北大西洋热盐环流年代际振荡机制研究.docx

北大西洋热盐环流年代际振荡机制研究 1 气候变化与thc 热盐周期（th）是海洋中的全球周期。在重力的作用下，高纬度重水团的下降，低纬度轻水团的上升。这是大西洋循环的显著特点，其存在和变化对全球气候系统的气候系统有很大影响。从气候平均态角度来看, THC由低纬度向高纬度的热输送功率量级在1015W。由于大西洋热盐环流输送带在气候变化中的重要性, 围绕大西洋THC变化及海洋大气要素对大西洋THC的影响研究一直是气候变化研究中的重要课题[6,7,8,9,10,11,12,13,14,15]。由于海洋观测资料的限制, 相关研究一直进展缓慢。随着气候模式近年来的不断发展, 有关研究也取得了一定的进展。 鉴于北大西洋涛动 (NAO) 在该地区气候变率中的主导作用, 与北大西洋相关的任何海气相互作用, 都有可能涉及到NAO活动, NAO的低频振荡可能就是驱动北大西洋THC年代际振荡的一个重要因子, 因此任何割裂海洋和大气来对北大西洋THC的年代际振荡机制进行探讨意义不大。 本文基于前文的研究, 探讨了北大西洋海洋要素和大气要素对北大西洋THC年代际振荡的影响过程, 并就北大西洋深层水的两个主要生成源地格陵兰-冰岛-挪威海 (GIN) 海域和拉不拉多海同THC年代际变化的相互关系进行了深入阐述。 2 北大西洋暖流强度及表层密度特征 在前文中, 已经揭示了北大西洋THC的24 a周期震荡机制。分析发现:当时滞是-6 a的时候大西洋径向翻转环流 ( MOC) 开始加强, 在这里, 我们以-6 a, 0 a和+6 a为时滞, 分析北大西洋海洋要素同北大西洋THC年代际振荡的关系。 图1和图2分别是北大西洋表层温度、盐度、密度 (取上500 m进行平均) 和表层海水体积输运与 MOC第一主分量 (PC1) 的超前/滞后回归系数分布。这里把全球海洋的海水以位势密度 (位势密度的计算以2 000 m为参考面) 为标准分成3层:σ136.8, 36.8σ237.05和σ337.05。这3个密度层分别代表大西洋表层水 (UW) 、深层水 (DW) 和底层水 (BW) 。图2中表层海水体积输运就是UW的体积输运。通常UW在北大西洋的厚度是1 000 m 左右, 由于上500 m受上表面条件变化的影响更加显著, 所以图1中的表层温度、盐度、密度只取上500 m进行平均也是为了让异常信号更加明显。 当时滞是-6 a的时候, 几乎整个北大西洋的表层温度出现负异常, 表层盐度出现正异常, 由此导致北大西洋的副极地海区出现表层密度正异常, 表层温度、盐度和密度的最大异常中心出现在副极地流环的中心。此时在副极地流环的中心 (北大西洋) 的表层海水受冷, 密度增加, 海表面下降, 产生从副极地流环边界指向副极地流环的中心的压强梯度力, 根据地转平衡关系北大西洋副极地海区的上层海洋会出现一个气旋式的环流异常 (副极地流环得到加强) , 同时北大西洋暖流也得到了加强。 副极地流环和北大西洋暖流的加强导致向北大西洋和格陵兰-冰岛-挪威海 (GIN) 海域输运更多暖而咸的海水, 这种输运的异常导致深层对流区域 (即北大西洋深层水形成区域) 温度增加, 同时盐度也增加。如图1b和图1e所示, 当时滞为0 a时北大西洋和GIN海域存在暖而咸的海水, 且盐度正异常的幅度较大。在此情况下, 在深层对流区域盐度变化对密度变化的贡献占主导, 由图1h可见在格陵兰海和拉不拉多海出现密度正异常。当时滞为0 a时, MOC异常强度最大, 如图2b所示, 此时上层海洋从赤道到北大西洋的西边界流以及北大西洋暖流有了明显的增强。 MOC的加速导致北大西洋高纬度地区海水变暖, 因此, 当时滞是+6 a时整个副极地海区表层温度呈现正异常。此时北大西洋表层盐度呈现负异常, 但是幅度不大。在此情况下, 温度变化对密度变化的贡献占主导, 如图1i所示北大西洋海区表层密度呈现负异常, 进而导致副极地流环和北大西洋暖减弱。同时滞是-6 a相反, 当时滞是+6 a时, 由于北大西洋暖流的减弱, 向北大西洋和GIN海域输运的暖而咸的海水减少。由此表明, 在 MOC强度达到最大之后, 北大西洋高纬度地区表层海水的变暖对 MOC变化态势的逆转起非常重要的作用。 为了进一步研究北大西洋海洋要素同北大西洋THC年代际振荡的关系, 我们定义了一个副极地海区表层密度指数和北大西洋暖流强度指数。副极地海区表层密度指数定义为40°～60°N, 70°W—0°E海区上500 m的平均密度。北大西洋暖流强度指数定义为35°～45°N, 70°～20°W区域上500 m的平均纬向速度。图3a是副极地海区表层密度指数和 MOC第一主分量 (PC1) 的超前/滞后相关 (实线) , 以及北大西洋暖流强度指数和 MOC第一主分量 (PC1) 的超