2022, Vol. 52
北大西洋径向翻转环流(AMOC)主要包括北大西洋暖而咸的北向流和深层的、相对较冷的南向的北大西洋深层水[1]。分析显示，最强北向热输送发生在北大西洋24°N—26°N，约1.3 PW，占该纬度上总的极向热输送的35%[2]。AMOC变异会改变低纬度向中高纬度的热量输送，进而影响北半球以及全球气候的长期变化[3]，特别是北半球和全球海表面温度(SST)变异[4]。
末次冰期的模型重建结果显示，北半球的冷冰时期可能会伴有AMOC强度的减弱[5]。来自百慕大海脊的古气候记录显示，新仙女木冷事件期间，AMOC大幅度减弱，重建结果显示全球平均降温约0.6 ℃[6]。随着AMOC由弱转强，北半球则会出现急剧的升温[7]。同样的，北大西洋的急剧变暖也会伴随着AMOC的重新翻转[8]。AMOC减缓同时伴有北向海洋热输运的减少[1]。很多工作利用数值模式分析了AMOC减缓甚至停滞对全球气候的影响，其中最为经典的分析是在模式中向北大西洋人为注入淡水，改变北大西洋的海洋层结，减少深层水的形成，导致模式中AMOC减缓甚至停滞[9]。模式结果普遍显示，北大西洋全面降温，而北半球表面温度也出现了显著的下降，同时南大洋呈现相反的增温的气候变异，全球气候呈现与古气候记录分析结果类似的南北半球“跷跷板”的结构[10]。
20世纪以来，随着人为温室气体排放的增加，全球气候逐步变暖，北极海冰加速融化，格陵兰岛冰架急剧减退，大量淡水注入导致北大西洋北部海水盐度变小。根据模式分析结果，这种盐度变化可能会减少北大西洋深层水的形成，从而触发AMOC的减缓甚至停滞，这一估计与对AMOC的直接观测结果一致[11]。大多数气候模型及观测结果显示，21世纪温室气体浓度持续升高，AMOC强度将随之减弱[12]，因此相关预测表明，全球持续的气候变暖会因为触发AMOC强度减缓而最终形成与古气候记录与经典的海水冲淡模式类似的北半球变冷、南半球变暖的全球气候变化[13]。
然而，近年来基于AMOC代用指标和海洋温盐观测的数据分析却显示出与上述AMOC与气候变化的正反馈机制不同的特征。在20世纪全球海表面温度经历迅速升温以后，预期海洋将吸收地球当前大部分的辐射不平衡，但21世纪海表面温度变化微弱，被普遍称为“全球变暖减缓” [14]。1998—2005年间，北大西洋中深层海洋的热含量持续上升，盐度也持续上升，一些与AMOC强度相关的代用指标也表明在此期间AMOC是加速的[15]。AMOC加速使得表层海洋暖水更多的向深层海洋输送热量，维持了气候系统的能量平衡，从而减缓了表面温度的上升速度。而2005年以后，快速气候变化(RAPID，Rapid Climate Change)项目阵列观测到AMOC强度减弱，北大西洋副极地地区的热含量从峰值下降，全球平均海表面温度也自2013年开始重新回到逐步上升的状态。AMOC稳定的低相位期间，辐射失衡表现为表面快速的全球变暖。基于上述现象，已有研究提出了AMOC对全球气候的作用在过去气候和现代气候环境下可能不同的假设[16]。
但是已有的观测研究中，AMOC主要采用代用指标(副极地300~1 500 m盐度[16]、暖洞(Warming hole)平均SST与北半球平均SST之差[4]等)，而非AMOC流函数本身。为了验证AMOC对全球气候的作用在过去气候和现代气候环境下可能不同的假设[16]，本文基于海洋再分析数据ORAS4，利用再分析数据的流速数据计算AMOC流函数，进行了AMOC变异对北大西洋、北半球和全球海洋的SST、表层和中深层的热量和盐度含量变化的年代际、多年代际的累加信号的回归分析实验。研究发现，AMOC对北大西洋乃至全球平均SST的影响作用在1982年前后存在差异。再分析数据中，1958—1982年和1983—2016年分别对应着较弱和较强的辐射强迫条件。因此，本文具体的分析了这两个时间段对应的较弱和较强两种表面辐射强迫作用下，AMOC对全球平均表面温度影响作用的变化过程，从而验证了上述假设。同时，本文分析了AMOC影响下全球海洋中深层的热量和盐度含量在现代气候背景下响应的增强，从而进一步解释了AMOC对全球气候影响的物理机制在现代气候条件下变化的原因。
1 数据与方法 1.1 数据本文使用了欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)的海洋再分析系统4(ORAS4)[17]的1958—2016年间的逐月温度、盐度和海流数据，进行AMOC与全球海表面温度变化的研究。以往的研究基于观测数据分析了AMOC与全球平均表面温度之间的关系[15]。但是观测数据中不包含海洋流速数据，因此AMOC的计算只能应用一些代用指标来替代。本次研究基于包含海流数据的ORAS4海洋再分析数据深入探究与分析AMOC与海洋表面、深层温度与盐度之间的关系，从而对再分析数据中AMOC引起的全球热量分配问题进行探究。ORAS4使用了复杂的数据同化方法，应用了来自1958—2009年间的EN3 v2a XBT偏差校正数据库的温度和盐度的资料。ORAS4的1989年之前的地表通量来自ERA-40大气再分析资料，1989—2009年间的地表通量来自ERA-Interim再分析资料，而2010年之后的每日地表通量均来自于ECMWF大气分析资料。ORAS4数据的水平网格精度为1(°)×1(°)，垂向分层为42层[17]。
1.2 AMOC计算方法AMOC的多个观测计划自21世纪开始实施，观测位置主要集中在大西洋到北极的广阔海域。其中，RAPID阵列最先开始(自2004年开始)对AMOC上肢强度最大的位置——北大西洋26.5°N区域进行长期观测[18]。RAPID阵列将湾流、西边界流、Ekman和质量补偿地转运输结合在一起，以获得整个流域范围的流函数，并通过计算垂直积分获得流函数积分的最大值，得到AMOC强度[19]。在海洋的再分析和模式数据中，AMOC也可以通过经向体积运输在纬向上的积分得到的流函数来估算与预测，其具体的计算公式如下：
| $ \psi(y, z)=\int_{z}^{\eta} \int_{x_{\mathrm{w}}}^{x_{\mathrm{e}}} v \mathrm{~d} x \mathrm{~d} z。$ |
其中：z是坐标向上增加的一个可选深度(经向输运积分最大值的位置); η是自由海面高度; xw和xe分别为所选深度处的西部和东部边界的位置[1]。在本次研究中，AMOC也可以通过经向体积运输在纬向上积分得到的流函数来估算与预测。参照以往研究，在再分析中，选用北大西洋26°N的最大流函数来计算AMOC的强度。根据本次研究的数值计算，北大西洋26°N处的AMOC的最大流函数对应的深度位置约为1 000~1 100 m左右，与观测的RAPID阵列反映的AMOC最大深度1 100 m的位置接近。
AMOC的回归分析：基于线性回归分析，探究海洋变量(因变量：海表面温度、海洋热量、盐量含量变化)对AMOC变异(自变量) 的响应。本文中，“AMOC +”表示在±1.5年的线性回归分析下，AMOC增加的情况; 而“AMOC-”表示在±1.5年的线性回归分析下，AMOC降低的情况。这里需要说明的是，本文使用的AMOC+和AMOC-并非表示AMOC变异强度高于和低于AMOC的气候态平均值，而是分别表示AMOC异常回归分析在对应中间年份所表现出的增加和减少的信号。图 1(b)为±1.5年线性回归分析下的AMOC+与AMOC-的逐年分布情况，即AMOC变异选用年际间(这里取3年)的变化趋势。年际间(3年)趋势下的AMOC变异(AMOC+ 与AMOC-)的数量及振幅贡献配比较为均衡。
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(y坐标表示前后1.5年的AMOC回归分析的斜率数值。y coordinate represents the slope value of the regression analysis on the ±1.5 years at each points of AMOC time series based on the ORAS4 data. ) 图 1 ORAS4数据的(a)26°N上西边界到东边界0~1 100 m积分的AMOC异常及(b)每个时间点处±1.5年线性回归下的AMOC变异 Fig. 1 (a) The AMOC anomaly integrated from the western boundary to the eastern boundary at 26°N in 0~1 100 m and (b) the AMOC variation under ±1.5 years linear regression at each time point |
为消除AMOC对全球海洋的影响作用的研究中ENSO(El Nino-Southern Oscillation)信号的干扰，本次研究对比了有、无ENSO信号时AMOC对全球海洋的影响作用的差异。研究结果发现，去除ENSO信号后AMOC对全球的影响作用与ENSO信号保留时接近，说明AMOC对海洋的影响不会受到ENSO控制的干扰。SST中的ENSO信号的去除方法为：
(1) 首先计算数据中的ENSO信号，本次研究采用赤道SST冷舌区域(6°N—6°S、180°—90°W)的平均SST异常指数(CTI)[20]作为ENSO指数。
(2) 回归分析：应用ENSO指数作为自变量(x)，对SST数据逐点进行回归分析SST=k·x+SSTnoENSO。其中，SSTnoENSO即为去除ENSO后的SST信号。
2 结果 2.1 AMOC变异对全球SST的影响的变化过程现代气候环境与古气候环境的主要区别在于温室气体排放导致的全球变暖的不断加速。20世纪50年代后，全球气候开始迅速升温，20世纪80年代以后地表辐射强迫加速上升。作者认为20世纪50年代到80年代为辐射强迫较弱的早期。20世纪80年代以后为辐射强度更高的现代时期。为了研究不同地表辐射强迫条件下AMOC变化对全球气候的影响，本文选择了包含早期和现代时间的海洋再分析资料ORAS4数据(时间段：1958—2016年)。图 2显示了北大西洋、北半球以及全球有无ENSO信号的海表面温度逐月异常对AMOC变率响应的时间变化。图 2中每个时间点上都对应有AMOC+和AMOC-的结果，计算的过程为将每个时间点前后5年的AMOC+(AMOC-)时对应的SST响应取平均作为该时间点的AMOC+(AMOC-)时的SST响应。这个计算过程解决了再分析数据时间段较短，难以发现AMOC对SST影响的时间变化的转折点(1982年附近)这一问题。
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图 2 ORAS4数据中(a)保留、(b)去除ENSO信号的情况下北大西洋和北太平洋SST对AMOC的响应; (c)保留、(d)去除ENSO信号情况下北半球SST对AMOC的响应; (e)保留、(f)去除ENSO信号情况下全球SST对AMOC的响应 Fig. 2 The North Atlantic and North Pacific Ocean SST response to AMOC with (a)and without(b) ENSO signals retained; the response of SST to AMOC in the northern hemisphere with (c)and without(d); ENSO signals retained; and the response of global SST to AMOC with(e) and without(f) ENSO signals retained in ORAS4 data |
在20世纪80年代之前，几乎所有海表面温度逐月异常信号(有、无ENSO信号)都与AMOC变率呈现着正反馈的响应特征。也就是说，AMOC携带着巨大的北向的热量输送，从而主导北大西洋、北半球，甚至是全球海洋的温度的异常变化。AMOC强度的增强会带来北半球海表面温度普遍升高的信号，而AMOC强度的减弱则总是伴随着北半球，甚至全球海洋的整体冷却。因此，在地表辐射强迫较弱的时期，北大西洋乃至北半球的SST响应机制与古气候记录和现代海洋模式同化所揭示的气候对AMOC变率响应的物理机制一致。在古气候记录和现代海洋模式中，AMOC增强时，北大西洋向极的热输送增强，引起北大西洋乃至北半球的SST呈现正异常。而AMOC减弱时，向极热输送减弱，北大西洋乃至北半球的SST呈现负异常。
然而，海表面热量分配系统在1983—2016年间对模型执行了完全相同的AMOC强度变异的线性回归分析，全球海洋表面温度(有、无ENSO信号)变化的响应却均显示出与1958—1982年间相反的SST响应特征(见图 2，3)。随着20世纪80年代以后持续的全球气候变暖，AMOC-情况下的北半球海洋表面往往会比AMOC +的情况下保留更多的热量(温度异常)。这一结果证实了“AMOC变异在不同辐射强迫的温室气体作用下对全球气候的影响可能不同”的假设。图 3显示，1982年之前，AMOC增强对应北半球的显著的大面积的增温和南半球的部分降温; 而AMOC减缓对应的气候变化特征正好相反，即AMOC变异尤其对北半球大部分地区海表面的气候响应呈现正反馈的变化特征，而对南半球呈现负反馈的影响。在1982年之后，AMOC变异对北半球海表面的气候响应呈现负反馈的变化特征，而对南半球呈现正反馈的影响。
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(对AMOC+(-)响应的平均代表所有AMOC+(-)月份的SST异常的平均。Among them, the average response to AMOC + (-) represents the average of all AMOC + (-) month's SST anomalies. ) 图 3 ORAS4数据中1958—1982年间全球SST异常对AMOC+(a)、AMOC-(b)的响应的平均; (c)1983—2016年间全球SST异常对AMOC+(c)+AMOC-(d)的响应的平均 Fig. 3 Average of global SST anomaly response to AMOC+(a), AMOC-(b)during 1958—1982; average of global SST anomaly response to AMOC+(c), AMOC-(d) during 1983—2016 in ORAS4 data |
海洋的温度和盐度对海水密度的控制作用显著，是控制海洋垂直运动的主要因素[21]。为了解释AMOC变异引起海水在不同表面辐射强迫条件下的热量下沉机制，本文描述了上层海洋(0~300 m以深)和中深层海洋(300~1 500 m以深)的温度和盐度的响应特征。在1958—1982年间，全球上层海洋的热量响应相比较于中深层海洋更为显著。AMOC的影响显示出全球信号，全球海洋热含量异常高于北半球和北大西洋。当AMOC增强时，全球上层海洋会呈现正温度异常，而在AMOC减缓情况下，全球上层海洋降温速度增强(见图 4)。也就是说，在辐射强迫条件较弱的时期，AMOC变异主要影响全球上层海洋的热量变化。
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图 4 ORAS4数据中1958—1982年间北大西洋(a)、北半球(b)和全球(c)海洋热含量对AMOC+(AMOC-)的响应的平均; 1983—2016年间北大西洋(d)、北半球(e)和全球(f)海洋热含量对AMOC+(AMOC-)的响应的平均 Fig. 4 The average response of North Atlantic Ocean (a), Northern Hemisphere (b) and global (c) ocean heat content to AMOC+ (AMOC-) from 1958 to 1982; the average response of North Atlantic Ocean (d), Northern Hemisphere (e) and global (f) ocean heat content to AMOC+ (AMOC-) from 1983 to 2016 in ORAS4 data |
在海表面辐射强迫较强的现代时期，AMOC增强时，全球上层海洋的热含量呈现明显下降的信号。相反，当AMOC减速时，上层海洋开始失去更少热量(见图 4)。这些现象与1958—1982年间的SST变化对AMOC变异的响应情况正好相反。在1982年之后，从全球平均的角度来看，AMOC增强的情况下，上层海洋热量下降的幅度要大于AMOC减弱的情况。这种现象在大西洋、南太平洋、南印度洋和北极这些中高纬度大部分海洋中尤为明显(见图 4)。期间中深层海洋热含量异常仍然呈现着与AMOC变异显著地正反馈响应特征，但是对应的深层海洋热量反馈要明显的强于1982年之前(见图 5)。也就是说，在具有较高的辐射强迫条件的现代时期，AMOC主要通过影响海洋向深层的热量下沉来调控全球气候变化。
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图 5 ORAS4数据的1983—2016年间0~300 m海洋热含量变化对AMOC+(a)和AMOC-(b)的响应的平均; 300~1 500 m海洋热含量变化对AMOC+(c)和AMOC-(d)的响应的平均 Fig. 5 The average response of 0~300 m ocean heat content changes to AMOC+(a) and AMOC-(b); the average response of 300~1 500 m ocean heat content changes to AMOC+(c) and AMOC-(d) from 1983 to 2016 in ORAS4 data |
在1982年之前，AMOC对北大西洋海域盐度的影响主要集中在上层海洋。在AMOC增强的情况下，北大西洋海域上层海洋呈现较大的盐度正异常; 而AMOC减弱的情况下，北大西洋上层海洋呈现较大的盐度负异常。中深层海洋对AMOC变化的响应较上层海洋小得多。这可能是因为1982年之前AMOC向深层海洋传递温盐异常的能力相对较弱。因此在早期气候中，AMOC对北大西洋海洋热量的影响主要集中在上层。
在1982年之后，AMOC增强时，北大西洋上层海洋的盐度异常为负(见图 6)，这与上层海洋温度的负异常相对应(见图 4)。而AMOC增强时北大西洋中深层海域的盐度和温度均为正异常(见图 6，4)。这说明AMOC增强时，更多的热、盐向北大西洋的中深层海洋传递，而上层海洋的热、盐量出现了损失。上层热、盐量下沉缓解了海洋表面人为强迫影响下加速升温的趋势。相反，如果AMOC强度减弱，北大西洋的上层海洋呈现热、盐正异常，而中深层海洋的热、盐度呈现负异常(见图 4，6)。这说明AMOC减弱时，更多的热、盐保留在了上层海洋，而不会沉入深海。从全球的角度来看，增加的AMOC将海洋表层吸收的热辐射转移到深层海洋，从而使得全球气候变暖减缓。同时，减缓的AMOC通过将更多的热量保留在上层海洋来进一步加速全球气候的变暖。因此，与20世纪80年代之前不同，在20世纪80年代之后AMOC对北大西洋乃至北半球的上层海洋的热量影响变成了负贡献。这主要是由于20世纪80年代之后，表面的加热作用逐渐增强的条件下，AMOC盐度作用驱动了副极地的热量更强的下沉作用，从而造成上层海洋的热量大量的向深层存储。
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(每个小图中的条形表示1958—1982、1983—2016年间上层海洋盐量含量对AMOC+(红色)和AMOC-(蓝色)的响应，及中深层海洋对AMOC+(玫红色)和AMOC-(青色)的响应。Among them, the bars in each small graph represent the response of the upper ocean salinity content to AMOC+ (red) and AMOC-(blue) between 1958—1982 and 1983—2016, and the mid-deep ocean to AMOC+ (rose red) and AMOC-(cyan) response. ) 图 6 ORAS4数据中(a)北大西洋、(b)北半球、(c)全球海洋在1958—1982和1983—2016年间0~300 m、300~1 500 m海洋盐量含量变化对AMOC+和AMOC-两种情况的响应的平均 Fig. 6 The average response of North Atlantic Ocean (a), Northern Hemisphere (b) and global (c) upper, mid-deep ocean salinity content to AMOC + and AMOC- from 1958 to 1982, 1983—2016 in ORAS4 data |
本次研究使用包含较弱辐射强迫的早期(1958—1982年)和较强辐射强迫的现代时期(1983—2016年)两个时间段的海洋再分析数据(ORAS4)，分析了两个时间段内北大西洋、北半球，乃至全球的海表面温度、海洋热含量、盐度含量对AMOC变异(AMOC+和AMOC-两种情况)的响应机制。本次研究验证了“AMOC在不同的温室气体辐射强迫作用下对全球气候的影响作用可能不同”的猜想，并进一步阐明了不同表面辐射强迫条件的早期和现代时期，AMOC变异对全球气候的影响机制。主要得到如下的结论：
(1) 在辐射强迫较弱的早期，AMOC变异对海洋的热量存储的正反馈作用主要体现在海洋上层。AMOC通过控制向中高纬度上层海洋的热量输送来控制全球平均的上层海洋温度变化。AMOC变异与全球表面温度变化呈现正反馈机制，即AMOC增强，全球气候异常升温，AMOC增强; 而AMOC减弱，全球气候趋向变冷，AMOC减弱。而与经典的AMOC变异与全球的海表面温度逐月异常变化的正反馈机制相似。
(2) 在表面辐射强迫较强的现代时期，AMOC变异对海洋的热量存储的正反馈作用由海洋的上层转移到了中深层海洋。AMOC主要通过高盐的作用控制中高纬度的热量下沉来调控全球气候变化。AMOC强度的增强驱使更多的热量下沉到中深层海洋，因此上层海洋大量失热，缓解了因为温室气体排放造成的海洋表面辐射强迫增强而带来的上层海洋的升温作用。而AMOC减缓的情况下，中高纬度表层盐度降低，热量不易下沉而是更多的维持在海洋的上层。即相比较于AMOC增强，AMOC减缓的情况下，全球海洋表面表现出更为剧烈的变暖。
基于上述成果分析，我们进行了进一步的推断：AMOC变异和表面辐射强迫的持续增强在20世纪以来观测显示的全球气候变暖中起着不可忽视的动力学作用。而21世纪全球变暖减缓可能与AMOC的引起的海洋深层热量存储作用密切相关，驱动了海表面的热量损失。本次研究从一定程度上解释了大气强迫作用下的海洋在气候变化中的不可忽视的重要作用，同时研究中所涉及到的问题将为进一步分析人类活动对气候变暖的贡献提供基础。
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