氣候系統(tǒng)模式FGOALS-s2對南半球氣候的模擬和預估

周天軍 孫丹 薛峰

1中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京100029

2中國科學院氣候變化研究中心，北京100029

3中國科學院大氣物理研究所國際氣候與環(huán)境科學中心，北京100029

4北京市氣象局，北京100089

1 引言

南北半球的海陸分布和地形特征的不同，使得大氣環(huán)流特征亦存在不同。對南北半球氣候特征的比較，有助于更好地理解全球大氣環(huán)流的演變規(guī)律。但是受觀測資料的限制，在很長的時間內(nèi)，氣候?qū)W界對南半球的關(guān)注遠少于北半球。進入21世紀以前，氣象學界對南半球天氣氣候的研究成果，集中總結(jié)在兩部都以“Meteorology of the Southern Hemisphere”為題的專著（Newton, 1972; Karoly and Vincent, 1998）。由于南半球中高緯度地區(qū)特別是南極地區(qū)的觀測，自1957年7月至1958年12月的“國際地球物理年”之后才陸續(xù)開展，Newton（1972）所用到的觀測資料非常有限。之后隨著一系列國際觀測計劃的陸續(xù)實施，南半球特別是中高緯度和南極地區(qū)的觀測資料日漸豐富，氣候?qū)W界對南半球天氣氣候的研究逐漸深入。Karoly and Vincent（1998）從氣候平均環(huán)流、瞬變渦旋、行星波、中尺度系統(tǒng)、南方濤動—厄爾尼諾現(xiàn)象（簡稱ENSO）、季風和季節(jié)內(nèi)振蕩、氣候變化和海氣相互作用的角度，系統(tǒng)總結(jié)了南半球天氣氣候特征及其變化的特點。進入 21世紀以來，南半球氣候變化及其與全球氣候的關(guān)聯(lián)，日漸受到國際氣候?qū)W界的重視。

我國學者對于南半球氣候研究做出了顯著貢獻。馬斯克林高壓和索馬里越赤道氣流，傳統(tǒng)上被視為東亞夏季風系統(tǒng)的重要組成部分（Tao and Chen, 1987）。馬斯克林高壓和澳大利亞高壓（以下分別簡稱“馬高”和“澳高”）的強度變化與亞澳季風密切相關(guān)，同時可影響我國東部地區(qū)夏季降水（何金海等, 1991; 薛峰等, 2003; 薛峰和何卷雄,2005）。我國學者在國際上最早明確提出了南極濤動（Antarctic Oscillation，簡稱AAO）的概念（Gong and Wang, 1999）。研究表明，AAO與東亞夏季風在年際變率上存在遙相關(guān)聯(lián)系，春季AAO偏強時，我國長江中下游地區(qū)夏季降水偏多（高輝等, 2003;Nan and Li 2003; Xue et al., 2004; 范可, 2006）。因此，研究南半球大氣環(huán)流變化對于理解我國氣候異常機理亦有其現(xiàn)實意義。

海—陸—氣—冰耦合的氣候系統(tǒng)模式是研究當前氣候特征、了解其過去演變、預測其未來變異的重要工具。世界氣候研究計劃（World Climate Research Programme, 簡稱 WCRP）組織的“耦合模式比較計劃”（Coupled Model Intracomparison Programme, 簡稱CMIP3），不僅提供了過去和現(xiàn)在氣候的模擬結(jié)果，同時也提供了不同溫室氣體排放情景下未來氣候的預估結(jié)果（Meehl et al., 2007）?；贑MIP3為IPCC AR4（The Fourth Assessment Report）提供的氣候預估數(shù)據(jù)集，Yin（2005）對15個耦合模式的分析表明，大部分模式預估 21世紀末南半球中緯度西風帶呈現(xiàn)出向極增強的趨勢，并且這種趨勢與溫室氣體強迫直接相關(guān)（Fyfe and Saenko, 2006）。Carril et al.（2005）利用 CMIP3 的7個模式做集合，分析了當前和未來AAO對南極半島溫度和海冰變化的影響，結(jié)果表明未來在溫室氣體濃度繼續(xù)增加的情況下，南極半島溫度升高，阿蒙森海和威德爾海邊緣海冰減少。Miller et al.（2006）考察了A1B情景下模式預估的AAO變化趨勢，盡管模式集合平均結(jié)果顯示未來AAO呈增強趨勢，但不同模式的結(jié)果存在差異。臭氧和溫室氣體變化是影響 AAO變化的重要驅(qū)動因子（Shindell and Schmidt, 2004; Cai and Cowan,2007）。

FGOALS-s（Flexible Global Ocean- Atmosphere-Land System Model）是LASG/IAP發(fā)展的模塊化的“海洋—大氣—陸面—海冰”耦合的氣候系統(tǒng)模式（周天軍等，2005a，2005b；Zhou et al., 2007）。研究表明，該模式能較好地模擬亞澳季風主要氣候態(tài)特征，并合理再現(xiàn)ENSO周期的非規(guī)則性（吳波等，2009）。對耦合模式和單獨大氣模式模擬的局地降水和海溫關(guān)系的研究表明，在諸多地區(qū)特別是西北太平洋東部，F(xiàn)GOALS-s的模擬性能要優(yōu)于單獨大氣模式（李博等，2009；陳昊明等，2009）。但是，關(guān)于FGOALS-s模式對南半球氣候的模擬能力，此前未進行過系統(tǒng)分析。該模式的最新版本FGOALS-s2參加了 CMIP5計劃（Bao et al., 2013），本文基于CMIP5的試驗結(jié)果，重點討論以下問題：1）FGOALS-s2對南半球氣候平均態(tài)的模擬能力如何？2）未來不同溫室氣體排放情景下，F(xiàn)GOALS-s2預估的南半 球氣候、特別是一些重要環(huán)流系統(tǒng)，例如馬高、澳高、AAO的變化特征如何？

2 模式、資料和方法介紹

2.1 模式介紹

FGOALS-s2是LASG/IAP發(fā)展的新版本“海洋—大氣—陸面—海冰”耦合氣候系統(tǒng)模式，它采用了NCAR CCSM2的耦合框架，實現(xiàn)了“非通量訂正”的海洋與大氣的直接耦合（Bao et al., 2013）。大氣分量為 SAMIL2.0，模式水平方向上為菱形截斷42波，相當于2.81°（經(jīng)度）×1.66°（緯度），垂直方向采用σ–p混合垂直坐標系，共26層（Wu et al.,1996）。海洋分量為LICOM2.0，是在LASG/IAP第三代大洋環(huán)流模式 L30T63的基礎(chǔ)上（Jin et al.,1999），把模式水平分辨率加以提高而完成的版本，其水平分辨率為1.0°（經(jīng)度）×1.0°（緯度），在熱帶地區(qū)加密到0.5°（經(jīng)度）×0.5°（緯度）（Liu et al.,2004）。陸面分量為 NCAR的通量陸面過程模式CLM，其植被冠層有1層，土壤溫度和土壤水分分布有 10層，顯式地處理液態(tài)水和冰；依照積雪的厚度，雪蓋最多可分為5層；包含地面徑流參數(shù)化方案（Vertenstein et al., 2002）。FGOALS-s2使用的是 CLM3.0版本，水平分辨率與大氣分量相同（Oleson et al., 2004）。海冰分量為NCAR的海冰模式 CSIM5，考慮了海冰的熱力學和動力學過程（Briegleb et al., 2002）。

本文用到的試驗數(shù)據(jù)來自 FGOALS-s2的CMIP5試驗，包括：1）20世紀歷史氣候模擬試驗，它綜合考慮了溫室氣體、氣溶膠等歷史排放的作用，自 CMIP3以來一直是耦合模式的標準試驗（Zhou and Yu, 2006）；2）21世紀氣候變化預估試驗，包含四種溫室氣體和氣溶膠等排放的典型濃度路徑（Representation Concentrtaion Pathways, RCPs），具體如表1所示，分別為RCP2.6/4.5/6.0/8.5，每種情景包括一套溫室氣體、氣溶膠和化學活性氣體的排放和濃度，以及土地利用/土壤覆蓋的時間路線（Moss et al., 2008）。這是IPCC第五次評估報告新設(shè)計的氣候變化情景試驗。

表1 CMIP5未來氣候變化典型濃度路徑（Moss et al.,2010）Table 1 The Representative Concentrataion Pathways in future climate change projection of CMIP5 (Moss et al., 2010)

2.2 資料和方法介紹

本文用到的其它資料包括：

（1）NCEP/NCAR再分析資料，水平分辨率為2.5°（經(jīng)度）×2.5°（緯度）（Kalnay et al., 1996）；

（2）20CR（Twentieth Century Reanalysis）再分析資料，水平分辨率為 2°（經(jīng)度）×2°（緯度）（Compo et al., 2011）；

（3）GPCP (Global Precipitation Climatology Project)降水資料，水平分辨率為 2.5°（經(jīng)度）×2.5°（緯度）（Huffman et al., 1997）；

（4）Hadley中心的海表溫度資料 HadISST(Hadley Center Global Sea Ice and Sea Surface Temperature)，水平分辨率為 1°（經(jīng)度）×1°（緯度）（Rayner et al., 2003）和地表溫度距平資料HadCRUT3，水平分辨率為5°（經(jīng)度）×5°（緯度）（Brohan et al., 2006）；

（5）CRU (Climate Research Unit) 逐月溫度和降水資料，水平分辨率0.5°（經(jīng)度）×0.5°（緯度）（Mitchell and Jones, 2004）。

為便于比較，利用雙線性插值方法將所有模式和觀測數(shù)據(jù)插值到統(tǒng)一的 2.5°（經(jīng)度）×2.5°（緯度）格點上。為便于討論，下文將上述資料統(tǒng)稱為“觀測資料”，盡管再分析資料并非嚴格意義上的觀測資料。

本文采用Xue et al.（2004）定義的馬高和澳高指數(shù)，即分別用（25°S～35°S，40°E～90°E）區(qū)域和（25°S～35°S，120°E～150°E）區(qū)域的海平面氣壓（Sea level pressure，SLP）平均值表示；實際計算時扣除了緯向平均值，以克服模式系統(tǒng)偏差的影響（Zhou et al., 2009）。AAO 指數(shù)采用龔道溢等（1998）的定義方法，即標準化的緯向平均SLP在40°S 與 65°S 的差值。

由于南半球季節(jié)與北半球相反，為敘述方便起見，本文以 DJF (December–January–Feburay) 和 JJA(June–July–August) 分別代表北半球冬季、夏季（即南半球夏季和冬季）。

3 南半球大氣環(huán)流氣候態(tài)的模擬

首先從氣候態(tài)的角度，評估FGOALS-s2模式對南半球大氣環(huán)流的模擬能力。圖1為觀測和模擬的JJA和DJF氣候態(tài)SLP（取1979～2005年的平均值）。觀測中，兩個季節(jié)南半球副熱帶高壓帶與繞極低壓帶并存，三大洋上存在三個高壓中心（圖1a–b）。模式合理再現(xiàn)了 SLP的基本分布特征，但JJA在45°S以南SLP偏低，以北則偏高；DJF時在南極圈和 45°S以北 SLP偏高，45°S～60°S區(qū)域內(nèi)SLP偏低（圖 1c–f）。模擬與觀測的空間相關(guān)系數(shù)在JJA和DJF分別為0.62和0.91。

在850 hPa風場上（圖2），觀測資料的主要特征，表現(xiàn)為副熱帶三大洋上和澳大利亞上空的反氣旋環(huán)流，以及60°S以南的西風帶（圖2a–b）。模擬的整體分布型接近觀測（圖 2c–d），但定量比較，如圖2e–f差值場所示，JJA時30°S以南模擬的西風偏強；DJF時 30°S～50°S之間西風偏強，50°S以南偏弱。風場的偏差和副高直接相連，從850 hPa位勢高度的1540 gpm等值線范圍看，模式對JJA南半球副高模擬偏強，而DJF則接近觀測。

中緯度西風急流是南半球主要的大氣環(huán)流系統(tǒng)，觀測中，JJA急流帶分裂為兩支，北支中心位于 25°S～30°S之間的南印度洋中部—澳大利亞—南太平洋西部，中心強度50 m/s；南支中心位于50°S附近的 30°E～60°E，中心強度 36 m/s（圖 2a）；DJF時急流中心位于40°S～50°S之間，從大西洋一直延伸至印度洋，強度為35 m/s（圖2b）。FGOALS-s2合理再現(xiàn)了上述特征（圖2c–d），只是JJA北支急流偏弱、南支急流偏強，差值場中心強度分別為－10.0 m/s和13.0 m/s；在DJF，從南大西洋一直延伸至南印度洋的急流中心位置較之觀測偏北，偏差場中心強度為14 m/s（圖2e–f）。

圖3為觀測和模擬的JJA和DJF平均降水場和溫度場。從降水型來看（圖3a–d彩色陰影），模擬結(jié)果接近觀測（空間相關(guān)系數(shù)為0.94，見表2），合理再現(xiàn)了JJA位于南印度洋中部、西太平洋、DJF位于南印度洋—西太平洋的降水極值中心，以及陸地JJA降水少、DJF多的季節(jié)循環(huán)特征。但定量比較，JJA陸地降水較之觀測偏弱，海洋上除南斐濟海盆和阿根廷海盆降水偏少外，其余地區(qū)均偏多（圖3e）。模擬相對于觀測的均方根誤差為 6.56 mm/d。DJF時（圖 3f），模擬的陸地區(qū)域澳大利亞降水偏多、南美洲偏少，西南太平洋降水偏少。模擬和觀測的空間相關(guān)系數(shù)為 0.98，均方根誤差為 2.20 mm/d。

圖1 1979～2005年南半球JJA（左列）和DJF（右列）平均海平面氣壓的分布（單位：hPa）：（a、b）NCEP資料；（c、d）FGOALS-s2模擬；（e、f）差值場Fig.1 JJA-mean (left row) and DJF-mean (right row) distributions of sea level pressure in the Southern Hemisphere from 1979 to 2005 (units: hPa): (a, b)NCEP data; (c, d) FGOALS-s2 simulation; (e, f) difference between FGOALS-s2 and NCEP

在溫度場上（圖3g, h），模擬的JJA陸地氣溫偏暖，大洋上除南印度洋、南太平洋秘魯海盆偏暖外，其余地區(qū)均偏冷，特別是在南極大陸沿岸，冷偏差可達5°C，這與該模式模擬的南極海冰偏多有關(guān)（Bao et al., 2012）。模擬的DJF陸地氣溫在非洲大陸中部、南美洲中部偏冷，其余地區(qū)偏暖；海洋上50°S以北三大洋的模擬偏差較之JJA少，但在50°S以南均偏暖。模擬和觀測的空間相關(guān)系數(shù)在JJA和DJF分別為0.65和0.81， 均方根誤差為1.48°C和 1.49°C（表 2）。

4 預估的不同RCPs情景下南半球氣候的變化

溫度的變化趨勢和強度直接與 RCPs情景相關(guān)。圖4給出了觀測和模擬的南半球區(qū)域平均溫度變化。在JJA和DJF，模擬的歷史氣溫都低于觀測，但增暖趨勢與觀測一致。關(guān)于該模式的歷史氣溫演變模擬偏差問題，作者另文討論（Zhou et al., 2013）。在不同RCPs情景下，21世紀初期溫度呈現(xiàn)出相近的增暖趨勢（這是由于在前30年，不同RCPs情景的溫室氣體濃度接近），但從2030年開始，RCP2.6和 RCP4.5情景下的增暖趨勢減弱，RCP6.0和RCP8.5情景下增暖趨勢繼續(xù)加強。溫度的增暖幅度隨著溫室氣體排放濃度的增加而增強。

圖2 同圖1，但為850 hPa風場（矢量，單位：m/s）和200 hPa緯向風（陰影，單位：m/s），黑色實線表示850 hPa位勢高度的1540 gpm等值線Fig.2 Same as Fig.1, but for the wind filed at 850 hPa (vector, units: m/s) and zonal wind at 200 hPa (shaded, units: m/s).The black thick line represents the 1540-gpm geopotential height contour at 850 hPa

為考察四種典型濃度路徑（RCPs）下21世紀末南半球氣候變化的空間分布，本文用RCPs情景試驗中2080～2099年的平均值減去20世紀歷史氣候模擬試驗（以下稱之為歷史氣候試驗）中1986～2005年的平均值來表征未來變化。圖5為不同情景下SLP的變化分布。JJA時（圖5a–d），在RCP2.6情景下，南大西洋、南印度洋以及東南太平洋SLP減弱，澳大利亞、西南太平洋和南極大陸地區(qū)SLP增強，特別是在阿蒙森海地區(qū)氣壓正值中心強度可達4 hPa。RCP4.5情景下，SLP變化與RCP2.6相似，但南極大陸SLP增強幅度減弱，阿蒙森海地區(qū)SLP減弱。RCP6.0情景下，45°S以南太平洋的正值區(qū)進一步擴大增強，負值區(qū)則主要分布在南大西洋和南極圈內(nèi)。RCP8.5情景中 SLP分布形勢與RCP6.0類似，但中心強度增強，新西蘭以東存在一個強度超過4 hPa的正值中心，阿蒙森海地區(qū)存在一強度超過5 hPa的負值中心。

DJF時（圖 5e–h），RCP2.6情景下南半球大部分地區(qū)氣壓均減弱，僅在中高緯度略微增強。RCP4.5情景下，SLP正值區(qū)域較之RCP2.6擴大，主要位于非洲大陸、南印度洋和南太平洋中部。RCP6.0情景下，南極圈內(nèi)SLP減弱，其外部至45°S氣壓增強，45°S以北的大洋上 SLP呈減弱趨勢。RCP8.5情景下，南極圈內(nèi)SLP減弱的中心強度在4hPa以上。綜合四種不同情景，未來隨著溫室氣體濃度的增加，南半球中緯度高壓帶將顯著加強，繞極低壓帶將加深。

圖3 1979～2005年南半球JJA（左列）和DJF（右列）平均的（a、b、c、d）降水（彩色陰影，單位：mm/d）和溫度（等值線，單位：°C）的分布以及（e、f、g、h）差值場：（a、b）HadCRU和GPCP資料；（c、d）FGOALS-s2模擬；（e、f）降水差值場；（g、h）溫度差值場Fig.3 (a, b) Observations and (c, d) simulations of JJA-mean (left row) and DJF-mean (right row) distributions of precipitation (color shading, units: mm/d)and temperature (contour, units: °C) in the Southern Hemisphere from 1979 to 2005, and (e, f, g, h) the difference between them: (a, b) HadCRU and GPCP data; (c, d) FGOALS-s2 simulation; (e, f) precipitation difference; (g, h) temperature difference

圖6為不同RCPs情景下200 hPa緯向風的變化。JJA時（圖6a–d），RCP2.6情景下30°S附近南太平洋地區(qū)的急流略有增強，50°S處急流減弱，中心強度分別為4 m/s和－2 m/s；RCP4.5的分布形勢與 RCP2.6類似，但強度增大；RCP6.0情景下，30°S～40°S 之間南印度洋的急流減弱，50°S 的急流帶增強；RCP8.5的變化與RCP6.0類似，但急流中心增強的幅度大于 RCP6.0，50°S急流中心可增強7 m/s以上。

DJF 時（圖 6e–h），RCP2.6情景下 45°S～60°S之間西風略有增強，30°S附近的西風減弱；RCP4.5情景下西風變化形勢與RCP2.6相同，但中心強度增強；在 RCP6.0和 RCP8.5情景下，30°S～45°S之間西風均減弱，45°S以南西風則增強，RCP8.5情景下中心強度分別為－7 m/s和 15 m/s，高于RCP6.0的對應結(jié)果。

綜上所述，在不同RCPs情景下，南半球200 hPa西風急流在JJA和DJF的變化不同。JJA時，低濃度排放情景下北支西風急流略有增強、南支減弱，高濃度排放情景下兩條急流都增強。DJF時，四種排放情景都表現(xiàn)為30°S～45°S之間西風減弱、45°S以南增強，并且隨著濃度增加，中心強度增強。

圖4 2006～2100年南半球區(qū)域平均溫度隨時間的31年滑動平均演變（單位：°C）Fig.4 The 31-year running mean of the Southern Hemisphere averaged surface air temperature from 2006 to 2100 (units:°C)

預估的表面氣溫變化如圖 7所示。在所有情景下，溫度的變化都呈現(xiàn)出高緯地區(qū)增溫大于低緯，陸地增溫大于海洋的特征。除60°S附近大西洋—印度洋海盆局地變冷外，其余地區(qū)均呈現(xiàn)出顯著的變暖特征，特別是南印度洋海盆和阿蒙森海地區(qū)存在兩個增暖中心。隨著溫室氣體濃度的增加，從RCP2.6到RCP8.5，整個南半球溫度增暖幅度逐漸增強，在RCP8.5情景下，南極大陸增溫可達8°C以上。

預估的降水變化如圖8所示。在所有的RCPs情景下，降水變化均呈現(xiàn)出 40°S以南降水增多、中低緯度局部海洋降水減少的特征，只是變化幅度因情景而異。例如JJA時，RCP2.6情景下高緯度降水呈微弱增加，只有赤道南印度洋東部、南太平洋西部、澳大利亞以及阿根廷海盆降水減少；RCP4.5情景下降水變化型與 RCP2.6相似，但幅度增強，赤道南印度洋西部和所羅門群島附近出現(xiàn)兩個正值中心；RCP6.0情景下，上述兩個降水中心進一步增強，大西洋—印度洋海盆降水也明顯增多；RCP8.5結(jié)果與RCP6.0接近。DJF時，四種情景下降水變化的分布型相似，40°S以南均增多，40°S以北南印度洋地區(qū)、南太平洋中部降水減少。隨著溫室氣體濃度的增加，降水變化的幅度增強，RCP8.5情景下西南太平洋降水增幅在 3 mm/d以上?？傮w而言，DJF降水隨著溫室氣體濃度增加而變化的幅度要強于JJA。

進一步考察降水季節(jié)循環(huán)的變化，圖9給出南半球 60°S以北所有區(qū)域、陸地、海洋降水的季節(jié)循環(huán)。觀測中，總降水峰值出現(xiàn)在2～4月，8～10月為低谷期。上述特點主要由海洋降水的季節(jié)循環(huán)決定，陸地降水的峰值出現(xiàn)在1～3月，6～9月為低谷期。歷史氣候試驗模擬的 1～8月降水強于觀測，9～12月則弱于觀測。RCPs情景下降水主要在1～8月增強，9～12月變化不顯著。統(tǒng)計表明，在RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下，總的年平均降水分別為3.01、3.02、3.12、3.14 mm/d，增加量分別為當今氣候平均值的4.2%、4.5%、8.0%和8.7%。

圖5 不同RCPs情景下預估的2080～2099年JJA（左列）和DJF（右列）平均的SLP與20世紀氣候模擬試驗中1986～2005年平均的SLP差值場分布（單位：hPa）：（a、e）RCP2.6；（b、f）RCP4.5；（c、g）RCP6.0；（d、h）RCP8.5。黑色圓點為通過 5%顯著性檢驗的區(qū)域Fig.5 The anomalies of JJA (left) and DJF (right) mean SLP for 2080–2099 under different RCPs scenarios relative to the climate mean of 1986–2005 in the 20th century climate historical simulation (units: hPa): (a, e) RCP2.6; (b, f) RCP4.5; (c, g) RCP6.0; (d, h) RCP8.5.The black dot regions are above 5%significance level

圖6 同圖5，但為200 hPa緯向風（單位：m/s）Fig.6 Same as Fig.5, but for the zonal wind at 200 hPa (units: m/s)

陸地降水中（圖 9b），觀測和歷史氣候試驗模擬的年平均降水為 3.19 mm/d和 2.45 mm/d。在RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下，年平均降水分別為2.58、2.68、2.76、2.69 mm/d。海洋上（圖 9c），模擬的降水都偏多，特別是在 2～5月，觀測和模擬的年平均降水分別為2.78 mm/d和2.96 mm/d。隨著溫室氣體濃度的增加，降水量也增加，RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下的年平均降水分別為3.08、3.08、3.18、3.22 mm/d（圖9c）。因此，溫室氣體濃度的增加對南半球海洋降水的影響大于陸地。

5 不同RCPs情景下馬斯克林高壓、澳大利亞高壓和南極濤動的變化

首先討論馬高和澳高的變化。由于馬高和澳高強度在JJA最強，本文主要考察JJA的變化。圖10為觀測和模擬的31年滑動平均JJA馬高和澳高指數(shù)變化。觀測中，馬高在1930年代之前呈增強趨勢，1930～1960年代減弱，之后持續(xù)增強。歷史氣候試驗較好地再現(xiàn)了上述年代際變化特征（圖10a）。

在不同RCPs情景下，預估的馬高變化都呈現(xiàn)出“先減弱后增強”的特征。整體上馬高仍呈增強趨勢，在 RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下，2006～2100年間的線性趨勢分別為為0.109、0.102、0.146、0.054 hPa/10a。

澳高的變化特點與馬高不同（圖10b）。觀測中，從1880年代開始澳高逐漸減弱，1960年代之后持續(xù)增強。但是上述特點，在歷史氣候模擬試驗中未能得到合理再現(xiàn)。在未來不同RCPs情景下，澳高先在 2030年代之前增強，隨后減弱，四種情景變化形勢基本一致。因此，預估的澳高變化呈現(xiàn)出和馬高相反的變化趨勢。這種差異和兩種高壓的屬性有關(guān)，馬高屬于副熱帶高壓，而澳高屬于冷高壓。

圖7 同圖5，但為表面溫度（單位：°C）Fig.7 Same as Fig.5, but for the surface air temperature (units:°C)

關(guān)于南極濤動的變化，研究表明，雖然近幾十年對AAO趨勢影響最大的是臭氧（Thompson and Solomon, 2002; Gillett and Thompson, 2003），但其他溫室氣體的作用也不容忽視（Cai and Cown, 2007）。觀測中（圖11），AAO 在JJA從1930年代開始持續(xù)增強，模擬的AAO增強趨勢則始自1960年代。在RCP2.6和RCP4.5情景下，AAO指數(shù)在21世紀初期繼續(xù)增強，RCP4.5情景下從2030年代之后趨于平緩，而RCP2.6情景下則開始減弱。RCP6.0和RCP8.5的結(jié)果一致，AAO指數(shù)都表現(xiàn)為明顯的增強趨勢。

觀測和模擬的DJF AAO指數(shù)在20世紀早期均呈現(xiàn)增強趨勢，模擬結(jié)果強于觀測。在RCP2.6和RCP4.5情景下，預估的AAO變化和JJA情形相似，都是在增強一段時間后減弱或趨于平緩。RCP6.0情景下，AAO指數(shù)在2040年代之前增強，但之后開始略有減弱；RCP8.5情景下增強趨勢最為顯著。

綜上所述，無論JJA還是DJF，在RCP2.6和RCP4.5情景下預估的AAO指數(shù)都表現(xiàn)為先增強后減弱的特征，而RCP6.0和RCP8.5的持續(xù)增強趨勢較為明顯。上述特點，與不同情景中溫室氣體的排放路徑有關(guān)。Cai et al.（2003）指出當溫室氣體穩(wěn)定之后 AAO的增強趨勢將反相。在 RCP2.6和RCP4.5情景下，輻射強迫在21世紀中期達到平衡后穩(wěn)定，并且溫度的增暖趨勢也減弱，而 RCP6.0和 RCP8.5情景下輻射強迫都繼續(xù)增長，溫度的增暖趨勢也繼續(xù)增強，所以不同情景下AAO的變化趨勢不同。

AAO的增強與南半球中高緯位勢高度以及極圈外的繞極西風有關(guān)（Thompson et al., 2002）。計算圖11中AAO指數(shù)的長期趨勢，RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下 2006～2100年 JJA的線性趨勢分別為―0.359、―0.038、0.154、0.478 hPa/10a，DJF為―0.399、―0.022、0.343、1.014 hPa/10a，即RCP2.6和 RCP4.5情景下為減弱趨勢，RCP6.0和RCP8.5情景下為增強趨勢，那么相應的位勢高度和西風的變化如何呢？

圖8 同圖5，但為降水（單位：mm/d）Fig.8 Same as Fig.5, but for the precipitation (units: mm/d)

圖12給出不同RCPs情景下JJA和DJF緯向平均位勢高度變化趨勢的緯度—高度剖面圖。在RCP2.6情景中，兩個季節(jié)60°S以南位勢高度均升高，30°S～60°S之間降低；RCP4.5情景下，JJA時30°S以南位勢高度升高，DJF時整個南半球位勢高度都升高，但60°S以南變化幅度大于40°S～60°S；RCP6.0和RCP8.5的變化與RCP2.6相反，60°S以南位勢高度降低，以北升高，并且RCP8.5的變化幅度大于 RCP6.0，特別是極區(qū)對流層上層的下降趨勢在20 gpm/10a以上，因而RCP6.0和RCP8.5情景下AAO指數(shù)的增強趨勢較為明顯。

南半球中高緯西風急流的維持和增強對 AAO有重要作用，當緯向平均急流偏向高緯度時，瞬變斜壓波也在高緯地區(qū)活動，有利于AAO位相的維持（Karoly, 1990）。圖13給出緯向平均緯向風的氣候平均值和變化趨勢的緯度—高度剖面圖。在氣候平均態(tài)上，四種情景下緯向風的平均位置并未有太大變化，JJA時高于6 m/s的西風帶位于20°S～70°S之間，DJF時位于30°S～60°S之間，中心都在200 hPa。從急流中心的強度來看，RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下JJA時分別為41.8 m/s、42.2 m/s、42.6 m/s、43.5 m/s，DJF 時為 35.7 m/s、35.8 m/s、35.7 m/s、35.7 m/s。表明 JJA急流中心強度隨著溫室氣體濃度的增加而增強，而DJF則變化不大。

從緯向風的變化趨勢看，在RCP2.6情景下，兩個季節(jié) 45°S～60°S 之間西風減弱，30°S～45°S之間西風增強；RCP4.5情景下，減弱的西風移至60°S以南，60°S以北西風增強；RCP6.0和RCP8.5的變化形勢相似，都表現(xiàn)為45°S～70°S之間西風增強、30°S～45°S之間西風減弱，RCP8.5的變化幅度大于 RCP6.0，特別是 DJF時增強趨勢可達 1.4 m s-1/10a。因此，隨著溫室氣體濃度的增加，靠近極區(qū)的西風增強，這有利于瞬變渦旋的增強，從而維持了AAO正位相的發(fā)展，AAO指數(shù)表現(xiàn)為增強趨勢。

圖9 觀測和模擬的南半球降水季節(jié)循環(huán)特征（單位：mm/d）：（a）所有區(qū)域平均；（b）陸地降水平均；（c）海洋降水平均。GPCP觀測和歷史氣候試驗為1986～2005年平均值，RCPs情景試驗為2080～2099年平均值Fig.9 The observed and simulated precipitation seasonal cycle in the Southern Hemisphere (units: mm/d): (a) all the region; (b) the land-area mean; (c) the ocean-area mean.The results of GPCP data and the historical climate simulation are for the average of 1986–2005, and the results of RCPs experiments are for the average of 2080–2099

西風為何會增強？根據(jù)熱成風定理，中緯度西風與經(jīng)向溫度梯度有關(guān)，圖 14為緯向平均大氣溫度變化趨勢的緯度—高度剖面圖。在RCP2.6情景下，60°S以南從低層到高層都為一致的增暖趨勢，60°S以北低層為變暖、高層變冷，說明高緯地區(qū)增暖大于低緯，經(jīng)向溫度梯度減弱，因而 60°S附近的緯向風減弱。在RCP4.5情景下，JJA低層增暖趨勢較弱，高層高緯變冷、低緯變暖；DJF時變化特點與RCP2.6相似，但變化幅度減小，故經(jīng)向溫度梯度的減弱趨勢小于 RCP2.6。RCP6.0和 RCP8.5情景下的變化趨勢相似，高層都表現(xiàn)為高緯變冷、低緯變暖，低層則是高緯變暖、低緯變冷，但由于高層的變化幅度遠強于低層，故經(jīng)向溫度梯度增強，有利于中緯度西風的加強。

圖10 JJA平均（a）馬斯克林高壓指數(shù)和（b）澳大利亞高壓指數(shù)隨時間的演變（31年滑動平均值），其中觀測資料的時間段為1870～2005年，歷史氣候試驗的時間段為1850～2005年，RCPs情景試驗的時間段為2006～2100年Fig.10 The 31-year running mean of JJA-mean (a) Mascarene High (MH) index and (b) Australian High (AH) index.The periods of the observation data are from 1870 to 2005, the historical climate simulation data are from 1850 to 2005, and the RCPs scenarios experiment data are from 2006 to 2100

圖11 同圖10，但為（a）JJA平均的AAO指數(shù)；（b）DJF平均的AAO指數(shù)Fig.11 Same as Fig.10, but for (a) JJA-mean AAO index; (b) DJF-mean AAO index

圖12 不同RCPs情景下JJA（左列）和DJF（右列）緯向平均位勢高度變化趨勢的緯度—高度剖面圖（單位：gpm/10a）：（a、e）RCP2.6；（b、f）RCP4.5；（c、g）RCP6.0；（d、h）RCP8.5。黑色圓點表示通過5%顯著性檢驗的區(qū)域Fig.12 The latitude–height cross sections of JJA-mean (left row) and DJF-mean (right row) zonally averaged geopotential height trends under different RCPs scenarios (units: gpm/10a): (a, e) RCP2.6; (b, f) RCP4.5; (c, g) RCP6.0; (d, h) RCP8.5.The black dot regions are above 5% significance level

6 總結(jié)

本文針對 IAP/LASG 氣候系統(tǒng)模式新版本FGOASL-s2，從氣候態(tài)的角度考察了模式對南半球氣候的模擬能力；在此基礎(chǔ)上，利用四種RCPs情景下 21世紀氣候預估試驗的結(jié)果，分析了南半球氣候的可能變化，特別是不同排放情景下南半球馬高、澳高和AAO的變化特點和機理。主要結(jié)論如下：

圖13 不同RCPs情景下JJA（左列）和DJF（右列）緯向平均緯向風的氣候平均值（等值線，單位：m/s）及其變化趨勢（陰影，單位：m s-1/10a）的緯度—高度剖面圖：（a、e）RCP2.6；（b、f）RCP4.5；（c、g）RCP6.0；（d、h）RCP8.5Fig.13 The latitude–height cross sections of JJA-mean (left row) and DJF-mean (right row) zonally averaged climatological mean states (contour, units: m/s)and trends (shaded, units: m s-1/10a) of zonal wind: (a, e) RCP2.6; (b, f) RCP4.5; (c, g) RCP6.0; (d, h) RCP8.5

1）氣候平均態(tài)上，模式合理再現(xiàn)了SLP的基本分布，但模擬的JJA 45°S以南的SLP偏低、以北偏高，DJF南極圈和45°S以北SLP偏高、45°S～60°S區(qū)域內(nèi)SLP偏低。在850 hPa風場上，模擬偏差主要表現(xiàn)為 JJA 30°S以南西風偏強，DJF時30°S～50°S 之間西風偏強、50°S以南偏弱。模式能再現(xiàn)JJA南半球雙西風急流現(xiàn)象，但北支急流偏弱、南支急流偏強。對于降水和溫度而言，模擬的海洋降水偏多，DJF陸地降水則偏少；溫度偏差表現(xiàn)為陸地和南印度洋偏暖，南太平洋和南大西洋偏冷；南極大陸沿岸海洋溫度JJA偏冷，DJF時則偏暖。

2）在不同 RCPs情景下南半球氣候的變化特征不同。綜合四種不同情景，未來隨著溫室氣體濃度的增加，南半球中緯度高壓帶將顯著加強，繞極低壓帶將加深。在SLP場上，除RCP2.6情景下南極大陸SLP升高外，其余三種情景中南極圈內(nèi)SLP均降低，而45°S～60°S區(qū)域內(nèi)SLP則升高。200 hPa緯向西風的變化，主要表現(xiàn)在JJA時兩條急流帶增強，DJF 45°S 以南西風增強、30°S～45°S 之間西風減弱。SLP和200 hPa緯向風的變化幅度，都隨著溫室氣體濃度的增加而增強。溫度變化以增暖為主要特征，陸地增暖大于海洋，只有大西洋—印度洋海盆存在局部變冷。降水亦呈現(xiàn)出增多的特征，DJF強于 JJA，海洋強于陸地，只有南印度洋和南太平洋中部局部降水減少。

圖14 同圖13，但為緯向平均氣溫的氣候平均值（等值線，單位：°C）及其變化趨勢（陰影，單位：°C/10a）Fig.14 Same as Fig.13, but for the climatological mean states (contour, units: °C) and trends (shaded, units: °C/10a) of temperature

3）就南半球平均而言，模擬的20世紀平均溫度低于觀測，但溫度的增暖趨勢與觀測一致。未來不同RCPs情景下，2030年代之前溫度仍呈增暖趨勢，但2030年之后RCP2.6和RCP4.5情景下增暖趨勢減緩，RCP6.0和RCP8.5情景下增暖趨勢繼續(xù)增強。

4）未來不同RCPs情景下，馬高表現(xiàn)出先減弱后增強的特征，而澳高則呈現(xiàn)出先增強后減弱的特征。RCP2.6和RCP4.5情景下AAO都表現(xiàn)為先增強后減弱，RCP6.0和RCP8.5情景下都為一致的增強趨勢。RCP2.6和RCP4.5（RCP6.0和RCP8.5）情景下AAO在整體上表現(xiàn)出的減弱（增強）趨勢，主要是由于垂直方向上南半球高緯溫度增暖幅度大于（小于）中緯地區(qū)，導致經(jīng)向溫度梯度減?。ㄔ龃螅沟?60°S中緯西風減弱（加強），并且 60°S以南位勢高度增加（減?。?，最終令AAO減弱（增強）。

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