地表氣溫引入CESM模式對東亞地區夏季降水和環流場的影響

江 穎，張明俊，鄒小松，孟曉文，楊子凡，隆 霄

（1.福州市氣象局，福州350008；2.閩侯縣氣象局，福建 閩侯 350108；3.閩清縣氣象局，福建 閩清 350800；4.中國人民解放軍95810部隊氣象臺，北京 100076；5.酒泉衛星發射中心，甘肅 酒泉 735000；6.蘭州大學，蘭州 710000）

東亞地區東臨太平洋，西為青藏高原，地形和地貌條件多樣，氣候系統復雜，是全球受災害氣候影響嚴重地區。氣候災害包括洪澇災害、熱浪、干旱等，常造成巨大的生命與財產損失，嚴重影響著人們的生活、生產和經濟發展。在全球變暖的氣候背景下，災害事件表現出頻率增多、程度增強的趨勢。天氣與氣候災害帶來的經濟損失很大一部分是由干旱和洪澇造成的［1］。在東亞地區，夏季降水占到全年降水的50%以上，而夏季降水異常對旱澇發生頻率、強度以及區域分布都有重要的影響。研究東亞地區夏季降水的時空變化規律，對旱澇預測以及防災減災有著重要的指導意義。

氣候模式是世界各大氣候預測業務部門的主要根據，是模擬和預估氣候變化的重要工具，其模擬結果在環境、農業和生態等各個領域廣泛應用［2-4］。全面、系統地評估氣候模式對東亞地區的模擬能力有重要意義［5］。CESM（Community Earth System Model）模式是由美國國家大氣研究中心（The National Center for Atmospheric Research）開發的新一代地球氣候系統耦合模式，在國際中被廣泛使用，在氣候與環境的演變、人類與氣候變化等方面都具有較好的模擬效果。由于氣候系統的復雜性，氣候模式結果存在不確定性［6］，模式的不完善是其原因之一，深入研究模式對東亞地區氣候模態的變化，具有十分重要的意義。Pan等［7］、Druyan等［8］和Horel等［9］將長期的模式積分分成一系列短時間間隔的數值積分后，模擬誤差明顯減少，即不斷更新初始場可以改善氣候模式的模擬結果。全球地表溫度上升，氣候變暖，由此導致海平面上升、水圈循環變化、海洋酸化、極端天氣和氣候事件頻率和強度增加等一系列的氣候和環境變化，在對氣候較為敏感和脆弱的地區更明顯［10，11］。江穎等［12］分析表明CESM模式對地表氣溫的模擬存在較為明顯誤差，因此，不斷利用地表氣溫的分析場更新CESM模式的模擬場，對比分析更新和未更新地表氣溫對東亞地區夏季物理量場氣候特征的影響。

1 材料和方法

資料包括歐洲中期天氣預報中心（The European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）的再分析數據ERA-interim資料（ERA資料）、CMAP（Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation）逐月降水資料和美國國家環境預報中心（National Cen?ters for Environmental Prediction，NCEP）提供的FNL客觀分析資料（NCEP再分析資料）。利用CESM模式對東亞地區氣候進行數值模擬，便于與模擬結果對比，將CMAP降水資料、ERA資料及NCEP再分析資料采用雙線性插值的方法處理成1.9°×2.5°水平分辨率格點，與CESM模式水平網格點相匹配。

模式是CESM1.2.0，大氣模塊為CAM4，陸面模塊為CLM4，海洋模塊為POP2。模式組合形式為B20TR，為全耦合模式，大氣、陸面、海洋和海冰均為Active。模式分辨率為1.9°×2.5°gxlv6，其中大氣和陸面模塊的水平分辨率為1.9°×2.5°（緯向×經向），垂直方向總共26層，為混合坐標；海洋和陸冰模塊水平分辨率約為1°×1°，垂直方向采用z坐標系，分為60層。未啟用陸冰模塊和陸地模塊中的碳、氮循環過程。模式模擬在固定外強迫下進行，其中溫室氣體CO2、CH4、N2O的體積溶度分別為2.874×10-4、7.916×10-7、2.757×10-7。氣溶膠溶度和土壤利用為NCAR給定的1850年強迫場。數值試驗分為兩組，其中以1979年1月1日00：00（GMT，下同）為初始場，從1979年1月1日開始連續積分30年至2008年12月31日（未更新試驗）。更新地表氣溫試驗將NCEP再分析資料的1979—2008年2.5°×2.5°的再分析資料處理到1.9°×2.5°模式水平分辨率的網格點上，并更新到CESM模式當中。在CESM模式模擬過程中將地表氣溫場（tobssfc）作為“真實”場，每天00：00時更新CESM模式模擬的地表氣溫（tmodsfc）進行數值積分至2008年12月31日24：00（簡稱更新試驗）。

2 結果與分析

2.1 溫度場特征分析

未更新與更新試驗模擬的1979年1月1日至2008年12月31日平均地表氣溫模擬結果基本一致，差異主要出現在青藏高原地區，更新試驗模擬的青藏高原地區的地表氣溫要高于未更新試驗的模擬結果。對比兩次試驗模擬ERA，再分析資料地表氣溫差，可以看出，引入地表氣溫后CESM模式模擬的結果與ERA再分析資料的結果更接近。更新試驗和未更新試驗模擬地表氣溫與ERA再分析資料的地表氣溫的統計結果（表1、表2）顯示，CESM模式模擬過程中不斷更新地表氣溫后，與ERA再分析資料的相關系數達0.96，比未更新試驗模擬結果的相關系數（0.91）要高，更新地表氣溫后模擬結果與ERA再分析資料的絕對誤差為0.37℃，比未更新試驗模擬結果的絕對誤差0.99℃降低0.62℃，模擬結果得到顯著提高。顧震潮［13］指出，僅僅是地面溫壓場的演變完全蘊含了斜壓大氣三維溫壓場的結構，地表氣溫模擬結果的改善對于大氣的風場、降水等物理量的模擬結果也會產生影響，以下對有關物理量場的影響展開分析。

表1 更新試驗模擬與未更新試驗模擬各物理量的相關系數

表2 更新試驗模擬與未更新試驗模擬各物理量的絕對誤差

2.2 降水場特征分析

更新試驗和未更新試驗模擬的1979—2008年7月平均降水場分布模擬值基本一致，主要差異出現在青藏高原地區，更新試驗模擬降水明顯少于未更新試驗的模擬結果。從兩者差可以看出，7月，東亞東部地區降水差成“正-負-正”分布。與未更新試驗的模擬結果相比，更新試驗的模擬結果對中國南方大部分地區以及西太平洋，尤其是青藏高原附近的降水分布相對偏小；在中國華北、東北東部以及南海附近的相對偏大。從CMAP資料與未更新試驗模擬降水量之差的水平分布得出，更新試驗模擬的降水場分布與CMAP資料更為接近。統計結果（表1、表2）顯示，更新試驗模擬結果與CMAP資料的相關系數達到0.76，明顯高于未更新試驗模擬結果的相關系數（0.65）；更新試驗絕對誤差為2.31 mm/月，低于未更新試驗模擬結果的絕對誤差（2.42 mm/月），表明更新試驗對降水的模擬效果得到明顯改善。

降水季節進退的模擬是評估模式模擬效果的一個重要內容。將CMAP降水資料和CESM模擬的降水資料按月平均得到逐月降水平均結果，對1979—2008年逐月平均降水結果沿105°E—120°E進行空間平均（22°N—40°N主要表征中國大陸地區，5°N—21°N表征南海地區）得到該地區降水的時間緯度變化（圖1），對比分析兩個試驗模擬降水的季節變化特征。從圖中可以看出，更新試驗和未更新試驗均能模擬出降水由南向北推進的特征。在低緯地區（8°N—21°N）未更新試驗模擬的強降水階段為6—10月，最大降水量為250 mm，更新試驗的強降水出現在5—9月，在7、8月出現降水最多值，達到300 mm左右，較未更新試驗的雨季偏早，雨量偏多；21°N—45°N區間未更新試驗和更新試驗的模擬結果均顯示降水在5—9月有從南向北的推進的特征。在中緯度（26°N—32°N）地區，更新試驗和未更新試驗在3—4月降水顯著增多，未更新試驗的強降水中心出現在5月中下旬，降水強度為250 mm，更新試驗模擬的強降水中心出現在4月底5月初，強度達350 mm，出現視角較未更新試驗時間早，強度偏強。在中高緯（32°N—38°N）地區，更新試驗在8—9月存在一個降水中心大值，可達200 mm。總體來說，相對于未更新試驗，更新試驗在5°N—55°N區間內強降水出現時間偏早，降水強度偏大，模擬結果與CMAP降水資料的變化特征更為接近。

2.3 風場特征分析

1979—2008年7月更新試驗和未更新試驗模擬的200 hPa風場分布，兩者均模擬出在夏季200 hPa南亞高壓未更新東亞大部分地區的主要特征。更新試驗與未更新試驗的模擬結果差主要表現為，在中國以西為一個強的異常氣旋性環流，在中國東部，南北方向為兩個反向的環流，南邊為氣旋性環流，北邊為反氣旋性環流，這與ERA再分析和未更新試驗之差的結果一致。更新試驗模擬的200 hPa緯向風和經向風與ERA再分析資料的相關性分別為0.95和0.72，均高出未更新試驗模擬結果的統計結果（緯/經向風0.91/0.68）4個百分點；絕對誤差的統計顯示，更新試驗模擬的緯向風和經向風的絕對誤差分別為0.22和0.12 m/s，均小于未更新試驗模擬結果的絕對誤差（緯向風0.35 m/s，經向風0.13 m/s），說明更新試驗的模擬結果較未更新試驗模擬的200 hPa風場有一定改進。

在對流層中層500 hPa夏季東亞地區風場和高度場的分布，東亞東部地區主要有西太平洋副熱帶高壓，未更新試驗和更新試驗模擬的西太平洋副高強度基本一致，但未更新試驗模擬的586線西脊點位于105°E，更新試驗模擬的位于108°E左右，較未更新試驗偏東。更新試驗模擬的環流形勢與未更新試驗模擬的差主要表現在西太平洋地區出現一個反氣旋性環流，與ERA再分析和未更新試驗差在西太平洋地區出現反氣旋環流相吻合。結合降水場分析可得出，更新試驗模擬的西太平洋地區降水減少以及南海和日本群島降水增多與200 hPa和500 hPa出現的異常環流相對應。更新試驗模擬的500 hPa緯/經向風與ERA再分析資料的相關系數為0.96/0.74，高于未更新試驗的模擬結果（0.94/0.68），計算的絕對誤差（緯向風0.22 m/s，經向風0.03 m/s）小于未更新試驗模擬結果的絕對誤差（緯向風0.24 m/s，經向風0.03 m/s），說明更新試驗提高了500 hPa風場和高度場與“真實場”的相關性，與ERA客觀分析結果更為貼近。

對比分析更新試驗模擬的和未更新試驗模擬的經向垂直環流（圖2）的主要特征，分析時分別沿105°E—120°E及75°E—100°E進行緯向平均，從圖2可以看出，在105°E—120°E，更新試驗結果與未更新試驗結果比較一致（圖2a、圖2b）；兩者之差在5°N—18°N表現為從200～700 hPa高度出現異常的上升氣流，在21°N—29°N為從200～850 hPa出現異常下沉氣流，在32°N—38°N從200～700 hPa表現為異常上升氣流（圖2c），這導致更新試驗模擬的降水場在東亞地區南北出現正-負-正的特征，與ERA再分析和未更新試驗差（圖2c1）的垂直分布狀況一致。在75°E—100°E，主要分析20°N—50°N青藏高原地區更新試驗模擬的與未更新試驗模擬的垂直環流的差異，在青藏高原南側23°N—32°N從200 hPa至850 hPa高度為異常的下沉氣流，在北側38°N—45°N出現一個明顯的異常環流，異常環流在38°N附近為下沉氣流，至750 hPa高度左右，44°N附近為上升氣流（圖2f）。與在青藏高原地區更新試驗模擬的降水場偏低相一致。

2.4 水汽通量場特征分析

水汽通量場的對比分析表明，更新試驗模擬的和未更新試驗模擬水汽通量場和水汽通量散度場，兩者差異不大，均能很好地模擬出水汽輸送特征。更新試驗模擬的水汽通量散度場在南海地區和日本島及朝鮮島地區的輻合強度大于未更新試驗，印度半島和中國西北大多為水汽通量散度輻散區，更新試驗模擬的強度較未更新試驗模擬弱，兩者的降水異常分布相一致。與表1對比分析可發現，更新試驗模擬的水汽通量和水汽通量散度的分布與ERA再分析更為一致，并且更新試驗模擬的水汽通量散度與ERA再分析資料的相關系數達到0.76，明顯高于未更新試驗模擬結果的相關系數0.65，提高了11個百分點；更新試驗模擬的水汽通量散度的絕對誤差為7×10-5kg/（kg·s）比未更新試驗模擬結果絕對誤差11×10-5kg/（kg·s）有大幅度降低，更接近ERA再分析資料的結果。

3 小結與討論

對比分析利用CESM模式未更新和更新地表氣溫到CESM模式的模擬結果對東亞地區氣候物理量場的影響，將NCEP再分析資料地表氣溫引入CESM模式，模擬結果和主要模態較未更新試驗的得到明顯改善。更新試驗模擬的地表氣溫、降水時空分布、風場和水汽通量場與ERA再分析資料中的地表氣溫相關系數明顯高于未更新試驗的相關系數，更新試驗模擬結果的絕對誤差小于未更新試驗模擬結果的絕對誤差，與ERA再分析資料更加接近。

地表氣溫是描述全球區域氣候系統狀態的最常用變量之一，它的變化特征蘊含了大氣中溫室氣體、氣溶膠及土地利用等多方面變化因素。顧震潮［13］指出，地面溫壓場的演變反映也蘊含了斜壓大氣三維溫壓場的構造，并且決定斜壓大氣三維溫壓場的發展，因此在氣候模式中引入相對真實的地表氣溫信息后，可以降低由于氣候模式長時間積分帶來的模式誤差不確定性。