地表气温引入CESM模式对东亚地区夏季降水和环流场的影响

江 颖，张明俊，邹小松，孟晓文，杨子凡，隆 霄

（1.福州市气象局，福州350008；2.闽侯县气象局，福建 闽侯 350108；3.闽清县气象局，福建 闽清 350800；4.中国人民解放军95810部队气象台，北京 100076；5.酒泉卫星发射中心，甘肃 酒泉 735000；6.兰州大学，兰州 710000）

东亚地区东临太平洋，西为青藏高原，地形和地貌条件多样，气候系统复杂，是全球受灾害气候影响严重地区。气候灾害包括洪涝灾害、热浪、干旱等，常造成巨大的生命与财产损失，严重影响着人们的生活、生产和经济发展。在全球变暖的气候背景下，灾害事件表现出频率增多、程度增强的趋势。天气与气候灾害带来的经济损失很大一部分是由干旱和洪涝造成的［1］。在东亚地区，夏季降水占到全年降水的50%以上，而夏季降水异常对旱涝发生频率、强度以及区域分布都有重要的影响。研究东亚地区夏季降水的时空变化规律，对旱涝预测以及防灾减灾有着重要的指导意义。

气候模式是世界各大气候预测业务部门的主要根据，是模拟和预估气候变化的重要工具，其模拟结果在环境、农业和生态等各个领域广泛应用［2-4］。全面、系统地评估气候模式对东亚地区的模拟能力有重要意义［5］。CESM（Community Earth System Model）模式是由美国国家大气研究中心（The National Center for Atmospheric Research）开发的新一代地球气候系统耦合模式，在国际中被广泛使用，在气候与环境的演变、人类与气候变化等方面都具有较好的模拟效果。由于气候系统的复杂性，气候模式结果存在不确定性［6］，模式的不完善是其原因之一，深入研究模式对东亚地区气候模态的变化，具有十分重要的意义。Pan等［7］、Druyan等［8］和Horel等［9］将长期的模式积分分成一系列短时间间隔的数值积分后，模拟误差明显减少，即不断更新初始场可以改善气候模式的模拟结果。全球地表温度上升，气候变暖，由此导致海平面上升、水圈循环变化、海洋酸化、极端天气和气候事件频率和强度增加等一系列的气候和环境变化，在对气候较为敏感和脆弱的地区更明显［10，11］。江颖等［12］分析表明CESM模式对地表气温的模拟存在较为明显误差，因此，不断利用地表气温的分析场更新CESM模式的模拟场，对比分析更新和未更新地表气温对东亚地区夏季物理量场气候特征的影响。

1 材料和方法

资料包括欧洲中期天气预报中心（The European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）的再分析数据ERA-interim资料（ERA资料）、CMAP（Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation）逐月降水资料和美国国家环境预报中心（National Cen⁃ters for Environmental Prediction，NCEP）提供的FNL客观分析资料（NCEP再分析资料）。利用CESM模式对东亚地区气候进行数值模拟，便于与模拟结果对比，将CMAP降水资料、ERA资料及NCEP再分析资料采用双线性插值的方法处理成1.9°×2.5°水平分辨率格点，与CESM模式水平网格点相匹配。

模式是CESM1.2.0，大气模块为CAM4，陆面模块为CLM4，海洋模块为POP2。模式组合形式为B20TR，为全耦合模式，大气、陆面、海洋和海冰均为Active。模式分辨率为1.9°×2.5°gxlv6，其中大气和陆面模块的水平分辨率为1.9°×2.5°（纬向×经向），垂直方向总共26层，为混合坐标；海洋和陆冰模块水平分辨率约为1°×1°，垂直方向采用z坐标系，分为60层。未启用陆冰模块和陆地模块中的碳、氮循环过程。模式模拟在固定外强迫下进行，其中温室气体CO2、CH4、N2O的体积溶度分别为2.874×10-4、7.916×10-7、2.757×10-7。气溶胶溶度和土壤利用为NCAR给定的1850年强迫场。数值试验分为两组，其中以1979年1月1日00：00（GMT，下同）为初始场，从1979年1月1日开始连续积分30年至2008年12月31日（未更新试验）。更新地表气温试验将NCEP再分析资料的1979—2008年2.5°×2.5°的再分析资料处理到1.9°×2.5°模式水平分辨率的网格点上，并更新到CESM模式当中。在CESM模式模拟过程中将地表气温场（tobssfc）作为“真实”场，每天00：00时更新CESM模式模拟的地表气温（tmodsfc）进行数值积分至2008年12月31日24：00（简称更新试验）。

2 结果与分析

2.1 温度场特征分析

未更新与更新试验模拟的1979年1月1日至2008年12月31日平均地表气温模拟结果基本一致，差异主要出现在青藏高原地区，更新试验模拟的青藏高原地区的地表气温要高于未更新试验的模拟结果。对比两次试验模拟ERA，再分析资料地表气温差，可以看出，引入地表气温后CESM模式模拟的结果与ERA再分析资料的结果更接近。更新试验和未更新试验模拟地表气温与ERA再分析资料的地表气温的统计结果（表1、表2）显示，CESM模式模拟过程中不断更新地表气温后，与ERA再分析资料的相关系数达0.96，比未更新试验模拟结果的相关系数（0.91）要高，更新地表气温后模拟结果与ERA再分析资料的绝对误差为0.37℃，比未更新试验模拟结果的绝对误差0.99℃降低0.62℃，模拟结果得到显著提高。顾震潮［13］指出，仅仅是地面温压场的演变完全蕴含了斜压大气三维温压场的结构，地表气温模拟结果的改善对于大气的风场、降水等物理量的模拟结果也会产生影响，以下对有关物理量场的影响展开分析。

表1 更新试验模拟与未更新试验模拟各物理量的相关系数

表2 更新试验模拟与未更新试验模拟各物理量的绝对误差

2.2 降水场特征分析

更新试验和未更新试验模拟的1979—2008年7月平均降水场分布模拟值基本一致，主要差异出现在青藏高原地区，更新试验模拟降水明显少于未更新试验的模拟结果。从两者差可以看出，7月，东亚东部地区降水差成“正-负-正”分布。与未更新试验的模拟结果相比，更新试验的模拟结果对中国南方大部分地区以及西太平洋，尤其是青藏高原附近的降水分布相对偏小；在中国华北、东北东部以及南海附近的相对偏大。从CMAP资料与未更新试验模拟降水量之差的水平分布得出，更新试验模拟的降水场分布与CMAP资料更为接近。统计结果（表1、表2）显示，更新试验模拟结果与CMAP资料的相关系数达到0.76，明显高于未更新试验模拟结果的相关系数（0.65）；更新试验绝对误差为2.31 mm/月，低于未更新试验模拟结果的绝对误差（2.42 mm/月），表明更新试验对降水的模拟效果得到明显改善。

降水季节进退的模拟是评估模式模拟效果的一个重要内容。将CMAP降水资料和CESM模拟的降水资料按月平均得到逐月降水平均结果，对1979—2008年逐月平均降水结果沿105°E—120°E进行空间平均（22°N—40°N主要表征中国大陆地区，5°N—21°N表征南海地区）得到该地区降水的时间纬度变化（图1），对比分析两个试验模拟降水的季节变化特征。从图中可以看出，更新试验和未更新试验均能模拟出降水由南向北推进的特征。在低纬地区（8°N—21°N）未更新试验模拟的强降水阶段为6—10月，最大降水量为250 mm，更新试验的强降水出现在5—9月，在7、8月出现降水最多值，达到300 mm左右，较未更新试验的雨季偏早，雨量偏多；21°N—45°N区间未更新试验和更新试验的模拟结果均显示降水在5—9月有从南向北的推进的特征。在中纬度（26°N—32°N）地区，更新试验和未更新试验在3—4月降水显著增多，未更新试验的强降水中心出现在5月中下旬，降水强度为250 mm，更新试验模拟的强降水中心出现在4月底5月初，强度达350 mm，出现视角较未更新试验时间早，强度偏强。在中高纬（32°N—38°N）地区，更新试验在8—9月存在一个降水中心大值，可达200 mm。总体来说，相对于未更新试验，更新试验在5°N—55°N区间内强降水出现时间偏早，降水强度偏大，模拟结果与CMAP降水资料的变化特征更为接近。

2.3 风场特征分析

1979—2008年7月更新试验和未更新试验模拟的200 hPa风场分布，两者均模拟出在夏季200 hPa南亚高压未更新东亚大部分地区的主要特征。更新试验与未更新试验的模拟结果差主要表现为，在中国以西为一个强的异常气旋性环流，在中国东部，南北方向为两个反向的环流，南边为气旋性环流，北边为反气旋性环流，这与ERA再分析和未更新试验之差的结果一致。更新试验模拟的200 hPa纬向风和经向风与ERA再分析资料的相关性分别为0.95和0.72，均高出未更新试验模拟结果的统计结果（纬/经向风0.91/0.68）4个百分点；绝对误差的统计显示，更新试验模拟的纬向风和经向风的绝对误差分别为0.22和0.12 m/s，均小于未更新试验模拟结果的绝对误差（纬向风0.35 m/s，经向风0.13 m/s），说明更新试验的模拟结果较未更新试验模拟的200 hPa风场有一定改进。

在对流层中层500 hPa夏季东亚地区风场和高度场的分布，东亚东部地区主要有西太平洋副热带高压，未更新试验和更新试验模拟的西太平洋副高强度基本一致，但未更新试验模拟的586线西脊点位于105°E，更新试验模拟的位于108°E左右，较未更新试验偏东。更新试验模拟的环流形势与未更新试验模拟的差主要表现在西太平洋地区出现一个反气旋性环流，与ERA再分析和未更新试验差在西太平洋地区出现反气旋环流相吻合。结合降水场分析可得出，更新试验模拟的西太平洋地区降水减少以及南海和日本群岛降水增多与200 hPa和500 hPa出现的异常环流相对应。更新试验模拟的500 hPa纬/经向风与ERA再分析资料的相关系数为0.96/0.74，高于未更新试验的模拟结果（0.94/0.68），计算的绝对误差（纬向风0.22 m/s，经向风0.03 m/s）小于未更新试验模拟结果的绝对误差（纬向风0.24 m/s，经向风0.03 m/s），说明更新试验提高了500 hPa风场和高度场与“真实场”的相关性，与ERA客观分析结果更为贴近。

对比分析更新试验模拟的和未更新试验模拟的经向垂直环流（图2）的主要特征，分析时分别沿105°E—120°E及75°E—100°E进行纬向平均，从图2可以看出，在105°E—120°E，更新试验结果与未更新试验结果比较一致（图2a、图2b）；两者之差在5°N—18°N表现为从200～700 hPa高度出现异常的上升气流，在21°N—29°N为从200～850 hPa出现异常下沉气流，在32°N—38°N从200～700 hPa表现为异常上升气流（图2c），这导致更新试验模拟的降水场在东亚地区南北出现正-负-正的特征，与ERA再分析和未更新试验差（图2c1）的垂直分布状况一致。在75°E—100°E，主要分析20°N—50°N青藏高原地区更新试验模拟的与未更新试验模拟的垂直环流的差异，在青藏高原南侧23°N—32°N从200 hPa至850 hPa高度为异常的下沉气流，在北侧38°N—45°N出现一个明显的异常环流，异常环流在38°N附近为下沉气流，至750 hPa高度左右，44°N附近为上升气流（图2f）。与在青藏高原地区更新试验模拟的降水场偏低相一致。

2.4 水汽通量场特征分析

水汽通量场的对比分析表明，更新试验模拟的和未更新试验模拟水汽通量场和水汽通量散度场，两者差异不大，均能很好地模拟出水汽输送特征。更新试验模拟的水汽通量散度场在南海地区和日本岛及朝鲜岛地区的辐合强度大于未更新试验，印度半岛和中国西北大多为水汽通量散度辐散区，更新试验模拟的强度较未更新试验模拟弱，两者的降水异常分布相一致。与表1对比分析可发现，更新试验模拟的水汽通量和水汽通量散度的分布与ERA再分析更为一致，并且更新试验模拟的水汽通量散度与ERA再分析资料的相关系数达到0.76，明显高于未更新试验模拟结果的相关系数0.65，提高了11个百分点；更新试验模拟的水汽通量散度的绝对误差为7×10-5kg/（kg·s）比未更新试验模拟结果绝对误差11×10-5kg/（kg·s）有大幅度降低，更接近ERA再分析资料的结果。

3 小结与讨论

对比分析利用CESM模式未更新和更新地表气温到CESM模式的模拟结果对东亚地区气候物理量场的影响，将NCEP再分析资料地表气温引入CESM模式，模拟结果和主要模态较未更新试验的得到明显改善。更新试验模拟的地表气温、降水时空分布、风场和水汽通量场与ERA再分析资料中的地表气温相关系数明显高于未更新试验的相关系数，更新试验模拟结果的绝对误差小于未更新试验模拟结果的绝对误差，与ERA再分析资料更加接近。

地表气温是描述全球区域气候系统状态的最常用变量之一，它的变化特征蕴含了大气中温室气体、气溶胶及土地利用等多方面变化因素。顾震潮［13］指出，地面温压场的演变反映也蕴含了斜压大气三维温压场的构造，并且决定斜压大气三维温压场的发展，因此在气候模式中引入相对真实的地表气温信息后，可以降低由于气候模式长时间积分带来的模式误差不确定性。