海-陆-气耦合模式中海洋分量的温盐模拟分析

2014-12-06薛洪斌杨玉震何亿强马凯明赵艳玲

海洋预报 2014年6期

薛洪斌，杨玉震，何亿强，马凯明，赵艳玲

（1.61741部队，北京100094；2.北京航天飞行控制中心气象中心，北京100094；3.93811部队，甘肃兰州730000）

1 引言

随着人们对气候变化研究的深入，认识到气候变化不仅仅是大气自身的演变，还包括海洋、冰雪、陆面、生态植被等的相互作用，提出了气候系统的概念。其中，海-陆-气相互作用是目前人们认识到对气候变化的影响最为重要的组成部分，也是目前研究的重点。气候系统模式或海-陆-气耦合环流模式为这种研究提供了平台，目前世界主流气象研究所和业务中心都发展了自己的模式，比较有影响力如NCAR的CESM、MPI的MPIesm和我国的Bcc-CSM。同时，世界气候研究计划WCRP联合科学委员会（JSC）和CLIVAR 科学指导小组（SSG）联合建立了耦合模拟工作组（WGCM），其目的就是评估和支持耦合气候系统模式的发展，推出了耦合模式比较计划（CMIP），目前已经进入了第五阶段。

从上世纪80年代末开始，我国自行设计发展了大气环流模式、大洋环流模式、陆面过程模式及海-陆-气耦合模式，为我国的气候变化模拟和预测研究提供了工具[1-6]。在发展的初期，受计算能力所限模式的分辨率相对较低。随着计算能力的进步，发展高分辨率环流模式的需求越来越强烈。对大洋环流模式来说，较高分辨率对大洋环流中一些重要物理现象的识别至关重要，同时还可以更细致地描述海-气相互作用，对提高模式的性能具有重要意义[7]。

文章基于OASIS 耦合器建立一个并行的海-陆-气耦合环流模式，着重对海-陆-气耦合模式（以下简称耦合模式）及单独的大洋环流模式（以下简称大洋模式）模拟当代海洋气候的能力进行了检验。耦合模式从1980年1月的初值开始连续积分30年，大洋环流模式经过spinup 过程后从1901年1月初值开始连续积分30年，分析结果取最后5年的结果。通过对模拟结果分析表明，大洋模式和耦合模式都对当代海洋气候特征具有较好的模拟效果，能够很好的反映全球大洋各主要变量（如海表温度、海表盐度、纬向平均温度和盐度等）的基本分布特征和季节变化，具有较强的海洋气候模拟能力。

2 模式简介及资料简介

文章采用的海-陆-气耦合模式包括大气环流模式、大洋环流模式（包括海冰模式）和陆面过程模式3 部分，并通过OASIS（Ocean Atmosphere Sea Ice Soil）耦合器实现海-气和陆-气模式的耦合。其中，大气环流模式采用具有较高分辨率且物理过程完善的新一代大气环流模式。模式框架在水平方向为球面经纬网格坐标，垂直方向取σ坐标；模式分辨率在水平方向为1°×1°，垂直方向按σ坐标不等距分为26 层。大洋环流模式以中科院大气物理研究所研制的T63L30 海洋环流模式为基础，通过进一步提高分辨率并完善物理过程而形成的第三代全球海洋模式（LICOM）。模式框架在水平方向为球面经纬网格坐标，垂直方向取η 坐标；该模式兼顾物理问题的精度要求和实际的计算条件，将模式水平分辨率提高到0.5°×0.5°，垂直方向按η 坐标不等距分为30层，可基本满足分辨出赤道波导和印度尼西亚贯穿流主要通道的要求。模式的南北范围取75°S—65°N（不包括北冰洋），南北侧边界采用了温度和盐度的恢复条件。利用Hellerman 和Rosenstein 气候风应力，以Levitus 的海表温度（SST）和海表盐度（SSS）作为热通量和淡水通量恢复边界条件。陆面过程模式是以通用陆面过程模式CLM3.0为基础，并改进和完善其中物理过程，该陆面模式水平网格以及分辨率都与大气模式一致，垂直分层包含10 层不均匀分布的土壤层和最多5层的雪层（具体分层依赖于雪的总深）。

大气环流模式的动力框架部分沿用了IAP前几代模式的一些方法和技术（如：标准层结扣除，IAP变换，总有效能量守恒差分格式等），此外还应用了一些新的方法和技术（如：时间分解算法，高纬灵活性跳点，可允许替代等），更新了水汽平流过程的算法，增加了对云水和云冰平流过程的计算。该模式的物理过程基本采用了CAM3.1 的物理参数化包，其中积云对流参数化方案除了CAM3.1中的Zhang-McFarlane方案外，还有修改的Zhang-McFarlane方案和Emanuel方案两个可选方案。

该耦合模式主要用于气候预测，与国内其它耦合模式相比，主要有3个特点：

（1）大气环流模式分辨率较高，同时动力框架采用了多项新方法和技术；

（2）引入了完整的陆面过程模式，国内多数耦合模式是海-气耦合模式；

（3）采用了OASIS 耦合器，目前耦合器的发展对气候模式的研制起了巨大的推动作用。

3 耦合方案设计

文章重点是构建一个海-陆-气耦合模式，耦合方案的设计至关重要。由于陆面过程模式已经和大气环流模式耦合在一起，这里不再讨论，下面详细介绍一下海-气耦合的方案及模式构建的具体实现过程。

3.1 耦合变量及算法

假设大气模式与海洋模式每个模式日交换一次信息，海洋模式输给大气模式的是前一天的SST分布，并在大气模式积分一个模式日中保持SST分布不变；而大气模式给海洋模式的有：海表风应力τx和τy以及进入海洋的净热通量Hnet和净淡水通量Ff。下面简单介绍一下它们的算法：

(a)风应力的计算

计算公式：

（b）热通量的计算

计算公式：

（1）S 为海表净向下的太阳短波辐射通量，现在的大气模式通常都有计算，可由大气模式直接给出；

（2）R 为海表净向上的长波辐射通量，也可由大气模式直接给出；

（3）LES为海表净向上潜热通量，由公式（3）计算:

（4）H为海表面净向上的感热通量：

式中，Cp=1004.64，Tg为地表温度在海面上为SST，TA为地表气温，大气模式给出的是变量TA，其余变量同上。

3.2 “气候漂移”的控制

由于模式自身存在系统误差，目前直接耦合两个模式会导致模式出现“气候漂移”现象。通常的解决方案是进行通量订正，这里所讲的通量订正主要是指距平耦合，即对某些通量或全部通量扣除其模式气候的平均量。1992年，中科院大气所张学洪等[8]采用月平均通量距平耦合方案于全球大气、海洋和海冰耦合模式，成功地控制了“气候漂移”。下面简单介绍一下距平耦合。以海表热通量F 为例，令φ 和φ 分别表示大气和海洋的状态，则通过海气界面的热通量F 可以写成，F=F(φ,φ) 。设上标“c”,“u”,“o”为耦合、未耦合和观测的状态，可以定义：

式中，Fc为OGCM 和AGCM 直接耦合时海洋得到的热通量，称为“耦合通量”，其中Fu为OGCM在观测的大气强迫下海洋得到的热通量，称为“观测通量”；为未耦合的AGCM 计算得到的热通量，称为“参考通量”，它的选取对耦合模式的成败至关重要，本模式中该量选取为用OGCM 算出的SST 代替气候平均的SST 积分一定时间，并作平均为12个月的资料作为FRo 。耦合模式中大气进入海洋的通量为

由大气进入海洋的通量距平定义为：

3.3 耦合方案的具体实现

本文采用的是“部分通量订正”方案，耦合交换时间为每天，交换的通量包括热通量、风应力和SST，其中仅对大气模式给海洋模式的变量进行订正，下面具体介绍耦合模式构建的实现步骤：

（1）对未耦合的海洋模式长期积分，模式积分60年，基本能达到平衡；

（2）对未耦合的大气模式进行积分。模式积分5年达到平衡。用大气模式的平衡态作初值，用未耦合的海洋模式达到平衡时的SST 代替热带太平洋气候平均的SST强迫大气模式积分10年，并计算其10年平均海气界面的热通量和风应力，这就是本文所取得参考通量FR；

（3）开始耦合积分，大气模式和海洋模式每天交换一次通量。以海洋环流模式计算出的前一天的海表温度（SST）作为大气模式的下边界强迫条件；

（4）大气模式计算出当天的海表风应力和热通量通过公式（6）修正后作为海洋模式的外强迫条件，而影响海水盐度的淡水通量仍采用气候平均值；

（5）对耦合模式长期积分，本方案积分了40年。

本文主要对耦合模式、单独大洋模式与观测的海洋变量进行了对比分析，这里的观测资料主要采用了Levitus月平均的温、盐资料作为参照标准。下面将具体给出对主要变量场的详细分析。

4 耦合积分的长期趋势

人们在衡量耦合模式是否存在长期“气候漂移”趋势时，通常采用全球平均SST 的时间序列作为通用指标，这是因为SST 不仅是海洋变量，同时也是大气的下边界条件，能直接反映海-气相互作用。图1给出了耦合模式积分30年的全球平均SST变化趋势。从图可以看出全球平均SST 在19.3 ℃上下震荡，并没有明显的变冷和变暖趋势，30年时间序列表明全球平均SST 没有明显的漂移现象，SST 做为大气模式的下边界条件直接影响模式大气，全球平均SST没有明显漂移趋势保证了大气模式没有明显“气候漂移”。

5 气候平均态

气候平均态模拟的成败在一定的程度上决定了气候变率正确与否，因此平均气候状态是评价气候模式的最重要指标之一。这里对比分析耦合模式中的大洋环流模式和未耦合的大洋环流模式的平均气候状态，并与Levitus 温盐资料进行对比分析，讨论耦合模式的平均气候状态模拟的好坏。

5.1 海表温度

图2 给出了耦合的、未耦合的大洋环流模式和Levitus 温盐资料的年平均SST 的全球分布图。由图可以看出，两个模式都模拟出了海表温度基本特征，赤道太平洋暖池、冷舌的形状保持较好。与观测相比较，赤道海域和太平洋、大西洋的东海岸都偏冷，而太平洋和大西洋中纬度西边界流区域都偏暖。这一特点在耦合和未耦合的大洋模式中是一致的，这是由边界条件决定的。耦合和未耦合大洋环流模式的对比最大的差别在于热带地区，耦合的大洋环流模式在热带大洋的东海岸普遍偏冷，特别是赤道附近东太平洋西伸的冷舌，耦合的结果西伸的更强，28℃等温线越过了日界线。

5.2 海表盐度

图3 给出了耦合的、未耦合的大洋环流模式和Levitus 温盐资料的年平均海表盐度的全球分布图。由图可以看出，耦合与未耦合的模式对全球海表盐度分布的基本特征模拟正确，副热带高盐度区、印度尼西亚海及其周边海域以及中高纬度的低盐度区都正确的模拟出来了，这跟模式采用恢复边界条件有关。与Levitus 资料比较模拟的主要不足是模拟的高盐度区盐度偏高，低盐度区偏低。耦合与未耦合模式模拟对比的主要不同在于耦合模式模拟高盐度区的范围偏小，低盐度区的范围也偏小。这可能与耦合模式中大气环流模式对海表风场模拟偏差有关。

5.3 纬向平均的温度分布

图4 给出了耦合的、未耦合的大洋环流模式和Levitus 温盐资料的1500 m 以上纬向平均温度的全球分布图。从观测可以看出，海温垂直结构可以分为热带（30°S—30°N）、中纬（30°—60°N）和高纬（60°—90°N），热带1000 m 以上海温垂直递减大体呈准水平分布，以20 ℃等温线为准，则热带海洋主温跃层保持在100 m左右，到南北30°附近有向下伸展的峰状结构，而高纬等温线垂直，垂直温度梯度很小。两个模式结果与观测比较，两者都可以模拟出观测的大洋上层海表到100 m 左右的热带暖核，以及随着深度加深在南北纬30°附近的向下伸展的双峰结构。两者模拟的主要不同在于耦合模拟的暖核深度偏浅，导致等温线在低纬度整体上移，使得低纬度表层、中低纬度下层都偏冷，温度南北梯度减弱，在南北纬40°向高纬整层明显偏暖，等温线较稀疏。两个模式比较，无论从暖核的模拟，还是整体结构特征来看，大洋模式比耦合模式模拟的更接近观测。

5.4 纬向平均的盐度分布

图5 给出了耦合的、未耦合的大洋环流模式和Levitus 温盐资料的1500 m 以上纬向平均盐度的全球分布图。与温度的模拟相似，两个模式也能模拟出盐度垂直分布的主要特征，但也存在明显的不足，主要在于：对60°S 附近从海表向下向北伸展的低盐舌，两模式对上层盐度模拟均偏高，导致表层盐舌梯度不强，相对来说未耦合的大洋模式稍好于耦合模式；在30°S 到赤道表层的高盐区，两模式模拟的盐度又偏弱，高盐区的位置偏南，范围偏小；在10°N附近的表层低盐区整体偏强，该区域等值线明显比观测稀疏；30°N附近表层向下的高盐舌模拟相对较好；对北半球高纬盐度极小值区模拟的较差，强度偏强、位置偏南。对比两个模式的模拟结果，大洋模式要比耦合模式模拟好一些，整个高低盐度区的分布、形状和中心强度的模拟更接近观测。

6 季节变化

季节、年际及更长时间的变化对气候系统的变化非常重要，为了检验模式对季节变化的模拟能力，这里分析了耦合模式中的大洋环流模式和未耦合的大洋环流模式的温度季节变化，并与Levitus温盐资料进行对比。

图6 给出了耦合的、未耦合的大洋环流模式和Levitus温盐资料沿赤道上层100 m平均的温度季节变化，反映了各大洋在热带赤道地区的季节变化。以155°E 为中心的西太平洋暖池区，全年海温都在28 ℃以上，温度季节变化较小，两个模式都模拟了这个特征，但从温度大小和高温区范围的模拟来看，单独大洋模式模拟较好，耦合的大洋模式模拟温度偏低。对东太平洋来说（100°W），季节变化较大，3—4月温度最高，接近20℃，7—9月最低，单独的大洋模式除了模拟温度偏低外，整体来看对这一特征模拟较好，而耦合的大洋模式模拟较差，模拟温度强度和高低值随时间演变的特征都有偏差。对于赤道大西洋，两个模式模拟的相对较好，都模拟出观测的7—8这个低值中心，而且低值的大小也比较接近。赤道印度洋整体温度都在24 ℃以上，东印度洋在5—7 和11—12月有两个暖中心，单独大洋模式对这个特征模拟较好，耦合模式仅仅反映了11—12月这个特征，同时还将暖的范围扩大到了1月。从模拟结果看，单独大洋环流模式可以更好地刻画各大洋在赤道热带地区的季节变化。