王松，蘇潔*，儲敏，史學麗

( 1. 中國海洋大學 海洋與大氣學院，山東 青島 266100；2. 物理海洋教育部重點實驗室，山東 青島 266100；3. 中國高校極地聯(lián)合研究中心，北京 100875；4. 中國氣象局國家氣候中心，北京 100081)

1 引言

作為地球寒極的北極是北半球氣候系統(tǒng)穩(wěn)定的重要基礎之一。海冰變化在海-氣-冰耦合氣候系統(tǒng)中扮演了極其重要的角色。20世紀70年代以來，北極海冰快速變化，尤其是夏季快速減退[1-3]。1979-2014年，9月海冰覆蓋范圍的減小速率為86 000 km2/a[4]，而一般認為北極海冰范圍（Sea Ice Extent，SIE）會繼續(xù)減小，在2030年可能出現(xiàn)夏季無冰的北極[5]。Rothrock等[6]在2008年綜合研究多種數(shù)據(jù)后得出，1975-2000年春季北極海冰減薄了1.25 m。Kwok和Rothrock[7]在 ICESat（覆蓋至 86°N）衛(wèi)星數(shù)據(jù)基礎上得出，北極海冰厚度從1980年的3.64 m減小至2008年冬天的1.89 m，減薄了1.75 m。快速變化的北極海冰對北極大氣、全球氣候、北極生態(tài)系統(tǒng)、北極交通運輸、資源開采等產(chǎn)生了重要影響[8]。

除了觀測，數(shù)值模式也是研究北極問題的重要工具，其中既有專門描述海冰過程的模式，也有包含海冰過程的多圈層耦合的氣候系統(tǒng)模式[9-12]。耦合模式比較計劃（CMIP）作為氣候（變化）科學的一個基礎平臺，其模擬結(jié)果為歷次IPCC評估報告提供科學數(shù)據(jù)基礎；評估耦合模式中北極海冰的模擬表現(xiàn)不僅對探究北極海冰變化規(guī)律以及全球氣候變化影響有重大意義，對氣候系統(tǒng)模式的漸趨完善也有重要參考意義。已有的研究表明，耦合模式在模擬海冰面積大小以及變化趨勢等方面仍然存在很大的不確定性[5,13-14]。邱博等[15]評估了CMIP5試驗階段國內(nèi)外不同氣候模式對北極海冰的模擬性能，發(fā)現(xiàn)氣候系統(tǒng)模式大多能夠較好地模擬出北極海冰的季節(jié)變化特征，但是大多數(shù)模式模擬的夏季海冰偏少，而年均海冰面積大小與觀測差別也較大。國內(nèi)已有學者對不同模式模擬海冰的性能以及誤差成因開展了研究工作，王秀成等[16-17]研究表明氣候系統(tǒng)模式FGOALS_1.1對極地海冰有一定模擬能力，但仍存在較大偏差。舒啟等[18]基于CMIP5的歷史實驗評估了地球系統(tǒng)模式FIO-ESM對北極海冰的模擬能力,指出該模式能夠很好地模擬出多年平均海冰覆蓋范圍的季節(jié)變化特征，模擬的氣候態(tài)月平均海冰覆蓋范圍均在衛(wèi)星觀測值±15%范圍以內(nèi)；該模式能夠較好地模擬1979-2005年期間北極海冰的衰減趨勢，但仍小于觀測衰減速度。朱清照和聞新宇[19]對參加CMIP5試驗計劃的6個中國氣候系統(tǒng)模式模擬的歷史與未來北極海冰模擬結(jié)果進行了評估，結(jié)果顯示中國的模式對SIE模擬結(jié)果與國際CMIP5模式的平均水平相比還存在一定差距，從對海冰本身的模擬以及海冰偏差帶來的氣候影響兩個角度來看，北京師范大學的BNU-ESM在中國的模式中水平相對較高。

BCC_CSM是由中國氣象局北京氣候中心（Beijing Climate Center，BCC）發(fā)展的新一代氣候系統(tǒng)模式。作為中國參與CMIP模擬試驗的一個重要模式成員，BCC模式開展并共享的CMIP5試驗模擬結(jié)果為IPCC第五次評估報告提供了有價值的參考[20]。許多學者基于BCC_CSM模式CMIP5計劃下的實驗結(jié)果對北極海冰的模擬表現(xiàn)進行了研究，指出了該模式對北極海冰的模擬能力仍存在許多問題和不足，例如年平均海冰面積模擬誤差最大的區(qū)域位于鄂霍次克海、白令海和巴倫支海等海區(qū)；海冰面積夏季偏小，是所有中國模式中最小的，冬季偏大；年平均海冰厚度整體偏薄，海冰流速偏大[15,19,21-22]。此外有研究還指出BCC_CSM模擬的向下凈輻射能量偏低使得海溫異常偏低，是導致北半球冬季海冰模擬偏多的主要原因[21]。

CMIP5模擬試驗之后，BCC_CSM模式進行了大氣、陸面、海洋、海冰等各圈層分量模塊的方案改進與參數(shù)優(yōu)化等研究工作，形成了更新的版本并參與CMIP6模擬試驗[23]，目前CMIP6的DECK試驗部分已經(jīng)完成并通過網(wǎng)絡發(fā)布共享，Wu等[24]全面介紹了BCC_CSM模式從CMIP5到CMIP6試驗計劃的研究進展。本文利用BCC_CSM模式在CMIP5和CMIP6階段的歷史試驗結(jié)果，分析模式對北極海冰的模擬效果，重點比較SIE和海冰厚度兩個方面，并分析這種差異產(chǎn)生的可能原因，為進一步完善該模式提供相關依據(jù)。

2 模式及試驗簡介與數(shù)據(jù)

BCC_CSM是全耦合的全球氣候模式，包含大氣、海洋、海冰和陸面4個分量模式，各分量模式之間相互作用，通過各界面的動量、能量和水分等通量的交換來耦合，耦合過程通過耦合器實現(xiàn)[25-26]。參加CMIP5試驗的BCC模式有兩個不同分辨率的版本，BCC_CSM1.1（T42，約 300 km）和 BCC_CSM1.1m（T106，約 110 km）[27]。CMIP6 試驗階段的模式版本有 3個，BCC-CSM2-MR（T106），BCC-CSM2-HR（T266）和 BCC-ESM1（T42），其中大部分試驗是采用 T106 版本[24]。

本文主要關注BCC_CSM1.1m和BCC-CSM2-MR兩個相同分辨率的歷史試驗結(jié)果。如前所述，從CMIP5到CMIP6試驗階段，BCC_CSM模式系統(tǒng)進行了各分量模式方案及參數(shù)的改進更新。表1給出兩個模式版本中各分量模式的信息，可以看出BCC_CSM 1.1m與BCC-CSM2-MR兩版本的大氣和陸面模式分量都有版本的更新。針對SIS模式湍流通量參數(shù)化方案中風應力及湍流通量存在的模擬偏差的問題，海冰模式改進了冰面湍流通量的參數(shù)化方案，利用Lu等[28]提出的方法，考慮了冰表面凍結(jié)、融化過程以及冰表面溫度對粗糙度的影響，改進了參數(shù)化方案中穩(wěn)定度和粗糙度函數(shù)；改進了輻射傳輸和邊界層等過程參數(shù)化方案；對海冰反照率相關參數(shù)進行了優(yōu)化；在此基礎上對部分參數(shù)的取值進行了試驗和調(diào)整；海洋模式基本保留了CMIP5模式的版本[24]。

CMIP歷史試驗是檢驗模式對當代氣候模擬性能的一個重要試驗，它是在模式控制試驗的基礎上，根據(jù)給定的強迫條件（如溫室氣體、氣溶膠、臭氧和太陽輻照度等）進行的數(shù)值試驗，其模擬時段是從1850年開始到當前年份（CMIP5試驗為2012年，CMIP6試驗為2014年）。

表1 CMIP5與CMIP6試驗階段BCC_CSM模式各分量模式信息Table 1 Component mode information of BCC_CSM mode in CMIP5 and CMIP6

本文選用BCC_CSM1.1m和BCC-CSM2-MR兩個版本的1980-2012年逐月模擬結(jié)果，變量主要包括海冰密集度（Sea Ice Concentration, SIC）、冰厚、冰速、海表面溫度、海表環(huán)流、近地面氣溫、向下長波輻射、凈長波輻射、向下短波輻射、凈短波輻射、潛熱和感熱通量、冰下熱通量。

所使用的觀測和再分析資料包括：（1）美國冰雪數(shù)據(jù)中心（National Snow and Ice Data Center，NSIDC）的SIC[29]；（2）歐洲中期天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)的ERAInterim再分析資料提供的變量，包括：氣溫、海表面溫度、反照率、向下短波輻射、凈短波輻射、向下長波輻射、凈長波輻射、感熱/潛熱通量、SIC[30]；（3）泛北冰洋模擬和同化系統(tǒng)（Pan-Arctic Ice-Ocean Modelling and Assimilation System, PIOMAS）模式輸出的冰厚[31]；（4）全球簡單海洋資料同化系統(tǒng)/海冰再分析（Simple Ocean Data Assimilation Ocean/Sea Ice Reanalysis，SODA3）的海洋熱通量[32]。

3 結(jié)果分析

3.1 海冰密集度

圖1給出的是模擬和觀測的1980-2012年北半球3月和9月平均SIC的空間分布及變化趨勢。從圖中可以看出，9月海冰主要限于北冰洋盆地和加拿大北極群島以北（圖1b-1），冬季海冰能到達50°N以南，覆蓋整個北冰洋及周邊大部分海域（圖1a-1）。BCC_CSM兩版本基本能模擬出北極海冰的分布情形，且CMIP6的模擬與觀測更為接近。CMIP5 9月在北極中央?yún)^(qū)模擬的SIC較觀測?。▓D1b-1，圖1b-2），從海冰覆蓋范圍看也是如此，且太平洋扇區(qū)海冰覆蓋范圍明顯偏?。?月，CMIP5模擬的海冰總體較觀測偏多、密集度偏大，在海冰分布外緣（巴芬灣、東格陵蘭海、巴倫支海、鄂霍次克海、白令海）這種差異尤為明顯（圖1a-1，圖1a-2）。CMIP6 9月模擬的SIC較觀測偏大（圖1b-1，圖1b-3），覆蓋范圍在東北航道沿線較觀測明顯偏大；3月的SIC在東格陵蘭海、巴倫支海也較觀測偏大。兩個模式結(jié)果相比較，CMIP6更接近觀測，3月在巴芬灣南部、格陵蘭島南部CMIP6改善明顯。

觀測資料顯示，9月北極盆地及周邊海域SIC的變化趨勢均為負值，在海冰分布外緣尤為明顯（圖1d-1)；3月白令海、北美大陸以北SIC呈增加趨勢，其余邊緣海區(qū)呈減小趨勢。CMIP5模擬出了9月份減小的趨勢但幅度偏低，以及3月份在海冰分布外緣減小的趨勢。從趨勢上來看，CMIP6與CMIP5的結(jié)果較為相似，但模擬的9月份SIC減小趨勢與觀測更為接近。比較來看，CMIP5與CMIP6兩者模擬的SIC的長期變化趨勢與觀測是一致的。

3.2 海冰范圍

一般情況下，如果一個格點的SIC大于15%則認為該區(qū)域有海冰覆蓋，依據(jù)這個標準計算得到SIE。BCC兩個版本基本再現(xiàn)了北極SIE的季節(jié)變化，且CMIP6較CMIP5更接近觀測（圖2a）。CMIP5模擬的SIE季節(jié)變化過大，這一點在以前的分析中已提及[15,21]，具體為在7-10月模擬的SIE較觀測偏小，其余月份偏大。比較來看，夏季CMIP6模擬的SIE較CMIP5偏大，冬季CMIP6模擬的SIE較CMIP5偏小，無論冬季還是夏季CMIP6對SIE的模擬都有不同程度的改善，尤以夏季明顯。

從SIE的年際變化比較可知（圖2b，圖2d），9月時兩個版本模擬的SIE的年際變化與觀測結(jié)果相去甚遠，去趨勢處理后，CMIP5與觀測之間的相關系數(shù)為0.06，CMIP6與觀測之間的相關系數(shù)為-0.13。冬季的表現(xiàn)也不理想，去趨勢處理后，CMIP5與觀測之間的相關系數(shù)為-0.34，CMIP6與觀測之間的相關系數(shù)為0.18。就SIE的年際變化來看，兩版本的表現(xiàn)差強人意。從SIE長期變化趨勢看，CMIP6較CMIP5稍好，CMIP6在冬夏季都模擬出了與觀測大致相同的變化趨勢（減小趨勢）。

圖1 觀測和模擬的1980-2012年北極地區(qū)3月和9月的平均海冰密集度分布及變化趨勢Fig. 1 Observed and simulated average sea ice concentration distribution and trend in March and September of 1980-2012 in the Arctic region

2007年9月北極SIE突然減少為4.32×106km2，較2005年少23%[33]，北極海冰劇烈變化始為大眾所知。CMIP5在2007年模擬出SIE極大值，而CMIP6模擬出了這一極小值過程，但還是高出觀測值不少。目前觀測到的最小的SIE發(fā)生在2012年，比2007年少18.5%，CMIP6也模擬出了這一極小值過程但比觀測結(jié)果偏大，CMIP5同樣模擬的是極大值。根據(jù)以往的研究，2012年北極海冰不同尋常的變化很可能與2012年8月4-8日在北極中央海盆活動的超級氣旋有關[34]。模式不能很好地模擬到這一突變，可能是與模式不能模擬出突然爆發(fā)的超級氣旋有關。

3.3 海冰厚度

伴隨著SIE的變化，海冰厚度也在發(fā)生顯著變化。第五次IPCC的報告中指出，20世紀80年代以來的北極海冰厚度是減小的[35]，這一結(jié)論被多種觀測途徑（潛艇、電磁探測、衛(wèi)星測高）所證實。覆蓋北冰洋全場的海冰厚度資料很稀少，Cryosat2數(shù)據(jù)[29]和SMOS數(shù)據(jù)[35]是來自衛(wèi)星遙感的觀測數(shù)據(jù)，但時段偏短（Cryosat2數(shù)據(jù)時間為2010年至今；SMOS數(shù)據(jù)時間為2012年至今），與BCC_CSM結(jié)果重合的時段只有2010-2012年。因此本文利用時空連續(xù)性較好，且與觀測較為一致的PIOMAS模式同化數(shù)據(jù)[31]來評估模式的冰厚模擬結(jié)果。

由冰厚空間分布及其趨勢（圖3）可以看出，4月與9月兩個版本模式模擬的冰厚均較PIOMAS嚴重偏薄，大致偏薄1.5 m左右，CMIP6的模擬較CMIP5略厚（圖3a-4，圖3b-4），且9月冰厚空間分布略有改善。從冰厚空間分布的變化趨勢看，無論是4月還是9月CMIP5模擬的冰厚減小率都遠小于PIOMAS，但CMIP6的冰厚變化趨勢（圖3c-3，圖3d-3）在空間分布和量值上都較CMIP5（圖3c-2，圖3d-2）有所改進。

圖2 北極海冰范圍的季節(jié)變化（a），3 月（b）和 9 月（d）的年際變化以及 CMIP5、CMIP6 分別與觀測（SSMI）的海冰范圍差值（c）Fig. 2 Seasonal cycle (a) and internal changes in the extent of the Arctic sea ice in March (b) and September (d), c is the difference between CMIP5 and CMIP6 and observation (SSMI) respectively

空間平均冰厚的變化顯示，4月CMIP5與CMIP6的模擬結(jié)果（圖4a）非常接近，且年際變化幅度很小，平均冰厚約1.5 m，較PIOMAS模擬低0.5～1.0 m，兩者的長期變化率分別為-0.06 m/（10 a）和-0.08 m/（10 a）較 PIOMAS 模擬的?。?0.21 m/（10 a））。9月CMIP5與CMIP6模擬的平均冰厚都不足1 m（圖4b），較PIOMAS模擬低0.2～1.5 m，年際變化較明顯，但長期變化趨勢（CMIP5 為-0.03 m/（10 a）；CMIP6 為-0.09 m/（10 a））遠不如 PIOMAS 明顯（-0.28 m/（10 a））。兩版本相比較，CMIP6 對夏季冰厚模擬得到一定程度的改善，這一點從圖4b和圖4c中都可明顯看出。

4 模式誤差及改進的成因分析

由第3節(jié)可以得出，CMIP5計劃下BCC_CSM在SIC、SIE及海冰厚度的模擬方面與觀測都存在誤差，最突出的問題表現(xiàn)為兩個方面：（1）模擬的SIE季節(jié)性變化過大，具體表現(xiàn)為夏季偏小冬季偏大；（2）海冰厚度全年都偏小，夏季尤其明顯。CMIP6較CMIP5在第一個方面有明顯的改進，在第二個方面也有所改進。因此，接下來我們將圍繞這兩個方面對模擬誤差及CMIP6改進的原因進行具體的分析。

4.1 海冰范圍季節(jié)變化過大及改進的原因

海冰的生消變化不僅取決于局地的熱力平衡，也受大氣和海洋運動影響下的熱平流輸送及海冰漂移的影響。本文將從冰面、冰底的熱收支入手來進行成因分析，同時討論海洋環(huán)流帶來的熱平流輸送對海冰模擬結(jié)果造成的可能影響。由圖2可知，CMIP5模擬的SIE偏小的極大值發(fā)生在8-9月，較觀測偏小2.5×106km2；11月至翌年6月較觀測偏大，且與SSMI衛(wèi)星遙感的誤差在各月基本一致，這里取12月至翌2月作為代表分析誤差存在的原因，12月至翌2月偏大約3.3×106km2。CMIP6在8-9月較觀測偏大0.7×106km2，12月至翌2月較觀測偏大約1.5×106km2?；诖耍覀冞x取夏季（8-9月）和冬季（12月至翌2月）分析CMIP5的SIE存在較大誤差及CMIP6改進的成因。

4.1.1 夏季海冰范圍

海冰生消的熱力因子主要為海洋熱通量和冰面熱收支。圖5為再分析數(shù)據(jù)和模擬的8-9月北極冰表面和冰底的熱通量分量，包括垂直方向總熱收支、海洋熱通量、冰表面熱收支、湍流通量、凈輻射通量、凈長波輻射、凈短波輻射、反照率的空間分布。以上各分量正值都表示海冰得到熱量，其中凈輻射通量為凈短波輻射與凈長波輻射之和，湍流熱通量是感熱和潛熱之和，冰表面熱收支為凈輻射通量和湍流熱通量之和，垂直方向總熱收支為冰表面熱收支與海洋熱通量之和（除了海洋熱通量來自SODA3數(shù)據(jù)，其他都來自ERA-Interim再分析數(shù)據(jù)）。

圖3 PIOMAS和BCC模擬的1980-2012年平均海冰厚度的分布與長期變化趨勢Fig. 3 Distribution and long-term trend of average sea ice thickness in 1980-2012 simulated by PIOMAS and BCC

圖4 PIOMAS和BCC模擬的4月（a）和9月（b）區(qū)域平均海冰厚度的年際變化和逐月變化（c）Fig. 4 Internal and monthly (c) changes in average sea ice thickness in April (a) and September (b) regions simulated by PIOMAS and BCC

圖5 再分析數(shù)據(jù)及模擬的8-9月垂直方向總熱收支、海洋熱通量、冰表面熱收支、湍流通量、凈輻射通量、凈長波輻射、凈短波輻射、反照率的分布Fig. 5 Distribution of vertical total heat budget, ocean heat flux, surface heat balance, turbulent flux, net radiation flux, net long-wave radiation, net short-wave radiation, and albedo in August and September from reanalysis data and simulation results

從垂直方向總熱收支來看，在海冰覆蓋區(qū)域，CMIP5較ERA/SODA分析數(shù)據(jù)明顯偏大（圖5a-1，圖5a-2），導致CMIP5模擬結(jié)果海冰融化程度偏大、SIE偏小。進一步詳細分析可知，CMIP5模擬的海洋熱通量較ERA/SODA 偏大（圖5b-1，圖 5b-2），而冰表面熱收支為負值且總體小于ERA（圖5c-1，圖5c-2），表明海洋熱通量是造成模擬誤差的主要原因。盡管冰表面熱收支在總的垂向熱量平衡中貢獻不大，但進一步分析湍流通量和輻射通量兩項得出，CMIP5模擬的凈輻射通量較ERA大（圖5e-1，圖5e-2），而湍流通量較ERA小（圖5d-1，圖5d-2），表明輻射通量對CMIP5較大的熱收支也有貢獻。而分析影響輻射通量的凈短波輻射和凈長波輻射兩項可知，CMIP5較大的輻射通量主要是凈短波輻射的影響（凈長波輻射較小）（圖5g-1，圖5g-2）。CMIP5較ERA小的反照率對其較大的凈短波輻射有貢獻（圖5h-1，圖5h-2），且CMIP5較ERA大的向下短波輻射對其較大的凈短波輻射也有貢獻（圖略）。因此，導致CMIP5模擬出較小SIE的主要原因是較大的海洋熱通量和向下短波輻射及較小的反照率。

從垂直方向冰面和冰底的總熱收支看，CMIP6在冰區(qū)較CMIP5小（圖5a-4），較小的熱量意味著融冰較少導致CMIP6模擬的SIE較CMIP5大，說明局地熱力平衡是CMIP6模擬改善的原因。結(jié)果顯示，CMIP6模擬的海洋熱通量較CMIP5?。▓D5b-4），而冰表面熱收支對垂直方向的總熱收支的改進起到相反的作用（圖5c-4），因此，海洋熱通量是導致模擬改善的主要原因。進一步分析影響冰表面熱收支的湍流通量和輻射通量兩項得出，CMIP6模擬的凈輻射通量較CMIP5小（圖5e-4），而湍流通量較CMIP5大（圖5d-4），表明凈輻射通量對CMIP6較小的熱收支也有貢獻。繼而分析影響凈輻射通量的凈短波輻射和凈長波輻射兩項可知，CMIP6較小的凈輻射通量主要是凈短波輻射的影響（凈長波輻射較大）（圖5g-4）。CMIP6較CMIP5大的反照率和較小的向下短波輻射對其較小的凈短波輻射有貢獻（圖5h-4）。因此，導致CMIP6較CMIP5 SIE模擬結(jié)果改進的主要原因主要是較小的海洋熱通量，雖然CMIP6表面的熱收支在除了拉普捷夫海（Laptev Sea）附近外的大部分海區(qū)較CMIP5大，不利于夏季SIE的改善，但與ERA數(shù)據(jù)（圖5c-1）相比，CMIP6的表面熱收支實際上是較CMIP5有改善的，這主要得益于輻射通量和湍流通量都有所改善，其中比CMIP5較大的反照率及較小的向下短波輻射是對SIE增加有貢獻的。

綜上，8-9月CMIP5海洋熱通量偏大是導致其SIE偏小的主要原因，雖然偏大的向下短波輻射和偏小的反照率有利于SIE偏小，但總的冰面熱收支在大部分區(qū)域是負值，對SIE的偏小并沒有貢獻；CMIP6海洋熱通量的改善（變小）是SIE改善的主要原因，較小的凈短波輻射和較大的反照率也有貢獻。反照率和凈短波輻射的改善應該與冰面反照率的參數(shù)優(yōu)化及大氣云物理過程的改善有直接關系，對海洋熱通量的影響是間接的。

4.1.2 冬季海冰范圍

圖6給出的是冬季（12月至翌年2月）垂直方向總熱收支、海洋熱通量、冰表面熱收支、湍流通量、凈長波輻射的分布。從垂直方向總熱收支的比較來看，CMIP5較 ERA略小（圖6a-1，圖 6a-2），導致 SIE偏大。CMIP5海洋熱通量較SODA?。▓D6b-1，圖6b-2），而冰表面熱收支與ERA很接近（略?。▓D6c-1，圖6c-2），可以得出海洋熱通量是造成模擬誤差的主要原因。考查影響冰面熱收支的湍流通量和凈輻射通量兩項得出，CMIP5較小的湍流通量對其較小的熱收支有貢獻（圖6d-1，圖6d-2）。由于冬季的太陽輻射幾乎為0，凈輻射通量反映的主要是凈長波輻射，CMIP5較ERA大的凈長波輻射對其較小的熱收支沒有貢獻（圖6e-1，圖6e-2）。考慮到CMIP5較小的湍流通量可能是其較大的SIE所導致，因此，造成CMIP5較大SIE的主要原因是較小的海洋熱通量。

CMIP6的垂直方向總熱收支大于CMIP5（圖6a-4），冬季較大的熱量意味著生成的海冰較少，導致CMIP6模擬的SIE較小?？梢钥闯?，CMIP6較CMIP5大的垂直方向總熱收支由海洋熱通量和冰表面熱收支共同作用所致（圖6b-4，圖6c-4），表明兩者對CMIP6的改善都有貢獻。進一步分析影響冰面熱收支的湍流通量和凈輻射通量兩項得出，CMIP6模擬的凈輻射通量（冬季數(shù)值上約等同凈長波輻射）和湍流通量都較CMIP5大，表明凈輻射通量和湍流通量對CMIP6較大的冰面熱收支都有貢獻。因此，造成CMIP6較小SIE的主要原因是較大的海洋熱通量和由較大湍流通量和凈長波輻射共同作用下引起的較大冰面熱收支。

綜上所述，冬季時CMIP5模擬的海洋熱通量較小是其SIE較大的主要原因，總體上，CMIP6對SIE模擬的改善是由于海洋熱通量和冰面熱收支的改善。但我們注意到，冬季CMIP5對SIE的模擬誤差主要來自巴芬灣、挪威海、巴倫支海海區(qū)[21]，CMIP6模擬SIE得到改善的區(qū)域主要位于北大西洋一側(cè)的巴芬灣海區(qū)，但在巴芬灣南部、格陵蘭島南部CMIP6的垂直方向總熱收支小于CMIP5（圖6a-4），這與CMIP6在該區(qū)域較CMIP5少的海冰是不一致的。所以，僅從海洋熱通量、冰表面熱收支不能完全解釋CMIP6 SIE的改善，CMIP6模擬的SIE較小還有其他因素影響。

圖6 再分析數(shù)據(jù)及模擬的冬季（12月至翌年2月）垂直方向總熱收支、海洋熱通量、冰表面熱收支、湍流通量、凈長波輻射的分布Fig. 6 Distribution of vertical total heat budget, ocean heat flux, surface heat balance, turbulent flux, net radiation flux, net long-wave radiation from December to February from reanalysis data and simulation results

為了進一步分析冬季CMIP6在北大西洋海區(qū)SIE得到改善的成因，我們計算了該海區(qū)冬季SIE、海表溫度、近地面氣溫、凈短波輻射、凈長波輻射、凈輻射通量、熱通量、垂直方向總熱收支的區(qū)域平均值。圖7顯示，CMIP6的凈短波輻射大于CMIP5，但在考慮凈長波輻射和湍流通量后（圖7e，圖7g），CMIP6的冰面熱收支在大部分年份比CMIP5小（圖7h）。因此，再次確認了冰表面熱收支解釋不了CMIP6對SIE的改善。CMIP6的海洋熱通量有部分年份大于CMIP5（圖7i），但從垂直方向總熱收支來看，CMIP6并不是一致性的偏大（圖7j）。因此，也可以確認垂直方向總熱收支也不能很好解釋CMIP6模擬的SIE較小。

圖8為冬季大西洋一側(cè)海冰外緣區(qū)域的SIC、凈輻射通量、湍流通量、冰面熱收支、海洋熱通量、垂直方向總熱收支的空間分布。在SIC得到顯著改善的巴芬灣，CMIP6的凈輻射通量較?。▓D8b-4），冬季高緯度地區(qū)凈短波輻射很小，意味著CMIP6通過長波輻射損失了較多熱量；此外CMIP6通過湍流熱通量也損失較多熱量（圖8c-4），從而不利于海表溫度的上升，大面冰面熱收支同樣解釋不了巴芬灣更高的海溫。在巴芬灣更高緯度海區(qū)由于CMIP6較大的海洋熱通量影響（圖8e-4），CMIP6小部分海區(qū)的垂直方向總熱收支較大（圖8f-4），但巴芬灣南部、格陵蘭島南部CMIP6的垂直方向總熱收支依然小于CMIP5（圖 8f-4）。

圖7 冬季大西洋海區(qū)平均海冰范圍(a)、海表溫度(b)、近地面氣溫(c)、凈短波輻射(d)、凈長波輻射(e)、凈輻射通量(f)、湍流通量(g)、冰面熱收支(h)、海洋熱通量(i)、垂直方向總熱收支(j)的年際變化Fig. 7 Interannual variation of average sea ice extent (a), sea surface temperature (b), near-surface temperature (c), net short-wave radiation (d), net long-wave radiation (e), net radiation flux (f), turbulent flux (g), ice surface heat balance (h), ocean heat flux (i), and vertical total heat budget (j) of the Atlantic region in winter

垂向熱收支無法解釋CMIP6冬季大西洋一側(cè)海冰外緣線位置的改善，說明該區(qū)域SIE的改善不是局地的熱力效應，很可能是溫度平流的作用。因此我們考慮海流的平流作用。從冬季大西洋海區(qū)表面環(huán)流和海表溫度空間分布（圖9）可以看出，在此區(qū)域內(nèi)CMIP6較CMIP5有更強的向北北大西洋海流，通過溫度平流帶來南部溫暖的海水使海表溫度升高，尤其巴芬灣南部升溫明顯，從而限制了更多海冰的生成。

前人的研究指出冬季CMIP5模擬的SIE較大是凈輻射能量偏低使得海溫異常偏冷造成的[21]，本文注意到CMIP5偏小的海洋熱通量是導致其冬季SIE較大的直接原因；與CMIP5相比，CMIP6海洋熱通量和冰面熱收支都較大，對SIE改善有所幫助，但仍不能完全解釋北大西洋一側(cè)，尤其是巴芬灣冰外緣線位置的改善，而表層海洋流場模擬的改善使北大西洋更多暖水北上，特別是暖水進入巴芬灣才是冬季SIE改善的更重要的原因。

4.2 夏季冰厚偏薄及改進的原因

由3.3節(jié)可知，CMIP5和CMIP6模擬的冰厚都較觀測偏小，但CMIP6表現(xiàn)稍好，其模擬的冰厚較CMIP5厚，尤其夏季表現(xiàn)顯著。我們選取CMIP5與CMIP6冰厚差異最大的6-8月分析CMIP5冰厚較小及CMIP6冰厚改善的原因。

圖8 冬季大西洋海區(qū)的海冰密集度、凈輻射通量、湍流通量、冰面/水面熱收支、海洋熱通量、垂直方向總熱收支的空間分布Fig. 8 Spatial distribution of sea ice concentration, net radiation flux, turbulent flux, ice/water surface heat balance, ocean heat flux, and vertical total heat budget of the Atlantic region in winter

圖9 冬季大西洋海區(qū)海表面環(huán)流和海表溫度空間分布Fig. 9 Spatial distribution of sea surface circulation and sea surface temperature in the Atlantic region in winter

圖10 6-8月垂直方向總熱收支、海洋熱通量、冰面熱收支、湍流通量、凈輻射通量、凈長波輻射、凈短波輻射、反照率、向下短波輻射的分布Fig. 10 Distribution of vertical total heat budget, ocean heat flux, ice surface heat balance, turbulent flux, net radiation flux, net long-wave radiation, net short-wave radiation, albedo, and downward short-wave radiation from June to August

從垂直方向總熱收支的比較來看，CMIP5大于ERA/SODA（圖 10a-1，圖 10a-2），較大的熱收支融化更多的海冰，解釋了海冰厚度偏薄。同時注意到，CMIP5的海洋熱通量大于SODA3（圖10b-1，圖10b-2），且冰表面熱收支在冰內(nèi)區(qū)大于ERA，SODA再數(shù)據(jù)的海洋熱通量呈微小負值，這并不合理，進一步分析表明負值主要出現(xiàn)在6月和7月，利用浮標數(shù)據(jù)剩余能量法計算的北極冰下熱通量在6月、7月應為微小正值。鑒于尚無其他可利用的大面海洋熱通量數(shù)據(jù)，我們假設SODA數(shù)據(jù)的分布是可以接受的，微小的正值和負值在量值上差別并不大，仍然可以推測CMIP5 模擬的海洋熱通量較實際明顯偏大（圖10c-1，圖10c-2）。由此得出，是較大的海洋熱通量和冰表面熱收支的共同作用導致CMIP5垂直方向總熱收支較大。進一步分析影響冰表面熱收支的各項因子得出，CMIP5較大的凈短波輻射是導致其冰表面熱收支較大的原因（圖10g-1，圖10g-2），凈短波輻較大的原因是反照率和向下短波輻射的共同影響（CMIP5的反照率較ERA小（圖 10h-1，圖10h-2），向下短波輻射較 ERA大（圖10i-1，圖10i-2）。因此，造成CMIP5海冰厚度偏薄的主要原因是海洋熱通量和凈短波輻射較大。

我們留意到，CMIP6的向下短波輻射比CMIP5?。▓D10i-4），同時CMIP6的反照率較CMIP5高（圖10h-4），在兩者的共同影響下CMIP6的凈短波輻射較?。▓D10g-4）；即使加上較大的凈長波輻射，CMIP6的凈輻射通量也比CMIP5?。▓D10f-4，圖10e-4）；再結(jié)合湍流通量的影響，CMIP6的冰面熱收支比CMIP5?。▓D10c-4）；在更小的海洋熱通量的共同影響下（圖10b-4），CMIP6的垂直方向總熱收支比CMIP5?。▓D10a-4），較小的垂直方向總熱收支有利于維持更多海冰。因此，CMIP6較CMIP5小的向下短波輻射、較大反照率及較小的海洋熱通量是其冰厚較厚的原因。

圖11為6-8月75°N以北區(qū)域平均近地面氣溫、海表面溫度、反照率、向下短波輻射、凈短波輻射、向下長波輻射、凈長波輻射、凈輻射通量、湍流通量、冰表面熱收支、海洋熱通量、垂直方向總熱收支的變化。從圖11中可以得到與圖10一致的結(jié)果。除此之外還可以看出各項的數(shù)值大小，6-8月CMIP6的向下短波輻射較CMIP5小20 W/m2以上（圖11d），直接導致凈短波輻射較小，加上CMIP5與CMIP6相差不大的湍流通量和CMIP6較小的海洋熱通量的影響（圖11i，圖11k），CMIP6的總熱量比CMIP5 小 30 W/m2左右（圖11l）。再次說明，CMIP6較小的向下短波輻射和海洋熱通量是導致其海冰較厚的原因。

綜上，夏季時CMIP5之所以模擬的海冰厚度較薄，主要原因是海洋熱通量和凈短波輻射偏大；CMIP6模擬海冰厚度較CMIP5有一定改善的原因是較小的向下短波輻射、較大的反照率和較小的海洋熱通量。其中，CMIP6向下短波輻射和反照率的改善應該與大氣模塊云物理過程及冰面短波輻射參數(shù)化方案的改進有密切聯(lián)系，而冰面湍流通量方案的改進對湍流通量（圖10d-1，圖10d-2，圖10d-3）的改善并不明顯。

5 結(jié)論與討論

本文比較了CMIP5與CMIP6計劃下BCC_CSM模式對北極海冰的模擬能力，著重分析了模式在SIC、SIE和海冰厚度方面存在的模擬誤差，以及CMIP6較CMIP5的改進之處，并討論了產(chǎn)生模擬誤差的可能原因和結(jié)果改進的成因，為模式的進一步完善提供科學依據(jù)。具體結(jié)論如下：

（1）BCC_CSM CMIP5模擬SIE季節(jié)變化過大的原因主要是海洋熱通量模擬的誤差造成的。CMIP5模擬的8-9月平均SIE偏小2.5×106km2，其中海洋熱通量較觀測數(shù)據(jù)偏大是主要原因，較大的凈短波輻射和較小的反照率對CMIP5較大的熱收支也有貢獻。冬季（12月至翌年 2月）SIE 偏大3.3×106km2左右，海洋熱通量較觀測數(shù)據(jù)偏小是主要原因，特別是冰邊緣區(qū)。

（2）BCC_CSM CMIP6較CMIP5在SIE季節(jié)變化方面有很大改善。夏季，改善的主要原因是CMIP6模擬具有較小海洋熱通量、較小的凈短波輻射及較大的反照率。冬季改善最明顯的為巴芬灣海區(qū)，但僅從海洋熱通量、冰表面熱收支不能完全解釋CMIP6對SIE偏大情況的改善。進一步分析指出，CMIP6在北大西洋海區(qū)模擬出與實際更接近的、較CMIP5偏強的向北環(huán)流，向北環(huán)流致使更多暖水流向高緯（特別是巴芬灣），限制了SIE的進一步擴大，從而顯著地改善了大西洋一側(cè)的海冰外緣線位置。

（3）對比PIOMAS模式的冰厚，CMIP兩個版本模擬的冰厚全年都偏小，原因主要為凈短波輻射偏大引起的冰面熱收支偏大及海洋熱通量偏大。CMIP6模擬的海冰厚度仍明顯偏小，但夏季較CMIP5有所改善。改善的主要原因在于，CMIP6模擬的短波輻射和海洋熱通量與觀測數(shù)據(jù)更接近。

綜上，海洋熱通量、凈短波輻射、冰面反照率的模擬對BCC_CSM模式下北極海冰的模擬性能至關重要；特別地，CMIP6版本巴芬灣海區(qū)海洋表層環(huán)流模擬的改善對冬季北極SIE的改進有重要影響。這些改善無疑與大氣模塊及海冰模塊物理參數(shù)化的改進有關。雖然本文尚沒有進一步通過敏感性試驗的分析揭示各物理參數(shù)化的改進對北極海冰模擬的具體貢獻，但由于兩個版本的海洋模塊并沒有改變，因此可以推測，大氣模塊云物理過程和輻射、海冰反照率參數(shù)化方案通過向下短波輻射和反照率改善了冰表面熱收支，對冰底海洋熱通量也有間接的影響，至于影響表層環(huán)流的機制尚需進一步的模式試驗才能確定。由本文分析可知，海洋熱通量與觀測數(shù)據(jù)的誤差對海冰要素的模擬誤差至關重要，因此，進一步的改進應關注海洋熱通量方案。