（大气物理学与大气环境专业论文）热带海洋对流云降水与微物理过程的数值模拟.pdf

摘要 本文采用美国n a s a 二维云分辨模式对2 0 0 6 年1 月澳大利亚西北部印度尼 西亚暖池附近的一次热带对流云团个例的物理过程和降水发展演变过程进行了 数值模拟，分析了热带海洋对流云的发展变化情况，着重分析次生对流对热带 对流云团的影响，分析热带海洋降水昼夜变化的原因，结果表明： ( 1 ) 澳大利亚西北部印度尼西亚暖池附近的强对流性云团具有发展速度快、 云顶高度高、上升速度大等特点。冰相过程是降水的重要过程，霰的融化是雨 滴的主要来源，霰下落收集雨滴是提供降水的主要过程。 ( 2 ) 该地区对流云团易形成次生云系。次生对流主要是由主对流云的下沉气 流、温度场和湿度场各方面配合形成的，次生对流的发展过程具有温度扰动和 湿度扰动呈现一正一负间隔排列的特点。次生对流的形成延长了整个对流云团 的生命史。 ( 3 ) 该地区的降水分布具有明显的昼夜变化特征，清晨降水增加，中午降水 量较小，下午对流增强，降水量明显增加，夜间降水量主要受大尺度强迫的影 响。 ( 4 ) 霰是降水过程中含量最大的水成物，各个水成物混合比也受到辐射和大 尺度强迫的影响，夜间各个水成物含量减少，日出前后水成物混合比增加。 ( 5 ) 雨滴产生依赖雨滴下落收集云滴和霰的融化。降水量较大时，霰的融化 是雨滴形成的主要过程，降水量较小时，雨滴下落收集云滴是雨滴形成的关键 过程。 关键词：热带对流云团微物理过程昼夜变化云分辨模式 a b s t r a c t ac a s eo ft r o p i c a lc o n v e c t i v ec l o u d sa n dad a ya n dn i g h tt i m ec o n t i n e n tp r o c e s s o fp r e c i p i t a t i o ni nn o r t h w e s ta u s t r a l i aa n di nt h ev i c i n i t yo fi n d o n e s i aw a r l t lp o o li n j a n u a r y2 0 0 6a r es i m u l a t e di nt h i sp a p e r t r o p i c a lm a r i n ec o n v e c t i v ec h a n g e sa r e a n a l y s e si n t h i sp a p e r , e s p e c i a l l yf o c u s i n go nt h ea n a l y s i so ft r o p i c a lc o n v e c t i v e c l o u d ss e c o n d a r yc o n v e c t i o n , a n a l y s e st h ed i u m a lv a r i a t i o ni nt r o p i c a lm a r i n e p r e c i p i t a t i o n t h er e s u l t ss h o w s t h a t ： ( 1 ) t h et r o p i c a lc o n v e c t i v ec l o u d ss i m u l a t e dh e r eh a v eaf a s td e v e l o p m e n ta n da l l i g l lc l o u dt o ph e i g h t ，t h ei c e p h a s ep r o c e s s e sa r et h em a i np r o c e s si nf o r m a t i o n o f p r e c i p i t a t i o n ，t h em a i ns o u r c eo fr a i ni st h em e l to fg r a u p e l ，g r a u p e l sc o l l e c tr a i n d r o p sp r o v i d e m o s to f t h ep r e c i p i t a t i o n ( 2 ) t h ec o n v e c t i v ec l o u dh e r ei se a s yt of o r ms e c o n d a r yc o n v e c t i v ec l o u d s ，t h e p r e r e q u i s i t ef o rs e c o n d a r yc o n v e c t i o ni st h es u b s i d i n ga i ra r o u n d t h em a i nc o n v e c t i v e c l o u d sa n dt h es u i t a b l et e m p e r a t u r ea n dh u m i d i t yf i e l d ；a n de x t e n dt h ev i t a l i t yo ft h e m a i nc o n v e c t i v ec l o u d s ( 3 ) t h ed i s t r i b u t i o no fp r e c i p i t a t i o nh e r eh a sav i v i dd i u m a lv a r i a t i o n t h e p r e c i p i t a t i o ni n c r e a s e si nt h ee a r l ym o r n i n g ，a n dt h ec o n v e c t i o ni se n h a n c e di nt h e a f t e r n o o n t h ep r e c i p i t a t i o ni n c r e a s e da tn i g h ti sm a i n l yb e c a u s eo ft h el a r g e s c a l e f o r c i n g ( 4 ) g r a u p e lh a st h eh i g h e s tm i x i n gr a t i o so fa l lt h eh y d r o m e t e r o s a l lo ft h e h y d r o m e t e r o si ss u b j e c t e dt ot h er a d i a t i o na n dt h ei m p a c to fl a r g e s c a l ef o r c i n g i n t h e n i g h tt h eh y d r o m e t e r o s i s r e d u c i n g ，w h i l e b e f o r ea n da f t e rs u n r i s et h e h y d r o m e t e r o si si n c r e a s e da g a i n ( 5 ) t h ec o l l e c t i o no fc l o u dd r o p l e t sb yt h er a i nd r o pa n dt h em e l t i n go fg r a u p e l i st h em a i np r o c e s so ft h ef o r m a t i o no fr a i n d r o p s w h e nt h ep r e c i p i t a t i o ni sl a r g e ，t h e m e l t i n go fg r a u p e lp r o v i d em o r er a i n d r o p st h e nt h ec l o u dd r o p l e t sc o l l e c t i o n w h e n t h ep r e c i p i t a t i o ni ss m a l l ，t h ec l o u dd r o p l e t sc o l l e c t i o ni st h ek e yp r o c e s so ft h er a i n f o r m a t i o n k e yw o r d s ：t r o p i c a lc o n v e c t i v e c l o u d s ；c l o u dm i c r o p h y s i c s ；d i u r n a l v a r i a t i o no fp r e c i p i t a t i o ；c l o u d - r e s o l v i n gm o d e l i i i 独创性声明 本人声明所呈交的论文是我个人在导师指导下进行的研究工作及取得的研 究成果。本论文除了文中特别加以标注和致谢的内容外，不包含其他人或其他 机构已经发表或撰写过的研究成果，也不包含为获得南京信息工程大学或其他 教育机构的学位或证书而使用过的材料。其他同志对本研究所做的贡献均已在 论文中作了声明并表示谢意。 学位论文作者签名： 签字日期： 正溽易 关于论文使用授权的说明 南京信息工程大学、国家图书馆、中国学术期刊( 光盘版) 杂志社、中国 科学技术信息研究所的中国学位论文全文数据库有权保留本人所送交学位 论文的复印件和电子文档，可以采用影印、缩印或其他复制手段保存论文，并 通过网络向社会提供信息服务。本人电子文档的内容和纸质论文的内容相一致。 除在保密期内的保密论文外，允许论文被查阅和借阅，可以公布( 包括刊登) 论文的全部或部分内容。论文的公布( 包括刊登) 授权南京信息工程大学研究 生部办理。口公开口保密( 年月) ( 保密的学位沦为在解密后 应遵守此协议) 学位论文作者签名：羔圣垄 签字日期：一 1 1 热带对流云团的研究意义 第一章前言 热带对流云团为热带海洋上能量的垂直输送，继而向极地输送提供了原始的动力。热 带对流云团对太阳辐射的反射作用在全球能量平衡中具有决定性的作用。 在能量的垂直输送过程中，热带对流云团带动水汽输送，产生了降水，进而推动了全 球大气环流。热带对流系统及其与大尺度环流的相互作用决定了热带区域的云、温度、湿 度以及对流层结构等气候因素。此外热带地区对流层上部水汽来源于对流云系统，对维持 大气层的自然温室效应起重要作用州。同时，热带对流云团是大气质量垂直输送的主要载 体，它能够将含有各种痕量气体和气溶胶的大气在相对较短的时间内由边界层源区输送到 对流层上层甚至平流层。 热带对流云团的活动与我国的降水也有着密切的联系，已有研究表明，热带对流活动 通过热量输送和水汽输送直接影响我国黄河、长江流域的降水翻制。 因此，对于热带对流云团的发展情况及其宏微观特征的研究具有重要的理论和实际意 义。 1 2 热带对流云团的研究进展 由于热带对流云团本身所具有的复杂性，对其发生发展过程和结构前人已经进行了不 少研究。研究的主要方法为外场观测和数值模拟。在外场观测方面，1 9 7 0 年代起国际上就 组织了多次外场观测试验，西太平洋和澳大利亚北部是外场观测的重要基地，近几年来南 中国海也成为观测热带对流云团的重要试验场。 19 9 2 年1 1 月至次年3 月在西太平洋进行了t r o p i c a lo c e a n g l o b a la t m o s p h e r ec o u p l e d o c e a na n da t m o s p h e r er e s p o n s ee x p e r i m e n t ( t o g ac o a r e ) 大型观测试验。利用观测资 料t e s m e r 和w i l h e i t t 4 q 发现，在热带海洋地区，对流性天气的风速比预期的要小。这一结论 第一章前言 在对大西洋的观测分析中的得到了证实。魏重和宣越健【5 1 使用该实验的观测资料与我国 1 9 8 5 1 9 8 9 年间中国科学院组织的西太平洋热带海域考察的一些结构做了比较，给出了西 太平洋暖池上空的大气水的统计特征。 通过对大西洋上飓风的研究，b l a c k 和h a l l e t t 6 h 7 1 发现，只有当上升气流超过5 r n s 时 才能观测到过冷水滴，而且并不是所有超过5 m s 的上升气流都能发现过冷水滴，当上升气 流的温度低于2 时就能观测到霰，这说明飓风的上升气流中有过冷水滴的存在。类似的 观测也发现了冰晶的聚合和少量过冷水滴。 1 9 8 8 年、1 9 9 5 年和2 0 0 5 - - 2 0 0 6 年在澳大利亚西北部进行了i s l a n dt h u n d e r s t o r m e x p e r i m e n t0 t e x ) 、m a r i t i m ec o n t i n e n tt h u n d e r s t o r me x p e r i m e n t ( m c t e x ) 、a e r o s o la n d c h e m i c a lt r a n s p o r ti nt r o p i c a lc o n v e c t i o n ( a c t i v e ) 和t o p i c a lw a r mp o o li n t e r n a t i o n a l c l o u de x p e r i m e n t ( t w p 4 c e ) 几次较大规模的观测试验，观测地点为澳大利亚西北部的 小岛。该地区处在澳大利亚西北部印度尼西亚暖池附近。在每年的季节转换期间( 1 l 1 2 月，2 弓月) 该地区形成具有明显日周期性的热带对流复合体，是热带对流云团的天然观 测场。 在m c t e x 试验观测期间，通过对高精度的多普勒雷达观测进行分析，c a r b o n e 等 8 1 发 现，澳大利亚西北部地区的强对流系统产生的原因多为海风和早期的强风锋相互作用形成。 k e e n a l l 等嘲通过i t e x ( i s l a n dt h u n d e r s t o r me x p e r i m e n t ) 实验期间的卫星、雷达和探空资料 分析指出澳大利亚北部地区雷暴的动力发展结构与多单体的对流结构相一致，有低空切变 以及对流有效位能和湿度条件的配合。 郭品文等人【0 1 利用日本g m st b b 资料和g p c p 降水资料对亚洲尤其是东亚热带地区的 对流性降水爆发的气候特征进行了分析。结果表明南海和印度地区的对流具有全面爆发的 特征，而且南海比印度地区更加明显。亚洲热带地区春夏季节转换期对流的发生的爆发性 可以使用降水和卫星资料来确定，可信度较高。 由于目前观测手段的现实，为了弥补观测研究的不足并试图对观测结果进行解释，数 2 第一章前言 值模拟方面也已经进行了相关研究。 g o l d i n g 1 利用英国气象局的中尺度模式模拟了i t e x 试验期间的两次个例。探究了所 模拟的对流云个例对于模式分辨率、地形以及微物理过程的敏感性。s a i t o 等u 2 1 则比较了 对流日变化的数值模拟结果和观测结果，发现两者具有很好的一致性。此外他们也发现该 地区的日变化特点是由早晨的水平强迫对流转变为下午的垂直对流，并将对流的生命期分 为五个阶段：1 ) 干燥阶段：沿海出现由海陆温差导致的海风锋，水平对流沿海风的方向出 现，尤其是迎风海岸出现得较多，于此同时，内陆出现r a y l e i g h - b e n a r d ( r b ) 对流；2 ) 凝结阶段：海风锋前部以及r b 对流的上升运动超过了抬升凝结高度，出现浅对流云。这 个阶段潜热释放很少，基本环流形式与第一阶段相似。至此，该地区还礼归类为水平对流。 3 ) 降水阶段：一些云内的上升运动加剧，降水开始。同时r b 对流开始减弱。4 ) 合并阶 段：云体合并，强对流开始形成。5 ) 消散阶段：随着太阳能加热的减弱，对流运动逐渐减 弱。 金莲姬等硒使用中国科学院大气物理研究所的三维强风暴模式对2 0 0 2 年l1 月2 3 日澳 大利亚附近的一次热带深对流系统进行了模拟，他们的模拟主要是针对深对流云的云砧卷 云进行的，该模式能够较好地模拟出深对流云的宏观特性，对一些微观特征也能模拟得与 实际比较接近。他们不仅进行了模拟与实测的对比还通过改变最大云滴数浓度进行了有关 云凝结核数浓度影响云砧卷云冰晶含水量和数浓度的敏感性试验。他们的结论表明，冰晶 的形成主要是异质核化的方式为主，其次为过冷云滴的均质核化。 通过使用二维c r m 模式结合雷达和极轨卫星资料对南海季风外场观测试验 ( s c s m e x ) 期间南中国海上一次季风对流天气进行的模拟，w a n g 等a f 孵研究了南中国海 季风对流云的发展、动力结构、微物理特性以及降雨过程，结果说明c r m 模式能够很好的 模拟热带洋面发生的对流系统。通过数值模拟，他们认为水相微物理过程是支配热带海洋 对流云发展、成熟阶段的主要过程，而冰相过程在成熟期的热带海洋对流云中几乎可以忽 略却在消散阶段起到主要作用。通过对s c s m e x 期间南中国海五月和六月的两个个例的模拟 分析，t a o 等人嗍发现在五月、六月两个月中单体和多单体分别占有大多数的情况并主要取 3 第一章前言 决于平均的带状风切变。 孙廷凯和谈哲敏u 毋利用云分辨模式a r p s 对1 9 9 3 年2 月2 2 日t o g ac o a r e 实验期间在 赤道南太平洋观测到的一次热带飑线系统的发生和发展过程，他们的结果表明，a r p s 模式 在使用合适的物理过程时能够较准确的模拟出热带飑线对流系统。他们发现热带飑线中的 冰晶过程能够明显的增强系统的深对流，而暖雨过程则会缩短系统的生命史，同时增强层 状云区的发展。g a o 等h 刁利用二维云分辨模式c r m 探讨了t o g ac o a r e 实验期间5 0 天的海 温变化与云量的关系，他们对比了观测资料和模拟结果发现当海表温度增加时云量减少。 g a o 等人司还模拟了西太平洋实验期间2 l 天的降水日变化情况，他们认为由于辐射变化引 起的大规模的水汽凝结，当地的夜间降水峰值经常发生在清晨。 1 3 本文研究内容 通过上述对国内外热带海洋对流云团研究进展的简单了解，可以发现，虽然目前已经 通过举行大规模外场观测试验和数值模拟等方法对热带海洋对流云团的一些问题进行了研 究，但对降水日变化以及云内的微物理特征的理解仍相当有限。基于上述考虑，本文采用 美国n a s a 二维云分辨模式对2 0 0 6 年1 月份澳大利亚西北部印度尼西亚暖池附近的情况 进行模拟，并在如下几个主要方面进行研究： ( 1 ) 利用二维云分辨模式并采用实测大尺度强迫场对一次热带海洋对流云团进行个例 模拟，分析热带海洋对流云的发展变化情况，着重分析次生对流对热带对流云团的影响， 并与实测资料进行对比。 ( 2 ) 由于云物理过程对对流系统有重要影响，因此在( 1 ) 的基础上对模式中不同的 微物理过程进行详细分析，总结热带海洋对流云团发展的微物理特征。 ( 3 ) 选取一次昼夜连续降水，模拟分析降水量的昼夜变化以及引起这种昼夜变化的原 因，并对连续降水的微物理过程进行分析。 4 第二章模式介绍 本文使用美国n a s a 二维云分辨模式g o d d a r dc u m u l u se n s e m b l em o d e l ( c c e ) ，该模 式是由s o o n g 和o g u r a t 例，以及s o o n g 和t a o t 2 0 ：在1 9 8 0 年建立起来的，当时使用的是滞弹 近似和非流体静力学方程。1 9 9 3 年t a o 和s i m p s o n 2 q 对垂直速度和海表温度对对流辐射 的影响进行了重要改进，1 9 9 4 年s u i 等人f 韧唯刃对模式双矩量冰晶方案和海陆气相互作用 等方面进行了改进。 2 1c r m 模式的控制方程 g c e 模式的弹性近似非流体静力学控制方程- ip a 用公式( 2 1 ) 表示： v 矿+ 三旦西：0 p 瑟 丝：一vva一三旦劢+邑+见0t p 0 z 。 46 ( 2 1 ) ( 2 2 ) 罢：母v b 一三昙万( w - - ) b + 品+ 岛 ( 2 _ 3 ) 文p 8 z “ u。 j一 上式中v 和w 分别表示水平风矢量和垂直风矢量；表示平均密度，平均密度仅是高 度的函数；a = ( 9 ，q v ，v ，w ) ；b = ( q o ，q i , q s ，( 1 9 ) ；0 和q v 表示潜热和绝对湿度，q c ，q r ，q i ， q 。，q g 分别表示云水( 小云滴) 、雨滴、云冰( 小冰晶) 、雪花( 密度为0 i g c m 。3 ) 和霰( 密 度为0 4 9c m - 3 ) 的混合比：w t b 表示粒子下落末速，其中云水和冰晶为0 ；s a 和s b 是源汇 项；d a 和d b 表示次网格尺度的湍流。 为了便于模式计算，将实际变量分解为区域平均值与扰动值相加的形式，带入公式( 2 2 ) 得到 5 第二章模式介绍 詈= 一v ( v + v j + 订) 一荔l 瓦a - p ( w + w j + 讷”( 2 4 ) + 跗+ d 曙一v v 3 一面旦j 对公式( 2 4 ) 做区域平均，能够得到关于4 的方程： 娑：一v 面一lc a 。p w , a , + 巧+ 瓦一一v 呖一面昙j ( 2 5 ) ap 彩 46 瑟 扰动项a 通过( 2 4 ) 式减去( 2 5 ) 式求得： 筹= - v ( v j + 协) 一吉丢万( w j + 讷) - v ( v 一丽 一渤洲二而) 母可岈瓦 2 屉 环境对对流云的发展有很重要的影响。当对流发生的时候，与之相关的动量、热量和 水汽等都通过对流向上传输进而影响环境变化。环境变化和对流的相互作用并不是简单的 线性关系。由于云分辨模式模拟的尺度较小，大尺度环境场的变化不能模拟，故而需要 在模拟中引入大尺度强迫来模拟对流云对大尺度强迫的响应。 在模式中引入大尺度垂直速度( 0 ) 、水平速度( 可。) 和平流输送( 可。v 3 。) 。 这些强迫值使用上标“。”表示。在假设一v - v - 口：0 的情况下，潜热和水汽方程可以改 写为： 丝：一v v a t 一可。么一三旦葡彳一w 旦j a f p 出 龙 ( 2 7 ) + 邑+ 见一可。v o 一- o 昙j 假设一v 。彳，- a 盈石。劢= 0 ，( 2 7 ) 式可以化为： 罢：一v v ，彳一三昙劢彳+ 邑+ 见一t o v 3 0 一- o 昙7 ( 2 8 ) a t pa z 。 6 6 a z 1 模式控制方程是由( 2 1 ) ( 2 3 ) ，次网格动量方程但6 ) 和潜热和水汽方程佗8 ) 组成的。 6 第二章模式介绍 2 2c r m 模式的微物理参数化 表显示了模式中使用的微物理过程和参数化方案。这些方案是由r u t l e d g e 和h o b b s 2 s l - - 2 0 q 、 l i n 等人f 2 7 1 、t a t ) 等闭以及k r u c g e r 等人圈编写的。 表l ：在c r m 模式中使用的微物理过程及其参数化方案。方案包括r u t l e d g e 和h o b b s ( r h 8 3 ；r h 8 4 ) 、 l i n 等人( l f o ) 、t a o 等( t s m ) 以及k r u e g c r 等( k f l c ) 7 第二章模式介绍 表中各物理过程使用的参数化方案如下： 搿= 甓舒p l 以十dj ( 2 9 ) 其中，( = 4 x1 0 6 一) 是霰的谱分布的截断值；s ( 孙) ，c l w s 是相对水的饱和 比；a ，b 表示水汽的特征；霰的密度为4 0 0 k gm 3 ，臆示空气的动态粘滞度；r 表示r 函 数。 嚣= 勰p i, a 廿l 上式各项含义与( 2 9 ) 相似。雪花的密度设为l o o k gm - 3 。 ( 2 1 0 ) 和鬻降引阿掣 仁 雨滴的密度为1 0 3 k gm 。 其中t 是时间步长。 = 石1 瓦t - t o o r = 孚 1 q ，一( g 唧+ 吼) ( 2 1 2 ) ( 2 1 3 ) 其中q i s 是相对冰面的过饱和比；a 1 = 2 3 7 3 b l ( t - 3 5 8 6 ) 2 ；a 2 = 2 6 5 5 8 2 ( t - 7 6 6 ) 2 ； 8 掣铲 见一p ，卜l v、， 动了 3o+ 堇l 留 掣矿 岛一p坐，l 4 堕碍 b 1 = 1 7 2 6 9 3 8 8 2 ；b 2 = 2 1 8 7 4 5 5 8 4 。 第二章模式介绍 r = 一老疋仃棚o g 等+ o 3 = 一，p 2 l 万yk 。( t - t o ) n o s - - 。- 6 5 + 。4 4 ( 字 ； 他虬r 蝴警+ 警+ 警+ 警 弘m r 吲1 警+ 警+ 警+ 警 其中e r c ( = o 是雨滴和云滴碰并系数。 ( 2 1 4 ) ( 2 i 5 ) ( 2 1 6 ) ( 2 1 7 ) 气傩：爷厩i 碱s 表+ 寿+ 赤卜8 ， e 鼹( = 1 ) 是雪雨碰并系数。矿月和y s 分别是雨滴和雪花质量总体的下落速度。 0 l 是自转化率系数。 气叮= c t ( q 。一q o ) 舻寄岛( 参丁 ( 2 1 9 ) ( 2 2 0 ) 上式中，n o = l o m - 3 。 k 丢铷阿 警+ 警+ 警+ 警 ( 2 2 ， 其中，表示云中冰晶的数浓度。 p i h o m = 卺 ( 2 2 2 ) 9 、l-，一，j-i、一 6型丝铲 l 一4 vi_、 岛一p ，。l l 一2 一、，、 一翌 堕三丝： ，f、一 3延丝矿 见一p 第二章模式介绍 = 石i 瓦t o - r q ，一心畔s + q 1 3 毛叮= 盟等型 ( 2 2 3 ) ( 2 2 4 ) m 一表示能够允许的最大冰晶质量。 毛a = 弛竽时学 亿2 5 ， = 华时警 仁2 6 ， e s i ( 卸1 ) 是雪和云冰的碰并效率。e s c ( - 1 ) 是雪和云水的碰并效率。 = 卷( w 2 + 删2 ) 口 ( 2 2 7 ) t l 表示冰晶从半径为r o 增长到r 所需要的时间；m i r 和u j r 表示半径为r 的冰晶的质量 和下落末速。 = 毒 ( 2 2 8 ) 如衄= 万2 告降一瓦l 虬冠( 告 - 去+ 虿+ 瓦匆 ( 2 2 9 ， 2 黼l 等+ o 4 4 ( 警) - ( 钌警l 仁3 。， 如臼= 半阱节 仁3 ， 如衄= 万2 告i - g 一瓦f 虬r 眠g ( 告圹 表+ 寿+ 芴南 c 2 垃， 1 0 第二章模式介绍 岱：万：告i 矿g 一瓦l m g ( 告 圭 去+ 毒+ 瓦匆 ( 2 3 3 ， p g a c w - = 华时警 仁弘， 其中，e g s ( = 0 1 ) 是霰和雪花的碰撞效率。e g c ( 1 ) 表示霰和云水的碰并效率。 岱= 磊。口”丢告( 告) 可t o + 6 ) c 2 s s ， 其中，磊。表示云滴的数浓度。 = 渊 ( 2 3 6 ) p o f r = 2 0 万：马0 r 鱼尝芸 ( 2 3 7 ) p如 其中，a 3 ，b 3 都是冻结方程中的常数。 2 3c r m 模式的辐射参数化嘲 在云和辐射的相互关系中存在两方面的作用，一方面，云能够反射太阳的短波辐射和 吸收地面的长波辐射；另一方面，辐射也能够影响云的行为。 2 3 1 辐射传输过程 g c e 模式采用的辐射方案是由c h o u 和s u a r e z i s 。1 提出的短波辐射方案，以及c h o u 等 人p 刁、c h o u 和k o u v a r i s 翊、c h o u i s ，l 提出的长波辐射方案组成的。太阳短波辐射方案主要 包括水汽、c 0 2 、0 3 和0 2 的吸收以及云、气溶胶和空气分子的散射和吸收，和地面的反射 和吸收。辐射传输方案将光谱分成若干个波段，其中紫外光部分( 0 1 7 5 p s n - 0 4w u ) 分为7 个波段，可见光( 0 。4 胂0 7r u n ) 为一个波段，3 个近红外( o 7l a m 1 0 0r u n ) 波段，在红 外部分分为9 个波段，各个波段根据其光学特性采用不同的参数和计算方法进行计算。 尝一矿 j p l ， 岛一p一翌 3o+ 詈i 蟹 第二章模式介绍 2 3 2 云的光学特性 由于g c e 模式采用的高空间分辨率，在辐射方案中每一层都认为是无云或完全覆盖着 云，没有部分有云的情况。云层的光学厚度t 可以表示成云水、云冰的含量w ( gm - 2 ) 和 有效半径r c ( 岬) 的函数，其中和q 是根据波段变化的回归系数。 r = w ( a o + q 乞) ( 2 3 8 ) 云对红外辐射的散射效应虽然小但是并不能忽略。为了避免复杂的计算，这个散射效 应的计算包含在辐射传输的计算中。因此，光学厚度重新修改为： f = ( 1 一) f ( 2 3 9 ) 其中f 为前向散射的部分，力为单次散射反照率。一个给定的红外波段的光学厚度为： r = w ( a o + o l r , 吒) ( 2 4 0 ) a o 、a l 和a 2 是基于波段特性的回归系数，对于液态水和冰晶采用了不同的理论计算。 在g c e 模式中还有另一种方法计算云的光学厚度和有效半径。在可见光波段液态水的 光学厚度可以表示为 锄：1 5 互( 2 4 1 ) w i 是液水路径，定义为： 彬= m a z ( 2 4 2 ) 其中m l 是在z 层的液水含量。就云水而言，有效半径r e 定义为常数，0 0 0 0 1 5 e r a 。红 外波段的光学厚度假设为c s w 的一半。 云冰和雪花的光学厚度参数化方法基于f u 和l i o u 朝关于球形的冰晶粒子的参数化方 法： b 矽= ( 一o 0 0 6 6 5 6 + 3 6 8 6 1 0 一见) 宰乃乞 ( 2 4 3 ) f i r = ( 一o 0 1 1 5 + 4 1 1 1 0 一) , + 1 7 3 1 0 嵋包2 ) 幸吒 ( 2 4 4 ) 1 2 第二章模式介绍 其中w i 表示云冰( 或雪花) 水路径，d e 表示冰晶的平均有效直径，假设它是温度的 函数： d e = o 0 1 2 5 c 掰+ ( 丁+ 3 0 。c ) 幸o 0 0 0 5 0 ( 2 4 5 ) - 3 0 0 c t - 5 0 0 c 当温度低于- 5 0 或高于一3 0 c 时，d 。分别为2 5 1 a m 和1 2 5 9 i n 。霰和雹的参数化方程采 用公式( 2 4 0 ) 。 1 3 第三章一次热带海洋对流云动力结构及微物理过程的数值模拟 3 1 个例及模拟方案介绍 本章选取1 2 8 。一1 2 9 。e ，1 2 。- - 1 4 。s 为模拟区域( 如图3 1 所示) ，模拟从2 0 0 6 年1 月1 8 日到2 3 日该区域内的情况。这段时间正处在该地区的季风盛行期。这次降水过 程是典型的热带对流云团降水过程，降水量大，持续时间长，并且有很明显的次生对流降 水。根据2 0 0 6 年1 月2 0 日的卫星云图，当地时间2 0 日上午模拟地区西南部存在一个气旋 性环流，模拟区域受到该气旋影响，存在一个明显的降水过程，雨带的变化表明这次降水 过程还有多次的次生系统产生，这是由于1 月份正是澳大利亚当地的季风期，在有充足水 汽的海面上极易形成次生系统。 云分辨模式( c r m ) 模式的模拟效果在大气热动力过程、大气不稳定性、表面不稳定、 降水效率等方面得到了证实( 例如x ua n dr a n d a l l1 9 9 6 3 6 ；g r a b o w s k ie ta 1 1 9 9 6 3 7 1 ；w ue t a 1 1 9 9 8 3 s ；l ie ta 1 1 9 9 9 3 9 1 ，2 0 0 2 1 4 0 h qg a oe ta 1 2 0 0 4 4 2 1 ，2 0 0 5 4 s h 卅，2 0 0 6 。q ) 。 本章的模拟，边界采用周期边界条件。水平格距为1 5 k m ，水平模拟范围为7 6 8 k m 。垂 直高度最高可达2 1 k m ，不均匀地分为3 1 层，底层每层间隔大约为2 0 0 m ，至1 6 k m 处每层间 隔约为l k m 。时间步长为1 2 s 。模式输入了模拟区域和模拟时间内的平均海表温度以及观测 得到的大尺度水平和垂直风场等大尺度强迫。 3 2 模拟与实测的对比 图3 2 显示了2 0 0 6 年1 月2 0 日研究区域内的实测与模拟的累计降水量图，实测资料 1 4 第三章一次热带海洋对流云动力结构及微物理过程的数值模拟 使用t r m m 卫星反演结果。模式能够很好的把握起始时间以及降水量的变化。模式能够很好 模拟1 7 时至1 8 时降水量的突然增大，模式模拟的2 4 小时累计降水量与实测相比比较接 近。但是模拟结果还存在不足，模拟的降水出现时间较晚，1 2 时至1 3 时几乎没有降水， 这与实际观测不符。 3 3 对流云的动力过程 雷达图像可以帮助我们理解云内的结构，由于该地区没有雷达图像做对比，这里只给 出模拟结果( 如图3 3 所示) 。图3 3 ( a ) 表示当地时间2 0 0 6 年1 月2 0 日1 5 ：0 0 ，模 拟区域为3 0 1 8 0 k m 的雷达回波图像以及水平风场。可以看出在1 5 ：o o 时对流云正处在发 展阶段，在5 5 k m 处有大约5 石m s 的上升气流，随着对流云的发展，在1 6 ：0 0 时上升气 流达到了1 0m s ，同时对流云的范围与高度都有所增加，在该时刻对流云的上升气流和回 波强度同时达到最大值，对流云处于成熟阶段，但云体偏窄；至1 7 ：o o 时，云体向南偏移 并开始消散，回波强度开始减小，上升速度减小，同时出现了次生对流云，云体进入消散 阶段。说明澳大利亚附近的对流云发展速度较快，与w a n g 等人】在南中国海上的结果做 比较可以发现，本次模拟的对流云团比南中国海太平洋上空的对流云团更加活跃，发展速 度更快。印度洋地区的对流云团是否都具有这个特征还需要大量的观测和模拟研究。 图3 3 ：2 0 0 6 年1 月2 0 日c a ) 1 5 0 0 ( b ) 1 6 0 0 ( c ) 1 7 0 0 l s t 的模拟雷达回波( d b z ) 和水平风 场( ms 1 ) 随时间和高度的变化 3 4 微物理过程 图3 4 ( a ) 显示了在指定时间、指定区域内的海表面降水率。一个主要的雨带在1 4 ： 0 0 时l o o k m 处开始形成，它发展很快，但是位置几乎没有移动过。在1 6 ：o o 时达到最大 值( 表2 ) 。这个雨带从1 7 ：0 0 时开始进入消散阶段。同时，在8 2 k i n 、9 4 k m 、1 0 5 k i n 和 1 2 3 k m 处产生了新的雨带，主要雨带在消散阶段与这些新的雨带产生并合作用，由此主雨 带直到2 l ：0 0 时仍然有微量的降水产生。 1 5 第三章一次热带海洋对流云动力结构及微物理过程的数值模拟 为了进一步计算各种物理过程在这次降水过程中的作用，使用了g a o 等人2 0 0 5 年的 表面降水率方程。用q w v r 表示某一地区的水汽变化量，q w w 表示水汽辐合变化，q w v e 表示表面的蒸发，q e m 代表云的源汇项。降水率方程可以表示为： p s 气b m 州孤m 州跚m 懒 ( 1 ) 其中 q 孵= 一掣 q 狮叫矿等h 万。鲁h 学，书。争【_ 。誓】十鲁】 q 眦= b = 一掣一【掣】 以上各式中q v 表示绝对湿度，w 和v 表示垂直风速和水平风速，e s 表示表面蒸发效率； q 5 = q 。+ q r 均i + q s 斗吨，q c 、q r 、q i 、q s 和q g 分别代表云水( 小云滴) 、雨滴、云冰( 小冰晶) 、 雪花( 密度为0 1 9c m 1 ) 和霰( 密度为0 4 9c m 1 ) ；“一”表示物理量的格点平均值；幻” 表示该物理量在平均值上的扰动值；上标o 表示的是引入的观测值。q w v r 、q w w 和q c m 为正时，分别表示局地水汽减少( 空气变干) 、水汽辐合以及局地水成物减少，反之，当 q w w 、q 、册和q c m 为负时，表示局地水汽增加、水汽辐散、局地水成物增加。由于降水 量方程是由大气湿度和云的收支决定的，所以水汽减少和水汽辐合对降水的贡献是通过凝 结和沉积以及其他微物理过程实现的。 图3 4 b e 显示了方程( 2 1 ) 的右边各项的时空分布，f 显示了可逆湿绝热过程的对流 有效位能( c a p e ) 随时间和经向的分布。降水主要是由局地水汽变化、水汽辐合、云体的 收支以及水成物的辐合组成的，由于表面蒸发的量很小相比其他的降水过程几乎可以忽略。 降水与c a p e 值关系密切，当c a p e 值减小时降水开始增加，这表明不稳定能量的释放产 生了对流。 表2 ：9 0 一1 0 5 k m 处1 4 0 0l s t 至2 0 0 0l s t 每小时平均p s 、q w v t 、q w v f 、q w v e 和q c m 1 6 第三章一次热带海洋对流云动力结构及微物理过程的数值模拟 通常通过分析以下几个方面来分析对流云：风场( 图3 5 以及图3 3 的风矢量) 、热量 变化( 图3 6 ) 和水汽变化( 图3 7 ) 以及微物理过程( 图3 7 ) 。表2 给出了2 0 0 6 年1 月 2 0 日当地时间1 4 ：o o 时至2 0 ：0 0 时主要对流区域9 0 k i n 至1 0 5 k i n 处的p s 、q w v t 、q w v f 、 q w v e 和q c m 小时平均值。虽然不同的区域选择会造成表中的数据发生变化，但是在对 流中各个物理过程的作用是不变的。 1 7 第三章一次热带海洋对流云动力结构及微物理过程的数值模拟 3 4 1 主对流云发生、发展、成熟阶段的微物理过程 1 4 ：0 0l s t 时的平均降水收支如图3 5 ( a ) 以及表2 中s 1 a g ea 显示，对流云带正处 在对流云的发生阶段，图中显示局地水汽变化( q w v f = - 0 9m mh 1 ) 和水汽辐合( q w v f = 0 5 l l r l mh - 1 ) 这两项数值较大，几乎可以忽略其他项的作用，此时没有降水，云也没有形成。 水汽辐合只是润湿空气。对流层底层存在北风，同时高层存在垂直环流以南风为主( 图 3 5 a ) 。对流层底层存在正的温度扰动，高度为2 4 k m 处对流发生区存在负的温度扰动( 图 3 6 a ) 。对流层底层出现正的水汽波动，位置同样出现在1 0 0 k i n 附近( 图3 7 a ) ，这与温度 扰动相匹配。 研究区域的对流云带在1 5 ：0 0l s t 时为发展阶段，图3 5 b 以及表2 中的s t a g eb 显 示。这时的降水速率p s = 3 2m mh 一，降水主要是由于水汽辐合( q w v f = 1 0 5r a n lh 1 ) 、水 成物辐合( q c m = 3 2m mh 1 ) 以及局地水汽变化( q w v t = - 1 0 9m mh 1 ) 这几项决定的。 水成物呈现了一个窄条状的垂直分布，高度达到了4 5 0h p a ，同时该地区存在一个较小的上 升气流( 图3 5 b ) 。这个与对流中心匹配的上升运动主要是由于较强的辐合运动造成的。正 的温度扰动( 图3 6 b ) 和湿度扰动( 图3 7 b ) 也出现在水成物最大值区域，与图3 7 一致， 同时在正的水汽扰动附近出现微小的负的扰动。由于这个对流云生长旺盛，发展阶段即出 现了冰水，但是由于发展刚开始，各个水成物含量均较少。大部分的水汽凝结( p c n d = i 3 7 m m h 1 ；图3 8 a ) 通过冰晶的收集作用( p s a c w + p g a c w = i 2m mh 1 ) 成为雪花和霰， 只有不到四分之一的水汽通过雨滴下落收集( p r a c w = 0 3 2m mh - i ) 形成雨滴。霰的融化 形成的雨滴( p o m l t i = 0 5i i l i nh - 1 ) 约占雨滴的四分之一，雨滴形成的其他微物理过程 ( 【s q r = 0 5m m1 1 1 ) 在雨滴的形成中具有重要作用。同时还有少量雨滴在邻近区域蒸发 ( p r e v p = i 6 删nh q ) 。 1 6 ：0 0l s t 时对流云处于成熟阶段，图3 5 ( c ) 以及表2 中的s t a g ec 显示的是该时 段的平均状况，该时段降水效率p s = 1 0 7m mh 1 ，对降水起到重要影响的过程为水汽辐合 ( q w 7 】- - 4 1 6m