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大西洋经向翻转环流年代际波动的未来变化

Sybren Drijfhout · Wilco Hazeleger ·Frank Selten · Rein Haarsma

摘要：由于大气中温室气体含量的增加而引起北大西洋经向翻转环流（AMOC）的年代际变化的情况已经为一个气候模式情景所估计。在模式中，增强的温室气体强迫使得大西洋经向翻转环流（MOC）强度更弱，厚度更浅并且年代际变化也减弱。然而，在北纬55度，从海平面至水深1000米之间环流的对流强度却在增强。在全球增暖更强的情况下，由于极地附近的海冰线向极退却使得未来新的深水形成区会更加偏北。主导MOC年代际变化模型是由一个位于大约北纬35度的中心组成。由于人类引起的增暖使得这个中心向极移动。这个转化与MOC变化和整个次极地环流的热通量变化有着更强的相关程度。在旧的对流区（拉布拉多海）对流运动变的不规则，这引起热通量变化的增加。在新的对流区热通量的变化最初是与海冰变化相关。当海冰覆盖面积进一步降低，它们变的与深水形成有关（不规则的）。两个过程都使得次极地表面热通量变化和MOC变化的关系更加紧密，造成之后向极的移动。

关键词：经向环流区域（cell） 北大西洋 副极地环流 气候变化

1 介绍

探测气候变化的中心是对独立信号和干扰模型的估计（Hegerl等，1997；Barnett等，2001；Drijfhout and Hazeleger 2007）。气候变化的标志性信号包括大气温室气体浓度的提高，虽然气候变化噪声是由自然过程引起。在大部分观测研究中，通常假设噪音是固定的并且能够从控制模拟实验或历史数据库中推算出。这个假设并不是以噪音特征为依据，而是由我们对噪声如何回应具体强迫知识的匮乏衍生出来的。但是在最近，一些由于人为强迫引起的自然气候变化改变的研究已经出现。在一些研究中，热带气候变化(Collins等，2005; Hoerling等，2007)特征相比于其它地区变化有更明显的气候变化信号(Rauthe等，2004; Stephenson等,2006)。相似的由于人为改变引起的海洋变化的研究还没有出现。

一种可能对于人为强迫比较敏感的海洋变化是大西洋经向翻转环流（MOC）的年代际变化。MOC对人为引起的气候变化非常敏感(如，Schmittner等，2005)。MOC的强迫改变与深水形成区的不同空间结构有关(Wood et al. 1999; Drijfhout and Hazeleger 2006)。北大西洋对流运动的改变非常有可能造成MOC年代际变化的改变。而且，大气变化的改变可能是造成MOC变化改变的一个原因。例如，潜在的发生于北大西洋涛动中的改变可能引起MOC年代际变化来应对(Dickson等，1996; Hurrell等，2006)。MOC与一个大的向北热通量相关(Ganachaud和Wunsch ，2003)。MOC变化和海洋热量运输变化相关，它们与大气热输送变化通过Bjerknes补偿机制相耦合(Shaffrey和Sutton 2006; van der Swaluw等，2007)。结果，MOC变化的改变会直接影响整个西北欧气候的改变。

在这篇文章中，我们了解由于人为强迫造成的MOC波动的改变，是通过分析大量气候模式模拟的总效果，所有强迫都提升大气中温室气体浓度水平。在如此大的总体中，强迫信号和年代际变化能够分别独立出来并且能更准确地描述相比只有部分模式运行而得到的结果。我们简单假设强迫信号被包含于总体平均中。然后，在总体中的每一个年代际变化定义为对总体平均的异常回应。这个定义考虑到所有包括强迫信号和自然年代际变化的时间、空间特征的描述。在这里使用的模式，MOC的强度太强。不管怎样，强迫改变的模型和振幅，还有相比于其它模式更好的年际间变化的模型和振幅，也可参阅Drijfhout和 Hazeleger (2007)。

2.集成试验

用于这个研究的模式是来自于美国大气研究中心的共享气候系统模式的1.4版。它能模拟设定的气候强迫下大气-大洋-近海-海冰-陆地系统的演变。大气系统运行有T31的光谱分辨率和18个垂向层次。陆地模型区分指定的植被类型并且包含一个复杂的陆表过程综合处理。海冰模式包括冰热力学和动力学。海洋模式有25个垂直层次和纬向为3.6的分辨率。经向分辨率的范围从热带地区的0.9°到高纬地区的1.8°。耦合系统没有要求一个指定的用于描述真实气候的流量系数。

模式包含的时间段为1940-2080。到2000年，模式中强迫包括详细的对于现代太阳辐射演变估计，其时间和地理分布取决于人造与自然排放的大气气溶胶分布和温室气体浓度（GHGs）随时间的变化。在2000年之前，所有额外强迫都保持在2000年的水平，除了GHGs的浓度，它按照“bussiness-as-usual”（BAU）方案增加。BAU方案严格按照排放方案A1计划的特殊设计，并且使二氧化碳浓度在模拟的最后阶段即2080左右上升至640ppmv(Dai等，2001)。模式和集成实验的更多细节分别参照Boville等 (2001)和Selten等 (2004)。

62个模拟构成总体，每一个包含140年的模拟。模拟之间的不同只存在于初始温度场中的小的随机扰动，这是由复杂的大气流动引起第一个月末完全不同的天气模式。在运行加速后，每个模拟中的海洋环流会“忘记”它的初始状态。平均所有的模拟来过滤大部分的内部形成的气候变化并且能够估计外强迫的气候信号。而且，通过分析所有实验模拟的年代际变化去时间趋势序列，可以更完整的描述其变化相比单独运行一个气候方案。

接下来，我们会忽略每个模拟的起始10年部分，使每个模拟实验都能忽略它们共有的初始状态。因此，我们将从1950年开始分析，图1通过总体平均显示集成实验，以北纬35度，深度为1000m（在这里MOC变化最大）的北大西洋年平均翻转流作为时间函数（粗实线），显示自从1950年以来MOC对GHG的回应，结合62个模拟显示其传播是由于年平均内部变化。我们分出两个时间段；过去的气候，自1955至1995；和未来的气候，模拟从2035至2075。时间段长度（40年）的选择说明年代际变化。接下来我们会比较这两个时间段并且我们涉及未来变化当我们讨论未来气候（2035-2075）和过去气候（1955-1995）的不同。

3.人为引起MOC的改变

3.1模型改变

从图1我们注意到MOC最大融合强度的早期。最大值出现在北纬35度，水深为1000m处。开始阶段，它达到大约为33Sverdrup（Sv）(1 Sv = 10m⁶ s^-1)的峰值。翻转流的强度保持直到2000年。在接下来的80年（2000-2080）显示大约5-6Sv的线性减弱。而且，这张图也显示年代际变化减弱，MOC概率密度函数减小。

图1，北纬35度，深度为1000米的实验总体平均翻转流强度作为时间的函数（黑实线），显示MOC自从1950年起由于GHG强迫造成的变化，包括所有62个集成实验成员（紫色点）。绿线展示的是任一成员的翻转流变化线。单位是Sverdrups（10m⁶ s^-1）。在这篇文章中有两个时间段用于讨论：过去气候（1955-1995）和未来气候（2035-2075），由蓝线与红线说明。

大西洋翻转环流通过宽大的海盆翻转尺度显示信号。从北纬35度大小为35Sv的峰值看出，MOC的值远大于实际观测(Ganachaud和Wunsch ，2003)。来自模式的强MOC结果在耦合后移动(Frank Bryan,个别传播)。这是CCSM4耦合模式1.4版的独有特征。即使会出现总体平均翻转环流的偏离，这是对增强的温室气体强迫的回应，比其它模式估计更好。MOC的气候敏感度在模式中相对较低，但是数值的变化趋势比其它模式更好(Schmittner等，2005)，而且年代际变化也优于其他模式，参见Drijfhout和Hazeleger(2007)了解更多。

MOC未来的变化在图2中显示，连同过去所有年份平均。波动的模型显示扩大至整个海盆纬向范围的MOC减弱。最大的减弱发生在深度大约为2000m处，远低于MOC自身能够达到最大值的水平。这意味着MOC不仅是减弱，而且深度变浅。除了MOC几乎一致的减弱，图二也显示北纬55度附近深度0至1000m之间存在显著的增强。这显示深水形成区的总体减弱，而且，由

于更多的细节显示滞后，在一些地方深水形成提升或者有可能第一次建立。对于北大西洋深水内在变化的讨论可以在Drijfhout和Hazeleger (2006)文章中看到。MOC变化被发现从年际尺度到年代际尺度(Bryden等，2005；Polyakov等，2005；Meinen等，2006)。更短时间尺度的MOC变化由Ekman输送的风驱动变化和其下建立的正压回流主导。在季节尺度至年际尺度，Ekman泵的改变可能引起开尔文波和罗斯贝波响应(Hirschi等，2007)。埃克曼运输变化相关的斜压调整转变来自于与快速正压响应的Ekman基本层次（10m）相关的翻转点，向下至第一次斜压模式显著变化的深度（1000m）。更长尺度的MOC变化与更大尺度的密度变化相关，这可能与大气变化相关通过热流量与对流深度的改变，或者由于自身维持或由大气噪音造成的衰减振荡引起(Delworth和Greatbatch，2000)的MOC变化。

图2.未来经向翻转环流的改变被过去气候（1955-1995）的平均翻转流的等值线所覆盖。单位为Sv。未来的改变是2035-2075这段时期的平均值减去1955-1995的平均值。

图3a，b分别显示年际与年代际时间尺度的MOC变化。在这张图上，在热带深海区域由于明显的数值不稳定性引起的方差波动已被移除。方差随时间增加并且在赤道海域3500米水深处标准差达到4.5Sv的峰值。为了移除这一方差，我们继续对每一个可疑点的2D MOC时间序列进行回归分析，这是显示数值不稳定的标志。由于运算而减小的方差只有不足5%远离热带地区。图3显示剩余方差。目前在北纬35度，水深1000米处取到MOC年际变化的最大值，这接近翻转流的最大值（参见图2）。我们用年平均MOC的时间序列计算年际间变化。振幅的变化与测量使用标准差一样，大约为2Sv。这时次年际尺度包括中纬度标准差超过4Sv，在热带地区甚至达到8Sv(Drijfhout和Hazeleger 2007)。方差的未来变化由方差的总体减小组成，这是几乎全尺度的自身方差（图3）。例外是在北纬55度区域，在这里方差在上层海水中提升，这与翻转流的局地加强有关（图2）。

在年代际尺度下，通过对MOC时间序列的滑动平均计算以及韦尔奇11年的滤波得到标准差小于1Sv（图3b）。最大值最初出现在与年际方差相同的纬度（35°N），但是目前在更大的深度：1500米。在北纬20度与40度之间方差减小，但是在北纬50度附近，在1000米至3000米之间方差增大。在北纬55度的上层海水中年代际的增大甚至比年际方差更显著。所有的振幅是相似的，表明次年际尺度很难对这一特征有所贡献。最后它开始主导年代际方差的模型。年代际波动的模型是更复杂的，相比年际变化的模型，年代际波动在大部分区域显示方差减小。这表明它与海洋动力的变化相关。接下来，我们将关注年代际变化。为更好地研究年代际方差的变化，我们展示北纬35度深度为1000米处翻转流异常的时间序列的回归模型，在这里MOC的方差达到最大。我们得到（采用11年的韦尔奇滤波后）的回归模型（例如，方差等值线）在图4a中展示，与EOF的第一模态十分相似。这显示回归分析和EOF分解都能说明变化的主导模式。图4a显示与这一模式未来变化相关的双极子模型。变化模型的方差特征是一个极子在北纬20度至40度之间有一个负值中心，在北纬40度至60度之间有一正值中心，但是细节上是不同的，特别是深度在这里改变是最大的。这个特征也出现在北纬55度，在方差变化模型中特别明显，这对于主导模型来说是暂时的改变模型。这些不同的原因在显示波动的图3中，特别在北纬55度的波动，这与许多局地模式的变化是相关的，它们的解释方差更小相比图4a中变化的主导模式。在变化的主导模式中未来改变的极子模型能被解释为模式的向极转化。在这篇文章的剩余部分，我们尝试去解释向极转化的物理机制。我们假设这与北纬55度翻转流的增强和方差增大有关，即使北纬55度自身的改变在模型中没有体现（它们都显示5年或更长的时间滞后，但是回归值在整个场变得非常的低）。

3.2 与NAO的关系

MOC被认为对NAO有一个整体的回应(Eden和Willebrand 2001)，说明最大的翻转流和NAO（北大西洋涛动）指数之间的回归可能存在滞后的峰值。在目前的研究中，NAO回归分析的最大值超前一年。这说明在目前的模式中翻转流对于NAO的回应由与NAO有关的快速的，风驱动变化主导。大规模瞬时的混合应该由于Ekman输送变化并且滞后于Ekman泵中内部开尔文波和罗斯贝波的响应。MOC与NAO之间的相关性不是很强。时间滤波几乎很难提升（滞后）相关性。最大值是0.45。即使相关性很低，在NAO中异常翻转流的回归分析基本上与MOC变化的EOF第一模态完全相同，这个模型在图4a，b中展示。在每个例子中，我们都能在该区域得到一个单极中心，在这一区域翻转流和它的方差是最大的。但是相关的NAO变化最大值出现在相差5度的更北区域，在另一方面，在图4a中显示不同的波动模型。MOC对于NAO的响应随时间减小。在目前的模式下，MOC对于NAO变化的滞后响应是十分弱的，因为5年或更长的时间滞后。明显地，NAO变化在模式的对流变化中是十分弱的。即使年代际时间尺度的MOC对于NAO的响应在北纬40度风暴路径区域的Ekman运输/抽

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