董文靜, 劉福凱, 羅義勇

熱帶大西洋對全球變暖的響應(yīng)

董文靜, 劉福凱, 羅義勇

(中國海洋大學(xué) 海洋與大氣學(xué)院, 山東 青島 266100)

與太平洋和印度洋不同, 全球變暖下熱帶大西洋變化的研究較少。本文使用地球系統(tǒng)模型CESM(Community Earth System Model), 發(fā)現(xiàn)全球變暖后熱帶大西洋在秋季的升溫類似大西洋尼諾(Atlantic Ni?o)的正位相, 即大西洋西部增暖幅度小于東部; 在夏季類似大西洋尼諾的負位相, 即大西洋西部增暖幅度大于東部。利用覆蓋(overriding)技術(shù), 分離了風(fēng)應(yīng)力、風(fēng)速和CO2的直接熱效應(yīng)對海洋升溫的作用, 探討了大西洋尼諾本身和全球變暖作用下類似大西洋尼諾正位相(下文簡稱“類大西洋尼諾升溫”)的形成機制。結(jié)果表明, 這兩種情況下的形成機制基本相同, 風(fēng)應(yīng)力的變化是導(dǎo)致大西洋東部暖異常的主要機制。但兩者之間也存在區(qū)別: 1) 全球變暖下海表溫度的季節(jié)變化振幅減小, 而大西洋尼諾時變化不大; 2) 全球變暖下西風(fēng)異常主要集中在大西洋東部, 而大西洋尼諾時主要集中在大西洋中部; 3) 除風(fēng)應(yīng)力外, CO2的熱效應(yīng)對類尼諾升溫的變化也有一定影響。

熱帶大西洋; 全球變暖; 大西洋尼諾; 類大西洋尼諾升溫

大西洋尼諾事件, 也稱為大西洋赤道變化模態(tài)或赤道大西洋緯向變化模態(tài), 是赤道大西洋年際變化的主要模態(tài)。它能夠引起赤道大西洋海表溫度的冷暖交替變化, 對區(qū)域降水和生態(tài)系統(tǒng)也有深遠影響[1-2]。將大西洋尼諾現(xiàn)象與太平洋厄爾尼諾現(xiàn)象對比, 峰值期時它們有許多相似之處: 最高值發(fā)生在冷舌區(qū)、沿赤道的緯向溫度梯度減小、沿赤道的溫躍層傾斜減弱[3-4]。大西洋尼諾和太平洋厄爾尼諾兩個事件的形成均與海氣Bjerknes正反饋密切相關(guān)[5]。關(guān)于大西洋尼諾正位相向負位相的過渡, Foltz等[6]提出了一種與赤道羅斯比波和西邊界反射相關(guān)的延遲負反饋, 類似于解釋厄爾尼諾-南方濤動(El Ni?o - southern oscillation , ENSO)現(xiàn)象循環(huán)的延遲振蕩反饋[7-8]。然而, 與太平洋厄爾尼諾相比, 大西洋尼諾的強度更小, 峰值的季節(jié)不同(大西洋尼諾的峰值期是北半球夏季), 峰值期的持續(xù)時間更短(3個月), 可預(yù)測性較低[3, 9-10]。而且, 大西洋的Bjerknes正反饋強度也比太平洋弱, 這說明大西洋尼諾的形成機制與厄爾尼諾存在差異[1, 3]。

全球變暖下, 熱帶太平洋和熱帶印度洋的響應(yīng)已經(jīng)有大量的研究。通常在模型預(yù)測中, 溫室氣體排放會導(dǎo)致熱帶太平洋的類厄爾尼諾升溫(El Ni?o-like)和熱帶印度洋的類印度洋偶極子正位相(pIOD-like)[11-13]。而類厄爾尼諾(El Ni?o-like)響應(yīng)與厄爾尼諾本身有較大區(qū)別。例如, 前者情景下上層海洋層結(jié)增強、溫躍層變淺, 而后者層結(jié)減弱、溫躍層加深[18]。此外, 研究已經(jīng)發(fā)現(xiàn), 熱帶太平洋氣候變化由動力學(xué)機制驅(qū)動[14], 厄爾尼諾發(fā)展的主要原因是東風(fēng)減弱。而全球變暖下類厄爾尼諾發(fā)展的主要原因則是東風(fēng)減弱和CO2熱效應(yīng)減小。前者對季節(jié)的變化貢獻很大, 后者則對熱帶太平洋年平均溫度升高的貢獻更大[13]。在熱帶印度洋, 全球變暖引起的類印度洋偶極子正位相(pIOD-like)與印度洋偶極子正位相(pIOD)具有幾乎相同的形成過程和相關(guān)季節(jié)特性, 兩種情況下產(chǎn)生東部熱帶冷卻異常的主要機制都是風(fēng)應(yīng)力(WStr)反饋機制[13]。

與熱帶太平洋和印度洋相比, 目前為止關(guān)于熱帶大西洋對全球變暖響應(yīng)的研究很少, 最近Tokinaga等[16]通過分析1950—2009年的觀測數(shù)據(jù), 發(fā)現(xiàn)全球變暖后熱帶大西洋在北半球秋季有一個類大西洋尼諾正位相的響應(yīng), 特點為赤道東大西洋(Equatorial Eastern Atlantic, EEA)海表面溫度(sea surface temperature)SST變暖增強, 貿(mào)易風(fēng)減弱, 溫躍層沿赤道變平。在此基礎(chǔ)上, 本文擬利用地球系統(tǒng)模型(Community Earth System Model), 分析全球變暖導(dǎo)致的類大西洋尼諾升溫現(xiàn)象的變化特征, 并將這種變化特征與大西洋尼諾現(xiàn)象本身對比, 探討兩者形成機制的異同。通過分析, 我們發(fā)現(xiàn)在全球變暖下熱帶大西洋呈現(xiàn)類大西洋尼諾升溫, 這證實了Tokinaga等[16]的發(fā)現(xiàn)。在季節(jié)變化尺度上, 全球變暖引起的類大西洋尼諾升溫在北半球夏季(5—7月)較弱,而在北半球秋季(8—10月)最明顯。此外, 我們還進行了一系列覆蓋實驗, 以分離風(fēng)應(yīng)力、風(fēng)速和CO2的直接熱效應(yīng)對類大西洋尼諾升溫及大西洋尼諾的作用, 結(jié)果表明這兩種情況下, 風(fēng)應(yīng)力反饋對赤道東大西洋溫度異常的形成均起主要作用。本文還進一步分析了熱收支平衡, 以進一步驗證類尼諾升溫和大西洋尼諾的形成機制。

本文的其余部分結(jié)構(gòu)如下: 下一節(jié)將介紹模型和數(shù)值實驗。在第3節(jié)介紹合成大西洋尼諾事件和計算熱收支平衡的方法。第4節(jié)中, 比較了類大西洋尼諾升溫和大西洋尼諾之間的海洋與氣象的變化特征, 其中包括平均態(tài)變化特征、季節(jié)變化特征、次表層變化特征和北向熱輸運變化特征。在第5節(jié)中進行了熱收支平衡分析。第6節(jié)則對研究結(jié)果進行了總結(jié)和討論。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 CESM模式介紹

本文使用CESM模式, 具體版本是1.1.2(http:// www.cesm.ucar.edu/models/cesm1.1/index.html)。它由大氣、海洋、陸面等分量模式組成, 并由耦合器進行各個分量模式之間的數(shù)據(jù)信息交換和模式運行。其中大氣模式為CAM5, 陸面模式為CLM4, 海洋模式為POP2。CAM5和CLM4的空間分辨率為1.9°×1.9°, 垂向分為30層。POP2的空間分辨率為1°, 在赤道附近南北向加密為約0.3°。垂直方向有60個非均勻分層, 上層海洋分辨率高, 從上到下分辨率依次遞減, 表層10 m, 底層接近250 m。

從國家大氣研究中心 (National Center for Atmospheric Research, NCAR)控制實驗(1861—2005年)的結(jié)束時間起始, 首先, 我們使用CESM模型在RCP8.5場景下運行了94 a(2006—2099年), 得到海洋和大氣變量日平均的輸出, 此實驗記為“CPL85”(表1)。需要注意的是, RCP8.5是IPCC第五次報告中提出的一種碳排放場景假設(shè), 即到2100年時, 空氣中的二氧化碳濃度達到工業(yè)革命前的濃度高3~4倍。在覆蓋實驗中, 我們首先用CPL85實驗中2006年的大氣強迫數(shù)據(jù)(包括風(fēng)、氣溫、氣壓、比濕、降水率、空氣密度、凈短波輻射和向下的長波輻射)反復(fù)驅(qū)動POP2, 從而得到94 a的“CTRL”實驗(表1)。接下來我們使用CPL85實驗94 a的大氣強迫場驅(qū)動POP2, 得到“FULL”(表1)實驗。另外, 為了隔離風(fēng)應(yīng)力(風(fēng)速)變化的影響, 我們用2006年的風(fēng)應(yīng)力(風(fēng)速)反復(fù)驅(qū)動海洋, 所有其他場與FULL一樣使用94 a數(shù)據(jù)的循環(huán), 從而得到STRS(“SPED”)實驗。需要注意的是, STRS實驗中的風(fēng)應(yīng)力和SPED中的風(fēng)速對SST的作用機制有很大不同, 風(fēng)應(yīng)力的貢獻主要通過風(fēng)應(yīng)力-垂向流速-SST機制(即Bjerknes正反饋機制)實現(xiàn), 而風(fēng)速對海表面溫度的貢獻則主要是通過風(fēng)速-蒸發(fā)-SST機制(即WES機制)實現(xiàn)。另外, 我們同時固定2006年的風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)速從而得到WIND實驗, 以驗證STRS實驗和SPED實驗的可加性, 結(jié)果也驗證了兩個實驗有較好的線性可加性。

表1 CESM1.1和POP2實驗介紹

由此, FULL-STRS實驗可以計算出風(fēng)應(yīng)力對海洋變化的影響(WStr反饋), FULL-SPED實驗可以計算出風(fēng)速的貢獻(WES反饋), WIND-CTRL實驗可以計算出CO2的直接熱效應(yīng)(CO2)。需要強調(diào)的是, 這里WES反饋僅考慮了風(fēng)速變化對海洋的直接熱效應(yīng),不包括完全耦合模式中WES反饋對大氣過程的間接影響[11]。FULL-CTRL實驗?zāi)M了耦合CESM1.1模型中的全部效應(yīng), 包含了上面的所有反饋。我們后續(xù)的研究結(jié)果都基于月平均場, 大西洋尼諾下各物理量的異常值來源于各實驗的數(shù)值場減去本身的氣候態(tài)平均, 而全球變暖下的類尼諾升溫則是計算了2006—2099年的線性趨勢場。

這一實驗方法已經(jīng)被成功運用于太平洋類厄爾尼諾升溫等現(xiàn)象的研究中[13, 18], 充分說明了該技術(shù)的可靠性。從物理性質(zhì)上講, 前人運用該實驗得出的結(jié)論和理論結(jié)果較吻合, 如: 風(fēng)應(yīng)力效應(yīng)造成的海溫變化主要集中在次表層, 而CO2的直接效應(yīng)所造成的溫度變化大多從表層向下遞減。前人得到的結(jié)論也發(fā)表在一系列期刊上, 得到了廣泛認可。

1.2 分析方法

1.2.1 熱收支平衡方程

熱收支平衡分析是分析海洋混合層響應(yīng)機制的重要方法, 本文選擇55 m作為固定底部計算赤道東大西洋的熱收支平衡。

熱收支平衡方程為:

T=Q+Q+Q+Q+Q,(1)

式中,T為混合層溫度(mixing layer temprature, MLT)隨時間的變化;Q=(0-Q)/0p其中0為海表面熱通量(surface heat flux),Q為短波輻射在混合層底的量值,0=1 025 kg/m3和p=2 850 J/(kg?K)分別是海水密度和海水絕熱系數(shù);Q和Q分別為緯向(zonal advection)和經(jīng)向(meridional advection)的溫度平流;Q是垂直對流(vertical advection)過程;r是方程的余項, 代表了次網(wǎng)格尺度和時間尺度為月以下的運動過程, 以及在方程計算過程中可能出現(xiàn)的誤差。雖然由于缺乏更高時空分辨率的數(shù)據(jù), 次網(wǎng)格尺度和月以下尺度的海洋動力過程不能被精確計算, 但是混合層熱收支方程中的余項主要是由于垂直擴散作用導(dǎo)致, 因而可以被看作垂直擴散(vertical diffusion)項。在方程中, 右邊四項的和代表三個維度上海洋的運動過程和擴散作用導(dǎo)致的海洋熱輸運(ocean heat transport)。

混合層熱收支方程的一個優(yōu)點是可以定量地比較導(dǎo)致溫度變化的各種過程的貢獻, 從而確定各項的相對重要性。在熱收支方程中, 正的熱收支項代表海洋從大氣吸收熱量, 而負的熱收支項代表海洋向大氣釋放熱量。

本文使用公式(1), 計算了MLT的年際變化及其相關(guān)過程。

1.2.2 合成大西洋尼諾(Atlantic Ni?o)

與太平洋厄爾尼諾指數(shù)區(qū)域不同, 大西洋沒有普遍共識的類似指數(shù)區(qū)域[2]。在本研究中, MLT變化最大的區(qū)域位于赤道東大西洋區(qū)域(對應(yīng)Zebiak[9]在1993年定義的ATL3區(qū)域)。定義MLT變化最大的區(qū)域ATL0(3°N—3°S, 15°W—10°E)為本文的研究區(qū)域。為了篩選大西洋尼諾事件, 我們首先去除CPL85數(shù)據(jù)時間序列(2006—2099年)的趨勢項, 得到赤道東大西洋區(qū)域的MLT異常(圖1)。本文將兩倍標準差(0.98℃)作為選擇標準, 大于0.98℃的時間定義為一個大西洋尼諾事件。通過這種方法, 我們從94 a的模擬時間序列中識別出13個大西洋尼諾事件。圖2展示了這13個事件合成的季節(jié)變化: 溫度異常在北半球夏季(6月)達到峰值(圖2中虛線黑線), 這個結(jié)果與前人[1-2]的研究相近。為了便于討論, 我們將大西洋尼諾的變化分為三個不同的階段: (a)1—4月的形成期; (b)5—7月的峰值期; (c)8—12月的衰減期。在下一節(jié)中, 可以看到合成大西洋尼諾事件能夠很好地表現(xiàn)出大西洋尼諾現(xiàn)象的主要特征。

圖1 赤道東大西洋混合層溫度(mixing layer temprature, MLT)異常的時間序列

注: 藍色虛線表示此時間序列的兩倍標準差(約0.98 ℃)

由于FULL-CTRL實驗結(jié)果準確地再現(xiàn)了CPL85實驗結(jié)果的年際變化, 我們使用CPL85實驗中確定的13個事件的發(fā)生時間, 用于覆蓋實驗中大西洋尼諾事件的合成(圖2黑色實線)。發(fā)現(xiàn)CPL85實驗合成大西洋尼諾事件的變化特征與FULL-CTRL實驗(圖2黑色虛線)基本相似, 但振幅略大, 這可能是由于ocean-only實驗中缺乏高頻海氣通量的原因。如圖所示, WStr效應(yīng)在大西洋尼諾變化中起主導(dǎo)作用(圖2藍色線), 而WES效應(yīng)的貢獻可以忽略不計(圖2紅色線)。有趣的是, 我們發(fā)現(xiàn)在沒有風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)速影響時, CO2的直接熱效應(yīng)能夠在大西洋尼諾期間引起暖異常(圖2綠色線)。

圖2 合成大西洋尼諾事件在各實驗中的季節(jié)變化

本文后面的分析主要基于CPL85模擬實驗, 以及通過覆蓋實驗進一步提取各反饋過程在大西洋尼諾和類尼諾升溫中的作用。由于CPL85實驗結(jié)果和FULL-CTRL實驗幾乎相同, 所以下文中只展示FULL-CTRL實驗的結(jié)果。此外, 由于FULL-SPED (WES反饋)對熱帶大西洋變化的影響微不足道, 因此在本文的剩余部分中, 我們并沒有給出WES反饋的結(jié)果。為了便于與大西洋尼諾MLT特征相比較, 本文去掉了全球變暖下熱帶大西洋海域(20°S—20°N, 3°S—3°N的平均)的平均升溫。在這種情況下, 如果MLT升溫小于海域變暖平均, 即表現(xiàn)為圖3b、圖4b和圖5b中的冷信號。

2 結(jié)果與分析

2.1 熱帶大西洋的海洋和大氣變化

2.1.1 季節(jié)變化

圖3分別展示了大西洋尼諾和類尼諾升溫情況下沿赤道MLT和環(huán)流的季節(jié)變化。與之前的研究[1, 3]一致, 在大西洋尼諾正位相期間, 赤道大西洋中、西部的西風(fēng)異常導(dǎo)致赤道東大西洋MLT異常, 并且延遲約1個月(圖3a和圖3c)。赤道東大西洋的MLT異常在峰值期最高達到約2℃。此外, 赤道大西洋表層流減弱(圖3e), 上升流減弱(圖3g), 上層海洋層結(jié)減弱(圖3i)。赤道大西洋西風(fēng)異常的逐漸減弱, 也導(dǎo)致了大西洋尼諾現(xiàn)象的衰減。赤道東大西洋的大西洋尼諾異常最為突出, 覆蓋實驗的結(jié)果顯示風(fēng)應(yīng)力在大西洋尼諾事件中起到至關(guān)重要的作用(圖4左側(cè))。也就是說, WStr效應(yīng)對赤道東大西洋MLT異常變暖以及季節(jié)變化起主導(dǎo)作用, 而CO2的熱效應(yīng)對其異常變暖以及季節(jié)變化幾乎沒有貢獻。

在熱帶大西洋, 類尼諾升溫和大西洋尼諾引起的MLT異常季節(jié)變化及風(fēng)場異常的季節(jié)變化均有明顯差異。北半球夏季, 類大西洋尼諾升溫時, 東風(fēng)正異常最大, 而在大西洋尼諾正位相期間, 東風(fēng)負異常最大(圖3d)。類似地, 熱帶大西洋對類大西洋尼諾升溫和大西洋尼諾正位相的反應(yīng)基本是相反的: 赤道東大西洋MLT暖異常達到最小(圖3b), 緯向流速增大(圖3f), 上升流加強(圖3h), 上層海洋層結(jié)增大(圖3j)。在北半球秋季, 緯向風(fēng)應(yīng)力異常方向快速轉(zhuǎn)換, 而在大西洋尼諾事件發(fā)生時, 風(fēng)異常隨時間逐漸減弱。因此, 在北半球夏季出現(xiàn)類大西洋尼諾降溫之后, 在秋季又出現(xiàn)了類大西洋尼諾升溫。覆蓋實驗進一步表明, 類尼諾升溫和大西洋尼諾引起的MLT的季節(jié)變化均由WStr效應(yīng)主導(dǎo)(圖4a和圖4b); 與大西洋尼諾不同(圖4c), 類尼諾升溫引發(fā)的層結(jié)變化是WStr效應(yīng)和CO2的熱效應(yīng)正變化的疊加(圖4d)。

注: 類尼諾升溫情景下表現(xiàn)的是94 a的趨勢值; 等值線分別是各量CPL85的原始值

圖4 大西洋尼諾(左)和全球變暖類尼諾升溫(右)情景下海洋特征在赤道東大西洋的變化

注: a、b: MLT; c、d: 55 m深的層結(jié); e、f: 表面到55 m深垂直流速平均

有趣的是, 我們的研究結(jié)果表明, 在類尼諾升溫下, MLT的季節(jié)循環(huán)位相提前, 幅度減小(圖3b)。從氣候?qū)W的角度看, 赤道大西洋MLT呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)周期。季節(jié)周期的特點是MLT在4—6月(7—9月)變暖(冷), 歷經(jīng)1~2個月的相位提前和振幅下降, 暖異常在5—7月(8—10月)達到最小(最大)。季節(jié)循環(huán)信號減弱這一現(xiàn)象在其他海洋特征中也有體現(xiàn)(圖3d、圖3f、圖3h和圖3j)。這一結(jié)果與Tokinaga等[16]的觀察研究一致, 他們也發(fā)現(xiàn)在過去60 a里赤道大西洋的季節(jié)循環(huán)減弱。

2.1.2 大西洋尼諾正相位和類尼諾升溫的空間特征

我們之后重點研究了大西洋尼諾正位相和類尼諾升溫峰值期的空間特征, 以及二者之間的異同。圖5左側(cè)各圖顯示的是大西洋尼諾在其峰值期的各種特征: 圖5a中的大西洋尼諾正位相與太平洋厄爾尼諾正位相非常相似, 但僅限于赤道區(qū)域; 赤道東大西洋暖異常最大, 其最大值區(qū)西部的信風(fēng)減弱(圖5a和圖5b); 信風(fēng)減弱導(dǎo)致表面西向流減弱, 赤道上升流減弱(圖5e和圖5g), 溫躍層變平(圖6c), 以及進一步的升溫, 即Bjerknes正反饋機制。此外, 海洋的變化特征還包括整個赤道的凈熱損失(圖5k), 東(西)部層結(jié)(圖5i)的顯著減弱(增強)等。

圖5 大西洋尼諾(左)和全球變暖類尼諾升溫(右)情景下在其峰值期各海洋特征的空間分布

注: 類尼諾升溫情境下表現(xiàn)的是94 a的趨勢值; 等值線分別是各量CPL85的原始值

圖5右側(cè)各圖展示了北半球秋季類尼諾升溫情況下各海洋特征量趨勢的空間分布。在赤道大西洋, MLT呈現(xiàn)出明顯的類似大西洋尼諾正位相的模態(tài): 中部和東部赤道變暖加劇, 西部變暖減弱(圖5b)。對比圖5的左右兩側(cè), 盡管類尼諾升溫與大西洋尼諾正位相之間有很多相似之處, 但差異也很明顯: 大西洋尼諾比類尼諾升溫關(guān)于赤道的對稱性更大; 后者在熱帶大西洋東南部暖異常最小, 這可能與信風(fēng)變化(見圖5d)的非對稱性有關(guān)[11, 13, 17]。類尼諾升溫和大西洋尼諾的另一個顯著區(qū)別在于赤道東大西洋上層海洋的層結(jié)特征不同: 在大西洋尼諾期間, 西部層結(jié)增強, 東部層結(jié)減少; 但在類尼諾升溫情況下, 這種特征不存在(圖5j和圖5i比較)。造成這種差異的原因在于風(fēng)應(yīng)力異常不同: 類尼諾升溫情況下赤道東大西洋西風(fēng)異常而大西洋尼諾期間赤道東大西洋則為東風(fēng)異常(圖5d和圖5c, 圖3c和圖3d)。風(fēng)應(yīng)力的緯向位移則使赤道東大西洋層結(jié)加強, 赤道西大西洋層結(jié)減弱。

2.1.3 類尼諾升溫和大西洋尼諾的次表層變化

圖6所示為大西洋尼諾正位相和類尼諾升溫兩種情況下沿赤道的溫度和溫躍層深度的次表層變化。模式結(jié)果再現(xiàn)了大西洋尼諾正位相的溫躍層變化的主要觀測特征: 夏季西部加深, 東部變淺(圖6c)。符合Foltz等[6]提出的負反饋機制。

在類大西洋尼諾負位相時期, 因為類尼諾升溫的風(fēng)應(yīng)力異常與大西洋尼諾相反, 所以類尼諾升溫的次表層溫度異常也與大西洋尼諾完全相反(圖6d與圖6c)。赤道大西洋溫躍層的溫度異常在東西部正負不同, 在類大西洋尼諾正位相時期, 東西部全部變成正值(圖6f)。

圖6 大西洋尼諾(左)和全球變暖類尼諾升溫(右)情境下沿赤道(2.5°S—2.5°N的平均)溫度異常的季節(jié)變化

注: 綠線和藍線: 混合層底深度(綠色是2006—2025年的平均, 左側(cè)藍色是合成大西洋尼諾的平均, 右側(cè)藍色則是2080—2099年的平均); 等值線: CPL85的94 a平均值; 溫躍層深度是取的溫度梯度的最大值

在類尼諾升溫和大西洋尼諾現(xiàn)象下, 次表層溫度異常都要比表面溫度異常大得多且東部溫度異常最大值均在200 m左右。說明在這兩種情況下海洋動力都很重要。

2.2 混合層熱收支分析

為了進一步了解大西洋變暖機制, 我們利用公式(1)分析了赤道大西洋熱量收支平衡, 并分別計算了它們對大西洋尼諾和類尼諾升溫的響應(yīng)。圖7展示了大西洋尼諾和類尼諾升溫下MLT趨勢的季節(jié)變化。根據(jù)結(jié)果我們發(fā)現(xiàn), 兩種情況下垂向?qū)α?升溫)和擴散(降溫)對赤道東大西洋溫度異常的貢獻都非常顯著, 而經(jīng)緯向水平平流和凈熱通量等其他項的貢獻幾乎可以忽略不計。

2.2.1 垂直對流

在氣候態(tài)平衡中, 垂直對流是赤道東大西洋區(qū)域的主要冷卻項(圖7e等值線), 是由風(fēng)應(yīng)力引起的強上升流(圖3g等值線)和垂向溫度梯度增大(圖3i等值線)造成的。根據(jù)圖8, 垂直對流冷異常變?nèi)鯇Τ嗟罇|大西洋的溫度暖異常貢獻最大, 從而促進大西洋尼諾現(xiàn)象的發(fā)展和衰減, 這與Richter[1]的實驗結(jié)果一致。垂向熱輸運異常是赤道東大西洋垂向速度減小(圖4g)和層結(jié)變?nèi)?圖3i)共同的結(jié)果。而垂向速度和層結(jié)的變化都與風(fēng)應(yīng)力有關(guān), 前者是由于赤道東風(fēng)減弱, 艾克曼抽吸減弱, 上升流速減弱; 后者則是因為赤道東風(fēng)減弱, 赤道大西洋西部水團堆積減少, 溫躍層坡度變緩, 赤道大西洋西部的層結(jié)變?nèi)酢Ｒ虼薟Str效應(yīng)的主導(dǎo)作用可以被證實。并且覆蓋實驗也可以驗證WStr效應(yīng)的主導(dǎo)作用(圖8)。

圖7 大西洋尼諾(左)和全球變暖類尼諾升溫(右)情景下熱収支平衡方程各項的季節(jié)分布

注: 等值線分別是各量CPL85的原始值

類尼諾升溫情況下的垂直對流導(dǎo)致北半球夏季溫度負異常, 秋季溫度正異常, 即決定了類尼諾升溫下MLT的季節(jié)變化(圖7d和7b比較)。覆蓋實驗進一步表明, 與大西洋尼諾現(xiàn)象不同, CO2的熱效應(yīng)對赤道東大西洋的類尼諾升溫的季節(jié)變化也有一定貢獻。然而, 就類尼諾升溫相位變化而言, WStr效應(yīng)的貢獻要大很多。

2.2.2 擴散

氣候態(tài)平衡中, 擴散項是赤道東大西洋主要的加熱項。在類尼諾升溫和大西洋尼諾情況下, 在擴散和垂直熱輸運異常之間都存在補償關(guān)系(圖7c和圖7e, 圖7d和圖7f)。例如, 在大西洋尼諾正位相和類尼諾升溫的峰值期, 赤道東大西洋的特征均為擴散項減小, 加熱減弱, 垂向熱輸運項增大, 冷卻加強。覆蓋實驗進一步表明, 與大西洋尼諾現(xiàn)象(圖8)不同, WStr和CO2的熱效應(yīng)對類尼諾升溫的季節(jié)變化都有貢獻, 但是前者絕對占主導(dǎo)地位(圖8)。

2.2.3 凈熱通量

凈表面熱通量對赤道大西洋MLT的正異常有次要貢獻。在大西洋尼諾正位相時期, 海洋的失熱阻礙了類大西洋尼諾升溫現(xiàn)象的發(fā)生(圖7g)。當(dāng)把變化響應(yīng)分解為WStr和CO2的熱效應(yīng)時, 我們發(fā)現(xiàn), 如果只在WStr效應(yīng)的作用下, 海洋的凈熱通量會減少更多(圖8)。這證明了Bjerknes正反饋在大西洋尼諾的生成中起到正面作用。

圖8 覆蓋實驗各元素在峰值期對熱収支平衡方程各項貢獻的平均

2.2.4 緯向和經(jīng)向平流

緯向和經(jīng)向熱輸運在熱帶大西洋與其他收支項相比貢獻很少。覆蓋的實驗進一步證實, 無論是在類尼諾升溫還是大西洋尼諾中, 赤道東大西洋緯向熱輸運異常變化的原因都以WStr效應(yīng)為主(圖8)。

3 總結(jié)和討論

研究結(jié)果表明, 熱帶大西洋對全球變暖的響應(yīng)在北半球秋季和夏季相反。前者與大西洋尼諾正位相特征非常相似, 包括赤道信風(fēng)減弱, 赤道東大西洋變暖加劇, 同時溫躍層加深; 與之相反, 后者的特征是與北半球秋季相反的大西洋尼諾負位相對應(yīng)。

大西洋尼諾和全球變暖下的類尼諾升溫的特征及相關(guān)的形成機制都非常相似。特別是, 在這兩種情況下, Bjerknes正反饋對赤道東大西洋溫度異常都有非常大貢獻。然而, 它們之間的區(qū)別也很明顯:

1) 類尼諾升溫下西風(fēng)異常主要集中在大西洋東部, 而大西洋尼諾時主要集中在大西洋中部;

2) 除風(fēng)應(yīng)力外, CO2的熱效應(yīng)對類尼諾升溫的變化也有一定影響。

與之前對熱帶太平洋和印度洋的研究相比[13], 我們發(fā)現(xiàn)了三個熱帶海洋之間有趣的相似和不同之處。WStr效應(yīng)在三個熱帶海洋表面溫度變化的季節(jié)變化中都占絕對主導(dǎo)地位, 這表明Bjerknes正反饋在調(diào)節(jié)熱帶氣候系統(tǒng)中的重要性。盡管有這些相似之處, 它們之間的區(qū)別也很明顯:

1) 太平洋和印度洋的升溫分別類厄爾尼諾和印度洋偶極子的正位相, 而大西洋在不同季節(jié)的升溫呈現(xiàn)大西洋尼諾的不同位相。

2) 太平洋, CO2的熱效應(yīng)對赤道海溫變化的貢獻很大(47%)[13], 而在印度洋和大西洋, CO2的熱效應(yīng)對赤道海溫變化的貢獻非常小。

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Response of the tropical Atlantic Ocean to global warming in CESM

DONG Wen-jing, LIU Fu-kai, LUO Yi-yong

(College of Oceanic and Atmospheric Sciences, Ocean University of China, Qingdao 266100, China)

There has been little discussion of the changes in the tropical Atlantic attributable to global warming (GW). Here, we used the Community Earth System Model (CESM), and found that GW induces an Atlantic Nino-like warming pattern in boreal autumn and a cold Atlantic Nino-like warming pattern in boreal summer in the tropical Atlantic Ocean. Applying an overriding technique to the CESM’s ocean component (version 2 of the Parallel Ocean Program), this study isolated the effects of wind stress, wind speed, and thermal warming on the response of the tropical Atlantic Ocean to global warming, and, further, investigated the similarities and differences in formation mechanisms underlying the changes in the tropical Atlantic Ocean between the Atlantic Ni?o and GW. Results showed that the underlying formation mechanism was quite similar in both cases, with wind-thermocline-SST feedback being the leading mechanism producing the anomalous warming over the eastern tropics in both cases. There were also some significant distinctions between them: 1) GW featured an overall reduction in amplitude and phase advance of the seasonal cycle of the mesosphere-lower troposphere (MLT) while the Atlantic Nino caused less disruption of the seasonal cycle; 2) westerly wind anomalies were most prominent in the eastern equatorial Atlantic during the warm phase of GW while in the central equatorial Atlantic during the warm Atlantic Nino; 3) air-sea interactions made some contribution to GW, however to a lesser degree than the wind stress effect.

Tropical Atlantic Ocean; global warming; Atlantic Ni?o; Atlantic Ni?o-like response

Jan. 26, 2019

P47

A

1000-3096(2020)06-0012-10

10.11759/hykx20190126001

2019-01-26;

2019-03-18

太平洋環(huán)流對全球變暖的響應(yīng)的形成機制及其氣候效應(yīng)(41376009)

[The formation mechanism of Pacific circulation in response to global warming and its climate effects, No. 41376009]

董文靜(1991-), 女, 山東濱州人，漢族，學(xué)生，碩士, 主要從事海氣相互作用研究, 電話：18765951916, E-mail: mirror_ouc@163.com

(本文編輯: 李曉燕)