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气候变化对大气水汽通量以及热盐环流的双峰态的影响

Huaxiao Wang and G Edward Birchfield

Department of Geological Sciences, Northwestern University, Evanston, IL 60208, USA

Received October 27, 1991/Accepted April 3, 199

摘要

海洋和大气的纬向热量输送是地球气候系统中的基本过程。热热量输送中的海洋这一部分受温盐环流的影响。因此纬向的热量输送将对全球气候产生重大影响。来自格陵兰冰芯和深海沉积物岩心的古气候的证据表明，在大多数冰川时期，气候系统在两个不同的状态之间振荡，而在气温模式中已经验证了温盐环流的双峰均衡态。我们通过简单耦合的海洋-大气能量-盐平衡模型来解决大气水分循环对全球热盐循环的作用的问题，以及解决其对海洋纬向热量输送变化对气候系统的反馈的问题。大气的水分循环由两个部分组成，即纬向的水汽输送和从大西洋到太平洋的水汽净通量。如果流域间的输送量足够大，北大西洋的水汽输送变化会很小，可以在全球温盐环流中实现两个不同平衡态之间的分叉或快速过渡；两个平衡态之间的最大差异出现在北大西洋。如果两个大洋间的水汽输送是从太平洋到大西洋的，而北太平洋的水汽输送量足够大，控制着分岔，则北太平洋的变化最为显著。因为两个大洋间水汽输送处于中间值，故任何一个大洋都不会迅速发生变化。在从大西洋到太平洋的蒸发通量的分布中，“开”模式在北大西洋有强大的底层深水产生，并且从北大西洋北纬向大气输送大量热量。“关”模式在南大西洋深水产量强劲，而北部产生薄弱。通过海洋输送到北大西洋高纬度地区的热量被减少到约“开”模式值的20％。对于当前气候的水汽输送的估计值，该模型声称，从大西洋到太平洋的水汽输送足够大，能使北大西洋成为深水产生的主导地区；而纬向水汽输送足够低，使得温盐环流稳定，即远离分岔点。这一结论在某种程度上得到了支持，因为格陵兰冰芯中记录的高纬大气的温度在过去9000年里变化不大。

介绍

海洋的热量输送在气候中起着重要的作用。例如，在中纬度地区，海洋与大气携带的热量大致相同（Vonder Haar和Oort 1973）。海洋的热量输送通过温盐环流进行。目前的温盐环流是由格陵兰-冰岛-挪威海的对流下沉和南大洋的南极底水（AABW）产生而驱动的。北大西洋深水（NADW）流入大西洋南部，与AABW混合，然后流入印度洋和太平洋（Gordon，1986）。在海表面的返回支携带着大量的热量，这是被释放到北大西洋北部大气的热量。这种北欧热泵（Berger 1990）造成了北欧相对温和的气候（Broecker 1992），估计约为7 10¹⁴瓦特，大约是50年前的海洋纬向50°N热通量的60％（Vonder Haar and Oort 1973）。

深海沉积物核心记录显示，Younger Dryas之间的深海循环是一个短暂的寒冷事件，大约距今有10000到11000年，而最后的冰川期距今约为18000年。 NADW生产大大减少或完全停止（Boyle和Keigwin 1987，Duplessy等1988）；大西洋的深水主要由南部大洋来供应。因此，传输到高纬度北大西洋的热量必须大大减少。来自格陵兰冰芯的氧同位素记录表明，这段时间温度下降了5-8°C（Dansgaard et al。，1971），与纬向热量输送的减少一致。这些冰芯表明在格陵兰岛中，最后一次冰川的一系列突然的额外气温振荡（Dansgaard，1971，1982；1989； Hammer等，1985）。Dryas事件似乎是这种最后一件大事件；即在冰芯记录中看到的年平均气温在过去九千年中或多或少地趋于统一。

Oeschger等（1984）指出，格陵兰冰芯的振荡可能代表地球气候的两种模式之间的跨越。 Broecker等人（1985）进一步假定，这些模式涉及大西洋水汽输送带循环系统的开启和关闭。多年来我们一直认为，由于热量和水分对大气的海表面通量与温度和盐度的变化的调整的速度差异很大，温盐环流的双相平衡状态可能存在（Stommel 1961; Welander 1986）。在数值模型研究中已经证明了温盐环流的双峰性（Rooth 1982; Bryan 1986; Manabe和Stouffer 1988; Marotzke 1990; Stocker和Wright 1991）。气候系统的数值实验（即耦合的海洋大气）表明水文循环的大气分支是通过控制表面淡水通量，表面盐度等因素来控制温盐环流的一个重要因素。表面密度（Birch-field 1989; Birchfield et al。，1990a，b; Wang and Birch-field 1992）。水蒸气的纬向通量控制着地表纬向的水汽密度梯度（由Weyl（1968）和Broecker等人提出）。大西洋和太平洋之间的水汽净通量控制着海洋的密度梯度。

我们通过简单耦合的海洋大气温盐平衡模型（Wang和Birchfield 1992）扩大了在更广泛的参考空间（特别是大洋内部）对水汽输送与全球温盐环流的联系的研究，并将结果与观测结果进行比较，并讨论深部海洋循环变化对气候变化的影响。在对模型的简要描述之后将对结果进行一定的讨论。

模式说明

该模式已经由Wang和Birchfield（1992）进行详细描述过了。这里我们简要总结一下。模式的横截面观点如图1所示。

图1 模型的横截面视图。大西洋-南海部分（上），太平洋-南海部分（中）和印度-南海部分（下）。图例：q_j是j框在空海界面处的热通量；m_j是在盒j中生产深水；m_ii是由连续性确定的水平流； m_etj是从盒i到盒j的纬向水汽输送； m_ap是从大西洋到太平洋的水汽通量；m_ip是从印度到太平洋的水路运输以每箱体积的平均值来表示。

在大气中，热量通过长波和短波辐射在垂直方向上传播；且热量可以通过辐射、潜热和明显的热通量与海洋进行交换。“盒子”之间有水平的涡流交换。当与底层海洋交换热量时，假设每个盒子中的地面表面没有比热容，且大气始终保持在平衡状态。尽管海表面的反射率和行星反照率效应近似，但不包括温度反照率的反馈。假设空气温度递减率不变，海洋、陆地和大气之间的非线性热量传输过程向线性过程逼近；即交界面处的热通量以海面温度线性表示。大气水分循环将水汽从低纬度海表面转移到高纬度海表面。虽然这种运输是内部确定的，作为水汽输送计算的一部分，但其强度可以通过改变比例常数来改变。

图2 作为水文循环两个组成部分的函数的热盐平衡模型的平衡解的性质。横轴表示北大西洋流域45°N以上的纬向水汽通量（海洋内）。垂直轴是从大西洋到太平洋（大洋间）的通量。“开”模式的域位于图的左侧。“关闭”模式域位于图形的右侧。两种模式在阴影区域共存。目前气候的水分循环在于“开”模式地区。（Baumgartner和Reichel 1975; Broecker et al。1990; Miller and Russell 1990; Schmitt et al.1991; Zaucker and Broecker 1992）

此外，大西洋与太平洋之间的水汽通量可以进行变化。海洋之间的热盐运输是通过涡流和热液循环来实现的。温盐环流的强度取决于水平海洋密度梯度，其依赖于海洋温度和盐度的梯度，使用热盐平流通量的中心加权方案。

结果与讨论

该模型对大西洋和太平洋之间的北大西洋和台盆间水汽通量的不同纬度水汽通量显示出两个不同的平衡响应，如图1和2所示。这些被称为“开”和“关”的模态的区别在于北大西洋深水产生的强度。如图所示。如图3的左上角，由于高纬的水汽通量和从大西洋输送向大气的水汽通量会激发强烈的上翻（图中阴影区域）。图2显示了两个模态共存的领域。阴影区域的边界代表了从一个时间到另一个快速过渡的条件。

图3 作为纬向水汽通量（Sv的水平轴）和大西洋到太平洋流域的水蒸气通量（在Sv中的每条曲线上标记）的函数。目前的气候是由北大西洋的阴影和垂直虚线的区域的交汇点代表的；b.南大洋；c.北太平洋

气候系统的这种快速转变不仅需要海洋间水汽通量的临界值，（Stocker和赖特（1991）），也严重依赖于北大西洋高纬度的水分循环。图2显示，需要大于-0.1SV（1SV=10 ⁶ m³s^-1）的足够大的大洋内部的水分输送，使得全球热盐循环对北大西洋水分循环敏感。如果大洋间通量足够从太平洋到大西洋，深海洋的循环变得对北太平洋的太平洋水汽通量敏感。在这个方向上的盆内通量的临界值（未显示）的幅度要比北大西洋的临界值大得多。在这两个值之间，系统平稳地从一个状态移动到另一个状态，因为纬向水汽输送的变化，即没有分叉。在“开”模式下，深水主要产生在北大西洋，如图1所示。深水出口到南，印，太平洋（Wang and Birchfield，1992）。在“关”模式下，如果大洋内水汽输送正面且足够大，南大洋主要生产深水。然而，如果大洋内的流量小或为负值，则在北太平洋和南部海洋都会产生显著的深水，则南大洋的深水流向大西洋。

图4 从大西洋北太平洋向大气（以10瓦特为单位）的热通量作为纬度水汽通量（在Sv的水平轴上）和从大西洋到太平洋的蒸气通量（标记为在Sv的每条曲线上）。目前的气候由两个阴影区域的交点表示

“开”模式类似于现代温盐环流，并模拟Gordon（1986）概念模型的特征。到北大西洋高纬度的热量输送如图1所示。这种热量来自北半球亚热带大西洋和南半球。对于大型流域淡水通量，热量从大洋通过南大洋进入大洋。“关”模式类似于Younger Dryas活动期间的气候。NADW产生停止并且向北大西洋高纬度地区的热量传输从“开”转变到“关”模式（图4）将减少约五分之一。双峰域如图1所示。图2显示了图1中每个海洋盆地（不包括印度洋）的温度-盐度图。 高纬度的北大西洋“关”模式与“开”模式区别开来，由较冷的温度和较低的盐度表征。因为对于所有大洋来讲，温度和盐度变化

图5 A.模型海洋的温度-盐度图，包括印度洋。对于每个指定的海洋区域，显示了双峰解决方案（“开”和“关”）存在的温度和盐度范围（见图1）。注意：通过调整模型中的常数，“关”模式下极地大西洋的温度可以调整到高于冰点的值，但这不会改变解的性质。B.表示从GEOSECS横截面估计的每个海洋区域的温度和盐度（NSF 1976）。 对于每个区域，估计平均值由框表示。对于上述A和B部分：AS：低纬度地表大西洋；AP：高纬度地理海洋; AD：深大西洋； PS：低纬度地表；PP：高纬度太平洋； PD：深太平洋； SO：南大洋。

大西洋到太平洋的流域间水汽通量估计目前为0.12-0.45 Sv（Broecker et al。1990; Baumgartner and Reichel 1975; Miller and Russell 1990; Zaucker and Broecker 1992）。北大西洋纬向水汽通量约为0.29 Sv（Broecker et al。，1990; Schmitt et al。，1991）。目前气候的水分循环，如图2所示。证实现代温盐环流处于“开”模式，大洋间水汽通量足够大，使北大西洋成为深水的主要来源。然而，目前的北大西洋水汽输送，使温盐环流双化。也就是说，现代海洋环流似乎远离了分歧点。这一结论的有效性在一定程度上得到了支持，因为格陵兰冰芯记录中看到的高纬度气温在过去9000年间变化不大。如果在冰芯中看到的快速变化确实与全球温盐环流和纬向热通量变化的变化相关，图表明，上一次冰川期间的气候点在双峰区域，从一个边界移动到另一个边界。目前气候接近双峰区域，大洋间的水汽输送量的减少和纬向水汽输送量的增加是必需的。一些模型表明，太平洋的水汽通量小于上一次冰川期中的水汽通量（Miller和Russell，1990）。对于一个双倍的COz实验，模型表明，在较暖的气候中，大洋间的水汽输送将会更大（Zaucker和Broecker，1992）。然而，随着气候变化，水汽纬向输送变化的证据是不确定和矛盾的（Miller和Russell，1990; Rind等，1986）。在各种模型中模拟的气候变化中的水汽输送变化的仔细分析将有助于评估北大西洋振荡及其水分循环强迫的可行性。

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