大,相差0.09~0.13 g/m³。夹卷率07时小于19时，其中07时、19时分别在700和300 m以下对流小于稳定，夹卷率随高度增强，以上相反，在3 km趋于一致为1.0×10^-6 m^-1。

4 与夏季风的关系

4.1　有无夏季风

如图9所示，夹卷率在非季风区、季风摆动区和季风影响区分别从地面到2.3，1.7和1.5 km以下有明显的日变化，07时小于19时，非季风影响区差别最大，季风摆动区最小，3 km以上无日变化和区域差别。07时和19时分别在800和200 m以下随高度增强，以上随高度减弱。夹卷率在非季风区较强达5.0×10^-6 m^-1，最大高度为1.0 km；而季风摆动区和季风影响区达4.0×10^-6 m^-1，最大高度分别为0.7和0.6 km。从无季风到有季风的夹卷率是减弱的，最大高度也在降低。

图9

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图9 不同季风区夹卷率与季风的日变化关系

(a)非季风区;(b)季风摆动区;(c)季风影响区

Fig.9 The diurnal variation relationship between entrainment rate and monsoon in different monsoon regions

(a)Non-monsoon area; (b)Monsoon swing area; (c)Monsoon affected area

4.2　夏季风持续时间

将夏季风持续时间分为0候、1~4候和5候及以上，其中非季风影响区和季风摆动区没有5候以上持续时间，而季风影响区没有0候持续时间。非季风影响区和季风影响区夹卷率的持续时间差别不明显，只有季风摆动区07时在700 m以下0候强，中高层1~1.8 km1~4候强，19时在200 m以下0候强，中高层1.7~2.1 km 1~4候强，季风摆动区在近地面层持续时间越长夹卷率越小，而在1～2 km相反。从强到弱为非季风区、季风摆动区、季风影响区，最强夹卷高度在非季风区和季风摆动区07时较高接近2 km，而19时较低在1 km左右；07时近地层夹卷率随高度增强大于19时，但以上随高度减弱小于19时(图10)。

图10

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图10 不同季风持续时间下夹卷率随高度的变化

（a）非季风区;(b) 季风摆动区;(c)季风影响区;(a1),(b1),(c1) 07:00; (a2),(b2),(c2) 19:00

Fig.10 Variation of entrainment rate with height under different monsoon durations

（a）Non-monsoon area; (b)Monsoon swing area; (c) Monsoon affected area; (a1),(b1),(c1) 07:00; (a2),(b2),(c2) 19:00

4.3　夏季风强度

运用美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Rrediction, NCEP)资料计算出3种季风强度指数ZTCI（Zhang Tao Chen Index）（东亚夏季风）、动态归一化季节性（Dynamically Normalized Seasonality，DNS）和亚洲—太平洋涛动（Asia Pacific Oscillation，APO），其中ZTCI、DNS和APO分别是张庆云等^[18]、李建平等^[19]和赵平等^[20]定义的季风强度指数。从年代际变化看（图11）：ZTCI在20世纪60年代、90年代较弱，80年代较强，进入21世纪后趋于正常；DNS从20世纪60年代到90年代趋于减弱，而到21世纪后趋于正常；APO从20世纪60年代到80年代趋于减弱，而后到21世纪10年代趋于正常，其中从19世纪60年代到90年代ZTCI与APO变化趋势相反，但90年代后均趋于正常。3种季风强度指数与降水量、降水日数相关性不好，但APO与季风摆动区5~9月总降水量、中雨及以上降水日数相关明显较好，相关系数分别达0.5和0.57，且与季风影响区边界层高度相系数达-0.74。因而文中选取APO指数作为季风强度指数，进一步讨论夹卷率与季风强度的关系，其中指数大小分为强：大于等于0.5，正常：-0.5~0.5，弱：小于等于-0.5。

图11

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图11 不同季风强度指数年代际变化

Fig.11 Inter-decadal variation of different monsoon intensity indices

计算2006—2016年APO不同季风强度下5～9月夹卷率随高度的变化：07时在800 m以下随高度增强，以上随高度减弱，季风强度与夹卷率相关不明显；19时在300 m以下随高度增强，以上随高度减弱，季风越强夹卷率越小（图12）。

图12

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图12 APO季风强度指数下夹卷率随高度的变化

Fig.12 Variation of entrainment rate with height under APO monsoon intensity indices

5 结论和讨论

通过分析西北东部季风过渡区不同高度夹卷率表明：夹卷率与高度、季风期降水和夏季风有一定的关系。 $①$ 夹卷率与气温、饱和水汽压成正比关系，但与相对湿度成反比。有云的相对湿度阈值为65%，相对湿度阈值越大，不同量级降水的云高也越低，而云高随着雨量增加而增高。 $②$ 夹卷率存在明显的早晚变化和区域区别，从地面到3 km 07时明显小于19时，近地层500 m以下随高度增加而增强，以上随高度增加而减弱，从小到大为季风影响区、季风摆动区和非季风区，在3 km以上无区域差别。夹卷率与雨强关系较为密切：近地面层随着雨强增强夹卷率减弱，但400~800 m以上至2~3 km随着雨强增强夹卷率增强；近地层稳定性降水夹卷强，而700 m以上对流性降水夹卷强。 $③$ 夹卷率从无季风到有季风是减弱的，夹卷最强的最大高度也在降低。在非季风区和季风影响区夹卷率的持续时间差别不明显，只有季风摆动区在近地面层持续时间越长夹卷率越小，而在高空1~2 km相反。 $④$ 应用APO季风强度指数表明：07时在800 m以下随高度增强，以上随高度减弱，季风强度与夹卷率相关不明显；19时在300 m以下随高度增强，以上随高度减弱，季风越强夹卷率越小。 $⑤$ 由于季风期边界层高度从非季风影响区、季风摆动区到季风影响区分别为2 600，1 800和1 500 m，因而以上分析表明夹卷率随边界层高度降低而减弱，主要集中在3 km以下。

参考文献

原文顺序

文献年度倒序

文中引用次数倒序

被引期刊影响因子

[1]

Song

, Zhang

, Liu

, et al.

RELAP5/MOD3. 4 calculation and model evaluation based on upper plenum entrainment experiment in AP1000

[J]. Annals of Nuclear Energy, 2020, 138: 107143.