气候系统模式FGOALS-s2对南半球气候的模拟和预估

周天军 孙丹 薛峰

1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，北京100029

2中国科学院气候变化研究中心，北京100029

3中国科学院大气物理研究所国际气候与环境科学中心，北京100029

4北京市气象局，北京100089

1 引言

南北半球的海陆分布和地形特征的不同，使得大气环流特征亦存在不同。对南北半球气候特征的比较，有助于更好地理解全球大气环流的演变规律。但是受观测资料的限制，在很长的时间内，气候学界对南半球的关注远少于北半球。进入21世纪以前，气象学界对南半球天气气候的研究成果，集中总结在两部都以“Meteorology of the Southern Hemisphere”为题的专著（Newton, 1972; Karoly and Vincent, 1998）。由于南半球中高纬度地区特别是南极地区的观测，自1957年7月至1958年12月的“国际地球物理年”之后才陆续开展，Newton（1972）所用到的观测资料非常有限。之后随着一系列国际观测计划的陆续实施，南半球特别是中高纬度和南极地区的观测资料日渐丰富，气候学界对南半球天气气候的研究逐渐深入。Karoly and Vincent（1998）从气候平均环流、瞬变涡旋、行星波、中尺度系统、南方涛动—厄尔尼诺现象（简称ENSO）、季风和季节内振荡、气候变化和海气相互作用的角度，系统总结了南半球天气气候特征及其变化的特点。进入 21世纪以来，南半球气候变化及其与全球气候的关联，日渐受到国际气候学界的重视。

我国学者对于南半球气候研究做出了显著贡献。马斯克林高压和索马里越赤道气流，传统上被视为东亚夏季风系统的重要组成部分（Tao and Chen, 1987）。马斯克林高压和澳大利亚高压（以下分别简称“马高”和“澳高”）的强度变化与亚澳季风密切相关，同时可影响我国东部地区夏季降水（何金海等, 1991; 薛峰等, 2003; 薛峰和何卷雄,2005）。我国学者在国际上最早明确提出了南极涛动（Antarctic Oscillation，简称AAO）的概念（Gong and Wang, 1999）。研究表明，AAO与东亚夏季风在年际变率上存在遥相关联系，春季AAO偏强时，我国长江中下游地区夏季降水偏多（高辉等, 2003;Nan and Li 2003; Xue et al., 2004; 范可, 2006）。因此，研究南半球大气环流变化对于理解我国气候异常机理亦有其现实意义。

海—陆—气—冰耦合的气候系统模式是研究当前气候特征、了解其过去演变、预测其未来变异的重要工具。世界气候研究计划（World Climate Research Programme, 简称 WCRP）组织的“耦合模式比较计划”（Coupled Model Intracomparison Programme, 简称CMIP3），不仅提供了过去和现在气候的模拟结果，同时也提供了不同温室气体排放情景下未来气候的预估结果（Meehl et al., 2007）。基于CMIP3为IPCC AR4（The Fourth Assessment Report）提供的气候预估数据集，Yin（2005）对15个耦合模式的分析表明，大部分模式预估 21世纪末南半球中纬度西风带呈现出向极增强的趋势，并且这种趋势与温室气体强迫直接相关（Fyfe and Saenko, 2006）。Carril et al.（2005）利用 CMIP3 的7个模式做集合，分析了当前和未来AAO对南极半岛温度和海冰变化的影响，结果表明未来在温室气体浓度继续增加的情况下，南极半岛温度升高，阿蒙森海和威德尔海边缘海冰减少。Miller et al.（2006）考察了A1B情景下模式预估的AAO变化趋势，尽管模式集合平均结果显示未来AAO呈增强趋势，但不同模式的结果存在差异。臭氧和温室气体变化是影响 AAO变化的重要驱动因子（Shindell and Schmidt, 2004; Cai and Cowan,2007）。

FGOALS-s（Flexible Global Ocean- Atmosphere-Land System Model）是LASG/IAP发展的模块化的“海洋—大气—陆面—海冰”耦合的气候系统模式（周天军等，2005a，2005b；Zhou et al., 2007）。研究表明，该模式能较好地模拟亚澳季风主要气候态特征，并合理再现ENSO周期的非规则性（吴波等，2009）。对耦合模式和单独大气模式模拟的局地降水和海温关系的研究表明，在诸多地区特别是西北太平洋东部，FGOALS-s的模拟性能要优于单独大气模式（李博等，2009；陈昊明等，2009）。但是，关于FGOALS-s模式对南半球气候的模拟能力，此前未进行过系统分析。该模式的最新版本FGOALS-s2参加了 CMIP5计划（Bao et al., 2013），本文基于CMIP5的试验结果，重点讨论以下问题：1）FGOALS-s2对南半球气候平均态的模拟能力如何？2）未来不同温室气体排放情景下，FGOALS-s2预估的南半 球气候、特别是一些重要环流系统，例如马高、澳高、AAO的变化特征如何？

2 模式、资料和方法介绍

2.1 模式介绍

FGOALS-s2是LASG/IAP发展的新版本“海洋—大气—陆面—海冰”耦合气候系统模式，它采用了NCAR CCSM2的耦合框架，实现了“非通量订正”的海洋与大气的直接耦合（Bao et al., 2013）。大气分量为 SAMIL2.0，模式水平方向上为菱形截断42波，相当于2.81°（经度）×1.66°（纬度），垂直方向采用σ–p混合垂直坐标系，共26层（Wu et al.,1996）。海洋分量为LICOM2.0，是在LASG/IAP第三代大洋环流模式 L30T63的基础上（Jin et al.,1999），把模式水平分辨率加以提高而完成的版本，其水平分辨率为1.0°（经度）×1.0°（纬度），在热带地区加密到0.5°（经度）×0.5°（纬度）（Liu et al.,2004）。陆面分量为 NCAR的通量陆面过程模式CLM，其植被冠层有1层，土壤温度和土壤水分分布有 10层，显式地处理液态水和冰；依照积雪的厚度，雪盖最多可分为5层；包含地面径流参数化方案（Vertenstein et al., 2002）。FGOALS-s2使用的是 CLM3.0版本，水平分辨率与大气分量相同（Oleson et al., 2004）。海冰分量为NCAR的海冰模式 CSIM5，考虑了海冰的热力学和动力学过程（Briegleb et al., 2002）。

本文用到的试验数据来自 FGOALS-s2的CMIP5试验，包括：1）20世纪历史气候模拟试验，它综合考虑了温室气体、气溶胶等历史排放的作用，自 CMIP3以来一直是耦合模式的标准试验（Zhou and Yu, 2006）；2）21世纪气候变化预估试验，包含四种温室气体和气溶胶等排放的典型浓度路径（Representation Concentrtaion Pathways, RCPs），具体如表1所示，分别为RCP2.6/4.5/6.0/8.5，每种情景包括一套温室气体、气溶胶和化学活性气体的排放和浓度，以及土地利用/土壤覆盖的时间路线（Moss et al., 2008）。这是IPCC第五次评估报告新设计的气候变化情景试验。

表1 CMIP5未来气候变化典型浓度路径（Moss et al.,2010）Table 1 The Representative Concentrataion Pathways in future climate change projection of CMIP5 (Moss et al., 2010)

2.2 资料和方法介绍

本文用到的其它资料包括：

（1）NCEP/NCAR再分析资料，水平分辨率为2.5°（经度）×2.5°（纬度）（Kalnay et al., 1996）；

（2）20CR（Twentieth Century Reanalysis）再分析资料，水平分辨率为 2°（经度）×2°（纬度）（Compo et al., 2011）；

（3）GPCP (Global Precipitation Climatology Project)降水资料，水平分辨率为 2.5°（经度）×2.5°（纬度）（Huffman et al., 1997）；

（4）Hadley中心的海表温度资料 HadISST(Hadley Center Global Sea Ice and Sea Surface Temperature)，水平分辨率为 1°（经度）×1°（纬度）（Rayner et al., 2003）和地表温度距平资料HadCRUT3，水平分辨率为5°（经度）×5°（纬度）（Brohan et al., 2006）；

（5）CRU (Climate Research Unit) 逐月温度和降水资料，水平分辨率0.5°（经度）×0.5°（纬度）（Mitchell and Jones, 2004）。

为便于比较，利用双线性插值方法将所有模式和观测数据插值到统一的 2.5°（经度）×2.5°（纬度）格点上。为便于讨论，下文将上述资料统称为“观测资料”，尽管再分析资料并非严格意义上的观测资料。

本文采用Xue et al.（2004）定义的马高和澳高指数，即分别用（25°S～35°S，40°E～90°E）区域和（25°S～35°S，120°E～150°E）区域的海平面气压（Sea level pressure，SLP）平均值表示；实际计算时扣除了纬向平均值，以克服模式系统偏差的影响（Zhou et al., 2009）。AAO 指数采用龚道溢等（1998）的定义方法，即标准化的纬向平均SLP在40°S 与 65°S 的差值。

由于南半球季节与北半球相反，为叙述方便起见，本文以 DJF (December–January–Feburay) 和 JJA(June–July–August) 分别代表北半球冬季、夏季（即南半球夏季和冬季）。

3 南半球大气环流气候态的模拟

首先从气候态的角度，评估FGOALS-s2模式对南半球大气环流的模拟能力。图1为观测和模拟的JJA和DJF气候态SLP（取1979～2005年的平均值）。观测中，两个季节南半球副热带高压带与绕极低压带并存，三大洋上存在三个高压中心（图1a–b）。模式合理再现了 SLP的基本分布特征，但JJA在45°S以南SLP偏低，以北则偏高；DJF时在南极圈和 45°S以北 SLP偏高，45°S～60°S区域内SLP偏低（图 1c–f）。模拟与观测的空间相关系数在JJA和DJF分别为0.62和0.91。

在850 hPa风场上（图2），观测资料的主要特征，表现为副热带三大洋上和澳大利亚上空的反气旋环流，以及60°S以南的西风带（图2a–b）。模拟的整体分布型接近观测（图 2c–d），但定量比较，如图2e–f差值场所示，JJA时30°S以南模拟的西风偏强；DJF时 30°S～50°S之间西风偏强，50°S以南偏弱。风场的偏差和副高直接相连，从850 hPa位势高度的1540 gpm等值线范围看，模式对JJA南半球副高模拟偏强，而DJF则接近观测。

中纬度西风急流是南半球主要的大气环流系统，观测中，JJA急流带分裂为两支，北支中心位于 25°S～30°S之间的南印度洋中部—澳大利亚—南太平洋西部，中心强度50 m/s；南支中心位于50°S附近的 30°E～60°E，中心强度 36 m/s（图 2a）；DJF时急流中心位于40°S～50°S之间，从大西洋一直延伸至印度洋，强度为35 m/s（图2b）。FGOALS-s2合理再现了上述特征（图2c–d），只是JJA北支急流偏弱、南支急流偏强，差值场中心强度分别为－10.0 m/s和13.0 m/s；在DJF，从南大西洋一直延伸至南印度洋的急流中心位置较之观测偏北，偏差场中心强度为14 m/s（图2e–f）。

图3为观测和模拟的JJA和DJF平均降水场和温度场。从降水型来看（图3a–d彩色阴影），模拟结果接近观测（空间相关系数为0.94，见表2），合理再现了JJA位于南印度洋中部、西太平洋、DJF位于南印度洋—西太平洋的降水极值中心，以及陆地JJA降水少、DJF多的季节循环特征。但定量比较，JJA陆地降水较之观测偏弱，海洋上除南斐济海盆和阿根廷海盆降水偏少外，其余地区均偏多（图3e）。模拟相对于观测的均方根误差为 6.56 mm/d。DJF时（图 3f），模拟的陆地区域澳大利亚降水偏多、南美洲偏少，西南太平洋降水偏少。模拟和观测的空间相关系数为 0.98，均方根误差为 2.20 mm/d。

图1 1979～2005年南半球JJA（左列）和DJF（右列）平均海平面气压的分布（单位：hPa）：（a、b）NCEP资料；（c、d）FGOALS-s2模拟；（e、f）差值场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

在温度场上（图3g, h），模拟的JJA陆地气温偏暖，大洋上除南印度洋、南太平洋秘鲁海盆偏暖外，其余地区均偏冷，特别是在南极大陆沿岸，冷偏差可达5°C，这与该模式模拟的南极海冰偏多有关（Bao et al., 2012）。模拟的DJF陆地气温在非洲大陆中部、南美洲中部偏冷，其余地区偏暖；海洋上50°S以北三大洋的模拟偏差较之JJA少，但在50°S以南均偏暖。模拟和观测的空间相关系数在JJA和DJF分别为0.65和0.81， 均方根误差为1.48°C和 1.49°C（表 2）。

4 预估的不同RCPs情景下南半球气候的变化

温度的变化趋势和强度直接与 RCPs情景相关。图4给出了观测和模拟的南半球区域平均温度变化。在JJA和DJF，模拟的历史气温都低于观测，但增暖趋势与观测一致。关于该模式的历史气温演变模拟偏差问题，作者另文讨论（Zhou et al., 2013）。在不同RCPs情景下，21世纪初期温度呈现出相近的增暖趋势（这是由于在前30年，不同RCPs情景的温室气体浓度接近），但从2030年开始，RCP2.6和 RCP4.5情景下的增暖趋势减弱，RCP6.0和RCP8.5情景下增暖趋势继续加强。温度的增暖幅度随着温室气体排放浓度的增加而增强。

图2 同图1，但为850 hPa风场（矢量，单位：m/s）和200 hPa纬向风（阴影，单位：m/s），黑色实线表示850 hPa位势高度的1540 gpm等值线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

为考察四种典型浓度路径（RCPs）下21世纪末南半球气候变化的空间分布，本文用RCPs情景试验中2080～2099年的平均值减去20世纪历史气候模拟试验（以下称之为历史气候试验）中1986～2005年的平均值来表征未来变化。图5为不同情景下SLP的变化分布。JJA时（图5a–d），在RCP2.6情景下，南大西洋、南印度洋以及东南太平洋SLP减弱，澳大利亚、西南太平洋和南极大陆地区SLP增强，特别是在阿蒙森海地区气压正值中心强度可达4 hPa。RCP4.5情景下，SLP变化与RCP2.6相似，但南极大陆SLP增强幅度减弱，阿蒙森海地区SLP减弱。RCP6.0情景下，45°S以南太平洋的正值区进一步扩大增强，负值区则主要分布在南大西洋和南极圈内。RCP8.5情景中 SLP分布形势与RCP6.0类似，但中心强度增强，新西兰以东存在一个强度超过4 hPa的正值中心，阿蒙森海地区存在一强度超过5 hPa的负值中心。

DJF时（图 5e–h），RCP2.6情景下南半球大部分地区气压均减弱，仅在中高纬度略微增强。RCP4.5情景下，SLP正值区域较之RCP2.6扩大，主要位于非洲大陆、南印度洋和南太平洋中部。RCP6.0情景下，南极圈内SLP减弱，其外部至45°S气压增强，45°S以北的大洋上 SLP呈减弱趋势。RCP8.5情景下，南极圈内SLP减弱的中心强度在4hPa以上。综合四种不同情景，未来随着温室气体浓度的增加，南半球中纬度高压带将显著加强，绕极低压带将加深。

图3 1979～2005年南半球JJA（左列）和DJF（右列）平均的（a、b、c、d）降水（彩色阴影，单位：mm/d）和温度（等值线，单位：°C）的分布以及（e、f、g、h）差值场：（a、b）HadCRU和GPCP资料；（c、d）FGOALS-s2模拟；（e、f）降水差值场；（g、h）温度差值场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

图6为不同RCPs情景下200 hPa纬向风的变化。JJA时（图6a–d），RCP2.6情景下30°S附近南太平洋地区的急流略有增强，50°S处急流减弱，中心强度分别为4 m/s和－2 m/s；RCP4.5的分布形势与 RCP2.6类似，但强度增大；RCP6.0情景下，30°S～40°S 之间南印度洋的急流减弱，50°S 的急流带增强；RCP8.5的变化与RCP6.0类似，但急流中心增强的幅度大于 RCP6.0，50°S急流中心可增强7 m/s以上。

DJF 时（图 6e–h），RCP2.6情景下 45°S～60°S之间西风略有增强，30°S附近的西风减弱；RCP4.5情景下西风变化形势与RCP2.6相同，但中心强度增强；在 RCP6.0和 RCP8.5情景下，30°S～45°S之间西风均减弱，45°S以南西风则增强，RCP8.5情景下中心强度分别为－7 m/s和 15 m/s，高于RCP6.0的对应结果。

综上所述，在不同RCPs情景下，南半球200 hPa西风急流在JJA和DJF的变化不同。JJA时，低浓度排放情景下北支西风急流略有增强、南支减弱，高浓度排放情景下两条急流都增强。DJF时，四种排放情景都表现为30°S～45°S之间西风减弱、45°S以南增强，并且随着浓度增加，中心强度增强。

图4 2006～2100年南半球区域平均温度随时间的31年滑动平均演变（单位：°C）Fig.4 The 31-year running mean of the Southern Hemisphere averaged surface air temperature from 2006 to 2100 (units:°C)

预估的表面气温变化如图 7所示。在所有情景下，温度的变化都呈现出高纬地区增温大于低纬，陆地增温大于海洋的特征。除60°S附近大西洋—印度洋海盆局地变冷外，其余地区均呈现出显著的变暖特征，特别是南印度洋海盆和阿蒙森海地区存在两个增暖中心。随着温室气体浓度的增加，从RCP2.6到RCP8.5，整个南半球温度增暖幅度逐渐增强，在RCP8.5情景下，南极大陆增温可达8°C以上。

预估的降水变化如图8所示。在所有的RCPs情景下，降水变化均呈现出 40°S以南降水增多、中低纬度局部海洋降水减少的特征，只是变化幅度因情景而异。例如JJA时，RCP2.6情景下高纬度降水呈微弱增加，只有赤道南印度洋东部、南太平洋西部、澳大利亚以及阿根廷海盆降水减少；RCP4.5情景下降水变化型与 RCP2.6相似，但幅度增强，赤道南印度洋西部和所罗门群岛附近出现两个正值中心；RCP6.0情景下，上述两个降水中心进一步增强，大西洋—印度洋海盆降水也明显增多；RCP8.5结果与RCP6.0接近。DJF时，四种情景下降水变化的分布型相似，40°S以南均增多，40°S以北南印度洋地区、南太平洋中部降水减少。随着温室气体浓度的增加，降水变化的幅度增强，RCP8.5情景下西南太平洋降水增幅在 3 mm/d以上。总体而言，DJF降水随着温室气体浓度增加而变化的幅度要强于JJA。

进一步考察降水季节循环的变化，图9给出南半球 60°S以北所有区域、陆地、海洋降水的季节循环。观测中，总降水峰值出现在2～4月，8～10月为低谷期。上述特点主要由海洋降水的季节循环决定，陆地降水的峰值出现在1～3月，6～9月为低谷期。历史气候试验模拟的 1～8月降水强于观测，9～12月则弱于观测。RCPs情景下降水主要在1～8月增强，9～12月变化不显著。统计表明，在RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下，总的年平均降水分别为3.01、3.02、3.12、3.14 mm/d，增加量分别为当今气候平均值的4.2%、4.5%、8.0%和8.7%。

图5 不同RCPs情景下预估的2080～2099年JJA（左列）和DJF（右列）平均的SLP与20世纪气候模拟试验中1986～2005年平均的SLP差值场分布（单位：hPa）：（a、e）RCP2.6；（b、f）RCP4.5；（c、g）RCP6.0；（d、h）RCP8.5。黑色圆点为通过 5%显著性检验的区域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

图6 同图5，但为200 hPa纬向风（单位：m/s）Fig.6 Same as Fig.5, but for the zonal wind at 200 hPa (units: m/s)

陆地降水中（图 9b），观测和历史气候试验模拟的年平均降水为 3.19 mm/d和 2.45 mm/d。在RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下，年平均降水分别为2.58、2.68、2.76、2.69 mm/d。海洋上（图 9c），模拟的降水都偏多，特别是在 2～5月，观测和模拟的年平均降水分别为2.78 mm/d和2.96 mm/d。随着温室气体浓度的增加，降水量也增加，RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下的年平均降水分别为3.08、3.08、3.18、3.22 mm/d（图9c）。因此，温室气体浓度的增加对南半球海洋降水的影响大于陆地。

5 不同RCPs情景下马斯克林高压、澳大利亚高压和南极涛动的变化

首先讨论马高和澳高的变化。由于马高和澳高强度在JJA最强，本文主要考察JJA的变化。图10为观测和模拟的31年滑动平均JJA马高和澳高指数变化。观测中，马高在1930年代之前呈增强趋势，1930～1960年代减弱，之后持续增强。历史气候试验较好地再现了上述年代际变化特征（图10a）。

在不同RCPs情景下，预估的马高变化都呈现出“先减弱后增强”的特征。整体上马高仍呈增强趋势，在 RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下，2006～2100年间的线性趋势分别为为0.109、0.102、0.146、0.054 hPa/10a。

澳高的变化特点与马高不同（图10b）。观测中，从1880年代开始澳高逐渐减弱，1960年代之后持续增强。但是上述特点，在历史气候模拟试验中未能得到合理再现。在未来不同RCPs情景下，澳高先在 2030年代之前增强，随后减弱，四种情景变化形势基本一致。因此，预估的澳高变化呈现出和马高相反的变化趋势。这种差异和两种高压的属性有关，马高属于副热带高压，而澳高属于冷高压。

图7 同图5，但为表面温度（单位：°C）Fig.7 Same as Fig.5, but for the surface air temperature (units:°C)

关于南极涛动的变化，研究表明，虽然近几十年对AAO趋势影响最大的是臭氧（Thompson and Solomon, 2002; Gillett and Thompson, 2003），但其他温室气体的作用也不容忽视（Cai and Cown, 2007）。观测中（图11），AAO 在JJA从1930年代开始持续增强，模拟的AAO增强趋势则始自1960年代。在RCP2.6和RCP4.5情景下，AAO指数在21世纪初期继续增强，RCP4.5情景下从2030年代之后趋于平缓，而RCP2.6情景下则开始减弱。RCP6.0和RCP8.5的结果一致，AAO指数都表现为明显的增强趋势。

观测和模拟的DJF AAO指数在20世纪早期均呈现增强趋势，模拟结果强于观测。在RCP2.6和RCP4.5情景下，预估的AAO变化和JJA情形相似，都是在增强一段时间后减弱或趋于平缓。RCP6.0情景下，AAO指数在2040年代之前增强，但之后开始略有减弱；RCP8.5情景下增强趋势最为显著。

综上所述，无论JJA还是DJF，在RCP2.6和RCP4.5情景下预估的AAO指数都表现为先增强后减弱的特征，而RCP6.0和RCP8.5的持续增强趋势较为明显。上述特点，与不同情景中温室气体的排放路径有关。Cai et al.（2003）指出当温室气体稳定之后 AAO的增强趋势将反相。在 RCP2.6和RCP4.5情景下，辐射强迫在21世纪中期达到平衡后稳定，并且温度的增暖趋势也减弱，而 RCP6.0和 RCP8.5情景下辐射强迫都继续增长，温度的增暖趋势也继续增强，所以不同情景下AAO的变化趋势不同。

AAO的增强与南半球中高纬位势高度以及极圈外的绕极西风有关（Thompson et al., 2002）。计算图11中AAO指数的长期趋势，RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下 2006～2100年 JJA的线性趋势分别为―0.359、―0.038、0.154、0.478 hPa/10a，DJF为―0.399、―0.022、0.343、1.014 hPa/10a，即RCP2.6和 RCP4.5情景下为减弱趋势，RCP6.0和RCP8.5情景下为增强趋势，那么相应的位势高度和西风的变化如何呢？

图8 同图5，但为降水（单位：mm/d）Fig.8 Same as Fig.5, but for the precipitation (units: mm/d)

图12给出不同RCPs情景下JJA和DJF纬向平均位势高度变化趋势的纬度—高度剖面图。在RCP2.6情景中，两个季节60°S以南位势高度均升高，30°S～60°S之间降低；RCP4.5情景下，JJA时30°S以南位势高度升高，DJF时整个南半球位势高度都升高，但60°S以南变化幅度大于40°S～60°S；RCP6.0和RCP8.5的变化与RCP2.6相反，60°S以南位势高度降低，以北升高，并且RCP8.5的变化幅度大于 RCP6.0，特别是极区对流层上层的下降趋势在20 gpm/10a以上，因而RCP6.0和RCP8.5情景下AAO指数的增强趋势较为明显。

南半球中高纬西风急流的维持和增强对 AAO有重要作用，当纬向平均急流偏向高纬度时，瞬变斜压波也在高纬地区活动，有利于AAO位相的维持（Karoly, 1990）。图13给出纬向平均纬向风的气候平均值和变化趋势的纬度—高度剖面图。在气候平均态上，四种情景下纬向风的平均位置并未有太大变化，JJA时高于6 m/s的西风带位于20°S～70°S之间，DJF时位于30°S～60°S之间，中心都在200 hPa。从急流中心的强度来看，RCP2.6/4.5/6.0/8.5情景下JJA时分别为41.8 m/s、42.2 m/s、42.6 m/s、43.5 m/s，DJF 时为 35.7 m/s、35.8 m/s、35.7 m/s、35.7 m/s。表明 JJA急流中心强度随着温室气体浓度的增加而增强，而DJF则变化不大。

从纬向风的变化趋势看，在RCP2.6情景下，两个季节 45°S～60°S 之间西风减弱，30°S～45°S之间西风增强；RCP4.5情景下，减弱的西风移至60°S以南，60°S以北西风增强；RCP6.0和RCP8.5的变化形势相似，都表现为45°S～70°S之间西风增强、30°S～45°S之间西风减弱，RCP8.5的变化幅度大于 RCP6.0，特别是 DJF时增强趋势可达 1.4 m s-1/10a。因此，随着温室气体浓度的增加，靠近极区的西风增强，这有利于瞬变涡旋的增强，从而维持了AAO正位相的发展，AAO指数表现为增强趋势。

图9 观测和模拟的南半球降水季节循环特征（单位：mm/d）：（a）所有区域平均；（b）陆地降水平均；（c）海洋降水平均。GPCP观测和历史气候试验为1986～2005年平均值，RCPs情景试验为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

西风为何会增强？根据热成风定理，中纬度西风与经向温度梯度有关，图 14为纬向平均大气温度变化趋势的纬度—高度剖面图。在RCP2.6情景下，60°S以南从低层到高层都为一致的增暖趋势，60°S以北低层为变暖、高层变冷，说明高纬地区增暖大于低纬，经向温度梯度减弱，因而 60°S附近的纬向风减弱。在RCP4.5情景下，JJA低层增暖趋势较弱，高层高纬变冷、低纬变暖；DJF时变化特点与RCP2.6相似，但变化幅度减小，故经向温度梯度的减弱趋势小于 RCP2.6。RCP6.0和 RCP8.5情景下的变化趋势相似，高层都表现为高纬变冷、低纬变暖，低层则是高纬变暖、低纬变冷，但由于高层的变化幅度远强于低层，故经向温度梯度增强，有利于中纬度西风的加强。

图10 JJA平均（a）马斯克林高压指数和（b）澳大利亚高压指数随时间的演变（31年滑动平均值），其中观测资料的时间段为1870～2005年，历史气候试验的时间段为1850～2005年，RCPs情景试验的时间段为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

图11 同图10，但为（a）JJA平均的AAO指数；（b）DJF平均的AAO指数Fig.11 Same as Fig.10, but for (a) JJA-mean AAO index; (b) DJF-mean AAO index

图12 不同RCPs情景下JJA（左列）和DJF（右列）纬向平均位势高度变化趋势的纬度—高度剖面图（单位：gpm/10a）：（a、e）RCP2.6；（b、f）RCP4.5；（c、g）RCP6.0；（d、h）RCP8.5。黑色圆点表示通过5%显著性检验的区域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 总结

本文针对 IAP/LASG 气候系统模式新版本FGOASL-s2，从气候态的角度考察了模式对南半球气候的模拟能力；在此基础上，利用四种RCPs情景下 21世纪气候预估试验的结果，分析了南半球气候的可能变化，特别是不同排放情景下南半球马高、澳高和AAO的变化特点和机理。主要结论如下：

图13 不同RCPs情景下JJA（左列）和DJF（右列）纬向平均纬向风的气候平均值（等值线，单位：m/s）及其变化趋势（阴影，单位：m s-1/10a）的纬度—高度剖面图：（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）气候平均态上，模式合理再现了SLP的基本分布，但模拟的JJA 45°S以南的SLP偏低、以北偏高，DJF南极圈和45°S以北SLP偏高、45°S～60°S区域内SLP偏低。在850 hPa风场上，模拟偏差主要表现为 JJA 30°S以南西风偏强，DJF时30°S～50°S 之间西风偏强、50°S以南偏弱。模式能再现JJA南半球双西风急流现象，但北支急流偏弱、南支急流偏强。对于降水和温度而言，模拟的海洋降水偏多，DJF陆地降水则偏少；温度偏差表现为陆地和南印度洋偏暖，南太平洋和南大西洋偏冷；南极大陆沿岸海洋温度JJA偏冷，DJF时则偏暖。

2）在不同 RCPs情景下南半球气候的变化特征不同。综合四种不同情景，未来随着温室气体浓度的增加，南半球中纬度高压带将显著加强，绕极低压带将加深。在SLP场上，除RCP2.6情景下南极大陆SLP升高外，其余三种情景中南极圈内SLP均降低，而45°S～60°S区域内SLP则升高。200 hPa纬向西风的变化，主要表现在JJA时两条急流带增强，DJF 45°S 以南西风增强、30°S～45°S 之间西风减弱。SLP和200 hPa纬向风的变化幅度，都随着温室气体浓度的增加而增强。温度变化以增暖为主要特征，陆地增暖大于海洋，只有大西洋—印度洋海盆存在局部变冷。降水亦呈现出增多的特征，DJF强于 JJA，海洋强于陆地，只有南印度洋和南太平洋中部局部降水减少。

图14 同图13，但为纬向平均气温的气候平均值（等值线，单位：°C）及其变化趋势（阴影，单位：°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，模拟的20世纪平均温度低于观测，但温度的增暖趋势与观测一致。未来不同RCPs情景下，2030年代之前温度仍呈增暖趋势，但2030年之后RCP2.6和RCP4.5情景下增暖趋势减缓，RCP6.0和RCP8.5情景下增暖趋势继续增强。

4）未来不同RCPs情景下，马高表现出先减弱后增强的特征，而澳高则呈现出先增强后减弱的特征。RCP2.6和RCP4.5情景下AAO都表现为先增强后减弱，RCP6.0和RCP8.5情景下都为一致的增强趋势。RCP2.6和RCP4.5（RCP6.0和RCP8.5）情景下AAO在整体上表现出的减弱（增强）趋势，主要是由于垂直方向上南半球高纬温度增暖幅度大于（小于）中纬地区，导致经向温度梯度减小（增大），使得 60°S中纬西风减弱（加强），并且 60°S以南位势高度增加（减小），最终令AAO减弱（增强）。

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