建模在北方冬天Mjo就可1121的年际和年代际变化。Mjo就可

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斯et al。(1996)介绍了指数活动MJO就可基于近赤道的纬向风200 hPa,提供一个初步的可变性MJO就可测量模型和描述年际和年代际变化活动MJO就可(图11.1)。这个索引使用的项目MJO就可在赤道的纬向平均纬向风分量通过其开尔文和罗斯贝波特征(斯et al ., 1999)。

20 - 100天的方差过滤200 hPa地带性意味着除

一年

图11.1。描绘MJO就可活动的年际变化的时间序列的方差(m2 ~ 2) 20 - 100天带通滤过的纬向平均纬向风从最近的ECMWF再分析1958 - 1997年(ERA-40)。100天移动平均已应用于时间序列方差。低,灰色的曲线是海表温度异常(SSTA) Nino-3地区(K)(5°存在°S, 90°W - 150°W)。看到斯et al。(1990)指数MJO就可计算的的更多细节。

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这个指数也表明有大量IAV的活动,MJO就可斯et al .(1999)和亨顿et al。(1999)发现不密切相关的海洋表面温度(太平洋)的时间序列(图11.1还包括Nmo-3区域海表温度异常(SSTA))。缺乏可预测性也见过4-member合奏的45年的集成与哈德利中心的气候模型(HADAM2a),被观察到太平洋1949 - 1993,这表明年际的行为不是MJO就可控制的阶段,厄尔尼诺现象,似乎是主要的性格混乱。raybet雷竞技最新在一个相关的研究中,Gualdi et al。(1999)还表明,只有一个非常大的系综是可能发现任何可预测性的年际行为。MJO就可这些结果可能具有重要意义的可预测性耦合系统的影响在MJO就可西风风活动,因此开发和放大的厄尔尼诺现象(如McPhaden, 1999;Lengaigne et al ., 2004)。

在图11.1也明显是一个显著的年代际变化的活动。MJO就可在1970年代中期之前,的活动期间一直低于后者MJO就可记录的一部分。这可能与数据覆盖不足,特别是在热带印度洋之前卫星观测的引入,或真正的热带太平洋年代际时间尺度气候变暖的影响。然而,随着斯et al .(1999),描述的整体集成与哈德利中心模型能够再现频率低、年代际时间尺度变化的活动MJO就可如图11.1所示。的活动始终低于所有MJO就可实现在1970年代中期之前,这表明可能确实MJO就可成为更积极的热带太平洋变暖与对全球变暖的影响耦合热带系统硕士。Zveryaev(2002)也指出,在亚洲夏季风年代际变化ISV。斯et al。(1999)结果基于美国国家环境保护中心/国家大气研究中心(NCEP-NCAR)可利用。这一事实取得了非常相似的结果从最近的欧洲中期天气预报中心(ECMWF) 40年的再分析(ERA-40)如图11.1增加了信任之前确定的年代际变化。

11.2.2敏感性的制定大气模型

在1980年代,全球大气环流模型的分辨率很低(通常光谱T21、R15相当于~ 5°)的网格相比目前的模型,和早期的成功与模型模拟一个向东传播模式实现的决议不足以解决热带天气系统。自的活跃阶段往往表现为规模较小组织对流MJO就可与热带天气系统,缺乏决议被认为是一个可能的原因错误的模拟。MJO就可在1990年代早期,斯et al .(1992)分析了热带变异性高分辨率(光谱T106 ~ 1°)模拟和ECMWF模式表明,热带天气变化的各个方面,如伊斯特利波以相当的技巧应之以后,可以捕获。集成不够长,然而,说什么确凿的。MJO就可

AMIP我,大多数模型运行在决议能够捕捉天气变化(通常光谱T42,相当于一个网格至少3°以上)。然而,结果从斯et al .(1996)的研究表明,水平分辨率不扮演重要角色在决定模型的动力学行为。即使在更高的分辨率,T576, ECMWF的最近的证据表明没有改进的仿真(荣格和汤普金斯,2003)。MJO就可因此,在这个阶段没有明确的证据表明,增加水平分辨率的大气模型将改善仿真,MJO就可代表对流的更根本的错误可能是因为与动力学及其交互。支持这个假说是最近研究的格拉博夫斯基(2003)和兰德尔et al。(2003)的二维cloud-resolving对流参数化所取代模式(CRM)- - -“cloud-resolving对流参数化”或super-parameterization方法。代表之间的交互对流云团和动力学更完全,他们的研究表明组织的显著改善对流天气和动力学时间表。这些是非常初步的结果,虽然有一些重要问题的二维性质和方向CRM(目前昂贵的使用),他们可能提供有用的见解组织对流在热带地区的基本方面和如何解决sub-grid-scale流程。

即使没有令人信服的证据表明,水平分辨率是重要的模拟,MJO就可这似乎不是垂直分辨率。实验与气象部门统一模型(嗯,版本HadAM3)使用两种不同的垂直分辨率(19 - 30水平)显示显著差异的变化在热带对流层上部纬向风分量与(MJO就可innes et al ., 2001;图11.2)。

大部分的额外的水平放置在中间和对流层上层,减少的层厚度mid-troposphere从100 hPa 50 hPa,给出一个更好的表现在冻结温度和湿度结构水平。模型结果显示的时间组织的变化对流研究进一步使用aqua-planet版本的嗯。这些实验,详细描述innes et al。(2001)表明,垂直分辨率增加时,热带云顶高度的光谱变化从一个双模tri-modal分布,与第三高峰mid-troposphere,冻结水平附近。当这些时期中层云占主导地位,从这些云明显湿mid-troposphere逸出。相比之下,19-level版本的模型显示了没有证据表明tri-modal分布对流和没有这样的湿润事件。

许多概念模型热带对流基于双模云分布,强调浅”信风”或边界层堆积和深度

指数MJO就可

15”

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ECMWF再分析数据AMIP II翻译GCM AMIP II由于GCM

平均2.55999是3.06598是1.83736

图11.2。的影响改变哈德利中心的垂直分辨率的大气模型(HadAM3)的力量所述MJO就可由图11.1中使用的索引。注意振幅的增加活动MJO就可翻译版本的模型和改进的季节性的ECMWF可利用。

cumulonimbi。然而,热带海洋全球海气Atmosphere-Coupled反应实验(TOGA-COARE)结果显示浓积云云的主导地位,并指向tri-modal云分布的冻结高度反演是关键。观察性研究表明,热带的抑制阶段期间,MJO就可对流是由云终止在稳定层在0°C (Johnson et水平。,1999),这些云mid-troposphere提供水分的来源(林和Johnson, 1996)。innes等。(2001)认为,一个稳定的发展在热带融化层的水平,这是经常发现在热带海洋,行为加强从增强对流阶段过渡到的抑制阶段。MJO就可随后,在抑制阶段mid-troposphere湿润的行为加强过渡回到积极的阶段。这是符合“recharge-discharge”理论提出的叶片MJO就可和哈特曼(1993)的时间表可能MJO就可设定的时间衰减后的潮湿的静态能量建立之前的对流活动。也许潮湿的静态的充电能源实现部分由注入水分进入mid-troposphere浓积云云的主宰在抑制阶段。MJO就可

这些浓云云被假定为的原因

ECMWF再分析数据AMIP II翻译GCM AMIP II由于GCM

平均2.55999是3.06598是1.83736

改进的模拟在MJO就可30版本的嗯。这是部分原因是改进解决冻结高度和对流的过程发生在这个级别。然而,结果还表明,对流和云粒子物理学方案必须能够代表浓积云云,既非浅或深积云通常弱沉淀,往往没有明确表示在当前计划。此外,本研究还强调的重要性的理解和建模的抑制阶段;MJO就可在过去二十年中大部分的重视,可以理解的是,的活跃阶段,MJO就可,但有限的成功。的进一步证据的重要性浓积云生命周期的来自理论和MJO就可简单的建模研究吴(2003)。本研究提出了一种“浅CISK,深平衡”对流的相互作用机制和大规模的发行量在热带地区,强调加热的作用被浓云的云深对流爆发的前兆对应的活跃阶段。MJO就可

innes et al .(2001)的结果强调了垂直分辨率的重要性,符合研究汤普金斯和伊曼纽尔(2000),以及需要恰当地代表热带对流的tri-modal结构。热带对流的浓积云阶段的重要性被强调是一个潜在的重要成分。MJO就可这意味着垂直分辨率自由对流层必须足够解决冻结高度反演和冷却的形成与降水融化。

密切与MJO就可对流是不可否认的,和众多的建模研究已经证明,改变对流机制可以产生剧烈变化的模拟。MJO就可例如,斯et al .(1994)取代了郭对流方案(郭,1974;关闭水分收敛贝茨)对流调整方案和米勒(贝茨1986;关闭浮力)和显示极端敏感的代表性组织热带对流在天气动力学时间表,与郭方案无法捕捉热带可变性的实际水平。这表明,对流活动的依赖水分收敛穷人可能是一个因素的模拟。MJO就可这是进一步支持Nordeng(1994),谁表明,当水分收敛依赖的ECMWF由浮力对流计划取代标准,(即有显著提高。瞬变活动,增加)在热带地区的ECMWF模式。

最近,对流的关闭计划澳大利亚气象局研究中心的季节性预测GCM已经从水分收敛角修改放松,,对流可用势能删除指定的时间表,在频率MJO就可增加eastward-moving权力(节IIB Waliser et al ., 2003 d)。在更广泛的层面上,斯et al。(1996)还指出,这些模型在AMIP我使用的动力学活动合理水平对流计划关闭在浮力而不是水分供应。然而,小王和施莱辛格(1999)表明,它是可能改变的力量大大MJO就可通过修改特定关闭对流内使用的方案,以及对流的基本设计方案本身。但是他们指出,某些配置的对流计划没有产生实际的意思是气候,稍后将讨论,可以妥协的模拟。MJO就可raybet雷竞技最新研究如马宏升和哈特曼(2001)和李et al。(2003)也证明了相当大的变化的模拟可以带来MJO就可对流参数化修改。在这种情况下,实施最低夹带率的深对流羽毛荒川舒伯特对流方案(荒川和舒伯特,1974;Tokioka et al ., 1988)在首尔国立大学的一个aqua-planet配置GCM导致MJO-like信号强得多。

尽管最近有远离对流计划关闭在水分融合对那些基于浮力考虑,困难依然存在。许多计划使用一个平衡方法对流,假定不稳定被完全在每个时间步。敏感性试验与非平衡闭包在动力学表明,改进组织的对流可以实现,但往往以牺牲的质量意味着气候。raybet雷竞技最新事实上,分离的影响的变化对流对流的组织方案,从对热带地区的平均气候的影响一直是出了名的困难。raybet雷竞技最新例如,innes和格雷戈里(1997)表明,包含对流的动量的垂直运输方案大大削弱了对流层上部的信号在MJO就可,可能是因为基本状态风的变化热带。

尽管大部分的关注的焦点的模拟一直在MJO就可对流参数化,还有其他方面的物理值得关注。例如,Salby et al .(1994)的研究表明,振荡可能非常敏感的边界层摩擦交感互动之间的对流和大规模的循环,通过过程称为“摩擦wave-CISK”(见第10章),可以解释观察到的行为的许多方面在东半球MJO就可。表面时,由于摩擦效应收敛一些40°-50°转向东部的加热,对低压和相位相关的温度异常开尔文波。这项研究还强调的重要性罗斯比产生的环流供暖。放大阶段的立场是如加强水分MJO就可收敛到东部的加热,因此加热提供必要条件放大和传播东方。Salby et al。(1994)表明,他们的解决方案对边界层摩擦非常敏感,表明这可能是这个模型的一个重要因素,但是,到目前为止,还没有追求。然而,Sperber et al。(1997)研究了风的作用诱导表面换热(全家;伊曼纽尔,1987)和摩擦wave-CISK最娴熟的模型所模拟MJO就可AMIP我和得出结论,无论是机制表示,至少在大气模型。另一方面,Waliser et al。(1999)指出,当介绍了大气和海洋之间的耦合(见部分11.2.3),然后摩擦wave-CISK增强,成为提高仿真的一个重要因素。MJO就可

与底层水分融合领先的对流,建议Salby et al。(1994),有一个明显的向西散度垂直倾斜,垂直速度,纬向风,Sperber和特定的湿度,证明了(2003)和搜索引擎优化和金姆(2003)使用NCEP-NCAR再分析。最强的带状流入到对流区域发生在600 - 700 hPa之间自由对流层。对流的条件下的东部中心推广的向东传播,MJO就可在西方他们侵蚀对流。因此,free-tropospheric互动也是一个重要组成部分,模型需要代表MJO就可。的能力模型来表现这些特性将敏感模拟传热加热,从而上述敏感对流方案和垂直分辨率。不幸的是,这种模型的详细分析并不是规范由于需要大量归档数据。然而,进一步的进展了解模型捕获能力必然会更全面的模型输出MJO就可成为常态。

在最近的一篇论文,雷蒙德(2001)建议cloud-radiation交互可能重要的模拟。MJO就可斯和马登(1991),在他们的研究的模拟MJO就可NCAR社区气候模型,研究大气长波迫使云的角色的行为。MJO就可raybet雷竞技最新他们表明,cloud-radiation交互影响很小的周期性及其基本特征。MJO就可没有cloud-radiation互动,模拟更定期MJO就可。然而,这个问题或许值得重新审视当前的模型有一个更复杂的云粒子物理学的表示。事实上,这方面确实是被调查更全面的“cloud-resolving对流参数化”的方法在本章前面所讨论的(例如,格拉博夫斯基蒙克利夫,2002)。在这种方法中,对流参数化是取代了一个CRM在每个网格列,所以云粒子物理学的表现远比传统的GCM更详细。初步结果表明,云的相互作用和辐射确实有一部分在对流的大型组织。

11.2.3建模作为MJO就可海气耦合现象

最大的进步之一的建模在过去的几年里一直在MJO就可识别,它几乎肯定会涉及到与海洋的耦合,在第7章中讨论和参考引用。现在有令人信服的证据从观察与上层海洋MJO就可以这样一种方式,是一个耦合现象,因此这可能需要一个交互式海洋系统的仿真。

观测的综合分析和再分析数据,Woolnough et al。(2000)表明,印度洋和西太平洋,一个连贯的关系之间存在对流MJO就可,表面通量、和海温的太平洋温暖的比正常大约10天前,和东部最大的对流活动(图11.3)。如图11.3所示,这种变暖增加太阳辐射,降低表面蒸发,和微风

(c)滞后相关的OLR U压力

(d)滞后相关的OLR LH通量

经度经度

图11.3。滞后之间的相关性观察冰面长波辐射(对流)和表面字段:海温,(a) (b)短波辐射,(c)纬向风应力和(d)潜热通量。消极落后表明表面对流滞后领域,积极滞后表明,对流导致表面字段。签署公约是正相关性表明,增强对流(负OLR异常)与负SSTA,减少地表短波辐射,增强的蒸发,或一个的东风压力异常。从Woolnough et al。(2001)。

(一)滞后相关OLR场

(b)滞后相关的OLR SW通量

: 经度

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(c)滞后相关的OLR U压力

(b)滞后相关的OLR SW通量

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图11.3。滞后之间的相关性观察冰面长波辐射(对流)和表面字段:海温,(a) (b)短波辐射,(c)纬向风应力和(d)潜热通量。消极落后表明表面对流滞后领域,积极滞后表明,对流导致表面字段。签署公约是正相关性表明,增强对流(负OLR异常)与负SSTA,减少地表短波辐射,增强的蒸发,或压力异常的东风。从Woolnough et al。(2001)。

(d)滞后相关的OLR LH通量减少垂直混合。对流最大,西部的太平洋酷由于减少太阳辐射和增强的蒸发与更强的风。观察到的一个关键要求时间和空间之间的相位关系潜热通量,风,和对流的存在是一个表面西风基本状态,后来出现的问题是至关重要的改进模拟在MJO就可耦合模型。除了SSTA模式,图11.3还显示了逐步的表面通量和风应力异常相对于对流最大值。

建立地表通量和风速可以迫使MJO就可在太平洋动力学变化,通常可以达到1 K在个别事件,然后需要证实,大气可以应对这些SST变化。在一个相关的研究中,因此Woolnough et al .(2001)使用海温相关扰动形成MJO就可观察到的基础上做了一系列的实验,对aqua-planet版本的嗯调查首先热带对流的组织这些动力学异常,其次,这个组织如何取决于这些SSTAs的时间行为。研究表明,边界层湿度调整迅速,SSTA的存在。然而,自由的氛围需要更长的时间来调整。初始对流羽毛由温暖的太平洋的存在正在迅速侵蚀夹带的空气干燥,在自由对流层和终止在对流层相对较低。然而,终止的逸出羽毛滋润着大气允许后续对流羽毛腐烂之前进一步渗透。最终空气潮湿的足以支持深对流通过大部分对流层的深度。这种类型的预处理行为意味着最激烈对流发生,而不是直接在温暖SSTA,但西方最大梯度在海温之间的温暖和寒冷异常,。MJO就可观察到的大约5天的时间尺度的举个热带大气深对流最近确认的再分析数据的详细研究Sperber (2003)。与此相关调整时间表,Woolnough等的实验。(2001)还表明,动力学SSTAs可能组织对流的方式支持更长的时间尺度60天),典型的观察,MJO就可和生产之间的相位关系、对流和海温与观察到的结构一致在印度洋和西太平洋。

Sperber等。(1997)已经表示,一个可能的原因缺乏现实的传播对流异常大气模型用于AMIP我可能MJO就可,至少在某种程度上,一个耦合模式。Woolnough等的结果。(2000,2001)支持这一假设。Flatau等。(1997)也提出,向东传播的对流MJO就可可能涉及一个耦合机制,并执行一个简单的数值实验来测试他们的假设。使用低分辨率(光谱R15) GCM,配置为一个aqua-planet模型,建模的依赖SST在表面通量通过海温变化波动相关经验在低空风的强度,基于海温变化和观察风速从流浪汉浮标在太平洋热带地区。他们的研究结果表明,振荡在低空风动力学时间表变得更有组织性海温与风速的变化,产生一个连贯的,向东传播信号,好象在某些方面MJO就可。

一个类似的建模研究是由Waliser等。(1999),但是使用一个更复杂的GCM和更现实的参数化SSTAs在热带地区,基于海洋板模型的固定深度SSTAs发达与净表面热通量的变化根据公式:

T的SSTA, F是表面通量异常,H是混合层的深度(固定在50米),和7是一个阻尼因子,设置为(50天)1。SST的变化由于这个公式是很小的,然而,在0.1 - -0.15°C和秩序的变化主要是由于前面的潜热通量对流区域的背后,和短波通量的变化与对流云层的变化。值得注意的是,在他们的研究中使用一个固定的混合层深度低估了海温变化与自变暖MJO就可在抑制阶段,在现实中,强烈地放大变浅的混合层在微风条件(例如,韦勒和安德森,1996)。然而,他们的研究结果表明,模拟MJO就可在很多方面都得到提高。振荡的周期放缓接近观察时期,上层风和对流活动的可变性动力学时间表变得更强,数量的事件发生在北半球冬季和春季MJO就可显著增加,和振荡的相位速度放缓东半球与更有组织的对流。

Waliser et al .(1999)的结果非常令人鼓舞,表明一个更全面的和现实的方法来模拟的耦合方面可能MJO就可富有成果。然而,只有有限数量的在MJO就可耦合模型的研究在文献中。这有几个原因。首先,直到最近运行耦合模型的成本已经高得让许多研究中心,所以他们使用被限制在几个机构。第二,耦合模型的发展历来是出于长期气候预测的需求,最近,季节性预测模型来捕获时间尺度上变化的能力不到一个赛季没有一个主要考虑所涉及的群体。raybet雷竞技最新第三,直到最近,耦合模型已经开发不需要flux-adjustment保持一个稳定的意思是气候(例如,戈登et al ., 2000),和有担心流量调整可能会妥协的ISV耦合系统。raybet雷竞技最新

初步研究了Gualdi et al .(1999)和亨顿(2000)在MJO就可完全耦合模型的得出结论,交互式仿真海洋没有改善。相反,他们发现,伴随意味着气候变化模型和缺陷的表征表面通量异常的主要影响因素的行为。MJO就可raybet雷竞技最新然而,最近Kemball-Cook et al。(2002)、英纳斯和斯(2003),和innes et al。(2003)表明,改善的组织和传播特性的耦合与结果相比MJO就可从大气模型,至少在北方的冬天(图11.4)。而大气模型有一个站在振荡的对流为主(图11.4 (b)),产生一个更现实的向东传播信号耦合模型(图11.4 (a))。这是与连贯的SST的变化(图11.4 (c)),显示一个类似的相位关系与对流在观察(图11.3 (a)),与温暖的太平洋前对流的最大5至10天。

由于数量的增加自由度完全耦合、un-flux

耦合GCM降雨的滞后相关副总裁在90 e

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图11.4。滞后之间的相关性的沉淀在每一个经度和索引活动90 oe, MJO就可根据过滤200 - 20 - 100天hpa速度势,从(a)版本的耦合的海洋大气模型、HadCM3和(b)相当于大气模型,HadAM3。(c)显示了模拟降水和海温之间的滞后相关性在每一个经度(如图11.3 (a))从HadCM3。

纠正GCM,它更有可能会有错误的基本状态比在一个大气GCM受制于现实规定的太平洋。这已经成为一个至关重要的因素在MJO就可耦合的仿真模型。尤其是低级气候西风带穿过印度洋暖池,与南国季风,至关重要的海气相互作用机理。MJO就可只有当这些风是西风,风扰动与能给MJO就可增强的潜热通量(即。、冷却的海洋)东(即对流和通量减少。变暖的海洋)。innes等。(2003)最终显示,东风偏见在西太平洋,典型的多数的耦合模型,向东传播的行为限制通过禁用MJO就可海气相互作用机制。因此,提高意味着在耦合仿真模型是未来改进建模面临一个主要问题。MJO就可

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