在维持地球气候系统的能量平衡方面，经向环流发挥着极为重要的作用。经向环流在大气中表现为Hadley环流、Ferrel环流和极地环流。Hadley环流是其中最为重要的组成部分，它指的是位于赤道到30°N(S)~40°N(S)之间的平均经向环流，即，大气在近赤道地区上升，然后在两个半球的高空流向极地方向，并在中纬度地区下沉，最后在低空流向赤道地区，构成闭合的环流圈。

Hadley环流的变化对全球气候具有重要影响。Bjerknes(1966)早在1960年代就提出，强的Hadley环流能把低纬的西风角动量带到中纬度地区，从而使中纬度西风加强。Chang(1995)和Hou(1998)通过数值模拟研究发现，冬季Hadley环流异常增强可以导致中纬度温度升高，影响到东亚冬季风的活动(Li，1990; Zhou and Wang， 2008)。此外，春季Hadley环流可通过东亚—北太平洋—北美遥相关波列影响同期白令海区域大气环流和海冰面积异常(周波涛和王会军，2007)，它还与夏季长江流域降水呈显著正相关(Zhou and Wang， 2006)，与西北太平洋热带气旋频数呈显著负相关变化(Zhou and Cui， 2008)。

研究揭示，Hadley环流在近几十年来具有明显的长期变化。Chen et al .(2002)和Wielicki et al .(2002)分析了卫星观测的热带地区辐射收支，发现1990年代冬季Hadley环流增强。随后，一些基于再分析资料的研究成果也揭示，近半个世纪以来，冬季北半球Hadley环流强度呈线性增长趋势(Quan et al., 2004; Tanaka et al., 2004; Mitas and Clement， 2005; 周波涛和王会军，2006)。Kobayashi and Maeda(2006)还指出，3～4月的北半球Hadley环流以及9～10月的南半球Hadley环流也存在加强的趋势。除强度变化外，Hadley环流的南北边界范围也发生了变化。卫星观测，向外长波辐射资料，无线电探空资料和再分析资料均显示，1979年以来Hadley环流呈现向极地方向扩张的趋势(Fu et al., 2006; Hu and Fu， 2007; Seidel and R and el， 2007)。

由于Hadley环流对全球诸多地区的气候变化具有重要的指示意义，因此，其未来可能变化是一个值得关注的重要问题。Tanaka et al .(2005)利用速度势函数定义Hadley环流强度，探讨了A1B排放情景下夏季Hadley环流的未来变化，发现到21世纪末期Hadley环流将减弱。Lu et al .(2007)通过多模式集合研究了A2排放情景下年平均Hadley环流对温室气体增加的响应，结果显示未来Hadley环流减弱和向极地方向扩张。Gastineau et al .(2008)还分析了Hadley环流在CO₂增倍情景下的变化，也发现冬半球Hadley环流减弱，并向极地方向伸展。这些研究成果有助于认识Hadley环流的未来变化。不过，由于Hadley环流具有明显的季节性变化，因此，要全面了解Hadley环流的未来变化，还需明晰Hadley环流在其它季节(如春季和秋季)的演变情况。基于此目的，本文从空间型、时间演变趋势方面系统性评估气候系统模式对4个季节Hadley环流的模拟能力，并在此基础上选取模拟性能较好的模式，预估4个季节中Hadley环流强度和边界的未来可能变化，以期对全球气候变化提供一些参考依据。

文中所用的模式数据为IPCC数据分发中心提供的23个全球海气耦合气候系统模式的模拟结果。模式分别为：挪威BCCR_BCM2_0，加拿大CGCM3.1 _ T47、CGCM3.1 _ T63，法国CNRM _ CM3，澳大利亚CSIRO _ MK3 _ 0、CSIRO _ MK3 _ 5，美国GFDL _ CM2 _ 0、GFDL _ CM2 _ 1、GISS _ AOM、GISS _ EH、GISS _ ER、NCAR _ CCSM、NCAR _ PCM1，中国IAP _ FGOALS _ 1.0g，意大利INGV _ ECHAM4，法国IPSL _ CM4，俄国INMCM3.0，日本MIROC3.2 _ hires、MIROC3.2 _ medres、MRI _ C GCM2.3.2a，德国MPI _ ECHAM5，英国UKMO _ HADCM3、UKMO _ HADGEM1。IPCC AR4模拟试验中，包括这些模式对20世纪气候的模拟试验(20C3M)和未来3种排放情景(SRES B1、SRES A1B、SRES A2)下的预估试验。本文用到了20C3M和SRES A1B下的模式模拟数据。

图 1

Fig. 1

图 1NCEP/NCAR再分析资料中1970～1999年平均的质量流函数(单位：1010 kg·s-1)：(a)冬季；(b)春季；(c)夏季；(d)秋季Fig. 1Mass streamfunction(1010 kg·s-1)for the NCEP/NCAR reanalysis data during 1970-1999：(a)Winter;(b)spring;(c)summer;(d)autumn

为了评估气候系统模式对Hadley环流的模拟能力，我们还使用了NCEP/NCAR再分析资料中的月平均风场数据(Kalnay et al., 1996)，并选取1970～1999年作为评估时段。由于各个模式的水平分辨率不同，为了便于比较，本文在分析之前将所有模拟结果插值到2.5°(纬度)×2.5°(经度)分辨率的规则网格上。

Hadley环流的空间结构一般用质量流函数来表述，质量流函数通过对月平均经向风进行垂直积分求得，具体计算方法可参见文献(Orrt and Yienger， 1996)。北半球Hadley环流的质量流函数为正值，南半球Hadley环流的质量流函数为负值。本文还采用了强度指数和边界指数来刻画Hadley环流强度和边界随时间的变化。其中，北半球Hadley环流强度指数(NHCI)定义为0°～30°N区域里最大质量流函数值，南半球Hadley环流强度指数(SHCI)定义为0°～30°S区域里最小质量流函数值(Orrt and Yienger， 1996)。强度指数绝对值越大，表示Hadley环流越强。北半球/南半球Hadley环流边界指数(NHCE/SHCE)定义为向极地方向500 hPa高度上质量流函数值为0所在的纬度，NHCE为正值，表示北纬，SHCE为负值，表示南纬(Hu and Fu， 2007；Lu et al., 2007)。

文中冬季指的是前一年12月和当年的1月与2月，春季、夏季和秋季分别为3～5月、6～8月和9～11月。季节划分均相对于北半球而言。

首先，我们给出了NCEP/NCAR资料揭示的冬、春、夏、秋4个季节的质量流函数的气候态分布(图 1)，以此作为气候系统模式模拟评估的基点。从图 1可以看出，Hadley环流的空间分布具有很强的季节性。南、北半球Hadley环流圈的共同上升支位置随热赤道作整体性移动。冬季最南，夏季最北，且偏于赤道附近的夏半球一侧。冬季北半球Hadley环流强度最强，南半球Hadley环流最弱，夏季则刚好相反。春秋两个季节，南北半球的Hadley环流强度相当。

“泰勒”图是评估气候系统模式模拟能力的一种有效方法。它是将模式模拟的均方根误差、标准差与观测的比率、以及空间序列与观测的相关系数置于一张图中，以此综合反映模式的模拟能力(Taylor，2001)。

图 2

Fig. 2

图 2Hadley环流空间序列的泰勒分布图：(a)冬季；(b)春季；(c)夏季；(d)秋季。图中方块表示参考点NCEP/NCAR，字母代表模式名称(参见表 1)。各个模式到原点的半径距离代表其相对于NCEP/NCAR的标准差；模式到参考点的距离代表其均方根误差；模式在图中方位角的余弦代表模式与NCEP/NCAR的相关系数Fig. 2Taylor diagram of the spatial pattern of the Hadley circulation：(a)Winter;(b)spring;(c)summer;(d)autumn. The square in the diagram denotes the reference point(NCEP/NCAR)， and each letter represents one model(see Table 1). The radial distance from the model point to the origin is proportional to the st and ard deviation of the modeled pattern relative to the observed one. The root mean squared difference is shown by the distance from the model point to the reference point. The correlation between the model and the observation is given by the cosine of the azimuthal angle of the model point

其中，均方根误差表征模拟的空间型与观测的相似度，均方根误差越接近0表示模拟能力越高。标准差比率表征模式对中心振幅的模拟能力。空间相关系数表征模式对主要中心位置的描述能力。利用此方法，我们定量评价了气候系统模式对Hadley空间结构的模拟能力。图 2是各个模式模拟的35°S～35°N间质量流函数的均方根误差、其标准差与NCEP/NCAR的比率，和空间序列与NCEP/NCAR相关的“泰勒”分布。图中模式到参考点的距离表示均方根误差，模式到原点的半径距离表示标准差的比率，模式与纵坐标轴的角度表示相关系数的反余弦。如图所示，4个季节中，所有模式模拟的Hadley环流的空间分布与NCEP/NCAR的相关系数均大于0.7。从均方根误差来看，模式对夏季Hadley 环流 的空间结构模拟的最好，冬季和秋季次之。 夏季，除3个模式(t、u、v)(字母代表的模式名称见表 1，下同)外，其它模式模拟的均方根误差(相对NCEP/NCAR)均不超过0.5。冬季和秋季，模拟的均方根误差在0.5以上的模式分别有4个(t、u、v、x)和5个(l、q、t、u、v)，其余的均小于0.5。春季，23个模式中只有12个模式(c、d、e、f、g、k、m、n、o、p、s、w)模拟的均方根误差在0.5以内。

从对“泰勒”图的分析可知，有12个模式(c、d、e、f、g、k、m、n、o、p、s、w)能够很好的模拟出Hadley环流在4个季节的空间分布，这些模式模拟的Hadley空间序列相对于NCEP/NCAR的均方根误差小于0.5，与NCEP/NCAR的相对误差为±0.5间，相关系数高于0.9。

同样，首先给出了NCEP/NCAR资料揭示的1970～1999年南北半球Hadley环流的强度指数和边界指数随时间的演变。由图 3可见，NHCI在冬季和春季具有显著的线性增强趋势(每10 a的趋势系数分别为5.25×10⁹ kg·s^-1和4.64×10⁹ kg·s^-1，通过95%的信度)，在夏季呈现显著的减弱趋势(每10 a的递减率为1.65×10⁹ kg·s^-1，通过95%的信度)，而在秋季的变化不明显。SHCI在冬季和秋季存在显著的负趋势(每10 a的趋势系数分别为－2.01×10⁹ kg·s^-1和－5.35×10⁹ kg·s^-1，通过95%的信度)，在春季和秋季的变化不明显。图 4是Hadley环流边界指数的时间变化序列。如图所示，NHCE在冬季和春季的趋势变化不明显，在夏季为弱的正趋势，在秋季为显著的正趋势(通过90%的信度)，北半球Hadley环流范围向极地方向扩张。SHCE在4个季节均为显著的负趋势(通过95%的信度)，南半球Hadley环流范围也向极地方向扩张。

表 1(Table 1)

表 1 华西秋雨等级划分的阈值标准 Table 1Coefficients of the linear trends of the NHCI and SHCI during 1970-1999 simulated by models

表 1 华西秋雨等级划分的阈值标准 Table 1Coefficients of the linear trends of the NHCI and SHCI during 1970-1999 simulated by models

图 3

Fig. 3

图 3NCEP/NCAR再分析资料中1970～1999年NHCI(左列)和SHCI(右列)的时间序列(实线)及趋势(虚线)：(a、e)冬季；(b、f)春季；(c、g)夏季；(d、h)秋季Fig. 3Time series(solid line) and linear trend(dashed line)of NHCI(left column) and SHCI(right column)for the period 1970-1999 in the NCEP/NCAR reanalysis data：(a，e)Winter;(b，f)spring;(c，g)summer;(d，h)autumn

图 4

Fig. 4

图 4同图 3，但为NHCE(左列)和SHCE(右列)Fig. 4Same as the Fig. 3，but for NHCE(left column) and SHCE(right column)

接下来分析了气候系统模式对具有显著长期变化趋势的Hadley环流强度指数和边界指数的模拟状况。由表 1可见，几乎所有的模式都低估了Hadley环流强度指数的变化趋势。Mitas and Clement(2006)的研究也发现大多模式不能模拟出冬季Hadley环流显著增强的趋势。另外，大部分模式只能模拟出某一季节的Hadley环流强度指数变化趋势，只有模式CNRM _ CM3能够再现NCEP/NCAR再分析资料揭示的所有显著趋势。模式CSIRO _ MK3 _ 0、CSIRO _ MK3 _ 5、MIROC3.2 _ hires和MIROC3.2 _ medres表现相对较好。气候系统模式对Hadley环流边界指数趋势的模拟能力明显优于其对强度指数趋势的模拟。从表 2可以看到，有6个模式(CGCM3.1 _ T63、CNRM _ CM3、CSIRO _ MK3 _ 0、CSIRO _ MK3 _ 5、MRI _ CGCM2.3.2a和UKMO _ HADGEM1)能够同时模拟出与NCEP/NCAR相一致的变化趋势，尽管这些模式模拟的气候趋势也弱于NCEP/NCAR再分析资料。

综合上述分析可知，多数模式能够刻画Hadley环流某一方面的特征。但是，如果同时考虑模式对Hadley环流空间结构以及强度指数和边界指数变化特征的模拟能力，只有3个模式(CNRM_ CM3、CSIRO _ MK3 _ 0、CSIRO _ MK3 _ 5)表现良好。由于多模式集合(MME)方法可以减小单模式模拟的不确定性和模式间的离差，所以该方法在气候模式模拟预估分析中被广泛应用。在随后的分析中，我们选取上述模拟能力相对较好的3个模式(CNRM _ CM3、CSIRO _ MK3 _ 0、CSIRO _ MK3 _ 5)作为MME组合。MME能够合理的模拟出冬、春、夏、秋4个季节的Hadley环流空间分布型态(图略)，以及再现NCEP/NCAR再分析资料反映的Hadley环流强度指数和边界指数的显著变化趋势(见表 1和表 2)。

为了对Hadley环流的未来空间变化有一个清晰的认识，图 5给出了MME模拟的21世纪中期前(2020～2049年)和21世纪末期(2070～2099年)的质量流函数空间分布，以及其与1970～1999年的质量流函数之差。由图可见，21世纪中期前和21世纪末期这两个时段的质量流函数及差异分布十分类似，只是后一时段比前一时段的变化幅度要大。

具体来讲，以21世纪末期为例，冬季(图 5e)，北半球Hadley环流中心区域的质量流函数差值为负，30°N附近零线区域的质量流函数差值为正；南半球Hadley环流中心区域为正差值，其南侧的零线区域为负差值。这种异常特征表明，相对于1970～1999年，到本世纪末期(2070～2099年)北(南)半球Hadley环流将减弱并向北(南)扩展。春季(图 5f)，南、北半球Hadley环流中心区域分别为负的和正的差值分布，不过，这种差异并不显著，通不过95%的信度。此外，30°N(30°S)附近零线区域为正(负)异常，北(南)半球Hadley环流将向极地方向扩张。夏季(图 5g)，北(南)半球Hadley环流中心区域

表 2(Table 2)

表 2 模式模拟的NHCE和SHCE在1970～1999年的趋势系数 Coefficients of the linear trends of the NHCE and SHCE during 1970-1999 simulated by models

表 2模式模拟的NHCE和SHCE在1970～1999年的趋势系数 Table 2Coefficients of the linear trends of the NHCE and SHCE during 1970-1999 simulated by models

图 5

Fig. 5

图 5MME模拟的A1B情景下(a-d)2020～2049年和(e-h)2070～2099年的质量流函数(等值线)空间分布及其与1970～1999年的差异(阴影)：(a、e)冬季；(b、f)春季；(c、g)夏季；(d、h)秋季Fig. 5MME simulation of climatology of the mass streamfunction(contour)under the A1B scenario for the periods(a-d)2020-2049 and (e-h)2070-2099， and its differences(shading)relative to the period 1970-1999：(a，e)Winter；(b，f)spring；(c，g)summer；(d，h)autumn

为负(正)异常，亦即，本世纪末期Hadley环流强度将会减弱。30°N(30°S)附近零线区域为负异常，北(南)半球Hadley环流边界范围将向南收缩(扩张)。秋季(图 5h)，北(南)半球Hadley环流中心区域为负异常，其北(南)侧零线区域为正(负)异常，说明北(南)半球环流到本 世纪末期将减弱(加强)并向极地方向伸展。图 5还显示，在北(南)半球Hadley环流中心所处的对流层上层为正(负)的质量流函数差值，这意味着未来Hadley环流在垂直方向将向上层扩展。

图 6

Fig. 6

图 6MME预估的A1B情景下NHCI(左列)和SHCI(右列)的时间序列(实线)及趋势(虚线):(a、e)冬季；(b、f)春季；(c、g)夏季；(d、h)秋季Fig. 6Time series(solid line) and linear trend(dashed line)of NHCI(left column) and SHCI(right column)projected by MME simulation under the A1B scenario:(a，e)Winter;(b，f)spring;(c，g)summer;(d，h)autumn

图 6进一步给出了2010～2099年MME模拟的Hadley环流强度指数随时间的变化。如图所示，NHCI除在春季表现为弱的负趋势外，其它3个季节均呈现显著的下降趋势(通过95%的信度)。冬季、春季、夏季和秋季，NHCI每10 a分别减弱1.13×10⁹ kg·s^-1、0.29×10⁹ kg·s^-1、0.48×10⁹ kg·s^-1和0.49×10⁹ kg·s^-1。对单个模式而言，3个模式一致模拟出与MME相同的变化趋势，尽管模拟的趋势强度存在差异。因此，在A1B排放情景下，未来北半球Hadley环流可能会变弱。对于SHCI而言，MME模拟结果显示，春季和秋季的变化趋势不明显，主要体现年际振荡特征。而在冬季和夏季具有明显的上升趋势，每10 a的变化趋势系数分别为0.19×10⁹ kg·s^-1和0.75×10⁹ kg·s^-1，分别通过90%和95%的信度检验。由于SHCI为负值，负的趋势表示南半球Hadley环流增强。因此，在A1B排放情景下，未来南半球Hadley环流强度在冬季和夏季将会减弱。单个模式模拟结果显示，除模式CSIRO _ MK3 _ 0模拟的夏季SHCI为弱的负趋势外，其余模拟结果与MME相一致。

图 7

Fig. 7

图 7同图 6，但为NHCE(左列)和SHCE(右列)Fig. 7Same as the Fig. 6，but for NHCE(left column) and SHCE(right column)

图 7为2010～2099年MME模拟的Hadley环流边界指数的演变。可见，NHCE在冬季、春季和秋季为显著的正趋势(95%的信度)，在夏季为显著的负趋势(95%的信度)，揭示未来北半球Hadley环流范围在冬季、春季和秋季可能会向极地方向扩张，但在夏季却向赤道方向收缩。SHCE在4个季节中均呈现显著的负趋势(通过95%的信度)，表示未来南半球Hadley环流范围将向极地方向伸展。单个模式模拟的Hadley环流边界指数未来变化趋势相一致，唯一不同之处是模式CNRM _ CM3模拟的冬季NHCE呈现很弱的负趋势。

利用23个气候系统模式在现代气候背景(20C3M)和未来温室气体排放情景(A1B)下的模拟结果，并结合NCEP/NCAR再分析资料，评估了各模式对Hadley环流时空特征的模拟效能，并在此基础上预估了未来Hadley环流的可能演变。

结果表明，大多数模式对现代气候条件下4个季节中的Hadley环流的空间型态具有很好的模拟能力，模式模拟的Hadley环流空间分布与NCEP/NCAR的相关系数均大于0.7，而且对夏季Hadley环流的空间结构模拟的最好，冬季和秋季次之。不过，不同模式对Hadley环流强指数和边界指数的演变特征的刻画能力存在明显差异，而且大都低估了Hadley环流指数的变化趋势。

在对单个模式的模拟评估的基础上，选取了对Hadley环流空间结构、强度指数和边界指数变化均模拟较好的3个模式(CNRM _ CM3、CSIRO _ MK3 _ 0、CSIRO _ MK3 _ 5)进行多模式集合预估。预估结果显示，在未来全球变暖背景下，NHCI在4个季节呈现下降趋势；SHCI在冬季和夏季具有明显的上升趋势，而在春季和秋季变化趋势不明显。NHCE在冬季、春季和秋季表现为显著的正趋势，而在夏季为显著的负趋势；SHCE在4个季节中均为显著的负趋势。也就是说，相比于1970～1999年，到本世纪末期，北半球Hadley环流强度可能减弱，其北边界除在夏季向赤道方向收缩外，在其余季节均向极地方向扩展；南半球Hadley环流强度在冬季和夏季也将减弱，而且其南边界在4个季节中均向南扩展。此外，两个半球的Hadley环流在垂直方向还将向对流层上层伸展。

本文旨在探讨Hadley环流对A1B情景下温室气体变化的响应，为认识全球变暖背景下Hadley环流的时空演变提供参考，而对其中的具体机制尚未作分析。关于影响Hadley环流强度和范围变化的机理已有一些研究，但尚未形成统一的结论。一些研究指出，由于温度变化造成的热带对流层顶高度升高是导致Hadley环流向极地方向扩张的主要原因(Haigh et al., 2005;Lorenz and DeWeaver， 2007)。不过，Lu et al .(2007)认为，Hadley环流向极地方向扩张与热带对流层高度变化关系不大，而与副热带地区静力稳定度增加关系密切。全球变暖的热力效应使副热带地区静力稳定度上升，推动斜压不稳定向极区移动从而造成Hadley环流边缘向极地方向扩张。同时，静力稳定度变化还影响Hadley环流强度。静力稳定度增加(减小)时，Hadley环流强度减弱(加强)(Mitas and Clement， 2006; Gastineau et al., 2008)。因此，A1B情景下副热带地区静力稳定度的增加(Frierson，2006)可能是导致未来Hadley环流减弱和向极地方向扩张的一个因素。另外，平流层臭氧含量也影响着Hadley环流的变化。平流层臭氧损耗有助于Hadley环流加强(郭世昌等，2008)和向极地方向拓展(Polvani and Kushner， 2002)。从该点来讲，在全球变暖背景下，随着臭氧的恢复(Eyring et al., 2007)，将会造成Hadley环流减弱，并在一定程度上减缓Hadley环流向极地方向扩展。当然，Hadley环流对温室气体增加的响应机制十分复杂，它的变化还受其它因子的影响，这还有待今后作进一步研究。

最后需要指出的是，本文的结论反映的是当前全球气候系统模式对IPCC A1B情景下未来热带环流变化的一种可能估计。从当前的很多研究来看，这种预估仍存在较大的不确定性，主要可以归结为气候模式本身、温室气体排放情景的不确定性、以及气候资料的不足等。就目前的水平而言，模式尚有不确定性，模式的物理过程还需要进一步改进和完善。如，一些研究揭示平流层环流对Hadley环流变化具有明显影响(Polvani and Kushner， 2002; Haigh et al., 2005)，然而目前气候模式却低估了平流层—对流层的相互作用(Miller et al., 2006: 辛晓歌等，2008)。气候模式中云参数化和对流方案的不同也会造成模式间的差异和与实际情况不一致(Mitas and Clemet， 2005)。另外，不同观测资料揭示的Hadley环流变化也不尽一致。例如，NCEP/NCAR再分析资料和欧洲中心再分析资料(ERA40)在南半球中高纬和热带区域存在差异，这种差异导致近几十年Hadley环流的气候态和强度变化存在些许不同(Mitas and Clemet， 2005; 秦育婧等，2006)。此外，NCEP/NCAR、ERA40和向外长波辐射资料都揭示近几十年来冬季Hadley环流变强(Chen et al，2002; Wielicki et al., 2002; Mitas and Clemet， 2005; 周波涛和王会军，2006)，但这种变强趋势在NCEP-DOE再分析资料中却得不到体现(Mitas and Clemet， 2005)。因此，使用不同的再分析资料进行模式评估可能会影响到模式的选取，从而会给预估带来不确定。解决这些问题还需要今后不断完善气候系统模式和加强加密热带地区经向风的观测。