黃玉蓉 張福穎 陳明誠

摘要利用19個CMIP5模式輸出資料，評估模式對于拉尼娜事件特殊生命史發(fā)展過程的模擬能力。評估結果顯示，僅有少數模式可以很好地再現拉尼娜事件緩慢衰減并再次增強的生命史發(fā)展過程，而多數模式中拉尼娜事件持續(xù)衰減直至消亡。觀測分析結果表明，一個可能導致拉尼娜再次增強的原因是風場強迫作用下的海洋赤道波動過程。模擬能力較好的模式可以建立起“SST一對流一風場”正反饋過程，使得拉尼娜事件再次發(fā)展。而模擬能力較弱的模式中正反饋過程無法建立，因此拉尼娜事件最終消亡。另一個可能導致拉尼娜事件再次增強的原因是海洋平均經圈環(huán)流的作用。模擬能力較好的模式可以很好地模擬出氣候態(tài)海洋經圈環(huán)流強度，因此海洋平均經向冷平流會幫助赤道地區(qū)負海溫距平再次增強。而模擬能力較弱的模式中海洋經圈環(huán)流強度較弱，因此赤道地區(qū)負海溫距平持續(xù)衰減，最終回歸到氣候態(tài)。

關鍵詞海氣間相互作用；模式評估；ENSO動力學；生命史不對稱性；熱量收支診斷分析

厄爾尼諾一南方濤動（ENSO）事件是地球氣候系統(tǒng)中最顯著的年際變率（Rasmusson andCarpenter，1982；Philander，1990）。作為熱帶地區(qū)年際變率的主導模態(tài)，ENSO對全球氣候變化都有重要的影響作用（Latif et a1.，1998；Trenberth et a1.，1998；Wallace et a1.，1998；Alexander et a1.，2002；張人禾和巢紀平，2002；Jin et a1.，2016）。在厄爾尼諾事件發(fā)展階段，不穩(wěn)定的大氣一海洋間相互作用過程（Bjerknes，1969；Philander et a1.，1984；Cane andZebiak，1985；Hirst，1986，1988），以及海洋赤道波動過程（Suarez and Schopf，1988；Battisti and Hirst，1989；Jin，1997；Li，1997）將使得海溫正距平不斷增長，發(fā)展年底時達到成熟時期。在此之后，厄爾尼諾事件在西北太平洋異常反氣旋性環(huán)流強迫作用下迅速衰減，發(fā)展年次年底時形成拉尼娜事件（Wang eta1.，2000，2003；Wu et a1.，2010；Chen et a1.，2016）。

作為厄爾尼諾事件的負位相性事件，拉尼娜事件的生命史演變過程具有顯著地不對稱性特征（Kang and Kug，2002；Kessler，2002；Larkin and Har-rison，2002；McPhaden et a1.，2009；Okumura and De-ser，2010；Dommenget et a1.，2013）。拉尼娜事件在發(fā)展年底達到最強值之后往往緩慢的衰減，次年底時又再次增強形成第二次拉尼娜事件。Chen et a1.（2016）的診斷分析結果表明，西北太平洋上大氣低層風場空間分布的不對稱性以及赤道東太平洋地區(qū)短波輻射和潛熱釋放等熱力通量場空間分布的不對稱性，都對厄爾尼諾和拉尼娜事件生命史不對稱性的形成具有重要作用。

耦合模式比較計劃（CMIP）是在大氣模式比較計劃（AMIP）基礎之上發(fā)展而來。作為目前包含內容最為全面的氣候變化模式資料集，CMIP5模式結果是我們研究過往氣候變化特征和預估未來氣候變化的重要依據之一（張學洪等，2003；張雅樂等，2012；杜美芳等，2015；智海等，2015）。然而受限于氣候變化特征的復雜性以及模式自身的局限性，CMIP5模式對于ENSO事件生命史特征的模擬仍存在很多不足之處，特別是對于拉尼娜事件特殊生命史發(fā)展過程的模擬情況具有顯著的不確定性，并呈現出兩種不同的發(fā)展特征（圖1）。例如以CESMl-CAM5模式（圖1f）為代表的第一類CMIP5模式可以較好地還原觀測中拉尼娜事件真實的生命史發(fā)展過程（圖1a）。在發(fā)展年次年秋季時，拉尼娜事件具有再次增長過程。然而在以ACCESS1.0模式（圖1b）為代表的大部分CMIP5模式模擬結果中，拉尼娜事件與觀測結果表現出較強的不對稱性發(fā)展特征，在發(fā)展年次年底時并沒有再次增長為第二次拉尼娜事件，而是持續(xù)衰減直至回復到氣候態(tài)。

在本文研究工作中，將通過海洋次表層海溫熱量收支診斷分析方法，定量分析兩類CMIP5模式中拉尼娜事件生命史不對稱性的形成原因。首先提出如下幾個科學問題：在兩類CMIP5模式中，拉尼娜事件生命史不對稱性形成的前期信號是什么？導致拉尼娜事件生命史不對稱性形成的主要動力因子有哪些？根據上述提出的科學問題，設計論文結構如下：第1節(jié)簡要介紹文章中使用的CMIP5多模式輸出資料和觀測的海洋一大氣數據集，以及海洋次表層海溫熱量收支診斷分析方法；第2節(jié)對兩類CMIP5模式中拉尼娜事件生命史不對稱性的形成機理進行研究；最后是本文的結論部分。

1資料與方法

文章中為了評估模式對于拉尼娜事件生命史發(fā)展過程的模擬能力，選取了19個CMIP5氣候模式的歷史模擬試驗數據，并選取相應的拉尼娜事件進行合成分析。文章中拉尼娜事件的選取標準與NO.AA ONI（Oceanic NINO Index）指數選取標準一致，當3個月滑動平均的Nifio-3.4區(qū)海洋表面溫度（sea Surface Temperature，SST）距平連續(xù)5個月小于-0.5 K時，將其定義為一次拉尼娜事件。CMIP5模式資料研究時段統(tǒng)一選取為1950年1月至1999年12月，共計50 a。由于各模式資料間水平分辨率存在較大差異，將所有模式數據結果統(tǒng)一插值為l?！?°。相關模式基本信息請見表1，更多詳細內容請參閱http：//cmip-pcmdi.llnl.gov/cmip5/。

研究中使用的觀測的海洋再分析資料集包括美國馬里蘭大學提供的簡單海洋同化資料（SO-DAv2.1.6；Carton and Giese，2008），以及歐洲中期天氣預報中心提供的海洋再分析資料系統(tǒng)（ORAS4；Balmaseda et a1.，2013）。緯向風應力數據同樣來自于SODAv2.1.6和ORAS4海洋再分析資料。SST資料來自于美國國家海洋和大氣局提供的延伸重建海表面溫度資料（ERSSTv3b；Smith et a1.，2008）。向外長波輻射場資料同樣由美國國家海洋和大氣局提供（Outgoing Longwave Radiation，OLR；Liebmann and Smith，1996）。

為了深入理解導致兩類CMIP5模式中拉尼娜事件生命史不對稱性形成的動力學機理，我們利用上述海洋再分析資料集對海洋次表層海溫熱量收支過程進行診斷分析。海溫變化傾向診斷方程可表示為：上述方程中各項計算結果均為混合層內垂直平均計算得到。由于文章中所使用的觀測數據資料分別具有不同的時問長度，為了使合成結果具有一致性，統(tǒng)一選取了自1980年起的時間段進行合成分析。診斷方程中海洋混合層海溫傾向項和三維動力平流項結果均由SODAv2.1.6和ORAS4資料集合平均得到。

2兩類CMIP5模式中拉尼娜事件生命史不對稱性形成機制

2.1拉尼娜事件中生命史不對稱性發(fā)展特征

相關觀測分析結果表明，相較于厄爾尼諾事件而言，拉尼娜事件通常具有更長的生命史發(fā)展周期，往往可以持續(xù)2 a或3 a以上的時間（Chen et a1.，2016）。在拉尼娜事件衰減過程中存在著一個十分有趣的現象，當負海溫距平發(fā)展至冬季到達最強值之后通常會進入緩慢衰減階段。然而在發(fā)展年次年后半年中，負海溫距平將會再次增強形成第二次拉尼娜事件（圖1a）。因此在拉尼娜事件發(fā)展年次年，負海溫距平場經歷了緩慢衰減和再次增強兩種生命史發(fā)展過程。但是在CMIP5多模式模擬結果中，拉尼娜事件生命史發(fā)展過程卻具有顯著的不確定性，并呈現出兩種截然不同的發(fā)展特征（圖1）。

在第一類模式中，模式模擬結果可以較好地再現出觀測中拉尼娜事件的生命史發(fā)展特征。以CESM1-CAM5模式模擬結果為例（圖1f），拉尼娜事件自發(fā)展年1月起由較強的正海溫距平開始衰減，6月時回到氣候平均態(tài)，之后海溫繼續(xù)降低，在發(fā)展年12月時負海溫距平達到最強，最大值約為-1.3℃，與觀測中拉尼娜事件成熟時期振幅相近。自發(fā)展年次年1月起，負海溫距平開始緩慢衰減，7月時依然維持著負海溫距平，振幅約為-0.6℃，振幅強度約為最強值時期1/2。在后續(xù)秋季時期，負海溫距平再次增長，年底12月時負海溫距平超過-1℃，與前期拉尼娜事件成熟時期振幅強度相當。

然而在第二類模式中，模式模擬結果相比于觀測結果呈現出不對稱性生命史發(fā)展特征。以AC-CESS1.0模式模擬結果為例（圖lb），拉尼娜事件同樣自發(fā)展年1月起由正海溫距平開始衰減，表明拉尼娜事件同樣由厄爾尼諾事件轉變而來，但是正海溫距平強度明顯弱于觀測結果中。正海溫距平在4月時衰減至氣候平均態(tài)，之后轉變?yōu)樨摵鼐嗥介_始增長，在發(fā)展年底12月時到達成熟期。成熟期最強振幅強度為-1℃，與觀測結果相近?？傮w而言，在發(fā)展年時期CMIP5多模式模擬的拉尼娜事件發(fā)展過程與觀測結果保持了較好的一致性，不對稱性生命史特征主要出現在發(fā)展年次年衰減階段。在以ACCESS1.0模式為例的第二類CMIP5模式中，拉尼娜事件自發(fā)展年次年1月起開始緩慢衰減，7月時同樣維持著負海溫距平，振幅強度約為峰值時期1/2。然而在后續(xù)秋季時期，拉尼娜事件并沒有再次增強形成第二次拉尼娜事件，而是持續(xù)著緩慢的衰減過程，最終在發(fā)展年次年底時海溫回歸到氣候平均態(tài)。

進一步分析拉尼娜事件中赤道東太平洋區(qū)域海溫距平變化傾向隨時問的演變特征（圖2）可以發(fā)現，在觀測結果和CMIP5多模式模擬結果中，拉尼娜事件發(fā)展年時期海溫變率均以負距平為主。表明在這一時期赤道東太平洋區(qū)域海溫持續(xù)衰減，拉尼娜事件為發(fā)展時期。在發(fā)展年次年衰減時期，CMIP5多模式模擬結果中海溫變化的不對稱性特征開始顯現。在以CESM1-CAM5模式（圖2f）為代表的第一類模式模擬結果中，發(fā)展年次年前期（1-6月）海溫距平變率以正距平為主，表明拉尼娜正處于衰減階段。發(fā)展年次年后期夏秋季節(jié)中，海溫距平變率迅速由正距平轉變?yōu)樨摼嗥讲⒌靡跃S持，表明拉尼娜事件生命史發(fā)展過程再次發(fā)生轉變，進入再次增強時期。這一類CMIP5模式模擬的海溫距平變率發(fā)展過程與觀測結果基本保持一致（圖2a）。

相反的，在以ACCESS1.0模式（圖2b）為代表的第二類模式模擬結果中，在發(fā)展年次年全年中海溫距平變率均以正距平為主，前期強度較強，后期強度減弱。這表明在此類CMIP5模式模擬的拉尼娜事件中，負海溫距平始終處于衰減階段，衰減速率先急后緩。這一類CMIP5模式模擬的海溫距平變率隨時間的演變特征與觀測結果相比呈現出明顯的不對稱性特征（圖2a）。

綜上所述，根據拉尼娜事件合成結果中生命史發(fā)展過程的不同，可以將上述19個CMIP5模式模擬結果分為兩類。在第一類CMIP5模式中（包括CESM1-BGC，CESMl-CAM5和MPI-ESM-MR三個模式），拉尼娜事件的生命史發(fā)展過程與觀測結果（圖3a）相似，在發(fā)展年底時達到最強，最強負海溫距平中心位于150°w的赤道中太平洋地區(qū)，之后負海溫距平緩慢衰減，并在發(fā)展年次年7月后開始再次增強，最終在次年底時發(fā)展形成第二次拉尼娜事件（圖3b）。將這一類CMIP5模式歸類為對拉尼娜事件生命史發(fā)展過程模擬較好的GM（GoodModel）模式。在第二類CMIP5模式中（包含剩余的16個CMIP5模式），拉尼娜事件的生命史發(fā)展過程與觀測結果表現出明顯的不對稱性（圖3c）。在發(fā)展年底成熟時期，負海溫距平中心相比于觀測結果向東偏移至120°w的赤道東太平洋地區(qū)。在此之后負海溫距平開始緩慢衰減，但是并沒有出現再次增長過程。在發(fā)展年次年年底時，海溫回歸到氣候平均態(tài)附近。將這一類CMIP5模式歸類為對拉尼娜事件生命史發(fā)展過程模擬能力較弱的PM（Pool Model）模式。

2.2海洋赤道波動過程對風場強迫的響應

在拉尼娜事件發(fā)展年次年時期，一個可能導致冷海溫再次增強的原因是風場強迫作用下的海洋赤道波動過程（Chen et a1.，2016）。根據經典的海洋延遲振子理論（Suarez and Schopf，1988；Battisti andHirst，1989），拉尼娜事件發(fā)展年時期赤道外地區(qū)由于Rossby波活動產生的向西運動的次表層暖海溫信號將會在西北太平洋區(qū)域集聚，并通過熱帶太平洋西邊界的反射作用轉變成沿赤道向東傳播的下沉Kelvin波從而帶來緯向異常暖平流。因此在拉尼娜事件衰減初期（發(fā)展年次年1-6月），赤道東太平洋地區(qū)負海溫距平不斷衰減（圖3a）。與此同時，在拉尼娜事件發(fā)展年冬季成熟時期和后續(xù)春季衰減時期中，西北太平洋上空以反氣旋性環(huán)流為主，反氣旋性環(huán)流南側赤道西太平洋為東風距平。東風距平將會激發(fā)出海洋中的上翻Kelvin波向東傳播至赤道東太平洋地區(qū)，從而阻礙拉尼娜事件衰減。這兩種相反的赤道海洋波動過程將使得拉尼娜事件衰減過程中衰減速率緩慢，因此在發(fā)展年次年夏季時期赤道東太平洋地區(qū)海溫依舊維持負距平（Chen et a1.，2016）。由于北半球秋季是海氣相互作用最劇烈的時期（Li and Philander，1996），因此負海溫距平將會激發(fā)出更強的赤道東風距平（圖4a）。更強的異常東風環(huán)流可以加強赤道東太平洋地區(qū)海洋上翻運動以及海洋表層蒸發(fā)作用，使得負海溫距平進一步增強，形成“SST一對流一風場”正反饋過程（Lj，1997；Chen et a1.，2016），因此拉尼娜事件再次發(fā)展增強。

對拉尼娜事件生命史發(fā)展過程模擬能力較強的GM模式可以較好地再現出這一正反饋過程（圖4b）。在拉尼娜事件發(fā)展年次年初期（1-6月），赤道西太平洋地區(qū)有較強的東風距平出現，因此對拉尼娜事件的衰減過程起到延緩作用，在這一時期拉尼娜事件衰減緩慢。當發(fā)展年次年后期（7-12月）熱帶東太平洋地區(qū)海氣相互作用增強時，赤道中太平洋區(qū)域的東風距平將會再次增強，并通過“SST-對流一風場”正反饋作用幫助拉尼娜事件再次增強。

相反的，在模擬能力較弱的PM模式模擬結果中，衰減年初期赤道西太平洋區(qū)域東風距平強度相比于觀測結果明顯偏弱（圖4c），這將無法抑制初期時拉尼娜事件衰減過程。在發(fā)展年次年后期，雖然赤道東太平洋地區(qū)依然存在較弱的負海溫距平（圖3c），但是在赤道中太平洋區(qū)域東風距平并沒有再次增強，而是逐漸減弱直至消亡（圖4c）。因此與觀測結果相比，PM模式中并未能建立起有效的海洋一大氣問正反饋過程幫助拉尼娜事件再次增強，最終赤道東太平洋區(qū)域海溫回歸至氣候態(tài)。

作為“SST一對流一風場”正反饋過程中至關重要的環(huán)節(jié)，對流活動的生成和發(fā)展過程構建起了海溫場與大氣風場間的聯(lián)系。因此，赤道太平洋區(qū)域對流活動隨時問的演變情況也可以很好地反映出拉尼娜事件的生命史發(fā)展過程（圖5）。合成分析結果表明（圖5b），模擬能力較好的GM模式與觀測結果保持了較好的一致性。在拉尼娜事件發(fā)展年次年初期，赤道中太平洋區(qū)域的負海溫距平使得局地對流活動受到抑制，因此OLR場表現為較強的正距平值（圖5a、5b），對流活動西側存在較強的東風距平（圖4a、4b）。此后伴隨著拉尼娜事件的不斷衰減，赤道東太平洋地區(qū)負海溫距平強度不斷減弱，對流活動逐漸增強，因此OLR正距平值逐漸減弱。在發(fā)展年次年后期，由于氣候背景場下海氣相互作用增強，“SST一對流一風場”正反饋過程建立。因此對流活動再次被削弱，具體表現為OLR正距平再次增強（圖5a、5b）。相應的，對流活動西側東風距平再次增強（圖4a、4b）。

與此不同的是，在模擬能力較弱的PM模式中，拉尼娜事件發(fā)展年次年初期赤道中太平洋地區(qū)OLR場正距平強度較弱（圖5c），意味著在這一時期抑制相對流較弱?？紤]到在拉尼娜事件發(fā)展成熟時期，GM模式和PM模式與觀測結果相比負海溫距平強度相當（圖3），因此PM模式對赤道中太平洋地區(qū)對流活動的模擬能力明顯較弱。造成PM模式中對流活動模擬效果較差的可能原因是在拉尼娜事件成熟時期，對負海溫距平中心位置的模擬存在偏差（圖3c）。在PM模式模擬的拉尼娜事件發(fā)展年底成熟時期，負海溫距平中心相比于觀測結果向東偏移至120°w的赤道東太平洋地區(qū)。在氣候態(tài)冷舌區(qū)背景場作用下，赤道東太平洋區(qū)域對流活動相對較少。因此即使給定相同強度的冷海溫異常值，冷舌區(qū)抑制相對流活動相比于赤道中太平洋地區(qū)也會更弱。

PM模式中對流活動模擬的偏差導致對流西側東風距平強度較弱（圖4c），此后伴隨著拉尼娜事件不斷衰減，正OLR距平（圖5c）和東風距平（圖4c）也不斷減弱。在發(fā)展年次年后期，PM模式中“SST一對流一風場”正反饋過程并未建立，具體表現為赤道太平洋地區(qū)OLR場正距平值（圖5c）和東風距平值（圖4c）并沒有再次增強，而是持續(xù)衰減直至氣候平均態(tài)，相應的海表溫度也回歸到平衡態(tài)（圖3c）。由此可見，PM模式對于北半球秋季時期冷舌區(qū)海氣相互作用過程的模擬能力同樣較弱。

2.3氣候態(tài)STC環(huán)流圈經向平流作用

與海洋表層海溫信號相類似的，海洋次表層信號同樣可以清晰的表征出拉尼娜事件發(fā)展年次年中先“緩慢衰減”后“再次增強”的特殊生命史發(fā)展特征。圖6給出了合成的觀測結果和19個CMIP5模式中，拉尼娜事件發(fā)展年次年赤道太平洋地區(qū)溫躍層厚度距平隨時間的變化情況。從結果中可以清晰地看到拉尼娜事件發(fā)展年次年初期，在熱帶太平洋西邊界反射而來的暖性Kelvin波東傳的作用之下，赤道東太平洋地區(qū)原本淺薄的溫躍層厚度逐漸加深，拉尼娜事件進入衰減階段（圖6a）。有趣的是在這一時期，原本位于赤道地區(qū)淺薄的溫躍層信號并沒有隨之消失，而是向兩極方向傳播至赤道外地區(qū)，具體表現為在發(fā)展年次年5-7月期間，熱帶東太平洋南北緯5度附近形成了兩個負溫躍層厚度距平中心。在拉尼娜事件發(fā)展年次年后期，赤道東太平洋地區(qū)不斷加強的異常東風通過加強海洋上翻運動從而抬升溫躍層高度，使得赤道地區(qū)溫躍層厚度再次變得淺薄。與此同時，還能看到位于赤道外的負溫躍層厚度距平中心逐漸向赤道地區(qū)移動，最終回歸到赤道東太平洋地區(qū)，幫助拉尼娜事件再次發(fā)展（圖6a）。

GM模式可以較好的再現海洋次表層負溫躍層厚度距平“分裂一再回歸”的發(fā)展過程，模擬結果與觀測結果基本保持一致（圖6b），稍有不同的是分裂而來的南北兩支負溫躍層厚度距平中心向兩極方向傳播至更遠的區(qū)域（南北緯10°附近）。這也表明，即使在模擬拉尼娜事件效果較好的CMIP5模式中，依然存在著許多可以改進的地方。相對而言，在PM模式中海洋次表層負溫躍層厚度距平信號并不能再現“分裂一再回歸”的生命史發(fā)展過程（圖6c）。在拉尼娜事件發(fā)展年次年初期，赤道東太平洋地區(qū)負溫躍層厚度距平逐漸減弱，并向赤道外地區(qū)傳播，拉尼娜事件進入衰減階段。在發(fā)展年次年5月時，赤道地區(qū)轉變?yōu)檎郎剀S層厚度距平。位于赤道外的兩支負溫躍層厚度距平始終未能回歸至赤道地區(qū)，因此赤道地區(qū)正溫躍層距平信號持續(xù)至發(fā)展年次年底，相應的拉尼娜事件最終消亡（圖3c）。

Chen et a1.（2016）提出氣候平均態(tài)subtropicalcell（STC；McCreary and Lu，1994）環(huán)流圈的經向平流作用可以導致拉尼娜事件衰減時期次表層海溫信號“分裂一再回歸”現象的產生。通常將熱帶太平洋地區(qū)氣候平均態(tài)的經向環(huán)流過程稱之為STC環(huán)流圈，具體表現為海洋次表層區(qū)向赤道的經向洋流，赤道區(qū)平均垂直上翻運動以及海洋表層向極方向的經向洋流運動（圖7a）。在拉尼娜事件發(fā)展年次年后期，氣候態(tài)STC環(huán)流圈中次表層區(qū)向赤道的平均經向洋流會將赤道外區(qū)更強的冷信號平流至赤道地區(qū)（圖6a），并通過垂直上翻運動輸送至海洋表層，幫助拉尼娜事件在這一時期再次增強。

在GM模式中氣候態(tài)海洋STC環(huán)流圈的模擬效果出色（圖7b），次表層區(qū)向赤道的平均經向洋流運動速度可達到0.04 m/s（約1（。）/mon），強度與觀測結果中相當（圖7a）。在次表層平均經向冷平流的作用下，赤道外的負溫躍層厚度距平逐漸向赤道區(qū)移動（圖6b）。然而在PM模式的模擬結果中，次表層區(qū)向赤道的平均經向洋流運動速度約為0.02 m/s，僅為觀測結果中強度的1/2（圖7c）。由于PM模式中對氣候態(tài)STC環(huán)流圈模擬能力較弱，因此在溫躍層變化過程中并沒有出現“分裂一再回歸”的發(fā)展過程（圖6c）。

為了進一步檢驗CMIP5模式對“STC環(huán)流圈經向平流”機制的表現能力，對熱帶東太平洋區(qū)域次表層海溫進行熱量收支診斷分析。圖8給出的是合成的觀測結果和19個CMIP5模式模擬結果中，拉尼娜事件發(fā)展年次年熱帶太平洋地區(qū)次表層海溫距平隨時間的演變特征。與溫躍層距平演變過程相類似的（圖6），在觀測結果和GM模式模擬結果中都具有明顯的赤道外負海溫距平逐漸向赤道地區(qū)移動的過程（圖8a、8b）。但是在PM模式模擬結果中，赤道外區(qū)負海溫距平始終停留在原地，并沒有再次向赤道地區(qū)傳播。因此在發(fā)展年次年5月時，PM模式中赤道地區(qū)次表層海溫距平轉變?yōu)檎盘柌⒌靡跃S持（圖8c）。

相應的，觀測結果和GM模式模擬結果中同樣顯示出赤道地區(qū)次表層海溫變化傾向經歷了由正轉負的過程（圖9a、9b）。在拉尼娜事件發(fā)展年次年6-7月間，次表層海溫由不斷增暖轉變?yōu)樵俅巫兝?。相對而言，GM模式中赤道地區(qū)負海溫變率的經向尺度更大。這也許是由于赤道外區(qū)次表層冷信號距離赤道更遠（圖6b、8b），經向平均冷平流輸送距離同樣更遠所導致。在模擬能力較弱的PM模式模擬結果中，次表層海溫變率也體現出由正轉負的生命史發(fā)展過程（圖9c）。但此時負海溫變率遠小于觀測結果和GM模式中，并不足以使拉尼娜事件再次增長。

海洋次表層海溫熱量收支診斷分析結果進一步表明，經向平均平流項是導致拉尼娜事件在發(fā)展年次年中，次表層海溫變率由正轉負的主要動力因子。在觀測結果中，赤道外南北緯3度附近（特別是南支）有較強的經向平均冷平流作用（圖10a）。GM模式模擬結果與觀測結果保持了較好的一致性，在拉尼娜事件發(fā)展年次年3-9月期間，赤道外區(qū)經向平均冷平流作用顯著（圖10b）。而PM模式對“STC環(huán)流圈經向平流”過程的模擬能力較弱，赤道外區(qū)經向平均冷平流在發(fā)展年次年后期迅速衰減，無法幫助赤道地區(qū)拉尼娜事件再次發(fā)展

3結論

利用19個CMIP5模式輸出資料，針對拉尼娜事件中特殊生命史發(fā)展過程模擬能力進行評估。評估結果顯示，僅有少數CMIP5模式（包括CESMl-BGC，CESM1-CAM5和MPI-ESM-MR三個模式）可以很好地再現拉尼娜事件發(fā)展年次年中負海溫距平場緩慢衰減和再次增強兩種不同的生命史發(fā)展特征，而多數CMIP5模式（包含剩余的16個CMIP5模式）中負海溫距平場持續(xù)衰減過程直至回歸到氣候平均態(tài)。因此，兩類CMIP5模式模擬結果中拉尼娜事件生命史不對稱性特征主要出現在發(fā)展年次年后期，模擬能力較好的GM模式中拉尼娜事件再次增強形成第二次拉尼娜事件，而模擬能力較弱的PM模式中拉尼娜事件持續(xù)衰減最終消亡。

一個可能導致冷海溫再次增強的原因是風場強迫作用下的海洋赤道波動過程。在北半球秋季時期逐漸增強的海氣相互作用背景場作用下，GM模式中初始時刻較弱的負海溫距平可以激發(fā)出更強的抑制相對流活動。抑制相對流西側東風距平可以加強氣候態(tài)東風信風，使得赤道東太平洋地區(qū)海洋上翻運動以及海洋表層蒸發(fā)作用加強。因此負海溫距平進一步增強，形成“SST一對流一風場”正反饋過程，拉尼娜事件再次發(fā)展。相反的，由于PM模式對北半球秋季時期冷舌區(qū)海氣相互作用過程的模擬能力較弱，因此“SST一對流一風場”正反饋過程并未建立，拉尼娜事件不斷減弱直至回歸到氣候平均態(tài)。

另一個可能導致拉尼娜事件再次增強的原因是“STC環(huán)流圈經向平流”的作用。在拉尼娜事件發(fā)展年次年中，赤道東太平洋地區(qū)次表層海溫經歷了“分裂一再回歸”的生命史發(fā)展過程。在發(fā)展年次年后期，氣候平均態(tài)STC環(huán)流圈次表層區(qū)向赤道的平均經向洋流運動會將赤道外地區(qū)更強的冷信號平流至赤道地區(qū)，并通過赤道地區(qū)垂直上翻運動輸送至海洋表層，幫助拉尼娜事件在這一時期再次增強。GM模式對氣候態(tài)STC環(huán)流圈的模擬效果出色，強度與觀測結果中相當。次表層海溫診斷分析結果同樣表明，經向平均平流項是導致次表層海溫變化傾向由正向負轉變的主要動力因子。相反的，由于PM模式對氣候態(tài)STC環(huán)流圈模擬能力較弱，強度僅為觀測結果中的1/2，因此次表層海溫并沒有形成“分裂一再回歸”的發(fā)展過程。赤道東太平洋地區(qū)次表層海溫診斷分析結果進一步表明，這一時期PM模式中次表層海溫變率和經向平均平流項強度遠小于觀測結果。因此PM模式中拉尼娜事件并沒有再次增強形成第二次拉尼娜事件，而是不斷衰減直至消亡。