晚奥陶纪地球气候对地球轨道变化的响应

Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 6 (Nov. 2024)

国家自然科学基金(41888101, 42225606)和国家重点研发计划(2022YFF0800200)资助

晚奥陶纪地球气候对地球轨道变化的响应

1.北京大学物理学院大气与海洋科学系, 北京 100871; 2.31664部队, 格尔木 816002; †通信作者, E-mail: ygliu@pku.edu.cn

摘要使用大气–海洋环流模式 CESM1.2.2, 在不同的轨道配置情况下, 对晚奥陶纪地球气候进行一系列敏感性试验。结果表明, 地球轨道变化可以使局地年平均温度变化幅度超过 5.5℃, 季节温度变化幅度超过23℃, 岁差变化对全球平均温度的影响小于 0.2℃; 当地球自转轴倾角从 22.5°变为 24.5°时, 由于高纬度接收的年平均太阳辐射通量增加, 加上冰雪的反馈, 全球平均温度可以增加约 1℃。地球轨道变化对全球平均降水量的影响有限, 但对降水的时空分布影响较大。岁差的变化能够控制热带辐合带的南北移动, 地球自转轴倾角增大可以使两极地区降水增多, 两者共同影响全球的降水分布。地球轨道变化对季风区的分布格局影响很大, 岁差的变化使全球季风区面积变化幅度超过 40%, 中–高纬度季风区还受到地球自转轴倾角的影响, 面积变化幅度可达到约 10%。尽管晚奥陶纪全球地表平均温度超过 18℃, 但在大部分轨道配置情况下, 南极附近的大陆仍然有深厚的积雪, 具备形成广泛冰盖的潜力。

晚奥陶纪(约 458～443Ma)是地球历史上一个重要的时期, 期间发生两次大事件: “安第斯–撒哈拉冰期”[1–7]和“显生宙首次生物大灭绝”[8], 并且晚奥陶纪生物大灭绝的两个阶段与冈瓦纳大陆冰盖的形成和消亡在时间上相对应。众多研究认为, 晚奥陶纪生物灭绝与冰盖生成和消融引起的海平面变化紧密相关[9–13], 而冰盖的变化受到地球轨道变化的调制。因此, 探究晚奥陶纪时期气候对地球轨道的敏感性, 将有助于理解地球轨道对冰盖生长和消融的影响。

地球轨道不仅包括地球围绕太阳运行的轨道, 也包括地球自转轴的空间方位。气候动力学中描述轨道状态常用的参数有 3 个, 即偏心率、地球自转轴倾角(简称倾角)和岁差, 后两个是描述自转轴状态的参数。其中, 倾角是自转轴与黄道平面法向量的夹角, 倾角变大时, 各纬度大气层顶接收的太阳辐射通量的季节性振幅都增大, 高纬度接收的年平均辐射通量增多, 低纬度减少, 但全球平均太阳辐射通量不变。岁差是自转轴的指向, 即使自转轴倾角不变, 其指向的变化也会通过影响北半球夏至点(或春分点、秋分点和冬至点)在公转轨道上发生的位置(如近日点或远日点)而影响各地太阳辐射通量的季节性变化。例如, 当夏至点发生在远日点时, 北半球各纬度夏季接收的辐射会减少, 冬季会增多, 但局地年平均辐射通量不变, 全球平均辐射通量也不变。偏心率的变化可以改变全球平均太阳辐射通量, 但地球偏心率的变化总体来说较小, 所以辐射通量的变化也很小。偏心率主要通过调控岁差的影响来影响辐射通量的变化。例如, 如果偏心率为零, 则不管自转轴的方位怎样改变, 地球上各地年平均太阳辐射通量和季节性变化都不会改变。因此, 3个轨道参数以不同的方式影响地球上各地太阳辐射通量, 从而驱动气候变化[14–19]。

在中低纬度, 地球自转轴进动的周期性变化可以增强或减弱局地太阳辐射通量的季节性变化, 从而驱动季风的周期性变化[20–21]; 在中–高纬度, 轨道变化引起的局地夏季太阳辐射通量变化则可以引起冰期–间冰期旋回[22–23]。基于沉积序列分析, 众多地质记录证实地球的气候变化受到地球轨道的驱动[24–26], 随着古生代旋回地层学的不断发展, 很多研究发现晚奥陶纪时期地球气候也具有显著的轨道尺度变化周期[27]。

晚奥陶纪的大陆集中在南半球, 并且大部分陆地连在一起, 形成冈瓦纳超大陆(图 1)[28]。之前的研究往往通过在数值模型中改变轨道参数、大气二氧化碳浓度(pCO2)或其他条件, 对晚奥陶纪气候进行模拟, 并研究该时期冈瓦纳大陆冰川生长的边界条件[29–37]。Crowley 等[38]通过使用能量平衡模型EBM, 发现在冈瓦纳大陆独特的地理情景下, 海洋的高热惯性可能导致两极夏季温度保持在冰点以下, 从而在高 pCO2 下也会形成永久积雪。Crowley等[33]通过中等复杂程度模式 GENESIS 的模拟发现, 随着地形升高, 太阳常数减小, 晚奥陶纪在极高的pCO2 (14×PAL (pre-industrial atmospheric level), 即工业革命前水平的 14 倍)下也会形成冰期。Poussart等[29]使用中等复杂程度模式 EMBM, 模拟结果表明, 在 10×PAL 的 pCO2 下, 冈瓦纳大陆南部可以形成永久积雪。Herrmann 等[30,35]也使用 GENESIS 模拟 pCO2、轨道、海洋热输送以及海平面变化对晚奥陶纪冰期的作用, 认为晚奥陶纪冰期是多种因素共同作用形成的。Warthen[37]使用中等复杂程度模式 UVic ESCM 模拟晚奥陶纪冰川, 但由于模型存在缺陷(降低太阳常数后运行会崩溃), 未能成功地模拟晚奥陶纪冰川作用。

尽管上述研究都模拟了不同条件下晚奥陶纪的冰川生长, 但使用的模式, 尤其是其中的大气模块都相对简单, 并且这些研究都没有对该时期的气候, 尤其是气候对轨道变化的响应进行分析。本研究通过全耦合的大气–海洋环流模式, 分析 6 种不同轨道强迫对年平均温度、季节温度振荡的幅度、降水、季风和积雪等的影响, 以期有助于理解陆地集中于某个半球时全球气候对轨道变化的响应, 并有利于理解晚奥陶大冰期中冰期–间冰期旋回的变化机制。

1 研究方法

1.1 气候模式

本研究采用美国国家大气研究中心(National Center for Atmosphere Research, NCAR)开发和维护的通用地球系统模型(Community Earth System Mo-del version 1.2.2, CESM1.2.2), 该模型由大气、海洋、海冰、陆冰、陆地、径流和海浪 7 个模块组成, 模块之间通过耦合器传递与交换数据。本研究只关注气候的变化, 不模拟陆地冰盖的变化, 也不关注海浪, 因此没有激活陆冰和海浪两个模块。

大气模块采用 CAM4 (Community Atmosphere Model version 4)[39], 该模块使用有限体积动力核心, 与 CAM3 相比, 在深对流和低云参数化方面有很大的改进[40]。海洋模块 POP2(Parallel Ocean Program version 2)[41]采用新的溢流参数化方案(overflow pa-rameterization, OFP)[42], 考虑了溢水的来源、夹带和注入深海的部分, 改进了湾流(gulf stream)路径和北大西洋经向翻转流的模拟。此外, POP2 还改进了次中尺度混合方案、近地表涡度通量参数化方案和等密度扩散系数等[43]。海冰模块 CICE4 采用新辐射传输方案, 并改进了冰雪融化方案[44]。陆地模块 CLM4(Community Land Model version 4)[45]可以分别使用固定分布的植被功能类型或动态植被模型(Carbon-Nitrogen Dynamic Global Vegetation Model, CNDV), 实现同步模拟。在 CLM4 中, 陆地积雪的水当量深度不能超过 1m, 超过的部分在没有耦合陆冰模块时都通过河流直接进入海洋, 如果耦合了陆冰模块, 则提供给陆冰模块去计算冰川表面的物质平衡。因此, 虽然本研究没有耦合陆冰模块, 但是可以用积雪的水当量深度超过 1m 的区域来简单地判断大陆冰盖的生长情况。

1.2 试验装置

本研究的所有模拟试验中, 大气的水平分辨率在经向和纬向均为 3.75°(即 T31 分辨率配置), 垂直方向分为 26 层。海洋网格在经向和纬向分别有 116和 100 个格点, 其分布在纬向上是均匀的, 在经向上不均匀, 在赤道附近分辨率最高, 可达 0.6°, 在高纬度地区次高, 可达 0.9°, 在其他纬度较低。海洋在垂直方向分为 60 层, 层与层的间距不等, 随着深度增加, 间距越来越大, 表层间距小(10m), 深层间距大(最大为 250m)。海冰与海洋在水平方向采用相同的网格, 陆地与大气的水平网格相同。这些设置与 Li 等[46]模拟整个显生宙气候的设置相同, 只不过他们采用现代地球的轨道配置。本研究中关闭了动态植被, 将植被固定为 Li 等[46]通过 CLM4 中CNDV 模块得到的 440Ma 时期的植被。同样, 海陆分布以及大陆地形的设置也与文献[46]中 440Ma 时期的相同(图 1), 均来自文献[28]。

在 CESM 中, 当岁差设为 270°时, 北半球在夏至位于近日点, 冬至位于远日点, 这意味着相较于其他岁差位置, 夏季时北半球接收的太阳辐射最多, 冬季时北半球接收的太阳辐射最少(图 2(b)), 但年平均辐射通量不变, 对应北半球的暖夏冷冬; 当岁差设为 90°时, 则对应北半球的冷夏暖冬。轨道偏心率越大, 岁差产生的季节性影响越大, 因此我们选取岁差 90°和 270°这两种季节的极端情况, 同时设置 0.066 的极大偏心率, 放大岁差引起的太阳辐射通量变化, 以便研究轨道对气候可能产生的最大影响。

倾角的变化不会改变全球平均大气层顶年平均太阳辐射通量, 但可以改变各纬度年平均太阳辐射通量, 倾角越大, 高(低)纬度地区接收的太阳辐射越多(少)(图 2(d))。倾角的变化范围大致为 22.1°～ 24.5°, 因此, 我们测试了 3 种倾角(22.5°, 23.5°和24.5°)对气候的影响。作为对比, 现代地球的轨道偏心率为 0.0167, 倾角为 23.44°, 岁差为 102.72°, 这也是 Li 等[46]采用的轨道参数, 在本文中称为标准试验。与标准试验相比, 试验 2 的岁差和倾角基本上相同, 但偏心率明显变大(表 1), 可以通过对比二者的结果来分析偏心率变化对气候的影响。标准试验中, 北半球夏季发生在远日点, 相对于一个岁差周期的平均值来讲太阳辐射通量偏少, 而冬季偏多。当偏心率增大时, 这种偏差会被放大(图2(c))。从标准试验到试验 2, 太阳辐射通量的变化是由偏心率主导的, 变化幅度可以达到 85W/m2。岁差从102.72°变化到 90°引起的太阳辐射通量变化基本上小于 12W/m2(图略), 增强了偏心率变化在北半球的影响, 南半球则相反。倾角从 23.44°增加到 23.5°时引起的太阳辐射通量变化最大只有 1.38W/m2, 可以忽略。

本研究将晚奥陶纪时期 pCO2设为工业化前的6倍(6×PAL, 即 1680μL/L), 太阳常数为 1313.09W/ m2(比现代低约 3.5%)。这一设置与文献[46]相同, 得到的全球平均温度与地质记录的重建相当。本研究中 3 个倾角试验和两个岁差试验组合成 6 个试验, 所有试验的名称和配置见表 1。每个试验均是在标准试验的基础上运行超过 1000 年, 最后 200 年全球平均温度的漂移速率小于 0.001℃/a, 提取最后 100年的数据进行分析。

2 结果和讨论

下面从温度、降水、季风、大气环流和积雪的角度, 通过比较不同岁差、不同倾角情况下各要素的变化, 分析轨道参数对晚奥陶纪地球气候的影响, 均使用 100 年平均的数据, 均为北半球的季节。

2.1 温度

2.1.1 年平均地表温度

图 3 展示标准试验得到的 440Ma地表年平均温度分布以及试验 2(轨道偏心率增大, 岁差和倾角接近)相对于标准试验的温度变化。标准试验中, 中–高纬度陆表气温总是低于海表气温, 在低纬度则相近。由于晚奥陶时期大部分陆地都在南半球中–高纬度, 导致南半球的温度总体上低于北半球(图 3 (a))。中–高纬度陆表气温低于海表气温的主要原因是陆地有积雪, 地表反照率远高于海洋反照率[47]。

偏心率增大后, 全球平均地表气温 GMST(glo-bal mean surface temperature)从 18.45℃变成 18.70℃ (表 1)。引起这个变化的部分原因是, 随着偏心率从 0.0167 增大到 0.066, 大气层顶接收的太阳辐射通量(全球平均)增加0.67W/m2。升温主要出现在陆地的高纬地区(60°S 以南; 图 3(b)), 最大升温幅度超过 4℃。这是由于当地积雪厚度减小(图略), 对升温有正反馈。需要注意的是, 气候系统中的一些复杂过程, 尤其是雪的累积和老化, 有时也会导致GMST 随着偏心率的增大而下降, 比如晚新元古代的冰雪地球时期[48]。

岁差的改变对地表年平均气温有明显影响。岁差从 90°变为 270°时, 中–高纬度变冷, 降温幅度可以达到 5.51℃。副热带区域的温度在南、北半球反向变化, 南半球变暖, 增温幅度可达 4.65℃; 北半球变冷, 降温幅度较小(图 4)。中–高纬度变冷主要是陆地积雪的增加导致, 而副热带温度的变化与云量(尤其是低云量)有关。岁差从 90°变为 270°时, 北半球夏季接收的大气层顶辐射通量增多, 导致北半球副热带的陆地夏季风降水增多(低云增多), 局地接收的太阳辐射通量反而减少, 地表温度降低; 南半球副热带气候的变化趋势与北半球相反。

倾角增大时, 两极温度升高, 低纬度温度变化不明显(图 5), 与大气层顶年平均太阳辐射通量的变化趋势(图 2(d))一致。虽然倾角的改变并不造成大气层顶接收的太阳辐射通量(全球平均)发生变化, 却可以造成 GMST 的明显变化, 当倾角从 22.5°增大至 24.5°时, GMST 增大约 1℃(表 1 和图 5)。这显然是由冰雪反馈造成的, 倾角的增大减少了两极地区的海冰和积雪, 降低地表反照率, 从而使地表接收的太阳辐射增加。从全球平均值来看, 地表接收的太阳辐射通量增多 0.87W/m2。低纬区域(40°S—40°N)接收的太阳辐射通量有所减小, 但温度几乎不变。这是因为倾角增大后两极变暖, Hadley 环流和西风带风速均减弱, 风应力的减弱削弱了海洋副热带风生环流和相应的热输送, 从海洋热输送等效热通量的变化可以看到赤道附近(15°S—15°N)有明显的加热作用(图 6(a)), 这对赤道附近温度维持不变发挥主导作用; 在纬度略高的区域(40°S—15°S, 15°N—40°N), 温度的维持主要依靠大气中水汽含量增加(图 6(c))导致的温室作用, 此时相较于地表发出的长波辐射, 向下长波辐射增强的幅度更大(图 6(b)), 对该区域的地表来说相当于加热作用, 同时感热和潜热的变化在该区域也起到一定的作用(图 6(a))。经检验, 云的辐射效应在整个低纬区域几乎没有变化。

有意思的是, 岁差对气温的影响与倾角有关, 并且在南北两极表现不同。倾角较大时, 南极地区温度对岁差的改变更敏感, 岁差从 90°变为 270°时, 降温幅度更大, 北极地区则相反。从 GMST 来看, 岁差的影响也与倾角有关, 倾角越小, GMST 降幅也越大(表 1)。当岁差从 90°变为 270°, 倾角为 24.5°时 GMST 降低 0.09℃, 倾角为 22.5°时 GMST 降幅达到 0.19℃(图 4)。这种岁差–倾角耦合效应与背景气候态(标准试验中的温度分布, 图 3(a))以及不同倾角情况下两极温度的变化(图 5)有关。在标准试验(倾角约为 23.5°, 偏心率为 0.0167)中, 南极陆地年平均温度比北极地区低得多, 南极陆地有很多积雪, 而北极海冰较少(图略)。在试验 2 中, 偏心率增大到0.066时, 南极陆地的积雪有所减少, 刚好处于对岁差变化响应较为强烈的状态(图 4(b)); 倾角增大到 24.5°后, 南极陆地的积雪进一步减少(可由图5(a)推测), 仍然对岁差响应强烈(图 4(c)); 如果倾角减小到 22.5°, 则极地变冷, 南极陆地积雪会变得很厚, 不再对岁差做出明显的响应(图 4(a))。对北极来讲, 倾角为 23.5°时, 海冰太少(图略), 能产生的气候反馈较弱, 对岁差不敏感(图 4(b)); 当倾角减小到 22.5°时, 极地变冷(图 5(a)), 海冰增加, 开始对气候有比较明显的反馈, 对岁差的变化也有较强的响应(图 4(a))。

不同岁差和不同倾角的 6 种组合中, 岁差和倾角分别为 90°和 24.5°时, GMST 最高, 达到 19.1℃; 岁差和倾角分别为 270°和 22.5°时, GMST 最低, 达到 18.03℃(表 1)。因此, 轨道对 GMST 的影响最高可以达到 1.07℃, 主要是倾角改变造成的。虽然岁差对 GMST 的影响不大, 但是对局地尤其是极地温度的影响很大, 因此岁差对陆地冰盖的生长和消融很重要。

2.1.2 地表温度的季节性变化

温度的季节性变化集中在中高纬陆地(图 7 左列)。将地表温度的季节性振幅定义为最暖月与最冷月的月平均温度之差, 可以看到其最大值并不位于极地, 而是位于 60°S 附近。标准试验中 60°S 附近的季节性振幅可以达到近 50℃, 主要是由于该区域积雪的季节性变化较大, 导致地表反照率的变化也较大。由于晚奥陶纪时期的陆地在南北半球的分布极不对称, 而陆地温度的季节性振幅又远远大于海洋(图 7(e)), 因此全球平均温度也有强烈的季节性变化(图 7(a)～(d)), 可以从北半球夏季(6—8 月)的16.79℃增大到北半球冬季(12—2 月)的 20.28℃。试验 2 中偏心率增大后, 地表温度的季节性振幅显著增强, 在南极附近增加 12℃以上(图 7(j))。同样, 全球平均温度的季节性变化范围也增大, 从夏季的16.41℃到冬季的 21.30℃。

岁差从 90°变到 270°后, 南半球夏季(北半球冬季)陆地温度降低, 变化幅度可达−15℃; 南半球冬季(北半球夏季)温度升高, 变化幅度可达 9℃, 因此季节性温差有较大幅度的减小。以倾角为 23.5°为例, 其温差在部分大陆地区减小 20℃以上(图 8(a))。这与大气层顶接收太阳辐射通量的季节性变化是一致的, 岁差从 90°变化到 270°时, 南半球接收的辐射通量冬季增加, 夏季减少(图 8(b))。固定岁差为90°, 当倾角从 22.5°增大到 24.5°时, 温度的季节性振幅在高纬度地区可以增大 16℃以上(图 8(b))。这与太阳辐射通量的变化也是一致的, 高纬度地区的冬季处于极夜, 辐射通量基本上不随倾角的变化而变化, 夏季的辐射通量则随着倾角的增大而显著地增加(图 2(a))。由于海洋的有效比热容较大, 温度的季节性振幅一般小于 10℃(图 7(e)), 对轨道的变化也不敏感。

2.2 降水

研究表明, 温度越高, 大气中水汽越多[49–50], 所以全球平均降水量与全球平均温度通常具有很好的正相关关系[51–53]。如果温度的变化是由温室气体的变化导致的, 则降水率对温度变化的敏感性约为 2.3%/K[54–55]; 如果温度的变化是由植被或气溶胶的变化导致的, 则这个比例可能会大大减小[56]或增大[57]。标准试验中全球平均降水率为 3.03mm/d, 纬向平均的热带年平均降水率可以达到 5.68mm/d, 由于南半球陆地较多, 其降水量明显少于北半球同纬度区域(图 9)。偏心率增大后, GMST 升高 0.25℃, 全球平均降水率增大 0.006mm/d。

相比于标准试验, 偏心率增大对低纬地区的年平均降水率影响较大, 北半球低纬地区降水率降低, 降幅最大达到 0.8mm/d; 南半球低纬地区降水率升高, 降幅最大达到 1mm/d。可以将两个半球低纬地区降水率的反向变化视为热带辐合带(Intertropical Convergence Zone, ITCZ)的南移。在标准试验中, 南半球的夏季位于近日点, 但由于偏心率较小(表1), 南北半球 ITCZ 处的降雨接近; 偏心率增大后(试验 2), 夏季辐射在南半球显著增强, 在北半球减弱(图 2(c)), 增强南半球 ITCZ 的降雨。岁差和倾角对全球平均温度的影响很小, 所以对全球平均降水率的影响不明显(1%左右), 也满足温度越高, 降水越多的关系(表 1)。虽然全球平均降水率几乎没有变化, 但岁差变化对降水率的分布或局地降水率的变化影响非常大。当岁差从 90°变为 270°时, 北半球热带区域的年平均降水率大幅增加, 增幅在不同倾角情况下均可以达到 2.5mm/d, 南半球热带区域的降水则大大减少(图 10(a)和(b))。类似地, 降水率的这种变化主要是由于北半球夏季接收的太阳辐射增多(图 2(b)), 导致哈德莱环流增强和 ITCZ 降水增多, 只不过这里的夏季太阳辐射增强是由岁差变化引起而不是由偏心率增大引起的。中纬度的降水也有显著的变化, 在北半球体现为西风带降水的整体北移, 在南半球由于大陆的存在情况相对复杂, 但在大陆上也能看到降水带的明显北移。

倾角增大时, 年平均辐射通量在高纬度增大, 在低纬度减小(图 2(d)), 高纬度升温明显, 因此可能造成高纬度年平均降水增多。模拟结果显示, 高纬度的降水确实增加了(图 10(c)～(d))。在低纬度地区, 温度并没有随着太阳辐射的减少而降低(图 5), 降水也没有减少(图 10(c)～(d))。

2.3 季风区与干旱区

夏季风可以为大陆内部带来大量季节性降水, 干旱区则是沙尘的主要来源, 二者都是重要的气候子系统。分析晚奥陶时期的地球轨道如何影响这二者的分布, 可能对研究其他时期这两个子系统的变化及其机制也有借鉴作用。

根据降水特征, 本文中的季风区定义如下: 当地夏季降水率与冬季降水率的差值超过 2mm/d, 且当地夏季降水量超过年总降水量的 55%; 当地夏季在北半球为 5—9 月, 在南半球则为 11—3 月[58]。

本研究根据干旱指数 AI(aridity index), 对土地类型进行分类。AI 为年降水量与年潜在蒸发量之比, 其值越大(越小), 气候越湿润(干旱)。其中, 潜在蒸散量是根据温度、相对湿度、风速以及可获得的能量(地表净辐射与土壤热通量之差), 使用Pen-man 方法计算得到[59–60]。根据 AI 值, 将地表分为 6种类型[61]: AI<0.05, 超干旱(hyper-arid, HA); 0.05≤AI<0.2, 干旱(Arid, A); 0.2≤AI<0.5, 半干旱(semi-arid, SA); 0.5≤AI<0.65, 干燥半湿润(dry sub-humid, DSH); 0.65≤AI<1.0, 半湿润(semi-humid, SH); AI≥1.0, 湿润(humid, H)。将 HA, A 和 SA 类型定义为干旱区[61]。

标准试验中, 夏季风区域主要位于南半球, 对比标准试验与试验 2 可以看到, 偏心率的增大可以使南半球季风面积增大, 北半球季风面积减小(图11)。当岁差为 90°左右时, 南半球夏季位于轨道的近日点, 北半球夏季位于轨道的远日点, 南半球夏季温度更高, 北半球夏季温度更低, 南半球夏季降水比北半球更多, 因此南半球夏季风比北半球更强, 季风区面积更大。偏心率增大后, 则放大了岁差的这种影响, 使南半球夏季风更强, 季风区面积更大。夏季风区域的面积和位置受到岁差的显著影响, 岁差为 90°时的季风区面积主要在南半球(图 11 (b)～(d)), 当岁差变为 270°后(图 11(e)～(g)), 北半球夏季位于近日点, 此时温度更高, 而南半球夏季温度更低, 从而使得北半球夏季降水增强, 南半球夏季降水减弱, 因此季风区整体上向北移动, 但由于北半球陆地面积很小, 造成全球季风区面积大幅度减小(表 1)。在岁差为 270°时, 陆地季风区集中在热带地区, 而岁差为 90°时, 季风区可以扩展到南纬 60°左右(图 11)。中–高纬度季风区的面积除受到岁差的影响外, 还受到倾角的明显影响, 倾角越大, 季风区范围越大(图 11)。季风区的移动与局地夏季太阳辐射通量的变化幅度(图 2(a))一致。

干旱区主要位于副热带, 其面积变化趋势与季风区一致。岁差从 90°变为 270°时, 季风区向北移动, 干旱区也向北扩张。南半球干旱区的北边界从10°S 以南向北移动到 5°S 附近, 其南边界则几乎不变, 因此南半球干旱区的面积显著增大; 北半球陆地面积很小, 因此干旱区面积变化不大, 但干旱程度减弱(图 11)。由于倾角的影响主要在高纬度地区, 所以干旱区的面积几乎不受其影响(图 11 和表 1)。干旱区与根据降水定义的季风区在空间上有重叠, 说明季风区不一定湿润。

2.4 大气环流

地球上热带地区温度高, 空气在近赤道的强对流带中上升, 在副热带地区出现补偿性下沉, 形成翻转流, 即 Hadley 环流, 该环流是大气环流的核心部分。轨道变化对地表温度的影响很大, 使大气环流尤其是低纬地区的 Hadley 环流发生变化。标准试验中, 春季和冬季北半球 Hadley 环流更强, 其上升支在南半球 0°—10°S; 夏季和秋季南半球 Hadley环流更强, 其上升支在北半球也可以达到 10°S(图12)。偏心率增大后, 北半球年平均 Hadley 环流变强, 南半球年平均 Hadley 环流变弱, 变化超过 1010kg/s (≈10%)。从各个季节来看, 北半球 Hadley 环流在秋季变弱, 其余三季均变强, 南半球 Hadley 则在秋季增强。这是由于偏心率变大后, 南半球整体温度相对于北半球升高(图 3(b)), 上升气流更强, 输送更多的热量到北半球。

岁差对 Hadley 环流的影响更大。当岁差从 90°进动到 270°时, 从年平均 Hadley 环流来看, 从北半球上升跨赤道向南的一支变强, 变化范围达到 3× 1010kg/s(图 13(e))。这主要是因为当岁差改变时, 地表温度发生变化, 陆地上尤为明显, 北半球整体温度基本上不变或微弱升高, 南半球则显著降低(图 4), 因此从北半球上升后向南半球的 Hadley 环流显著增强。从各个季节 Hadley 环流的变化来看, 从北半球上升后流向南半球的一支只在秋季减弱, 其余三季均变强, 而流向北半球的一支只在秋季增强。这与地表温度不同季节的变化一致(图略), 南半球地表温度只在秋季明显升高。倾角对 Hadley环流的影响很小(图 13(f)～(j)), 这是由于倾角增大对两个半球的影响比较对称, 且热带温度整体上变化不大(图 5), 因此 Hadley 环流变化较小。

当岁差从 90°进动到 270°时, 南半球变冷而北半球微弱地变暖(图 4), 南半球和北半球的西风带都向北移动。南半球由于降温明显, 西风带范围还有一定程度的变宽(可以从图 14(b)中 60°S附近蓝色区域颜色较浅的特点推测)。当倾角增大时, 两极接收的年平均太阳辐射通量增多, 相对于低纬度升温明显, 因此赤道与极地的温差减小, 两个半球的西风带都明显减弱(图 14(c))。偏心率增大对西风带的影响不大(图 14(a))。

2.5 积雪

积雪的深度与陆地冰盖的形成紧密相关, 尤其是当积雪的水当量厚度达到 1m 时, 可以认为随着时间的增加, 积雪可以变得越来越厚, 形成冰盖。陆地冰盖能否形成取决于夏季是否较冷, 而不是冬季是否寒冷[62], 因此夏季接收的太阳辐射越少, 越容易形成冰盖。本文的研究结果显示, 随着倾角增大, 高纬度夏季辐射通量增加(图 2(d)), 大陆上的积雪越来越少(图 15); 当岁差从 90°变为 270°时, 南半球夏季接收的辐射减少, 大陆上的积雪则显著变多(比较图 15(b)～(d)和(e)～(g))。积雪的变化显然不是降水量的变化导致的, 因为倾角增大后, 高纬度大陆的降水量是增加的(图 10(c)和(d)), 但积雪厚度减小, 而当岁差从 90°变为 270°时, 南半球大陆的降水量减少(图 10(a)和(b)), 积雪深度却增加。因此, 本文研究结果与米兰科维奇理论一致。标准试验中南半球陆地上有明显积雪, 而试验 2 中积雪消失, 对比两者可以看出, 偏心率增大后, 积雪会减少。这是由于偏心率放大了岁差的影响, 所以试验 2 中南半球夏季(近日点)更加温暖, 更不利于积雪的形成。本文的研究结果也显示, 轨道的变化可以导致晚奥陶时期在全球平均温度较高(>18.0℃)的情况下形成较大的陆地冰盖, 并推测其具有显著的轨道尺度的振荡。

积雪对轨道的响应也对全球平均温度有明显的影响。岁差改变时, 局地大气层顶的年平均太阳辐射通量不会改变, 但局地的年平均地表温度差异却很明显(图 4)。这是由于夏季太阳辐射的变化导致中–高纬度夏季积雪(即地表反照率)不同, 使得地面接收的年平均净太阳辐射通量随着岁差的变化而改变。总的来讲, 大气层顶的夏季辐射通量越大, 中高纬积雪越少, 地表接收的净太阳辐射相应地更多, 使得年平均净辐射通量增加, 年平均温度升高。由于陆地集中在南半球, 岁差为 90°时, 夏季接收的太阳辐射更多, 导致全球年平均温度比岁差为 270°时高(图 4 和表 1)。倾角的增大直接增大高纬度夏季以及年平均的大气层顶太阳辐射通量, 因此倾角对积雪和年平均温度的影响更显著(图 5 和表 1)。

3 结论

本研究使用大气–海洋环流模式 CESM1.2.2 模拟不同轨道配置情况下地球晚奥陶纪气候, 得到以下主要结果。

1)在晚奥陶纪相对较冷(冰室气候)的气候背景下, 地表温度受到地球轨道变化的强烈影响, 并且不同轨道参数之间相互影响。岁差的变化能通过影响积雪而使中高纬陆地的年平均温度变化幅度超过5.50℃, 通过影响云的分布使低纬陆地温度幅度变化达到 4.65℃。倾角小(22.5°)的时候, 南北半球的温度变化较对称; 倾角大(24.5°)的时候, 主要影响南半球陆地的温度。倾角增大使两极温度升高, 低纬度变化不明显, 并且某个半球夏季接收的太阳辐射越多, 该半球极地温度受倾角的影响越大, 年平均温度变化幅度可以达到 7.79℃。轨道变化对季节温度的影响非常大, 在倾角和岁差的协同控制下, 南半球夏季陆地温度变化幅度可以超过 23℃。岁差的变化可以使季节性温差(最暖月与最冷月的月平均温度差)变化幅度超过 20℃, 倾角的变化也可以使季节性温差变化幅度超过 16℃。轨道的变化可以使全球平均温度变化幅度达到 1.07℃, 主要是由倾角变化导致的。

2)轨道变化对全球平均降水率影响不大, 但对降水的分布影响很大。岁差从 90°变为 270°时, 夏季太阳辐射北半球增多, 南半球减少, 热带辐合带北移, 导致北半球热带区域年平均降水率升高幅度超过 1mm/d, 南半球热带区域降水则相应地减少, 偏心率的增大可以放大这种影响。倾角增大使两极地区降水增多, 与温度的变化趋势一致。

3)岁差从 90°变为 270°时, 依据降水率定义的陆地季风区面积在北半球增大, 在南半球减小, 但由于大陆基本上在南半球, 所以全球季风面积大幅度减少, 减幅超过 40%。相应地, 全球干旱区面积增加约 10%。中–高纬度季风区范围还受倾角影响, 倾角越大, 季风区面积越大, 变化幅度可达到约10%。干旱区面积变化很小, 可以忽略。

4)岁差从 90°变为 270°时, 北半球夏季辐射增强, 导致 Hadley 环流上升支增强, 跨赤道向南半球的环流支大幅度增强, 明显地体现在年平均 Hadley环流强度上。同时, 南北半球的西风带都向北移。倾角增大减弱赤极温差, 西风减弱。

5)陆地积雪受到轨道变化的显著影响, 与米兰科维奇的理论一致, 即夏季太阳辐射通量越大, 越不容易积雪。因此, 当岁差从 90°变为 270°时, 南半球夏季太阳辐射通量减小, 大陆积雪大幅度增加, 有助于冰盖生长。倾角的变化也对积雪有很大的影响, 倾角增大, 大陆积雪减少。虽然晚奥陶纪全球地表平均温度达到 18℃以上, 但在大部分轨道配置情况下, 南极附近的大陆上仍然可以形成大范围的冰盖。

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YU Haonan1,2, LIU Yonggang1,†, LIN Qinfan1, WEI Mengyu1, ZUO Haoyue1, ZHANG Jian1, ZHANG Lulu1

1. Department of Atmospheric and Oceanic Sciences, School of Physics, Peking University, Beijing 100871; 2. 31664 Troop, Golmud 816002; †Corresponding author, E-mail: ygliu@pku.edu.cn

Abstract A series of sensitivity experiments on the Late Ordovician Earth’s climate under different orbital configurations were conducted using the atmosphere-ocean general circulation model CESM1.2.2. It was found that the local annual mean surface temperature could vary by more than 5.5℃ and the seasonal temperature by more than 23℃ due to changes in orbital parameters. The global mean temperature was affected by less than 0.2℃ due to precession, and an increase of about 1℃ in the global mean temperature could be caused by a change in obliquity from 22.5° to 24.5°, due to the annual mean solar radiation received at high latitudes, together with the ice-albedo feedback. The global mean precipitation rate was found not to be impacted by orbital changes, but its spatial and temporal distribution was highly impacted; the north-south shift of the intertropical convergence zone was controlled by the precession, and an increase in precipitation at the poles was caused by increases in the obliquity. A great impact on the spatial pattern of summer monsoonal regions was also caused by orbital changes. A change in the global monsoon area by more than 40% could be caused by changes in precession; a mild effect on the mid-latitude and high-latitude monsoon area of approximately 10% was caused by obliquity. Although Late Ordovician was overall warm with its global mean surface temperature exceeding 18℃, deep snow can be accumulated over large areas of continents in the southern hemisphere under most orbital configurations, indicating the possibility of the formation of large ice sheets.