孫丹 周天軍 劉景衛(wèi) 薛峰

1 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100029

2 中國科學(xué)院研究生院,北京 100049

變網(wǎng)格模式LMDZ對1998年夏季東亞季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬

孫丹1,2周天軍1劉景衛(wèi)1,2薛峰1

1 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100029

2 中國科學(xué)院研究生院,北京 100049

本文利用法國國家科研中心 (CNRS)動(dòng)力氣象實(shí)驗(yàn)室 (LMD)發(fā)展的變網(wǎng)格大氣環(huán)流模式LMDZ4,對1998年夏季東亞季節(jié)內(nèi)振蕩 (ISO)現(xiàn)象進(jìn)行了模擬研究。分析表明,該模式能準(zhǔn)確模擬出1998年夏季東亞地區(qū)ISO的準(zhǔn)周期信號(hào),并能較好地再現(xiàn)30～60天振蕩經(jīng)向上北傳、緯向上西傳的傳播特征,對ISO動(dòng)能強(qiáng)度的模擬在低緯地區(qū)稍強(qiáng),中緯地區(qū)較弱。模式能再現(xiàn)降水季節(jié)內(nèi)振蕩的主周期,但仍存在一定的偏差。觀測資料表明,東亞降水30～60天振蕩在北傳過程中,大約在15°N、27°N以及37°N附近會(huì)出現(xiàn)明顯的高值中心,分別對應(yīng)我國東部地區(qū)三條雨帶。模式能再現(xiàn)其北傳特征,但30°N以南地區(qū)模擬偏弱,30°N以北地區(qū)偏強(qiáng),導(dǎo)致 ISO高值中心分布在30°N以北。這可能是由于對降水強(qiáng)度和雨帶位置的模擬偏北有關(guān)。

變網(wǎng)格模式LMDZ 東亞 季節(jié)內(nèi)振蕩 降水

1 引言

大氣季節(jié)內(nèi)振蕩 (Intraseasonal Oscillation,簡稱ISO)是大氣環(huán)流的重要模態(tài),自從20世紀(jì)70年代初,Madden and Julian(1971,1972)首先在熱帶地區(qū)發(fā)現(xiàn)存在顯著的40～50天周期振蕩之后,大氣季節(jié)內(nèi)振蕩就一直是氣候?qū)W家關(guān)注的問題。最初的研究集中在熱帶地區(qū),但隨后發(fā)現(xiàn)東亞季風(fēng)區(qū)也存在顯著的ISO變率,且表現(xiàn)出10～30天和30～60天兩個(gè)主要周期 (Lau et al.,1988;Chen et al.,2000)。與熱帶ISO緯向上以東傳為主不同,該地區(qū)ISO多表現(xiàn)出西傳特征。經(jīng)向上傳播則在30°N以南從赤道向北、30°N以北向南傳播(Chen and Xie,1988;Huang,1994;李崇銀等,2003;Hsu et al.,2004)。

大氣季節(jié)內(nèi)振蕩活動(dòng)復(fù)雜,具有較強(qiáng)的區(qū)域性特征。作為連接天氣變化與年際變化的重要紐帶,數(shù)值模式對ISO模擬能力如何,直接影響短期氣候預(yù)測能力。因此,ISO的數(shù)值模擬將是一個(gè)國際熱點(diǎn)話題。對大氣環(huán)流模式比較計(jì)劃 (AMIP)結(jié)果的分析表明,僅少數(shù)模式能較好地模擬出熱帶大氣ISO(Slingo et al.,1996),再現(xiàn)其斜壓結(jié)構(gòu)以及印度洋地區(qū)對流異常在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度上的發(fā)生發(fā)展和衰減 (Sperber et al.,1997)。具體對比四個(gè)大氣環(huán)流模式和耦合的大氣海洋環(huán)流模式結(jié)果,雖然都能再現(xiàn)低層緯向風(fēng)中MJO(Madden-Julian Oscillation)的東傳,但在東太平洋偏強(qiáng)、印度洋偏弱(Zhang et al.,2006)。國內(nèi)中國科學(xué)院大氣物理研究所的IAP GCM被較早用于大氣低頻振蕩現(xiàn)象的模擬研究 (薛峰等,1996),該模式能合理再現(xiàn)低頻振蕩的地理分布、垂直結(jié)構(gòu)和傳播過程的主要特征。氣候模式近年來取得了快速發(fā)展,對 IAP/LASG大氣環(huán)流譜模式SAM IL模擬的MJO進(jìn)行分析表明,該模式在熱帶地區(qū)可以模擬出明顯的MJO準(zhǔn)周期信號(hào)以及基本傳播特征,并且模擬的MJO強(qiáng)度較許多大氣模式有顯著提高 (賈小龍和李崇銀,2004,2007a)。造成 ISO模擬偏差的原因很多,包括對流參數(shù)化方案的影響 (Maloney and Hartman,2001;Liu et al.,2005;Zhang and Mu,2005;賈小龍和李崇銀,2007b)、模式分辨率的影響 (Inness et al.,2001;Jia et al.2008)、平均氣候態(tài)背景場的作用 (Inness et al.,2003;Zhang,2005;Yang et al.,2009)、海氣相互作用 (Kemball-Cook et al.,2002;Zheng et al.,2004;Sperber et al.,2005)等。

此前關(guān)于ISO的數(shù)值模擬研究多使用全球模式,但對局部地區(qū)ISO的模擬仍存在很大的問題(Lin et al.,2008)。ISO具有顯著的地域性特征,區(qū)域氣候模式 (RCM)分辨率相對較高,對區(qū)域地形、海陸分布、陸面過程等的刻畫更為細(xì)致 (Dickinson et al.,1989;Giorgi,1990),使用區(qū)域氣候模式來研究ISO區(qū)域變化特征,或許具有一定優(yōu)勢。例如,有研究表明RegCM 3模式對東亞降水低頻振蕩具有較強(qiáng)模擬能力 (胡軼佳等,2008a,2008b)。迄今為止,利用區(qū)域氣候模式研究ISO的工作相對較少,多是在模擬季風(fēng)的討論中略有涉及 (Ding et al.,2006),并且區(qū)域耦合模式對 ISO的模擬效果更好 (Ratanam et al.,2009)。東亞季風(fēng)區(qū)夏季ISO的活動(dòng)對降水有著重要影響,從赤道北傳的ISO與中高緯南傳的ISO在長江中下游地區(qū)匯合,易造成該地區(qū)降水偏多 (Yang and Li,2003;琚建華等,2007,2008)。為理解這一過程,有必要利用區(qū)域氣候模式進(jìn)行模擬研究。

除RCM外,變網(wǎng)格模式是進(jìn)行區(qū)域氣候模擬的另一種重要工具。法國國家科研中心 (CNRS)動(dòng)力氣象實(shí)驗(yàn)室 (LMD)發(fā)展的可變網(wǎng)格的格點(diǎn)大氣環(huán)流模式LMDZ(Hourdin et al.,2006)在歐洲、非洲以及東亞等地都得到了應(yīng)用 (Krinner and Genthon,1998;Zhou and Li,2002;Sepulchre et al.,2006;Xin et al.,2008;Zou et al.,2010),但尚未有利用該模式進(jìn)行ISO模擬的研究。1998年長江流域出現(xiàn)20世紀(jì)第三次持續(xù)性嚴(yán)重洪澇災(zāi)害,梅雨期期間呈現(xiàn)典型的“二度梅”形勢,有跡象表明大氣季節(jié)內(nèi)振蕩是影響強(qiáng)降水的重要過程 (陶詩言等,1998;徐國強(qiáng)等,2004)。因此,1998年夏季東亞ISO活動(dòng)可以作為數(shù)值模擬研究的最佳個(gè)例。本文的目的是利用LMDZ模式模擬1998年夏季東亞地區(qū)大氣季節(jié)內(nèi)振蕩,分析風(fēng)場ISO模擬效果及與降水季節(jié)內(nèi)振蕩之間的聯(lián)系,探討變網(wǎng)格模式對東亞地區(qū)ISO的模擬能力。

2 模式、資料和分析介紹

本文使用的模式是法國動(dòng)力氣象實(shí)驗(yàn)室(LMD)發(fā)展的一個(gè)具有可變網(wǎng)格特征的大氣環(huán)流模式LMDZ(Sadourny and Laval,1984;Li,1999;Zhou and Li,2002)。該模式經(jīng)緯向均可伸縮,可用于區(qū)域加密。在加密區(qū)外利用再分析資料強(qiáng)迫,能進(jìn)行區(qū)域氣候模擬。本文使用的是最新版本LMDZ 4.0(Hourdin et al.,2006),以下簡稱LMDZ。

LMDZ 4.0標(biāo)準(zhǔn)版本中全球經(jīng)緯向網(wǎng)格數(shù)為96×71。為了提高模式對東亞復(fù)雜地形的刻畫能力,本文提高了模式水平分辨率,將經(jīng)緯向網(wǎng)格數(shù)增加為200×100,使得東亞加密區(qū)的水平分辨率為0.36°(經(jīng)度) ×0.36°(緯度)(約為 37 km),模式中心點(diǎn)為 (30°N,110°E),加密區(qū)范圍 (13.8°N～46.2°N,83°E～137°E),覆蓋了東亞大部分地區(qū) ,垂直方向19層。為保證環(huán)流模擬的有效性,在模式加密區(qū)內(nèi),預(yù)報(bào)場每10天向再分析資料恢復(fù)一次,加密區(qū)外半小時(shí)恢復(fù)一次。模式主要物理過程包括修正后的歐洲中心中尺度天氣預(yù)報(bào) (ECMWF)輻射方案 (Fouquart and Bonnel,1980;Morcrette et al.,1986)、Emanuel積云對流參數(shù)化方案 (Emanuel,1993)、ORCH IDEE地表動(dòng)態(tài)植被模式 (de Rosnay et al.,2002;Krinner et al.,2005)等。

模式使用的強(qiáng)迫場為NCEP/DOE(R2)逐6小時(shí)再分析資料 (以下簡稱NCEP2)(Kanamitsu et al.,2002),包括速度 (u和v)、溫度和比濕。原始資料水平分辨率為2.5°(經(jīng)度)×2.5°(緯度),垂直方向17層,本文利用雙線性插值方法將其插值到模式網(wǎng)格。下邊界強(qiáng)迫場為AMIP II提供的氣候態(tài)海表溫度和海冰 (Hurrell et al.,2008)。模式積分時(shí)間段為1998年5月1日～8月31日。

為驗(yàn)證模擬結(jié)果,本文用到的觀測資料除NCEP/DOE R2外,還包括 GPCP(Global Precipitation Climatology Project)逐日降水資料 (Huffman et al,2001)。

為了提取 ISO的活動(dòng)特征,本文使用Butterwo rth函數(shù)對風(fēng)場、降水等變量進(jìn)行30～60天帶通濾波 (李崇銀,1993);使用經(jīng)過帶通濾波后的u和v計(jì)算季節(jié)內(nèi)振蕩動(dòng)能,以此考察ISO強(qiáng)度 (賈小龍和李崇銀,2004)。

圖 1 沿 (15°N～45°N,105°E～122.5°E) 區(qū)域平均 850 hPa緯向風(fēng)小波系數(shù)模值的時(shí)間尺度分布Fig.1 The timescale spectrum of the time mean modules of wavelet transforms for 850-hPa zonal wind averaged over(15°N-45°N,105°E-122.5°E)

3 結(jié)果分析

東亞地區(qū)夏季存在較強(qiáng)的30～60天季節(jié)內(nèi)振蕩,并且在我國東部地區(qū)低頻波的變化與雨帶位置相對應(yīng)。下文以NCEP2和 GPCP降水資料作為對比,探討LMDZ模式對ISO周期特征的模擬,分析1998年夏季 (5～8月)30～60天季節(jié)內(nèi)振蕩的傳播特征和強(qiáng)度,最后考察模式對降水季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬效果。

3.1 東亞地區(qū)ISO的周期和傳播特征

將1998年5～8月NCEP2資料和LMDZ模擬的850 hPa緯向風(fēng)作小波分析 (尤衛(wèi)紅,1998),結(jié)果如圖1所示。可見,NCEP2表現(xiàn)出9天、13天、24天以及45天的峰值振蕩周期,LMDZ模擬結(jié)果與之基本一致,表明該模式對東亞ISO具有較強(qiáng)的模擬能力。此外,功率譜分析亦表明NCEP2資料和LMDZ模擬結(jié)果都存在明顯的30～60天振蕩周期 (圖略),這是進(jìn)一步討論30～60天季節(jié)內(nèi)振蕩模擬效果的基礎(chǔ)。

ISO的傳播可分為經(jīng)向傳播和緯向傳播。首先考察東亞地區(qū)夏季ISO的經(jīng)向傳播特征,圖2為30～60天帶通濾波后850 hPa緯向風(fēng)沿105°E～122.5°E平均的緯度—時(shí)間剖面圖。在NCEP2中,ISO表現(xiàn)出明顯的向北傳播。5月上旬15°N附近出現(xiàn)ISO低值區(qū),從下旬開始轉(zhuǎn)為高值區(qū)并向北傳;6月中旬傳到25°N,并出現(xiàn)一高值中心,隨后繼續(xù)北傳,于7月上旬末到達(dá)35°N,其北界位置可達(dá)38°N,這次由南向北的傳播時(shí)間約為55天。在這次中心值為正值的ISO向北傳播的同時(shí),6月中旬在15°N附近又出現(xiàn)一中心值為負(fù)值的 ISO活動(dòng),于7月上旬北傳到26°N(圖2a)。LMDZ模式能很好地模擬出這一北傳特征,傳播周期與觀測基本吻合,但在強(qiáng)度以及大值中心位置上有所差異(圖2b)。在NCEP2資料中,ISO正值區(qū)6月中旬在25°N以南出現(xiàn)高值中心,表明 ISO強(qiáng)度在該區(qū)域有所增強(qiáng),但這一過程在模擬結(jié)果中不明顯,其中心位置位于25°N以北。7月1日出現(xiàn)在33°N的高值中心得到合理模擬,但強(qiáng)度較之再分析資料偏強(qiáng)。類似的情況出現(xiàn)在6月中旬 ISO負(fù)值北傳過程的模擬中。

東亞ISO的緯向傳播以西傳為主,同時(shí)也伴有東傳現(xiàn)象。再分析資料中,從經(jīng)度—時(shí)間剖面圖(圖3a)上看,從5月20日開始,85°E和135°E地區(qū)的ISO正值區(qū)分別向東、向西傳播,向西傳播的ISO強(qiáng)于向東傳播的ISO。當(dāng)西傳的ISO正值中心于6月16日到達(dá)115°E～120°E時(shí),正好對應(yīng)圖2a中25°N附近ISO的增強(qiáng)。模擬結(jié)果中 (圖3b),該中心出現(xiàn)的位置和時(shí)間同NCEP2資料相吻合,但強(qiáng)度偏弱,這與圖2的分析一致。

總體來說,LMDZ模式能較好地模擬東亞地區(qū)ISO活動(dòng),其對 ISO中心位置和強(qiáng)度的模擬有偏差,但具體傳播路徑和周期與再分析資料一致。

3.2 ISO的強(qiáng)度

許多大氣模式對ISO強(qiáng)度的模擬都存在不足(Slingo et al.,1996)。為檢驗(yàn)LMDZ的能力,圖4分別給出NCEP2資料和LMDZ模擬的整個(gè)東亞地區(qū)及其不同緯度帶平均的850 hPa動(dòng)能變化。從區(qū)域平均來看 (圖4a),模式模擬的動(dòng)能波動(dòng)趨勢與再分析資料基本一致,但強(qiáng)度有所差異,模式結(jié)果在7月之前偏弱,7月之后偏強(qiáng)。進(jìn)一步根據(jù)圖2中ISO大值中心的位置,將該區(qū)域劃分為三個(gè)緯度帶 (圖4b-d),可以發(fā)現(xiàn),不同緯度帶模擬的 ISO強(qiáng)度隨時(shí)間變化的差異不同。在15°N～30°N之間,模擬的ISO強(qiáng)度較之NCEP2資料偏強(qiáng),且偏強(qiáng)幅度在6月之后更大。在30°N～40°N之間,7月之前的波動(dòng)趨勢有些微差異,模擬結(jié)果偏弱,7月之后波動(dòng)趨勢一致,模擬結(jié)果明顯偏強(qiáng)。40°N～45°N緯度帶的情況相反,模式模擬的動(dòng)能強(qiáng)度在7月之前偏弱,7月之后與NCEP2資料相差不大。因此,對整個(gè)區(qū)域平均動(dòng)能的模擬而言,波動(dòng)趨勢與再分析資料基本一致,強(qiáng)度上的偏差在7月之前主要是因?yàn)橹芯暥鹊貐^(qū)的模擬偏弱,7月之后則與低緯地區(qū)的模擬偏強(qiáng)有關(guān)。

3.3 東亞地區(qū)降水ISO特征分析

在我國東部地區(qū),ISO低頻波的變化與我國夏季雨帶相對應(yīng),當(dāng)長江中下游地區(qū)出現(xiàn)強(qiáng)的ISO活動(dòng)年時(shí)易發(fā)生洪澇 (琚建華等,2005;韓榮青等,2006)。因此,下文主要考察對降水30～60天季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬情況。

首先,對1998年5～8月 GPCP降水和LMDZ模擬的降水作小波分析,得到降水變化的主要特征時(shí)間尺度 (圖5)。GPCP資料的周期為5～10天、15～20天以及30～45天,模擬結(jié)果則主要為15～20天和35～45天兩個(gè)峰值,5～10天周期特征不顯著。此外,GPCP降水的功率譜分析雖然存在30～60天振蕩周期,但未通過顯著性檢驗(yàn),LMDZ的模擬結(jié)果對30～60天振蕩周期的表現(xiàn)更明顯 (圖略)。

對降水資料進(jìn)行30～60天濾波后,沿105°E～122.5°E平均得到緯度—時(shí)間剖面圖 (圖 6)。GPCP資料中 (圖6a)降水逐漸向北移動(dòng)。5月20日在15°N附近出現(xiàn)正值區(qū),20天后北傳至25°N～30°N,在此出現(xiàn)高值中心后繼續(xù)向北,于7月5日到達(dá)35°N～40°N。模擬結(jié)果中,在 27°N 以南,北傳特征不明顯;在27°N以北,北傳特征顯著。在北傳過程中,GPCP資料兩個(gè)高值中心位置主要位于 25°N～30°N 和 35°N～40°N,而模式模擬的多個(gè)高值中心分布在30°N以北。因此,模擬的降水ISO在27°N以南偏弱、以北偏強(qiáng)。

圖2 1998年夏季 (5～8月)30～60天帶通濾波的850 hPa緯向風(fēng)沿105°E～122.5°E的緯度—時(shí)間剖面圖 (單位:m/s):(a)NCEP2資料;(b)LMDZ模擬Fig.2 Latitude-time section of 850-hPa zonal wind averaged between 105°E-122.5°E after 30-60 day band-pass filtering in the summer(MJJA)of 1998:(a)NCEP2 data;(b)LMDZ simulation

圖3 同圖2,但為沿25°N的經(jīng)度-時(shí)間剖面圖Fig.3 Same as Fig.2,but for the longitude-time section along 25°N

圖 4 30～60 天帶通濾波后沿 105°E～122.5°E 平均的 850 hPa動(dòng)能隨時(shí)間變化 (單位:kg·m2·s-2):(a)15°N～45°N;(b)15°N～30°N;(c)30°N～40°N;(d)40°N～45°NFig.4 Time series of kinetic energy averaged between 105°E-122.5°E at 850 hPa after 30-60 day band-pass filtering:(a)15 °N-45°N;(b)15 °N-30°N;(c)30 °N-40°N;(d)40 °N-45°N

圖5 同圖1,但為降水Fig.5 Same as Fig.1,but for the precipitation

為了檢查與低頻降水對應(yīng)的垂直環(huán)流結(jié)構(gòu),選取圖6a中25°N～30°N之間低頻降水出現(xiàn)大值中心的時(shí)間6月11～20日,給出該時(shí)間段平均的各物理量緯度—高度剖面圖。再分析資料的低頻緯向風(fēng)垂直剖面圖中 (圖7a),低頻西風(fēng)呈傾斜結(jié)構(gòu),低層最大風(fēng)速中心位于700 hPa,高層位于150 hPa。在18°N附近低層低頻東風(fēng)向西風(fēng)轉(zhuǎn)換,27°N附近低頻西風(fēng)向東風(fēng)轉(zhuǎn)換。最大上升區(qū)和下沉區(qū)分別位于18°N和27°N,且整層表現(xiàn)出一致的上升或下沉運(yùn)動(dòng) (圖7b)。低頻散度場也與垂直速度相對應(yīng),在上升區(qū)低層輻合,高層輻散,散度中心低層位于925 hPa,高層位于150 hPa(圖7c)。

在模擬結(jié)果中 (圖7d-f),高低層低頻緯向風(fēng)的傾斜特征以及風(fēng)速中心與再分析資料一致。但低層低頻東西風(fēng)轉(zhuǎn)換位置位于30°N,較之NCEP2資料偏北3個(gè)緯度。相應(yīng)地,垂直上升區(qū)中心位置偏北、強(qiáng)度偏強(qiáng),18°N附近的下沉運(yùn)動(dòng)未能體現(xiàn),而30°N地區(qū)的垂直上升運(yùn)動(dòng)則偏強(qiáng)。低頻散度中心位置和強(qiáng)度也偏北偏強(qiáng),高層散度中心大約位于250 hPa。

圖6 同圖2,但為降水 (單位:mm/d):(a)GPCP資料;(b)LMDZ模擬Fig.6 Same as Fig.2,but for the precipitation:(a)GPCP data;(b)LMDZ simulation

圖7 1998年6月11～20日30～60天帶通濾波的緯向風(fēng) (a、d)、垂直速度 (b、e)、散度 (c、f)沿105°E～122.5°E平均的緯度—高度剖面圖:(a-c)NCEP2資料;(d-f)LMDZ模擬Fig.7 Latitude-height sections of 30-60 day filtered(a,d)zonal wind,(b,e)vertical velocity,and(c,f)divergence averaged between 11-20 Jun 1998:(a-c)NCEP2 data;(d-f)LMDZ simulation

在長江中下游地區(qū),降水相對集中的時(shí)段對應(yīng)ISO較強(qiáng)的波峰值 (琚建華等,2005,2007)。為了探討ISO與我國東部地區(qū)降水之間的關(guān)系,將東部地區(qū)劃分為三個(gè)區(qū)域,分別代表華南 (20°N～26°N,105°E～122.5°E)、長江中下游地區(qū) (26°N～32°N,105°E～122.5°E) 和華北 (32°N～40°N,105°E～122.5°E)。圖8給出1998年5～8月 ISO活動(dòng)與各個(gè)區(qū)域平均降水隨時(shí)間的演變圖,針對ISO波動(dòng)特征的模擬,對華南地區(qū)模擬的時(shí)間變化和強(qiáng)度都接近再分析資料;在長江中下游地區(qū),7月中旬之前,模擬的ISO波峰波谷與NCEP2資料基本一致,但強(qiáng)度偏強(qiáng),7月中旬之后,模擬的ISO波峰超前于NCEP2資料;對華北地區(qū)模擬的ISO時(shí)間變化接近實(shí)際,只是在強(qiáng)度上略有不同。

圖8 1998年夏季5～8月850 hPa緯向風(fēng)30～60天濾波曲線 (實(shí)線)和區(qū)域平均降水逐日演變圖 (直方圖):(a)華南地區(qū);(b)長江中下游地區(qū);(c)華北地區(qū)Fig.8 Time seriesof 30-60 day band-pass filtered 850-hPa zonal wind(solid lines)and mean rainfall(histogram)in summer(MJJA)in 1998:(a)South China;(b)themiddle to lower reachesof the Yangtze River;(c)North China

除華南地區(qū)外,長江中下游和華北地區(qū)降水比較集中的階段,正好對應(yīng)著ISO波動(dòng)峰值。長江中下游地區(qū)主要出現(xiàn)在6月12～28日和7月20～30日,為該地區(qū)的“二度梅”形勢,而兩段集中降水時(shí)段的間歇期則對應(yīng)著ISO波谷。模式基本能合理再現(xiàn)這一特征,但模擬的第一次梅雨過程開始時(shí)間比 GPCP降水資料偏早,模擬的第二次梅雨過程強(qiáng)度偏弱。在華北地區(qū),7月5～18日和8月1～15日ISO波峰與降水集中期基本對應(yīng),模擬的第一階段降水接近實(shí)況,但后期降水明顯偏強(qiáng)。

圖9 1998年夏季5～8月平均降水 (彩色)與850 hPa風(fēng)場分布(矢量):(a)NCEP2資料;(b)LMDZ模擬;(c)模擬結(jié)果與觀測的差值Fig.9 The summer(MJJA)mean precipitation(shaded)and 850-hPa wind field(vector)in 1998:(a)NCEP2 data;(b)LMDZ simulation;(c)difference between the simulation and observation

利用LMDZ對東亞夏季降水年際變率進(jìn)行的模擬研究表明 (Zou et al.,2010),由于低層西南風(fēng)和水汽偏強(qiáng),無論是降水的氣候平均態(tài),還是主模態(tài),LMDZ模擬的雨帶位置與觀測相比都偏北。為檢查降水ISO模擬的偏差是否也與此有關(guān),圖9將1998年5～8月平均降水和850 hPa風(fēng)場與模式結(jié)果進(jìn)行比較。在 GPCP資料中,降水主要集中在華南、長江中下游以南地區(qū),華北降水偏少,大致以30°N為界,呈現(xiàn)“南多北少”分布型。從850 hPa風(fēng)場來看,整個(gè)東亞都為西南風(fēng)控制,但由南至北風(fēng)速逐漸減弱。模式基本能模擬出降水及風(fēng)場的分布形勢,但中心位置及強(qiáng)度有所差異,主要表現(xiàn)在:華南地區(qū)降水中心偏東、強(qiáng)度偏強(qiáng);長江中下游地區(qū)雨帶位置偏北,集中在30°N以北的江淮流域,30°N以南降水偏少;華北地區(qū)降水偏多。另外,模式模擬的東亞地區(qū)西南風(fēng)強(qiáng)度較再分析資料偏強(qiáng),這一特征在差值場 (圖9c)中表現(xiàn)更為明顯,特別是30°N以北降水偏多的區(qū)域西南風(fēng)仍然偏強(qiáng)。因此,模式對降水和環(huán)流場平均態(tài)的模擬偏差,直接影響到對ISO的模擬效果。

4 總結(jié)

本文利用變網(wǎng)格模式LMDZ,針對1998年夏季東亞地區(qū)30～60天季節(jié)內(nèi)振蕩進(jìn)行模擬研究,討論變網(wǎng)格模式在東亞ISO研究中的適用性,以及影響模擬偏差的原因。主要結(jié)論如下:

(1)再分析資料表明,1998年夏季東亞地區(qū)ISO表現(xiàn)出9天、13天、24天和45天的峰值振蕩周期,其傳播特征主要為經(jīng)向上北傳和緯向上西傳。LMDZ能較好地再現(xiàn)ISO振蕩周期以及傳播的周期和路徑,但傳播過程中出現(xiàn)的大值中心位置和強(qiáng)度略有偏差,25°N大值中心較之再分析資料偏北、偏弱,33°N大值中心則偏強(qiáng)。

(2)模式模擬的東部地區(qū)ISO動(dòng)能波動(dòng)趨勢與再分析資料較為一致,但強(qiáng)度在7月之前偏弱、7月之后偏強(qiáng)。對不同緯度帶的分析表明,7月之前主要是因?yàn)橹芯暥鹊貐^(qū)的模擬偏弱,7月之后則與低緯地區(qū)的模擬偏強(qiáng)有關(guān)。

(3)GPCP資料表明1998年夏季東亞降水周期存在三個(gè)峰值,模式僅能模擬出15～20天和35～45天兩個(gè)峰值,5～10天周期特征不明顯。模式模擬的27°N以南降水30～60天振蕩北傳特征不明顯,27°N以北較為顯著,但出現(xiàn)多個(gè)高值中心,比GPCP資料高值中心位置偏北。對應(yīng)的垂直上升運(yùn)動(dòng)也較之再分析資料偏北偏強(qiáng)。這主要是因?yàn)槟Ｊ侥M的我國東部地區(qū)雨帶位置偏北,華南降水偏弱、華北降水偏強(qiáng),因此模式對降水ISO的模擬能力與對降水平均態(tài)模擬的能力有關(guān)。

需要指出的是,緯向風(fēng)和降水都可以作為表征ISO的變量,已有研究表明無論是在觀測還是模式中,使用低層平均西風(fēng)能更好地刻畫 ISO(Inness et al.,2003;Zhang and Dong,2004)。但對于模式而言,使用不同變量衡量ISO的模擬性能,其結(jié)果不同。LMDZ模式對環(huán)流場的模擬優(yōu)于降水,本文同時(shí)采用緯向風(fēng)和降水進(jìn)行比較,目的在于說明平均態(tài)模擬的好壞是決定ISO模擬的重要因素之一。另外,本文只采用1998年作為個(gè)例分析,LMDZ模式對ISO氣候態(tài)的模擬效果怎樣,改善模式對降水位置的模擬偏差能否提高降水ISO的模擬等,都是未來亟待展開的研究工作。

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Simulation of the East Asian In traseasonal Oscillation in 1998 with the Variable-Resolution Model LMDZ

SUN Dan1,2,ZHOU Tianjun1,L IU Jingwei1,2,and XUE Feng1

1StateKeyLaboratoryofNumericalModelingforAtmosphericSciencesandGeophysicalFluidDynamics(LASG),Institute ofAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029
2GraduateUniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049

The East Asian intraseasonal oscillation(ISO,30-60 day)in the summer of 1998 is simulated by using a variable-resolution atmospheric general circulationmodel LMDZ4 developed by the French National Center for Scientific Research(CNRS)Labo ratoire de Météorologie Dynamique(LMD).

Themodel can simulate the evident periodic signal of intraseasonal oscillation in East Asia in the summer of 1998,and the basic propagating features including the meridional no rthward propagation and zonal westward propagation.The simulation of the ISO kinetic energy strength is strong in low latitude region but weak in middle latitude region.In addition,the model can rep roduce the dominant scale of the precipitation intraseasonal oscillation al-though with some deviations.The observation results show that there are three precipitation centers at about 15°N,27°N,and 37°Nin the course of northward propagating,co rresponding to the three rain belts.But the simulations are weak to the south of 30°Nand strong in the north area,w hich causes the distributionsof ISO high value centers to the no rth of 30°N.The reason of this deviation may be related to the simulation of the precipitation strength and rain belt location.

variable-resolution model,LMDZ,East A sia,intraseasonal oscillation,p recipitation

1006-9895(2011)05-0885-12

P462

A

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2010-10-19,2011-04-28收修定稿

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孫丹,女,1982年出生,博士研究生,主要從事季節(jié)內(nèi)振蕩和東亞季風(fēng)變率的分析及數(shù)值模擬研究。E-mail:sundan@lasg.iap.ac.cn