RCP8.5情景下未来热带太平洋海域大气对海表温度的响应分析

韩元元，雒佳丽，王飞洋，李申涛

（1.纺织化学工程助剂重点实验室，西安工程大学环境与化学工程学院，陕西 西安 710048；2.兰州大学半干旱气候变化教育部重点实验室，兰州大学大气科学学院，甘肃 兰州 730000；3.河海大学海洋学院，江苏 南京 210098）

引言

大气和海洋是气候系统的两个重要组成部分，两者相互制约相互影响［1-2］。占地球面积约71%的海洋通过湍流通量（潜热和感热）和辐射通量（长波辐射和短波辐射）将能量输送给大气［3］，进而成为驱动大气运动最主要的能量来源。TRENBERTH等［4］指出在北半球25°N—45°N之间，海洋会将其70%的热量输送至大气中，这些热量通过改变大气的热通量等物理参数进一步影响大气环流。此外，海洋还是大气中水汽的首要来源，不仅直接影响局地气候，还能通过影响其他海区的海表温度（sea surface temperature，SST）从而影响其他海区的气候。

SST是与大气运动相互作用最为紧密的海洋因子，SST异常主要通过沃克环流和哈德来环流影响全球气候异常［5］。作为SST异常对大气影响最为活跃的地带之一，热带太平洋SST的微小变化将影响大气环流、降水、ENSO、季风爆发、台风活动，甚至影响平流层的物理、动力学过程［6-9］。例如，黎鑫等［10］指出两类El Niño与赤道西太平洋次表层海温异常都有明显的负相关，但在不同相位阶段相关性的变化明显不同。随后，陈永利等［11］发现ENSO循环期间的上层海洋环流异常受热带太平洋温跃层深度异常产生的压强梯度力异常调控。同时，马振锋等［12］研究发现春季西太平洋暖池附近海表增温配合赤道东太平洋降温，有利于高原夏季风发展。

热带太平洋SST变化亦能够对我国气候产生重要影响。黄荣辉等［13］发现夏季西太平洋海域SST对西太平洋副热带高压（简称“副高”）两次北跳具有重要影响，当西太平洋海域SST偏高时，副高北跳明显，长江流域降水偏少；反之北跳则不明显，长江流域降水偏多。李琰等［14］进一步证实了热带太平洋前期SST异常对长江流域及以南地区6月降水有重要影响。热带太平洋SST偏高，菲律宾周围经南海到中印半岛的对流活动偏强，长江中下游地区和淮河流域的降水偏少［15-16］；反之亦然。

随着气候变暖，全球平均SST呈显著增加趋势。政府间专门气候变化委员会（Intergovernmental Panel on Climate Change，IPCC）报告称，全球平均SST将以每10 a约0.2℃的趋势增加［17］。KHALIL等［18］模拟发现，至2100年热带海洋的SST增温率为0.004℃·a-1。李扬等［19］采用4套SST资料研究全球变暖背景下热带太平洋SST的长期变化趋势，发现整个热带太平洋海域呈现一致增暖趋势。BJERKNES［20］指出随着热带地区SST的升高，深对流活动出现的频率更高、强度更大。随后，越来越多的研究指出当SST超过某临界值时，热带海域的深对流活动与SST的相关性将发生明显变化［21-23］。例如，GUTZLER等［22］在研究热带太平洋海域地表风散度在SST与向外长波辐射（OLR）相关关系中所起的作用时发现，当SST小于28℃时，地表辐散风对对流活动的影响不显著，SST在对流活动的发展中占主导作用。而当SST超过28℃后，地表风散度与OLR的相关性急剧增加。因此，当SST在27.5℃附近变化时，SST增加导致深对流活动加强，而当SST超过28℃时，SST的增加对深对流活动的影响变小。对流潜热释放作为热带大尺度大气环流的主要驱动机制［24］，伴随着未来热带太平洋SST增加，深对流活动以及大气对SST异常的响应将如何变化？本文主要利用第五次国际耦合模式比较计划（Coupled Model Intercomparison Project Phase 5，CMIP5）的GFDLESM2G（Geophysical Fluid Dynamics Laboratory Earth Science Model 2 with Generalized Ocean Layer Dynamics component）和CMCC-CESM（Centro Euro Mediterrano sui Cambiamenti Climatici Community Earth System Model）模 式 研 究 未 来RCP8.5（representative concentration pathways 8.5）排放情景下，热带太平洋海域大气对SST异常的响应特征。

1 数据和模式

2006—2100年月平均SST、向外长波辐射（outgoing longwave radiation，OLR）、位势高度和垂直速度资料均来自于CMIP5模式输出结果（http://cmippcmdi.llnl.gov/cmip5/availity.html）。CMIP5预估了历史气候模拟和未来不同温室气体排放情景下的气候变化，为IPCC第五次评估报告提供数据支持。与CMIP3模式相比，CMIP5的模式更多，分辨率更高，且耦合了更多的物理过程［25］，其模拟结果代表当前气候模拟的国际最高水平。此外，本文重点分析RCP 8.5排放情景下未来热带太平洋海域大气对SST的响应。RCP 8.5排放情景在一定程度上代表人类未来可能面临的最恶劣气候状态。以RCP 8.5排放情景下的SST作为研究对象，旨在揭示最恶劣气候状态下热带太平洋海域大气对SST的响应，为应对未来气候变化提供“底线”。

为了选取可用的CMIP5模式，表1计算了2006—2019年CMIP5 32个模式在热带太平洋海域SST和OLR的相关系数（relation coefficient，RC）。同美国国家海洋大气管理局（NOAA）提供的ERSST（extended reconstructed sea surface temperature）资料计算的同期RC（-0.58）进行对比，CMIP5中|RC|≥0.55的模式有11个，表明这些模式能很好地模拟SST与对流活动的关系。进一步分析可知，CMIP5 GFDLESM2G模式的SST分布与ERSST资料的SST分布较为一致［图1（a）、图1（b）］，表明该模式能够很好地模拟SST变化。从SST气候态分 布［图1（c）、图1（d）］看出，随着时间变化，热带太平洋SST明显增加，平均SST从2006—2030年的27.4℃增加至2080—2100年的29.4℃（平均区域150°E—120°W，20°N—20°S），表明GFDL-ESM2G模式能很好地模拟未来SST增加的现象。此外，黄传江等［26］指出CMIP5 GFDL-ESM2G模式模拟的20世纪70年代以后SST的升温趋势与观测不存在偏差过大现象。基于此，本文主要采用CMIP5的GFDL-ESM2G模式分析热带太平洋海域大气对SST异常的响应。CMIP5 GFDL-ESM2G由NOAA的地球物理流体动力学实验室运行，水平分辨率为2.5°（纬度）×2.0°（经度）［27］。为了与CMIP5 GFDL-ESM2G结果进行比较，还使用了CMIP5的CMCC-CESM的模式结果。

图1 1979—2019年ERSST资料的SST气候态分布（a）及1979—2005年CMIP5 GFDL-ESM2G历史模拟的SST分布（b），CMIP5 GFDL-ESM2G模拟的2006—2030年（c）及2080—2100年（d）SST气候态分布（单位：℃）Fig.1 The distribution of climate states of SST from 1979 to 2019 based on ERSST（a）and from 1979 to 2005 based on CMIP5 GFDL-ESM2G historical simulations（b），and SST from 2006 to 2030（c）and from 2080 to 2100（d）simulated by the CMIP5 GFDL-ESM2G model（Unit：℃）

表1 CMIP5 32个模式热带太平洋区域2006—2019年SST和OLR的相关系数Tab.1 The correlation coefficients between SST and OLR averaged over the Tropical Pacific Ocean region for the period 2006-2019 based on CMIP5 model simulations

需要指出的是，根据t检验，当2006—2030年SST与OLR、位势高度及垂直速度异常的|RC|＞0.11（样本数n=300月）时，则RC通过95%的置信水平；当2080—2100年SST与OLR、位势高度及垂直速度异常的|RC|＞0.12（样本数n=252月）时，则RC通过95%的置信水平，当2006—2100年SST与OLR的20 a滑动|RC|＞0.12（样本数n=240月）时，则RC通过95%的置信水平。此外，SST、OLR、位势高度和垂直速度的趋势变化对结果的影响较小，后文均采用原始变量（即未剔除趋势变化的变量）进行分析。

为了验证不同SST背景下大气对SST异常的不同响应，进一步使用CAM5（Community Atmosphere Model version 5）模式模拟不同SST背景下，深对流活动、位势高度和垂直速度的变化。CAM5模式能够较好地模拟SST、深对流活动以及大气和SST异常的相互作用，与CAM4相比，CAM5中更新了几个重要模块（有关CAM5的更多细节详见文献［28］）。该模式的动力核心采用有限体积元法，所有试验的水平分辨率为1.9°（纬度）×2.5°（经度），时间步长为30 min，具体试验描述见表2。对照试验E1、E3中，初始SST驱动场来自英国哈德莱中心观测的1980—2015年 月 平 均 气 候 态 的SST［29］（http://hadobs.metoffice.com/），初始温室气体驱动场采用IPCC AR4 A1B场景1980—2015年的气候态［17］；热带太平洋的背景SST分别统一设置为27、29°C，E1、E3模式结果分别用以表征2000年、2100年的背景态；敏感性试验E2、E4分别在对照试验E1、E3基础上，在热带太平洋的背景SST上叠加SST异常。4组试验均运行48 a，其中前3 a作为模式的spin-up时间，剩余45 a的输出数据用于分析。

表2 CAM5试验描述Tab.2 Description of the CAM5 experiments

2 结果分析

对流潜热释放是热带大尺度大气环流的主要驱动机制［24］。因此，对流活动对SST异常的响应可用来评估大气对SST异常的响应。图2为基于GFDL-ESM2G模式的热带太平洋（150°E—120°W，20°N—20°S）SST和OLR的相关系数分布。OLR值越小表征深对流活动越强，因此，OLR负异常表征对流活动加强。为便于分析，统一将OLR异常乘以负号，采用OLR正异常表征对流活动加强。图2（a）为热带太平洋SST与OLR的20 a滑动相关，可以看出，热带太平洋SST与OLR的20 a滑动相关呈现明显的年代际变化，可能与SST和OLR自身的年代际变化有关。且自2006年以来，SST和OLR的相关性逐年减弱，相关系数从21世纪初的0.7减小至世纪末的0.2。该特征在热带太平洋SST和OLR相关系数的空间分布图［图2（b）和图2（c）］中更明显。对比2006—2030年和2080—2100年热带太平洋SST和OLR的相关性分布发现，2080—2100年SST和OLR的相关性明显弱于2006—2030年。表明随着未来热带太平洋SST增加，对流活动对SST的响应趋于减弱。

图2 CMIP5 GFDL-ESM2G模式模拟的2006—2100年热带太平洋区域SST和OLR的20 a滑动相关（a），2006—2030年（b）与2080—2100年（c）热带太平洋SST和OLR相关系数的空间分布Fig.2 The 20-year sliding correlation between SST and OLR averaged over the Tropical Pacific Ocean region for the period 2006-2100（a），and correlation coefficients between SST and OLR during 2006-2030（b）and 2080-2100（c）based on simulations of CMIP5 GFDL-ESM2G model

图3为CMIP5 11个模式的热带太平洋海域SST和OLR的20 a滑动相关。可以看出，11个CMIP5模式中，除CanESM2和GISS-E2-H模式SST和OLR的相关系数有微弱增加，其余9个模式两者相关系数均存在不同程度减弱。多模式集合平均结果亦显示，SST和OLR的相关性在逐年减弱，表明大部分模式均能模拟出伴随着未来热带太平洋SST增加，对流活动对SST的响应趋于减弱。

图3 CMIP5 11个模式2006—2100年热带太平洋区域SST和OLR的20 a滑动相关Fig.3 The 20-year sliding correlation between SST and OLR averaged over the Tropical Pacific Ocean region for the period of 2006-2100 based on simulations of CMIP5 11 models

为了进一步证实对流活动对未来热带太平洋SST增加的响应减弱，图4（a）和图4（b）分别绘出CMIP5 GFDL-ESM2G模式模拟的2006—2030年和2080—2100年热带太平洋SST和垂直速度异常的相关性。由于在热带地区上升运动占主导，热带外地区下沉运动占主导，因此热带太平洋SST异常与热带地区的垂直速度异常呈显著正相关，与热带外地区的垂直速度异常呈显著负相关。对比2006—2030年和2080—2100年热带太平洋SST异常和垂直速度异常的相关性可以看出，2080—2100年热带太平洋SST异常和垂直速度异常的相关性较2006—2030年明显减弱，表明随着未来热带太平洋SST增加，垂直速度对SST的响应不断减弱。图4（c）和图4（d）进一步给出热带太平洋SST和200 hPa位势高度异常的相关性。可知，热带太平洋SST与200 hPa位势高度异常呈显著正相关，表明热带太平洋SST增加，位势高度增加。与前述结果一致，2080—2100年热带太平洋SST和200 hPa位势高度异常的相关性明显弱于2006—2030年间两者的相关性，表明随着热带太平洋SST增加，200 hPa位势高度对SST的响应亦不断减弱。

图4 CMIP5 GFDL-ESM2G模式模拟的2006—2030年（a、c）和2080—2100年（b、d）热带太平洋区域SST与垂直速度异常（a、b）、200 hPa位势高度异常（c、d）相关系数的空间分布Fig.4 Spatial distribution of correlation coefficients between SST and vertical velocity（a，b），200 hPa geopotential height（c，d）anomaly during the period 2006-2030（a，c）and 2080-2100（b，d）over the Tropical Pacific Ocean region based on simulations of CMIP5 GFDL-ESM2G model

为验证上述结果，图5进一步绘出基于CMIP5 CMCC-CESM模式模拟的热带太平洋SST与OLR、垂直速度和200 hPa位势高度异常的相关系数分布。与图2和图4的结果一致，2006—2100年，热带太平洋SST与OLR的相关系数呈显著下降趋势，滑动相关系数从21世纪初的0.8降至世纪末的0.5［图5（a）］。此外，2080—2100年热带太平洋SST与OLR、垂直速度和200 hPa位势高度异常的相关性均明显弱于2006—2030年。

图5 CMIP5 CMCC-CESM模式模拟的2006—2100年热带太平洋区域SST和OLR的20 a滑动相关系数（a），2006—2030年（b、d、f）和2080—2100年（c、e、g）热带太平洋区域SST分别与OLR（b、c）、垂直速度异常（d、e）、200 hPa位势高度异常（f、g）相关系数的空间分布Fig.5 The20-year sliding correlation coefficient between SST and OLR averaged over the Tropical Pacific Ocean region during the period 2006-2100 based on the simulation of CMIP5 CMCC-CESM model（a），correlation coefficients between SST and OLR（b，c），anomaly of vertical velocity（d，e），anomaly of geopotential height at 200 hPa（f，g）during 2006-2030（b，d，f）and 2080-2100（c，e，g），respectively

上述分析表明，随着未来热带太平洋SST增加，大气对SST异常的响应在减弱。图6是基于CMIP5 GFDL-ESM2G模拟的2006—2100年热带太平洋SST时间序列。与图1一致，2006—2100年，热带太平洋SST呈增加趋势。值得注意的是，2006—2030年热带太平洋平均SST在27.5℃附近，2080—2100年平均SST则高于28℃。因此，根据以往研究［21-23］，2006—2030年，热带太平洋平均SST在27.5℃附近，对流活动随SST增加而加强，与图2（a）结果一致，即热带太平洋SST和OLR的20 a滑动相关性在2030年前增加；2080—2100年，热带太平洋平均SST高于28℃，热带太平洋SST的持续增加对对流活动的影响变小，SST和OLR的相关性逐渐减弱，即大气对SST的响应减弱。

图6 CMIP5 GFDL-ESM2G模拟的2006—2100年热带太平洋SST的时间序列Fig.6 Time series of SST over the Tropical Pacific Ocean from 2006 to 2100 simulated by the CMIP5 GFDL-ESM2G model

上述分析均基于预测未来的瞬时试验结果。为进一步验证上述结果，使用CAM5模式进行4组试验，具体试验设置详见“数据和模式”介绍。需要指出的是，E2与E1差值、E4与E3差值分别代表2000年、2100年大气对SST异常的响应。图7是2000年和2100年OLR、垂直速度和位势高度异常。可以看出，与图2、图4和图5一致，2100年OLR异常、垂直速度异常和200 hPa位势高度异常均明显弱于2000年，表明未来热带太平洋海域大气对SST异常的响应减弱。对比CAM5和CMIP5的模拟结果发现，2个模式中OLR、垂直速度和位势高度异常的振幅略有差异，可能因为不同模式中使用的物理参数化方案不同。

图7 CAM5试验模拟的2000年（a、c、e）和2100年（b、d、f）背景SST下OLR异常（a、b，单位：W·m-2），垂直速度异常（c、d，单位：m·s-1），200 hPa位势高度异常（e、f，单位：gpm）的空间分布Fig.7 The anomalies of OLR（a，b，Unit：W·m-2），vertical velocity（c，d，Unit：m·s-1）and geopotential height at 200 hPa（e，f，Unit：gpm）from simulations of CAM5 experiments in the context of 2000（a，c，e）and 2100（b，d，f）background SST

热带太平洋海域的SST变化能够影响平流层温度和环流的变化，热带太平洋SST增加，热带平流层下部趋于寒冷，极地涡旋趋于温暖和减弱［7］。从CMIP5 CMCC-CESM模式2006—2030年和2080—2100年热带太平洋SST与平流层温度的回归分布［图8（a）、图8（b）］可以看出，与2006—2030年相比，2080—2100年热带太平洋SST与平流层温度的回归系数显著减弱，表明未来热带太平洋海域大气对SST异常的响应减弱将导致平流层温度对SST增加的响应减弱。CAM5试验的模拟结果亦显示2100年平流层温度异常明显弱于2000年［图8（c）、图8（d）］，进一步证实平流层温度对未来热带太平洋SST增加的响应减弱。

图8 CMIP5 CMCC-CESM模拟的2006—2030年（a）和2080—2100年（b）热带太平洋SST与平流层温度异常的回归系数分布（打点区代表回归系数通过95%的置信水平）及CAM5试验模拟的2000年（c）和2100年（d）背景SST下的平流层温度异常（单位：K）Fig.8 Regression coefficient of SST over the Tropical Pacific Ocean simulated by CMIP5 CMCC-CESM model on stratospheric temperature anomaly during the period of 2006-2030（a）and 2080-2100（b）（the dotted for regression coefficients passing the significance test at the 95%confidence level），and anomalies of stratospheric temperature simulated by CAM5 experiments in the context of 2000（c）and 2100（d）background SST（Unit：K）

3 结论

本文采用CMIP5模式模拟结果和CAM5气候模式试验，分析2006—2100年热带太平洋上空大气对SST异常的响应变化，得到以下结论：

（1）2006—2100年，热带太平洋SST持续上升，然而2080—2100年热带太平洋SST与对流活动、垂直速度异常和200 hPa位势高度异常之间的相关性均明显弱于2006—2030年，表明未来热带太平洋海域大气对SST异常的响应减弱。

（2）2080—2100年热带太平洋SST与平流层温度异常的回归系数明显弱于2006—2030年，表明未来热带太平洋海域大气对SST异常的响应减弱进一步导致平流层温度对未来热带太平洋SST增加的响应减弱。

（3）热带太平洋平均SST从2006—2030年的27.4℃增加至2080—2100年的29.4℃。2006—2030年，热带太平洋SST增加伴随着深对流活动的增强以及大气对SST异常的响应增强；2080—2100年，热带太平洋SST持续增加将对对流活动产生抑制作用，进而导致大气对SST异常的响应减弱。