深對(duì)流方案閉合條件變化對(duì)全球-區(qū)域一體化模式降水模擬的影響

徐 婷,李曉涵,車玉章,彭新東,杜 宇

(1.成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院,四川成都 610225;2.中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100081;3.航天宏圖信息技術(shù)股份有限公司2035未來實(shí)驗(yàn)室,北京 100195;4.中國氣象局地球系統(tǒng)數(shù)值預(yù)報(bào)中心,北京 100081)

0 引言

降水作為大氣水循環(huán)的重要組成,對(duì)云和輻射反饋有著重要影響,與國家生產(chǎn)活動(dòng)、經(jīng)濟(jì)發(fā)展和人類生活密切相關(guān)。降水、云和輻射之間有明顯的相互作用,云量的變化直接影響輻射效應(yīng),輻射效應(yīng)對(duì)地氣系統(tǒng)有著加熱或冷卻的作用,輻射效應(yīng)驅(qū)動(dòng)整個(gè)大氣環(huán)流,決定溫度、水汽和降水的變化[1]。

數(shù)值模式作為降水預(yù)報(bào)的主要工具,對(duì)降水的模擬存在一定難度。在模式中,降水過程主要是通過次網(wǎng)格積云對(duì)流過程和格點(diǎn)尺度凝結(jié)過程產(chǎn)生。因?yàn)樵谟邢薜倪\(yùn)算資源下,全球氣候模式的水平分辨率通常遠(yuǎn)大于積云對(duì)流活動(dòng)的水平尺度,模式無法直接解析積云對(duì)流過程,只能利用模式可解析的大尺度網(wǎng)格變量來表述積云對(duì)流過程的統(tǒng)計(jì)特征,稱為積云對(duì)流參數(shù)化方法[2],在天氣模式和氣候模式中廣泛應(yīng)用[3-6]。盡管顯式解析對(duì)流過程的超級(jí)參數(shù)化方案和風(fēng)暴解析模式模擬的對(duì)流降水結(jié)果和觀測較為一致[7-8],但由于其計(jì)算成本較高,目前難以進(jìn)行長時(shí)間尺度的數(shù)值積分。因此,傳統(tǒng)的積云對(duì)流參數(shù)化方案仍是全球氣候模式中描述積云對(duì)流降水的主要手段。

前人研究表明,積云對(duì)流參數(shù)化方案對(duì)降水的數(shù)值模擬結(jié)果有直接影響,被認(rèn)為是降水模擬的主要誤差來源之一[23]。積云對(duì)流參數(shù)化方案的設(shè)計(jì)和發(fā)展反映了對(duì)積云對(duì)流的理論認(rèn)識(shí),因此有必要對(duì)積云對(duì)流參數(shù)化方案進(jìn)行持續(xù)研究,深化對(duì)積云對(duì)流活動(dòng)的認(rèn)識(shí),并改善數(shù)值模式對(duì)降水的模擬效果[24]。積云對(duì)流參數(shù)化方案通常由對(duì)流觸發(fā)條件、閉合假設(shè)及云模型構(gòu)成。積云對(duì)流參數(shù)化方案中的閉合假設(shè)決定了對(duì)流強(qiáng)度,并直接影響對(duì)流降水。根據(jù)Arakawa- Schubert(A-S)準(zhǔn)平衡理論的閉合假設(shè)[2],參數(shù)化對(duì)流的強(qiáng)度由對(duì)流生命期內(nèi)消耗CAPE(convective available potential energy)的速率決定。Yang 等[25]表明降水的數(shù)值模擬對(duì)ZM 深對(duì)流參數(shù)化方案中的CAPE 是比較敏感的,不同的CAPE 對(duì)應(yīng)不同的降水模擬結(jié)果,當(dāng)閉合假設(shè)中CAPE 減小時(shí),對(duì)流降水減少,對(duì)應(yīng)的總降水也有減弱,總降水與GPCP 之間的平均偏差和均方根誤差有所減小,相比于未修改的CAPE,總降水和對(duì)流降水的技巧評(píng)分均有所提高。

中國自主研發(fā)的全球-區(qū)域一體化模式(global-toregional integrated forecast system,GRIST)致力于探索從天氣到氣候的多尺度無縫隙模擬和預(yù)報(bào)。GRIST 是基于非結(jié)構(gòu)六邊形網(wǎng)格的靜力/非靜力模式(可選),其耦合架構(gòu)中包含面向中短期天氣預(yù)報(bào)和長期氣候模擬的多個(gè)物理過程參數(shù)化方案包[26-27]。本研究選用適用于長期氣候模擬的物理參數(shù)化方案配置,包括:ZM 深對(duì)流方案[28]、University of Washington(UW)淺對(duì)流方案和邊界層濕湍流方案[29-30]、Morrison-Gettelman(MG08)云微觀方案[31]、Park-Bretherton-Rasch(Park14)云宏觀方案[32]、Rapid Radiative Transfer Model for GCMs(RRTMG)長短波輻射方案[33]。陸面模式采用Noah MultiParameterization Land Surface Model[34](Noah-MP)。各個(gè)物理過程按從濕過程到干過程的順序串行耦合,有利于長期積分中能量和質(zhì)量的守恒。

GRIST 在該配置下能夠產(chǎn)生合理的氣候態(tài)降水分布特征,但存在局地偏差,如熱帶地區(qū)降水偏多,雙赤道輻合帶偏差及高頻弱降水問題。結(jié)合前人研究,推測這類降水偏差有可能是受ZM 深對(duì)流參數(shù)化方案的影響[35]。因此,本研究主要通過修改ZM 深對(duì)流參數(shù)化方案閉合假設(shè)中對(duì)流消耗的CAPE 量來改善ZM 方案對(duì)降水的模擬,并通過與原方案的對(duì)比,探究降水發(fā)生變化后,不同CAPE 量下云和輻射的變化。

1 ZM 深對(duì)流方案閉合假設(shè)的修改設(shè)計(jì)

1.1 ZM 深對(duì)流方案簡介

ZM 為質(zhì)量通量型參數(shù)化方案,主要通過煙雨流集合來描述深對(duì)流過程。首先將邊界層內(nèi)最大濕靜能處的高度作為氣塊抬升的起始層,并將抬升凝結(jié)高度所在層作為云底。初始時(shí)刻,上升氣流在云底部具有相同的質(zhì)量通量。ZM 方案中的閉合假設(shè)根據(jù)A-S 準(zhǔn)平衡理論,即對(duì)流對(duì)CAPE 的影響近似平衡于大尺度環(huán)境對(duì)CAPE 的影響。對(duì)流在固定調(diào)整時(shí)間內(nèi)(一般為1 h)消耗掉大尺度環(huán)境累積的CAPE。CAPE 由氣塊在上升過程中濕絕熱過程產(chǎn)生的浮力積分來表征。其計(jì)算:

式中,pt為云頂處的氣壓,pb為云底處的氣壓,Rd為干空氣氣體常數(shù),Tv為氣塊虛溫,Tve為環(huán)境虛溫。此外,引入環(huán)境大氣對(duì)氣塊的稀釋作用,在計(jì)算CAPE 時(shí)考慮了上升的氣塊與環(huán)境之間存在混合過程[35]。ZM 對(duì)流方案的觸發(fā)條件為:當(dāng)CAPE 超過70 J/kg時(shí),則深對(duì)流觸發(fā)。

閉合假設(shè)通過云底質(zhì)量通量決定對(duì)流的強(qiáng)度,云底質(zhì)量通量滿足:

Mb=F(CAPE-CAPElmt)/τ

式中,CAPE 為對(duì)流有效位能,CAPElmt為對(duì)流觸發(fā)時(shí)的CAPE 閾值,通常為70 J/kg,τ為對(duì)流調(diào)整時(shí)間,一般為1 h,F為每單位質(zhì)量通量消耗CAPE 的速率。

1.2 ZM 深對(duì)流閉合的修訂

閉合假設(shè)決定對(duì)流的強(qiáng)度,在ZM 方案中對(duì)流強(qiáng)度與CAPE 成正比,對(duì)流消耗全部CAPE 時(shí),容易產(chǎn)生過多的對(duì)流降水,從而導(dǎo)致熱帶地區(qū)總降水偏多。

希拉里在演講中運(yùn)用了許多陳述語氣運(yùn)用為命令語氣的句子，其中希拉里所采用的語詞基本幾種在“l(fā)et’s...””I want to...””we need you to...”

本研究通過修改閉合假設(shè)中消耗的CAPE 量,將ZM 原閉合假設(shè)改為固定時(shí)間內(nèi)(1 h)消耗一定比例的CAPE,通過改變閉合假設(shè)中消耗不同比例的CAPE,探究不同的CAPE 量對(duì)降水、云量和輻射的影響。進(jìn)行了4 組敏感性實(shí)驗(yàn),對(duì)流分別消耗95%、90%、80%、75%的CAPE。例如,消耗95%CAPE 的閉合假設(shè)如下:

Mb=0.95×F(CAPE-CAPElmt)/τ

2 數(shù)值實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

設(shè)計(jì)5 組長期氣候模擬的敏感性實(shí)驗(yàn),采用原ZM方案閉合假設(shè)的數(shù)值模擬作為CTRL 實(shí)驗(yàn),采用對(duì)流消耗95%CAPE、90%CAPE、80%CAPE、75%CAPE 作為閉合假設(shè)的數(shù)值模擬分別作為CAPE95、CAPE90、CAPE80 以及CAPE75 實(shí)驗(yàn)。兩個(gè)實(shí)驗(yàn)均以觀測的逐月海表溫度和海冰密度數(shù)據(jù)作為氣候背景[37]。模式采用靜力動(dòng)力框架,水平分辨率為1°,垂直方向采用Lorenz 分層,分為30 層,模式頂為40 km。模擬時(shí)間從2000年5月26日開始,積分5.5年,其中前半年為模式調(diào)整階段。所用觀測資料為GPCP(2.5°×2.5°)全球降水逐月平均數(shù)據(jù)以及2001年GPCP(1°×1°)逐日降水?dāng)?shù)據(jù)用于評(píng)估降水頻率和強(qiáng)度結(jié)構(gòu)[38]。此外,還用到2001-2005年CloudSat 衛(wèi)星資料[39]及CERESEBAF 的輻射數(shù)據(jù)[40]來檢驗(yàn)不同的CAPE 量對(duì)云和輻射的影響。

為檢驗(yàn)消耗不同百分比CAPE 的閉合假設(shè)對(duì)ITCZ 及其變化的影響,文中用衡量雙ITCZ 偏差的指標(biāo),分別是熱帶降水非對(duì)稱指數(shù)[9,41-42](TPAI)、南ITCZ 指數(shù)[43](SII)及降水技巧評(píng)分[44](PSS)。TPAI是0°～20 °N 與0°～20 °S 平均降水之差與20 °S～20 °N平均降水的比值,當(dāng)其與觀測的該指數(shù)越接近,表明模式的雙ITCZ 偏差越小。SII 主要衡量東太平洋干池降水的偏差,其定義為0°～20 °S,100 °W～150 °W的平均降水。當(dāng)雙ITCZ 偏差比較明顯時(shí),東太平洋干池降水偏多且降水帶過多地向西延伸[15]。PSS 主要通過模式與觀測之間的空間相關(guān)系數(shù)以及標(biāo)準(zhǔn)偏差來衡量20 °S～20 °N降水的預(yù)報(bào)評(píng)分,PSS 的計(jì)算如下:

PSS=(1+RA)4/4(SD+1/SD)2

其中RA、SD 分別為20 °S～20 °N模式和觀測之間的空間相關(guān)系數(shù)和標(biāo)準(zhǔn)偏差。PSS 越大,雙ITCZ 偏差越小。

3 結(jié)果分析

3.1 降水平均態(tài)

全球年平均降水主要分布在赤道輻合帶(ITCZ)、南太平洋輻合區(qū)(SPCZ)、印度洋、孟加拉灣、赤道非洲以及亞馬遜地區(qū)(圖1 a)。CTRL 實(shí)驗(yàn)?zāi)芎侠淼卦佻F(xiàn)主要的降水帶,但高估了ITCZ、SPCZ、印度尼西亞、阿拉伯海、南海及青藏高原南部的降水(圖1b),降水正偏差主要集中在南北緯30°以內(nèi),其中最大正偏差出現(xiàn)在南美西岸的赤道東太平洋上,其值為29.34 mm/d。CTRL 在印度洋和中國東部降水有負(fù)偏差(圖1c)。此外,CTRL 模擬結(jié)果存在雙赤道輻合帶偏差,其主要表現(xiàn)為:在全年大多數(shù)時(shí)間內(nèi),北支ITCZ 和南支SPCZ降水過強(qiáng),同時(shí)SPCZ 降水帶過多地向東延伸至西經(jīng)150°,與北支ITCZ 形成雙赤道輻合帶(圖1b)。相比于CTRL,CAPE95、CAPE90、CAPE80 以及CAPE75 的模擬均減小了赤道太平洋降水正偏差,尤其是在赤道東太平洋。其中CAPE95 和CAPE90 在赤道太平洋降水正偏差減小最為明顯,與GPCP 之間的偏差最小,這主要是因?yàn)殡S著閉合假設(shè)中消耗的CAPE 百分比減小,赤道地區(qū)對(duì)流降水減少的程度依次增大,其中CAPE95 的對(duì)流降水減小程度最小,CAPE75 的對(duì)流降水減小程度最大。在對(duì)流降水減少的同時(shí),大尺度降水也不同程度減小,其中CAPE95 和CAPE90 的大尺度降水減小最為明顯,CAPE80 和CAPE75 大尺度降水在赤道東太平洋減小的程度要小于CAPE90 和CAPE95,且其大尺度降水在赤道西太平洋有所增加(圖略),導(dǎo)致CAPE80 和CAPE75 的總降水在赤道太平洋地區(qū)強(qiáng)于CAPE95 和CAPE90。同時(shí),CAPE95、CAPE90、CAPE80 和CAPE75 在青藏高原南部以及南美亞馬遜地區(qū)的降水正偏差也有所減小(圖1d～g)。

圖1 2001-2005年平均總降水分布及降水偏差

從北半球夏季平均降水分布來看,CTRL 在赤道太平洋和青藏高原南部的降水正偏差更為明顯,中國東部、南海及西北太平洋暖池存在明顯的降水負(fù)偏差,阿拉伯半島存在虛假降水中心(圖2a)。CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 在赤道太平洋和青藏高原南部降水正偏差也有所減小,其中CAPE95 和CAPE90 對(duì)赤道太平洋降水正偏差減小最為明顯。同時(shí)西北太平洋暖池降水負(fù)偏差也有減小,阿拉伯半島存在虛假降水中心的強(qiáng)度有所減小(圖2b～f)。從以上分析可知CAPE95 和CAPE90 對(duì)熱帶降水的模擬效果更為合理。

圖2 2001-2005年北半球夏季平均降水分布以及降水偏差

為探究不同比例CAPE 對(duì)雙ITCZ 的影響,圖3 給出了衡量雙ITCZ 的指標(biāo),分別有熱帶降水對(duì)稱性指標(biāo)TPAI,南ITCZ 指標(biāo)SII 以及熱帶降水預(yù)報(bào)技巧PSS。GPCP 的TPAI 值為0.196,CTRL 為0.278,說明CTRL 中雙ITCZ bias 較大。當(dāng)對(duì)流消耗不同的CAPE 量時(shí),TPAI 均有減小,其中CAPE95 的TPAI 與GPCP 的最接近,其值為0.250,其次為CAPE90,其值為0.255(圖3a)。CTRL 的SII 值為2.089,相比于GPCP 的1.165,其在東太平洋干池降水明顯偏多。CAPE95、CAPE90、CAPE80和CAPE75 的SII 分別為2.209、2.111、2.089和2.088,說明CAPE95、CAPE90、CAPE80 和CAPE75 中東太平洋干池降水仍偏多(圖3b),這主要因?yàn)槟昶骄邓心现TCZ 仍偏強(qiáng)且過多地東伸,在赤道附近形成明顯的干池降水。通過20 °S～20 °N的降水預(yù)報(bào)評(píng)分PSS,相比于CTRL 的PSS = 0.578,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 的PSS 分別為0.655、0.663、0.642、0.632,均改善了熱帶的降水模擬(圖3c)。通過雙ITCZ 偏差指數(shù)表明,對(duì)流消耗不同的CAPE 量,雙ITCZ 在一定程度上有減緩,其中CAPE95、CAPE90、CAPE80 對(duì)雙ITCZ 偏差減小地更為明顯。

圖3 GPCP、CTRL、CAPE95、CAPE90、CAPE80 和CAPE75 的雙ITCZ 偏差指數(shù)

為更進(jìn)一步地說明對(duì)流消耗不同CAPE 量對(duì)雙ITCZ 的影響,圖4 給出了GPCP、CTRL、CAPE95、CAPE90、CAPE80 及CAPE75 經(jīng)向平均降水在不同緯度上的季節(jié)變化。從GPCP 經(jīng)向平均降水的緯度-時(shí)間分布來看,在北支ITCZ 上,降水強(qiáng)度最大值出現(xiàn)在夏季,其強(qiáng)度大于8 mm/d。在南支SPCZ 上,降水在春、冬季最強(qiáng),為4～5 mm/d,雨帶表現(xiàn)出隨季節(jié)的南北移動(dòng),無明顯的雙赤道輻合帶特征(圖4a)。CTRL 中,北支ITCZ在1-3月降水強(qiáng)度大于5 mm/d,4-12月降水強(qiáng)度大于8 mm/d,南支SPCZ 降水在春、冬季大于6 mm/d,說明北支ITCZ 全年降水強(qiáng)度偏強(qiáng),春、冬季的SPCZ 強(qiáng)度也偏強(qiáng)(圖4b)。CAPE95、CAPE75 雖減弱了北支ITCZ 和南支SPCZ 的強(qiáng)度,但其在10 °S～0°的降水只在10月有減弱,因此CAPE95 和CAPE75 仍全年存在雙赤道輻合帶問題(圖4c、f)。CAPE90、CAPE80 對(duì)雙赤道輻合帶問題都有所緩解,主要表現(xiàn)為北支ITCZ、南支SPCZ 的強(qiáng)度有減弱,同時(shí)秋季10 °S～0°的降水有減弱,這說明CAPE90、CAPE80 對(duì)消除秋季的雙赤道輻合帶影響更明顯。其中,CAPE90 對(duì)全年的北支ITCZ 和春季的南支SPCZ 降水強(qiáng)度減弱地更為明顯(圖4d、e)。這說明CAPE90 在消除秋季的雙赤道輻合帶,同時(shí)更好地緩解春、夏、冬季的雙赤道輻合帶問題。

圖4 2001-2005年經(jīng)向平均降水的緯度-時(shí)間剖面圖

圖5 給出了GPCP、 GTRL、 CAPE95、 CAPE90、CAPE80、CAPE75 的年平均、夏季以及冬季平均總降水、對(duì)流降水和大尺度降水的緯向分布。GPCP年平均降水在南北緯10°之間存在降水量極大值和次極大值,其強(qiáng)度分別為5.91、5.30 mm/d,夏季降水極大值位于0°～20 °N,冬季位于0°～20 °S,表明降水隨季節(jié)在南北半球之間移動(dòng)的特征(圖5a、b、c 黑色實(shí)線)。CTRL 能夠模擬出降水的緯向分布特征,高緯度地區(qū)降水偏差較小,降水偏差主要集中在低緯度地區(qū)。低緯度地區(qū)的總降水偏多,尤其是在夏季(圖5a、b、c 藍(lán)色實(shí)線)。這主要是原閉合假設(shè)中消耗全部的CAPE,導(dǎo)致對(duì)流較強(qiáng),產(chǎn)生過多的對(duì)流降水,從而總降水也過多。由降水緯向分布也可看出原閉合假設(shè)存在明顯的雙赤道輻合帶問題,主要表現(xiàn)為赤道到北緯10°之間降水全年過強(qiáng),赤道到南緯10°之間存在降水次極大值,在夏季尤其明顯(圖5a、b、c 藍(lán)色實(shí)線)。相比于CTRL,CAPE95、 CAPE90、 CAPE80、 CAPE75 減少了0°～10°的總降水,其中CAPE95 和CAPE90 減少最多,其年平均降水極大值從7.95 mm/d分別減小到了6.89、7.04 mm/d,夏、冬兩季降水極大值也均有所減弱,尤其是夏季CAPE95 和CAPE90 的降水最大值和GPCP 接近一致(圖5a、b、c 紫色和紅色實(shí)線)。CAPE95、CAPE90、CAPE80 和CAPE75 模擬的總降水在不同程度上均有減少,這主要是由于對(duì)應(yīng)的對(duì)流降水和大尺度降水也有所減少。其中,CAPE75 的對(duì)流降水在夏季、 冬季最小,最大值分別由6.91、5.77 mm/d減小到6.52、5.44 mm/d,其次為CAPE80、CAPE95 和CAPE90。對(duì)流降水減少的同時(shí),大尺度降水也有所減小,CAPE95、CAPE90 的大尺度降水減少地最多。CAPE95 和CAPE90 模擬的總降水與GPCP更為接近,這主要是CAPE95 和CAPE90 通過減少消耗的CAPE 量,使對(duì)流活動(dòng)減弱,對(duì)流降水減少,同時(shí)大尺度降水也有明顯的減少。

圖5 2001-2005年年平均、夏季平均、冬季平均總降水、對(duì)流降水及大尺度降水的緯向分布

各實(shí)驗(yàn)?zāi)M的全球平均降水相比于觀測的RMSE表明(圖6a 黑色實(shí)線),CTRL 與GPCP 之間的在5-7月較大,最大值為0.30。CTRL 與GPCP 之間的熱帶(20 °S～20 °N)平均降水RMSE 在3-8月以及11-12月都較大,其中最大值出現(xiàn)在6月和12月,其值分別為1.08 和1.11。與CTRL 相比,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 與GPCP 的RMSE 在所有月份均有所減小,其中CAPE90 的RMSE 減小最為明顯,尤其是CAPE90 熱帶平均的月平均降水RMSE(圖6a 紅色實(shí)線、紅色虛線)。CTRL 與GPCP 全球平均降水在年、夏季、冬季平均降水誤差分別為0.34、0.37、0.32 mm/d,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 與GPCP 全球降水之差在年、夏季、冬季均小于CTRL,其中CAPE90 和GPCP 之間年、夏季、冬季的全球平均降水偏差最小,分別為0.30、0.35、0.28 mm/d(圖6b)。這表明在CAPE95、CAPE90、 CAPE80、 CAPE75 中,消耗90%CAPE 的閉合假設(shè)對(duì)降水模擬更為合理,在一定程度上提高了對(duì)降水的模擬能力。

圖6 月平均降水均方根誤差RMSE 和全球平均降水偏差

3.2 降水頻率和強(qiáng)度特征

基于以上分析可知,CAPE90 對(duì)降水平均態(tài)的模擬結(jié)果與GPCP 更為接近。圖7～9 給出了CAPE95、CAPE90對(duì)夏季降水頻率和強(qiáng)度分布。CTRL 高估了1～3 mm/d的降水頻率,尤其是在30 °S～30 °N,同時(shí)低估了1～3 mm/d的降水強(qiáng)度(圖7a～d)。對(duì)于3～10 mm/d的降水頻率,CTRL 在熱帶地區(qū)降水頻率偏低,尤其是在西北太平洋暖池區(qū)域以及南太平洋輻合區(qū)。CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 明顯地減小了30 °S～30 °N太平洋區(qū)域1～3 mm/d的降水頻率,尤其是在0°～30 °S 的東太平洋區(qū)域,其中CAPE90、CAPE80、CAPE75 降水頻率的減少比CAPE95 要明顯(CAPE80、CAPE75 的圖略)。同時(shí)熱帶地區(qū)的1～3 mm/d 降水強(qiáng)度也有增加(圖7e～h)

圖7 2001-2005年夏季1～3 mm/d 的降水頻率和強(qiáng)度

對(duì)于3～10 mm/d 的降水,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 增加了西北太平洋暖池的降水頻率,其中CAPE90 最為明顯,而CAPE75 最不明顯,熱帶地區(qū)3～10 mm/d的降水強(qiáng)度也有所增加,CAPE95、CAPE90 熱帶地區(qū)的降水強(qiáng)度和GPCP 較為一致(圖8)。對(duì)≥10 mm/d的降水頻率,CTRL 和CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 較為一致,但后者的降水頻率在赤道輻合帶區(qū)域略強(qiáng)于CTRL,這說明CAPE95、CAPE90、CAPE80 和CAPE75 增加了強(qiáng)降水發(fā)生的頻率,降水強(qiáng)度幾乎變化不大(圖9)。相比于CTRL,對(duì)流消耗不同百分比CAPE 的閉合假設(shè)在一定程度上緩解了高頻弱降水的問題。

圖8 2001-2005年夏季3～10 mm/d 的降水頻率和強(qiáng)度

圖9 2001-2005年夏季≥10 mm/d 的降水頻率和強(qiáng)度

3.3 對(duì)云及其輻射效應(yīng)的影響

圖10～12 給出了各個(gè)實(shí)驗(yàn)與CloudSat 衛(wèi)星數(shù)據(jù)年平均低、中、高云量的空間分布。CloudSat 中低云量主要分布在太平洋、印度洋等海洋區(qū)域以及其東岸的區(qū)域,陸地上低云量相對(duì)較少(圖10a)。CTRL 能夠捕捉到低云量的空間分布,但存在局地差異:低估了北美西岸北太平洋以及東南太平洋區(qū)域的低云量(～25%)和熱帶印度洋區(qū)域的低云量(～20%)。在北太平洋和東南太平洋以及印度洋區(qū)域,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 對(duì)低云量負(fù)偏差均有所減少,尤其是在北太平洋和東南太平洋以及印度洋區(qū)域,和CloudSat 的低云量較為一致。此外,CTRL 低估了陸地上的中云量,如熱帶非洲、南美亞馬遜、海洋大陸以及中國大部分區(qū)域,其負(fù)偏差最大達(dá)35%,同時(shí)低估了幾內(nèi)亞附近西太平洋區(qū)域的中云量。相比于CTRL,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 增加了西太平洋區(qū)域的中云量,但其中云量與CloudSat 之間仍有差距,同時(shí)上述陸地上的中云量負(fù)偏差仍存在。

圖10 2001-2005年平均低云量分布

圖11 2001-2005年平均中云量分布

CloudSat 高云量主要分布在海洋大陸區(qū)域、西太平洋、熱帶印度洋、赤道非洲地區(qū)以及南美亞馬遜地區(qū)(圖12a)。CTRL 能模擬出高云量的主要分布,但其在上述區(qū)域,高云量均偏少,尤其是海洋大陸區(qū)域以及西太平洋區(qū)域,同時(shí)高估了赤道東太平洋區(qū)域的高運(yùn)量。CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 通過消耗不同比例的CAPE 量增加了海洋大陸以及西太平洋區(qū)域的高云量,同時(shí)減少了赤道東太平洋區(qū)域的高云量正偏差。但相比于CloudSat,其在海洋大陸和西太平洋的高云量仍偏少,同時(shí)熱帶印度洋上高云量仍偏少。

圖12 2001-2005年平均高云量分布

為探究不同比例CAPE 的閉合假設(shè)對(duì)云輻射效應(yīng)的影響,圖13 給出了CERES 衛(wèi)星觀測的年平均SWCF 空間分布及其與各個(gè)實(shí)驗(yàn)組的對(duì)比。SWCF 是云對(duì)大氣層頂太陽短波輻射的反射作用和對(duì)大氣的冷卻作用,其通常為負(fù)值。CERES 中,全球平均SWCF為-40.89 W/m2,其大值區(qū)分布在副熱帶海洋區(qū)域的東岸。CTRL 全球平均SWCF 為-42.48 W/m2,比CERES 少1.6 W/m2,這主要是CTRL 低估了南美、北美西岸的云輻射強(qiáng)迫,同時(shí)高估了孟加拉灣、海洋大陸、阿拉伯海以及中美洲西海岸的云輻射強(qiáng)迫。而CAPE95、CAPE90、CAPE80 和CAPE75 減小了中美洲西海岸的云輻射強(qiáng)迫正偏差,但在該區(qū)域的南北兩側(cè)出現(xiàn)較大的云輻射強(qiáng)迫正偏差,導(dǎo)致云輻射強(qiáng)迫的整體表現(xiàn)較CTRL 差。

圖13 2001-2005年平均短波云輻射強(qiáng)迫分布

LWCF 的大值區(qū)主要分布在中低緯度,海洋上的LWCF 明顯大于陸地上的(圖14)。CTRL 中全球平均的LWCF 為17.90 W/m2,低于CERES 的22.59 W/m2。這主要是CTRL 在大多數(shù)區(qū)域均低估了長波云輻射強(qiáng)迫,除了在東太平洋區(qū)域、孟加拉灣、阿拉伯海以及赤道非洲地區(qū)LWCF 偏高。CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 的全球平均LWCF 均有所增加,其值分別為18.55、 18.51、 18.47 以及18.39 W/m2,這主要是CAPE95、CAP90、CAPE80、CAPE75 明顯減小了CTRL 在東南太平洋上LWCF 負(fù)偏差。同時(shí)在東太平洋區(qū)域的LWCF 正偏差在CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 中也有所減小。

圖14 2001-2005年平均長波云輻射強(qiáng)迫分布

4 結(jié)論

針對(duì)GRIST 模式中ZM 方案在熱帶地區(qū)降水過多、雙赤道輻合帶偏差、弱降水頻率高的問題,對(duì)ZM深對(duì)流方案中的閉合假設(shè)進(jìn)行修改,將原ZM 方案中對(duì)流在固定時(shí)間內(nèi)消耗全部CAPE 改為對(duì)流在固定時(shí)間內(nèi)消耗一定比例的CAPE,文中選取了95%、90%、80%、75%CAPE 進(jìn)行敏感性實(shí)驗(yàn),并通過與原ZM 方案以及觀測資料來探究改變對(duì)流消耗CAPE 比例對(duì)降水、云及其輻射效應(yīng)的影響,主要結(jié)論如下:

(1)從年、夏季平均降水以及降水緯向分布來看,CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 均減小了原ZM方案在赤道東太平洋、東南太平洋、亞馬遜以及印度尼西亞的降水正偏差,尤其是赤道太平洋的降水正偏差,其中CAPE95 和CAPE90 對(duì)赤道太平洋降水正偏差減小地最為明顯。CAPE90 消除了秋季的雙赤道輻合帶,夏季北支ITCZ 強(qiáng)度有明顯地減弱,緩解了夏季的雙赤道輻合帶。

(2)相比于原閉合假設(shè),對(duì)流消耗CAPE 量減小的閉合假設(shè)減小了熱帶太平洋區(qū)域1～3 mm/d弱降水發(fā)生的頻率,降水強(qiáng)度在該區(qū)域也有所增強(qiáng),這說明CAPE95、CAPE90、CAPE80、CAPE75 在一定程度上緩解了高頻弱降水的問題。同時(shí)熱帶太平洋區(qū)域3～10 mm/d的降水頻率也有所增大,降水強(qiáng)度變化不明顯。而大于10 mm/d的降水頻率在赤道輻合帶區(qū)域有增強(qiáng),其余區(qū)域變化不大,降水強(qiáng)度也無明顯變化。

(3)通過改變閉合假設(shè)中對(duì)流消耗CAPE 的量,云及其輻射效應(yīng)也發(fā)生了變化,在靠近美洲的北太平洋和南太平洋,低云量有所增加,減小了原閉合假設(shè)中該區(qū)域存在的低云量負(fù)偏差。相比于CTRL,在西太平洋區(qū)域的中云量和高云量也有所增加。總體而言,云和輻射對(duì)閉合假設(shè)中對(duì)流消耗CAPE 量變化的敏感性不如降水明顯。

綜合來看,相比于原ZM 方案,通過減少閉合假設(shè)中對(duì)流消耗的CAPE 量,其對(duì)流降水有不同程度地減少,同時(shí)大尺度降水也有不同程度地減少,使熱帶地區(qū)的總降水正偏差減小。在各個(gè)敏感性實(shí)驗(yàn)的對(duì)比下發(fā)現(xiàn),選取對(duì)流消耗90%CAPE 的閉合假設(shè)對(duì)降水的模擬更為合理,這為改善降水的模擬提供了一定的參考意義。