东亚冬季风与冷涌的数值研究外文翻译资料

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东亚冬季风与冷涌的数值研究

李巧萍1,2 ,丁一汇1 ,董文杰1 ,闫冠华3

1气候研究实验室，中国气象局国家气候中心，北京100081

2中国科学院大气物理研究所，北京100029

3南京信息工程大学大气科学系，南京210044

摘要

通过使用改进的区域气候模式（RegCM_NCC），在5年（1998-2002）期间对东亚地区进行了数值研究，以评估该模式重现冬季季风的能力。结果表明，该模型能够成功模拟冬季季风环流的基本特征，包括地面冷高压系统的位置和强度，以及冬季风型态和强度。模拟冷涌的出现区域与观测结果一致。模拟的中国降雨分布与华南的观测结果一致。模拟水分输送的特征也与NCEP再分析资料得出的结果非常吻合，表明来自孟加拉湾的水汽输送在提供华南降水所需的水汽方面起着至关重要的作用。此外，来自近赤道西太平洋的水汽输送也很重要。这两个水汽输送分支在华南汇合，是降水发生的先决条件。热量收支表明，东亚大陆上热汇显著，与邻近海域的热对比是冬季风活动的重要因素。模拟还表明，1997/98年和1998/99年冬季环流模式和降水量的显著差异分别受到冷暖ENSO事件的影响。上述分析证明了该模式模拟东亚冬季风的能力。

关键字：东亚季风，冷涌，数值模拟

1引言

东亚冬季季风是北半球最重要的冬季环流系统之一，在中国及周边地区的冬季气候中发挥着重要作用。随着冬季季风的形成，冷空气爆发，寒潮向南传播，带来了恶劣天气，如大幅度降温，大风，冰雪风暴和沙尘暴。20世纪70年代的冬季季风实验以及后来的研究揭示了冬季季风和冷涌的观测事实，尤其是冷涌发生时中低纬度地区大气之间的相互作用。（Chang和Lau， 1980，1982）。Ding和Krishnamurti（1987）通过使用合成方法计算西伯利亚高压的热量平衡来研究冷高压和寒潮的增强机制。Ding（1990）对冬季风和冷涌的演变特征进行的统计研究表明，东亚冬季风的年际变化，其强度与近地面冷高压强度及冷涌的强度有着密切关系。近年来，探究东亚冬季风和冷涌的研究取得了新的进展（Wang和Ding，1997; Z-hang和Chen，1999; Chan和Li，2004）。冬季风与ENSO事件之间关系的统计和数值研究表明，此类事件对中国冬季降水和冬季风强度以及冷空气路径有显着影响。在厄尔尼诺现象期间，它也可能增加华南地区的冬季降雨量，但在拉尼娜年期间降雨量减少（Guo和Wang，1990; Zhang等，1996; Tao和Zhang，1998; Mu和Li，1999。与夏季风相比，对冬季风所做工作相对较少。

本研究主要旨在通过高分辨率区域气候模式模拟东亚冬季风的多年平均特征。模拟期从1997年12月1日至2002年12月31日，选择与气候平均态相比持续异常的时期。在过去温暖的40年背景下，1998/99年的冬季是最温暖的，而2001/02年的冬季则排在第二位（Zhang et al，2003）。此外，在此期间，1997/98年和1998/1999年的冬季分别处于厄尔尼诺和拉尼娜活动的成熟阶段。因此，选择这个特殊时期研究ENSO事件影响的异常模式并校准在本文中使用的模式。

2 模式和数据

中国国家气候中心基于RegCM2 / NCAR（国家大气研究中心）模式（Giorgi等，1993a，b），修改和重组了各种物理参数化方案，（RegCM-NCC; Ding等，2000年）如积云质量通量参数化方案，湍流动能（TKE）行星边界层方案，改进的陆地过程模型（LPM）等。为了找到适合东亚气候模拟物理参数化，完成了一系列敏感实验（Ding 等，2006）。该模式在东亚地区具有较好的气候预测能力，已广泛应用于天气和气候模拟以及中国的短期气候预测中（Ding 等2002; Liu and Ding，2002; Chan等，2004）。

这种区域气候模式已经进行了多年气候模拟，主要是在三个地区：欧洲，美国和东亚，以及之前主要针对汛期的研究（Pan等， 2001; Noguer等，1998; Lee和Suh，2000）。比较NCAR / RegCM与RegCM-NCC，我们发现两种模式很好地再现了东亚夏季季风相关的大规模特征。然而，她们模拟的6月中国中部降水偏多，而中国东北地区的地面气温则系统性冷偏。与NCAR / RegCM相比，RegCM-NCC模式的模拟的长江和淮河流域降雨量更接近观测值（Ding等，2006）。到现在，只有少数研究涉及冬季气候模拟，尤其是冬季季风。

图1为模拟区域，覆盖了东亚，特别是青藏高原在内的大片区域。网格水平分辨率为60 km。该区域以37°N和110°E为中心。表1是所使用的物理过程参数化方案的简要概述。本研究中使用的初始大气条件和侧向边界数据来自NCEP/ NCAR再分析数据与侧向边界条件，每12h更新一次。采用美国国家海洋和大气管理局（NOAA）最佳插值SST V2周平均海表面温度数据。我们对该模式从1997/12/1-2002/12/31进行积分，通过比较模拟与NCEP / NCAR再分析数据，分析侧重于冬季气候。将从中国气象局国家气象信息中心收集的160站实时观测数据集与模拟的温度和降雨进行比较。

表1.物理过程方案

图1.模拟区域地形（阴影区域表示地形高度超过1500米）

3冬季平均环流的模拟

西伯利亚高压是冬季东亚地区的主要天气系统，与该地区的冷空气爆发和寒潮活动密切相关。图2中模拟了1000hPa位势高度（实线）和850hPa温度（虚线）的5年平均值与可比较的再分析数据。强冷高压存在于两种情况，中心位于西伯利亚中部和东部以及蒙古（约45°N），最大值为260gpm并向南扩展到低纬度地区。冷层的厚度非常浅，集中在近地表，只能在850 hPa水平的北部地区看到（图略）。在500 hPa（图略），西藏北部的东亚槽和高压脊的模拟位置和强度也与观测结果相吻合。东亚大陆受到强烈西北气流的影响，而西太平洋副热带高压则位于20°N以南。模式结果很好地再现了冬季平均环流的特征，发现的最大偏差小于30 gpm。

冬季850 hPa平均气温（图2中的虚线）证明了低层冷槽的位置对应于在高度场中向南延伸的冷高的脊。低纬度地区较为温暖，是西太平洋副热带高压的活跃地区。偏差分析表明，模拟空气温度略低于近地面观测值，在高层时偏差较大，平均偏差小于2 K。

采用Pan（2001）等人提供的下列公式计算高度和温度模拟与观测之间的空间相关系数。

其中Po和Pm分别是观测和模拟的时间平均值，其中上划线表示区域平均值，N为所有网格点数和W代表与纬度相关的权重。

高度场和气温场的模拟和观测的空间相关性如表2所示。每个层的冬季平均相关系数大于0.9且上层的值略高于的底层的值。该结果表明了空间分布模拟的成功。

图2.冬季平均1000hPa位势高度场和850hPa温度场

（a）模拟结果 （b）再分析资料

（阴影区域表示地形高度高于1500米，实线表示高度，虚线表示温度，单位：高度，gpm；温度，℃）

东亚冬季风对华东地区的降雨和地表气温有显著影响，也与图2有密切关系。中国发生的许多恶劣天气，例如寒潮和沙尘暴。较弱的冬季季风仅影响长江流域和北部地区，但较强的冬季季风可能影响较低纬度，有些甚至可能影响到南半球（Chen等，1991）。因此，在模型中模拟东亚冬季风的强度和年变化趋势是有意义和价值的。

图3显示了850 hPa和200 hPa层次的冬季平均风场。在较低层，西伯利亚东部，中国北部和日本海为西北风，最大速度为8m/s。与此同时，西南风位于孟加拉槽的前部。在上层，强西风占剧了东亚地区且高空急流位于32°N附近，最大风速为68 m / s。急流中心的模拟位置和强度与再分析资料一致，但最大风速较小。

模拟和再分析资料显示，冬季平均垂直积分的水汽输送主要集中在低纬度地区（图略）。东亚有两个稳定丰富的水汽源，一个位于菲律宾海，另一个位于东海。华南地区的水汽主要来自孟加拉湾位于西风槽向的强西南气流。另一个水汽输送来自近赤道西太平洋偏东信风的转向气流。

表2 高度场和气温场的模拟和观测的空间相关系数气压

图3 冬季平均（a）850hPa冬季平均风场模拟结果 (b)850hPa再分析资料

（c）200 hpa模拟结果（d）200 hPa再分析资料

（上图阴影表示地形高度高于1500 m，底部图阴影表示高层急流中心，等值线代表风速。单位：m/s）

两个水汽输送分支汇聚在华南地区。与再分析资料相比，模型很好地模拟出了水汽输送。

按照乔等人（2002）提出的方法计算了冬季季风指数。在20°- 40°N，100°- 140°E范围内，考虑到面积和强度两个因素，季风指数分别定义为西南（ugt; 0，vgt; 0），东南风（ult;0，vgt; 0）和偏北风（v lt;0）。

(1)西南风面积指数（Asw）和强度指数（Isw）：Asw= nsw / N，Isw = sum;usw/ nsw。

(2)东南风区指数（AsE）和强度指数（IsE）：AsE=nsE/N，IsE = sum;usE /nsE

(3)北风区指数（AN）强度指数（IN）：AN= nN/ N，IN= sum;uN / nN

图4.冬季平均1000 hPa偏北风（v lt;0）的出现频率分布

(a)模拟结果（b）再分析资料

（阴影区域显示北风大于5 m/s的频率，单位：％）

表3 冬季平均季风指数

nsw,nSE和nN分别是850hPa西南，东南和北风格点。而USW，USE和UN分别代表西南风，东南风和北风的风速，而N则表示该地区使用的网格点数。

根据定义，6个季风指数同时使用模拟和再分析资料计算了5年的值。由于东亚在冬季主要受北风控制，在表3显示了北风的区域和强度，这两个指数与通过再分析获得的指数接近。虽然基于模拟的强度指数略大于再分析的强度指数，但该模型仍具有揭示冬季风强度的能力。

图5中国冬季平均地面温度

（a）模拟结果（b)观测资料（c）模拟结果(d)观测资料

（单位：温度，°C；雨量，mm）

在冬季风期间，冷空气从高纬向南传播，导致南海和西太平洋底层出现偏北风，地面气温突然下降，这种现象被称为“冷涌”。已经提出了许多冷涌的定义（Ding，1990; Wu和Chan， Zhang 等1997）其中大部分定义包括特定位置或某些区域的一个或多个气象参数的时间变化，之前的研究主要集中在北方冷空气的爆发。Wu和Chan（1995,1997）给出了北风涌和东风涌的定义，这完善了对东亚冬季风冷空气影响的研究。在这篇文章中，讨论了一天内出现风速大于5m/s的北风和东风频率，验证了此前讨论的冷涌的存在（丁，1990 ;吴和陈，1995年，1997年）。

在1000 hPa 冬季5年平均经向风场中（图略）可以看到，北风从西伯利亚中东部开始向南扫过中国东北，华北，华南及东海和南海。这些区域是受冷空气影响的主要地区。另一个发生地区则是伴随强北风的南亚，由于模拟区域有限而无法看到。模拟结果显示，有一条强大的北风带经日本海到我国东海再到南海，最大速度为6 m /s。在850 hPa上，强北风只出现在东西伯利亚，蒙古和中国东北地区，这与再分析场相一致，但模拟的风速比再分析资料稍大。

图6.垂直积分水平分布Q1和Q2的水平分布

（a，c）模拟结果（b，d）再分析资料 （单位：W /m2）

1000 hPa偏北风频率的平均分布（图4）表明冬季风的活动区域。高频率北风（gt; 80％）位于沿海地区，包括日本海，东海和印度尼西亚。其中高达90％，发生在中国南海。另一个高频率地区位于东西伯利亚和中国东北部。在850 hPa（图略），较高频率区域延伸至日本海，在中国东北和华北地区也有强北风。该模式模拟效果极佳，与Ding（1990）分析5年资料（1979-1984）获得的结果相一致。在1000 hPa,北风gt;5 m/s，清楚地显示了北风的气候位置（如图4中的阴影区域所示）。北风涌最常发生在靠近地面的南海上空。东海和日本海也是高发区。在850 hPa，强北风区域的频率低于1000 hPa，高频区位于东西伯利亚和东北地区。与再分析资料相比，模拟很好地再现了冷涌发生的主要区域，但模拟频率略高于观测值。

图7.500 hPa的冬季平均位势高度距平场 剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

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