风场对全球海洋CFC-11吸收的影响

方 怡 ,徐永福,李阳春,覃 军

(1.中国地质大学(武汉)环境学院,湖北 武汉 430074;2.中国科学院大气物理研究所 大气边界层物理和大气化学国家重点试验室,北京 100029)

海洋是气候系统的重要组成部分,它通过海气交换与大气进行物质交换,再通过内部的物理过程将物质进行输送。海气传输速度的分布形式、大小直接影响着海洋对大气中物质的吸收,因此,准确模拟海气交换过程对我们研究地球系统物质循环有着重要意义。

目前在计算气体的海气交换通量时往往采用块体公式,海气交换通量与该气体在大气与海表中浓度差成正比,该正比系数就是海气传输速度,常表达成风速和该气体的 Schmidt数的函数。风速的增大导致海气界面附近湍流运动的增强,交换通量随之增大,另外,不同风区风时下的海浪处于不同的发展状态,其结构变化对海气交换有显著影响[1]。因此对重要气体的海气交换而言,风速的准确性是影响通量估计准确性的关键要素。国内不少科学家对风能资源及风场资料的可信度进行了评估分析[2-4],还将 QuikSCAT风场资料与南海岛屿站实测风速资料进行对比,对南海大风的时空分布特征进行统计分析[5],将 NCEP再分析资料中的风速等海表气象学参数与定点布放在黄海北部的浮标观测资料进行了比较,认为 NCEP再分析资料中的海表气象参数是可信的[6]。

风场数据不仅对计算海气传输速度有着重要影响,而且不同风场产品在空间分布和全球平均值等方面存在差异,这会造成对风速的全球评估的差异[7]。Fangohr等[8]基于3个风场资料(QuikSCAT卫星风速资料、AMSR-E被动微波辐射风场资料、ERA-40模式再分析资料), 运用4个不同的传输速度公式[9-12]对 CO2的传输速度和海气通量进行了计算,通过对比分析认为 QuikSCAT风场数据最为合理。Boutin等[13]使用观测风速资料(POMME气象实验提供的浮标数据以及CARIOCA drifters数据)和QuikSCAT卫星风速资料,利用四个不同的传输速度公式[9-11,14]对北大西洋和南大洋的 CO2的海气传输速度进行了计算及比较,同时认为 QuikSCAT风场数据与实际风场数据只相差5%或者更好。不过,这些工作并没有在较长的时间尺度上研究风场和传输速度对海洋吸收气体的影响。

氟氯烃(CFCs,主要包括 CFC-11和二氯二氟甲烷(CFC-12))性质稳定,经常用来评估海洋模式模拟通风过程的性能,以及海洋物质吸收对海气交换方案的敏感性。England等[15]利用一个全球海洋模式研究了海气交换通量参数化对CFCs吸收的影响,发现使用依赖风速和 Schmidt数的气体传输速度公式[10]能更好地模拟出 CFCs的分布与储存。李阳春等[16]选取传输速度公式[10]及 Esbensen and Kushnir的风场资料[17],利用一个 30层的全球海洋模式(L30T63)研究了CFC-11在全球海洋中的吸收和分布。最近,赵琦等[18]在 Boutin等[13]使用的 4个传输速度公式[9-11,14]基础上加入一个传输速度公式[7],同时选取 Esbensen and Kushnir的风场资料[17]对CFC-11在海洋中的分布、吸收情况做了模拟,详细讨论了由不同传输速度公式引起的海气传输速度差异对海洋中CFC-11的海表浓度、海气通量、水柱总量等造成的影响。但是,风场的差异对模拟海洋吸收CFC-11可能造成的差异至今未见报道。

本文基于中国科学院大气物理研究所海洋环流模式(LASG/IAP Climate Ocean Model,LICOM),使用同一个气体传输速度公式(即 Wanninkhof[10]传输速度公式)模拟研究3个不同风场对全球海洋吸收大气CFC-11的影响,并以全球海气传输速度为常数做为基础实验,讨论这 4种情况下 CFC-11在海气通量、海表浓度、水柱总量、存储输送等方面的差异,选出更适用于LICOM模拟海洋吸收气体的风场。

1 模式介绍

本文使用的模式为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)近几年发展的全球海洋模式 LICOM,水平分辨率为2°×2°,模式的网格点为Arakawa B网格,区域为 0°～360°E、78°S～90°N,垂直坐标采用η坐标,垂直方向一共有30层,从海表面以下15层每层间隔10 m,再往下的15层每层间隔不均匀,最大深度达5 600 m。计算热通量及海表动量使用的辐射通量、风应力等强迫资料来自 Max-Planck-Institute–Ocean Model Intercomparion Project(MPI-OMIP)提供的气候态月平均资料[19],用于恢复的海表盐度和温度的观测资料来自美国国家海洋资料中心(NODC)发布的《世界海洋图集1998》(简称WOA98,http://www.nodc.noaa.gov/)。其他详细信息可参考LICOM手册[20]。许多学者对 LICOM 的模拟性能进行过检验,结果表明该模式对海洋物理场的模拟结果与实际观测是比较吻合的[21-23]。赵琦等[18]使用被动示踪物CFC-11考察了LICOM的模拟性能,模拟结果很好地反映了观测的基本特征。同时,基于LICOM构建的太平洋海盆模式无论对太平洋物理场还是被动示踪物的模拟均比较符合观测事实[24-26],这说明LICOM对独立海盆的模拟能力也是可靠的。在模式物理场达到稳态后将 CFC-11作为被动示踪物放在模式中同步积分64 a,物理场的初值为5 230 a的积分值,海水CFC-11的初始浓度为0。CFC-11在大气中的浓度为 Atmospheric Oxygen Research Group(AORG)提供的 1944～2007年的资料(https:// bluemoon.ucsd.edu/pub/cfchist/)。CFC-11海气交换通量公式为:

公式(1)中的 k为传输速度;Ceqm代表大气CFC-11在海表的平衡浓度;Cocn表示模拟的海表CFC-11浓度;α为模式网格内海冰所占的面积比例,资料来自于Hadley Center的气候态月平均结果[27]。本工作采用赵琦等[18]认为可以使得 LICOM 的模拟结果更接近观测的Wanninkhof[10]传输速度公式:

公式(2)中W为海表面10 m高度的风速;Sc为Schmidt数[28],其表达式为:

其中T为当前时刻模式模拟的海表温度(℃)。

4个实验分别为: (1)实验-C,将全球海气交换传输速度k设置为常数14.5 cm/h,这相当于CFC-11的海气交换时间 τ为 2.87 d(τ=ΔZ1/k,ΔZ1为模式第一层厚度);(2)实验-EK,使用 Esbensen and Kushnir[17]月平均风场资料(下文简称为EK风场);该实验与赵琦等[18]的实验-W相似,唯一区别在于两个实验运行的模式物理场的初始时间不同;(3)实验-NP,使用NCEP风场资料(下文简称为 NP风场),本文将原始的1948年1月～2009年12月的62 a NCEP资料处理成月平均资料;(4)实验-QS,使用Scatterometer Climatology of Ocean Winds(SCOW)提供的QuikSCAT卫星风场资料(下文简称为 QS风场)(ftp://numbat.coas.oregonstate.edu/pub/scow/)。该资料的分辨率为0.25°×0.25°,范围为 0°～360°E,69.875°S～69.875°N,我们首先利用线性外推的方法补齐原始资料中没有的 78°～69.875°S之间的数据,从中提取分辨率为2°×2°的数据,而 69.875°～90°N 间原始风场没有的数据则直接用NP风场同类资料替代。然后将1999年9月～2007年8月这8 a的QuikSCAT卫星风场资料处理成月平均资料。4个对比实验的其他条件完全相同。

2 结果分析

2.1 风速对传输速度的影响

将上述 3个月平均风场资料处理成年平均的形式,如图1所示。以图1a的EK风场的年平均风速分布图为例,赤道附近风速最小,随着纬度的增加风速也在不断增大,直到南北纬 60°附近,再往两极风速随着纬度的增加有减小的趋势。在北半球,风速的高值区位于西北太平洋和西北大西洋,其等值线最大值达到了8 m/s。在南半球,整个南大洋在40°～65°S范围内均是风速的高值区,其中 50°～150°E范围风速等值线最大值达到了10 m/s。对比图1a、图1b和图1c,我们可以看出3个风场的年平均风速大值区均位于南大洋、西北太平洋、西北大西洋,其中南大洋风速最大,且风速大值区覆盖面积最广。三个风场的主要差异在于年平均风速的最大值及其覆盖的区域会有所不同。以南大洋为例,QS风场的风速最大值达到了12 m/s左右,EK风场达到了11 m/s左右,而NP风场仅为10 m/s左右。

年平均海气传输速度(图 1d～图 1f)与年平均风速(图1a～图1c)在分布上很类似,赤道附近传输速度较小,年平均传输速度大值区均位于南大洋、西北太平洋、西北大西洋,其中以南大洋传输速度最大。由传输速度公式可知,传输速度同时也受到温度的影响,因此k值呈现出不同于风速分布的闭合高值区。不同的风场,年平均传输速度的大值区及其覆盖的面积因风速的差异而有所差异,例如,在西北大西洋试验-NP的传输速度最大值为18 cm/h左右,而试验-QS的相应值达到了26 cm/h左右,后者约为前者的1.5倍。实验-EK的年平均传输速度的全球年平均值为14.5 cm/h,从其传输速度分布(图1e)可以看出,西北大西洋、西北太平洋、南大洋等海气传输速度的高值区,k值通常都大于14.5 cm/h。在赤道等海气传输速度的低值区,k值通常小于14.5 cm/h。由此可见,k取常数14.5 cm/h(试验-C)会消弱k在高值区的传输速度,增强k在低值区的传输速度。

表1总结了3个风场计算得到的年平均风速和年平均传输速度的全球平均值。NP风场年平均风速的全球平均值为 6.5 m/s;EK风场为 7.3 m/s,与Wanninkhof[10]得到的7.4 m/s差异不大;QS风场为7.6 m/s。从公式(2)可知,风速越大,传输速度就越大。如 QS风场的风速全球平均值比 NP风场大了16.9%,相应k的全球平均值比NP风场的k值大了37.8%。Boutin等[13]也提到QS风场风速可能被高估了 5%左右,因为二次方的作用,k值可能也会相应偏高10%。

表1 年平均风速和传输速度的全球平均值Tab.1 Global annual mean wind speed and transfer speed

2.2 CFC-11海气交换通量

图2和图3分别为1955年1月和7月4个实验得到的海洋中CFC-11的海气通量及其对比情况。对比实验-EK所得的1月(图2a)和7月(图3a)的海气通量模拟结果,我们可以看出,海气通量有着明显的季节性变化特征,南北半球的大部分海面在夏季表现出对CFC-11的排放,在冬季表现出对CFC-11的吸收,这主要是由CFC-11在海水中的溶解度随着温度的增高而降低造成。同时我们发现 7月份南大洋海气通量的强度和 1月份的北半球海区接近,而南大洋海域更为宽广,由此可以推断南大洋对海气通量的累计吸收大于北半球海区的相应值,这与下文计算实验-EK的64 a累计吸收通量结果(图7a)一致。1月海洋对CFC-11的主要吸收区域位于北太平洋和北大西洋,在北半球高纬地区存在较明显的从西到东的纬向梯度,赤道及南大洋沿岸海域存在 CFC-11的弱吸收区(图2a)。这些海区中北大西洋对CFC-11的吸收通量最大,其最大值达到了 10×10–4pmol/(m2·s),而西北太平洋的海气通量最大值仅为5×10–4pmol/(m2·s),这一方面是由于西北大西洋的 k值要高于西北太平洋(图 1),另一方面也与西北大西洋强烈的对流混合导致该处CFC-11的海表浓度偏低有关(图4)。在南极大陆附近海区,由于常年存在下沉流,且此区域的海水温度远低于外围,大气中CFC-11在海水的溶解度较高,使得此区域常年处于不饱和状态。

图1 EK风场、NP风场和QS风场的年平均风速(m/s)(a-c)及其相应传输速度(cm/h)分布图(d-f)Fig.1 Global distributions of annual mean wind speed (m/s)(a-c)and corresponding transfer speed (cm/h)(d-f)

由图2b我们可以看出,实验-EK和实验-C的海气通量在西北大西洋、西北太平洋、南大洋这些传输速度大的海区有着明显的差异。在西北大西洋,两个实验海气通量的最大差值达到了2.5×10-4pmol/(m2·s)左右,该海区实验-EK的海气通量比实验-C下的相应值普遍大了10%～30%,最大达到了40%。在西北太平洋,两实验海气通量的最大差值达到了1.0×10-4pmol/(m2·s)左右,实验-EK 的海气通量比实验-C的相应值在该地区也普遍大了10%左右。这主要是由于 1月这两个地区风速大,实验-EK计算所得的传输速度大于14.5 cm/h所致。由于1月的南大洋处于CFC-11的弱吸收状态,因而两个实验的差异在该处并不明显,但在图 2b中可以看到在南大洋35°～60°W的沿岸海域存在着一个负值区,参照1月实验-EK的传输速度分布图发现该地区的传输速度远小于 14.5 cm/h,可能正是这个原因造成了实验-EK在该处的海气通量的偏小。

图2c和2d分别表示1955年1月实验-EK与实验-NP、实验-QS的海气通量之差。总体来看,在全球大部分海域,实验-EK比实验-NP的海气通量模拟结果要大一些,大部分海域的偏差在±10%之间,实验-EK的海气通量模拟结果比实验-QS的模拟结果要小一些,偏差基本也在±10%之间(图2d)。但是在局部海域,不同风场实验下的海气通量模拟结果之间有着显著差异,在西北大西洋(30°～60°N),实验-EK的海气通量比实验-NP普遍大了10%左右,最大偏大程度达到了 20%,在南极近陆地海域,两者的差异甚至可以达到 100%左右。同样在西北大西洋(30°～60°N)海域,实验-EK 下的海气通量比实验-QS小了约10%,这说明在1月北大西洋局部地区实验-NP与实验-QS的差异可以达到20%左右。海气通量的差异与传输速度、海表浓度的差异有关。比如在北半球1月CFC-11的强吸收区,实验-EK的海气通量在西北大西洋和西北太平洋两地均大于实验-NP的模拟结果(图 2c),这主要是因为该处实验-EK的传输速度较大。但是在南极大陆附近海区,从图 2c可以看出实验-EK下的海气通量小于实验-NP的模拟结果,虽然实验-EK在该处1月份的月平均风速、传输速度都大于实验-NP,但是实验-EK在该处1月份的海表浓度模拟结果也更大,这可能是造成其海气通量模拟结果小于实验-NP的原因。由此可见,增大传输速度有利于CFC-11海气通量的增大,但海气通量同时还会受到CFC-11海表浓度的影响。

图2 1955年1月海气通量(×10-4 pmol/(m2·s))(a)及不同实验间的通量差值(×10-5 pmol/(m2·s))(b-d)Fig.2 Monthly average air-sea CFC-11 fluxes (×10-4 pmol/(m2·s))in January of 1955 (a)and the difference (×10-5 pmol/(m2·s))in fluxes among experiments (b-d)

图3 1955年7月海气通量(×10-4 pmol/(m2·s))(a)及不同实验间的通量差值(×10-5 pmol/(m2·s))(b-d)Fig.3 Monthly average air-sea CFC-11 fluxes (×10-4 pmol/(m2·s))in July of 1955 (a)and the difference (×10-5 pmol/(m2·s))in fluxes among experiments (b-d)

在1955年7月,实验-EK比实验-C海气通量模拟结果在大部分海域要大一些,偏差主要在±10%之间,而海气通量的这种正负偏差情况与两者的传输速度偏差情况相对应,如7月在南大洋40°～70°S、50°～100°E范围,实验-EK比实验-C的海气通量模拟结果偏大达到了 40%,而该处正好也是实验-EK传输速度的大值区,最小传输速度就已经达到了 16 cm/h左右,远大于实验-C的传输速度 14.5 cm/h。图 3c和图3d分别表示1955年7月实验-EK与实验-NP、实验-QS的海气通量差值,除南大洋近陆地附近海域外的全球大部分海域,实验-EK海气通量模拟结果与实验-NP、实验-QS的偏差范围基本上在±10%之间。但是在局部海域,不同风场实验下的海气通量模拟结果有着显著差异。如在南大洋 120°～180°W,65°S以南的近陆地海域,实验-EK海气通量模拟结果比实验-NP偏大了 40%以上,局部海域甚至达到了 180%,而在该海区,实验-EK海气通量模拟结果比实验-QS偏小了 15%左右,这说明在南大洋局部海域不同风场下的海气通量模拟结果差异可以达到195%左右,这种差异是非常显著的。由于 69.875°～90°N间QS风场数据用NP风场同类资料替代,所以实验-NP(图 3c)和实验-QS(图 3d)在 70°N 以北的结果是一致的。

图4 1995年1月海气通量(×10-2 pmol/(m2·s))(a)及不同实验间的通量差值(×10-3 pmol/(m2·s))(b-d)Fig.4 Monthly average air-sea CFC-11 fluxes(×10-2 pmol/ (m2·s))(a)in January of 1995 and the difference in fluxes among experiments (×10-3 pmol/(m2·s))(b-d)

随着积分时间的增加,不同风场实验下海气通量之间的差异有着减小的趋势。例如到了1995年1月(图4),实验-EK下的西北大西洋海气通量比实验-C的偏大程度明显减小,最大偏大程度由1955年的40%降为 30%左右。除南、北极近陆地海域外的全球大部分海域,实验-EK比实验-NP的海气通量模拟结果仍要大一些,但大部分海域偏大程度不超过 5%,相较于1955年1月的10%的偏大程度明显减小。实验-EK与实验-QS的海气通量模拟结果在1995年1月的全球大部分海域的偏差仍在±10%之间,但在局部海域的差异明显减小。例如在南大洋50°S以南、50°～150°E海域,1955年1月实验-EK与实验-QS在大部分海域的偏差虽然在±10%之间,但是局部偏差可以达到±80%左右(图2d),到了1995年1月该海域实验-EK与实验-QS的偏差基本都在±10%之间了(图4d)。在西北大西洋30°～60°N,3个风场实验下的海气通量模拟结果间的最大差异不到 15%。不同风场实验间海气通量差异的减小,主要是由于随着积分时间的增加,海洋不断吸收大气中的 CFC-11,导致 CFC-11的海表浓度(Cocn)不断增大;同时人类CFC-11的排放,导致大气 CFC-11在海表的平衡浓度(Ceqm)也在增大,但到了 1995年左右两者浓度差(Ceqm－Cocn)的增大趋势却在不断放缓,从而导致不同风场实验间海气通量差异的减小。

2.3 CFC的吸收、分布、储存

2.3.1 CFC-11海表浓度

图5a和图5b分别为观测资料和实验-EK的20世纪 90年代年平均 CFC-11海表浓度分布,其中CFC-11观测资料[29]是通过整合WOCE在20世纪80至90年代(CFC-11资料的航测事件多集中在20世纪90年代)的各航线资料得到的,我们将 CFC-11海表浓度模拟结果处理成20世纪90年代年平均值与之对比。实验-EK基本能很好地模拟CFC-11的海表浓度分布,高值区主要分布在南大洋、西北大西洋、西北太平洋,这与之前讨论的CFC-11海气通量的主要吸收区相对应,但是在西北太平洋和西北大西洋的模拟结果高于观测资料,如在西北大西洋处,实验-EK模拟的CFC-11海表浓度可达6.0 pmol/kg,而观测值仅为 5.0 pmol/kg左右。在南极大陆附近海域,实验-EK海表浓度可达 7.0 pmol/kg,而观测值仅为6.0 pmol/kg左右,这些差异可能是由于LICOM模式在此处的垂直输送强度不够,导致了示踪物在海表面的堆积。

从图5c可以看出,实验-EK和实验-C的CFC-11海表浓度模拟结果出现明显差异的海区仍位于南大洋、西北大西洋、西北太平洋,例如在南大洋 40°S至南极大陆的海区,除了 60°S 以南、30°～60°W 存在一个小的负值区外,两实验差值图存在一个大面积的0.1 pmol/kg的正值区域。参照实验-EK的年平均传输速度图(图 1b),该负值区域的传输速度等值线最大值为14 cm/h,小于常数14.5 cm/h,可能正是这个原因造成了此处实验-EK的海表浓度比实验-C要小。总体而言,在相同的物理条件下,传输速度选取常数会造成CFC-11海表浓度模拟结果偏小,不过这种偏差相对较小,实验-EK比实验-C的模拟结果的偏大程度在全球海域基本在5%以内。

图5 20世纪90年代年平均CFC-11海表浓度(pmol/kg)Fig.5 Annual mean sea surface CFC-11 concentrations(pmol/kg)in the 1990s

图5d和图5e分别为实验-EK与实验-NP、实验-QS的CFC-11海表浓度差值图,由图可见实验-EK的CFC-11海表浓度模拟结果最大,实验-QS、实验-NP的模拟结果依次次之。除60°S以南、70°N以北外的全球大部分海域,实验-EK比实验-NP、实验-QS的模拟结果的偏大程度在 5%以内,但不同风场下 20世纪90年代的模拟结果会在局部海域存在显著差异,比如在60°S以南以及70°N以北的海域,实验-EK的模拟结果比实验-NP偏大 20%以上,这种差异可能是由于NP风场的风速普遍小于EK、QS风场造成。在 120°～180°W,65°S 以南的近陆地海域,实验-EK的模拟结果比实验-NP也偏大了 20%以上,局部海域甚至达到了40%,而在该地区,实验-EK的海气通量模拟结果比实验-QS的偏大程度普遍在5%左右。相比较之下,实验-QS模拟的CFC-11海表浓度与观测资料更为接近。

2.3.2 海洋CFC-11的水柱总量

图6a和图6b分别为观测资料及实验-EK的20世纪90年代年平均 CFC-11水柱总量分布图,从图中可以看出,观测资料与实验-EK模拟结果在分布上基本一致。海洋储存CFC-11的主要区域位于北太平洋副热带海区、西北大西洋,以及南半球副热带至南大洋的广阔海区。观测资料和模拟结果均显示西北大西洋处的CFC-11水柱总量最大,这是由于西北大西洋在冬季存在着很强的对流混合,可将海表高浓度的CFC-11向下传输到2 000 m以下,从而造成CFC-11在北大西洋的大量存储。这一海区实验-EK的CFC-11水柱总量最大值达到了12.0 μmol/m2,高于观测值的9 μmol/m2,高的海表浓度和高的存储量说明模拟结果中吸收的 CFC-11未能及时转移, 这可能是由于 LICOM 在此处的经向输送能力偏弱(北大西洋深水模拟的最大输送强度为12 Sv,小于基于观测的估计值),造成CFC-11在此处的堆积。在西北太平洋,实验-EK的1.0 μmol/m2等值线的覆盖范围与观测值基本一致,但是CFC-11水柱总量最大值只有 1.5 μmol/m2,小于观测值的 2.0 μmol/m2;南大洋的CFC-11水柱总量高值区处于45°～55°S,这是由于CFC-11通过吸收区进入海洋并沿着等密度面向下向北传输,在 45°～55°S达到最大穿透深度,使得水柱总量值在此处达到最大。此处观测资料等值线最大值达到了4.0 μmol/m2,实验-EK的模拟结果只达到 3.5 μmol/m2,这说明我们对 CFC-11在南大洋穿透深度的模拟存在不足。

从图6c可以看出,实验-EK比实验-C的CFC-11水柱总量模拟结果普遍偏大,在全球绝大部分海域的偏大程度在0～5%,差异最明显的地方位于西北大西洋,该处实验-EK比实验-C的CFC-11水柱总量模拟结果最大偏大了0.45 μmol/m2。结合前面的讨论我们可以看出,在南大洋近陆地海域10°～60°W附近,不管是 1955年 1月的 CFC-11海气通量、20世纪90年代CFC-11年平均海表浓度,还是20世纪90年代年平均CFC-11水柱总量,实验-EK与实验-C模拟结果的差值图都存在一个负值区域,可能还是由实验-EK在该处的风速偏小、传输速度小于14.5 cm/h造成。

图6d和图6e分别为实验-EK与实验-NP、实验-QS的20世纪90年代CFC-11水柱总量差值图。在除南、北极近陆地海域外的全球绝大部分海域,实验-EK比实验-NP的CFC-11水柱总量偏大5%以内,比实验-QS的CFC-11水柱总量偏小5%以内,与实验-QS的CFC-11水柱总量的模拟结果比较相近。同时我们可以看出,不同风场也会造成 20世纪 90年代CFC-11水柱总量模拟结果在局部海域的显著差异,120°～180°W,65°S 以南的近陆地海域,实验-EK 的20世纪90年代年平均CFC-11水柱总量模拟结果比实验-NP偏大了 15%以上,局部海域甚至达到了35%,比实验-QS偏大 5%以内。在北大西洋绝大部分海域,实验-EK的CFC-11水柱总量模拟结果比实验-NP普遍偏大5%左右,而比实验-QS普遍偏小5%左右,这种差异也是由于不同风场的传输速度差异造成。虽然实验-QS与观测资料仍有一定的差距,却是这 3个风场实验中与观测资料最为接近的一个,与观测资料的差异可能是由模式物理场的向下传输强度较弱造成。

图6 20世纪90年代CFC-11水柱总量( μmol/m2)观测和模拟结果的全球分布Fig.6 Global distributions of CFC-11 column inventory (μmol/m2)in the 1990s

关于CFC-11在海洋中的存储量,我们与其他学者的研究结果做了一些比较。表2为4个实验模拟结果与观测资料、前人模拟结果的对比情况,其中Willey等[30]的结果为截止至 1994年的海洋对CFC-11累积存储量的观测结果,Key 等[29]的结果为截止至20世纪90年代海洋对CFC-11累积存储量的观测结果。四组实验中实验-EK、实验-QS的模拟结果与观测资料最为接近。实验-C的 CFC-11存储量在各时间段均小于实验-EK的相应值,这可能是由于海气通量的高值区对应于传输速度的高值区,海洋对CFC-11的吸收量主要来源于这些地区,k取常数消弱了海气通量高值区对CFC-11的吸收,从而导致存储量的偏小。Craig 等[31]用固定常数做为传输速度(海气交换时间尺度τ为30 d,模式第一层厚度ΔZ1为25 m,传输速度为3.47 cm/h)计算了全球海洋对CFC-11的吸收量,他们所得的结果比本文模拟的结果小 30%还多,这可能跟他们使用的传输速度偏小有关。另外,赵琦等[18]也对CFC-11在海洋中的存储量进行过计算,本文与其模拟结果的差异主要是由于本文在计算存储量的过程中去除了循环边界点。比较表2中的3个风场在不同时间段下模拟的CFC-11海洋存储量,结合3个风场的风速全球平均值、传输速度全球平均值(表 1),可以看出,风速越大,传输速度越大,相应的海洋对CFC-11的存储量也越大,只是存储量的偏大强度远小于风速偏大的强度。如实验-EK的风速全球平均值比实验-NP大了约 12.3%,相应的传输速度的全球平均值,大了约21.8%,而截至1990年1月的CFC-11存储量才大了3.59%,并且随着积分时间的增加,这种存储量的偏差程度会越来越小,截至1994年12月实验-EK比实验-NP的 CFC-11存储量偏大了 3.25%,到 2007年12月偏大 3.01%,这与前面讨论的不同风场实验下海气通量之间的差异有着减小的趋势一致。另外,实验-QS的全球平均风速值和k值均大于实验-EK,然而随着积分时间的增加,两风场实验下海洋对CFC-11的存储量越来越接近一致。由此可见,不同风场造成的传输速度差异对 CFC-11存储量模拟结果影响并不大,并且随着积分时间的增加,不同的传输速度造成的存储量模拟结果间的差异会越来越小,我们的模拟结果对于模式本身以及强迫资料有一定的依赖性,模拟结果也依赖于模式的物理场。

表2 不同时间下海洋对CFC-11存储情况Tab.2 Storage of CFC-11 in the ocean during different time periods

2.3.3 CFC-11在海洋中的输送过程

将1944年1月～2007年12月海洋对CFC-11的吸收通量相加,求出64 a海洋对CFC-11的累计吸收通量,2007年12月的水柱总量代表64 a后海洋中CFC-11的储存情况,所以64 a累计吸收通量与2007年12月的CFC-11水柱总量的差可以反映CFC-11在海洋内部的输送情况。以实验-EK在南大洋的模拟结果为例,海洋对CFC-11经过64 a的累计吸收后,从40°S到极地的整个南大洋都表现为CFC-11的正吸收区域(图7a),累计吸收通量在 50°～150°E 范围内最大值达到了 16 μmol/m2,而2007年12月的水柱总量最大值虽然也在该区域(图7b),但仅为4 μmol/m2,这说明南大洋在海面处大量吸收大气中的 CFC-11,同时将大部分吸收来的 CFC-11向北传输至赤道等其他地方,输出的这一部分水柱总量(如图7c中南大洋处等值线正值区域)最大值可以达到了13 μmol/m2。西北太平洋的情况和南大洋类似,也是从海面大量吸收大气中的CFC-11,其64 a累计吸收通量(图 7a)达到了 10 μmol/m2左右;一边将大部分吸收来的CFC-11向南输送至大洋中的其他海域,输出的水柱总量(如图 7c中西北太平洋处等值线正值区域)最大值达到了 8 μmol/m2左右。西北大西洋情况有点不同,由图 6a我们可以看出,西北大西洋是CFC-11的强吸收区,其64 a来吸收的海气通量最大值达到了 14 μmol/m2左右;而西北大西洋同时也是CFC-11的强储存区(图7b),2007年12月的水柱总量最大值也达到了14 μmol/m2左右,虽然64 a累计海气通量与2007年12月的水柱总量强度类似,但是比较图7a和图7b的西北大西洋海域,可以看出他们的等值线分布情况是不同的。由图7c可以看出,西北大西洋处的两个等值线正值区域之间存在着一个明显的负值区域(该处虚线代表负值,实线代表正值),这说明西北大西洋强对流混合区吸收的CFC-11有向外的输送。由图7c我们还可以看出,除赤道外,在 40°N～40°S存在着一个广阔的负值区域,这说明该地区接收到来自其他海区输送过来的CFC-11,是海洋CFC-11的一个重要的存储区。

虽然我们使用了 3个不同风场以及选取常数作为海气交换传输速度做了 4个对比实验,但是从图7c～图7f可以看出,四个实验对CFC-11的储存、输送的模拟结果在区域以及强度上差异很小,这说明这4组实验下传输速度的差异对CFC-11在大洋中的输送速率影响不显著。

3 结论

本文利用 IAP的全球海洋模式(LICOM)做了 4组对比实验,研究不同的传输速度对海洋吸收CFC-11能力的影响。实验-C将传输速度设置为常数14.5 cm/h,实验-EK、实验-NP、实验-QS分别将Esbensen and Kushnir风场、NCEP风场、QuikSCAT卫星风场资料运用于Wanninkhof传输速度公式,得到三种不同的传输速度。在这 4组对比实验中我们重点考察了 CFC-11在海洋中的海气通量、海表浓度、水柱总量、输送过程等情况。具体结论如下:

1)在年平均传输速度的全球平均值相同的条件下,传输速度选取常数分布会造成CFC-11的海气通量、海表浓度、水柱总量等模拟结果的相对偏小。

图7 海洋中CFC-11的累积吸收、储存以及二者的差值(μmol/m2)Fig.7 Cumulative uptake,storage and their difference of CFC-11 in the ocean(μmol/m2)

2)年平均风速越大,相应的年平均传输速度也会越大,不同风场得到的传输速度的全球平均值最大可相差 37.8%,这种差异会造成模拟结果之间在局部海域存在显著差异,但大部分海域下的差异并不显著。如 1955 年 7 月的 120°～180°W,65°S 以南的近陆地海域,不同的风场带来的CFC-11海气通量模拟结果间的差异达到了 195%,但在全球大部分海域,使用Esbensen and Kushnir风场模拟的1955年1月和7月的CFC-11海气通量与使用NCEP、QuikSCAT风场的偏差范围在±10%之间,模拟的20世纪90年代年平均CFC-11海表浓度、水柱总量与使用NCEP、QuikSCAT风场的偏差均在±5%以内。而且随着积分时间的增加,从CFC-11海气通量、存储量两方面可以看出不同实验模拟结果之间的差异有着减小的趋势。如1955年1月北大西洋局部地区,不同的风场带来的海气通量模拟结果间的差异可以达到 20%左右,1995年1月这种差异下降到15%左右。特别是从不同时间下CFC-11的存储情况可以看出,三个风场实验模拟结果之间的差异相较于他们的传输速度的差异非常小,而且随着积分时间的增加模拟结果间的差异会越来越不显著,这说明相较于风场,海洋对CFC-11的吸收更多依赖于模式的物理场。另外,传输速度的差异对CFC-11在大洋中的输送速率影响不显著。

3)从CFC-11海表浓度、水柱总量方面的模拟结果与观测资料的对比,可以看出,传输速度最大的QuikSCAT风场实验虽然与观测资料仍有一定的差距,却是这三个风场实验中与观测资料最为接近的一个。

4)通过与观测资料的对比可知,三个风场实验的模拟结果均能很好地表现出 CFC-11在海洋中的分布和存储特征,而模拟结果表现出的CFC-11在海表面有堆积、在垂直分布上穿透深度不足的现象,可能与物理模式的垂直输送强度偏弱有关。

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