2. 中国气象局国家气候中心, 北京 100081
2. National Climate Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081, China
认识北半球大气环流的内在联系以及理解其中的物理过程是国际大气科学研究的热点之一, 其中夏季北半球的遥相关及其对区域气候的影响长期受到关注.20世纪80年代,Nitta(1987, 1989)首先通过研究菲律宾和日本附近云量反映的对流状况,指出二者存在相反的振荡,并称之为太平洋—日本(PJ)型.与此同时,黄荣辉等(黄荣辉和李维京, 1988, 黄荣辉, 1990, 黄荣辉和孙凤英, 1992)发现东亚夏季风异常不但受到印度季风的影响,更多与西北太平洋副热带高压(简称:西太副高)的季节内和年际变化有关.当西太平洋暖池位于暖位相时,暖水堆积,菲律宾附近对流异常加强,西太副高偏北,长江流域和日本中南部地区偏旱,在位势高度场上表现为菲律宾、日本中部和鄂霍次克海附近的“-+-”波列,并称为东亚—太平洋(EAP)遥相关型.之后,Lau等(Lau, 1992, Lau and Weng, 2002, Lau et al., 2004)的研究指出, 夏季东亚—北美遥相关型使得东亚降水与北美之间存在着密切联系, 并且欧亚和北美夏季气候异常受到北太平洋的调节.Rodwell和Hoskins(2001)认为, 北美中部的气候异常可能是对亚洲季风区加热的一种响应.Ding和Wang(2005)揭示了一个环半球的夏季遥相关型, 这种遥相关在纬向表现为5波的特征, 并与西欧、俄罗斯的欧洲部分、印度、东亚和北美的降水和温度异常有密切关系.最近,Zhao等(2007)发现夏季亚洲和太平洋中纬度对流层扰动温度之间存在着“跷跷板”现象,当亚洲大陆中纬度对流层偏冷时,中、东太平洋中纬度对流层偏暖,反之亦然.与以前的遥相关相比,此遥相关在空间尺度上更大,由于遥相关中心主要出现在亚洲与太平洋区域内,把这种遥相关变率称作亚洲—太平洋涛动(Asian-Pacific Oscillation,简称APO).
已有的研究表明,夏季亚洲—太平洋区域大气环流(包括南亚高压,西太副高,副热带西风和热带东风急流)、亚洲季风降水及西太平洋(包括中国近海)热带气旋均与APO有着密切的联系(Zhao et al., 2007; 赵平等,2008;周波涛等,2008; 邹燕和赵平,2009;Zhou and Zhao, 2010;Zhao et al., 2011a, 2011b, 2012;Liu et al., 2011;Chen et al., 2013).因此,研究夏季APO的变化规律对于理解东亚夏季风的变化机理具有重要意义.
气候模式是理解气候演变规律,探讨气候现象机理的重要工具.由于气候模式的本身尚存在系统性的误差,这在很大程度上增加了气候模拟的不确定性,而模式评估本身也就显得尤为重要.由于APO这种遥相关现象的主要特征和与之相联系的气候异常可以被部分气候模式所描述(Zhao et al., 2010, 2011b; Chen et al., 2013; 陈晓龙等, 2013; Huang et al., 2013, 2014),且近年来,中国气象局国家气候中心发展了新一代的海-陆-冰-气多圈层相互作用的气候系统模式(BCC_CSM1.1(m)),因此本文作者想评估一下BCC_CSM1.1(m)模式对于夏季APO的模拟效果.BCC_CSM1.1(m)模式不仅参与了CMIP5比较计划(Xin et al., 2012),为气候变化研究提供了大量的数据,目前还被用于短期气候预测业务.研究表明,BCC_CSM1.1(m)模式对20世纪气温的平均气候及其年际变化趋势具有较强的模拟能力,对全球百年气候变化也有一定的模拟能力(Xin et al., 2012, 2013a, 2013b),能够模拟出1971—2000年全球地表气温的空间分布特征(Wu et al., 2014);能合理再现全球年平均降水的基本分布特征,也能较合理再现热带降水年循环模态的基本分布特征,尤其季风模态中降水与环流关于赤道反对称的特征(张莉等,2013);能够模拟出中亚地区显著增温以及感热通量、长/短波净辐射等要素由南向北递减的总体趋势(姜燕敏等, 2015);能模拟出ENSO现象的一些主要特征,但是存在ENSO周期偏短问题(张芳等,2013)等.在预测方面,BCC_CSM1.1(m)模式可以预测出亚洲—太平洋地区夏季风的季节内和年际变率(Liu X W et al., 2014, 2015);对夏季中低纬海温具有一定的预测能力,且在低纬地区的预测技巧尤为出色(汪栩加等,2015).虽然已有一些关于BCC_CSM1.1(m)的模拟和预测效果的评估工作,但是,该模式对影响季风变化的大尺度海-陆热力对比和APO的模拟能力如何,此前缺乏相关研究.
我们知道,目前的气候模式对于东亚夏季降水的模拟和预测,技巧非常低(Wang et al., 2009; Huang et al., 2013; Jiang et al., 2016).如果能够找到一个与东亚夏季降水具有较好的相关关系,并在气候模式中具有较高预测技巧的一个预测因子,就可以利用间接的方式做好东亚降水预测.APO指数是温度场的一种表现形式,在气候模式中具有较好的模拟和预测技巧(Zhao et al., 2010, 2011b; Chen et al., 2013;Huang et al., 2013, 2014;Liu G et al., 2015),已有的研究也表明该指数和东亚夏季降水具有较好的相关(Zhao et al., 2008, 2010, 2012).基于以上考虑,本文从对流层中上层温度场和APO指数的角度,研究BCC_CSM1.1(m)模式对纬向海-陆热力差异的描述能力,分析模式结果与观测产生偏差的原因,旨在回答如下的科学问题:BCC_CSM1.1(m)模式对海-陆热力差异特别是APO活动中心的模拟能力如何?模式是否可以模拟出APO指数的年际变化?与APO异常对应的区域气候异常在模式中是否有体现?
文章结构如下:第1节是所用观测资料和模式介绍,第2节是对BCC_CSM1.1(m)模式模拟结果分析与讨论,第3节是结论.
1 模式和资料本文研究所用的观测资料为欧洲中期数值预报中心(European Center for Medium-Range Weather Forecast, ECMWF)提供的月平均的1957年9月—2002年8月的ERA-40再分析资料(Uppala et al., 2005),水平分辨率为2.5°×2.5°.
所用的模式为BCC_CSM1.1(m)模式.该模式是由中国气象局国家气候中心研发的第二代气候系统模式,最初研发的是BCC_CSM1.1版本,BCC_CSM1.1(m)为升级版本.BCC_CSM1.1(m)版本模式的大气模式分量为BCC_AGCM2.2,水平分辨率为T106(网格距约为1°),垂直方向为26层,关于BCC_AGCM2.2动力框架和物理过程的具体介绍可参见文献(Wu et al., 2013, 2014).它的陆面模式分量为BCC_AVIM1.0,是一个大气、植被、土壤相互作用模式,是在NCAR陆面模式CLM3物理模块的基础上,引入了中国发展的动态植被和土壤碳循环模型AVIM2(Ji et al., 2008; Wu et al., 2013).其海洋模式分量是在美国地球物理流体力学实验室(The Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, GFDL)发展的MOM4_L40基础上改进的MOM4_L40v2,水平分辨率为1°×1°,经向在热带地区加密到(1/3)°,垂直方向为40层(Wu et al., 2013).其海冰模式分量为GFDL发展的海冰模式SIS,水平分辨率与MOM_L40相同(Winton, 2000).
文中所用模式数据为BCC_CSM1.1(m)模式参与CMIP5比较计划中的历史试验数据,历史试验的时间长度为:1850—2012年,这里为了和ERA-40资料进行对比,截取了相同的时间跨度1958—2002年.文中的夏季是指6、7、8三个月的平均,气候平均是指1958—2002年45年的平均.
2 结果分析赵平等(2007)将亚洲和太平洋地区上空对流层中高层(500~200 hPa)的扰动温度(T′)之差定义为APO指数,即
其中,T′=T-T, T是空气温度,T是T的纬向平均.模式对于500~200 hPa扰动温度场的模拟能力关系到APO的模拟.因此,本文首先考察BCC_CSM1.1(m)模式对500~200 hPa(本文中提到对流层中高层时,特指这个层次,以下不再赘述)扰动温度的模拟能力.在此基础上再分析对APO指数的年际变化和年代际变化趋势的模拟水平,以及与APO变率相联系的亚洲地区气候的异常.
2.1 扰动温度气候特征的模拟图 1a是ERA-40再分析资料得到的气候平均的夏季对流层中高层T′的分布,亚洲大陆地区上空为正的T′值区,中心位于青藏高原上空,中心值达6 ℃以上;太平洋中东部上空为负的T′值区,中心位于东太平洋的副热带地区,中心值达-3 ℃以下.两个区的T′之间存在着显著的反位相关系.BCC_CSM1.1(m)模式对对流层中高层T′气候特征的模拟与ERA-40再分析资料得到的基本一致(图 1b),只是模式模拟的负值中心位置较观测要偏东,正、负值中心强度均较观测的要略偏弱.由于APO关注的是大尺度陆地和海洋上空温度的纬向对比,这些局地差异并不影响模式对大尺度纬向温度平均态的模拟能力.模式较好地再现了欧亚大陆和北太平洋大尺度海-陆分布所造成的纬向热力差异.
图 1a显示北半球夏季对流层中高层扰动温度的正负值中心均出现在30°N纬度附近,因此沿30°N的经度-高度剖面再分析扰动温度的垂直分布.由于对流层的正、负T′中心均出现在500~200 hPa高度上(图 2a),因此用500~200 hPa平均代表对流层中高层的状况是合理的.图 2b显示,模式能够再现对流层中亚洲大陆上空上下一致的暖和北太平洋上空上下一致的冷.
将北半球夏季对流层中高层T′做EOF分析,得到的第一分量(EOF1)模态见图 3.在ERA-40中第一模态解释了总方差的26%(图 3a),亚洲大陆和北太平洋之间的“跷跷板”现象非常明显,亚洲大陆上空为正值区,中心强度超过0.02,北太平洋上空为负值区,中心强度低于-0.015.表现为北半球夏季中纬度大尺度海陆热力差异.BCC_CSM1.1(m)模式对流层中高层T′的EOF1模态与观测的EOF1模态基本一致(图 3b),这说明模式能较好地模拟出北半球夏季对流层高层温度场的主要特征.
以上分析显示,BCC_CSM1.1(m)模式能够较好再现北半球中纬度大尺度纬向温度梯度的平均状况,也能较好地刻画出整个对流层高低层温度一致的分布,这是利用该模式研究APO变化机理的基础.
2.2 APO指数的模拟图 4a和4b分别为ERA-40再分析资料和BCC_CSM1.1(m)模式模拟的1958—2002年APO指数序列,代表东亚—北太平洋上空的纬向海陆热力差异.模式模拟的APO指数年际变率偏弱,其标准差(0.28)比ERA-40再分析资料(0.48)的偏小.这是由于APO指数定义中的区域陆地和海洋上空温度指数序列在模式的模拟结果中均较ERA-40的要偏弱的原因(图 4c和4d).虽然,模式模拟的陆地和海洋上空的温度指数均较ERA-40要偏弱,但是在模式中两者之间仍是显著的反相关系,相关系数为-0.75,这和用ERA-40再分析资料计算得到的两者相关系数-0.77非常接近.再来分析模式对APO指数年代际变化趋势的模拟.ERA-40再分析资料结果显示,1975年之前,APO基本处于正位相状态,1975年之后APO维持一个负位相状态(图 4a).20世纪60和70年代,APO指数明显下降,主要有两个原因,一是由于陆地区域对流层中高层在此时段有个显著的降温(降温趋势为0.65 ℃/10a),二是由于海洋区域对流层高层在此时段有个明显的升温(升温趋势为0.37 ℃/10a),两者共同作用造成的(图 4c).这与Yu等(2004),Zhou和Zhang(2009)的研究结论一致.20世纪80和90年代陆地和海洋上空的温度都趋于维持一个稳定状态,因此,APO指数没有明显的变化趋势.与ERA-40再分析资料相比,模式未能模拟出APO指数60和70年代的明显下降趋势(图 4b),主要原因是由于陆地上空60和70年代的明显减弱,模式没能模拟出来(图 4d).模式能够模拟出60和70年代海洋上空对流层中高层温度的升温趋势,但是模式模拟的升温率(升温趋势为0.16 ℃/10a)较观测要偏小.Huang等(2014)的研究显示,不仅BCC_CSM1.1 (m)模式不能模拟出APO指数20世纪60年代之后明显的减弱趋势,欧洲中心、英国气象局和法国国家气象局的耦合模式也都存在这个问题.模式模拟的APO指数与观测的APO指数的相关仅为0.16,低于90%信度检验.而将观测的APO指数去掉线性趋势后,两者的相关系数为0.30,通过了95%信度检验.这说明,模式还是可以模拟出APO指数的年际变率的.
用APO指数和对流层中高层T′计算相关(图 5a),得到相关系数的空间分布与T′做EOF分析得到的第一模态的空间分布非常相似(图 3a).亚洲大陆上空为正的相关区,北太平洋中东部上空为负的相关区,且大部分区域都通过了95%的信度检验.说明在北半球夏季中纬度对流层中高层确实存在一个扰动温度场的遥相关型.这种大尺度的遥相关在BCC_CSM1.1(m)模式中也可以得到较好的模拟(图 5b).
再用APO指数回归得到的T′,检验遥相关型的垂直分布.图 6a显示了沿30°N回归的T′,显著的正异常区从亚洲大陆上空近地面延伸至对流层高层200 hPa,中心从青藏高原中西部上空对流层中层,随着高度的上升向东延伸到对流层高层青藏高原中部上空,中心值达0.8以上.显著的负异常区域位于北太平洋上空800~200 hPa之间的对流层,中心值也达-0.8以下,中心位置在对流层高层200~300 hPa之间.在垂直分布上,APO是一个倾斜的“跷跷板”.
在250 hPa层(图 6c)上,亚洲地区上空为显著的正异常区域,中心位于亚洲的中纬度地区,中心值大于1.5.显著的负异常区域出现在北太平洋中纬度地区上空,中心值超过了0.9.与对流层高层回归的T′相比,地面回归的T′显著的正异常区域仅仅出现在东亚的东北部,中心强度也可以达0.9,但是北太平洋地区仅仅在东太平洋沿岸为负异常区域,其余大部为正异常区域,北太平洋中纬度地区还存在一个显著的正异常区域(图 6e),这说明APO在对流层中上层比较显著.
与ERA-40再分析资料的结果对比,BCC_CSM1.1(m)模式可以模拟出APO在垂直方向上的倾斜“跷跷板”结构(图 6b),也可以模拟出对流层高层T′的亚洲陆地上空大范围的显著正异常和北太平洋上空显著的大范围的负异常(图 6d),以及近地面大范围的反向现象(图 6f).
2.4 APO异常年亚-太季风区环流和降水的模拟为了考察与APO相关的亚-太季风区夏季气候异常特征,挑选了图 3a中APO指数最强的7年(1961,1962,1973,1960,1963,1967和1978),称为高指数(HI)年,最弱的7年(1992,1987,1983,1993,1976,1997和1980),称为低指数(LI)年.通过高低指数年合成的差异,分析与APO指数相联系的亚-太季风区夏季环流及降水的异常.
夏季,亚洲对流层高层高度场上最明显的特征是南亚高压.图 7a为气候平均的对流层高层200 hPa扰动高度场H′,这里与扰动温度的定义相同,扰动高度H′=H-H,H为位势高度场,H为位势高度场H的纬向平均.与对流层中高层T′的气候分布对应比较一致(图 1a),对流层高层H′的正值亦是主要位于亚洲大陆的青藏高原地区上空,在北太平洋上空的对流层高层为负的H′,对应于对流层高层北太平洋地区上空的洋中槽.而在对流层低层(图 7b),亚洲大陆上空为高度场的负值区,对应夏季的大陆热低压,北太平洋上空为高度场的正值区,对应洋面上的冷高压,即副热带高压.
图 7c为APO高低指数年对流层高层200 hPa H′的差异.显著的正异常出现在亚洲地区上空,显著的负异常出现在北太平洋副热带上空.表明APO指数偏高的年份,对流层高层的南亚高压增强,北太平洋上空的洋中槽加强.图 7d为APO高低指数年对流层低层850 hPa H′的差异.显著的负异常出现在亚洲大陆上空,显著的正异常出现在北太平洋中东部.表明APO指数偏高的年份,亚洲低压偏强,副热带高压偏强、偏东、偏北.图 7e和图 7f分别是BCC_CSM1.1(m)模式模拟的APO高低指数年对流层高层200 hPa和对流层低层850 hPa H′的差异.可以看到,BCC_CSM1.1 (m)模式可以模拟出APO高低指数年对应的对流层高层高度场上东西“跷跷板”现象,也可以模拟出对流层低层高度场上的反相“跷跷板”现象.
西风急流是亚-太地区夏季季风系统的重要成员之一.气候上夏季西风急流位于青藏高原的北侧,热带东风急流位于青藏高原的南侧.急流的位置与青藏高原上空温度的分布关系非常密切.图 8为夏季高低APO指数年纬向风u沿30°N的差异,当APO指数偏高的年份,青藏高原北侧为正的纬向风异常,表明西风急流有所加强,青藏高原南侧为负的纬向风异常,表明热带东风急流也有所加强(图 8a).对于高空急流在APO指数高低年的变化,BCC_CSM1.1(m)模式可以再现出来,只是与ERA-40再分析资料结果相比模式模拟的变化强度偏弱(图 8b).
我们知道,亚洲季风区夏季对流层低层盛行偏南风,南亚季风区盛行偏西南风,东亚季风区盛行偏东南风,来自海洋上的偏南暖湿气流给亚洲大陆带来丰沛的降水和雨季.图 9a为高低APO指数年夏季对流层低层850 hPa流场的差异.异常的南风出现在40°E—50°E附近非洲大陆东部的索马里地区和东亚的北部地区,异常的偏西风出现在阿拉伯海北部—印度半岛—孟加拉湾—中南半岛一带地区,这表明夏季APO指数偏高的年份,索马里越赤道气流将加强,南亚夏季风和东亚夏季风均加强.与低层风场相对应,在APO指数偏高年份,印度半岛的中南部、中南半岛的中部、中国的华南地区和华北地区降水将增加,而菲律宾及其附近的西太平洋地区和中国长江流域地区—朝鲜半岛南部—日本岛地区一带的降水将减少(图 10a).对于APO高低指数年对流层低层风场的变化(图 9b)和对应降水量的变化(图 10b),BCC_CSM1.1(m)模式都可以较好地模拟出来.
APO实质是夏季亚洲大陆和北太平洋海陆东西热力差异的结果,Zhao等(2010, 2011)的研究表明,热带太平洋海温热源仅能在对流层低层形成较小尺度的类APO形态,只有青藏高原热源的存在,才可以形成与观测一致的APO形态.为什么BCC_CSM1.1(m)模式能够较好地模拟出夏季APO遥相关模态以及与之异常相关的亚-太地区环流与降水异常特征,其原因在哪里?为了回答这个问题,也参考以往的研究成果,作者考察了模式对于视热源Q1的模拟情况.参考Yanai等(1992)的工作计算了Q1,这里Q1=SH+R+LH,SH为感热通量,R为气柱吸收的净辐射,LH为潜热通量.Q1为正值表示为热源,Q1为负值则为冷源.ERA-40再分析资料的计算结果显示(图 11a),夏季欧亚大陆大部Q1为正值,是热源,中心位于中纬度40°N附近,强度在60 W·m-2以上,北太平洋的热带地区大部Q1为正值,也是热源,而北太平洋的中纬度地区大部Q1为负值,是冷源.在北半球夏季的中纬度地区,亚洲大陆和北太平洋东西热力差异最大.热的亚洲大陆加热其上空大气,造成温度的正偏差,位于亚洲大陆南部的青藏高原由于地形较高,其热源的影响可以延伸至对流层中高层,北太平洋东部冷源造成其上空的气温降低,产生温度的负偏差.BCC_CSM1.1(m)模式可以较好地再现北半球夏季Q1的空间分布(图 11b).图 11c为夏季亚洲大陆区域平均的视热源Q1距平的时间演变.它和图 4c的亚洲地区对流层中高层T′指数之间具有较高的相关,相关系数为0.34,超过了95%的信度检验,同时它还与图 4a的APO指数之间也具有较高的相关(相关系数为0.3,达到了95%的信度检验).从图 11c可以看到Q1也在20世纪60、70年代存在一个明显减弱的趋势,与APO指数的年代际趋势十分一致.这进一步证明,在夏季APO的形成中,亚洲大陆地区热源是起主要作用的.图 11d为BCC_CSM1.1(m)模式模拟的亚洲大陆地区Q1的情况,模式没能模拟出亚洲大陆夏季Q1减弱的年代际趋势,但是模式模拟的亚洲大陆的Q1与去除线性趋势后的ERA-40资料的亚洲大陆Q1两者之间的相关系数为0.34,超过了95%信度检验.这说明BCC_CSM1.1(m)模式既可以模拟出Q1的空间分布,又可以较好地模拟出对APO形成中起主要作用的亚洲大陆地区Q1的年际变化,所以它可以较好地模拟出夏季APO遥相关模态以及与之异常相关的亚-太地区环流与降水异常特征.
对比图 1a和图 1b,模式对于位于北太平洋地区上空的对流层负的扰动温度,模拟的中心略偏东,这可能是模式对于北太平洋东部的冷源模拟较观测偏弱的原因所造成.亚洲大陆和青藏高原上空Q1值在模式的模拟结果中较观测要偏小,这正好解释了模式对于对流层中高层正的扰动温度强度模拟的偏弱.
模式对于夏季APO指数在20世纪60—70年代的年代际减弱趋势没能模拟出来,虽然这是目前气候系统模式普遍存在的问题,但是作为身处亚洲季风区的国家之一,中国的气候系统模式研发者应该在这个问题上进行深入分析,查找原因,努力改善动力模式系统对于东亚地区气候特征的模拟效果.模式对于亚洲大陆及青藏高原地区视热源Q1的模拟存在偏低,也需要进行深入分析,也许对这个问题的改进是提高海气耦合模式对东亚地区环流和气候特征模拟效果的关键所在,这对于提高模式在东亚地区气候预测也具有重要意义.
3 结论APO是夏季亚洲大陆和北太平洋地区热力差异的一个主要模态,与亚洲—太平洋地区夏季风气候有着密切的联系(Zhao et al., 2012),因此评估BCC_CSM1.1(m)模式对于夏季APO的模拟效果,可以更好地了解该模式对东亚季风区夏季气候特征的模拟能力.
基于欧洲中心的ERA-40再分析月平均资料和国家气候中心BCC_CSM1.1(m)气候系统模式45年的数值模拟结果,分析了该模式对于夏季亚—太地区对流层高层温度场存在的大尺度遥相关APO的空间分布、指数的时间演变和与其变化所对应的亚洲地区的夏季环流异常等方面的模拟能力,结果表明:
(1) BCC_CSM1.1(m)模式能够较好地模拟出北半球夏季对流层中高层扰动温度在亚—太地区中纬度存在的西高东低“跷跷板”现象,也可以较好地模拟出扰动温度第一主分量模态的空间分布.
(2) BCC_CSM1.1(m)模式能够模拟出夏季APO指数的年际变率,但是不能模拟出APO指数在20世纪60—70年代明显下降的年代际趋势.原因是模式不能模拟出亚洲大陆上空扰动温度在60—70年代的变冷趋势.
(3) APO指数和扰动温度之间的关系在BCC_CSM1.1(m)模式中也能够得到较好的再现.
(4) BCC_CSM1.1(m)模式还能较好地模拟出APO高低指数年亚洲—太平洋地区夏季环流的异常.APO高指数年:对流层高层,南亚高压增强,高压北侧的西风急流带加强,高压南侧的热带东风急流也加强,北太平洋上空的洋中槽加深,东西热力差异增大;对流层低层,索马里越赤道气流增强,南亚季风区西风增强,东亚季风低压槽加强,西北太平洋副热带高压增强,东亚季风也加强;南亚和东亚北部降水增加,菲律宾地区、中国长江流域—朝鲜半岛—日本一带地区降水减少.反之亦然.
致谢感谢中国气象局国家气候中心李维京研究员和何文平研究员对本研究提出的宝贵建议.
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