WRF模式對東亞夏季風的模擬評估

索朗央金1 趙永麗2 次仁央金 羅杰群培 李惠

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

0 引言

在古時，季風現象就已經得到了人們的注意，尤其是東亞地帶。現在我們專業學習中慣用的“季風”這個詞語其實是來源于古阿拉伯語中的“Mausim”，它最初的意義為季節，后來研究者們將季風表示為沿海區域的近地面風向隨著季節的轉變過程。東亞大陸夏季處于暖中心低壓的范圍內，與此同時西太平洋高壓加強向北推進以及減弱向南撤退，這樣的形勢變化下風向會變成從洋面吹到陸地上的偏南風系，形成東亞夏季風。

壽紹文等［21］表明東亞地區位于典型的季風區，我國新疆、青藏高原北部、賀蘭山和陰山以北的內蒙古地區等地為大陸性無季風區，除了這些地方以外的如華南、江南等地區為季風區。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致東亞季風和南亞季風成為全球最活躍的季風之一。夏季風移動及強度的變化對我國夏季降水雨帶的位置改變有很大的影響，Lei 等［20］研究東部地區夏季風區的年降水總量，夏季風降水占主要成分，尤其是在長江流域平均降水量的2/5，而季風降水在華北地區可能超過2/3，東亞夏季風的異常將造成旱澇明顯的變化，從而對我國東部地區、韓國以及日本等地區的社會、經濟、交通造成重要影響。近十幾年來除了印度季風，東亞夏季風也受到越來越多關注和研究，因此認為研究東亞夏季風是很重要的也是必要的。

重視使用氣候模型模擬東亞季風環流系統，預測未來降水趨勢，對東亞季風區達到防災減災具有十分重要的意義。最近幾年，根據各種模式對東亞夏季風的模擬效果與觀測資料進行不同要素或者不同方法來對比進而研究東亞夏季風的變化趨勢是一種很實用的方法。而其中評估對東亞大氣環流的“再現能力”不單是模型模擬性能的重要指標，也是通過模式對季風環流預測未來氣候變化的重要依據。

2008 年，孫穎，丁一匯等［22］評估了IPCCAR4 氣侯模式對夏季風的模擬能力，發現我國東部地區多年平均的降水場只有9 個模式模擬出來，而對東亞夏季風的年代際變化的模擬只有3 個模式能夠模擬得較好。2011年，陳海山等［24］評估了海氣耦合模式對夏季風的模擬能力，發現對多種要素模式模擬能力較弱。2014年，貴志成等［14］使用WRF3.2.1 中尺度預報模式與再分析資料對比發現，對模擬區域中的氣象要素使用不同的參數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資料與MRICGCM 模式對比發現東亞夏季風的降水以及低層風場的氣候態能夠被模式比較好的再現，但是對一些天氣系統模式模擬還是有點偏差，導致對降水的模擬偏小。2016 年，陳浩偉等［9］利用WRFv3.2.1 模式模擬東亞夏季風，發現不一樣的方案能夠對夏季季風降水有較好的模擬，但是對降水強度和空間分布態上還是存在誤差。

綜上所述，模式對東亞夏季風的各種要素的模擬既有好的方面也有不足之處，導致這樣的因素既要考慮東亞夏季風本身的復雜性也要考慮模式本身的缺點，因此研究模式對東亞夏季風的模擬評估好壞對未來趨勢預報以及對過去的總結是很有意義的。本文主要通過WRF 模式和觀測資料對東亞夏季風降水、環流模擬及季風指數進行研究，從而進一步評估模式對東亞夏季風的模擬效果的好壞。

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降水的分布狀態，區域陸地模型第4 版用來表征土壤物理過程，其他物理化參數化方案包括短波和長波輻射快速傳輸模型以及延世大學行星邊界層方案和格雷爾-弗雷塔斯系綜積云方案等；觀測資料時間范圍也為1979—2018 年40 年的資料，其水平緯度取（10°N～45°N），水平經度取（80°E～135°E），水平分辨率為1.5°×1.5°，高度層分為37 層，觀測資料頂層氣壓為1hPa。為更好分析二者的差異，將WRF 模式資料插值到與觀測資料相同的區域和水平分辨率，主要研究氣象要素有降水場、高度場、水汽場、垂直速度場、經向和緯向風場等，兩個資料所取的時間段均為每年的7—8月，選取這個時間段的原因是為了能夠通過這次實驗來檢驗在7—8月模式對東亞夏季風的模擬能力。

1.2 方法

本文中主要研究方法為：根據處理1979-2018 年的模式資料與觀測資料計算出40年的7月和8月的平均值，并畫出降水、環流、水汽等氣象要素的平均場。文中計算平均態主要是對時間求平均，畫出空間場。文中除了平均態，還有降水的次季節演變圖和垂直速度與經向風的垂直剖面圖，根據所需取某一固定經度，做沿著這一經度的緯度-時間剖面圖和垂直速度與經向風的垂直剖面圖，從而分析東亞夏季風降水的次季節演變特征和垂直速度隨著緯度-高度的分布特征。

為了檢驗模式對相關要素場的模擬效果的評估，本文使用了泰勒圖方法［19］，泰勒圖用于評估模式的預報能力，主要將模式和觀測資料的結果通過計算相關、標準差和均方根誤差三個變量清晰簡明地表現在Taylor 圖中，讓人們能夠不需要太費力就能夠評估出模式的模擬效果。本文將模式和觀測資料插值到2.5°×2.5°水平分辨率上，對平均態進行相關的定量描述，即通過泰勒圖來檢驗模擬效果的好壞。

異常相關系數和均方根誤差的公式分別為：

yip為格點i 上的預報值，yia表示相應格點上的分析值，分別表示第i個格點上的預報和分析平均值。1.0 為最大的相關值，根據研究結果得知當相關系數大于0.6時，通常被認為預報是成功的。

標準差的公式為:

σP表示模式預報場的標準差，σA表示模式分析場的標準差，N 為空間上總格點數，Xip、Xia分別為第i個格點上預報值與分析值，分別為預報場和分析場的平均值。

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

根據前人研究得到很多種表示方法來表征季風強度和變化，主要有海平面氣壓差“東西向的熱對比”季風指數和緯向風的垂直切變來反映“南北熱對比”季風指數等。為了表示東亞夏季風的變化本文使用緯向風的垂直切變來反映“南北熱對比”的季風指數，如Webster 和Yang［1］定義的在10°N～40°N 和110°E～140°E 的850hPa 和200hPa 的緯向風之差季風指數（Iwy）。文中首先將200hPa 和850hPa 上的緯向風風場進行40年的空間平均，再對指數所需要的區域進行相減，得到季風指數隨著時間變化的時間序列圖，此次選用Webster 和Yang 季風指數是為了反應季風的大尺度環流特征。

2 東亞夏季風降水

2.1 降水的氣候態特征

東亞夏季風最明顯的一個特征便是降水，通過研究降水的這種時空分布特征，我們可以通過對過去的總結加上模式對未來的預報進行相結合和訂正。

因此研究WRF 模式對東亞夏季風的模擬情況，最主要的還是要看對降水分布的模擬程度。首先對40 年的降水數據（包括模式和觀測）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年的氣候態平均，根據數據分別畫出模式的和觀測資料進行分析。圖中最主要的特征是取了一個共同的降水強度數值范圍（0～80mm/day），這樣可以避免在分析過程中出現標準不同導致結果出錯。由圖1我們可以分析出，降水的總體的分布呈現南澇北旱，圖1a 即觀測場圖中我們可以看出強降水中心主要位于中南半島-云貴高原西南側-青藏高原南部，呈東南西北向帶狀型，降水中心數值最大達40mm/day 左右，另一個降水較強的位于菲律賓群島和韓國較南部及太平洋偏西部，中心值接近25mm/day 左右，根據實際降水分布態可以看出我國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降水場，整體來看降水空間分布與觀測大概接近，主要強降水中心也位于中南半島-云貴高原西南側-青藏高原南部-喜馬拉雅山脈，中心值達到75mm/day 左右，并且模式模擬的強降水中心明顯比實際要多，另一個強降水中心位于菲律賓群島和太平洋偏西部，降水中心值達60mm/day左右，臺灣島也有較明顯的強降水，中心值達30mm/day左右，模式模擬我國降水明顯的南部降水分布接近，但是強度明顯偏強，東北地區降水比起觀測，模式模擬出來的要大很多。可以發現WRF 模式對東亞夏季風的降水模擬空間分布較為接近，并且模式對降水偏強的位置也能夠沒有太大的偏差地模擬出來，但是可以看出模式對降水值的模擬還是偏強，還有一個較明顯的問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差，可能需要進一步的觀察和分析，來減少預報誤差。

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

2.2 降水的次季節演變特征

根據Ding［3］研究后總結出一個較普遍通用的東亞夏季風開始到逐漸北移，分為四個過程，其中第一個過程為爆發在中南半島的夏季風，時間為4 月底至5月初；第二個過程為季風開始移動和伸展，向北靠近到孟加拉灣，向東方向伸展到南海區域，時間段為5月中旬到5 月底，大概15 天；第三個過程被東亞地區的雨季的爆發和南亞季風的啟動而熟知，比如我國最著名的雨季——梅雨，還有Baiu——日本較著名的季節，時間范圍為6月初到6月20日左右；第四個過程為較有特色的東亞夏季風隨著時間開始向北推進到我國華北地區以及朝鮮半島-日本中部地區，時間范圍為7月初到7月底。

在東亞地區還有一個夏季風具有階梯式的向北進和向南落，即三停兩跳，其中7 月份開始，雨帶從南部開始向北跳進，到達我國華北和東北地區，在我國雨季分布中，這一過程是北方雨季最盛的時期，在這個區域雨帶的一次停滯使我國北方地區如東北、華北雨季大概有一個月左右長，此時我國南部地區降雨減弱，隨后在8月初到8月中旬雨帶開始南落，導致我國北方地區的雨季逐漸減弱到消失。而南落的季風雨帶到達我國南部-華南地區，我國北部和中東部開始處于伏旱期。因此根據如上季風降水的變化特征，下面對東亞夏季風的這種規律性變化進行研究。

降水除了要看空間態還要看隨時間變化的情況，因此在此通過前面已經處理好的降水數據，任意選取某一經度做沿著這一經度在不同緯度降水隨時間變化圖，本文中主要選取了115°E，因為沿著115°E 這一經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，圖中所取橫坐標為緯度，范圍為10°N～45°N，縱坐標為時間，時間范圍為7 月1 日至8 月31 日（次季節：一般為30 到60 天）。從圖2a 觀測數據圖中我們可以分析出整體趨勢是115°E經度上的降水隨著時間由南逐漸向北移動，到達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，降水強度達18mm/day 左右，7 月中旬到7 月底我們可以通過圖分析出有明顯的降水帶北移，達到36°N 左右，部分區域降水強度達24mm/day 左右，8 月1 日至10 日左右強降水明顯減弱，但部分區域（39°N～41°N）還有中等強度降水，8 月中旬以后降水帶明顯南落到15°N～20°N 左右，并且中心強度又一次加強，達26mm/day 左右。圖2b 為WRF 模式模擬東亞夏季風降水次季節演變圖，根據圖可以分析出整體趨勢也為115°E經度上的降水隨著時間由南逐漸向北移動，降水達到42°N 左右開始南落；7 月初降水帶主要位于30°N 左右，降水強度達30mm/day，7 月底到8 月初降水帶逐漸北移，達到43°N 左右，并且降水中心值明顯加強，達35mm/day，8月中旬開始雨帶開始南落，但是南落的幅度較弱，強度也減弱，8 月底降水帶南落到27°N 左右，中心值接近30mm/day。經過上面較詳細的分析，綜合觀測和模式對沿115°E 這一經度降水帶隨著時間-緯度的變化分布來看，模式對整體趨勢即雨帶由南逐漸向北移隨后向南落這個分布狀態模擬的還是接近的，但是降水強度的變化模擬略微有偏差，偏北地區降水強度模擬明顯偏強，偏南地區雖然模擬的降水強度不強，但是跟觀測相比略偏大。

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

3 環流形勢和基本物理量分析

3.1 高度場

在東亞地區，副熱帶高壓在夏季不管是高空還是低空環流系統中都是必不可少的，隨著研究的不斷深入也發現副熱帶高壓對降水尤其是季風性降水起著很大的推動作用。高壓為暖中心結構，低層有水汽的輸送和聚積即暖濕氣流充沛，高壓東側主要為下沉運動，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變化加上地形等因素的影響，高壓帶會分離斷開，形成一個個單個高壓中心或者小的高壓帶。低緯度和中高緯大部分區域受到這些單個高壓帶的影響，包括水汽輸送和能量輸送等。因此下面主要進行不同高度層次環流場的形勢分析。

如圖3，由上到下分別為850hPa、500hPa 和200hPa 的1979—2018 年7 月到8 月的高度場平均氣候態，850hPa高度觀測場平均態中可以分析出整體形勢為西低東高，除了青藏高原為高壓控制，并且高壓中心達1500gpm，我國東部沿海地區-韓國-日本及南部中南半島-菲律賓群島受到高壓控制，最大值中心達到1510gpm，強度達到副高級別，但中心位置略偏東；模式模擬場圖3b平均態可以看出模擬的整體形式為西低東高，高原上為缺測，東南部環流場整體形勢與觀測很接近，1480gpm 線模式模擬的略偏南，副高較強位置略偏北，并且范圍也比觀測的要廣一點。500hPa高度觀測場平均態中整體形勢為北低南高，西太平洋副熱帶高（5880gpm 線）位于日本西南部-東海-臺灣島西北側，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有短波槽波動，我國東北地區有一淺槽；模式場圖模擬整體形勢場與觀測場相似，北低南高，模式模擬的副高略微偏西，到達我國華南地區，副高強中心值一樣，但范圍比觀測場要偏西并且廣一點，印度半島上空的低壓模式能模擬出來，但是強度偏強，并且范圍較偏廣，模式也模擬出短波槽和淺槽，但是強度略微有偏差。200hPa高度觀測場平均態圖中分析出整體形勢為由北到南強度為低-高-弱高分布，200hPa夏季有一個較特殊的系統便是南亞高壓，南亞高壓對我國夏季降水有著很重要的貢獻，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；模式場圖模擬的整體環流場也為由北到南強度為低-高-弱高分布，模式模擬的南亞高壓偏強，范圍較觀測場偏廣，高壓中心值達12300gpm。綜合上述分析，得出WRF 模式對環流場的模擬整體形勢較好，但對于形勢場里較特殊的系統如南亞高壓、副熱帶高壓雖然能夠較好的模擬出來，但是對于中心強度和它的范圍精確度還是有點偏差。

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

3.2 水汽場

降水的三要素為水汽條件、抬升凝結及凝結核，其中水汽必不可少的。西太平洋和孟加拉灣是東亞地區水汽的源地，中南半島上開始爆發最早的季風，隨著逐漸向北移進，向東伸展，因此熟知夏季風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 月的水汽場氣候態場。從850hPa 水汽場觀測的分布來看，整體為南濕北干，水汽充沛區位于我國華南-江南地區以及印度半島-中南半島之間，最強達到16kg/kg，最弱的小于5kg/kg，可以分析出有明顯的干濕區，偏南氣流沿著副高的西側輸送，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，模式模擬干區的強度一樣但是范圍偏小并且位置偏西，南方濕區模擬的范圍接近，強度接近除了臺灣島偏強，位置偏東南，菲律賓群島上水汽模擬的也偏強，范圍略偏廣。500hPa 水汽場觀測的水汽較大值位于青藏高原的西南部，中心強度達6.4kg/kg，我國東部沿海區域水汽偏弱，中南半島西側水汽偏強；模式模擬的500hPa 水汽場整體形勢也與觀測場的接近，但是模式模擬的濕區范圍略偏小強度近似，干區范圍偏廣強度偏弱。200hPa 水汽場觀測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0.12kg/kg，干區位于我國北方地區-韓國北部最小值接近0.02kg/kg；模式場模擬的200hPa 水汽場整體為干區，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。總體來說，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降水提供了良好的水汽條件。特別說明青藏高原500hPa 濕區較強是因為青藏高原海拔較高，夏季主要受副熱帶高壓的控制，海洋上的水汽連續的輸送到高原的偏西南測，又因為喜馬拉雅山脈的阻擋原因水汽會爬坡或者繞流送到我國，有時水汽偏弱則會積聚在喜馬拉雅的南側，因此500hPa 上主要水汽集中在高原的西南側到孟加拉灣。

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

3.3 風場

本文中風場主要著眼于急流的配置。低層主要關注低空急流即850hPa 和700hPa 圖上沿著高壓西北部分一條寬度較窄小而強度達到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度最低為30m/s的風速帶。

如圖5，上面的圖為850hPa 風場矢量圖，12m/s 為參考矢量箭頭，下面的圖為200hPa風場矢量圖，30m/s為參考矢量箭頭。850hPa 觀測的風場圖中較明顯的是風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速大值區，850hPa上低空急流主要從孟加拉灣跨過中南半島向我國輸送，部分水汽輸送到青藏高原西南側由于山脈的阻擋，形成繞流和爬坡，因此根據圖中分析出在青藏高原附近急流開始減小分別向西北和我國云貴高原方向輸送水汽，部分水汽在高原西南側輻合，越過中南半島的急流到達南海上后一部分急流沿著副熱帶高壓西側外圍向我國輸送水汽，我國江南-長江流域有較強的暖濕水汽的輻合，西太平洋輸送的水汽到達我國東北地區和韓國及日本，新疆的西北側有一較強的偏東北氣流，我國河套地區附近急流偏弱；模式模擬的低空急流整體趨勢也是來源于海洋上的急流沿著高壓外圍向北輸送，我國江南區域水汽較充沛，西北地區和河套地區急流較弱，巴爾喀什湖附近的偏西北急流，及西太平洋向韓國-我國東北的急流都模擬的較好，急流強度偏弱。200hPa觀測高空急流沿著南亞高壓外圍，高壓北側（35°N～45°N）為一條風速強而較平的氣流帶，整體為偏西風氣流，高壓南側也有較強的急流帶，但是較北側強度還是偏弱，方向為偏東氣流，在我國長江流域一帶有急流的輻合，南海區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，整體強度較觀測場要弱一點，而且北方高空急流的方向由偏西北轉為偏西南，南方急流為偏東氣流，在孟加拉灣區域較強，西太平洋上急流模擬的偏弱。綜合分析，模式對850hPa 模擬的較200hPa 要好一點，更接近觀測值，200hPa 急流不僅強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）觀測資料和（b）WRF模擬的水平風場矢量氣候態場，由上到下分別為850hPa、200hPa高度（單位：m/s）

作為一個具有三維環流系統的東亞夏季風，上升和下沉運動是必不可少的，由于地形分布的差異，導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，夏季對東亞夏季風具有提供熱源的作用，因為這些特征導致在季風區形成一個環流圈，在東亞區域形成明顯的上升氣流，而在0°附近形成下沉氣流，從而形成一個閉合的季風環流圈。

下圖6為沿著經度95°E（上）和115°E（下）的經圈環流圖，此圖中垂直速度為量級放大后的，模式和觀測的量級放大程度不同。沿著95°E 的觀測場可以分析出高度層700hPa 左右在11°N～28°N 之間有較強的上升運動，其中10°N～18°N 及20°N～27°N 底層850hPa以下上升運動較小，在30°N～35°N 間600hPa 以下有明顯的下沉運動，35°N 以北除了部分區域低層有強上升運動以外整層均處于弱上升運動；模式模擬的在11°N～28°N 之間700hPa 開始有上升運動，但在22°N～24°N 之間從低層到200hPa 開始上升運動較弱，在30°N～35°N 模式也模擬出600hPa 以下的下沉運動，30°N 以北模式模擬的上升運動要比觀測的偏強。沿著115°E 的觀測場分析到10°N～23°N 區域850hPa 以上有較強的上升運動，25°N～38°N 之間700hPa 以下無明顯上升運動，在35°N 左右在700hPa左右可以看到有一條強的上升氣流，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 高度上分析出一個小的氣旋性環流，環流右側的上升支也匯進到高層那條強的上升氣流的底部；圖6b模式中主要強上升區模擬位于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動較弱，模式在37°N附近從1000hPa 開始有一條偏強的上升氣流，上升氣流的右側低層有一氣旋性環流，中層有一不明顯的反氣旋性環流。

圖6 1979—2018年40年7—8月（a）觀測資料和（b）WRF模擬垂直速度與經向風的經圈環流氣候態場，上經度取95°E，下圖經度取115°E（單位：m/s）

經圈環流模式模擬的較觀測場而言還是存在偏差，尤其是115°E 垂直運動在模式與觀測的比較不管是上升和下沉的高度還是強度上均有略微偏差。

4 觀測場和模式場相關性定量分析

經過上述分析模式對東亞夏季風各個氣象要素的模擬，不能通過人為單方面對比就確定模式對東亞夏季風的模擬情況，需要使用更為客觀的方法來定量地評估WRF 模式對東亞夏季風的模擬，因此本文中使用Taylor圖方法進行定量研究。

如圖7，圖中共有7 個變量，分別為降水場、200hPa 和500hPa 高度場、200hPa 緯向風、850hPa 和200hPa 水汽場、200hPa 垂直速度的空間相關，圖中參考對象為觀測場，分析對象為WRF模式。圖7中，（1）降水的模式場與觀測場相關系數接近0.75，表明預報成功，標準差為1.6 左右，均方根誤差0.6 左右可以看出模式對降水的模擬不管是相似性還是振幅WRF 模式的預報結果略微差一點；（2）200hPa 高度場的相關系數來看接近1.0，標準差為0.85 左右，均方根誤差為0.15左右，可以得出模式對200hPa高度場的模擬不管是相似度還是振幅預報結果很理想；（3）200hPa 緯向風的相關系數0.995 左右，標準差為0.9 左右，均方根誤差接近0.1，從均方根誤差來看200hPa 緯向風的模擬結果跟觀測場還是較相似的；（4）500hPa 高度場相關系數達0.99，標準差約為1.0，均方根誤差為0，即模式對500hPa 高度場的模擬是很不錯的；（5）850hPa 水汽場相關系數為0.97，標準差為1.0，均方根誤差為0，跟500hPa高度場一樣，模式對低層水汽場的模擬偏理想；（6）200hPa水汽場相關系數較高0.98左右，標準差較850hPa水汽場比偏小為0.6左右，均方根誤差為0.4左右，可以看出模式對高層水汽場的模擬情況要比低層水汽場要偏差一些；（7）200hPa 垂直速度場相關系數才0.42 左右，標準差接近1.27，均方根誤差為0.27左右，可以看出模式模擬的200hPa垂直速度場與觀測場的相似度較小，WRF模式對觀測場中心振幅模擬能力偏強，即模擬效果不是特別理想。整體來看WRF模式對200hPa 和500hPa 高度場、低層水汽場以及200hPa緯向風模擬效果最佳，其次是高層水汽場和降水場，預報效果不太理想的是高層的垂直速度場。

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

5 季風指數分析

如今對季風的研究越來越深入，不僅僅只看季風的空間分布和時間分布，研究者們開始從各種方面著手研究能夠來衡量東亞夏季風的變化和強度，從而能夠找到一個定量的、嚴謹的指標表示東亞夏季風。根據前人研究得到很多種指標方法來表征季風強度和變化，主要有由低層海平面氣壓差“東西方向的熱對比”季風指數；不同高度層的緯向風的垂直切變來反映“南北方向的熱對比”季風指數等。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 的緯向風之差季風指數（Iwy）。先將200hPa 和850hPa 上的緯向風風場進行40 年的空間平均，再對指數所需要的區域進行相減，得到季風指數隨著時間變化圖。如圖8，圖中坡度平緩的實線為WRF 模式的東亞夏季風指數，另一條實線為觀測場的東亞夏季風指數。觀測季風指數最低值為-2.0，最高值達4.0，指數趨勢是先增后減，其中7月1 日到20 日一直在增加，21 日到23 日有個遞減趨勢，但較小幅度不大，23 日到30 日又呈遞增，而且30日達到最大值，8 月1 日開始遞減，7 日至10 日之間有個很陡峭的過程即遞減幅度大，10 日之后開始不斷地遞減，雖然中間也有一點回增但8 月30 日左右季風指數減弱到-1.2左右；模式的季風指數最大值不到2.0，最低值接近0.9，指數變化趨勢也為先增后減，但是幅度沒有比實際季風指數變化大，模式季風指數最大值有兩個，一個在7 月12 日左右，另一個在7 月30日左右，隨后遞減，8 月7 日左右達到最低值，但是隨后又遞增，而且遞減幅度逐漸減弱，即趨向于平動狀態。可以得出觀測到的季風強度從7 月初開始遞增，中間有小幅度的減弱但隨后還是遞增，到7 月底8 月初季風達到最強，隨后季風開始減弱，這種變化狀態符合東亞夏季風在7 月份到8 月底北進南落的趨勢，WRF 模式雖然能夠模擬出季風強度這種先增后減的趨勢，但是季風開始由弱變強到由強變弱這種變化所對應的時間要比實際變化快一些。總體來說WRF 模式對東亞夏季風的指數變化模擬存在誤差。

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

6 總結

本文采用WRF 模式1979—2018 年的降水、高度場、風場、水汽場及垂直速度場的資料和ERA-Interim觀測資料即觀測場同樣的氣象要素的資料。通過對比模式模擬場與觀測場分析WRF 模式對東亞夏季風的模擬評估。其中主要評估模式對東亞夏季風降水的模擬和東亞夏季風環流的模擬以及對季風指數的模擬，評估方法主要用Taylor方法。主要有以下結論：

（1）通過對夏季風降水平均態和降水次季節演變來分析，得出WRF 模式對東亞夏季風的降水模擬空間分布較接近，從降水演變來講，模式對整體趨勢即雨帶由南逐漸向北移隨后向南落這個分布狀態模擬的也是相似，并且模式對降水偏強的地方也能夠沒有太大的偏差地模擬出來，但是可以看出模式對降水值的模擬還是偏強。還有一個較明顯的問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差，可能需要進一步的觀察和分析，來減少預報誤差。

（2）從模式對季風環流的模擬情況來看，WRF 模式對環流場的模擬整體形勢很好，但對于形勢場里較特殊的系統如南亞高壓、副熱帶高壓雖然能夠較好的模擬出來，但是對于中心強度和它的范圍精確度還是有偏差。

（3）通過對比模擬與觀測的季風指數可以發現，WRF模式雖然能夠模擬出這種先增后減的趨勢，但是首先強度偏弱即變化不明顯，其次季風開始由弱變強到由強變弱這種變化所對應的時間要比實際變化快一些。總體來說WRF 模式對東亞夏季風的強度變化模擬誤差還是偏大一些。

（4）根據泰勒圖方法綜合定量分析可以得出，WRF 模式對200hPa 和500hPa 高度場、低層水汽場以及200hPa緯向風模擬效果最佳，其次是高層水汽場和降水場，預報效果不太理想的是高層的垂直速度場。