FGOALS 耦合模式對赤道太平洋海溫和降水年循環(huán)的模擬評估

李恬燕 俞永強

1 中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室(LASG)，北京 100029

2 中國科學院大學，北京 100049

1 引言

赤道太平洋地區(qū)在地球氣候系統的水分和能量循環(huán)中具有重要作用，赤道太平洋海洋和大氣環(huán)流的季節(jié)循環(huán)特征形成機理和模擬偏差一直受到很多研究者的關注（Jin et al., 1994; Tziperman et al.,1994; Jin, 1996; An and Choi, 2009）。赤道太平洋海洋和大氣環(huán)流的季節(jié)循環(huán)除了受到太陽短波輻射調控之外，海氣耦合機制也是赤道西太平洋和東太平洋的季節(jié)循環(huán)特征顯著不同的主要原因。在赤道西太平洋，太陽短波輻射強迫的季節(jié)變化與海溫的季節(jié)變化一致，雨帶關于赤道也幾乎是對稱地并列存在的。但在赤道東太平洋，不對稱的南北半球海岸線強迫出了關于赤道不對稱的海溫、雨帶、海表風場（Gu and Philander, 1995; Xie, 2004），使南北不對稱性加強，也使得赤道以南的海溫年循環(huán)信號向西傳播到赤道東太平洋。

學術界提出了三種海氣耦合機制分別是蒸發(fā)—海溫機制（Xie, 1994），上翻流—海溫機制（Chang and Philander, 1994; Chelton et al., 2001）和層云—海溫機制（Philander et al., 1996; Gordon et al., 2000）來解釋這一不對稱性的加強。由于赤道太平洋在整個氣候系統中的重要性，季節(jié)變化特征及其海氣耦合機制也是衡量氣候模式性能的重要標準之一。Mechoso et al.（1995）發(fā)現絕大多數未采用“通量訂正”的耦合模式在赤道東太平洋區(qū)域具有相同的系統偏差，這些模式中赤道冷舌地區(qū)的平均態(tài)海溫偏冷、范圍偏窄、冷舌過于西伸。自1995 年至今，參與國際耦合模式比較計劃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現出十分類似的“Double ITCZ”模擬偏差，盡管偏差的強度有所不同（Li and Xie, 2014; Tian and Dong, 2020; Zhou et al., 2020）。

耦合模式對海溫、降水和風場等海洋和大氣環(huán)流要素的模擬偏差存在密切聯系、互為因果，并且耦合機制復雜，不同模擬偏差有可能相互抵消、也可能因海氣相互作用而進一步放大，使得確定耦合模式中誤差的來源和模式改進非常困難（Xie,2004; Xiang et al., 2017）。當代耦合模式模擬海溫年循環(huán)仍然存在很多問題，研究者為了克服這一困難，采用了多種研究手段分析和理解上述模擬偏差形成的機理，例如多模式對比分析、模式物理參數化敏感性試驗、熱帶海氣相互作用理論與模擬的動力診斷分析等。

通過對比參與CMIP3 的14 個耦合模式中環(huán)境場的模擬偏差，歸納模式的大氣環(huán)流場偏差普遍具有的共同點，de Szoeke and Xie（2008）確定了這些模式在大氣和耦合試驗中需要改進的分量，比如冬季美國中部的東北風和赤道的經向風。Chen and Jin （2017, 2018）發(fā)展了一個線性耦合的動力診斷框架，但是模式中的海溫年循環(huán)偏弱（Chen and Jin, 2017）。

大氣模式中的對流參數化方案夾卷率等參數的設置影響著赤道輻合帶（ITCZ）的空間分布和強度（Oueslati and Bellon, 2013），但是中部降水依然偏多。而模式的其他參數比如分辨率不夠也會影響對熱帶系統的氣候態(tài)、季節(jié)循環(huán)的模擬（Wengel et al., 2019）。

Lin（2007）對比AMIP 試驗的結果和OMIP模式的結果，分別評估給定海溫強迫下的大氣模式模擬結果的合理性并檢驗了和耦合機制有關的大氣模式變量存在的誤差。也有學者Zhang and Song（2010）使用平板（slab）海洋模式和大氣模式運行耦合試驗檢驗海洋內部的熱量動力輸送過程在赤道輻合帶（ITCZ）的季節(jié)變化中起到的作用。Xie et al.（2007）提出模式對風場或者層云的刻畫不合理是海溫誤差的主要來源。Xiang et al.（2017）等人發(fā)現南半球降水偏多來源于大氣模式中對熱帶地區(qū)凈表面熱通量的南北半球梯度的錯誤模擬。

綜上所述，目前絕大多數耦合模式無法準確地模擬赤道東太平洋大氣和海洋環(huán)流的季節(jié)變化特征，但是具體原因卻因模式而異，至今為止也未能找到一種可以徹底消除上述模式偏差的方案。本研究計劃利用中國科學院大氣物理所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室自主研發(fā)的耦合氣候系統模式 FGOALS（ Flexible Global Ocean-Atmosphere-Land System），通過分別參與了CMIP3、CMIP5 和CMIP6 耦合模式比較計劃的多個版本的對比分析探討影響耦合模式（Yu et al., 2013; He et al., 2019），全面評估FGOALS 第二代和第三代耦合模式對熱帶太平洋氣候平均態(tài)模擬能力，認識和理解新版本耦合模式性能改進的原因和物理機理，并為未來耦合模式的持續(xù)改進和發(fā)展提供借鑒。

2 模式和數據介紹

FGOALS 各個版本是由海洋、大氣、陸面、海冰四個相互作用的分量模式組成的全球耦合氣候模式。本文評估對比了以下四個版本，分別是FGOALS-s2（后文中簡稱為s2）、FGOALS-g2（后文中簡稱為g2）、FGOALS-g3（后文中簡稱為g3）、FGOALS-f3-L（后文中簡稱為f3-L）。所有的分量模式通過耦合器 [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，交換動量，淡水通量和熱量通量，并不進行任何額外的通量訂正。各版本模式用到的分量模式版本等細節(jié)信息參見表1。使用到的變量有洋流速度、海洋位溫、凈短波輻射、凈長波輻射、潛熱通量、感熱通量、凈熱量通量和降水。在本文中，我們使用f3-L、s2、g2 、g3 月平均數據研究各個不同版本模式對海溫降水氣候態(tài)、季節(jié)循環(huán)的模擬以及雙赤道輻合帶問題的改進，模式數據的時間跨度為1985～2004 年，我們需要用到四個版本模式的historical 和AMIP 試驗（后文中簡稱為HIST 試驗和AMIP 試驗）結果。

表1 FGOALS 四個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

為了評估模式數據，本文還用到了1985～2004 年的月尺度的觀測資料或再分析資料，其中降水資料使用的是Global Precipitation Climatology Project（GPCP）（Adler et al., 2003）；海溫資料使用的是Hadley 中心的（Rayner et al., 2003）；輻射通量使用的是Objectively Analyzed air-sea Fluxes(OAflux) for the global Oceans（Yu et al., 2008）；海洋位溫和洋流速度的資料則是來自NCEP GLOBAL OCEAN DATA ASSIMILATION SYSTEM（GODAS）（Behringer and Xie, 2004），風場資料是NCEP-DOE AMIP-II Reanalysis（Kanamitsu et al., 2002）。選取1985 年至2004 年這個時間段一方面是因為衛(wèi)星觀測的輻射通量的資料時間范圍有限，另外一方面是為了同時覆蓋CMIP5 和CMIP6的試驗時段。另外，為了方便不同數據的比較，在分析比較前進行了插值操作,模式數據、觀測數據和再分析資料數據均插值到1°×1°的均勻經緯網格上。

3 赤道東太平洋年平均氣候態(tài)

圖1 給出的是海溫場和降水場的1985～2004年氣候態(tài)分布和模式相對于觀測的偏差。海溫的觀測資料來自Hadley 中心（Rayner et al., 2003），與觀測數據對比，g2 和s2 模式中對海溫的模擬偏差主要體現在兩個方面，第一是北半球中緯度地區(qū)海溫偏冷，第二是模式中存在在秘魯沿岸和向西延展的大片暖海溫偏差區(qū)。g3 中仍然在秘魯沿岸存在暖海溫偏差，范圍相較于前版本有所減??；在北半球中緯度地區(qū)海溫偏冷，但是在南半球中緯度由之前的3°C 暖偏差轉為1.5°C 的冷偏差。f3-L 中只在智利北部沿岸的小區(qū)域有海溫暖偏差，其西部洋面為冷偏差，西太平洋中緯度地區(qū)以冷偏差為主，東太平洋中緯度地區(qū)則以暖偏差為主。本文主要想要探討北美南美沿岸暖海溫偏差的成因。參與CMIP6 的兩個版本g3 和f3-L 中的暖海溫偏差和冷海溫偏差相對于參加CMIP5 的兩個模式版本都有顯著的減小。g2、s2、g3、f3-L 在（30°S～30°N，100°E～60°W）區(qū)域的均方根誤差分別是2.62°C、2.08°C、0.8°C、1.1°C。f3-L 在秘魯沿岸不存在暖偏差，而是1°C 以內的冷偏差，其均方根誤差比g3 稍微偏高的原因主要是來自于中緯度地區(qū)的冷海溫偏差。降水的觀測資料來自GPCPv2.3（Adler et al., 2003），s2、g3、f3-L、g2 在（30°S～30°N，100°E～60°W）區(qū)域的均方根誤差分別是1.86、1.65、1.48、1.43 mm d-1?？傮w來說，新一代耦合模式相對其前一代模式對海溫模擬偏差的改進十分明顯，但是對降水氣候態(tài)改善則相對比較有限，虛假的雙赤道輻合帶問題在所有版本模式都有不同程度的體現，這個問題在當代耦合模式中是一直存在的棘手問題（Mechoso et al., 1995; Delecluse et al.,1998; Stockdale et al., 1998; Latif et al., 2001; 李江龍, 2002; 張學洪等, 2003; Zhang et al., 2019）。赤道以南的降水正偏差從太平洋南海地區(qū)一直延伸到南美洲西岸，但只有f3-L 模擬的南赤道輻合帶降水正偏差位于120°W 以西，沒有延展到南美沿岸。f3-L 改善了東太平洋地區(qū)以及秘魯沿岸的降水和海溫的氣候態(tài)的模擬。另外，在觀測中，海溫暖的區(qū)域對應降水多，參加CMIP5 的g2 和s2 中在120°W以西的暖海溫偏差和降水偏多對應關系和觀測一致。g3 墨西哥沿岸的暖海溫偏差對應的卻是降水偏少，f3-L 則是在秘魯智利沿岸出現冷海溫偏差和降水偏多的對應。熱帶地區(qū)暖海溫和降水偏多這一對應關系主要是因為局地海溫主導熱帶對流系統的變化（Gill and Rasmusson, 1983），然而除了局地海溫，大氣底層的輻合也影響著熱帶降水分布（Lindzen and Nigam, 1987; Duffy et al., 2020）。 Zhou et al.（2020）就指出CMIP5/6 模式中普遍出現的冷海溫偏差對應降水偏多的錯誤模擬是由海溫經向特征的模擬偏差引起的風場輻合造成的。給出海表溫度經向方向的二階導數項的誤差（圖未給出），可以發(fā)現在模式的冷海溫對應降水偏多區(qū)域，對應的是海表溫度經向方向的二階導數項的正偏差，由此帶來風場輻合偏差和降水偏多。

圖1 1985～2004 年（a-e）海溫（單位：°C）和（f-j）降水（單位：mm d-1）的年平均氣候態(tài)（等值線）及（a-d，f-i）模式結果相對于觀測的偏差場（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 數據；（j）GPCP 數據這里用到的模式數據為耦合試驗結果。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對稱將會強迫出海溫和降水的南北不對稱。關于定量衡量降水的不對稱性，不同的學者出于不同目的定義了不同的指數。Oueslati and Bellon（2013）使用太平洋東南部的平均降水量（20°S～0°，150°W～100°W），而Hwang and Frierson（2013）使用半球降水不對稱指數，用北部（0°～20°N，0°～180°～0°）減去南部（0°～20°S，0°～180°～0°）熱帶地區(qū)的降水量，得出的差值除以熱帶平均值（20°S～20°N，0°～180°～0°）標準化。由于本文主要研究東太平洋的不對稱性，所以修改（Hwang and Frierson，2013）的指數把經度范圍縮小為110°W～90°W 定義了降水的不對稱性指數PAI 為用北部（0°～20°N，110°W～90°W）減去南部（0°～20°N，110°W～90°W）熱帶地區(qū)的降水量，得出的差值除以熱帶平均值（20°S～20°N，110°W～90°W）標準化；同理定義了海溫的不對稱性指數SSTAI。計算得到，觀測、s2、g2、g3、f3-L 的降水不對稱性指數分別是1.58、0.99、0.8、1.27、1.33，海溫的不對稱性指數分別是0.14、0.11、0.07、0.11、0.12。圖2 給出了氣候態(tài)年平均的5°S～5°N 平均的海溫經向剖面和110°E～90°W平均的海溫、降水，1000 hPa 經向風場緯向剖面。g2、g3、s2 三個版本中雨帶在赤道以南和赤道以北分別存在兩個峰值中心，關于赤道幾乎對稱，而在觀測中雨帶只有赤道以北的一個大值中心。f3-L赤道以南的雨帶減小到和觀測一致，但北側雨帶卻顯著增加（圖2a）。在g2、g3、s2 中存在太平洋東部海溫偏高、西部偏低，這會造成模擬的東西海溫梯度偏低和太平洋東部降水偏多，f3-L 顯著改善了東海岸的海溫偏高（圖2d）。f3-L 較前三個版本顯著改善了南半球的海溫偏高（圖2b），從而改善了赤道的海溫南北梯度。南北風場的模擬上，g2、g3、s2 的南風較觀測偏弱，而f3-L 的跨赤道南風較觀測偏強（圖2c）?？傮w來看，f3-L 在模擬東西海溫梯度、南北海溫不對稱性、南北降水的不對稱性等方面較前版本有明顯的改善（圖2），但是f3-L 模擬的赤道以北ITCZ 降水中心要比觀測大3～4 mm d-1，跨赤道南風也偏強。

圖2 1985～2004 年平均氣候態(tài)（a）降水場（單位：mm d-1）、（b）海溫場（單位：°C）和（c）經向風場（單位：m s-1）沿110°W～90°W平均經向分布；（d）年平均氣候態(tài)海溫場沿5°N～5°S 平均的緯向分布（單位：°C）。模式數據為耦合試驗結果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東部海溫受到三種機制的作用，第一是層云和海溫反饋機制（Li and Philander, 1996; Philander et al., 1996），海溫冷的時候有利于加強底層的穩(wěn)定性，在底層形成許多層云，減少進入海洋的短波輻射通量，維持冷海溫，這和西部太平洋地區(qū)的對流云對應暖海溫不同。第二是越赤道經向風引起的海洋上翻和海溫之間的反饋機制（Chang and Philander, 1994），冷海溫強迫的南北海溫梯度造成北風，接著引起Ekman 抽吸上翻流和冷水上翻，從而加大海溫梯度和北風。第三是風—蒸發(fā)—SST（Wind-Evaporation-SST, 簡稱WES）反饋機制（Li and Philander, 1996）。北風帶來的蒸發(fā)吸熱致冷也會加大南北海溫梯度和北風，普遍認為模式對這三種機制模擬的偏弱是導致模式中對稱性偏強的原因（Mitchell and Wallace, 1992;Nigam and Chao, 1996; Yu and Mechoso, 1999） 。

下面將討論新版本模式中的耦合機制，檢驗模式是否正確表征影響太平洋東部海溫的海氣相互作用過程。在熱帶海洋上，年平均的凈長波輻射通量大約為50 W m-2，感熱通量只有10 W m-2，兩者的空間變化都很小。潛熱通量不小于100 W m-2，所以在熱帶海洋的熱平衡中，向下的短波輻射通量和向上的潛熱通量是主要的。而模式模擬的年平均潛熱通量偏差小，所以下面研究年平均的凈短波輻射對于年平均海溫偏差的貢獻。圖3 是FGOALS四個版本HIST 試驗和AMIP 試驗凈短波輻射的氣候態(tài)分布，g3 和f3-L 相對于s2 和g2 而言，海溫和降水的平均態(tài)分布和觀測更加相近，但是實際上g3 的改進沒有f3-L 改進明顯，赤道以北雨帶和東南太平洋地區(qū)降水偏多的量級為3.5 mm d-1，這和參加CMIP5 模式的量級差不多。短波輻射正偏差沿著海岸分布的特點在海溫偏差上也有所體現，海溫和凈短波輻射在太平洋東岸均為沿海岸線向西擴展的正偏差，在北赤道輻合帶地區(qū)則都是負偏差。這兩個物理量的誤差空間分布之間的良好對應關系意味著凈短波輻射通量的偏差對海溫的偏差貢獻大。HIST 試驗的凈短波輻射正偏差的范圍和數值量級比AMIP 試驗中的凈短波輻射正偏差的范圍和數值量級更加大，AMIP 試驗中的北美南美沿岸地區(qū)存在的凈短波輻射誤差，被HIST 試驗中的海氣耦合機制的偏差進一步放大，呈現為HIST 試驗范圍更大，峰值更高的凈短波輻射偏差。所以凈短波輻射在HIST 試驗也呈現出在太平洋東海岸偏大的特點，并使這一區(qū)域出現暖海溫偏差，對降水偏差也有貢獻。很明顯，f3-L 和g3 中在東太平洋地區(qū)氣候態(tài)凈短波輻射正偏差的減少將會帶來氣候態(tài)暖海溫的改善。f3-L 中氣候態(tài)凈短波輻射正偏差比g3 中小，改善效果優(yōu)于g3。另外，赤道以北的地區(qū)凈短波輻射通量負偏差對應著這一地區(qū)雨帶降水偏多。當北赤道輻合帶降水為正偏差時，降水釋放的凝結潛熱使南北非絕熱加熱梯度增加，南風加強，從而使得越赤道經向風加強。模式模擬的經向風的強度在赤道地區(qū)和太平洋東海岸地區(qū)普遍比觀測偏強（圖2d），在太平洋中東部赤道以北地區(qū)存在狹長的南風偏差中心一直西伸至日界線附近（圖未給出），南風偏差有利于海水的蒸發(fā)和冷水上翻過程，和凈短波輻射通量造成的暖海溫偏差有一定的抵消作用。因此，除了前文提及的東南太平洋地區(qū)凈短波輻射通量正偏差減小，伴隨南風偏強的上翻和蒸發(fā)過程加強也會使得東南太平洋地區(qū)的海溫暖偏差減少。所以，f3-L 的東太平洋平均態(tài)海溫的偏差很小為正負0.5°C。g3 中凈短波輻射的暖偏差也減小了，但還是存在3°C 的海溫暖偏差。實際上，海溫和凈短波輻射通量的線性關系在太平洋西部和中部地區(qū)為負相關，在秘魯沿岸和秘魯以西大概30 個經度范圍內均為正相關（圖4）。回歸系數的峰值中心為20 W m-2K-1，位于90°W 意味著每度的海溫升溫是由20 W m-2的凈短波輻射通量引起的。厄瓜多爾和哥倫比亞沿岸和其西側20 個經度范圍的赤道地區(qū)也為正相關，g2 和g3 中為錯誤的負相關區(qū)，只有s2 和f3-L 模擬出了這一正相關區(qū)域，但s2 在太平洋中部和西部也模擬為正相關，和觀測不符。g3 中東南太平洋降水偏多的區(qū)域對應著凈短波輻射偏多的區(qū)域，且如前所述在赤道東南角區(qū)域海溫和凈短波輻射之間為負相關，錯誤的海溫輻射關系又進一步擴大了凈短波輻射的偏差，使得g3 中的暖海溫偏差和降水正偏差都比f3-L 要大。綜上，f3-L 中暖海溫偏差的減小是f3-L 所模擬凈短波輻射的氣候態(tài)偏差減小，模式模擬的經向風偏強以及模式能夠成功再現東太平洋地區(qū)海溫和凈短波輻射之間的關系等多種因素作用的結果。

圖3 1985～2004 年凈短波輻射的年平均氣候態(tài)分布（等值線，單位：W m-2）和（a-d，f-i）模式結果相對于觀測的偏差場（填色）：（a，f）FGOALS-g2；（b，g）FGOALS-s2；（c，h）FGOALS-g3；（d，i）FGOALs-f3-L；（e，j）Oaflux 觀測數據。左圖為HIST 試驗的結果，右圖為AMIP 試驗的結果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

圖4 1985～2004 年熱帶太平洋地區(qū)海表面凈短波輻射和海溫之間的線性回歸系數（單位：W m-2 K-1）：（a）觀測資料；（b）FGOALSg2；（c）FGOALS-s2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALs-f3-L。使用到的模式數據為耦合試驗結果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，除了和輻射通量有關的熱力過程，海洋熱量動力輸送過程對海溫和降水的模擬也非常重要（劉海龍等, 2004; Song and Zhang, 2009;Zhang and Song, 2010）。分析夏季上層洋流和海溫的180°E～150°W 平均的緯向截面（圖5），我們發(fā)現對應北赤道輻合帶，在觀測中，溫躍層只有10°N 一個單峰脊。脊的南側大概10°N～2°S 的區(qū)域為向東的洋流，洋流最大值為36 m s-1，中心在150 米深度處；再往南為流向西側的南赤道流，在2°S～8°有18 m s-1的大值中心（圖5a）。在g2和g3 中，2°S～6°S 也存在溫躍層脊，相對于赤道以北的脊對稱分布。關于赤道對稱的海洋溫度場導致了對稱的洋流，南赤道流局限于3°N～3°S，在本該出現流向西側的南赤道流的位置為和北赤道逆流對稱的向東的南赤道逆流。g2 和g3 中的南赤道流局限于赤道且比觀測的量級大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東輸送，加劇了模式里東南太平洋海溫偏暖，降水偏多。g3 中，0～60 米深度海洋位溫在赤道為冷偏差，在赤道以南為暖偏差。g2 中沒有出現暖偏差的原因是10°S 的西向流比觀測偏強6 m s-1，帶來的冷水上翻過程偏強一定程度上抵消了暖偏差。s2 中溫躍層深度從南到北單調遞增，在10°N～2°S 為向東的洋流，在2°S～8°S 為南赤道流，洋流和觀測一致。但是s2 中的南赤道流強度弱于觀測，冷水上翻強度不夠，所以在0～60 米在2°S～6°S 范圍內出現海溫的暖偏差。對比以上各版本模式，f3-L 在上層洋流和海溫的不對稱和上層洋流的速度的模擬上都有著很大的改進，這意味著f3-L的海洋熱量動力輸送過程改善了。首先，0～60 米海溫和觀測一致，沒有暖偏差或是冷偏差；2°S～6°S 的溫度脊幅度減小，位于2°S～6°S 的錯誤的南赤道逆流幾乎消失了，南赤道流的量級和觀測一致，中心最大值均為18 m s-1。Zhang and Song（2010）在討論了不同對流參數化方案對雙赤道輻合帶模擬偏差的影響和機理，曾提出南赤道輻合帶中部地區(qū)降水偏多通過Ekman 抽吸和風應力的改變強迫出錯誤的南赤道逆流，加劇了南赤道輻合帶地區(qū)的海溫偏暖，進一步使降水偏多。當AMIP 試驗中在南赤道輻合帶有降水的正偏差，位于4°S 的對流正偏差帶來了風場的輻合，對流中心左側為西風偏差，疊加在東風的背景場上會減弱原本的東風，減弱的東風信風一方面減弱了西向的南赤道流，另一方面和西風帶一起組成氣旋式切變，和赤道東風帶組成反氣旋式切變，對應著南側海洋冷水上翻和溫躍層抬升、表面海平面高度降低，北側下沉流和溫躍層下沉，海表高度升高，這樣北高南低的海平面高度將會導致南赤道逆流的出現，上層洋流都關于赤道對稱。南赤道逆流會把西太平洋暖水向太平洋中部地區(qū)輸送，造成太平洋中部地區(qū)的海溫暖偏差，降水正偏差進一步加強，這一反饋機制是正反饋機制，會放大AMIP 試驗中本身存在的降水誤差，使雙赤道輻合帶的問題更加嚴重。上述的模擬誤差和形成機制并不是FGOALS 所特有的，其他耦合模式也有類似的特征（Zhang et al., 2019）。在g2和g3 的AMIP 試驗中，中部南赤道輻合帶降水偏差受到上述正反饋機制的作用，在HIST 試驗中進一步擴大，而f3-L HIST 試驗的南赤道輻合帶在太平洋中部地區(qū)和AMIP 試驗相差不大（圖未給出）。s2 中的耦合試驗中的南赤道輻合帶降水偏多則更多是因為南赤道逆流強度偏弱。

圖5 1985～2004 年夏季（JJA）平均的海洋位溫（填色，單位：°C）和緯向速度（藍色等值線，虛線為向西，實線為向東，0 等值線加粗，單位：cm s-1）沿180°～150°W 平均的緯度—深度剖面：（a）GODAS；（b）FGOALS-g2；（c）FGOALS-s2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALsf3-L。這里用到的模式數據為耦合試驗結果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

總的來說，模式中東南太平洋地區(qū)海溫偏暖和降水偏多，主要是凈短波輻射通量偏大和AMIP 試驗的降水偏多導致的。其中f3-L 中凈短波輻射通量的偏差顯著減小使海溫的偏差減小，海洋熱量動力輸送過程的改善避免了f3-L 的AMIP 試驗本身具有的降水正偏差在海氣相互作用下進一步變大。這些是f3-L 的改進之處，但是同時，模式的經向風強度強于觀測，偏強的經向風誤差也減小了海溫的誤差從而減小了降水的誤差?？紤]到經向風場的偏差抵消了一部分海溫的偏差，f3-L 中海溫和降水的氣候態(tài)實際改善效果要比看上去的要小。

4 海溫和降水的季節(jié)循環(huán)

兩個新版本耦合模式中海溫和降水的季節(jié)變化改善顯著，尤其是f3-L（圖6）。觀測中，海溫年循環(huán)最大振幅位于秘魯沿岸，而在s2 和g2 兩個版本中，海溫季節(jié)循環(huán)的振幅中心顯著偏西大約20～30 個經度，而且舊版本模擬結果在秘魯沿岸存在半年循環(huán)的分量。兩個新版本g3 和f3-L 改善了在秘魯沿岸海溫年循環(huán)，呈現和觀測一致的年循環(huán)信號。f3-L 中東太平洋海溫在1～6 月為暖位相，7～12 月為冷位相，海溫信號西傳的速度也和觀測相近，但是f3-L 模擬的振幅較觀測偏弱。g3 雖然也模擬出了年循環(huán)信號，但是高估了暖位相持續(xù)時間，低估了冷位相持續(xù)時間。在90°W，暖位相出現的時間推遲了4 個月。90°W 以西的振幅也比觀測弱。比較各版本模式模擬的東太平洋地區(qū)降水的季節(jié)循環(huán)，f3-L 和g3 相比于s2 和g2 的改進主要體現在南赤道輻合帶的模擬上。這一點主要體現為位于南半球5°S～10°S 的降水正偏差的持續(xù)時間變短，正偏差的覆蓋范圍減小到局限于0°至20°S 以南。觀測中南赤道輻合帶只在春季1～4 月出現，參加CMIP5 的兩個模式中南赤道輻合帶全年持續(xù)降水偏多，并且南雨帶在3 或4 月左右跨越赤道，雙赤道輻合帶問題比較嚴重；g3 和f3-L 中南雨帶雖然量級上仍然比觀測偏多，但是g3 中南雨帶從1～9 月持續(xù)了9 個月，f3-L 中雨帶從1～6 月持續(xù)了6 個月，持續(xù)時間縮短。雖然南雨帶的季節(jié)循環(huán)有顯著改進，但f3-L 和g3 中的北赤道輻合帶4～12 月的峰值中心比觀測偏大3 mm d-1，正偏差數值比參加CMIP5 的兩個模式還要大。

圖6 1985～2004 年（a-e）赤道太平洋地區(qū)（6°N～6°S）平均海溫的時間—經度剖面（單位：°C）和（f-j）赤道太平洋地區(qū)（140°W～90°W）平均降水的時間—緯度剖面（單位：mm d-1）：（a，f）觀測；（b，g）FGOALS-s2；（c，h）FGOALS-g2；（d，i）FGOALS-g3；（e，j）FGOALSf3-L 這里用到的模式數據為耦合試驗結果.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

為進一步確定赤道東太平洋地區(qū)海溫和降水的季節(jié)變化可能和哪些因素的季節(jié)比哪部分有關，我們分別計算了海溫傾向、降水、經向風、凈短波輻射、潛熱通量和凈長波輻射通量在冷舌區(qū)域（6°N～6°S，140°W～90°W）平均的季節(jié)變化（圖7）。海溫傾向為年信號，分別在2 月達到最大值，6 月和7 月達到最小值。而FGOALS 各版本模擬的海溫傾向在春分秋分時期存在錯誤的雙峰值結構，也就是半年信號。g2、f3-L 中增溫趨勢最大的月份和觀測一致在2 月、s2 和g3 則落后觀測1 個月出現在3 月。各版本都模擬出了海溫降溫趨勢最大值所在月份6～7 月。但所有模式中的增溫趨勢和降溫趨勢都弱于觀測，這意味著所模擬的熱帶東太平洋海溫季節(jié)變化的大小將小于觀測。另外，我們發(fā)現降水的季節(jié)變化落后于海溫傾向變化1～2 個月，3 月降水達到最大值，8 月達到最小值。經向風的季節(jié)變化和降水的季節(jié)變化一致，同樣落后于海溫傾向變化一個月。環(huán)流場和降水場的季節(jié)變化更多是響應海溫場的季節(jié)變化而不是驅動這一地區(qū)海溫的季節(jié)變化。在f3-L、g3 和s2 中，模擬的夏秋季的南風分別比偏強觀測60%、55%和44%，模擬的春季的南風則弱于觀測，甚至轉變?yōu)楸憋L。夏秋季南風偏強會使海溫冷位相偏強，同理，春季南風的偏弱會使海溫暖位相偏強，所以風場的誤差在一定程度上反而會減小海溫的偏差，是有利于海溫的季節(jié)循環(huán)加強的。凈長波輻射的季節(jié)變化和海溫傾向的季節(jié)變化沒有良好的對應關系，這意味著凈長波輻射的季節(jié)變化對海溫傾向的季節(jié)變化的影響小。凈短波輻射通量在春分和秋分時期達到峰值，第一個峰值和海溫的增暖同步，在6 月和7月達到最小值，除了s2 的其他FGOALS 模式版本都很好的模擬了凈短波輻射通量的季節(jié)循環(huán)。凈短波輻射的季節(jié)變化是海溫變化的一個原因，但凈短波輻射在這一區(qū)域表現為半年信號解釋不了海溫季節(jié)循環(huán)的年信號。如果只考慮冷舌東部的區(qū)域平均，模式中所模擬的錯誤海溫的半年循環(huán)信號和降水偏多的現象會更加嚴重。在南赤道輻合帶降水偏多的區(qū)域，則發(fā)現凈短波輻射通量主導著海溫傾向的變化。潛熱通量的季節(jié)變化和海溫趨勢的季節(jié)變化位相相反，在2 月為最小值，在6 月為最大值。f3-L和g3 對潛熱通量的季節(jié)變化的模擬在量級和位相上都要和觀測更加接近，所以可以推斷f3-L 和g3中潛熱通量季節(jié)變化有利于SST 季節(jié)變化加強。因此，接下來我們將計算組成凈熱通量的各輻射通量在赤道太平洋冷舌區(qū)域（6°N～6°S，140°W～90°W）的季節(jié)循環(huán)，定量討論不同輻射通量的貢獻。

圖7 1985～2004 年赤道東太平洋地區(qū)（6°N～6°S，140°W～90°W）平均的（a）海溫傾向（單位：°C month-1）、（b）降水（單位：mm d-1）、（c）經向風（單位：m s-1）、（d）凈短波輻射通量（單位：W m-2）、（e）潛熱通量（單位：W m-2）和（f）凈長波輻射通量（單位：W m-2）的季節(jié)循環(huán)。觀測（黑色），FGOALS-s2（藍色），FGOALS-g2（紅色），FGAOLS-g3（黃色），FGOALS-f3-L（綠色），這里用到的模式數據為耦合試驗結果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

海表凈熱通量Q的季節(jié)變化在很大程度上影響著海洋混合層熱量的季節(jié)變化，主要由以下4 項組成：

其中，Qsw、Qlw、Qsh、Qlh分別是凈短波輻射通量、凈長波輻射通量、感熱通量和潛熱通量。在熱帶太平洋區(qū)域，Qsw的數值最大，太平洋西岸是半年循環(huán)信號，在太平洋東岸是年循環(huán)信號，以110°W為界，西側在春分和秋分達到最大值，在夏至和冬至達到極小值，和一年中太陽的南北移動有關。觀測短波輻射季節(jié)變化更強且主要位于秘魯沿岸（圖8a），海溫和凈短波輻射在東太平洋為正相關，在西太平洋為負相關（圖4a），東太平洋海溫低于西太平洋。海溫和凈短波輻射之間的關系是分別不利于東太平洋海溫偏冷和西太平洋暖池的維持的，但卻有利于誤差的減小，因為東太平洋海溫偏低對應低云云量偏少，凈短波輻射增多，冷海溫則沒有那么冷。一旦東太平洋海溫偏暖出現海溫暖偏差，將造成低云云量增多，進入海洋的凈短波輻射則減少，海溫暖偏差將減少，西太平洋同理。而如果模擬的東太平洋關系反相為負相關，海溫暖偏差帶來海溫暖偏差帶來低云云量減少，進入海洋的凈短波輻射增加，海溫暖偏差增加。綜上，海溫—凈短波輻射關系一方面的作用是維持海域海溫，同時這一關系錯誤的顛倒反相則會放大模式中的海溫誤差和凈短波輻射偏差。圖4 中，g2 和g3 在東太平洋將這一關系模擬反相，對應東太平洋凈短波輻射偏差大，而s2 中是西太平洋反相，則對應西太平洋凈短波輻射偏差大。首先對比HIST 試驗和觀測，四個版本耦合模式凈短波輻射存在顯著誤差，觀測短波輻射年循環(huán)最大振幅在秘魯沿岸，模式均顯著偏西，且振幅偏弱，這是耦合模式SST 季節(jié)變化誤差的主要原因。而新舊版本相比，無論是AMIP 還是耦合模式的短波輻射季節(jié)循環(huán)沒有明顯改進（圖9），位相和實際觀測存在明顯差異。新版本海溫的季節(jié)循環(huán)較舊版本季節(jié)循環(huán)有改進，但是新舊版本模擬的凈短波輻射季節(jié)循環(huán)卻改善甚微，這說明海溫的季節(jié)循環(huán)改進的主要原因顯然不是短波輻射。觀測的感熱通量分別在1 月達到極小值，9 月達到極大值，對應赤道地區(qū)海洋在冬季釋放熱量，在夏季吸收熱量。在太平洋東海岸，f3-L 對感熱通量季節(jié)循環(huán)的模擬基本和觀測一致。但是感熱通量的數值量級過小，也不太可能是模式改善的原因。凈長波輻射通量在太平洋東岸的模擬位相完全顛倒，應該是正位相的地區(qū)模式模擬為負位相，而應該是負位相的地區(qū)模式模擬則為正位相。但長波輻射和海溫的季節(jié)變化位相相反，位相的顛倒反而有利于模擬的海溫的季節(jié)變化和觀測趨于一致，所以長波輻射同樣也不是造成SST 海溫偏差的主要原因。

圖8 1985～2004 年赤道太平洋地區(qū)（6°N～6°S）平均凈短波輻射通量（單位：W m-2）的經度—時間剖面：（a）觀測；（b）FGOALS-s2；（c）FGOALS-g2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALS-f3-L。這里用到的模式數據為耦合試驗結果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

圖9 同圖8，但為AMIP 試驗結果Fig. 9 The same as Fig. 8, but for AMIP experiments

g2 中潛熱通量虛假的半年循環(huán)信號導致了海溫半年信號強于年信號。在s2 中，潛熱通量季節(jié)變化和觀測反相，抵消了短波輻射的偏差，風場的季節(jié)變化和觀測相比也是四個版本中最強，風場偏強同樣抵消了短波輻射的偏差，但是潛熱通量為錯誤的半年信號，所以模擬海溫的年信號并不明顯。可以看到FGOALS 新舊版本之間最顯著的差異在于潛熱通量，新版本潛熱通量的年循環(huán)振幅顯著增加（圖10），增加的主要原因在于經向風年循環(huán)振幅增加。f3-L 和g3 中經向風年循環(huán)振幅相較于觀測分別增加了60%和40%，潛熱通量位相和觀測一致，但年循環(huán)振幅因經向風年循環(huán)振幅的增加而顯著增加了260%和180%。因此，新版本SST年循環(huán)改進的主要原因是經向風年循環(huán)振幅強。新版本經向風的誤差實際上是增加的，但是經向風的誤差抵消了短波輻射的誤差，尤其在秘魯沿岸8～12 月的觀測中凈短波輻射是負值，但是在g3、f3-L 中為錯誤的正值，與此同時f3-L、g3 中潛熱的負值的量級比觀測偏大，抵消了這一錯誤的正偏差，使得最終的SST 年信號變強，整體的季節(jié)變化看上去更接近觀測。

圖10 1985～2004 年赤道太平洋地區(qū)（6°N～6°S）平均潛熱通量（單位：W m-2）的經度—時間剖面：（a）OAflux 觀測數據；（b）FGOALSs2；（c）FGOALS-g2；（d）FGOALS-g3；（e）FGOALS-f3-L。赤道太平洋地區(qū)（140°W～90°W）平均1000 hPa 經向風（單位：m s-1）的緯度—時間剖面：（f）NCEP 再分析資料；（g）FGOALS-s2；（h）FGOALS-g2；（i）FGOALS-g3；（j）FGOALS-f3-L 這里用到的模式數據為耦合試驗結果。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 討論和結論

本文對比評估了大氣物理研究所最近發(fā)展的兩代FGOLAS 耦合模式對熱帶太平洋氣候平均態(tài)的模擬能力，特別是參加CMIP6 試驗的兩個版本f3-L 和g3 相較于參加CMIP5 試驗的兩個版本g2 和s2 的改進之處，及其原因。為進一步討論耦合模式偏差的來源，本文還對比了耦合試驗和相應大氣模式AMIP 數值試驗的結果，對海溫、降水的平均態(tài)和季節(jié)循環(huán)進行了誤差歸因。

總體說來，在熱帶太平洋區(qū)域新版本耦合模式f3-L 和g3 的氣候態(tài)偏差都顯著減小了，g2、s2、g3、f3-L 的均方根誤差分別是2.62°C、2.08°C、0.8°C、1.1°C，海溫的不對稱指數分別是0.14、0.11、0.07、0.1、0.12。f3-L 中緯度冷偏差略大于g3，所以均方根誤差稍微大于g3。結合不對稱性指數總的來看，f3-L 對熱帶地區(qū)海溫平均態(tài)的模擬最接近觀測，而海溫改善是因為AMIP 試驗的凈短波輻射誤差減小了。耦合試驗中的凈短波輻射誤差和AMIP 試驗的凈短波輻射誤差的空間分布相似，在秘魯沿岸、墨西哥沿岸和美國西海岸是正偏差，在太平洋中部大部分地區(qū)為負偏差，AMIP 試驗里的這些誤差經過海氣相互作用關系，在耦合試驗中進一步擴大，成為HIST 實驗中海溫偏差的主要來源。觀測、s2、g2、g3、f3-L 的降水不對稱指數分別是1.58、0.99、0.8、1.27、1.33，在東西海溫梯度、南北海溫不對稱性、南北降水的不對稱性等方面，f3-L 較前版本有明顯的改善。另外，f3-L 還比較好地模擬了東西太平洋地區(qū)不同的海溫和凈短波輻射之間的關系以及海洋上表層洋流分布和海溫垂直廓線，從而改善了海洋熱量動力輸送過程，避免了f3-L 的AMIP 試驗本身具有的降水正偏差在海氣相互作用下進一步變大。g3 改善不明顯的原因是秘魯沿岸的凈短波輻射正偏差比f3-L 大，導致海溫暖偏差大；而且赤道地區(qū)海溫和短波輻射的正相關關系模擬錯誤，中東太平洋的負相關對應著短波輻射偏高時海溫偏低，擴大了海溫冷偏差。g3中南赤道流強度偏強使赤道地區(qū)海溫偏冷，2°S～6°S 的南赤道逆流把西太平洋暖水往中東太平洋輸送，加劇了東南太平洋的暖海溫偏差。雖然新一代耦合模式相對其前一代模式對海溫模擬偏差的改進十分明顯，但是對降水氣候態(tài)改善則相對比較有限，s2、g3、f3-L、g2 的均方根誤差分別是1.86、1.65、1.48、1.43 mm d-1。四個版本模式赤道以北ITCZ降水中心要比觀測大，g3、f3-L 中降水比觀測偏多4 mm d-1，對流降水帶來的凝結潛熱釋放加強了南北非絕熱加熱梯度，越赤道南風加強，冷水上翻和蒸發(fā)加強將會導致抵消一部分因為凈短波輻射偏大帶來的海溫偏暖?？偟膩碚f，海溫平均態(tài)的改善由模式中凈短波輻射和海洋動力輸送過程的改善導致，但是其中有一部分是由于經向風比實際觀測偏強的錯誤模擬。

兩個新版本耦合模式中海溫和降水的季節(jié)變化改善主要體現在秘魯沿岸（110°W～80°W）海溫年循環(huán)信號上，尤其是f3-L。在舊版本模式中秘魯沿岸海溫是和觀測不一致的半年循環(huán)信號。另外，新版本中南赤道輻合帶正偏差的持續(xù)時間變短，占據范圍變小。在不同的海域，主導海溫傾向變化的因素不同。在東南太平洋地區(qū)，環(huán)流場和降水場落后于海溫場，所以它們的季節(jié)變化更多是響應海溫場的季節(jié)變化而不是驅動。凈短波輻射的季節(jié)變化是海溫變化的一個原因，但在這一區(qū)域表現為半年信號解釋不了海溫季節(jié)循環(huán)的年信號。凈短波輻也解釋不了海溫的年信號改進，因為新版本海溫的季節(jié)循環(huán)較舊版本季節(jié)循環(huán)有改進，但是新舊版本的凈短波輻射的季節(jié)循環(huán)卻改善甚微。凈長波輻射和海溫的季節(jié)變化位相相反，位相的顛倒反而有利于模擬的海溫的季節(jié)變化和觀測趨于一致。f3-L 和g3 中經向風年循環(huán)振幅相較于觀測分別增加了60%和40%，潛熱通量的年循環(huán)振幅因此相對觀測顯著增加260%和180%，增強了SST 年循環(huán)信號。新版本經向風的誤差實際上是增加的，但是從對海溫平均態(tài)和季節(jié)變化的模擬來說，由經向風和短波輻射引起的誤差在一定程度上相互抵消，最終使得模式的海表溫度更接近觀測。g2 和s2 中潛熱通量為錯誤的半年循環(huán)，這是模擬的海溫中半年信號強于年信號的重要原因。

很多研究指出單獨大氣模式的誤差對耦合模式的熱帶模擬偏差起主導作用，本文的分析和之前許多工作的結論是一致的，耦合試驗中的海溫偏差很大程度上來自AMIP 試驗的凈短波輻射誤差。值得注意的是，模擬結果的改善，可能存在“負負得正”的現象，即是由不同過程的偏差會相互抵消造成的，因此對于結果的改善需要認真分析其中的物理過程。經向風偏大帶來的冷水上翻和蒸發(fā)會抵消一部分氣候態(tài)海溫暖偏差，并且經向風場年循環(huán)振幅偏強導致的潛熱通量年循環(huán)偏強同樣也會加強海溫的年信號，但是卻不意味著實際上模式對相關過程有改進。此外，本文主要針對東太平洋地區(qū)海溫和降水的季節(jié)循環(huán)分析了凈熱通量各輻射通量的誤差，海洋動力過程對偏差的形成作用似乎不大，但其影響是否重要有待未來進一步研究，特別是需要與OMIP 試驗結果進行對比，進一步討論海洋模式偏差的作用，但是限于篇幅，留待以后再做深入討論。

致謝 感謝大氣物理研究所李立娟研究員與本文作者的討論。