【word】 模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响

【word】 模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响 模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结 果的影响 第25卷第6期 2006年I2月 高原气象 PLATEAUMETEOR0LOGY Vo1.25No.6 December,2006 文章编号:1000—0534(2006)061071—12 模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报 结果的影响 姜勇强,张维桓,周祖刚 (解放军理7-大学气象学院.江苏南京211101) 摘要:使用中尺度暴雨模式MRM1一不等距21层细致边界层1坐标模式,分别采用36km和18km 的水平分辨率对1998年6月12日,7月31日造成长江流域特大洪水的暴雨进行数值模拟,结果 明:当把模式水平分辨率提高到18km后,暴雨及其以下降水量等级的预报TS评分与36km的相当, 但大暴雨预报效果明显提高,降水分布具有明显集中的趋势,暴雨,大 暴雨中心也明显向实况降雨中 心靠拢.对1998年6月12~21日10个个例的数值模拟表明,水平分辨率由36km提高到18km后, 网格尺度降水量占总降水量的比例由平均14.1提高到27.5,而次网格尺度降水量的比例由85.9 下降到72.5;对1998年6月19日造成闽浙大暴雨的天气系统模拟对比分析表明,模式提高分辨率 后,能够较好地模拟出造成大暴雨的中一卢尺度低涡及其中尺度特征,预报暴雨及大暴雨的雨区有了 明显的局地性,更接近实况暴雨及大暴雨的雨区. 关键词:大暴雨;中一卢尺度低涡;水平分辨率;数值模拟 中图分类号:P458.121.1文献标识码:A 1引言 暴雨预报已有大量包括数值预报在内的研究工 作,并取得了一定进展.然而大暴雨的预报,虽然 在天气学方面进行过较多的探讨,但其数值预报的 准确率还非常低.陶诗言等[1]从天气学角度阐明了 暴雨是各种尺度天气系统相互作用的产物,而中尺 度天气系统是直接造成暴雨的天气系统,尤其是大 暴雨或特大暴雨的形成往往都有中小尺度天气系统 的活动.而对于常造成强对流降水的2O,200km 的中一卢尺度天气系统,数值模式的典型格距应在 2,2Okm,因此,为了较准确地预报暴雨,必须提 高数值模式分辨率,以更好地描述中尺度天气系 统,. 郭肖容等使用单向嵌套五层有限区域原始方 程模式,试验了Kuo型积云对流参数化效果 受水平分辨率的影响,结果表明:随着水平分辨率 的提高,模式预报降水的落区,雨带走向,强降水 中心,总降水量都越接近实况,降水中心雨量明显 增大;而且对流降水分量的贡献减小,大尺度(格 点尺度)凝结降水贡献加大;还发现随着水平分辨 率的提高,降水有集中的趋势,即降水空间分布梯 度变大.然而正如文中所述,随着水平分辨率的提 高,由于降水凝结潜热的反馈作用,模式动力系统 不可避免受到影响,因此它既包含降水的变化,也 包含了动力系统的变化,其过程可能是十分复杂 的,需要进一步的分析.李锁锁等l利用MM5模 式对祁连山地区2002年7月的一次降水过程进行 不同模式分辨率的数值试验,认为模式水平分辨率 提高,降水量增大,虚假降水也增多. 姜勇强等口曾利用16层不等距分层的约36 km水平分辨率的模式对1998年6,7月降水集 中的两个时段进行了数值试验,预报暴雨的效果较 好,但是大暴雨预报效果不够理想,其原因可能与 模式水平格距还远>2Okm,对造成大暴雨的中一』9 尺度天气系统描述不够好有关.另外,王兴宝等 利用WKBJ方法从动力学揭示了中小尺度扰动在 非均匀介质中传播时会与介质发生能量交换,当扰 动吸收介质能量而处于发展状态时,其水平尺度变 小,垂直尺度变大.这也说明必须要有足够高的水 收稿日期:2005—09—27{改回日期:2005—1l_21 基金项目:”华南暴雨数值预报及强对流释用系统的研制”课资助 作者简介:姜勇强(1971),男,福建寿宁人,硕士,副教授,主要从事天气学,大气动力学及数值模拟研究.E—mail:jyq012@sina.corn 高原气象25卷 平分辨率,模式才能描述好中一卢尺度天气系统发 生,发展的动力过程而郭肖容等_5]模拟的水平分 辨率提高造成降水集中的现象是否与这一结论有关 呢?本文使用中尺度暴雨模式MRM1(Mesoscale RainstormMode1),分别采用约36km和18km水 平分辨率对1998年6月12El,7月31日造成长 江流域特大洪水的暴雨进行数值模拟,来探讨模式 水平分辨率对大暴雨预报的影响;还用Betts对流 参数化方案讨论了网格尺度凝结降水和次网格尺度 对流降水对总降水的贡献;并就其中6月19日个 例进行了物理量场及降水机理的深入分析.其中 18km水平分辨率已处于2Okm以下,应该说这样 的分辨率对于100km左右及以上的中一卢尺度天 气系统有一定的描述能力. 必须说明,MRM1所采用的垂直坐标是坐 标,其地形呈阶梯状.当水平分辨率提高时,对地 形的描述更加细腻,地形的中尺度特征势必更加明 显,而中尺度地形与大暴雨关系密切_1],坐标又 远较.坐标更适用于描述中尺度地形,因此,对 MRM1而言,水平分辨率的提高对大暴雨预报的 贡献还包含了对中尺度地形描述更好的原因. 2模式介绍 MRMI:1o3是我们在1995年引入中国科学院 大气物理研究所宇如聪等口lj研制的适用于陡峭地 形的区域坐标模式(简称REM)的基础上,经过 多年研制而成的,模式采用IAP—GCM动力框架, 有较好的稳定性和精度_113],模式的水平变量分 布采用E网格[1,垂直方向变量采用交错分布,具 体情况以及模式基本方程组参见文献[儿].模式顶 取为100hPa,从模式顶到海平面按不等距地分 成21层,低层分层较细.采用这种下密上疏的不 等距分层法,一方面使地形描述更细致,另一方面 也是引入细致边界层所必须的.对于垂直方向的不 等距差分格式采用了加权平均法_7.模式最低层 厚度约为99m. 为更好地描述模式的边界层,引入Blackadar 高分辨率行星边界层方案?】”],在该边界层方案 中地面温度的预报主要采用Blackadar提出的强迫 一 恢复法,考虑净辐射,地面向上的感热通量,’潜 热通量和进入土壤深层的热流量.近地层感热通 量,水汽通量,动量通量均采用相似理论的计算公 式,但由于在实际天气过程中,白天和夜间的边界 层过程及结构是不一样的,所以又根据总体 Richardson数将大气层结的稳定性划分为四类(夜 间状态的稳定,机械驱动湍流,强迫对流不稳定, 白天状态的自由对流不稳定),由这四类分别计算 出地面感热通量,水汽通量以及动量通量;而对于 夜间和白天这两种状态,则以不同的方式给出近地 层,混合层以及边界层以上的变量预报方案;为描 述不同下垫面的地,气相互作用过程,根据NCAR 地表特征,模式给出了14种下垫面特征分类, 分别是城市,旱土作物,水田,农作物与草地混合 区,农作物与森林混合区,草地,灌木林,热带(副 热带)稀树草原,落叶阔叶林,常绿阔叶林,常绿针 叶林,混合森林,水面,沙漠,它们对应着不同的 地表参数,这些参数包括反照率,水汽有效率,比 辐射率,粗糙度长度,热惯性等,并分别给出这些 参数冬,夏季不同的值. 模式大尺度降水采用饱和凝结函数法,对过饱 和空气做大尺度凝结调整.积云对流参数化方案采 用Betts方案,它计算量小,预报降水效果较好_】. 模式中采用了适用于经纬网格的质量散度修正方 案_11]及水汽平流的正定保形差分方案_1.模式水 平分辨率分别采用36km和18km,模拟范围都取 为105.,125.E,25.,45.N,侧边界为固定边界条 件.初始场采用中国气象局国家气象中心发布的 O8:00(北京时,下同)原始报文资料,经解报,检 误,最优插值客观分析得到探空11层等压面 及地面网格点资料,再插值到模式等面上而获 得.时问积分方案采用分解算法,积分24h. 3数值试验 3.1降水量模拟}匕较 1998年汛期,长江流域发生特大洪涝灾害,其 中6月12,27El长江及江南均下了大暴雨,6月 28日以后副热带高压加强,西伸,北跳,雨带向西 向北移动,7月2O,31El副热带高压突然减弱南 退,长江中,下游再次发生暴雨_2.本文利用不 同分辨率的MRM1对6月12El,7月31Et这一 时段进行数值模拟,并加以比较分析.比较的主要 指标有TS评分,偏差B,漏报率PO,空报率NH, 预报效率EH,其计算公式如下: W TS评分:TS===, 偏差B:B一, 6期姜勇强等:模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响 漏报率PO:PO=—O-一H; 空报率NH:NH一—F--一H ; 预报效率EH:EH=H+N 这里F为降水预报范围;O为降水观测范围;H为 F和0重合部分,即预报正确部分;N为既没有预 报降水,也没有观测降水的范围.降水TS评分采 用格点检验法[2.方法如下:将预报和观测的24 h降水量分为小雨,中雨,大雨,暴雨,大暴雨5个 等级,对某一个格点的某一等级降水预报,选取一 扫描半径R,如果能在扫描范围内扫描到观测站的 降水量大于或等于这一等级降水,就认为格点这一 表11998年6月12~29日逐日预报降水的TS值对比 Table1TScomparisonofforecastprecipitationfrom12to29June1998 注:”一”表示这一等级降水不进行TS评分,表中的日期为积分初始时 间 1074高原气象25卷 等级降水预报正确.如果扫描范围内扫描不到观测 站,则本格点不参与评分.对于50mm降水,当整 个区域内实况观测到的?50mm的测站在2个及 以下且预报效率>O.97时,不进行评分;对于lO0 mm降水,当整个区域内实况观测不到?100mm 的测站且预报效率>0.98以上时,不进行评分. 考虑到观测站的实际分布情况,扫描半径R取为 75km,评分区域选取为扣除边界0.5度的全场区 域. 表1为分别用36km和18km水平分辨率模 式(以下分别把36km和18km水平分辨率模式简 称为A,B模式)对1998年6月12,29日逐日预报 的降水TS评分对比.从表1中看出,6月l2,19 和25日B模式100mm大暴雨TS值>0,而A模 式TS值等于零,说明A模式未预报出大暴雨或预 报偏差较大而B模式能够预报出来;6月13,16和 18日B模式大暴雨预报TS值明显要高;另外,7 月21,22,29,30日B模式预报出大暴雨而A模 式没有预报出来(7月的逐日对比表略).表2为 A,B模式对1998年6月12日,7月31日的逐日 降水预报检验的TS评分,偏差,漏报率,空报率, 预报效率的平均值.从表2中TS平均值可以看 出,对50mm以下等级降水,两种分辨率模式预报 的TS评分平均值相差不大,50mm的TS评分B 模式为0.179,略高于A模式的0.162;而100mm 的TS评分两种分辨率模式相差很大,B模式为 0.080,约为A模式0.033的2.5倍.还需说明的 是,对于同样的TS评分,由于水平分辨率越高, 其所包含的信息越多,因此B模式降水预报整体都 优于A模式. 对于平均偏差,除A模式的1mm外,其余全 <1,模式预报范围总体比实况偏小,25mm以下 (含25mm)A,B模式预报相差不大,但50mm以 上相差逐渐加大;对大暴雨预报,B模式偏差为 0.338,而A模式只有0.230,说明B模式预报大 暴雨范围虽然比实况偏小,但比A模式有所增大; 对于漏报率,B模式10mm以下(含lOmm)比A 模式略大,要差一些,而10mm以上要小,且100 mm大暴雨B模式为0.907,明显小于A模式的 0.956;空报率和预报效率A,B模式差别较小,其 中100mm两模式预报效率均达到0.98以上. 从以上数据的对比可以看出,除大暴雨以外, A,B模式的各检验值差别并不大,但对于大暴雨, B模式漏报率明显减小,且空报率也稍优于A模 式,这对于大暴雨的预报是十分重要的,B模式大 大减少了大暴雨漏报的机会. 图1,4为6月12日,19日,7月22日,6月 15日的24h预报降水量场和相应的实况场.图l 中实况100mm降水A模式没有报出,且50mm 虚假雨区偏大;而B模式报出了100mm,只是稍 偏南,且报出了雨区分为两大块的基本态势.图2 为6月19日的闽浙大暴雨,两个模式都报出东北 一 西南向的雨区,但是福建福鼎(120.1.E,27.2. N)的100mm大暴雨B模式预报较好,而A模式 未能预报出来,且暴雨预报偏西南,只是B模式大 雨,暴雨预报范围偏小.图3为7月22日武汉特 大暴雨,对于武汉(1l4.3.E,3o.6.N)的特大暴雨, A模式没有预报出来,这一块雨区预报偏西南,B 模式不仅预报出整个雨区,而且中心预报出100 mm大暴雨,武汉东部黄山(30.08.N,l18.09.E)处 的大暴雨B模式也预报相当好,而A模式只预报 出暴雨.另外,从图4的6月15日预报降水量场 和相应的实况场中可以看出,两模式暴雨预报差别 明显,实况有两片暴雨区,A模式暴雨预报连成一 片,且虚假范围较大,而B模式分别报出两个暴雨 区,且和实况很接近.从雨区看,随着水平分辨率 6期姜勇强等:模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响1O75 图11998年6月12日08:00,13日O8:0O降水量 (a)A模式,(b)B模式.实线为预报降水,虚线为实况降水 Fig.124hprecipitationfrom08:00on12tO08:00on13June1998.(a)modelA, (b)modelB Solidlinesdenoteforecastprecipitation.dashedlinesdenoteobservedprecipi tation (b) 图21998年6月19日08:00,20日08:O0降水量 其余说明同图1 Fig.224hprecipitationfrom08:O0On19tO08:O0On20June1998.Othersar ethesameasFig.1 图31998年7月22日08:00~23日08:O0降水量 其余说明同图i Fig.324hprecipitationfrom08:O0on22to08:O0On23July1998.Othersaret hesameasFig,1 高原气象25卷 图41998年6月15日08h--16日08h降水量 其余说明同图1 Fig.424hprecipitationfrom08:O0on15to08:O0on16June1998.Othersaret hesameasFig.1 的提高,降水有明显集中的趋势,这与文献[5]的 结果是一致的. 3.2不同水平分辨率模式中网格,次网格尺度降 水的贡献 为了判断格点尺度及次网格尺度降水对总降水 的贡献,对1998年6月12,21日10天的24h预 报降水分别对A,B模式进行统计,结果如表3所 示. 从表3中可以看出,随着水平分辨率的提高, 网格尺度(大尺度)降水占总降水的比例明显提高, 由36km模式的平均14.1提高到18km模式的 平均27.5,而次网格尺度降水相应的由85.9 下降到72.59/6,这种趋势与文献[5]的结果是一致 的.但从总体上看,次网格尺度降水仍是主要的, 即使水平分辨率达到18km,在这10个个例中,有 6个个例的次网格尺度降水仍然占到7O以上,与 文献[5]所述的当水平分辨率加大到约5Okm时, 次网格对流降水只占总降水的1O左右明显不同. 这可能是本模式采用Betts方案与郭肖容等采用 Guo方案的不同,以及降水在不同区域使得降水性 质不同而造成的. 3.36月l9日降水,形势,物理量场数值模拟比 较 模式水平分辨率由36km提高到:18km后,预 报大暴雨为什么会有这样明显的改进呢?下面就以 1998年6月19~20日闽浙大暴雨为例,对两个模 式输出的降水量,形势,物理量场进行对比分析, 以探讨大暴雨及与其相联系的中一卢尺度低涡发生 发展的机制.模拟初始时间为1998年6月19日 O8:OO,积分24h. 3.3.1降水量对比分析 1998年6月19~20日,受高空槽,切变线,地 表31998年6月l2,21日预报降水中网格,次网格尺度降水分别占 总降水的比率 Table3Therateofgridandsub-gridprecipitationamounttototal precipitation.respectively.from12to21June1998 6期姜勇强等:模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响 1o77 : 110.120电 图51998年6月19日850hPa实况高度场 (a)08:O0,(b)20:O0,细实线为等高线,粗实线为槽线,等高线间隔 2Ogpdm Fig.5Observed850hPaheightfieldson6June1998.(a)at08:O0,(b)at20:O0. Thinsolidlines denoteisohypses,andthicksolidlinesdenotetroughs,theisohypesintervalsa re2gpdm 面准静止锋的影响,福建,江西,浙江一带发生一 次暴雨,大暴雨过程,大暴雨主要集中在闽浙交界 的福建省的福鼎,浙江省的温州,龙泉一带,其中 福鼎(120.2.E,27.3.N)24h降水量达105.8mm, 浙江温卅I(120.4.E,28.0.N),龙泉(119.13.E, 28.08.N)24h降水量分别为97.0mm和99.6mm (如图2中虚线实况雨量).对这次过程,预报和实 况的降水量如图2所示.实况雨带呈东北西南走 向,其中有两个大暴雨中心,B模式模拟出北部的 大暴雨中心,暴雨,大暴雨雨带的走向,范围与实 况都很接近,只是大暴雨中心略偏北,大雨,暴雨 的范围偏小一些,而A模式大暴雨区没有模拟出 来,且暴雨预报明显偏西南,因此B模式模拟明显 好于A模式. 3.3.2切变线,中一尺度低涡的模拟 从形势场看,19日08:00850hPa,朝鲜半岛 和日本岛之间有一低涡,由低涡向西南有一个大 槽,槽线处于宁波,江西吉安,南宁一线,槽前西 南风,槽后东北风(图5a),700hPa槽线处于上海, 吉安,昆明一线,槽前西南风,槽后西北风,500 hPa槽线处于南京,南昌,赣州一线.O8:0O地面 福鼎西部的闽浙交界处,在南下冷锋变弱成准静止 锋上形成一个较弱的气旋.这一气旋在19日2o:00 在海平面气压场上已分析不出,2O日08:00能在福 鼎和温州之间的东部海上分析出风场闭合环流,显 然是一个很弱的气旋.在气旋东移过程伴随了此次 大暴雨过程.图5b为19日2O:00850hPa形势 场,北部低涡已东移到日本岛上,而南部槽线在副 高的阻挡下变为切变线维持在宁波,吉安一线,最 南段略北移.值得注意的是,福鼎,温州东北部的 大陈岛的风已由o8:OO的西南风8m/s转为南南东 风4m/s,与其周围的风场构成了气旋性环流,但 由于缺乏中尺度资料,这里气压场分析不出低涡. 图6a,b分别为19日2o:3o和23:3O的红外 增强卫星云图.从图6a可以看出,自东北向西南 有一条明亮的与槽线对应的云带,其中福鼎西部云 团很厚(A处),更为明亮,这与850hPa这一区域 的低涡是有关系的.由图6b卫星云图可看出,这 时带状云系已近于消失,主要云团已东移到福鼎, 温州之间东部的海上,呈中一尺度的近似圆形(B 处),其西南方带状云系仍较厚,但尺度已明显减 小.这与中尺度低涡,切变线形成的云团十分类 似,结合前述19日2o:00850hPa风场的变化,可 以认定,2O:OO左右福鼎,温州之间850hPa在南段 准静止切变线上可能有中一卢尺度低涡生成,造成 福鼎,温州的较强的降水.由此可以对比分析A, B模式对此中_卢尺度低涡的模拟情况. 图7a,b分别为A,B模式积分12h(即19日 2Oh)的850hPa形势场,对照图5b,A,B模式对 切变线的模拟都较好,位置与实况接近,切变线南 侧强西南风及北侧的弱东北风模拟也较好,但A模 式对实况福鼎,温州附近的气旋性环流模拟不如B 模式,B模式模拟出较深的气压槽,气旋性环流也 十分明显.切变线北侧的高压区,B模式模拟出高 高原气象25卷 120.E120.E 图61998年6月19日闽浙一带红外增强卫星云图 (a)20:30,(b)23:30 Fig.6EnhancedsatelliteinfraredcloudimageinregionsofFujianandZhejian gProvince on19June1998.(a)at20:30,(b)at23:30 l10.ll2.l14.l16ol18.120.122.124oE 图7积分12h850hPa形势场 (a)A模式,(b)B模式,图中实线为等高线,短虚线为等温线,长虚线为切变线,箭头为风矢 Fig.7850hPapatternatt-12h.(a)modelA,(b)modelB.Solidlinesdenoteisoh ypses,short dashedlinesdenoteisotherms,longdashedlinesdenoteshearlinesandarrows denotewindarrows 压环流,而A模式模拟高压环流不明显,显然B模 式对这一高压环流模拟比A模式要好,只是高压中 心位置偏西南(这可能与固定边界条件有关). 为更细致地分析这一中尺度低涡,把福鼎,温 州附近图形放大分析流线.图8a为A模式积分12 h的850hPa流场,模式只是模拟出温州西北部的 低压槽,而没有模拟出低涡,分析A模式其余时刻 的各层次,也没有模拟出低涡(图略),其中积分 10,11h的低压槽略深,但仍没有形成闭合环流. B模式模拟情况与此不同,积分9h开始,在850 hPa附近层次就形成了中一卢尺度低涡.图8b,c 分别为B模式积分9h的850,875hPa流场,850 hPa在浙江温州东北部约100km处的临海附近 (121.2oE,29.0oN)生成一个中一卢尺度低涡,875 hPa低涡中心略偏南,强度减弱,而在更低层次和 850hPa以上,都没有出现低涡.积分10,l1h这 一 低涡维持在临海附近,积分12h85OhPa低涡向 西南移到温州以北约50km处(图8d),并在此维 持了1h,到积分14h(即19日22:00)减弱为低压 槽,低涡共维持了5h,模式模拟的福鼎,温州一 6期姜勇强等:模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响 1079 31.N 26. 31 118.119.120.121.l22.123.124.E118.11120.121122.123o124~E 图8A,B模式各积分时刻的流场 (a)A模式积分12h850hPa,(b)B模式积分9h850hPa,(c)B模式积分9h875hPa, (d)B模式积分12h850hPa,(e)B模式积分12h825hPa,(f)B模式积分12h800hPa Fig.8StreamfieldsatdifferenttimesofmodelAandB.(a)850hPaofmodelAat ,一12h. (b)850hPaofmodelBatt一9h,(c)875hPaofmodelBat一9h.(d)850hPaofmodelB att一12h,(e)825hPaofmodelBatf一12h,(f)800hPaofmodelBatt~---12h 带的大暴雨正是在这一低涡的作用下形成的,由于 A模式没有模拟出低涡,且未闭合的低压环流区偏 西南,因此,A模式不仅预报降水量偏小,而且雨 区也偏西南.图8e,f分别为B模式积分12h的 825,800hPa流场,825hPa与850hPa类似,但低 涡中心偏北部,到8OOhPa就减弱为低压槽,800 hPa及以上层次,这一地区也没有形成低涡,700 hPa为一致西南风(图略).可见B模式模拟的中一 高原气象25卷 卢尺度低涡是浅层低涡,而且只表现在875,825 hPa层内,其中850hPa低涡强度最强.从模拟的 中一卢尺度低涡结构看出,低涡中心轴线向北倾斜. 而从福鼎的逐6h雨量看,从19日08:00,20日 o8:OO,每隔6h的雨量分别为14,74,1o,7mm, 即降水主要集中在19日14:OO,2O:OO,与中一卢 中尺度低涡的生成到消亡的时间基本一致. 3.3.3散度,垂直速度的模拟 图9a,b分别为A,B模式积分9h后沿120.5. E经线的散度垂直剖面图.从图中可以看出,A模 式在27.N上空850hPa有一5×10?S的辐合 罢 出 罢 出 中心,400hPa为辐散中心,辐合区的宽度在850 hPa约3个纬距.B模式的辐合中心在28.N上空 700~800hPa之间,中心值超过一9×10?s, 辐合值明显强于A模式,辐散中心也在400hPa, 750hPa主要辐合区宽度少于1.5个纬距,水平尺 度明显比A模式小.从垂直速度场看,B模式的上 升运动区宽度也明显小于A模式(图略).从B模 式本身散度,垂直速度场的变化来看,积分6h的 辐合区和上升运动区不仅水平尺度大于积分9h, 而且强度弱,伸展高度也低(图略),而这一过程正 好是中一卢尺度低涡的发展阶段,这也说明中一卢 图9积分9h沿120.5~E经线的散度剖面 (a)A模式,(b)B模式,等值线间隔:1xlO一?s一 Fig.9Verticalsectionofdivergencealone120.5~Eat9h.(a)modelA, (b)modelB.Theisolineintervalsis1×10?S 图1O积分13h沿120.5.E经线的垂直速度剖面 ()A模式,(b)B模式,等值线间隔:A模式2x10.hPa-s”..,B模式4X10hPa.s Fig.10Vertlcalaross—sectionofverticalvelocityalone120.5~Eat13h.(a)M odelA’(b) Mode1B.TheisolineintervalsofmodelandBare2×10一.hPa?s7 and4×10hPa?S,,respectively 6期姜勇强等:模式水平分辨率提高对一段大暴雨预报结果的影响lo81 尺度低涡在发展时,其水平尺度变小,垂直尺度变 大 图10a,b分别为A,B模式积分13h的沿 120.5~E经线垂直速度剖面图.A模式上升速度中 心在600hPa,中心值为一1O×10hPa?s_.,而B 模式上升速度最大中心在500,600hPa之间,中 心值为一3.6×10hPa?S,上升运动集中在27. , 28.50N的1.5纬距范围内,从地面一直到200 hPa.其上升速度中心值是A模式的近3.6倍,水 平尺度也明显小于A模式,而垂直尺度却大于A 模式. 从以上分析可以看出,水平分辨率提高到18 km后,许多36km模式报不出来的大暴雨都预报 出来,且暴雨虚假雨区大为缩小,雨区出现了明显 的局地性,暴雨或大暴雨中心也明显向实况降雨中 心靠拢.从降水检验也可以看出,在模式水平分辨 率提高后大暴雨的预报TS评分及偏差有大幅度提 高.对1998年6月19日的闽浙大暴雨的形势,物 理量的模拟对比分析可以看到,水平分辨率提高到 18km后就能较好地模拟出形成这次大暴雨的850 hPa附近中一J8尺度低涡,且模拟的低涡从生成至 消亡的时间为5h,与红外卫星云图及福鼎测站的 每6h降水量较一致.模拟散度,垂直速度场也具 有明显的与中一卢尺度低涡对应的特征,水平分辨 率提高后,散度,垂直速度场水平尺度减小,垂直 尺度加大.分析其原因:(1)模式水平分辨率提高 后,地形描述更加细致,特别是中尺度地形得到更 好描述,因此下垫面的强迫(包括热力强迫,动力 强迫)作用更接近实际.(2)根据文献[8]得到的”中 小尺度扰动在非均匀介质中传播时会与介质发生能 量交换,当扰动吸收介质能量而处于发展状态时, 其水平尺度变小,垂直尺度变大”这个结果,当模 式水平分辨率由36km提高到18km以后,处于发 展阶段的850hPa中一尺度低涡得到了更好地模 拟,从而使得大暴雨预报得更好. 4结论 利用中尺度暴雨模式MRM1,分别采用18km 一 和36km水平分辨率,对1998年6月12日,7月 31日造成长江流域特大洪水的暴雨以及对1998年 6月19日造成闽浙大暴雨的天气系统进行数值模 拟对比分析,可以得出以下结论: (1)模式水平分辨率提高到18km后,暴雨 及以下的降水预报检验平均值与36km水平分辨 率相差不大,而大暴雨预报有大幅度提高,且暴 雨,大暴雨雨区与实况更一致,暴雨或大暴雨中心 也明显向实况降雨中心靠拢.对1998年6月12, 21日10个个例的模拟表明,水平分辨率由36km 提高到18km后,网格尺度降水占总降水的比例由 平均14.1%提高到27.5,而次网格尺度降水相 应的由85.9下降到72.5. (2),36km模式水平分辨率模式不能够较好 地模拟影响大暴雨的中一卢尺度低涡系统,而模式 水平分辨率提高到18km后,却能够较好地模拟出 来,中一卢尺度低涡的位置与红外卫星云图及实况 大暴雨雨区配合得较好,其生消情况也与实况基本 一 致. (3)散度,垂直速度的对比表明水平分辨率 提高到18km后能够模拟出中一尺度低涡的特 征,模拟的结果也验证了中小尺度扰动处于发展状 态时,水平尺度变小,垂直尺度变大.这也进一步 从动力学上阐述了提高模式水平分辨率的深刻意 义. 以上结果是在17坐标模式中获得的.如文献 [9]所指出的,当中尺度模式分辨率提高后,地形 往往变得更加陡峭,但由于17坐标在描述地形方面 固有的优越性,其气压梯度力的计算不会增加额外 的误差;但对于坐标,这时额外误差会加大,提 高模式水平分辨率带来的益处会部分地被这种误差 的增加所抵消. 参考文献 [1]陶诗言.中国之暴雨[M].北京:科学出版社,1980125—34 [2]王鹏云,李泽椿.灾害天气和中尺度气象学研究[J].气象科 技,2001,29(1):10一l4 [3]摩洞贤.论大气模式的设计口].气象,1999,57(5):513 — 524 [4]周祖刚,张维桓,郝为锋,等.高分辨率1模式的数值试验 口].大气科学,1999,23(5):597--604 [5]郭肖容,郑国安,朱琪.次网格对流参数化效果对水平分辨率 的敏感性试验口].大气科学,1992,16(1):92—102 [6]李锁锁,吕世华,高艳红,等.模式水平分辨率对祁连山地区 降水模拟影响的初步分析[J].高原气象,2005,24(4):496 —— 502 [7]姜勇强,张维桓,周祖刚,等.不等距分层中尺度1坐标暴雨 模式的设计及数值试验[J],热带气象,2001,17(3): 3O1—307 [8]王兴宝,张维桓三维非均匀流上中小尺度扰动的发展[J]. 中国科学(B辑),1992,1011110—1120 [9]姜勇强,张维桓,周祖刚,等.中尺度暴雨模式MRMI简介 及预报效果检验[J_.解放军理工大学,2002,3(1);1 1082高原气象25卷 , E1o]姜勇强,张维桓,周祖刚.等.2000年7月西南涡暴雨过程的 分析和数值模拟I-J].高原气象,2004.23(1):55—61 1,113宇如聪,曾庆存,彭贵康,等.”雅安天漏”研究?:数值预报 试验EJ].大气科学.I994.18(5):535—551 [12]曾庆存,袁重光,张学洪,等.一个大气环流模式差分格式的 检验EJ].气象.1985.43(4):441--449 I’13]曾庆存.张学洪.完全保持能量守恒的可压缩流体时一空差分 格式和协调的分解算法[J].中国科学,1981,i1:1355— 1366 [143字如聪.E网格变量分布下差分格式的性质[J].大气科学, 1994,18(2):152—162 [15]曾庆存,李荣风.不等距差分格式的计算紊乱问题[J].大气 科学.1982.6(4):345—353 [163ZhangDL,RAAnthes.Ahigh—resolutionmodelofplane taryboundarylayer——sensitivitytestsandcomparisonswith SESAME--79data[J].JApplMeteor.1982,21t1594— 1609 [17]王康康,张维桓,秦凯兵.一1模式中高分辨边界层方案及对 降水影响的数值试验[J].高原气象,2004,23(5):62O一628 [18]BettsAK.Anewconvectiveadjustmentscheme.Part1:Ob— servationalandtheoreticalbasis[J].QuartJRoyMeteorSoe. 1986,112:677—691 [19]YuRucong.Applicationofashape_preservingadvection schemetothemoistureequationinanE—gridregionalforecast model[J].AdvAtmosSci.1995,12(4):13,19 [2O]李曾中,曾小苹,程明虎,等.1998年中国洪灾成因初探[J]. 气象,2000,26(1):14—18 [21]冯伍虎,程麟生.”98.7”突发性特大暴雨低涡的螺旋度和动能 诊断分析[J].高原气象,2002,21(5)447456 [22]侯瑞钦,程麟生,冯伍虎.”98.7”特大暴雨低涡的螺旋度和动 能诊断分析[J].高原气象,2003,22(2):202208 1,23]魏风英,朱福康,谢宇.在”98.7”武汉强暴雨过程中不同尺度 波动的作用及其相干性[J].高原气象,2005,24(1):49—55 [24]陈爱琴,闫之辉,郭肖容.降水检验方法的试验研究[M].台 风,暴雨业务数值预报方法和技术研究.北京:气象出版社. 1996:538—544 ImpactofFinnerModelHorizontalResolution onaHeavyRainstormForecast JIANGYong—qiang,ZHANGWei,huan,ZHOUZu—gang (CollegeofMeteorology.PLAUniversityofScienceandTechnology,Nanjing211101,China) Abstract:ForrainstormthatcausingspeciallargefloodofYangtseRivedrainageareaduring12June to29July1998,thenumericalsimulationismadeusingamesoscalerainstormmodel(MRM1)varying— distancelayers21levels.highresolutionPBL,Etacoordinatemodelwith36kmand18kmhorizonta1res- olution.Theresultsshowthattheaveragethreatscoreofprecipitationfromslightraintorainstormwhich using18kmmodelisasmuchasthatusing36km,buttheforecastimpactofheavyrainstormhasnotable progressusingthe18kmmodel,andthecentersofforecastrainstormorheavyrainstormclearlycloseob— servationcenters.10casesofnumericalsimulationon12, 21June1998showatrendthattheprecipita- tionconcentratingtosomearea,andtherateofsub—gridprecipitationincreas efr?