2013和2012年夏季格陵兰岛冰盖表面融化对比及可能的影响机理分析

陈志强 刘骥平 范广洲 胡永云

1 成都信息工程学院大气科学学院，成都610225

2 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室，北京100029

3 北京大学物理学院大气与海洋科学系气候与海—气实验室，北京100871

1 引言

冰冻圈是指地球表层（陆地和海洋）水以固态形式存在的圈层，组成部分主要包括冰盖、冰川、积雪、海冰、冻土等（秦大河和丁永建，2009）。冰冻圈是全球气候变化的显著指示器，也是对气候系统影响最直接和最敏感的圈层，目前已受到国内外科学界的广泛关注。国际气候与冰冻圈（CliC）计划提出的目标是加强对冰冻圈与气候系统之间相互作用的物理过程和反馈机制的理解，减少气候模拟和气候变化预测的不确定性，评估和量化过去和未来气候变化所导致的冰冻圈各分量的变化及其影响（丁永建和效存德，2013）。作为冰冻圈重要的组成部分，格陵兰岛大部分被冰雪覆盖（约83.7%），其面积约为1.81×106km2，冰层平均厚度约为2300 m（与南极冰盖的平均厚度差不多），是北半球最大的陆地冰原。格陵兰岛所含有的冰雪总体积量约为 3×106km3，约占全球淡水总量的54%。如果格陵兰岛的冰雪全部消融，全球海平面将上升约 6～7 m（Cuffey and Marshell，2000；Gregory and Huybrechts，2006）。因此，格陵兰冰盖的物质平衡对全球气候变化有着重要意义（Dowdeswell，2006）。研究表明，20世纪60～80年代是格陵兰冰盖质量处于相对平衡的时期（Rignot et al.，2008），平均年净积雪累积量约为700 Gt，冰川流失约为480 Gt，表面融化产生的融水径流损失约为 220 Gt（van den Broeke et al.，2009）。冰盖表面消融是格陵兰冰盖物质平衡的重要组成部分，伴随着全球气候的变暖，已成为格陵兰冰盖研究的热点（杨康，2013）。近十几年来，格陵兰冰盖处于快速融化的状态（Rignot et al.，2011；Box et al.，2012），不仅融化的范围有增加的趋势，而且持续的时间也在不断延长，尤其是 2012夏季出现的大面积长时间的冰盖消融引起了广泛的关注。NASA卫星反演数据显示，2012年7月12日，格陵兰岛约为97%的冰盖表面出现消融，其中包括海拔约为3500 m的顶峰区域（Nghiem et al.，2012；Hanna et al.，2014），是自从1979年有卫星观测以来的融化极值。

伴随着全球气候变暖，在过去的几十年，北极明显增暖，其增暖速率是全球平均的 2～3倍（Stroeve et al.，2012）。与此同时，已经有许多相关研究表明，北极大气环流、海洋环境和海冰覆盖范围都发生了显著的变化，这些变化都对格陵兰冰盖表面融化有着一定的影响。例如Mote（2007）、Tedesco（2007）采用相同的卫星资料，不同的反演算法得到了类似的结论，指出格陵兰冰盖表面温度的变暖及持续异常与格陵兰冰盖表面融化有着直接的联系。在此基础上，Tedesco et al.（2008，2011）结合格陵兰自动气象观测站、卫星资料、区域气候模式多种数据分析了表面反照率反馈效应，指出其对格陵兰冰盖表面融化、物质平衡有着重要的影响。Rennermalm et al.（2009）从海冰范围变化的角度，对 1979～2007年北极海冰与格陵兰冰盖消融进行了相关分析，发现8月份格陵兰岛康克鲁斯瓦格（Kangerlussuaq）区域冰盖消融与北极海冰消退有较高的相关系数，并指出海冰的的消退可能是加速格陵兰冰盖表面融化的因素。Hanna et al.（2014）分析了北半球夏季500 hPa位势高度场，指出格陵兰上空的阻塞高压（GBI）与表面融化有较高的相关系数，另外 2012年夏季与北极大气环流相联系的夏季北大西洋涛动（NAO）负指数型有利于南方来的暖空气平流引起格陵兰西南区域冰盖表面的融化。

针对近年来出现的格陵兰冰盖大范围的融化，特别是2007和2012年，已经有一些研究从不同角度进行了分析（Hanna et al.，2013，2014；Box et al.，2012；Tedesco et al.，2013；Hall et al.，2013；具体见分析结果和讨论中的对比分析）。随后的2013年7月，格陵兰冰盖出现的最大面积融化明显小于 2012极值年的97%（Tedesco et al.，2013），而且融化持续的天数也低于2012年。对于2013年夏季出现的相对缓和的融化事件，还没有文章涉及。本文在以往研究的基础上，重点分析 2013年夏季格陵兰冰盖表面的融化特征，并分别从大气环流对热量输送的动力作用和表面辐射收支的热力作用两个方面，将2013年与2012年的异常进行对比分析，探讨二者之间存在的动力和热力差异及其对冰盖表面融化可能的影响机理。

2 资料和方法

格陵兰冰盖表面融化范围的时间序列是利用多通道微波扫描辐射仪（SMMR，1979～1987年）和特种传感器微波成像仪（SSM/I，1988～2013年）观测得到的辐射亮温数据反演获得的（Mote，2007），时间序列长度为1979～2013年，分辨率为25 km，其中SSMR卫星被动微波传感器每隔一天获取一次数据，SSM/I卫星提供逐日的数据。格陵兰岛冰盖上层被雪层覆盖，表面融化产生的融水使雪粒增长，由于干雪的辐射微波亮温低于湿雪，所以增大的温度辐射传导率可以很有效的区分融化和未融化区域的范围（Ulaby and Stiles，1980；Mote，2007）。

格陵兰冰盖表面反照率资料采用中等分辨率成像光谱仪每 8天一次的格点卫星观测资料（MODIS43B3），时间序列长度为2000～2013年，水平分辨率为1 km。由于地表反照率可以用作对 比分析的观测是从2004年开始（Tedesco et al.，2011），这里时间序列的长度我们也仅选取2004～2013年。反照率资料包括短波、可见光、近红外三个波段的反照率，这里我们仅用短波波段的反照率来分析格陵兰冰盖反照率的变化。

欧洲中期数值预报中心的全球再分析资料（ERA-Interim Reanalysis；Dee et al.，2011），时间长度为1979年1月至2013年12月。本文中分析的月平均数据变量包括：海平面气压场（SLP）、500 hPa位势高度场（Z500）、700 hPa风场（U700、V700），近表面温度场（SAT）、水平分辨率为0.5°×0.5°；表面向下长波和短波辐射通量，水平分辨率为0.125°×0.125°；逐日数据变量：近地表面最大温度场，水平分辨率为1°×1°。

3 分析结果和讨论

3.1 融化范围和累积时间

从图1可以看到，2013年夏季（5月到9月）格陵兰冰盖平均表面融化范围约为17%，7月末出现最大范围的融化面积约为44%，远小于2012年的97%。2013年表面融化范围变化也相对平缓，总体上接近于气候平均态，而 2012年有明显的几个高峰值（如7月中旬和7月末）。这里我们定义超过总面积10%的融化范围为融化起始点，低于总面积10%为融化结束点，来确定一年内融化持续的累积天数。从持续的时间上来看，2013年融化从6月初开始，一直持续到8月中旬，时间长度为75天左右，接近于气候平均态（约为70天）。相比之下2012年融化起始点提前了10天左右，总持续时间超过2013年近20天（Tedesco et al.，2013）。图2给出了进一步计算的格陵兰夏季（6～8月）表面融化标准化指数。可以看到，2013年表面融化标准化指数仅为＋0.2，而 2012年为＋2.8，远高于 2013年。从1979年到1996年表面融化标准化指数基本上处于为负位相，1997年开始至今处于正位相，其增长趋势为0.07/a。Wu et al.（2012）指出4月到9月北极表面风场异常的主要模态在20世纪90年代后期发生了变化，即北冰洋中部风场模态明显出现频率增加以及强度增强。这与以上格陵兰冰盖的的年代际变化可能存在一定联系。

3.2 大气环流的动力作用

图3给出海平面气压场（SLP）异常图。可以看到，2013年夏季，格陵兰岛以及附近海域为低压异常，最大低压异常出现在格陵兰岛东部海域，最大低压异常约为 4 hPa，而北美、西伯利亚环北极地区为高压异常，最大高压异常出现在喀拉海。而2012年夏季几乎呈现出与 2013年完全相反的状态。格陵兰以及附近的海域出现了高压异常，最大高压异常约为4 hPa，出现在丹麦海峡和冰岛地区。北美、西伯利亚环北极地区出现了气压负异常，最大负异常出现在楚科奇海地区。Wu et al.（2006），Overland and Wang（2010），Overland et al.（2012）指出，近年来夏季北极大气环流出现经向型频率增加，低层气压场上呈北极偶极子型（Arctic Dipole），海平面气压场在波弗特海、北极加拿大、格陵兰地区出现显著高压异常，在北极西伯利亚地区出现低压异常，2012年夏季低层气压场异常分布与北极偶极子型较为相似。

图1 2013年、2012年和气候平均态格陵兰表面融化范围季节变化Fig. 1 The seasonal cycle of the Greenland surface melt extent for 2013,2012 and climatology

图4给出 500 hPa位势高度场的异常图。与2013年夏季海平面气压场异常一致，正位势高度异常出现在格陵兰岛及邻近海域，负位势高度异常出现在北美、西伯利亚环北极区域。从4月到8月500 hPa位势高度场的演变上可以注意到，4月北美，格陵兰岛和欧洲北部基本上为位势高度负异常（尽管加拿大群岛东北部出现了微弱的正异常），最大负异常出现在巴伦支海，东西伯利亚和楚科奇海为明显的正异常。5月整个格陵兰地区以及冰岛、楚科奇海出现负异常，而北美、西伯利亚环北极地区为正异常。6月格陵兰地区负异常有所减弱，而在北冰洋中心出现了非常强的负异常，最大负异常超过了 100 m，北美和西西伯利亚地区依然为正异常。7月格陵兰地区负异常继续减弱，接近于夏季平均态。8月份位势高度场异常近似于6月份，但强度有所减弱。2013年从4月到8月，格陵兰地区到北冰洋中心、一直持续位势高度负异常，而北美地区，西伯利亚环北极地区整个夏季一直持续正异常。同时，2013年夏季6、7、8三个月北大西洋涛动（NAO）指数处于正位相，但是均未超过1个标准差。出现的环流型有利于北极的冷空气影响格陵兰岛，从而降低格陵兰冰盖表面温度（Tedesco et al.，2013），特别是高海拔区域的温度持续低于融点（同样的融化低指数年也与之类似，例如 1998年）。表面融化仅发生在相对低海拔的区域，导致格陵兰冰盖融化经历了相对缓和的一年。相比之下，2012年夏季几乎呈现出与2013年完全相反的位势高度场异常。4月格陵兰岛、整个北极北美地区，部分欧洲地区现了位势高度正异常，格陵兰的正异常约为60 m，而欧洲北部出现了负异常，最大负异常在巴伦支海。5月格陵兰岛南部、加拿大群岛持续正异常，北美西部和北太平洋地区、巴伦支海、喀拉海地区出现弱的负异常。6月格陵兰中部和南部偏向西南一直延伸到加拿大东北部出现了显著地正异常，与之相对应的是出现在冰岛南部的显著的负异常。7月位势高度场出现了较大的转变，格陵兰岛地区、北美中部依然持续正异常，出现在格陵兰西南部的最大异常为80 m，而西伯利亚环北极地区都出现负异常。8月北美格陵兰地区正异常依然存在，但是强度明显减弱，负异常出现在亚洲北部。2012年夏季平均态与 7月份的位势高度场异常较为接近，但是由于6月出现在格陵兰南部显著的正异常，使得夏季格陵兰位势高度正异常显著。这里利用ERA-Interim再分析资料得到的2012年夏季大气环流形势异常与Hanna et al.（2013，2014）利用美国国家环境预报中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR）再分析资料分析2012年3月到8月逐月的 500 hPa位势高度场演变基本上是一致的。Hanna et al.（2013，2014）指出大气环流从2012年 3月明显的急流状态转变为 6月明显的北半球中高纬度 5个波型的准静止波状态，在格陵兰岛上空形成的阻塞高压对表面融化有一定作用。此外，2012年夏季与北极大气环流相联系的夏季北大西洋涛动（NAO）负指数型对格陵兰西南区域冰盖表面的融化有促进作用。类似的大气环流型也出现在 2007年，同年夏季也出现了较大范围的冰盖消融（图略）。这样的环流型一方面有利于南来的暖空气输送向格陵兰岛的西南区域引起温度升高，另一方面，Box et al.（2012）的研究指出春季 NAO负指数较早的出现不利于降雪的积累，新雪的累积量不足也是导致夏季大范围表面融化的一个重要因素。

图2 1979～2013年夏季（6～8月平均）格陵兰表面融化标准化指数Fig. 2 Greenland standardized surface melting index for summer (June-July-August, JJA average) of the period 1979–2013

图3 夏季（6～8月）海平面气压场相对于气候平均态（1979～2013年平均）的异常图（单位：hPa）：（a）2013年；（b）2012年Fig. 3 Sea level pressure anomalies (relative to 1979–2013 mean) for summer (JJA) (units: hPa): (a) 2013; (b) 2012

图4 500 hPa位势高度场相对于气候平均态（1979～2013年平均）的异常图（单位：m）：（a）2013年夏季（6、7、8月）平均；（b–f）2013年4月到8月的逐月异常；（g）2012年夏季（6、7、8月）平均；（h–l）2012年4月到8月的逐月异常Fig. 4 500-hPa geopotential height anomalies (relative to 1979–2013 mean)(units:m): (a) Summer (JJA) for 2013; (b–f) April to August for 2013; (g) summer(JJA) for 2012; (h–l) April to August for 2013

与海平面气压场和500 hPa位势高度异常相对应，700 hPa风场异常显示2013年夏季在格陵兰岛的南部和北部分别出现了一个异常气旋中心，与此异常气旋对应是格陵兰北部有来自北极的西北风异常，西南区域有北风异常（图5）。来自北极的冷空气降低格陵兰冰盖表面温度，导致格陵兰西北大部分区域、部分西南区域温度低于气候平均态。格陵兰东部沿岸区域有偏南风异常，从格陵兰海来的较暖的气流增加了冰盖表面温度。而 2012年夏季整个格陵兰岛几乎被一个异常反气旋所控制，其中心位于格陵兰岛西南沿海岸，在格陵兰西南部为南风和西南风异常，格陵兰北部和东部区域有偏北风异常，最大风异常超过了 4 m/s。这种反气旋异常有利于将西北大西洋的暖气流经戴维斯海峡输送到格陵兰西南部，导致西南地区的冰盖持续融化。这与Tedesco et al.（2013）的分析结果相似。2012年夏季整个格陵兰冰盖表面温度明显高于气候平均态，最大异常出现在格陵兰的中部偏东，高于气候平均态约 3°C，而这也恰好是格陵兰冰盖海拔最高的区域，高温异常使得以往温度达不到融点的顶峰地区也出现了积雪融化。

3.3 辐射收支的热力作用

同时，上述大气环流的异常可以通过改变水汽（云）的分布进而影响格陵兰冰盖表面辐射平衡。图6给出表面向下的辐射通量的异常。可以看到，2013年夏季表面向下的短波太阳辐射通量的正异常在格陵兰岛呈西南—东北走向，最大正异常出现在西南沿岸，约为20～30 W/m2。格陵兰西北部，中东部和东南沿岸的小部分地区出现了负异

常，最大负异常出现在西北地区，约为20 W/m2。表面向下的长波通量异常的空间分布与短波通量基本相反，最大负异常出现在格陵兰中部偏西，最大正异常出现在格陵兰西北部，但正负异常的强度都比短波辐射偏弱。我们进一步计算了总的表面向下辐射通量，总的表面向下辐射通量的空间分布与短波通量非常相似，这说明短波辐射通量起着主要的作用。空间分布上，除了格陵兰西南和西北的小部分区域的异常可以达到10～20 W/m2，大部分地区接近于气候平均态。与2013年不同，2012年夏季表面向下的短波通量异常在格陵兰岛呈现出南多北少的状态，负异常从格陵兰北部延伸到西南部分地区，北部地区大部分负异常超过了30 W/m2。长波通量异常与短波相反，呈现出北多南少的状态。最大正异常中心在格陵兰偏北部，强度也超过了30 W/m2，负异常明显偏弱。总的向下辐射通量依然是短波占主要部分，但是应该注意到，在格陵兰北部偏东的部分地区，长波通量异常起到了主要作用，表现为总的辐射通量的正异常，因此 2012年夏季比气候平均态接收了更多的入射辐射通量，导致 2012年温度明显高于气候平均态。表面向下辐射通量和云量和云的光学性质有密切关系。低云可以阻挡入射的太阳辐射，增加向下的红外长波辐射，Bennartz et al.（2013）研究指出，2012年夏季低液态含量云（low level liquid water cloud）出现频率的增加，不仅可以有效地透射足够多的太阳辐射，并且还可以有效地起到保温加热的作用。然而，云不仅在理论、观测上还是在气候模式上都存在很大的不确定性，云对冰盖表面融化到底能起到多大的作用，还有待进一步研究和证实。

图5 夏季（6、7、8月）近地面温度场和700 hPa风场相对于气候平均态（1979～2013年平均）的异常图（温度单位：°C；风矢量单位：m/s）：（a）2013年；（b）2012年Fig. 5 Near surface temperature and 700-hPa wind anomalies (relative to 1979–2013 mean) for summer (JJA) (temperature units: °C; wind units: m/s): (a)2013; (b) 2012

图6 （a–c）2013年夏季（6、7、8月）格陵兰岛表面向下的短波、长波、总辐射通量相对于气候平均态（1979～2013年平均）的异常（单位：W/m2）；（d–f）同（a–c）但为 2012 年Fig. 6 (a–c) Surface downward shortwave, longwave, total radiation flux anomalies (relative to 1979–2013 mean) of Greenland for summer (JJA) 2013 (units:W/m2); (d–f) same as (a–c) but for year 2012

图7给出格陵兰冰盖表面反照率异常。2013年夏季格陵兰冰盖表面反照率整体上接近气候平均态，正异常主要出现在沿岸区域，格陵兰北部和中部大部分地区为较小的负异常。反照率的增加可以反射更多的太阳辐射，有利于降雪的累积，不利于冰盖表面融化。而 2012年夏季格陵兰岛表面反照率全部低于气候平均态，在西南融雪区域表面反照率最大负异常超过了10%，2012年冬季和春季新雪的累积量不足是导致反照率下降的重要因素。Hall et al.（2013）利用MODIS10A1反照率资料指出近10年格陵兰地表反照率一直处于下降的趋势，所得到的 2012年反照率的分布型和我们所用的MODIS43B3资料分析结果基本一致。

4 总结

本文利用卫星反演数据、MODIS反照率资料、欧洲中心再分析资料，主要通过从大气环流对热量输送的动力作用、冰盖表面辐射收支的热力作用两个方面，着重分析了 2013年夏季格陵兰冰盖表面融化的状况，并且与气候平均态和 2012年夏季出现的极端融化事件相比较，结果表明：

（1）2013年格陵兰冰盖表面融化经历了相对缓和的一年，7月末出现的最大的表面融化范围仅为44%，表面融化范围变化也比较平缓，持续的时间接近于气候平均态，表面融化标准化指数仅为＋0.2，与2012年大范围长时间的融化事件形成强烈对比。

（2）大气环流异常对热量的输送对表面温度有重要影响。2013年夏季海平面气压场，500 hPa位势高度场，700 hPa风场与2012年几乎完全相反。格陵兰地区出现明显低压异常，500 hPa位势高度场也低于气候平均态，格陵兰北部靠近极地地区和格陵兰的南部都出现了气旋型异常，这使得格陵兰大部分地区有偏北风异常，夏季三个月持续为NAO正指数，这样的环流异常有利于输送极地的冷空气到格陵兰岛，使格陵兰冰盖表面温度降低。表面温度的变化不仅体现在夏季平均温度场上，也体现在夏季高温事件出现的频率上。我们进一步计算了逐日近地表面最大温度场在夏季 92天当中，连续两天出现超过一个标准差的频率异常与气候平均态出现的频率的比值（图8）。可以看到，2013年夏季几乎全部格陵兰出现高温事件的频率对于气候平均态明显偏少（仅在东北部到东部一部分沿岸地区有正异常）。而2012年夏季，所有格陵兰地区出现高温事件的频率明显增加，大部分区域可以超过气候平均态1.5倍以上。

（3）2013年夏季格陵兰冰盖表面向下的短波辐射通量正异常呈西南—东北走向，正异常中心出现在格陵兰的西南部，在西北、东部以及东南部出现负异常。向下的长波通量与短波分布相反，总的向下的辐射通量基本上以短波分量为主，但是长短波分量相互抵消使得 2013年夏季总的向下的辐射通量近似于气候平均态。2012年夏季辐射通量总体上呈南北分布，并且正负异常的强度明显高于2013年，大部分区域仍然是短波分量起到主导作用，但是在格陵兰中部偏东北区域，长波分量超过了短波分量，使得这些区域得到了更多的辐射通量，格陵兰表面温度显著升高，促进了冰盖表面的融化。

图7 夏季（6、7、8月）格陵兰岛地表反照率相对于气候平均态（2004～2013年平均）的异常图：（a）2013年；（b）2012年Fig. 7 Albedo anomalies (relative to 2004–2013 mean) of Greenland for summer (JJA): (a) 2013; (b) 2012

图8 夏季近地表面最大温度事件出现的频率异常与气候平均态出现频率的比值：（a）2013年；（b) 2012年Fig. 8 The ratio between the frequency anomalies of summer surface maximum temperature and the frequency of climatology: (a) 2013; (b) 2012

综上所述，大气环流对热量输送的动力作用和表面辐射收支的热力作用对夏季格陵兰冰盖表面融化起着重要的作用。此外，图2夏季格陵兰表面融化标准化指数与超前一年的表面融化指数的相关系数为0.72，去掉趋势后为0.36（都通过95%的信度检验）。这说明格陵兰冰盖表面融化与前一年的冰盖表面状况可能存在一定的联系。Huybrechts and DeWolde（1999）通过数值模拟指出，冰盖表面消融范围的变化可以通过冰流速度使冰盖质量重新分布，冰盖外缘质量的输出可以增加内部向外的冰流速度，从而加大冰盖面积。目前有更多冰盖模式正将冰盖表面消融考虑到冰盖物质平衡之中（Mernild et al.，2011；Mernild and Liston，2012），这里的分析结果将有助于我们进一步评估模式在模拟影响格陵兰岛冰盖表面融化物理过程的能力，从而减少气候模拟和气候变化预测的不确定性，更好地量化未来气候变化所导致的冰盖消融及其影响（例如：海平面上升；Goelzer et al., 2012）。

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