陳志強 劉驥平 范廣洲 胡永云

1 成都信息工程學(xué)院大氣科學(xué)學(xué)院，成都610225

2 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京100029

3 北京大學(xué)物理學(xué)院大氣與海洋科學(xué)系氣候與海—氣實驗室，北京100871

1 引言

冰凍圈是指地球表層（陸地和海洋）水以固態(tài)形式存在的圈層，組成部分主要包括冰蓋、冰川、積雪、海冰、凍土等（秦大河和丁永建，2009）。冰凍圈是全球氣候變化的顯著指示器，也是對氣候系統(tǒng)影響最直接和最敏感的圈層，目前已受到國內(nèi)外科學(xué)界的廣泛關(guān)注。國際氣候與冰凍圈（CliC）計劃提出的目標(biāo)是加強對冰凍圈與氣候系統(tǒng)之間相互作用的物理過程和反饋機制的理解，減少氣候模擬和氣候變化預(yù)測的不確定性，評估和量化過去和未來氣候變化所導(dǎo)致的冰凍圈各分量的變化及其影響（丁永建和效存德，2013）。作為冰凍圈重要的組成部分，格陵蘭島大部分被冰雪覆蓋（約83.7%），其面積約為1.81×106km2，冰層平均厚度約為2300 m（與南極冰蓋的平均厚度差不多），是北半球最大的陸地冰原。格陵蘭島所含有的冰雪總體積量約為 3×106km3，約占全球淡水總量的54%。如果格陵蘭島的冰雪全部消融，全球海平面將上升約 6～7 m（Cuffey and Marshell，2000；Gregory and Huybrechts，2006）。因此，格陵蘭冰蓋的物質(zhì)平衡對全球氣候變化有著重要意義（Dowdeswell，2006）。研究表明，20世紀60～80年代是格陵蘭冰蓋質(zhì)量處于相對平衡的時期（Rignot et al.，2008），平均年凈積雪累積量約為700 Gt，冰川流失約為480 Gt，表面融化產(chǎn)生的融水徑流損失約為 220 Gt（van den Broeke et al.，2009）。冰蓋表面消融是格陵蘭冰蓋物質(zhì)平衡的重要組成部分，伴隨著全球氣候的變暖，已成為格陵蘭冰蓋研究的熱點（楊康，2013）。近十幾年來，格陵蘭冰蓋處于快速融化的狀態(tài)（Rignot et al.，2011；Box et al.，2012），不僅融化的范圍有增加的趨勢，而且持續(xù)的時間也在不斷延長，尤其是 2012夏季出現(xiàn)的大面積長時間的冰蓋消融引起了廣泛的關(guān)注。NASA衛(wèi)星反演數(shù)據(jù)顯示，2012年7月12日，格陵蘭島約為97%的冰蓋表面出現(xiàn)消融，其中包括海拔約為3500 m的頂峰區(qū)域（Nghiem et al.，2012；Hanna et al.，2014），是自從1979年有衛(wèi)星觀測以來的融化極值。

伴隨著全球氣候變暖，在過去的幾十年，北極明顯增暖，其增暖速率是全球平均的 2～3倍（Stroeve et al.，2012）。與此同時，已經(jīng)有許多相關(guān)研究表明，北極大氣環(huán)流、海洋環(huán)境和海冰覆蓋范圍都發(fā)生了顯著的變化，這些變化都對格陵蘭冰蓋表面融化有著一定的影響。例如Mote（2007）、Tedesco（2007）采用相同的衛(wèi)星資料，不同的反演算法得到了類似的結(jié)論，指出格陵蘭冰蓋表面溫度的變暖及持續(xù)異常與格陵蘭冰蓋表面融化有著直接的聯(lián)系。在此基礎(chǔ)上，Tedesco et al.（2008，2011）結(jié)合格陵蘭自動氣象觀測站、衛(wèi)星資料、區(qū)域氣候模式多種數(shù)據(jù)分析了表面反照率反饋效應(yīng)，指出其對格陵蘭冰蓋表面融化、物質(zhì)平衡有著重要的影響。Rennermalm et al.（2009）從海冰范圍變化的角度，對 1979～2007年北極海冰與格陵蘭冰蓋消融進行了相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)8月份格陵蘭島康克魯斯瓦格（Kangerlussuaq）區(qū)域冰蓋消融與北極海冰消退有較高的相關(guān)系數(shù)，并指出海冰的的消退可能是加速格陵蘭冰蓋表面融化的因素。Hanna et al.（2014）分析了北半球夏季500 hPa位勢高度場，指出格陵蘭上空的阻塞高壓（GBI）與表面融化有較高的相關(guān)系數(shù)，另外 2012年夏季與北極大氣環(huán)流相聯(lián)系的夏季北大西洋濤動（NAO）負指數(shù)型有利于南方來的暖空氣平流引起格陵蘭西南區(qū)域冰蓋表面的融化。

針對近年來出現(xiàn)的格陵蘭冰蓋大范圍的融化，特別是2007和2012年，已經(jīng)有一些研究從不同角度進行了分析（Hanna et al.，2013，2014；Box et al.，2012；Tedesco et al.，2013；Hall et al.，2013；具體見分析結(jié)果和討論中的對比分析）。隨后的2013年7月，格陵蘭冰蓋出現(xiàn)的最大面積融化明顯小于 2012極值年的97%（Tedesco et al.，2013），而且融化持續(xù)的天數(shù)也低于2012年。對于2013年夏季出現(xiàn)的相對緩和的融化事件，還沒有文章涉及。本文在以往研究的基礎(chǔ)上，重點分析 2013年夏季格陵蘭冰蓋表面的融化特征，并分別從大氣環(huán)流對熱量輸送的動力作用和表面輻射收支的熱力作用兩個方面，將2013年與2012年的異常進行對比分析，探討二者之間存在的動力和熱力差異及其對冰蓋表面融化可能的影響機理。

2 資料和方法

格陵蘭冰蓋表面融化范圍的時間序列是利用多通道微波掃描輻射儀（SMMR，1979～1987年）和特種傳感器微波成像儀（SSM/I，1988～2013年）觀測得到的輻射亮溫數(shù)據(jù)反演獲得的（Mote，2007），時間序列長度為1979～2013年，分辨率為25 km，其中SSMR衛(wèi)星被動微波傳感器每隔一天獲取一次數(shù)據(jù)，SSM/I衛(wèi)星提供逐日的數(shù)據(jù)。格陵蘭島冰蓋上層被雪層覆蓋，表面融化產(chǎn)生的融水使雪粒增長，由于干雪的輻射微波亮溫低于濕雪，所以增大的溫度輻射傳導(dǎo)率可以很有效的區(qū)分融化和未融化區(qū)域的范圍（Ulaby and Stiles，1980；Mote，2007）。

格陵蘭冰蓋表面反照率資料采用中等分辨率成像光譜儀每 8天一次的格點衛(wèi)星觀測資料（MODIS43B3），時間序列長度為2000～2013年，水平分辨率為1 km。由于地表反照率可以用作對 比分析的觀測是從2004年開始（Tedesco et al.，2011），這里時間序列的長度我們也僅選取2004～2013年。反照率資料包括短波、可見光、近紅外三個波段的反照率，這里我們僅用短波波段的反照率來分析格陵蘭冰蓋反照率的變化。

歐洲中期數(shù)值預(yù)報中心的全球再分析資料（ERA-Interim Reanalysis；Dee et al.，2011），時間長度為1979年1月至2013年12月。本文中分析的月平均數(shù)據(jù)變量包括：海平面氣壓場（SLP）、500 hPa位勢高度場（Z500）、700 hPa風(fēng)場（U700、V700），近表面溫度場（SAT）、水平分辨率為0.5°×0.5°；表面向下長波和短波輻射通量，水平分辨率為0.125°×0.125°；逐日數(shù)據(jù)變量：近地表面最大溫度場，水平分辨率為1°×1°。

3 分析結(jié)果和討論

3.1 融化范圍和累積時間

從圖1可以看到，2013年夏季（5月到9月）格陵蘭冰蓋平均表面融化范圍約為17%，7月末出現(xiàn)最大范圍的融化面積約為44%，遠小于2012年的97%。2013年表面融化范圍變化也相對平緩，總體上接近于氣候平均態(tài)，而 2012年有明顯的幾個高峰值（如7月中旬和7月末）。這里我們定義超過總面積10%的融化范圍為融化起始點，低于總面積10%為融化結(jié)束點，來確定一年內(nèi)融化持續(xù)的累積天數(shù)。從持續(xù)的時間上來看，2013年融化從6月初開始，一直持續(xù)到8月中旬，時間長度為75天左右，接近于氣候平均態(tài)（約為70天）。相比之下2012年融化起始點提前了10天左右，總持續(xù)時間超過2013年近20天（Tedesco et al.，2013）。圖2給出了進一步計算的格陵蘭夏季（6～8月）表面融化標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)?？梢钥吹剑?013年表面融化標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)僅為＋0.2，而 2012年為＋2.8，遠高于 2013年。從1979年到1996年表面融化標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)基本上處于為負位相，1997年開始至今處于正位相，其增長趨勢為0.07/a。Wu et al.（2012）指出4月到9月北極表面風(fēng)場異常的主要模態(tài)在20世紀90年代后期發(fā)生了變化，即北冰洋中部風(fēng)場模態(tài)明顯出現(xiàn)頻率增加以及強度增強。這與以上格陵蘭冰蓋的的年代際變化可能存在一定聯(lián)系。

3.2 大氣環(huán)流的動力作用

圖3給出海平面氣壓場（SLP）異常圖?？梢钥吹?，2013年夏季，格陵蘭島以及附近海域為低壓異常，最大低壓異常出現(xiàn)在格陵蘭島東部海域，最大低壓異常約為 4 hPa，而北美、西伯利亞環(huán)北極地區(qū)為高壓異常，最大高壓異常出現(xiàn)在喀拉海。而2012年夏季幾乎呈現(xiàn)出與 2013年完全相反的狀態(tài)。格陵蘭以及附近的海域出現(xiàn)了高壓異常，最大高壓異常約為4 hPa，出現(xiàn)在丹麥海峽和冰島地區(qū)。北美、西伯利亞環(huán)北極地區(qū)出現(xiàn)了氣壓負異常，最大負異常出現(xiàn)在楚科奇海地區(qū)。Wu et al.（2006），Overland and Wang（2010），Overland et al.（2012）指出，近年來夏季北極大氣環(huán)流出現(xiàn)經(jīng)向型頻率增加，低層氣壓場上呈北極偶極子型（Arctic Dipole），海平面氣壓場在波弗特海、北極加拿大、格陵蘭地區(qū)出現(xiàn)顯著高壓異常，在北極西伯利亞地區(qū)出現(xiàn)低壓異常，2012年夏季低層氣壓場異常分布與北極偶極子型較為相似。

圖1 2013年、2012年和氣候平均態(tài)格陵蘭表面融化范圍季節(jié)變化Fig. 1 The seasonal cycle of the Greenland surface melt extent for 2013,2012 and climatology

圖4給出 500 hPa位勢高度場的異常圖。與2013年夏季海平面氣壓場異常一致，正位勢高度異常出現(xiàn)在格陵蘭島及鄰近海域，負位勢高度異常出現(xiàn)在北美、西伯利亞環(huán)北極區(qū)域。從4月到8月500 hPa位勢高度場的演變上可以注意到，4月北美，格陵蘭島和歐洲北部基本上為位勢高度負異常（盡管加拿大群島東北部出現(xiàn)了微弱的正異常），最大負異常出現(xiàn)在巴倫支海，東西伯利亞和楚科奇海為明顯的正異常。5月整個格陵蘭地區(qū)以及冰島、楚科奇海出現(xiàn)負異常，而北美、西伯利亞環(huán)北極地區(qū)為正異常。6月格陵蘭地區(qū)負異常有所減弱，而在北冰洋中心出現(xiàn)了非常強的負異常，最大負異常超過了 100 m，北美和西西伯利亞地區(qū)依然為正異常。7月格陵蘭地區(qū)負異常繼續(xù)減弱，接近于夏季平均態(tài)。8月份位勢高度場異常近似于6月份，但強度有所減弱。2013年從4月到8月，格陵蘭地區(qū)到北冰洋中心、一直持續(xù)位勢高度負異常，而北美地區(qū)，西伯利亞環(huán)北極地區(qū)整個夏季一直持續(xù)正異常。同時，2013年夏季6、7、8三個月北大西洋濤動（NAO）指數(shù)處于正位相，但是均未超過1個標(biāo)準(zhǔn)差。出現(xiàn)的環(huán)流型有利于北極的冷空氣影響格陵蘭島，從而降低格陵蘭冰蓋表面溫度（Tedesco et al.，2013），特別是高海拔區(qū)域的溫度持續(xù)低于融點（同樣的融化低指數(shù)年也與之類似，例如 1998年）。表面融化僅發(fā)生在相對低海拔的區(qū)域，導(dǎo)致格陵蘭冰蓋融化經(jīng)歷了相對緩和的一年。相比之下，2012年夏季幾乎呈現(xiàn)出與2013年完全相反的位勢高度場異常。4月格陵蘭島、整個北極北美地區(qū)，部分歐洲地區(qū)現(xiàn)了位勢高度正異常，格陵蘭的正異常約為60 m，而歐洲北部出現(xiàn)了負異常，最大負異常在巴倫支海。5月格陵蘭島南部、加拿大群島持續(xù)正異常，北美西部和北太平洋地區(qū)、巴倫支海、喀拉海地區(qū)出現(xiàn)弱的負異常。6月格陵蘭中部和南部偏向西南一直延伸到加拿大東北部出現(xiàn)了顯著地正異常，與之相對應(yīng)的是出現(xiàn)在冰島南部的顯著的負異常。7月位勢高度場出現(xiàn)了較大的轉(zhuǎn)變，格陵蘭島地區(qū)、北美中部依然持續(xù)正異常，出現(xiàn)在格陵蘭西南部的最大異常為80 m，而西伯利亞環(huán)北極地區(qū)都出現(xiàn)負異常。8月北美格陵蘭地區(qū)正異常依然存在，但是強度明顯減弱，負異常出現(xiàn)在亞洲北部。2012年夏季平均態(tài)與 7月份的位勢高度場異常較為接近，但是由于6月出現(xiàn)在格陵蘭南部顯著的正異常，使得夏季格陵蘭位勢高度正異常顯著。這里利用ERA-Interim再分析資料得到的2012年夏季大氣環(huán)流形勢異常與Hanna et al.（2013，2014）利用美國國家環(huán)境預(yù)報中心和國家大氣研究中心（NCEP/NCAR）再分析資料分析2012年3月到8月逐月的 500 hPa位勢高度場演變基本上是一致的。Hanna et al.（2013，2014）指出大氣環(huán)流從2012年 3月明顯的急流狀態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)?6月明顯的北半球中高緯度 5個波型的準(zhǔn)靜止波狀態(tài)，在格陵蘭島上空形成的阻塞高壓對表面融化有一定作用。此外，2012年夏季與北極大氣環(huán)流相聯(lián)系的夏季北大西洋濤動（NAO）負指數(shù)型對格陵蘭西南區(qū)域冰蓋表面的融化有促進作用。類似的大氣環(huán)流型也出現(xiàn)在 2007年，同年夏季也出現(xiàn)了較大范圍的冰蓋消融（圖略）。這樣的環(huán)流型一方面有利于南來的暖空氣輸送向格陵蘭島的西南區(qū)域引起溫度升高，另一方面，Box et al.（2012）的研究指出春季 NAO負指數(shù)較早的出現(xiàn)不利于降雪的積累，新雪的累積量不足也是導(dǎo)致夏季大范圍表面融化的一個重要因素。

圖2 1979～2013年夏季（6～8月平均）格陵蘭表面融化標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)Fig. 2 Greenland standardized surface melting index for summer (June-July-August, JJA average) of the period 1979–2013

圖3 夏季（6～8月）海平面氣壓場相對于氣候平均態(tài)（1979～2013年平均）的異常圖（單位：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

圖4 500 hPa位勢高度場相對于氣候平均態(tài)（1979～2013年平均）的異常圖（單位：m）：（a）2013年夏季（6、7、8月）平均；（b–f）2013年4月到8月的逐月異常；（g）2012年夏季（6、7、8月）平均；（h–l）2012年4月到8月的逐月異常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

與海平面氣壓場和500 hPa位勢高度異常相對應(yīng)，700 hPa風(fēng)場異常顯示2013年夏季在格陵蘭島的南部和北部分別出現(xiàn)了一個異常氣旋中心，與此異常氣旋對應(yīng)是格陵蘭北部有來自北極的西北風(fēng)異常，西南區(qū)域有北風(fēng)異常（圖5）。來自北極的冷空氣降低格陵蘭冰蓋表面溫度，導(dǎo)致格陵蘭西北大部分區(qū)域、部分西南區(qū)域溫度低于氣候平均態(tài)。格陵蘭東部沿岸區(qū)域有偏南風(fēng)異常，從格陵蘭海來的較暖的氣流增加了冰蓋表面溫度。而 2012年夏季整個格陵蘭島幾乎被一個異常反氣旋所控制，其中心位于格陵蘭島西南沿海岸，在格陵蘭西南部為南風(fēng)和西南風(fēng)異常，格陵蘭北部和東部區(qū)域有偏北風(fēng)異常，最大風(fēng)異常超過了 4 m/s。這種反氣旋異常有利于將西北大西洋的暖氣流經(jīng)戴維斯海峽輸送到格陵蘭西南部，導(dǎo)致西南地區(qū)的冰蓋持續(xù)融化。這與Tedesco et al.（2013）的分析結(jié)果相似。2012年夏季整個格陵蘭冰蓋表面溫度明顯高于氣候平均態(tài)，最大異常出現(xiàn)在格陵蘭的中部偏東，高于氣候平均態(tài)約 3°C，而這也恰好是格陵蘭冰蓋海拔最高的區(qū)域，高溫異常使得以往溫度達不到融點的頂峰地區(qū)也出現(xiàn)了積雪融化。

3.3 輻射收支的熱力作用

同時，上述大氣環(huán)流的異常可以通過改變水汽（云）的分布進而影響格陵蘭冰蓋表面輻射平衡。圖6給出表面向下的輻射通量的異常?？梢钥吹?，2013年夏季表面向下的短波太陽輻射通量的正異常在格陵蘭島呈西南—東北走向，最大正異常出現(xiàn)在西南沿岸，約為20～30 W/m2。格陵蘭西北部，中東部和東南沿岸的小部分地區(qū)出現(xiàn)了負異

常，最大負異常出現(xiàn)在西北地區(qū)，約為20 W/m2。表面向下的長波通量異常的空間分布與短波通量基本相反，最大負異常出現(xiàn)在格陵蘭中部偏西，最大正異常出現(xiàn)在格陵蘭西北部，但正負異常的強度都比短波輻射偏弱。我們進一步計算了總的表面向下輻射通量，總的表面向下輻射通量的空間分布與短波通量非常相似，這說明短波輻射通量起著主要的作用。空間分布上，除了格陵蘭西南和西北的小部分區(qū)域的異常可以達到10～20 W/m2，大部分地區(qū)接近于氣候平均態(tài)。與2013年不同，2012年夏季表面向下的短波通量異常在格陵蘭島呈現(xiàn)出南多北少的狀態(tài)，負異常從格陵蘭北部延伸到西南部分地區(qū)，北部地區(qū)大部分負異常超過了30 W/m2。長波通量異常與短波相反，呈現(xiàn)出北多南少的狀態(tài)。最大正異常中心在格陵蘭偏北部，強度也超過了30 W/m2，負異常明顯偏弱?？偟南蛳螺椛渫恳廊皇嵌滩ㄕ贾饕糠?，但是應(yīng)該注意到，在格陵蘭北部偏東的部分地區(qū)，長波通量異常起到了主要作用，表現(xiàn)為總的輻射通量的正異常，因此 2012年夏季比氣候平均態(tài)接收了更多的入射輻射通量，導(dǎo)致 2012年溫度明顯高于氣候平均態(tài)。表面向下輻射通量和云量和云的光學(xué)性質(zhì)有密切關(guān)系。低云可以阻擋入射的太陽輻射，增加向下的紅外長波輻射，Bennartz et al.（2013）研究指出，2012年夏季低液態(tài)含量云（low level liquid water cloud）出現(xiàn)頻率的增加，不僅可以有效地透射足夠多的太陽輻射，并且還可以有效地起到保溫加熱的作用。然而，云不僅在理論、觀測上還是在氣候模式上都存在很大的不確定性，云對冰蓋表面融化到底能起到多大的作用，還有待進一步研究和證實。

圖5 夏季（6、7、8月）近地面溫度場和700 hPa風(fēng)場相對于氣候平均態(tài)（1979～2013年平均）的異常圖（溫度單位：°C；風(fēng)矢量單位：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

圖6 （a–c）2013年夏季（6、7、8月）格陵蘭島表面向下的短波、長波、總輻射通量相對于氣候平均態(tài)（1979～2013年平均）的異常（單位：W/m2）；（d–f）同（a–c）但為 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

圖7給出格陵蘭冰蓋表面反照率異常。2013年夏季格陵蘭冰蓋表面反照率整體上接近氣候平均態(tài)，正異常主要出現(xiàn)在沿岸區(qū)域，格陵蘭北部和中部大部分地區(qū)為較小的負異常。反照率的增加可以反射更多的太陽輻射，有利于降雪的累積，不利于冰蓋表面融化。而 2012年夏季格陵蘭島表面反照率全部低于氣候平均態(tài)，在西南融雪區(qū)域表面反照率最大負異常超過了10%，2012年冬季和春季新雪的累積量不足是導(dǎo)致反照率下降的重要因素。Hall et al.（2013）利用MODIS10A1反照率資料指出近10年格陵蘭地表反照率一直處于下降的趨勢，所得到的 2012年反照率的分布型和我們所用的MODIS43B3資料分析結(jié)果基本一致。

4 總結(jié)

本文利用衛(wèi)星反演數(shù)據(jù)、MODIS反照率資料、歐洲中心再分析資料，主要通過從大氣環(huán)流對熱量輸送的動力作用、冰蓋表面輻射收支的熱力作用兩個方面，著重分析了 2013年夏季格陵蘭冰蓋表面融化的狀況，并且與氣候平均態(tài)和 2012年夏季出現(xiàn)的極端融化事件相比較，結(jié)果表明：

（1）2013年格陵蘭冰蓋表面融化經(jīng)歷了相對緩和的一年，7月末出現(xiàn)的最大的表面融化范圍僅為44%，表面融化范圍變化也比較平緩，持續(xù)的時間接近于氣候平均態(tài)，表面融化標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)僅為＋0.2，與2012年大范圍長時間的融化事件形成強烈對比。

（2）大氣環(huán)流異常對熱量的輸送對表面溫度有重要影響。2013年夏季海平面氣壓場，500 hPa位勢高度場，700 hPa風(fēng)場與2012年幾乎完全相反。格陵蘭地區(qū)出現(xiàn)明顯低壓異常，500 hPa位勢高度場也低于氣候平均態(tài)，格陵蘭北部靠近極地地區(qū)和格陵蘭的南部都出現(xiàn)了氣旋型異常，這使得格陵蘭大部分地區(qū)有偏北風(fēng)異常，夏季三個月持續(xù)為NAO正指數(shù)，這樣的環(huán)流異常有利于輸送極地的冷空氣到格陵蘭島，使格陵蘭冰蓋表面溫度降低。表面溫度的變化不僅體現(xiàn)在夏季平均溫度場上，也體現(xiàn)在夏季高溫事件出現(xiàn)的頻率上。我們進一步計算了逐日近地表面最大溫度場在夏季 92天當(dāng)中，連續(xù)兩天出現(xiàn)超過一個標(biāo)準(zhǔn)差的頻率異常與氣候平均態(tài)出現(xiàn)的頻率的比值（圖8）?？梢钥吹?，2013年夏季幾乎全部格陵蘭出現(xiàn)高溫事件的頻率對于氣候平均態(tài)明顯偏少（僅在東北部到東部一部分沿岸地區(qū)有正異常）。而2012年夏季，所有格陵蘭地區(qū)出現(xiàn)高溫事件的頻率明顯增加，大部分區(qū)域可以超過氣候平均態(tài)1.5倍以上。

（3）2013年夏季格陵蘭冰蓋表面向下的短波輻射通量正異常呈西南—東北走向，正異常中心出現(xiàn)在格陵蘭的西南部，在西北、東部以及東南部出現(xiàn)負異常。向下的長波通量與短波分布相反，總的向下的輻射通量基本上以短波分量為主，但是長短波分量相互抵消使得 2013年夏季總的向下的輻射通量近似于氣候平均態(tài)。2012年夏季輻射通量總體上呈南北分布，并且正負異常的強度明顯高于2013年，大部分區(qū)域仍然是短波分量起到主導(dǎo)作用，但是在格陵蘭中部偏東北區(qū)域，長波分量超過了短波分量，使得這些區(qū)域得到了更多的輻射通量，格陵蘭表面溫度顯著升高，促進了冰蓋表面的融化。

圖7 夏季（6、7、8月）格陵蘭島地表反照率相對于氣候平均態(tài)（2004～2013年平均）的異常圖：（a）2013年；（b）2012年Fig. 7 Albedo anomalies (relative to 2004–2013 mean) of Greenland for summer (JJA): (a) 2013; (b) 2012

圖8 夏季近地表面最大溫度事件出現(xiàn)的頻率異常與氣候平均態(tài)出現(xiàn)頻率的比值：（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

綜上所述，大氣環(huán)流對熱量輸送的動力作用和表面輻射收支的熱力作用對夏季格陵蘭冰蓋表面融化起著重要的作用。此外，圖2夏季格陵蘭表面融化標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)與超前一年的表面融化指數(shù)的相關(guān)系數(shù)為0.72，去掉趨勢后為0.36（都通過95%的信度檢驗）。這說明格陵蘭冰蓋表面融化與前一年的冰蓋表面狀況可能存在一定的聯(lián)系。Huybrechts and DeWolde（1999）通過數(shù)值模擬指出，冰蓋表面消融范圍的變化可以通過冰流速度使冰蓋質(zhì)量重新分布，冰蓋外緣質(zhì)量的輸出可以增加內(nèi)部向外的冰流速度，從而加大冰蓋面積。目前有更多冰蓋模式正將冰蓋表面消融考慮到冰蓋物質(zhì)平衡之中（Mernild et al.，2011；Mernild and Liston，2012），這里的分析結(jié)果將有助于我們進一步評估模式在模擬影響格陵蘭島冰蓋表面融化物理過程的能力，從而減少氣候模擬和氣候變化預(yù)測的不確定性，更好地量化未來氣候變化所導(dǎo)致的冰蓋消融及其影響（例如：海平面上升；Goelzer et al., 2012）。

（References）

Bennartz R, Shupe M D, Turner D D, et al. 2013. July 2012 Greenland melt extent enhanced by low-level liquid clouds [J]. Nature, 496 (7443): 83–86.

Box J E, Fettweis X, Stroeve J C, et al. 2012. Greenland ice sheet albedo feedback: Thermodynamics and atmospheric drivers [J]. The Cryosphere,6 (4): 821–839.

Cuffey K M, Marshall S J. 2000. Substantial contribution to sea-level rise during the last interglacial from the Greenland ice sheet [J]. Nature, 404(6778): 591–594.

丁永建, 效存德. 2013. 冰凍圈變化及其影響研究的主要科學(xué)問題概論[J]. 地球科學(xué)進展, 28 (10): 1067–1076. Ding Yongjian, Xiao Cunde.2013. Challenges in the study of cryospheric changes and their impacts[J]. Advances in Earth Science (in Chinese), 28 (10): 1067–1076．

Dee D P, Uppala S M, Simmons A J, et al. 2011. The ERA-Interim reanalysis:Configuration and performance of the data assimilation system [J].Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 137 (656): 553–597.

Dowdeswell J A. 2006. Atmospheric science—The Greenland Ice Sheet and global sea-level rise [J]. Science, 311 (5763): 963–964.

Goelzer H, Huybrechts P, Raper S C B, et al. 2012. Millennial total sea-level commitments projected with the Earth system model of intermediate complexity LOVECLIM [J]. Environmental Research Letters, 7 (4): 45401– 45409.

Gregory J M, Huybrechts P. 2006. Ice-sheet contributions to future sea-level change [J]. Philosophical Transactions of the Royal Society A:Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 364 (1844): 1709–1732.

Hall D K, Comiso J C, DiGirolamo N E, et al. 2013.Variability in the surface temperatureand melt extent of the Greenland ice sheet from MODIS [J]. Geophys. Res.Lett., 40 (10): 2114–2120.

Hanna E, Jones J M, Cappelen J, et al. 2013. The influence of North Atlantic atmospheric and oceanic forcing effects on 1900–2010 Greenland summer climate and ice melt/runoff [J]. International Journal of Climatology, 33 (4): 862–880.

Hanna E, Fettweis X, Mernild S H, et al. 2014. Atmospheric and oceanic climate forcing of the exceptional Greenland ice sheet surface melt in summer 2012 [J]. International Journal of Climatology, 34 (4): 1022–1037.

Huybrechts P, DeWolde J. 1999. The dynamic response of the Greenland and Antarctic ice sheets to multiple-century climatic warming [J]. J.Climate, 12 (8): 2169–2188.

Mernild S H, Mote T L, Liston G E. 2011. Greenland ice sheet surface melt extent and trends: 1960–2010 [J]. J. Glaciol., 57 (204): 621–628.

Mernild S H, Liston G E. 2012. Greenland Freshwater Runoff. Part II:Distribution and Trends, 1960–2010 [J]. J. Climate, 25 (17): 6015–6035.

Mote T L. 2007.Greenland surface melt trends 1973–2007: Evidence of a large increase in 2007 [J]. Geophys. Res. Lett., 34 (22): 22507, doi:10.1029/2007GL031976.

Nghiem S V, Hall D K, Mote T L, et al. 2012.The extreme melt across the Greenland ice sheet in 2012 [J]. Geophys. Res. Lett., 39 (20): 20502,doi:10.1029/2012GL053611.

Overland J E, Wang M. 2010.Large-scale atmospheric circulation changes are associated with the recent loss of Arctic sea ice [J]. Tellus A, 62 (1): 1–9.

Overland J E, Francis J A, Hanna E, et al. 2012. The recent shift in early summer Arctic atmospheric circulation [J]. Geophys. Res. Lett., 39 (19):19804, doi:10.1029/2012GL053268.

秦大河, 丁永建. 2009. 冰凍圈變化及其影響研究——現(xiàn)狀、趨勢及關(guān)鍵問題 [J]. 氣候變化研究進展, 5 (4): 187–195. Qin Dahe, Ding Yongjian.2009. Cryospheric changes and their impacts: Present, trends and key issues[J]. Advances in Climate Research (in Chinese), 5 (4):187–195.

Rennermalm A K, Smith L C, Stroeve J C, et al. 2009. Does sea ice influence Greenland ice sheet surface-melt? [J]. Environmental Research Letters, 4 (2): 024011, doi:10.1088/1748-9326/4/2/024011.

Rignot E, Box J E, Burgess E, et al. 2008. Mass balance of the Greenland ice sheet from 1958 to 2007 [J]. Geophys. Res. Lett., 35 (20): 20502,doi:10.1029/2008GL035417.

Rignot E, Velicogna I, van den Broeke M R, et al. 2011. Acceleration of the contribution of the Greenland and Antarctic ice sheets to sea level rise [J].Geophys. Res. Lett., 38 (5), doi:10.1029/2011GL046583.

Stroeve J C, Serreze M C, Holland M M, et al. 2012. The Arctic’s rapidly shrinking sea ice cover: A research synthesis [J]. Climate Change, 110(3–4): 1005–1027.

Tedesco M. 2007. Snowmelt detection over the Greenland ice sheet from SSM/I brightness temperature daily variations [J]. Geophys. Res. Lett.,34 (2): 2504, doi:10.1029/2006GL028466.

Tedesco M, Serreze M, Fettweis X. 2008. Diagnosing the extreme surface melt event over southwestern Greenland in 2007 [J]. The Cryosphere, 2:159–166.

Tedesco M, Fettweis X, van den Broeke M R, et al. 2011. The role of albedo and accumulation in the 2010 melting record in Greenland [J].Environmental Research Letters, 6 (1): 014005, doi:10.1088/1748-9326/6/1/014005.

Tedesco M, Fettweis X, Mote T, et al. 2013. Evidence and analysis of 2012 Greenland records from spaceborne observations, a regional climate model and reanalysis data [J]. The Cryosphere, 7 (2): 615–630.

Ulaby F T, Stiles W H. 1980. The active and passive microwave response to snow parameters: 2. Water equivalent of dry snow [J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978–2012), 85 (C2): 1045–1049.

van den Broeke M, Bamber J, Ettema J, et al. 2009. Partitioning recent Greenland mass loss [J]. Science, 326 (5955): 984–986.

Wu B Y, Wang J, Walsh J E. 2006. Dipole anomaly in the winter arctic atmosphere and its association with sea ice motion [J]. J. Climate, 19 (2):210–225.

Wu B Y, Overland J, D’Arrigo R. 2012. Anomalous arctic surface wind patterns and their impacts on September sea ice minima and trend [J].Tellus A, 64: 18590, doi:10.3402/tellusa.v64i0.18590.

楊康. 2013. 格陵蘭冰蓋表面消融研究進展 [J].冰川凍土, 35 (1):101–019. Yang Kang. 2013. The process of Greenland Ice Sheet surface ablation research [J]. Journal of Glaciology and Geocryology (in Chinese), 35 (1): 101–109.