王超

(1. 成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川 成都 610225；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)國家重點實驗室，北京 100029)

引言

海洋模式是物理氣候系統(tǒng)模式或地球系統(tǒng)模式中至關(guān)重要的分量模式，是研究溫鹽環(huán)流和海洋元素生物地球化學(xué)循環(huán)的重要工具，因而其模擬性能直接關(guān)系到我們所關(guān)心的各個物理量的模擬結(jié)果。眾所周知，使用合適的海洋被動示蹤物來考察海洋環(huán)流模式在不同的時間尺度上的模擬能力是一個十分有效的方法，本研究使用了CFC-11作為被動示蹤物來評估模式。目前海洋試驗中使用的主要被動示蹤物有CFC-11、CFC-12、六氟化硫、14C、3H 、He等。CFC-11作為被動示蹤物在考察海洋年到百年時間尺度有其重要的作用，一方面CFC-11在海洋中是惰性的，并沿等密度面輸送，另一方面自20世紀(jì)80年代起B(yǎng)ULLISTER and WEISS[1]使用觀測資料評估了海洋模式。很多研究人員使用這些CFC-11觀測資料分析了海洋中的一些重要物理過程，WARNER et al.[2]、WARNER and WEISS[3]認(rèn)為鄂霍次克海是北太平洋中層水通風(fēng)的重要區(qū)域，進一步將CFC-11觀測與水文資料一起用于研究北太平洋中上層水的輸送和通風(fēng)過程的路徑和時間尺度；WALKER et al.[4]發(fā)現(xiàn)，盡管南半球的大氣CFC-11濃度略低于北半球，但南半球海洋CFC-11占了海洋總量的60%以上，南半球較高的庫存量和其上層海洋的大量有效通風(fēng)有關(guān)。KEY et al.[5]通過分析這些資料也認(rèn)為南大洋可能是CFC-11和其他人為氣體的最大匯之一；WILLEY et al.[6]使用大量觀測資料，第一次在全球范圍內(nèi)分析了海洋對CFC-11的吸收，得到以下結(jié)果：截至1994年，海洋總吸收量為5.5×108mol， 占總排放量的1%，在海洋中溶解的CFC-11總量有82%分布在1 000 m深度之上的海洋，主要儲存在南大洋地區(qū)，大約三分之一的全球庫存在大西洋，在大西洋單位體積的庫存幾乎是印度洋和太平洋的兩倍。此外，WAUGH[7]通過CFC-11來研究中尺度渦在調(diào)節(jié)海洋通風(fēng)過程中的作用。

最早使用海洋環(huán)流模式來研究CFC-11的海氣交換以及海洋中的輸送和分布是由ENGLAND[8]完成，ENGLAND and HIRST[9]、ENGLAND et al.[10]發(fā)現(xiàn)垂直對流對CFC-11模擬結(jié)果有重要影響，當(dāng)采用參數(shù)化方法表示渦流對絕熱輸運的影響時，CFC-11的模擬結(jié)果得到了較大的改進。隨后眾多研究使用CFC-11來評估海洋模式的輸送過程，DIXON et al.[11]采用CFC-11的全球模式評估了海洋通風(fēng)過程。DUTAY et al.[12]用CFC-11評估了OCIMP2中的13個海洋模式的通風(fēng)能力，發(fā)現(xiàn)所有模式都低估了CFC-11在北太平洋和北大西洋的吸收量。PEACOCK et al.[13]采用CFC-11評估了POP模式，認(rèn)為WOCE I08S這個斷面的溫躍層POP模式模擬的海水通風(fēng)過于緩慢。BOOTH and KAMENKOVICH[14]發(fā)現(xiàn)旋渦的分解增加了深水形成區(qū)對流池底部的CFC-11濃度，底層中較高的CFC-11濃度降低了CFC-11垂直梯度。SHAO et al.[15]發(fā)現(xiàn)了垂直混合與CFC-11通量之間的聯(lián)系，認(rèn)為當(dāng)表層海洋由于強烈的垂直混合而不飽和時，可能發(fā)生CFC-11的異常吸收。ROMANOU et al.[16]認(rèn)為大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的強度和垂直尺度的差異在很大程度上解釋了CFC-11吸收速率及其垂直分布的差異。此外，GOES et al.[17]認(rèn)為，使用三種不同的示蹤物(CFC-11、14C、 溫度T)比單獨使用每種示蹤物可減少40%的模式不確定性。

國內(nèi)也有學(xué)者采用CFC-11來評估海洋模式，趙亮和徐永福[18]利用一個開邊界北太平洋海盆尺度環(huán)流模式模擬了北太平洋CFC-11的吸收和分布，考察了開邊界對模式模擬結(jié)果的影響以及開邊界模式中不同沿等密度面擴散系數(shù)的影響。李陽春等[19-20]通過分析中國科學(xué)院大氣物理研究所發(fā)展的L30T63全球海洋模式模擬得到的CFC-11全球海洋分布特征進一步評估了該模式對示蹤物的吸收、儲存、輸送等特征。趙琦等[21]討論了不同氣體傳輸速度公式對大氣所發(fā)展的LICOM模式對CFC-11模擬結(jié)果的差異，認(rèn)為WANNINKHOF[22]的海氣氣體傳輸速度公式更適合LICOM模式對CFC-11的模擬；方怡等[23]進一步研究了LICOM模式中不同風(fēng)場引起的不同海氣傳輸速度對CFC-11在海洋中的分布和吸收產(chǎn)生的影響，選出了適用于LICOM模式中海洋對氣體吸收的風(fēng)場；劉波等[24]對中尺度渦旋參數(shù)化方案(GM90方案)中等密度擴散系數(shù)和等密度面厚度擴散系數(shù)(統(tǒng)稱為渦旋擴散系數(shù)Aρ)對物理場及CFC-11分布的影響進行了研究，認(rèn)為采用在非絕熱層以下Aρ隨海洋浮力頻率垂直變化的參數(shù)化方案可通過南大洋上層海洋位密度模擬的改善使得CFC-11垂直結(jié)構(gòu)與觀測更接近。譚娟等[25]將MOM4_L40模式模擬CFC-11分布結(jié)果與觀測結(jié)果對比，發(fā)現(xiàn)模式主要儲存CFC-11的海域在西北大西洋，但該模式在此海域低估了CFC-11的吸收，這與模式模擬高低緯之間CFC-11的過度輸送有關(guān)。

到目前為止，大多數(shù)研究都是關(guān)注模式本身的邊界條件、中尺度渦旋混合參數(shù)、海氣交換系數(shù)、風(fēng)場對于CFC-11模擬結(jié)果的影響，但是至今國內(nèi)沒有學(xué)者評估GFDL模式不同類型試驗?zāi)M海洋中CFC-11分布的結(jié)果。GFDL模式在國際上廣泛應(yīng)用，通過評估GFDL模式 (GFDL-ESM2G，GFDL-ESM2M，GFDL-CM3)的模擬結(jié)果，可以與其他國家模式的模擬結(jié)果形成對比，進而達到了解不同國家模式模擬海洋通風(fēng)能力差異的目的，如與NorESM2、CESM2對比。同時，從2019年12月開始，耦合模式比較計劃第六階段(the Coupled Model Intercomparison Project Phase 6，CMIP6)陸續(xù)提供了不同模式模擬CFC-11濃度的試驗結(jié)果，本文的研究可以進一步指導(dǎo)評估CMIP6中的模式，也可以為今后更詳細(xì)地分析某一個模式提供對比參考。

1 模式與資料介紹

本文選用GFDL中的三種模式，其中ESM2G和ESM2M(Earth System Models)為地球系統(tǒng)模式，而CM3(Climate Model version 3)是氣候系統(tǒng)模式。GFDL模式試驗結(jié)果是來源于耦合模式比較計劃第五階段(the Coupled Model Intercomparison Project Phase 5，CMIP5)。ESM2G與ESM2M使用了同樣的大氣分量模式AM2(Atmospheric Model version 2，The GFDL Global Atmospheric Model Development Team[26])，同樣的海冰分量模式SIS(Sea Ice Simulator，DELWORTHet al.[27]和WINTON[28])，同樣的陸地分量模式LM3(Land Model version 3，DONNER et al.[29])，二者差別在于ESM2G的海洋分量模式為GOLD(Generalized Ocean Layer Dynamics，ADCROFT and HALLBERG[30])，而ESM2M的海洋分量模式為MOM4(Modular Ocean Model version 4，GRIFFIES et al.[31])。CM3由四個分量模式組成，海洋分量模式MOM4，大氣分量模式AM3(Atmospheric Model version 3，DONNER et al.[29])、海冰分量模式SIS、陸地分量模式LM3，該物理氣候模型的重點是模擬氣溶膠-云相互作用，模擬大氣化學(xué)在氣候變率和氣候變化中的作用。

在早期CM2.1氣候模式(DELWORTH et al.[27])的基礎(chǔ)上，GFDL發(fā)展了ESM2G、ESM2M、CM3三種模式，GFDL模式使用了與OCMIP-2(Phase II of the Ocean Carbon-cycle Model Intercomparison Project)相同的CFC-11海氣交換通量公式(DUTAY et al.[12])，公式為:

Q=K×(F×PCFC×P/P0-Cs)

(1)

其中，K為海氣傳輸速度(WANNINKHOF[22])，F(xiàn)是CFC-11在海水中的溶解函數(shù)(WARNER and WEISS[3])，它是溫度和鹽度的函數(shù)，PCFC是1個總大氣壓下干空氣中CFC-11的大氣分壓，P是模式輸出的當(dāng)?shù)睾Ｃ婵偞髿鈮海琍0是一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓，Cs是模式模擬的海面CFC-11濃度分布。海氣傳輸公式為：

K=K0(1-R)(U2+〈V〉)(Sc/660)-1/2

(2)

其中，K0是常數(shù)，為0.31，R是海冰分?jǐn)?shù)，U、V是海面10 m高處的瞬時風(fēng)速，Sc是施密特數(shù)。

本文重點分析評估了GFDL模式中的四個試驗，包括ESM2G_esmHistorical_r1i1p1、ESM2G_historical_r1i1p1、ESM2M_historical_r1i1p1、CM3_historical_r1i1p1。esmHistorical中的esm (Earth System Model)指地球系統(tǒng)模式ESM2G在運行歷史試驗(historical)時打開了模式中的反饋系統(tǒng)，也就是可以通過地球系統(tǒng)模式產(chǎn)生二氧化碳參與的全球氣候變化反饋，而historical則是在給定的大氣溫室氣體、氣溶膠等條件下運行的歷史試驗。historical實驗從1850年開始至少到2005年結(jié)束，針對當(dāng)前氣候和觀測到的氣候變化評估模型性能，為將來的情景實驗提供初始條件，開展檢測和歸因研究，進而評估人類對過去氣候的影響。rNiNpN中的r為初始場(realization)，i為初始化分支時間(initialization)，以及p為物理場(physics)，第一個N為數(shù)字(number)的英文縮寫，第二個N一般為1到8的整數(shù)，第三個N表示第幾個不同試驗。ESM2M_p1、ESM2M_p2、ESM2M_p3、ESM2M_p4可以表示相同ESM2M模式中4個不同類型物理場的試驗，物理場的差異在于模式中氣體介質(zhì)和土地利用情況的不同，例如ESM2M_p1試驗其物理場只有充分混合的溫室氣體、對流層和平流層的臭氧、氣溶膠濃度(硫酸鹽，黑碳、有機碳，海鹽，塵埃)、太陽輻照度，并且沒有土地利用(即沒有“潛在的植被”或“火山氣溶膠”)。DELWORTH et al.[27]對GFDL模式進行了清晰介紹。同時，TAYLOR et al.[32]詳細(xì)總結(jié)了不同類型的試驗設(shè)計方案及試驗的運行過程。

CM3和ESM2M都采用了MOM4海洋模式，而ESM2G采用的是GOLD海洋模式。由于MOM4與GOLD的水平分辨率不同，垂直分辨率完全相同，所以為了方便比較，通過插值方法將ESM2G_esmHistorical_r1i1p1、ESM2G_historical_r1i1p1、ESM2M_historical_r1i1p1、CM3_historical_r1i1p1四個試驗將其水平坐標(biāo)插值成實際坐標(biāo)。實際坐標(biāo)為CFC-11觀測資料中使用的地理坐標(biāo)，觀測資料是KEY et al.[5]通過整合世界洋流實驗(World Ocean Circulation Experiment)多年巡航資料得到的，實際坐標(biāo)的經(jīng)緯度范圍分別為本初子午線0°～360°和89.5°S～89.5°N，經(jīng)緯度均勻間隔1°，插值的時間段為20世紀(jì)90年代的10 a，即1990年1月—1999年12月。在北半球北冰洋海域，CFC-11的觀測數(shù)據(jù)為缺測值。下文所有的模式模擬結(jié)果都是GFDL四個試驗10 a模擬結(jié)果的集合，用這個集合代表GFDL模式的模擬結(jié)果，進而與觀測進行比較。20世紀(jì)90年代CFC-11的巡航觀測資料是最集中的，最近十年國內(nèi)外學(xué)者(如趙琦等[21]、方怡等[23]、劉波等[24]、譚娟等[25])大多使用的CFC-11觀測資料來自該時段的航測資料。因此，為了達到評估模式的目的，同時為了與20世紀(jì)90年代的觀測資料進行比較，本文也選擇了20世紀(jì)90年代的CFC-11模擬結(jié)果。海面溫度的觀測資料來自英國氣象局哈得來中心(Met Office Hadley Centre)，CFC-11的觀測資料和鹽度的觀測資料均來自美國國家海洋資料中心(https://www.nodc.noaa.gov/)，所有觀測資料的時間段也皆為20世紀(jì)90年代的10 a，BULLISTER and WISEGARVER[33]介紹了CFC-11觀測資料的具體測量方法。

2 結(jié)果與分析

2.1 CFC-11在海洋中的水平分布

圖1分別表示了20世紀(jì)90年代年平均CFC-11海面濃度的觀測結(jié)果、GFDL不同試驗的模擬結(jié)果，以及觀測與模擬結(jié)果的差值，圖2分別為海面溫度觀測結(jié)果和模擬結(jié)果。其中 CFC-11觀測資料是KEY et al.[5]通過整合WOCE在20世紀(jì)80至90年代(CFC-11資料的航測事件在20世紀(jì)90年代最為集中)的各航線資料進而得到的。為了與觀測資料進行比較，將CFC-11 海面濃度和海面溫度模擬結(jié)果處理成20 世紀(jì)90年代年平均值與之對比。模式模擬結(jié)果總體上反映了觀測的特征：CFC-11的濃度由赤道向兩極遞增，CFC-11等值線呈東西向分布，在南北方向上這種濃度分布的梯度與溫度梯度方向相反，通過計算發(fā)現(xiàn)，模式模擬CFC-11海面濃度分布與觀測場海面溫度分布之間的相關(guān)系數(shù)為-0.98，呈明顯的負(fù)相關(guān)，即海面溫度越高，CFC-11濃度越低，這跟CFC-11溶解能力與溫度的關(guān)系完全一致。由于赤道中緯度海面海溫較高，所以CFC-11在此分布較少。同時，北大西洋、北太平洋高緯度地區(qū)和南大洋的羅斯海是主要的高值中心，除了高緯度地區(qū)海面溫度低產(chǎn)生的濃度高外，還會受到該區(qū)域的混合影響。

圖2 全球海洋表面溫度分布(單位： ℃；a.觀測，b.模擬)Fig.2 Distribution of sea surface temperature in the global oceans (units: ℃; a. observation, b. simulation)

圖1 20世紀(jì)90年代全球海洋表面平均CFC-11濃度分布(單位：pmol·kg-1；a.觀測，b.模擬，c.模擬減觀測)Fig.1 Distribution of average CFC-11 concentration at sea surface in the global oceans in the 1990s (units: pmol·kg-1; a. observation, b. simulation, c. simulation minus observation)

模式模擬的北大西洋和西北太平洋的高值中心可以高達7.0 pmol·kg-1，比觀測值(5.2 pmol·kg-1)高了1.8 pmol·kg-1，但是在南大洋羅斯海、威德爾海模擬結(jié)果比觀測值低了1.5 pmol·kg-1。這種差異是因為模式模擬南大洋高緯度海面溫度過高，不利于CFC-11溶解于海水。另外值得注意的是，觀測資料在北美五大湖處、墨西哥灣、地中海、馬六甲海峽以東的中國南海、北冰洋都是缺測，因此模擬結(jié)果在五大湖處的高值中心無法與觀測進行比較分析。GFDL模擬CFC-11海面濃度分布與DUTAY et al.[12]評估的OCIMP-2中的13個海洋模式模擬結(jié)果基本符合。

2.2 CFC-11在海洋中的儲存

圖3分別為20世紀(jì)90年代的CFC-11水柱總量的觀測資料和模式模擬結(jié)果的全球水平分布圖及其差值圖。從圖中可以看出，觀測資料的分布特征與GFDL不同試驗?zāi)M結(jié)果的平均分布特征總體上相似，高的水柱總量主要集中分布在50°N以北的西北大西洋和整個南大洋西風(fēng)帶下的廣袤海域。但是，無論是觀測結(jié)果還是模擬結(jié)果在低緯度赤道附近海洋貯存較少，不到1.0 μmol·m-2，這是因為低緯度海域為赤道無風(fēng)帶，海洋上部主要受上升流控制，上升洋流使低CFC-11濃度的中深層水輸送至海面，這種特征與海面濃度類似，也就是在該區(qū)域CFC-11的實際穿透深度較淺，導(dǎo)致在該區(qū)域整層水的CFC-11的儲量較低。觀測資料和GFDL不同試驗都模擬出了西北大西洋儲存的CFC-11水柱總量的最大值，數(shù)值可以達到10 μmol·m-2以上，這是因為冬季拉布拉多寒流南下遇上比較溫暖的洋面，在此交匯形成強烈的對流混合區(qū)，較冷的海水下沉將海面高濃度CFC-11向下運輸?shù)? 000 m深處，導(dǎo)致CFC-11在北大西洋大量儲存。GFDL四個試驗的平均結(jié)果與觀測相比，最主要的差異反映在高緯度的北大西洋和南大洋，模式總體上高估了這兩大區(qū)域的觀測結(jié)果。在北大西洋，盡管模擬結(jié)果在拉布拉多海域與觀測比較相近，但在較大的區(qū)域模式是高估了CFC-11的儲量(圖3c)。結(jié)合海面濃度分布與水柱總量的模擬結(jié)果，說明GFDL不同試驗?zāi)M的對流偏強，同時產(chǎn)生一定的等密度面輸送，但該輸送并沒有足夠強，將其輸送到熱帶大西洋，導(dǎo)致在北大西洋副極地的大部分區(qū)域以及副熱帶的較大區(qū)域模式高過了觀測的CFC-11儲存，但在副熱帶的西邊界和紐芬蘭島西南區(qū)域，以及熱帶大西洋和整個南大西洋副熱帶區(qū)域模式是低估了觀測到的CFC-11儲量。在整個南大洋，尤其是威德爾海，模式高估了觀測儲量，最大在威德爾海達到了7 μmol·m-2以上。這也說明了模式在南大洋產(chǎn)生了較強的垂直輸送，但南大洋的中層水和底層水向北輸送不夠。

圖3 全球CFC-11單位面積水柱總量分布(單位：μmol·m-2；a.觀測，b.模擬，c.模擬減觀測的插值分布)Fig.3 Distribution of total water column per unit area of CFC-11 in the globe (units: μmol·m-2; a. observation, b. simulation, c. interpolation of simulation minus observation)

從表1中GFDL三種模式四個試驗及其平均值與觀測比較發(fā)現(xiàn)，所有模式不同試驗?zāi)M的全球海洋中CFC-11總物質(zhì)的量都比觀測高，尤其是CM3模擬結(jié)果比觀測值高了22.9%，GFDL模式平均值高于觀測值15.6%。WILLEY et al.[6]采用全球觀測資料，得到截至1994年CFC-11全球海洋總量大小為5.5±1.2?？紤]到全球觀測資料的不確定性以及資料的時空分布的代表性等，WILLEY et al.[6]結(jié)果就有20%左右的不確定性，GFDL模式各個試驗的模擬結(jié)果都略高于基于觀測估計的平均值，但在估計的范圍內(nèi)。趙琦等[21]利用中國科學(xué)院大氣物理研究所的全球海洋模式(LICOM)模擬不同海氣傳輸速度試驗結(jié)果中的最大CFC-11吸收總量為5.09。顯然，與LICOM相比，GFDL模式高估了CFC-11海洋儲存量達到16%。

表1 GFDL模式模擬和觀測結(jié)果的全球海洋CFC-11總物質(zhì)的量Table 1 Total amount of substance of observed and simulated CFC-11 in the global oceans by the GFDL model 108 mol

圖4分別是觀測和GFDL模式模擬的CFC-11滲透深度，以及它們的差值分布圖。穿透深度的定義為CFC-11濃度的垂直積分除以CFC-11海面的濃度(DUTAY et al.[12])，垂直積分區(qū)間為海面的深度到參考CFC-11濃度的深度，該穿透深度表示海面CFC-11向下滲透達到的某個深度，穿透深度的單位是m。由圖4可知，總體來說，GFDL不同試驗?zāi)M結(jié)果與觀測比較一致。觀測結(jié)果表明，北半球較大穿透深度集中分布在墨西哥灣以東的中緯度大西洋、日本以東的中緯度副熱帶太平洋，南半球分布在巴西以東的中緯度副熱帶大西洋、澳大利亞以西的南大西洋，而在赤道區(qū)域(10°以內(nèi))以及北半球的副極地區(qū)域和南大洋穿透深度相對較小，在赤道區(qū)域一般不過300 m。最大的穿透深度位于南北副熱帶，特別在北大西洋的副熱帶和印度洋副熱帶，最大值可以達到640 m。三種GFDL模式都能較好地模擬出觀測到的穿透深度全球水平分布特征，但仍在不少區(qū)域有低估和高估的現(xiàn)象存在。低估的主要區(qū)域是在北非西海岸的加那利海流區(qū)、南大西洋本格拉海流區(qū)和西澳大利亞北部海流區(qū)，最大低估120 m。在整個南大洋高估了100～200 m，這是由模式模擬的對流偏強所致；最大高估出現(xiàn)在北太平洋副熱帶，達到了280 m，該區(qū)域儲存量偏多，因海面濃度偏小，結(jié)果導(dǎo)致穿透深度偏大最多。與譚娟等[25]利用中國氣象局國家氣候中心的MOM4L40模式模擬南大洋CFC-11滲透深度結(jié)果相比，雖然GFDL與MOM4L40模式模擬的滲透深度都高于觀測值，但在靠近澳大利亞以南的南大洋附近，中國氣象局國家氣候中心的模式模擬結(jié)果為500 m以下，而GFDL模擬結(jié)果可以達到520 m。這說明中國氣象局MOM4L40模式和GFDL模式都在南大洋中高估了海洋的垂直輸送能力，但GFDL模式更為明顯。

圖4 CFC-11上層500 m海洋滲透深度(單位：m；a.觀測，b.模擬，c.模擬減觀測)Fig.4 Penetration depth of CFC-11 with respect to 500 m vertical integral concentration (units: m; a. observation, b. simulation, c. simulation minus observation)

2.3 CFC-11在海洋中的垂直分布

本文選取了三個有代表性的垂直剖面，北半球選擇了北太平洋沿著46°N和北大西洋24°N的一段剖面的緯向分布，以及沿南大洋威德爾海以北的65°S的一段剖面的緯向分布，結(jié)合鹽度觀測和模擬結(jié)果，分析討論CFC-11在海洋內(nèi)部的分布，以及可能的輸送過程。

2.3.1 北半球海洋中的垂直分布

圖5和圖6 分別為北半球兩個具有代表性的斷面，分別對46°N和24°N斷面進行分析，底部空白處為海底高大山脈。CFC-11在海水中的溶解度是溫度的函數(shù)(WARNER and WEISS[3])，CFC-11的溶解度隨海溫升高而降低，因此CFC-11濃度由高緯度向低緯度海域逐步降低，在北大西洋46°N緯向的海面濃度會比24°N的高50%以上，而在北太平洋該差會達到2倍以上。在北太平洋的46°N斷面中，模擬結(jié)果與觀測所展現(xiàn)的特征總體上比較相似，200 m以下水平分布比較均勻，隨深度增加濃度遞減，觀測的0.4 pmol·kg-1等值線可以穿透到600 m深度。CFC-11濃度在大約70 m的海洋次表層155°～173°E之間出現(xiàn)了一個極大值，反映了從46°N以北區(qū)域沿等密度面輸送而來的CFC-11。GFDL模式高估了CFC-11濃度穿透深度，在155°E以東區(qū)域比觀測場深了200 m，但在155°E以西靠近千島群島處高估值可達350 m，這個反映在柱總量的分布圖(圖3b)中。對于200 m以上的上層海洋，盡管模式也產(chǎn)生了海洋次表層的極大值，但分布特征與觀測是有一些差異的。模擬結(jié)果表明，這個高濃度的CFC-11水很明顯是從150°E以西和以北的區(qū)域直接從表層就開始向東、向下輸送，從而表現(xiàn)為西高東低。圖5c和圖5d的鹽度結(jié)果證實了模式模擬結(jié)果與觀測的差異。很顯然，在200 m以下的區(qū)域，特別是中層水，模式很好地模擬出了觀測到的特征，稍有傾斜的西低東高的分布。模式模擬的低溫低鹽水向下輸送要強于觀測，34.0等值線在西邊可穿透到500 m以下，而在東邊可到400 m以下，但觀測在西邊只到400 m。對于200 m以上的上層海洋，模擬的33.0的低鹽水覆蓋了整個從西到對向子午線(180)的區(qū)域，向下可到近100 m；但觀測的33.0低鹽水只分布在一個很小的區(qū)域。通過鹽度分布的比較可知，模式產(chǎn)生的低鹽低溫水從其源區(qū)比較快速地在向東輸送的過程中向下向南輸送，導(dǎo)致了在該緯度帶的西北太平洋上層水有較多的北太平洋中層水，這與CFC-11的分布是一致的。從圖1b可知，CFC-11在鄂霍次克海以及千島群島周邊海域都有很高的濃度，在該區(qū)域形成的北太平洋中層水的輸送導(dǎo)致了在46°N剖面的CFC-11分布。

圖5 沿北太平洋46°N剖面的CFC-11濃度(單位：pmol·kg-1)和鹽度(單位：psu)垂直分布(a.CFC-11濃度觀測結(jié)果，b.CFC-11濃度模擬結(jié)果，c.鹽度觀測結(jié)果，d.鹽度模擬結(jié)果)Fig.5 Vertical distribution of CFC-11 concentration (units: pmol·kg-1) and salinity (units: psu) along 46°N in the North Pacific (Fig.5a and Fig.5b for observation and simulation of CFC-11 concentration, Fig.5c and Fig.5d for observation and simulation of salinity, respectively)

圖6 沿北大西洋24°N剖面的CFC-11濃度(單位：pmol·kg-1)和鹽度(單位：psu)垂直分布(a.CFC-11濃度觀測結(jié)果，b.CFC-11濃度模擬結(jié)果，c.鹽度觀測結(jié)果，d.鹽度模擬結(jié)果)Fig.6 The same as Fig.5, but for 24°N in the North Atlantic

由北大西洋24°N斷面的CFC-11分布可看到，分布呈現(xiàn)了兩個主要特征，即在1 000 m以上的中上層海洋的CFC-11在水平方向分布相對比較均勻，在250 m左右出現(xiàn)一個極大值，以下隨深度垂直減少，1 000 m以下的深水中CFC-11從東到西快速減少。中上層海水中CFC-11分布的觀測在水平分布的均勻性比模擬的要好，而且極大值的水團來自于東邊，模式較好地模擬出了這個次表層的CFC-11極大值。雖然模式并不能很好地模擬出這個極大值自東向西的分布，但模擬結(jié)果呈現(xiàn)了較明顯的“V”形分布，特別在400 m以下的中層水中。以1.4 pmol·kg-1等值線為例，觀測的在800 m左右，東西差異不大；但是模擬結(jié)果表示，在80°W處的深度為600 m左右，自西向東加深，在約50°W達到最大深度近1 000 m，隨后逐步抬升至20°W不到100 m。

在1 000 m以下深水層，無論觀測還是模擬結(jié)果都表明很強的從西到東的緯向梯度，觀測的最大值出現(xiàn)在80°W的1 500 m處，模式很好地產(chǎn)生該分布的特征，只是極大值的位置出現(xiàn)在2 000 m以下。這些結(jié)果說明了GFDL的模式抓住了該剖面的CFC-11的輸送過程。

北大西洋24°N剖面位于副熱帶環(huán)流的南部區(qū)域，屬于北赤道流體系。發(fā)源于葡萄牙的寒流沿歐洲西海岸南下，其中有一部分匯入加那利寒流中。寒流南下至24°N的北非西海岸附近時，溫度較低的寒流并入到溫度較高的北赤道流東側(cè)，造成北赤道流東側(cè)海溫比西側(cè)海溫偏低。因而24°N剖面從東到西溫度是增加的，這反映在海面的CFC-11濃度是從東到西逐漸變小(圖1)。而且該剖面次表層濃度的極大值從東向西往下擴散，正好反映了上層海洋的大尺度環(huán)流以及副熱帶輻合作用。無論是觀測結(jié)果，還是模擬結(jié)果在北大西洋的西風(fēng)漂流(北大西洋暖流)區(qū)表層的CFC-11濃度都大于2.5 pmol·kg-1。模式稍微低估了次表層的高值區(qū)，但高估了中層水(300～800 m)中的CFC-11濃度。這些觀測和模擬的特征在一定區(qū)域內(nèi)同樣反映在水柱總量(圖3)和穿透深度上(圖4)。

西邊深水中較高濃度的CFC-11是與北大西洋的深水形成及北大西洋的經(jīng)向翻轉(zhuǎn)有關(guān)，將部分高緯度水帶到了該剖面區(qū)域，同時1 000～1 500 m深度的水受到了地中海水的影響，模式同樣較好地反映該特征。圖6c和6d的觀測和模擬的鹽度在一定程度證實了水團的輸送過程。上層海洋的高鹽度反映的是海面蒸發(fā)，300～1 000 m的中層水反映了北大西洋中層水與南極中層水的混合，從1 200 m以下直到海底反映的是北大西洋深水在上、南極底水在下的一個匯合，在深度800～1 500 m同時還受到地中海水的影響，因此，由觀測結(jié)果看到了變化比較小的鹽度約為35 psu的水，模式明顯地高估了1 500 m以下水層觀測到的鹽度，對1 000 m左右的水高估達0.8 psu，而該區(qū)域的CFC-11也存在較大的差異。因此，模式還有較大的改進空間。

2.3.2 南半球海洋中的垂直分布

圖7分別為南大洋65°S斷面CFC-11的觀測結(jié)果、GFDL的模擬結(jié)果、鹽度觀測結(jié)果、GFDL鹽度模擬結(jié)果。由于CFC-11單位面積水柱總量在南大洋模擬結(jié)果與觀測存在較大的差異，特別在威德爾海及其鄰近海域差異最明顯，因而選取了65°S斷面進行分析。由該斷面的CFC-11分布可以看到，觀測與模式模擬結(jié)果大概在200 m以上的上層海洋的CFC-11都在水平方向上分布相對均勻。仔細(xì)分析表明，觀測場中CFC-11自西向東稍有增加，次表層的特征就反映從東到西的向下擴散，2.0 pmol·kg-1等值線在西邊的滲透深度到達200 m左右，但在東邊只有100 m左右，模式低估表層CFC-11濃度與該處的模擬溫度偏高了近2 ℃有關(guān)。這些表層海洋的CFC-11差異同樣反映在鹽度的差異上(圖7c和7d)。通過觀測鹽度表明，在25°W左右存在明顯的200 m以下的中層水上涌，將鹽度為34.60 psu以上的水帶到了表層，而模式并沒有很好地反映該觀測到的特征，也就是說模式對于該上涌過程的模擬不足。

圖7 沿南大洋65°S剖面的CFC-11濃度(單位：pmol·kg-1)和鹽度(單位：psu)垂直分布(a.CFC-11濃度觀測結(jié)果，b.CFC-11濃度模擬結(jié)果，c.鹽度觀測結(jié)果，d.鹽度模擬結(jié)果)Fig.7 The same as Fig.5, but for 65°S in the Southern Ocean

在200 m以下的中層海水中，模擬結(jié)果與觀測值有較明顯的差異。觀測表明，500 m以下直到2 400 m是一個CFC-11濃度較低(小于0.4 pmol·kg-1)而且比較均勻的分布，但是模擬結(jié)果非常明顯地高估了該剖面的CFC-11穿透深度，2.0 pmol·kg-1等值線呈現(xiàn)了不對稱的“V”形分布，在45°W附近處深度為800 m左右，自西向東加深，在約25°W達到最大的1 200 m，然后逐漸抬升至5°W不到300 m。此外，模擬的1.6 pmol·kg-1等值線可穿透到約10°W以西的2 400 m以下的水層，也就是在1 500 m以下的深層水，模式模擬的CFC-11濃度高過了觀測結(jié)果300%，這也是在圖3和圖4看到的模擬柱總量和表層CFC-11平均穿透深度要遠大于基于觀測結(jié)果的真實體現(xiàn)。

從觀測的鹽度中發(fā)現(xiàn)，34.70 psu來自東部的2 000 m以下的深水的向上輸送，而該水主要來自南極繞極流輸送帶來的繞極深水，從東部進入威德爾環(huán)流區(qū)域。盡管模擬結(jié)果也反映了中深層水的鹽度高于表層水，但顯然沒有較準(zhǔn)確地模擬出觀測所得到的輸送特征，相反模擬結(jié)果的最高鹽度出現(xiàn)在東邊的600 m處，但在整個15°～40°W范圍內(nèi)，中深水混合得比較均勻，說明模式模擬產(chǎn)生了較好的垂直混合過程，這是模擬的CFC-11在該剖面的中深層水中有較深的穿透深度和相對混合均勻的主要原因。同時，這也說明了在5°W附近，GFDL模式在南大洋過分地模擬了CFC-11向下輸送過程。

3 結(jié)論

通過GFDL模擬CFC-11分布結(jié)果，結(jié)合鹽度、海面溫度和CFC-11觀測資料初步評估了GFDL模擬示蹤物CFC-11的分布和儲存情況，得到如下重要結(jié)論：

1)GFDL模式模擬的CFC-11海面濃度水平分布與觀測場非常一致，GFDL模式模擬的CFC-11海面高濃度中心和觀測場的高濃度中心都集中在高緯度海域，如北大西洋、西北太平洋，但是在南大洋羅斯海、威德爾海模擬結(jié)果比觀測值低了1.5 pmol·kg-1，這是CFC-11的溶解度與海面溫度成負(fù)相關(guān)所造成的。水柱總量分布圖結(jié)果表明，GFDL四個試驗的平均結(jié)果與觀測值相比，最主要的差異反映在高緯度的北大西洋和南大洋，模式總體上高估了這兩大區(qū)域的觀測結(jié)果。這是因為GFDL不同試驗?zāi)M的對流偏強，導(dǎo)致在較大區(qū)域模式高過了CFC-11的儲存，尤其是在北大西洋海域。因而GFDL模式不同試驗?zāi)M的全球海洋中CFC-11總物質(zhì)的量都比觀測值高，尤其是CM3模擬結(jié)果比觀測值高出22.9%，GFDL模式平均值高于觀測值15.6%。GFDL模式與LICOM相比高估了CFC-11海洋儲存量達到16%，但這在估計的范圍之內(nèi)。

2)通過對北太平洋46°N、北大西洋24°N和南大洋65°S的緯向斷面的分析可知，目前GFDL模式在模擬一些重要水團時還有一定的改進空間，包括北太平洋中層水，北大西洋深水，以及南大洋的中深層水。GFDL模式能比較好地模擬出24°N斷面的次表層CFC-11極大值，但不能很好地模擬出這個極大值自東向西的分布，對于1 000 m以下的水層，模擬結(jié)果能反映觀測到的很強的從西到東的緯向梯度，但極大值的位置出現(xiàn)在2 000 m以下。由南大洋65°S斷面的分析可知，GFDL總體上來說，對南大洋表層濃度模擬偏低，但對整層水的垂直混合偏強。

本文重點分析了美國GFDL模式的模擬結(jié)果，但只涉及了空間分布特征未能結(jié)合時間變化。因此，后續(xù)的工作重點可以在模式模擬CFC-11的時間變化方面展開，進一步更詳細(xì)地分析某一個模式，更全面地為模式改進提供參考。

致謝：非常感謝兩位審稿專家和編輯部的寶貴意見，感謝CMIP5提供模式模擬試驗數(shù)據(jù)。