TOGA型海_气耦合模式直接模拟的SST误差分析.

TOG/型海气耦合模式直接模拟的SST误差分析

气物理研究所又发展了一个基于“线性统计修正”同步耦合方案的热带太平洋环流模式和全球两层大气环流模式的耦合模式［3］。这些方法虽然可以有效地抑制“气候漂移”现象，但同时也改变了原有的耦合系统，改变了耦合系统固有多时间尺度变率。

因此，揭示耦合模式“气候飘移”产生的原因对于深入理解海- 气相互作用的机理和模式改进都有重要的意义。许多研究表明［4-6 ］，大气环流模式对海气界面交换的热通量和风应力的模拟好坏对整个耦合系统影响最大，是能否实现直接耦合的关键。Mee-hl ［7］利用全球海- 气耦合模式讨论了风应力和热通量的误差对全球海表温度（SST）分布模拟的影响。

Danabasoglu

［8］利用NC/R 的气候系统模式分析了耦合模式和未耦合模式的风驱动环流对热带太平洋SST 模拟的差异。热带太平洋SST 分布的主要特征是西太平洋的暖池和赤道东太平洋的冷舌，因此TOG/型耦合模式对两者的模拟好坏直接关系耦合的成败。虽然上述研究都分析了风应力和热通量对SST 模拟的作用，但对两者在热带太平洋SST 的分布特别是在暖池和冷舌形成中的相对作用尚未进行全面分析。

本文对一个TOG/ 型耦合环流模式直接耦合30 a 积分结果中的热带太平洋SST 误差进行分析。

从模式海温控制方程出发，分析了热通量和风应力对热带SST 分布的影响，研究了两者对热带太平洋暖池和冷舌形成的相对贡献，最后通过 5 个敏感性试验验证了热通量和风应力对热带太平洋SST 分布的相对作用，并分析了经向和纬向风应力对赤道东太平洋冷舌形成的相对贡献。

1 模式及结果分析

本研究所使用的大气环流模式（ /GCM）是中国科学院大气物理研究所发展的九层大气环流格点模式［9］（ I/P /GCM-II）。模式包括对流层和平流层低层，模式顶为10 hPa。模式垂直方向采用不等距（T坐标分层（0

1），垂直方向变量分布采用Lorenz状结构。模式水平分辨率为4个纬度和5个经度，全球范围被划分为72 X 46个网格。模式差分格式采用保持原微分方程的守恒性质; 通过引入大气标准层结近似，有效减小模式的计算误差，尤其是山脉引起的截断误差; 模式的物理过程方案包括云和对流、降水、辐射、重力波拖曳以及陆- 气相互作用等，其中积云对流参数化采用/rakawa-Schubert 方案。

海洋环流模式（ OGCM）是由中国科学院大气物理研究所发展的14 层热带太平洋环流模式］10-11 ］，模式区域东西范围为（120 ° E〜70 ° W），南北范围为（30. 5 ° S〜30. 5 ° N）;模式未考虑海底地形（取4 000 m 深），但考虑热带太平洋真实海陆边界。模式水平分辨率为2° X 1° ; 垂直方向模式分为不等间距的14 层（其中表层到60 m 分辨率为20 m，60 〜240 m 之间分辨率为

30 m）。时间积分采用正压斜压模分解算法，正压模时间步长为5 min（显式求解），斜压模及平流过程和耗散过程取 2 h 。模式的强迫场为海表风应力、海表热通量和海表淡水通量。

其中风应力为由Hellerman 和Rosenstein 气候平均的风应力，热通量由Esbensen根据Haney型公式计算得到的。

耦合模式采用的是直接耦合方案，初始化方案采用观测方法，耦合的通量包括热通量和风应力。

风应力计算公式为

T = T s= p ACD| Vs| Vs . （ 1）其中p A=psRT ps 为海平面气压，

R = 287. 04 ，T为地表气温，以上各量是大气模式可以给出的，| Vs| =u2+ v 槡2，CD= min （ 0. 001 （ 1 + 0. 07 | Vs| ），0. 002 5），u 和v是海

表10 m的风，一般可取大气模式最底层的风速。

热通量计算公式为

QT= QS— QR- QL—QH. （ 2）其中QS为海表净向下的太阳短波辐射通量，QR为海表净向上的长波辐射通量，QL为海表净向上潜热通量，QH为海表面净向上的感热通量。

本文采用直接耦合方法，模式积分了30 a。下面仅对海洋模式模拟的

SST进行分析，对比分析资料为NOAA Extended Restructed SST V3b。

图1给出了直接耦合和观测的热带太平洋30 a（ 1980 —2009年）平均SST分布。和观测相比，模拟的SST主要存在以下误差：西伸的赤道东太平洋冷舌变成暖舌，秘鲁沿岸暖舌中心的温度达到32 C；

西太平洋暖池消失，温度降到27 C,整个赤道太平洋的海表温度梯度完全反向了。通过对赤道太平洋（10 ° S〜10 ° N平均）30 a 时间演变的分析（图2），可以看出直接耦合的第一年赤道太平洋的SST分布已经东西反

向，高温区分布在东太平洋。对两者的随时间分布比较发现，直接耦合的SST

季节循环较为规律，在赤道东太平洋并没有出现类似ENSO的现象。

3 0气象科学32卷图1热带太平洋（30 ° S〜30 ° N） 30 a 平均海表温度分布（单位：C）（ a）直接耦合；（b）观测Fig . 1 Mean SST

for 30 a in tropical Pacific accordi ng to （ a） direct coupled model and （ b）observation 图2 30 a 赤道太平洋（10 ° S 〜10 ° N 平均） SST（单位：C）时间演变（a）直接耦合；（b）观测Fig . 2 Long-time diagrams showing SST over the equatorial Pacific（ 10 ° S —10 ° N）according to （ a） direct coupled model and （ b） observation1 期薛洪斌，等:TOGA型海-气耦合模式直接模拟的SST误差分析312误差分析从上节的分析看，直接耦合模拟的SST存在很大的误差。下面从模式海温计算方案入手，结合边界条件推导出SST的控制方程，由控制方程中的各个影响因子来分析产生SST模拟误差的原因。

2. 1 SST 控制方程

海洋模式中计算海温的方程为dTdt= FT . （ 3）式中FT= ATH 2T + zATV T （）z，ATH ATV分别为水平和垂直方向上的热量耗散或扩散系数；通常情况下，ATH 2T相对较小，为了突出主要的影响因子，这里我们略去该项，用差分逼近（3）式的右端，可得dTdt=ATV^z T zz = 0 —

ATVX z T zz = —△ z. （ 4）其中△ z为海洋模式表层的厚度，在本模式

中为10 m。海表面（z = 0）的边界条件为p 0CpATV T z= QT.将上式代

入（4）式，可得T t= —V- T —w T t+QT p 0CpAz —ATVX z

T zz = —△乙（5）其中T为海表温度，（5）式即为模式中的海表温度控制方程。方程右端各项依次为：水平温度平流、垂直温度平流（冷水涌升）、

净海表热通量（向下为正）以及表层底部的垂直混合加热率。对于年平均的

SST （ 5）式退化为如下的热量平衡方程Q甘QS—QT =△ z p OCpV・ T + w T