理想化南極融冰方案的海洋邊界條件初探

馬 浩, 張作為

（1. 中國海洋大學 物理海洋實驗室, 山東 青島 266100; 2. 中國海洋大學 海洋-大氣相互作用與氣候實驗室,山東 青島 266100）

理想化南極融冰方案的海洋邊界條件初探

馬 浩1,2, 張作為1

（1. 中國海洋大學 物理海洋實驗室, 山東 青島 266100; 2. 中國海洋大學 海洋-大氣相互作用與氣候實驗室,山東 青島 266100）

基于氣候態(tài)的SODA（Simple Ocean Data Assimilation）數(shù)據(jù), 比較了氣候態(tài)意義下南極附近和南極繞極流區(qū)域的海洋層結, 對南極融冰問題的合理海洋邊界條件進行了初步探討。結果表明: 南極融冰所注入的淡水通量在大西洋東部和印度洋海區(qū)將沿著表層路徑到達南極繞極流區(qū), 在大西洋西部和太平洋的經向運動路徑視淡水通量的強度而定: 在融冰較為劇烈時, 將沿表層路徑到達繞極流區(qū)域;在融冰較為和緩時, 將沿次表層路徑向北運動。在此基礎上, 定量評估了淡水通量沿表層路徑運動的臨界情況, 對目前大多數(shù)氣候模式采用理想化淡水通量模擬南極融冰問題的合理性進行了分析, 以期為南極融冰問題的模式方案選擇提供必要的參考。

南極融冰; 淡水通量; 海洋層結

1995年體積的40%左右[6]。2007年5月, 美國航空航天局（National Aeronautics and Space Administration, NASA）宣布衛(wèi)星發(fā)現(xiàn)南極洲西部發(fā)生30年以來最為嚴重的冰雪大面積融化, 融冰面積相當于加利福尼亞州大?。▍⒁奛ASA網(wǎng)站專題報道: http://www.

nasa.gov/vision/earth/lookingatearth/arctic-20070515.h

tml）。這一事實打破了“南極大陸冰架狀況較為穩(wěn)定”這一傳統(tǒng)認識[7-8], 使南極融冰問題成為全球變暖研究中的一大焦點。已有的研究廣泛探討了南極融冰對海平面抬升的影響[9-10], 以及融冰過程中注入極地海洋的淡水對氣候系統(tǒng)的影響[11-17], 而后者由于會減弱南極附近的深對流、抑制南極底層水

（Antarctic Bottom Water, AABW）的形成、進一步通過南極底層水和北大西洋深層水（North Atlantic Deep Water, NADW）的相互作用影響熱鹽環(huán)流全球輸送帶[18-20]而更引人關注。鑒于南極附近的觀測資料十分稀缺, 當前主要采用海-氣耦合模式來研究南極附近淡水通量的氣候效應[13-17]。為了方便起見,在耦合模式中常常把南極融冰釋放的淡水通量簡化為南大洋的理想化淡水通量, 在南大洋的高緯地區(qū)進行均勻灑水實驗（如Seidov等[14]和Stouffer等[15]的數(shù)值實驗就是在 60oS以南的海洋中均勻播灑1Sv（1Sv = 1.0×106m3/s）淡水）來考察氣候系統(tǒng)的變化。應當指出, 理想化淡水通量實驗發(fā)現(xiàn)了很多有意義的結果, 如兩極之間海溫變化的“蹺蹺板”現(xiàn)象[13]（北大西洋的表層海溫和南大洋的表層海溫通過熱鹽環(huán)流的調節(jié)呈現(xiàn)反位相變化）, 南大洋淡水通量的全球逃逸現(xiàn)象（Southern Escape, SE）[14-15]（南大洋表面的淡水通量會在較短時間內通過上層海洋的平流作用逃逸到全球大洋）, 等等。然而, 從數(shù)值模擬本身來說, 這種均勻灑水的物理構想是否合理, 即理想化淡水通量實驗能否較為真實地反映南極融冰的物理過程, 一直以來缺乏應有的探討。如果灑水實驗的設計方案不能較好地反映南極融冰的實際過程, 就會削弱數(shù)值實驗的價值, 模式結果對于未來氣候變化的指示意義也會有所減弱。本文擬采用SODA（Simple Ocean Data Assimilation）數(shù)據(jù)對這一問題進行初步探討。

1 資料和方法

本文主要利用 SODA再分析資料進行統(tǒng)計分析。SODA是美國馬里蘭大學（Maryland University）開發(fā)的海洋同化資料, 是在全球海洋環(huán)流模式MOM（Modular Ocean Model）基礎上融合衛(wèi)星觀測和實測資料進行實時同化再分析得到的格點化海洋再分析產品, 其中有風應力、溫度、鹽度、二維流速和海表面高度等7個變量[21], 包括1958～2001年的逐月數(shù)據(jù), 水平空間分辨率為0.25o×0.4o（投影到0.5o×0.5o網(wǎng)格）, 垂向上自海表至海底分為40層。模式強迫場采用歐洲氣象中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECWMF）40年再分析資料（ECWMF 40 year reanalysis data archive, ERA40）的逐日表面風場。該套 SODA資料在時間和空間上具有連續(xù)性, 資料要素也較為完整。之所以采用SODA數(shù)據(jù), 主要是考慮到 SODA具有較高的空間分辨率, 可以更好地刻畫海洋的精細特征, 為了不失一般性, 本文主要采用 SODA提供的氣候態(tài)數(shù)據(jù)SODA_1.4.2_clim來進行分析。

由于融冰現(xiàn)象主要發(fā)生在南極大陸冰架的周圍,本文主要考察SODA氣候態(tài)資料刻畫的南大洋高緯地區(qū)的海洋密度層結, 來探討灑水實驗的設計方案是否合理（圖1）。由于目前國際上通行的灑水實驗大多是在 60oS以南的海洋中均勻灑水[14-15], 故南極繞極流（Antarctic Circumpolar Current, ACC）以南地區(qū)的海洋層結就顯得尤為重要。一旦淡水通量從表層通過ACC, 就可以在局地Ekman輸運的作用下被輸送到中低緯地區(qū), 進一步被上層海洋環(huán)流平流到全球大洋, 產生 SE現(xiàn)象。因此, 我們選取了兩個典型的緯度, 70oS和 60oS, 分別表征南極大陸附近和ACC區(qū)域的海洋層結（在印度洋海區(qū), 由于70oS為陸地, 故選取65oS表征南極大陸附近的層結）。在密度的計算上, 我們采用Mamayev[22]1964年提出的簡化計 算 方 案:σT= 28.152 ? 0.0735T? 0.00469T2+（0.802 ?0.002T）（S? 35）, 利用溫鹽來反演海水密度。該方案的適用范圍為: 溫度 0～30°C, 鹽度 0～40 psu, 壓力 0～106hPa。除南極點附近的個別點之外,南大洋高緯地區(qū)基本滿足這一要求, 故采用Mamayev方案來反演南大洋高緯地區(qū)的海洋層結是可行的。

圖1 南大洋地理位置概況（90oS～40oS）Fig. 1 Geographical locations of the Southern Ocean（90oS-40oS）

2 結果分析

從南大洋高緯地區(qū)的氣候態(tài)層結來看, 太平洋70oS剖面的表層海水位密（位密即位勢密度, 指把海水微團從海面以下某一位置絕熱抬升至海面時所具有的密度, 由于位密考慮了壓強對密度的影響, 因而較密度而言更為準確）明顯要比60oS剖面處大, 二者之差最大達到 0.6 kg/m3, 平均而言, 二者之差大約為0.2～0.3 kg/m3（圖2c）。從而說明在氣候態(tài)意義上,由于海水沿著等密面運動, 70oS的海水將沿著次表層路徑到達 60oS以南, 即南極附近的海水將沿著次表層路徑穿越 ACC。一旦發(fā)生南極融冰, 如果融冰帶來的淡水通量不能使南極大陸附近（70oS附近）的海洋表層位密減小 0.2～0.3 kg/m3, 則淡水通量仍然會沿著次表層路徑穿越 ACC, 否則, 淡水會沿表層平流到ACC區(qū)域。大西洋和印度洋的情況與太平洋有所不同。在大西洋和印度洋的西部, 70oS剖面的表層位密大于 60oS剖面, 二者之差在大西洋最大達到0.5 kg/m3, 平均而言約為 0.3 kg/m3左右; 在印度洋最大達到0.2 kg/m3, 平均而言約為0.1 kg/m3左右。而在大西洋和印度洋的東部, 70oS剖面的表層位密明顯小于60oS剖面（圖2f,i）。因此對大西洋和印度洋海區(qū)來說, 氣候態(tài)意義下西部和東部海水的運動路徑是不同的, 西部的海水將沿次表層路徑穿越 ACC,東部的海水將沿表層路徑到達 ACC?？紤]到在印度洋西部, 70oS剖面和60oS剖面的表層位密相差不大,一旦發(fā)生融冰, 70oS附近上層位密減小, 則 70oS的表層位密與 60oS極有可能相差無幾。因此, 在南極融冰的背景下, 淡水通量在大西洋東部和印度洋海區(qū)將沿表層平流到 ACC區(qū)域（圖 3a, 該圖將大西洋東部和印度洋海區(qū)作為一個整體處理）, 在大西洋西部和太平洋海區(qū), 淡水通量的路徑與其強度有關（圖3b,c）。當融冰較為劇烈, 淡水通量強度較大時, 由于 70oS附近的海洋層結發(fā)生顯著改變, 淡水通量仍然將沿表層路徑到達 ACC; 當融冰較為平緩, 淡水通量強度較小時,淡水通量將沿次表層路徑到達ACC。

圖2 南太平洋、南大西洋和南印度洋的氣候態(tài)位密垂向剖面分布Fig. 2 Vertical distributions of climatological potential density in the South Pacific, the South Atlantic and the Indian Ocean,respectively

圖3 緯向平均的氣候態(tài)位密垂直剖面Fig. 3 Vertical profile of zonal-mean climatological potential density

3 一個估算

通過以上分析可知, 如果南極融冰帶來的淡水沿表層路徑達到 ACC, 則南極大陸附近（70oS）的太平洋和大西洋西部的表層位密至少要減少 0.2～0.3 kg/m3。下面我們定量地估計一下: 要實現(xiàn)這一過程, 至少需要南極大陸釋放多少淡水。假設不考慮融冰對海表面溫度的影響, 即密度的變化完全由鹽度變化引起, 則依據(jù)Mamayev方案, 有:

考慮極端情況, 假設南極附近的上混合層溫度為0oC,且淡水與上混合層內海水充分混合, 則有:

若融冰前南極大陸附近海洋上混合層體積為V, 平均鹽度為S, 融冰的體積為?V, 則根據(jù)鹽度守恒,易知:

現(xiàn)在我們需要求出南極大陸附近上混合層的平均鹽度S。根據(jù)Monte′gut等[23]的研究結果, 南大洋高緯海區(qū)的混合層厚度約為150～200 m。根據(jù)SODA資料的實際情況, 取上13層（表層至水下171 m）作為南極大陸附近的上混合層。從而有:即:

對（5）式來說, 分子代表上 13層的鹽通量之和,分母則為70oS以南的海水體積。經計算,

4 小結和討論

本文基于氣候態(tài)的SODA數(shù)據(jù)對南極融冰問題的合理海洋邊界條件進行了初步探討。結果表明: 南極融冰所帶來的淡水通量在大西洋東部和印度洋海區(qū)將沿表層路徑到達ACC區(qū)域, 進一步將在ACC的表層Ekman輸運作用下進一步向北平流。在大西洋西部和太平洋海區(qū), 淡水通量的經向運動路徑與其強度有關: 在南極融冰較為劇烈時（融冰量至少達到南極大陸冰架總體積的萬分之一以上）, 將沿表層路徑到達繞極流區(qū); 在融冰較為和緩時, 將沿次表層路徑到達ACC。

在對南極大陸的融冰量進行估算時, 我們并沒有考慮平流效應, 即假設融冰發(fā)生時, 淡水通量源源不斷地蓄積在70oS以南的海區(qū)而不流向ACC區(qū)域,從而持續(xù)地減小70oS以南的表層位密, 而ACC區(qū)域的海洋層結保持不變。實際上, 淡水通量將會持續(xù)地流向ACC區(qū)域而使60oS附近的層結也發(fā)生改變。因此, 要使南極附近的淡水通量沿表層路徑達到 ACC,所需的淡水量應當適當大于冰架總體積的萬分之一。

對南極融冰問題來說, 最合理的海洋邊界條件當然是在 70oS以南均勻灑水, 這樣就避免了淡水通量可能沿次表層路徑運動而使模式設計方案失真?？墒? 當前的大多數(shù)氣候模式對極地氣候系統(tǒng)的模擬能力十分有限, 因此, 在 70oS以南均勻灑水相當于在一個誤差很大的物理環(huán)境中進行敏感性實驗,實驗結果的可靠性難以得到保證。在此情況下, 60oS以南的均勻灑水方案雖然不盡合理, 也是不得已而為之的設計方案。當然, 通過本文的分析, 我們看到這種灑水方案未必能反映南極融冰的真實物理過程。

本文考慮的是整個南極大陸邊緣均勻融冰的情景, 實際上, 觀測表明西南極冰架已經開始顯著融冰[24], 而東南極冰架基本保持穩(wěn)定[25], 如果考慮這種東西不對稱的情形, 則南極融冰的合理海洋邊界條件無疑將更為復雜, 這是我們下一步的工作。

致謝:在本文完成過程中, 得到了王偉教授的悉心指點, 趙杰女士與本文作者進行了有益的討論, 并致謝忱。

[1] Oppenheimer M. Global warming and the stability of the West Antarctic ice sheet[J]. Nature, 1998, 393:325-332.

[2] Mercer J H. West Antarctic ice sheet and CO2greenhouse effect: A threat of disaster[J]. Nature, 1978, 271:321-325.

[3] Rott H, Rack W, Skvarca P, et al. Northern Larsen ice shelf, Antarctic: Further retreat after collapse[J]. Annals of Glaciology, 2002, 34: 277-282.

[4] De Angelis H, Skvarca P. Glacier surge after ice shelf collapse[J]. Science, 2003, 299: 1560-1562.

[5] Doake C S M, Corr H F J, Rott H, et al. Breakup and conditions for stability of the Northern Larsen ice sheet,Antarctic[J]. Nature, 1998, 391: 778-780.

[6] Rack W, Rott H. Pattern of retreat and disintegration of the Larsen B ice shelf, Antarctic Peninsula[J]. Annals of Glaciology, 2004, 39: 505-510.

[7] Thomas T H, Sanderson T J O, Rose K E. Effect of climatic warming on the West Antarctic ice sheet[J].Nature, 1979, 277: 355-358.

[8] Bentley C R. Rapid sea-level rise soon from West Antarctic ice sheet collapse?[J]. Science, 1997, 275:1 077-1 078.

[9] Mitrovica J X, Tamisiea M, Davis J L, et al. Recent mass balance of polar ice sheets inferred from patterns of global sea-level change[J]. Nature, 2001, 409:1 026-1 029.

[10] Mitrovica J X, Gomez N, Clark P U. The sea-level fingerprint of West Antarctic collapse[J]. Science, 2009,323: 753-753.

[11] Scambos T A, Bohlander J A, Shuman C A, et al. Glacier acceleration and thinning after ice shelf collapse in the Larsen B embayment, Antarctica[J]. Geophysical Research Letters, 2004, 31, L18402, doi: 10.1029/2004GL020670.

[12] Rignot E, Casassa G, Gogineni P, et al. Accelerated ice discharge from the Antarctic Peninsula following the collapse of Larsen B ice shelf[J]. Geophysical Research Letters, 2004, 31, L18401, doi: 10.1029/2004GL020697.

[13] Weaver A J, Saenko O A, Clark P U, et al. Meltwater pulse 1A from Antarctic as a trigger of the B?lling-Aller?d warm interval[J]. Science, 2003, 299:1709-1713.

[14] Seidov D, Stouffer R J, Haupt B J. Is there a simple bi-polar ocean seesaw?[J]. Global and Planetary Change, 2005, 49: 19-27.

[15] Stouffer R J, Seidov D, Haupt B J. Climate response to external sources of freshwater: North Atlantic versus the Southern Ocean[J]. Journal of Climate, 2007, 20:436-448.

[16] Trevena J, Sijp W P, England M H. Stability of Antarctic Bottom Water formation to freshwater fluxes and implications for global climate[J]. Journal of Climate,2008, 21: 3 310-3 326.

[17] Swingedouw D, Fichefet T, Goosse H, et al. Impact of transient freshwater releases in the Southern Ocean on the AMOC and climate[J]. Climate Dynamics, 2008,doi: 10.1007/s00382-008-0496-1.

[18] Crowley T J. North Atlantic Deep Water cools the Southern Hemisphere[J]. Paleoceanography, 1992, 7:489-497.

[19] Broecker W S. Paleocean circulation during the last deglaciations: A bipolar seesaw?[J]. Paleoceanography,1998, 13: 119-121.

[20] Knutti R, Rluckiger J, Stocker T F, et al. Strong hemispheric coupling of glacial climate through freshwater discharge and ocean circulation[J]. Nature, 2004, 430:851-856.

[21] Carton J A, Chepurin G, Cao Xianhe, et al. A simple Ocean Data Assimilation analysis of the global upper ocean 1950～1995[J]. Journal of Physical Oceanography,2000, 30: 294-309.

[22] Mamayev O I. A simple relationship between density,temperature and salinity of sea water[J]. Izvestiya Atmospheric and Oceanic physics Geophysical Series,1964, 2: 180-181.

[23] Monte′gut C de B, Madec G, Fischer A S, et al. Mixed layer depth over the global ocean: An examination of profile data and a profile-based climatology[J]. Journal of Geophysical Research, 2004, 109, C12003, doi:10.1029/2004JC002378.

[24] 秦大河, 任賈文, 效存德. 揭示氣候變化的南極冰蓋研究新進展[J]. 地理學報, 1995, 50（2）: 178-184.

[25] Schneider D P, Steig E J, van Ommen T D, et al. Antarctic temperatures over the past two centuries from ice cores[J]. Geophysical Research Letters, 2006, 33,L16707, doi: 10.1029/2006GL027057.

Received: May, 4, 2009

Key words:Antarctic ice sheet melting; freshwater flux; oceanic stratification

Abstract:Using the Simple Ocean Data Assimilation （SODA） climatological data, we compared the climatological oceanic stratification around the Antarctic and the Antarctic Circumpolar Current （ACC） region to conduct a preliminary study on the reasonable oceanic boundary condition of Antarctic ice sheet melting. Our results indicate freshwater flux induced by ice-melting will advect along the surface path in the East Atlantic and Indian Ocean,while in the West Atlantic and Pacific Ocean, the meridional motion path of freshwater flux depends on the intensity of freshwater flux itself. When there appears intense ice-melting of Antarctic, freshwater will travel along the surface path; when ice-melting is relatively generous, subsurface path will be preferred by freshwater flux. On the basis of these analyses, we quantitatively assessed the threshold state guaranteeing freshwater flux moving along surface path, and further analyzed the rationality of simulation of Antarctic ice-melting with idealized freshwater flux in most of current climate models, in order to providing neccessary reference for the selection of modeling strategy simulating the Antarctic ice-melting scenario.

（本文編輯:劉珊珊）

A preliminary study on the oceanic boundary condition of an idealized Antarctic ice sheet melting scheme

MA Hao1,2, ZHANG Zuo-wei1
（1. Physical Oceanography Laboratory, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2. Ocean-Atmosphere Interaction and Climate Laboratory, Ocean University of China, Qingdao 266100, China）

P731.2

A

1000-3096（2011）01-0075-06近年來, 隨著全球變暖的加劇, 南極融冰問題引起了海洋學家和氣候學家的廣泛關注。西南極冰架的體積占整個南極大陸冰架的 10%, 由于它本身的不穩(wěn)定性, 被認為是全球冰蓋中最容易造成大范圍海平面上升的因子[1], 因此長期以來成為氣候變化的重要指示劑[2], 此前的很多研究討論了它對全球變暖可能的響應方式[3-5]。2002年, 觀測發(fā)現(xiàn)南極附近的 Larsen B冰架開始破裂, 現(xiàn)存體積僅為其

2009-05-04;

2010-11-07

國家杰出青年科學基金項目（40788002）

馬浩（1984-）, 男, 安徽合肥人, 博士研究生, 主要從事海-氣相互作用和氣候變化研究, 電話: 0532-66781570-804, E-mail:mahao20032003@yahoo.com.cn