ИЗВЕСТИЯ РАИ. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ И ОКЕАНА, 2007, том 43, № 3, с. 413-418
УДК 551.465.7; 551.583
МОДЕЛЬНЫЕ ОЦЕНКИ СРЕДНЕГО ГАЗООБМЕНА МЕЖДУ ОКЕАНОМ И АТМОСФЕРОЙ В УСЛОВИЯХ СОВРЕМЕННОГО КЛИМАТА И ПРИ ЕГО ИЗМЕНЕНИЯХ, ОЖИДАЕМЫХ В XXI ВЕКЕ
© 2007 г. Р. С. Бортковский, Б. Н. Егоров, В. М. Катцов, Т. В. Павлова
Главная геофизическая обсерватория им. А.И. Воейкова 194021 Санкт-Петербург, ул. Карбышева, 7 E-mail: rsb@main.rssi.ru Поступила в редакцию 05.04.2006 г., после доработки 22.09.2006 г.
Средние годовые потоки CO2 и кислорода через морскую поверхность оценены с помощью численного моделирования для нескольких районов, расположенных в зонах Гольфстрима и Куросио; при этом рассмотрены современные и ожидаемые в середине и в конце XXI века климатические условия. В расчетах учитывались особенности газообмена при сильном ветре, связанные с газопереносом пузырьками и с изменениями перепада концентрации газа между воздухом и водой. Полученные оценки заметно отличаются от результатов, основанных на традиционном подходе, при котором указанные особенности не учитываются. В течение XXI века ожидается существенный рост поглощения океаном атмосферного С02, обусловленный, главным образом, продолжающимся повышением его концентрации в воздухе при малом ее изменении в океане. В то же время какой-либо тенденции в среднегодовых потоках кислорода через поверхность океана не выявлено. Сделан вывод о необходимости учета особенностей газопереноса при сильном ветре и роста концентрации С02 в атмосфере в расчетах поглощения С02 Мировым океаном.
ВВЕДЕНИЕ
Широко используемые оценки климатического газообмена между океаном и атмосферой основаны на расчетах по диффузионным формулам. В них поток газа находится как произведение коэффициента газообмена, имеющего размерность скорости, на перепад концентрации растворенного газа между самой поверхностью раздела и приповерхностным слоем воды. Натурные наблюдения показали, что этот перепад не остается постоянным, а уменьшается при сильном ветре [1]. Вследствие этого может уменьшиться и диффузионный поток газа, хотя коэффициент газообмена растет при усилении ветра [2]. Однако при сильном ветре верхний слой океана заполняется пузырьками, образующимися при обрушении ветровых волн. Поскольку давление внутри пузырька всегда выше, чем в окружающей жидкости ("эффект Лапласа"), газ из пузырьков продолжает поступать в воду и растворяться в ней даже при ее полном насыщении, а иногда - и при перенасыщении. Поэтому газоперенос пузырьками увеличивает поглощение верхним слоем океана газов - составляющих воздуха. Мощности источников и стоков азота, кислорода, аргона и С02, связанных с действием пузырьков, были ранее найдены как функции скорости ветра, глубины (расстояния от морской поверхности) и относительного насыщения воды данным газом [3, 4]. Эти результаты использованы при численном ре-
шении системы уравнений, описывающих нестационарную структуру верхнего слоя океана. Решение позволило получить оценки газообмена через поверхность раздела на разных стадиях развития шторма с учетом двух механизмов переноса, а именно - газопереноса пузырьками и диффузии через поверхность. Был оценен относительный вклад каждого из этих механизмов в средний газообмен между океаном и атмосферой. Оценки потоков кислорода и углекислого газа в середине и в конце XXI века для нескольких ключевых районов Гольфстрима и Куросио были сделаны с учетом ожидаемых к этому времени изменений глобального климата.
Современные представления о климате газообмена основаны на использовании диффузионных формул в предположении о том, что перепад концентрации газа у границы "вода-воздух" постоянен и не зависит от скорости ветра [5]. Такой подход не учитывает особенностей газообмена при сильном ветре, хотя, несмотря на малую вероятность сильного и штормового ветра, вклад этих условий в средний газообмен оказывается существенным. Заметим, что и натурные измерения концентрации растворенного газа, и экспериментальные определения газопереноса через поверхность раздела проводились обычно при скорости ветра, не превышавшей 10 м/с. Следовательно, их результаты характеризуют диффузионный перенос через ненарушенную, односвязную водную по-
Таблица 1. Координаты центров выбранных районов, и среднегодовые скорость ветра и температура поверхности в них
Индекс Широта Долгота и, м/с Т, °С
в1 40М 70W 7.1 17.4
в2 37.5М 70W 7.7 21.8
в3 35М 75W 6.2 22.5
К1 30М 142.5Е 7.8 23.8
К2 40М 155Е 8.9 16.1
К3 45М 155Е 8.9 9.0
верхность. Однако когда начинается интенсивное образование барашков с вовлечением пузырьков в воду, становится существенным массообмен между множеством пузырьков и водой. Он может заметно превысить диффузионный газообмен и стать главным механизмом газопереноса [6-9].
Натурные измерения показали, что при сильном ветре абсолютное значение перепада концентрации газа у границы "воздух-вода" заметно убывает [1]. Следовательно, в этих условиях диффузионный газоперенос может уменьшиться и даже, при уменьшении перепада до нуля, вовсе прекратиться. В последнем случае само понятие скорости газообмена теряет смысл [10], т.к. газоперенос пузырьками будет продолжаться благодаря эффекту Лапласа. Авторы всех известных моделей газообмена молчаливо предполагают стационарность процессов и условий при сильном ветре, хотя в этих условиях она явно нарушается. Поэтому для определения потоков газов при сильном ветре нами была использована модифицированная численная модель нестационарного верхнего слоя океана [3, 4]. От оригинальной модели [11] она отличается тем, что в систему уравнений включены уравнения переноса газовых составляющих воздуха. Эти уравнения содержат функции источника, описывающие газообмен между множеством пузырьков и водой.
ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ И МЕТОД РАСЧЕТА
Вертикальные профили температуры и содержания кислорода в верхнем слое океана, соответствующие средним климатическим условиям, были построены по данным, приведенным в электронном атласе [12], а профили содержания С02 -по данным Центра информации и анализа С02 ^1АС) США (http://cdiac3.ornl.gov/las/servlets/data). Средняя скорость ветра была определена с использованием данных, представленных на сайте http://www.cdc.noaa.goV/cgi-bin/db_search/S.
Для инициализации численной модели вводились указанные профили, средняя скорость ветра и соответствующие этой скорости параметры:
динамическая скорость, параметр шероховатости и др. Кроме того, вводилось климатическое значение радиационного баланса поверхности океана [13]. Вертикальные профили составляющих скорости течения и масштаба скорости кинетической энергии турбулентности задавались при этом довольно грубо. На первом этапе каждой реализации модели, по продолжительности соответствовавшем нескольким часам реального времени, происходила адаптация всех элементов структуры верхнего слоя океана к заданной скорости ветра и их установление. После этого начинался второй, основной этап реализации, воспроизводивший усиление ветра до значений скорости, заданных в интервале от 11 до 26 м/с с шагом 3 м/с (всего шесть численных экспериментов). Длительность этого этапа соответствовала 10 часам реального времени, что несколько превосходит среднюю продолжительность штормов в океане, равную 6 часам [14]. В начале этапа все элементы структуры верхнего слоя океана быстро изменяются, а к концу его система приближается к новому установившемуся состоянию [4, 15]. На заключительном этапе каждого численного эксперимента воспроизводилось восстановление структуры верхнего слоя океана после ослабления ветра с возвращением к средней климатической скорости. Процесс восстановления идет медленно, поэтому этот этап был намного продолжительнее других.
Результаты описанных численных экспериментов, в ходе которых вычислялись последовательные по времени значения всех элементов структуры верхнего 100-метрового слоя океана, а также газопереноса, позволили построить зависимости актуальных потоков газов от скорости ветра для широкого диапазона последней. Средние климатические значения потоков находились интегрированием произведения функций, аппроксимировавших эти зависимости, на плотность вероятности скорости ветра. Плотность вероятности оценивалась по известной средней скорости ветра с использованием аппроксимационной формулы Максвелла [16].
ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ
По современным представлениям, основную роль в глобальном обмене углеродом между океаном и атмосферой играют Атлантический и Тихий океаны, причем в Атлантике преобладает поглощение океаном атмосферного С02 , тогда как Тихий океан в среднем поставляет этот газ в атмосферу [5]. Для выполнения расчетов были выбраны три 5-градусных (по широте и долготе) района в зоне Гольфстрима, обозначенные 01, 02 и 03, и три таких же района в зоне Куросио -К1, К2, и К3. В табл. 1 даны координаты центров этих районов, средняя скорость ветра и температура поверхности океана в них.
На основе численных экспериментов были построены зависимости от скорости ветра актуальных потоков кислорода и С02 для этих районов, а именно: газопереноса пузырьками, диффузионного и полного (суммарного) потоков. Примеры таких зависимостей для С02 и для кислорода (рис. 1) дают представление о характерных особенностях переноса этих газов. Видно, что перенос С02 пузырьками начинает превосходить диффузионный перенос, только когда скорость ветра достигает 19-20 м/с. Уменьшение диффузионного потока с ростом скорости ветра определяется уменьшением перепада концентрации газа у границы "воздух-вода". Зависимость перепада от скорости ветра, обнаруженная нами при численных экспериментах, до сих пор упоминалась, видимо, только в [1], хотя разнообразные виды изменчивости этой величины изучались и обсуждались неоднократно (см., например, [17]). Суммарный поток кислорода почти полностью определяется газопереносом пузырьками уже при скорости ветра 13-14 м/с, а вклад диффузионного переноса, также уменьшающегося при росте скорости ветра, при сильном ветре становится пренебрежимо малым. Различная роль пузырьков в переносе кислорода и С02 объясняется различиями растворимости этих газов [7]
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.