短期氣候預測基礎：第6章 氣候模式及其在短期氣候預測中的應用 (2)

1、6.1 氣候模式 6.2 當代氣候模擬 6.3 氣候敏感性試驗 6.4 短期氣候的數(shù)值預測,第6章 氣候模式及其在短期氣候預測中的應用,6.1 氣候模式,6.1.1氣候模式簡介,氣候模式經(jīng)歷了一個由簡單到復雜、由不完善到逐步完善的巨大發(fā)展歷程。 氣候模式大致可以分為兩大類：即理論氣候模式和三維環(huán)流模式。 早期的氣候模式主要屬于理論氣候模式，通常有稱為簡單氣候模式和傳統(tǒng)氣候模式，這類模式包括能量平衡模式（EBM）、輻射對流模式（RCM）、緯向平均動力模式（ZADM）。 自20世紀50年代來，開始出現(xiàn)了被現(xiàn)代氣候?qū)W研究所廣泛采用的三維環(huán)流模式，這類模式則包括了大氣環(huán)流模式（AGCM）、海洋環(huán)流模式

2、（OGCM）、海冰模式（SIM）、陸面模式（LSM）、海氣耦合模式（OGCM或CGCM）和氣候系統(tǒng)模式（CSM）。,氣候數(shù)值模式就是通過數(shù)值計算的方法對支配大氣、海洋等不同氣候系統(tǒng)分量或整個氣候系統(tǒng)的基本方程組進行求解。再現(xiàn)過去、現(xiàn)在和將來的氣候狀態(tài)及其各種變化特征，從而揭示氣候的形成與變化規(guī)律，對未來可能發(fā)生的氣候變化做出估計。,氣候模式是理解氣候變化規(guī)律特別是預測未來氣候變化的最重要的甚至是不可替代的研究工具。,未來的方向,6.1.2 大氣環(huán)流模式,1956年 Phillips 兩層準地轉(zhuǎn)大氣環(huán)流模式 大氣環(huán)流模式的研究得到了飛速的發(fā)展，世界上一些發(fā)達國家的大氣科學研究機構先后建立了各自的

3、大氣環(huán)流模式。,圖6.2.1 大氣環(huán)流模式的發(fā)展歷史示意圖,Momentum equation,Continuity equation,Thermodynamics equation,Moisture equation,AGCM通常采用大氣原始方程組來描述大氣運動，一般形式如下：,模式方程組提供了描寫大氣運動的動力學框架，這是建立大氣環(huán)流模式的基礎。設計大氣模式時，通常必須考慮方程的坐標變換、方程的變形，方程離散化的數(shù)值計算方案（包括空間離散化、時間積分）等等。 由于AGCM的控制方程組是非線性的偏微分方程組，無法求得解析解，只能借助于大型電子計算機用數(shù)值方法求解。 空間離散化： 為了求得數(shù)值

4、解：通常先將大氣沿垂直方向劃分為若干層，將要計算的變量(包括預報量和診斷量)安排在各層中間或者層與層之間的界面上。變量在每一層上的水平變化可以由一張覆蓋著整個地球的格網(wǎng)點上的值來表示，也可以由有限個基函數(shù)的線性組合給出。前者稱“格點”模式或者限差分模式，后者則稱“譜”模式。,大氣環(huán)流模式較多采用坐標作為模式的垂直坐標，但是也有些模式采用-p混合坐標,在低層為坐標，而在高層（尤其是平流層）使用p坐標。,垂直分層,Grid method,Numerical representation,Easy to implement Orthogonal grid Meridians converge at

5、poles:- polar filters- smaller time steps,Comparison between 2 km and 60 km model topography,2 km,60 km,Tendency equation,Spectral method,時間離散化 模式也需要進行時間的離散化處理，將模式變量表示在不同時刻的值，而相鄰時刻的時間間隔通常稱為模式的時間積分步長。 在數(shù)值計算的過程，為了避免數(shù)值計算的不穩(wěn)定，還必須充分考慮空間分辨率和時間積分步長之間的約束關系。,模式的時間積分方案,就國際上已有的大氣模式看，常用的方法有： 三個時間層的蛙跳格式+時間平滑（格點模

6、式用得較多） 三個時間層的蛙跳與半隱式混合格式+時間平滑（譜模式用得比較多） 半拉格朗日方法，顯式、隱式Euler格式等。 大氣所最早的2層和9層格點大氣環(huán)流模式均是采第一種時間離散方案，而大氣所9層譜模式則是采用的第二種時間離散方案。氣象局的GRAPES則采用了第三種方案。,物理過程參數(shù)化 然而，大氣環(huán)流運動受到外界強迫的影響：包括下邊界的摩擦耗散、非絕熱加熱等等，這些項存在于大氣運動控制方程組中，對大氣運動產(chǎn)生重要的影響。,由于空間分辨率的限制，AGCM不能直接描寫那些上述空間尺度小于網(wǎng)格分辨率的重要物理的過程，然而它們又對氣候有重要影響。 為了把這些次網(wǎng)格尺度過程加進AGCM，人們在觀測

7、分析和理論研究的基礎上找到了一些半經(jīng)驗半理論關系使得可以借助于模式的大尺度變量去表示那些模式不能分辨的物理過程的影響，這就是所謂模式模式物理過程的“參數(shù)化”問題。,Dynamical processes,Dynamical processes,Cloud processes,Radiation processes,Hydrologicalprocesses,Land processes (SST presribed),Boundary layer processes,First phase,Second phase,Precipitation,模式物理過程的參數(shù)化,模式動力框架,Physics

8、 of climate system,Land surface model,Surface albedo,Radiation process(Shortwave and Longwave),Radiative fluxes,Moist process(Cumulus convection, Large scale condensation, Shallow convection),Precipitation,Cloud top cooling,Cloud base warming,大氣環(huán)流模式中需要參數(shù)化的次網(wǎng)格尺度過程,Atmospheric Model Intercomparison Pr

9、oject,6.1.3 海洋模式與海氣耦合模式,“沼澤”(swamp)模式是最簡單的海洋熱力學模式，這類模式不考慮海洋中熱量的貯存和輸送，簡單地用海氣界面上的能量平衡關系來決定SST。 當SST降至海水冰點溫度以下時就出現(xiàn)海冰。對大氣來說這類模式所代表的海洋主要是水汽源地，和潮濕的陸地作用相似。 由于“沼澤”模式中海洋的熱容量為零，所以同它耦合的AGCM中不能包括太陽輻射的日變化和年變化，否則會使得處于夜間半球和極夜區(qū)域的海洋統(tǒng)統(tǒng)變成海冰。,A、“沼澤”(swamp)海洋模式,為了考慮太陽輻射的年變化和日變化，可以用“薄層”(slab)海洋模式來代替“沼澤”模式。“薄層模式所描寫的是一個厚度均

10、一且不隨時間改變的海洋混合層，其厚度的選擇應使得模擬的SST的年循環(huán)接近于觀測情形。 最簡單的流體動力學海洋模式是具有可變深度的混合層模式（Mixed Layer Model），它不僅能預報SST，也能預報混合層海流，既考慮了上層海洋的熱貯存能力，也包括了混合層海流對熱量的輸送作用，但海冰厚度則仍按前述熱力學方法來確定。這種混合層模式還可以擴充為包含一個季節(jié)性斜溫層的海洋模式，同時預報混合層和季節(jié)性斜溫層內(nèi)的海溫和海流。,B、“薄層”(slab)海洋模式,雖然上層海洋的流體動力學模式能夠描寫熱量的貯存和水平輸送，但它們不能描寫同海水的大尺度上翻和沉降相聯(lián)系的熱量的垂直輸送，而這種垂直熱輸送對于

11、赤道和極地海洋的熱收支是特別重要的。為此需要發(fā)展更為完善的海洋模式，這就是同AGCM相對應的大洋環(huán)流模式(OGCM)。,C、海洋環(huán)流模式（OGCM）,Bryan(1969)建立了第一個海洋環(huán)流模式(OGCM)，但海洋模式的快速發(fā)展時期還是在20世紀80年代以后，世界各主要國家均先后建立起三維原始方程大洋環(huán)流模式。,海洋環(huán)流模式在球坐標系下的基本方程組：,OGCM的主要預報量是溫度，水平流速和鹽度，診斷量包括密度、壓力和垂直速度，對于海洋中像熱量、動力和鹽度的垂直和水平湍流輸送這樣的次網(wǎng)格尺度過程，在OGCM中也用參數(shù)化技術來處理。 求解OGCM的數(shù)值方法和AGCM中所用的方法是類似的，由于海洋

12、的幾何邊界極不規(guī)則，一般用有限差分方法求解。,D、海氣耦合模式,海洋、大氣之間存在強烈的相互作用，為了在數(shù)值模式中真實反映氣候系統(tǒng)中實際發(fā)生的海氣相互作用，通常通過大氣模式與海洋模式的耦合來進行。,不同類型的海洋 | 大氣耦合方式,海洋 | 大氣之間的耦合過程示意圖,海氣耦合模式的耦合方法： 同時（同步）耦合和非同時（同步）耦合。 同時耦合中，大氣對海洋的作用以及海洋對大氣的作用是同時進行的。 在非同時耦合中，海洋模式所提供的海面溫度和海冰等信息將在大氣環(huán)流演變的一定時段內(nèi)保持不變，而大氣環(huán)流模式所得到的風應力等信息在某一段時間的平均值后提供給海洋。或者說，在大氣環(huán)流模式計算了若干時間步之后，

13、才計算海洋環(huán)流模式。,Atmosphere,Ocean,Calculate fluxes for 2hrs with SST,Provide SST (initial condition),2hours,Averaging fluxes,Calculate SST (start at 0:00),Calculate fluxes for 2hrs with SST,Provide SST,0:00,2:00,Model time,4:00,Coupled Model Intercomparison Project,6.1.4 海冰模式,海冰是氣候系統(tǒng)中的重要成員, 海冰不是流體而是以多重裂縫、

14、水道(浮冰之間)和冰穴所組成的復雜固體冰蓋，在性質(zhì)上是不連續(xù)的；同時，從一個時期到另一個時期，海冰的分布存在重大變化，所以海冰模式必然和海洋模式、大氣模式不同。 海洋和大氣模式的計算重點在于確定海水和空氣的分布性質(zhì)，可是用于大尺度氣候模擬的海冰模式，在每個地方和每個時間步長，第一個目標就是要確定海冰是否存在。假如冰存在，則要確定冰量(包括冰的厚度和該區(qū)域內(nèi)海冰的密集程度)。 海冰模式是描述海冰物理過程、模擬和預報海冰演變的有力工具。,海冰與海洋、大氣不同，海冰的性質(zhì)是不連續(xù)的；海冰同時受到大氣和海洋的影響。 海冰模式主要考慮： 與冰蓋熱力學有關的計算：計算確定海冰厚度及溫度結構，以能量守恒原理

15、為基礎； 與海冰動力學有關的計算：計算確定海冰的運動，以動量守恒原理為基礎。,海冰模式大致可以分為以下三類：,A、海冰熱力學模式,B、海冰動力學模式,C、海冰厚度分布模式,海冰熱力學計算的重點在于冰的厚度或冰和冰蓋上面雪的厚度。 目前海冰模式就冰層和雪層的組成來說又可分為三種： 甚高分辨率模式（Maykut和Untersteiner，1971）； 兩層冰和一層雪的模式 (Stemter，1984)， 一層冰和一層雪的模式 (Parkinson 和Washington，1979)。,A、海冰熱力學模式,海冰動力學試圖以作用于海冰的五種主要應力之間所產(chǎn)生的動量平衡為基礎來計算海上浮冰的運動。這五個

16、主要應力是: （1）冰上的大氣風應力，它引導海冰沿著海面風的方向移動； （2）冰下的海水流動產(chǎn)生的應力，它引導海冰沿著水流方向移動； （3）海面傾斜引起的重力應力，稱“動力地形”，它引導海冰從較高處移向較低處； （4）地球旋轉(zhuǎn)引起的應力，稱Coriolis力；在北半球它引導海冰向其他原因引起的運動方向的右面偏轉(zhuǎn)，在南半球則向左偏轉(zhuǎn)； （5）冰蓋內(nèi)部的擠壓應力，主要由各塊浮冰的碰撞、擠壓所引起。,B、海冰動力學模式,多層海冰厚度分布模式：Thorndike 等(1975)定義了海冰厚度分布函數(shù), 提出了海冰厚度分布理論, 建立了海冰厚度分布模式。該模式考慮了海冰熱力學增長、消融及動力作用引起原有

17、海冰的厚度空間上再分布對海冰厚度分布函數(shù)演化的作用。Rothrock（1975）將海冰的厚度分布和海冰的流變特性聯(lián)系在一起, 海冰的厚度分布受到海冰的運動性質(zhì)的影響, 又影響到流變特性, 而流變特性反過來影響海冰的運動, 并指出海冰脊化作的功與冰塊之間的力所作的功有關。 兩層海冰厚度分布模式：Hibler（1979）將海冰的厚度分布和海冰的動力學模式（Hibler 1979）、熱力學模式（Stemter，1976）模式耦合在一起, 提出了與觀測的海冰脊化物理過程一致的再分布函數(shù)。,C、海冰厚度分布模式,6.1.5 陸面過程模式,陸面約占地球表面的1/3，陸面是大氣模式的重要下邊界條件。陸面模式

18、計算陸地表面的基本狀態(tài)參量，為大氣模式提供地氣之間的動量、熱量和水汽通量。,第一代（60年代末-70年代）Bucket模式 第二代（80年代以來）考慮植被的生物物理作用的陸面過程模式 第三代（90年代以后）考慮生物化學過程的陸面過程模式,20世紀60年代末至今，陸面模式的發(fā)展大致可分為三個階段：,陸面過程模式主要利用能量和質(zhì)量平衡方程，對土壤溫度、濕度、積雪量等陸面狀態(tài)參量，以及地氣之間的能量通量（輻射通量、感熱通量、潛熱通量）、質(zhì)量通量（水汽通量、生物氣體通量等）和動量通量進行描述；在描述陸面狀態(tài)變化的同時，為大氣模式提供陸地部分的下邊界條件 。,Oleson et al. Technica

19、l Description of version 4.0 of the Community Land Model (CLM), NCAR/TN-478+STR, April 2010,6.1.6 區(qū)域氣候模式,氣候具有明顯的區(qū)域性特征，區(qū)域氣候及其變化對人類生活具有更為直接的影響。大氣環(huán)流模式（GCMs）是模擬全球氣候和氣候變化的一個有力工具。但由于全球模式的水平分辨率較低，目前GCMs尚難以真實反映與復雜地形和陸地狀況有關的區(qū)域氣候特征，不可能較細致地模擬出時間空間尺度范圍相對較小的區(qū)域氣候的具體特點。 通過縮小模式網(wǎng)格距可以提高模式的分辨能力，但這將大大增加計算時間；另一方面當前GCMs中

20、陸地過程參數(shù)化方案較為粗糙，因而這種方法仍難以解決區(qū)域尺度氣候模擬問題。 Dickinson等（1989）、Giorgi和Bates（1989）將改進的有限區(qū)域中尺度氣象模式（LAM）與全球尺度GCMs耦合，發(fā)展了第一個區(qū)域氣候模式（RegCM），即第一代NCAR區(qū)域氣候模式（RegCMl）。,目前大部分區(qū)域氣候模式都采用了數(shù)值天氣預報模式的動力框架，如: 美國國家大氣研究中心（NCAR）第二代區(qū)域氣候模式（RegCM2） 意大利國際理論物理中心區(qū)域氣候模式（RegCM3.0） 中國氣象局國家氣候中心區(qū)域氣候模式（RegCM_NCC） 西北太平洋國家實驗室區(qū)域氣候模式（ PNNL-RCM） 中

21、國科學院大氣物理研究所區(qū)域環(huán)境系統(tǒng)集成模式（RIEMS） 均采用了濱州大學/ 美國國家大氣研究中心（PSU/ NCAR）的中尺度數(shù)值天氣預報模式MM4 或MM5 的動力框架，其動力結構更為準確合理，從而較傳統(tǒng)的統(tǒng)計方法更顯其動力連續(xù)的特性。 此外區(qū)域氣候模式中的物理過程也更加詳細，包含了陸面和水文過程、邊界層、云和降水、云-輻射相互作用，部分還包含了大氣化學過程。,與全球環(huán)流模式相比，區(qū)域氣候模式的分辨率有了很大的提高，模式能夠細致描述一些區(qū)域性的信息。已有的研究表明，區(qū)域氣候模式可以顯著地改進對氣候空間分布特征的模擬，在區(qū)域氣候模擬方面有很大優(yōu)勢，已成為研究區(qū)域氣候變化的最重要途徑。 但是也

22、應該看到，區(qū)域氣候模式的側邊界問題一直是區(qū)域氣候模擬的關鍵或困難所在。嵌套模式中側邊界的處理是關系氣候要素場模擬成敗的重要因素，側邊界所帶來的誤差是有限區(qū)域模式的主要誤差來源之一。這在一定程度上給區(qū)域氣候模擬和區(qū)域氣候模式的應用提出了挑戰(zhàn)。 另外，盡管RegCM是有限區(qū)域模式，但由于它的時間步長通常只有GCMs的110，而格點數(shù)與全球模式格點數(shù)相當，因而每個模擬日積分所需的CPU時間大約為GCMs的10倍，大量的計算時間是區(qū)域氣候模擬發(fā)展的限制因子之一。,6.2 當代氣候模擬,氣候數(shù)值模式的模擬能力如何？ 模式檢驗（Model Validation)當代氣候的數(shù)值模擬問題： 這類氣候數(shù)值模擬工作通常利用數(shù)值模式對當代氣候的平均狀況進行模擬，通過模擬結果與