FGOALS 耦合模式对赤道太平洋海温和降水年循环的模拟评估

李恬燕 俞永强

1 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室(LASG)，北京 100029

2 中国科学院大学，北京 100049

1 引言

赤道太平洋地区在地球气候系统的水分和能量循环中具有重要作用，赤道太平洋海洋和大气环流的季节循环特征形成机理和模拟偏差一直受到很多研究者的关注（Jin et al., 1994; Tziperman et al.,1994; Jin, 1996; An and Choi, 2009）。赤道太平洋海洋和大气环流的季节循环除了受到太阳短波辐射调控之外，海气耦合机制也是赤道西太平洋和东太平洋的季节循环特征显著不同的主要原因。在赤道西太平洋，太阳短波辐射强迫的季节变化与海温的季节变化一致，雨带关于赤道也几乎是对称地并列存在的。但在赤道东太平洋，不对称的南北半球海岸线强迫出了关于赤道不对称的海温、雨带、海表风场（Gu and Philander, 1995; Xie, 2004），使南北不对称性加强，也使得赤道以南的海温年循环信号向西传播到赤道东太平洋。

学术界提出了三种海气耦合机制分别是蒸发—海温机制（Xie, 1994），上翻流—海温机制（Chang and Philander, 1994; Chelton et al., 2001）和层云—海温机制（Philander et al., 1996; Gordon et al., 2000）来解释这一不对称性的加强。由于赤道太平洋在整个气候系统中的重要性，季节变化特征及其海气耦合机制也是衡量气候模式性能的重要标准之一。Mechoso et al.（1995）发现绝大多数未采用“通量订正”的耦合模式在赤道东太平洋区域具有相同的系统偏差，这些模式中赤道冷舌地区的平均态海温偏冷、范围偏窄、冷舌过于西伸。自1995 年至今，参与国际耦合模式比较计划CMIP3（Meehl et al., 2007）、CMIP5（Taylor et al., 2012）和CMIP6（Eyring et al., 2016）中的耦合模式基本都表现出十分类似的“Double ITCZ”模拟偏差，尽管偏差的强度有所不同（Li and Xie, 2014; Tian and Dong, 2020; Zhou et al., 2020）。

耦合模式对海温、降水和风场等海洋和大气环流要素的模拟偏差存在密切联系、互为因果，并且耦合机制复杂，不同模拟偏差有可能相互抵消、也可能因海气相互作用而进一步放大，使得确定耦合模式中误差的来源和模式改进非常困难（Xie,2004; Xiang et al., 2017）。当代耦合模式模拟海温年循环仍然存在很多问题，研究者为了克服这一困难，采用了多种研究手段分析和理解上述模拟偏差形成的机理，例如多模式对比分析、模式物理参数化敏感性试验、热带海气相互作用理论与模拟的动力诊断分析等。

通过对比参与CMIP3 的14 个耦合模式中环境场的模拟偏差，归纳模式的大气环流场偏差普遍具有的共同点，de Szoeke and Xie（2008）确定了这些模式在大气和耦合试验中需要改进的分量，比如冬季美国中部的东北风和赤道的经向风。Chen and Jin （2017, 2018）发展了一个线性耦合的动力诊断框架，但是模式中的海温年循环偏弱（Chen and Jin, 2017）。

大气模式中的对流参数化方案夹卷率等参数的设置影响着赤道辐合带（ITCZ）的空间分布和强度（Oueslati and Bellon, 2013），但是中部降水依然偏多。而模式的其他参数比如分辨率不够也会影响对热带系统的气候态、季节循环的模拟（Wengel et al., 2019）。

Lin（2007）对比AMIP 试验的结果和OMIP模式的结果，分别评估给定海温强迫下的大气模式模拟结果的合理性并检验了和耦合机制有关的大气模式变量存在的误差。也有学者Zhang and Song（2010）使用平板（slab）海洋模式和大气模式运行耦合试验检验海洋内部的热量动力输送过程在赤道辐合带（ITCZ）的季节变化中起到的作用。Xie et al.（2007）提出模式对风场或者层云的刻画不合理是海温误差的主要来源。Xiang et al.（2017）等人发现南半球降水偏多来源于大气模式中对热带地区净表面热通量的南北半球梯度的错误模拟。

综上所述，目前绝大多数耦合模式无法准确地模拟赤道东太平洋大气和海洋环流的季节变化特征，但是具体原因却因模式而异，至今为止也未能找到一种可以彻底消除上述模式偏差的方案。本研究计划利用中国科学院大气物理所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室自主研发的耦合气候系统模式 FGOALS（ Flexible Global Ocean-Atmosphere-Land System），通过分别参与了CMIP3、CMIP5 和CMIP6 耦合模式比较计划的多个版本的对比分析探讨影响耦合模式（Yu et al., 2013; He et al., 2019），全面评估FGOALS 第二代和第三代耦合模式对热带太平洋气候平均态模拟能力，认识和理解新版本耦合模式性能改进的原因和物理机理，并为未来耦合模式的持续改进和发展提供借鉴。

2 模式和数据介绍

FGOALS 各个版本是由海洋、大气、陆面、海冰四个相互作用的分量模式组成的全球耦合气候模式。本文评估对比了以下四个版本，分别是FGOALS-s2（后文中简称为s2）、FGOALS-g2（后文中简称为g2）、FGOALS-g3（后文中简称为g3）、FGOALS-f3-L（后文中简称为f3-L）。所有的分量模式通过耦合器 [f3-L 和g3 用的是NCAR version 7（Craig et al., 2012）；g2 和s2 用的是NCAR version 6（Craig et al., 2005）] 相互作用，交换动量，淡水通量和热量通量，并不进行任何额外的通量订正。各版本模式用到的分量模式版本等细节信息参见表1。使用到的变量有洋流速度、海洋位温、净短波辐射、净长波辐射、潜热通量、感热通量、净热量通量和降水。在本文中，我们使用f3-L、s2、g2 、g3 月平均数据研究各个不同版本模式对海温降水气候态、季节循环的模拟以及双赤道辐合带问题的改进，模式数据的时间跨度为1985～2004 年，我们需要用到四个版本模式的historical 和AMIP 试验（后文中简称为HIST 试验和AMIP 试验）结果。

表1 FGOALS 四个版本模式采用的分量模式和耦合器Table 1 Component models and coupled module used in four versions of FGOALS

为了评估模式数据，本文还用到了1985～2004 年的月尺度的观测资料或再分析资料，其中降水资料使用的是Global Precipitation Climatology Project（GPCP）（Adler et al., 2003）；海温资料使用的是Hadley 中心的（Rayner et al., 2003）；辐射通量使用的是Objectively Analyzed air-sea Fluxes(OAflux) for the global Oceans（Yu et al., 2008）；海洋位温和洋流速度的资料则是来自NCEP GLOBAL OCEAN DATA ASSIMILATION SYSTEM（GODAS）（Behringer and Xie, 2004），风场资料是NCEP-DOE AMIP-II Reanalysis（Kanamitsu et al., 2002）。选取1985 年至2004 年这个时间段一方面是因为卫星观测的辐射通量的资料时间范围有限，另外一方面是为了同时覆盖CMIP5 和CMIP6的试验时段。另外，为了方便不同数据的比较，在分析比较前进行了插值操作,模式数据、观测数据和再分析资料数据均插值到1°×1°的均匀经纬网格上。

3 赤道东太平洋年平均气候态

图1 给出的是海温场和降水场的1985～2004年气候态分布和模式相对于观测的偏差。海温的观测资料来自Hadley 中心（Rayner et al., 2003），与观测数据对比，g2 和s2 模式中对海温的模拟偏差主要体现在两个方面，第一是北半球中纬度地区海温偏冷，第二是模式中存在在秘鲁沿岸和向西延展的大片暖海温偏差区。g3 中仍然在秘鲁沿岸存在暖海温偏差，范围相较于前版本有所减小；在北半球中纬度地区海温偏冷，但是在南半球中纬度由之前的3°C 暖偏差转为1.5°C 的冷偏差。f3-L 中只在智利北部沿岸的小区域有海温暖偏差，其西部洋面为冷偏差，西太平洋中纬度地区以冷偏差为主，东太平洋中纬度地区则以暖偏差为主。本文主要想要探讨北美南美沿岸暖海温偏差的成因。参与CMIP6 的两个版本g3 和f3-L 中的暖海温偏差和冷海温偏差相对于参加CMIP5 的两个模式版本都有显著的减小。g2、s2、g3、f3-L 在（30°S～30°N，100°E～60°W）区域的均方根误差分别是2.62°C、2.08°C、0.8°C、1.1°C。f3-L 在秘鲁沿岸不存在暖偏差，而是1°C 以内的冷偏差，其均方根误差比g3 稍微偏高的原因主要是来自于中纬度地区的冷海温偏差。降水的观测资料来自GPCPv2.3（Adler et al., 2003），s2、g3、f3-L、g2 在（30°S～30°N，100°E～60°W）区域的均方根误差分别是1.86、1.65、1.48、1.43 mm d-1。总体来说，新一代耦合模式相对其前一代模式对海温模拟偏差的改进十分明显，但是对降水气候态改善则相对比较有限，虚假的双赤道辐合带问题在所有版本模式都有不同程度的体现，这个问题在当代耦合模式中是一直存在的棘手问题（Mechoso et al., 1995; Delecluse et al.,1998; Stockdale et al., 1998; Latif et al., 2001; 李江龙, 2002; 张学洪等, 2003; Zhang et al., 2019）。赤道以南的降水正偏差从太平洋南海地区一直延伸到南美洲西岸，但只有f3-L 模拟的南赤道辐合带降水正偏差位于120°W 以西，没有延展到南美沿岸。f3-L 改善了东太平洋地区以及秘鲁沿岸的降水和海温的气候态的模拟。另外，在观测中，海温暖的区域对应降水多，参加CMIP5 的g2 和s2 中在120°W以西的暖海温偏差和降水偏多对应关系和观测一致。g3 墨西哥沿岸的暖海温偏差对应的却是降水偏少，f3-L 则是在秘鲁智利沿岸出现冷海温偏差和降水偏多的对应。热带地区暖海温和降水偏多这一对应关系主要是因为局地海温主导热带对流系统的变化（Gill and Rasmusson, 1983），然而除了局地海温，大气底层的辐合也影响着热带降水分布（Lindzen and Nigam, 1987; Duffy et al., 2020）。 Zhou et al.（2020）就指出CMIP5/6 模式中普遍出现的冷海温偏差对应降水偏多的错误模拟是由海温经向特征的模拟偏差引起的风场辐合造成的。给出海表温度经向方向的二阶导数项的误差（图未给出），可以发现在模式的冷海温对应降水偏多区域，对应的是海表温度经向方向的二阶导数项的正偏差，由此带来风场辐合偏差和降水偏多。

图1 1985～2004 年（a-e）海温（单位：°C）和（f-j）降水（单位：mm d-1）的年平均气候态（等值线）及（a-d，f-i）模式结果相对于观测的偏差场（填色）：（a，f）FGOALS-g2 模式；（b，g）FGOALS-s2 模式；（c，h）FGOALS-g3 模式；（d，i）FGOALs-f3-L 模式；（e）Hadley 数据；（j）GPCP 数据这里用到的模式数据为耦合试验结果。Fig. 1 Climatological annual mean (a-e) sea surface temperature and (f-j) precipitation (contour, units: mm d-1) and (a-d, f-i) their biases with observations (shading) during 1985-2004: (a, f) FGOALS-g2 model; (b, g) FGOALS-s2 model; (c, h) FGOALS-g3 model; (d, i) FGOALS-f3-L model;(e) Hadley data; (j) GPCP data. Data used here are from HIST experiments

Philander et al.（1996）和Xie（2004）指出南北半球地形的不对称将会强迫出海温和降水的南北不对称。关于定量衡量降水的不对称性，不同的学者出于不同目的定义了不同的指数。Oueslati and Bellon（2013）使用太平洋东南部的平均降水量（20°S～0°，150°W～100°W），而Hwang and Frierson（2013）使用半球降水不对称指数，用北部（0°～20°N，0°～180°～0°）减去南部（0°～20°S，0°～180°～0°）热带地区的降水量，得出的差值除以热带平均值（20°S～20°N，0°～180°～0°）标准化。由于本文主要研究东太平洋的不对称性，所以修改（Hwang and Frierson，2013）的指数把经度范围缩小为110°W～90°W 定义了降水的不对称性指数PAI 为用北部（0°～20°N，110°W～90°W）减去南部（0°～20°N，110°W～90°W）热带地区的降水量，得出的差值除以热带平均值（20°S～20°N，110°W～90°W）标准化；同理定义了海温的不对称性指数SSTAI。计算得到，观测、s2、g2、g3、f3-L 的降水不对称性指数分别是1.58、0.99、0.8、1.27、1.33，海温的不对称性指数分别是0.14、0.11、0.07、0.11、0.12。图2 给出了气候态年平均的5°S～5°N 平均的海温经向剖面和110°E～90°W平均的海温、降水，1000 hPa 经向风场纬向剖面。g2、g3、s2 三个版本中雨带在赤道以南和赤道以北分别存在两个峰值中心，关于赤道几乎对称，而在观测中雨带只有赤道以北的一个大值中心。f3-L赤道以南的雨带减小到和观测一致，但北侧雨带却显著增加（图2a）。在g2、g3、s2 中存在太平洋东部海温偏高、西部偏低，这会造成模拟的东西海温梯度偏低和太平洋东部降水偏多，f3-L 显著改善了东海岸的海温偏高（图2d）。f3-L 较前三个版本显著改善了南半球的海温偏高（图2b），从而改善了赤道的海温南北梯度。南北风场的模拟上，g2、g3、s2 的南风较观测偏弱，而f3-L 的跨赤道南风较观测偏强（图2c）。总体来看，f3-L 在模拟东西海温梯度、南北海温不对称性、南北降水的不对称性等方面较前版本有明显的改善（图2），但是f3-L 模拟的赤道以北ITCZ 降水中心要比观测大3～4 mm d-1，跨赤道南风也偏强。

图2 1985～2004 年平均气候态（a）降水场（单位：mm d-1）、（b）海温场（单位：°C）和（c）经向风场（单位：m s-1）沿110°W～90°W平均经向分布；（d）年平均气候态海温场沿5°N～5°S 平均的纬向分布（单位：°C）。模式数据为耦合试验结果Fig. 2 Climatological annual mean (a) precipitation (units: mm d-1), (b) sea surface temperature (units: °C), (c) 1000-hPa meridional wind fields(units: m s-1) during 1985-2004 averaged between 110°W-90°W from observations (black and solid). The climatological mean (d) SST (units: °C)averaged between 5°N-5°S is also given. Data used here are from HIST experiments

如引言中提到太平洋东部海温受到三种机制的作用，第一是层云和海温反馈机制（Li and Philander, 1996; Philander et al., 1996），海温冷的时候有利于加强底层的稳定性，在底层形成许多层云，减少进入海洋的短波辐射通量，维持冷海温，这和西部太平洋地区的对流云对应暖海温不同。第二是越赤道经向风引起的海洋上翻和海温之间的反馈机制（Chang and Philander, 1994），冷海温强迫的南北海温梯度造成北风，接着引起Ekman 抽吸上翻流和冷水上翻，从而加大海温梯度和北风。第三是风—蒸发—SST（Wind-Evaporation-SST, 简称WES）反馈机制（Li and Philander, 1996）。北风带来的蒸发吸热致冷也会加大南北海温梯度和北风，普遍认为模式对这三种机制模拟的偏弱是导致模式中对称性偏强的原因（Mitchell and Wallace, 1992;Nigam and Chao, 1996; Yu and Mechoso, 1999） 。

下面将讨论新版本模式中的耦合机制，检验模式是否正确表征影响太平洋东部海温的海气相互作用过程。在热带海洋上，年平均的净长波辐射通量大约为50 W m-2，感热通量只有10 W m-2，两者的空间变化都很小。潜热通量不小于100 W m-2，所以在热带海洋的热平衡中，向下的短波辐射通量和向上的潜热通量是主要的。而模式模拟的年平均潜热通量偏差小，所以下面研究年平均的净短波辐射对于年平均海温偏差的贡献。图3 是FGOALS四个版本HIST 试验和AMIP 试验净短波辐射的气候态分布，g3 和f3-L 相对于s2 和g2 而言，海温和降水的平均态分布和观测更加相近，但是实际上g3 的改进没有f3-L 改进明显，赤道以北雨带和东南太平洋地区降水偏多的量级为3.5 mm d-1，这和参加CMIP5 模式的量级差不多。短波辐射正偏差沿着海岸分布的特点在海温偏差上也有所体现，海温和净短波辐射在太平洋东岸均为沿海岸线向西扩展的正偏差，在北赤道辐合带地区则都是负偏差。这两个物理量的误差空间分布之间的良好对应关系意味着净短波辐射通量的偏差对海温的偏差贡献大。HIST 试验的净短波辐射正偏差的范围和数值量级比AMIP 试验中的净短波辐射正偏差的范围和数值量级更加大，AMIP 试验中的北美南美沿岸地区存在的净短波辐射误差，被HIST 试验中的海气耦合机制的偏差进一步放大，呈现为HIST 试验范围更大，峰值更高的净短波辐射偏差。所以净短波辐射在HIST 试验也呈现出在太平洋东海岸偏大的特点，并使这一区域出现暖海温偏差，对降水偏差也有贡献。很明显，f3-L 和g3 中在东太平洋地区气候态净短波辐射正偏差的减少将会带来气候态暖海温的改善。f3-L 中气候态净短波辐射正偏差比g3 中小，改善效果优于g3。另外，赤道以北的地区净短波辐射通量负偏差对应着这一地区雨带降水偏多。当北赤道辐合带降水为正偏差时，降水释放的凝结潜热使南北非绝热加热梯度增加，南风加强，从而使得越赤道经向风加强。模式模拟的经向风的强度在赤道地区和太平洋东海岸地区普遍比观测偏强（图2d），在太平洋中东部赤道以北地区存在狭长的南风偏差中心一直西伸至日界线附近（图未给出），南风偏差有利于海水的蒸发和冷水上翻过程，和净短波辐射通量造成的暖海温偏差有一定的抵消作用。因此，除了前文提及的东南太平洋地区净短波辐射通量正偏差减小，伴随南风偏强的上翻和蒸发过程加强也会使得东南太平洋地区的海温暖偏差减少。所以，f3-L 的东太平洋平均态海温的偏差很小为正负0.5°C。g3 中净短波辐射的暖偏差也减小了，但还是存在3°C 的海温暖偏差。实际上，海温和净短波辐射通量的线性关系在太平洋西部和中部地区为负相关，在秘鲁沿岸和秘鲁以西大概30 个经度范围内均为正相关（图4）。回归系数的峰值中心为20 W m-2K-1，位于90°W 意味着每度的海温升温是由20 W m-2的净短波辐射通量引起的。厄瓜多尔和哥伦比亚沿岸和其西侧20 个经度范围的赤道地区也为正相关，g2 和g3 中为错误的负相关区，只有s2 和f3-L 模拟出了这一正相关区域，但s2 在太平洋中部和西部也模拟为正相关，和观测不符。g3 中东南太平洋降水偏多的区域对应着净短波辐射偏多的区域，且如前所述在赤道东南角区域海温和净短波辐射之间为负相关，错误的海温辐射关系又进一步扩大了净短波辐射的偏差，使得g3 中的暖海温偏差和降水正偏差都比f3-L 要大。综上，f3-L 中暖海温偏差的减小是f3-L 所模拟净短波辐射的气候态偏差减小，模式模拟的经向风偏强以及模式能够成功再现东太平洋地区海温和净短波辐射之间的关系等多种因素作用的结果。

图3 1985～2004 年净短波辐射的年平均气候态分布（等值线，单位：W m-2）和（a-d，f-i）模式结果相对于观测的偏差场（填色）：（a，f）FGOALS-g2；（b，g）FGOALS-s2；（c，h）FGOALS-g3；（d，i）FGOALs-f3-L；（e，j）Oaflux 观测数据。左图为HIST 试验的结果，右图为AMIP 试验的结果Fig. 3 Climatological annual mean of net shortwave radiation flux field (contour, units: W m-2) and (a-d, f-i) their biases (shading) during 1985 to 2004: (a, f) FGOALS-g2); (b, g) FGOALS-s2; (c, h) FGOALS-g3; (d, i) FGOALs-f3-L; (e, j) observed data from OAflux. The left panel shows the results of HIST and the right panel shows the results of AMIP

图4 1985～2004 年热带太平洋地区海表面净短波辐射和海温之间的线性回归系数（单位：W m-2 K-1）：（a）观测资料；（b）FGOALSg2；（c）FGOALS-s2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALs-f3-L。使用到的模式数据为耦合试验结果Fig. 4 Linear regression coefficients (units: W m-2 K-1) of the net surface shortwave radiation flux to SST over the tropical Pacific during 1985 to 2004: (a) Observed data; (b) FGOALS-g2; (c) FGOALS-s2; (d) FGOALS-g3; (e) FGOALS-f3-L. Model data are from HIST experiments

已有研究指出，除了和辐射通量有关的热力过程，海洋热量动力输送过程对海温和降水的模拟也非常重要（刘海龙等, 2004; Song and Zhang, 2009;Zhang and Song, 2010）。分析夏季上层洋流和海温的180°E～150°W 平均的纬向截面（图5），我们发现对应北赤道辐合带，在观测中，温跃层只有10°N 一个单峰脊。脊的南侧大概10°N～2°S 的区域为向东的洋流，洋流最大值为36 m s-1，中心在150 米深度处；再往南为流向西侧的南赤道流，在2°S～8°有18 m s-1的大值中心（图5a）。在g2和g3 中，2°S～6°S 也存在温跃层脊，相对于赤道以北的脊对称分布。关于赤道对称的海洋温度场导致了对称的洋流，南赤道流局限于3°N～3°S，在本该出现流向西侧的南赤道流的位置为和北赤道逆流对称的向东的南赤道逆流。g2 和g3 中的南赤道流局限于赤道且比观测的量级大12 m s-1，造成了赤道的冷舌偏差，南赤道逆流把西太平洋暖池的暖水向东输送，加剧了模式里东南太平洋海温偏暖，降水偏多。g3 中，0～60 米深度海洋位温在赤道为冷偏差，在赤道以南为暖偏差。g2 中没有出现暖偏差的原因是10°S 的西向流比观测偏强6 m s-1，带来的冷水上翻过程偏强一定程度上抵消了暖偏差。s2 中温跃层深度从南到北单调递增，在10°N～2°S 为向东的洋流，在2°S～8°S 为南赤道流，洋流和观测一致。但是s2 中的南赤道流强度弱于观测，冷水上翻强度不够，所以在0～60 米在2°S～6°S 范围内出现海温的暖偏差。对比以上各版本模式，f3-L 在上层洋流和海温的不对称和上层洋流的速度的模拟上都有着很大的改进，这意味着f3-L的海洋热量动力输送过程改善了。首先，0～60 米海温和观测一致，没有暖偏差或是冷偏差；2°S～6°S 的温度脊幅度减小，位于2°S～6°S 的错误的南赤道逆流几乎消失了，南赤道流的量级和观测一致，中心最大值均为18 m s-1。Zhang and Song（2010）在讨论了不同对流参数化方案对双赤道辐合带模拟偏差的影响和机理，曾提出南赤道辐合带中部地区降水偏多通过Ekman 抽吸和风应力的改变强迫出错误的南赤道逆流，加剧了南赤道辐合带地区的海温偏暖，进一步使降水偏多。当AMIP 试验中在南赤道辐合带有降水的正偏差，位于4°S 的对流正偏差带来了风场的辐合，对流中心左侧为西风偏差，叠加在东风的背景场上会减弱原本的东风，减弱的东风信风一方面减弱了西向的南赤道流，另一方面和西风带一起组成气旋式切变，和赤道东风带组成反气旋式切变，对应着南侧海洋冷水上翻和温跃层抬升、表面海平面高度降低，北侧下沉流和温跃层下沉，海表高度升高，这样北高南低的海平面高度将会导致南赤道逆流的出现，上层洋流都关于赤道对称。南赤道逆流会把西太平洋暖水向太平洋中部地区输送，造成太平洋中部地区的海温暖偏差，降水正偏差进一步加强，这一反馈机制是正反馈机制，会放大AMIP 试验中本身存在的降水误差，使双赤道辐合带的问题更加严重。上述的模拟误差和形成机制并不是FGOALS 所特有的，其他耦合模式也有类似的特征（Zhang et al., 2019）。在g2和g3 的AMIP 试验中，中部南赤道辐合带降水偏差受到上述正反馈机制的作用，在HIST 试验中进一步扩大，而f3-L HIST 试验的南赤道辐合带在太平洋中部地区和AMIP 试验相差不大（图未给出）。s2 中的耦合试验中的南赤道辐合带降水偏多则更多是因为南赤道逆流强度偏弱。

图5 1985～2004 年夏季（JJA）平均的海洋位温（填色，单位：°C）和纬向速度（蓝色等值线，虚线为向西，实线为向东，0 等值线加粗，单位：cm s-1）沿180°～150°W 平均的纬度—深度剖面：（a）GODAS；（b）FGOALS-g2；（c）FGOALS-s2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALsf3-L。这里用到的模式数据为耦合试验结果Fig. 5 Latitude-depth cross section of JJA mean ocean potential temperature (shaded, units: °C) and zonal current (blue contours, eastward in solid and westward in dashed lines, solid and black lines are for zero, units: cm s-1) averaged between 180° and 150°W during 1985 to 2004: (a) GODAS;(b) FGOALS-g2; (c) FGOALS-s2; (d) FGOALS-g3; (e) FGOALS-f3-L. Model data are from HIST experiments

总的来说，模式中东南太平洋地区海温偏暖和降水偏多，主要是净短波辐射通量偏大和AMIP 试验的降水偏多导致的。其中f3-L 中净短波辐射通量的偏差显著减小使海温的偏差减小，海洋热量动力输送过程的改善避免了f3-L 的AMIP 试验本身具有的降水正偏差在海气相互作用下进一步变大。这些是f3-L 的改进之处，但是同时，模式的经向风强度强于观测，偏强的经向风误差也减小了海温的误差从而减小了降水的误差。考虑到经向风场的偏差抵消了一部分海温的偏差，f3-L 中海温和降水的气候态实际改善效果要比看上去的要小。

4 海温和降水的季节循环

两个新版本耦合模式中海温和降水的季节变化改善显著，尤其是f3-L（图6）。观测中，海温年循环最大振幅位于秘鲁沿岸，而在s2 和g2 两个版本中，海温季节循环的振幅中心显著偏西大约20～30 个经度，而且旧版本模拟结果在秘鲁沿岸存在半年循环的分量。两个新版本g3 和f3-L 改善了在秘鲁沿岸海温年循环，呈现和观测一致的年循环信号。f3-L 中东太平洋海温在1～6 月为暖位相，7～12 月为冷位相，海温信号西传的速度也和观测相近，但是f3-L 模拟的振幅较观测偏弱。g3 虽然也模拟出了年循环信号，但是高估了暖位相持续时间，低估了冷位相持续时间。在90°W，暖位相出现的时间推迟了4 个月。90°W 以西的振幅也比观测弱。比较各版本模式模拟的东太平洋地区降水的季节循环，f3-L 和g3 相比于s2 和g2 的改进主要体现在南赤道辐合带的模拟上。这一点主要体现为位于南半球5°S～10°S 的降水正偏差的持续时间变短，正偏差的覆盖范围减小到局限于0°至20°S 以南。观测中南赤道辐合带只在春季1～4 月出现，参加CMIP5 的两个模式中南赤道辐合带全年持续降水偏多，并且南雨带在3 或4 月左右跨越赤道，双赤道辐合带问题比较严重；g3 和f3-L 中南雨带虽然量级上仍然比观测偏多，但是g3 中南雨带从1～9 月持续了9 个月，f3-L 中雨带从1～6 月持续了6 个月，持续时间缩短。虽然南雨带的季节循环有显著改进，但f3-L 和g3 中的北赤道辐合带4～12 月的峰值中心比观测偏大3 mm d-1，正偏差数值比参加CMIP5 的两个模式还要大。

图6 1985～2004 年（a-e）赤道太平洋地区（6°N～6°S）平均海温的时间—经度剖面（单位：°C）和（f-j）赤道太平洋地区（140°W～90°W）平均降水的时间—纬度剖面（单位：mm d-1）：（a，f）观测；（b，g）FGOALS-s2；（c，h）FGOALS-g2；（d，i）FGOALS-g3；（e，j）FGOALSf3-L 这里用到的模式数据为耦合试验结果.Fig. 6 (a-e) Time-longitude cross section of the tropical sea surface temperature (units: °C) averaged between equator (6°N-6°S) and (f-j)time-latitude cross section of precipitation (units: mm d-1) averaged along 140°W-90°W: (a, f) Observations; (b, g) FGOALS-s2; (c, h) FGOALS-g2;(d, i) FGAOLS-g3; (e, j) FGOALS-f3-L. Model data used here are from HIST experiments

为进一步确定赤道东太平洋地区海温和降水的季节变化可能和哪些因素的季节比哪部分有关，我们分别计算了海温倾向、降水、经向风、净短波辐射、潜热通量和净长波辐射通量在冷舌区域（6°N～6°S，140°W～90°W）平均的季节变化（图7）。海温倾向为年信号，分别在2 月达到最大值，6 月和7 月达到最小值。而FGOALS 各版本模拟的海温倾向在春分秋分时期存在错误的双峰值结构，也就是半年信号。g2、f3-L 中增温趋势最大的月份和观测一致在2 月、s2 和g3 则落后观测1 个月出现在3 月。各版本都模拟出了海温降温趋势最大值所在月份6～7 月。但所有模式中的增温趋势和降温趋势都弱于观测，这意味着所模拟的热带东太平洋海温季节变化的大小将小于观测。另外，我们发现降水的季节变化落后于海温倾向变化1～2 个月，3 月降水达到最大值，8 月达到最小值。经向风的季节变化和降水的季节变化一致，同样落后于海温倾向变化一个月。环流场和降水场的季节变化更多是响应海温场的季节变化而不是驱动这一地区海温的季节变化。在f3-L、g3 和s2 中，模拟的夏秋季的南风分别比偏强观测60%、55%和44%，模拟的春季的南风则弱于观测，甚至转变为北风。夏秋季南风偏强会使海温冷位相偏强，同理，春季南风的偏弱会使海温暖位相偏强，所以风场的误差在一定程度上反而会减小海温的偏差，是有利于海温的季节循环加强的。净长波辐射的季节变化和海温倾向的季节变化没有良好的对应关系，这意味着净长波辐射的季节变化对海温倾向的季节变化的影响小。净短波辐射通量在春分和秋分时期达到峰值，第一个峰值和海温的增暖同步，在6 月和7月达到最小值，除了s2 的其他FGOALS 模式版本都很好的模拟了净短波辐射通量的季节循环。净短波辐射的季节变化是海温变化的一个原因，但净短波辐射在这一区域表现为半年信号解释不了海温季节循环的年信号。如果只考虑冷舌东部的区域平均，模式中所模拟的错误海温的半年循环信号和降水偏多的现象会更加严重。在南赤道辐合带降水偏多的区域，则发现净短波辐射通量主导着海温倾向的变化。潜热通量的季节变化和海温趋势的季节变化位相相反，在2 月为最小值，在6 月为最大值。f3-L和g3 对潜热通量的季节变化的模拟在量级和位相上都要和观测更加接近，所以可以推断f3-L 和g3中潜热通量季节变化有利于SST 季节变化加强。因此，接下来我们将计算组成净热通量的各辐射通量在赤道太平洋冷舌区域（6°N～6°S，140°W～90°W）的季节循环，定量讨论不同辐射通量的贡献。

图7 1985～2004 年赤道东太平洋地区（6°N～6°S，140°W～90°W）平均的（a）海温倾向（单位：°C month-1）、（b）降水（单位：mm d-1）、（c）经向风（单位：m s-1）、（d）净短波辐射通量（单位：W m-2）、（e）潜热通量（单位：W m-2）和（f）净长波辐射通量（单位：W m-2）的季节循环。观测（黑色），FGOALS-s2（蓝色），FGOALS-g2（红色），FGAOLS-g3（黄色），FGOALS-f3-L（绿色），这里用到的模式数据为耦合试验结果Fig. 7 Seasonal cycle of (a) SST tendency (units: °C month-1), (b) precipitation (units: mm d-1), (c) meridional wind (m s-1), (d) net surface shortwave radiative flux (units: W m-2), (e) latent heat flux (units: W m-2), and (f) net longwave radiative flux (units: W m-2) averaged over the east tropical Pacific (6°N～6°S，140°W～90°W) from observations (black), FGOALS-s2 (blue), FGOALS-g2 (red), FGAOLS-g3 (yellow), and FGOALS-f3-L (green) during 1985-2004. Model data used here are from HIST experiments

海表净热通量Q的季节变化在很大程度上影响着海洋混合层热量的季节变化，主要由以下4 项组成：

其中，Qsw、Qlw、Qsh、Qlh分别是净短波辐射通量、净长波辐射通量、感热通量和潜热通量。在热带太平洋区域，Qsw的数值最大，太平洋西岸是半年循环信号，在太平洋东岸是年循环信号，以110°W为界，西侧在春分和秋分达到最大值，在夏至和冬至达到极小值，和一年中太阳的南北移动有关。观测短波辐射季节变化更强且主要位于秘鲁沿岸（图8a），海温和净短波辐射在东太平洋为正相关，在西太平洋为负相关（图4a），东太平洋海温低于西太平洋。海温和净短波辐射之间的关系是分别不利于东太平洋海温偏冷和西太平洋暖池的维持的，但却有利于误差的减小，因为东太平洋海温偏低对应低云云量偏少，净短波辐射增多，冷海温则没有那么冷。一旦东太平洋海温偏暖出现海温暖偏差，将造成低云云量增多，进入海洋的净短波辐射则减少，海温暖偏差将减少，西太平洋同理。而如果模拟的东太平洋关系反相为负相关，海温暖偏差带来海温暖偏差带来低云云量减少，进入海洋的净短波辐射增加，海温暖偏差增加。综上，海温—净短波辐射关系一方面的作用是维持海域海温，同时这一关系错误的颠倒反相则会放大模式中的海温误差和净短波辐射偏差。图4 中，g2 和g3 在东太平洋将这一关系模拟反相，对应东太平洋净短波辐射偏差大，而s2 中是西太平洋反相，则对应西太平洋净短波辐射偏差大。首先对比HIST 试验和观测，四个版本耦合模式净短波辐射存在显著误差，观测短波辐射年循环最大振幅在秘鲁沿岸，模式均显著偏西，且振幅偏弱，这是耦合模式SST 季节变化误差的主要原因。而新旧版本相比，无论是AMIP 还是耦合模式的短波辐射季节循环没有明显改进（图9），位相和实际观测存在明显差异。新版本海温的季节循环较旧版本季节循环有改进，但是新旧版本模拟的净短波辐射季节循环却改善甚微，这说明海温的季节循环改进的主要原因显然不是短波辐射。观测的感热通量分别在1 月达到极小值，9 月达到极大值，对应赤道地区海洋在冬季释放热量，在夏季吸收热量。在太平洋东海岸，f3-L 对感热通量季节循环的模拟基本和观测一致。但是感热通量的数值量级过小，也不太可能是模式改善的原因。净长波辐射通量在太平洋东岸的模拟位相完全颠倒，应该是正位相的地区模式模拟为负位相，而应该是负位相的地区模式模拟则为正位相。但长波辐射和海温的季节变化位相相反，位相的颠倒反而有利于模拟的海温的季节变化和观测趋于一致，所以长波辐射同样也不是造成SST 海温偏差的主要原因。

图8 1985～2004 年赤道太平洋地区（6°N～6°S）平均净短波辐射通量（单位：W m-2）的经度—时间剖面：（a）观测；（b）FGOALS-s2；（c）FGOALS-g2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALS-f3-L。这里用到的模式数据为耦合试验结果Fig. 8 Time-longitude cross section of the net surface shortwave radiation flux (units: W m-2) averaged over equator (6°N～6°S) during 1985—2004:(a) Observations; (b) FGOALS-s2; (c) FGOALS-g2; (d) FGAOLS-g3; (e) FGOALS-f3-L. Model data used here are from HIST experiments

图9 同图8，但为AMIP 试验结果Fig. 9 The same as Fig. 8, but for AMIP experiments

g2 中潜热通量虚假的半年循环信号导致了海温半年信号强于年信号。在s2 中，潜热通量季节变化和观测反相，抵消了短波辐射的偏差，风场的季节变化和观测相比也是四个版本中最强，风场偏强同样抵消了短波辐射的偏差，但是潜热通量为错误的半年信号，所以模拟海温的年信号并不明显。可以看到FGOALS 新旧版本之间最显著的差异在于潜热通量，新版本潜热通量的年循环振幅显著增加（图10），增加的主要原因在于经向风年循环振幅增加。f3-L 和g3 中经向风年循环振幅相较于观测分别增加了60%和40%，潜热通量位相和观测一致，但年循环振幅因经向风年循环振幅的增加而显著增加了260%和180%。因此，新版本SST年循环改进的主要原因是经向风年循环振幅强。新版本经向风的误差实际上是增加的，但是经向风的误差抵消了短波辐射的误差，尤其在秘鲁沿岸8～12 月的观测中净短波辐射是负值，但是在g3、f3-L 中为错误的正值，与此同时f3-L、g3 中潜热的负值的量级比观测偏大，抵消了这一错误的正偏差，使得最终的SST 年信号变强，整体的季节变化看上去更接近观测。

图10 1985～2004 年赤道太平洋地区（6°N～6°S）平均潜热通量（单位：W m-2）的经度—时间剖面：（a）OAflux 观测数据；（b）FGOALSs2；（c）FGOALS-g2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALS-f3-L。赤道太平洋地区（140°W～90°W）平均1000 hPa 经向风（单位：m s-1）的纬度—时间剖面：（f）NCEP 再分析资料；（g）FGOALS-s2；（h）FGOALS-g2；（i）FGOALS-g3；（j）FGOALS-f3-L 这里用到的模式数据为耦合试验结果。Fig. 10 Time-longitude cross section of the latent heat flux (units: W m-2 ) averaged over equator（6°N～6°S）during 1985-2004: (a) Observed data from OAflux; (b) FGOALS-s2; (c) FGOALS-g2; (d) FGAOLS-g3; (e) FGOALS-f3-L. Time-latitude cross section of the meridional wind (units: m s-1) averaged over equator（140°W～90°W）during 1985-2004: (f) NCEP reanalysis data; (g) FGOALS-s2; (h) FGOALS-g2; (i) FGAOLS-g3;(j) FGOALS-f3-L. Model data used here are from HIST experiments

5 讨论和结论

本文对比评估了大气物理研究所最近发展的两代FGOLAS 耦合模式对热带太平洋气候平均态的模拟能力，特别是参加CMIP6 试验的两个版本f3-L 和g3 相较于参加CMIP5 试验的两个版本g2 和s2 的改进之处，及其原因。为进一步讨论耦合模式偏差的来源，本文还对比了耦合试验和相应大气模式AMIP 数值试验的结果，对海温、降水的平均态和季节循环进行了误差归因。

总体说来，在热带太平洋区域新版本耦合模式f3-L 和g3 的气候态偏差都显著减小了，g2、s2、g3、f3-L 的均方根误差分别是2.62°C、2.08°C、0.8°C、1.1°C，海温的不对称指数分别是0.14、0.11、0.07、0.1、0.12。f3-L 中纬度冷偏差略大于g3，所以均方根误差稍微大于g3。结合不对称性指数总的来看，f3-L 对热带地区海温平均态的模拟最接近观测，而海温改善是因为AMIP 试验的净短波辐射误差减小了。耦合试验中的净短波辐射误差和AMIP 试验的净短波辐射误差的空间分布相似，在秘鲁沿岸、墨西哥沿岸和美国西海岸是正偏差，在太平洋中部大部分地区为负偏差，AMIP 试验里的这些误差经过海气相互作用关系，在耦合试验中进一步扩大，成为HIST 实验中海温偏差的主要来源。观测、s2、g2、g3、f3-L 的降水不对称指数分别是1.58、0.99、0.8、1.27、1.33，在东西海温梯度、南北海温不对称性、南北降水的不对称性等方面，f3-L 较前版本有明显的改善。另外，f3-L 还比较好地模拟了东西太平洋地区不同的海温和净短波辐射之间的关系以及海洋上表层洋流分布和海温垂直廓线，从而改善了海洋热量动力输送过程，避免了f3-L 的AMIP 试验本身具有的降水正偏差在海气相互作用下进一步变大。g3 改善不明显的原因是秘鲁沿岸的净短波辐射正偏差比f3-L 大，导致海温暖偏差大；而且赤道地区海温和短波辐射的正相关关系模拟错误，中东太平洋的负相关对应着短波辐射偏高时海温偏低，扩大了海温冷偏差。g3中南赤道流强度偏强使赤道地区海温偏冷，2°S～6°S 的南赤道逆流把西太平洋暖水往中东太平洋输送，加剧了东南太平洋的暖海温偏差。虽然新一代耦合模式相对其前一代模式对海温模拟偏差的改进十分明显，但是对降水气候态改善则相对比较有限，s2、g3、f3-L、g2 的均方根误差分别是1.86、1.65、1.48、1.43 mm d-1。四个版本模式赤道以北ITCZ降水中心要比观测大，g3、f3-L 中降水比观测偏多4 mm d-1，对流降水带来的凝结潜热释放加强了南北非绝热加热梯度，越赤道南风加强，冷水上翻和蒸发加强将会导致抵消一部分因为净短波辐射偏大带来的海温偏暖。总的来说，海温平均态的改善由模式中净短波辐射和海洋动力输送过程的改善导致，但是其中有一部分是由于经向风比实际观测偏强的错误模拟。

两个新版本耦合模式中海温和降水的季节变化改善主要体现在秘鲁沿岸（110°W～80°W）海温年循环信号上，尤其是f3-L。在旧版本模式中秘鲁沿岸海温是和观测不一致的半年循环信号。另外，新版本中南赤道辐合带正偏差的持续时间变短，占据范围变小。在不同的海域，主导海温倾向变化的因素不同。在东南太平洋地区，环流场和降水场落后于海温场，所以它们的季节变化更多是响应海温场的季节变化而不是驱动。净短波辐射的季节变化是海温变化的一个原因，但在这一区域表现为半年信号解释不了海温季节循环的年信号。净短波辐也解释不了海温的年信号改进，因为新版本海温的季节循环较旧版本季节循环有改进，但是新旧版本的净短波辐射的季节循环却改善甚微。净长波辐射和海温的季节变化位相相反，位相的颠倒反而有利于模拟的海温的季节变化和观测趋于一致。f3-L 和g3 中经向风年循环振幅相较于观测分别增加了60%和40%，潜热通量的年循环振幅因此相对观测显著增加260%和180%，增强了SST 年循环信号。新版本经向风的误差实际上是增加的，但是从对海温平均态和季节变化的模拟来说，由经向风和短波辐射引起的误差在一定程度上相互抵消，最终使得模式的海表温度更接近观测。g2 和s2 中潜热通量为错误的半年循环，这是模拟的海温中半年信号强于年信号的重要原因。

很多研究指出单独大气模式的误差对耦合模式的热带模拟偏差起主导作用，本文的分析和之前许多工作的结论是一致的，耦合试验中的海温偏差很大程度上来自AMIP 试验的净短波辐射误差。值得注意的是，模拟结果的改善，可能存在“负负得正”的现象，即是由不同过程的偏差会相互抵消造成的，因此对于结果的改善需要认真分析其中的物理过程。经向风偏大带来的冷水上翻和蒸发会抵消一部分气候态海温暖偏差，并且经向风场年循环振幅偏强导致的潜热通量年循环偏强同样也会加强海温的年信号，但是却不意味着实际上模式对相关过程有改进。此外，本文主要针对东太平洋地区海温和降水的季节循环分析了净热通量各辐射通量的误差，海洋动力过程对偏差的形成作用似乎不大，但其影响是否重要有待未来进一步研究，特别是需要与OMIP 试验结果进行对比，进一步讨论海洋模式偏差的作用，但是限于篇幅，留待以后再做深入讨论。

致谢 感谢大气物理研究所李立娟研究员与本文作者的讨论。