模拟过去的气候有助于理解气候变化的机制,更好地评估模式结果与古气候代用资料重建结果的差异, 增强对未来气候变化预测的信心[1–3]。中全新世(距今约 6000 年)是过去几千年中一个重要的气候时期[4–6], 称为全新世大暖期[7]。这一时期, 全球人类文明经历了巨大的变革[8–10], 其研究有助于更加深刻地理解气候变化对人类文明发展的影响。通过研究地球轨道参数和温室气体等外部因素对气候的影响, 也可以更好地理解不同强迫因子在气候系统中的作用。
中全新世与现代最显著的区别在于地球轨道配置的差别, 导致中全新世北半球夏季日照增加, 南半球夏季日照减少[11]。1991 年开始实施的 PMIP 计划对中全新世进行了大量数值模拟, 如 Braconnot等[12]和 Joussaume 等[13]均模拟出中全新世大尺度大气环流的变化, 但早期的这些工作并没有很好地模拟出代用资料显示的东亚降水的增幅以及冬季陆地增暖现象, 且由于不同模式之间参数化方案存在较大的差异, 对海洋环流的模拟结果也有很大的区别[14]。由于模型的改进, PMIP3 中这一情形发生好转, 较好地模拟出中全新世的大尺度特征和高纬度地区温度变化的特征[15–16], 但由于试验中温室气体采用与现代相同的浓度, 因此仅用来评估模型对地球轨道参数(earth’s orbital parameters, ORB)变化的响应。PMIP4 对中全新世的边界条件进一步完善,采用更接近当时真实情形的温室气体(greenhouse gases, GHG)浓度[2]。Brierley 等[5]的研究结果表明,PMIP4 集合模拟中的气候变化与代用资料相对吻合, 年平均气温呈现温和的变化, 北半球夏季因日照增多而增温, 冬季因日照减少而降温。Williams等[6]以及 Zhang 等[17]也通过模拟得到类似的分布特征。Otto-Bliesner 等[2]通过研究 PMIP4 与 PMIP3 之间的差异, 发现温室气体浓度的改变将减少约 0.3 W/m2 的辐射强迫。Brierley 等[5]的研究结果表明,PMIP4与 PMIP3 之间试验方案的差异导致全球略微降温, 其中亚洲大陆部分地区降幅达 1°C, 尽管温度的差异较小, 但 GHG 的作用不容忽视。
目前的大多数研究主要关注两个时期的总体差别, 尚未单独考虑中全新世两种强迫因子的影响。本文采用耦合模式 CESM1.0 进行多个平衡态试验来分离两种强迫因子, 定量地研究它们对中全新世气候变化的影响, 清楚地解释这一问题对理解中全新世气候和现代气候变暖的重要意义。同时, 由于经向热量输送对维持地球气候系统的能量平衡非常重要, 本文也将探究两种外部强迫因子对热量输送的影响。
1 模式和试验设计
本文采用美国大气研究中心开发的地球系统模型(CESM1.0)。该模型包括大气、海洋、陆地和海冰组件, 其中大气模型垂直方向分为 26 层, 采用T31 水平分辨率(3.75°×3.75°); 陆地模型的水平分辨率与大气模型相同; 海洋模型垂直方向分为 60层, 水平分辨率为 gx3v7; 海冰模型的水平分辨率与海洋模型相同。该模式对气候的模拟已经过广泛的应用与验证。
本文按照 PMIP4 协议, 设置以下 3 组平衡态试验: MH 试验(采用中全新世时期的 ORB 和 GHG)、MH_ORB 试验(采用中全新世时期的 ORB 和现代的GHG)和 PI 试验(采用现代的 ORB 和 GHG)。现代指工业革命前, 即 1850 年。在所有模拟中, 太阳常数都设置为 1360.75 W/m2。模拟试验的参数设置(表1)参考 PMIP4[2], 3 个试验均积分 2000 年, 所有试验均在天河一号超级计算机上完成。
表1 模拟试验中的外强迫因子参数设置及全球年平均气温、降水和AMOC指数
Table 1 External forcings and parameter settings in the simulation experiments and the global average annual temperature, precipitation and AMOC index
说明: 1 ppm=1 μL/L, 1 ppb=1 nL/L, 1 Sv=106 m3/s。
轨道参数 温室气体浓度 全球年平均值试验离心率 倾角/(°) 近日点经度/(°) CO2/ppm CH4/ppbN2O/ppb气温/℃ 降水量/(mm·d−1) AMOC/Sv MH 0.018682 24.105° 0.87 264.4 597.0 262.0 11.73 2.64 19.40 MH_ORB 0.018682 24.105° 0.87 264.4 597.0 262.0 12.20 2.66 19.50 PI 0.016764 23.459° 100.33 284.3 808.2 273.0 12.16 2.65 18.28
全球年平均气温(离地面 2 m 温度)和 AMOC 的时间序列如图1 所示。模式运行达到平衡状态的标准是全球平均气温变化趋势小于±0.05℃/100a 和稳定的 AMOC[2], 图1 显示所有试验均达到平衡状态。本文利用模式模拟最后 500 年的年平均数据来表征大气和海洋的平均气候状态, 用 MH_ORB 试验的结果减去 PI 试验的结果来表示 ORB 的作用,用 MH 试验的结果减去 MH_ORB 试验的结果来表示 GHG 的作用, 用 MH 试验的结果减去 PI 试验的结果来表示 ORB 和 GHG 的综合效应。
图1 3个模拟试验中全球年平均气温和 AMOC 随时间的变化
Fig.1 Time series of global annual mean temperature and AMOC for three simulation experiments
曲线为原始数据, 直线表示线性变化趋势
2 模拟试验结果
2.1 气温和降水
与 PI 试验相比, MH 试验中年平均气温在北半球高纬度地区上升, 比工业革命前更暖, 其中北大西洋的正异常中心升幅达 1.5℃, 全球其他地区则是气温降低, 比工业革命前更冷(图2(a))。MH 试验中全球年平均气温为 11.7℃, 比 PI 试验低约 0.4℃(表1), 这与 Otto-Bliesner 等[18]模拟得到的中全新世全球年平均表面温度比 PI 试验低 0.1℃结果类似,本文更大的降温幅度与较低的温室气体浓度有关。ORB 的作用导致南北半球的中高纬度地区均升温,并且升温范围和升温幅度都比 MH 试验大(图2(b)),其中北半球高纬度地区升温幅度最高达 2℃。低纬度地区略有降温, 这是对太阳辐射的年平均纬度分布[18]的直接反应。GHG 的作用则导致全球降温,高纬度地区降温幅度普遍达到 1℃。图2 中温度和降水量的计算结果都进行了 student-t 检验。
图2 MH试验中年平均气温(a)和降水量(d)相对于 PI 试验的变化以及 ORB ((b)和(e))和 GHG ((c)和(f))的贡献
Fig.2 Changes in annual mean temperature (a) and precipitation (d) relative to the PI experiment in the MH experiment,as well as the contributions of ORB ((b) and (e)) and GHG ((c) and (f))
圆点表示以 90%显著性水平通过 Student-t 检验的计算结果
MH 和 MH_ORB 试验中, 降水在北半球均有所增加。从全球年平均值来看, 3 个模拟试验的差别不大(表1), 但区域分布有较大的差别。降水量差异最大的区域集中在全球热带地区, 特别是印度北部和赤道非洲季风区, 季风增强导致降水增多, 增幅最高达到 2 mm/d, 也与 ITCZ (intertropical convergence zone, 热带辐合带)的北移[17]有关。赤道大西洋和太平洋附近明显干燥, 降水量增幅达到−2 mm/d, 南半球高纬度地区的降水也普遍减少(图2(d)和(e))。Williams 等[6]使用 HadGEM3 进行模拟试验,也发现这两个时期降水差异集中在季风区, 但幅度较小, 最大幅度只有 1 mm/d, 这可能是由于模式的差异。
从总体上看, ORB 主导全球气温和降水的变化,GHG 导致全球平均气温降低和降水减少, 且主要发生在高纬度地区(图2(c)和(f)), 这与海冰的反馈[6]有关。
2.2 大气与海洋环流
全球温度模态的变化会引起大气环流异常, 即Hadley 环流异常, 它具有热带上升和亚热带下沉运动的特征, 其强度主要受经向温度梯度影响[19–20]。MH 试验中年平均气温北半球高纬度地区增加, 低纬度地区减少, 这减小了大气经向温度梯度, 削弱了北半球的 Hadley 环流(图3(a))。以 Hadley 环流减弱幅度最大的赤道地区为例, MH 试验中 1°N 附近Hadley 环流减弱 40%, 其中 ORB 导致减弱 32%,GHG 导致减弱 8%。若从整体上(0—30°N)看, MH试验中北半球 Hadley 环流相对于 PI 减弱 10% (图3(a)), 这与 Zhang 等[17]的研究结果类似, 均模拟出中全新世较弱的 Hadley 环流, 只是在减弱幅度上略有差别。其中, ORB 导致减弱约 8% (图3(b)), GHG导致减弱约 2% (图3(c))。因此, MH 试验中较弱的Hadley 环流主要由 ORB 导致, GHG的效应可以忽略不计。这种较弱的 Hadley 环流也会导致从低纬度向高纬度的大气经向热输送减弱。
图3 MH试验中年平均Hadley环流(阴影)相对于 PI 试验的变化(a)以及 ORB (b)和 GHG (c)的贡献
Fig.3 Changes in the annual mean Hadley circulation (shading) relative to the PI experiment in the MH experiment (a),as well as the contributions of ORB (b) and GHG (c)
等值线表示PI试验中的年平均Hadley环流, 单位: 109 kg/s
图4 显示 MH 试验中 AMOC 的变化及不同强迫的贡献, 其中 AMOC 指数定义为 20°—70°N 大西洋500～2000 m深度流函数的最大值[21–22]。3 个模拟试验 MH, PI 和 MH_ORB 中 AMOC 指数分别为 19.4,18.3 和 19.5 Sv (表1), 可以看到 MH 试验总 AMOC变化最大的深度出现在 1000 m 附近, 相比 PI 试验略微增强(0.8 Sv, 图4(a))。Brierley 等[5]通过分析PMIP4 的集合模拟结果, 也发现这两个时期 AMOC强度变化很小。
图4 MH 试验中 AMOC 相对于 PI 试验的变化(a)以及 ORB (b)和 GHG (c)的贡献
Fig.4 Change of AMOC relative to the PI experiment in the MH experiment (a) and the contributions of ORB (b) and GHG (c)
虽然这两个时期 AMOC 强度总体差异不大, 但不同强迫因子造成的差异(图4(b)和(c))不可忽略。ORB 导致中全新世的 AMOC 更强, 深层翻转环流在 45°N 以南显著增强(1.2 Sv), 在 45°N 以北略有减弱。这种差异可能是模型参数设置或分辨率的影响[23]。与 ORB 相比, GHG 导致 AMOC 的强度略微减弱, 特别是在 1500 m 以上深度和 45°N 以南区域(AMOC 强度减弱约 0.4 Sv)。从深度的最大值来看,MH 试验中 AMOC 强度增加约 4%, ORB 作用导致AMOC 强度增加 6%, GHG 导致其减弱 2%, 强度的增加与减弱相互抵消, 使得 MH 试验中 AMOC 强度相比 PI试验变化不大。
2.3 经向热量输送
经向热量传输在地球–大气系统的能量平衡中起着重要作用。图5((a)和(d))显示不同试验中的年平均经向热量传输(meridional heat transport, MHT)。年平均 MHT 在赤道附近呈现反对称结构, 其峰值在 40°N 和 40°S 处约为±5.5 PW (1 PW=1015 W), 同时与海洋热量传输(ocean heat transport, OHT)相比,大气热量传输(atmospheric heat transport, AHT)在大多数纬度地区占主导地位, 与前人的研究结果[24–25]一致。
图5 各试验的 MHT 和 AHT 及其分解以及 ORB 和 GHG 对两时期 MHT 和 AHT 差异的贡献
Fig.5 MHT and AHT and the decomposition in three experiments and the contributions of ORB and GHG to the difference in MHT and AHT between the two periods
(a) 年平均经向热量输送(MHT)及其分解, (b) ORB 对 MHT 变化的贡献, (c) GHG 对 MHT 变化的贡献, (a)～(c)中黑色、红色和蓝色曲线分别表示总 MHT、大气热量输送(AHT)和海洋热量输送(OHT); (d) 大气热量传输(AHT)及其分解, (e) ORB 对 AHT 变化的贡献, (f) GHG 对 AHT 变化的贡献, (d)～(f)中黑色、红色和蓝色曲线分别表示总 AHT、干静力能(DSE)和湿静力能(LE); (a)和(d)中实线、虚线和点线(3 条同色曲线基本上重合)分别表示 3 个试验(MH, MH_ORB 和 PI)的模拟结果
图5((b)和(c))分别显示由 ORB 和 GHG 引起的MHT 变化。ORB 导致北半球 OHT 增加, 5°N 处最大增幅约为 0.1 PW, 相比 PI 试验增加 10%, 这是对AMOC 增强的直接响应, 也是北半球高纬度地区气温升高的主要原因。5°N 向北 AHT 减小, 最大变化幅度约为 0.12 PW, 对应减弱的年平均 Hadley 环流。AHT 的减小在赤道深处较好地抵消了 OHT 的增加, 维持了能量平衡, 而 AHT 在北半球非赤道处过度补偿了 OHT, 导致北半球其他纬度地区总的MHT 减小(图5(b))。
GHG 导致的 MHT 变化很小, 由于 Hadley 环流和 AMOC 的减弱, 北半球 AHT 和 OHT 均减小, 在5°N 处最大的 MHT 变化幅度不超过 0.04 PW。从总经向热量输送的变化范围来看, ORB 导致其在±0.1 PW 之间变化, GHG 导致其在 0～0.04 PW 之间变化,约为 ORB 引起的 MHT 变化的 1/5 (图5(c))。
AHT 的分解结果也表明, AHT 的减小主要是由于 ORB 导致干静力能(dry static energy, DSE)在赤道附近显著减小, 减幅达到 0.25 PW, 而湿静力能(latent heat energy, LE)补偿了部分 DSE 导致的减小。在 20°N 以北, DSE 与 LE 共同减小, 导致 AHT向高纬输送的热量减少(图5(e)), 其中 GHG 导致的AHT 变化很小, 在±0.05 PW 之间变化(图5(f))。
3 结论与讨论
本文首次分开讨论中全新世的两种外部强迫因子, 利用耦合模型 CESM1.0 进行 3 个模拟试验, 包括控制试验 PI 和两个敏感性试验 MH 和 MH_ORB,量化了 ORB 和 GHG 对中全新世与现代气候差异的贡献, 主要结论如下。
1) 与 PI 试验相比, MH 试验中北半球高纬度地区气候更暖, 升温幅度达到 1℃, 其他地区较为寒冷; 北半球总体上较为湿润, 亚非季风区降水明显增多, 南半球高纬度地区则较为干燥。ORB 导致全球中高纬度地区年平均气温上升, 升温幅度最高达到 2℃, 热带地区气温下降, 其中亚非季风区气温最大下降幅度为 1.5℃。GHG 导致全球变冷, 中高纬度地区的气温降低幅度更大, 达到 1℃。ORB 和GHG 的综合效应使 MH 试验中北半球高纬度地区温暖, 其他地区寒冷。
2) 对于大气环流, 由于经向温度梯度减弱, MH试验中北半球 Hadley 环流减弱 10%, 其中 ORB 作用导致减弱 8%, 与 ORB 相比, GHG 的作用微弱。对于海洋环流, MH 试验中 AMOC 仅略微增强, 相比 PI 试验变化不大, ORB 与 GHG 的作用相反, GHG抵消了部分 ORB 导致的 AMOC 增强。
3) 因 ORB 导致北半球 Hadley 环流减弱, AMOC增强, 所以赤道附近海洋经向热量输送显著增强,而大气热量输送减弱, 两者相互抵消。GHG 导致北半球大气与海洋环流均减弱, 大气与海洋热量输送均减小。对于总的经向热量输送, ORB 造成的变化大约是 GHG 的 5 倍。
本文对中全新世气候的模拟结果与PMIP4集合模拟结果相似, 重点在于定量了两种强迫因子对中全新世气候的不同贡献, 尤其是对 AMOC 强度的相互抵消作用。未来需要进一步解释其机制, 并在瞬变试验中研究这种相互抵消作用是否一直存在。除ORB 和 GHG 外, 中全新世还有植被和尘埃等外部强迫因子, 本文中模拟结果表明, 当仅考虑轨道参数和温室气体的变化时, 中全新世的全球年平均气温比工业革命前低, 并不能模拟出代用资料[26]显示的中全新世高温状态, 因此未来需要进行更多的瞬态试验, 以便研究轨道参数、温室气体、太阳辐射和火山爆发等因素对全球气候变化的影响。本文主要分析年平均气候态的变化, 今后也需要着重分析不同季节下外强迫因子的作用。
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