NUIST地球系统模式模拟热带气旋活动的气候特征分析

NUIST地球系统模式模拟热带气旋活动的气候特征分析吴启蒙;吴立广;曹剑
【摘要】采用恒定的现代外部强迫驱动第一版NUIST地球系统模式,进行了40年全球热带气旋活动模拟,分析了热带气旋活动的气候特征,并与1977—2016年观测资料对比分析.结果表明:该模式能够模拟出与热带气旋类似的结构特征,在热带气旋活动活跃的海区,模拟热带气旋生成的空间分布和影响范围与观测基本一致,但是各个海区热带气旋的生成频数与观测还存在差异.除了北印度洋海区,各个海区热带气旋生成频数的季节变化与观测相似.模式在西北太平洋海区模拟结果最好,能模拟出热带气旋的生成范围和盛行路径;在北印度洋地区模拟结果较差,北印度洋海区的相对涡度模拟与观测存在较大差异,这是模式未能模拟出北印度洋热带气旋双峰特征的主要原因.
【期刊名称】《气候变化研究进展》
【年(卷),期】2019(015)002
【总页数】12页(P107-118)
【关键词】热带气旋;活动特征;NUIST地球系统模式(NESM);大尺度环境场
【作者】吴启蒙;吴立广;曹剑
【作者单位】南京信息工程大学太平洋台风研究中心,南京 210044;南京信息工程大学太平洋台风研究中心,南京 210044;南京信息工程大学太平洋台风研究中心,南京 210044
【正文语种】中文
引言
Manabe等[1] 首次指出全球气候模式（GCM）可以在热带气旋活动地区模拟出与热带气旋结构类似的系统，但是低分辨率模式模拟的热带气旋尺度偏大、强度偏弱。

Vitart等[2] 的全球模式模拟表明，模式可以模拟热带气旋活动的气候特征，以及一些结构特征（低层辐合、高层反气旋性环流和辐散运动)。

但是在低分辨率的全球模式中模拟的热带气旋频数比观测少，且模拟出的热带气旋缺少明显的内核结构，如台风眼、眼墙或螺旋雨带等。

Murakami等[3] 使用高分辨率的全球模式模拟了1979—2003年全球热带气旋的活动情况，结果表明，模式在全球热带气旋活动相对活跃的6个海域能够较好地模拟出热带气旋活动，且20 km分辨率的模式模拟结果优于60 km分辨率的模式。

Zhao等[4] 研究也指出高分辨率全球模式可以模拟出与观测相似的热带气旋年际与季节变化，他们使用的50 km分辨率的全球模式模拟1981—2005年的热带气旋频数年际变化在北大西洋、东北太平洋以及西北太平洋与观测的相关系数达到0.6以上。

总而言之，高分辨率的全球大气模式可以粗略地模拟出热带气旋的结构、路径、强度和年际变化。

然而，前人对热带气旋的研究方法仅限于使用大气模式，而高分辨率耦合模式是研究热带气旋活动的新工具。

南京信息工程大学地球系统模式（NUISTESM，NESM）是南京信息工程大学正在研制和不断改进中的地球系统模式，NESM的第一版本（NESM v1）是基于ECHAM v5.3大气环流模式、NEMO v3.4海洋环流模式和CICE v4.1海冰模式，通过OASIS3-MCT并行耦合器耦合而成。

ECHAM v5.3大气模式是由德国马普研究所在ECMWF的基础上发展的全球大气环流模式，已经广泛应用于天气和气候变化的模拟；NEMO v3.4海洋模式是由欧盟联合发展的海洋模式；海冰模块选用
的是Los Alamos国家实验室开发的CICE v4.1海冰模式，它包含海冰动力和热力过程；OASIS3-MCT并行耦合器不仅具有强大的并行计算性能，而且能够实现三
维耦合。

Cao等[5] 研究发现，NESM v1模式能很好地模拟出海表面温度的气候
平均态、ENSO、季风活动、季节内振荡和太平洋年代际涛动（PDO）等主要气候模态。

Cao等[6] 将NESM v1模式应用于古代气候变化研究中，发现模式可以较
好地模拟全球季风降水，进一步研究了末次盛冰期大陆冰架对全球气候的影响。

这表明，NESM v1模式在平均态上可以有很好的模拟。

本文将在前人的研究基础上，进一步分析NESM v1模式对热带气旋等高影响天气事件的模拟能力。

本文利用恒定的现代外部强迫来驱动NESM v1模式模拟了全球40年的热带气旋
活动，与1977—2016年观测资料对比，评估该模式对全球热带气旋活动的模拟
能力，评估的重点主要放在模式对热带气旋的结构、频数、路径和季节变化模拟方面，并分析模拟最好和最差海区的热带气旋活动。

1 数值试验设计
1.1 试验设计
本研究中使用的ECHAM v5.3大气环流模式分辨率为T159L31，水平分辨率为
0.75°×0.75°，垂直层数为31层，从地面一直延伸到10 hPa。

模式的短波辐射方案中天顶和方位角的辐射积分采用的是Eddington近似，而每层的反射方案采用
的是delta-Eddington方案[7] 。

长波辐射方案用的是Rapid Radiative Transfer Model（RRTM)[8] 。

层云方案有各种相态水的预报方程、大体积云物理过程[9]
和基于统计云量的预报方程；NEMO v3.4海洋模式为NEMO ORCA2配置，水
平分辨率在赤道外地区为2°×2°，在赤道地区模式经向分辨率加密至0.5°，垂直
层数为31层；CICE v4.1海冰模式采用的水平分辨率在经向和纬向方向上分别有384×320个格点，对应约1°×0.5°，本研究采用的是CICE模式多层热力学方案，在垂直方向上包含1层雪和4层冰。

为了检验耦合模式对内部模态的模拟性能，在设计试验时，采用固定的外部强迫（如温室气体、太阳常数、气溶胶、陆面状态等）条件来驱动模式进行试验。

所有外部强迫参数选择的是1990年代平均的参数。

气溶胶和陆面状态信息采用1990
年代平均值。

为了高效地使模式达到准平衡状态，此试验的海洋模式和海冰模式初始场取自于经过1000年耦合积分的低分辨率版本模式，而大气模式的初始场来自于现代观测场（1990年代)。

经过NESM v1 T159耦合模式调整100年之后，取其随后的40年模拟结果来表征模式对现代气候的模拟。

1.2 资料
本文用的全球热带气旋观测资料是IBTrACS（International Best Track Archive for Climate Stewardship）最佳路径资料，版本为v03r10。

该资料是许多地区热带气旋观测中心数据的一个合集，目前已经广泛应用于热带气旋活动的研究[10] 。

选取1977—2016年的IBTrACS数据中达到热带风暴（TS）强度或以上的热带气旋（最大风速≥17.2 m/s)，与模式中达到TS强度或以上的类热带气旋涡旋进行比较。

西北太平洋的热带气旋观测资料是JTWC（Joint Typhoon Warning Center）提供的西北太平洋热带气旋路径资料，选用数据中达到TS强度或以上的热带气旋，与模拟试验中达到TS强度或以上的类热带气旋涡旋进行比较。

此外，还用到了NCEP（National Centers for Environmental Prediction）的月平均风场资料和HadISST（The Hadley Centre Global Sea Ice and Sea Surface Temperature）的月平均海温资料。

用来评估模式对大尺度环境场的模拟能力及其对热带气旋活动的影响。

2 模拟热带气旋识别方法
本文选取了模式中的一个中心位于（25.82°N，144.75°E）的个例来说明NESM
v1模式可以模拟出与热带气旋相似的涡旋结构。

从850 hPa风场和海平面气压图（图1a）中可以看出：存在一个闭合的低气压区域，气压最低值＜960 hPa，中
心周围都是较强的气旋性风场，外围存在风速的大值区；从沿热带气旋中心横截面的温度距平和经向风的垂直结构图（图1b）中可以看出：热带气旋的暖心结构从近地面层一直延伸到对流层顶，超过9 K的正温度异常中心位于250 hPa附近，模拟的暖心结构特征与Hawkins等[11] 的观测资料结果相似。

距热带气旋中心500 km内均表现为气旋性环流，低层最大风速出现在900 hPa左右，约为40 m/s，最大风速半径约为100 km，这与Frank[12] 观测分析结果相似。

这些特征都与观测资料得到的结果较为接近，表明用此热带气旋识别方法可以在NESM v1模式中识别出与观测热带气旋结构相似的涡旋结构。

图1 模拟的热带气旋结构特征(a) 850 hPa风场和海平面气压场，(b)沿热带气旋中心横截面的温度距平和经向风结构Fig. 1 Simulated tropical cyclone (TC) structure (a) 850 hPa wind field and sea level pressure, (b) temperature anomaly and meridional winds注：图(a)等值线为海平面气压，单位为hPa；
(b)等值线为经向风，单位为m/s。

关于全球大气模式中热带气旋中心和路径的识别方法，目前已有许多研究[13] 。

不同的对流方案[14] 和分辨率[15] 等都会造成模式中热带气旋中心定义方法的差别。

参考曹剑等[16] 的热带气旋中心定义方法，针对NESM v1模式给出热带气旋识别方法，将满足以下条件的网格点定义为热带气旋中心。

(1)气压条件：海平面360 km范围内有一低压区域，中心气压＜1000 hPa；
(2)风速条件：热带气旋中心360 km内10 m高度的风速＞11 m/s；
(3)海温条件：热带气旋中心海温≥26℃；
(4)暖心条件：热带气旋中心上空500～200 hPa有暖心形成，每层水平方向上中心（距中心240 km内）与周围（距中心240～480 km）的平均温度差＞0.2 K；
(5)涡度条件：北半球热带气旋中心360 km范围内850 hPa的平均相对涡度＞500 hPa平均相对涡度，且500 hPa平均相对涡度为正，南半球相反。

热带气旋中心的移动速度一般不超过25 m/s，所以用热带气旋移动距离＜2160 km/24h来确定热带气旋中心是否为同一个热带气旋，可以得到热带气旋的路径，然后去掉生命长度小于24 h的热带气旋。

3 模拟结果
3.1 热带气旋活动的大尺度场
3.1.1 海温
图2是40年模式数据与1967—2016年观测数据气候平均的表面温度场及偏差。

NESM v1模式能够很好地重现观测中的海表面温度（SST）空间分布特征。

模式
能较好地模拟出西太平洋暖池、东印度洋暖池和东太平洋冷舌等特征，但模式中海温的分布与观测存在偏差，模式中28℃以上海温贯穿了整个赤道太平洋地区，赤
道附近的大西洋地区海温也超过28℃，东印度洋暖舌一直延伸到中纬度非洲东海岸。

在热带区域，模拟的SST偏差基本在1℃左右；在美洲和非洲中纬度的西海
岸存在2～3℃的SST偏差；在北太平洋海域，模式存在-1℃的SST偏差。

图2 气候平均的海表面温度场(a)模拟，(b)观测，(c)偏差Fig. 2 Climatic mean sea surface temperature (a) simulation,(b) observation, (c) bias
3.1.2 850 hPa风场和相对涡度
图3为模式和观测气候平均的850 hPa风场及其偏差图，从模式和观测的风场图（图3a，3b）中可以看出：北半球的北太平洋副热带高压和北大西洋副热带高压都位于30°N附近，北半球中纬度存在西风带。

南半球的南印度洋高压、澳大利亚高压、南太平洋高压和南大西洋高压4个高压中心都位于25°S附近，高压的底部中纬地区形成强的偏西风气流，太平洋和大西洋南北半球的高压之间存在东风辐合，在赤道热带低纬形成一个强东风带。

从850 hPa风场偏差图（图3c）上可以看出：与观测相比，模式在赤道附近模拟的东风带偏弱，而在北半球中低纬度地区模拟的高压环流偏强。

图3 气候平均的850 hPa风场(a)模拟，(b)观测，(c)偏差Fig. 3 Climate average 850 hPa wind field (a) simulation,(b) observation, (c) bias
图4为模拟和观测850 hPa相对涡度及其偏差图，从模拟和观测的850 hPa相对涡度图（图4a，4b）中可以看出，模式可以模拟出与观测相似的850 hPa相对涡度分布，北半球北太平洋地区和北大西洋地区存在正涡度大值中心，南半球南印度洋、南太平洋和南大西洋为负涡度大值中心，与风场环流对应。

从850 hPa相对涡度偏差图（图4c）上可以看出，在20°S～20°N的低纬地区，模拟相对涡度和观测相比还存在差异：北半球太平洋地区在赤道附近有-0.3×10-5s-1的相对涡度偏差，但是在10°～20°N地区为正涡度偏差。

印度洋地区相对涡度模拟较差，北印度洋模拟的相对涡度偏小，南印度洋模拟的相对涡度偏大。

图4 气候平均的850 hPa相对涡度(a)模拟，(b)观测，(c)偏差Fig. 4 Climate average 850 hPa relative vorticity (a) simulation,(b) observation, (c) bias 3.1.3 200 hPa风场和垂直切变
图5为模拟和观测气候平均的200 hPa风场及其偏差图，从模拟和观测200 hPa 风场图（图5a，5b）中可以看出，太平洋上有两个副热带高压，分别位于菲律宾群岛和新几内亚岛以东，闭合中心在15°N和10°S附近，向西延伸很广。

南美大陆有一范围较小的高压系统。

南北半球中纬度一致表现为强的西风气流。

从200 hPa风场偏差图（图5c）中可以看出，与观测相比，模式模拟的赤道附近和中纬度的西风气流偏强。

图5 气候平均的200 hPa风场(a)模拟，(b)观测，(c)偏差Fig. 5 Climate average 200 hPa wind field (a) simulation,(b) observation, (c) bias
图6 气候平均的垂直切变(a)模拟，(b)观测，(c)偏差Fig. 6 Climate average vertical shear (a) simulation,(b) observation, (c) bias
图6为模拟和观测垂直切变（850 hPa和200 hPa的风速差）及其偏差图，从模
拟和观测的垂直切变图（图6a，6b）中可知，在低纬度地区垂直切变较小，在热带气旋频繁活动的区域，垂直切变均＜12 m/s。

模式可以模拟出观测中的两个垂
直切变的大值中心，最大值超过28 m/s，中心在30°N和30°S附近；赤道附近
存在两个垂直切变的低值中心，约为90°E和90°W。

从垂直切变偏差图（图6c）中可以看出，模式在赤道地区模拟出的垂直切变低值中心比观测小，中心数值约为4 m/s；而在中纬度地区，模拟的垂直切变偏大，最大的垂直切变偏大区域出现在南半球，超过8 m/s。

3.2 热带气旋活动
3.2.1 全球热带气旋分布特征
图7为观测和模式模拟的热带气旋路径分布图。

根据IBTrACS资料的统计，在1977—2016年，全球有3225个达到TS强度以上的热带气旋生成，平均每年80.6个，主要分布在北印度洋（NIO)、西北太平洋（WNP)、东北太平洋（ENP)、北大西洋（NAT)、南印度洋（SIO）和南太平洋（SPO）6个海域，其中西北太平洋热带气旋活动最频繁。

除此之外，南大西洋（SAT）也有热带气旋生成，但仅有3个。

将热带气旋识别方法应用于NESM v1模式，40年共识别出3046个热带气旋，
平均每年76.2个，比观测少4.4个，赤道上没有生成热带气旋。

试验表明，在全
球存在热带气旋活动的海域，模式都能模拟出热带气旋活动，西北太平洋仍然是热带气旋活动最频繁的海域，不同海区热带气旋的个数和观测相比存在差异。

模式可以较好地模拟出热带气旋活动的路径分布范围，但是在不同海区有不同程度的差异。

统计各个海区热带气旋的频数，结果如表1所示。

与观测相比，NESM v1试验模拟的南太平洋热带气旋生成频数偏多（46.3%)；东北太平洋（ENP）和北大西洋（NAT）的热带气旋个数偏少（-49.1%和-60.2%)；西北太平洋（WNP）和南印
度洋（SIO）的模拟数量与观测接近。

此外，模式在南大西洋（SAT）也能模拟出
少量热带气旋，与观测存在误差。

图7 热带气旋路径分布与各海域热带气旋的年平均个数(a)模拟，(b)观测Fig. 7 Global distribution of TC tracks and the annual TC numbers in each ocean (a) simulation, (b) observation
表1 全球各个海区年平均热带气旋数量统计（观测：1977—2016年，模拟：40年）Table 1 Annual mean TC numbers in each basin(observation: 1977-2016, simulation: 40 years )
将全球划分为2.5°×2.5°的网格点，计算平均每年每个网格点内热带气旋的生成个数，作为该网格点的热带气旋生成频数。

对比模式和观测的生成频数分布（图8a，8b）可以看出：模式在西北太平洋、北大西洋和南太平洋地区能够模拟出与观测
类似的热带气旋生成分布，不过还存在差异。

在西北太平洋海区，跟观测相比，模式模拟的热带气旋生成位置主要集中在菲律宾以东洋面，南海生成的热带气旋数目偏少；在南太平洋海区，模式模拟的热带气旋生成位置纬向跨度大，一直延伸到110°W左右，而在观测中只到135°W左右；在南印度洋海区，模拟出了观测中
横跨整个南印度洋的热带气旋生成区。

总体来说：与观测相比，模式模拟的北半球热带气旋生成纬度偏高，大西洋地区模拟生成位置较差，其他海区与观测相似。

图8 热带气旋生成位置分布与各海域热带气旋的年平均个数(a)模拟，(b)观测，(c)偏差Fig. 8 Global distribution of TC genesis and the annual TC numbers in each ocean (a) simulation, (b) observation, (c) bias
图9 各大海域热带气旋各月生成频数Fig. 9 The monthly frequencies of TC genesis in (a) NIO, (b)WNP, (c) ENP, (d) NAT, (e) SIO, (f) SPO
统计各个海区热带气旋生成频数的季节变化，结果如图9所示，横坐标为月份，
纵坐标为热带气旋平均每月生成个数。

尽管NESM v1能在全球模拟出与观测相似的变化规律，但是不同海区热带气旋的季节性变化与观测存在不同程度的差异。

西
北太平洋地区是全球热带气旋发生频率最高的地区，也是对我国影响最大的区域，模式在此海区模拟结果很好。

模式对西北太平洋地区（图9b）和南印度洋（图9e）热带气旋的季节分布的模拟结果与观测基本一致，很好地模拟出了热带气旋盛季（西北太平洋为7—9月，南印度洋为1—3月)，并且热带气旋频数与观测相差均＜0.5个/月，不到10%。

在东北太平洋（图9c）和北大西洋（图9d）海区模拟
热带气旋个数偏少，在南太平洋（图9f）海区，模拟热带气旋个数偏多，但是热
带气旋盛季（东北太平洋为7—9月；北大西洋为8—10月；南太平洋为1—3月）和观测相同，季节变化趋势与观测基本一致。

观测资料中，北印度洋地区存在热带气旋频数季节变化的双峰特征，热带气旋盛季为5月和10—11月，但是NESM
v1未能模拟出此特征，而且模拟的热带气旋频数偏多（图9a)。

3.2.2 西北太平洋海区热带气旋活动分析
在西北太平洋海域，模式模拟的热带气旋频数与观测差异较小，进一步比较热带气旋生成位置和路径的差异。

将西北太平洋（100°～180°E，0°～40°N）划分为
2.5°×2.5°的网格点，并计算平均每年每个网格点内的热带气旋生成数目和经过该
区域的热带气旋的数目，作为该网格点的热带气旋生成频数和路径频数，并根据路径频数得到西北太平洋热带气旋的3条盛行路径，如图10所示。

图10 西北太平洋热带气旋的模拟生成位置(a)与路径分布(c)，观测生成位置(b)与
路径分布(d)Fig. 10 Simulation genesis (a) and track (c) of the TC in the western North Pacific, observation genesis (b) and track (d)注：箭头为盛行
路径。

比较西北太平洋热带气旋生成位置分布图（10a，10b）可以看出，跟观测相比，
模式可以较好地模拟出与观测类似的热带气旋生成分布，可以模拟出热带气旋生成的两个大值中心。

但是观测中偏东的热带气旋生成中心数值较大，模式中偏西的热带气旋生成中心数值较大。

在东西方向上，模拟与观测生成区域范围相似，跨度约
为110°～170°E，在南北方向上，模拟热带气旋的生成位置约为10°～30°N，北
端比观测偏北约5°，南端比观测偏北约10°。

图10(c)和10(d)为西北太平洋热带气旋路径分布图。

模式基本能模拟出西北太平
洋的热带气旋路径，跟观测相比，热带气旋路径的大值中心偏西。

等值线东部边界比观测路径偏东约10°。

由于识别热带气旋的风速条件标准为11 m/s，所以等值
线范围比观测略大。

模式基本上可以模拟出西北太平洋热带气旋3条盛行路径，
东南向东北方向的转向路径转折角度比观测稍大，西行和北行路径与观测基本一致。

季风槽（850 hPa)、副热带高压（500 hPa)、南亚高压和热带对流层上部槽（200 hPa)，是影响西北太平洋热带气旋活动的重要大尺度系统[17-19] 。

图11
是40年模式数据与1977—2016年观测数据的7—9月850 hPa、500 hPa和200 hPa平均风场图（图11)。

在北半球夏季，副热带高压控制了整个西北太平洋，菲律宾以西区域被西南季风控制，越赤道气流、西南季风以及副高南侧的偏东风在赤道辐合带附近汇合，生成西北-东南向的季风槽，为热带气旋的生成提供有利的动力和热力条件[20-21] ，并
且季风槽的活动对于热带气旋移动路径也有重要影响[22] 。

Wu等[23] 发现在季
风槽伸展偏东（西）的年份，西北太平洋东南侧热带气旋偏多（少)。

对比图11(a)、11(b)中季风槽位置可以看出：跟观测相比，模拟的季风槽位置偏北约5°，偏东约5°，模拟热带气旋的生成位置偏西北侧，这与Wu等[23] 的结论一致。

图11 850 hPa、500 hPa和200 hPa模拟(a, c, e)与观测(b, d, f) 7—9月平均风
场Fig. 11 850 hPa, 500 hPa, and 200 hPa simulation (a, c, e) and observation (b, d, f) average wind field from July to September注：黑色实
线为对流层上部槽槽线和南亚高压脊线；红色等值线为急流区。

从模拟和观测500 hPa风场图（图11c，11d）可以看出，模式可以模拟出和观
测相似的副热带高压范围，副高脊线位置也都在25°～30°N之间，且自西向东副
高脊线的纬度逐渐升高。

但是模拟的副高西部脊线南北偏东风和偏西风的切变比观测强，偏东风与偏西风的汇合位置也比观测偏东。

从模拟200 hPa风场图（图
11e）中可以看出，南亚高压控制了整个青藏高原地区，脊线位置在25°N左右，脊线北部存在风速＞25 m/s的副热带急流区，位于35°～50°N之间，与观测相似。

观测200 hPa风场图（图11f）中，副热带急流在南亚高压北部存在一个急
流轴，最大风速超过30 m/s，但是模拟图中副热带急流区中有两个急流轴，最大风速超过35 m/s，模拟出的副热带急流比观测偏强。

模式可以在160°E～160°W 模拟出偏北风和偏西风的切变，但模拟的对流层上部槽和观测相比偏弱。

3.2.3 北印度洋海区热带气旋活动分析
张菲等[24] 对比了1977—2012年北印度洋热带气旋的影响因子，发现影响北印
度洋热带气旋活动双峰型分布的重要因子为海表温度、风垂直切变和初始扰动。

其中风垂直切变为200 hPa和850 hPa风速差的绝对值，初始扰动为850 hPa相
对涡度。

Gray[25] 也认为较高的海表面温度、较小的垂直风切变和足够大的低层
涡度有利于热带气旋生成。

所以本文将从这3个因子的季节分布出发，与观测进
行比较，分析模式未能较好模拟出北印度洋热带气旋活动的原因。

图12为北印度洋模拟和观测热带气旋海温、垂直切变和低层涡度的季节变化图。

由于北印度洋热带气旋频数在季节变化方面存在双峰特征（见图9a)，所以在海温、垂直切变和低层涡度方面应该存在对应的特征。

从图12中可以看出：在海温的季节分布方面（图12a)，在北印度洋热带气旋盛季（5月和10—11月)，虽然模式
模拟的海温比观测偏低约0.5℃，但是模拟出了观测中的双峰特征；在垂直切变的季节分布方面（图12b)，模式不仅在5月和10—11月模拟出了垂直切变较小的
特征，而且在数值上与观测也几乎一致；但是在低层涡度的季节变化方面（图
12c)，模式未能模拟出观测的分布特征，观测中6月和9月有两个峰值，但是模
式仅在11月模拟出了低层涡度的大值，不仅未能模拟出观测中低层涡度的季节变
化趋势，而且在数值上与观测也存在差异。

所以NESM v1模式在低层涡度上模拟较差是导致未能模拟出北印度洋热带气旋活动双峰特征的主要原因。

图12 北印度洋模拟和观测海温(a)、垂直切变(b)和850 hPa相对涡度(c)的季节变化Fig. 12 Seasonal variation of simulated and observed sea temperature
(a), vertical shear (b) and relative vorticity (c)in the North Indian Ocean
4 结论与讨论
本文采用恒定的现代外部强迫驱动第一版NUIST地球系统模式（NESM v1)，进行了40年全球热带气旋活动模拟。

首先评估了模式对与热带气旋生成、发展密切联系的大尺度场的模拟，结果表明，NESM v1模式能模拟出与观测类似的气候平均态海温、垂直切变、低层涡度等要素的特征。

采用客观方法识别出模式中的热带气旋，将结果与IBTrACS最佳路径资料和JTWC最佳路径资料进行比较，评估了模式中各海区热带气旋平均生成频数、频数的季节变化和热带气旋路径分布，结论如下。

(1) NESM v1模式可以模拟出与热带气旋类似的涡旋结构，在全球6个热带气旋活动活跃的海区都能模拟出与热带气旋类似的涡旋活动，模拟涡旋活动的空间分布和影响范围与观测中的热带气旋相似。

(2) NESM v1模式每年可以模拟出76.2个热带气旋，比观测少4.4个。

在热带气旋活动活跃的海区，模拟热带气旋生成的空间分布和影响范围与观测基本一致。

但是各个海区热带气旋的生成频数与观测还存在差异，其中北印度洋和南太平洋热带气旋生成频数偏多；东北太平洋和北大西洋的热带气旋个数偏少；西北太平洋和南印度洋的模拟数量与观测接近。

除了北印度洋海区，各个海区热带气旋生成频数的季节变化与观测相似。

(3) NESM v1模式在海温、垂直切变、低层涡度等系统要素方面可以模拟出与观测相似的大尺度特征，但是在局部地区存在偏差，导致了模式模拟热带气旋与观测。