周波濤

1 國家氣候中心，北京 100081

2 中國科學(xué)院大氣物理研究所竺可楨-南森國際研究中心，北京 100029

1 引 言

平均經(jīng)圈環(huán)流在維持地球氣候系統(tǒng)能量平衡方面起著重要作用.其中，以Hadley環(huán)流的作用尤為重要.Hadley環(huán)流通過角動量，水汽和能量輸送，聯(lián)系著全球大氣環(huán)流變化，它的年際變動不僅影響著低緯大氣活動，還可造成高緯度的氣候出現(xiàn)異常[1-7］.例如，Bjerknes[1］指出，強(qiáng)的 Hadley環(huán)流可以將低緯的西風(fēng)角動量帶到中緯度地區(qū)從而使中緯度西風(fēng)加強(qiáng).周波濤等[3］發(fā)現(xiàn)Hadley環(huán)流與北太平洋濤動之間存在顯著的同位相變化關(guān)系.Chang[4］和Hou[5］的研究揭示，Hadley環(huán)流異常增強(qiáng)可以導(dǎo)致冬季熱帶外溫度顯著增加.它還可通過東亞-北太平洋-北美遙相關(guān)波列影響白令海區(qū)域大氣環(huán)流和海冰面積的變化[7］.

東亞地跨中、低緯度，因此，東亞氣候既受中高緯環(huán)流系統(tǒng)的影響[8-9］，也受熱帶環(huán)流系統(tǒng)的影響.Li[10］的研究表明，當(dāng)Hadley環(huán)流偏強(qiáng)時，東亞鋒區(qū)位置偏北，不利于東亞地區(qū)冷涌向南爆發(fā).周波濤等人[11-12］基于觀測資料分析和數(shù)值模擬研究，發(fā)現(xiàn)春季Hadley環(huán)流強(qiáng)度的年際變化對東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水具有顯著影響.當(dāng)春季Hadley環(huán)流偏強(qiáng)（弱）時，隨后夏季西太平洋副熱帶高壓位置偏西偏南（偏東偏北），東亞西風(fēng)急流位置偏南（北），我國長江流域降水偏多（少）.春季Hadley環(huán)流的變化也可影響臺風(fēng)盛期西北太平洋熱帶氣旋活動異常[13-14］.

近幾十年來，全球氣候正經(jīng)歷著以變暖為顯著特征的變化.在全球變暖背景下，Hadley環(huán)流的強(qiáng)度和位置也發(fā)生了明顯變化.研究結(jié)果表明，近半個世紀(jì)以來，北半球冬季Hadley環(huán)流強(qiáng)度明顯加強(qiáng)[15-17］.Kobayashi和 Maeda[18］還發(fā)現(xiàn)，3—4月的北半球Hadley環(huán)流以及9—10月的南半球Hadley環(huán)流也在增強(qiáng).此外，Hadley環(huán)流還呈現(xiàn)向極地方向擴(kuò)張的趨勢[19-20］.關(guān)于 Hadley環(huán)流的未來可能變化，一些預(yù)估研究結(jié)果顯示，在A1B和A2排放情景下，到21世紀(jì)末期Hadley環(huán)流將減弱并向極地方向擴(kuò)展[21-22］.已有的這些研究成果有助于我們認(rèn)識Hadley環(huán)流的未來演變狀況.

如前所述，在當(dāng)今氣候背景下，春季Hadley環(huán)流的年際變化對后期東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水具有顯著影響[11-12］，那么，在未來全球變暖背景下，隨著Hadley環(huán)流的減弱，它們之間的聯(lián)系是依然存在還是將發(fā)生變化？這個問題目前尚不清楚，而對該問題的討論有助于深入理解熱帶大氣環(huán)流的年際變化規(guī)律及其異常對東亞季風(fēng)氣候的未來影響.因此，值得作進(jìn)一步研究.所以，本文以Hadley環(huán)流的年際變化為出發(fā)點(diǎn)，利用氣候系統(tǒng)模式的模擬結(jié)果，探討未來全球變暖背景下Hadley環(huán)流的年際變化及其與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水的年際關(guān)系.

2 資料和方法

本文分析所用的資料包括20世紀(jì)氣候模擬試驗（20C3M）和具有代表性的中等排放情景（SRES A1B）模擬試驗的模式數(shù)據(jù).關(guān)于模式和模擬試驗的詳細(xì)信息可參見http：／／www-pcmdi.llnl.gov／.為評估氣候系統(tǒng)模式對當(dāng)代氣候背景下Hadley環(huán)流的年際變率及其與東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)年際關(guān)系的模擬能力，文中還使用了1970—1999年的NCEP／NCAR再分析資料中的月平均風(fēng)場和位勢高度場以及美國氣候預(yù)測中心（CPC）提供的月降水?dāng)?shù)據(jù)，以此作為觀測并與模式模擬結(jié)果作對比分析.由于各個模式的水平分辨率不同，為了便于比較，本文將所有模擬數(shù)據(jù)插值到2.5°×2.5°分辨率的規(guī)則網(wǎng)格上.

本文旨在探討年際尺度上Hadley環(huán)流的變化及其與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水的對應(yīng)關(guān)系，因此，我們分別選取兩模擬試驗中的30年平均作為氣候態(tài)進(jìn)行分析，并在分析前濾去所有物理變量的線性趨勢.其中，20C3M 分析時段取為1970—1999年，A1B分析時段取為2070—2099年.文中春季（MAM）指3—5月平均，夏季（JJA）指6—8月平均.在全面評估的基礎(chǔ)上，我們選取模式模擬結(jié)果與觀測結(jié)果相一致的五個模式（GFDL＿CM2＿0，GFDL＿CM2＿1，IAP＿FGOALS＿1.0g，NCAR＿CCSM，UKMO＿HADCM3）進(jìn)行預(yù)估分析，各模式的模擬能力詳見后文.由于多模式集合（MME）方法可以減小單模式模擬的不確定性和模式間的離差，所以該方法在氣候模式模擬預(yù)估分析中被廣泛應(yīng)用[23］.因此，本文在隨后的分析中采用了MME方法，并選取上述五個模式的算術(shù)平均作為MME組合.

本文采用標(biāo)準(zhǔn)方差表示年際變率的強(qiáng)度.為定量描述Hadley環(huán)流強(qiáng)度的變化，本文采用Oort和Yienger[24］的定義，選取0°—30°N區(qū)域里最大質(zhì)量流函數(shù)值作為北半球Hadley環(huán)流強(qiáng)度指數(shù)（HCI）.HCI值越大表示Hadley環(huán)流越強(qiáng).西太平洋副熱帶高壓指數(shù)（WPSHI）定義為（10°N—30°N，110°E—150°E）區(qū)域平均的850hPa位勢高度距平[25］.東亞夏季風(fēng)指數(shù)（EASMI）定義為東亞熱帶季風(fēng)槽區(qū)（10°N—20°N，100°E—150°E）與東亞副熱帶地區(qū)（25°N—35°N，100°E—150°E）平均的850hPa緯向風(fēng)距平差[26］.EASMI數(shù)值越大表示東亞夏季風(fēng)越強(qiáng).東亞高空西風(fēng)急流指數(shù)（EAJI）定義為（25°N—35°N，80°E—150°E）與（40°N—50°N，80°E—150°E）區(qū)域平均的200hPa緯向風(fēng)距平差.正（負(fù)）EAJI值表示東亞西風(fēng)急流位置偏南（北）.東亞降水指數(shù)（EARI）定義為（27°N—32°N，110°E—130°E）區(qū)域平均的降水量.

3 Hadley環(huán)流的年際變率

3.1 Hadley環(huán)流年際變率的模擬評估

為更好地預(yù)估Hadley環(huán)流年際變率的未來變化，我們首先評估氣候模式對Hadley環(huán)流年際變率的模擬能力.圖1為觀測和20C3M試驗多模式集合（MME）揭示的春季平均經(jīng)圈環(huán)流的標(biāo)準(zhǔn)方差空間分布.觀測結(jié)果（圖1a）顯示，春季Hadley環(huán)流的年際變率中心位于0°—10°N區(qū)域，最大的標(biāo)準(zhǔn)方差超過1.2×1010kg·s-1.20C3M中 MME模擬的Hadley環(huán)流年際變率的空間分布（圖1b）總體上與觀測結(jié)果相一致，盡管模擬的年際變率強(qiáng)度要比觀測值偏強(qiáng).

表1進(jìn)一步給出了觀測和模式模擬的春季HCI的標(biāo)準(zhǔn)方差.1970—1999年間，觀測的春季HCI的標(biāo)準(zhǔn)方差為0.96×1010kg·s-1，MME模擬的春季HCI標(biāo)準(zhǔn)方差為1.34×1010kg·s-1，略強(qiáng)于觀測值.這與圖1揭示的結(jié)論相吻合.從單個模式模擬情況來看，模擬的春季HCI標(biāo)準(zhǔn)方差在0.76×1010～1.82×1010kg·s-1之間變化.除模式IAP＿FGOALS＿1.0g的模擬值低于觀測值之外，其余四個模式的模擬值均比觀測值偏大，其中以模式GFDL＿CM2＿1最大.

表1 春季HCI的標(biāo)準(zhǔn)方差（單位：1010 kg·s－1）Table 1 Interannual standard deviations（in 1010 kg·s－1）of spring HCI

圖1 春季平均經(jīng)圈環(huán)流的標(biāo)準(zhǔn)方差（單位：1010 kg·s-1）（a）觀測資料；（b）20C3MMME.Fig.1 Interannual standard deviations of spring mean meridional circulation（in 1010 kg·s-1）（a）Observation；（b）20C3MMME.

3.2 Hadley環(huán)流年際變率的未來變化預(yù)估

圖2為MME模擬的21世紀(jì)末期（2070—2099年）春季平均經(jīng)圈環(huán)流的標(biāo)準(zhǔn)方差與20世紀(jì)末期（1970—1999年）的差異.由圖可見，0°—10°N 區(qū)域呈現(xiàn)顯著的負(fù)差異，最大差值為-0.6×1010kg·s-1.這種異常特征表明，相對于1970—1999年，到21世紀(jì)末期（2070—2099年）春季Hadley環(huán)流的年際變率強(qiáng)度將減弱.

圖2 MME模擬的A1B情景下春季平均經(jīng)圈環(huán)流的標(biāo)準(zhǔn)方差（單位：1010 kg·s-1）與20C3M的差異深（淺）陰影表示通過95%（90%）信度.Fig.2 MME results of changes in interannual standard deviations of spring mean meridional circulation（in 1010 kg·s-1）between A1Band 20C3Msimulations Heavy（Light）shadings indicate areas above the 95%（90%）significance level.

表1給出了A1B情景下春季HCI的標(biāo)準(zhǔn)方差.由表1可見，五個模式模擬的春季HCI的標(biāo)準(zhǔn)方差在21世紀(jì)末期均呈減小的趨勢，減弱幅度在-0.08×1 010kg·s-1（IAP＿FGOALS＿1.0g）～-0.99×1010kg·s-1（GFDL＿CM2＿1）間變化.MME模擬結(jié)果顯示，春季HCI的標(biāo)準(zhǔn)方差由20世紀(jì)末期的1.34×1010kg·s-1下降到21世紀(jì)末期的0.91×1010kg·s-1，強(qiáng)度減弱32%（通過95%信度的F檢驗）.因此，在A1B排放情景下，隨著全球變暖，21世紀(jì)后30年春季Hadley環(huán)流的年際變率強(qiáng)度與20世紀(jì)后30年相比將會變?nèi)?

4 春季Hadley環(huán)流與東亞夏季風(fēng)環(huán)流的年際關(guān)系

4.1 20C3M模擬評估

研究結(jié)果[11-12］表明，在當(dāng)今氣候背景下，春季Hadley環(huán)流異常在年際時間尺度上與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水變化之間存在顯著聯(lián)系.春季Hadley環(huán)流通過影響西太平洋副熱帶高壓和東亞高空西風(fēng)急流兩大關(guān)鍵系統(tǒng)進(jìn)而影響東亞夏季降水.因此，接下來將重點(diǎn)評估20C3M中氣候系統(tǒng)模式對Hadley環(huán)流與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水關(guān)系的模擬能力，主要包括對春季Hadley環(huán)流與東亞夏季850hPa高度場和水平風(fēng)場、200hPa緯向風(fēng)以及降水之間關(guān)系的模擬.

圖3 春季HCI與夏季850hPa位勢高度的相關(guān)（a）觀測資料；（b）20C3MMME；（c）A1BMME.深（淺）陰影表示通過95% （90%）信度.Fig.3 Correlations between spring HCI and summer geopotential height at 850hPa（a）Observation data；（b）MME results of 20C3Msimulations；（c）MME results of A1Bsimulations.Heavy（Light）shadings indicate areas above the 95% （90%）significance level.

圖3 a為觀測資料揭示的春季HCI與夏季850hPa位勢高度場的相關(guān)分布.可見，太平洋區(qū)域30°N以南為顯著的正相關(guān)，30°N以北為負(fù)相關(guān).與此相對應(yīng)，850hPa風(fēng)場上則表現(xiàn)為：30°N以南的太平洋地區(qū)為異常的反氣旋型環(huán)流控制，東亞熱帶季風(fēng)槽區(qū)為東風(fēng)異常，梅雨鋒區(qū)為西風(fēng)異常（圖4a）.這種環(huán)流特征指示東亞夏季風(fēng)偏弱，西太平洋副熱帶高壓偏南[26］.圖3b和4b分別為20C3MMME模擬的春季HCI與夏季850hPa位勢高度和水平風(fēng)場的相關(guān)分布.由圖可見，相關(guān)系數(shù)的空間分布特征與圖3a和4a揭示的特征相似.觀測中位勢高度場上“南正北負(fù)”的特征以及水平風(fēng)場上30°N以南的異常反氣旋型環(huán)流均能在MME中得到再現(xiàn)，說明MME對春季Hadley環(huán)流與夏季東亞低層大氣環(huán)流系統(tǒng)的關(guān)系有很好的模擬能力.

圖4 同圖3，但為春季HCI與夏季850hPa水平風(fēng)場的相關(guān)Fig.4 Same as in Fig.3，but for correlations between spring HCI and summer horizontal winds at 850hPa

指數(shù)之間的相關(guān)同樣支持上述結(jié)論.由表2可見，觀測資料顯示，春季HCI和夏季 WPSHI為顯著的正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為0.62，通過99%信度.20C3M中，MME的結(jié)果同樣顯示兩者之間為顯著的正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為0.44（通過95%信度）.對單個模式而言，五個模式都能模擬出春季HCI與夏季W(wǎng)PSHI間的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)的波動范圍為0.15～0.68.而且，GFDL＿CM2＿0和 GFDL＿CM2＿1兩個模式模擬的相關(guān)系數(shù)值與觀測值相近，分別為0.64和0.68（通過99%信度）.同樣，20C3MMME揭示的春季HCI與EASMI的相關(guān)也與觀測相一致（表3）.在觀測中，春季HCI和EASMI的相關(guān)系數(shù)為-0.66，超過99%信度.在20C3M中，MME模擬的相關(guān)系數(shù)為-0.46，通過95%信度.五個模式均模擬出這種負(fù)相關(guān)關(guān)系（相關(guān)系數(shù)變化范圍為-0.18～-0.66），其中三個模式（GFDL＿CM2＿0，GFDL＿CM2＿1，IAP＿FGOALS＿1.0g）的模擬值超過99%信度.

表2 春季HCI和夏季W(wǎng)PSHI的相關(guān)系數(shù)Table 2 Correlation coefficients between spring HCI and summer WPSHI

表3 春季HCI和夏季EASMI的相關(guān)系數(shù)Table 3 Correlation coefficients between spring HCI and summer EASMI

圖5 同圖3，但為春季HCI與夏季200hPa緯向風(fēng)的相關(guān)Fig.5 Same as in Fig.3，but for correlations between spring HCI and summer zonal winds at 200hPa

表4 春季HCI和夏季EAJI的相關(guān)系數(shù)Table 4 Correlation coefficients between spring HCI and summer EAJI

圖5a為觀測資料揭示的春季HCI與夏季200hPa緯向風(fēng)的相關(guān)分布.由圖可見，40°N南北兩側(cè)分別為正相關(guān)和負(fù)相關(guān)，表明春季Hadley環(huán)流偏強(qiáng)時，夏季40°N南北兩側(cè)分別出現(xiàn)西風(fēng)異常和東風(fēng)異常，東亞西風(fēng)急流位置偏南.20C3MMME模擬的春季HCI與夏季200hPa緯向風(fēng)的相關(guān)分布（圖5b）與圖5a相一致，40°N南北兩側(cè)同樣分別為正相關(guān)和負(fù)相關(guān).表4給出了春季HCI與夏季EAJI的指數(shù)相關(guān).觀測揭示，春季HCI與夏季EAJI為顯著的正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為0.37，通過95%信度.在20C3M中，MME模擬的相關(guān)系數(shù)為0.42，同樣通過95%信度.除模式NCAR＿CCSM（相關(guān)系數(shù)為0.14）外，其它四個模式均能模擬出顯著的正相關(guān)（通過95%信度）.

圖6 同圖3，但為春季HCI與夏季降水的相關(guān)Fig.6 Same as in Fig.3，but for correlations between spring HCI and summer precipitation

圖6 a為春季HCI與夏季降水的相關(guān)分布.可見，長江流域為顯著的正相關(guān)，該結(jié)果與利用中國臺站降水所得的結(jié)果[11］相一致.日本附近一帶也為正相關(guān).另外，在熱帶太平洋區(qū)域為顯著的負(fù)相關(guān).這種分布特征在20C3MMME模擬（圖6b）中同樣可以得到較好體現(xiàn)，盡管在顯著性范圍方面有所縮小.由表5也可以看到，觀測和20C3MMME揭示的春季HCI與夏季EARI的相關(guān)關(guān)系較為一致.在觀測中，兩者間的相關(guān)系數(shù)為0.42，通過95%信度；在20C3MMME中，相關(guān)系數(shù)為0.40，同樣通過95%信度.不過，單模式模擬的相關(guān)系數(shù)值波動范圍較大，其變化范圍為0.08（UKMO＿HADCM3）～0.70（IAP＿FGOALS＿1.0g）.

4.2 Hadley環(huán)流與東亞夏季風(fēng)環(huán)流關(guān)系的未來預(yù)估

從上述分析可知，MME能夠合理地模擬出1970—1999年間春季Hadley環(huán)流與夏季東亞大氣環(huán)流（西太平洋副熱帶高壓、東亞夏季風(fēng)、西風(fēng)急流）和降水的年際關(guān)系.因此，接下來將利用MME模擬結(jié)果，分析A1B情景下春季Hadley環(huán)流與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水年際關(guān)系的可能變化.圖3c—6c分別為A1B情景下21世紀(jì)末期春季HCI與夏季850hPa位勢高度場、850hPa水平風(fēng)場、200hPa緯向風(fēng)以及降水的相關(guān)分布.總體而言，A1BMME模擬的相關(guān)系數(shù)空間分布與20C3MMME模擬的大體一樣，但相關(guān)系數(shù)和相關(guān)范圍明顯減小.

表5 春季HCI和夏季EARI的相關(guān)系數(shù)Table 5 Correlation coefficients between spring HCI and summer EARI

從指數(shù)相關(guān)來看，五個模式均預(yù)估出A1B情景下春季HCI與夏季 WPSHI（表2）和EASMI（表3）的相關(guān)將減弱.MME結(jié)果表明，春季HCI與夏季W(wǎng)PSHI（EASMI）的相關(guān)系數(shù)由20C3M 的0.44（-0.46）下降到A1B的0.19（-0.15）.也就是說，在20世紀(jì)末期，春季HCI可解釋 WPSHI（EASMI）變化方差的19.4%（21%），但到21世紀(jì)末期，其解釋方差僅占3.6%（2.3%）.如果將每個模式的相關(guān)系數(shù)作為一個獨(dú)立樣本進(jìn)行t檢驗可以發(fā)現(xiàn)，A1B情景下春季HCI與夏季 WPSHI（EASMI）的相關(guān)性減弱顯著，通過90%（95%）信度.因此，與20世紀(jì)末期相比，春季HCI與夏季 WPSHI（EASMI）的聯(lián)系在21世紀(jì)末期將會減弱.

表4給出了A1B情景下春季HCI與夏季EAJI的相關(guān)系數(shù).三個模式（GFDL＿CM2＿0，GFDL＿CM2＿1，IAP＿FGOALS＿1.0g）的模擬結(jié)果顯示，21世紀(jì)末期春季HCI與夏季EAJI的相關(guān)明顯減小，另兩個模式（NCAR＿CCSM，UKMO＿HADCM3）模擬的相關(guān)略微增大.MME預(yù)估結(jié)果表明，A1B情景下春季HCI與夏季EAJI的相關(guān)減弱，相關(guān)系數(shù)由20C3M時的0.42下降到0.26.

關(guān)于春季HCI與夏季EARI關(guān)系的未來變化，MME同樣預(yù)估兩者之間的關(guān)系將減弱（相關(guān)系數(shù)由20C3M時的0.40下降到A1B的0.25）.不過，各模式之間存在很大差異.三個模式（GFDL＿CM2＿0，IAP＿FGOALS＿1.0g，UKMO＿HADCM3）模擬的相關(guān)值減小，一個模式（NCAR＿CCSM）模擬的相關(guān)值變大，一個模式（GFDL＿CM2＿1）模擬的相關(guān)值不變，說明春季Hadley環(huán)流與東亞夏季降水關(guān)系的預(yù)估存在很大的不確定性.

5 結(jié)論和討論

利用五個氣候系統(tǒng)模式對現(xiàn)代氣候背景（20C3M）和未來溫室氣體排放情景（A1B）的模擬結(jié)果，并結(jié)合觀測資料，評估了模式對春季Hadley環(huán)流年際變率及其與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水關(guān)系的模擬效能，并在此基礎(chǔ)上預(yù)估了A1B情景下Hadley環(huán)流年際變率的未來演變及其與東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水的關(guān)系.

MME預(yù)估結(jié)果表明，在A1B排放情景下，到21世紀(jì)末期（2070—2099年）春季Hadley環(huán)流強(qiáng)度的年際變率將減弱.與20世紀(jì)末期（1970—1999年）相比，春季HCI的年際變率強(qiáng)度可減弱32%（通過95%信度的F檢驗）.一些研究指出[27-28］，靜力穩(wěn)定度對Hadley環(huán)流變化具有顯著影響.靜力穩(wěn)定度增加（減?。r，Hadley環(huán)流強(qiáng)度減弱（加強(qiáng)）.因此，A1B情景下副熱帶地區(qū)靜力穩(wěn)定度的增加[29］可能是造成未來Hadley環(huán)流減弱的一個原因.另外，在未來變暖背景下，平流層臭氧含量的恢復(fù)[30］也可造成 Hadley環(huán)流減弱.當(dāng)然，Hadley環(huán)流的變化可能還受其它因素的影響，還有待今后進(jìn)一步研究.

隨著春季Hadley環(huán)流年際變率的減弱，其與夏季西太平洋副熱帶高壓和東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的年際對應(yīng)關(guān)系也相應(yīng)減弱.其中，春季 HCI與夏季W(wǎng)PSHI的相關(guān)系數(shù)由20世紀(jì)末期的0.44減弱至21世紀(jì)末期的0.19，與夏季EASMI的相關(guān)系數(shù)由20世紀(jì)末期的-0.46下降到-0.15，這種減弱分別通過90%和95%信度，而且五個模式的模擬結(jié)果相一致.此外，MME預(yù)估結(jié)果還表明，春季HCI與夏季東亞西風(fēng)急流和降水的年際關(guān)系在21世紀(jì)末期也減弱.其中，春季HCI與夏季EAJI的相關(guān)系數(shù)由20世紀(jì)末期的0.42下降到0.26，與夏季EARI的相關(guān)系數(shù)由20世紀(jì)末期的0.40下降到0.25.不過，各個單模式之間存在較大差異.

春季Hadley環(huán)流與東亞夏季大氣環(huán)流關(guān)系的減弱可能緣于春季Hadley環(huán)流與印度洋SST的耦合作用變?nèi)?觀測研究結(jié)果[11］表明，印度洋海溫（SST）在春季Hadley環(huán)流與東亞夏季大氣環(huán)流的聯(lián)系中起著重要的紐帶作用.春季強(qiáng)Hadley環(huán)流可以通過激發(fā)印度洋SST正異常引起東亞夏季環(huán)流異常.從20C3MMME模擬的春季HCI與夏季SST的相關(guān)分布（圖7a）可見，20世紀(jì)末期，20°S以北的印度洋區(qū)域為顯著的正相關(guān)，MME模擬結(jié)果與觀測[11］相一致.但是，在A1B情景下，到21世紀(jì)末期，印度洋區(qū)域的正相關(guān)無論從顯著范圍還是相關(guān)系數(shù)值都明顯減?。▓D7b），亦即，春季Hadley環(huán)流與印度洋SST的聯(lián)系減弱，從而使得春季Hadley環(huán)流與夏季東亞大氣環(huán)流的關(guān)系變?nèi)?

圖7 春季HCI與夏季海溫的相關(guān)（a）20C3MMME；（b）A1BMME.深（淺）陰影表示通過95% （90%）信度.Fig.7 Correlations between spring HCI and summer sea surface temperature（a）MME results of 20C3Msimulations；（b）MME results of A1Bsimulations.Heavy（Light）shadings indicate areas above the 95% （90%）significance level.

本文的結(jié)論反映的是當(dāng)前全球氣候系統(tǒng)模式對A1B情景下未來Hadley環(huán)流年際變化及其與東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)之間關(guān)系的一種可能估計.由于排放情景本身存在不確定性，因此未來的預(yù)估結(jié)果也存在較大的不確定性.同時，就目前的水平而言，模式尚有不確定性，這也會給所得的結(jié)論帶來不確定性，因此，亟需進(jìn)一步改進(jìn)和完善氣候模式.

（References）

[1]Bjerknes J.Atmospheric teleconnections from the equatorial Pacific.Mon.Wea.Rev.，1969，97（3）：163-172.

[2]Oort A H，Peixóto J P.Global angular momentum and energy balance requirements from observations.Adv.Geophys.，1983，25：355-490.

[3]周波濤，王會軍，崔絢.Hadley環(huán)流與北太平洋濤動的顯著關(guān)系.地球物理學(xué)報，2008，51（4）：999-1006.Zhou B T，Wang H J，Cui X.Significant relationship between Hadley circulation and North Pacific oscillation.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2008，51（4）：999-1006.

[4]Chang E K M.The influence of Hadley circulation intensity changes on extratropical climate in an idealized model.J.Atmos.Sci.，1995，52（11）：2006-2024.

[5]Hou A Y.Hadley circulation as a modulator of the extratropical climate.J.Atmos.Sci.，1998，55（14）：2437-2457.

[6]Wang C Z.Atmospheric circulation cells associated with the El Ni?o-Southern Oscillation.J.Clim.，2002，15（4）：399-419.

[7]周波濤，王會軍.Hadley環(huán)流變化與白令海海冰異常的關(guān)系.科學(xué)通報，2007，52（18）：2194-2198.Zhou B T，Wang H J.Relationship between Hadley circulation and sea ice extent in the Bering Sea.Chinese Sci.Bull.，2008，53（3）：444-449.

[8]范可.南半球環(huán)流異常與長江中下游夏季旱澇的關(guān)系.地球物理學(xué)報，2006，49（3）：672-679.Fan K.Atmospheric circulation anomalies in the Southern Hemisphere and summer rainfall over Yangtze River Valley.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2006，49（3）：672-679.

[9]范可，王會軍，Choi Y J.一個長江中下游夏季降水的物理統(tǒng)計預(yù)測模型.科學(xué)通報，2007，52（24）：2900-2905.Fan K，Wang H J，Choi Y J.A physically-based statistical forecast model for the middle-lower reaches of the Yangtze Valley summer rainfall.Chinese Sci.Bull.，2008，53（4）：602-609.

[10]Li C Y.Interaction between anomalous winter monsoon in East Asia and El Nino events.Adv.Atmos.Sci.，1990，7（1）：36-46.

[11]Zhou B T，Wang H J.Relationship between the boreal spring Hadley circulation and the summer precipitation in the Yangtze River valley.J.Geophys.Res.，2006，111：D16109，doi：10.1029／2005JD007006.

[12]周波濤，崔絢.春季Hadley環(huán)流與長江流域夏季降水關(guān)系的數(shù)值模擬.氣候與環(huán)境研究，2008，13（2）：182-188.Zhou B T，Cui X.Modeling the relationship between spring Hadley circulation and the summer precipitation in the Yangtze River valley.Climatic and Environmental Research（in Chinese），2008，13（2）：182-188.

[13]Zhou B T，Cui X.Hadley circulation signal in the tropical cyclone frequency over the western North Pacific.J.Geophys.Res.，2008，113：D16107，doi：10.1029／2007JD009156.

[14]周波濤，崔絢.Hadley環(huán)流異常對夏季西北太平洋熱帶氣旋頻數(shù)影響的數(shù)值模擬試驗.地球物理學(xué)報，2009，52（12）：2958-2963.Zhou B T，Cui X.Modeling the influence of spring Hadley circulation on the summer tropical cyclone frequency in the western North Pacific.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2009，52（12）：2958-2963.

[15]Quan X W，Diaz H F，Hoerling M P.Change of the tropical Hadley cell since 1950.／／Diaz H F，Bradley R S.The Hadley Circulation：Past，Present，and Future.New York：Cambridge University Press，2004：85-120.

[16]Tanaka H L，Ishizaki N，Kitoh A.Trend and interannual variability of Walker，monsoon and Hadley circulations defined by velocity potential in the upper troposphere.Tellus，2004，56A（3）：250-269.

[17]周波濤，王會軍.Hadley環(huán)流的年際和年代際變化特征及其與熱帶海溫的關(guān)系.地球物理學(xué)報，2006，49（5）：1271-1278.Zhou B T，Wang H J.Interannual and interdecadal variations of the Hadley circulation and its connection with tropical sea surface temperature.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2006，49（5）：1271-1278.

[18]Kobayashi C，Maeda S.Phase shift of the seasonal cycle in the Hadley Circulation in recent decades.Geophys.Res.Lett.，2006，33：L22703，doi：10.1029／2006GL027682.

[19]Hu Y，F(xiàn)u Q.Observed poleward expansion of the Hadley circulation since 1979.Atmos.Chem.Phys.，2007，7：5229-5236.

[20]Seidel D J，Randel W J.Recent widening of the tropical belt：Evidence from tropopause observations.J.Geophys.Res.，2007，112：D20113，doi：10.1029／2007JD008861.

[21]Tanaka H L，Ishizaki N，Nohara D.Intercomparison of the intensities and trends of Hadley，Walker and monsoon circulations in the global warming projections.SOLA，2005，1：77-80.

[22]Lu J，Vecchi G A，Reichler T.Expansion of the Hadley cell under global warming.Geophys.Res.Lett.，2007，34：L06805，doi：10.1029／2006GL028443.

[23]姜大膀，張穎，孫建奇.中國地區(qū)1～3℃變暖的集合預(yù)估分析.科學(xué)通報，2009，54（24）：3870-3877.Jiang D B，Zhang Y，Sun J Q.Ensemble projection of 1～3℃ warming in China.Chinese Sci.Bull.，2009，54（18）：3326-3334.

[24]Oort A H，Yienger J J.Observed interannual variability in the Hadley circulation and its connection to ENSO.J.Clim.，1996，9（11）：2751-2767.

[25]Lu R Y.Interannual variability of the summertime North Pacific subtropical high and its relation to atmospheric convection over the warm pool.J.Meteor.Soc.Jpn.，2001，79（3）：771-783.

[26]張慶云，陶詩言，陳烈庭.東亞夏季風(fēng)指數(shù)的年際變化與東亞大氣環(huán)流.氣象學(xué)報，2003，61（5）：559-567.Zhang Q Y，Tao S Y，Chen L T.The interannual variability of East Asian summer monsoon indices and its association with the pattern of general circulation over East Asia.Acta Meteorol.Sin.（in Chinese），2003，61（5）：559-567.

[27]Mitas C M，Clement A.Recent behavior of the Hadley cell and tropical thermodynamics in climate models and reanalyses.Geophys.Res.Lett.，2006，33：L01810，doi：10.1029／2005GL024406.

[28]Gastineau G，Treut H L，Li L.Hadley circulation changes under global warming conditions indicated by coupled climate models.Tellus，2008，60（5）：863-884.

[29]Frierson D M W.Robust increases in midlatitude static stability in simulations of global warming.Geophys.Res.Lett.，2006，33：L24816，doi：10.1029／2006GL027504.

[30]Eyring V，Waugh D W，Bodeker G E，et al.Multimodel projections of stratospheric ozone in the 21st century.J.Geophys.Res.，2007，112：D16303，doi：10.1029／2006JD008332.