風(fēng)場對全球海洋CFC-11吸收的影響

方 怡 ,徐永福,李陽春,覃 軍

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院,湖北 武漢 430074;2.中國科學(xué)院大氣物理研究所 大氣邊界層物理和大氣化學(xué)國家重點試驗室,北京 100029)

海洋是氣候系統(tǒng)的重要組成部分,它通過海氣交換與大氣進行物質(zhì)交換,再通過內(nèi)部的物理過程將物質(zhì)進行輸送。海氣傳輸速度的分布形式、大小直接影響著海洋對大氣中物質(zhì)的吸收,因此,準確模擬海氣交換過程對我們研究地球系統(tǒng)物質(zhì)循環(huán)有著重要意義。

目前在計算氣體的海氣交換通量時往往采用塊體公式,海氣交換通量與該氣體在大氣與海表中濃度差成正比,該正比系數(shù)就是海氣傳輸速度,常表達成風(fēng)速和該氣體的 Schmidt數(shù)的函數(shù)。風(fēng)速的增大導(dǎo)致海氣界面附近湍流運動的增強,交換通量隨之增大,另外,不同風(fēng)區(qū)風(fēng)時下的海浪處于不同的發(fā)展?fàn)顟B(tài),其結(jié)構(gòu)變化對海氣交換有顯著影響[1]。因此對重要氣體的海氣交換而言,風(fēng)速的準確性是影響通量估計準確性的關(guān)鍵要素。國內(nèi)不少科學(xué)家對風(fēng)能資源及風(fēng)場資料的可信度進行了評估分析[2-4],還將 QuikSCAT風(fēng)場資料與南海島嶼站實測風(fēng)速資料進行對比,對南海大風(fēng)的時空分布特征進行統(tǒng)計分析[5],將 NCEP再分析資料中的風(fēng)速等海表氣象學(xué)參數(shù)與定點布放在黃海北部的浮標觀測資料進行了比較,認為 NCEP再分析資料中的海表氣象參數(shù)是可信的[6]。

風(fēng)場數(shù)據(jù)不僅對計算海氣傳輸速度有著重要影響,而且不同風(fēng)場產(chǎn)品在空間分布和全球平均值等方面存在差異,這會造成對風(fēng)速的全球評估的差異[7]。Fangohr等[8]基于3個風(fēng)場資料(QuikSCAT衛(wèi)星風(fēng)速資料、AMSR-E被動微波輻射風(fēng)場資料、ERA-40模式再分析資料), 運用4個不同的傳輸速度公式[9-12]對 CO2的傳輸速度和海氣通量進行了計算,通過對比分析認為 QuikSCAT風(fēng)場數(shù)據(jù)最為合理。Boutin等[13]使用觀測風(fēng)速資料(POMME氣象實驗提供的浮標數(shù)據(jù)以及CARIOCA drifters數(shù)據(jù))和QuikSCAT衛(wèi)星風(fēng)速資料,利用四個不同的傳輸速度公式[9-11,14]對北大西洋和南大洋的 CO2的海氣傳輸速度進行了計算及比較,同時認為 QuikSCAT風(fēng)場數(shù)據(jù)與實際風(fēng)場數(shù)據(jù)只相差5%或者更好。不過,這些工作并沒有在較長的時間尺度上研究風(fēng)場和傳輸速度對海洋吸收氣體的影響。

氟氯烴(CFCs,主要包括 CFC-11和二氯二氟甲烷(CFC-12))性質(zhì)穩(wěn)定,經(jīng)常用來評估海洋模式模擬通風(fēng)過程的性能,以及海洋物質(zhì)吸收對海氣交換方案的敏感性。England等[15]利用一個全球海洋模式研究了海氣交換通量參數(shù)化對CFCs吸收的影響,發(fā)現(xiàn)使用依賴風(fēng)速和 Schmidt數(shù)的氣體傳輸速度公式[10]能更好地模擬出 CFCs的分布與儲存。李陽春等[16]選取傳輸速度公式[10]及 Esbensen and Kushnir的風(fēng)場資料[17],利用一個 30層的全球海洋模式(L30T63)研究了CFC-11在全球海洋中的吸收和分布。最近,趙琦等[18]在 Boutin等[13]使用的 4個傳輸速度公式[9-11,14]基礎(chǔ)上加入一個傳輸速度公式[7],同時選取 Esbensen and Kushnir的風(fēng)場資料[17]對CFC-11在海洋中的分布、吸收情況做了模擬,詳細討論了由不同傳輸速度公式引起的海氣傳輸速度差異對海洋中CFC-11的海表濃度、海氣通量、水柱總量等造成的影響。但是,風(fēng)場的差異對模擬海洋吸收CFC-11可能造成的差異至今未見報道。

本文基于中國科學(xué)院大氣物理研究所海洋環(huán)流模式(LASG/IAP Climate Ocean Model,LICOM),使用同一個氣體傳輸速度公式(即 Wanninkhof[10]傳輸速度公式)模擬研究3個不同風(fēng)場對全球海洋吸收大氣CFC-11的影響,并以全球海氣傳輸速度為常數(shù)做為基礎(chǔ)實驗,討論這 4種情況下 CFC-11在海氣通量、海表濃度、水柱總量、存儲輸送等方面的差異,選出更適用于LICOM模擬海洋吸收氣體的風(fēng)場。

1 模式介紹

本文使用的模式為中國科學(xué)院大氣物理研究所(IAP)大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點試驗室(LASG)近幾年發(fā)展的全球海洋模式 LICOM,水平分辨率為2°×2°,模式的網(wǎng)格點為Arakawa B網(wǎng)格,區(qū)域為 0°～360°E、78°S～90°N,垂直坐標采用η坐標,垂直方向一共有30層,從海表面以下15層每層間隔10 m,再往下的15層每層間隔不均勻,最大深度達5 600 m。計算熱通量及海表動量使用的輻射通量、風(fēng)應(yīng)力等強迫資料來自 Max-Planck-Institute–Ocean Model Intercomparion Project(MPI-OMIP)提供的氣候態(tài)月平均資料[19],用于恢復(fù)的海表鹽度和溫度的觀測資料來自美國國家海洋資料中心(NODC)發(fā)布的《世界海洋圖集1998》(簡稱WOA98,http://www.nodc.noaa.gov/)。其他詳細信息可參考LICOM手冊[20]。許多學(xué)者對 LICOM 的模擬性能進行過檢驗,結(jié)果表明該模式對海洋物理場的模擬結(jié)果與實際觀測是比較吻合的[21-23]。趙琦等[18]使用被動示蹤物CFC-11考察了LICOM的模擬性能,模擬結(jié)果很好地反映了觀測的基本特征。同時,基于LICOM構(gòu)建的太平洋海盆模式無論對太平洋物理場還是被動示蹤物的模擬均比較符合觀測事實[24-26],這說明LICOM對獨立海盆的模擬能力也是可靠的。在模式物理場達到穩(wěn)態(tài)后將 CFC-11作為被動示蹤物放在模式中同步積分64 a,物理場的初值為5 230 a的積分值,海水CFC-11的初始濃度為0。CFC-11在大氣中的濃度為 Atmospheric Oxygen Research Group(AORG)提供的 1944～2007年的資料(https:// bluemoon.ucsd.edu/pub/cfchist/)。CFC-11海氣交換通量公式為:

公式(1)中的 k為傳輸速度;Ceqm代表大氣CFC-11在海表的平衡濃度;Cocn表示模擬的海表CFC-11濃度;α為模式網(wǎng)格內(nèi)海冰所占的面積比例,資料來自于Hadley Center的氣候態(tài)月平均結(jié)果[27]。本工作采用趙琦等[18]認為可以使得 LICOM 的模擬結(jié)果更接近觀測的Wanninkhof[10]傳輸速度公式:

公式(2)中W為海表面10 m高度的風(fēng)速;Sc為Schmidt數(shù)[28],其表達式為:

其中T為當(dāng)前時刻模式模擬的海表溫度(℃)。

4個實驗分別為: (1)實驗-C,將全球海氣交換傳輸速度k設(shè)置為常數(shù)14.5 cm/h,這相當(dāng)于CFC-11的海氣交換時間 τ為 2.87 d(τ=ΔZ1/k,ΔZ1為模式第一層厚度);(2)實驗-EK,使用 Esbensen and Kushnir[17]月平均風(fēng)場資料(下文簡稱為EK風(fēng)場);該實驗與趙琦等[18]的實驗-W相似,唯一區(qū)別在于兩個實驗運行的模式物理場的初始時間不同;(3)實驗-NP,使用NCEP風(fēng)場資料(下文簡稱為 NP風(fēng)場),本文將原始的1948年1月～2009年12月的62 a NCEP資料處理成月平均資料;(4)實驗-QS,使用Scatterometer Climatology of Ocean Winds(SCOW)提供的QuikSCAT衛(wèi)星風(fēng)場資料(下文簡稱為 QS風(fēng)場)(ftp://numbat.coas.oregonstate.edu/pub/scow/)。該資料的分辨率為0.25°×0.25°,范圍為 0°～360°E,69.875°S～69.875°N,我們首先利用線性外推的方法補齊原始資料中沒有的 78°～69.875°S之間的數(shù)據(jù),從中提取分辨率為2°×2°的數(shù)據(jù),而 69.875°～90°N 間原始風(fēng)場沒有的數(shù)據(jù)則直接用NP風(fēng)場同類資料替代。然后將1999年9月～2007年8月這8 a的QuikSCAT衛(wèi)星風(fēng)場資料處理成月平均資料。4個對比實驗的其他條件完全相同。

2 結(jié)果分析

2.1 風(fēng)速對傳輸速度的影響

將上述 3個月平均風(fēng)場資料處理成年平均的形式,如圖1所示。以圖1a的EK風(fēng)場的年平均風(fēng)速分布圖為例,赤道附近風(fēng)速最小,隨著緯度的增加風(fēng)速也在不斷增大,直到南北緯 60°附近,再往兩極風(fēng)速隨著緯度的增加有減小的趨勢。在北半球,風(fēng)速的高值區(qū)位于西北太平洋和西北大西洋,其等值線最大值達到了8 m/s。在南半球,整個南大洋在40°～65°S范圍內(nèi)均是風(fēng)速的高值區(qū),其中 50°～150°E范圍風(fēng)速等值線最大值達到了10 m/s。對比圖1a、圖1b和圖1c,我們可以看出3個風(fēng)場的年平均風(fēng)速大值區(qū)均位于南大洋、西北太平洋、西北大西洋,其中南大洋風(fēng)速最大,且風(fēng)速大值區(qū)覆蓋面積最廣。三個風(fēng)場的主要差異在于年平均風(fēng)速的最大值及其覆蓋的區(qū)域會有所不同。以南大洋為例,QS風(fēng)場的風(fēng)速最大值達到了12 m/s左右,EK風(fēng)場達到了11 m/s左右,而NP風(fēng)場僅為10 m/s左右。

年平均海氣傳輸速度(圖 1d～圖 1f)與年平均風(fēng)速(圖1a～圖1c)在分布上很類似,赤道附近傳輸速度較小,年平均傳輸速度大值區(qū)均位于南大洋、西北太平洋、西北大西洋,其中以南大洋傳輸速度最大。由傳輸速度公式可知,傳輸速度同時也受到溫度的影響,因此k值呈現(xiàn)出不同于風(fēng)速分布的閉合高值區(qū)。不同的風(fēng)場,年平均傳輸速度的大值區(qū)及其覆蓋的面積因風(fēng)速的差異而有所差異,例如,在西北大西洋試驗-NP的傳輸速度最大值為18 cm/h左右,而試驗-QS的相應(yīng)值達到了26 cm/h左右,后者約為前者的1.5倍。實驗-EK的年平均傳輸速度的全球年平均值為14.5 cm/h,從其傳輸速度分布(圖1e)可以看出,西北大西洋、西北太平洋、南大洋等海氣傳輸速度的高值區(qū),k值通常都大于14.5 cm/h。在赤道等海氣傳輸速度的低值區(qū),k值通常小于14.5 cm/h。由此可見,k取常數(shù)14.5 cm/h(試驗-C)會消弱k在高值區(qū)的傳輸速度,增強k在低值區(qū)的傳輸速度。

表1總結(jié)了3個風(fēng)場計算得到的年平均風(fēng)速和年平均傳輸速度的全球平均值。NP風(fēng)場年平均風(fēng)速的全球平均值為 6.5 m/s;EK風(fēng)場為 7.3 m/s,與Wanninkhof[10]得到的7.4 m/s差異不大;QS風(fēng)場為7.6 m/s。從公式(2)可知,風(fēng)速越大,傳輸速度就越大。如 QS風(fēng)場的風(fēng)速全球平均值比 NP風(fēng)場大了16.9%,相應(yīng)k的全球平均值比NP風(fēng)場的k值大了37.8%。Boutin等[13]也提到QS風(fēng)場風(fēng)速可能被高估了 5%左右,因為二次方的作用,k值可能也會相應(yīng)偏高10%。

表1 年平均風(fēng)速和傳輸速度的全球平均值Tab.1 Global annual mean wind speed and transfer speed

2.2 CFC-11海氣交換通量

圖2和圖3分別為1955年1月和7月4個實驗得到的海洋中CFC-11的海氣通量及其對比情況。對比實驗-EK所得的1月(圖2a)和7月(圖3a)的海氣通量模擬結(jié)果,我們可以看出,海氣通量有著明顯的季節(jié)性變化特征,南北半球的大部分海面在夏季表現(xiàn)出對CFC-11的排放,在冬季表現(xiàn)出對CFC-11的吸收,這主要是由CFC-11在海水中的溶解度隨著溫度的增高而降低造成。同時我們發(fā)現(xiàn) 7月份南大洋海氣通量的強度和 1月份的北半球海區(qū)接近,而南大洋海域更為寬廣,由此可以推斷南大洋對海氣通量的累計吸收大于北半球海區(qū)的相應(yīng)值,這與下文計算實驗-EK的64 a累計吸收通量結(jié)果(圖7a)一致。1月海洋對CFC-11的主要吸收區(qū)域位于北太平洋和北大西洋,在北半球高緯地區(qū)存在較明顯的從西到東的緯向梯度,赤道及南大洋沿岸海域存在 CFC-11的弱吸收區(qū)(圖2a)。這些海區(qū)中北大西洋對CFC-11的吸收通量最大,其最大值達到了 10×10–4pmol/(m2·s),而西北太平洋的海氣通量最大值僅為5×10–4pmol/(m2·s),這一方面是由于西北大西洋的 k值要高于西北太平洋(圖 1),另一方面也與西北大西洋強烈的對流混合導(dǎo)致該處CFC-11的海表濃度偏低有關(guān)(圖4)。在南極大陸附近海區(qū),由于常年存在下沉流,且此區(qū)域的海水溫度遠低于外圍,大氣中CFC-11在海水的溶解度較高,使得此區(qū)域常年處于不飽和狀態(tài)。

圖1 EK風(fēng)場、NP風(fēng)場和QS風(fēng)場的年平均風(fēng)速(m/s)(a-c)及其相應(yīng)傳輸速度(cm/h)分布圖(d-f)Fig.1 Global distributions of annual mean wind speed (m/s)(a-c)and corresponding transfer speed (cm/h)(d-f)

由圖2b我們可以看出,實驗-EK和實驗-C的海氣通量在西北大西洋、西北太平洋、南大洋這些傳輸速度大的海區(qū)有著明顯的差異。在西北大西洋,兩個實驗海氣通量的最大差值達到了2.5×10-4pmol/(m2·s)左右,該海區(qū)實驗-EK的海氣通量比實驗-C下的相應(yīng)值普遍大了10%～30%,最大達到了40%。在西北太平洋,兩實驗海氣通量的最大差值達到了1.0×10-4pmol/(m2·s)左右,實驗-EK 的海氣通量比實驗-C的相應(yīng)值在該地區(qū)也普遍大了10%左右。這主要是由于 1月這兩個地區(qū)風(fēng)速大,實驗-EK計算所得的傳輸速度大于14.5 cm/h所致。由于1月的南大洋處于CFC-11的弱吸收狀態(tài),因而兩個實驗的差異在該處并不明顯,但在圖 2b中可以看到在南大洋35°～60°W的沿岸海域存在著一個負值區(qū),參照1月實驗-EK的傳輸速度分布圖發(fā)現(xiàn)該地區(qū)的傳輸速度遠小于 14.5 cm/h,可能正是這個原因造成了實驗-EK在該處的海氣通量的偏小。

圖2c和2d分別表示1955年1月實驗-EK與實驗-NP、實驗-QS的海氣通量之差。總體來看,在全球大部分海域,實驗-EK比實驗-NP的海氣通量模擬結(jié)果要大一些,大部分海域的偏差在±10%之間,實驗-EK的海氣通量模擬結(jié)果比實驗-QS的模擬結(jié)果要小一些,偏差基本也在±10%之間(圖2d)。但是在局部海域,不同風(fēng)場實驗下的海氣通量模擬結(jié)果之間有著顯著差異,在西北大西洋(30°～60°N),實驗-EK的海氣通量比實驗-NP普遍大了10%左右,最大偏大程度達到了 20%,在南極近陸地海域,兩者的差異甚至可以達到 100%左右。同樣在西北大西洋(30°～60°N)海域,實驗-EK 下的海氣通量比實驗-QS小了約10%,這說明在1月北大西洋局部地區(qū)實驗-NP與實驗-QS的差異可以達到20%左右。海氣通量的差異與傳輸速度、海表濃度的差異有關(guān)。比如在北半球1月CFC-11的強吸收區(qū),實驗-EK的海氣通量在西北大西洋和西北太平洋兩地均大于實驗-NP的模擬結(jié)果(圖 2c),這主要是因為該處實驗-EK的傳輸速度較大。但是在南極大陸附近海區(qū),從圖 2c可以看出實驗-EK下的海氣通量小于實驗-NP的模擬結(jié)果,雖然實驗-EK在該處1月份的月平均風(fēng)速、傳輸速度都大于實驗-NP,但是實驗-EK在該處1月份的海表濃度模擬結(jié)果也更大,這可能是造成其海氣通量模擬結(jié)果小于實驗-NP的原因。由此可見,增大傳輸速度有利于CFC-11海氣通量的增大,但海氣通量同時還會受到CFC-11海表濃度的影響。

圖2 1955年1月海氣通量(×10-4 pmol/(m2·s))(a)及不同實驗間的通量差值(×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)

圖3 1955年7月海氣通量(×10-4 pmol/(m2·s))(a)及不同實驗間的通量差值(×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,實驗-EK比實驗-C海氣通量模擬結(jié)果在大部分海域要大一些,偏差主要在±10%之間,而海氣通量的這種正負偏差情況與兩者的傳輸速度偏差情況相對應(yīng),如7月在南大洋40°～70°S、50°～100°E范圍,實驗-EK比實驗-C的海氣通量模擬結(jié)果偏大達到了 40%,而該處正好也是實驗-EK傳輸速度的大值區(qū),最小傳輸速度就已經(jīng)達到了 16 cm/h左右,遠大于實驗-C的傳輸速度 14.5 cm/h。圖 3c和圖3d分別表示1955年7月實驗-EK與實驗-NP、實驗-QS的海氣通量差值,除南大洋近陸地附近海域外的全球大部分海域,實驗-EK海氣通量模擬結(jié)果與實驗-NP、實驗-QS的偏差范圍基本上在±10%之間。但是在局部海域,不同風(fēng)場實驗下的海氣通量模擬結(jié)果有著顯著差異。如在南大洋 120°～180°W,65°S以南的近陸地海域,實驗-EK海氣通量模擬結(jié)果比實驗-NP偏大了 40%以上,局部海域甚至達到了 180%,而在該海區(qū),實驗-EK海氣通量模擬結(jié)果比實驗-QS偏小了 15%左右,這說明在南大洋局部海域不同風(fēng)場下的海氣通量模擬結(jié)果差異可以達到195%左右,這種差異是非常顯著的。由于 69.875°～90°N間QS風(fēng)場數(shù)據(jù)用NP風(fēng)場同類資料替代,所以實驗-NP(圖 3c)和實驗-QS(圖 3d)在 70°N 以北的結(jié)果是一致的。

圖4 1995年1月海氣通量(×10-2 pmol/(m2·s))(a)及不同實驗間的通量差值(×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)

隨著積分時間的增加,不同風(fēng)場實驗下海氣通量之間的差異有著減小的趨勢。例如到了1995年1月(圖4),實驗-EK下的西北大西洋海氣通量比實驗-C的偏大程度明顯減小,最大偏大程度由1955年的40%降為 30%左右。除南、北極近陸地海域外的全球大部分海域,實驗-EK比實驗-NP的海氣通量模擬結(jié)果仍要大一些,但大部分海域偏大程度不超過 5%,相較于1955年1月的10%的偏大程度明顯減小。實驗-EK與實驗-QS的海氣通量模擬結(jié)果在1995年1月的全球大部分海域的偏差仍在±10%之間,但在局部海域的差異明顯減小。例如在南大洋50°S以南、50°～150°E海域,1955年1月實驗-EK與實驗-QS在大部分海域的偏差雖然在±10%之間,但是局部偏差可以達到±80%左右(圖2d),到了1995年1月該海域?qū)嶒?EK與實驗-QS的偏差基本都在±10%之間了(圖4d)。在西北大西洋30°～60°N,3個風(fēng)場實驗下的海氣通量模擬結(jié)果間的最大差異不到 15%。不同風(fēng)場實驗間海氣通量差異的減小,主要是由于隨著積分時間的增加,海洋不斷吸收大氣中的 CFC-11,導(dǎo)致 CFC-11的海表濃度(Cocn)不斷增大;同時人類CFC-11的排放,導(dǎo)致大氣 CFC-11在海表的平衡濃度(Ceqm)也在增大,但到了 1995年左右兩者濃度差(Ceqm－Cocn)的增大趨勢卻在不斷放緩,從而導(dǎo)致不同風(fēng)場實驗間海氣通量差異的減小。

2.3 CFC的吸收、分布、儲存

2.3.1 CFC-11海表濃度

圖5a和圖5b分別為觀測資料和實驗-EK的20世紀 90年代年平均 CFC-11海表濃度分布,其中CFC-11觀測資料[29]是通過整合WOCE在20世紀80至90年代(CFC-11資料的航測事件多集中在20世紀90年代)的各航線資料得到的,我們將 CFC-11海表濃度模擬結(jié)果處理成20世紀90年代年平均值與之對比。實驗-EK基本能很好地模擬CFC-11的海表濃度分布,高值區(qū)主要分布在南大洋、西北大西洋、西北太平洋,這與之前討論的CFC-11海氣通量的主要吸收區(qū)相對應(yīng),但是在西北太平洋和西北大西洋的模擬結(jié)果高于觀測資料,如在西北大西洋處,實驗-EK模擬的CFC-11海表濃度可達6.0 pmol/kg,而觀測值僅為 5.0 pmol/kg左右。在南極大陸附近海域,實驗-EK海表濃度可達 7.0 pmol/kg,而觀測值僅為6.0 pmol/kg左右,這些差異可能是由于LICOM模式在此處的垂直輸送強度不夠,導(dǎo)致了示蹤物在海表面的堆積。

從圖5c可以看出,實驗-EK和實驗-C的CFC-11海表濃度模擬結(jié)果出現(xiàn)明顯差異的海區(qū)仍位于南大洋、西北大西洋、西北太平洋,例如在南大洋 40°S至南極大陸的海區(qū),除了 60°S 以南、30°～60°W 存在一個小的負值區(qū)外,兩實驗差值圖存在一個大面積的0.1 pmol/kg的正值區(qū)域。參照實驗-EK的年平均傳輸速度圖(圖 1b),該負值區(qū)域的傳輸速度等值線最大值為14 cm/h,小于常數(shù)14.5 cm/h,可能正是這個原因造成了此處實驗-EK的海表濃度比實驗-C要小?？傮w而言,在相同的物理條件下,傳輸速度選取常數(shù)會造成CFC-11海表濃度模擬結(jié)果偏小,不過這種偏差相對較小,實驗-EK比實驗-C的模擬結(jié)果的偏大程度在全球海域基本在5%以內(nèi)。

圖5 20世紀90年代年平均CFC-11海表濃度(pmol/kg)Fig.5 Annual mean sea surface CFC-11 concentrations(pmol/kg)in the 1990s

圖5d和圖5e分別為實驗-EK與實驗-NP、實驗-QS的CFC-11海表濃度差值圖,由圖可見實驗-EK的CFC-11海表濃度模擬結(jié)果最大,實驗-QS、實驗-NP的模擬結(jié)果依次次之。除60°S以南、70°N以北外的全球大部分海域,實驗-EK比實驗-NP、實驗-QS的模擬結(jié)果的偏大程度在 5%以內(nèi),但不同風(fēng)場下 20世紀90年代的模擬結(jié)果會在局部海域存在顯著差異,比如在60°S以南以及70°N以北的海域,實驗-EK的模擬結(jié)果比實驗-NP偏大 20%以上,這種差異可能是由于NP風(fēng)場的風(fēng)速普遍小于EK、QS風(fēng)場造成。在 120°～180°W,65°S 以南的近陸地海域,實驗-EK的模擬結(jié)果比實驗-NP也偏大了 20%以上,局部海域甚至達到了40%,而在該地區(qū),實驗-EK的海氣通量模擬結(jié)果比實驗-QS的偏大程度普遍在5%左右。相比較之下,實驗-QS模擬的CFC-11海表濃度與觀測資料更為接近。

2.3.2 海洋CFC-11的水柱總量

圖6a和圖6b分別為觀測資料及實驗-EK的20世紀90年代年平均 CFC-11水柱總量分布圖,從圖中可以看出,觀測資料與實驗-EK模擬結(jié)果在分布上基本一致。海洋儲存CFC-11的主要區(qū)域位于北太平洋副熱帶海區(qū)、西北大西洋,以及南半球副熱帶至南大洋的廣闊海區(qū)。觀測資料和模擬結(jié)果均顯示西北大西洋處的CFC-11水柱總量最大,這是由于西北大西洋在冬季存在著很強的對流混合,可將海表高濃度的CFC-11向下傳輸?shù)? 000 m以下,從而造成CFC-11在北大西洋的大量存儲。這一海區(qū)實驗-EK的CFC-11水柱總量最大值達到了12.0 μmol/m2,高于觀測值的9 μmol/m2,高的海表濃度和高的存儲量說明模擬結(jié)果中吸收的 CFC-11未能及時轉(zhuǎn)移, 這可能是由于 LICOM 在此處的經(jīng)向輸送能力偏弱(北大西洋深水模擬的最大輸送強度為12 Sv,小于基于觀測的估計值),造成CFC-11在此處的堆積。在西北太平洋,實驗-EK的1.0 μmol/m2等值線的覆蓋范圍與觀測值基本一致,但是CFC-11水柱總量最大值只有 1.5 μmol/m2,小于觀測值的 2.0 μmol/m2;南大洋的CFC-11水柱總量高值區(qū)處于45°～55°S,這是由于CFC-11通過吸收區(qū)進入海洋并沿著等密度面向下向北傳輸,在 45°～55°S達到最大穿透深度,使得水柱總量值在此處達到最大。此處觀測資料等值線最大值達到了4.0 μmol/m2,實驗-EK的模擬結(jié)果只達到 3.5 μmol/m2,這說明我們對 CFC-11在南大洋穿透深度的模擬存在不足。

從圖6c可以看出,實驗-EK比實驗-C的CFC-11水柱總量模擬結(jié)果普遍偏大,在全球絕大部分海域的偏大程度在0～5%,差異最明顯的地方位于西北大西洋,該處實驗-EK比實驗-C的CFC-11水柱總量模擬結(jié)果最大偏大了0.45 μmol/m2。結(jié)合前面的討論我們可以看出,在南大洋近陸地海域10°～60°W附近,不管是 1955年 1月的 CFC-11海氣通量、20世紀90年代CFC-11年平均海表濃度,還是20世紀90年代年平均CFC-11水柱總量,實驗-EK與實驗-C模擬結(jié)果的差值圖都存在一個負值區(qū)域,可能還是由實驗-EK在該處的風(fēng)速偏小、傳輸速度小于14.5 cm/h造成。

圖6d和圖6e分別為實驗-EK與實驗-NP、實驗-QS的20世紀90年代CFC-11水柱總量差值圖。在除南、北極近陸地海域外的全球絕大部分海域,實驗-EK比實驗-NP的CFC-11水柱總量偏大5%以內(nèi),比實驗-QS的CFC-11水柱總量偏小5%以內(nèi),與實驗-QS的CFC-11水柱總量的模擬結(jié)果比較相近。同時我們可以看出,不同風(fēng)場也會造成 20世紀 90年代CFC-11水柱總量模擬結(jié)果在局部海域的顯著差異,120°～180°W,65°S 以南的近陸地海域,實驗-EK 的20世紀90年代年平均CFC-11水柱總量模擬結(jié)果比實驗-NP偏大了 15%以上,局部海域甚至達到了35%,比實驗-QS偏大 5%以內(nèi)。在北大西洋絕大部分海域,實驗-EK的CFC-11水柱總量模擬結(jié)果比實驗-NP普遍偏大5%左右,而比實驗-QS普遍偏小5%左右,這種差異也是由于不同風(fēng)場的傳輸速度差異造成。雖然實驗-QS與觀測資料仍有一定的差距,卻是這 3個風(fēng)場實驗中與觀測資料最為接近的一個,與觀測資料的差異可能是由模式物理場的向下傳輸強度較弱造成。

圖6 20世紀90年代CFC-11水柱總量( μmol/m2)觀測和模擬結(jié)果的全球分布Fig.6 Global distributions of CFC-11 column inventory (μmol/m2)in the 1990s

關(guān)于CFC-11在海洋中的存儲量,我們與其他學(xué)者的研究結(jié)果做了一些比較。表2為4個實驗?zāi)M結(jié)果與觀測資料、前人模擬結(jié)果的對比情況,其中Willey等[30]的結(jié)果為截止至 1994年的海洋對CFC-11累積存儲量的觀測結(jié)果,Key 等[29]的結(jié)果為截止至20世紀90年代海洋對CFC-11累積存儲量的觀測結(jié)果。四組實驗中實驗-EK、實驗-QS的模擬結(jié)果與觀測資料最為接近。實驗-C的 CFC-11存儲量在各時間段均小于實驗-EK的相應(yīng)值,這可能是由于海氣通量的高值區(qū)對應(yīng)于傳輸速度的高值區(qū),海洋對CFC-11的吸收量主要來源于這些地區(qū),k取常數(shù)消弱了海氣通量高值區(qū)對CFC-11的吸收,從而導(dǎo)致存儲量的偏小。Craig 等[31]用固定常數(shù)做為傳輸速度(海氣交換時間尺度τ為30 d,模式第一層厚度ΔZ1為25 m,傳輸速度為3.47 cm/h)計算了全球海洋對CFC-11的吸收量,他們所得的結(jié)果比本文模擬的結(jié)果小 30%還多,這可能跟他們使用的傳輸速度偏小有關(guān)。另外,趙琦等[18]也對CFC-11在海洋中的存儲量進行過計算,本文與其模擬結(jié)果的差異主要是由于本文在計算存儲量的過程中去除了循環(huán)邊界點。比較表2中的3個風(fēng)場在不同時間段下模擬的CFC-11海洋存儲量,結(jié)合3個風(fēng)場的風(fēng)速全球平均值、傳輸速度全球平均值(表 1),可以看出,風(fēng)速越大,傳輸速度越大,相應(yīng)的海洋對CFC-11的存儲量也越大,只是存儲量的偏大強度遠小于風(fēng)速偏大的強度。如實驗-EK的風(fēng)速全球平均值比實驗-NP大了約 12.3%,相應(yīng)的傳輸速度的全球平均值,大了約21.8%,而截至1990年1月的CFC-11存儲量才大了3.59%,并且隨著積分時間的增加,這種存儲量的偏差程度會越來越小,截至1994年12月實驗-EK比實驗-NP的 CFC-11存儲量偏大了 3.25%,到 2007年12月偏大 3.01%,這與前面討論的不同風(fēng)場實驗下海氣通量之間的差異有著減小的趨勢一致。另外,實驗-QS的全球平均風(fēng)速值和k值均大于實驗-EK,然而隨著積分時間的增加,兩風(fēng)場實驗下海洋對CFC-11的存儲量越來越接近一致。由此可見,不同風(fēng)場造成的傳輸速度差異對 CFC-11存儲量模擬結(jié)果影響并不大,并且隨著積分時間的增加,不同的傳輸速度造成的存儲量模擬結(jié)果間的差異會越來越小,我們的模擬結(jié)果對于模式本身以及強迫資料有一定的依賴性,模擬結(jié)果也依賴于模式的物理場。

表2 不同時間下海洋對CFC-11存儲情況Tab.2 Storage of CFC-11 in the ocean during different time periods

2.3.3 CFC-11在海洋中的輸送過程

將1944年1月～2007年12月海洋對CFC-11的吸收通量相加,求出64 a海洋對CFC-11的累計吸收通量,2007年12月的水柱總量代表64 a后海洋中CFC-11的儲存情況,所以64 a累計吸收通量與2007年12月的CFC-11水柱總量的差可以反映CFC-11在海洋內(nèi)部的輸送情況。以實驗-EK在南大洋的模擬結(jié)果為例,海洋對CFC-11經(jīng)過64 a的累計吸收后,從40°S到極地的整個南大洋都表現(xiàn)為CFC-11的正吸收區(qū)域(圖7a),累計吸收通量在 50°～150°E 范圍內(nèi)最大值達到了 16 μmol/m2,而2007年12月的水柱總量最大值雖然也在該區(qū)域(圖7b),但僅為4 μmol/m2,這說明南大洋在海面處大量吸收大氣中的 CFC-11,同時將大部分吸收來的 CFC-11向北傳輸至赤道等其他地方,輸出的這一部分水柱總量(如圖7c中南大洋處等值線正值區(qū)域)最大值可以達到了13 μmol/m2。西北太平洋的情況和南大洋類似,也是從海面大量吸收大氣中的CFC-11,其64 a累計吸收通量(圖 7a)達到了 10 μmol/m2左右;一邊將大部分吸收來的CFC-11向南輸送至大洋中的其他海域,輸出的水柱總量(如圖 7c中西北太平洋處等值線正值區(qū)域)最大值達到了 8 μmol/m2左右。西北大西洋情況有點不同,由圖 6a我們可以看出,西北大西洋是CFC-11的強吸收區(qū),其64 a來吸收的海氣通量最大值達到了 14 μmol/m2左右;而西北大西洋同時也是CFC-11的強儲存區(qū)(圖7b),2007年12月的水柱總量最大值也達到了14 μmol/m2左右,雖然64 a累計海氣通量與2007年12月的水柱總量強度類似,但是比較圖7a和圖7b的西北大西洋海域,可以看出他們的等值線分布情況是不同的。由圖7c可以看出,西北大西洋處的兩個等值線正值區(qū)域之間存在著一個明顯的負值區(qū)域(該處虛線代表負值,實線代表正值),這說明西北大西洋強對流混合區(qū)吸收的CFC-11有向外的輸送。由圖7c我們還可以看出,除赤道外,在 40°N～40°S存在著一個廣闊的負值區(qū)域,這說明該地區(qū)接收到來自其他海區(qū)輸送過來的CFC-11,是海洋CFC-11的一個重要的存儲區(qū)。

雖然我們使用了 3個不同風(fēng)場以及選取常數(shù)作為海氣交換傳輸速度做了 4個對比實驗,但是從圖7c～圖7f可以看出,四個實驗對CFC-11的儲存、輸送的模擬結(jié)果在區(qū)域以及強度上差異很小,這說明這4組實驗下傳輸速度的差異對CFC-11在大洋中的輸送速率影響不顯著。

3 結(jié)論

本文利用 IAP的全球海洋模式(LICOM)做了 4組對比實驗,研究不同的傳輸速度對海洋吸收CFC-11能力的影響。實驗-C將傳輸速度設(shè)置為常數(shù)14.5 cm/h,實驗-EK、實驗-NP、實驗-QS分別將Esbensen and Kushnir風(fēng)場、NCEP風(fēng)場、QuikSCAT衛(wèi)星風(fēng)場資料運用于Wanninkhof傳輸速度公式,得到三種不同的傳輸速度。在這 4組對比實驗中我們重點考察了 CFC-11在海洋中的海氣通量、海表濃度、水柱總量、輸送過程等情況。具體結(jié)論如下:

1)在年平均傳輸速度的全球平均值相同的條件下,傳輸速度選取常數(shù)分布會造成CFC-11的海氣通量、海表濃度、水柱總量等模擬結(jié)果的相對偏小。

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

2)年平均風(fēng)速越大,相應(yīng)的年平均傳輸速度也會越大,不同風(fēng)場得到的傳輸速度的全球平均值最大可相差 37.8%,這種差異會造成模擬結(jié)果之間在局部海域存在顯著差異,但大部分海域下的差異并不顯著。如 1955 年 7 月的 120°～180°W,65°S 以南的近陸地海域,不同的風(fēng)場帶來的CFC-11海氣通量模擬結(jié)果間的差異達到了 195%,但在全球大部分海域,使用Esbensen and Kushnir風(fēng)場模擬的1955年1月和7月的CFC-11海氣通量與使用NCEP、QuikSCAT風(fēng)場的偏差范圍在±10%之間,模擬的20世紀90年代年平均CFC-11海表濃度、水柱總量與使用NCEP、QuikSCAT風(fēng)場的偏差均在±5%以內(nèi)。而且隨著積分時間的增加,從CFC-11海氣通量、存儲量兩方面可以看出不同實驗?zāi)M結(jié)果之間的差異有著減小的趨勢。如1955年1月北大西洋局部地區(qū),不同的風(fēng)場帶來的海氣通量模擬結(jié)果間的差異可以達到 20%左右,1995年1月這種差異下降到15%左右。特別是從不同時間下CFC-11的存儲情況可以看出,三個風(fēng)場實驗?zāi)M結(jié)果之間的差異相較于他們的傳輸速度的差異非常小,而且隨著積分時間的增加模擬結(jié)果間的差異會越來越不顯著,這說明相較于風(fēng)場,海洋對CFC-11的吸收更多依賴于模式的物理場。另外,傳輸速度的差異對CFC-11在大洋中的輸送速率影響不顯著。

3)從CFC-11海表濃度、水柱總量方面的模擬結(jié)果與觀測資料的對比,可以看出,傳輸速度最大的QuikSCAT風(fēng)場實驗雖然與觀測資料仍有一定的差距,卻是這三個風(fēng)場實驗中與觀測資料最為接近的一個。

4)通過與觀測資料的對比可知,三個風(fēng)場實驗的模擬結(jié)果均能很好地表現(xiàn)出 CFC-11在海洋中的分布和存儲特征,而模擬結(jié)果表現(xiàn)出的CFC-11在海表面有堆積、在垂直分布上穿透深度不足的現(xiàn)象,可能與物理模式的垂直輸送強度偏弱有關(guān)。

[1]張子范,李家春.海氣界面動量、熱量及水汽交換系數(shù)的數(shù)值模擬[J].水動力學(xué)研究與進展,2001,16(1):119-129.

[2]鄭崇偉,潘靜.全球海域風(fēng)能資源評估及等級區(qū)劃[J].自然資源學(xué)報,2012,27(3): 364-371.

[3]Zheng Chongwei,Zhuang Hui,Li Xin,et al.Wind energy and wave energy resources assessment in the East China Sea and South China Sea [J].Science China Technological Sciences,2012,55(1):163-173.

[4]鄭崇偉.中國海和全球海域波候、風(fēng)候統(tǒng)計分析及波浪能、風(fēng)能資源研究[M].北京: 海洋出版社,2012.

[5]劉春霞,何溪澄.QuikSCAT散射計矢量風(fēng)統(tǒng)計特征及南海大風(fēng)遙感分析[J].熱帶氣象學(xué)報,2003,19(增刊): 107-117.

[6]黃艷松,宋金寶.NCEP再分析資料和浮標觀測資料計算海氣熱通量的比較[J].海洋科學(xué),2011,35(12):113-120.

[7]Sweeney C,Gloor E,Jacobson A R,et al.Constraining global air-sea gas exchange for CO2with recent bomb14C measurements [J].Global Biogeochemical Cycles,2007,21,GB2015.

[8]Fangohr S,Woolf D K,Jeffery C D,et al.Calculating long-term global air-sea flux of carbon dioxide using scatterometer,passive microwave,and model reanalysis wind data[J].J Geophys Res,2008,113(C9),032.

[9]Liss P S,Merlivat L.Air-sea gas exchange rates:introduction and synthesis[C].Menard P B.The Role of Air-Sea Exchange in Geochemical Cycling.Dordrecht:D Reidel Publishing Company,1986: 113-127.

[10]Wanninkhof R.Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean [J].J Geophys Res,1992,97(C5): 7373-7382.

[11]Nightingale P D,Malin G,Law C S,et al.In situ evaluation of air-sea gas exchange parameterizations using novel conservative and volatile tracers [J].Global Biogeochemical Cycles,2000,14 (1): 373-387.

[12]Wanninkhof R,McGillis W R.A cubic relationship between airsea CO2exchange and wind speed[J].Geophys Res Lett,1999,26(13): 1889-1892.

[13]Boutin J,Quilfen Y,Merlivat L,et al.Global average of air-sea CO2transfer velocity from QuikSCAT scatterometer wind speeds [J].J Geophys Res,2009,114(C04007): 1-14.

[14]Ho D T,Law C S,Smith M J,et al.Measurements of air-sea gas exchange at high wind speeds in the Southern Ocean: implications for global parameterizations[J].Geophys Res Lett,2006,33 (16): L20604.

[15]England M H,Garcon V,Minster J.Chlorofluorocarbon uptake in a world ocean model,1.Sensitivity to the surface gas forcing [J].J Geophys Res,1994,99(C12):25215-25233.

[16]李陽春,徐永福,趙亮,等.全球海洋模式對CFC-11分布的初步模擬研究[J].大氣科學(xué),2006,30:671-681.

[17]Esbensen S K,Kushnir J.The heat budget of the global ocean: An atlas based on estimates from surface marine observations[R].Corvallis: Oregon State University Climate Research Institute,1981.

[18]趙琦,陳中笑,徐永福,等.全球海洋CFC-11吸收對傳輸數(shù)度的敏感性[J].大氣科學(xué),2012,36(6):1253-1268.

[19]Frank R.An atlas of surface flues based on the ECMWF reanalysis: a climatological dataset to force global ocean general circulation models[R].Hamburg:Max-Planck-Institute fuer Meteorologie,2001.

[20]劉海龍,俞永強,李薇,等.LASG/IAP氣候系統(tǒng)海洋模式(LICOM1.0)參考手冊[M].北京: 科學(xué)出版社,2003.

[21]Liu Hailong,Zhang Xuehong,Li Wei,et al.An eddy-permitting oceanic general circulation model and its preliminary evaluations [J].Advances in Atmospheric Science,2004,21(5): 675-690.

[22]Yuan Dongliang,Liu Hailong.Long-wave dynamics of sea level variations during Indian Ocean Dipole events[J].American Meteorological Society,2009,39:1115-1132.

[23]Liu Hailong,Lin Pengfei,Yu Yongqiang,et al.The baseline evaluation of LASG/IAP Climate system Ocean Model (LICOM)version 2[J].Acta Meteorologica Sinica,2012,26(3): 318-329.

[24]徐永福,李陽春,趙亮,等.一個太平洋海盆尺度環(huán)流模式及其模擬結(jié)果[J].大氣科學(xué),2006,30(5):927-938.

[25]Li Yangchun,Xu Yongfu.Influences of two air-sea exchange schemes on the distribution and storage of bomb radiocarbon in the Pacific Ocean[J].Marine chemistry,2012,130-131: 40-48.

[26]Li Yangchun,Xu Yongfu.Uptake and storage of anthropogenic CO2in the Pacific Ocean estimated using two modelling approaches[J].Advances in Atmospheric Science,2012,29(4): 795-809.

[27]Rayner N A,Parker D E,Horton E B,et al.Global analyses of sea surface temperature,sea ice,and night marine air temperature since the late nineteenth century[J].Journal of Geophysical Reseaech,2003,108(D14):4407.

[28]J?hne B,Heinz G,Dietrich W.Measurement of the diffusion coefficients of sparingly soluble gases in water[J].Journal of Geophysical Reseaech,1987,92(C10): 10767-10776.

[29]Key R M,Kozyr A,Sabine C L,et al.A global ocean carbon climatology: Results from Global Data Analysis Project (GLODAP)[J].Global Biogeochemical Cycles,2004,18: GB4031.

[30]Willey D A,Fine R A,Sonnerup R E,et al.Global oceanic chlorofluorocarbon inventory [J].Geophys Res Lett,2004,31: L01303.

[31]Craig A P,Bullister J L,Harrison D E,et al.A comparison of temperature,salinity,and chlorofluorocarbon observations with results from a 1° resolution three-dimensional global ocean model [J].J Geophys Res,1998,103(C1): 1099-1119.