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一个耦合模式模拟的印度尼西亚贯穿流 摘要 本文利用l a s g 发展的全球祸合气候系统模式( f g 铆一1 0 ) 1 0 0 年数值模拟 结果，分析了模式模拟的印度尼西皿贯穿流( i t f ) 的平均态、季节变化和年际 变化，并且利用这些资料对i t f 的季节变化和年际变化的成困做了初步分析。 模式模拟的i 邗的平均态、季节变化和年际变化同已有的结果相比是合理的。 经分析认为i t f 的季节变化主要是因为印尼海域地处贬澳季风区，在i t f 的主要通道m a k a s s a r 海峡和m a l u k u 海峡南端，冬季吹西北风将低盐、更轻的 爪畦海的海水输送到m a k s s s a r 海峡南端造成向北的压力梯度差，阻止了暖的太 平洋海水向南流；夏季吹东南风将高盐、相对重的b a u d a 海水输送到m a k a s s 海峡南端，南北的压力梯度羞几乎为零，暖的太平洋海水町以向南流进入印度 洋，从而使得i t f 发生季节变化：i t f 年际变化主要是吲为热带环流的年际变化 及其所导致的洋流调整造成的，i t f 流量的年际变化的信号主要是来自太平洋的 e n s o ，对于i t f 的年际变化太平洋和印度洋都有影响。 关键词：印度尼西亚贯穿流( i t f ) 、气候系统模式、热带太平洋 n u m e r i c a ls i m u l a t i o no f t h ei n d o n e s i a nt h r o u g h f l o w w i t hac o u p l e dg c m a b s t r a c t t h ei n d o n e s i a nt h r o u g h f l o w ( i t f ) i sa n a l y z e d i nan u m e r i c a l s i m u l a t i o nw i t hac o u p l e do c e a n a t m o s p h e r em o d e l t h em o d e l ， d e v e l o p e di nt h ei a p l a s g ，h a sb e e ni n t e g r a t e d f o r3 0 0y e a r s w e s t u d yt h e d a t ao fi 0 0y e a r sf r o mt h el o l s tm o d e ly e a rt ot h e 2 0 0 t hy e a r t h es i m u l a t e da n n u a lm e a n ，s e a s o n a lc y c l e ，a n d i n t e r a n n u a lv a r i a t i o no fi t ft r a n s p o r ta g r e ew e l l w i t ht h e o b s e r v a t i o n s a n do t h e rs i m u l a t i o n s t h em a k a s s a r a n dt h e m a l u k us t r a i ta r et h ep r i m a r yp a t h w a yo ft h ei t f t h es e a s o n a l c y c l eo fi t fi sd e c i d e db yt h et o p1 a y e rc u r r e n tw h oi sd r i v e n b yt h em o n s o o n d u r i n g t h eb o r e a lw i n t e rn o r t h w e s tm o n s o o n ，t h e w i n dd r i v e sb u o y a n t ，l o w s a l i n i t yj a v as e as u r f a c ew a t e ri n t o t h es o u t h e r nm a k a s s a rs t r a i t ，r e s u l t i n gan o r t h w a r dp r e s s u r e g r a d i e n ti nt h es u r f a c e1 a y e ro ft h es t r a i t t h i si n h i b i t st h e w a r ms u r f a c ew a t e rf r o mt h ep a c i f i co c e a nf r o mf l o w i n g s o u t h w a r d d u r i n gt h eb o r e a l s u m m e rs o u t h e a s tm o n s o o n ，t h e w i n de li m i n a t e st h e p r e s s u r eg r a d i e n t ，b yt r a n s f e r r i n g m o r e s a li n eb a n d as e as u r f a c ew a r e ri n t ot h es o u t h e r nm a k a s s a r s t r a i t t h e nt h ei t fc a nf l o ws o u t h w a r di n t ot h ei n d i a no c e a n t h ei n t e r a n n u a l c y c l e o fi t fi sc a u s e db yt h ei n t e r a n n u a l v a r i a t i o no ft r o p i c a lc i r c u l a t i o n ，a n di t i sc o n t r i b u t e db y t h ep a c i f i co c e a na n dt h ei n d i a no c e a n k e yw o r d s ： i n d o n e s i a nt h r o u g h f l o w ( i t f ) ，c l i m a t es y s t e m m o d e l ，t h et r o p i c a lp a c i f i co c e a n 第一章引言 1 1 研究的意义及进展 “印度尼西亚贯穿流( i n d o n e s i a nt h r o u g h f l o w ，i t f ) ”是太平洋和印度洋 在低纬的唯一通道，太平洋和印度洋通过印度尼西亚贯穿流( i t f ) 交换热量、 质量和盐分。研究表明，i t f 不仅影响赤道西太平洋暖池的热量收支，在e n s o 循环中有重要的作用，而且印度尼西亚贯穿流也是全球温盐环流“输送带” 中表层暖水返回北大西洋的重要通道。i t f 对于邻近的赤道西太平洋暖池的温 度和盐度结构有影响u l i ”。海洋模式1 4 和耦合模式is 【6 】f 7 】【8 1 试验都证明了印度 尼西亚贯穿流( i t f ) 对于热带海气系统的重要作用。h i r s t 和g o d f e r y 4 1 的结 果中，关闭印度尼西亚通道可以使太平洋升温、印度洋降温。在耦合模式中的 变化则是整个海气系统的，关闭印度尼西亚通道使得暖池和对流中心东移，与 之相关的降水、云量、太阳辐射等也会发生相应的变化，这种变化甚至可以通 过遥相关影响到中纬度【6 】。 鉴于i t f 在气候系统中的重要性，人们曾经用大量的观测和数值试验来确 定印度尼西亚贯穿流的流量。g o d f r e y1 9 估计i t f 的流量在0 2 0 s v ( i s v = 1 06 m 3s 1 ) 之间，有人将l o s v 取为i t f 的流量的典型值。据估计i t f 的年平均流量为1 6 s v i 1 ，m e y e r s l h 通过六年的观测认为i t f 的流量在7 s v 左右， w i f f e l s 1 2 1 认为i t f 的量值大约在一5 1 9 s v 之间。 观测表明i t f 的流量有各种时间尺度的变化。i t f 的流量有显著的季节变 化，流量在北半球夏季最大，在北半球冬季流量最小。w y r t k im 1 利用西太平洋 和东印度洋之间的动力学高度的差别得出，i t f 的流量在5 8 月最大，在卜2 月最小。m u r r a y 和a r i e f 【1 4 l 用一年时间对l o m b o k 海峡观测发现i t f 的流量在8 月最大，在1 1 1 2 月最小。m e y e r s 1 利用多年观测指出5 6 月i t f 的流量为0 ， 8 9 月流量为1 2 s v 。s c h n e i d e r 和b a r n e t ti s 用e c h o 模式模拟得到i t f 正压部 分的流量季节变化的振幅是1 3 i s v ，2 月i t f 的流量最小，7 月i t f 的流量最大。 很多观测表明，i t f 还有明显的年际变化。i t f 在e 1n i f i o 期间流量减弱 ( 以i t f 流入印度洋的西向流量为正，以下同) ，在l an i f i a 期间流量增强。 c l a r k 和l i u 【l ”利用i t f 在印度洋入口处的南北海表高度差估计i t f 的年际变化 振幅为2 5 s v ，在e 1n i f i o 期间流量减弱。f i e u x 等1 1 6 1 发现在1 9 8 9 年l an i f i a 期间穿过位于b a l i 和a u s t r a l i a 之间的j a d e ( j a v aa u s t r a l i ad y n a m i c e x p e r i m e n t ) 水文断面有2 6 7 s v 的输送，而在1 9 9 2 年e 1n i f i o 期间只有1 4 s v 。 i x i - - x b t ( e x p e n d a b l eb a t h yt h e r m o g r a p h ) 断面( 5 。s ，1 0 5 。e 爪瓦岛西侧至 3 0 0 s 1 1 5 。e 澳大利亚西侧沿海) 提供了自1 9 8 3 年以来的长期水文观测资料。该 断面从a u s t r a l i a 西北的f r e m a n t l e 到s u n d a 海峡，适合于估算i t f 流量。 m e v e r s l l7 1 用1 2 年( 1 9 8 3 1 9 9 4 年) 的i x l 断面观测资料分析了i t f 的年际变 化，注意到i t f 流量中的e n s o 信号，即在1 9 8 8 8 9 年l a n i f i a 期间流量大，而 1 9 8 6 8 7 年、1 9 9 1 9 4 年e 1n i f i o 期间流量小。g o r d o n 和s u s a n t o u s 对m a k a s s a r s t r a i l 中流场的观测发现在1 9 9 7 年1 2 月至1 9 9 8 年2 月的e 1n i f i o 期间， m a k a s s a rs t r a i t 的平均流量为5 1 8 v ，而在1 9 9 6 年1 2 月至1 9 9 7 年2 月的l a n i f i a 期间平均流量为1 2 5 s v 。 i t f 季节和年际变化的成因仍旧是一个值得探讨的问题。g o r d o n 【l ”根据 观测认为i t f 的季节变化主要是因为印尼海域的海表流对于季风的响应所导致 的。m a k a s s a r 海峡是i t f 的主要通道。在m a k a s s a r 海峡南端，冬季，西北风驱 动j a v a 海低盐的、轻的表层海水进入南m a k a s s a r 海峡，造成向北的压力梯度 差，阻止了暖的太平洋海表水向南进入印度洋；夏季，东南风消除了向北的压 力梯度差，驱动b a n d a 海高盐海表水进入南m a k a s s a r 海峡。 目前关于i t f 年际变化与热带太平洋、印度洋的关系尚存争议。既有强调 太平洋的主要影响【2 0 l ，也有试验发现印度洋年际异常模态与i t f 相关较强】。 从另一个方面说，i t f 的年际变化又是e n s o 和i o d 相互作用的一种可能机制口”。 李薇1 2 ”分析了i p s l ( i n s t i t u t ep i e r r e s i m o nl a p l a c e ) 海气耦合模式的长期 积分资料，结果表明i p s l 模式模拟的i t f 气候平均的质量输运、热量输运、主 要通道等基本特征都很合理，模拟结果揭示了i t f 流量年际变化与太平洋的 e n s o 和印度洋i o d ( i n d i a no c e a nd i p o l e ) 的相互关联。 除了对于i t f 的观测研究之外，数值模拟也是研究i t f 的重要手段之一， 而且数值模拟在一定程度上可以弥补观测资料的不足。特别是近年来，许多学 者采用耦合气候系统模式对i t f 进行研究。s c h n e i d e r 和b a r n e t t 口】， s c h n e i d e r 1 6 1 利用e c h o 模式，b a n k 利用h a d c m 3 模式，w a j s o w i e z 和 s c h n e i d e r i s 利用c c c s 模式。由于受到积分时间长度的限制，这些耦合模拟主 要研究i t f 的平衡状态( 年平均场) 和季节循环，并且利用敏感性试验研究i t f 气候作用。s c h n e i d e r 和b a r n e t t l 5 l ，s c h n e i d e r l 6 1 利用e c h o 模式模拟的平均流 量为1 3 8 s v ，s c h n e i d e r 和b a r n e t t e c h o 模式模拟的印尼海域的季风与气候 值一致，模式模拟的印尼，东印度洋以及t i m o r 的温度场都模拟的不错，主要 问题是西太平洋模拟的不好，正压部分的i t f 的流量2 月最大，7 月最小，季节 振幅为1 3 i s v ，i t f 是印度洋的热源。s c h n e i d e r 吲利用开放和关闭印尼通道的 列比实验发现i t f 运送水团，热量和淡水，水团的输送影响印度洋的温跃层， 部分导致澳大利亚西海岸温跃层的异常和冷的涌升，热量的输送带走太平洋在 热带获得海表热通量约1 3 。b a n k l 7 1 利用h a d c m 3 模式模拟的平均流量为 2 3 6 s v ，模式中的i t f 在上层和下层各有一个中心且量值基本相同，上层中心是 由风驱动的，下层则是由压力梯度力驱动的。w a j s o w i c z 和s c h n e i d e r 【8 1 利用 c c c s 模式模拟的平均流量为1 i i s v ，利用打开和关闭印尼通道的对比试验发现， 关闭印尼通道使赤道太平洋冷却并将在赤道太平洋呈现类似e n s o 信号的特征： 东部温度升高，西部风异常，沿赤道降水增加；在印度洋上升温并出现类似印 度洋偶极子的特征：在西海盆海面温度降低和热量异常。 据最近的估计印度尼西亚贯穿流年平均流量约为1 6 s v t ”1 ( 1 s v = 1 0 6 m 3 s 1 ) 。 如此强劲的跨洋盆输送势必影响太平洋和印度洋经圈翻转( m e r i d i o n a l o v e r t u r n i n g ) 环流，甚至有可能影响全球的热盐环流。此外，i t f 将大量的太 平洋暖水输送到印度洋，直接影响了西太平洋暖池的强度，因而有可能影响e 1 n i n o 事件 3 1 。 在i t f 的数值模拟研究方面，迄今大部分工作是利用单独的海洋模式完成 的，单独的海洋模式的优点是可以采用很高的分辨率来描写印度尼西亚海区复 杂的海陆分布和地形，在观测的风应力驱动下能够模拟出i t f 在空间和时间上 的详细结构，这方面的研究可以举出m a s u m o t o 和y a m a g a t a 2 5 1 和m a s u r n o t o 1 2 ”的 工作作为代表。在l a s g ，最近利用o 5 。o 5 。分辨率的全球海洋模式 l i c o m l 0 口6 1 也相当逼真地模拟出了i t f 的路径、来源、平均态、季节变化和 年际变化f 2 ”。单独的海洋模式的缺点是不能描写海气相互作用的过程，要克服 这个缺点只有利用海气耦合模式。这方面的研究目前还不很多，可以举出的利 用全球海气耦合模式研究i t f 的工作有：s c h n e i d e ra n db a r n e t t 5 1 和s c h n e i d e r l 6 l ( m p i 的e c h o 模式) ；b a n k s 7 1 ( 2 0 0 0 ，h a d l e y 中心的h a d c m 3 ) ：w a j s o w i c z e t a 1 8 1 ( 2 0 0 1 ，c o l a 的c c c s 模式) 等。 1 2 研究的内容 e h 于i t f 在海洋环流和气候上的重要性，近年来国内外有关它的观测和 数值模拟研究有显著加强的势头，而i t f 本身存在各种各样时间尺度的变化。本 文利用l a s g 的一个全球耦合气候系统模式f g c m 一1 0 积分3 0 0 年所提供的逐月 月平均资料，选取了1 0 1 年一2 0 0 年的模式结果，分析了模式模拟的i t f 的平均 态、季节变化和年际变化，利用模式结果对i t f 的季节变化和年际变化的成因做 了初步分析，以及与其他模式模拟结果的比较。采用耦合气候系统模式可以克 服单独的海洋模式不能描写海气相互作用的过程的缺点。但本文的重点是研究 印度尼西亚贯穿流( i t f ) 流量的各种时间尺度的变化，以及初步分析它具有这 些时间尺度变化的原因，本文还将f g c m 一1 0 模拟结果与其他模式的模拟结果 进行了对比。做这样的研究，一方面是为了检验f g c m 一1 0 模式模拟印度尼西亚 贯穿流( i t f ) 的平均态以及它各种时间尺度变化的能力，并且与其他模式相比 较，以便找出f g c m 一1 0 模式模拟的优势和问题所在；另一方面希望利用采用高 分辨率的海洋模式的气候耦合系统模式能够更好的分析印度尼西亚贯穿流 ( i t f ) 的平均态和它各种时间尺度的变化。一 本文接下来六章，第二章：f g c m 一1 0 模式以及文中所涉及模式的简介， 第三章：f g c m 一1 0 模式模拟的气候平均状态，第四章：f g c m 1 0 模拟的i t f 的 平均态和路径、季节变化和年际变化，第五章：季节变化和年际变化的成因分 析，和其他模式模拟结果的比较，第六章：结论和讨论。 第二章耦合模式及所涉及模式的简介 2 1i a p l a s g 耦合模式的发展简介 中国科学院大气物理研究所( i a p ) 大气科学和地球流体力学数值模拟国家 重点实验室( l a s g ) 发展的第一个多层海洋环流模式是一个格距为4 。x 5 。，南北 范围6 0 。s 一6 0 。n 的4 层模式1 【2 9 1 。该模式经过改进后实现了同i a p 两层大气环 流模式 3 0 1 的耦合，并成功的模拟出热带太平洋的年际气候变动 3 1 1 。 第二个i a p l a s 6 全球海洋环流模式是一个同样格距( 4 。x 5 。) 的2 0 层模式， 它的原始版本 3 2 1 3 3 1 的南北范围是从南极大陆到7 0 0 n ，修订版本f 3 4 1 的北边界扩 展到北极点附近。同四层模式相比，2 0 层模式的主要改进是合理地模拟出了以 北大西洋深水为主要特征的热盐环流，模式还包括了海冰的热力学过程，因而 被用于分别同i a p 两层大气环流模式和9 层r 1 5 截谱大气模式1 3 5 1 耦合，以研究 更长时间尺度的气候振荡和气候变化问题 3 2 1 3 t l ( 3 6 】。i a p l a s g 全球海洋一大气一 陆地系统( g o a l s ) 模式m 1i 捕1 就是在2 0 层海洋模式和9 层截谱大气模式的基础 上发展起来的。 2 0 世纪9 0 年代末，金向泽等m 1 发展了l a s g 的第三个全球海洋环流模式。 这是一个3 0 层模式，水平格距1 8 7 5 。x 1 8 7 5 。，为了方便同截谱大气环流模式 的耦合，水平分布网采用6 3 波三角形截谱( t 6 3 ) 方式，故该模式简称为 “l 3 0 t 6 3 ”。l 3 0 t 6 3 模式中引进了g e n t 和m c w i l l i a m s 的中尺度涡参数化方案 m 1 ( 即“g m 9 0 ”) ，该方案已被证实对改进恒定温跃层的模拟有显著效果 4 1 1 。 为改进对热带上层海洋环流的模拟，在南北纬3 0 。之间还采用了 p a c a n o w s k i p h i l a n d e r ( p - p ) 的海洋上层垂直混合方案【4 2 1 。利用l 3 0 t 6 3 海洋模 式进行了一系列试验，其中最主要的是模式对不同来源的风应力响应的敏感性 试验h 3 1 和模式模拟的西风爆发期间赤道西太平洋暖池热量平衡状况演变过程 的试验4 ”。 俞永强等1 实现了海洋环流模式l 3 0 t 6 3 和n c a r 的大气环流模式c c h 3 的 耦合，发展了一一个全球海气耦合模式f g c m 一0 ( f l e x i b l eg l o b a lc o u p l e d g e n e r a l c i r c u l a t i o nm o d e l ，f g c m ) 。f g c m 0 模式是俞永强等发展的最初的l a s g 全 球耦合气候系统模式，浚模式已被用于热带海气相互作用的研究以及古海洋和 古气候的研究。它的基本框架是借助耦合器将各个子模式有机的结合起来。它 是在n a c r 的气候系统模式c s m 1 的基础上建立起来的，主要是将海洋模式替 换为大气所的i a pl 3 0 t 6 3 全球海洋环流模式。i a pl 3 0 t 6 3 全球海洋环流模式 的水平分辨率为1 8 7 5 。x 1 8 7 5 。模式积分结果有6 0 年，在2 0 年之后达到气候 平衡，所以选取2 0 6 0 年的积分结果进行分析。 l i c o m 1 0 是刘海龙等m 1 发展的一个分辨率为o 5 0 o 5 。的全球海洋模式。 它是在i a p l a s g 的l 3 0 t 6 3 全球大洋环流模式的基础上，将模式的水平分辨率 提高到全球均匀的0 ，5 0 ( 不含北冰洋) 。垂直方向分为3 0 层，上面1 2 层厚度相 同，每层为2 5 米。用h e l l e r m a n 和r o s e n s t e i n 风应力，以l e v i u s l 46 】温盐为初 始场，从静止开始积分4 0 年( 控制试验) 。 本文使用的耦合模式是俞永强等 4 7 1 4 8 1 发展的灵活的全球耦合气候模式的 第二个版本，简称为f g c m 1 0 。该耦合模式是基于n c a rc s m - 2 0 ( t h en c a r c l i m a t es y s t e mm o d e l ，v e r s i o nt w o ) 发展起来的，具体做法是借助于耦合器 ( f l u xc o u p l e r ) ，将c c s m 一2 0 1 原有的海洋分模式p o p 模式替换为l a s g 的高 分辨率海洋环流模式的第一个版本( l a s g i a pc 1 i m a t es y s t e mo c e a nm o d e l ， 简称为l i c o m 一1 0 ) ，并改变海冰模式的格点和分辨率使之与海洋模式完全一致， 其它部分基本不变。l i c o m 1 0 是刘海龙等【2 7 】发展的一个分辨率为0 5 0 0 5 。 的全球海洋模式，不仅可以较好地模拟出大尺度海洋环流特征，而且还可以更 好地反映i t f 的细致结构。大气分模式就是n c a r 的c a m 2 。以耦合器为中心的耦 合方式使得耦合系统中各个分模式的切换比较容易实现，从而提供了一种高效 的方式去构造新的气候系统模式，便于检验耦合系统对于它的子系统的敏感性。 关于f g c m 1 0 模式的详细描述详见文献【4 ”。f g c m 一1 0 模式积分了3 0 0 年，模 拟出了合理的基本气候态。从图2 1 _ 1 给出的全球平均海表温度时间序列可以 看出模式在积分1 0 0 年后达到气候平衡，因此本文选取了1 0 1 2 0 0 年的模式积 分结果做为分析对象。 2 2i p s l 模式简介 i p s l 【2 3 1 是法国p i e r r e - s i m o nl a p l a c e 研究所发展的一个耦合气候系统模式。 它的大气模式是l m d z 一3 2 ，海洋模式是o r c a 。o r c a 是全球o p a8 1 海洋模 式，它的水平分辨率大约等于地理网格的1 5 。- 2 。，经向分辨率在接近赤道的时 候是 5 。，垂直分为3 1 层，上面1 0 0 米分为t 0 层，上面3 0 0 米分为1 8 层。模式不包 括海冰，海冰恢复到逐月的气候值。各个模式之间采用直接耦合，模式积分了 1 0 2 0 年。 2 3e c h o 模式简介 e c h o5 1 6 1 是m a x p l a n c k i n s t i t u tf u rm e t e o r o l o g i e ，h a m b u r g ，g e m a n y 发展的 一个耦合模式。大气模式垂直方向分为1 9 层，水平方向t 4 2 水平分辨率为 2 8 。x 2 8 0 。海洋模式是全球的北纬6 0 。到南纬6 0 。，没有通量调整和恢复性条件， 水平分辨率在赤道1 0 度以内纬向是0 5 。，纬度1 0 。, - - 2 0 。之间水平分辨率纬向是 0 5 2 ，8 。，经向为2 8 0 ，垂直方向分为2 0 层。模式积分1 0 0 年。 本文主要是将f g c m 一1 0 的模式和其他模式模拟的结果进行对比，主要是 与张学洪等”1 对于f g c m 一0 ，刘海龙【2 7 1 对于l i c o m 1 0 ，李薇m 1 对于i p s l ，以 及s c h n e i d e r l 5 】对于e c h o 的模拟结果的分析进行对比。这里简单介绍相关 模式是为了让大家对于这些模式有一个大概的了解。 第三章f g c m 1 0 模式模拟的气候平均状态 3 1f g c m 1 o 模式模拟的气候场 图3 1 1 是f g c m 一1 0 模式和f g c m 一0 模式模拟的全球气候平均的海表温度 场，可以发现在f g c m 一0 模式模拟的全球的海表温度场，在太平洋上存在的“赤 道双辐合带”现象，在f g c m 一1 0 模式的模拟中这一现象得到了显著的改善，尤 其是南半球太平洋的暖水区( 2 8 。等温线) 有了明显的西退。但是“冷舌西伸” 现象在f g c m 一1 0 模式的模拟中不仅没有得到改善，反而更严重一些，这可能会 对模式模拟i t f 造成一定的影响。 f g c m 一1 0 模式模拟的温度场与l e v i t u s 【4 6 1 ( 观测的) 的温度场相比要偏冷， 整个海洋模拟的都偏冷，主要偏差出现在5 0 0 米以上的海洋上层( 图3 1 3 a ) 。 图3 1 2 a 给出了f g c m 1 0 模式模拟的海表温度场与l e v i t u s 4 6 1 的海表温度场 相比的差值。模式模拟的海表温度与l e v i t u s “( 观测的) 的相比，热带东太 平洋模拟的偏暖，赤道太平洋模拟的偏冷，中纬度西太平洋模拟的偏暖，高纬 度的太平洋模拟的偏冷，大西洋模拟的大部分为偏暖，印度洋高纬度模拟的偏 冷，南半球高纬度模拟的偏冷。 模式模拟的盐度场与l e v i t u s l 4 6 i ( 观测的) 的盐度场相比( 图3 1 2 b ) 。主 要的极值中心：北半球中纬度太平洋和大西洋的高盐度区，南半球中纬度印度 洋、太平洋和大西洋的高盐度区，以及南北半球高纬度的低盐度区都模拟出来 了；主要问题是模式模拟的值偏淡。垂直方向( 图3 1 3 b ) 主要偏差出现在1 0 0 0 米以上的海洋上层，底层海洋模拟的接近l e v i t u s 4 6 1 ( 观测的) ，模拟的很好。 模式模拟的降水与x i e a r k i n1 4 9 1 ( 观测的) 的降水相比( 图3 1 4 ) ，主要 的极值中心：西太平洋赤道两侧，印度洋北部，南美洲北部和大西洋西部，中 纬度西太平洋以及非洲北部的高降水区都模拟出来了，主要问题是非洲大陆降 水模拟的偏少，南太平洋降水范围模拟的偏小，西大西洋的降水模拟的偏少。 模式模拟的风场与e r s ( 观测的) 风场相比( 图3 1 - 5 ，3 1 6 ) ，南北半球 热带地区东风偏强。 总的来说，f g c m 1 0 模拟的气候态与观测相比模拟的还是比较好的。 3 2 f g c m 一1 0 模式对于e n s o 的模拟 图3 2 1 给出了f g c m _ i 0 模式模拟的合成的厄尔尼诺年海表温度异常，与 y a m a g a t a l 2 2 1 给出的和f g c m 一0 模拟的合成的厄尔尼诺年海表温度异常e 可以发 现，y a r n a g a t a 【2 2 1 给出的图中，厄尔尼诺年增暖区几乎占满了整个热带中东太平 洋，而且南北都扩展到南北纬2 0 度左右，且在增暖区的南北两侧各有一个降温 区，在印尼海域也是降温区。f g c m 0 模式模拟的合成的厄尔尼诺年海表温度 异常的图中，模拟的增暖区偏窄，南北扩展不到南北纬1 0 度。而且只模拟出了 增暖区北侧的降温区，没有模拟出增暖区南侧的降温区和印尼海域的降温区。 f g c m 一1 0 模式的模拟合成的厄尔尼诺年海表温度异常的图中，f g c m 一1 0 模拟的 增暖区明显的比f g c m 一0 宽了许多，与y a m a g a t a t 2 2 给出的增暖区相比仍然偏 窄，但已经扩展到南北纬1 0 度左右，且形状也更接近y a m a g a t a 瞄1 给出的增暖 区，r i g af g c m 1 0 模拟出了增暖区南北两侧的降温区，只是位置与y a m a g a t a 【2 2 1 给出的相比有点偏东，南侧的降温区还是偏弱，f g c m 一1 0 还模拟出印尼海域的 降温区，这一点与y a m a g a t a m l 给出的十分相似。 图3 2 2 给出了f g c b l 1 o 模式模拟的合成的厄尔尼诺年海表高度异常， 与y a m a g a t a 瞄1 给出的和f g c m 0 模拟的合成的厄尔尼诺年海表高度异常。可以 发现，在y a m a g a t a 口2 1 给出的合成的厄尔尼诺年海表高度异常图中，在热带西太 平洋是明显的负异常，且负异常中心在赤道北侧，在热带东太平洋是明显的正 异常；在f g c m 0 模拟的合成的厄尔尼诺年与气候平均相比海表高度异常图中， 在西太平洋模拟出海表高度的负异常，但是模拟出的负异常在赤道南北两侧各 有一个中心，热带东太平洋的正异常模拟的偏弱，在北半球北纬1 0 度左右的中 太平洋模拟出一个虚假的海表高度正异常；f g c 】1 4 - 1 0 模拟合成的厄尔尼诺年与 气候平均相比海表高度异常图中，f g c m 1 0 比较好的模拟出了热带西太平洋的 负异常，不过负异常范围偏大，赤道北侧的负异常一直东伸到东太平洋， f g c m 一1 0 模拟的东太平洋的正异常也要比f g c m 一0 模拟的好，形状和范围都与 y a m a g a t a 2 2 1 给出的接近，只是f g c m 一1 0 在赤道南侧在南纬1 0 。左右的中太平洋 模拟出一个虚假的海表高度正异常。 总的来说，f g c m 一1 0 比较好地模拟出了气候平均态，与f g c m 0 模式相比 有了明显的改进，模式的模拟还存在和其他耦合模式类似的误差，如全球平均 海温偏低，盐度偏低，对大洋东岸海温模拟偏高以及“赤道双辐合带”现象。 第四章f g c m 1 0 模拟的i t f 的年平均态、季节变化和年 际变化 4 1 i t f 的年平均态和路径 这一部分描述f g c m l - 0 模拟的i t f 的平均状态，通过分析平均状态的模拟 情况，可以初步检验模式模拟i t f 的能力，以确保利用模式研究i t f 气候变化 的条件。 图4 1 1 给出了印度尼西亚海域地形和印度尼西亚海域主要的洋流。图 4 1 2 给出了1 0 0 年平均的年平均的东经1 1 4 。断面的纬向流情况，从这张图上 我们可以看出i t f 的流量主要集中在3 0 0 米以上的海洋上层，在接下来对于洋 流及温盐场等的分析，我们主要针对0 - 3 0 0 米的平均，对于流量的分析则根据 需要选取不同的层次。我们截取从爪哇岛到澳大利亚的1 1 4 e 断面做为计算i t f 的剖面。据估计i t f 的年平均流量为1 6 s v 1 0 1 ，m e y e r s ( 1 9 9 5 ) h i 通过六年的观 测认为i t f 的流量在7 s v 左右，w i f f e l s ( 1 9 9 6 ) 【1 2 l 认为i t f 的量值大约在 一5 - 1 9 s v 之间，利用f o g l 。0 的1 0 l 一2 0 0 年的模式积分结果计算得1 0 0 年平均 的i t f 的年平均流量为1 7 s v ，模式模拟的年平均流量还是比较合理的。图4 1 3 a 和4 1 3 b 分别给出1 0 0 年平均的0 - 3 0 0 米温度，盐度和流场。印尼海域地形复 杂，低分辨率的海洋模式无法辨认细致的地形。采用高分辨率的海洋模式以后， f g c m 一1 0 可以分辨出i t f 的几个主要通道：t o r r e s 海峡，m a l u k u 海峡，h a l m a h e r a 海峡，m a k a s s a r 海峡，k a r r i m a t a 海峡，l o m b o k 海峡，0 i i l b a i 海峡，t i m o r 通道。从 图图4 1 3 a 和4 1 3 b 温度，盐度和流场可以看出，大部分i t f 的水来自于北 半球主要是由向西流动的北赤道流( n e c ) 提供的，有一小部分水来自南半球向 西流动的南赤道流，经由t o r t e s 海峡和m a l u k u 和h a l m a h e r a 海峡进入印尼海 域。流场还比较好的模拟出了对于i t f 有重要影响的m i n d a i l a o 涡和h a l m a h e r a 涡。我们分别计算了通过各个通道的流量( 都为1 0 0 年平均) ：t o r t e s 海峡 2 2 s v ，m a l u k u 海峡6 6 s v 和h a l m a h e r a 海峡0 6 s v ，m a k a s s a r 海峡 6 5 s v ，k a r r i m a t a 海峡1 0 s v ，l o m b o k 海峡4 8 s v ，0 m b a i 海峡9 7 s v ，t i m o r 通道 0 9 s v 。 图4 1 5 给出了印度尼西亚海域各通道流量观测的与f g c m 1 0 的以及其他 模式模拟结果的对比。观测的印度尼西亚海域各通道流量：i x l 为5 s v 是m e y e r s 等11 9 8 7 1 9 9 4 年上层4 0 0 米测得，m a l ( a s s a r 海峡为9 3 s v 是g o n o n 于1 9 9 7 年测得，l o m b o k 海峡1 7 1 2 s v 是m u r r a y 和a n e f t 。4 1 于1 9 8 5 年1 月1 9 8 6 年 3 月测得，o m b a i 海峡5 1 s v 是m o l e a r d 等1 于1 9 9 5 年1 2 肿1 9 9 6 年1 2 月测 得，t i m o r 通道4 5 1 5 s v ( m o l c a r d | 5 q 于1 9 8 9 年从1 4 0 米1 0 4 0 米永流量计测 得1 或4 3 1 s v ( m o l c a r d 5 1 1 于1 9 9 2 年从0 - 1 2 5 0 米用a d c p 测得) ，m a l u k u 海 峡7 s v 是c r e s s w e l l 和l u i c k t 5 2 1 于7 4 0 米和15 0 0 米测得，h a l m a h e r a 海峡为1 5 s v 是c r e s s w e l l 和l u i c k l 5 2 1 于3 5 0 米和7 0 0 米测得，t o r r e s 海峡为o ，0 1 s v 是w o l a n s k i 等l5 ”测得。与观测相比，模式模拟的年平均流量偏大，但m e y e r s 等1 ”1 测的是 上层4 0 0 米，考虑深层的输送( 2 3 s v ，m o l c a r d 等i s i i ) ，以及e k m a n 作用 ( 2 3 s v ，p o t e m r a 等【“1 ) ，f g c m 1 0 模拟的i t f 年平均流量还是合理的。观测 t 中i t f 主要通过m a k a s s a r 海峡然后向东偏转，通过f l o r e s 和b a n d a 海，然后通 过t i m o r 通道进入印度洋；而f g c m 一1 0 模拟的i t f 主要通过m a k a s s a r 海峡和 m a l u k u 和h a l m a h e r a 海峡，再经由l o m b o k 海峡和o m b a i 海峡直接进入印度洋。 主要问题是m a k a s s a r 海峡的流量偏低，m a l u k u 海峡的流量与观测相当，l o m b o k 海峡的流量偏高，t i m o r 通道o 9 s v 的流量偏低。 f g c m 一0 模式由于水平分辨率为1 ，8 7 5 x 1 8 7 5 。，无法细致的描述印尼海域复 杂的地形，在印尼海域只有一个通道。图4 1 4 为f g c m 0 模拟的印尼海域上层 3 0 0 米4 0 年平均的温盐场和流场，可以看出f g c m 一0 模拟出了i t f 的主要特征： 1 t f 主要来自北半球的北赤道流( n e c ) ，南太平洋的次表层水不能直接进入i t f 。 由于分辨率的限制，f g c m - 0 只能模拟出m i a d a n a o 涡，无法模拟出h a l m a h e r a 涡。张学洪【5 5 】利用模式第2 l 一6 0 年的资料计算的4 0 年平均的上层3 0 0 米i t f 年平均流量为l1 s v 。 l i c o m l ，0 是高分辨率( o 5 。x 0 5 0 ) 的海洋模式对于印尼海域复杂的地形 可以进行比较好的描述，l i c o m 一1 0 模式模拟”7 1 的年平均流量为1 2 2 s v , 模拟的 各通道的流量为：y o r r e s 海峡i 1 s v , m a l u k u 海峡2 6 s v , h a l m a h e r a 海峡 1 4 s v ，m a k a s s a r 海峡6 5 s v , k a r r i m a t a 海峡o 5 s v , l o m b o k 海峡5 1 s v , o m b a i 海峡 5 9 s v , t i m o r 通道o 0 2 s v 。f g c m 1 0 模拟的各通道的流量与l i c o m 1 0 模拟的 相比，l i c o m i 0 模拟的年平均流量更接近观测，计算i t f 年平均流量用的是 1 1 4 度断面，与本文相同。各通道的流量相比，l i c o m 一1 0 模拟出i t f 的主要 通道是m a k a s s a r 海峡，而f g c m 1 0 模拟出的主要通道则是m a k a s s a r 海峡和 m a l u k u 海峡，主要是f g c m i 0 模拟的m a l u k u 海峡的流量比l i c o m 。1 0 中模 拟的大。l i c o m 一1 0 中的强迫场是观测的风场。而f g c m 一1 0 的海洋模式的强 迫场是其他子模式的输出场，原因可能是其他子模式模拟的风场不好造成的。 l i c o m 一1 0 和f g c m 1 0 各通道的流量的共同问题是，模拟的t o r r e s 海峡的输 送偏强，l o m b o k 海峡，o m b a i 海峡代替t i m o r 通道成为向南输送的主要流径。 i p s l 的海洋模式在印度尼西亚海域刻划了四个通道连接太平洋和印度洋。 自西向东，这四个通道依次为s o u t hc h i n as e a ( s c s ，其南端的模式地形深度为 2 5 m ) ，m