过去三十年来大西洋引起的泛热带地区的气候变化外文翻译资料

 2022-11-27 02:11

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过去三十年来大西洋引起的泛热带地区的气候变化

Xichen Li1, Shang-Ping Xie 1，Sarah T. Gille1，Changhyun Yoo2

摘要

在过去的三十年间，热带海洋表面温度（SST）显示出偶极趋势，即在热带大西洋、印度洋到西太平洋表现出增暖而东太平洋变冷。这种变冷趋势被认为是全球变暖中断的驱动因子1,2，相对假说法将东太平洋变冷和大西洋3,4或印度洋5的变暖趋势联系起来。然而，这种遥相关之间的物理机制、相关的重要性和相互作用仍然不清楚。运用最先进的气候模式，我们发现大西洋在激发这种热带大范围的遥相关中扮演了重要的角色，而且大西洋引起的异常对热带海表面温度和环流改变的贡献在55-75%自卫星时代以来。大西洋增暖驱动印度洋到西太平洋东风异常为开尔文波，东太平洋西风异常为罗斯贝波。风的改变通过“风-蒸发-海表面温度”6,7的效应引发了印度洋到西太平洋的增暖，而且这种增暖效应通过增强东贸易风和皮耶克尼斯的海洋动力学过程8增强了热带太平洋地区的拉尼娜型响应，遥相关发展为热带很宽范围的海温偶极子模型。这一机制受到观测事实和多层气候模式结果的支持，揭示了热带海洋海域之间的联系比我们之前所认为的更加紧密。

自1979年全球卫星观测的时代开始，热带地区经历了标志性的气候变化。泛热带地区的海平面气压趋势表现为偶极子模型（图1a），即从热带大西洋到印度洋—西太平洋增暖而在中东太平洋却有一个三角形变冷的模式。热带地区大范围的海表面温度梯度与大气和海洋环流相互作用遍及热带地区（图1.c,e），同时伴随着加强的沃克环流9-11和太平洋次表层的类似拉尼娜的响应。这些变化通过复杂多样的大气遥相关8,14进一步对全球气候变化1,12,13做出贡献。

热带不同海域通过大气作为桥梁15相互联系成为相互作用的系统。在年际变化尺度上，ENSO主导着热带地区跨流域遥相关15，16，尽管印度洋17，18和大西洋19-21有一些局地的效应并且可以反馈到太平洋。在这种跨流域之间的遥相关中，厄尔尼诺增暖效应加热印度洋和大西洋流域13。如果数十年的时间尺度上是相同的联系，太平洋东部的变冷将会与印度洋和大西洋流域海表面温度的降低相联系（补充图1），这与观测到的趋势相反。这种不相符的矛盾意味着需要有其他机制来解释太平洋东部诱导形成的热带冷却。

热带大西洋北部经历了持续变暖的趋势，归因于人为的辐射强迫7，22和经向的反向环流23，24的变化共同影响。先驱研究运用一层的海洋—大气模型3和低重力的海洋—大气模型4，结果显示观测到的大西洋增暖直接有助于太平洋东部变冷，尽管通过这些理想化的海洋模式可能不能很好地表示全方位的海洋动力过程和海气相互作用。在这里我们使用完全耦合的地球模式模拟热带大西洋气候变暖对全球的影响，并使用一个层级的气候模式进一步探讨这些遥相关的机制。耦合模式的结果显示大西洋增暖可以以大气为桥梁跨流域影响，诱发印度洋和西太平洋流域气候变暖。次生的印度洋—西太平洋流域的赠暖，加之原大西洋的变暖，一起加剧了太平洋上的东风异常，加速了沃克环流，并且有助于在太平洋地区出现拉尼娜型的响应（图1）。海表面热通量和海洋动力学过程在这种热带很宽范围相关模式的形成中起了关键作用。

图1 观测到的热带气候变化与以实际的热带大西洋海表面温度为唯一强迫的CESM耦合模式模拟的变化的对比 a,b,观测到的（a）和模拟的（b）海表面温度变化（背景颜色）和850hPa风异常（箭头）都表现出泛热带偶极子的海表面温度变化形势，即从热带大西洋到印度洋—西太平洋增暖，中东太平洋变冷。观测到的趋势（a）是用森氏斜率法从1979年到2012年估计的。c,d,观察到的（c）和模拟的（d）沃克环流变化（箭头）和对流层温度异常（填色）：印度洋—西太平洋的沃克环流是加强的。垂直速度是放大750倍之后的以使其尺度可以与纬向风做对比。e,f,观测到的（e）和模拟的（f）5°S和5°N之间的热带海洋次表层温度异常（填色）。

我们首先通过在最先进的耦合模式，即公共地球系统模式（CESM1，见方法）中推进大西洋海表面温度来测试假说（图1b）：热带大西洋增暖驱动了热带更宽范围的变化。在模式中重建了绝大部分热带大西洋上空实际观测到的变暖的趋势（97%，补充图2c的灰色色标）。迫于这种大西洋的变暖，模型（图1b）捕捉到了一些观测到的热带海表面温度变化的细节特点（图1a），即在印度洋到西太平洋有一个显著的温度正距平（补充图2c，蓝色色标）而在赤道东太平洋附近有一个显著的温度负距平（紫色和绿色）。Mann—Kendall试验表明，观测到的赤道太平洋冷却趋势从1979年到2013年不显著（左侧红色色标）是因为时间段较短而且内部变率较高。随着样本量的增加，太平洋冷却在总体模拟的t-检验中变得显著。此外，12个团体成员中的每一个的25年平均结果（补充图2c）表明赤道东太平洋冷却是对大西洋增暖的响应，指示出这两个海洋流域之间强的反相关的关系。耦合的模式模拟结果得到了在印度洋和太平洋流域观测到的趋势的55%-75%。尽管还需要额外的机制来解释观测到的整个海表面温度的趋势，比如人为的辐射强迫对印度洋—西太平洋地区增暖的影响7，但是这一结果突出强调了大西洋增暖和整个泛热带地区海表面温度的变化之间的联系。

图2 太平洋增暖驱动热带地区海表面温度变化的物理途径。a,CAM4模式中大西洋海表面温度强迫的850hPa风的响应。热带大西洋变暖所强迫产生的深对流引起整个热带流域的辐合流；即印度洋—西太平洋上的东风异常和东太平洋上的西风异常。b，在CAM4模式中风的变化进一步减小印度洋广大地区的表面风速（蓝色等值线），抑制蒸发，从而减少从海洋到大气（相当于在海洋里有一个热源）的潜热通量（红/黄色填色）。它们还增加了赤道东太平洋的表面风速（红色等值线），因此增加了那里的潜热通量（蓝色填色）。c，CESM-CAM4的值在海表面温度场和850hPa风场中的变化。大西洋异常变暖加热了印度洋—西太平洋并冷却了东太平洋。这个海表面温度梯度激发了一个次级大气环流的改变，以太平洋地区增强的东风异常和大西洋—印度洋地区增强的西风异常为特征。d，CESM模式中的次表层温度和洋流的响应（垂直速度放大了4000倍）。东风异常进一步驱动海洋表层流，加强赤道深层流，并产生一个类似拉尼娜的海洋动力学响应。 在c和d中显示的过程通过皮耶克尼斯反馈相互作用。

大西洋增暖导致热带海表面温度变化在CESM模型中驱动了一系列的热带气候变化（图1右侧）。海表增暖加热对流层强迫出更强的对流，在印度洋到西太平洋暖池地区的深对流加强了印度洋—太平洋的沃克环流（图1c，d）。在表面上，这种循环变化表现为赤道太平洋地区加强的东风异常11（图1，a）。通过海洋—大气的动力学耦合，这种模拟得到了实际观测到趋势（补充图2c）的68%，，尽管有轻微的西移(图1b)。不管是在实际观测中还是在模拟中，这种风的异常伴随着太平洋次表层有一个类似拉尼娜的异常（图1e，f）。耦合模式成功地得到了在热带海洋和大气中观测到的温度和环流的变化的主要特点，尽管一些细节特点没有被完全还原再现。尤其是，观测到的大气温度表现出在非洲大陆有变冷的趋势（图1b），与对流层中一支下降气流相关。这在模式中也没有被模拟出来，表明陆气相互作用在理解该区域的变化中可能是重要的。此外，模拟大气垂直运动（图1d）与事实观测到的变化（图1c）相比更弱，范围更大，这可能与大气模型中的对流方案相关。

为了更好地确定潜在的导致泛热带地区气候变化（图1a）的原因，我们还在模式中分别用印度洋和太平洋的海表面温度变化进行了模拟。印度洋海表面温度变化强迫结果重建了观测到的东太平洋地区变冷的趋势1，尽管强度较小。但是错误地表现出大西洋变冷（补充图3）。太平洋海表面温度变化强迫的结果是印度洋变冷。两种模拟都产生了海表面温度的响应部分与观测事实不一致的结果，表明大西洋是与观测事实最一致的使泛热带地区海表面温度形成偶极子模型变化的驱动因子。

虽然我们用大西洋海温强迫的模拟成功地再现了观测到的趋势，单独的耦合模式不能揭示泛热带地区跨流域存在遥相关的潜在机制。接下来，我们使用理想化的大气模型和一个综合的大气模型来确定热带大西洋变暖引发热带范围内的气候变化的动力学途径。

CESM模式模拟涉及大气动力学和海气相互作用。为了单独分离出大气对大西洋海表面温度强迫的直接响应，我们引入一个热带大西洋加热理想大气的模型—干动力核心的GFDL大气模型（方法）。由大西洋增暖（补充图4）产生的大气深对流激发了赤道开尔文波，诱导强劲的东风异常在热源东部出现海表面温度强迫（补充图5b），以及在热源的西侧出现两个罗斯贝波波包与赤道西风异常和两个赤道外的气旋流。这种环流模型很类似于经典的Gill模型25。在一周之内，开尔文波诱导的东风异常从大西洋延伸到国际日期变更线（补充图5c），横穿整个印度洋和西太平洋，而罗斯贝波赤道西风异常则控制着东太平洋和中美洲。

水分过程在热带地区很重要，但在GFDL干动力核模型中是没有的。公共大气模式（CAM4，方法）是CESM1模式中的大气部分，而且包括水汽交互过程。CAM4模式响应的理想化的仿真模拟（补充图5c，d），再一次显示了东风异常从大西洋延伸到印度洋—西太平洋，西风异常在太平洋东部。开尔文波诱发的东风异常有利于类似拉尼娜型的海洋动力学响应8，与耦合模式得到的结果一致。相反地，罗斯贝波诱发的西风异常有利于类似于厄尔尼诺型的响应。

图3 物理机制示意图 a，大西洋增暖激发了一个大气异常深对流，模拟Gill对流模型。深对流在印度洋上强迫产生东风异常，抑制局地蒸发并增加那里的海表面温度。这伴随这一个罗斯贝波引发的相反的风异常，冷却东太平洋。这种大气—海洋的表面相互作用激发了印度洋—太平洋上的温度梯度。b，太平洋动力学效应与这个海表面温度梯度构成正反馈；也就是说，海表面温度梯度在印度洋—西太平洋暖池地区激发了一个次级深对流，加强了太平洋地区的东风异常，这加强了东太平洋的埃克曼抽吸和太平洋的深层流。这些动力学效应使得东太平洋冷，西太平洋暖，形成了一个正反馈。b中的垂直横截面图显示了印度洋—太平洋次表层的温度和环流异常。

为了调查海洋对这些大气环流异常的直接响应，我们用这些异常来强迫一个单独的海洋模式，（POP2,补充图6）。在没有海洋—大气反馈时，海洋模式的响应与在完全的耦合模式中模拟得到的拉尼娜型响应不同。这种差异突出海气相互作用在泛热带地区遥相关中的重要性。这项工作的其余部分研究海气相互作用进一步加强赤道太平洋东风异常和沃克环流，从而有助于太平洋地区类似拉尼娜的响应。

大气的强迫可能通过改变表面热通量和海洋动力学效应6,7来影响区域海表面温度。在CAM4模式中，在印度洋—太平洋地区表面能量的交换主要靠风引发的潜热通量（图2b），它的贡献是其他所有因素表面热量通量总和（补充图7）的3倍还多。印度洋上开尔文波引起的东风异常减小了表面风速（图2b，蓝色等值线），抑制蒸发。这通过“风—蒸发—海表面温度”6（WES方法）效应加热了赤道北印度洋（图2b中红色）。需要注意，在单独的大气模式模拟中，海表面温度是固定的，不能反馈给大气环流。模拟的区域平均潜热通量异常是sim;4.35 W·m-2，对应于初始海洋混合层的sim;0.05 K 每个月的加热速率，这意味着印度洋-西太平洋存在时间尺度为1年的快速响应。这种快速响应刚好与耦合模式一致，而且被实际观测数据的统计分析结果和CMIP5模式的模拟结果(补充图 8)所支持。

对大西洋西部的变暖，罗斯贝波诱导的环流变化加强了贸易风，冷却了两各半球的赤道东太平洋地区（图2蓝色）。这种变冷的信号可能会通过WES季节性足迹机制26向赤道向西传播到太平洋中赤道地区。开尔文波引发的东风异常也使国际日期变更线附近的太平洋赤道中部地区变冷。这些WES变冷效应有助于中东太平洋地区海表面温度降低，已经在最近的一项研究中运用一层的海气耦合模式3模拟得到了证实。

大西洋引起的印度洋—西太平洋地区增暖产生了一个次级的大气深对流(图2c，补充图9)和印度洋的西风异常以及太平洋流域的东风异常。这个次级环流的改变，代表着印度洋—太平洋的沃克环流加强，解释了在CAM4模式和CESM模式中产生的大气环流的不同响应结果。它加强了大西洋引发的赤道西太平洋地区东风异常远强于大西洋诱导在赤道东太平洋地区产生的西风异常。大气环流的改变通过皮耶克尼斯反馈4,8进一步与太平洋海洋动力过程相互作用。皮耶克尼斯反馈在耦合模式(图2d)中起作用：在赤道太平洋地区强劲的东风异常驱动下产生加强的海表面温度梯度，由于反馈进一步加强风场，最终导致在太平洋海域次表层出现类似拉尼娜型的异常。相反地，比较而言海洋动力学的响应在印度洋表现较弱，总体上海表面以下300m为增暖而在100m以下的地方变冷（图1e）。印度洋温度变化是对表面热通量的简单直接的响应，尽管印尼的表层流也可能对印度洋次表层海温的变化有贡献27。

总之，我们已经表明，过去三十年来，热带大西洋增暖由于耦合的海气过程，造成了热带地区的一些气候响应包括印度洋—西太平洋

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