七月季风环流发展的数值模拟
来源：高原气象
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栏目：期刊导读 时间：2021-04-28
七月季风环流发展的数值模拟郭晓岚钱永甫王谦谦(美国芝加哥大学)(中国科学院兰州高原大气物理研究所)摘要本文利用p—口混合坐标系五层初始方程模式(地下一层禾包括在内)模拟了季风环流。一共做了8个试验，积分时间分别为8天至20天不等。其目的在于研究辐射加热、深层积云对流凝结，地形结构等因素，对6—7月的季风系统发展的相对重要性。模拟的范围是0。一180。E，25。S一55。N，几乎包括了全部季风明显区。初始资料有二类：一是6月份气候资料经过光滑后的平均环流形势，二是6月份平均纬向形势。在所有8个实验中，海陆分布和大尺度凝结都包括在内。实验结果表明，平均海平面气压分布及低层气流型主要决定于非绝热加热的分布，而与地形结构关系较小。例如，阿拉伯半岛和东非上空7月平均海平面低压槽的位置，从85。E到110。E沿印度和印度支那一带的气压梯度密集带的位置以及Somali急流的位置等等均可在包含辐射加热的试验中出现而与地形结构关系甚小，但是这些系统的强度受地形的影响极大。若不包括辐射加热，则上列系统中无一可完善地模拟出来。除此之外实验还表明，当模拟中考虑太阳辐射的日变化时，低层气压系统发展得更快，达到准稳定态的时间越短。另一方面，降水的数量和分布却受辐射加热、地形和初始场的影；响极大。例如，如果没有青藏高原，则最大降水将出现于东亚沿海岸线一带而不是在100。E，25。N附近。如果没有辐射加热，陆地和海洋上的降水量就会大大减少。一、引言人们相信，各种季风环流都是由于海陆的不同热力特性所引起的，但是某些大陆上存在的巨大山脉和高原不仅对大气环流起障碍物的作用，而且在它们的表面和它们周围的自由大气之间还存在着巨大的热力性质的差异，因此，山脉和高原在季风环流的形成中也是二苏甲素。山脉和自由大气之间的热力差异会引起巨大的温度日变化，在高原上会产纠伺的对流活动，因而会影响远离高原地区的环流和降水，这二点我们在第一篇关于青藏高颁对气候及天气影响的文章c1)中已经指出了(以下，我们将该文称作文1)。本文的目的在于估价各种因子在夏季风的形成发展中的相对重要性，这些因子有：辐射加热和冷却，，太阳辐射的日变化，大尺度凝结和深厚积云对流凝结，地形的热力和动力效应．海~／,-Y布以及初始状态等高原气象 l卷等，将不同因子的数值模拟结果与观测结果相比较之后，即可估价这些因子的相对重要性。Rama9e[2)指出，季风明显区位于25。S一35。N及15。W一土?0。E之间的大陆和海洋上，包括非洲、南亚和北澳。因此，我们将数值模拟的范围限在0。一180。E，25。S一55。N之间，所用模式与文1中的p一口坐标初始方程模式一样，大气中五层，下垫面以下一层，南北边界固定，东西边界取周期性条件。不过，在文l的基础上对模式中的某些物理过程作了进一步的改进，关于模式的基本轮廓详见文1。为便于结果的讨论，我们将先在第2节中介绍各个强迫项的计算公式。不同试验的说明在第3节给出，第4至第?节中将讨论不同模拟试验的结果，第8节是综合性的讨论。2a、PG的计算二、强迫项的计算图1水平气压梯度力中央差分的图解在。坐标系中的陡坡附近，水平气压梯度力PG的计算容易造成误差。钱永甫和颜宏：8：曾对有地形数值模式中大气动力学方程组的计算精度进行了研究，指出在强烈发展的天气系统或大而陡的地形附近，不论用p还是用口作为垂直坐标都会带来某些计算误差，而以。坐标系尤甚。颜宏和钱永甫(4)还专门研究了有地形数值模式中坐标变换和气压梯度力计算精度问题。因此，我们利用同一原理，推导PG=V。令在口坐标系中的表达式。图土是推导PG的示意图。其中A和B在通过0点的等压面上，土厶S是A和B对于0点的水平距离，A’和B+在通过0点的等口面上并分别位于通过A和B的垂直线上。这样，我们司用中央差分方法求得(飞室—)，=击(令B—令A)=击((令。，—+++，+(+。—+，，)—(+A—++，))。寺(4／岳1n爷)，c是(+—R子1n爷)。(1)式中p，是0点的气压，亍(S)是p，(S)和p(口，S)之间这一层的平均气温，并可认为此气温等于口=常数和p=po面之间的一个曲面与通过A或B点的垂线的交点上的气温。因此可得亍=T+专Y1n(子)(1a，式中T和p是口=常数面上的温度和气压，丫=措也是(口，s)的函数，将上述关系代入(1)式，可得PG=v44—R(T+十，，子)1n刊4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟=V。<+—真(T+十1n(面Po；；；刀In(-；PO瓦)}(1b)式中重力位势是由静力方程从地面(4，，=g2：)向上积分后得到。从(1b)式可见，此一形式的PG与普遍应用的形式不同，因为后者是从单向差分得到的。其不同点在于(1b)式中显含了T在。=常数面上的变化，这一点可对PG的计算发生显著影响，尤其是在山区。在实际汁算中发现，当山坡很陡(如喜马拉雅山西南坡)而网格较粗时，用通过0点的口=常数面作为PG计算的基础也仍不够精确。此时，我们应当允许A+与B+不在同一个口面上而以p，作为选取A+和B+所在。面的标准，其原则很简单，即选取po面上下两个紧邻的口面之任一个作为A+或B+所在的口面，这样选取后(1b)式中4，，T，丫和p(或，o)的值也就随之可定，并且对于A+和B+而言，并不要求这些值在同一口面上。由于地形具有动力和热力双重的重要性，因此，我们修改了文1中所用的地形，使之更接近于青藏高原实际地形，本文所用地形见图2，其中Z，以公里表示。图2在0。一180。E，25。S一55。N范围内的地形图2b，水平和垂直扩散以及热量、动量和水汽的地表面通量某一物理量x的净涡动输送D：可用Fickian扩散公式表示，即D：=kbv2x—giap式中x代表V，T或q，kb为有效水平扩散系数，取为10。米’／秒，T：=仁三pgk；ax二，，二三三广，，地表面，(2) t：为x的向下通量并表示(2a)(2b)此处，x，是x在地表面的值，x。是离地表面一定高度上的值，对于T，q，由外·插求得2米高处的值，对于风矢量，我们取V，=0而Vb=V。。阻滞系数CD分别取为0．002(海洋)，0，003(1500米及其以下陆地)和0，005(大于1500米的山区)。垂直涡动扩散系数k：取作温度递减率丫=—aT：的函数，其形式为高原气象 l卷 k，={：：言兰二exp：：：：：：：‘／1工厂’}c1+o．34K—1)Ira。。；”画‘／三乏二号”(3a、 b)式中丫。=6。K／公里，是凭经验选取的，丫。=9，8。K／公里为干绝热递减率，K=1，2，3，4，5是模式层次编码，A为一常数，当考虑太阳辐射日变化时，A=土0，否则一律取为5。(3a、b)式与,Deardor{f(6)，Washingt011和Kasahara(8)以及Somerville等C7)所用公式相似。由于每隔4步计算一次q，因此在计算水汽的扩散项时k，取得较小，在对流稳定的情况下，无论海陆，均取 k。(q)二亡1+0．5(K一2))m：．s—：(4)本文中，我们将青藏高原的廓线设为3000米高，东非埃塞俄比亚高原廓线设为1500米高，并且假设3000米以上的陆地是潮湿的，因此允许有蒸发。相反，在低于此高度的陆地上没有蒸发。因此，蒸发公式写为E二qP，CDlV。。f(q：一qb)(5)式中!V。叫=(1V。1。+1)言，而／2或1(海洋上)刀={0．1(高于3000米的高原上)(5a)10(其他陆地上)2c，对流调整当太阳辐射日变化包含在模式中时，超绝热现象就会在日间陆地上的低层大气中发生，尤其是在高原地区。这种现象会导致对流发生并使大气低层产生混合。在本模式中用(3a、 b)式计算k：时，对于超绝热现象已经排除。因为当超绝热现象发生时，我们献进行对流调整，使得位温9。水平速度V和混合比q的垂直梯度在超绝热层中变为0，但它们的垂直积分不改变。在对流调整后，丫>丫d的现象就不存在了，因而(3a、b)式可以应用。2d，大尺度凝结率和潜热释放众所周知，当利用方程二六—=—Cl—C。+D。来预报混合比q时，首先不计右端的CL和C¨当预报得的第一近似值旷([+厶t)大于该时刻(t+At)的饱和比湿q真(T寄(t+厶t))时，再来考虑大尺度凝结。此处旷(t+厶t)和T。(t+厶t)是在未考虑大尺度凝结时计算得的混合比和温度，在未饱和情况下，它们与当时的最终预报值q(t+At)和T(t+A[)相同，在过饱和情况下，应当给于修正后求得q和T。现在我们假设qo(t+厶t)大于q●(T。(t+A())，于是有以下关系式‘r(t+厶t)二T肇(t+At)+丰Cq*(t+厶t)一q：(T(t+厶t)))(6)上式是一个超越方程，应用迭代法求解。假设第n次迭代所得的T。还不满足上述方程，!则我们可以构造一误差函数8，(T。)；·8，(T。)二T。一IT*+下：：—(q。一q：))·(6a)4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟为简单计，我们已略去了小括号中的时间t+At并用q2代表q，(T。(t+厶t))。现在假·设8，(T”’)=0，也即T”：满足(6)式，则可对函数8，(T)作泰勒展开，并只取一阶导数得到 c，(T。‘：)二8，(T。)+午(T。，：-T。)二o”7”：7。—茹-T·—号祟丫““其中!—8q,—T。：端(—6885．06——5．3真)飞1厂(6c>此种构造误差函数的方法，我们还应用于地表温度的求取，以及积云对流参数化时对云内温度和湿度的求取方面，在此不再赘述。至于另一种更为简便的求T和q的方法，已给出于文l中。20，深层积云对流凝结和潜热释放在文1中，我们已将郭晓岚c8，”提出的积云对流参数化方法应用于模式。此处，钱永甫建议用一种以气块法理论为基础的更为简单实用的方法，简称QK法。假设在某一气柱中具有对流不稳定条件，又有大尺度的辐合存在，于是可以认为积云将会在此处发生和发展，导致对流降水。云的物理性质由云底上升空气的性质所决定。因此我们易于算得生成后的积云的降水量M。应为·M，=：／PB，‘qD--Po>誓=面'Wtx*g石Pn，‘qa-qc>dp—=—Wix*(qs-qc)．(7) qB式中a为积云所占的面积比，py和pa分别是云顶和云底的气压，qa和qc是云底和云内的混合比，W：为该气柱的水汽辐合率，I●为积云的生命史，取为1小时，!(qs-qc)·是云内qp—qc的平均值。至于降水率CR，则由(7)式可得CR=Wt(qB-qc)--：B．wt(7a)式中B=(qB-qc)／q8，可理解为降水部分永汽与造云时总水汽量之比。用降水率CR，可求得该气柱之平均变温率图c／8T＼一＼石／c—L．CR·gCp(p8-Pr)=1：：L··—i：6示CR：》；)…(。K，s·‘)(7b)高原气象1卷式中I和C，分别为凝结潜热(取力600卡／克)和空气的定压比热(取为0，24卡／克．度)，积云中各层加热率可简单地表示为(0T·)c二N(p)(0T·)。(7c)此处N(p)为所释放潜热的分配函数，详细讨论可见文1。至于太阳辐射、长波辐射以及地面温度的计算方法也可详见文1。三、试验概述本文目的在于估价各种物理因子对夏季6到7月季风环流发展所起作用的相对重要性，其方法是将不同模拟实验结果与实际观测场进行比较。图3a至3d是Van deBoogaardc：o，所给出的7月海平面气压、700mb位势高度和300mb气流流场图，以及Schlesinger和Gat— es(11J给出的6—8月平均降水率图(毫米／天)。我们做了8个不同的实验，初始场有二种，一是6月份月平均位势高度及海平面气压场，是从Crutcher和Meserve(12~以及Oort和RaSIqlUssonCl33的资料中得到的，二是由上述资料得出的6月纬向平均位势高度和海平面气压场。初始温度场和风场是用静力学关系及地转关系由高度场求得的，但在赤道附近，我们利用二级近似来求风场。我们用Ⅱ和夏表示这两种不同的初始场，同时用A和B表示实验中有无太阳辐射等非绝热加热(或冷却)因子。至于太阳辐射效应，我们用二种方法加入实验中，其一是太阳辐射S有日变化，其二是S五日变化，只用全天平均的太阳辐射通量，分别以A：和A。来表示。此外，在有的实验中，我们将地形去掉但保留海陆分布和太阳辐射的日变化，因此还有有无地形之分，用O和N来表示这两种情况。这样一来，8种实验的非绝热加热条件、地形考虑以及初始场状况可清楚地用带下标的8种组合表示，即A：OI，AlO姜，A。OI、A。O姜，A：NI，A：N夏，BOⅡ和BO夏。为便于查阅和记忆，将它们的定义及积分天数列表如下。表'8种实验的物理因子组合说明*及积分天数带实验符号太阳辐射日变化地形初始插(6月)非绝热伽热积分天数Az01A101Aj01AIOIAiNlAIN'BOIBO'有有无无有有／／有有有有无无有有平均纬向平均纬向平均纬向平均纬向有有有有有有无无．大尺度凝结和辫陆分布都包含在8个实验中4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟 d q／旧中唆：er牛 t：：卜旧O， gal高原气象1卷哒俺永咀q日OO卜曰卜 q8田4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟霸殡只雕袜·酽馏国坊《《霸鳃氯喧q日OO帅曰卜。灼田矍0高原气象1卷图3d6—8月平均日降水量(毫米／天)图4a6月月平均初始海平面气压场(1)图4b6月纬向平均海平面气压场(Ⅱ)4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟图4a，b是两种不同初始场的海乎面气压分布，其它层次的初始场这里不再给出。四、AlOI和AlOⅡ的实验结果4a，A：01在此实验中，(5)式的海洋上的刀取为2。主要结果如下：A．海平面气压分布图5aA：OI模拟的第5天海平面气压场图5bA：OⅡ模拟的第8天海平面气压场为将模拟结果与图3a一3d中的7月观测场比较，我们将静力方程从第五层高度Zs向下积分到海平面而求得海平面气压，这样做时，我们假设第四层和第五层间的温度递减率Y=了：=(T。一T，)／1n船)保持不变，此处下标4和5表示第四层和第五层上的量值。图5a，b和c分别是模拟得的第5天，笫8天和8天平均的海平面气压场，可看到，这三幅囤高原气象1卷图5cAlOI模拟的8天平均海平面气压场都和图4a相差很大，但却与图3a中实测的7月平均海平面气压场很相似，甚至西太平洋上高压的范围与强度也相当一致。在这些图上，我们可看到位于160。E，30。N区内的高压系统及其向西南方向的延伸，沿85。Eq《1110。E的两个低压槽，它们与青藏高原上强大的热低压相联系，从伊朗高原·到东北非海岸区的低压槽以及阿拉伯海上的高压脊，其间是气压梯度很大的一个带，这个带显然与索马里急流有联系。所有这些特征都与7月份的实况相符甚好。此外，由图5a和5b可见，海平面气压从第5天至第8天的变化很小，这说明在5天的积分时间后，达到了一个准平衡态。另外，图5c中的8天平均模拟海平面气压场与图3a中的实况也很相符，但图5c中的西太平洋高压南沿的数值稍偏高，这可能是由于东西向周期边界条件引起的。模拟结果还说明，低压槽的强度是日间大于夜间oB．700mb位势高度场图6·A：O．I模拟的8天平均700mb高度场图6是模拟得的8天Y‘均700mb位势高度场，图上有一个和季风低压相似的低压，其中心值低于3100米真l：，位于嘲叫5。斗20。--25。N区域内，另一个热低压位于?0。一／5。E，30。4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟一35。N的巴基斯坦范围内，在高原地区则是一个大低压系统。将此模拟图与图3b中的7月700mb平均图相比较，可看出在高原地区和非洲地区，两者是颇相符合的。从下面将要给出的8天平均边界层中的垂直运动图(图9)，我们发现巴基斯坦上空的热低压是与从高原上辐散来的强烈下沉运动相联系的。因为80。一85。E，20。一25。N这一区域恰好处在地面低压槽的范围内，因此这一?00mb上的低压区应当就是季风低压区。C．地面边界层和300mb层的流型图7aA：OI模拟的8天平均的地面流线(实线)和等风速线(；虚线)图中，点划线为最大风速轴线图7b-A：01模拟的8天平均的300mb流线(实线)和等风速线(虚线)图?a是模拟得的8天平均边界层中的气流流线和等风速线。图中清楚地表明，索马里急流和印度西南季风都准确地模拟出来了，而且气流的方向也与实况一致，即10。S以南是东南风，到了15。N以北就渐渐地变成了西南风，随后气流向青藏高原辐合。强风带开始于20，S高原气象土卷附近，风向为东西向，然后沿东非海岸北上，气流变狭，当气流跨越阿拉伯海，印度半岛，孟加拉湾以及南中国海时，风向变为西南西一东北东，然后流向中国东海区。这一急流带之北缘有一强烈的辐合带，在西太平洋上空却是反气旋性环流型。将这一模拟得的地面风场与Rama耻c皇)书中给出的观测到的7月平均地面风场图相比较，两者相符极好。图?b为模拟得的300mb8天平均风场。由图可见，一个强大而扁平的反气旋环流圈位于20。N附近，中心在青藏高原之东，另一个反时针方向弯曲的气流带占据了15。S一5。N这一区域。这种流型是与图3c中给出的7月300mb实际风场相似的，不过，在模拟风场中风速略较观测值小一些。青藏高原以东的反气旋中心较观察值偏南。D．降水图8aA：OI模拟的前5天平均日降水率(毫米／天)图8bAlOI模拟的第6—8天的大尺度降水率(毫米／天)4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟图8cA：OⅡ模拟的第6—8天的积云对流降水率(毫米／天)图8a是模拟得的前5天平均降水率，单位为毫米／天。我们看到，在赤道以北从西太平洋(5。N，160。E)至非洲(10。N)这一带内有一降水的大带，中心值在西太平洋和印度洋区内约为5—6毫米／天，在加勒比海岸区中心值要大得多，但在埃塞俄比亚高原以西有一个少雨的断裂带。这一降水大带显然与7月的ITCZ有关。另一个最明显的高降水率区是在西藏高原以东100。E，25。N附近，并且向西南方伸至盂加拉湾，向东南方伸至中国东南部，向西北方伸至青藏高原南沿，向东北方伸至渤海。其它的高降水率区是阿拉伯海及台湾以东地区。将此模拟结果与图3d中6—8月平均降水率图比较，两者相符很好，就连干燥区如撒哈拉沙漠，南非和北澳大利亚的少雨特征也都模拟出来了。第6天至第8天三天内的大尺度降水率和积云对流降水率分别给出于图8b和8c中。这两张模拟图说明，7月份积云对流降水在陆地上要比大尺度降水重要，尤其在热带以外的地区内是如此，但在海洋上，大尺度降水要比积云对流降水重要些。再将上述两张图与图8a相比，发现青藏高原以东地区的降水率略有减小，而华北和尼日利亚海岸的降水率则明显增图9AlOI模拟的地面边界层顶的垂直速度(毫米／秒)高原气象工卷加。显然这两区内的降水率之增加是由于侧边界条件影响的增大所引起的，可见在积分时间延长时，由于边界影响，模拟结果会变得不可信。因此，我们将积分时间限制在8天内。在另一个A：OI实验中，我们取(5)式中的海洋上的门=1，将积分进行了10天，模拟得的结果与上述刀=2时的结果近乎一致，因而不再赘述。正．地面边界层顶的垂直速度图9是实验所得8天平均的地面边界层顶的垂直速度场Wbo由图可见，海洋上是下沉运动或微弱的上升运动，而山区和高原区是上升运动，最强的上升运动出现在青藏高原东南部，Wb的数值超过1．4厘米／秒。将图8a和图9比较，可见降水分布与W。的分布是颇为一致的。若将图6与图9比较，则可证明巴基斯坦热低压以及沙特阿拉伯热低压均与下沉运动有关系。4b，A：0姜图10A：OⅡ模拟的第5天的海平面气压场图]]aA，O贾模拟的第6—8天的平均大尺度降水率(毫米／天)4期郭晓岚等，七月季风环流发展的数值模拟图11bA：OⅡ模拟的第6—8天的积云对流降水率(毫米／天)此实验与A：OI之不同仅在于初始资料用月纬向平均场(见图4b)。图10是第5天的海平面气压模拟场，图11a和llb是从第6天至第8天三天内的大尺度降水率和积云降水率。将图5a和图10相比较可见，它们几乎是难以区分彼此的。将图8b和8c与图11a和11b相比较也说明它们是十分相似的，尤其是积云降水分布。主要的差别在华北地区，图11a和11b中该区内的降水率较图8b和8c中的小一些。所有上述比较说明7月季风环流在发展5天之后，主要取决于与海陆分布以及地形分布有关的加热场的差异。但是在较高纬度区内，流场与降水场的特征却与初始条件关系密切，并且受北边界条件的影响很大。；．5a，A：0Ⅱ五，A20I和A20Ⅱ的实验结果图12aA201模拟的：第15：天海平面．气压场高原气象1卷图12bA20I模拟的第8天海平面气压场此实验中，我们不考虑太阳辐射日变化而用各天全日平均的太阳高度角来确定太阳辐射加热率，(3a)式中的A取为5而不是土0，其它条件与A：OI完全相同(见表王)。此实验也积分至8天，我们将在此讨论海平面气压分布和平均降水率，以便将它们与A：OⅡ中所得出的结果相比较，从而估价太阳辐射日变化对模拟结果的影响。!A．海平面气压模拟场图12a和12b分别是第5天和第8天的海平面气压模拟场。我们发现，与实验A：01不同的是；，本实验中积分5天后，85。E和110。E的两个低压槽还不曾出现，虽然它们以后出现了，但强度要比A：OI中的低压槽弱得多。只要比较一下图12b和图5b就可证实这一点。B．降水图12cA：OI模拟的前5天平均总降水率图12c是本实验所得的前5天平均降水率。将它与图8a相比较，可看到，海洋上的降水率稍微增大了，但青藏高原及其以东地区的降水率大为减小。例如，在100。E，25。N，4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟降水中心值只有8．3毫米／天，但在A：OI中却为21．6毫米／天。此外，高原地区和印度的降水分布也完全改变了，沿海岸的明显降水梯度大带不再存在，孟加拉湾，阿拉伯海以及尼日利亚海岸的降水高中心消失，110。E和40。N以及0。E和10。S出现了新的高中心。以上这些改变都是因为太阳日变化未考虑进来，从而使垂直运动场发生改变的缘故，尤其是对高原及其周围地区有着更为直接的影响。当然由于海陆之间的反馈作用，海上的垂直运动场也会受到影响。5b。As0重本实验与A：OI的唯一差别仅在初始场上。此处，我们用6月平均纬向初始场。积分时间为20天。主要结果如下：A．海平面气压场图13aA。O重模拟的20天平均海平面气压场图13bA。O姜模拟的20天平均700mb高度场图13a是模拟得的20天平均海平面气压场。将它与图12b比较，可发现它们基本上是相同的，不过，在A。O夏中85。E和105。一110。E处的两个槽发展得更为完好，这显然是由于高原气象1卷积分时间增长之故。这又一次说明，海平面气压场主要决定于非绝热加热的分布。我们再将图13a和图5c比较后发现，这两个槽在A：OⅡ中发展得更快，因为A：OI包括了太阳!辐射的日变化，它们在8天中的发展甚至比A。O置中20天的发展还要完好一些。至于别的地区，A直OI和A。O重这两个实验有着很类似的海平面气压场。B．700mb位势高度图13b是20天平均的700mb高度场，将它与图6相比，它们是相象的，尤其在30。E至150。E的区域内。但是，进一步将它们与图3b比较后表明，图6与图3b中观测得；的7月700mb高度场更为接近。C．地面层流场图13cA：O直模拟的20天平均地面层流线(实线)和等风速线(虚线)点划战为最大风速轴线图13c是20天平均的近地层中的流线和风速图。图中看出，这张图与实验A：O'中所得的近地层流型十分相似(见图7a)。索马里急流，印度西南季风在这一实验(A20夏)中也被模拟出来了，只是风速偏小一些。300mb流型也和图?b中的相象(图赂)。D．降水-图13dAsO重模拟的20天平均降水率(毫米／天)4期郭晓岚等；七月季风环流发展的数值模拟2J图13d是A20夏20天平均的降水分布。与A：OI前5天的平均降水分布(图12c)比较，发现它们的分布是相似的。但在图13d中，100。E和25。N处的中心降水率只有3．3毫米／天，这比图12c中的8．3毫米／天要小，更比图8a中的n．6毫米／天小得多。与此相反，华北和东北地区的降水率在图13d中要比图12c和图8a中的大得多。显然，A。O夏中长时间的积分更加严重地受到了不真实的边界条件的影响，尤其是北边界，这在前面已经说过了。六、AlNI和A：NⅡ的实验结果这两个实验中均考虑了太阳辐射的日变化和海陆分布，但高山和高原统统去掉。积分时间均为8天。图14aA：NI模拟的8天平均海平面气压场图14bA直NⅡ模拟的8天平均地面边界层流线(实线)和等风速线(虚线)点划线为最大风速线高原气象1卷图14cAlNI模拟的8天平均降水率分布(毫米／天)图14a，14b和14c分别是A：N18天平均的海平面气压场，近地面层风场和降水率布。我们将图14a与图5c相比后看到，两个海平面气压分布是很相象的，例如低压槽和太平洋高压的位置在两张图中很一致。但图14a中高原上低压系统的强度要比图5 c中的得多，两者相差lomb。此外，图14b和图?a的比较表明，AlOI和AlNⅡ中模拟得的地层中的风场也存在着基本的相似性，例如索马里急流的位置和强度及其向东的扩展都是样的。这说明东非山脉的障碍作用并不是索马里急流产生的必要因素。我们也许可由此得如下结论：海平面气压场和近地面层风场主要是由与海陆分布相联系的非绝热加热场决的，其间所存在的特殊地形只对它们产生次一级的作用。另—-方面，我们将图14c中的降率分布与图8a中A：01的降水率分布相比较后发现；两者有着明显的差异，尤其是在东地区。这说明，地形在降水分布中却有重要作用。如果青藏高原等高地不存在，那么东亚海岸地区要湿润得多，但索马里急流仍然存在。实验A：N夏的结果与A：NI的结果是很相似的，因此我们不再一一列举了。七、BOⅡ和BOI的实验结果这两个实验不包括辐射加热或冷却作用，也没有积云对流加热等非绝热加热因素，但大尺度凝结仍包括在内。实验的积分时间均为8天。图15a和15b是BO重的海平面气压和近地层风场图。将它们与图3a的7月平均实况以及图5c和图7a中的模拟结果相比较后看到它们之间的差别十分巨大，只有在，100。E和35。N处的地面低压北缘有地面辐合带存在，东南信风也还可以看到。显然，这些特征是由地形和初始时刻平均气压分布共同作用的结果。图16a和16b是B018天平均的海平面气压和降水率的分布图。将图16a和图1Sa进行比较后可见，由16a与图4a较为相似，但由于山脉的影响，初始场上存在的巨大低压被劈裂为两个中心，其间低压被填塞。在BOI中也没有季风槽出现，300mb上模拟得的流型与初始场的情况相似，不过风速较小些，分西弱近l出定水亚的4期郭晓岚等：七日季风环流发展的数值模拟23图15aBO夏模拟的8天平均海平面气压场●； q；图15bBO夏模拟的8天平均地面流线(实线)和等风速线(虚线)图16aB018禾平均海平面气压高原气象1卷图16bB018天平均降水率(毫米／天)图16b指出，没有辐射加热或冷却，降水集中于沿5。N的一个狭长带内以及盂加拉湾地区，并从该区向西南及东北方向伸展，但降水率大大地减小了，海洋上和陆地上都比有辐射加热或冷却时小很多。八、总结和讨论本文总结了8个数值试验的主要结果。所用的模式是大气中五层下垫面以下一层的p一口坐标系初始方程模式，具有各种非绝热加热的影响，地形和初始条件的影响，其目的是了解它们对7月季风系统发展的相对贡献，积分时间有8天和20天两种。通过对主要模拟结果的讨论，我们发现低层大气中模拟得的风场和海平面气压场主要是由非绝热加热的分布决定的。当然这种非绝热加热的分布又受两个主要因子的支配，其一是海陆及高山和高原分布的不均匀性，其二是太阳辐射加热本身的日变化。不过地形对于季风环流来说，其作用要次于海陆分布。例如，阿拉伯半岛和东北非洲上空的平均海平面低压槽，印度和印度支那东岸的低压槽，7月的平均地面风场，包括索马里急流及其向东的伸展，都可以在包含有非绝热加热的所有模拟实验中产生出来，而不管其初始状态是否为6月平均场还是6月纬向平均场，也不管地形是否包含在内。相反，上述季风系统的强度以及晔水的强度与分布，却既受非绝热加热影响，又受地形和初始资料的影响。因此，亚洲大陆的降水分布在不考虑地形时会完全变样，尽管非绝热加热和海陆分布都仍在起着作用。此外，如果没有辐射加热，海洋上和陆地上的降水都将大大减小。我们在讨论中还发现，太阳辐射的日变化对于降水分布以及低层大气中的风场和气压场发展均有重要作用。将这种日变化加入之后，印度东岸和印度支那的低压槽发展得比没有日变化时快得多。将实验A：OI中所得到的平均海平面气压分布(图5c)和降水分布(图8a)与7月实况(图3a和3d)以及Stone等(“)和Schlesinger及GateSill)的模拟结果相比较后发现，用我们的有限区域但包括太阳辐射日变化，地形，大尺度凝结以及千对流和积云对流在内的初始方程模式所得到的结果比他们用GISS模式和两层模式所得到的结果好。在此还需指出，当太阳辐射日变化以及积云对流参数化同时加入到模式中时，由于东西周期边界条件的假定，会使得长时间积分造成困难，这主要是由于边界附近的降水过多造成4期郭晓岚等：七月季风环流发展的数值模拟2e强烈增温而引起的，例如在实验A，OⅡ及A：OⅡ中，在西边界约10。N附近常常在积分5天后产生极大的降水，降水率可达到100毫米／天。不难想象，这是因为对于太阳辐射日变化我们无法应用东西向的周期边界条件，当180。E处为子夜时，0。E处应当是正午，流场上的东西向周期边界条件使得处于子夜时刻的气象场与处于正午时刻的气象场连接在一起，必然造成强烈的对流活动而带来计算不稳定性。这就是说，对于有限区域模式，过长的时间积分是没有太大意义的。我们已初步将本模式扩大到全球范围，并得封了一些模拟结果，分析表明，虽然我们在本文中的实验是在有限区域中做的，但基本结论并没有改变。·关于全球模式的一些情况，我们将在以后另文介绍。致谢：我们的实验研究是在美国国家科学基金会的资助下进行的。部份经费由国家宇航局(NASA)提供。大量的计算工作是免费在国家大气研究中心(NCAR)的CRAYl计算机上完成的。全部附图由秦新同志绘制。在此一并表示谢意。亡1)郭晓岚，钱永甫， 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