大洋环流和海气相互作用的数值模拟.doc

1、1大洋环流和海气相互作用的数值模拟（研究生课程讲义第二稿）中国科学院大气物理所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室（LASG)全球海气耦合模式课题组2007 年 9 月2大洋环流和海气相互作用的数值模拟前 言张学洪 ()“大洋环流和海气相互作用的数值模拟”是中国科学院大气物理研究所（IAP）大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点试验室（LASG）全球海气耦合模式课题组集体开设的一门研究生课程，可以看作“气候数值模拟”的入门课程之一。自上世纪 80 年代末以来，这个课题组一直从事于 LASG/IAP 大洋环流数值模式和海洋大气耦合模式的发展、改进、应用和评估等方面的研究工作，这个过程是和

2、课题组成员对大洋环流和海气相互作用的观测事实和动力学理论的学习和理解相结合进行的。Robert, H. Stewart 在他的 Introduction to Physical Oceanography一书中说： “Data, numerical models, and theory are all necessary to understand the ocean. Eventually, an understanding of the ocean-atmosphere-land system will lead to predictions of future states of the

3、system”（图 P1） 。的确，在海洋大气耦合系统的研究中，观测、理论和数值模式三者是缺一不可的，而“understanding”则是整个链条的核心环节。我们自己的经验也表明，模式发展一定要和观测、理论研究相结合，模式进步的基础在于“understanding” 。所以，本课程的侧重点虽然是“数值模拟” ，但也力图将观测和理论结合进来，以期选修本课程的研究生（无论他们将来从事模式发展还是模式应用）在学习有关入门知识的同时，也能对以上的道理有所领悟。图 P1. 观测、数值模式、理论、 “understanding”和预测之间的关系（引自 Stewart,2004）本课程设计的思路是：利用海洋

4、环流模式和海气耦合模式的模拟结果，结合观测资料，诠释大洋环流和海气相互作用的基本概念和动力学理论，重点分析当代气候数值模拟中几个受关注程度较大的问题，同时介绍有关模式设计和模式评估的初步知识。课程包括以下十二讲：第一讲 热带太平洋 SST，赤道流系，温跃层和海表高度3第二讲 风生环流的 Sverdrup 理论第三讲 风应力，热通量，淡水通量第四讲 大洋环流模式设计初步第五讲 海洋模式中的参数化过程第六讲 云对海气相互作用的影响第七讲 ENSO 的数值模拟第八讲 印度尼西亚贯穿流的模拟第九讲 中高纬度海气相互作用第十讲 大洋热盐环流第十一讲 海冰及其数值模拟第十二讲 全球变暖的模拟其中，第一、二

5、、六、七讲侧重讨论热带太平洋的问题，特别是和 ENSO有关的海洋环流和海气相互作用问题，这里热带太平洋通常是指太平洋在30N30S 之间的部分（图 P2） 。第八讲介绍从热带太平洋到印度洋的输送，即印度尼西亚贯穿流。第九讲讨论中高纬度海气相互作用和热带海气相互作用的区别和联系。第十讲（热盐环流） 、第十一讲（海冰）和第十二讲（全球变暖）讨论的问题有很强的相互关联，它们都将涉及到中高纬海洋，特别是北大西洋、北冰洋和南大洋（图 P2） 。第三、四、五讲介绍有关大洋环流模式的基础知识。图 P2. 大洋的划分（基于 Levitus (1982) 的 Fig. 122） 。赤道附近的西太平洋和印度洋是连

6、通的，它们的分界线取在澳大利亚以北 130E 附近，大致在阿拉弗拉海（Arafura Sea，属西太平洋）和帝汶海（Timor Sea，属印度洋）之间（详见第八讲） 。南半球中高纬度是三大洋相互联系的通道，称为南大洋 ，除南太平洋东部外，南大洋的北界大部位于 3842S 之间（刘改有，1989） 。南太平洋和南大西洋的分界线位于 6716W，即通过南美洲合恩角（Cape Horn）至南极大陆的经线；南太平洋和南印度洋的分界线位于 14615E，即通过塔斯马尼亚（Tasmania）岛东南角至南极大陆的经线；图中给出的是它们的大致位置。4北冰洋（Arctic Sea）和北大西洋之间以北极圈（66

7、33 39）为界（详见第十一讲） 。这份讲义是在 2006 年讲义（第一稿）的基础上修改和补充而成的，可以为选修这门课的研究生提供一份涵盖课程基本内容的参考材料。为使其在教学实践中得到不断改进，热诚欢迎读者的批评、指正和提出修改建议。参考文献Stewart, R.H., 2004: Introduction to Physical Oceanography, pdf version, available at http:/www-ocean.tamu.edu/education/common/notes/PDF_files/book_pdf_files.html.Levitus, S., 19

8、82: Climatological Atlas of the world Ocean, NOAA Professional Paper 13, U.S. Government Printing Office, Washington, D.C., 173pp.刘改有，1989：海洋地理，北京师范大学出版社，313 页。5大洋环流和海气相互作用的数值模拟第一讲 热带太平洋 SST，赤道流系，温跃层和海表高度张学洪 ()1.1. 热带太平洋 SST热带海洋是大气水分的主要来源，向大气提供热量的主要方式是蒸发潜热，而水汽凝结释放潜热对大气环流（全球风系）有重要的驱动作用。反过来，风又可以通过驱动洋流

9、和控制海气热交换来影响海面温度（SST）。由于 SST 在很大程度上控制着海洋向大气输送水分的空间分布和强度，它本身又受到海气相互作用的强烈影响，因而成为联结大气和海洋的最重要的变量。对于气候模式来说，SST 是单独大气模式 的下边界条件，也是检验海洋模式和海气耦合模式能力的第一指标。因此，关于海洋环流和海气相互作用的讨论可以从了解SST 开始。图 1.1. 热带太平洋年平均 SST 和风应力（SST 单位：C；风应力单位：dyn/cm2. 资料来源： da Silva et al., 1994）图 1.1 是热带太平洋年平均 SST 和风应力的气候分布，主要的暖水区是 西太平洋暖池（warm

10、 pool）和热带辐合带（ITCZ） ，主要的冷水区位于太平洋东岸，其中从秘鲁沿岸向赤道伸展的冷舌（cold tongue）和西太平洋暖池形成鲜明的对比，赤道暖池区的 SST 比冷舌区高 3C 以上。为了了解造成暖池和冷舌差别的原因，我们来考察海水位温方程和相应的海表边界条件：(1.1)zTzwyTvxutT(1.2)Qc1zp0其中 T 是海水的位温， u, v, w 是洋流速度的三个分量， 是垂直湍流扩散系数，0 和 cp 分别是海水的密度和定压比热，Q 是净的海表热通量（向下为正） 注1 。6略去局地变化项，利用海表边界条件可得到海洋表层的热平衡方程： z1po1 TzwyTvxuczQ

11、（1.3）其中 z1是海洋模式表层的厚度，T 是表层的平均位温，也就是模式的“SST” 。（1.3）式意味着：对于年平均气候状态来说，净的海表热通量的加热（或冷却）作用应当和海洋内部的水平平流、垂直平流和“扩散”等过程所产生的动力冷却（或加热）作用相互平衡，而表层海温（即 SST）的年平均气候分布就是由这种热量平衡关系决定的。表 1.1. 赤道暖池区（2S-2N, 160-180E）和冷舌区（2 S-2N, 110-150W）区域平均的 SST，净向下的海表热通量Q，和温跃层深度 DTC 的气候平均值.（资料来源：SST 和Q基于 da Silva et al., 1994，DTC 基于 Be

12、hringer et al., 1998）.SST（C） Q（W/m 2）DTC（ m）赤道冷舌区 25.8 85 94赤道暖池区 28.8 36 163由（1.3）式结合表 1.1 可以看出：1）赤道冷舌区和暖池区都获得了正的海表热通量，因而赤道海洋的动力过程是起冷却作用的；2）冷舌区得到的海表热通量远大于暖池区，而 SST 却明显地低于后者，说明冷舌区海洋的动力冷却作用比暖池区强得多。对这些事实的理解需要关于海洋环流和海表热通量的知识。1.2. 太平洋赤道流系在热带地区，海洋环流对 SST 的影响主要是通过风应力驱动的上层洋流来实现的。除东西边界附近以外，热带太平洋内区的洋流具有带状结构，

13、向东和向西的洋流呈交错分布，构成了“赤道流系” （Equatorial Current System） 。注 1 这里使用的是位温方程和海表边界条件的简化形式，有关问题将在第三讲和第四讲讨论。7图 1.2. 海洋环流模式 LICOM1.0 模拟的热带太平洋年平均表层洋流（1980-2001 年的平均结果；单位： cm/s，未填色部分的流速小于 5 cm/s）.图 1.2 是 LICOM（LASG/IAP Climate system Ocean Model）1.0 版本（刘海龙等，2004）模拟的热带太平洋年平均表层洋流的分布，其中主要的西向流是南赤道流（SEC ：South Equatori

14、al Current）和北赤道流（NEC：North Equatorial Current）。SEC 控制着 15S4N 的宽广范围。在赤道附近，SEC 具有显著的辐散特征，且赤道上是流速的极小值带，故 SEC 又可以分为北、南两个分支，分别记作 SEC（ N）和 SEC（S） 。与 SEC 的辐散特征相对应的赤道上升流是冷舌形成的主要原因。NEC 则主要位于赤道以北 10-20N 之间。SEC和 NEC 都是直接由信风驱动的洋流，能很快地响应风的变化。最强的 NEC 和SEC 分别出现在北半球冬季和南半球冬季，分别是东北信风和东南信风最强盛的季节。在赤道以北，SEC （N）和 NEC 之间存

15、在着一支逆风而动的东向流，这就是北赤道逆流（NECC：North Equatorial Countercurrent） ，大体位置在 3-10N之间。NECC 的形成原因涉及 Sverdrup 风生环流理论，将在第二讲介绍。此外，在日期变更线以西赤道以南也有一支东向流，这就是南赤道逆流（SECC ：South Equatorial Countercurrent），但 SECC 比 NECC 弱得多。SEC、NEC 和 NECC 并非仅仅是表层洋流，从图 1.3 看出它们的垂直范围都可以达到数百米，流速是随着深度变化的，其中 SEC 和 NEC 的流速基本上是随深度减小，而 NECC 的最大流速

16、出现在海表以下几十米深处，在那以下迅速衰减。观察图 1.3 中 NECC 的垂直结构和相应的海表高度坡度以及等温线坡度的配置可以发现，海表高度坡度和次表层 NECC 之间存在着地转风关系 ，而次表层温度坡度和 NECC 随深度的衰减之间存在着热成风关系 。图 1.3. 海洋环流模式 LICOM1.0 模拟的热带中东太平洋（90-170W）平均状况， （a）模式所用的纬向风应力（单位：dyn/cm 2，资料来源： Gibson et al., 1997） ；（b）海表8高度（单位：cm） ；（c ）温度和纬向流速，其中填色等值线代表温度（单位：C，20 C 等温线用蓝色粗实线标出） ；黑白等值线

17、代表纬向流速（单位：cm/s，等值线间隔 5） ，黑色为西向流，白色为东向流，0 流速线用绿色线标出. 上述所有的变量都是 19802001 年平均的结果.从图 1.3 还可以看到在赤道附近存在着一支强大的次表层东向流，这就是赤道潜流（EUC：Equatorial Undercurrent） 。观测的 EUC 垂直尺度约 200m，南北范围大致在 2S-2N 之间，最 大流速超过 1 m/s，LICOM1.0 模拟的 EUC 大体上再现了观测特征，但强度稍弱。EUC 也是一支海盆尺度的海流（见图 1.5），它的最大流速所在的深度自西向东逐渐抬升，大体上和等温线的走向一致；在向东流动的过程中 E

18、UC 的强度有显著的变化，表明存在着赤道内外的水体交换。SEC、NEC、 NECC、EUC 和 SECC 是太平洋赤道流系的主要成员，它们都直接或间接地和大气风应力有关，是热带太平洋风生环流的主要组成部分。1.3. 热带温跃层从图1.3给出的温度分布可以看出，存在着一个以20C等温线为中心的薄层，其中的垂直温度梯度显著地大于薄层以上和薄层以下的垂直温度梯度，这就是热带温跃层（Tomczak and Godfrey，2001） ，通常用 20C等温线的深度来定义热带温跃层的深度（DTC：Depth of ThermoCline） 。很多时候也可以用上层400m（或300m）的平均温度的等值线来刻

19、画热带温跃层。热带温跃层虽然也有显著的季节变化，但不会像中高纬海洋的温跃层那样在冬季完全消失，因此它是永久性温跃层 （permanent thermocline）的主要组成部分（参看图1.4） 。从图1.3还可看出，热带温跃层深度和海表高度随纬度的变化大体上是反相的，而且和纬向流速及其随深度的变化有很好的对应关系（即热成风关系或地转风关系） 。热带温跃层深度和海表高度的时空变化受到大气风应力的强烈影响，是风生环流理论的重要组成部分。9图1.4. （a）纬圈平均海温随纬度和水深的分布， （b）全球平均海温随水深的分布（单位：C） ，注意所用的垂直坐标是分段逐步压缩的（资料来源：Conkright

20、 et al., 2002）. 图中海表附近温度比较均匀的薄层可以代表混合层 （mixed layer） ；混合层底到1000米之间温度垂直梯度远大于平均温度梯度，称为永久性温跃层 （permanent thermocline）或主温跃层 （main thermcline） ；在热带地区，从混合层底到大约400米之间温度垂直梯度最大，称为热带温跃层 （tropical thermocline）.图 1.5. 海洋环流模式 LICOM1.0 模拟的赤道太平洋（2S-2N ）年平均状况， （a）模式所用的纬向风应力（单位：dyn/cm 2，资料来源：Gibson et al., 1997） ；（b

21、）海表高度（单位：cm） ；10（c）温度和纬向流速，其中填色等值线代表温度，20C 和 18 C 等温线分别用蓝色实线和虚线标出；黑白色等值线代表纬向流速（单位：cm/s，等值线间隔 5） ，黑色为西向流，白色为东向流，0 流速线用绿色线标出. 上述所有的变量都是 19802001年平均的结果. 图 1.5 给出了赤道太平洋海温随经度和水深的分布，以及相应的海表高度和纬向风应力随经度的分布。可以看出，赤道暖池区和冷舌区的鲜明对比不仅表现在 SST 上，也表现在温跃层深度和海表高度上，暖池区的温跃层比冷舌区深数十米（参看表 1.1 中的 DTC） ，海表高度比冷舌区高几十厘米，这是赤道东风驱动

22、海水在西边界附近堆积的结果。1.4. 海表高度和温跃层的关系，地转流图 1.6.“一层半”模式示意图，其中红色实线表示海表高度 h，蓝色实线表示温跃层（密度跃层）深度 H，D 0 是在温跃层以下的静止层中任意选定的深度，用作无运动深度 。理解海表高度和温跃层关系的一个很有用的工具是一层半模式（1 1/2 layer model）。图1.6是一层半模式的示意图，其中温跃层被抽象为一个没有厚度的界面，界面以上是一个较暖（较轻）的活跃薄层，具有均一的密度 1= 0-，存在着由海表面坡度和温跃层坡度共同形成的地转流，界面以下是一个较冷（较重）的静止层，具有均一密度 2=0。模式中的温跃层事实上等同于密

23、度跃层（pycnocline ），这是因为在多数情况下，海洋上层1500m 范围内盐度梯度对密度梯度的贡献远小于温度梯度的贡献，所以等密度面可以近似用等温面来代替（Tomczak and Godfrey，2001） 。温跃层的位置是随空间和时间变化的，用函数z = H (x,y,t)来描写；海表高度也是随空间和时间变化的，用函数z = h (x,y,t)来描写。以图1.6所示的情形为例，我们来分析上下层压力梯度的关系。由于大气密度远小于海水密度，故大气压力及其不均匀性的影响可以忽略，由此可得海表面坡度产生的压力差： (1.4)AB0AB1 hh另一方面，如果不考虑海表坡度的影响，则温跃层坡度产生的压力差是：