WRF模式对东亚夏季风的模拟评估

索朗央金¹ 赵永丽² 次仁央金 罗杰群培 李惠

（1.西藏自治区那曲市索县气象局，西藏 那曲 852000；2.西藏自治区山南市气象局；3.西藏自治区山南市扎囊县吉汝乡人民政府；4.西藏自治区山南市贡嘎县气象局，西藏 山南 856000；5.西藏自治区拉萨市达孜区广播电影电视局，西藏 拉萨 850000）

0 引言

在古时，季风现象就已经得到了人们的注意，尤其是东亚地带。现在我们专业学习中惯用的“季风”这个词语其实是来源于古阿拉伯语中的“Mausim”，它最初的意义为季节，后来研究者们将季风表示为沿海区域的近地面风向随着季节的转变过程。东亚大陆夏季处于暖中心低压的范围内，与此同时西太平洋高压加强向北推进以及减弱向南撤退，这样的形势变化下风向会变成从洋面吹到陆地上的偏南风系，形成东亚夏季风。

寿绍文等［21］表明东亚地区位于典型的季风区，我国新疆、青藏高原北部、贺兰山和阴山以北的内蒙古地区等地为大陆性无季风区，除了这些地方以外的如华南、江南等地区为季风区。青藏高原、孟加拉湾等这种具有显著性地理位置或气候差异的分布特征导致东亚季风和南亚季风成为全球最活跃的季风之一。夏季风移动及强度的变化对我国夏季降水雨带的位置改变有很大的影响，Lei 等［20］研究东部地区夏季风区的年降水总量，夏季风降水占主要成分，尤其是在长江流域平均降水量的2/5，而季风降水在华北地区可能超过2/3，东亚夏季风的异常将造成旱涝明显的变化，从而对我国东部地区、韩国以及日本等地区的社会、经济、交通造成重要影响。近十几年来除了印度季风，东亚夏季风也受到越来越多关注和研究，因此认为研究东亚夏季风是很重要的也是必要的。

重视使用气候模型模拟东亚季风环流系统，预测未来降水趋势，对东亚季风区达到防灾减灾具有十分重要的意义。最近几年，根据各种模式对东亚夏季风的模拟效果与观测资料进行不同要素或者不同方法来对比进而研究东亚夏季风的变化趋势是一种很实用的方法。而其中评估对东亚大气环流的“再现能力”不单是模型模拟性能的重要指标，也是通过模式对季风环流预测未来气候变化的重要依据。

2008 年，孙颖，丁一汇等［22］评估了IPCCAR4 气侯模式对夏季风的模拟能力，发现我国东部地区多年平均的降水场只有9 个模式模拟出来，而对东亚夏季风的年代际变化的模拟只有3 个模式能够模拟得较好。2011年，陈海山等［24］评估了海气耦合模式对夏季风的模拟能力，发现对多种要素模式模拟能力较弱。2014年，贵志成等［14］使用WRF3.2.1 中尺度预报模式与再分析资料对比发现，对模拟区域中的气象要素使用不同的参数化方案有不一样的影响。2016 年，罗连升，段春峰，杨玮等［18］利用降水资料等观测资料与MRICGCM 模式对比发现东亚夏季风的降水以及低层风场的气候态能够被模式比较好的再现，但是对一些天气系统模式模拟还是有点偏差，导致对降水的模拟偏小。2016 年，陈浩伟等［9］利用WRFv3.2.1 模式模拟东亚夏季风，发现不一样的方案能够对夏季季风降水有较好的模拟，但是对降水强度和空间分布态上还是存在误差。

综上所述，模式对东亚夏季风的各种要素的模拟既有好的方面也有不足之处，导致这样的因素既要考虑东亚夏季风本身的复杂性也要考虑模式本身的缺点，因此研究模式对东亚夏季风的模拟评估好坏对未来趋势预报以及对过去的总结是很有意义的。本文主要通过WRF 模式和观测资料对东亚夏季风降水、环流模拟及季风指数进行研究，从而进一步评估模式对东亚夏季风的模拟效果的好坏。

1 资料和方法介绍

1.1 资料

本文选用1979—2018 年40 年WRF 模式模拟的资料和ERA-Interim 观测资料，模式的水平分辨率为50km，高度层次分为30层，模式顶层气压为50hPa，模式使用的方案是WSM6 物理方案，此方案能够较好地再现降水的分布状态，区域陆地模型第4 版用来表征土壤物理过程，其他物理化参数化方案包括短波和长波辐射快速传输模型以及延世大学行星边界层方案和格雷尔-弗雷塔斯系综积云方案等；观测资料时间范围也为1979—2018 年40 年的资料，其水平纬度取（10°N～45°N），水平经度取（80°E～135°E），水平分辨率为1.5°×1.5°，高度层分为37 层，观测资料顶层气压为1hPa。为更好分析二者的差异，将WRF 模式资料插值到与观测资料相同的区域和水平分辨率，主要研究气象要素有降水场、高度场、水汽场、垂直速度场、经向和纬向风场等，两个资料所取的时间段均为每年的7—8月，选取这个时间段的原因是为了能够通过这次实验来检验在7—8月模式对东亚夏季风的模拟能力。

1.2 方法

本文中主要研究方法为：根据处理1979-2018 年的模式资料与观测资料计算出40年的7月和8月的平均值，并画出降水、环流、水汽等气象要素的平均场。文中计算平均态主要是对时间求平均，画出空间场。文中除了平均态，还有降水的次季节演变图和垂直速度与经向风的垂直剖面图，根据所需取某一固定经度，做沿着这一经度的纬度-时间剖面图和垂直速度与经向风的垂直剖面图，从而分析东亚夏季风降水的次季节演变特征和垂直速度随着纬度-高度的分布特征。

为了检验模式对相关要素场的模拟效果的评估，本文使用了泰勒图方法［19］，泰勒图用于评估模式的预报能力，主要将模式和观测资料的结果通过计算相关、标准差和均方根误差三个变量清晰简明地表现在Taylor 图中，让人们能够不需要太费力就能够评估出模式的模拟效果。本文将模式和观测资料插值到2.5°×2.5°水平分辨率上，对平均态进行相关的定量描述，即通过泰勒图来检验模拟效果的好坏。

异常相关系数和均方根误差的公式分别为：

yip为格点i 上的预报值，yia表示相应格点上的分析值，分别表示第i个格点上的预报和分析平均值。1.0 为最大的相关值，根据研究结果得知当相关系数大于0.6时，通常被认为预报是成功的。

标准差的公式为:

σP表示模式预报场的标准差，σA表示模式分析场的标准差，N 为空间上总格点数，Xip、Xia分别为第i个格点上预报值与分析值，分别为预报场和分析场的平均值。

Taylor图中的Ratio是模式/观测，要估量模式的模拟能力得基于参考观测资料。

根据前人研究得到很多种表示方法来表征季风强度和变化，主要有海平面气压差“东西向的热对比”季风指数和纬向风的垂直切变来反映“南北热对比”季风指数等。为了表示东亚夏季风的变化本文使用纬向风的垂直切变来反映“南北热对比”的季风指数，如Webster 和Yang［1］定义的在10°N～40°N 和110°E～140°E 的850hPa 和200hPa 的纬向风之差季风指数（Iwy）。文中首先将200hPa 和850hPa 上的纬向风风场进行40年的空间平均，再对指数所需要的区域进行相减，得到季风指数随着时间变化的时间序列图，此次选用Webster 和Yang 季风指数是为了反应季风的大尺度环流特征。

2 东亚夏季风降水

2.1 降水的气候态特征

东亚夏季风最明显的一个特征便是降水，通过研究降水的这种时空分布特征，我们可以通过对过去的总结加上模式对未来的预报进行相结合和订正。

因此研究WRF 模式对东亚夏季风的模拟情况，最主要的还是要看对降水分布的模拟程度。首先对40 年的降水数据（包括模式和观测）取出每一年的七月和8月的降水值，再将7月和8月的每一天的降水值做40年的气候态平均，根据数据分别画出模式的和观测资料进行分析。图中最主要的特征是取了一个共同的降水强度数值范围（0～80mm/day），这样可以避免在分析过程中出现标准不同导致结果出错。由图1我们可以分析出，降水的总体的分布呈现南涝北旱，图1a 即观测场图中我们可以看出强降水中心主要位于中南半岛-云贵高原西南侧-青藏高原南部，呈东南西北向带状型，降水中心数值最大达40mm/day 左右，另一个降水较强的位于菲律宾群岛和韩国较南部及太平洋偏西部，中心值接近25mm/day 左右，根据实际降水分布态可以看出我国降水是由南到北呈随纬度减少。图1b为模式模拟东亚夏季风降水场，整体来看降水空间分布与观测大概接近，主要强降水中心也位于中南半岛-云贵高原西南侧-青藏高原南部-喜马拉雅山脉，中心值达到75mm/day 左右，并且模式模拟的强降水中心明显比实际要多，另一个强降水中心位于菲律宾群岛和太平洋偏西部，降水中心值达60mm/day左右，台湾岛也有较明显的强降水，中心值达30mm/day左右，模式模拟我国降水明显的南部降水分布接近，但是强度明显偏强，东北地区降水比起观测，模式模拟出来的要大很多。可以发现WRF 模式对东亚夏季风的降水模拟空间分布较为接近，并且模式对降水偏强的位置也能够没有太大的偏差地模拟出来，但是可以看出模式对降水值的模拟还是偏强，还有一个较明显的问题便是可能是受到地形因素的影响，模式在青藏高原这一地带的降水模拟的略微有点差，可能需要进一步的观察和分析，来减少预报误差。

图1 1979—2018年40年7—8月（a）观测资料和（b）WRF模式资料的降水平均气候态场（单位：mm/day）

2.2 降水的次季节演变特征

根据Ding［3］研究后总结出一个较普遍通用的东亚夏季风开始到逐渐北移，分为四个过程，其中第一个过程为爆发在中南半岛的夏季风，时间为4 月底至5月初；第二个过程为季风开始移动和伸展，向北靠近到孟加拉湾，向东方向伸展到南海区域，时间段为5月中旬到5 月底，大概15 天；第三个过程被东亚地区的雨季的爆发和南亚季风的启动而熟知，比如我国最著名的雨季——梅雨，还有Baiu——日本较著名的季节，时间范围为6月初到6月20日左右；第四个过程为较有特色的东亚夏季风随着时间开始向北推进到我国华北地区以及朝鲜半岛-日本中部地区，时间范围为7月初到7月底。

在东亚地区还有一个夏季风具有阶梯式的向北进和向南落，即三停两跳，其中7 月份开始，雨带从南部开始向北跳进，到达我国华北和东北地区，在我国雨季分布中，这一过程是北方雨季最盛的时期，在这个区域雨带的一次停滞使我国北方地区如东北、华北雨季大概有一个月左右长，此时我国南部地区降雨减弱，随后在8月初到8月中旬雨带开始南落，导致我国北方地区的雨季逐渐减弱到消失。而南落的季风雨带到达我国南部-华南地区，我国北部和中东部开始处于伏旱期。因此根据如上季风降水的变化特征，下面对东亚夏季风的这种规律性变化进行研究。

降水除了要看空间态还要看随时间变化的情况，因此在此通过前面已经处理好的降水数据，任意选取某一经度做沿着这一经度在不同纬度降水随时间变化图，本文中主要选取了115°E，因为沿着115°E 这一经度有不同的地形分布，在降水南北向空间分布上也具有较明显的差异，具有较好的研究意义。如图2，图中所取横坐标为纬度，范围为10°N～45°N，纵坐标为时间，时间范围为7 月1 日至8 月31 日（次季节：一般为30 到60 天）。从图2a 观测数据图中我们可以分析出整体趋势是115°E经度上的降水随着时间由南逐渐向北移动，到达39°N 左右降水有明显的逐渐南落；7月初降水带主要位于10°N～33°N 左右，降水强度达18mm/day 左右，7 月中旬到7 月底我们可以通过图分析出有明显的降水带北移，达到36°N 左右，部分区域降水强度达24mm/day 左右，8 月1 日至10 日左右强降水明显减弱，但部分区域（39°N～41°N）还有中等强度降水，8 月中旬以后降水带明显南落到15°N～20°N 左右，并且中心强度又一次加强，达26mm/day 左右。图2b 为WRF 模式模拟东亚夏季风降水次季节演变图，根据图可以分析出整体趋势也为115°E经度上的降水随着时间由南逐渐向北移动，降水达到42°N 左右开始南落；7 月初降水带主要位于30°N 左右，降水强度达30mm/day，7 月底到8 月初降水带逐渐北移，达到43°N 左右，并且降水中心值明显加强，达35mm/day，8月中旬开始雨带开始南落，但是南落的幅度较弱，强度也减弱，8 月底降水带南落到27°N 左右，中心值接近30mm/day。经过上面较详细的分析，综合观测和模式对沿115°E 这一经度降水带随着时间-纬度的变化分布来看，模式对整体趋势即雨带由南逐渐向北移随后向南落这个分布状态模拟的还是接近的，但是降水强度的变化模拟略微有偏差，偏北地区降水强度模拟明显偏强，偏南地区虽然模拟的降水强度不强，但是跟观测相比略偏大。

图2 1979—2018年40年7—8月（a）观测资料和（b）WRF模式资料的平均降水量在115°E随纬度-时间变化剖面图（单位：mm/day）

3 环流形势和基本物理量分析

3.1 高度场

在东亚地区，副热带高压在夏季不管是高空还是低空环流系统中都是必不可少的，随着研究的不断深入也发现副热带高压对降水尤其是季风性降水起着很大的推动作用。高压为暖中心结构，低层有水汽的输送和聚积即暖湿气流充沛，高压东侧主要为下沉运动，天气较晴，空气略干燥。副热带高压，在夏季由于高压本身的移动变化加上地形等因素的影响，高压带会分离断开，形成一个个单个高压中心或者小的高压带。低纬度和中高纬大部分区域受到这些单个高压带的影响，包括水汽输送和能量输送等。因此下面主要进行不同高度层次环流场的形势分析。

如图3，由上到下分别为850hPa、500hPa 和200hPa 的1979—2018 年7 月到8 月的高度场平均气候态，850hPa高度观测场平均态中可以分析出整体形势为西低东高，除了青藏高原为高压控制，并且高压中心达1500gpm，我国东部沿海地区-韩国-日本及南部中南半岛-菲律宾群岛受到高压控制，最大值中心达到1510gpm，强度达到副高级别，但中心位置略偏东；模式模拟场图3b平均态可以看出模拟的整体形式为西低东高，高原上为缺测，东南部环流场整体形势与观测很接近，1480gpm 线模式模拟的略偏南，副高较强位置略偏北，并且范围也比观测的要广一点。500hPa高度观测场平均态中整体形势为北低南高，西太平洋副热带高（5880gpm 线）位于日本西南部-东海-台湾岛西北侧，中心高压最大值接近5890gpm 左右，印度半岛上空受到低压控制，中心值接近5820gpm 左右，中高纬在青藏高原的南侧有短波槽波动，我国东北地区有一浅槽；模式场图模拟整体形势场与观测场相似，北低南高，模式模拟的副高略微偏西，到达我国华南地区，副高强中心值一样，但范围比观测场要偏西并且广一点，印度半岛上空的低压模式能模拟出来，但是强度偏强，并且范围较偏广，模式也模拟出短波槽和浅槽，但是强度略微有偏差。200hPa高度观测场平均态图中分析出整体形势为由北到南强度为低-高-弱高分布，200hPa夏季有一个较特殊的系统便是南亚高压，南亚高压对我国夏季降水有着很重要的贡献，图中南亚高压是由青藏高原上空从西伸展到东边西太平洋海域上，高压中心从西藏高原西南部伸展到印度半岛的上空，中心值接近12300gpm；模式场图模拟的整体环流场也为由北到南强度为低-高-弱高分布，模式模拟的南亚高压偏强，范围较观测场偏广，高压中心值达12300gpm。综合上述分析，得出WRF 模式对环流场的模拟整体形势较好，但对于形势场里较特殊的系统如南亚高压、副热带高压虽然能够较好的模拟出来，但是对于中心强度和它的范围精确度还是有点偏差。

图3 1979—2018年40年7—8月（a）观测资料和（b）WRF模拟的位势高度气候态场，由上到下分别为850hPa、500hPa、200hPa高度（单位：gpm）

3.2 水汽场

降水的三要素为水汽条件、抬升凝结及凝结核，其中水汽必不可少的。西太平洋和孟加拉湾是东亚地区水汽的源地，中南半岛上开始爆发最早的季风，随着逐渐向北移进，向东伸展，因此熟知夏季风降水的水汽高底层分布特征是很需要的。

如图4，由上到下分别为850hPa、500hPa 和200hPa 的1979—2018 年7 月到8 月的水汽场气候态场。从850hPa 水汽场观测的分布来看，整体为南湿北干，水汽充沛区位于我国华南-江南地区以及印度半岛-中南半岛之间，最强达到16kg/kg，最弱的小于5kg/kg，可以分析出有明显的干湿区，偏南气流沿着副高的西侧输送，因此南部水汽较充沛；模式模拟的也为北方水汽较少、南方水汽充沛，模式模拟干区的强度一样但是范围偏小并且位置偏西，南方湿区模拟的范围接近，强度接近除了台湾岛偏强，位置偏东南，菲律宾群岛上水汽模拟的也偏强，范围略偏广。500hPa 水汽场观测的水汽较大值位于青藏高原的西南部，中心强度达6.4kg/kg，我国东部沿海区域水汽偏弱，中南半岛西侧水汽偏强；模式模拟的500hPa 水汽场整体形势也与观测场的接近，但是模式模拟的湿区范围略偏小强度近似，干区范围偏广强度偏弱。200hPa 水汽场观测的水汽较大位于青藏高原南部-印度半岛-孟加拉湾，最大中心值达0.12kg/kg，干区位于我国北方地区-韩国北部最小值接近0.02kg/kg；模式场模拟的200hPa 水汽场整体为干区，最大值才0.11kg/kg，最大值范围略偏小，中心值较偏小即模式模拟的略微偏干。总体来说，从底层到中层再到高层由湿-中等-干的这种上干下湿配置为季风降水提供了良好的水汽条件。特别说明青藏高原500hPa 湿区较强是因为青藏高原海拔较高，夏季主要受副热带高压的控制，海洋上的水汽连续的输送到高原的偏西南测，又因为喜马拉雅山脉的阻挡原因水汽会爬坡或者绕流送到我国，有时水汽偏弱则会积聚在喜马拉雅的南侧，因此500hPa 上主要水汽集中在高原的西南侧到孟加拉湾。

图4 1979—2018年40年7—8月（a）观测资料和（b）WRF模式资料的水汽气候态场，由上到下分别为850hPa、500hPa、200hPa高度（单位：kg/kg）

3.3 风场

本文中风场主要着眼于急流的配置。低层主要关注低空急流即850hPa 和700hPa 图上沿着高压西北部分一条宽度较窄小而强度达到12m/s的暖湿的偏西南气流，海洋上的水汽被急流输送到大陆上，导致原本较干的大气中有充沛的水汽；高层主要看500hPa以上的高度层，本文中选取了200hPa上的一条宽度较窄而气流强度最低为30m/s的风速带。

如图5，上面的图为850hPa 风场矢量图，12m/s 为参考矢量箭头，下面的图为200hPa风场矢量图，30m/s为参考矢量箭头。850hPa 观测的风场图中较明显的是风速大值位于孟加拉湾和南海及西太平洋上，北部在（40°N～45°N，80°E～90°E）巴尔喀什湖附近有一风速大值区，850hPa上低空急流主要从孟加拉湾跨过中南半岛向我国输送，部分水汽输送到青藏高原西南侧由于山脉的阻挡，形成绕流和爬坡，因此根据图中分析出在青藏高原附近急流开始减小分别向西北和我国云贵高原方向输送水汽，部分水汽在高原西南侧辐合，越过中南半岛的急流到达南海上后一部分急流沿着副热带高压西侧外围向我国输送水汽，我国江南-长江流域有较强的暖湿水汽的辐合，西太平洋输送的水汽到达我国东北地区和韩国及日本，新疆的西北侧有一较强的偏东北气流，我国河套地区附近急流偏弱；模式模拟的低空急流整体趋势也是来源于海洋上的急流沿着高压外围向北输送，我国江南区域水汽较充沛，西北地区和河套地区急流较弱，巴尔喀什湖附近的偏西北急流，及西太平洋向韩国-我国东北的急流都模拟的较好，急流强度偏弱。200hPa观测高空急流沿着南亚高压外围，高压北侧（35°N～45°N）为一条风速强而较平的气流带，整体为偏西风气流，高压南侧也有较强的急流带，但是较北侧强度还是偏弱，方向为偏东气流，在我国长江流域一带有急流的辐合，南海区域有高空急流的辐散；模式模拟的急流也位于南亚高压外围，整体强度较观测场要弱一点，而且北方高空急流的方向由偏西北转为偏西南，南方急流为偏东气流，在孟加拉湾区域较强，西太平洋上急流模拟的偏弱。综合分析，模式对850hPa 模拟的较200hPa 要好一点，更接近观测值，200hPa 急流不仅强度偏弱而且范围存在偏差。急流的底层南方偏西南向的低空急流与高层北方偏西的高空急流的配置有利于降水，为降水提供水汽条件。

图5 1979—2018年40年7—8月（a）观测资料和（b）WRF模拟的水平风场矢量气候态场，由上到下分别为850hPa、200hPa高度（单位：m/s）

作为一个具有三维环流系统的东亚夏季风，上升和下沉运动是必不可少的，由于地形分布的差异，导致海洋和陆地之间存在温度差，夏季海洋的温度明显高于陆地，而东亚地区最具有地形特色的青藏高原在冬季和夏季分别扮演着不同的角色，即冬季为冷源夏季为热源，夏季对东亚夏季风具有提供热源的作用，因为这些特征导致在季风区形成一个环流圈，在东亚区域形成明显的上升气流，而在0°附近形成下沉气流，从而形成一个闭合的季风环流圈。

下图6为沿着经度95°E（上）和115°E（下）的经圈环流图，此图中垂直速度为量级放大后的，模式和观测的量级放大程度不同。沿着95°E 的观测场可以分析出高度层700hPa 左右在11°N～28°N 之间有较强的上升运动，其中10°N～18°N 及20°N～27°N 底层850hPa以下上升运动较小，在30°N～35°N 间600hPa 以下有明显的下沉运动，35°N 以北除了部分区域低层有强上升运动以外整层均处于弱上升运动；模式模拟的在11°N～28°N 之间700hPa 开始有上升运动，但在22°N～24°N 之间从低层到200hPa 开始上升运动较弱，在30°N～35°N 模式也模拟出600hPa 以下的下沉运动，30°N 以北模式模拟的上升运动要比观测的偏强。沿着115°E 的观测场分析到10°N～23°N 区域850hPa 以上有较强的上升运动，25°N～38°N 之间700hPa 以下无明显上升运动，在35°N 左右在700hPa左右可以看到有一条强的上升气流，这条气流为左边低纬上升气流与右边反气旋性环流左支上升气流的辐合带，在40°N 的700hPa 到850hPa 高度上分析出一个小的气旋性环流，环流右侧的上升支也汇进到高层那条强的上升气流的底部；图6b模式中主要强上升区模拟位于12°～22°N和28°～31°N的800hPa以上，20°N～27°N 之间模式模拟的上升运动较弱，模式在37°N附近从1000hPa 开始有一条偏强的上升气流，上升气流的右侧低层有一气旋性环流，中层有一不明显的反气旋性环流。

图6 1979—2018年40年7—8月（a）观测资料和（b）WRF模拟垂直速度与经向风的经圈环流气候态场，上经度取95°E，下图经度取115°E（单位：m/s）

经圈环流模式模拟的较观测场而言还是存在偏差，尤其是115°E 垂直运动在模式与观测的比较不管是上升和下沉的高度还是强度上均有略微偏差。

4 观测场和模式场相关性定量分析

经过上述分析模式对东亚夏季风各个气象要素的模拟，不能通过人为单方面对比就确定模式对东亚夏季风的模拟情况，需要使用更为客观的方法来定量地评估WRF 模式对东亚夏季风的模拟，因此本文中使用Taylor图方法进行定量研究。

如图7，图中共有7 个变量，分别为降水场、200hPa 和500hPa 高度场、200hPa 纬向风、850hPa 和200hPa 水汽场、200hPa 垂直速度的空间相关，图中参考对象为观测场，分析对象为WRF模式。图7中，（1）降水的模式场与观测场相关系数接近0.75，表明预报成功，标准差为1.6 左右，均方根误差0.6 左右可以看出模式对降水的模拟不管是相似性还是振幅WRF 模式的预报结果略微差一点；（2）200hPa 高度场的相关系数来看接近1.0，标准差为0.85 左右，均方根误差为0.15左右，可以得出模式对200hPa高度场的模拟不管是相似度还是振幅预报结果很理想；（3）200hPa 纬向风的相关系数0.995 左右，标准差为0.9 左右，均方根误差接近0.1，从均方根误差来看200hPa 纬向风的模拟结果跟观测场还是较相似的；（4）500hPa 高度场相关系数达0.99，标准差约为1.0，均方根误差为0，即模式对500hPa 高度场的模拟是很不错的；（5）850hPa 水汽场相关系数为0.97，标准差为1.0，均方根误差为0，跟500hPa高度场一样，模式对低层水汽场的模拟偏理想；（6）200hPa水汽场相关系数较高0.98左右，标准差较850hPa水汽场比偏小为0.6左右，均方根误差为0.4左右，可以看出模式对高层水汽场的模拟情况要比低层水汽场要偏差一些；（7）200hPa 垂直速度场相关系数才0.42 左右，标准差接近1.27，均方根误差为0.27左右，可以看出模式模拟的200hPa垂直速度场与观测场的相似度较小，WRF模式对观测场中心振幅模拟能力偏强，即模拟效果不是特别理想。整体来看WRF模式对200hPa 和500hPa 高度场、低层水汽场以及200hPa纬向风模拟效果最佳，其次是高层水汽场和降水场，预报效果不太理想的是高层的垂直速度场。

图7 1979—2018年40年7—8月WRF模式资料的降水场、200hPa和500hPa高度场、200hPa纬向风、850hPa和200hPa水汽场、200hPa垂直速度的Taylor图

5 季风指数分析

如今对季风的研究越来越深入，不仅仅只看季风的空间分布和时间分布，研究者们开始从各种方面着手研究能够来衡量东亚夏季风的变化和强度，从而能够找到一个定量的、严谨的指标表示东亚夏季风。根据前人研究得到很多种指标方法来表征季风强度和变化，主要有由低层海平面气压差“东西方向的热对比”季风指数；不同高度层的纬向风的垂直切变来反映“南北方向的热对比”季风指数等。本文中使用Webster 和Yang［1］定义的在10°N～40°N 和110°E～140°E 的850hPa 和200hPa 的纬向风之差季风指数（Iwy）。先将200hPa 和850hPa 上的纬向风风场进行40 年的空间平均，再对指数所需要的区域进行相减，得到季风指数随着时间变化图。如图8，图中坡度平缓的实线为WRF 模式的东亚夏季风指数，另一条实线为观测场的东亚夏季风指数。观测季风指数最低值为-2.0，最高值达4.0，指数趋势是先增后减，其中7月1 日到20 日一直在增加，21 日到23 日有个递减趋势，但较小幅度不大，23 日到30 日又呈递增，而且30日达到最大值，8 月1 日开始递减，7 日至10 日之间有个很陡峭的过程即递减幅度大，10 日之后开始不断地递减，虽然中间也有一点回增但8 月30 日左右季风指数减弱到-1.2左右；模式的季风指数最大值不到2.0，最低值接近0.9，指数变化趋势也为先增后减，但是幅度没有比实际季风指数变化大，模式季风指数最大值有两个，一个在7 月12 日左右，另一个在7 月30日左右，随后递减，8 月7 日左右达到最低值，但是随后又递增，而且递减幅度逐渐减弱，即趋向于平动状态。可以得出观测到的季风强度从7 月初开始递增，中间有小幅度的减弱但随后还是递增，到7 月底8 月初季风达到最强，随后季风开始减弱，这种变化状态符合东亚夏季风在7 月份到8 月底北进南落的趋势，WRF 模式虽然能够模拟出季风强度这种先增后减的趋势，但是季风开始由弱变强到由强变弱这种变化所对应的时间要比实际变化快一些。总体来说WRF 模式对东亚夏季风的指数变化模拟存在误差。

图8 1979—2018年40年7—8月WRF模式资料和观测资料在（10O N～40O N,110O E～140O E）850hPa和200hPa的纬向风之差季风指数（Iwy）

6 总结

本文采用WRF 模式1979—2018 年的降水、高度场、风场、水汽场及垂直速度场的资料和ERA-Interim观测资料即观测场同样的气象要素的资料。通过对比模式模拟场与观测场分析WRF 模式对东亚夏季风的模拟评估。其中主要评估模式对东亚夏季风降水的模拟和东亚夏季风环流的模拟以及对季风指数的模拟，评估方法主要用Taylor方法。主要有以下结论：

（1）通过对夏季风降水平均态和降水次季节演变来分析，得出WRF 模式对东亚夏季风的降水模拟空间分布较接近，从降水演变来讲，模式对整体趋势即雨带由南逐渐向北移随后向南落这个分布状态模拟的也是相似，并且模式对降水偏强的地方也能够没有太大的偏差地模拟出来，但是可以看出模式对降水值的模拟还是偏强。还有一个较明显的问题是可能是受到地形因素的影响，模式在青藏高原这一地带的降水模拟的略微有点差，可能需要进一步的观察和分析，来减少预报误差。

（2）从模式对季风环流的模拟情况来看，WRF 模式对环流场的模拟整体形势很好，但对于形势场里较特殊的系统如南亚高压、副热带高压虽然能够较好的模拟出来，但是对于中心强度和它的范围精确度还是有偏差。

（3）通过对比模拟与观测的季风指数可以发现，WRF模式虽然能够模拟出这种先增后减的趋势，但是首先强度偏弱即变化不明显，其次季风开始由弱变强到由强变弱这种变化所对应的时间要比实际变化快一些。总体来说WRF 模式对东亚夏季风的强度变化模拟误差还是偏大一些。

（4）根据泰勒图方法综合定量分析可以得出，WRF 模式对200hPa 和500hPa 高度场、低层水汽场以及200hPa纬向风模拟效果最佳，其次是高层水汽场和降水场，预报效果不太理想的是高层的垂直速度场。