全球变暖下南大洋吸热的季节变化特征*

罗 菁, 郑小童**

(1.中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室, 海洋与大气学院, 山东 青岛 266100; 2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室, 山东 青岛 266237)

海洋占全球表面积的71%,对全球气候变化起重要调节作用。与大气相比海洋热容量更大,能吸收更多的热量并向下输送,因此,全球变暖中超过90%额外增加的能量被海洋吸收和储存[1-2],能够有效减缓全球表面温度的增暖速率[3-5],同时还延长了气候系统对外强迫响应的时间尺度[6-7]。

南大洋指30°S以南将太平洋、大西洋、印度洋连成一片的广袤海洋,占全球海洋总面积约30%,却主导了全球海洋热量储存和吸收。基于过去几十年的观测资料发现,南大洋次表层增暖十分显著[8-9],且加热深度远远超过全球海洋平均水平,同时还伴随着海平面的明显上升[10]。Roemmich等[3]通过多元观测资料研究发现,2006—2013年南半球热带外(20°S—90°S)海洋储存的热量占全球海洋热量增加的67%～98%,其中45°S附近海洋增暖趋势最强,并向下延伸至1 000 m。这一现象在气候模式中也能得到重现[11-12]。基于第五次耦合模式比较计划(Coupled model intercomparison project phase 5,CMIP5)的历史模拟结果,Shi等[13]发现,20世纪南大洋累积海洋吸热(Ocean heat uptake,OHU)占全球海洋吸热的72%。在未来高排放情景试验中,北大西洋经向翻转环流 (Atlantic meridional overturning circulation,AMOC)的减弱造成副极地北大西洋OHU大幅增加,但南大洋累积OHU的占比依然达到约48%。

南大洋具有独特的海洋动力过程,对这里的OHU有重要作用。南大洋上空强大的西风急流能够驱动向北的海洋艾克曼输运,造成表层海水辐散,形成强劲的上升流以及超过500 m的深厚海洋混合层。在全球变暖背景下,上升流带来的深层冷水从大气中吸收大量的热量并进入表层以下,对海表面温度(Sea surface temperature, SST)上升起到抑制作用[14]。同时也使得OHU过程得以持续,导致南大洋次表层增暖远大于其他海盆[8]。同时,向北的艾克曼输运在40°S附近辐合下沉,使得该海区储热最多[6,11,15-16]。此外,高纬度海区的亚南极模态水沿倾斜的等密度面潜沉进入海洋内部并向低纬度流动,将吸收的热量带入海洋并存储起来,对南大洋吸热有一定作用[17]。

除了平均海洋环流的调控作用之外,大气环流的变化也有助于南大洋的海洋吸热以及海洋热含量的重新分配。在全球变暖背景下,南半球西风急流向极移动并加强,会增加南大洋经向翻转环流的强度[11,18]。但相对而言,环流变化对南大洋OHU的贡献较小,只占约20%,而平均环流的输送效应占总OHU的80%左右[15-16]。大洋中尺度涡旋的南向/上向热传输是南大洋内部热量再分配的另一个不可忽视部分,平衡了平均流的北向/下向热传输[19]。在气候变暖的情况下,由于南向涡流热量输送减少,涡流输送的变化对南大洋增暖最大海区(即40°S附近)北侧的海洋热量增加具有重要贡献[15-16]。

模式中南大洋吸热作用也可以通过检测海气界面的热通量变化进行定量诊断[12,20]。Hu等[20]对全球海洋热通量变化进行分解后发现,感热通量和短波辐射对南大洋净热通量变化有重要贡献,而潜热通量变化不利于海洋吸热。基于模式模拟,最近一项研究评估了全球变暖下南大洋海气热通量反馈的变化,发现热通量的负反馈倾向于抑制南大洋海温的增暖[21]。

南大洋海气界面净热通量变化的不同部分受不同物理过程调控。例如在全球变暖背景下随着海洋的增暖,南极海冰会迅速减少[22],造成海冰反照率反馈机制加剧,使海洋得到更多的短波辐射,进而加强海洋吸热。此外,西风急流的强度和位置变化会改变南大洋的温跃层深度,进而影响表面湍流热通量(即感热通量和潜热通量)。值得注意的是,南大洋高纬度海区的气候特征具有显著的季节变化,诸如太阳辐射、西风急流等均表现出明显的年循环特征。而前人对南大洋海洋吸热和储热的研究大多是基于年平均状态,少有对于不同季节海洋吸热的研究。

本文基于第六次耦合模式比较计划(Coupled model intercomparison project phase 6,CMIP6)未来情景试验的多模式平均结果发现,全球变暖下的南大洋吸热有明显的季节变化特征。随后我们进一步探讨了全球变暖下南大洋吸热的季节变化及不同过程对海洋吸热的影响,尝试理解未来气候下南大洋吸热的季节特征及其机理。

1 资料与方法

1.1 CMIP6模式资料

本文使用了28个CMIP6气候模式的模拟结果[23-24],主要分析了历史气候模拟试验(Historical)和未来情景预估试验(Shared socioeconomic pathway 585,SSP585)的月平均输出数据。历史模拟试验数据长度为1850年1月—2014年12月,从工业革命前对照试验出发,包括臭氧和气溶胶、火山活动、温室气体、太阳常数等外强迫作用。SSP585情景预估试验时间长度为2015年1月—2100年12月,从历史试验出发,未来情景预估试验中气溶胶、温室气体、太阳常数的全球平均值随着时间变化,气溶胶和火山在2015—2025年递减到工业革命前的水平,辐射强迫在2100年达到8.5 W·m-2。

为了便于后续比较分析,我们统一模式分辨率,将所有模式大气数据均插值到2.5°×2.5°的网格上,海洋和海冰数据均插值到1°×1°的网格上。选取的28个气候模式中有23个模式具备完整的海冰数据,22个模式有完整的海洋经向流速数据,19个模式具备完整的混合层深度数据,27个模式具备完整的海洋温度数据,具体模式名称见表1。

表1 本文选取的28个CMIP6气候模式Table 1 28 CMIP6 climate models selected in this study

1.2 研究方法

本文研究区域为南半球30°S以南的广袤海域(30°S—90°S,180°—180°)。本文使用了合成分析、相关分析、回归分析等统计方法,并根据前人的研究方法定义海气净热通量,累积海洋吸热、经向热输运等。文中的季节均相对于南半球而言,12—2月(DJF)为夏季,6—8月(JJA)为冬季。

本文首先计算了海气界面的净热通量:

Qnet=SW↓-SW↑+LW↓-LW↑-Qe-Qh。

(1)

式中:表面总短波辐射(SW)等于向下短波减向上短波;总长波辐射(LW)等于向下长波减去向上长波;短波辐射和长波辐射的总和为辐射通量;潜热(Qe)和感热(Qh)的总和为湍流热通量。在此基础上,我们将相较于工业革命前(减去1861—1880年的平均值)的净热通量变化值的时间积分定义为累积海洋吸热[13]。南大洋累积海洋吸热是对30°S以南海区的净热通量进行区域加权求和并计算时间积分。

本文还计算了南大洋上层热量的经向输运(OHCMT),为热含量经向梯度与经向流速的乘积:

(2)

2 CMIP6气候模式中南大洋吸热及其季节差异

2.1 历史模拟和未来预估试验中南大洋吸热的评估

在CMIP6历史试验的1900—2014年,根据累积海洋吸热的计算,南大洋是全球最强的海洋吸热区(见图1(a)),从纬向积分的结果中也可以看出(见图1(a)右),历史时期南大洋主导全球海洋吸热,30°S以南海区累积海洋吸热的纬向积分值几乎全为正,最强海洋吸热位于60°S以北,最大值为44.3×1010J。历史试验中接近一半的模式模拟南大洋累积海洋吸热超过全球海洋,南大洋占全球海洋吸热比重的多模式平均结果为102.7%±61%,比CMIP5历史试验中南大洋吸热的全球贡献(70%～75%)大[12-13]。此外,历史模拟中南大洋吸热的模式间差异(模式间一倍标准差)较大(见图1(c),误差线),说明CMIP6历史试验中不同模式对南大洋吸热占比的模拟有较大差异。其中NorESM2-LM模式中全球海洋累积吸热为负值(即历史时期海洋净放热),南大洋吸热占比为负值;此外EC-Earth3、FGOALS-g3、MPI-ESM1-2-LR模式中全球海洋累积吸热明显偏大(大于600 ZJ,1 ZJ= 1021J)。

(误差条为模式间±1倍标准差。Error bars are the ±1 times standard deviations among different climate models.)

在未来高排放情景试验的2015—2100年(见图1(b)),全球海洋累积吸热的空间分布特征有所改变,北大西洋(30°N—70°N,80°W—20°E)海洋吸热最显著,由历史时期向大气放热转变为强烈的海洋吸热,但全球海洋累积吸热的纬向峰值依旧位于60°S以北(见图1(b)右),最大值可达到196.7×1010J,约为历史时期的5倍。未来南大洋占全球海洋吸热比重虽然下降至47.5%±7%(见图1(d)),但依然是全球海洋吸热最大的海区,与前人基于CMIP5得出的结果(48%±8%)基本一致[13]。CMIP6未来预估试验中累积海洋吸热的模式间差异远小于历史时期(见图1(d))。历史模拟阶段除温室气体外,气溶胶、臭氧等气候外强迫因素也对海洋吸热有重要影响[26-27],在未来高排放情景试验中此类外强迫因素的作用有所减弱。本文之后部分仅分析未来预估试验中南大洋吸热的季节变化。

在全球变暖背景下,未来各个季节南大洋占全球海洋吸热的比重有明显差异(见图2)。从多模式平均的结果来看,南半球夏季(12—2月,DJF)南大洋吸热占比最大,为68.2%±43%(见图2(a)),其中NorESM2-LM、NorESM2-MM模式中南大洋占比为负值,且模式间差异较大。春季(9—11月,SON)次之,占比为57.8%±12.3%(见图2(d))。秋季(3—5月,MAM)、冬季(6—8月,JJA)占比较小,分别为37.6%±10.2%、39.0%±14.3%。

(误差线表示模式间±1倍的标准差。Error bars are the ±1 times standard deviations among different climate models.)

2.2 未来南大洋吸热的季节变化

2.2.1 全球海洋吸热的纬向分布特征 为了更加直观、突出分析未来南大洋海洋吸热状况,首先我们计算并分析了全球海洋吸热的纬向积分结果,如图3所示。从图3中可以看到,对于年平均而言,全球海洋吸热最大值出现在南大洋55°S—60°S,最大趋势为102.1 W·m-2·decade-1。从不同季节来看,南大洋海洋吸热的峰值位置有明显摆动,夏季吸热峰值位于70°S附近(见图3(a)),为72.6 W·m-2·decade-1,峰值全年最小。但此时南大洋占全球海洋吸热比重远大于其他季节(见图2(a)),是因为北半球中、高纬度为强烈的海洋吸热和放热,而整个南大洋区域均表现为海洋吸热。春季和秋季吸热峰值位于63°S附近(见图3(b)和(d)),峰值分别为128.1和140.7 W·m-2·decade-1;冬季峰值大致位于58°S(见图3(c)),为199.7 W·m-2·decade-1,约是春秋季、夏季的1.5和2.7倍。冬季大气中赤道至极地的经向温度梯度增大,南半球中纬度西风急流加强,一方面使得海表面蒸发加强,另一方面风场驱动的海洋环流加强,急流南侧的上升流增强使得海洋吸收更多的热量,此时北半球海洋吸热也较为显著,因此冬季南大洋占全球海洋吸热比重并不大(见图2(c))。

(实线为多模式平均结果,阴影为模式间(1倍标准差,蓝色虚线为45°S—70°S,间隔为5°的纬度线。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°.)

南大洋吸热峰值从冬季到夏季逐渐向南移动(见图3(a)、(c)),此后随太阳直射纬度向北移动。南大洋60°S以南高纬度海区的净热通量在秋、冬季呈明显负趋势(见图3(b)—(c)),表示未来该区域海洋将失去热量;春、夏季和年平均,高纬度净热通量均为正趋势,表示未来海洋吸热(见图3(a),(d),(e))。

CMIP6未来预估试验中累积海洋吸热和净热通量趋势沿纬度的变化高度相似,如图3所示。年平均下南大洋整体的累积海洋吸热和净热通量变化趋势之间存在显著的模式间正相关关系(r=0.89,图略),即表示未来增暖气候下,气候模式模拟净热通量增加越多时,南大洋累积海洋吸热将越多。因此在后文中我们用净热通量趋势来表征累积海洋吸热的变化,并讨论其时空特征。

2.2.2 南大洋吸热的空间分布特征 随后作者分析了未来南大洋净热通量趋势的空间结构特征,结果见图4、5。从图中可知CMIP6未来高排放情景试验中,年平均下南大洋净热通量趋势和累积海洋吸热的空间分布高度相似(见图4(g)和图1(b)),大部分区域为显著的海洋吸热,60°S附近海洋吸热最强,40°S附近的大西洋和印度洋海区为较强的海洋放热,这主要是由表面向北的艾克曼输送导致的[6]。

(打点区域表示通过95%的信度检验。所有变量均取向下为正。Stippled regions indicate exceed 95% statistical confidence. Variables are all converted into positive downward flux into the ocean.)

本文进一步分析了净热通量各项变化的空间特征(见图4(a)—(f))。其中湍流热通量趋势(见图4(f))的空间分布与净热通量(见图4(g))相似,两者空间场的相关系数为0.84。未来南大洋大部分海区的潜热通量趋势为负(见图4(d)),绝大部分海区的感热通量呈显著正趋势(见图4(e))。辐射通量在50°S附近为不均匀的负趋势(见图4(c)),其两侧为较强的正趋势,与湍流热通量相反(见图4(f))。受温室效应的影响长波辐射呈现空间一致的正趋势(见图4(b));短波辐射呈正-负-正的经向结构特征(见图4(a)),南大洋中部短波辐射减少可能与云辐射反馈有关。综上,年平均的南大洋净热通量变化主要受湍流热通量变化的影响,高纬度海区的海洋吸热主要受辐射通量影响(见图4(g))。

南大洋海洋吸热的空间分布特征也存在显著季节变化(见图5(q)—(t)),最强海洋吸热纬度随季节变化而移动,冬季吸热带最强且位置靠北(见图5(s)),夏季最强海洋吸热位于南极洲附近(见图5(q)),春、秋季强吸热带位于60°S附近(见图5(r)—(s))。各季节南大洋净热通量变化趋势的主导因素有所不同,在春季和夏季,高纬度、南极边缘海区表现为较强的海洋吸热(见图5(t)、(q))。此时辐射通量变化由短波辐射主导,将减弱南大洋中部海洋吸热,加强南极边缘的海洋吸热(见图5(a)、(d)),使得吸热峰值明显向南移动。长波辐射变化为空间均匀的正趋势(见图5(e)、(h)),湍流热通量变化较弱,但在较低纬度依然主导同期的净热通量变化。在秋季和冬季,净热通量变化的空间特征(见图5(r)、(s))与湍流热通量变化(见图5(n)、(o))相似,此时辐射通量变化的空间特征不显著(见图5(j)、(k)),主要受温室效应增强造成的长波辐射增加主导(见图5(f)、(g)),加强南大洋中部海洋吸热,减弱其南、北侧海洋放热;短波辐射变化较弱(见图5(b)、(c))。

((a)—(d)短波;(e)—(h)长波;(i)—(l)辐射通量;(m)—(p)湍流热通量;(q)—(t)净热通量。打点区域表示通过95%的信度检验。所有变量均取向下为正。(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.)

综上,我们发现春夏季高纬度海区的净热通量趋势由短波辐射主导,使南大洋吸热峰值明显南移;南大洋中部净热通量变化是辐射通量和湍流热通量相互抵消的结果。秋冬季南大洋净热通量趋势的空间分布主要受湍流热通量影响。

3 未来南大洋吸热的季节变化调控因素

3.1 南极海冰消融对高纬度海洋吸热的影响

下面我们进一步探讨未来全球变暖背景下南大洋吸热季节差异的调控因素。通过分析纬向平均的热通量以及不同因素之间的关系(见图6),我们发现:春夏季南大洋高纬度(60°S以南海区)湍流热通量变化较小(见图6(a)、(d),绿线),高纬度海洋吸热主要受辐射通量控制,特别是短波辐射的调控(图略)。该季节南极海冰也显著减少(见图6(a)、(d),黄线),说明此时南大洋高纬度海洋吸热主要与海冰-反照率正反馈过程有关,即海冰消融造成海洋得到更多的太阳短波辐射。反之,在秋冬季辐射通量变化较小(见图6(b)、(c),蓝线),是因为该季节南半球高纬度太阳辐射很小,尽管此时海冰消融显著,但海冰-反照率反馈无法起作用。事实上,秋冬季高纬度净热通量变化主要受湍流热通量影响(见图6(b)、(c),绿线),且与海冰消融呈同位相变化,说明海冰显著减少有利于海洋向大气放热。年平均下高纬度海洋吸热由湍流热通量和辐射通量共同控制(见图6),两者呈反向变化。

(实线为多模式平均结果,阴影为模式间(1倍标准差,蓝色虚线为45°S—65°S,间隔为5°的纬度线。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 气候态混合层深度对南大洋30°S—60°S海洋吸热的影响

在南大洋60°S以北的较低纬度海区,除夏季外,其余季节净热通量变化主要与湍流热通量变化有关(见图6,黑线和绿线)。在夏季和秋季(见图6(a)、(b)),由湍流热通量导致的海洋吸热较弱,在冬季和春季(见图6(b)、(c)),湍流热通量引起的较低纬度海洋吸热较强,说明南大洋湍流热通量变化也存在显著的季节差异,但湍流热通量的季节变化似乎与大气低层纬向风(见图6,红线)的季节变化关系明显。由于南大洋海洋吸热主要与海洋热力结构,特别是当地的深混合层有关,我们又考查了CMIP6历史试验(1951—2000年)的南大洋混合层深度和其上空纬向风的气候态模拟特征(见图7)。气候模式中南大洋深混合层在50°S—55°S,位于西风带南侧5个纬度左右。值得注意的是,南大洋混合层深度有显著的季节变化,夏季最浅(见图7(a),黑线)、冬春季较深(见图7(c)、(d),黑线)。相应的海洋吸热中湍流热通量也是夏季最小(见图6(a)),冬季最大(见图6(c))。因此我们认为在南大洋较低纬度海区(60°S以北)海洋吸热中的湍流热通量变化部分主要与气候态的混合层深度有关。

(实线为多模式平均结果,阴影为模式间(1倍标准差,蓝色虚线为45°S—60°S,间隔为5°的纬度线。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 南大洋上层经向热输送的季节变化

南大洋吸热后上层热量经向输送也存在显著季节变化(见图8(a)—(e))。全球变暖背景下,南半球西风急流加强并向极移动(见图6,红线),南大洋经向翻转环流加强,海洋表面向北的埃克曼输运加强使得向北的经向热输送增强。CMIP6未来高排放情景试验中南大洋上层经向热输送趋势的空间分布如图8(a)—(e)所示,最显著的特征为海洋表层南负北正的经向结构,与海洋经向流速趋势的空间结构相似(图略),大部分季节正、负趋势大致以45°S为界,冬季分界纬度约为40°S(见图8(c)),夏季负信号的深度最浅(见图8(a)),冬季经向热输送的变化最大,能向下延伸至90米(见图8(c))。未来气候下南大洋上升流以北的表层热量经向输送将加强,对南大洋30°S—60°S海表吸热及热量再分配产生影响。

图8 CMIP6未来高排放情景试验中多模式平均的2015—2100年不同季节和年平均的南大洋上层海洋(a—e)经向热输送趋势(单位:J·m-2·s-1·a-1),(k—o)气候态环流输运项(单位:J·m-2·s-1·a-1),(p—t)环流变化输运项(单位:J·m-2·s-1·a-1),(f—j)两项的加和(单位:J·m-2·s-1·a-1)的空间分布图

4 结语

本文基于CMIP6耦合模式的未来高排放情景试验模拟结果,分析了南大洋吸热的季节变化特征。研究发现:在未来变暖气候下,南大洋占全球海洋吸热的比重接近一半,是海洋热量存储的重要海区。此外,南大洋海洋吸热具有显著的季节变化特征。南半球冬季,南大洋吸热最为显著,且吸热峰值位置偏北;夏季峰值位置偏南,且峰值最小。其中高纬度海区(60°S以南)净热通量变化在春夏季主要受到辐射通量变化的影响,尤其在短波辐射-反照率正反馈作用下得到更多的海洋吸热;相反在秋冬季,由于高纬度太阳辐射很小,海冰的变化主要影响海气界面的湍流热通量变化,并与春夏季的辐射通量变化相抵消,因此年平均下高纬度海洋吸热趋势不显著。而在30°S—60°S较低纬度海区,海洋吸热主要受湍流热通量的影响,这一部分也存在显著的季节变化,在冬春季较强,夏秋季较弱。进一步分析发现,气候态混合层深度的季节变化对于此处海洋吸热变化有重要影响。此外,全球变暖下南大洋上层经向热量输送也存在显著的季节变化。相较于夏秋季,冬春季经向热输送的增强范围明显向赤道、向下扩张,这与气候态混合层深度和西风增强的季节变化有关。

本文目前仅从多模式平均的角度探讨了未来南大洋吸热的季节变化。但值得注意的是,不同模式对于南大洋吸热的模拟有较大差异,因此有必要在后续的研究中分析模式间差异来源及其背后的物理机制,以便更为清晰的认识南大洋海洋吸热的物理机制。