陳思宇，喬方利，黃傳江，宋振亞

( 1. 中國海洋大學(xué) 海洋與大氣學(xué)院，山東 青島 266100；2. 自然資源部第一海洋研究所，山東 青島 266061；3. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實(shí)驗室 區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實(shí)驗室，山東 青島 266237；4. 自然資源部海洋環(huán)境科學(xué)與數(shù)值模擬重點(diǎn)實(shí)驗室，山東 青島 266061)

1 引言

上層海洋在全球氣候系統(tǒng)中起著至關(guān)重要的作用。海洋上混合層具有溫度、鹽度及密度在垂直方向上幾近相同的特點(diǎn)?；旌蠈邮巧蠈雍Ｑ蟪浞滞牧骰旌线^程的表現(xiàn)。水體、動量、能量通過海洋上混合層與大氣進(jìn)行交換，提供了海洋中幾乎所有運(yùn)動的能量來源，并直接影響到氣候系統(tǒng)[1]。海洋混合層深度是由海洋混合的強(qiáng)度所直接決定的。但是，包括海洋環(huán)流模式、氣候耦合模式及地球系統(tǒng)模式在內(nèi)的數(shù)值模式對海洋上混合層及海洋混合的模擬均存在顯著的偏差[2-6]。其中，對海洋混合模擬的偏差主要表現(xiàn)為模擬的冬季混合過強(qiáng)[7]，而夏季模擬的混合嚴(yán)重偏弱。參加第3次國際耦合模式比較計劃（Coupled Model Intercomparison Project Phase 3, CMIP3）的數(shù)值模式普遍過高地模擬了海洋上混合層的混合強(qiáng)度[8-11]。雖然將一些物理過程耦合進(jìn)氣候模式以期解決這一問題[12-14]，但參加第5次國際耦合模式比較計劃（CMIP5）的數(shù)值模式仍沒有解決這一問題。

浪致混合能有效地改善夏季混合層模擬過淺[5-6,15]以及亞熱帶地區(qū)冬季混合層模擬過深的問題[16]。這表明，浪致混合對于海洋上層并不是單調(diào)地增加混合強(qiáng)度。由于混合層深度具有明顯的季節(jié)性變化特點(diǎn)[5]，因此對混合的研究也應(yīng)分為夏季與冬季討論。在對混合層研究中發(fā)現(xiàn)冬季混合層深度比夏季要深得多[5-6,12,16]，這主要由于冬季受冷對流的影響，導(dǎo)致海洋的垂向混合比夏季強(qiáng)得多。因此，冬季混合的強(qiáng)度對全年平均的影響更為顯著。

亞熱帶海域（緯度在20°～40°之間）作為熱帶與高緯度地區(qū)的連接地帶，對氣候系統(tǒng)有著至關(guān)重要的作用[16]。相比于熱帶地區(qū)，亞熱帶地區(qū)的冬、夏分明，更適合研究混合強(qiáng)度的季節(jié)變化。同樣具有明顯冬、夏之分的高緯度地區(qū)，情況則比較特殊：北半球大西洋高緯度地區(qū)大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流區(qū)域具有獨(dú)特的物理特性，其中拉布拉多海冬季混合層能達(dá)到1 000 m以上[17]；南半球高緯度地區(qū)即南大洋海域的混合受南極繞極流及子午向環(huán)流等因素的影響情況也較為復(fù)雜[18]。南、北半球的高緯度地區(qū)由于地理分布的不同，影響混合的物理機(jī)制也不盡相同。本文將聚焦亞熱帶地區(qū)，利用自然資源部第一海洋研究所地球系統(tǒng)模式（FIO-ESM）的數(shù)值實(shí)驗來分析浪致混合對亞熱帶地區(qū)冬季海洋混合強(qiáng)度模擬的影響及機(jī)制。

2 模式及數(shù)據(jù)

2.1 CMIP5模式數(shù)據(jù)介紹

CMIP5包含了目前世界上大部分氣候模式，代表了氣候模式研究的當(dāng)時最高水平。本文使用了1986-2005年20年的歷史時期模擬結(jié)果，所涉及的氣候模式如表1所示，這45個氣候模式的研發(fā)者來自世界不同科研機(jī)構(gòu)。總體來看，CMIP5模式的分辨率、參數(shù)化過程以及模擬能力相對于上一代氣候模式均有所提高，但仍存在一些共性問題：海洋垂向混合不論CMIP3還是CMIP5的模擬都普遍偏強(qiáng)，海洋層結(jié)普遍偏弱等。CMIP5每個模式有多個集合數(shù)，本文使用的多模式數(shù)據(jù)為歷史實(shí)驗r1i1p1中20年（1986-2005年）的月平均輸出結(jié)果，使用的所有模式結(jié)果在計算前均通過雙線性插值到了統(tǒng)一網(wǎng)格上。

2.2 FIO-ESM模式簡介及數(shù)值實(shí)驗設(shè)計

FIO-ESM是全球地球系統(tǒng)模式，由氣候系統(tǒng)模式和碳循環(huán)模式兩部分組成，本研究的數(shù)據(jù)主要來自于氣候系統(tǒng)模式。FIO-ESM氣候系統(tǒng)模式包括了大氣、陸面、海洋、海冰和海浪5個動力分量模式，采用了Qiao等[15]發(fā)展的非破碎浪致混合方案將海浪分量模式首次耦合到地球系統(tǒng)模式中。本文中使用的模式版本為FIO-ESM v1.0版本。其中大氣分量模式為CAM3（Community Atmosphere Model Version 3）；陸面分量模式為通用陸面過程模式CLM3.5（Common Land Model Version 3.5）；海洋分量模式為 POP2.0（Parallel Ocean Program Version 2）；海冰分量模式為CICE4（Los Alamos National Laboratory Sea Ice Model Version 4）；海浪模式是我國自主研發(fā)的MASNUM模式。

大氣分量模式CAM3采用譜動力框架，水平分辨率約為2.875°，垂向分為26層；陸面過程模式CLM3.5水平分辨率與大氣模式相同，陸面模式包括了水文循環(huán)過程；海洋模式的水平分辨率為 1°×0.27°～1°×0.54°，垂直方向采用 z坐標(biāo)分為 40 層，該海洋模式上200 m分為14層，采用KPP垂直混合方案；海冰分量模式為CICE4，水平分辨率與海洋模式分量相同；海浪模式水平分辨率為2°×2°，波向分辨率為30°。

在FIO-ESM模式中，海浪的作用直接體現(xiàn)在海洋環(huán)流模式中，浪致混合會改變海洋模式模擬的垂向結(jié)構(gòu)，通過耦合過程將海浪的影響傳遞給其他分量模式。在進(jìn)行海浪耦合時，首先利用大氣模式得到10 m風(fēng)速，經(jīng)耦合器傳遞給海浪模式；隨后，海浪模式利用風(fēng)場數(shù)據(jù)計算出波浪的波數(shù)譜，依據(jù)非破碎浪致混合的計算公式得出浪致混合系數(shù)（Bv）（式（1））；最后，將日平均Bv經(jīng)耦合器傳遞給海洋環(huán)流模式，分別迭加到動量控制方程中的垂向黏性系數(shù)和溫度、鹽度控制方程中的垂向擴(kuò)散系數(shù)中，通過改變海洋環(huán)流模式的原垂向混合方案，將海浪的作用耦合進(jìn)氣候模式之中。

本文通過有浪及無浪兩個數(shù)值實(shí)驗對比分析浪致混合對亞熱帶海洋混合過程的影響，并分析其機(jī)制。其中有浪實(shí)驗參加了CMIP5國際氣候模式比對計劃，選取參加歷史實(shí)驗的20年結(jié)果（1986-2005年）。無浪模式與有浪模式完全相同，僅將浪致混合作用關(guān)閉。

2.3 觀測數(shù)據(jù)

本文選用英國Hadley中心的“EN”溫度數(shù)據(jù)的第4 版（EN4；https：//www.metoffice.gov.uk/hadobs/）作為上層海洋溫度的觀測數(shù)據(jù)。該數(shù)據(jù)集提供了1900年至今的溫、鹽資料，本文使用了與模式相同時間段（1986-2005年）的溫度數(shù)據(jù)作為觀測數(shù)據(jù)與模式數(shù)據(jù)進(jìn)行對比。

表1 CMIP5中45個氣候模式情況Table 1 The details of the 45 models of the CMIP5

續(xù)表 1

3 結(jié)果分析

3.1 CMIP5對冬季亞熱帶地區(qū)混合模擬的偏差

本文研究海區(qū)為亞熱帶海域（緯度在20°～40°之間），作為熱帶與高緯度地區(qū)的連接地帶，對氣候系統(tǒng)有著至關(guān)重要的作用[16]。我們首先評估參加CMIP5比對計劃中45個模式對于海洋混合模擬的情況。

海洋混合與海洋層結(jié)相輔相成，當(dāng)層結(jié)越強(qiáng)時海洋混合越弱；反之，層結(jié)越弱則海洋混合越強(qiáng)。我們采用與Kuhlbrodt和Gregory[7]相同的方法，用每一深度海水溫度與海表面溫度（SST）的差來表征層結(jié)的強(qiáng)弱，如圖 1所示。由 Sallée等[18]及 Chen等[16]的溫度穩(wěn)定度的定義可知，南、北兩個半球的亞熱帶地區(qū)的冬季上層2 000 m，觀測的結(jié)果比大部分模式模擬的穩(wěn)定度高，也就是說CMIP5中大部分模式模擬的層結(jié)強(qiáng)度偏弱，多模式平均的結(jié)果也明顯弱于觀測結(jié)果。偏弱的層結(jié)對應(yīng)于混合偏強(qiáng)。

3.2 浪致混合對冬季亞熱帶地區(qū)混合模擬的影響及機(jī)制

傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為在原有混合參數(shù)化方案基礎(chǔ)上，增加浪致混合會使海洋混合率增加。但Chen等[16]最新的研究指出，浪致混合通過改變層結(jié)強(qiáng)弱可以使亞熱帶地區(qū)冬季混合層變淺。我們用與圖1相同的方法評估浪致混合對上層2 000 m海洋層結(jié)強(qiáng)弱的影響，結(jié)果如圖2所示。從圖中可以看出浪致混合可以使上2 000 m海洋的層結(jié)輕微的增加，但是由于坐標(biāo)范圍很大，該差異看起來并不明顯。

圖1 CMIP5中45個模式模擬的南、北半球冬季亞熱帶地區(qū)上層海洋（2 000 m）平均層結(jié)強(qiáng)弱及多模式平均結(jié)果與觀測結(jié)果的比較Fig. 1 The averaged stratification in the subtropical regions of North Hemisphere and South Hemisphere during the boreal and austral winters from the 45 CMIP5 models, multi-model mean,and observations

圖2 浪致混合對南、北半球冬季亞熱帶地區(qū)上層海洋（2 000 m）平均層結(jié)強(qiáng)弱的影響Fig. 2 The simulation of the averaged stratification in the subtropical regions of North Hemisphere and South Hemisphere for the cases with and without surface wave-induced mixing

圖3 多模式模擬的層結(jié)強(qiáng)度與實(shí)際觀測強(qiáng)度偏差（MMM-Ob）和浪致混合貢獻(xiàn)的偏差（Bv-noBv）的比較Fig. 3 The difference of the multi-model mean and the observations (MMM-Ob) compared with the contribution of the surface wave-induced mixing (Bv-noBv)

為了更好地對比模擬與觀測偏差及浪致混合的作用，我們將多模式模擬結(jié)果與觀測結(jié)果求取差值，同時將有浪實(shí)驗的結(jié)果與無浪實(shí)驗的結(jié)果做差，將兩個差進(jìn)行對比（圖3）可以看出，多模式的平均結(jié)果與觀測結(jié)果的差為正（圖3藍(lán)色區(qū)域），北半球在0～2.2℃之間，平均值為1.63℃；南半球在0～1.0℃之間，平均弱，也就是說其模擬的混合強(qiáng)度大于觀測結(jié)果。浪致混合在100 m以深也可以增強(qiáng)層結(jié)，有浪模式的結(jié)果與無浪模式結(jié)果的差在北半球為-0.3～0℃，平均值為-0.11℃；在南半球為-0.2～0℃，平均值為-0.13℃。這說明，將浪致混合耦合進(jìn)數(shù)值模式后增加了上層2 000 m海洋的穩(wěn)定度，即增加了層結(jié)強(qiáng)度。

在層結(jié)海洋中，混合系數(shù)可表示為

圖4給出了有浪實(shí)驗與無浪實(shí)驗?zāi)M的上層海洋混合率的變化（圖中只給出了上層300 m，主要是由于在300 m以下混合系數(shù)變化較?。?。從圖中可以看出，增加的層結(jié)強(qiáng)度必然導(dǎo)致混合率的降低，除了在表層很淺的10 m深度內(nèi)及20°～30°S緯度區(qū)間內(nèi)100 m深度處混合率有所增加外，整個上層海洋混合率均有所下降。無浪實(shí)驗?zāi)M的北半球上2 000 m的混合率平均值為227 cm2/s，而有浪實(shí)驗?zāi)M的結(jié)果為178 cm2/s，浪致混合使北半球冬季亞熱帶地區(qū)混合率降低了21.6%。無浪實(shí)驗?zāi)M的南半球上2 000 m的混合率平均值為189 cm2/s，而有浪實(shí)驗?zāi)M的結(jié)果為165 cm2/s，浪致混合使北半球冬季亞熱帶地區(qū)混合率降低了12.7%。浪致混合使冬季亞熱帶海域混合率變?nèi)?，表明浪致混合并不僅是單純增強(qiáng)混合，而且通過調(diào)制海洋的溫、鹽垂向結(jié)構(gòu)來影響海洋的垂向混合。當(dāng)后者作用大于前者時，就會出現(xiàn)加入浪致混合反而使得整體混合變?nèi)醯那闆r。

上層海洋熱含量的變化是影響上層海洋層結(jié)強(qiáng)弱的主要因素[7,16]，因此我們從上層海洋溫度入手來分析浪致混合使上層海洋層結(jié)及混合強(qiáng)度變化的機(jī)制。圖5給出的是有浪實(shí)驗與無浪實(shí)驗?zāi)M的溫度差。從圖中可以看出，除南、北緯30°左右200～300 m深度有0.05℃的降溫外，浪致混合使整個冬季亞熱帶上層2 000 m海洋溫度增加，最大可達(dá)0.3℃。增加的溫度使上層海洋穩(wěn)定度增加，使得海洋層結(jié)增強(qiáng)，海洋的垂向混合率降低。

圖5 有浪實(shí)驗與無浪實(shí)驗?zāi)M的海洋溫度差（單位：℃）Fig. 5 The difference of temperature between the cases with and without surface wave-induced mixing (unit： ℃)

浪致混合只能重新分配熱量，但不能產(chǎn)生熱量。同時，Chen等[16]指出，浪致混合對凈熱通量的影響不大。圖6給出的是浪致混合引起的氣候態(tài)月平均的全年上層海洋溫度變化。從圖中可以看出，在南、北半球的夏季，浪致混合通過增加表層混合，使表層降溫，次表層升溫。這一部分熱量被儲存在海洋中并遺留到冬季，使整個上層海洋溫度增加。因此，冬季上層海洋溫度的增加主要來自夏季次表層增溫的遺留。

4 結(jié)論

圖6 南、北半球浪致混合引起的氣候態(tài)月平均的上層海洋（0～2 000 m）溫度變化Fig. 6 The difference of climatological monthly averaged temperature of the upper ocean (0-2 000 m) in both the North Hemisphere and South Hemisphere for the cases with and without surface wave-induced mixing

本文通過對比CMIP5中45個氣候模式模擬結(jié)果與觀測結(jié)果發(fā)現(xiàn)：現(xiàn)有氣候模式對于亞熱帶地區(qū)冬季海洋層結(jié)的模擬偏弱，標(biāo)志著模擬的海洋垂向混合過強(qiáng)。為了評估浪致混合對該海域冬季混合模擬的影響，基于FIO-ESM v1.0地球系統(tǒng)模式設(shè)計了一組對比實(shí)驗。通過對比有浪及無浪兩組實(shí)驗1986-2005年20年模式數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)浪致混合可以使亞熱帶地區(qū)冬季海洋層結(jié)增強(qiáng)。多模式模擬與觀測結(jié)果偏差相比，浪致混合使亞熱帶地區(qū)冬季海洋層結(jié)強(qiáng)度在南、北半球分別改善了23%及7%。增強(qiáng)的層結(jié)會抑制混合，使海洋垂向混合率降低。浪致混合使北半球冬季亞熱帶地區(qū)混合率從無浪實(shí)驗的227 cm2/s降低到178 cm2/s，降低了21.6%；南半球冬季亞熱帶地區(qū)混合率從無浪實(shí)驗的189 cm2/s降低到165 cm2/s，降低了12.7%。

浪致混合對冬季亞熱帶地區(qū)層結(jié)及混合率的影響主要是通過調(diào)制上層海洋的溫、鹽垂向結(jié)構(gòu)實(shí)現(xiàn)的。浪致混合使整個亞熱帶冬季上層2 000 m海洋溫度增加，最大增加0.3℃。增加的溫度使上層海洋穩(wěn)定度增加，層結(jié)增強(qiáng)，混合率降低。而冬季上層海洋的增溫主要來自于夏季次表層增溫的遺留項。

通過本文的分析可以發(fā)現(xiàn)，浪致混合不僅通過直接增加數(shù)值模式中的垂向混合，而且它還能通過調(diào)制上層海洋的溫、鹽垂向結(jié)構(gòu)反過來影響海洋的混合率。在冬季亞熱帶海域，后者的作用更大。因此，二者的綜合作用使得冬季海洋垂向混合減弱，最終使得數(shù)值模式模擬的層結(jié)及混合率均得到改善。