馬 浩, 張作為

（1. 中國(guó)海洋大學(xué) 物理海洋實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266100; 2. 中國(guó)海洋大學(xué) 海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)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(guó)海洋大學(xué) 物理海洋實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266100; 2. 中國(guó)海洋大學(xué) 海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)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(jié), 對(duì)南極融冰問(wèn)題的合理海洋邊界條件進(jìn)行了初步探討。結(jié)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(dá)南極繞極流區(qū), 在大西洋西部和太平洋的經(jīng)向運(yùn)動(dòng)路徑視淡水通量的強(qiáng)度而定: 在融冰較為劇烈時(shí), 將沿表層路徑到達(dá)繞極流區(qū)域;在融冰較為和緩時(shí), 將沿次表層路徑向北運(yùn)動(dòng)。在此基礎(chǔ)上, 定量評(píng)估了淡水通量沿表層路徑運(yùn)動(dòng)的臨界情況, 對(duì)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(wèn)題的合理性進(jìn)行了分析, 以期為南極融冰問(wèn)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(jié)

1995年體積的40%左右[6]。2007年5月, 美國(guó)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(lái)最為嚴(yán)重的冰雪大面積融化, 融冰面積相當(dāng)于加利福尼亞州大小（參見(jiàn)NASA網(wǎng)站專題報(bào)道: http://www.

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

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

（Antarctic Bottom Water, AABW）的形成、進(jìn)一步通過(guò)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(guān)注。鑒于南極附近的觀測(cè)資料十分稀缺, 當(dāng)前主要采用海-氣耦合模式來(lái)研究南極附近淡水通量的氣候效應(yīng)[13-17]。為了方便起見(jiàn),在耦合模式中常常把南極融冰釋放的淡水通量簡(jiǎn)化為南大洋的理想化淡水通量, 在南大洋的高緯地區(qū)進(jìn)行均勻?yàn)⑺畬?shí)驗(yàn)（如Seidov等[14]和Stouffer等[15]的數(shù)值實(shí)驗(yàn)就是在 60oS以南的海洋中均勻播灑1Sv（1Sv = 1.0×106m3/s）淡水）來(lái)考察氣候系統(tǒng)的變化。應(yīng)當(dāng)指出, 理想化淡水通量實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)了很多有意義的結(jié)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(guò)熱鹽環(huán)流的調(diào)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(huì)在較短時(shí)間內(nèi)通過(guò)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(lái)說(shuō), 這種均勻?yàn)⑺奈锢順?gòu)想是否合理, 即理想化淡水通量實(shí)驗(yàn)?zāi)芊褫^為真實(shí)地反映南極融冰的物理過(guò)程, 一直以來(lái)缺乏應(yīng)有的探討。如果灑水實(shí)驗(yàn)的設(shè)計(jì)方案不能較好地反映南極融冰的實(shí)際過(guò)程, 就會(huì)削弱數(shù)值實(shí)驗(yàn)的價(jià)值, 模式結(jié)果對(duì)于未來(lái)氣候變化的指示意義也會(huì)有所減弱。本文擬采用SODA（Simple Ocean Data Assimilation）數(shù)據(jù)對(duì)這一問(wèn)題進(jìn)行初步探討。

1 資料和方法

本文主要利用 SODA再分析資料進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析。SODA是美國(guó)馬里蘭大學(xué)（Maryland University）開(kāi)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(chǔ)上融合衛(wèi)星觀測(cè)和實(shí)測(cè)資料進(jìn)行實(shí)時(shí)同化再分析得到的格點(diǎn)化海洋再分析產(chǎn)品, 其中有風(fēng)應(yīng)力、溫度、鹽度、二維流速和海表面高度等7個(gè)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(qiáng)迫場(chǎng)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(fēng)場(chǎng)。該套 SODA資料在時(shí)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(xì)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(lái)進(jìn)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(jié), 來(lái)探討灑水實(shí)驗(yàn)的設(shè)計(jì)方案是否合理（圖1）。由于目前國(guó)際上通行的灑水實(shí)驗(yàn)大多是在 60oS以南的海洋中均勻?yàn)⑺甗14-15], 故南極繞極流（Antarctic Circumpolar Current, ACC）以南地區(qū)的海洋層結(jié)就顯得尤為重要。一旦淡水通量從表層通過(guò)ACC, 就可以在局地Ekman輸運(yùn)的作用下被輸送到中低緯地區(qū), 進(jìn)一步被上層海洋環(huán)流平流到全球大洋, 產(chǎn)生 SE現(xiàn)象。因此, 我們選取了兩個(gè)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(jié)（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(jié)）。在密度的計(jì)算上, 我們采用Mamayev[22]1964年提出的簡(jiǎn)化計(jì) 算 方 案:σT= 28.152 ? 0.0735T? 0.00469T2+（0.802 ?0.002T）（S? 35）, 利用溫鹽來(lái)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(diǎn)附近的個(gè)別點(diǎn)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(lái)反演南大洋高緯地區(qū)的海洋層結(jié)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(jié)果分析

從南大洋高緯地區(qū)的氣候態(tài)層結(jié)來(lái)看, 太平洋70oS剖面的表層海水位密（位密即位勢(shì)密度, 指把海水微團(tuán)從海面以下某一位置絕熱抬升至海面時(shí)所具有的密度, 由于位密考慮了壓強(qiáng)對(duì)密度的影響, 因而較密度而言更為準(zhǔn)確）明顯要比60oS剖面處大, 二者之差最大達(dá)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(shuō)明在氣候態(tài)意義上,由于海水沿著等密面運(yùn)動(dòng), 70oS的海水將沿著次表層路徑到達(dá) 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(lái)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(huì)沿著次表層路徑穿越 ACC, 否則, 淡水會(huì)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(dá)到0.5 kg/m3, 平均而言約為 0.3 kg/m3左右; 在印度洋最大達(dá)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(duì)大西洋和印度洋海區(qū)來(lái)說(shuō), 氣候態(tài)意義下西部和東部海水的運(yùn)動(dòng)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(dá) 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(wú)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(gè)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(qiáng)度有關(guān)（圖3b,c）。當(dāng)融冰較為劇烈, 淡水通量強(qiáng)度較大時(shí), 由于 70oS附近的海洋層結(jié)發(fā)生顯著改變, 淡水通量仍然將沿表層路徑到達(dá) ACC; 當(dāng)融冰較為平緩, 淡水通量強(qiáng)度較小時(shí),淡水通量將沿次表層路徑到達(dá)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(gè)估算

通過(guò)以上分析可知, 如果南極融冰帶來(lái)的淡水沿表層路徑達(dá)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(jì)一下: 要實(shí)現(xiàn)這一過(guò)程, 至少需要南極大陸釋放多少淡水。假設(shè)不考慮融冰對(duì)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(shè)南極附近的上混合層溫度為0oC,且淡水與上混合層內(nèi)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(jié)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(shí)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(duì)（5）式來(lái)說(shuō), 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(jīng)計(jì)算,

4 小結(jié)和討論

本文基于氣候態(tài)的SODA數(shù)據(jù)對(duì)南極融冰問(wèn)題的合理海洋邊界條件進(jìn)行了初步探討。結(jié)果表明: 南極融冰所帶來(lái)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(dá)ACC區(qū)域, 進(jìn)一步將在ACC的表層Ekman輸運(yùn)作用下進(jìn)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(jīng)向運(yùn)動(dòng)路徑與其強(qiáng)度有關(guān): 在南極融冰較為劇烈時(shí)（融冰量至少達(dá)到南極大陸冰架總體積的萬(wàn)分之一以上）, 將沿表層路徑到達(dá)繞極流區(qū); 在融冰較為和緩時(shí), 將沿次表層路徑到達(dá)ACC。

在對(duì)南極大陸的融冰量進(jìn)行估算時(shí), 我們并沒(méi)有考慮平流效應(yīng), 即假設(shè)融冰發(fā)生時(shí), 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(jié)保持不變。實(shí)際上, 淡水通量將會(huì)持續(xù)地流向ACC區(qū)域而使60oS附近的層結(jié)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(dá)到 ACC,所需的淡水量應(yīng)當(dāng)適當(dāng)大于冰架總體積的萬(wàn)分之一。

對(duì)南極融冰問(wèn)題來(lái)說(shuō), 最合理的海洋邊界條件當(dāng)然是在 70oS以南均勻?yàn)⑺? 這樣就避免了淡水通量可能沿次表層路徑運(yùn)動(dòng)而使模式設(shè)計(jì)方案失真。可是, 當(dāng)前的大多數(shù)氣候模式對(duì)極地氣候系統(tǒng)的模擬能力十分有限, 因此, 在 70oS以南均勻?yàn)⑺喈?dāng)于在一個(gè)誤差很大的物理環(huán)境中進(jìn)行敏感性實(shí)驗(yàn),實(shí)驗(yàn)結(jié)果的可靠性難以得到保證。在此情況下, 60oS以南的均勻?yàn)⑺桨鸽m然不盡合理, 也是不得已而為之的設(shè)計(jì)方案。當(dāng)然, 通過(guò)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(shí)物理過(guò)程。

本文考慮的是整個(gè)南極大陸邊緣均勻融冰的情景, 實(shí)際上, 觀測(cè)表明西南極冰架已經(jīng)開(kāi)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(duì)稱的情形, 則南極融冰的合理海洋邊界條件無(wú)疑將更為復(fù)雜, 這是我們下一步的工作。

致謝:在本文完成過(guò)程中, 得到了王偉教授的悉心指點(diǎn), 趙杰女士與本文作者進(jìn)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(jìn)展[J]. 地理學(xué)報(bào), 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(lái), 隨著全球變暖的加劇, 南極融冰問(wèn)題引起了海洋學(xué)家和氣候?qū)W家的廣泛關(guān)注。西南極冰架的體積占整個(gè)南極大陸冰架的 10%, 由于它本身的不穩(wěn)定性, 被認(rèn)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(zhǎng)期以來(lái)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(duì)全球變暖可能的響應(yīng)方式[3-5]。2002年, 觀測(cè)發(fā)現(xiàn)南極附近的 Larsen B冰架開(kāi)始破裂, 現(xiàn)存體積僅為其

2009-05-04;

2010-11-07

國(guó)家杰出青年科學(xué)基金項(xiàng)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