全球變暖下南大洋吸熱的季節變化特征*

羅 菁, 鄭小童**

(1.中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室, 海洋與大氣學院, 山東 青島 266100; 2.青島海洋科學與技術試點國家實驗室, 山東 青島 266237)

海洋占全球表面積的71%,對全球氣候變化起重要調節作用。與大氣相比海洋熱容量更大,能吸收更多的熱量并向下輸送,因此,全球變暖中超過90%額外增加的能量被海洋吸收和儲存[1-2],能夠有效減緩全球表面溫度的增暖速率[3-5],同時還延長了氣候系統對外強迫響應的時間尺度[6-7]。

南大洋指30°S以南將太平洋、大西洋、印度洋連成一片的廣袤海洋,占全球海洋總面積約30%,卻主導了全球海洋熱量儲存和吸收?；谶^去幾十年的觀測資料發現,南大洋次表層增暖十分顯著[8-9],且加熱深度遠遠超過全球海洋平均水平,同時還伴隨著海平面的明顯上升[10]。Roemmich等[3]通過多元觀測資料研究發現,2006—2013年南半球熱帶外(20°S—90°S)海洋儲存的熱量占全球海洋熱量增加的67%～98%,其中45°S附近海洋增暖趨勢最強,并向下延伸至1 000 m。這一現象在氣候模式中也能得到重現[11-12]?；诘谖宕务詈夏Ｊ奖容^計劃(Coupled model intercomparison project phase 5,CMIP5)的歷史模擬結果,Shi等[13]發現,20世紀南大洋累積海洋吸熱(Ocean heat uptake,OHU)占全球海洋吸熱的72%。在未來高排放情景試驗中,北大西洋經向翻轉環流 (Atlantic meridional overturning circulation,AMOC)的減弱造成副極地北大西洋OHU大幅增加,但南大洋累積OHU的占比依然達到約48%。

南大洋具有獨特的海洋動力過程,對這里的OHU有重要作用。南大洋上空強大的西風急流能夠驅動向北的海洋艾克曼輸運,造成表層海水輻散,形成強勁的上升流以及超過500 m的深厚海洋混合層。在全球變暖背景下,上升流帶來的深層冷水從大氣中吸收大量的熱量并進入表層以下,對海表面溫度(Sea surface temperature, SST)上升起到抑制作用[14]。同時也使得OHU過程得以持續,導致南大洋次表層增暖遠大于其他海盆[8]。同時,向北的艾克曼輸運在40°S附近輻合下沉,使得該海區儲熱最多[6,11,15-16]。此外,高緯度海區的亞南極模態水沿傾斜的等密度面潛沉進入海洋內部并向低緯度流動,將吸收的熱量帶入海洋并存儲起來,對南大洋吸熱有一定作用[17]。

除了平均海洋環流的調控作用之外,大氣環流的變化也有助于南大洋的海洋吸熱以及海洋熱含量的重新分配。在全球變暖背景下,南半球西風急流向極移動并加強,會增加南大洋經向翻轉環流的強度[11,18]。但相對而言,環流變化對南大洋OHU的貢獻較小,只占約20%,而平均環流的輸送效應占總OHU的80%左右[15-16]。大洋中尺度渦旋的南向/上向熱傳輸是南大洋內部熱量再分配的另一個不可忽視部分,平衡了平均流的北向/下向熱傳輸[19]。在氣候變暖的情況下,由于南向渦流熱量輸送減少,渦流輸送的變化對南大洋增暖最大海區(即40°S附近)北側的海洋熱量增加具有重要貢獻[15-16]。

模式中南大洋吸熱作用也可以通過檢測海氣界面的熱通量變化進行定量診斷[12,20]。Hu等[20]對全球海洋熱通量變化進行分解后發現,感熱通量和短波輻射對南大洋凈熱通量變化有重要貢獻,而潛熱通量變化不利于海洋吸熱?；谀Ｊ侥M,最近一項研究評估了全球變暖下南大洋海氣熱通量反饋的變化,發現熱通量的負反饋傾向于抑制南大洋海溫的增暖[21]。

南大洋海氣界面凈熱通量變化的不同部分受不同物理過程調控。例如在全球變暖背景下隨著海洋的增暖,南極海冰會迅速減少[22],造成海冰反照率反饋機制加劇,使海洋得到更多的短波輻射,進而加強海洋吸熱。此外,西風急流的強度和位置變化會改變南大洋的溫躍層深度,進而影響表面湍流熱通量(即感熱通量和潛熱通量)。值得注意的是,南大洋高緯度海區的氣候特征具有顯著的季節變化,諸如太陽輻射、西風急流等均表現出明顯的年循環特征。而前人對南大洋海洋吸熱和儲熱的研究大多是基于年平均狀態,少有對于不同季節海洋吸熱的研究。

本文基于第六次耦合模式比較計劃(Coupled model intercomparison project phase 6,CMIP6)未來情景試驗的多模式平均結果發現,全球變暖下的南大洋吸熱有明顯的季節變化特征。隨后我們進一步探討了全球變暖下南大洋吸熱的季節變化及不同過程對海洋吸熱的影響,嘗試理解未來氣候下南大洋吸熱的季節特征及其機理。

1 資料與方法

1.1 CMIP6模式資料

本文使用了28個CMIP6氣候模式的模擬結果[23-24],主要分析了歷史氣候模擬試驗(Historical)和未來情景預估試驗(Shared socioeconomic pathway 585,SSP585)的月平均輸出數據。歷史模擬試驗數據長度為1850年1月—2014年12月,從工業革命前對照試驗出發,包括臭氧和氣溶膠、火山活動、溫室氣體、太陽常數等外強迫作用。SSP585情景預估試驗時間長度為2015年1月—2100年12月,從歷史試驗出發,未來情景預估試驗中氣溶膠、溫室氣體、太陽常數的全球平均值隨著時間變化,氣溶膠和火山在2015—2025年遞減到工業革命前的水平,輻射強迫在2100年達到8.5 W·m-2。

為了便于后續比較分析,我們統一模式分辨率,將所有模式大氣數據均插值到2.5°×2.5°的網格上,海洋和海冰數據均插值到1°×1°的網格上。選取的28個氣候模式中有23個模式具備完整的海冰數據,22個模式有完整的海洋經向流速數據,19個模式具備完整的混合層深度數據,27個模式具備完整的海洋溫度數據,具體模式名稱見表1。

表1 本文選取的28個CMIP6氣候模式Table 1 28 CMIP6 climate models selected in this study

1.2 研究方法

本文研究區域為南半球30°S以南的廣袤海域(30°S—90°S,180°—180°)。本文使用了合成分析、相關分析、回歸分析等統計方法,并根據前人的研究方法定義海氣凈熱通量,累積海洋吸熱、經向熱輸運等。文中的季節均相對于南半球而言,12—2月(DJF)為夏季,6—8月(JJA)為冬季。

本文首先計算了海氣界面的凈熱通量:

Qnet=SW↓-SW↑+LW↓-LW↑-Qe-Qh。

(1)

式中:表面總短波輻射(SW)等于向下短波減向上短波;總長波輻射(LW)等于向下長波減去向上長波;短波輻射和長波輻射的總和為輻射通量;潛熱(Qe)和感熱(Qh)的總和為湍流熱通量。在此基礎上,我們將相較于工業革命前(減去1861—1880年的平均值)的凈熱通量變化值的時間積分定義為累積海洋吸熱[13]。南大洋累積海洋吸熱是對30°S以南海區的凈熱通量進行區域加權求和并計算時間積分。

本文還計算了南大洋上層熱量的經向輸運(OHCMT),為熱含量經向梯度與經向流速的乘積:

(2)

2 CMIP6氣候模式中南大洋吸熱及其季節差異

2.1 歷史模擬和未來預估試驗中南大洋吸熱的評估

在CMIP6歷史試驗的1900—2014年,根據累積海洋吸熱的計算,南大洋是全球最強的海洋吸熱區(見圖1(a)),從緯向積分的結果中也可以看出(見圖1(a)右),歷史時期南大洋主導全球海洋吸熱,30°S以南海區累積海洋吸熱的緯向積分值幾乎全為正,最強海洋吸熱位于60°S以北,最大值為44.3×1010J。歷史試驗中接近一半的模式模擬南大洋累積海洋吸熱超過全球海洋,南大洋占全球海洋吸熱比重的多模式平均結果為102.7%±61%,比CMIP5歷史試驗中南大洋吸熱的全球貢獻(70%～75%)大[12-13]。此外,歷史模擬中南大洋吸熱的模式間差異(模式間一倍標準差)較大(見圖1(c),誤差線),說明CMIP6歷史試驗中不同模式對南大洋吸熱占比的模擬有較大差異。其中NorESM2-LM模式中全球海洋累積吸熱為負值(即歷史時期海洋凈放熱),南大洋吸熱占比為負值;此外EC-Earth3、FGOALS-g3、MPI-ESM1-2-LR模式中全球海洋累積吸熱明顯偏大(大于600 ZJ,1 ZJ= 1021J)。

(誤差條為模式間±1倍標準差。Error bars are the ±1 times standard deviations among different climate models.)

在未來高排放情景試驗的2015—2100年(見圖1(b)),全球海洋累積吸熱的空間分布特征有所改變,北大西洋(30°N—70°N,80°W—20°E)海洋吸熱最顯著,由歷史時期向大氣放熱轉變為強烈的海洋吸熱,但全球海洋累積吸熱的緯向峰值依舊位于60°S以北(見圖1(b)右),最大值可達到196.7×1010J,約為歷史時期的5倍。未來南大洋占全球海洋吸熱比重雖然下降至47.5%±7%(見圖1(d)),但依然是全球海洋吸熱最大的海區,與前人基于CMIP5得出的結果(48%±8%)基本一致[13]。CMIP6未來預估試驗中累積海洋吸熱的模式間差異遠小于歷史時期(見圖1(d))。歷史模擬階段除溫室氣體外,氣溶膠、臭氧等氣候外強迫因素也對海洋吸熱有重要影響[26-27],在未來高排放情景試驗中此類外強迫因素的作用有所減弱。本文之后部分僅分析未來預估試驗中南大洋吸熱的季節變化。

在全球變暖背景下,未來各個季節南大洋占全球海洋吸熱的比重有明顯差異(見圖2)。從多模式平均的結果來看,南半球夏季(12—2月,DJF)南大洋吸熱占比最大,為68.2%±43%(見圖2(a)),其中NorESM2-LM、NorESM2-MM模式中南大洋占比為負值,且模式間差異較大。春季(9—11月,SON)次之,占比為57.8%±12.3%(見圖2(d))。秋季(3—5月,MAM)、冬季(6—8月,JJA)占比較小,分別為37.6%±10.2%、39.0%±14.3%。

(誤差線表示模式間±1倍的標準差。Error bars are the ±1 times standard deviations among different climate models.)

2.2 未來南大洋吸熱的季節變化

2.2.1 全球海洋吸熱的緯向分布特征 為了更加直觀、突出分析未來南大洋海洋吸熱狀況,首先我們計算并分析了全球海洋吸熱的緯向積分結果,如圖3所示。從圖3中可以看到,對于年平均而言,全球海洋吸熱最大值出現在南大洋55°S—60°S,最大趨勢為102.1 W·m-2·decade-1。從不同季節來看,南大洋海洋吸熱的峰值位置有明顯擺動,夏季吸熱峰值位于70°S附近(見圖3(a)),為72.6 W·m-2·decade-1,峰值全年最小。但此時南大洋占全球海洋吸熱比重遠大于其他季節(見圖2(a)),是因為北半球中、高緯度為強烈的海洋吸熱和放熱,而整個南大洋區域均表現為海洋吸熱。春季和秋季吸熱峰值位于63°S附近(見圖3(b)和(d)),峰值分別為128.1和140.7 W·m-2·decade-1;冬季峰值大致位于58°S(見圖3(c)),為199.7 W·m-2·decade-1,約是春秋季、夏季的1.5和2.7倍。冬季大氣中赤道至極地的經向溫度梯度增大,南半球中緯度西風急流加強,一方面使得海表面蒸發加強,另一方面風場驅動的海洋環流加強,急流南側的上升流增強使得海洋吸收更多的熱量,此時北半球海洋吸熱也較為顯著,因此冬季南大洋占全球海洋吸熱比重并不大(見圖2(c))。

(實線為多模式平均結果,陰影為模式間(1倍標準差,藍色虛線為45°S—70°S,間隔為5°的緯度線。The solid lines represent the multi-model ensemble mean, and the shadows are the ±1 times standard deviations among different climate models. The blue dashed lines are latitude lines of 45°S—70°S with an interval of 5°.)

南大洋吸熱峰值從冬季到夏季逐漸向南移動(見圖3(a)、(c)),此后隨太陽直射緯度向北移動。南大洋60°S以南高緯度海區的凈熱通量在秋、冬季呈明顯負趨勢(見圖3(b)—(c)),表示未來該區域海洋將失去熱量;春、夏季和年平均,高緯度凈熱通量均為正趨勢,表示未來海洋吸熱(見圖3(a),(d),(e))。

CMIP6未來預估試驗中累積海洋吸熱和凈熱通量趨勢沿緯度的變化高度相似,如圖3所示。年平均下南大洋整體的累積海洋吸熱和凈熱通量變化趨勢之間存在顯著的模式間正相關關系(r=0.89,圖略),即表示未來增暖氣候下,氣候模式模擬凈熱通量增加越多時,南大洋累積海洋吸熱將越多。因此在后文中我們用凈熱通量趨勢來表征累積海洋吸熱的變化,并討論其時空特征。

2.2.2 南大洋吸熱的空間分布特征 隨后作者分析了未來南大洋凈熱通量趨勢的空間結構特征,結果見圖4、5。從圖中可知CMIP6未來高排放情景試驗中,年平均下南大洋凈熱通量趨勢和累積海洋吸熱的空間分布高度相似(見圖4(g)和圖1(b)),大部分區域為顯著的海洋吸熱,60°S附近海洋吸熱最強,40°S附近的大西洋和印度洋海區為較強的海洋放熱,這主要是由表面向北的艾克曼輸送導致的[6]。

(打點區域表示通過95%的信度檢驗。所有變量均取向下為正。Stippled regions indicate exceed 95% statistical confidence. Variables are all converted into positive downward flux into the ocean.)

本文進一步分析了凈熱通量各項變化的空間特征(見圖4(a)—(f))。其中湍流熱通量趨勢(見圖4(f))的空間分布與凈熱通量(見圖4(g))相似,兩者空間場的相關系數為0.84。未來南大洋大部分海區的潛熱通量趨勢為負(見圖4(d)),絕大部分海區的感熱通量呈顯著正趨勢(見圖4(e))。輻射通量在50°S附近為不均勻的負趨勢(見圖4(c)),其兩側為較強的正趨勢,與湍流熱通量相反(見圖4(f))。受溫室效應的影響長波輻射呈現空間一致的正趨勢(見圖4(b));短波輻射呈正-負-正的經向結構特征(見圖4(a)),南大洋中部短波輻射減少可能與云輻射反饋有關。綜上,年平均的南大洋凈熱通量變化主要受湍流熱通量變化的影響,高緯度海區的海洋吸熱主要受輻射通量影響(見圖4(g))。

南大洋海洋吸熱的空間分布特征也存在顯著季節變化(見圖5(q)—(t)),最強海洋吸熱緯度隨季節變化而移動,冬季吸熱帶最強且位置靠北(見圖5(s)),夏季最強海洋吸熱位于南極洲附近(見圖5(q)),春、秋季強吸熱帶位于60°S附近(見圖5(r)—(s))。各季節南大洋凈熱通量變化趨勢的主導因素有所不同,在春季和夏季,高緯度、南極邊緣海區表現為較強的海洋吸熱(見圖5(t)、(q))。此時輻射通量變化由短波輻射主導,將減弱南大洋中部海洋吸熱,加強南極邊緣的海洋吸熱(見圖5(a)、(d)),使得吸熱峰值明顯向南移動。長波輻射變化為空間均勻的正趨勢(見圖5(e)、(h)),湍流熱通量變化較弱,但在較低緯度依然主導同期的凈熱通量變化。在秋季和冬季,凈熱通量變化的空間特征(見圖5(r)、(s))與湍流熱通量變化(見圖5(n)、(o))相似,此時輻射通量變化的空間特征不顯著(見圖5(j)、(k)),主要受溫室效應增強造成的長波輻射增加主導(見圖5(f)、(g)),加強南大洋中部海洋吸熱,減弱其南、北側海洋放熱;短波輻射變化較弱(見圖5(b)、(c))。

((a)—(d)短波;(e)—(h)長波;(i)—(l)輻射通量;(m)—(p)湍流熱通量;(q)—(t)凈熱通量。打點區域表示通過95%的信度檢驗。所有變量均取向下為正。(a)—(d) shortwave; (e)—(h) longwave; (i)—(l) radiative flux; (m)—(p) turbulent heat flux; (q)—(t) net heat flux. Stippled regions indicate exceed 95% statistical confidence. Variables are all converted into positive downward flux into the ocean.)

綜上,我們發現春夏季高緯度海區的凈熱通量趨勢由短波輻射主導,使南大洋吸熱峰值明顯南移;南大洋中部凈熱通量變化是輻射通量和湍流熱通量相互抵消的結果。秋冬季南大洋凈熱通量趨勢的空間分布主要受湍流熱通量影響。

3 未來南大洋吸熱的季節變化調控因素

3.1 南極海冰消融對高緯度海洋吸熱的影響

下面我們進一步探討未來全球變暖背景下南大洋吸熱季節差異的調控因素。通過分析緯向平均的熱通量以及不同因素之間的關系(見圖6),我們發現:春夏季南大洋高緯度(60°S以南海區)湍流熱通量變化較小(見圖6(a)、(d),綠線),高緯度海洋吸熱主要受輻射通量控制,特別是短波輻射的調控(圖略)。該季節南極海冰也顯著減少(見圖6(a)、(d),黃線),說明此時南大洋高緯度海洋吸熱主要與海冰-反照率正反饋過程有關,即海冰消融造成海洋得到更多的太陽短波輻射。反之,在秋冬季輻射通量變化較小(見圖6(b)、(c),藍線),是因為該季節南半球高緯度太陽輻射很小,盡管此時海冰消融顯著,但海冰-反照率反饋無法起作用。事實上,秋冬季高緯度凈熱通量變化主要受湍流熱通量影響(見圖6(b)、(c),綠線),且與海冰消融呈同位相變化,說明海冰顯著減少有利于海洋向大氣放熱。年平均下高緯度海洋吸熱由湍流熱通量和輻射通量共同控制(見圖6),兩者呈反向變化。

(實線為多模式平均結果,陰影為模式間(1倍標準差,藍色虛線為45°S—65°S,間隔為5°的緯度線。The solid lines represent the multi-model ensemble mean, and the shadows are the ±1 times standard deviations among different climate models. The blue dashed lines are latitude lines of 45°S—65°S with an interval of 5°.)

3.2 氣候態混合層深度對南大洋30°S—60°S海洋吸熱的影響

在南大洋60°S以北的較低緯度海區,除夏季外,其余季節凈熱通量變化主要與湍流熱通量變化有關(見圖6,黑線和綠線)。在夏季和秋季(見圖6(a)、(b)),由湍流熱通量導致的海洋吸熱較弱,在冬季和春季(見圖6(b)、(c)),湍流熱通量引起的較低緯度海洋吸熱較強,說明南大洋湍流熱通量變化也存在顯著的季節差異,但湍流熱通量的季節變化似乎與大氣低層緯向風(見圖6,紅線)的季節變化關系明顯。由于南大洋海洋吸熱主要與海洋熱力結構,特別是當地的深混合層有關,我們又考查了CMIP6歷史試驗(1951—2000年)的南大洋混合層深度和其上空緯向風的氣候態模擬特征(見圖7)。氣候模式中南大洋深混合層在50°S—55°S,位于西風帶南側5個緯度左右。值得注意的是,南大洋混合層深度有顯著的季節變化,夏季最淺(見圖7(a),黑線)、冬春季較深(見圖7(c)、(d),黑線)。相應的海洋吸熱中湍流熱通量也是夏季最小(見圖6(a)),冬季最大(見圖6(c))。因此我們認為在南大洋較低緯度海區(60°S以北)海洋吸熱中的湍流熱通量變化部分主要與氣候態的混合層深度有關。

(實線為多模式平均結果,陰影為模式間(1倍標準差,藍色虛線為45°S—60°S,間隔為5°的緯度線。The solid lines represent the multi-model ensemble mean, and the shadows are the ±1 times standard deviations among different climate models. The blue dashed lines are latitude lines of 45°S—60°S with an interval of 5°.)

3.3 南大洋上層經向熱輸送的季節變化

南大洋吸熱后上層熱量經向輸送也存在顯著季節變化(見圖8(a)—(e))。全球變暖背景下,南半球西風急流加強并向極移動(見圖6,紅線),南大洋經向翻轉環流加強,海洋表面向北的?？寺斶\加強使得向北的經向熱輸送增強。CMIP6未來高排放情景試驗中南大洋上層經向熱輸送趨勢的空間分布如圖8(a)—(e)所示,最顯著的特征為海洋表層南負北正的經向結構,與海洋經向流速趨勢的空間結構相似(圖略),大部分季節正、負趨勢大致以45°S為界,冬季分界緯度約為40°S(見圖8(c)),夏季負信號的深度最淺(見圖8(a)),冬季經向熱輸送的變化最大,能向下延伸至90米(見圖8(c))。未來氣候下南大洋上升流以北的表層熱量經向輸送將加強,對南大洋30°S—60°S海表吸熱及熱量再分配產生影響。

圖8 CMIP6未來高排放情景試驗中多模式平均的2015—2100年不同季節和年平均的南大洋上層海洋(a—e)經向熱輸送趨勢(單位:J·m-2·s-1·a-1),(k—o)氣候態環流輸運項(單位:J·m-2·s-1·a-1),(p—t)環流變化輸運項(單位:J·m-2·s-1·a-1),(f—j)兩項的加和(單位:J·m-2·s-1·a-1)的空間分布圖

4 結語

本文基于CMIP6耦合模式的未來高排放情景試驗模擬結果,分析了南大洋吸熱的季節變化特征。研究發現:在未來變暖氣候下,南大洋占全球海洋吸熱的比重接近一半,是海洋熱量存儲的重要海區。此外,南大洋海洋吸熱具有顯著的季節變化特征。南半球冬季,南大洋吸熱最為顯著,且吸熱峰值位置偏北;夏季峰值位置偏南,且峰值最小。其中高緯度海區(60°S以南)凈熱通量變化在春夏季主要受到輻射通量變化的影響,尤其在短波輻射-反照率正反饋作用下得到更多的海洋吸熱;相反在秋冬季,由于高緯度太陽輻射很小,海冰的變化主要影響海氣界面的湍流熱通量變化,并與春夏季的輻射通量變化相抵消,因此年平均下高緯度海洋吸熱趨勢不顯著。而在30°S—60°S較低緯度海區,海洋吸熱主要受湍流熱通量的影響,這一部分也存在顯著的季節變化,在冬春季較強,夏秋季較弱。進一步分析發現,氣候態混合層深度的季節變化對于此處海洋吸熱變化有重要影響。此外,全球變暖下南大洋上層經向熱量輸送也存在顯著的季節變化。相較于夏秋季,冬春季經向熱輸送的增強范圍明顯向赤道、向下擴張,這與氣候態混合層深度和西風增強的季節變化有關。

本文目前僅從多模式平均的角度探討了未來南大洋吸熱的季節變化。但值得注意的是,不同模式對于南大洋吸熱的模擬有較大差異,因此有必要在后續的研究中分析模式間差異來源及其背后的物理機制,以便更為清晰的認識南大洋海洋吸熱的物理機制。