东中国海海表温度长期升高的原因分析

东中国海海表温度长期升高的原因分析

东部水域指海南岛、九州岛、琉球岛链、台湾岛内渤海、黄海和东海，面积约1.22.06万公里。渤海和黄海构成1个浅的向东敞开的“海湾”,穿过该湾中部偏东有1个浅的海槽,向南一直延伸到东海的冲绳海槽东端。东海大部分位于宽广的陆架上,东北方面通过朝鲜海峡(或称对马海峡)和日本海相接,南面通过台湾海峡和南海相连,东侧是最深达到2300m的冲绳海槽。东海等深线大致呈西南-东北分布,平均水深370m。东中国海与西边界强流黑潮毗邻,黑潮对其环流结构有极其重要影响。黑潮有强度和弯曲等显著的变化,从而把太平洋的信号带入东中国海。从地理位置上看,渤、黄、东海紧密相连,海水交换必不可少。因此,东中国海温盐结构的长期变化应该有比较一致的趋势。随着全球气候变暖,海洋平均温度也逐渐升高,1961～2003年期间上700m共升高了0.1℃。在太平洋,能导致变暖的厄尔尼诺事件从1970年代末开始特征显著改变,周期变长,强度增大,使得海表温升高更为突出。作为太平洋的西边界以及与人类生活的陆地紧密相连的边缘海,东中国海的长期变化颇受关注。一些研究表明,在过去的几十年当中,渤、黄、东海SST也表现出相当程度的升高。事实上,由于观测资料的缺乏,关于东中国海SST长期变化的研究还非常少,已有的研究也不够全面。阎俊岳和李江龙的研究主要集中在东海中部的1个不大的区域内,文献的结论则是基于几个渤海沿岸测站的观测资料得到的。相关的卫星观测资料虽然具有很好的空间分辨率,但它们的时间长度有限,多是从1990年代开始,不足以描述东中国海SST在几十年尺度上的变化情况。另一方面,目前的研究中对东中国海SST长期变化原因的探讨几乎没有,已有成果基本停留在对数据资料分析的层次上。因此,本文选用时空范围相对理想的资料,对东中国海SST的长期变化趋势展开讨论,并尝试着从平流输运、海面净热通量、混合层底部的垂向卷夹过程等主要影响因素的作用着手探讨引起变化原因。1资料和数据来源本文使用的SST数据来源于MetOfficeHadleyCentre的海冰和海表温度资料HadISST1。它是基于观测结果进行分析处理后得到的,覆盖全球,空间分辨率为1(°)×1(°)。记录从1870年开始,每月1次,且更新比较及时。该资料中的SST主要来源于MetOfficeMarineDataBank(MDB),其中1982年以前的部分包含了GlobalTelecommunicationsSystem(GTS)的数据。另外,在缺少数据的地方,使用了ComprehensiveOcean-AtmosphereDataSet(COADS)的数据进行补充。为了减少早期观测手段差异带来的影响,本文选取了1945～2006年SST用于研究东中国海的长期变化趋势。文中涉及到的海面净热通量资料共有3种,分别来源于NationalCenterforEnvironmentalPrediction(NCEP),COADS以及通过ObjectivelyAnalyzedair-seaFlux(OAFlux)项目的海面感热、潜热通量资料和InternationalSatelliteCloudClimatologyProject(ISCCP)的海面长波和短波辐射通量资料计算得到的海面净热通量。这3种资料的空间分辨率均为1(°)×1(°),时间上是每月1次。NCEP资料的净热通量从1948年开始至2006年,COADS资料的时间范围是1945～1993年,而OAFlux和ISCCP2种资料的时间交集是1984～2002年。此外,流场资料来自最新的SimpleOceanDataAssimilation(SODA)1.4.2,海面风场资料来自NCEP。SODA资料每月1次,从1958～2001年,空间分辨率为0.5(°)×0.5(°)。NCEP的风场资料也是每月1次,从1948～2006年,空间分辨率为2.5(°)×2.5(°)。对于变量y而言,其线性变化趋势可以通过对{xi}时刻的时间序列{yi}采用如下关系进行线性拟合而得到:yi=y0+kxi+εi(1-a)其中,y0和k是所要求的未知参数,k即是y的线性变化趋势;εi是拟合结果的误差,可以用来估计拟合的不确定性。根据k和y0重新构建出的变量时间序列{y*i}满足:y*i=y0+kxi(1-b)由(1-b)可以得到变量随时间按线性趋势发展的改变量,即后面时刻和前面时刻对应的y*i之差。2太平洋和东中国海sst变化的趋势对东中国海每个网格点上的SST,先根据(1-a)计算出其1945～2006年之间随时间的线性变化趋势,再由(1-b)可以确定按照这种趋势发展下去2006年相对于1945年的改变量,得到的结果如图1所示。整个空间的等值线几乎全部为正,说明在这62年当中东中国海SST具有长期升高的趋势。变化最为突出的部分是东海,绝大部分海区都被1℃等值线所包围,其中从福建和浙江(闽浙)两省沿岸向东北方向扩展的大片区域,SST的升高幅度更是达到了1.4℃。在东海与太平洋相邻的一侧,等值线的分布与黑潮的路径基本一致。在黄海和渤海SST的改变量小于1℃,随着海水向陆地的深入,SST的升高幅度呈现出逐渐减小的态势。当然,考虑到HadISST1资料的分辨率对黄海特别是渤海而言显得较为粗糙,图1中东海以外SST改变量空间分布的可信度受到影响。对整个太平洋的SST做同样的分析,发现虽然北太平洋中部大片区域呈现出明显的降低趋势,而在包围这片区域的陆架边缘即包括东中国海在内的海区和赤道太平洋区域SST则是显著的长期升高,南太平洋热带以外即15°S以南地区的变化相对较弱。类似的结果也出现在Lau和Weng的研究中。这说明东中国海SST的这种变化趋势并不是孤立的,而是属于太平洋的一部分。为了进一步明确东中国海SST随时间的变化过程,及其与太平洋SST之间的关系,本文分别计算了东中国海和太平洋每年空间平均的SST。鉴于太平洋SST长期变化幅度相对突出的区域主要分布在15°S以北,选用这一区域除去东中国海之后空间平均的SST代表太平洋的SST。图2是太平洋和东中国海空间平均的SST随时间的变化,可以看出2处的SST具有比较一致的长期升高趋势。值得注意的是,不论是太平洋还是东中国海,以1970年代末和1980年代初为分界,SST出现一次显著的气候态跃迁。正是这次跃迁的存在,使得SST表现出长期升高的趋势。此前的几十年当中,SST基本上是围绕着一个相对较低的数值上下起伏;跃迁之后,年平均的SST一直保持着相对较高的数值,并且有非常明显的持续升高趋势。关于太平洋的这次气候跃迁,已经有了大量的研究。根据(1-a)和(1-b)的计算,从1945～2006年,整个东中国海年平均的SST增加了0.9℃,平均每年升高0.015℃,与Lin等和方国洪等的结果在量级上一致;太平洋年平均的SST增加了0.4℃(见图2)。可见,相对与太平洋这个大背景,东中国海海面的升温趋势更为突出。太平洋和东中国海SST发生气候态跃迁的时间是不相同的,前者是从1976,1977年开始的,而后者稍晚,是进入1980年代之后才开始的。太平洋的SST最高值出现在1997年,东中国海的则出现在1998年。东中国海SST的变化似乎是落后于太平洋但又随之改变的。通过相关分析发现东中国海SST与太平洋SST具有很好的相关性,前者1年滞后的相关最好,相关系数达到了0.6(置信度高于99%)。如果使用月平均的SST分析,得到的这种1年左右滞后的相关更高,达到了0.92(置信度高于99%)。由此可见,东中国海SST的变化相对于太平洋具有一定的滞后性,气候跃迁信号极有可能是从太平洋传进东中国海的。3温度t的表征∂Τ∂t+u∂Τ∂x+v∂Τ∂y+w∂Τ∂z=-1ρcΡ∂Ι∂z+∂∂z(k∂Τ∂z)(2)ρcΡ(∂∂t0∫-ΗΤdz+advection)=Qnet-Ι-Η+ρcΡk∂Τ∂Ζ|-Η(3)∂T∂t+u∂T∂x+v∂T∂y+w∂T∂z=−1ρcP∂I∂z+∂∂z(k∂T∂z)(2)ρcP⎛⎝⎜∂∂t∫−H0Tdz+advection⎞⎠⎟=Qnet−I−H+ρcPk∂T∂Z∣∣∣∣−H(3)(2)式是海水温度T的控制方程,其中ρ和cP分别是海水的密度和定压比热容,I是来自外界的热强迫(主要通过上下界面作用),k是垂向湍扩散系数。将该方程在垂直方向从混合层底部积分到海表面,得到的(3)式便是混合层的热量收支方程,其中H表示混合层的厚度。由该方程可以看出,混合层的温度即SST是由平流输运advection、海面净热通量Qnet、混合层底部的垂向卷夹过程I-H以及湍扩散ρcΡk∂Τ∂Ζ|-ΗρcPk∂T∂Z|−H这四项所控制的。前2项的作用是可以大致估算的,第3项的作用也可以进行定性的讨论,至于最后1项湍扩散的作用则比较难以确定而且相对其它项贡献较小。因此,接下来将分别讨论平流输运、海面净热通量和混合层底部的垂向卷夹过程对东中国海SST长期变化的作用。3.1东中国海sst的年际变化图3反映的是东中国海SST和上30m流场气候态的空间分布。SST的分布大致从南向北递减,但是在东海SST等值线的分布趋于与黑潮路径平行。值得注意的是在台湾岛的东北侧,有部分黑潮水穿越等温线进入东中国海。此外,在台湾海峡存在着常年向北的流动,一直延伸到浙江沿岸,流速达到20cm/s左右。从平流对热量输运的角度,这2支向北的流动能够将大量的热量从南海带入东中国海。对照图1,可以发现东中国海SST升高最突出的区域正是这2支海流流经的区域,从而证明它们对东中国海SST的变化具有非常重要的影响。除此之外,基本上没有向北穿越等温线进入东中国海的流动。平流输运所引起的月平均SST的变化ΔT1可以简化成(4)式的右边一项。ΔΤ1=(⇀v⋅Δθ)Δt(4)其中,⇀v是海流的速度,Δθ是研究区域SST分布的梯度,Δt是1个月的时间间隔。由此,能引起SST长期变化的应该是流速和SST等值线沿海流方向梯度的长期变化。图4是通过(1-a)(1-b)求得的东中国海上30m的流场按照线性变化的改变情况。在闽浙沿岸表示海水运动方向的箭头大多是指向北的,说明从1945～2006年向北的沿岸流有所增加,增幅约为2～3cm/s。在台湾岛的东北侧,黑潮的北向入侵也有一定程度的增加,大约是2cm/s左右。图5是利用(1-a)(1-b)求出的东中国海SST在1945～2006年的分布,即按照线性变化趋势重新拟合出的SST的空间分布。这2年的SST均呈现出与图3相似的条带状分布,相比于1945年,2006年整个东海SST等值线分布的疏密程度改变微弱,即SST梯度几乎没有改变。因此,对东中国海而言,由于台湾海峡向北的海流和台湾岛东北侧向北的黑潮入侵流速增大,平流输运的作用是使得东中国海SST长期升高的。若台湾海峡向北的海流流速从1945～2006年的增量取为2.5cm/s,沿其流向的SST梯度是0.5℃每100km,那么,它能够引起月平均的SST升高0.3℃。同样的,当台湾岛东北侧黑潮北向入侵流速增大了2cm/s,沿其流向的SST梯度是0.9℃每100km时,月平均的SST能够升高0.5℃。因此,对东中国海而言,平流输运的总体作用使得东中国海的SST在过去62a中总共升高了0.8℃。最新的研究表明,台湾海峡向北的这支海流的存在与黑潮密不可分,它的流速和流向基本上都是由黑潮决定的。从这个角度看,平流输运对东中国海SST长期变化趋势的影响是由黑潮的变化所控制的。按照Deser等的推断,在太平洋发生气候跃迁之后的1977～1988年期间,黑潮的体积输运比1968～1976年期间增加了约15%。随着黑潮的加强,台湾岛两侧向北的流动——台湾海峡向北的海流和台湾岛东北侧黑潮北向入侵都会得到加强。前面基于SODA资料的估算结果也证明了这一点。由此可见,东中国海SST的长期升高趋势是深受太平洋气候跃迁的影响。3.2东中国海的海底净热通量及其长期变化当穿过温跃层的垂向热通量较弱时,SST变暖和温跃层变浅之间有很好的相关性。海面净热通量引起的月平均SST的变化ΔT2大致可以用下面的关系表示:ΔΤ2=ΔtρcΡQnetΗ(5)方程右端各个变量的含义与前面相同。用NCEP资料、COADS资料以及WHOI和ISCCP资料计算了东中国海空间平均的海面净热通量及其长期变化趋势(见图6)。尽管3种资料得到的结果在数值上有所不同,但它们都反映了1个共同的信息,那就是东中国海几乎是一直失热的,并且随着SST的不断升高所失去的净热呈现出越来越多的趋势。与SST的通过(1-a)和(1-b)的计算,NCEP资料的结果显示2006年比1948年多失去22W/m2的热量,COADS资料的结果是从1945～1993年海面净热通量减少了19W/m2,WHOI和ISCCP资料的结果是从1984～2002年减少了7W/m2。以上的结果表明,东中国海的海面净热通量大致上以每年0.4W/m2的速度递减。按照这个速率,从1945～2006年共减少了24.8W/m2。如果东中国海的平均混合层厚度取30m,那么海面净热通量的长期变化将使得SST在过去的62a中共减小了0.5℃,抑制了SST的长期升高趋势。3.3东中国海sst长期线性变化的空间分布混合层底部的垂向卷夹过程对SST的影响是由混合层底部的垂向速度决定的。向上的运动会将混合层下面相对冷的海水带入混合层,引起SST的降低;向下的运动则有利于阻止下面冷水的进入,从而导致SST升高。混合层底部垂向速度中由风生海流导致的部分是Ekman抽吸速度,可以利用海面风应力资料对这部分速度做出估计。图7是基于NECP风场资料,先计算出东中国海Ekman抽吸速度,然后通过(1-a)和(1-b)得到的其长期线性变化的空间分布。相比于1948年,到2006年东中国海向下的Ekman抽吸速度有所增大。其中,在东海南部向下的Ekman抽吸速度增幅最为突出,更有利于当地SST升高。事实上,图2的结果也显示了此处正是东中国海SST长期升高趋势非常明显的所在。由此可见,Ekman抽吸的作用也是导致东中国海SST表现出长期升高趋势的因素之一。不过,它所引起的SST的升高尚不能够给出一个定量的估计。按照上面的估算,平流输运的作用能引起东中国海SST升高0.8℃,而海洋向大气释放的净热的增加能够使得SST降低0.5℃。这样一来,为了维持整个东中国海0.9℃的SST升高,垂向卷夹过程和湍扩散两者作用之和需要使SST升高达到0.6℃,要小于平流输运的贡献。由此,东中国海SST的长期升高趋势主要是得益于平流输运的热量的增加。当然,这样的结果只是在前面已有结果基础上的1种推测。同时,对平流输运和海面净热通量作用的估计,因为黑潮