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热带海洋学报 >

2018 , Vol. 37 >Issue 6: 26 - 32

DOI: https://doi.org/10.11978/2018015

海洋水文学

菲律宾海底层水体在1990s—2010s之间的暖化*

  • 黄财京 , 1, 2 ,
  • 谢强 , 1, 3, 4 ,
  • 陈举 3 ,
  • 舒业强 3 ,
  • 陈玲舫 1
展开
  • 1. 中国科学院深海科学与工程研究所海洋环流观测与数值模拟实验室, 海南 三亚 572000
  • 2. 中国科学院大学, 北京 100049
  • 3. 热带海洋国家重点实验室(中国科学院南海海洋研究所), 广东 广州 510301
  • 4. 青岛海洋科学与技术国家实验室区域海洋动力学与数值模拟功能实验室, 山东 青岛 266000;
通讯作者:谢强。E-mail:

作者简介：黄财京(1991—), 男, 广东省揭阳市人, 硕士研究生, 研究方向是菲律宾海深层水团与环流特征研究。E-mail:

收稿日期: 2018-01-30

  网络出版日期: 2018-12-24

基金资助

中国科学院战略性先导科技专项(XDB06020102、XDB06020101);国家自然科学基金项目(41676015、41776036、41576006;三亚市院地科技合作项目(2015YD02）

收起

Bottom-water warming in the Philippine Sea between 1990s and 2010s

  • HUANG Caijing , 1, 2 ,
  • XIE Qiang , 1, 3, 4 ,
  • CHEN Ju 3 ,
  • SHU Yeqiang 3 ,
  • CHEN Lingfang 1
Expand
  • 1. Ocean Circulation Observation and Numerical Modeling Lab, Institute of Deep-sea Science and Engineering, Chinese Academy of Sciences, Sanya 572000, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 3. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China
  • 4. Laboratory for Regional Oceanography and Numerical Modeling Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266000, China;
Corresponding author: XIE Qiang. E-mail:

Received date: 2018-01-30

  Online published: 2018-12-24

Supported by

Foundation item: Strategic Priority Research Program of the Chinese Academy of Sciences (XDB06020102, XDB06020101);National Natural Science Foundation of China (41676015, 41776036, 41576006);Sanya and Chinese Academy of Sciences Cooperation Project（2015YD02）

Copyright

热带海洋学报编辑部
Fold

摘要

跨菲律宾海的重复断面水文观测揭示: 菲律宾海底层水体从1990s到2010s增暖了0.002~0.01℃。在西马里亚纳海盆和四国海盆, 较冷的下层绕极深层水(Lower Circumpolar Deep Water, LCDW)减少, 较暖的LCDW增加; 而在菲律宾海盆, 较冷的变性LCDW减少, 较暖的变性LCDW增加。菲律宾海盆4000dbar的热通量是0.0413W·m-2, 而西马里亚纳海盆和四国海盆的是0.0221W·m-2。菲律宾海盆由于深层海洋热膨胀引起的局地海平面上升速度是0.0621mm·yr-1, 而西马里亚纳海盆和四国海盆的是0.0333mm·yr-1。

关键词： 暖化; 底层水体; 菲律宾海

本文引用格式

黄财京 , 谢强 , 陈举 , 舒业强 , 陈玲舫 . 菲律宾海底层水体在1990s—2010s之间的暖化*[J]. 热带海洋学报, 2018 , 37(6) : 26 -32 . DOI: 10.11978/2018015

Abstract

Repeated trans-Philippine-Sea hydrographic observations reveal that the bottom water in the Philippine Sea has warmed up by about 0.002~0.01℃ between 1990s and 2010s. In the West Mariana Basin and the Shikoku Basin, the colder portion of the Lower Circumpolar Deep Water (LCDW) decreased while the warmer portion increased. In the Philippine Basin, the colder portion of modified LCDW decreased while the warmer portion increased. The heat flux at the 4000-dbar isobath is 0.0413W·m-2 in the Philippine Basin and 0.0221W·m-2 in the West Mariana Basin and the Shikoku Basin. The sea level rise is 0.0621mm·yr-1 in the Philippine Basin and 0.0333mm·yr-1 in the West Mariana Basin and the Shikoku Basin due to deep ocean thermal expansion.

Key words： warming; bottom water; Philippine Sea

在北太平洋, 深层水团有两种, 分别是下层绕极深层水(lower circumpolar deep water, LCDW)和北太平洋深层水(North Pacific deep water, NPDW)。位温在1.2~2℃之间的深层水团是向南传播的NPDW, 以高硅酸盐和低溶解氧为典型特征。位温小于1.2℃的深层水团是高溶解氧、低硅酸盐的LCDW, 而LCDW主要由变性的北大西洋深层水(North Atlantic deep water, NADW)和变性的南大洋底层水(Antarctic bottom water, AABW)组成。但在LCDW通过萨摩亚通道之后, LCDW中与NADW相关的盐度极大值和硅酸盐极小值现象会消失(Johnson et al, 1994)。
最近的研究表明, 深层水源地和大洋的底层海水在最近几十年都存在变暖的现象。在威德尔海, 深层水在1990—1998年期间的升温速度是0.009℃·yr-1(Fahrbach et al, 2004)。在罗斯海, 中深层水体也存在变暖现象(Jacobs et al, 2002; Ozaki et al, 2009)。在大西洋, 斯科舍海、阿根廷海和巴西海的深层水体在过去的二十几年也变暖了(Coles et al,1996; Johnson et al, 2006; Meredith et al, 2007; Zenk et al,2007)。而在印度洋东南部的海洋中, 虽然澳大利亚—南极盆地的底层海水已经观测到了变暖现象, 但在北部却没有看到底层海水的位温有什么变化(Johnson et al, 2008)。沿着47°N的跨太平洋断面的重复水文调查表明, 底层海水存在明显的升温(Fukasawa et al, 2004)。沿着32°S、149°E、24°N和30°N的跨太平洋断面的重复水文调查表明, LCDW的位温普遍存在0.005~0.01℃的增暖, 主要是因为较冷的LCDW面积减少, 而较暖的LCDW面积增加(Kawano et al, 2006; Johnson et al, 2007)。
底层海水暖化对全球、局地的热通量和海表面上升都有重要影响。Kouketsu 等(2009)发现, AABW暖化对全球热通量和海表面上升有重要贡献。Purkey 等(2010)的计算结果表明: 全球海洋4000m以深的暖化相当于整个地球表面0.027±0.009W·m-2的热通量, 并导致全球海洋海平面上升0.05mm·yr-1。
在太平洋, 对底层水增暖现象的研究都是集中在大洋上的断面, 而对一些边缘海研究得很少。本文利用4个航次的位温数据研究菲律宾海底 层水团的暖化现象。菲律宾海被南北向的九州帕劳海脊分成东西两部分, 其东部的北边是四国海盆, 东部的南边是西马里亚纳海盆, 西部是菲律宾海盆。那这些海盆底层水增暖是怎样的?这种半封闭海盆深层水的增暖现象和太平洋上其他海盆有什么异同?这种底层水团暖化对局地热通量和海平面上升的贡献是多少?

1 数据和方法

P08和P09断面是世界海洋环流试验水文计划的两个经向断面。两个断面都位于菲律宾海; P08断面是位于菲律宾海盆的130°E断面, 而P09断面是位于西马里亚纳海盆和四国海盆的137°E断面。P08断面第一次科学调查的时间是在1996年6—7月; 2016年10月, “科学号”科考船也沿着130°E进行了科学调查。P08断面的两个航次调查有着相同的站点(图1)。P09断面两次科学调查的时间分别是在1994年7—8月和2010年7—8月。P09断面的两个航次调查有着相同的站点(图1)。在4个航次中, 温度数据的精度都是±0.001℃。
Fig. 1 Topography in the Philippine Sea and observation stations along transects P08 and P09.
The gray areas show the water depths between 0 and 4000 m. The circles and squares represent stations of P08 and P09, respectively

图1 菲律宾海地形及P08、P09断面观测站点
灰色区域表示水深为0~4000m的区域。圆圈和方框分别表示P08和P09断面的站点

数据处理的步骤如下: 1) 把温度数据由1990国际温标(ITS-90)转化为1968国际实用温标(IPTS-68)。1980年国际海水状态方程(EOS-80)是基于IPTS-68。1989年9月, 国际重量和测量委员会在会议期间采用了新的国际温度标准(ITS-90)。从1990年1月开始, 所有的海洋数据都应该使用这个温度刻度。所以, 对1990年1月后的海洋数据, 当要用到EOS-80时, 就需要把温度数据由ITS-90转化为IPTS-68。2) 使用EOS-80计算参考面为海表的位温(θ)。3) 每个温盐深(conductivity-temperature- depth profiler, CTD)剖面在垂向上都进行九点平滑, 再采样成间隔为10dbar的数据。4) 在每个压力面上, 使用分段三次Hermite插值方法将垂向平滑后的数据插值到间隔为0.25°的经向网格上。5) 通过插值的数据与ETOPO1水深数据的比较, 把位于海底之下的插值数据去掉(Kawano et al, 2006)。

2 结果

图2是P09断面2010年航次观测的位温减去1994年航次观测的位温得到该断面的位温差。考虑到仪器的精度和误差, 把绝对位温差小于0.002℃的当作是不显著的, 并且把位温差不显著的区域忽略掉。位温变化的幅度从底部向上增加。在2000~4500dbar之间, 正、负的位温差交替分布; 而在4500dbar以深的位温差几乎全是正的, 即海水增暖了, 4500dbar以深的平均增暖值是0.0042℃。20°N以南、4500dbar以深的平均增暖幅度是0.0049℃, 而20°N以北、4500dbar以深的平均增暖幅度是0.0038℃。所以, 20°N以南区域的增暖幅度比20°N以北的更大。
Fig. 2 Difference of potential temperature between 1994 and 2010 along transect P09.
The units are ℃, and values smaller than 0.003 are masked with white

图2 P09断面的1994年和2010年的位温差
位温差小于0.003℃的数值为白色

图3是P08断面2016年“科学号”航次观测的位温减去1996年航次观测的位温得到该断面的位温差。位温变化的幅度也是从底部向上增加的。在2000~4000dbar之间, 正、负的位温差交替分布; 而在4000dbar以深的位温差几乎全是正的, 即海水增暖了, 4000dbar以深的平均增暖值是0.0045℃。17°—19°N区域的增暖幅度比16°N以南的更大。
Fig. 3 Difference of potential temperature between 1996 and 2016 along transect P08.
The units are ℃, and values smaller than 0.003 are masked with white

图3 P08断面的1996年和2016年的位温差
位温差小于0.003的数值为白色

处于孤立海盆的137°E和130°E断面大部分区域增暖的数值是0.002~0.01℃, 这与北太平洋上其他断面底层水增暖的数值是相当的(Fukasawa et al, 2004; Kawano et al, 2006; Johnson et al, 2007)。而且在两个断面, 增暖较大的区域都对应低温和高溶解氧的区域。值得注意的是, 130°E断面底层水增暖的区域从底层向上能达到4000dbar, 而137°E断面的只达到了4500dbar。
计算间隔为0.01℃的一系列位温面积S(θi), 再把两个年份同位温的面积相减, 得到面积差ΔS(θi), 然后把面积差从最低温度向上累加得到I(θk)。面积S(θi)定义为沿着断面位温在θi+0.005>θ≥θi-0.005之间的总面积(Fukasawa et al, 2004)。某个位温的面积差为ΔS(θi)=S1(θi)-S2(θi)。累加的面积差为$I\left( {{\theta }_{k}} \right)=\sum\nolimits_{i=1}^{k}{\Delta S\left( {{\theta }_{i}} \right)}$。
从图4可以看出, 在130°E断面, 1.20~1.24℃的底层海水减少, 而1.25℃的底层海水增加, 而1.26℃以下的海水减少了5.34×108m2·0.01℃-1, 这个面积是P08断面面积的4.24%。从图5可以看出: 在137°E断面, 1.13℃和1.18℃的底层海水减少, 而1.19℃的海水增加, 而1.2℃以下的海水增加了1.46×108m2·0.01℃-1, 这个面积是P09断面面积的0.85%。尽管菲律宾海这两个断面的深层水总体积发生了变化, 但在太平洋上的断面深层水总体积却没有发生变化。位于菲律宾海的菲律宾海盆、西马里亚纳海盆和四国海盆是半孤立海盆。除了水深为4450m的雅浦马里亚纳交角, 三个海盆4000m以深的区域都是封闭的(Kawabe, 1993)。两个断面两个年份的总体积存在差异, 而且变化的区域都在4000m以深, 因此推测可能是因为雅浦马里亚纳交角的流量存在年际变化或者年代际太平洋深层, 一般把1.2℃位温等值线作为LCDW和NPDW的分界线, 把2℃位温等值线作为北太平洋深层水的上边界(Johnson et al, 1993, 1994)。垂向上, 硅酸盐的极大值在1.2℃和2℃等值线之间, 而深层溶解氧的浓度从上往下增大。这样的划分依据就可以把高溶解氧、低硅酸盐的LCDW和低溶解氧、高硅酸盐的NPDW分开。据此, Kawano 等(2006)通过研究LCDW途径的有重复观测的断面表明, LCDW在近二十几年变暖了0.005~0.01℃, 而且都是较冷的LCDW面积减少, 较暖的LCDW面积增加, 但总的面积没有发生变化。
Fig. 4 (a) Difference of areas between 2016 and 1996 along transect P08; (b) Integrated difference of areas from the lowest temperature along transect P08

图4 P08断面2016年和1996年的面积差(a)以及P08断面从最低温度开始累加的面积差(b)

Fig. 5 (a) Difference of areas between 2010 and 1994 along transect P09; (b) Integrated difference of areas from the lowest temperature along transect P09

图5 P09断面2010年和1994年的面积差(a)以及P09断面从最低温度开始累加的面积差(b)

在137°E断面, 2℃位温等值线在2000dbar左右, 1.2℃位温等值线在4000dbar左右。垂向上, 硅酸盐的极大值在1.2℃和2℃等值线之间; 在深层, 1.2℃等值线以下的区域是溶解氧浓度相对较大、硅酸盐浓度相对较低的区域(Gamo,1993; Kaneko et al,1998)。137°E断面暖化区域的水团特性符合LCDW的定义。所以在137°E断面, 1.13℃和1.18℃的LCDW面积减少, 1.19℃的LCDW面积增加, 而总的面积增加了1.46×108m2·0.01℃-1。
在130°E断面, 2℃位温等值线也在2000dbar左右, 但4000dbar等值线是差不多和1.25℃位温等值线重合, 而1.2℃位温只出现在4500dbar以深的小部分区域。硅酸盐的极大值在2300~2500m之间(Gamo,1993); 深层溶解氧的浓度从上往下增大, 而且在4000dbar以深的同一个深度上, 130°E断面的溶解氧浓度小于137°E断面的(Uehara et al,1990)。显然, 在130°E断面上, 1.2℃和2℃位温等值线作为LCDW和NPDW的划分依据是不适用的。根据在130°E断面上的水团分布特征, 我们认为在2000~4000dbar (1.25~2℃)之间的水体是NPDW, 而4000dbar等深线 (1.25℃等温线)以下的水体是变性的LCDW。所以在130°E断面, 1.20~1.24℃的变性LCDW减少, 而1.25℃的变性LCDW增加, 总的面积减少了5.34×108m2·0.01℃-1。
图6是断面平均的位温变化速率dθ/dt随深度变化图。在P08断面(图6a), 在2800~3600dbar之间dθ/dt小于零, 即平均态为变冷; 而在2000~2800dbar和4000dbar以深dθ/dt大于零, 即变暖。在P09断面(图6b)的2000dbar以深, dθ/dt几乎全都大于零。
Fig. 6 Mean time variation rate of potential temperature, dθ/dt, along transects P08 (a) and P09 (b)

图6 P08断面(a)和P09(b)断面平均的位温变化速率dθ/dt。

有了位温的变化速率dθ/dt, 就可以估算4000dbar的热通量Q和4000dbar以下由于热膨胀引起的局地海平面上升F(Purkey et al, 2010)。计算4000dbar的热通量Q的公式如下:
$Q=\frac{\int_{4000}^{\text{bottom}}{\rho \cdot {{C}_{\text{P}}}\cdot \frac{\text{d}\theta }{\text{d}t}\cdot a\ \text{d}z}}{a(4000)}$
式中, ρ是海水密度, Cp是海水的热比容, a是某个海盆在某个深度上的海洋占据的面积, 由ETOPO1地形数据计算得到。a(4000)是某个海盆在4000dbar上的海洋面积。
计算海盆4000dbar以下由于热膨胀引起的局地海平面上升F的公式如下:
$F=\frac{\int_{4000}^{\text{bottom}}{\rho \cdot {{C}_{\text{P}}}\cdot \frac{\text{d}\theta }{\text{d}t}\cdot a\ \text{d}z}}{a(4000)}$
式中, a是海水的热膨胀系数。
由P08断面估算的菲律宾海盆4000dbar的热通量Q1是0.0413W·m-2, 而由P09断面估算的西马里亚纳海盆和四国海盆4000dbar的热通量Q2是0.0221W·m-2。Q1和Q2的平均值就等于由Purkey 等(2010)利用纬向的30°N和24°N计算的菲律宾海内4000dbar的热通量, Q=0.03W·m-2。
由P08断面估算的菲律宾海盆4000dbar以下由于热膨胀引起的局地海平面上升F1是0.0621mm·yr-1, 而由P09断面估算的西马里亚纳海盆和四国海盆4000dbar以下由于热膨胀引起的局地海平面上升F2是0.0333mm·yr-1。F1和F2的平均值就等于由Purkey 等(2010)利用纬向的30°N和24°N计算的菲律宾海内4000dbar以下由于热膨胀引起的局地海平面上升F = 0.05mm·yr-1。

3 讨论及总结

之前的研究表明, 上层海洋在过去的几十年间明显变暖。1955—1998年, 全球海洋3000m以浅水层的增暖速度相当于整个地球表面0.20W·m-2的热通量, 大部分暖化集中在700m以浅水层(Levitus et al, 2005)。Lyman 等(2010)发现, 从1993年到2008年, 全球海洋700m以浅水层的变暖相当于整个地球表面0.64±0.11W·m-2的热通量, 而我们在菲律宾海估算的4000dbar热通量比此值小一个量级。由于上层海洋变暖而引起的全球海平面上升约为1.6± 0.5mm·yr-1(Bindoff et al, 2007), 而我们估算的菲律宾海内4000dbar以下由于热膨胀引起的局地海平面上升, 比上层海洋由于变暖而引起的全球海平面上升小了两个量级。菲律宾底层海水暖化对海表面上升的相对贡献量明显比热通量小。Purkey 等(2010)认为, 这是因为海水的热膨胀相对它的热比容在低温和高压的条件下是减小的。显而易见, 深层海水的暖化对全球和局地的海表面上升都是有贡献的。但这种贡献的大小以及研究海平面变化是否考虑深层海水的增暖都需要进行更多的研究。
目前研究者尚不清楚暖化现象的机制, 但提出了几种影响底层海水暖化的可能机制。第一种可能机制是地热。古老海洋地壳的地热通量是0.042W·m-2(Sclater et al, 1981), 而根据太平洋亚北极观测估算的地热通量是0.05W·m-2(Joyce et al, 1986)。这些地热通量和我们计算的4000dbar热通量相当。但如果海洋环流和地热通量都处于稳定状态, 这种加热不应该引起底层海水温度的上升; 而且, 在暖化期间的盐度和溶解氧没有发生变化(Kawano et al, 2006)。所以不能用地热来解释观测到的变暖现象。第二种可能的机制是, AABW在形成区域变暖, 然后被运输到北太平洋。海气热通量、陆冰融化的变化和西风带长期加强、南移都会导致AABW形成区域的暖化(Jacobs et al, 2002; Gille, 2002; Sokolov et al, 2009)。暖化的海水可能是通过热盐环流平流到北太平洋。这输运方式的时间尺度是1000年(Masuda et al, 2010)。数值模型结果的分析表明了另一种可能更快的传播方式。暖化的信号可以通过行星波在不到50年的时间内从南大洋传播到北太平洋(Nakano et al, 2002)。这些也需要进行更多的研究才能证实。
由于深海观测资料有限, 本文在研究1990s— 2010s位温的变化时并没有考虑深层水团的年际变化。这可能为本文的估计带来了一定误差。进一步定量的研究需要更长时间连续的深海观测。
总的来说, 跨菲律宾海的重复水文观测揭示, 菲律宾海底层水体从1990s到2010s增暖了0.002~0.01℃。在西马里亚纳海盆和四国海盆, 较冷的LCDW减少, 较暖的LCDW增加; 而在菲律宾海盆, 较冷的变性LCDW减少, 较暖的变性LCDW增加。菲律宾海盆4000dbar的热通量是0.0413W·m-2, 而西马里亚纳海盆和四国海盆的是0.0221W·m-2。菲律宾海盆由于深层海洋热膨胀引起的局地海平面上升是0.0621mm·yr-1, 而西马里亚纳海盆和四国海盆的是0.0333mm·yr-1。

The authors have declared that no competing interests exist.

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