基于地球系统模式FIO-ESM v2.0 对1850～2014 年大西洋经向翻转环流变化的研究*

曹 茜 董昌明 夏长水

(1. 南京信息工程大学海洋科学学院 江苏南京 210044; 2. 南方海洋科学与工程广东省实验室 广东珠海 519000; 3. 自然资源部第一海洋研究所 山东青岛 266061; 4. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室区域海洋动力学与数值模拟功能实验室山东青岛 266237)

大洋环流主要包括海洋上层由风驱动形成的风生环流, 以及海表受热、蒸发降水不均匀等因素使温度、盐度发生变化导致表层密度变化而形成的热盐环流,大西洋经向翻转环流(Atlantic meridional overturning circulation, AMOC)是大洋热盐环流的重要组成部分。AMOC 作为实现全球气候系统能量循环的关键过程之一, 对经向热输送、极向淡水通量输送和全球气候系统能量平衡都具有十分重要的意义。根据前人的研究可以将AMOC 分为四个主要分支(于雷等, 2009;于子棚等, 2017): 海洋上层低纬度海域高温高盐海水向高纬度输送(Ganachaudet al, 2000), 拉布拉多海域的深水形成及自北欧海向南流经格陵兰-冰岛-苏格兰海脊形成的溢出流(Dicksonet al, 1994), 北大西洋深层水(North Atlantic deep water, NADW)的南向传输(Mauritzen, 1996)及大西洋中低纬度宽广海盆内的上升流(Stommel, 1961; Handohet al, 2003)。

AMOC 对海洋物质能量输送和全球气候变化有着非常重要的影响。早在1925 年, Merz (1925)根据大西洋盐度经向横截断面给出了大西洋表层及深层洋流的分布特征, 首次得出了 AMOC 的大致流动。AMOC 的存在有利于热量向高纬度传输, 相关研究表明AMOC 输送的热量占整个北半球由赤道向极地输送总热量的25% (Brydenet al, 2001), AMOC 承担了约70%的北大西洋副极地海域极向热量输送(Liet al, 2021)。AMOC 造成的热量重新分配会对全球气候变化产生影响, Meehl 等(2011)、Palmer 等(2011)、Trenberth 等(2012)等指出全球气候系统耗散的热量极有可能用于加热深海, 该现象可能是海洋经向翻转环流输送热量所致。Chen 等(2018)研究发现AMOC 减弱时会输送较少的热量到中深层海洋, 导致更多的热量停留在海洋表面, 从而加剧气候变暖。AMOC 的存在将大气与深层海洋之间的热量变化联系起来, 其研究对海洋和气候研究领域的发展都具有推动作用。

目前, 对于AMOC 的研究可以分为现场观测和数值模式两种研究手段。其实测资料多为断面观测资料, 如RAPID (rapid climate change programme)和OSNAP (overturning in the subpolar North Atlantic program) (Lozieret al, 2017)浮标阵列资料。Frajka-Williams (2015)利用2004～2014 年的RAPID 阵列观测建立了一个将中上层海洋输送的年际异常与海平面高度相联系的回归模型。Lozier 等(2019)运用为期21 个月的OSNAP 观测资料提出了AMOC 的驱动源地为格陵兰以东海域这一新观点。上述两种资料均存在准确性高, 但时间覆盖范围相对较短的特点。目前AMOC 的观测十分具有挑战性, 需要横跨整个盆地进行测量, 因此, 历史上可用于AMOC 长期变化研究的观测资料非常有限。

考虑到现场观测数据缺乏且卫星遥感难以获得深海要素资料, 数值模拟成为当前AMOC 研究的重要手段之一。不同模式产品都显示了AMOC 具有年代际振荡(Danabasogluet al, 2012; Delworthet al,2012; Muiret al, 2015, 2017; Bagatinskyet al, 2021),其周期性变化受多方面因素的影响。有研究指出,AMOC 年代际变化与北大西洋和北冰洋、北欧海之间的淡水交换相关(Delworthet al, 1997; Ortegaet al,2017; Liuet al, 2019)。Delworth 等(2000)研究发现AMOC 的低频变率主要通过海表热通量的变化引发AMOC 的变化。Jungclaus 等(2005)指出AMOC 低频振荡的周期是经向翻转环流及其热盐输送与密度异常再分配之间的延迟反馈造成的。也有研究表明, 盐度异常与温度异常具有相似的传播特征, 可以在一定程度上抵消温度对AMOC 变化的影响(Sévellecet al, 2013, 2015)。李晓兰等(2018)基于FGOALS-g2 (the flexible global ocean-atmosphere-land system model grid-point version 2)模拟结果指出AMOC 的低频振荡主要受温度、盐度的变化与海表风场作用的影响。此外, 大量研究表明AMOC 的年代际振荡与北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation, NAO)间存在相互作用(Timmermannet al, 1998; 周天军等, 2005;Danabasoglu, 2008; Wenet al, 2016)。Ma 等(2021)考虑了平均流动效应, 指出斜压Rossby 波向西传播速度的变化也会导致AMOC 多年代际变率周期的改变。由此可见, 目前在AMOC 的年代际振荡方面前人已经开展了大量研究, 但是对于AMOC 的年代际变化影响因素未有定论, 而且在很大程度上取决于研究所采用的模型产品不同。

考虑到AMOC 在高纬度海域的重水形成与海水的垂向混合相关, 我们选用考虑浪致混合作用改善了海洋环流垂向混合的FIO-ESM (First Institute of Oceanography-earth system model)模式产品进行研究。FIO-ESM 模式产品的最新版本为FIO-ESM v2.0(First Institute of Oceanography-earth system model version 2.0), Bao 等(2020)在对该模式进行多要素评估时简要介绍了 AMOC 的变化特点, 并指出FIO-ESM v2.0 对AMOC 有较好的模拟能力。本研究将在此基础上对AMOC 展开详细讨论。

本文将采用FIO-ESM v2.0 的165 a 模式产品(1850～2014 年)研究AMOC 的空间分布特征及年代际变化规律, 与观测资料及其他模式结果进行对比验证, 并分析AMOC 变化的可能影响因素。本文的结构安排如下: 第一部分是模式和资料方法介绍; 第二部分是结果与分析, 其中, 2.1 和 2.2 部分分别为AMOC 的空间分布特征和时间变化规律, 2.3 部分讨论可能原因; 第三部分是结论和讨论。

1 模式、数据和方法介绍

1.1 数值模式产品

本文主要采用FIO-ESM v2.0 的模拟结果进行研究, FGOALS-g3 (the flexible global ocean-atmosphereland system model grid-point version 3)和CESM2 (the community earth system model version 2)两种模式结果用于模式间的并行比较。耦合了海洋表面重力波动的气候系统模式FIO-ESM, 是在Qiao 等(2004)提出的非破碎海浪引起的海洋垂向混合理论(即浪致混合理论)的基础上建立的(Qiaoet al, 2013)。该模式在海洋环流模块中引入了浪致混合的作用, 通过改善海洋环流模块的垂向混合来提高模式在海洋和大气方面的模拟能力(廖华夏, 2017)。FIO-ESM v2.0 版本除考虑了浪致混合作用, 还考虑了海浪Stokes drift 对海气动量和热量通量的影响、海浪飞沫对海气热通量的影响、海表面温度(sea surface temperature, SST)日变化参数化方案及其对海气热通量的影响, 模式的分辨率介绍请见表1, 详细介绍请参见宋振亚等(2019)、Bao 等(2020)。

表1 FIO-ESM v2.0 分量模式介绍Tab.1 Introduction of FIO-ESM v2.0 component mode

我们从前期版本已经通过第五次耦合模式比较计划(coupled model intercomparison project 5, CMIP5)评估的模式中选取了用于与本文FIO-ESM v2.0 模式进行并行对比的模式产品, 其中一个是海洋模块与FIO-ESM v2.0 模式一致采用第二代并行海洋模式(parallel ocean program version 2, POP2)的CESM2 模式, 该模式由美国国家大气研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)研发而来; 另一个则选取了海洋模块与FIO-ESM v2.0 模式不同, 采用了LICOM3 的FGOALS-g3 模式, 该耦合模式由中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验(State Key Laboratory Modelling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamic, LASG)与清华大学地球系统科学研究中心(Center for Earth System Science, CESS)联合开发。两者在CMIP5 的评估中处于中等偏上水平, 因此我们将这两个模式产品用于与FIO-ESM v2.0 模式产品的并行比较。两者的详细介绍请分别参考Li 等(2020)和官方网站http://www.cesm.ucar.edu/, 本文不进行赘述。

本文采用上述模式生成的数值产品进行分析,包括: (1) FIO-ESM v2.0、FGOALS-g3、CESM2 的1850～2014 年历史模拟试验结果。该数据包含三个集合试验, 分别为: r1i1p1f1、r2i1p1f1、r3i1p1f1, 其中r、i、p、f 分别代表初始条件、初始化方法、扰动的物理参数设置和强迫场, r1i1p1f1、r2i1p1f1、r3i1p1f1对应三种不同初始条件下[将工业革命前参照试验(piControl)的301、330 和350 a 的1 月1 日数据作为初始条件进行三个历史模拟]的模拟试验。(2) FIOESM v2.0 模式的未来情景预测试验结果。未来情景预测试验中不同实验场景表示为不同共享社会经济路径(shared socioeconomic pathway, SSP)与辐射强迫典型浓度路径 (representative concentration pathway, RCP)的矩形组合, 本文采用SSP2-4.5 的模拟结果, 即在中等发展路径下 2100 年辐射强迫达到 4.5 W/m2(RCP4.5)的情景(张丽霞等, 2019)。本研究主要采用上述数值产品中的水平方向流速、SST、海表盐度(sea surface salinity, SSS)、蒸发、降水、风速、海冰分布等变量, 以上模式数据可通过 CMIP6 官网(https://esgf-node.llnl.gov/search/cmip6/)获得。

1.2 观测资料和再分析产品

本文选用的观测资料包括以下两种: (1) 26.5°N附近的RAPID 断面观测资料。其时间覆盖范围为2004 年4 月至2014 年3 月, 数据时间间隔为12 h, 可从www.rapid.ac.uk/rapidmoc 获取。(2) OSNAP 浮标阵列资料。OSNAP 观测系统由OSNAP West、OSNAP East 两部分组成, OSNAP West 从拉布拉多大陆架东南部延伸到格陵兰岛的西南端, OSNAP East 从格陵兰岛的东南端延伸到苏格兰大陆架(Lozieret al,2019), 其经向翻转环流数据为2014 年7 月至2018年6 月的月平均结果, 可从www.o-snap.org 获取。

再分析资料选取美国极地科学中心水文气候数据集(the Polar Science Center Hydrographic Climatology,PHC3.0)的年平均SST 和SSS 资料, 其垂向分层为33层, 水平分辨率为1°×1°。该资料可在http://psc.apl.washington.edu/nonwp_projects/PHC/-Climatology.htm l 获取。

1.3 AMOC 计算方法

有关AMOC 强度的研究通常用流函数来表征,AMOC 流函数的推导过程如下。不可压缩流体的速度场满足体积连续性方程:

其中,x为纬向距离;y为经向距离;z为深度;u,v,w分别对应x,y,z方向的速度。将式(1)沿纬向进行积分:

整理式(2)左边得:

其中,x1、x2分别对应大西洋西边界和东边界所在的纬向位置, 两者均为y、z的函数。

由于大洋边界处受到摩擦作用的影响速度很小,

对于散度为0 的速度场, 可以取流函数ψ(y,z)与之建立联系。流函数ψ(y,z)可以表示为

通过对式(7)进行积分得到AMOC 流函数的计算公式:

其中,t为时间。

本研究利用模式的经向流速v和公式(8), 计算了FIO-ESM v2.0、FGOALS 和CESM2 的AMOC 流函数。

2 结果与分析

2.1 AMOC 的空间分布特征

利用FIO-ESM v2.0 的1850～2014 年月平均数值模式产品, 根据公式(8)绘制了深度-纬度坐标下AMOC 流函数分布图, 如图1a 所示。从图1a 可以看出, FIO-ESM v2.0 可以合理地模拟出AMOC 的空间分布特征。由于面向流动方向, 流函数的高值位于右手侧, 通过该方法我们可以根据流线两侧高值所在侧的位置判断海水运动的方向, 由此可知经向流动分为红色填色区域的顺时针流动和蓝色填色区域的逆时针流动两个部分, 从表层到底层分别呈现出向北、向南和向北流动的三层结构。上层显示了表层海水的北向输送, 在60°N 附近变重下沉, 继而在中层2 000～3 000 m 深度附近向南回流, 该结果与前人对于AMOC 的理论认知和研究结果基本一致(李晓兰等,2018); 下层在4 000～5 000 m 深度附近的底层水存在北向流动。FIO-ESM v2.0 的模拟结果显示1850～2014年平均的AMOC 最大值(本文中定义为AMOC 流函数的最大值)出现在40°N、1 000 m 深度附近, 最大值为 30.35×106m3/s; 26.5°N 处 AMOC 的最大值为15.29×106m3/s, 最大值所在深度为 707 m, 与FGOALS-s2 最大值所在深度731 m 十分接近(黄文誉等, 2014)。图1b 给出了大西洋20°～60°N 处平均和26.5°N 处AMOC 流函数随深度的变化曲线。从图中可以看出, 20°～60°N 处在2 500 m 以上的水体主要呈现顺时针方向流动, 2 500 m 以深出现强度偏弱的逆时针流动, 较强的南向回流位于700～3 500 m 深度处。在26.5°N 处南向回流所在深度与20°～60°N 处相似, 但其强度明显增强, 这是由26.5°N 处大西洋深层流场存在十分强烈的西边界流造成的。

图1 FIO-ESM v2.0 模拟的1850～2014 年平均的大西洋经向翻转环流(AMOC)流函数分布图Fig.1 The average distribution of the Atlantic meridional overturning circulation (AMOC) stream function from 1850 to 2014 as simulated by FIO-ESM v2.0

2.2 AMOC 的时间变化规律

2.2.1 变化趋势的对比检验及模式间并行比较 为讨论 AMOC 随时间的变化特征, 图 2a 给出了FIO-ESM v2.0 的三个集合试验(r1i1p1f1、r2i1p1f1、r3i1p1f1)及三者的平均在26.5°N 处AMOC 最大值模拟结果的时间序列, 并与RAPID 实测资料进行了对比验证。r1i1p1f1、r2i1p1f1、r3i1p1f1 模拟的RAPID观测数据期间(2004 年4 月至2014 年3 月)、26.5°N处AMOC 最大值及三者平均值分别为18.76×106,18.70×106, 19.21×106, 18.90×106m3/s。模拟结果显示三个集合试验的变化趋势相似, 在1850～1900 年间,模式模拟的26.5°N 处AMOC 最大值缓慢增加, 从20世纪开始呈现总体下降趋势, 在1935 年前后下降尤其迅速且1945 年附近出现极小值; 1945～1980 年期间AMOC 最大值再次缓慢上升而后减弱, 特别是在2000 年前后, AMOC 最大值下降十分急剧, 该反复升降现象的出现可能与AMOC 存在年代际振荡有关。

图2 26.5°N 处AMOC 最大值的时间序列Fig.2 Time series of AMOC maximum at 26.5°N

为通过不同模式间的比较来评估FIO-ESM v2.0 模式产品的模拟效果, 图2b 给出了FIO-ESM v2.0 模拟实验的平均和FGOALS-g3、CESM2 模式产品的26.5°N处AMOC 最大值模拟结果的时间序列。从图像中可以看出, FGOALS-g3 模式产品的变化幅度明显大于CESM2和FIO-ESM v2.0, 三者的AMOC最大值在2004年后与RAPID 实测资料总体变化趋势相似, 都存在明显下降, 但模式产品的下降幅度小于实测值, RAPID 的结果在2004～2008 年与FIO-ESM v2.0 模式产品较接近,2008 年之后由于观测流量显著减小, 二者差异增大,在2009～2014 年RAPID 的结果与FGOALS-g3 模式产品在数值上更接近。为进一步验证模式模拟AMOC 的准确性, 将模式结果与RAPID 实测资料的数值进行比对, 对比发现FGOALS-g3、CESM2 模拟的RAPID 观测数据期间, 26.5°N 处AMOC 最大值的平均分别为15.86×106和20.46× 106m3/s。此外, FGOALS-s2 模式模拟的26.5°N 处AMOC 最大值为20.5×106m3/s (李晓兰等, 2018), FGOALS-g2 模式的模拟结果为23.5×106m3/s(黄文誉等, 2014)。与其他模式结果相较, FIO-ESM v2.0模式产品的结果与同时期来自RAPID 观测的结果17.8×106m3/s 比较接近。

2.2.2 年代际变化特征 AMOC 最大值的时间序列显示在其总体变化趋势之下, AMOC 还存在年代际尺度的异常增减现象, 该现象与AMOC 的低频振荡有关。图3a 给出了FIO-ESM v2.0、FGOALS-g3 和CESM2 模式产品1850～2014 年AMOC 指数[本文中采用李晓兰等(2018)的方法, 将AMOC 指数定义为500 m 深度以下, 20°～60°N 区域内AMOC 流函数的最大值, 与前文所定义的AMOC 最大值相比, 该指数忽略了上层风生环流的影响]模拟结果的时间序列。从图中可以看出, FIO-ESM v2.0 和FGOALS-g3 模拟的AMOC 指数总体呈现下降趋势, 通过线性拟合得出两者每年减弱约0.079 1×106和0.035 9×106m3/s, 而CESM2 模拟结果呈现每年约0.029 5×106m3/s 的增加。为进一步分析不同模式模拟AMOC 的年代际振荡周期,我们将AMOC 指数的时间序列首先进行去除线性趋势和平滑的处理, 以减弱随机误差的影响, 而后进行谱分析(图 3b), 通过 95%检验信度的红噪声检验发现FIO-ESM v2.0、CESM2 模式产品AMOC 指数的显著性周期均为55 a, 该研究结果与GFDL 早期版本海气耦合模式模拟的50 a 左右的年代际振荡周期(Delworthet al,1993)及NCAR 的CCSM4 模式结果显示AMOC 存在50～200 a 的周期(Danabasogluet al, 2012)相似;FGOALS-g3 模拟AMOC 的显著性周期呈现25 和11 a左右的双峰结构, 该模式的前一代产品FGOALS-g2 同样存在双峰型的周期(Huanget al, 2014)。

图3 FIO-ESM v2.0、CESM2、FGOALS-g3 模式产品1850～2014 年AMOC 指数的时间序列及功率谱分析Fig.3 Time series and power spectrum analysis of AMOC index of FIO-ESM v2.0, CESM2 and FGOALS-g3 products from 1850 to 2014

2.2.3 长期、年代际变化的发生海域及原因分析 上文中, 根据FIO-ESM v2.0 模式产品的AMOC 指数时间序列, 我们获得了AMOC 的总体变化趋势及年代际变化特征, 接下来将对导致AMOC 出现总体减弱和周期型振荡的主要发生海域进行讨论。AMOC 主要表现为表层高温、高盐的海水向北输送在高纬度海域变重下沉, 形成北大西洋深层水的过程。因此,AMOC 的强弱与高纬度海域表层海水的密度变化、对流下沉和深水的形成密切相关。本文采用Swingedouw等(2007)的方法将北大西洋高纬度海域分为3 部分进行研究, 分别为Labrador 海(48°～66°N, 42°～61°W)、Irminger 海(48°～66°N, 10°～42°W)和GIN (Greenland-Iceland-Norwegian)海域(66°～80°N, 14°W～20°E), 以上3 个海域在图4 中用红框进行了标注。

图4 给出了FIO-ESM v2.0 模拟的1850～2014 年平均的冬季混合层深度、表层海水密度分布及其长期变化趋势。表层海水密度与表层海水的下沉直接相关,混合层深度则可以一定程度上表征下沉、对流的强度,本文中的混合层深度定义为密度大小与表层海水密度差异不超过0.03 kg/m3的最大海水深度, 海水密度通过模式的温盐资料计算得出, 冬季范围参照Huang等(2014)选取每年12 月至次年4 月。由图4a、图4b可以看出, Labrador、Irminger 以及GIN 海域的表层海水密度、混合层深度明显大于周围海域, 周围海域的冬季混合层深度大多处于0～200 m 之间, Labrador、Irminger 及GIN 三个海域的冬季混合层深度最大值均超过600 m, 特别是Irminger 海域, 最大值达1 000 m以上。该现象表明Labrador、Irminger 以及GIN 三个海域的表层海水下沉及对流十分活跃, 对AMOC 在高纬度海域的深水形成贡献显著。

图4 FIO-ESM v2.0 模式产品1850～2014 年平均的冬季混合层深度、表层密度及其长期变化Fig.4 Average depth of mixed layer, surface density, and their long-term changes of FIO-ESM v2.0 model products from 1850 to 2014 in winter

AMOC 指数总体呈现减弱趋势, 为明确AMOC减弱的主要发生海域, 图4c、图4d 给出了FIO-ESM v2.0 模式产品1850～2014 年冬季表层海水密度和混合层深度的长期变化趋势。在Labrador、Irminger 及GIN三个海域, 表层海水密度均总体呈现减小趋势。其中,Labrador 和GIN 海域减小十分明显; Irminger 海域总体减小缓慢, 中部海域变化不大, 西北大陆沿岸出现密度增大现象。此外, Labrador 海域的冬季混合层深度总体减小, 在格陵兰岛南部沿岸存在正异常, 通过面积加权平均得到该海域的冬季混合层深度变化为-0.642 m/a; Irminger 海域北部及东部大陆沿岸冬季混合层深度有明显增加, 中部及南部海域混合层深度变浅, 总体呈现-0.35 m/a 的减弱趋势; GIN 海域与Labrador、Irminger 海域差异较大, 其中部及东北部沿岸冬季混合层深度明显增加, 周围海域减小缓慢, 通过面积加权平均得到该海域冬季混合层深度呈现0.01 m/a 的增加趋势。其中, Labrador、Irminger海域的混合层深度长期变化趋势的分布与黄文誉等(2014)的研究结果相似都呈现减弱趋势, 但在GIN 海域两者差异明显, 选取同期(1980～2005 年) FIO-ESM v2.0 模式产品比较发现GIN 海域的冬季混合层深度减弱, 与前人研究成果一致, 但其1850～2014 年的冬季混合层深度呈现总体增加的长期变化特征, 说明模式产品前期(特别是1895～1945 年)的混合层深度加深较明显, 该现象可能与高纬度海域的海冰分布有关。下面, 我们将对海冰分布情况进行分析。

图4d 显示大西洋西北部海域表层密度下降明显,对应海域的冬季混合层深度和表层密度较小且混合层深度减小十分缓慢, 这与北极海冰的分布密切相关。图5 给出了FIO-ESM v2.0 模式产品1850～2014年平均的冬季海冰厚度分布及15%海冰密集度的变化情况。由图5 可知, 混合层深度浅且海表密度下降较快的北部海域海表有大量海冰覆盖。表层海冰的存在阻隔了海气热量输送及海表风应力的影响, 减弱大气强迫造成的海水扰动, 因此在海冰覆盖海域混合层深度较小。随全球气候变暖, 高纬度海域海表温度增加导致海冰融化。由于融冰盐度明显低于海水,因此随海冰融化, 冰覆盖下表层海水盐度、密度减小,导致其层结更加稳定, 对应表层海水下沉减弱、混合层深度减小。图4c 显示在格陵兰岛南部、斯瓦尔巴南部沿岸和GIN 中部海域存在冬季混合层深度呈显著加深趋势的带状海域, 根据15%的海冰密集度等值线变化可知混合层深度加深的位置多位于海冰覆盖海域的周围。这是由于海冰融化导致北极冰覆盖面积减少, 在15%海冰密集度等值线附近, 虽然表层密度减小, 但由于海冰阻隔作用的消失, 海表受大气强迫及海水在风应力扰动下混合较原来增强的影响,混合层深度增加。

图5 FIO-ESM v2.0 模拟的1850～2014 年平均的冬季海冰厚度Fig.5 The average winter sea ice thickness from 1850 to 2014 as simulated by FIO-ESM v2.0

为进一步明确不同海域下沉、对流变化与AMOC周期性振荡的关系, 图6 给出了r1i1p1f1、r2i1p1f1、r3i1p1f1 三种模拟试验下1850～2014 年Labrador、Irminger、GIN 海域面积加权的冬季混合层深度、海表密度与对应试验下AMOC 指数变化的相关性。三种模拟试验下Labrador、Irminger 海域冬季混合层深度与AMOC 指数均呈现正相关, GIN 海域冬季混合层深度与AMOC 指数仅在r1i1p1f1 中呈现较弱的正相关, r2i1p1f1、r3i1p1f1 情况下呈现较弱的负相关, 这是由于受到北极海冰融化的影响, GIN 海位于海冰覆盖轮廓周围的海域出现大面积的混合层深度加深。海表密度在Labrador、GIN 海域与AMOC 指数的相关性较好, 在Irminger 海域两者相关性较弱。因此相较Irminger 海域, Labrador、GIN 海域海表密度变化造成的海水下沉对AMOC 强度变化的贡献更加明显。

图6 FIO-ESM v2.0 三个模拟试验1850～2014 年的冬季混合层深度、海表密度与对应模拟试验AMOC 指数时间序列的相关性Fig.6 The three simulation experiments of FIO-ESM v2.0 in simulating the correlation between the depth of the mixed layer and the surface seawater density from 1850 to 2014 in winter and the AMOC index time series of the corresponding simulation experiments

综上, AMOC 的形成与Labrador、Irminger 以及 GIN 三个海域的深对流及深水形成密切相关。1850～2014 年AMOC 强度总体减弱时, Labrador、Irminger 海域的混合层深度逐渐变浅, GIN 海域混合层深度受北极海冰融化的影响异常缓慢加深。Huang 等(2014)通过FGOALS-g2 模式产品的研究指出AMOC 的年代际变化与Labrador 海域发生的对流密切相关, FIO-ESM v2.0 模式产品结果在此基础上增加了Irminger、GIN 海域的影响, 研究发现Labrador、Irminger 海域冬季混合层深度变化揭示的对流现象以及Labrador、GIN 海域表层海水密度变化造成的海水下沉对AMOC 强度的周期性振荡贡献较明显。

2.3 AMOC 变化的影响因素

上文中分海域对AMOC 的变化规律进行了讨论,接下来我们主要就造成 AMOC 变化的因素展开分析。根据OSNAP 资料可知观测时段内AMOC 强度约为16.8×106m3/s (图7), 强度随时间的变化主要受东部断面(GIN、Irminger 海域)的影响, 西部断面(Labrador 海域)AMOC 强度在2.6×106m3/s 左右, 且随时间的变化较东部断面而言不明显。FIO-ESM v2.0模拟结果显示东部和西部断面的AMOC 强度变化幅度都在5×106m3/s 左右, 西部断面的AMOC 强度与观测值总体相差不大, 东部断面的AMOC 强度明显高于西部, 但其远小于观测值。

图7 FIO-ESM v2.0 模拟结果与OSNAP 观测资料的AMOC 强度比较Fig.7 Comparison of AMOC intensity in FIO-ESM v2.0 simulations and OSNAP observations

为分析该现象出现的原因, 我们随机选取FIO-ESM v2.0 的一种集合试验进行讨论, 本文以r3i1p1f1 试验为例, 将模式产品1850～2014 年平均的SST、SSS 与PHC3.0 再分析资料进行比较, 如图8所示。从图8 可以看出, 模式与实测资料的SST、SSS在本研究海域均呈现随纬度增加不断减小的空间分布特征, 且SST、SSS 模式结果与实测数据的差值的空间分布总体相似。GIN 海域模式模拟的SSS、SST结果较观测值普遍偏低, 而通过比较高纬度海域SSS、SST 和海表密度的分布可知SSS 相较SST 对海表密度的影响更加明显。因此, GIN 海域模拟的海表密度受SSS 的影响数值上小于实际值, 导致该海域更少的水体下沉从而得到弱于 OSNAP 观测断面的AMOC 强度结果。

图8 FIO-ESM v2.0 模拟的海表温度(SST)、海表盐度(SSS)与PHC3.0 资料的比较Fig.8 Comparison of FIO-ESM v2.0 simulated sea surface temperature (SST), sea surface salinity (SSS), and PHC3.0

除SST、SSS 以外, AMOC 强度的变化还受到其他多方面因素的影响, 为分析AMOC 变化的影响机制, 本文主要就 SST、SSS、蒸发量减降水量(evapotranspiration minus precipitation,E-P)、气压和风速等方面展开讨论。本文以FIO-ESM v2.0 模式的r3i1p1f1 试验为例, 通过谱分析发现该试验模拟的AMOC 具有27.5 a 左右的年代际振荡周期。根据图2a 中 AMOC 最大值的时间序列, 我们选取 3 个AMOC 强度极大值年份(1872 年、1929 年、2006 年)的平均就各要素变化情况展开讨论。

图9 给出了r3i1p1f1 情况下模式产品SST、SSS模拟结果的超前-滞后空间分布情况。根据r3i1p1f1试验模拟的AMOC 周期, 我们选取AMOC 达到极大值前后28 a 期间为研究时段, 通过计算AMOC 强度极大值之前/后某年的平均与165 a 模式产品平均的差值得到该超前/滞后年份SST、SSS 的异常分布。从图9 中可以看出, SST 和SSS 的异常大致呈现相同符号。通过SST、SSS 异常与海表密度异常分布情况的比较得出SSS 与海表密度分布更加接近, 因此, 高纬度海域海表密度的变化受 SSS 影响更加明显。在AMOC 强度达到极大值时, Irminger、GIN 海域的SST和SSS 多呈现正异常, Labrador 海域的SST 和SSS 呈现负异常(图9d)。GIN 海域的SST、SSS 异常分布与超前、滞后28 a 时的分布结果相似, 与超前、滞后15 a 时的分布结果呈现反位相。AMOC 达到极大值前15 a 内GIN 海域的SST 逐渐增加, 由负异常转变为正异常, SSS 先增加后减小, 在AMOC 强度达到极大值时SST、SSS 异常均为正值, 而后随SST 和SSS 逐渐减弱发生位相的反转在AMOC 强度达到极大值后15 a 两者均呈现负异常。Labrador 海域的SST、SSS异常分布与GIN 海域相反, 超前、滞后28 a 与AMOC强度达到极大值时分布相似多呈现负异常, 而在超前、滞后15 a 时两者多呈现正异常; Irminger 海域在超前、滞后28 a 时与AMOC 强度达到极大值时相似,SSS 和SST 在左侧海域为低值, 超前、滞后15 a 时与之相反。

图9 SST (填色)、SSS (等值线)异常的超前-滞后空间分布情况Fig.9 The lead-lag spatial distribution of SST (shading) and SSS (isoline, unit: psu)

图10 给出了r3i1p1f1 情况下模式产品中海表气压的超前-滞后空间分布情况, 从图10 可以看出, 在AMOC 强度达到高值的年份(T=-28、T=-28 和T=0 时),Labrador、Irminger 及GIN 海域海表气压表现为低压异常, 低压中心多分布于GIN 海域, 在30°～50°N 区域多表现为高压, 其高压中心在经向上多分布于55°W和0°附近; 在AMOC 强度达到低值的年份(T=-15、T=15 时), 高纬度海域海表气压多表现为高压异常, 中纬度海域多表现为低压异常。海表气压的分布与图8中SST、SSS 的分布具有很好的相关性, 在SST 较高时, 气流上升, 海表气压场表现为低压, 反之亦然。随AMOC 强度增强, Labrador、Irminger 以及GIN 三个海域的海表气压减小, 在AMOC 强度出现极大值后, 海表气压逐渐增大。这种北大西洋地区副极地低压(冰岛低压)和副热带高压(亚速尔高压)间的大尺度跷跷板结构即为NAO, AMOC 的周期性变化可能与NAO 之间存在关联, 为明确它们之间的联系, 我们结合风速分量展开进一步的讨论。

图10 海表气压场的超前-滞后空间分布情况Fig.10 The lead-lag spatial distribution of sea surface pressure field

图11 和图12 给出了经向风速、纬向风速的超前-滞后空间分布情况。在AMOC 强度达到高值的年份(T=-28、T=28 和T=0 时), NAO 强度较强, 在40°N 以北区域, 经向风速在东部海域出现显著的正异常, 西部海域出现负异常; 纬向风速在南部海域出现显著的正异常, 北部海域出现负异常。在表层海水流经的40°～60°N 海域, 纬向风表现为西风增强,受地转作用的影响, 西风会诱导偏南方向的流动,因此, 在AMOC 达到极大值时, 表层向北的海水流动受抑制。

图11 经向风速的超前-滞后空间分布情况Fig.11 The lead-lag spatial distribution of meridional wind speed

图12 纬向风速的超前-滞后空间分布情况Fig.12 The lead-lag spatial distribution of zonal wind speed

此外, 蒸发、降水对海表密度的变化存在重要影响, 图13 给出了E-P异常的超前-滞后空间分布。从图中可以看出, AMOC 强度达到高值的年份时(T=-28、T=28 和T=0 时), GIN 海域的降水量普遍大于蒸发量; Labrador 海域的降水量普遍小于蒸发量;Irminger 西部海域降水量普遍小于蒸发量, 东部海域降水量普遍大于蒸发量。这是由于在AMOC 强度达到高值的年份时, GIN、Irminger 海域海表气压低, 空气上升遇到冷空气形成降水较多, Labrador 海域的SST 较低, 较少的空气上升使得降水量表现为负异常;蒸发量在Labrador、Irminger 海域为正值, 中心位于(30°W, 55°N)附近; 在GIN 海域多呈现负值(蒸发量、降水量图略)。在蒸发、降水的共同作用下, AMOC 强度达到高值的年份GIN 海域的E-P多表现为负值;Labrador 海域的E-P多表现为正值; Irminger 西部海域为正异常, 东部表现为负异常。AMOC 强度达到低值的年份各海域的E-P异常与之相反。E-P的变化与气压场分布相关, 当E-P为负异常时, 降水量大于蒸发量, 对应图10 中表面气压的负异常区域。

图13 E-P 的超前-滞后空间分布情况Fig.13 The lead-lag spatial distribution of E-P

综上可知, 在AMOC 强度增强的过程中, 高纬度海域的SST 增强, SSS 及海表密度先增强后减弱,SST 增强导致海表气压降低使得南北方向气压差增大, 在AMOC 强度极大值的年份海表气压场在高纬度海域呈现显著的负异常, 风场、NAO 又与气压场的变化密切相关, SST、风速及气压的变化影响E-P。AMOC 强度的变化受到以上6 个要素的影响且各要素之间可能存在关联。因此, 想要充分了解各要素和AMOC 强度的先后变化关系还需要进一步的验证。

由于AMOC 强度随时间的变化主要受东部断面(GIN、Irminger 海域)的影响, 因此, 图14 仅给出了GIN、Irminger 海域SST、SSS、海表密度、蒸发、NAO 指数[采用Li 等(2003)的定义方法计算得到]及AMOC 指数等多要素异常变化的超前-滞后分布。从图14 可以看出, 海洋表层的密度变化与SSS 和SST的变化密切相关, AMOC 指数变化滞后于海表密度约4 a。从图9 温盐分布的超前-滞后关系可知SSS 达到最大值的时间略早于SST, 蒸发受到风速和SST 的共同影响, 通常气温高或风速大时蒸发较强, 风速变化落后于SST, 与气压场、NAO 的变化密切相关。

图14 AMOC 极大值年的多影响要素与AMOC 指数异常变化的超前-滞后关系Fig.14 Lead-lag relationship between the multiple influencing factors of AMOC maximum year and the abnormal change of AMOC index

根据上述各要素间的制约关系, 图15 所示给出了AMOC 强度与各要素的变化关系示意图。当SSS增加时, 高纬度海域表层密度增加, AMOC 强度随之增强, 更多的表层海水向深层输送, 因此, 需要低纬度海域更多高温高盐海水向北输送进行补偿, 从而促进了高纬度海域SST、SSS 进一步增加, 高纬度海域SST 的增加有利于气流上升导致海表气压减小,NAO 强度随之增大, 在压强梯度力以及地转的共同作用下, 西风增强, 受地转作用的影响向北的表层流动受到抑制。随SST 升高, 气流上升与冷空气凝结形成的降水也随之增加, 海表的蒸发、风速和SST 相关,随高纬度海域 SST 和风速的增加, 蒸发随之加强,E-P受蒸发降水的共同影响。此外, 高纬度海域SST增加促进了海冰融化, 更多的淡水注入海洋导致SSS减小。表层海水密度在SST 和SSS 的共同影响下逐渐减小, 高纬度海域表层海水的下沉减弱, AMOC 强度减弱, SST、蒸发等要素发生反向变化。

图15 AMOC 影响因素示意图Fig.15 Schematic diagram of AMOC influencing factors

3 结论

本文采用地球系统模式FIO-ESM v2.0 的165 a模式产品(1850～2014 年)分析了AMOC 的时空分布特征, 研究发现模式可以合理地模拟出大西洋表层海水向北输送, 在高纬度海域变重下沉后向南回流的运动过程。根据海表密度和冬季混合层深度的分布可知高纬度海域的深水形成主要集中于 Labrador、Irminger、GIN 三个海域。AMOC 指数最大值出现在40°N、1 000 m 深度附近, 在1850～2014 年间总体呈现减弱趋势, 每年下降约0.079 1×106m3/s, 该现象与冬季混合层深度和海表密度减小有关。全球变暖背景下, 大西洋高纬度海冰覆盖海域受冰融化的影响,SSS、海表密度减小, 海洋层结更加稳定, 混合层深度减小。但在15%海冰密集度等值线附近, 海冰融化使得海水与大气直接接触, 风应力扰动导致附近海域混合增强, 冬季混合层深度加深。通过与RAPID 观测资料比较显示该模式对AMOC 强度有较好的模拟。

FIO-ESM v2.0 模式模拟的AMOC 具有55 a 左右的年代际周期, AMOC 强度的变化与SSS、SST 等多方面因素有关。前人已经开展了许多有关AMOC 年代际振荡机制的研究, 比如副极地涡旋、高纬度海域淡水强迫、热输送、盐度变化等要素对AMOC 周期性振荡的影响, 本文就多种要素与AMOC 强度变化之间的联系以及要素间的相互作用展开讨论。当SSS增强时, 高纬度海域表层密度增加, 有利于AMOC增强, 表层海水北向输送随之增加导致高纬度海域SST 增大。表层增温促进气流上升, 在高空与冷空气相遇后凝结增加降水, 同时高纬度海域SST 增加导致海表气压减小, NAO 强度增加, 在压强梯度力以及地转的共同作用下西风增强, 抑制了表层海水的北向输送, 随温度增加海冰融化, 并且E-P呈现负异常,更多的淡水注入海洋导致SSS 减小, 抑制AMOC 增强。本研究有关热量、盐度对AMOC 影响的分析与前人的结果相似, 但本研究的研究海域主要选择了GIN 和Irminger 海域, 而忽略了Labrador 海域的影响,这是由于OSNAP 观测资料和FIO-ESM v2.0 模式产品均显示AMOC 强度的变化在量值和变化幅度方面西部海域的变化与总体变化更加接近。

FIO-ESM v2.0 模拟的高纬度海域AMOC 最大值的分布在东部海域大于西部海域, 与OSNAP 观测资料结果一致, 但东部海域的模拟结果远小于OSNAP观测值, 这是由于模式模拟的SSS、SST 与实测之间存在差异。该现象的产生可能与海洋模块的参数化有关, FIO-ESM v2.0 中的海洋模块POP2 采用的是K 剖面参数化(K-profile parameterization, KPP)方案, 该垂直混合参数化方案会对温度和盐度产生影响, 通过压力梯度变化来改变环流。AMOC 在高纬度海域的下沉和混合受大气强迫输入湍动能的影响, 而KPP方案的边界层厚度通过诊断获得, 不利于海洋与大气强迫场之间的联系。因此, FIO-ESM v2.0 对AMOC的模拟在垂直混合方面还需进一步改进。

致谢 感谢自然资源部第一海洋研究所鲍颖副研究员和厦门大学李非栗教授对本研究提出的指导性意见和建议, 感谢清华大学黄文誉副教授、中国科学院大气物理研究所于子棚博士的有益讨论和帮助。本研究使用的观测数据集OSNAP 数据由OSNAP(副极地北大西洋翻转计划)项目和为其做出贡献的所有计划收集并免费提供; RAPID 数据由RAPID-MOC 项目免费提供, PHC3.0 资料由PHC 网页免费提供, 模式资料通过CMIP6 气候模式比较计划免费获得。