全球海水熱含量變化規(guī)律及其對(duì)海平面變化的影響

譚 偉,左軍成,李 娟,楊逸秋,陳美香

(河海大學(xué)物理海洋研究所,江蘇南京 210098)

在長(zhǎng)期影響氣候變化的諸多因素中,最重要也是最難以直接測(cè)量的是海水熱含量的變化,而海水熱含量比海表溫度具有更大的穩(wěn)定性.海洋中大部分熱量變化都發(fā)生在海洋上層,海洋上層熱含量與海洋上層的溫度和鹽度有關(guān).海水熱含量的變化會(huì)引起密度的變化[1],利用熱含量和密度的關(guān)系可以建立熱含量變化與海面高度變化間的相關(guān)關(guān)系[2].

Clara等[3]提出海水熱含量的多少一定程度上暗示著海洋向大氣放熱的多少,海洋對(duì)氣候影響的重要性不僅體現(xiàn)在海洋對(duì)大氣放熱以熱力作用驅(qū)動(dòng)大氣,還在于洋流的熱量輸送.海洋熱輸送的變化通過(guò)海洋環(huán)流影響整個(gè)海域的熱狀況再分布,引起熱含量的變化,從而引起海氣界面上熱通量和水汽通量的變化,進(jìn)而影響氣候.為了弄清海洋在氣候變化中起的作用,有必要了解海水熱含量的變化狀況及其主要影響因素.胡瑞金等[4]提出赤道以北印度洋熱含量變化項(xiàng)與經(jīng)向熱輸送的季節(jié)變化特點(diǎn)類似;在年際尺度上,海水熱含量的變化主要由經(jīng)向熱輸送的變化引起.Hvasegawa等[5]指出,阿留申低壓加強(qiáng)后黑潮輸送加強(qiáng),造成日本東南海域熱含量異常偏多,從而引起海面異常放熱.Dong等[6-7]認(rèn)為,在灣流區(qū)域和西北大西洋海域上層熱含量異常偏多,導(dǎo)致海面異常放熱.蔡怡等[8]用Non-Boussinesq POP模式模擬得到太平洋熱含量從海表向下傳播的速度先由快變慢,到170m再由慢變快,到500m達(dá)到最快,在500m深度以下又逐漸變慢.

1948—1998年全球海洋的溫度、海水熱含量保持了持續(xù)的上升趨勢(shì),其中大西洋的上升趨勢(shì)最為明顯.在20世紀(jì)50年代中期至90年代中期,全球的海水熱含量增加了2×1023J[7].1955—2003年海洋上層700m內(nèi)由于熱膨脹造成的海平面線性上升速率大約0.33mm/a,造成這個(gè)趨勢(shì)有大約一半的貢獻(xiàn)來(lái)自大西洋,約1/3的貢獻(xiàn)來(lái)自太平洋.1993—2006年海洋上層700m海水熱膨脹造成的海平面線性上升趨勢(shì)是1.23mm/a,造成這個(gè)趨勢(shì)大約有60%的貢獻(xiàn)來(lái)自太平洋[9].

T/P海平面變化與海水熱含量變化之間存在良好的線性關(guān)系.由T/P海平面變化計(jì)算出的海水熱含量變化的誤差為2.0×107～3.0×107J,與海水熱含量變化本身的量級(jí)109相比小1量級(jí)[10].

目前,關(guān)于海水熱含量對(duì)海平面變化影響的研究較少.因此本文分析上層700m全球及區(qū)域(包括各緯度帶)長(zhǎng)期海水熱含量的變化規(guī)律,結(jié)合1993—2006年的T/P高度計(jì)資料,解釋海平面變化與上層海水熱含量的關(guān)系.

1 數(shù)據(jù)與方法

本文所用的高度計(jì)資料來(lái)源于法國(guó)國(guó)家空間研究中心(CNES)的衛(wèi)星海洋學(xué)存檔數(shù)據(jù)中心(AVISO)提供的T/P(Topex/Poseidon)和 Jason-1 高度計(jì)融合資料 ,覆蓋范圍為(81.5°S ～ 81.5°N,0 ～ 360°),空間分辨率為1/3°×1/3°.數(shù)據(jù)時(shí)段為1993年1月—2006年12月.

計(jì)算海水熱含量所用的海水溫鹽場(chǎng)資料來(lái)源于日本氣象局提供的月均客觀分析三維溫鹽場(chǎng)資料(Ishii,2006),垂向有 16 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)層 ,覆蓋上層 700m,空間覆蓋范圍為(89.5°S ～89.5°N,0.5°E ～ 359.5°E),水平分辨率為1°×1°,時(shí)間為1945年1月—2006年12月.

單層厚度為H的海水熱含量為

因而溫度變化ΔT后海水熱含量的變化量為

式中:ρ—海水密度;T—平均溫度;Cp—比熱系數(shù),J/(kg·℃).Cp是T,p(平均壓強(qiáng)),S(鹽度)的函數(shù),其計(jì)算采用Gill[11]給出的經(jīng)驗(yàn)公式:

式中:Cp(0,T,0)——標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下純水的比熱系數(shù);Cp(S,T,0)——海面海水的比熱系數(shù);ρ(S,T,0)——海面海水的密度;ρw——基準(zhǔn)水密度,當(dāng)作純水參考標(biāo)準(zhǔn);ρ(S,T,p)——某層海水的密度;K(S,T,p)——割線體積模量.

對(duì)各區(qū)域的定義如下:全球?yàn)?64°S ～ 64°N,180°W ～ 180°E),南半球?yàn)?64°S ～ 15°S,180°W～ 180°E),熱帶為(15°S ～15°N,180°W～180°E),北半球?yàn)?15°N～ 64°N,180°W～180°E).在計(jì)算不同緯度海平面對(duì)某個(gè)區(qū)域海平面上升的貢獻(xiàn)時(shí),需要進(jìn)行面積因子訂正(權(quán)重系數(shù)為數(shù)據(jù)所在格點(diǎn)緯度的余弦),運(yùn)用隨機(jī)動(dòng)態(tài)分析方法[12]分析全球及各個(gè)區(qū)域熱含量的變化周期和長(zhǎng)期變化趨勢(shì),利用相關(guān)分析探討全球熱含量與海平面的關(guān)系.

2 海水熱含量的變化規(guī)律

2.1 全球及半球尺度海水熱含量的變化規(guī)律

1945—2006年南北半球、熱帶海區(qū)和全球海水熱含量均呈明顯的上升趨勢(shì)(圖1),并具有顯著的年際和年代際變化特征.南北半球和熱帶海區(qū)海水熱含量均在20世紀(jì)70年代開始快速上升期,這與全球近半個(gè)世紀(jì)的變暖趨勢(shì)是一致的(圖2).南、北半球海水熱含量上升趨勢(shì)比較明顯,北半球上升速率為7.71×1010J/(m2·a),南半球?yàn)?.36×1010J/(m2·a);而熱帶海區(qū)海水熱含量雖有一定的上升,但相對(duì)比較穩(wěn)定.其中南半球海水的熱含量變化與全球平均的變化比較同步,這與南半球海洋面積較大有關(guān).

2.2 各緯度帶海水熱含量的變化規(guī)律

各緯度帶內(nèi)的海水熱含量均存在較明顯的年際變化(圖3).中緯度海域上升趨勢(shì)明顯,30°N～40°N上升速率為1.39×1010J/(m2·a),高緯海域也有一定的上升趨勢(shì),50°N～60°N 上升速率為7.15×109J/(m2·a),而赤道附近海域的上升趨勢(shì)很弱,相對(duì)比較穩(wěn)定.

2.3 三大洋海水熱含量的變化規(guī)律

圖1 1945—2006年各區(qū)域海水熱含量距平Fig.1 Ocean heat content anomaly from 1945 to2006

圖2 長(zhǎng)期溫度異常值(由美國(guó)國(guó)家海洋和大氣局(NOAA)提供)Fig.2 Long-term temperature anomalies supp lied by National Oceanic and Atmospheric Adm inistration(NOAA)

南北太平洋、大西洋和印度洋的海水熱含量均表現(xiàn)出明顯的上升趨勢(shì)及年際變化(圖4),其中南印度洋海域熱含量上升趨勢(shì)比北印度洋明顯,達(dá)1.30×1010J/(m2·a),太平洋和大西洋的海水熱含量在南北半球變化規(guī)律相近,并且也是從20世紀(jì)70年代開始上升.

2.4 全球海水熱含量變化趨勢(shì)的空間分布

全球海水熱含量變化存在顯著的區(qū)域差異(圖5).1945—2006年全球絕大部分海域的熱含量呈上升趨勢(shì),尤其在灣流附近海域上升十分明顯,上升速率最高可達(dá)6.41×107J/(m2·a),而在黑潮延伸體海域、40°S 附近 、西太暖池,以及印度洋赤道附近海域的海水熱含量呈下降趨勢(shì),并呈帶狀分布,但面積相對(duì)較小,對(duì)全球海水熱含量的上升趨勢(shì)影響不大.在北太平洋,上升最快和下降最快的海區(qū)位于黑潮和親潮的交匯海域.

圖3 1945—2006年60°S～ 60°N每 10度緯度帶內(nèi)海水熱含量距平變化Fig.3 Ocean heat content anomaly variation for every 10 degrees of latitude from 60°S to 60°N during 1945 to 2006

3 海平面變化與海水熱含量變化的關(guān)系

3.1 海平面季節(jié)、年際變化與海水熱含量的關(guān)系

3.1.1 半球尺度海平面季節(jié)、年際變化與海水熱含量的比較

由于衛(wèi)星高度計(jì)資料長(zhǎng)度只有十幾年,因此本文主要分析海平面高度與熱含量的季節(jié)和年際變化尺度上的關(guān)系,在計(jì)算不同緯度帶海平面對(duì)某個(gè)區(qū)域的海平面上升貢獻(xiàn)時(shí),需要進(jìn)行面積因子訂正(權(quán)重系數(shù)為數(shù)據(jù)所在格點(diǎn)緯度的余弦).由1993—2006年間T/P數(shù)據(jù)分析指出,北半球海平面的季節(jié)變化最顯著,振幅超過(guò)5 cm(圖6);南半球的季節(jié)變化稍弱,振幅為2 cm,并伴隨著很明顯的年際變化.北半球海平面最高和最低分別出現(xiàn)在夏末秋初(9月)和冬末春初(3月);南半球的情況相反,最高值在3月,最低值在9月.低緯海區(qū)的季節(jié)變化不明顯,且振幅較小,表現(xiàn)出半年周期信號(hào).全球海平面在1993—2006年季節(jié)變化明顯,基本與北半球同步,但振幅較小,約1 cm左右.北半球(15°N～64°N)對(duì)全球海平面季節(jié)變化的貢獻(xiàn)要大于南半球.

圖4 1945—2006年南、北太平洋,大西洋和印度洋海水熱含量距平的年際變化Fig.4 Interannual variations of ocean heat content anomaly in South and North Pacific,Atlantic and Indian Ocean from 1945 to 2006

北半球(15°N～64°N)的海平面季節(jié)變化與海水熱含量的季節(jié)變化規(guī)律一致,南半球二者的變化規(guī)律也大致相同,但熱含量沒有表現(xiàn)出和海平面一樣的上升趨勢(shì).而熱帶海域的季節(jié)變化并不明顯,1年出現(xiàn)2個(gè)高值,表現(xiàn)出半年周期.全球的海水熱含量季節(jié)變化基本與南半球同步,最高值出現(xiàn)在冬末春初(3月),最低值出現(xiàn)在夏末秋初(9月),并與T/P海平面季節(jié)變化的位相幾乎相反,全球海平面變化比海水熱含量的變化滯后7個(gè)月.全球海水熱含量在2003年后開始下降,表現(xiàn)出明顯的年代際變化,而T/P海平面卻表現(xiàn)出上升趨勢(shì).

圖5 1945—2006年全球海水熱含量變化趨勢(shì)Fig.5 Variation trend of global ocean heat content from 1945 to2006

3.1.2 各緯度帶海平面季節(jié)、年際變化與海水熱含量的關(guān)系

圖6 1993—2006年海平面異常與海水熱含量關(guān)系Fig.6 Sea level anomaly(dotted line)and ocean heat content(solid line)from 1993 to2006

緯度帶平均的海平面季節(jié)和年際變化隨緯度不同變化明顯(圖7).北半球中緯度(30°N～40°N)海平面季節(jié)變化最強(qiáng),振幅約6 cm;南半球中緯度(30°S～40°S)次之,振幅為2～3 cm.在南極繞極流和南半球低緯海域(0°S～10°S和10°S～20°S)季節(jié)變化幾乎消失,但存在較強(qiáng)的年際變化.南北半球中高緯度海平面與海水熱含量變化的一致性最好,尤其在北半球中緯度幾乎同步.

3.2 海平面變化趨勢(shì)的空間分布與海水熱含量的關(guān)系

1993—2006年全球海水熱含量的變化趨勢(shì)具有顯著的區(qū)域差異(圖8).太平洋近十幾年的變化趨勢(shì)幾乎與1945—2006年的變化趨勢(shì)相反,如1993—2006年?yáng)|太平洋海水熱含量呈下降趨勢(shì),而1945—2006年呈上升趨勢(shì),而在北太平洋,上升最快和下降最快的海區(qū)依然位于黑潮和親潮的交匯海域.在其他海域,北大西洋北部格陵蘭附近海域表現(xiàn)出不同于長(zhǎng)期的顯著上升趨勢(shì),最大可達(dá)3.86×108J/(m2·a),而灣流附近海域的熱含量與1945—2006年的變化趨勢(shì)相反,下降趨勢(shì)明顯.

1993—2006年間大部分海域的T/P海平面在上升(圖9),典型的下降區(qū)域如北太平洋中高緯海域、北太平洋東部海域、阿拉伯海以及灣流附近海域,北半球尤其是北太平洋的海平面變化趨勢(shì)與海水熱含量的變化趨勢(shì)非常一致,如黑潮和親潮的交匯海域以及灣流附近海域,而在南半球二者的變化差異較大.說(shuō)明海水熱含量的變化對(duì)北半球的海平面影響較大.

圖7 1994—2005年 60°S～ 60°N 每10度緯度帶 T/P海平面和海水熱含量變化Fig.7 T/P sea level anomaly and ocean heat content for every 10 degrees of latitude from 60°S to 60°N during 1945 to2006.

圖8 1993—2006年全球海水熱含量變化趨勢(shì)Fig.8 Variation trend of global ocean heat content from 1993 to 2006

圖9 1993—2006年全球海平面變化趨勢(shì)Fig.9 Variation trend of global sea level from 1993 to2006

4 結(jié)果和討論

1945—2006年全球海水熱含量平均上升速率為2.1×107J/(m2·a),其結(jié)果與Domingues等[13]的研究結(jié)果一致,并表現(xiàn)出顯著的年際和年代際變化,尤其在灣流附近海域上升明顯,最大可達(dá)6.5×107J/(m2·a),但在黑潮延伸體海域、太平洋40°S附近的帶狀海域、西太暖池以及赤道印度洋附近海域,熱含量呈下降趨勢(shì),最大可達(dá)6.0×107J/(m2·a).1993—2006年,海水熱含量和海平面在南、北半球均存在顯著的季節(jié)變化,且位相相反,熱帶海域季節(jié)變化不明顯,但表現(xiàn)出顯著的半年周期信號(hào).經(jīng)研究發(fā)現(xiàn)在南半球低緯和高緯海域,熱含量和海平面的季節(jié)變化較弱,熱含量對(duì)海平面變化的影響較小.北半球海水熱含量和海平面的年際和年代際變化較一致,而在南半球,尤其是低緯海域,海平面滯后熱含量,甚至有相反的變化規(guī)律.

熱含量反映的是海洋熱狀況,是影響氣候的一個(gè)重要因素,所以有必要對(duì)全球及各典型海域的熱含量機(jī)制深入研究.

[1]GILL A E,NIILER P P.The theory of seasonal variability in the ocean[J].Deep Sea Research,1973,20:141-177.

[2]WHITE W B,TAI C K.Inferring interannual changes in global upper ocean heat storage from TOPEX altimetry[J].JGeophy Res,1995,100(C12):943-954.

[3]CLARA D,MICHAEL A A,MICHAEL S,et al.Understanding the persistence of sea surface temperature anomalies in midlatitudes[J].Journal of Climate,2003,16:57-76.

[4]胡瑞金,劉秦玉,孟祥鳳.北印度洋的經(jīng)向熱輸送與熱收支的季節(jié)與年際變化[J].中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào),2005,35(3):363-369.(HU Rui-jin,LIU Qin-yu,MENG Xiang-feng.The seasonal and interannual variabilities in the meridional heat transport and heat budget in the Northern Indian Ocean[J].Journal of Ocean University of China,2005,35(3):363-369.(in Chinese))

[5]HASEGAWA T,YASUDA T,HANAWA K.Multidecadal variability of the upper oceanheat content anomaly field in the North Pacific and its relationship to the aleutian low and the Kuroshio transport[J].Papers inMeteorology and Geophysics,2007,58:155-166.

[6]DONG Shen-fu,KELLY K.Heat budget in the gulf stream region:the importance of heat storage and advection[J].Journal of Physical Oceanography,2004,34:1214-1231.

[7]DONG Shen-fu,SUSAN L H,KATHRYN A K.Interannual variations in upper-ocean heat content and heat transport convergence in the Western North Atlantic[J].Journal of Physical Oceanography,2007,37:2682-2697.

[8]蔡怡,李海.全球變暖背景下最近40年太平洋海面高度和熱容量變化數(shù)值模擬[J].熱帶海洋學(xué)報(bào),2006,25(4):14-19.(CAI Yi,LI Hai.Simulation of sea level and heat content of Pacific Ocean based on global warming during last 40 years[J].Journal of Tropical Oceangraphy[J].2006,25(4):14-19.(in Chinese))

[9]ANTONOV J I,LEVITUS S,BOYER T P.Thermosteric sea level rise,1955—2003[J].Geophys Res Lett,2005,32(L12602),doi:10.1029/2005GL023112.

[10]CHAMBERS D P,TAPLEY B D,STEWART R H.Long-period ocean heat storage rates and basin-scale heat fluxes from TOPEX[J].Journal of Geophysical Research,1997,102:10525-10533.

[11]GILL A E.Atmosphere-ocean dynamics:international geophysics series[J].London:Academic Press,1982:662.

[12]左軍成,陳宗鏞,戚建華.太平洋海平面變化及與埃爾尼諾的關(guān)系[J].青島海洋大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版,1997,27(4):446-452.(ZUO Jun-cheng,CHEN Zong-yong,Qi Jian-hua.Sea level variation characteristicsin the Pacific Ocean and its relationship with EL Nino phenomenon[J].Journal of Ocean University of Qingdao,1997,27(4):446-452.(in Chinese))

[13]CATIA M,DOMINGUESJOHN A C,NEIL J,et al.Im proved estimates of upper-ocean warming and multidecadal sea-level rise[J].Nature,2008,453:1090-1096.