FGCM-10耦合模式对热带印度洋偶极子的模拟pdf.pdf

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1、!第!卷!第!#期!$#年!#月 K H3 7 ).耦合模式对热带印度洋偶极子的模拟李东辉&$!俞永强&!刘海龙&!谭言科D!王学忠D&3中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室 A 8 N$!北京&!(*!3南京军区气象水文中心!南京!&#*D3解放军理工大学气象学院!南京!&!$%&%&收稿!$%D%!D收修改稿!国家自然科学基金 批准号#$&!D&$%国家重点基础研究发展规划 批准号#N!L X$!$和 A 8 N开放课题共同资助!)%*+,-#-,7:1?2 6,L D!0+2:3 5:*3 5 1摘要!分析了由中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学

2、数值模拟国家重点实验室!A 8 N 新近发展的耦合气候系统模式!J N RM%&3 已积分D +的结果中 +模拟结果$通过与多种观测资料的对比分析$讨论了热带印度洋海温的气候变率特征$并对气候变率中存在的热带印度洋偶极子!S U d 进行了重点讨论3结果表明&该模式能够模拟出热带印度洋海表温度距平!8 8%PA 气候变化的整体一致性和偶极性的特征$可以模拟出S U d出现的不规则年际变化特点#模拟的S U d表现为&至$+周期变化$其中具有统计性检验的周期集中在&至D+之间#模拟的S U d存在季节位相锁定$其主要发生在X至&月份$在&至&!月份发展到盛期#该模式较好地模拟出S U d期间热带

3、印度洋东西相反的海面高度距平分布以及表层洋流距平的分布#该模式能够再现S U d期间海表面风应力异常和海%气界面热通量异常的基本分布特征3但J N RM%&3 模式也存在一些不足之处$对热带印度洋8 8 PA整体一致性变化的模拟偏弱$对8 8 PA的偶极性变化模拟偏强#模式模拟的S U d的发生和发展要滞后观测约!至D个月3关键词!印度洋偶极子!耦合模式!模式评估!自从T 4 C 等(&)%8+.,等(!)根据热带印度洋海表温度距平分析的结果指出赤道印度洋存在偶极子模态S U d$以来!S U d现象备受关注!许多学者对此进行了深入的研究(D+#)38+.,等(L)最新研究发现!印度洋海温的变

4、化存在气候趋势%年代际变化%海盆尺度的年际振荡和S U d等多种异常信号3S,Q 6;+等(X)第一次利用高分辨率海气耦合模式成功模拟了S U d!在$+模式积分中共出现了X次!揭示的特征与8+.,等(!)一致!模式热通量分析表明!受海洋动力过程强烈影响的热带海气相互作用对S U d的产生至关重要3俞永强等()利用由中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室 A 8 N$发展的一个&灵活的海洋%大气耦合环流模式模拟出S U d现象3应该指出的是!虽然近年来对全球海洋大气耦合系统的数值模拟急速发展!但目前世界上用于模拟全球气候的耦合模式还远未达到完善或成熟阶段!模式的模

5、拟能力还十分有限3由于模式评估是发展和改进耦合气候系统模式的重要手段(&!&)!对模式模拟能力的评估就显得尤为重要3评估耦合模式模拟的平均气候态和季节变化有助于正确了解模式对基本气候状态的模拟能力!而对于模拟的年际及其以上时间尺度气候变化的评估也是耦合气候系统模式的重要指标之一!有助于进一步了解模式模拟和预测年际及其以上时间尺度气候变率的能力!对模式中需要改进和完善的方面有深入的认识3!模式介绍从!世纪X 年代末至今!A 8 N已经推出了个全球海气耦合模式(!&!+&)!其中!J N RM%()是D!&A 8 N推出的第一个比较成功的非通量调整型全球海气耦合模式 或称直接耦合模式$!对J N

6、RM%耦合模式的基本评估表明!模式可以模拟出大尺度的海洋和大气环流的基本特征!同 A 8 N的前D个全球海气耦合模式相比!J N RM%模拟的)H 8 U事件的振幅明显增加!其空间分布特征与观测更为接近!J N RM%模拟的海面高度与卫星海面高度计资料相比较的结果表明!尽管耦合模式存在一定的系统误差!但仍然能在相当程度上模拟出海面高度季节和年际变化的基本特征(&$+&X)3在J N RM%的基础上!利用 A 8 N最新发展的高分辨率海洋环流模式 S R UM(&(!)!A 8 N又发展了一个新版本的耦合模式J N RM%&3!其基本的分量模式组成见表&3表!K H3 7).耦合模式的基本分量模

7、式组成分量模式类别分量模式名称及其分辨率大气分量模式5:*6 1,9 0+9*:4*:7 4-!简记为R AM!(!&)!水平分辨率为!3 X Y!3 X Y!垂直方向分为!#层陆面分量模式5:*6 1,9 0-+1 7*:7 4-!简记为R M(!)!水平分辨率为!3 X Y!3 X Y!垂直方向为&层海洋分量模式 S R UM(&(!)!水平分辨率取为3$Y3$Y!垂直方向分为D 层海冰分量模式热力%动 力 学 海 冰 模 式(!D!)!水 平 分 辨 率 取 为3$Y 3$Y!垂直方向分为$层J N RM%&3 继承了J N RM%中以通量耦合器为中心的基本结构!但是J N RM%&3

8、与J N RM%在许多方面都有差别!其中最主要的区别体现在如下几个方 面#&$海 洋 分 量 模 式 的 水 平 分 辨 率!由&3 X L$Y提高到3$Y!单独的海洋模式积分结果表明水平分辨率的提高极大地改善了热带大尺度海洋环流的特征!如模拟出更加合理的温跃层和北赤道逆流等(&(!)*!$大气分量模式的垂直分辨率由&X层提高到!#层*D$J N RM%使用的是恢复性盐度边界条件!J N RM%&3 则在盐度方程的边界条件中直接引入淡水通量的计算!其中包括了蒸发%降水%径流和海水结冰时的盐析过程!即J N RM%&3 包含了完整的水分循环过程*$J N RM%&3 在正式耦合之前没有进行任何8

9、/,1 6/过程3目前J N RM%&3 已完成D +的模式耦合积分!本文选取其中 +的积分结果用于评估分析!对选取的时段没有进行特别的考虑!具体选取的时段为第&#&到第!模式年!并与 +&($(年&月至&(X年&!月$W 4 0 1:-7 9:1海洋同化资料(!#!L)和H R AW,H R)I大气再分析资料(!X)进行比较分析3(!热带印度洋海温气候变率的特征分析图&给出W 4 0 1:-7 热带印度洋海表温度距平8 8 PA$资料(!$)U J分析得到的第&和第!个特征向量及其时间系数!前两个特征向量的方差贡献分别为!3 De和(3 Xe3第&个特征向量在整个热带印度洋符号一致!均为正!

10、而且大值区主要集中在热带印度洋南北纬&Y之间!而第!个特征向量的符号具有东西相反的特征!在热带印度洋表现为西正东负!西部的正值分布比较均匀!大的负值区主要集中在热带东南印度洋3这个分析结果说明!热带印度洋8 8 PA的变化以整个海盆尺度的同号变化 整体一致型$为主!其次是西部与东南部符号相反的东西差异型 偶极型$3对两个特征向量的时间系数分别进行小波分析 图略$可知!第&个特征向量的时间系数的小波全谱存在D!&和D!+的峰值周期!表明其既有年际变化的特点又有年代际变化的特点!图&5$表明!在!世纪L 年代末海盆尺度8 8 PA呈现整体增暖趋势*第!个特征向量的时间系数主要表现为!$和&!+的峰

11、值周期!其主要以年际时间尺度的变化为主3对 +模式结果中热带印度洋8 8 PA进行)U J分析 图!$3)U J分析结果表明!模拟得到的第&个特征向量的空间分布在热带印度洋的大部分海区为正!但在热带东南印度洋%孟加拉湾和阿拉伯海的局部海域出现负值!第!个特征向量的空间分布在热带印度洋表现为西正东负的特点!但与图&对比可以看出!耦合模式得到的第!特征向量负值范围偏大!东部的负值区向热带西南印度洋扩展!大的负值区不只集中在热带东南印度洋!在赤道附近以及赤道以北的孟加拉湾中也比较显著3模式计算得到的前!个特征向量的方差贡献分别为!L3(e和&3!e!与观测的)U J分析结果相比!模拟得到的第一个特征

12、向量的方差贡献偏小!而第二个特征向量的方差贡献偏大!表明模式对热带印度洋8 8%PA整体一致性变化的模拟偏弱!对8 8 PA的偶极性变化模拟偏强3对耦合模式得到的两个特征向量 的时间系数进行小波分析 图略$可知!两个时间&D!&!第!卷!第!#期!$#年!#月图!=%/#T 9&热带印度洋!D F资料#(-%的G 分析+$第&个特征向量的空间分布*C$第!个特征向量的空间分布*5$前!个特征向量时间系数的变化3+$!C$中阴影区为负值区域!5$中实线和柱状阴影分别表示第&个和第!个特征向量的时间系数$图(!模拟的热带印度洋!D F的G 分析+$第&个特征向量的空间分布*C$第!个特征向量的空间

13、分布*5$前!个特征向量时间系数的变化3+$!C$中阴影区为负值区域!5$中实线和柱状阴影分别表示第&个和第!个特征向量的时间系数$!D!&!第!卷!第!#期!$#年!#月系数都以年际变化为主!其中第&个特征向量的时间系数的峰值周期为D+!第!个特征向量的时间系数存在着&至$+的周期变化!两个时间系数都没有体现出年代际变化的特点!表明模式主要模拟出了热带印 度洋8 8 P A的年际 变 化 特 征3总 体 而 言!J N RM%&3 模式能够模拟出热带印度洋8 8 PA气候变化的整体一致性和偶极性的特征!在下文中对模式模拟的S U d进行详细地分析和讨论3*!热带印度洋偶极子的特征分析*)!印

14、度洋偶极子指数按照8+.,等(L)对S U d指数dM S$的定义!对W 4 0 1:-7 随时间的变化+$由W 4 0 1:-7 B和负 BS U d类别S U d发生年份正S U d&(#&!&(#D!&(#L!&(L!&(L#!&(L L!&(X!&(X D!&(X L!&(&!&(!&(L负S U d&(#!&(#!&(L!&(L&!&(L D!&(L!&(L$!&(X D!&(X(!&(!&(#!&(X表*!K H3 7 模拟结果中第 1 至(.模式年间出现的正 B和负 BS U d类别S U d发生的模式年正S U d&#D!&#!&#L!&L D!&L#!&L X!&X!&X#!

15、&X X!&(&!&(X!负S U d&#&!&#!&#!&#$!&L&!&L L!&X!&X L!&X(!&(!&(8+.,等(!)选 择 了#次 极 端S U d事 件&(#&!&(#L!&(L!&(X!&(和&(L年$合成了S U d的演变!发现它具有很强的季节位相锁定3通过计算观测和模拟结果中S U d初期和盛期月份占总数百分率的分布可知!观测的S U d大多发生在#至X月份!约占总数的L 3 Xe!有X L3$e的S U d在X至DD!&!第!卷!第!#期!$#年!#月&月份发展到最强!表明多数S U d在北半球的夏季发生和发展!在秋季达到盛期!确实存在着季节锁相的特征*模式模拟的S

16、 U d也存在很强的季节位相锁定!模拟的S U d主要发生在X至&月!占总数的L X3!e!高达($3 Le的S U d在&至&!月发展到盛期3模拟结果和观测相比!模拟的S U d的发生和发展要滞后约!至D个月3分析观测和模拟的S U d的持续时间 图略$可知!S U d的生命史一般较短3观测的S U d大多数持续D至$个月!占总数的X L3$e!其中最长的S U d持续了L个月!在 +的时间内出现了!次&(#年L月至&(#&年&月的负S U d和&(L!年#月至&(L!年&!月的正S U d$3模拟的S U d持续时间在D至$个月的比例为(&3 De!其中最长的S U d持续了X个月 第&(

17、模式年$月至&!月出现的负S U d$3*)(!与 B相关的热带印度洋异常动力结构耦合模式中的大洋环流模式没有采用刚盖近似!因此海表面高度8 8 O$是一个预报量!它可以反映出海洋模式大尺度的运动特点!也可以体现出海洋温跃层厚度的变化3图给出了8 U d A海表面高度距平8 8 OA$资料(!#!L)和模拟的8 8 OA与dM S图+!热带印度洋!V F与B3 的线性回归系数分布+$由8 U d A海洋同化资料(!#!L)得到*C$由模拟结果得到 图中阴影区为负值区域!单位#*$的线性回归系数分布3图中可以看出!在S U d发生期间!观测的8 8 OA在热带印度洋表现为西正东负的分布特征!正值

18、中心在赤道偏南的热带中印度洋!负值中心位于苏门答腊岛和爪哇岛以西海区*模拟的8 8 OA在热带印度洋同样表现为西正东负的分布特征!但西部的正值中心分布在赤道两侧!东部的负值区范围偏大!负值的绝对值也偏大3分析8 U d A表层洋流距平资料(!#!L)和模拟的表层洋流距平与dM S的线性回归系数矢量分布 图$可知!在S U d期间!观测的表层洋流距平最显著的特征是在赤道附近存在一支异常的西向流!海水在赤道东印度洋辐散!在赤道西印度洋辐合!这样的洋流结构有利于海水在赤道东印度洋上翻!8 8 OA下降!8 8 PA降低!在赤道西印度洋下沉!8 8 OA升高!8 8 PA增加3模拟结果存在与观测类似的

19、特征!但赤道附近的异常西向流的回归系数偏大!且一直西伸到印度洋的西部边界3*)*!海气界面异常的动量和热通量交换异常的海%气热交换和海面风场的动力强迫是决定8 8 PA分布的重要因素!因此!分析耦合模式中计算的S U d期间海表面风应力异常和海%气界面热通量异常有助于对模拟结果的进一步认识3图#给出了8 U d A表面风应力距平资料(!#!L)和模拟的表面风应力距平与dM S的线性回归系数矢量分布3从观测的表面风应力距平的回归系数分布可以看出!在S U d期间#$Y)以东的赤道附近盛行异常东风!在赤道西印度洋以异常北风为主!在热带东南印度洋存在一个异常的逆时针环流3模拟的结果表明!在S U d

20、期间赤道附近的异常东风可西伸到$Y)附近!在赤道印度洋的西边界存在异常南风!赤道以南大部分海区都被异常的逆时针环流所控制3对比观测和模拟结果可知!模拟的赤道附近异常东风范围向西扩展!赤道以南的逆时针环流风场范围偏大!这可能是导致模拟的热带东印度洋8 8 P A和8 8 OA负值范围向西扩展的主要原因之一3海表面热交换包括净短波辐射通量%净长波辐射通 量%感 热 通 量 和 潜 热 通 量 的 交 换3分 析H R AW,H R)I再分析资料(!X)和模拟的表面热通量距平与dM S的线性回归系数分布 图略$可知!在S U d期间!观测和模拟的热带印度洋海区异常的表D!&!第!卷!第!#期!$#年

21、!#月图-!热带印度洋表层洋流距平与B3 的线性回归系数矢量分布+$由8 U d A海洋同化资料(!#!L)得到*C$由模拟结果得到 单位#*2的线性回归系数矢量分布+$由8 U d A海洋同化资料(!#!L)得到*C$由模拟结果得到 单位#H2*!$面净短波辐射通量和潜热通量的回归系数的绝对值明显大于另外两个热通量!表明表面净短波辐射通量和潜热通量与S U d的相关性相对较强3模拟和观测的主要区别在于!模拟的异常净短波辐射通量的负值范围偏大!正值区域只集中在赤道西印度洋附近!模拟的异常潜热通量在赤道以南的正值中心位置偏西3与观测相比!虽然模拟结果能够反映出S U d期间海表面异常热通量的基本

22、特征!但模拟的异常热通量回归系数的绝对值普遍偏大!这可能是造成模式对S U d模拟偏强的主要原因3+!结论本文根据J N RM%&3 耦合模式 +的模拟结果和 +的W 4 0 1:-7 月平均8 8 P资料(!$)%8 U d A海洋同 化 资 料(!#!L)和H R A W,H R)I大 气 再 分 析 资料(!X)!对比分析了热带印度洋8 8 P的气候变率特征!对气候变率中存在的偶极子现象进行了重点讨论3结果表明#&$模式能够模拟出热带印度洋8 8 PA气候变化的整体一致性和偶极性的特征!但模式对热带印度洋8 8 PA整体一致性变化的模拟偏弱!对8 8 PA的偶极性变化模拟偏强!对于8 8

23、 PA的年代际变化特征在 +模式结果中没有得到明显的体现3!$模式模拟的S U d表现为不规则年际变化特点3模拟的S U d出现&至$+周期变化!其中具有统计性检验的周期集中在&至D+之间3D$模拟的S U d存在很强的季节位相锁定!其主要发生在X至&月份!在&至&!月份发展到盛期3较观测相比!模拟的S U d发生和发展要滞后约!至D个月3$模式能够模拟出S U d期间热带印度洋东西相反的8 8 OA变化以及表层洋流距平的分布3$模式能够模拟再现S U d期间海表面风应力异常和海+气界面热通量异常的基本分布特征!但$D!&!第!卷!第!#期!$#年!#月模拟的异常热通量与dM S的回归系数的绝

24、对值普遍偏大!这可能是造成模式对S U d模拟偏强的主要原因3致谢!本文中耦合模式J N RM%&3 的长期积分是在中国科学院大气物理研究所科学计算和信息中心的大力支持下才得以完成$特别是王鹏飞和赵洪岗两位工程师给予作者极大的帮助$在此表示衷心感谢3参!考!文!献&!T 4 C Ic!M:4A M!:5 2 1,?cI!4 9+-3 R:6/-4 7:5 4+1%+9*:47 0 1+*,5 ,1?&(L+&(X3H+9 6 4!&(!&#D$#+D#!8+.,H O!N:+1IH!4 9+-3A7,/:-4*:7 4,1 9 2 4 9 :/,5+-S 1 7,+1U 5 4+13 H+9

25、6 4!&(!&#D#+D#DD!B 68!W,4 1 4 5;4 M M!S 1 7,+1U 5 4+1a+*,1?:=&(L+&(X3cN 4:/2 0 W 4!&$R L$#&#(!D+&#(D(!李崇银!穆明权3赤道印度洋海温偶极子振荡及其气候影响3大气科学!&!$#D D+D$!巢纪平!袁绍宇!蔡!怡3热带印度洋的大尺度海气相互作用事件3气象学报!D!#&!$#!$&+!$#!谭言科!张人禾!何金海3热带印度洋海温的年际异常及其海气耦合特征3大气科学!D!L&$#$D+#L!8+.,H O!N:+1IH!4 9+-3A7 /:-4*:7 4,1 9 2 4 9 :/,5+-S 1 7

26、,+1U 5 4+13 H+9 6 4!&(!&#D#+D#DX!S,Q 6;+8!M+9 +P!B+*+?+9+P3P 2 4S 1 7,+1U 5 4+18 8 P7,%/:-4+-5,5 6-+9,:1*:7 4-3N 4:/2 0 W 4 4 9 9!L!$#D D#(+D D L!(!B 6Bl!B 6WR!F 2+1?j O!4 9+-3A=-4 Z,C-4?-:C+-5:6/-4 75-,*+9 4*:7 4-3A 7 bA 9*:8 5,!&(#&#(+&(&!N+9 4 4 Nc!4 9+-3R-,*+9 4*:7 4-N!O+,H!4 9+-!4 7 ,C 6 9,:1:=

27、T:;,1?N :6/&9:8 4 5:1 7A 4 9:=9 2 4 S 1 9 4?:b 4 1*4 1 9+-I+1 4-:1R-,*+9 4R 2+1?4 3 f 1,9%4 7K,1?7:*+1 7H 4 aB:;!HB!f 8 A!&(#3 R+*C ,7?4#R+*%C ,7?4f 1,b 4 4 !&(#!$L!&!R:b 4 0R!c:6 +6*48!K+9 9 ,?dc!4 9+-!4 7 ,C 6 9,:1:=T:;,1?N :6/&9:9 2,7 A 4 9:=9 2 4S 1 9 4?:b 4 1*4 1 9+-I+1 4-:1R-,*+9 4R 2+1?4 3 f

28、1,9 4 7K,1?7:*+1 7H 4 aB:;!HB!f 8 A!&3R+*C ,7?4#R+*C ,7?4 f 1,b 4 4 !&!X X&!F 2+1?j O!G+:H!B 6W R!4 9+-3R:6/-,1?,%*4 1 9 C+4 7:1+1+9*:,5+1 7+1:5 4+1,5N RM3R 2,1 4 4cA 9*:8 5,!&(!&#!$#&!(+&D!陈克明!张学洪!金向泽!等3一个用于全球气候变化研究的海洋大气环流耦合模式33模式的形成及性能3海洋学报!&(L!&(D$#!&+D!&!吴国雄!张学洪!刘!辉!等3 A 8 N全球海洋+大气+陆面系统 模 式 N UA

29、 8,A 8 N$及 其 模 拟 研 究3应 用 气 象 学 报!&(L!X 增刊$#&$+!X&$!张学洪!俞永强!宇如聪!等3海洋环流模式的发展和应用33全球海洋环流模式3大气科学!D!L$#L+#&L&#!张学洪!俞永强!宇如聪!等3一个大洋环流模式和相应的海气耦合模式的评估33热带太平洋年平均状态3大气科学!D!L#$#(+(L&L!B 6B l!F 2+1?j O!N 6:B J3N-:C+-5:6/-4 7:5 4+1%+9*:4?4 1 4 +-5,5 6-+9,:1*:7 4-,1 A 8 N,S A I3A 7 bA 9*:*,9 9,1?:5 4+1,5?4 1 4 +-5

30、,5 6-+9,:1*:7 4-+1 7,9 4-,*,1+04 b+-6+9,:1 3A 7 bA 9*:8 5,!&#L$+#(!&!K,4 2-cP!N 4 1 9I W!G:1+1 N G!4 9+-3d 4 ,/9,:1:=9 2 4H R A WR:*6 1,9 0R-,*+9 4M:7 4-R RM D$3H R A W P 4 5 2H:9 4H R A W,PH+!&8 P W!&(#!&$!G:1+1NG!U-4 9 4 1 9 4,1M!4 9+-3 P 2 4-+1 7=+5 45-,*+9:-:?0:=9 2 4R:*6 1,9 0+1 7M:7 4-5:6/-4 7

31、9:9 2 4H R A WR:*6 1,9 0R-,*+9 4M:7 4-3 cR-,*+9 4!&$#D&!D+D&(!D!G,9 QR M!O:-+1 7M M!)C 0M!4 9+-3 8,*6-+9,1?9 2 4,5 4%9 2,5;%1 4 7,C 6 9,:1,1+5:6/-4 75-,*+9 4*:7 4-3cN 4:/2 0 W 4!&!&#!&+!#D!,/5:*CT O3 W 4*+/,1?9 2 49 2,5;1 4 7,C 6 9,:1,1 4+,5 4*:7 4-3 cN 4:/2 0 W 4!&!&#&D(X(+&!$!W 4 0 1:-7 :b 4 7?-:C

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