不同熱鹽環(huán)流平均強度下北大西洋氣候響應的差異

張福穎，郭品文，程軍，倪東鴻，張春瑩

(南京信息工程大學1.大氣科學學院;2.海洋科學學院，江蘇南京210044)

不同熱鹽環(huán)流平均強度下北大西洋氣候響應的差異

張福穎1，郭品文1，程軍2，倪東鴻1，張春瑩1

(南京信息工程大學1.大氣科學學院;2.海洋科學學院，江蘇南京210044)

基于美國大氣研究中心的CCSM3(Community Climate System Model version 3)模式，對淡水擾動試驗中不同熱鹽環(huán)流(thermohline circulation，THC)平均強度下，北大西洋氣候響應的差異進行研究。結果表明:1)在不同平均強度下，北大西洋海洋、大氣要素的氣候態(tài)差異顯著。相對于高平均強度，在低平均強度下，北大西洋地區(qū)海表溫度(sea surface temperature，SST)、海表鹽度(sea surface salinity，SSS)、海表密度(sea surface density，SSD)、表面氣溫(surface air temperature)異常減弱，最大負異常位于GIN(Greenland sea—Iceland sea—Norwegian sea)海域;海平面氣壓(sea level pressure，SLP)異常升高，相應于北大西洋海域降溫，表現(xiàn)為異常冷性高壓的響應特征;海冰分布區(qū)域向南擴大;北大西洋西部熱帶海域降水減少，導致熱帶輻合帶(intertropical convergence zone，ITCZ)南移。2)在不同THC平均強度下，SST、SSS和SSD年際異常最顯著的區(qū)域不同;在高平均強度下，最顯著區(qū)域位于GIN海域，而在低平均強度下則位于拉布拉多海海域。3)在高平均強度下，北大西洋SST主導變率模態(tài)的變率極大區(qū)域位于GIN海，而在低平均強度下該極大區(qū)域不存在;北大西洋SLP的主導變率模態(tài)表現(xiàn)為類NAO型，但在高平均強度下，類NAO型表現(xiàn)得更明顯。

熱鹽環(huán)流;北大西洋;氣候態(tài);氣候變率;主導模態(tài)

0 引言

熱鹽環(huán)流(thermohline circulation，THC)主要是指大西洋中的一種強勁的經圈翻轉環(huán)流(Atlantic meridinonal overturning circulation，AMOC)，它包括暖而咸的熱帶、副熱帶表層水的北向輸送以及冷的北大西洋深層水的南傳(Trenberth and Solomon，1994;Wunsch，2002)。THC的強度對于大西洋熱量輸送和歐洲氣候有著非常顯著的影響(Bjerknes，1964;Delworth and Greatbatch，2000;Ganachaud and Wunsch，2000;Rahmstorf et al.，2005;Renold et al.，2009)。

北大西洋是全球氣候變化的敏感區(qū)域之一，因其氣候變化對全球氣候有著重要影響，所以北大西洋的氣候變化受到廣泛關注，尤其是大西洋沿岸的歐美國家(Sutton and Hodson，2005)。THC是北大西洋區(qū)域氣候變化的重要參與者。觀測(Tourre et al.，1999;H?kkinen，2000)和模式模擬(Griffies and Tziperman，1995;Collins et al.，2006)結果表明，北大西洋各氣候要素的變化與THC緊密聯(lián)系。Bjerknes(1964)首先提出了北大西洋海氣相互作用的概念，把THC強度變化和北大西洋氣候變化聯(lián)系起來，并指出北大西洋濤動(North Atlantic Oscillation，NAO)是大氣變化的最顯著信號，因此與THC有關的海氣相互作用過程都有可能涉及到NAO活動。NAO的低頻振蕩是驅動THC年代際變率的一個重要因子(Delworth and Greatbatch，2000)。周天軍等(2000)基于GOALS模式結果指出，THC與NAO呈負相關關系。體現(xiàn)北大西洋海溫年代際變率的北大西洋年代際振蕩(Atlantic Multidecadal Oscillation，AMO)，被認為是受THC的驅動產生(李雙林等，2009)。

觀測(Curry et al.，2003)和模式模擬(Cubasch et al.，2001;Meehl et al.，2007)結果表明，在全球增暖背景下，21世紀THC強度會顯著減弱。因此，在未來THC強度會發(fā)生顯著變化的背景下，對不同THC平均強度下北大西洋氣候響應差異進行研究是非常必要的?；贑CSM3(Community Climate System Model version 3)模式模擬結果，探討北大西洋海洋要素和大氣要素對不同THC強度的響應差異，可為預測在未來THC大幅度減弱情況下，北大西洋及全球氣候的響應提供理論基礎。

1 模式及試驗設置

使用的模式為美國大氣研究中心CCSM3(Community Climate System Model version 3)的粗網格版本(T31_gx3v5)，該模式耦合了大氣、海洋、海冰、陸地及動態(tài)植被模塊(Yeager et al.，2006)。大氣模塊為CAM3(Community Atmosphere Model version 3)，分辨率為垂直26層(混合坐標)、水平為3.75°×3.75°(經度×緯度)。陸地模塊為CLM3(Community Land Model version 3)，水平分辨率與大氣模塊相同。海洋模塊為POP(Parallel Ocean Program)的美國大氣研究中心應用版本，垂直為25層(z坐標)，緯向分辨率為3.6°，經向分辨率可變，在赤道附近為0.9°，向高緯度漸粗。海冰模塊為CSIM(Community Sea Ice Model)，水平分辨率與海洋模塊相同。該模式廣泛應用于不同氣候態(tài)下數(shù)值模擬及敏感性試驗(Otto-Bliesner et al.，2006;Renold et al.，2009)。

控制試驗為使用模式CCSM3的工業(yè)革命前(1860年前)平衡態(tài)模擬結果，共積分400 a?；谠摽刂圃囼?，淡水擾動試驗開始于控制積分的第100年，在隨后的300 a積分中，向高緯度北大西洋(50～70°N，THC的源地)注入平均強度為0.38 Sv(1 Sv=106m3·s-1)的淡水強迫(于雷等，2010);然后停止淡水強迫，模式自由積分至THC的強度穩(wěn)定恢復到未擾動前的水平。該試驗共積分1 600 a，淡水注入相當于使全球海平面升高10 m(Liu et al.，2009)。

2 不同THC平均強度的選取

一般定義THC指數(shù)為500 m以下大西洋經向翻轉流的最大值(Delworth et al.，1993)。圖1為淡水擾動試驗中THC強度隨時間的演變?？梢姡诘當_動試驗中，隨著淡水的注入，第100—250年THC強度大幅度減弱，但隨后第250—400年THC強度基本保持在穩(wěn)定狀態(tài)，因此取模式第250—400年的積分結果作為THC的“低平均強度狀態(tài)”。停止淡水強迫后，自第1200年起，THC強度達到穩(wěn)定狀態(tài)，為了與THC的“低平均強度狀態(tài)”的時間長度一致，取第1450—1600年的積分結果作為“高平均強度狀態(tài)”。在高平均強度下，THC的年平均值約為14.2 Sv，其高、低值在12.0～18.0 Sv之間，振幅約為6.0 Sv;在低平均強度下，THC的年平均值約為3.8 Sv，其高、低值在2.0～5.9 Sv之間，振幅約為3.9 Sv。低平均強度下的THC強度僅為高平均強度下THC強度的27%。

圖1 淡水擾動試驗中THC強度隨時間的演變Fig.1Time series of THC intensity in the freshwater disturbance experiment

3 不同THC平均強度下北大西洋氣候態(tài)的差異

第2節(jié)中CCSM3淡水擾動試驗的模擬結果表明，在高、低兩種平均強度下，THC強度存在顯著差異，而北大西洋作為THC的關鍵區(qū)域，不同THC平均強度下北大西洋氣候會發(fā)生什么變化?其差異是什么?值得深入分析。

THC的運行過程為:熱帶大西洋表層溫度高、鹽度大，在表面經向位勢梯度的驅動下，高溫、高鹽水通過上層海洋輸送到高緯度北大西洋，通過海氣間的熱量與淡水交換，高緯度北大西洋地區(qū)表層溫度、鹽度、密度發(fā)生變化，冷、咸的表層水通過深對流過程，在高緯度北大西洋地區(qū)的北大西洋深層水(North Atlantic deep water，NADW)兩源區(qū)下沉，下沉之后形成的深層水團在深海經向壓力梯度的驅動下向南運動(Latif et al.，2006)。同時，牟林(2007)指出，NAO的低頻振蕩可能是驅動THC年代際振蕩的一個重要因子，因此任何割裂海洋和大氣來對THC進行探討的工作意義不大。綜上所述，本文擬討論在不同THC平均強度下，北大西洋海氣要素的氣候態(tài)、氣候變率和主要模態(tài)特征及其差異。

3.1 不同THC平均強度下北大西洋海氣要素氣候態(tài)的差異

3.1.1 北大西洋海洋要素

圖2為不同THC平均強度下北大西洋年平均海表溫度(sea surface temperature，SST)和海冰濃度、海表鹽度(sea surface salinity，SSS)、海表密度(sea surface density，SSD)、海表熱通量(surface heat flux，SHF)和正壓流函數(shù)(barotropic stream function，BSF)氣候態(tài)的差值分布?？梢?，相對于高平均強度，在低平均強度下，北大西洋SST整體變冷(圖2a)，降溫顯著區(qū)域位于50°N以北北大西洋高緯度地區(qū)，變冷區(qū)域低值中心位于冰島海域和挪威海域，約為-8℃。這是由于經圈環(huán)流減弱導致自熱帶向北熱輸送減弱的結果(Otter? et al.，2004;Kuhlbrodt et al.，2007)。在低平均強度下，海冰分布南伸至50°N，覆蓋GIN(Greenland sea—Iceland sea—Norwegian sea)海域和戴維斯海峽區(qū)域;在高平均強度下，海冰分布北撤至60°N，海冰覆蓋面積大范圍縮小(圖略)。海冰面積的南伸(圖2b)會顯著影響局地下墊面與大氣間的熱量、淡水交換過程，進而影響北大西洋深層水的形成。北大西洋SST和海冰濃度產生差異的原因是:1)在低平均強度下，THC減弱，使得熱水在熱帶地區(qū)滯留(Otter? et al.，2004)，北極地區(qū)大多被海冰覆蓋;2)在高平均強度下，海冰北撤;海冰對太陽輻射有較高反射率，海冰覆蓋范圍減少，降低了北極地區(qū)的反照率，北極地區(qū)因而會吸收更多太陽輻射，使溫度升高，進而形成正反饋，在該反饋機制作用下，北極海冰融化更多，海冰覆蓋區(qū)域更小。

SSS和SSD差異分布較類似(圖2c、d)。在低平均強度下，北大西洋地區(qū)SSS、SSD均比在高平均強度下要弱，SSS、SSD最大變化區(qū)域位于GIN海域。這是因為，在低平均強度下，淡水的注入引起了極地、副極地，尤其是GIN海SSS異常減弱，而SSS異常減弱又導致了SSD下降。

圖2 不同THC平均強度下北大西洋年平均海洋要素的氣候差異分布(低平均態(tài)減去高平均態(tài))a.海表溫度(單位:℃);b.海冰濃度(單位:%);c.海表鹽度(單位:psu);d.海表密度(單位:g·m-3);e.海表熱通量(單位:W·m-2);f.正壓流函數(shù)(單位:Sv)Fig.2The differences of annual mean marine elements between the high and low THC average intensities over North Atlantic(the low THC average intensity minus the high THC average intensity)a.SST(units:℃);b.SIC(units:%);c.SSS(units:psu);d.SSD(units:g·m-3);e.SHF(units:W·m-2);f.BSF(units:Sv)

SHF為正值(負值)代表海洋得到(失去)熱量。圖2e表明，中高緯地區(qū)SHF呈負異常分布，即海洋失去熱量，這與北大西洋中高緯地區(qū)海溫降低一致。北大西洋流場的變化對大西洋深層水生成率的變異有著非常重要的作用，BSF可近似代表上層大洋的風生環(huán)流。由圖2f可見，相對于高平均強度，在低平均強度下，北大西洋副極地環(huán)流有了明顯的南移和減弱，副極地環(huán)流的減弱不利于北大西洋高鹽海水流入GIN海域，使得GIN海域層結穩(wěn)定性增強，不利于深層對流加強。

3.1.2 北大西洋大氣要素

表面氣溫(surface air temperature，SAT)與SST的變化特征較類似，相對于高平均強度，在低平均強度下，北大西洋SAT整體變冷(圖3a)。在不同平均強度下，SAT最大變化區(qū)域位于50°N以北的極地、副極地，極值中心位于GIN海域。

圖3b為低、高平均強度下北大西洋海平面氣壓(sea level pressure，SLP)和地面風場的差值分布。在低、高平均強度下，盡管SLP高、低值的具體分布區(qū)域存在差異，但高緯地區(qū)與中緯地區(qū)基本呈現(xiàn)為反相分布，風場與SLP場配置一致，40°N存在著強的西風帶，副熱帶和極地地區(qū)存在著反氣旋性環(huán)流圈(圖略)。SLP的差值場(圖3b)表明，北大西洋海域SLP整體升高，歐洲西部SLP異常偏高并向西延伸至副熱帶大西洋(20°W～0°～10°E，30～50°N)，中心極值達4 hPa，與之相適應，存在著反氣旋性異常環(huán)流。40～60°N存在西風帶異常，極地出現(xiàn)東風異常，GIN海域對應氣旋性異常環(huán)流。

綜上所述，相對于高平均強度，在低平均強度下，北大西洋海域降溫，SLP增強，表現(xiàn)為異常冷性高壓響應。

3.1.3 北大西洋平均降水

在不同THC平均強度下，大西洋降水差異最顯著的區(qū)域位于熱帶地區(qū)(全球降水差異分布圖略)。圖4為不同THC平均強度下年平均降水的氣候差異分布。可見，相對于高平均強度，在低平均強度下，大西洋0°～20°S出現(xiàn)正降水異常，0°～15°N出現(xiàn)負降水異常，這表明熱帶輻合帶(intertropical convergence zone，ITCZ)南移(Zhang and Delworth，2004)。該降水的異常分布，特別是0°～15°N的降水異常減少，引起低平均強度下該海域相對于高緯度地區(qū)SSS異常增高(圖略)。

綜上所述，在不同平均強度下，北大西洋海氣要素的氣候態(tài)發(fā)生了顯著變化;相對于高平均強度情況，在低平均強度下，SST、SSS、SPD、SAT異常減弱，北大西洋50°N以北區(qū)域，特別是GIN海域是顯著變化區(qū)域;海冰覆蓋面積南伸。與此相對應，北大西洋中高緯地區(qū)SHF為負異常，即海洋失去熱量;SLP異常升高，對應北大西洋海域降溫，表現(xiàn)為異常冷性高壓響應;北大西洋西部熱帶海域降水普遍減少，引起ITCZ南移;北大西洋副極地環(huán)流的位置和強度均發(fā)生變化。

圖3 不同THC平均強度下北大西洋年平均大氣要素的氣候差異分布(低平均態(tài)減去高平均態(tài))a.SAT(單位:℃);b.海平面氣壓(單位:hPa)和850 hPa風場(單位:m/s)Fig.3The differences of annual mean atmospheric elements between the high and low THC average intensities over North Atlantic(the low THC average intensity minus the high THC average intensity)a.SAT(units:℃);b.SLP(units:hPa)and 850 hPa wind field(units:m/s)

圖4 不同THC平均強度下北大西洋年平均降水的氣候差異分布(單位:mm/d;低平均強度減去高平均強度)Fig.4The differences of annual mean precipitation between the high and low THC average intensities over North Atlantic(units:mm/d;the low THC average intensity minus the high THC average intensity)

3.2 不同平均強度下北大西洋海氣要素氣候變率特征

利用各要素標準差場可以分析其氣候變率特征。圖5為北大西洋SST、SSS和SSD的標準差場?？梢?，在不同平均強度下，各標準差場存在明顯差異。SST的變率特征為:在高平均強度下，60～80°N的GIN海域存在一個高值區(qū)，是氣候變率最顯著區(qū)域，30～50°N氣候變率次之;在低平均強度下，拉布拉多海域存在一個高值區(qū)，是氣候變率最顯著區(qū)域，30～50°N氣候變率次之。在高或低平均強度下，SSS、SSD與SST的氣候變率特征差異一致;在高平均強度下，標準差極大值位于GIN海域，而在低平均強度下，則位于拉布拉多海海域，即50°N以北地區(qū)標準差存在差異。

圖5 高(a，c，e)、低(b，d，f)平均強度下北大西洋SST(a，b;單位:℃)、SSS(c，d;單位:psu)、SSD(e，f;單位:kg·m-3)的標準差場Fig.5The standard deviation fields of(a，b)SST(℃)，(c，d)SSS(psu)，(e，f)SSD(kg·m-3)over North Atlantic in(a，c，e)high and(b，d，f)low THC average intensities

3.3 不同平均強度下北大西洋海氣要素的EOF分析

通過對年均北大西洋SST場作經驗正交函數(shù)(empirical orthogonal function，EOF)分解，來揭示不同THC平均強度下，北大西洋SST主導模態(tài)的異同(圖6)。結果表明，在高、低平均強度下，北大西洋SST第一EOF模態(tài)的方差貢獻分別為27.7%和26.9%，0°～60°N均呈現(xiàn)為經向三核型，即自北向南出現(xiàn)“-+-”分布，三個中心分別位于副極地大洋、中緯度海盆的西部以及熱帶海域。但是，在高平均強度下，北大西洋SST主導變率模態(tài)的變率極大區(qū)域中位于GIN海，而在低平均強度下該極大區(qū)域不存在。

在SLP氣候平均分布(圖略)上，亞速爾地區(qū)為高壓，冰島附近為低壓，與正位相NAO型接近。圖7為年均北大西洋SLP場第一EOF模態(tài)的空間分布?？梢?，在高、低平均強度下，均出現(xiàn)類NAO型分布，其方差貢獻分別為69.8%和74.1%。但是，在高平均強度下，SLP的主導變率模態(tài)的中心位置與NAO的中心位置更為一致，類NAO型表現(xiàn)得更明顯。

4 結論與討論

利用一個全球海氣耦合氣候模式的1 600 a的積分結果，討論了不同THC平均強度下北大西洋氣候響應的差異，得到以下結論:

1)通過分析不同平均強度下北大西洋海洋、大氣要素的氣候態(tài)差異，發(fā)現(xiàn)北大西洋海、氣環(huán)境產生了顯著差異。最明顯的特征是，相對于高平均強度，在低平均強度下，北大西洋地區(qū)SST、SSS、SPD、SAT異常減弱，最大負異常出現(xiàn)在GIN海域。這是因為在低平均強度下，由于淡水強迫作用，THC強度較弱，同時向北進入高緯度海域的海表熱輸送減弱，從而導致SST、SAT減弱。隨著淡水注入，極地、副極地海域，尤其是GIN海域SSS異常減弱，而SSS減弱又導致海表密度下降。ITCZ南移使得北大西洋西部熱帶區(qū)域降水偏少。20～30°N西風減弱，北大西洋副極地環(huán)流明顯南移和減弱，這與風應力的變化一致，副極地環(huán)流減弱不利于北大西洋高鹽海水進入GIN海域，使得GIN海域的層結穩(wěn)定性增強，不利于深層對流增強;同時整個GIN海域的氣旋式環(huán)流得到加強。

2)在不同THC平均強度下，50°N以北地區(qū)SSS、SSD和SST的氣候變率存在差異。在高平均強度下，標準差極大值位于GIN海域;而在低平均強度下，則位于拉布拉多海海域。

3)在高平均強度下，北大西洋SST主導變率模態(tài)的變率極大區(qū)域位于GIN海;而在低平均強度下，該極大區(qū)域不存在。北大西洋SLP的主導變率模態(tài)表現(xiàn)為類NAO型，但在高平均強度下，SLP的主導變率模態(tài)的中心位置與NAO的中心位置更為一致，類NAO型表現(xiàn)得更明顯。

圖6 高(a)、低(b)平均強度下北大西洋SST第一EOF模態(tài)分布Fig.6The first EOF eigenvectors of SST over North Atlantic in(a)high and(b)low THC average intensities

圖7 高(a)、低(b)平均強度下北大西洋SLP第一EOF模態(tài)分布Fig.7The first EOF eigenvectors of SLP over North Atlantic in(a)high and(b)low THC average intensities

李雙林，王彥明，郜永琪.2009.北大西洋年代際振蕩(AMO)氣候影響的研究進展［J］.大氣科學學報，32(3):458-465.

牟林.2007.不同CO2濃度情景下熱鹽環(huán)流的演變［D］.青島:中國海洋大學.

于雷，郜詠祺，王會軍，等.2010.北大西洋淡水擾動試驗中東亞夏季風氣候的響應及其機制［J］.科學通報，55(9):798-807.

周天軍，張學洪，王紹武.2000.大洋溫鹽環(huán)流與氣候變率的關系研究［J］.科學通報，45(4):421-425.

Bjerknes J.1964.Atlantic air-sea interaction［J］.Adv Geophys，10:1-82.

Collins M，Botzet M，Carril A，et al.2006.Interannual to decadal climate predictability in the North Atlantic:A multimodel-ensemble study［J］.J Climate，19:1195-1203.

Cubasch U，Meehl G A，Boer G J，et al.2001.Projections of future climate change［C］//Houghton J T，Ding Y，Griggs D J，et al.Climate change 2001:The scientific basis:Contribution to working group I to the third assessment report of intergovernmental panel on climate change.New York:Cambridge University Press:525-582.

Curry R，Dickson B，Yashayaev I.2003.A change in the freshwater balance of the Atlantic Ocean over the past four decades［J］.Nature，426:826-829.

Delworth T L，Greatbatch R.2000.Multidecadal thermohaline circulation variability driven by atmospheric surface flux forcing［J］.J Climate，13:1481-1495.

Delworth T L，Manabe S，Stouffer R J.1993.Interdecadal variation of the thermohaline circulation in a coupled ocean atmosphere model［J］.J Climate，6:1993-2011.

Ganachaud A，Wunsch C.2000.Improved estimates of global ocean circulation，heat transport and mixing from hydrographic data［J］.Nature，408(23):453-457.

Griffies S M，Tziperman E.1995.A linear thermohaline oscillation driven by stochastic atmosphere forcing［J］.J Climate，11:759-767.

H?kkinen S.2000.Decadal air-sea interaction in the North Atlantic based on observations and modeling results［J］.J Climate，13:1195-1219.

Kuhlbrodt T，Griesel A，Montoya M，et al.2007.On the driving processes of the Atlantic meridional overturning circulation［J］.Rev Geophys，45，RG2001.doi:10.1029/2004RG000166.

Latif M，Boning C，Willebrand J，et al.2006.Is the thermohaline circulation changing?［J］.J Climate，19:4631-4637.

Liu Z，Otto-Bliesner B L，He F，et al.2009.Transient simulation of last deglaciation with a new mechanism for B?lling-Aller?d warming［J］.Science，325:310-314.

Meehl G A，Stocker T F，Collins W D，et al.2007.Global climate projections［C］//Solomon S，Qin D，Manning M，et al.Climate change 2007:The physical science basis:Contribution of working group I to the fourth assessment report of the intergovernmental panel on climate change.New York:Cambridge University Press:747-846.

Otter? O H，Drange H，Bentsen M，et al.2004.Transient response of the Atlantic meridional overturning circulation to enhanced freshwaterinput to the Nordic Seas-Arctic Ocean in the Bergen Climate Model［J］.Tellus，56A:342-361.

Otto-Bliesner B L，Brady E C，Clauzet G，et al.2006.Last glacial maximum and holocene climate in CCSM3［J］.J Climate，20:2526-2544.

Rahmstorf S，Crucifix M，Ganopolski A，et al.2005.Thermohaline circulation hysteresis:A model intercomparison［J］.Geophys Res Lett，32，L23605.doi:10.1029/2005GL023655.

Renold M，Raible C C，Yoshimori M，et al.2009.Simulated resumption of the North Atlantic meridional overturning circulation［J］.Quart Sci Rev，29:101-112.

Sutton R T，Hodson D L R.2005.Atlantic Ocean forcing of North A-merican and European summer climate［J］.Science，309:115-118.

Tourre Y M，Rajagopalan B，Kushnir Y.1999.Dominant patterns of climate variability in the Atlantic Ocean during the last 136 years［J］.J Climate，12:2285-2299.

Trenberth K E，Solomon A.1994.The global heat balance:Heat transport in the atmosphere and ocean［J］.Climate Dynamics，10:107-134.

Wunsch C.2002.What is the thermohaline circulation?［J］.Science，298:1179-1181.

Yeager S G，Shields C A，Large W G，et al.2006.The low-resolution CCSM3［J］.J Climate，20:2545-2566.

Zhang R T，Delworth L.2004.Simulated tropical response to a substantial weakening of the Atlantic thermohaline circulation［J］.J Climate，428:834-837.

North Atlantic climate response to different average intensity of thermohaline circulation

ZHANG Fu-ying1，GUO Pin-wen1，CHENG Jun2，NI Dong-hong1，ZHANG Chun-ying1

(1.School of Atmospheric Sciences;2.School of Marine Sciences，NUIST，Nanjing 210044，China)

The CCSM3(Community Climate System Model version 3)developed by US National Center for Atmospheric Research is used to study the characteristics of thermohaline circulation(THC)in the freshwater disturbance experiments with different mean THC intensities，and the influences of THC on the climate in North Atlantic.Results show that:1)In different THC average intensities，the climatology of marine，atmospheric elements over North Atlantic are significantly different.Compared to the high average intensity，in the low average intensity，SST(sea surface temperature)，SSS(sea surface salinity)，SSD(sea surface density)，SAT(surface air temperature)over North Atlantic are weakened，and the largest negative anomaly locates in GIN(Greenland sea—Iceland sea—Norwegian sea).With the elevation of SLP(sea level pressure)and the cooling of SST and SAT，there is an abnormal cold high pressure over North Atlantic.Sea ice distribution area expands southward.The precipitation in thewestern tropical Atlantic decreases，leading to ITCZ(intertropical convergence zone)moving southward.2)In different THC average intensities，the most notable areas of interannual SST，SSS and SSD anomalies are different.The most significant area locates in GIN in the high average intensity，while in the Labrador waters in the low average intensity.3)In the high average intensity，the maximum of dominant variability mode of SST over North Atlantic locates in GIN，while it does not exit in GIN in the low average intensity.The dominant variability mode of SLP over North Atlantic is NAO-like mode，but the NAO-like mode is more significant in high average intensity.

thermohline circulation;North Atlantic;climatology;climate variability;dominant mode

P463.4

A

1674-7097(2012)06-0712-08

2012-07-18;改回日期:2012-09-26

國家重大基礎研究計劃項目(2102CB955200);國家自然科學基金資助項目(41130105);南京信息工程大學科研基金資助項目(20080253)

張福穎(1981—)，女，江蘇興化人，博士生，研究方向為海氣相互作用，hare1981_37@tom.com;程軍(通信作者)，博士，講師，研究方向為熱鹽環(huán)流演變機制及其氣候影響，chengjun@nuist.edu.cn.

張福穎，郭品文，程軍，等.2012.不同熱鹽環(huán)流平均強度下北大西洋氣候響應的差異［J］.大氣科學學報，35(6):712-719.

Zhang Fu-ying，Guo Pin-wen，Cheng Jun，et al.2012.North Atlantic climate response to different average intensity of thermohaline circulation［J］.Trans Atmos Sci，35(6):712-719.(in Chinese)

(責任編輯:劉菲)