2016, Vol. 59
2. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044;
3. 国家气候中心中国气象局气候研究开放实验室, 北京 100081;
4. 北京师范大学全球变化与地球系统科学研究院, 北京 100875
2. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China;
3. Laboratory for Climate Studies, National Climate Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081, China;
4. College of Global Change and Earth System Science, Beijing Normal University, Beijing 100875, China
海洋是地球上一个巨大的碳库,对于吸收和存储温室气体具有重要作用.海洋模式已经成为检验海洋环流和碳循环的主要工具,而且通常采用被动示踪物检验海洋环流模式的模拟效果.氯氟烃化合物(CFCs,主要指CFC-11和CFC-12)是20世纪早期由增加的人类活动排放到大气中的人为含碳物质.CFCs通过气体交换进入海洋表面,海气交换时间较短,沸点较高且不易溶于水,稳定性较好且噪声低,作为十年时间尺度上的环流和混合过程的被动和守恒示踪物在海洋中携带(Bullister and Weiss, 1983；Weiss et al., 1985；Wallace and Lazier, 1988；Warner and Weiss, 1992；Doney and Bullister, 1992；Smethie,1993； Rhein,1994；Warner et al., 1996；Smythe-Wright and Boswell, 1998；Andrié et al., 1999).所以CFCs能够参与年代际时间尺度海气交换并作为示踪物在海洋中参与循环和混合过程,也是探究海洋环流模式的非常重要的示踪物之一.
虽然CFCs在大气中的浓度自20世纪30年代从零开始呈指数增长,但只有30%留存在大气,其余的被海洋吸收并向下输送.许多研究采用被动示踪物CFCs评估海洋环流模式(England,1995a；Robitaille and Weaver, 1995； Heinze et al., 1998).Bullister和Weiss(1983)总结和回顾了运用CFCs为海洋环流示踪物的过程,他们指出CFCs是评估海洋环流模式的一个非常有价值的工具.England等(1994)利用低分辨率的海洋模式对CFCs进行了模拟,发现使用经典的海-气交换公式能大大提高CFCs的模拟深度.Dutay等(2002)比较了德国、澳大利亚、日本、法国、美国、挪威、瑞士、英国、比利时9个国家的13个参与第二次海洋碳循环模式比较计划(OCMIP-2)模式模拟的CFC-11分布状况,发现模式间的模拟效果差别比较大,在南大洋尤为明显.Seferian等(2013)评估了三个含海洋生物地球化学的模式,发现通过检查CFC-11可以直接获取海洋模式的通风能力.李阳春等(2006)和赵琦等(2012)分别使用中国科学院大气物理研究所的全球海洋模式L30T63和LICOM研究了CFC-11在全球海洋的分布和吸收,并初步讨论了其可能决定因素和对传输速度的敏感性.方怡等(2014)进一步研究了LICOM模式中不同风场引起的不同海气传输速度对CFC-11在海洋中的分布和吸收产生的影响,选出适用于LICOM模式模拟海洋对气体吸收的风场.
20世纪80—90年代,世界大洋环流试验(World Ocean Circulation Experiment,WOCE)观测和收集了大量的CFC-11浓度数据,但是就全球海洋来说,它们非常有限.为了弥补观测样本不足,可以用全球海洋环流模式填补空白.另一方面,CFC-11作为一种惰性的被动示踪物被广泛应用于海洋模式的检验与评估中.美国地球物理流体动力学实验室(GFDL)的模块化海洋模式(MOM)是目前国际上最广泛应用的海洋环流模式之一,中国气象局国家气候中心在MOM4的基础上发展了全球海洋环流模式MOM4_L40(李清泉等,2015).李清泉等(2015)曾利用MOM4_L40模式研究了海洋中碳和营养物的自然分布,但目前尚未发现有人利用被动示踪物CFC-11对MOM4_L40或MOM4进行检验和评估.因此,本文利用CFC-11作为示踪物,模拟了CFC-11在MOM4_L40模式中的分布,并将模拟结果与观测数据相比较,对MOM4_L40的模式基本性能和通风能力进行了细致地检验和评估,为模式改进和发展提供参考信息.
下面,首先简要介绍模式框架和CFC-11模拟试验设计.然后,通过海表面和沿不同海洋剖面比较模式和观测结果,分析模式模拟CFC-11分布的能力,检验评估模式通风能力和路径.最后是结论与讨论.
2 模式和试验介绍 2.1 模式介绍MOM4_L40模式是中国气象局国家气候中心在美国地球物理流体动力学实验室(GFDL)第4版模块化海洋模式(MOM4)基础上发展而来的(李清泉等,2015).原始的GFDL MOM4模式只有垂直28层和50层两个版本.国家气候中心根据自己的计算机性能设计和发展了这个垂直40层的全球海洋环流模式MOM4_L40.模式采用了三极格点,北美和欧亚大陆为两个“北极”.模式水平分辨率为全球沿纬圈方向为1°经度,在30°S 至30°N之间为(1/3)°纬度、30°S和30°N到南、北极为1°纬度；垂直方向采用Z坐标系,海洋最大深度为5334 m,上层200 m均分为20层,每10 m一层,再往下为不均匀的20层.模式垂直格点由(1/10)°地形资料制作,对模式不能分辨的重要海峡(如台湾海峡)作了特别处理.除了垂直和水平分辨率与原始的GFDL MOM4模式不同外,MOM4_L40还通过试验选择了最佳的物理过程参数化方案,例如基于示踪物的三阶平流方案,等体积线示踪物混合和扩散方案,拉普拉斯水平摩擦方案,KPP垂直混合方案,完全对流方案,基于叶绿素浓度空间分布的短波渗透方案等.该模式还采用了海底地形边界和陡坡的地形处理溢流方案,地形起伏随着垂直分辨率和网格分布而变化,在地形坡度非常缓和极陡峭区域模拟效果更好.此外,MOM4_L40中还带有一个动力-热力海冰模式,其水平分辨率与MOM4_L40 相同,垂直方向有三层,包括一层雪和两层冰,可以计算海冰的浓度、厚度、温度、盐度等.对MOM4_L40模式的详细介绍可参见李清泉等(2015).
2.2 CFC-11海-气通量的参数化方案CFC-11通过海气相互作用进入海洋,通过海洋的水平和垂直运动的物理过程进行输送.本文参考国际上第二次海洋碳循环模式比较计划(Ocean Carbon Cycle Model Intercomparison Project-Phase 2,OCMIP-2)提供的CFC-11海-气通量参数化方案,海洋表面的CFC-11交换通量可由下面的公式表示：
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其中,Kw是海-气气体传输速度(m·s-1)；Csat是水汽饱和时空气中的CFC-11浓度(mol·m-3)；Csurf是模式模拟的海洋表面CFC-11浓度(mol·m-3).Csat计算公式如下：
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其中,αlpha是大气水汽饱和时的CFC-11溶解度,是根据Warner和Weiss(1985)的溶解度方程、利用模式海表温度和海表盐度计算得到；PCFC是1个总大气压下干空气中的CFC-11大气分压；P是当地海面总大气压,取月平均气候值(Esbensen and Kushnir, 1981)；P0是1 atm.
海-气气体传输速度计算公式(Wanninkhof,1992)如下：
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(3) |
其中Fice是海表被冰覆盖的比例,根据Walsh(1978)和Zwally等(1983)的气候值给定,范围在0.0~1.0,且随着纬度变化而变化的.Sc是施密特(Schmidt)数,根据Zheng等(1998)的公式用模式SST计算得到.Xconv和a是常数,分别取值为1/(3.6×105)和0.337.u2是月平均海表面风速平方,v是该月的瞬时风速方差.风速信息取自第一和第二次特别遥感微波图像(Special Sensor Microwave Imager,SSMI)卫星资料.
2.3 试验介绍本研究的大气CFC-11模拟时段为1931—1999年.大气CFC-11浓度由美国二氧化碳信息分析中心(Carbon Dioxide Information Analysis Center,CDIAC)提供的资料(http://cdiac.ornl.gov/ftp/oceans/CFC_ATM_Hist/CFC_ATM_Hist_2014/).从1931—1999年大气CFC-11浓度随时间变化曲线(图 1)可见,北半球CFC-11的浓度比南半球的高.这是由于世界各主要工业国家大都集中在北半球.南、北两半球的大气穿越赤道完全混合大概需要两年的时间(Walker et al., 2000),因此南半球CFC-11落后北半球CFC-11大约2年的时间,但增长速率相同.从20世纪30年代开始大气中的CFC-11非线性地增加并且达到北半球最大值264 ppt(parts per trillion)和南半球的最大值260 ppt(Walker et al., 2000).大气环流以及北半球较大的排放量使得南北半球间的梯度基本保持为4 ppt.
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图 1 大气CFC-11浓度的时间变化曲线(单位：parts per trillion) Fig. 1 Time series of atmospheric CFC-11 concentrations(unit: parts per trillion) |
在试验中,首先将MOM4_L40模式在有季节变化的气候态(包括辐射、气温、气压、比湿、风场等要素)强迫下自静止状态开始积分1000年,使其达到准平衡态；然后把模式积分第1000年作为1931年,模式自第1000年起在大气CFC-11的强迫下,将CFC-11作为被动示踪物从1931年开始积分至1999年,共积分59年.1931年海洋和大气中的CFC-11浓度为零.
3 结果分析为了检查模式模拟结果,本文采用了全球海洋资料分析项目GLODAP(Global Ocean Data Analysis Project)提供的观测资料与模拟结果进行比较.GLODAP是由美国国家海洋-大气管理局、能源部和国家科学基金联合支持的一个综合航海研究项目,它提供了包括CFC-11、 CFC-12、盐度等要素的三维气候学分析资料.该资料是用10年WOCE(World Ocean Circulation Experiment,世界大洋环流试验)航测资料通过资料同化得到的,为20世纪90年代的平均值(Key et al., 2004).本文选取相应时间段(1990—1999年)模式模拟结果的平均值进行分析,并与GLODAP提供的CFC-11观测资料相比较.CFC-11作为被动示踪物,它的吸收和存储主要是受海洋物理场的影响,因此,我们不仅分析了CFC-11的分布特征,还分析了海洋温度和流函数的模拟情况.
3.1 海洋表面CFC-11浓度图 2为模拟和观测的年平均CFC-11海表浓度及其差值分布图.由图 2可见,模拟的CFC-11浓度分布与观测基本一致,海表浓度高值区主要分布在南大洋、西北大西洋、西北太平洋,中高纬度的CFC-11浓度比低纬度大.由于CFC-11的海表溶解度主要是温度的函数(Warner and Weiss, 1985),海表的CFC浓度分布受海表温度影响较大,CFC-11的浓度值大小分布与温度分布(图略)梯度刚好相反.在热带地区温度较高,CFC-11的浓度值较小；相反,在高纬地区温度较低,CFC-11的浓度值较大.在太平洋区域,西太平洋附近的黑潮地区经向温度梯度较大,所以西太平洋CFC-11的梯度要大于东太平洋.
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图 2 全球海洋表面CFC-11年平均浓度分布(单位：pmol/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 2 Global sea surface CFC-11 concentration(unit: pmol/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
同时,海洋表面CFC-11分布也与海洋物理场有关.比如在赤道东太平洋存在上翻流,将深层含有低浓度CFC-11的海水向上输送,导致东太平洋海表的CFC-11浓度较小.在冷SST和强垂直混合区(如南大洋、大西洋和西北太平洋)CFC-11的浓度都很高,如模式在南大洋中高纬度地区的CFC-11浓度最大,在副热带的浓度小1/2～1.
从模拟与观测的差值图(图 2c)也可以看到,在全球大部分海域,CFC-11模拟值大于观测值,其中鄂霍次克海和白令海峡附近模拟比观测偏高2～4 pmol/kg,拉布拉多海域及其附近的北大西洋、50°S—70°S附近的南大西洋和南太平洋等地偏高1～2 pmol/kg,这可能与海洋表面温度模拟存在偏差有关.计算北半球大洋和南大洋观测与模拟值的空间相关系数分别为0.93、0.98,说明与北半球大洋相比,南大洋模拟效果更加接近观测.
图 3为海表面CFC-11纬向积分总量随纬度变化图.由图 3可见,总体来说,南半球CFC-11浓度比北半球大,观测最大值在55°S附近,约为68 mol·m-2；模拟最大值在60°S附近,约为78 mol·m-2,主要由于那里是南半球模态水的俯冲带位置(Séférian et al., 2013).在60°S—70°S和20°S—40°S地区,模拟基本上与观测一致；在其他纬度地区,模拟值比观测值略偏大.南半球最大偏差位于55°S—60°S附近,北半球最大偏差位于40°N—65°N附近,模拟比观测大10 mol·m-2左右.在65°N—90°N之间无观测,模拟值在2～25 mol·m-2.在海洋模式中,南半球吸收的CFC-11比北半球多,CFC-11纬向积分总量在两半球之间的非对称性主要是由于海陆分布引起的.与Séférian等(2013)评估的三个模式结果相比,MOM4_L40模式在南大洋的模拟结果与观测值更为接近.
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图 3 全球海洋表面CFC-11年平均浓度的纬向积分总量(单位：mol·m-2) 实线为观测,虚线为模拟. Fig. 3 Zonal integral inventory of global sea surface CFC-11(unit: mol·m-2) Solid and dashed curves denote observation and simulation,respectively. |
CFC-11的柱总含量是检验海洋CFC-11吸收状况的重要手段之一.由图 4可看出,模拟的CFC-11柱总含量空间分布(图 4b)基本上与观测(图 4a)一致：中高纬度含量比低纬度高,北大西洋含量比北太平洋高；最低值在阿拉伯海、孟加拉湾、赤道附近的东印度洋、赤道附近的中东太平洋和大西洋东部；最高值在50°N—60°N的北大西洋.但是模拟值较观测值总体偏高.从观测值可以明显地看出,在北大西洋的东、西边界有细长而密集的等值线.模拟结果也基本上呈现出这一特征,但模拟的CFC-11经向梯度偏小,且低估了CFC-11的吸收.
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图 4 全球CFC-11柱总含量分布(单位：103 pmol·m/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 4 Global ocean CFC-11 inventory(unit:103 pmol·m/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
从观测和模拟结果都可以看到,CFC-11浓度的高值区主要集中在西北大西洋的拉布拉多海域和南大洋.拉布拉多海的海洋混合层延伸至800～1300 m(Canuto et al., 2004),它是北大西洋深层水一个重要的源头.同时,由于在西北大西洋存在强对流混合,可将海表低温、高浓度的海水向下、向北输送到近2000 m以下,从而形成CFC-11的主要存储区.在拉布拉多海域、丹麦海峡、冰岛—苏格兰溢出区存在大西洋水团的俯冲带,在这些区域的深海,CFC-11沿大西洋的东、西边界向南输送.观测到的另一个CFC-11浓度的高值区位于南大洋,其最高值达3500 pmol·m/kg；同时,南大洋40°S—60°S区域的CFC-11柱总含量相对于北半球海洋总体值比较大,主要是由于南大洋深混合层和亚南极模态水储存了大量的CFC-11,南极大陆附近下沉流比较强,且为不饱和区.模拟结果基本上很好地反映了这些分布特征.此外,模拟结果表明,北冰洋的CFC-11柱总含量为500～3000 pmol·m/kg左右,我国东南沿海以及菲律宾附近的海域CFC-11柱总含量为500～1000 pmol·m/kg,在这些地区没有观测.
CFC-11柱总含量在北大西洋模拟与观测偏差较大,模拟值比观测值明显偏小(图 5c).大多数模式都低估了北大西洋和南大洋的CFC-11储量(Ishida et al., 2007),模式MOM4_L40也同样出现了低估北大西洋的情况,说明在此处经向输送较强,存在过度输送.但是我们发现在南大洋,MOM4_L40高估了CFC-11储量,尤其是在维德尔海和南斯海附近,可能与模式带有一个动力-热力海冰模式有关.CFC-11模拟结果对于模式本身以及强迫资料有一定的依赖性,模式物理场的改进主要是温盐结果的改进,模式的基本性能决定着温盐环流的模拟效果,温度和盐度模拟偏差会导致CFC-11浓度模拟偏差.本文中大西洋CFC-11浓度模拟偏差较大,与李清泉等(2015)研究发现MOM4_L40模拟的大西洋海温偏差较大的结论相吻合.
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图 5 全球纬向平均CFC-11柱总含量(a)及沿北大西洋(b),北太平洋(c),南太平洋(d),南印度洋(e),南大西洋(f)剖面平均的CFC-11柱总含量(单位：103 pmol·m/kg) 实线为观测,虚线为模拟. Fig. 5 Zonal mean CFC-11 column inventory in the global ocean(a)(unit: 1010 pmol·m2/kg),the North Atlantic(b), North Pacific(c),South Pacific(d),South Indian Ocean(e),South Atlantic(f)(unit:103 pmol(m/kg) Solid and dashed curves denote observation and simulation,respectively. |
为了更好地检验CFC-11在海洋上层的输送情况,图 5给出了1200 m以上海洋中的CFC-11全球纬向及沿各海区剖面平均的柱总量.根据观测资料情况,本文选取了北大西洋30°W、北太平洋179°E、南太平洋170°W、南印度洋29°E以及南大西洋0°E分析沿各海区剖面平均的CFC-11柱总含量.
由图 5a可见,在30°S—30°N区域,模式模拟的全球纬向平均CFC-11柱总含量与观测最为接近.在70°S—30°N附近模拟较观测偏大,在30°N—60°N附近模拟较观测偏小,在 60°N附近CFC-11观测值为4400 pmol·m/kg,而模拟值只有2400 pmol·m/kg.在60°N以北,模式模拟的全球平均柱总含量为1400～2400 pmol·m/kg左右.南大洋纬向平均CFC-11柱总含量整体比观测值略偏大,在60°S—80°S模拟较观测偏大200～1200 pmol·m/kg左右.
在北大西洋、北太平洋、南太平洋、南印度洋、南大西洋(图 5b、5c、5d、5e、5f),总体来说,模式模拟的分布形势与观测值较为一致.在沿北大西洋30°W剖面(图 5b),模拟值偏小,说明模式在北大西洋低估了CFC-11的吸收；沿北太平洋179°E剖面(图 5c),在10°N附近CFC-11柱总含量最低,10°N为赤道无风带,有很强的上升流,上升流将海底低浓度的CFC-11海水带到海洋表面,使得整个CFC-11柱总含量呈现北高南低的形势；沿南太平洋170°W剖面(图 5d),模拟和观测的CFC-11柱总含量都是在高纬度地区较大、越靠近赤道越小,最小值为600 pmol·m/kg,这与Dixon等(1996)结果也是一致；沿南印度洋29°E剖面(图 5e),在40°S—50°S附近是CFC-11的高储存区,CFC-11柱总含量等值线分别向高纬、赤道区域递减；沿南大西洋0°E剖面(图 5f),模拟效果最为接近观测值.
就全球纬向平均CFC-11柱总含量来说,MOM4_L40模式基本抓住了CFC-11的通风过程,模式模拟的两个重要CFC-11存储区分别位于南大洋45°S和北大西洋60°N附近.与Danabasoglu等(2009)、Valsala等(2008)、李阳春等(2006)的模拟结果相比较,本文模拟的CFC-11柱总含量分布形势相似,MOM4_L40模式在60°N附近同样也低估了北大西洋CFC-11的吸收,但偏差相对较小,说明该模式在北大西洋的模拟有一定优势.
3.3 海洋CFC-11垂直分布本文选取北大西洋30°W剖面、北太平洋179°E剖面、南太平洋170°W剖面、南印度洋29°E剖面以及南大西洋0°E剖面进一步分析CFC-11的垂直分布.
3.3.1 北大西洋如前所述,西北大西洋是CFC-11主要的存储区,因此这里进一步分析沿北大西洋30°W剖面平均的CFC-11垂直分布(图 6).北大西洋的主要水团由北大西洋深层水(NADW)组成,北大西洋的深层水包括下层深层水(LANDW)和上层深层水(UNADW),在1000 m以下的海水主要是由深层水的不断更新决定的.可以看出,模拟(图 6a)基本呈现了上述特性,与观测(图 6b)也基本吻合,CFC-11从高纬度向下向南输送,都有一个水舌从高纬度延伸到低纬度,这主要是深核心区向下向南输送,此区域为北大西洋混合层海水下沉至深层水所致.
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图 6 沿北大西洋30°W剖面的CFC-11浓度垂直分布(单位：pmol/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 6 CFC-11 concentration in the North Atlantic along 30°W(unit: pmol/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
但是模拟也存在偏差(图 6c).观测最大值2 pmol/kg的深核心区达到2000 m,而模拟值只达到1200 m左右.同样,观测值的0.1 pmol/kg等值线最大渗透深度为3000 m左右,而模拟结果在2200 m左右,渗透深度模拟不够.说明MOM4_L40模式在模拟CFC-11时存在过度向南输送,将高纬度的CFC-11输送到低纬度,但向下输送的深度不够,就造成了在大西洋高纬度模拟的CFC-11柱总含量偏低,Valsala等(2008)模拟也遇到同样的问题.
3.3.2 北太平洋图 7为沿北太平洋179°E的CFC-11垂直剖面图.从整体分布形势上来看,模拟结果与观测较为一致.模拟的CFC-11最大浓度出现在次表层,3 pmol/kg等值线的水舌从亚极地向南延伸至20°N,渗透深度约为400 m左右.在40°N以北,模拟和观测的最大值都是4 pmol/kg.与温度梯度相反,高纬度地区为CFC-11高浓度区,随着海洋环流向南输送,北赤道流和黑潮将赤道海区CFC-11低浓度海水向北输送,而来自高纬度的携带CFC-11的海水下沉到高温、低CFC-11 的黑潮区,在25°N—35°N之间下沉到最大深度,最大渗透深度都约为1000 m左右,且等值线缓慢向南抬升.10°N附近渗透深度减到最小,向南渗透深度又明显加深,这主要是由于在10°N附近,海水的密度也最低.与观测相比,模拟高浓度水舌向南延伸存在偏差,而最大渗透深度则比较一致.从模拟与观测的差值图(图 7c)上可以看到,在30°N以南,1000 m以上模拟偏大0.5 pmol/kg左右、1000 m以下略偏小；在30°N—50°N之间,400 m以上模拟略偏大、400 m以下偏小0.5 pmol/kg左右；在50°N以北,表层200 m以上模拟偏大、200 m以下偏小0.5 pmol/kg左右.存在这种偏差的原因,很可能是与温跃层模拟存在偏差有关.
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图 7 沿北太平洋179°E剖面的CFC-11浓度垂直分布(单位：pmol/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 7 CFC-11 concentration in the North Pacific along 179°E(unit: pmol/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
图 8是沿南太平洋170°W剖面平均的CFC-11垂直分布.从图 8可见,模拟结果与观测整体趋势一致,都是从高纬度向赤道延伸,整体分布形式呈“V”型分布.50°S以南的高纬度地区为CFC-11的高浓度区,中心值约为3.5 pmol/kg,CFC-11从高纬度向下向北输送,观测和模拟的0.05 pmol/kg等值线的最大渗透深度都在4000 m左右.CFC-11浓度在靠近南极大陆架的地区急剧减少,模拟在60°S附近很好地体现了这一特征.南太平洋海洋环流与西南大西洋的南极绕级流(ACC)有关,以向东运动为主的ACC极大阻碍了南大洋中上层的南北向物质和能量的交换,而西风漂流中的亚热带锋(38°S)和亚南极锋宽度越窄,浓度较高的CFC-11渗透深度也就越浅.观测的2 pmol/kg水舌向北延伸至20°S附近,模拟的2 pmol/kg水舌向北延伸至5°S附近.由图 8c可见,40°S以北,1000 m以上模拟总体大于观测,1000 m以下,模拟小于观测；60°S以南,模拟总体大于观测；50°S—60°S,表层模拟较观测偏大0.5 pmol/kg左右,次表层至1000 m模拟较观测偏小0.5 pmol/kg左右.
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图 8 沿南太平洋170°W剖面的CFC-11垂直分布(单位：pmol/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 8 CFC-11 concentration in the South Pacific along 170°W(unit: pmol/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
比较沿南印度洋29°E剖面CFC-11的观测和模拟结果(图 9)可见,模拟与观测相似,从65°S的南极副聚带附近将海表面的高浓度CFC-11向北、向下输送,CFC-11等浓度线较为平滑.模拟和观测的0.5 pmol/kg等值线渗透深度都较浅,大约位于1200 m左右.但是模拟的最大值核心区一直延伸到42°S附近,而观测只延伸到46°S附近.模拟值在65°以南开始急剧下降,这是由于靠近大陆架区域,CFC-11穿透深度急剧加深,这可能与海洋垂直运动有关.与李阳春等(2006)模拟结果相比,MOM4_L40在此剖面较好再现了海洋的运动过程,模拟效果有一定的优势.由图 9c可见,在60°S以南,模拟值基本上大于观测值；在60°S以北,误差向下向北倾斜.在52°S—60°S之间,1000 m以上模拟值大多小于观测；在44°S以北,1000 m以上模拟值大于观测值.
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图 9 沿南印度洋29°E剖面的CFC-11垂直分布(单位：pmol/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 9 CFC-11 concentration in the South Indian Ocean along 29°E(unit: pmol/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
从沿南大西洋0°E剖面的CFC-11垂直分布图(图 10)可以看到,观测和模拟的CFC-11最大值均为4 pmol/kg左右,位于44°S以南；CFC-11在54°S以南密集地集中在200 m附近,在54°S以北向北、向南伸展,最大渗透深度为1200 m,位于40°S附近；在1000 m以上,南大西洋模拟的CFC-11浓度比观测值大0.4 pmol/kg左右(图 10c).本文模拟的CFC-11垂直分布形势与Dutay等(2002)、Valsala等(2008)模拟结果相似,与观测值也十分相近,这说明MOM4_L40模式模拟效果较好.同时发现沿南大西洋0°E剖面的CFC-11垂直分布特征与沿南印度洋29°E的分布形势很相似,这主要是因为南大洋受到南极绕流的影响,各大洋物理特性差异较小(李阳春等,2006).
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图 10 沿南大西洋0°E剖面平均的CFC-11浓度垂直分布(单位：pmol/kg) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 10 CFC-11 concentration in the South Atlantic along 0°E(unit: pmol/kg) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
如前所述,CFC-11主要储存区位于西北大西洋、副热带北太平洋及南大洋.图 11a和11b分别是MOM4_L40模式模拟和观测的CFC-11渗透深度,定义为CFC-11上层500 m垂直积分浓度除以表面浓度(Dutay et al., 2002),代表表面浓度到垂直积分的参考深度的最大渗透深度.由图 11可见,总的来说,模式模拟的CFC-11渗透深度与观测基本吻合.在中高纬度的北太平洋、北大西洋和南大洋的渗透深度较大,而在赤道印度洋、赤道太平洋、赤道大西洋以及50°N—60°N的北太平洋、50°S—70°S的南大洋、阿拉伯海和孟加拉湾等地渗透深度较小.最大的渗透深度位于中纬度东南印度洋和北大西洋西部,中纬度北大西洋和北太平洋的渗透深度分别比南大西洋和南太平洋的渗透深度大.由模拟与观测的差值图(图 11c)可见,在大部分海区模拟值大于观测值,副热带地区偏差较大,如在0°—20°N的北太平洋和20°S—40°S的南太平洋以及0°—20°S的西印度洋模拟值比观测值大100～200 m左右.这可能是由于模式在这些区域过度模拟了垂直运动所致(Valsa et al., 2008).
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图 11 CFC-11上层500 m海洋渗透深度(单位：m) (a)观测；(b)模拟；(c)模拟与观测的差值. Fig. 11 Penetration depth of surface CFC-11 concentration with respect to 500 m vertical integral concentration(unit: m) (a)Observation；(b)Simulation；(c)The difference between simulation and observation. |
本文还选取了沿全球大洋经圈平均、北大西洋30°W剖面、北太平洋179°E剖面、南太平洋170°W剖面、南印度洋29°E剖面以及南大西洋0°E剖面进一步分析CFC-11在海洋上层1200 m的渗透深度(图 12).
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图 12 全球及沿大洋剖面平均CFC-11 渗透深度(单位：m) 实线为观测值,虚线为模拟值.(a)全球；(b)北大西洋；(c)北太平洋；(d)南太平洋；(e)南印度洋；(f)南大西洋. Fig. 12 Mean CFC-11 penetration depths of global ocean and along ocean sections(unit: m) Solid and dashed curves denote observation and simulation,respectively.(a)Global；(b)North Atlantic；(c)North Pacific；(d)South Pacific；(e)South Indian Ocean；(f)South Atlantic. |
总体来说,就渗透深度而言,模式在南大洋中高纬度比在北大洋中高纬度模拟好,南印度洋和南大西洋的模拟比南太平洋模拟好,与Sen Gupta和England(2004)模拟结果也是一致的.结合前面讨论的CFC-11柱总含量,可以看出,CFC-11柱总含量越大的区域,渗透深度也越深；柱总含量越小的区域,渗透深度越小.比如在北太平洋区域,10°N附近出现最低值,是因为北赤道洋流和逆流的分界线所致(Sen Gupta and England, 2004),模拟很好地体现了CFC-11渗透深度变浅的过程,但是变浅程度不够,可能是与模式模拟的北太平洋中层水的强度比较弱有关系.
大洋的经向翻转环流是海洋内部经向温盐交换的主要通道.就纬向平均而言,大洋经向翻转环流指海洋中经向和垂直方向运动构成的一个闭合环流,包括上层环流和深层环流两部分,直接影响到海洋内部示踪物的输送情况.图 13是MOM4_L40模式模拟的年平均经向翻转环流的流函数,正值表示顺时针方向流动,负值表示逆时针方向流动.由图 13可以看出,在大洋上层、赤道附近有两个明显的翻转流,这是由Ekman输送产生的.南半球约35°S—70°S之间的迪肯环流(Deacon Cell)的向下伸展最大深度为3500 m,模拟的中心强度超过32 Sv.迪肯环流以下向北输送的是南极底层水(AABW),模拟结果的中心强度约为16 Sv.在北半球30°N—60°N区域,存在一个正值区,主要是由北大西洋深层水形成的.北半球约1000～2000 m深度上存在强劲的自北而南的经向流,主要反映了北大西洋深水(NADW)的输送.全球平均流函数的模拟与CFC-11在北半球向南输送、在南半球向北输送,且在30°N—60°N附近有明显的抬升是一致的.由图 13可见,MOM4_L40模拟的北大西洋经向流中心位于40°N—50°N附近、1000 m左右,强度达20 Sv.Roemmich和Wunsch(1985)曾估算在24°N处北大西洋深水的向南输送为20 Sv,其他一些研究(Döös and Webb, 1994；Ganachaud and Wunsch, 2000; Talley et al., 2003；朱耀华等,2014；虎雅琼等,2015)也估计NADW中心强度最大值为17～22 Sv.因此,MOM4_L40模式模拟的海洋经圈环流是合理的.
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图 13 全球海洋年平均经向翻转环流的流函数(单位：Sv) Fig. 13 Meridional overturning circulation for global ocean(unit: Sv) |
本文利用国家气候中心发展的一个较高分辨率全球海洋环流模式MOM4_L40,耦合了CFC-11示踪物模块,对全球海洋CFC-11分布进行了模拟和分析,并进一步评估了该模式的通风能力.
分析表明,海洋表面CFC-11浓度受温度的影响显著,与温度分布相似,梯度相反.海表浓度高值区主要分布在南大洋、西北大西洋、西北太平洋,MOM4_L40模式模拟的CFC-11浓度分布与观测基本一致.模式模拟了北极地区、我国南海以及菲律宾附近海域、北冰洋等CFC-11浓度,在这些地方没有CFC-11观测,所以模拟无法与观测比较.但是,同时也说明在资料缺乏的地区,模拟可以弥补观测的不足.对于CFC-11的分布,由于全球海洋同步测量难度比较大,观测资料在60°N—90°N缺测,模式能够模拟出这一区域的值,可能是由于模式中考虑了海冰的作用,说明MOM4_L40模拟在高纬极地区域是有一定优势的.
模拟和观测的全球海洋表面CFC-11年平均浓度的纬向积分总量都表明,南半球吸收的CFC-11比北半球多,CFC-11纬向积分总量在两半球之间的非对称性主要是由于海陆分布引起的.与Seferian等(2013)评估的模式结果相比,MOM4_L40模式在南大洋模拟结果与观测值更为接近.
模式模拟的全球CFC-11柱总含量分布形势与观测相似,但是较观测值总体偏低,模式在北大西洋明显低估了CFC-11的吸收.进一步分析沿北大西洋30°W、北太平洋179°E、南太平洋170°W、南印度洋29°E以及南大西洋0°E剖面的柱总含量、垂直分布、渗透深度,发现模拟结果与观测非常接近.但是,也发现该模式在大部分海域都过度模拟了垂直运动,导致渗透深度较观测偏大.与以往的模拟研究(Danabasoglu et al., 2009；Valsala et al., 2008；李阳春等,2006)相比较,MOM4_L40模式同样低估了北大西洋CFC-11的吸收,但是偏差较小,说明该模式有一定的优势.
总的来说,MOM_L40模式基本再现了被动示踪物CFC-11在海洋中的分布特征,体现了模式较好的通风能力,渗透深度接近观测,与其他模式相比,MOM4_L40具有自身优势.但是CFC-11的柱总含量模拟值较观测值总体偏高,模式在北大西洋明显低估了CFC-11的吸收,可能与模拟的北大西洋对流混合偏强有关.MOM4_L40模式在模拟CFC-11时存在过度向南输送,将高纬度的CFC-11输送到低纬度,但向下输送的深度不够,造成了在大西洋高纬度模拟的CFC-11柱总含量偏低.由此可见,海洋模式物理场(环流、温度、盐度等)模拟与观测的偏差会造成CFC-11模拟偏差(李阳春等,2006).另一方面,大气强迫资料(如风场)也会影响海洋CFC-11的分布和吸收(方怡等,2014).这些将在今后工作中逐步改进.
致谢感谢两位审稿专家为完善本文提出的宝贵建议.
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