索朗央金1 趙永麗2 次仁央金 羅杰群培 李惠

（1.西藏自治區(qū)那曲市索縣氣象局，西藏 那曲 852000；2.西藏自治區(qū)山南市氣象局；3.西藏自治區(qū)山南市扎囊縣吉汝鄉(xiāng)人民政府；4.西藏自治區(qū)山南市貢嘎縣氣象局，西藏 山南 856000；5.西藏自治區(qū)拉薩市達(dá)孜區(qū)廣播電影電視局，西藏 拉薩 850000）

0 引言

在古時(shí)，季風(fēng)現(xiàn)象就已經(jīng)得到了人們的注意，尤其是東亞地帶?，F(xiàn)在我們專業(yè)學(xué)習(xí)中慣用的“季風(fēng)”這個(gè)詞語(yǔ)其實(shí)是來(lái)源于古阿拉伯語(yǔ)中的“Mausim”，它最初的意義為季節(jié)，后來(lái)研究者們將季風(fēng)表示為沿海區(qū)域的近地面風(fēng)向隨著季節(jié)的轉(zhuǎn)變過(guò)程。東亞大陸夏季處于暖中心低壓的范圍內(nèi)，與此同時(shí)西太平洋高壓加強(qiáng)向北推進(jìn)以及減弱向南撤退，這樣的形勢(shì)變化下風(fēng)向會(huì)變成從洋面吹到陸地上的偏南風(fēng)系，形成東亞夏季風(fēng)。

壽紹文等［21］表明東亞地區(qū)位于典型的季風(fēng)區(qū)，我國(guó)新疆、青藏高原北部、賀蘭山和陰山以北的內(nèi)蒙古地區(qū)等地為大陸性無(wú)季風(fēng)區(qū)，除了這些地方以外的如華南、江南等地區(qū)為季風(fēng)區(qū)。青藏高原、孟加拉灣等這種具有顯著性地理位置或氣候差異的分布特征導(dǎo)致東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)成為全球最活躍的季風(fēng)之一。夏季風(fēng)移動(dòng)及強(qiáng)度的變化對(duì)我國(guó)夏季降水雨帶的位置改變有很大的影響，Lei 等［20］研究東部地區(qū)夏季風(fēng)區(qū)的年降水總量，夏季風(fēng)降水占主要成分，尤其是在長(zhǎng)江流域平均降水量的2/5，而季風(fēng)降水在華北地區(qū)可能超過(guò)2/3，東亞夏季風(fēng)的異常將造成旱澇明顯的變化，從而對(duì)我國(guó)東部地區(qū)、韓國(guó)以及日本等地區(qū)的社會(huì)、經(jīng)濟(jì)、交通造成重要影響。近十幾年來(lái)除了印度季風(fēng)，東亞夏季風(fēng)也受到越來(lái)越多關(guān)注和研究，因此認(rèn)為研究東亞夏季風(fēng)是很重要的也是必要的。

重視使用氣候模型模擬東亞季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)，預(yù)測(cè)未來(lái)降水趨勢(shì)，對(duì)東亞季風(fēng)區(qū)達(dá)到防災(zāi)減災(zāi)具有十分重要的意義。最近幾年，根據(jù)各種模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬效果與觀測(cè)資料進(jìn)行不同要素或者不同方法來(lái)對(duì)比進(jìn)而研究東亞夏季風(fēng)的變化趨勢(shì)是一種很實(shí)用的方法。而其中評(píng)估對(duì)東亞大氣環(huán)流的“再現(xiàn)能力”不單是模型模擬性能的重要指標(biāo)，也是通過(guò)模式對(duì)季風(fēng)環(huán)流預(yù)測(cè)未來(lái)氣候變化的重要依據(jù)。

2008 年，孫穎，丁一匯等［22］評(píng)估了IPCCAR4 氣侯模式對(duì)夏季風(fēng)的模擬能力，發(fā)現(xiàn)我國(guó)東部地區(qū)多年平均的降水場(chǎng)只有9 個(gè)模式模擬出來(lái)，而對(duì)東亞夏季風(fēng)的年代際變化的模擬只有3 個(gè)模式能夠模擬得較好。2011年，陳海山等［24］評(píng)估了海氣耦合模式對(duì)夏季風(fēng)的模擬能力，發(fā)現(xiàn)對(duì)多種要素模式模擬能力較弱。2014年，貴志成等［14］使用WRF3.2.1 中尺度預(yù)報(bào)模式與再分析資料對(duì)比發(fā)現(xiàn)，對(duì)模擬區(qū)域中的氣象要素使用不同的參數(shù)化方案有不一樣的影響。2016 年，羅連升，段春峰，楊瑋等［18］利用降水資料等觀測(cè)資料與MRICGCM 模式對(duì)比發(fā)現(xiàn)東亞夏季風(fēng)的降水以及低層風(fēng)場(chǎng)的氣候態(tài)能夠被模式比較好的再現(xiàn)，但是對(duì)一些天氣系統(tǒng)模式模擬還是有點(diǎn)偏差，導(dǎo)致對(duì)降水的模擬偏小。2016 年，陳浩偉等［9］利用WRFv3.2.1 模式模擬東亞夏季風(fēng)，發(fā)現(xiàn)不一樣的方案能夠?qū)ο募炯撅L(fēng)降水有較好的模擬，但是對(duì)降水強(qiáng)度和空間分布態(tài)上還是存在誤差。

綜上所述，模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的各種要素的模擬既有好的方面也有不足之處，導(dǎo)致這樣的因素既要考慮東亞夏季風(fēng)本身的復(fù)雜性也要考慮模式本身的缺點(diǎn)，因此研究模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬評(píng)估好壞對(duì)未來(lái)趨勢(shì)預(yù)報(bào)以及對(duì)過(guò)去的總結(jié)是很有意義的。本文主要通過(guò)WRF 模式和觀測(cè)資料對(duì)東亞夏季風(fēng)降水、環(huán)流模擬及季風(fēng)指數(shù)進(jìn)行研究，從而進(jìn)一步評(píng)估模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬效果的好壞。

1 資料和方法介紹

1.1 資料

本文選用1979—2018 年40 年WRF 模式模擬的資料和ERA-Interim 觀測(cè)資料，模式的水平分辨率為50km，高度層次分為30層，模式頂層氣壓為50hPa，模式使用的方案是WSM6 物理方案，此方案能夠較好地再現(xiàn)降水的分布狀態(tài)，區(qū)域陸地模型第4 版用來(lái)表征土壤物理過(guò)程，其他物理化參數(shù)化方案包括短波和長(zhǎng)波輻射快速傳輸模型以及延世大學(xué)行星邊界層方案和格雷爾-弗雷塔斯系綜積云方案等；觀測(cè)資料時(shí)間范圍也為1979—2018 年40 年的資料，其水平緯度?。?0°N～45°N），水平經(jīng)度?。?0°E～135°E），水平分辨率為1.5°×1.5°，高度層分為37 層，觀測(cè)資料頂層氣壓為1hPa。為更好分析二者的差異，將WRF 模式資料插值到與觀測(cè)資料相同的區(qū)域和水平分辨率，主要研究氣象要素有降水場(chǎng)、高度場(chǎng)、水汽場(chǎng)、垂直速度場(chǎng)、經(jīng)向和緯向風(fēng)場(chǎng)等，兩個(gè)資料所取的時(shí)間段均為每年的7—8月，選取這個(gè)時(shí)間段的原因是為了能夠通過(guò)這次實(shí)驗(yàn)來(lái)檢驗(yàn)在7—8月模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬能力。

1.2 方法

本文中主要研究方法為：根據(jù)處理1979-2018 年的模式資料與觀測(cè)資料計(jì)算出40年的7月和8月的平均值，并畫(huà)出降水、環(huán)流、水汽等氣象要素的平均場(chǎng)。文中計(jì)算平均態(tài)主要是對(duì)時(shí)間求平均，畫(huà)出空間場(chǎng)。文中除了平均態(tài)，還有降水的次季節(jié)演變圖和垂直速度與經(jīng)向風(fēng)的垂直剖面圖，根據(jù)所需取某一固定經(jīng)度，做沿著這一經(jīng)度的緯度-時(shí)間剖面圖和垂直速度與經(jīng)向風(fēng)的垂直剖面圖，從而分析東亞夏季風(fēng)降水的次季節(jié)演變特征和垂直速度隨著緯度-高度的分布特征。

為了檢驗(yàn)?zāi)Ｊ綄?duì)相關(guān)要素場(chǎng)的模擬效果的評(píng)估，本文使用了泰勒?qǐng)D方法［19］，泰勒?qǐng)D用于評(píng)估模式的預(yù)報(bào)能力，主要將模式和觀測(cè)資料的結(jié)果通過(guò)計(jì)算相關(guān)、標(biāo)準(zhǔn)差和均方根誤差三個(gè)變量清晰簡(jiǎn)明地表現(xiàn)在Taylor 圖中，讓人們能夠不需要太費(fèi)力就能夠評(píng)估出模式的模擬效果。本文將模式和觀測(cè)資料插值到2.5°×2.5°水平分辨率上，對(duì)平均態(tài)進(jìn)行相關(guān)的定量描述，即通過(guò)泰勒?qǐng)D來(lái)檢驗(yàn)?zāi)M效果的好壞。

異常相關(guān)系數(shù)和均方根誤差的公式分別為：

yip為格點(diǎn)i 上的預(yù)報(bào)值，yia表示相應(yīng)格點(diǎn)上的分析值，分別表示第i個(gè)格點(diǎn)上的預(yù)報(bào)和分析平均值。1.0 為最大的相關(guān)值，根據(jù)研究結(jié)果得知當(dāng)相關(guān)系數(shù)大于0.6時(shí)，通常被認(rèn)為預(yù)報(bào)是成功的。

標(biāo)準(zhǔn)差的公式為:

σP表示模式預(yù)報(bào)場(chǎng)的標(biāo)準(zhǔn)差，σA表示模式分析場(chǎng)的標(biāo)準(zhǔn)差，N 為空間上總格點(diǎn)數(shù)，Xip、Xia分別為第i個(gè)格點(diǎn)上預(yù)報(bào)值與分析值，分別為預(yù)報(bào)場(chǎng)和分析場(chǎng)的平均值。

Taylor圖中的Ratio是模式/觀測(cè)，要估量模式的模擬能力得基于參考觀測(cè)資料。

根據(jù)前人研究得到很多種表示方法來(lái)表征季風(fēng)強(qiáng)度和變化，主要有海平面氣壓差“東西向的熱對(duì)比”季風(fēng)指數(shù)和緯向風(fēng)的垂直切變來(lái)反映“南北熱對(duì)比”季風(fēng)指數(shù)等。為了表示東亞夏季風(fēng)的變化本文使用緯向風(fēng)的垂直切變來(lái)反映“南北熱對(duì)比”的季風(fēng)指數(shù)，如Webster 和Yang［1］定義的在10°N～40°N 和110°E～140°E 的850hPa 和200hPa 的緯向風(fēng)之差季風(fēng)指數(shù)（Iwy）。文中首先將200hPa 和850hPa 上的緯向風(fēng)風(fēng)場(chǎng)進(jìn)行40年的空間平均，再對(duì)指數(shù)所需要的區(qū)域進(jìn)行相減，得到季風(fēng)指數(shù)隨著時(shí)間變化的時(shí)間序列圖，此次選用Webster 和Yang 季風(fēng)指數(shù)是為了反應(yīng)季風(fēng)的大尺度環(huán)流特征。

2 東亞夏季風(fēng)降水

2.1 降水的氣候態(tài)特征

東亞夏季風(fēng)最明顯的一個(gè)特征便是降水，通過(guò)研究降水的這種時(shí)空分布特征，我們可以通過(guò)對(duì)過(guò)去的總結(jié)加上模式對(duì)未來(lái)的預(yù)報(bào)進(jìn)行相結(jié)合和訂正。

因此研究WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬情況，最主要的還是要看對(duì)降水分布的模擬程度。首先對(duì)40 年的降水?dāng)?shù)據(jù)（包括模式和觀測(cè)）取出每一年的七月和8月的降水值，再將7月和8月的每一天的降水值做40年的氣候態(tài)平均，根據(jù)數(shù)據(jù)分別畫(huà)出模式的和觀測(cè)資料進(jìn)行分析。圖中最主要的特征是取了一個(gè)共同的降水強(qiáng)度數(shù)值范圍（0～80mm/day），這樣可以避免在分析過(guò)程中出現(xiàn)標(biāo)準(zhǔn)不同導(dǎo)致結(jié)果出錯(cuò)。由圖1我們可以分析出，降水的總體的分布呈現(xiàn)南澇北旱，圖1a 即觀測(cè)場(chǎng)圖中我們可以看出強(qiáng)降水中心主要位于中南半島-云貴高原西南側(cè)-青藏高原南部，呈東南西北向帶狀型，降水中心數(shù)值最大達(dá)40mm/day 左右，另一個(gè)降水較強(qiáng)的位于菲律賓群島和韓國(guó)較南部及太平洋偏西部，中心值接近25mm/day 左右，根據(jù)實(shí)際降水分布態(tài)可以看出我國(guó)降水是由南到北呈隨緯度減少。圖1b為模式模擬東亞夏季風(fēng)降水場(chǎng)，整體來(lái)看降水空間分布與觀測(cè)大概接近，主要強(qiáng)降水中心也位于中南半島-云貴高原西南側(cè)-青藏高原南部-喜馬拉雅山脈，中心值達(dá)到75mm/day 左右，并且模式模擬的強(qiáng)降水中心明顯比實(shí)際要多，另一個(gè)強(qiáng)降水中心位于菲律賓群島和太平洋偏西部，降水中心值達(dá)60mm/day左右，臺(tái)灣島也有較明顯的強(qiáng)降水，中心值達(dá)30mm/day左右，模式模擬我國(guó)降水明顯的南部降水分布接近，但是強(qiáng)度明顯偏強(qiáng)，東北地區(qū)降水比起觀測(cè)，模式模擬出來(lái)的要大很多?？梢园l(fā)現(xiàn)WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的降水模擬空間分布較為接近，并且模式對(duì)降水偏強(qiáng)的位置也能夠沒(méi)有太大的偏差地模擬出來(lái)，但是可以看出模式對(duì)降水值的模擬還是偏強(qiáng)，還有一個(gè)較明顯的問(wèn)題便是可能是受到地形因素的影響，模式在青藏高原這一地帶的降水模擬的略微有點(diǎn)差，可能需要進(jìn)一步的觀察和分析，來(lái)減少預(yù)報(bào)誤差。

圖1 1979—2018年40年7—8月（a）觀測(cè)資料和（b）WRF模式資料的降水平均氣候態(tài)場(chǎng)（單位：mm/day）

2.2 降水的次季節(jié)演變特征

根據(jù)Ding［3］研究后總結(jié)出一個(gè)較普遍通用的東亞夏季風(fēng)開(kāi)始到逐漸北移，分為四個(gè)過(guò)程，其中第一個(gè)過(guò)程為爆發(fā)在中南半島的夏季風(fēng)，時(shí)間為4 月底至5月初；第二個(gè)過(guò)程為季風(fēng)開(kāi)始移動(dòng)和伸展，向北靠近到孟加拉灣，向東方向伸展到南海區(qū)域，時(shí)間段為5月中旬到5 月底，大概15 天；第三個(gè)過(guò)程被東亞地區(qū)的雨季的爆發(fā)和南亞季風(fēng)的啟動(dòng)而熟知，比如我國(guó)最著名的雨季——梅雨，還有Baiu——日本較著名的季節(jié)，時(shí)間范圍為6月初到6月20日左右；第四個(gè)過(guò)程為較有特色的東亞夏季風(fēng)隨著時(shí)間開(kāi)始向北推進(jìn)到我國(guó)華北地區(qū)以及朝鮮半島-日本中部地區(qū)，時(shí)間范圍為7月初到7月底。

在東亞地區(qū)還有一個(gè)夏季風(fēng)具有階梯式的向北進(jìn)和向南落，即三停兩跳，其中7 月份開(kāi)始，雨帶從南部開(kāi)始向北跳進(jìn)，到達(dá)我國(guó)華北和東北地區(qū)，在我國(guó)雨季分布中，這一過(guò)程是北方雨季最盛的時(shí)期，在這個(gè)區(qū)域雨帶的一次停滯使我國(guó)北方地區(qū)如東北、華北雨季大概有一個(gè)月左右長(zhǎng)，此時(shí)我國(guó)南部地區(qū)降雨減弱，隨后在8月初到8月中旬雨帶開(kāi)始南落，導(dǎo)致我國(guó)北方地區(qū)的雨季逐漸減弱到消失。而南落的季風(fēng)雨帶到達(dá)我國(guó)南部-華南地區(qū)，我國(guó)北部和中東部開(kāi)始處于伏旱期。因此根據(jù)如上季風(fēng)降水的變化特征，下面對(duì)東亞夏季風(fēng)的這種規(guī)律性變化進(jìn)行研究。

降水除了要看空間態(tài)還要看隨時(shí)間變化的情況，因此在此通過(guò)前面已經(jīng)處理好的降水?dāng)?shù)據(jù)，任意選取某一經(jīng)度做沿著這一經(jīng)度在不同緯度降水隨時(shí)間變化圖，本文中主要選取了115°E，因?yàn)檠刂?15°E 這一經(jīng)度有不同的地形分布，在降水南北向空間分布上也具有較明顯的差異，具有較好的研究意義。如圖2，圖中所取橫坐標(biāo)為緯度，范圍為10°N～45°N，縱坐標(biāo)為時(shí)間，時(shí)間范圍為7 月1 日至8 月31 日（次季節(jié)：一般為30 到60 天）。從圖2a 觀測(cè)數(shù)據(jù)圖中我們可以分析出整體趨勢(shì)是115°E經(jīng)度上的降水隨著時(shí)間由南逐漸向北移動(dòng)，到達(dá)39°N 左右降水有明顯的逐漸南落；7月初降水帶主要位于10°N～33°N 左右，降水強(qiáng)度達(dá)18mm/day 左右，7 月中旬到7 月底我們可以通過(guò)圖分析出有明顯的降水帶北移，達(dá)到36°N 左右，部分區(qū)域降水強(qiáng)度達(dá)24mm/day 左右，8 月1 日至10 日左右強(qiáng)降水明顯減弱，但部分區(qū)域（39°N～41°N）還有中等強(qiáng)度降水，8 月中旬以后降水帶明顯南落到15°N～20°N 左右，并且中心強(qiáng)度又一次加強(qiáng)，達(dá)26mm/day 左右。圖2b 為WRF 模式模擬東亞夏季風(fēng)降水次季節(jié)演變圖，根據(jù)圖可以分析出整體趨勢(shì)也為115°E經(jīng)度上的降水隨著時(shí)間由南逐漸向北移動(dòng)，降水達(dá)到42°N 左右開(kāi)始南落；7 月初降水帶主要位于30°N 左右，降水強(qiáng)度達(dá)30mm/day，7 月底到8 月初降水帶逐漸北移，達(dá)到43°N 左右，并且降水中心值明顯加強(qiáng)，達(dá)35mm/day，8月中旬開(kāi)始雨帶開(kāi)始南落，但是南落的幅度較弱，強(qiáng)度也減弱，8 月底降水帶南落到27°N 左右，中心值接近30mm/day。經(jīng)過(guò)上面較詳細(xì)的分析，綜合觀測(cè)和模式對(duì)沿115°E 這一經(jīng)度降水帶隨著時(shí)間-緯度的變化分布來(lái)看，模式對(duì)整體趨勢(shì)即雨帶由南逐漸向北移隨后向南落這個(gè)分布狀態(tài)模擬的還是接近的，但是降水強(qiáng)度的變化模擬略微有偏差，偏北地區(qū)降水強(qiáng)度模擬明顯偏強(qiáng)，偏南地區(qū)雖然模擬的降水強(qiáng)度不強(qiáng)，但是跟觀測(cè)相比略偏大。

圖2 1979—2018年40年7—8月（a）觀測(cè)資料和（b）WRF模式資料的平均降水量在115°E隨緯度-時(shí)間變化剖面圖（單位：mm/day）

3 環(huán)流形勢(shì)和基本物理量分析

3.1 高度場(chǎng)

在東亞地區(qū)，副熱帶高壓在夏季不管是高空還是低空環(huán)流系統(tǒng)中都是必不可少的，隨著研究的不斷深入也發(fā)現(xiàn)副熱帶高壓對(duì)降水尤其是季風(fēng)性降水起著很大的推動(dòng)作用。高壓為暖中心結(jié)構(gòu)，低層有水汽的輸送和聚積即暖濕氣流充沛，高壓東側(cè)主要為下沉運(yùn)動(dòng)，天氣較晴，空氣略干燥。副熱帶高壓，在夏季由于高壓本身的移動(dòng)變化加上地形等因素的影響，高壓帶會(huì)分離斷開(kāi)，形成一個(gè)個(gè)單個(gè)高壓中心或者小的高壓帶。低緯度和中高緯大部分區(qū)域受到這些單個(gè)高壓帶的影響，包括水汽輸送和能量輸送等。因此下面主要進(jìn)行不同高度層次環(huán)流場(chǎng)的形勢(shì)分析。

如圖3，由上到下分別為850hPa、500hPa 和200hPa 的1979—2018 年7 月到8 月的高度場(chǎng)平均氣候態(tài)，850hPa高度觀測(cè)場(chǎng)平均態(tài)中可以分析出整體形勢(shì)為西低東高，除了青藏高原為高壓控制，并且高壓中心達(dá)1500gpm，我國(guó)東部沿海地區(qū)-韓國(guó)-日本及南部中南半島-菲律賓群島受到高壓控制，最大值中心達(dá)到1510gpm，強(qiáng)度達(dá)到副高級(jí)別，但中心位置略偏東；模式模擬場(chǎng)圖3b平均態(tài)可以看出模擬的整體形式為西低東高，高原上為缺測(cè)，東南部環(huán)流場(chǎng)整體形勢(shì)與觀測(cè)很接近，1480gpm 線模式模擬的略偏南，副高較強(qiáng)位置略偏北，并且范圍也比觀測(cè)的要廣一點(diǎn)。500hPa高度觀測(cè)場(chǎng)平均態(tài)中整體形勢(shì)為北低南高，西太平洋副熱帶高（5880gpm 線）位于日本西南部-東海-臺(tái)灣島西北側(cè)，中心高壓最大值接近5890gpm 左右，印度半島上空受到低壓控制，中心值接近5820gpm 左右，中高緯在青藏高原的南側(cè)有短波槽波動(dòng)，我國(guó)東北地區(qū)有一淺槽；模式場(chǎng)圖模擬整體形勢(shì)場(chǎng)與觀測(cè)場(chǎng)相似，北低南高，模式模擬的副高略微偏西，到達(dá)我國(guó)華南地區(qū)，副高強(qiáng)中心值一樣，但范圍比觀測(cè)場(chǎng)要偏西并且廣一點(diǎn)，印度半島上空的低壓模式能模擬出來(lái)，但是強(qiáng)度偏強(qiáng)，并且范圍較偏廣，模式也模擬出短波槽和淺槽，但是強(qiáng)度略微有偏差。200hPa高度觀測(cè)場(chǎng)平均態(tài)圖中分析出整體形勢(shì)為由北到南強(qiáng)度為低-高-弱高分布，200hPa夏季有一個(gè)較特殊的系統(tǒng)便是南亞高壓，南亞高壓對(duì)我國(guó)夏季降水有著很重要的貢獻(xiàn)，圖中南亞高壓是由青藏高原上空從西伸展到東邊西太平洋海域上，高壓中心從西藏高原西南部伸展到印度半島的上空，中心值接近12300gpm；模式場(chǎng)圖模擬的整體環(huán)流場(chǎng)也為由北到南強(qiáng)度為低-高-弱高分布，模式模擬的南亞高壓偏強(qiáng)，范圍較觀測(cè)場(chǎng)偏廣，高壓中心值達(dá)12300gpm。綜合上述分析，得出WRF 模式對(duì)環(huán)流場(chǎng)的模擬整體形勢(shì)較好，但對(duì)于形勢(shì)場(chǎng)里較特殊的系統(tǒng)如南亞高壓、副熱帶高壓雖然能夠較好的模擬出來(lái)，但是對(duì)于中心強(qiáng)度和它的范圍精確度還是有點(diǎn)偏差。

圖3 1979—2018年40年7—8月（a）觀測(cè)資料和（b）WRF模擬的位勢(shì)高度氣候態(tài)場(chǎng)，由上到下分別為850hPa、500hPa、200hPa高度（單位：gpm）

3.2 水汽場(chǎng)

降水的三要素為水汽條件、抬升凝結(jié)及凝結(jié)核，其中水汽必不可少的。西太平洋和孟加拉灣是東亞地區(qū)水汽的源地，中南半島上開(kāi)始爆發(fā)最早的季風(fēng)，隨著逐漸向北移進(jìn)，向東伸展，因此熟知夏季風(fēng)降水的水汽高底層分布特征是很需要的。

如圖4，由上到下分別為850hPa、500hPa 和200hPa 的1979—2018 年7 月到8 月的水汽場(chǎng)氣候態(tài)場(chǎng)。從850hPa 水汽場(chǎng)觀測(cè)的分布來(lái)看，整體為南濕北干，水汽充沛區(qū)位于我國(guó)華南-江南地區(qū)以及印度半島-中南半島之間，最強(qiáng)達(dá)到16kg/kg，最弱的小于5kg/kg，可以分析出有明顯的干濕區(qū)，偏南氣流沿著副高的西側(cè)輸送，因此南部水汽較充沛；模式模擬的也為北方水汽較少、南方水汽充沛，模式模擬干區(qū)的強(qiáng)度一樣但是范圍偏小并且位置偏西，南方濕區(qū)模擬的范圍接近，強(qiáng)度接近除了臺(tái)灣島偏強(qiáng)，位置偏東南，菲律賓群島上水汽模擬的也偏強(qiáng)，范圍略偏廣。500hPa 水汽場(chǎng)觀測(cè)的水汽較大值位于青藏高原的西南部，中心強(qiáng)度達(dá)6.4kg/kg，我國(guó)東部沿海區(qū)域水汽偏弱，中南半島西側(cè)水汽偏強(qiáng)；模式模擬的500hPa 水汽場(chǎng)整體形勢(shì)也與觀測(cè)場(chǎng)的接近，但是模式模擬的濕區(qū)范圍略偏小強(qiáng)度近似，干區(qū)范圍偏廣強(qiáng)度偏弱。200hPa 水汽場(chǎng)觀測(cè)的水汽較大位于青藏高原南部-印度半島-孟加拉灣，最大中心值達(dá)0.12kg/kg，干區(qū)位于我國(guó)北方地區(qū)-韓國(guó)北部最小值接近0.02kg/kg；模式場(chǎng)模擬的200hPa 水汽場(chǎng)整體為干區(qū)，最大值才0.11kg/kg，最大值范圍略偏小，中心值較偏小即模式模擬的略微偏干?？傮w來(lái)說(shuō)，從底層到中層再到高層由濕-中等-干的這種上干下濕配置為季風(fēng)降水提供了良好的水汽條件。特別說(shuō)明青藏高原500hPa 濕區(qū)較強(qiáng)是因?yàn)榍嗖馗咴０屋^高，夏季主要受副熱帶高壓的控制，海洋上的水汽連續(xù)的輸送到高原的偏西南測(cè)，又因?yàn)橄柴R拉雅山脈的阻擋原因水汽會(huì)爬坡或者繞流送到我國(guó)，有時(shí)水汽偏弱則會(huì)積聚在喜馬拉雅的南側(cè)，因此500hPa 上主要水汽集中在高原的西南側(cè)到孟加拉灣。

圖4 1979—2018年40年7—8月（a）觀測(cè)資料和（b）WRF模式資料的水汽氣候態(tài)場(chǎng)，由上到下分別為850hPa、500hPa、200hPa高度（單位：kg/kg）

3.3 風(fēng)場(chǎng)

本文中風(fēng)場(chǎng)主要著眼于急流的配置。低層主要關(guān)注低空急流即850hPa 和700hPa 圖上沿著高壓西北部分一條寬度較窄小而強(qiáng)度達(dá)到12m/s的暖濕的偏西南氣流，海洋上的水汽被急流輸送到大陸上，導(dǎo)致原本較干的大氣中有充沛的水汽；高層主要看500hPa以上的高度層，本文中選取了200hPa上的一條寬度較窄而氣流強(qiáng)度最低為30m/s的風(fēng)速帶。

如圖5，上面的圖為850hPa 風(fēng)場(chǎng)矢量圖，12m/s 為參考矢量箭頭，下面的圖為200hPa風(fēng)場(chǎng)矢量圖，30m/s為參考矢量箭頭。850hPa 觀測(cè)的風(fēng)場(chǎng)圖中較明顯的是風(fēng)速大值位于孟加拉灣和南海及西太平洋上，北部在（40°N～45°N，80°E～90°E）巴爾喀什湖附近有一風(fēng)速大值區(qū)，850hPa上低空急流主要從孟加拉灣跨過(guò)中南半島向我國(guó)輸送，部分水汽輸送到青藏高原西南側(cè)由于山脈的阻擋，形成繞流和爬坡，因此根據(jù)圖中分析出在青藏高原附近急流開(kāi)始減小分別向西北和我國(guó)云貴高原方向輸送水汽，部分水汽在高原西南側(cè)輻合，越過(guò)中南半島的急流到達(dá)南海上后一部分急流沿著副熱帶高壓西側(cè)外圍向我國(guó)輸送水汽，我國(guó)江南-長(zhǎng)江流域有較強(qiáng)的暖濕水汽的輻合，西太平洋輸送的水汽到達(dá)我國(guó)東北地區(qū)和韓國(guó)及日本，新疆的西北側(cè)有一較強(qiáng)的偏東北氣流，我國(guó)河套地區(qū)附近急流偏弱；模式模擬的低空急流整體趨勢(shì)也是來(lái)源于海洋上的急流沿著高壓外圍向北輸送，我國(guó)江南區(qū)域水汽較充沛，西北地區(qū)和河套地區(qū)急流較弱，巴爾喀什湖附近的偏西北急流，及西太平洋向韓國(guó)-我國(guó)東北的急流都模擬的較好，急流強(qiáng)度偏弱。200hPa觀測(cè)高空急流沿著南亞高壓外圍，高壓北側(cè)（35°N～45°N）為一條風(fēng)速?gòu)?qiáng)而較平的氣流帶，整體為偏西風(fēng)氣流，高壓南側(cè)也有較強(qiáng)的急流帶，但是較北側(cè)強(qiáng)度還是偏弱，方向?yàn)槠珫|氣流，在我國(guó)長(zhǎng)江流域一帶有急流的輻合，南海區(qū)域有高空急流的輻散；模式模擬的急流也位于南亞高壓外圍，整體強(qiáng)度較觀測(cè)場(chǎng)要弱一點(diǎn)，而且北方高空急流的方向由偏西北轉(zhuǎn)為偏西南，南方急流為偏東氣流，在孟加拉灣區(qū)域較強(qiáng)，西太平洋上急流模擬的偏弱。綜合分析，模式對(duì)850hPa 模擬的較200hPa 要好一點(diǎn)，更接近觀測(cè)值，200hPa 急流不僅強(qiáng)度偏弱而且范圍存在偏差。急流的底層南方偏西南向的低空急流與高層北方偏西的高空急流的配置有利于降水，為降水提供水汽條件。

圖5 1979—2018年40年7—8月（a）觀測(cè)資料和（b）WRF模擬的水平風(fēng)場(chǎng)矢量氣候態(tài)場(chǎng)，由上到下分別為850hPa、200hPa高度（單位：m/s）

作為一個(gè)具有三維環(huán)流系統(tǒng)的東亞夏季風(fēng)，上升和下沉運(yùn)動(dòng)是必不可少的，由于地形分布的差異，導(dǎo)致海洋和陸地之間存在溫度差，夏季海洋的溫度明顯高于陸地，而東亞地區(qū)最具有地形特色的青藏高原在冬季和夏季分別扮演著不同的角色，即冬季為冷源夏季為熱源，夏季對(duì)東亞夏季風(fēng)具有提供熱源的作用，因?yàn)檫@些特征導(dǎo)致在季風(fēng)區(qū)形成一個(gè)環(huán)流圈，在東亞區(qū)域形成明顯的上升氣流，而在0°附近形成下沉氣流，從而形成一個(gè)閉合的季風(fēng)環(huán)流圈。

下圖6為沿著經(jīng)度95°E（上）和115°E（下）的經(jīng)圈環(huán)流圖，此圖中垂直速度為量級(jí)放大后的，模式和觀測(cè)的量級(jí)放大程度不同。沿著95°E 的觀測(cè)場(chǎng)可以分析出高度層700hPa 左右在11°N～28°N 之間有較強(qiáng)的上升運(yùn)動(dòng)，其中10°N～18°N 及20°N～27°N 底層850hPa以下上升運(yùn)動(dòng)較小，在30°N～35°N 間600hPa 以下有明顯的下沉運(yùn)動(dòng)，35°N 以北除了部分區(qū)域低層有強(qiáng)上升運(yùn)動(dòng)以外整層均處于弱上升運(yùn)動(dòng)；模式模擬的在11°N～28°N 之間700hPa 開(kāi)始有上升運(yùn)動(dòng)，但在22°N～24°N 之間從低層到200hPa 開(kāi)始上升運(yùn)動(dòng)較弱，在30°N～35°N 模式也模擬出600hPa 以下的下沉運(yùn)動(dòng)，30°N 以北模式模擬的上升運(yùn)動(dòng)要比觀測(cè)的偏強(qiáng)。沿著115°E 的觀測(cè)場(chǎng)分析到10°N～23°N 區(qū)域850hPa 以上有較強(qiáng)的上升運(yùn)動(dòng)，25°N～38°N 之間700hPa 以下無(wú)明顯上升運(yùn)動(dòng)，在35°N 左右在700hPa左右可以看到有一條強(qiáng)的上升氣流，這條氣流為左邊低緯上升氣流與右邊反氣旋性環(huán)流左支上升氣流的輻合帶，在40°N 的700hPa 到850hPa 高度上分析出一個(gè)小的氣旋性環(huán)流，環(huán)流右側(cè)的上升支也匯進(jìn)到高層那條強(qiáng)的上升氣流的底部；圖6b模式中主要強(qiáng)上升區(qū)模擬位于12°～22°N和28°～31°N的800hPa以上，20°N～27°N 之間模式模擬的上升運(yùn)動(dòng)較弱，模式在37°N附近從1000hPa 開(kāi)始有一條偏強(qiáng)的上升氣流，上升氣流的右側(cè)低層有一氣旋性環(huán)流，中層有一不明顯的反氣旋性環(huán)流。

圖6 1979—2018年40年7—8月（a）觀測(cè)資料和（b）WRF模擬垂直速度與經(jīng)向風(fēng)的經(jīng)圈環(huán)流氣候態(tài)場(chǎng)，上經(jīng)度取95°E，下圖經(jīng)度取115°E（單位：m/s）

經(jīng)圈環(huán)流模式模擬的較觀測(cè)場(chǎng)而言還是存在偏差，尤其是115°E 垂直運(yùn)動(dòng)在模式與觀測(cè)的比較不管是上升和下沉的高度還是強(qiáng)度上均有略微偏差。

4 觀測(cè)場(chǎng)和模式場(chǎng)相關(guān)性定量分析

經(jīng)過(guò)上述分析模式對(duì)東亞夏季風(fēng)各個(gè)氣象要素的模擬，不能通過(guò)人為單方面對(duì)比就確定模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬情況，需要使用更為客觀的方法來(lái)定量地評(píng)估WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬，因此本文中使用Taylor圖方法進(jìn)行定量研究。

如圖7，圖中共有7 個(gè)變量，分別為降水場(chǎng)、200hPa 和500hPa 高度場(chǎng)、200hPa 緯向風(fēng)、850hPa 和200hPa 水汽場(chǎng)、200hPa 垂直速度的空間相關(guān)，圖中參考對(duì)象為觀測(cè)場(chǎng)，分析對(duì)象為WRF模式。圖7中，（1）降水的模式場(chǎng)與觀測(cè)場(chǎng)相關(guān)系數(shù)接近0.75，表明預(yù)報(bào)成功，標(biāo)準(zhǔn)差為1.6 左右，均方根誤差0.6 左右可以看出模式對(duì)降水的模擬不管是相似性還是振幅WRF 模式的預(yù)報(bào)結(jié)果略微差一點(diǎn)；（2）200hPa 高度場(chǎng)的相關(guān)系數(shù)來(lái)看接近1.0，標(biāo)準(zhǔn)差為0.85 左右，均方根誤差為0.15左右，可以得出模式對(duì)200hPa高度場(chǎng)的模擬不管是相似度還是振幅預(yù)報(bào)結(jié)果很理想；（3）200hPa 緯向風(fēng)的相關(guān)系數(shù)0.995 左右，標(biāo)準(zhǔn)差為0.9 左右，均方根誤差接近0.1，從均方根誤差來(lái)看200hPa 緯向風(fēng)的模擬結(jié)果跟觀測(cè)場(chǎng)還是較相似的；（4）500hPa 高度場(chǎng)相關(guān)系數(shù)達(dá)0.99，標(biāo)準(zhǔn)差約為1.0，均方根誤差為0，即模式對(duì)500hPa 高度場(chǎng)的模擬是很不錯(cuò)的；（5）850hPa 水汽場(chǎng)相關(guān)系數(shù)為0.97，標(biāo)準(zhǔn)差為1.0，均方根誤差為0，跟500hPa高度場(chǎng)一樣，模式對(duì)低層水汽場(chǎng)的模擬偏理想；（6）200hPa水汽場(chǎng)相關(guān)系數(shù)較高0.98左右，標(biāo)準(zhǔn)差較850hPa水汽場(chǎng)比偏小為0.6左右，均方根誤差為0.4左右，可以看出模式對(duì)高層水汽場(chǎng)的模擬情況要比低層水汽場(chǎng)要偏差一些；（7）200hPa 垂直速度場(chǎng)相關(guān)系數(shù)才0.42 左右，標(biāo)準(zhǔn)差接近1.27，均方根誤差為0.27左右，可以看出模式模擬的200hPa垂直速度場(chǎng)與觀測(cè)場(chǎng)的相似度較小，WRF模式對(duì)觀測(cè)場(chǎng)中心振幅模擬能力偏強(qiáng)，即模擬效果不是特別理想。整體來(lái)看WRF模式對(duì)200hPa 和500hPa 高度場(chǎng)、低層水汽場(chǎng)以及200hPa緯向風(fēng)模擬效果最佳，其次是高層水汽場(chǎng)和降水場(chǎng)，預(yù)報(bào)效果不太理想的是高層的垂直速度場(chǎng)。

圖7 1979—2018年40年7—8月WRF模式資料的降水場(chǎng)、200hPa和500hPa高度場(chǎng)、200hPa緯向風(fēng)、850hPa和200hPa水汽場(chǎng)、200hPa垂直速度的Taylor圖

5 季風(fēng)指數(shù)分析

如今對(duì)季風(fēng)的研究越來(lái)越深入，不僅僅只看季風(fēng)的空間分布和時(shí)間分布，研究者們開(kāi)始從各種方面著手研究能夠來(lái)衡量東亞夏季風(fēng)的變化和強(qiáng)度，從而能夠找到一個(gè)定量的、嚴(yán)謹(jǐn)?shù)闹笜?biāo)表示東亞夏季風(fēng)。根據(jù)前人研究得到很多種指標(biāo)方法來(lái)表征季風(fēng)強(qiáng)度和變化，主要有由低層海平面氣壓差“東西方向的熱對(duì)比”季風(fēng)指數(shù)；不同高度層的緯向風(fēng)的垂直切變來(lái)反映“南北方向的熱對(duì)比”季風(fēng)指數(shù)等。本文中使用Webster 和Yang［1］定義的在10°N～40°N 和110°E～140°E 的850hPa 和200hPa 的緯向風(fēng)之差季風(fēng)指數(shù)（Iwy）。先將200hPa 和850hPa 上的緯向風(fēng)風(fēng)場(chǎng)進(jìn)行40 年的空間平均，再對(duì)指數(shù)所需要的區(qū)域進(jìn)行相減，得到季風(fēng)指數(shù)隨著時(shí)間變化圖。如圖8，圖中坡度平緩的實(shí)線為WRF 模式的東亞夏季風(fēng)指數(shù)，另一條實(shí)線為觀測(cè)場(chǎng)的東亞夏季風(fēng)指數(shù)。觀測(cè)季風(fēng)指數(shù)最低值為-2.0，最高值達(dá)4.0，指數(shù)趨勢(shì)是先增后減，其中7月1 日到20 日一直在增加，21 日到23 日有個(gè)遞減趨勢(shì)，但較小幅度不大，23 日到30 日又呈遞增，而且30日達(dá)到最大值，8 月1 日開(kāi)始遞減，7 日至10 日之間有個(gè)很陡峭的過(guò)程即遞減幅度大，10 日之后開(kāi)始不斷地遞減，雖然中間也有一點(diǎn)回增但8 月30 日左右季風(fēng)指數(shù)減弱到-1.2左右；模式的季風(fēng)指數(shù)最大值不到2.0，最低值接近0.9，指數(shù)變化趨勢(shì)也為先增后減，但是幅度沒(méi)有比實(shí)際季風(fēng)指數(shù)變化大，模式季風(fēng)指數(shù)最大值有兩個(gè)，一個(gè)在7 月12 日左右，另一個(gè)在7 月30日左右，隨后遞減，8 月7 日左右達(dá)到最低值，但是隨后又遞增，而且遞減幅度逐漸減弱，即趨向于平動(dòng)狀態(tài)。可以得出觀測(cè)到的季風(fēng)強(qiáng)度從7 月初開(kāi)始遞增，中間有小幅度的減弱但隨后還是遞增，到7 月底8 月初季風(fēng)達(dá)到最強(qiáng)，隨后季風(fēng)開(kāi)始減弱，這種變化狀態(tài)符合東亞夏季風(fēng)在7 月份到8 月底北進(jìn)南落的趨勢(shì)，WRF 模式雖然能夠模擬出季風(fēng)強(qiáng)度這種先增后減的趨勢(shì)，但是季風(fēng)開(kāi)始由弱變強(qiáng)到由強(qiáng)變?nèi)踹@種變化所對(duì)應(yīng)的時(shí)間要比實(shí)際變化快一些?？傮w來(lái)說(shuō)WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的指數(shù)變化模擬存在誤差。

圖8 1979—2018年40年7—8月WRF模式資料和觀測(cè)資料在（10O N～40O N,110O E～140O E）850hPa和200hPa的緯向風(fēng)之差季風(fēng)指數(shù)（Iwy）

6 總結(jié)

本文采用WRF 模式1979—2018 年的降水、高度場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)、水汽場(chǎng)及垂直速度場(chǎng)的資料和ERA-Interim觀測(cè)資料即觀測(cè)場(chǎng)同樣的氣象要素的資料。通過(guò)對(duì)比模式模擬場(chǎng)與觀測(cè)場(chǎng)分析WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的模擬評(píng)估。其中主要評(píng)估模式對(duì)東亞夏季風(fēng)降水的模擬和東亞夏季風(fēng)環(huán)流的模擬以及對(duì)季風(fēng)指數(shù)的模擬，評(píng)估方法主要用Taylor方法。主要有以下結(jié)論：

（1）通過(guò)對(duì)夏季風(fēng)降水平均態(tài)和降水次季節(jié)演變來(lái)分析，得出WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的降水模擬空間分布較接近，從降水演變來(lái)講，模式對(duì)整體趨勢(shì)即雨帶由南逐漸向北移隨后向南落這個(gè)分布狀態(tài)模擬的也是相似，并且模式對(duì)降水偏強(qiáng)的地方也能夠沒(méi)有太大的偏差地模擬出來(lái)，但是可以看出模式對(duì)降水值的模擬還是偏強(qiáng)。還有一個(gè)較明顯的問(wèn)題是可能是受到地形因素的影響，模式在青藏高原這一地帶的降水模擬的略微有點(diǎn)差，可能需要進(jìn)一步的觀察和分析，來(lái)減少預(yù)報(bào)誤差。

（2）從模式對(duì)季風(fēng)環(huán)流的模擬情況來(lái)看，WRF 模式對(duì)環(huán)流場(chǎng)的模擬整體形勢(shì)很好，但對(duì)于形勢(shì)場(chǎng)里較特殊的系統(tǒng)如南亞高壓、副熱帶高壓雖然能夠較好的模擬出來(lái)，但是對(duì)于中心強(qiáng)度和它的范圍精確度還是有偏差。

（3）通過(guò)對(duì)比模擬與觀測(cè)的季風(fēng)指數(shù)可以發(fā)現(xiàn)，WRF模式雖然能夠模擬出這種先增后減的趨勢(shì)，但是首先強(qiáng)度偏弱即變化不明顯，其次季風(fēng)開(kāi)始由弱變強(qiáng)到由強(qiáng)變?nèi)踹@種變化所對(duì)應(yīng)的時(shí)間要比實(shí)際變化快一些?？傮w來(lái)說(shuō)WRF 模式對(duì)東亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度變化模擬誤差還是偏大一些。

（4）根據(jù)泰勒?qǐng)D方法綜合定量分析可以得出，WRF 模式對(duì)200hPa 和500hPa 高度場(chǎng)、低層水汽場(chǎng)以及200hPa緯向風(fēng)模擬效果最佳，其次是高層水汽場(chǎng)和降水場(chǎng)，預(yù)報(bào)效果不太理想的是高層的垂直速度場(chǎng)。