虎雅瓊 劉海文李陽春徐永福

1成都信息工程學(xué)院大氣科學(xué)學(xué)院，成都610225

2中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣邊界層物理和大氣化學(xué)國家重點實驗室，北京100029

1 引言

海洋是全球氣候系統(tǒng)中一個重要組成部分，它通過與大氣的物質(zhì)和能量交換，對調(diào)節(jié)和穩(wěn)定氣候發(fā)揮著重要作用。鑒于模式在各種（物理與生化）變量的時空分布研究中的優(yōu)勢及其對未來變化的預(yù)測能力，海洋環(huán)流模式在海洋環(huán)流狀況和海洋生物地球化學(xué)過程的研究中發(fā)揮著重要的作用（趙琦等，2012）。

現(xiàn)在世界上有很多常用的海洋環(huán)流模式，由于海洋環(huán)流模式對各種過程的描述是在各種參數(shù)化的簡化條件下進行的，模式間以及模擬結(jié)果與觀測資料之間存在一定的差異。Dutay et al.（2002）比較了 13個參與海洋碳模式比較計劃（OCMIP）的模式再現(xiàn)一氟三氯甲烷（CFC-11）觀測分布的模擬能力。結(jié)果表明，由于高緯度通風(fēng)等參數(shù)化方案差異和初始資料（包括強迫場資料）等的差異，模式模擬的 CFC-11全球庫存存在著較大的差異（±30%）。不同的強迫場是造成模式間差異的原因之一。運行海洋環(huán)流模式時，通常利用海表強迫場來表征大氣的影響，即溫度、鹽度邊界條件加上熱力和動力強迫場（王璐等，2011）。不同的初始強迫場代表不同的大氣狀況，在其作用下，海洋將產(chǎn)生不同的響應(yīng)，因此海洋模式采用的強迫場會直接影響模擬結(jié)果。

目前，全球許多機構(gòu)推出了可供作為模式強迫場資料的數(shù)據(jù)集。NCEP R1（NCEP/NCAR）再分析資料是美國國家環(huán)境預(yù)報中心（NCEP, the National Centers for Environmental Prediction）發(fā)布的實時預(yù)報產(chǎn)品，數(shù)據(jù)產(chǎn)品時間從 1948年開始并且數(shù)據(jù)內(nèi)容不斷增加。NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)在海洋模式中得到廣泛應(yīng)用：Chai et al.（2009）使用NCEP/NCAR再分析資料推算的 1990～2004年每日的海氣動量、熱量及淡水通量作為強迫場，用以驅(qū)動一個三維物理生物化學(xué)模式，模擬結(jié)果用來評估南中國海海氣CO2通量及其相關(guān)控制因子的季節(jié)性和年際變率；Rizal et al.（2012）使用一個三維斜壓原始方程模式（HAMSOM）來模擬安達曼海和馬六甲海峽的環(huán)流，該模式的風(fēng)應(yīng)力和表面熱通量強迫場是由NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)計算得到的。何晏春等（2012）使用全球版本的邁阿密等密度海洋環(huán)流模式分別在2010年、1991～2011年、1971～1991年以及1951～1971年4個不同時段的NCEP/NCAR再分析資料的逐日大氣強迫場下對2011年3月日本福島核電站泄漏在海洋中的傳輸以及擴散進行了數(shù)值模擬。此外,德國馬克斯—普朗克氣象研究所整理的海洋模式比較計劃（OMIP）資料 [其原始資料來自歐洲中期數(shù)值預(yù)報中心（ECMWF）15年再分析資料（ERA15）的逐日結(jié)果]（R?ske, 2001）的應(yīng)用也較為廣泛。Uchimoto et al.（2011）利用一個以取自O(shè)MIP數(shù)據(jù)集的海表日平均氣候態(tài)大氣數(shù)據(jù)（包括熱量、淡水和動量通量）為強迫場，用與海冰模式耦合的全球海洋環(huán)流模式模擬了北太平洋西北部氟氯碳化物（CFCs），研究了鄂霍次克海附近海水的通風(fēng)過程。Li and Xu（2012）利用在中國科學(xué)院大氣物理研究所研制的全球海洋環(huán)流模式（LASG/IAP Climate system Ocean Model，LICOM）基礎(chǔ)上構(gòu)建的一個太平洋海盆環(huán)流模式，以O(shè)MIP月平均資料為強迫場，研究了海氣交換系數(shù)對海洋中核彈14C的分布和儲存的影響。

此外還有很多常用的資料，如NCEP和美國國家能源部的能源研究超級計算中心合作同化的一套從1979年開始，改進了NCEP/NCAR短波輻射、云和土壤濕度的參數(shù)化方案的再分析資料——NCEP R2（NCEP/DOE）資料；美國航空航天局（NASA）提出的利用了 NASA的地球觀測衛(wèi)星數(shù)據(jù)的新一代再分析產(chǎn)品——MERRA（Modern-Era Retrospective analysis for Research and Applications）（Gregg et al., 2012）；歐洲中期數(shù)值預(yù)報中心（ECMWF）的三代再分析資料（ERA-15、ERA-40和ERA-Interim）；美國馬里蘭大學(xué)開發(fā)的全球簡單海洋資料同化分析系統(tǒng)（Simple Ocean Data Assimilation）產(chǎn)生的向氣候研究提供與大氣再分析資料相匹配的海洋再分析資料——SODA海洋數(shù)據(jù)集（Carton et al., 2000）；利用各種基于衛(wèi)星和原地導(dǎo)出的輻射，海表溫度，海冰密集度和降水產(chǎn)品，Large and Yeager（2004）修正原NCEP再分析場，發(fā)布的CORE（Coordinated Ocean-ice Reference Experiments）資料；Onogi et al.（2007）使用日本氣象廳（JMA）的資料同化和預(yù)報系統(tǒng)以及中央電力行業(yè)研究所（CRIEPI）提供的超級計算資源發(fā)展的日本25年再分析資料（JRA-25）。

然而，這些數(shù)據(jù)集在為我們選取強迫場數(shù)據(jù)提供更多選擇的同時，其差異對模式模擬結(jié)果的重要影響也成為了我們必須解決的問題。Josey et al.（2002）對比南安普敦國家海洋學(xué)中心（SOC）的全球氣候態(tài)風(fēng)應(yīng)力分析結(jié)果與 NCEP/NCAR、ECMWF、COADS和 Hellerman and Rosenstein（HR）資料差異，結(jié)果表明 NCEP/NCAR的風(fēng)應(yīng)力強迫在熱帶比 SOC明顯偏弱，而 ECMWF和COADS與SOC有較好的一致性。從熱帶到中緯度地區(qū)，HR風(fēng)應(yīng)力比 SOC和其他氣候資料強。Chaudhuri et al.（2013）研究了可用于強迫海洋模式的大氣再分析產(chǎn)品的不確定性。利用衛(wèi)星獲得的觀測資料對 ERA-Interim、CORE2、JRA-25以及NCEP/NCAR四套再分析產(chǎn)品的八個不同的變量（經(jīng)向和緯向風(fēng)、降水、比濕、徑流、表面空氣溫度，下行長波和短波輻射通量）進行了評估，發(fā)現(xiàn)沒有所有變量都與衛(wèi)星得到的觀測資料相符合的再分析產(chǎn)品，此外，盡管這些再分析產(chǎn)品之間是可比的，因為它們往往來自相同的觀測資料和相似的處理方法，但細節(jié)上仍有差異，比如CORE2在南大洋的風(fēng)應(yīng)力與其他再分析資料比較一致，在高緯度則更接近QuikSCAT衛(wèi)星資料。除了對數(shù)據(jù)本身的對比以外，研究者還探討了這些數(shù)據(jù)作為強迫場對海洋模式模擬結(jié)果的影響。Hunke and Holland（2007）使用一個全球海洋海冰耦合模式考察了三套強迫場（北冰洋模式比較計劃標準強迫場，NCEP強迫場，CORE強迫場）對北冰洋海冰以及環(huán)流場模擬結(jié)果的影響，發(fā)現(xiàn)盡管強迫場之間非常相似，但是模擬結(jié)果卻出現(xiàn)了顯著的差異。陳光澤等（2011）利用數(shù)值模擬研究了海表流場對外強迫（風(fēng)應(yīng)力和海表熱通量）的響應(yīng)特征，發(fā)現(xiàn)海洋表層環(huán)流對風(fēng)應(yīng)力以及海表熱通量異常均有顯著響應(yīng)。這些研究結(jié)果說明強迫場的差異為海洋物理模式結(jié)果帶來的差異是不可忽略的。俞永強等（2011）比對分析了 3套不同來源的 海表熱通量和風(fēng)應(yīng)力資料在熱帶太平洋和印度洋區(qū)域的差異對印度洋和西太平洋暖池的影響，探討了印度洋和西太平洋暖池對動力和熱力強迫的敏感性。不過，至今還沒有研究討論過不同強迫場對全球范圍的水團和流場分布的影響。

中國科學(xué)院大氣物理研究所研制的全球海洋環(huán)流模式LICOM（劉海龍等，2004；Liu et al., 2004；Liu et al., 2012）目前已被應(yīng)用至海洋碳循環(huán)模擬研究中并得到了比較合理的模擬結(jié)果（Xu and Li,2013），說明該模式的性能是可靠的。在LICOM的發(fā)展過程中，OMIP資料和CORE資料（Liu et al.,2012）均得到了應(yīng)用，在它們驅(qū)動下均得到了合理的模擬結(jié)果。本文的目的是考察不同強迫場對全球海洋模擬結(jié)果的影響，為避免替換會影響海洋模擬結(jié)果的海表熱通量邊界條件（王璐等，2011），我們選取了與 CORE資料相對接近且廣泛應(yīng)用的NCEP資料來作對比，即基于同一個全球海洋環(huán)流模式LICOM，逐步替換動力強迫場和熱力強迫場，對比模擬結(jié)果與觀測資料的差異，以及不同的動力強迫場和熱力強迫場驅(qū)動的模式模擬結(jié)果的差異，考察不同強迫場對模式水團分布及環(huán)流模擬狀況的影響程度。

2 模式及資料介紹

本文選用中國科學(xué)院大氣物理研究所（IAP）大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室（LASG）近幾年發(fā)展的 LICOM 模式（劉海龍等，2004）來研究不同強迫場對海洋環(huán)流模式的影響。模式的網(wǎng)格為 Arakawa B網(wǎng)格，計算區(qū)域為0°～180°～0°（經(jīng)度）、78°S～90°N，垂直坐標采用η 坐標，垂直方向一共有 30 層，從海表面以下十五層每層間隔為10 m，再往下為不均勻的十五層，最大深度達 5600 m（示蹤物層最深達5243 m）。模式采用自由表面條件。海表熱通量（QT）采用了簡單的Newton冷卻形式：

其中，下標o代表觀測，m代表模擬。Qo為觀測凈海表熱通量；To和Tm分別為觀測和模擬的海表溫度。 ?QOTO為耦合系數(shù)，由觀測資料計算得到。海表鹽度通量采用恢復(fù)的形式，即模擬結(jié)果向美國國家海洋資料中心（NODC）發(fā)布的《世界海洋圖集 2009》（WOA09，http://www.nodc.noaa.gov/OC5/WOA09/pr_WOA09.html）月平均鹽度恢復(fù)，恢復(fù)時間為30天。

本文分別采用3組不同的強迫場數(shù)據(jù)做了3個數(shù)值試驗：

試驗W：風(fēng)應(yīng)力、凈短波輻射、非短波通量和耦合系數(shù)來自 LICOM 自帶的 OMIP月平均資料（R?ske, 2001），用于恢復(fù)的月平均海表溫度和海表鹽度均來自WOA09資料。

試驗M：將試驗W的風(fēng)應(yīng)力資料替換為通過對 NCEP/NCAR再分析資料的逐日風(fēng)應(yīng)力資料（ftp://ftp.cdc.noaa.gov/Datasets/ncep.reanalysis.daily avgs/surface_gauss/）（1948～2010年，下同）處理得到的氣候態(tài)月平均資料，其他數(shù)據(jù)與試驗 W 相同。

試驗N：在試驗M的基礎(chǔ)上，進一步將凈短波輻射、非短波通量以及海表溫度替換為基于NCEP/NCAR再分析逐日資料（1948～2010年）計算得到的氣候態(tài)月平均資料。因耦合系數(shù)來自依賴于其他觀測資料（非 WOA09海表溫度）計算所得（Oberhuber，1988），且該耦合系數(shù)的大小會影響海表溫度與觀測值的偏差（王璐等，2011），因而在試驗N中不做替換。

以上三個試驗均從靜止態(tài)開始積分，在各自強迫場的強迫下分別經(jīng)歷了4300年（試驗W），4500年（試驗M），4300年（試驗N）的積分達到了平衡態(tài)（每一層最后百年溫度變化不超過0.01°C，鹽度不超過0.0015 psu）。

3 模式強迫場資料對比分析

為了更好地理解風(fēng)應(yīng)力和熱力敏感性試驗的結(jié)果，這里首先對比分析不同資料之間的差異。差值圖為NCEP/NCAR數(shù)據(jù)與OMIP 和WOA09數(shù)據(jù)之差，其中NCEP的海表溫度數(shù)據(jù)為海洋海表溫度（sea surface temperature)，但在原數(shù)據(jù)集中還集合了陸面和冰面的皮膚溫度（skin temperature），為滿足公式（1）的使用，我們將海洋格點上低于―1.8°C的數(shù)據(jù)定義為海水冰點溫度―1.8°C。

3.1 熱力強迫場對比分析

圖1為OMIP資料全球海表太陽短波輻射通量以及NCEP資料與之差值的分布。從圖1a可以看出, OMIP資料全球海表太陽短波輻射通量1月在北（冬）半球較低，等值線較平直，在南（夏）半球較高，在南太平洋東部海域最大可達到340 W m?2以上。圖1b表明，兩套資料1月的主要差異表現(xiàn)為NCEP資料在北（冬）半球略高于OMIP資料，如北太平洋西部、北大西洋和赤道附近，最大差值可達40 W m?2以上，在北太平洋西部與OMIP資料的差異最大達33%；而在南（夏）半球NCEP資料明顯低于OMIP資料，如南（夏）半球低緯大洋東部和南極大陸附近海域，最大差值超過了80 W m?2。這說明OMIP短波輻射通量在1月份比NCEP資料的南北差異更大。隨著太陽的北移，7月份 OMIP資料全球海表太陽短波輻射通量在北（夏）半球較高，在北太平洋和北大西洋達到300 W m?2以上（圖1c）。兩套資料的7月差值圖（圖1d）與1月份相似，在夏半球NCEP短波輻射通量相對偏低而在冬半球則相對偏高，如NCEP太陽短波輻射通量在北半球大洋東部明顯低于OMIP資料，而在南半球和赤道海區(qū)略高，其中在赤道附近和南大西洋區(qū)域差值超過了40 W m?2。綜合1月份與7月份的資料對比結(jié)果可知，OMIP的短波輻射通量比NCEP資料的季節(jié)性也更明顯。

從圖1e可以看出, OMIP資料全球年平均海表太陽短波輻射通量在赤道附近達到最大，總體由赤道向兩極遞減，圖1f顯示兩套資料的年平均分布除了在部分副熱帶大洋東部NCEP資料低于OMIP資料（最大差值為60 W m?2左右，約為OMIP資料25%）以及在中低緯度大洋NCEP資料較OMIP資料略高以外，在全球大部分地區(qū)差異較小，表明OMIP資料和NCEP資料整體年平均能量相近。

非短波熱通量是表面潛熱凈通量、表面感熱凈通量和凈長波輻射之和，以向下的熱通量為正。非短波熱通量為負值，表明海洋通過釋放長波輻射通量和湍流熱通量加熱大氣。圖2為OMIP資料全球海洋非短波熱通量以及 NCEP資料與之差值的分布。由圖2a可以看出, OMIP資料非短波熱通量1月在北（冬）半球中低緯海區(qū)絕對值較高，在大洋西部最高可達到650 W m?2以上，在南（夏）半球較低。圖2b表明兩套資料1月平均非短波熱通量主要的差異為在北（冬）半球以及赤道附近NCEP資料在部分海區(qū)絕對值低于OMIP資料，如西太平洋副熱帶海區(qū)以及北極海域，其中最大差值約 100W m?2。到了7月份，OMIP資料全球非短波熱通量在北（夏）半球絕對值較低，在南（冬）半球較高，在印度洋最高可達到320 W m?2，在南極大陸附近海域梯度很大（圖2c）。兩套資料在7月差異主要特征與1月相似，亦即在夏半球NCEP資料非短波熱通量絕對值比OMIP資料略高，而在冬半球以及赤道附近NCEP資料較OMIP資料低（圖2d）。綜合兩套1月和7月資料的對比可知， NCEP資料非短波熱通量季節(jié)差異不如 OMIP資料顯著（NCEP非短波熱通量在夏季偏高而冬季偏低）。兩套資料年平均差異在大部分海域相對較小，說明兩套資料整體年平均能量相近（圖略）。

圖1 OMIP氣候平均態(tài)太陽短波輻射通量以及NCEP與之差值（NCEP?OMIP，單位：W m?2）：（a）1月OMIP；（b）1月差值；（c）7月OMIP；（d）7月差值；（e）年平均OMIP；（f）年平均差值。等值線間距為20Fig.1 Climatological means of solar radiation fluxes from OMIP and their difference with those from NCEP (NCEP?OMIP, W m?2): (a) OMIP in January;(b) difference in January; (c) OMIP in July; (d) difference in July; (e) annual mean OMIP; (f) difference in annual mean values.Contour interval is 20 W m?2

圖2 OMIP氣候平均態(tài)非短波熱通量以及NCEP與其之差（NCEP?OMIP，單位：W m?2）：（a）1月OMIP；（b）1月差值；（c）7月OMIP；（d）7月差值。（a）和（c）等值線間距為50 W m?2；（b）和（d）等值線間距為30 W m?2Fig.2 Climatological means of non-shortwave heat fluxes from OMIP and their difference with those from NCEP (NCEP?OMIP, W m?2): (a) OMIP in January; (b) difference in January; (c) OMIP in July; (d) difference in July.Contour intervals (a, c) and (b, d) are 50 and 30 W m?2, respectively

海表溫度是聯(lián)結(jié)大氣和海洋的重要物理量，它在很大程度上控制著海洋向大氣輸送水分和熱量的空間分布和強度（張學(xué)洪等，2013）。圖 3是WOA09資料全球海表溫度以及NCEP資料與其差值的分布。WOA09資料1月海表溫度在兩極區(qū)域最低可達―1°C以下, 兩套資料1月海表溫度差異主要為 NCEP資料海表溫度在兩半球高緯區(qū)域比WOA09資料低，在格陵蘭島附近最大差值可達2°C以上（圖3b）。從圖3c可以看出WOA09資料7月海表溫度在南極海區(qū)最低可達―1°C以下。與1月相似的是，兩套資料在7月的差異主要表現(xiàn)在兩半球高緯區(qū)域NCEP資料低于WOA09資料，如在格陵蘭島附近差值最大可達4°C以上。7月份，在兩半球中低緯區(qū)域NCEP資料海表溫度比WOA09資料略高，部分海區(qū)差值超過 1°C（圖 3d）。兩套資料年平均海表溫度在全球大部分區(qū)域差異較小，但在兩極區(qū)域NCEP資料明顯低于WOA09資料，在格陵蘭島附近最大差值可達3°C以上（圖略）。

3.2 動力強迫場對比分析

風(fēng)應(yīng)力對海洋環(huán)流的形成有著十分重要的作用。圖4為OMIP全球海洋緯向風(fēng)應(yīng)力以及NCEP與之差值的分布。從圖4a可以看出，OMIP資料1月在熱帶和南極大陸附近海域以東風(fēng)應(yīng)力為主，而南北緯 30°～60°之間以西風(fēng)應(yīng)力為主。圖 4b表明兩套資料1月份主要差異為NCEP緯向風(fēng)應(yīng)力除在北大西洋東部部分海域和巴芬灣比OMIP資料較強外，在其他全球絕大部分海區(qū)OMIP資料偏弱，在巴芬灣差異可達0.06 N m?2以上。到7月，北半球

緯向風(fēng)應(yīng)力明顯減弱，而南半球緯向風(fēng)應(yīng)力卻有所增強，如OMIP南大洋的西風(fēng)應(yīng)力最大增加了0.08 N m?2（圖4c）。兩套資料7月緯向風(fēng)應(yīng)力主要差異為除在南極附近海域 NCEP資料東風(fēng)應(yīng)力偏高于OMIP外，大部分海區(qū) NCEP資料緯向風(fēng)應(yīng)力比OMIP資料略有偏低，尤其是在南大洋西風(fēng)應(yīng)力比OMIP資料最大偏低0.04 N m?2以上（圖4d）。綜合來看，NCEP資料除7月和年平均在南極附近海域東風(fēng)應(yīng)力強于OMIP資料外，東北信風(fēng)、東南信風(fēng)以及南半球盛行西風(fēng)均偏弱。因此，兩套風(fēng)應(yīng)力資料的差異有可能導(dǎo)致NCEP資料風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動的赤道流、南極繞極流較OMIP資料偏弱。

圖3 WOA09氣候平均態(tài)海表溫度以及NCEP與其之差（NCEP?WOA09，單位：°C）：（a）1月WOA09；（b）1月差值；（c）7月WOA09；（d）7月差值。（a）和（c）等值線間距為2°C；（b）和（d）等值線序列為：―5、―4、―3、―2、―1、1、2Fig.3 Climatological means of sea surface temperature from WOA09 and their difference with NCEP (NCEP?WOA09, °C): (a) WOA09 in January; (b)difference in January; (c) WOA09 in July; (d) difference in July.Contour intervals in (a, c) are 2°C, and contours in (b) and(d) are drawn at ?5, ?4, ?3, ?2, ?1,1, and 2

圖4 OMIP氣候平均態(tài)緯向風(fēng)應(yīng)力以及NCEP與之差值（以西風(fēng)應(yīng)力為正，NCEP―OMIP，單位：N m?2）：（a）1月OMIP；（b）1月差值；（c）7月OMIP；（d）7月差值。（a）和（c）等值線間距為0.04 N m?2；（b）和（d）等值線間距為0.02 N m?2Fig.4 Climatological means of zonal wind stress from OMIP and their difference with those from NCEP (NCEP?OMIP, N m?2): (a) OMIP in January; (b)difference in January; (c) OMIP in July; (d) difference in July.Contour intervals in (a, c) and (b, d) are 0.04 and 0.02 N m?2

圖5為OMIP全球海洋經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力以及NCEP與之差值的分布。從圖5a可以看出OMIP資料1月南風(fēng)應(yīng)力主要分布在北冰洋西伯利亞沿岸區(qū)域和副熱帶大洋東部海域以及南極大陸附近海域；其他區(qū)域以北風(fēng)應(yīng)力為主。兩套資料1月分布差異主要表現(xiàn)為NCEP資料南風(fēng)應(yīng)力在北太平洋和北大西洋相比OMIP資料較弱。NCEP資料北風(fēng)應(yīng)力在西北太平洋相比OMIP資料較弱，而在北冰洋西伯利亞沿岸和南大洋區(qū)域以及格陵蘭島附近比OMIP資料強，其中在格陵蘭島附近最多偏強0.12 N m?2以上（圖5b）。到了7月，北半球的經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力總體減弱，包括印度洋在內(nèi)的幾個大洋的北部風(fēng)應(yīng)力發(fā)生轉(zhuǎn)向，北風(fēng)應(yīng)力主要分布在北半球副熱帶大洋東部以及南大洋部分區(qū)域，其他區(qū)域以南風(fēng)應(yīng)力為主（圖5c）。兩套資料7月份主要差異為NCEP資料南風(fēng)應(yīng)力在赤道附近比 OMIP資料最多弱 0.04 N m?2以上，而在羅斯海西部南極附近很窄的海域比OMIP資料最多偏強0.2 N m?2以上。在南大洋部分區(qū)域由于兩資料反向而使差值變大，最大可達0.08 N m?2（圖5d）。年平均經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力分布二者主要差異為NCEP資料南風(fēng)應(yīng)力在北赤道附近略低于OMIP資料，但在羅斯海西部南極附近很窄的海域比OMIP資料偏高，北風(fēng)應(yīng)力在格陵蘭島附近和南大洋比OMIP資料強，其中在格陵蘭島附近最大差異可達約0.08 N m?2（圖略）。

4 模擬結(jié)果分析

4.1 溫鹽結(jié)構(gòu)

在不同的強迫場強迫下，三個試驗達到平衡態(tài)的時間不一致，為保證結(jié)果分析的可靠性，我們選取三個試驗達到平衡態(tài)的最后十年平均結(jié)果來作對比分析，以下未特殊說明的話，年平均就指該十年平均。

圖5 OMIP氣候平均態(tài)經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力以及NCEP與之差值（以南風(fēng)應(yīng)力為正，NCEP―OMIP，單位：N m?2）：（a）1月OMIP；（b）1月差值；（c）7月OMIP；（d）7月差值。（a）和（c）等值線間距為0.03 N m?2；（b）和（d）等值線間距為0.02 N m?2Fig.5 Climatological means of meridional wind stress from OMIP and their difference with those from NCEP (NCEP?OMIP, N m?2): (a) OMIP in January;(b) difference in January; (c) OMIP in July; (d) difference in July.Contour intervals in (a, c) and (b, d) are 0.03 and 0.02 N m?2

海表溫度是檢驗海洋模式的第一指標（張學(xué)洪等，2013）。圖6分別為WOA09年平均海表溫度、試驗W模擬結(jié)果與之的差值、試驗M與試驗W模擬結(jié)果之差以及試驗N與試驗M模擬結(jié)果之差。年平均海表溫度顯示了1月（圖3a）與7月月平均（圖3c）的綜合特征，如溫度從赤道向兩極遞減，受邊界流的影響中低緯海區(qū)西側(cè)溫度明顯高于東側(cè)；40°S以南海表溫度低于 15°C，且該區(qū)域等值線較平直等。三個試驗都能模擬出全球海表溫度的分布型和極值區(qū)（圖略），如圖6b所示，試驗W的海表溫度在全球大部分海區(qū)與觀測資料比較一致，二者的主要差異集中于垂直運動相對較強的區(qū)域，如赤道上升流區(qū)、南大洋對流混合區(qū)以及西北大西洋和西北太平洋，其中差值在西北太平洋和西北大西洋較高，分別達3.2°C和4°C，約為觀測資料的16%和20%。這兩個海區(qū)的模擬偏差與環(huán)流模式尤其是粗分辨率模式對西邊界流的模擬性能不足有關(guān)。

替換風(fēng)應(yīng)力后，與試驗W相比，試驗M結(jié)果在西北太平洋和西北大西洋溫度比試驗 W 分別偏高1.6°C和0.4°C以上（圖6c），這使得試驗M的模擬結(jié)果與觀測偏差更大。此外，試驗M在赤道太平洋海區(qū)海表溫度比試驗 W 最大可偏高 0.4°C以上。為驗證以上兩個試驗之間的差異是否是由試驗方案差異造成的，我們做了兩個試驗十年平均差值的顯著性t檢驗（120個樣本量）。結(jié)果表明，全球海洋通過顯著性檢驗區(qū)域較少，說明在使用了該模式所使用的海溫邊界條件（公式 1）后，風(fēng)應(yīng)力的改變對海表溫度的影響不明顯（圖 6e）。此外，模式結(jié)果差值較大的西北太平洋存在一個較小的通過 95%顯著性檢驗的區(qū)域，而西北大西洋未通過95%顯著性檢驗，說明單個試驗結(jié)果在該區(qū)域自身方差較大，不能認定風(fēng)應(yīng)力的改變對該區(qū)域的模擬結(jié)果有明顯影響。兩套風(fēng)應(yīng)力資料的差異沒有高緯度海區(qū)顯著的赤道海區(qū)（圖4，5）卻存在較多的通過顯著檢驗區(qū)域，說明赤道海區(qū)物理場對風(fēng)應(yīng)力的響應(yīng)是顯著的，NCEP較弱的風(fēng)應(yīng)力減弱了赤道上升流強度，從而得到了較高的海表溫度。

圖6 WOA09年平均海表溫度，試驗W與WOA09以及不同試驗之間的年平均海表溫度差值分布（單位：°C）：（a）WOA09；（b）試驗W―WOA09；（c）試驗M?試驗W及其t檢驗（淺色陰影區(qū)達到95%的置信度）；（d）試驗N?試驗M及其t檢驗（同c）。（a）等值線間距為2°C，（b）等值線間距為0.5°C，（c）和（d）等值線間距為0.4°CFig.6 Annual mean sea surface temperature from observations and the differences between Exp W and WOA09, and between experiments (°C): (a) WOA09;(b) Exp W?WOA09; (c) Exp M?Exp W and t-test for the difference (shaded regions indicate the significant difference at the 95% confidence level); (d) same as (c) but for Exp N?Exp M.Contour intervals in (b) and (c, d) are 0.5°C and 0.4°C

替換了直接影響海表溫度的輻射資料以及海表溫度觀測資料后，試驗N在較多的海區(qū)海表溫度出現(xiàn)了變化（圖6d），陰影部分為通過了95%顯著性檢驗的區(qū)域，主要包括極區(qū)以及副熱帶大洋的東部海表溫度明顯降低，西北大西洋和赤道海區(qū)以及南大洋 40°S以南部分海區(qū)海表溫度有所增高等。極區(qū)海表溫度的改變與兩套資料海表溫度的差異吻合（圖3b，d），在短波輻射通量沒有明顯差異的情況下（圖1b，d），NCEP在極區(qū)更低的海表溫度使得試驗N在該海區(qū)的溫度相對偏低。在副熱帶大洋東部出現(xiàn)的試驗差異與兩套短波輻射通量差異相吻合，這些海區(qū)非短波輻射和海表溫度強迫資料年平均差異不明顯（圖略），這使得試驗N因NCEP在這些海區(qū)較低的短波輻射通量（圖1b，d，f）導(dǎo)致了較低的海表溫度模擬結(jié)果。模擬結(jié)果中海表溫度增高的海區(qū)則與NCEP非短波輻射明顯高于（絕對值低于）OMIP的海區(qū)相一致，說明增高的能量來自海洋較低的能量損失。對比試驗 W 與觀測資料的差值可知，試驗N的結(jié)果糾正了試驗W在南大洋 60°S以南海區(qū)海表溫度偏高的問題，使得北冰洋部分海域以及副熱帶大洋東部海表溫度從偏高變?yōu)槁云停诖蟛糠趾^(qū)提高了模式對海表溫度的模擬能力。

緯向平均的溫度和鹽度是海洋內(nèi)部等密度面和水團結(jié)構(gòu)的指征。圖 7分別為 WOA09觀測資料、試驗 W 模擬的十年平均緯向平均溫度與觀測資料的差值、試驗M與試驗W以及試驗N與試驗M的十年模擬結(jié)果平均值之差。圖7a顯示1000 m以上等溫線呈近似對稱的“W”形，體現(xiàn)了副熱帶下沉區(qū)對次表層海溫垂直分布的影響；1000 m以下等溫線垂直梯度相對較小，也相對平直，其中2500 m以下的海水溫度低于2°C， 南極底層水（Antarctic Bottom Water，AABW）下沉區(qū)的海水溫度低于1°C。三個試驗都較好地再現(xiàn)了海洋溫度緯向垂直分布特征（圖略）。從圖7b中可以看出試驗 W模擬結(jié)果相比觀測資料對上層溫度模擬偏高，在赤道附近200 m左右差值可達到2.4°C，差值約為觀測資料 15%，此外北半球中層水和北大西洋深水（North Atlantic Deep Water, NADW）的覆蓋區(qū)域以及南半球中層水的形成區(qū)與800 m以上的延伸區(qū)模擬海溫均偏高，這與源區(qū)海表溫度模擬偏高有關(guān)（圖6b）。同時，下層溫度模擬偏低，在3000 m左右超過了 1.8°C，相對偏差達到了 95%，這表明試驗W對南極底層水的模擬偏差相對較大。

圖7 WOA09觀測資料的緯向平均年平均溫度，試驗W與WOA09、試驗M與試驗W以及試驗N與試驗M緯向平均年平均溫度差值分布（單位：°C）：（a）WOA09觀測資料；（b）試驗W―WOA09觀測資料；（c）試驗M?試驗W；（d）試驗N―試驗M。（b）、（c）和（d）等值線間距分別為0.2、0.1和0.1Fig.7 Zonally averaged annual mean temperature (°C) from observations (WOA09) and the differences between Exp W and WOA09, and between experiments: (a) WOA; (b) Exp W?WOA09; (c) Exp M?Exp W; (d) Exp N?Exp M.Contour intervals in (b, c, d) are 0.2, 0.1, and 0.1 respectively

風(fēng)應(yīng)力不僅影響風(fēng)生環(huán)流，也通過非局地的風(fēng)應(yīng)力旋度影響海洋內(nèi)區(qū)的體積輸送，因而替換了風(fēng)應(yīng)力資料后，與海表溫度不同的是，海洋整層的緯向平均溫度出現(xiàn)了明顯變化。圖7c顯示試驗M相對于試驗 W 在表層 50 m深度范圍內(nèi)溫度略有增加，而在50 m以下溫度降低，尤其在熱帶Ekman輸送區(qū)，最大差值達到1.4°C以上。NCEP在熱帶海區(qū)的東風(fēng)應(yīng)力相對于OMIP資料偏?。▓D4），這必然導(dǎo)致赤道流系變?nèi)?，包括上升流偏小，兩?cè)Ekman輸送減弱（圖10b），這使得表層溫度偏高而表層以下熱量輸送偏弱。此外因為緯向風(fēng)應(yīng)力的經(jīng)向梯度（圖4）以及經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力的緯向梯度（圖5）均相對較小，即風(fēng)應(yīng)力旋度較小，導(dǎo)致了海洋內(nèi)區(qū)輸送減弱，大洋大部分海區(qū)溫度有所降低。北大西洋冬季風(fēng)應(yīng)力的偏弱，也使得試驗M在北大西洋深水輸送區(qū)溫度偏低超過0.4°C。相比試驗W，試驗M在表層以下海溫的降低減小了赤道300 m以上海區(qū)以及中層水覆蓋區(qū)的模擬結(jié)果與觀測資料的相對偏差，最大相對偏差減小為約 6%，但在深海試驗 M 的模擬結(jié)果偏低使得其與觀測資料的偏差加大。

與試驗 M 相比，副熱帶下沉區(qū)較高的海表溫度（圖 6d）導(dǎo)致了試驗N熱帶以及副熱帶海區(qū)次表層較高的海水溫度，這部分抵消了風(fēng)應(yīng)力改變后對結(jié)果的改進，而格陵蘭島附近深水形成區(qū)海表溫度偏低（圖 6d）使得試驗 N中北大西洋深水下沉支海水溫度低于試驗M，對該海域的模擬結(jié)果有進一步的提高。除此外，試驗N與試驗M相比，明顯增加了深海尤其是底層水的溫度，說明海表熱強迫的改變可通過海洋內(nèi)部輸送影響海洋深層的溫度垂直結(jié)構(gòu)，原因可能與深層環(huán)流場增強有關(guān)（圖10c）。結(jié)合試驗W與觀測資料的差值可以知，NCEP熱強迫資料使得北大西洋深水下沉區(qū)和深海溫度的模擬結(jié)果得到了改進。

圖8為WOA09觀測資料緯向平均鹽度、試驗W與WOA09觀測資料、試驗M與試驗W以及試驗N與試驗M緯向平均鹽度差值分布。鹽度的分布能直接顯示海洋中水團的分布特征，如圖 8a顯示副熱帶輻聚下沉的海水在400 m以上形成一個高鹽水舌，而來自 40°S以南的下沉區(qū)則在更深的海域形成低鹽水舌，此外，來自地中海的高鹽水溢出在北半球30°N～40°N之間形成了一個很強的高鹽水舌。三個試驗?zāi)M的十年平均緯向平均鹽度結(jié)果與觀測資料總體較吻合（圖略），但模擬結(jié)果與觀測資料之間存在偏差。作為與溫度一樣的主動示蹤物，緯向平均鹽度的模擬偏差與溫度的模擬偏差有相似性。如試驗 W 在北半球中層水和深水覆蓋區(qū)以及南半球中層水的形成區(qū)模擬的鹽度均偏高（圖8b），同樣，溫度的模擬結(jié)果在這些海區(qū)也偏高，說明水團源區(qū)的海表鹽度結(jié)果與海表溫度（圖6b）一樣偏高。在其他海區(qū)，模擬結(jié)果雖然與溫度模擬結(jié)果一樣偏低，但原因并非完全來自水團的輸送，如在南極底層水覆蓋區(qū)，海水鹽度模擬結(jié)果偏低與南極底層水的模擬偏弱有關(guān)（圖10a），海水溫度模擬結(jié)果同時偏低，說明模式垂直擴散也偏弱。風(fēng)應(yīng)力對緯向平均鹽度模擬結(jié)果的改變同樣很明顯，如南極繞極流區(qū)風(fēng)應(yīng)力的降低所引起的南極中層水的偏弱，減弱了低鹽水舌的強度，使得南極中層水覆蓋區(qū)海水鹽度有明顯增加，最大鹽度增加值出現(xiàn)在1200 m，超過了0.03 psu以上（圖8c）。此外赤道兩側(cè) Ekman輸送的減弱使得副熱帶下沉區(qū)的下沉減弱，一方面增高了副熱帶海區(qū)200 m以上的海水鹽度（海表鹽度恢復(fù)強度不變，垂直輸送變?nèi)鯇?dǎo)致海表鹽度有所增加），最多增加了0.07 psu，另一方面降低了200 m至800 m的海水鹽度（來自海表的高鹽輸送減少了）。與試驗W相比，試驗M的結(jié)果在中層水覆蓋區(qū)更接近觀測資料，但在深海以及副熱帶次表層則與觀測資料的差距加大。相比于試驗M，試驗N在北半球副熱帶以及高緯度海區(qū)800 m以上海水的鹽度更低，而在南半球大部分海區(qū)尤其是底層水則有所增加（圖 8d），說明海表熱強迫的降低使得南極底水的輸送有所增強。北大西洋深水形成區(qū)海表溫度偏低加強了北大西洋深水的輸送強度（圖10c），因北大西洋深水形成區(qū)海表鹽度低于次表層（實際模擬結(jié)果與圖 8a的垂直分布特征一致，但模擬結(jié)果海表約為 34.3 psu，略低于WOA09的34.5 psu）導(dǎo)致北半球上層以及深水下沉支鹽度有所降低。與緯向平均溫度相似的是，NCEP風(fēng)應(yīng)力與熱強迫場的共同作用改善了北大西洋深水下沉區(qū)和底層水的鹽度結(jié)果，不同的是，中層水輸送區(qū)的鹽度結(jié)果也有所改進。

圖8 WOA09觀測資料的緯向平均年平均鹽度，試驗W與WOA09、試驗M與試驗W以及試驗N與試驗M的緯向平均年平均鹽度差值分布（單位：psu）：（a）WOA09；（b）試驗W―WOA09；（c）試驗M?試驗W；（d）試驗N?試驗M。（b）、（c）和（d）等值線間距分別為0.04、0.01和0.01Fig.8 Zonally averaged annual mean salinity (psu) from observations (WOA09) and the differences between Exp W and WOA09, and between experiments:(a) WOA09; (b) Exp W?WOA09; (c) Exp M ? Exp W; (d) Exp N?Exp M.Contour intervals in (b), (c) and (d) are 0.04, 0.01 and 0.01, respectively

4.2 環(huán)流特征

正壓流函數(shù)能夠描寫垂直積分的水平環(huán)流（即整層輸送）的無輔散部分，這是三維大洋環(huán)流一個很重要的側(cè)面（張學(xué)洪等，2013）。由于模式采用自由表面，海表高度是一個預(yù)報量，可以反映海洋環(huán)流大尺度運動特征。圖9是試驗W模擬的正壓流函數(shù)和海表高度、試驗M與試驗W以及試驗N與試驗M模擬的正壓流函數(shù)和海表高度之差，從圖上可以看出三個試驗?zāi)M的海表高度和水平流場是相符合的。試驗 W 在北太平洋副熱帶西邊界流（黑潮）的強度達到40 Sv（1Sv=106m3s?1）以上，與張學(xué)洪等（2013)和楊陽等（2007）的模擬結(jié)果以及實測結(jié)果十分接近，其北側(cè)的副極地渦旋達 10 Sv以上；試驗W中北大西洋著名的灣流區(qū)域的強度達20 Sv以上，與楊陽等（2007）的模擬結(jié)果十分接近。南半球也有類似的渦旋和西邊界流，如印度洋的副熱帶大渦最大強度在西邊界達到60 Sv左右。以上特征說明模式能在一定程度上模擬出“西向強化”現(xiàn)象。試驗 W 模擬的圍繞南極大陸自西向東的南極繞極流明顯，體積輸送強度超過 110 Sv，穿過德雷克海峽的南極繞極流達 90 Sv以上（圖 9a），略小于實測結(jié)果。與正壓環(huán)流場相對應(yīng)的是，副熱帶大渦使得海水在大洋西岸堆積，形成了副熱帶的高水位區(qū)。三個試驗對該現(xiàn)象都有很好的再現(xiàn)，圖9b表明試驗W模擬的北半球副熱帶太平洋的海表高度為1.0 m，模擬的北半球副熱帶大西洋的海表高度為 0.3 m，在南極繞極流區(qū)域的海表高度最低超過―1.5 m，與劉海龍等（2004）的結(jié)果相同。

England（1993）的試驗表明，風(fēng)應(yīng)力對垂直積分的水平環(huán)流驅(qū)動有十分重要的作用：對于副熱帶渦旋，風(fēng)應(yīng)力可能是最主要的驅(qū)動力；而對于南極繞極流來說，風(fēng)應(yīng)力和熱鹽強迫作用相當(dāng)。由于NCEP資料在包括南極繞極流區(qū)和北半球西風(fēng)漂流區(qū)的大部分海區(qū)緯向風(fēng)應(yīng)力均偏弱（圖4），導(dǎo)致兩半球的副熱帶大渦強度均有所下降，如圖9c所示，北太平洋和北大西洋副熱帶反氣旋式渦旋的強度比試驗W均弱2 Sv，相對偏差分別達5%和10%以上；印度洋西南部渦旋強度比試驗W弱6 Sv，相對偏差也達到了10%以上。此外，NCEP資料經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力在北太平洋的東西邊界尤其是 40°N以北也低于OMIP資料（圖5b），導(dǎo)致試驗M模擬的北太平洋副極地渦旋比試驗W弱4 Sv，相對偏差達到了40%左右。南極繞極流區(qū)風(fēng)應(yīng)力的降低使得南極繞極流體積輸送強度比試驗 W 明顯偏弱，其中穿過德雷克海峽的南極繞極流比試驗 W 最多弱 12 Sv，相對偏差為13%左右（圖9c）這使得模擬結(jié)果與實測的偏差進一步加大。風(fēng)應(yīng)力的改變對大洋環(huán)流場的改變是顯著的，因而兩個試驗正壓流函數(shù)的十年平均值在全球大部分海區(qū)均通過了t檢驗的95%的檢驗信度（圖略）。由大洋環(huán)流動力方程可知，水平環(huán)流場的減弱必然與海表高度梯度的降低相對應(yīng)，圖9d顯示試驗M模擬的北半球副熱帶太平洋的海表高度較低，中心區(qū)比試驗W可低0.06 m以上；北半球副熱帶大西洋的海表高度比試驗W低0.04 m左右，降低了約13%，南極繞極流區(qū)域的海表高度比試驗W高，最大偏差達0.14 m，增高了約9%。

圖9 模擬的試驗W年平均正壓流函數(shù)（單位：Sv）、海表高度（單位：m）以及不同試驗間的差值：（a）試驗W正壓流函數(shù)；（b）試驗W海表高度；（c）試驗M―試驗W的正壓流函數(shù)；（d）試驗M―試驗W的海表高度；（e）試驗N―試驗M的正壓流函數(shù)；（f）試驗N―試驗M的海表高度。（a）、（b）、（d）、（e）、（f）的等值線間距分別為 10、0.1、0.02、0.4、0.02Fig.9 Simulated annual average barotropic stream function (Sv, 1Sv = 106 m3 s?1) and sea surface height (m), and their differences between experiments: (a)Barotropic stream function from Exp W; (b) sea surface height from Exp W; (c) Exp M?Exp W for barotropic stream function; (d) Exp M?Exp W for sea surface height; (e) Exp N?Exp M for barotropic stream function; (f) Exp N?Exp M for sea surface height.Contour intervals in (a), (b), (d) , (e) and (f) are 10,0.1, 0.02, 0.4, and 0.02 respectively, and contours in (c) are drawn at 14, ?12, ?10, ?8, ?6, ?4, ?2, 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7

熱力強迫對水平環(huán)流主要是通過影響垂直流場而實現(xiàn)的，如圖9e顯示，試驗N相對于試驗M的正壓流函數(shù)改變主要位于北大西洋西邊界以及格陵蘭島南部和南極繞極流區(qū)。如前文所述，試驗N得到的北大西洋深水形成區(qū)海水溫度低于試驗M，因而也生成了更強的北大西洋深水（圖10c），這意味著有更強的上層大洋水平流來更快地提供海水用以輻聚，因而北大西洋流向深水形成區(qū)的水平流均有所增強。在南大洋，溫鹽緯向平均垂直分布顯示試驗N在南極中層水的形成弱于試驗M，這在一定程度上也減弱了用以提供輻聚的上層水平流的強度。相對應(yīng)，試驗N模擬的北半球副熱帶大西洋的海表高度比試驗M高0.1 m以上，即比試驗W偏高27%左右（圖10f）。三個試驗?zāi)M的南極繞極流正壓流函數(shù)強度呈遞減趨勢。根據(jù)Cunningham et al.（2003）利用 1993～2003年期間的觀測資料所做的估算，南極繞極流在德雷克海峽的輸送量約為135 Sv，三個試驗相比較而言，試驗W結(jié)果更接近觀測值。海洋資料同化得出的全球最高水位位于北太平洋西邊界附近為 1.0 m，最低水位為南極大陸附近的―1.5 m，這些均與試驗W的模擬結(jié)果相吻合，說明試驗 W 的強迫場資料更有利于模式對水平流場的模擬。

圖10 （a）試驗W模擬的年平均經(jīng)向流函數(shù)，（b）試驗M與試驗W以及（c）試驗N與試驗M模擬的年平均經(jīng)向流函數(shù)之差（單位：Sv）。（a）的等值線間隔：―50～―10為5，―10～22為2，22～42為5；（b）和（c）等值線間距分別為0.5和0.2Fig.10 Annual average meridional stream function (Sv) from (a) Exp W;(b) the difference between Exps M and W; and (c) the difference between Exps N and M.Contour intervals in (a) are 5 between ?50 and ?10, 2 between ?10 and 22, and 5 between 22 and 42.Contour intervals in (b) and(c) are 0.5 and 0.2, respectively

為了進一步分析三個試驗對海洋環(huán)流和水團的模擬差異，我們分析模擬結(jié)果的經(jīng)向流函數(shù)分布狀況。低緯度海水在上層向極地海域輸運，而中、高緯度形成的中、下層水團在熱帶地區(qū)上升至上層，呈現(xiàn)為所謂的經(jīng)向翻轉(zhuǎn)的結(jié)構(gòu)（McPhaden and Zhang，2002；王東曉等，2004）。經(jīng)向流函數(shù)對經(jīng)向翻轉(zhuǎn)的描述能準確反映驅(qū)動溫鹽環(huán)流的大洋深水及底層水的形成強度和輸送范圍（儲敏等，2012）。圖10是試驗W模擬的年平均經(jīng)向流函數(shù)，試驗M與試驗W以及試驗N與試驗M模擬的十年平均經(jīng)向流函數(shù)之差在全球海洋的分布。三個試驗結(jié)果都能基本反映全球海洋的大尺度經(jīng)圈環(huán)流特征和幾個強度中心的分布位置。在大洋上層500 m赤道區(qū)域，有兩個南北對稱的淺的反轉(zhuǎn)區(qū)，是由 Ekman輸送產(chǎn)生的；北半球約1000～2000 m 深度上存在的強勁的自北而南的經(jīng)向流，它主要反映了北大西洋深水（NADW）的輸送，試驗 W 模擬結(jié)果的強度中心位于50°N附近1000 m左右，約為10 Sv；南半球約 35°S～70°S之間的迪肯流環(huán)（Deacon Cell）的最大下探深度為4500 m，與儲敏等（2012）一致，試驗W模擬的強度超過32 Sv；迪肯流環(huán)以下向北輸送的是南極底層水（AABW)，試驗W模擬結(jié)果的中心強度約為4 Sv（圖10a）。根據(jù)Holfort and Siedler（2001）以及 Talley et al.（2003）的估計，NADW強度中心最大值應(yīng)該為17～22 Sv，但Doney et al.（2004）比較 OCMIP-2（Phase 2 of theOcean Carbon-cycle Model Intercomparison Project）的13個模式的經(jīng)向流函數(shù)模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)其NADW中心值范圍為10～27 Sv，他們認為這與所選用的垂直坐標和采用的次網(wǎng)格混合方案等有關(guān)。與以上研究結(jié)果相比，我們模擬得到的NADW強度偏弱。此外Talley et al.（2003）估計的南半球大洋 30°S 的AABW強度最大值約為27 Sv，也遠遠強于我們的模擬結(jié)果。

三個試驗得到的經(jīng)向流函數(shù)模擬結(jié)果差異與正壓流函數(shù)的差異以及溫鹽緯向平均垂直分布的差異是相呼應(yīng)的。試驗M中，NCEP在熱帶緯向風(fēng)應(yīng)力的降低減弱了赤道兩側(cè)翻轉(zhuǎn)的強度，而在南大洋緯向風(fēng)應(yīng)力的減弱降低了南大洋海水輻聚下沉的強度即削弱了Deacon Cell的強度（圖10b），北大西洋冬季風(fēng)應(yīng)力的減弱使得北大西洋深水的輸送弱了1.0 Sv以上，這些均與前文關(guān)于溫鹽結(jié)構(gòu)變化的分析一致。試驗N中，受形成區(qū)海表溫度較低以致海水下沉運動較強的影響，NADW 的強度高于試驗 M（圖 10c），也與其他結(jié)果分析一致。此外，試驗N中南極底層水的輸送強度也有所增強，這與緯向平均鹽度所反映出的現(xiàn)象一致，說明南大洋海表熱強迫的降低有利于 AABW 的形成。三個試驗的結(jié)果對比可知，試驗 M 在幾個主要經(jīng)向翻轉(zhuǎn)區(qū)的結(jié)果偏弱，如赤道兩側(cè)以及北大西洋深水區(qū)，NCEP的熱強迫資料有利于改善北大西洋深水輸送強度，在此區(qū)域得到了更為接近其他工作的結(jié)果。

關(guān)鍵區(qū)域的通量凈收支能反映該區(qū)域以及全球海洋的熱鹽等的輸送狀況與分布特征（Lumpkin and Speer，2007）。利用世界大洋環(huán)流實驗（World Ocean Circulation Experiment，WOCE）觀測期間水道數(shù)據(jù)，人們對關(guān)鍵區(qū)域的通量輸送進行了大量研究。Lumpkin and Speer（2007）分析了一個全球海洋模式中模擬的各關(guān)鍵區(qū)域的體積以及熱量輸送，其全球海洋凈的熱傳輸結(jié)果與前人的結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致，凈的全球經(jīng)向體積輸送結(jié)果與WOCE觀測結(jié)果對應(yīng)效果不夠理想。本文選取幾個具有代表性的斷面與觀測數(shù)據(jù)和 Lumpkin and Speer（2007）等的模擬結(jié)果進行對比。

通過對比可知，我們的年平均經(jīng)向熱輸送模擬結(jié)果（向北為正）與Lumpkin and Speer（2007）的模擬結(jié)果在分布特征上比較相似（表1），如北太平洋幾個斷面的熱輸送均低于同緯度的大西洋；太平洋 32°S的熱輸送方向與印度洋同緯度的熱輸送方向相反；通過南大洋 62°S的熱輸送比較低等。這說明我們的模式環(huán)流場與他們的環(huán)流場在分布特征上是一致的，但是我們的熱輸送在除了北太平洋48°N以及南大洋62°S這兩個弱輸送斷面以外的強度均低于Lumpkin and Speer（2007）的結(jié)果，尤其是在大西洋，我們的模擬結(jié)果在部分斷面不足他們模擬結(jié)果的50%，這說明我們在北大西洋的流場模擬結(jié)果弱于他們的模擬結(jié)果。然而，在北大西洋22°N根據(jù)觀測資料計算所得的斷面結(jié)果（Roemmich et al., 2001）與我們的模擬結(jié)果非常接近。在北太平洋，通過 24°N斷面的熱輸送模擬結(jié)果無論是我們的模擬結(jié)果還是Lumpkin and Speer（2007）的模擬結(jié)果均落在基于觀測估計的范圍（Bryden et al.,1991；Macdonald，1998；Ganachaud，1999）之內(nèi)。三個試驗?zāi)M的經(jīng)向熱輸送中，試驗 M 的結(jié)果最弱，這與試驗M的環(huán)流場最弱有關(guān)；試驗W與試驗N相當(dāng)，在北大西洋48°N，試驗N略高于試驗W， 這與試驗N得到正壓流函數(shù)在此處更強相一致。

5 結(jié)論

使用中國科學(xué)院大氣物理研究所發(fā)展的海洋環(huán)流模式 LICOM，通過三個試驗，分別為原模式自帶強迫場驅(qū)動下的試驗（試驗 W），以及將原模式自帶的OMIP和WOA09強迫場資料依次替換為NCEP的風(fēng)應(yīng)力強迫資料和NCEP的熱力強迫資料的兩個試驗（試驗M和試驗N），對比了不同強迫場強迫下海洋物理場的模擬結(jié)果差異，分析了熱力和動力強迫場影響海洋模式模擬結(jié)果的不同途徑。主要結(jié)論如下：

表1 關(guān)鍵區(qū)域的年平均經(jīng)向熱輸送（單位：1015 W)Table 1 Annual mean meridional heat transport in the critical areas (1015 W)

（1）NCEP風(fēng)應(yīng)力總體比OMIP資料偏弱，較弱的風(fēng)應(yīng)力導(dǎo)致較弱的環(huán)流場和海洋內(nèi)部輸送，通過環(huán)流場的改變又進一步影響了試驗 M 的溫鹽結(jié)構(gòu)：對海表溫度來說，赤道附近風(fēng)應(yīng)力的減弱通過減弱赤道太平洋上升流而導(dǎo)致赤道太平洋海表溫度比試驗W高0.4°C以上；流場的減弱使得海水溫度的垂直輸送變?nèi)酰蚨韺油?，整層海洋的溫度偏低，尤其?0 m以下的熱帶Ekman輸送區(qū)，受赤道兩側(cè)翻轉(zhuǎn)變?nèi)醯挠绊懀ń?jīng)向流函數(shù)比試驗W最大弱10 Sv左右），溫度最低比試驗W低1.4°C以上；北大西洋冬季風(fēng)應(yīng)力的偏弱，也使得試驗M的北大西洋深水偏弱了1.0 Sv以上，導(dǎo)致北大西洋深水輸送區(qū)海水溫度偏低超過 0.4°C。鹽度因南極中層水和北大西洋深水形成偏弱導(dǎo)致在這些水團的覆蓋區(qū)或下沉區(qū)有所增加，其他高鹽水團覆蓋區(qū)則鹽度模擬值有所降低。與試驗W相比，試驗M模擬的流場強度以及熱輸送能力更弱，也更低于基于觀測的結(jié)果，因而，盡管對中層水覆蓋區(qū)的溫鹽結(jié)果有所改善，但在其他海區(qū)尤其是在深海則增大了與觀測資料的偏差。

（2）NCEP在極區(qū)的海表溫度低于WOA09，這使得北大西洋深水和南極底層水的形成和輸送都有所增強，有利于海洋內(nèi)部溫度的增加。對鹽度來說，受水團源區(qū)鹽度不同的影響，試驗N在深海的鹽度因南極底層水的增強而有所增加，但在北半球高緯度海區(qū)則因北大西洋深水生成強度的增強而減小。此外，NCEP相對OMIP較弱的非短波輻射使得副熱帶下沉區(qū)的海表溫度偏高，繼而使得副熱帶次表層海水溫度偏高，但因減弱了海水的下沉，使得大洋內(nèi)部副熱帶下沉區(qū)的海水鹽度偏低。與試驗M和試驗W相比，試驗N縮小了南大洋、北冰洋部分海域以及副熱帶大洋東部海表溫度模擬結(jié)果與觀測資料的偏差，也改進了深海溫度以及鹽度偏低的問題，在一定程度上彌補了因風(fēng)應(yīng)力偏弱導(dǎo)致的試驗M熱輸送偏低的問題，說明NCEP的熱力強迫資料更適合本版本LICOM的使用。

通過三個試驗的對比，說明OMIP風(fēng)應(yīng)力資料與NCEP的海表溫度資料更有利于改善模擬結(jié)果，但需要指出的是，這樣的結(jié)果對于模式本身有一定的依賴性，對于不同的海洋模式，不同強迫場驅(qū)動下得到的模擬結(jié)果與觀測資料的差異可能有所改變，但其內(nèi)在的機制可為模式的發(fā)展提供有益的參考。

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