李菁楠 陳學恩

(中國海洋大學 海洋環(huán)境學院 青島 266100)

大西洋熱鹽環(huán)流(thermohaline circulation,THC)是全球尺度的海洋環(huán)流,對全球子午向熱量輸送起到重要作用,在氣候變化中占有重要地位(黃建斌等,2008;Wunsch,2002;Lumpkinet al,2003)。表層水在高緯地區(qū)的下沉是熱鹽環(huán)流的重要驅(qū)動力,對氣候平衡態(tài)的影響很大,而混合層深度是表征深層水生成率強弱的一個重要物理量,受到如太陽輻射、風應力、海氣熱量交換等多個因素的影響?；旌蠈由疃仍缴?表明垂直的深層對流越強,有更多的表層水密度增加,下沉變?yōu)樯顚铀?牟林,2007)。海洋中的混合層直接與大氣接觸,是海洋的上界面,同時是與大氣進行熱量、動量及物質(zhì)交換的重要場所,因此對海洋混合層深度的研究在海氣相互作用研究中占有重要地位。關于THC下沉海流的研究,已有不少科學家作出貢獻(牟林等,2010;朱江等,2012)。普遍認為,如果全球變暖導致THC下沉減弱或中斷,對區(qū)域乃至全球氣候的影響將是災難性的(Manabeet al,1999;Schmittneret al,1999)。在輻射強迫增大、溫室氣體濃度增加的情況下,全球變暖,海表溫度升高,同時大氣中的水汽含量增加,淡水的經(jīng)向輸運加強,即副熱帶地區(qū)蒸發(fā)增強,副極地地區(qū)降雨增加。大量淡水補充導致THC下沉海域海表鹽度下降,深層對流減弱,THC強度隨之減弱,進而影響歐洲氣候。約11000—10000年前的“新仙女木冷事件”(Dansgaardet al,1993)即被認為與THC下沉的減弱有關:冰川融化令大量淡水流入北大西洋,海表鹽度降低,海水下沉被抑制,熱鹽環(huán)流中斷,經(jīng)向熱輸送劇減,歐洲氣候變冷(Broecker,1990)。

此前的研究多是基于單一輻射強迫環(huán)境對北大西洋高緯海域進行研究,缺乏 THC對未來輻射強迫情景變化響應的探討。輻射強迫情景是政府間氣候變化專門委員會(Intergovernmental Panel on Climate Change,IPCC)為統(tǒng)一全球海氣耦合模擬實驗、方便各個模式比較評估而提出的最新溫室效應指標,是根據(jù)已存在的科學文獻設立的一套穩(wěn)定、緩和的基準排放情景,用單位面積輻射強迫表示溫室氣體的穩(wěn)定濃度。代表性濃度路徑(representative concentration pathways,Rcps)是一種重要的輻射強迫情景,目前共設立 4組 Rcps情景,分別為 Rcp2.6、Rcp4.5、Rcp6和 Rcp8.5,對應數(shù)字表示 2006—2100年,輻射強迫的數(shù)值,單位為 W/m2。為研究更長時間尺度的氣候變化,IPCC又對應設立4組延伸濃度路徑(Extended Concentration Pathways,Ecps),時間長度為 2101—2300年,是Rcps情景的延伸部分。本文將Rcps與對應的Ecps統(tǒng)稱Rcps情景。另外,以歷史輻射強迫數(shù)據(jù)資料為背景可以通過數(shù)值模式反演出 1850—2005年的海洋大氣數(shù)據(jù)資料,這段時間的輻射強迫背景稱為歷史輻射強迫(Historical)情景,下文簡稱 His情景(Sturgeset al,2000;Detlefet al,2011)。本文對處于輻射強迫條件變化情景下的THC下沉區(qū)的動態(tài)變化進行分析,通過數(shù)值模擬實驗中不同輻射強迫背景的輸出數(shù)據(jù)來模擬溫室效應引起的大西洋表層水下沉區(qū)變化,重點研究在 ECHAM5/MPI-OM(European Centre Hamburg Model 5/ Max Planck Institute ocean model)模式中,不同輻射強迫情景下,格陵蘭-冰島-挪威海(Greenland Sea – Iceland Sea – Norwegian Sea,GIN)海域和拉布拉多海(Labrador sea,LAB)海域混合層深度及其振蕩周期的變化,并就兩海區(qū)海表面溫度、鹽度對混合層深度的影響進行了探討。

1 數(shù)據(jù)與研究方案

1.1 數(shù)據(jù)說明

本文采用ECHAM5/MPI-OM氣候模式輸出的海洋數(shù)據(jù)進行研究。該模式由德國馬克思-普朗克氣象研究所(Max-Planck Institute for Meteorology)開發(fā),是第5次國際耦合模式比較計劃(Coupled Model Intercomparison Project Phase 5,CMIP5)參評模式之一,其關于全球氣候變化的模擬結(jié)果被IPCC第4次評估報告(Fourth Assessment Report,AR4)所引用。根據(jù)學者研究及IPCC AR4提供的結(jié)果,ECHAM5/MPI-OM氣候模式對降水、氣壓、氣溫及海洋混合層深度的模擬結(jié)果非常接近實際觀測(周天軍等,2005;牟林等,2010),因此本文使用的數(shù)據(jù)具有相當?shù)目煽啃浴?/p>

數(shù)據(jù)在全球呈不規(guī)則水平網(wǎng)格分布,網(wǎng)格數(shù)為256×220個(經(jīng)向為256個,緯向為220個),網(wǎng)格精度最小在格陵蘭島附近為 15km,最大在赤道附近為284km,平均精度為1.5°×1.5°。垂向網(wǎng)格共分40層,層厚隨水深逐漸增大,在海表面以下90m內(nèi)有8層,600m內(nèi)有20層(Jungclauset al,2005)。這套數(shù)據(jù)模擬了不同輻射強迫情景下全球氣候系統(tǒng)演變過程。

根據(jù)大西洋熱鹽環(huán)流表層水的下沉位置的不同,下沉流海域分為 GIN海域和 LAB海域(牟林,2007;牟林等,2011)。所使用的數(shù)據(jù)范圍為 66°—77°N,20°W—10°E(GIN 海域)和 50°—60°N,60°—25°W(LAB 海域)。文中采用 His、Rcp2.6、Rcp4.5、和 Rcp8.5情景數(shù)據(jù),從His情景到Rcp8.5情景,輻射強迫值逐漸增大。3—5月、6—8月、9—11月、12—2月分別代表春、夏、秋、冬四季。

海洋中的混合層存在著不同的定義,本文中混合層深度的定義為:從表層向下算起,當現(xiàn)場密度同表層密度相比變化達到0.125時所在的深度為混合層深度(Delworthet al,1993,2000;Timmermannet al,1998)。

1.2 研究方案

如表1所示,在輻射強迫和季節(jié)相同時,GIN海域和LAB海域混合層深度存在顯著差異。因此在對不同輻射強迫情景的研究中,也應當將兩個海域混合層深度分別研究進行對比。由于所研究海域混合層四季震蕩趨勢相同,春季混合層深度最大,最適合用來觀察混合層深度變化,因此本文選擇春季混合層深度作為混合層深度變化的代表,并將春季區(qū)域平均混合層深度定義為混合層指數(shù),通過小波分析方法求得各輻射強迫情景下混合層指數(shù)的周期,探討混合層在不同輻射強迫背景下的變化情況,從而對比兩海域混合層在各輻射強迫情景下的變化。

表1 不同輻射強迫情景下GIN海域和LAB海域四季平均混合層深度(單位:m)Tab.1 Average depth of mixed layer in the GIN(Greenland Sea –Iceland Sea – Norwegian Sea)area and LAB(Labrador Sea)area of four seasons under four radiative forcing scenarios(units:m)

由于混合層深度與其海表熱鹽狀況聯(lián)系緊密,因此本文特別針對GIN海域和LAB海域海表溫度和鹽度進行研究,利用超前/滯后相關方法分別分析兩海域的海表溫度、鹽度對混合層深度的影響,并且討論這種影響在不同輻射強迫情景下的改變。

2 不同輻射強迫情景下的混合層深度變化

2.1 混合層深度及其周期變化

混合層深度在不同輻射強迫背景下的變化見圖1。隨著輻射強迫增加,混合層平均深度整體呈下降趨勢,這是由于海表溫度和鹽度共同作用引起的:海表溫度上升或海表鹽度下降導致海洋表層水密度降低,下沉流減弱,最終混合層深度減小。在GIN海域,His情景下混合層平均深度為879.88m,Rcp2.6、Rcp4.5和 Rcp8.5對應平均深度分別為 597.64、496.66和326.454m,與 His情景相比混合層平均深度降低32.07%,43.55%,62.90%;在LAB海域,His情景下混合層平均深度為747.86m,Rcp2.6、Rcp4.5和Rcp8.5對應平均深度分別為663.54、520.19和194.39m,與His情景相比混合層平均深度降低 11.27%,30.44%,74.01%,可見 LAB海域混合層平均深度降低較快。分別考察Rcps情景下兩海域混合層平均深度變化區(qū)間,GIN海域為600(Rcp2.6)—200m(Rcp8.5),LAB海域為700(Rcp2.6)—50m(Rcp8.5),LAB海域變化幅度明顯大于GIN海域。同時在Rcps情景下,GIN海域混合層平均深度變化平穩(wěn),LAB海域混合層平均深度變化曲線振幅較大。以上均說明LAB海域混合層對輻射強迫變化更敏感。

圖1 不同輻射強迫情景下,GIN海域(實線)和LAB海域(虛線)混合層平均深度時間序列Fig.1 Time series of average depth of mixed layer in the GIN(full line)area and LAB(dotted line)area under four radiative forcing scenarios

混合層深度變化周期也是衡量混合層變化的重要指標之一,對混合層平均深度進行小波分析,得到各輻射強迫情景下的混合層深度變化周期。圖2小波分析結(jié)果顯示,在GIN海域,1850—2005年混合層深度變化周期為16—64a,以 50a為主。輻射強迫增大后:在 Rcp2.6情景下,周期為 20—40a,以 32a為主;在Rcp4.5和Rcp8.5情景下,周期為12—40a,主導周期為16a和32a。圖3小波分析結(jié)果顯示,在LAB海域,1850—2005年混合層深度變化周期為50a左右。輻射強迫增大后:在Rcp2.6情景下,周期為10—32a,主導周期為18a和24a;在Rcp4.5和Rcp8.5情景下,周期為12—32a,主導周期為24a?？梢娫趦珊Ｓ蜉椛鋸娖葘φ鹗幹芷诘挠绊懖煌?GIN海域震蕩周期隨輻射強迫增加而減小,LAB海域混合層震蕩周期隨輻射強迫增大變化不明顯。

2.2 不同輻射強迫背景下混合層深度標準差

標準差是對一組數(shù)據(jù)分散程度的度量。通常,標準差較大代表大部分數(shù)值和其平均值之間差異較大;標準差較小代表這些數(shù)值較接近平均值。圖4代表各輻射強迫情景下混合層深度變化的標準差,由圖4可見,混合層深度主要的變化區(qū)域是GIN和LAB海域,隨輻射強迫增加,標準差逐漸減小,表示混合層深度變化逐漸趨于穩(wěn)定,向定常態(tài)發(fā)展。在GIN海域,與His情景相比,Rcp2.6、Rcp4.5、Rcp8.5情景的標準差平均值分別下降了60%,80%,92%;在LAB海域,對應下降值為40%,42%,54%。與LAB海域相比,GIN海域標準差下降較大,說明 GIN海域由不定常態(tài)向定常態(tài)的形態(tài)轉(zhuǎn)變較大。

圖2 對His(a)、Rcp2.6(b)、Rcp4.5(c)和Rcp8.5(d)情景下GIN海域混合層平均深度的小波分析Fig.2 Wavelet analysis of mixed layer average depth in GIN area under His(a),Rcp2.6(b),Rcp4.5(c)and Rcp8.5(d)scenarios

3 海表溫鹽要素對混合層深度的影響

在4種輻射強迫情景中,GIN海域和LAB海域平均海表面鹽度的變化情況如圖5所示。在Rcps情景中,隨著輻射強迫增加,表層海水鹽度減小,這是由于輻射強迫增加導致了高緯度地區(qū)淡水輸入增加,使得鹽度下降,包括大氣環(huán)流加快導致的高緯地區(qū)降雨增加(牟林,2007)和海冰融化導致的淡水輸入增強。在淡水輸入增強的同時,輻射強迫增加引發(fā)了大西洋 THC減弱,因而向北輸送的高鹽水總量減小,下沉海區(qū)海水鹽度輸入降低,這也是表層鹽度降低的原因。GIN海域表層海水鹽度始終高于LAB海域,這是兩海域不同地形作用的結(jié)果,GIN海域南部格陵蘭-蘇格蘭海脊(距離海表600m)阻礙了底層海水流出,而 LAB海域與大西洋直接連通,水交換自由,因此GIN海域鹽度始終高于LAB海域。

圖6展示了在4種輻射強迫情景中,兩下沉海域平均海表面溫度的變化情況。隨著輻射強迫增加,表層海水溫度整體呈上升趨勢。盡管THC減弱導致高溫入流水減少,抑制了海水溫度的升高,但輻射強迫增加對海表溫度的直接增溫抵消了該效應。由圖6可見,在His輻射強迫情景下,GIN海域表面溫度低于LAB海域;但隨著輻射強迫增加,在Rcp2.6,Rcp4.5輻射強迫情景下,GIN海域海表面溫度與LAB海域相當;在Rcp8.5輻射強迫情景下,GIN海域海表面溫度超過LAB海域。這與GIN海域的海冰覆蓋有關:在高輻射強迫情景下,GIN海域海冰對輻射的正反饋機制增大了該地區(qū)溫度升高效應(IPCC,2007),具體地說,海冰對太陽輻射具有較高的反射作用,在高輻射強迫背景下海冰融化,反射率降低,海表面接收大氣熱通量增加,海表面溫度升高,又進一步促進了海冰融化,形成正反饋機制。另一方面,GIN海域熱平衡主要取決于和大氣的熱交換,而LAB海域熱量來自主要大西洋THC熱輸送。當輻射強迫較高時,大西洋THC強度減弱,向北的熱量輸送減小,LAB海域熱量來源減小。而由于輻射強迫的作用 GIN海域接受大氣熱通量增大,因此在高輻射強迫情景下,緯度較高的GIN海域海表面溫度反而超過緯度較低的LAB海域。

圖3 對His(a)、Rcp2.6(b)、Rcp4.5(c)和Rcp8.5(d)情景下LAB海域混合層平均深度的小波分析Fig.3 Wavelet analysis of mixed layer average depth in LAB area under His(a),Rcp2.6(b),Rcp4.5(c)and Rcp8.5(d)scenarios

圖4 His(a)、Rcp2.6(b)、Rcp4.5(c)和Rcp8.5(d)情景下混合層深度的標準差Fig.4 Standard deviation of mixed layer depth under His(a),Rcp2.6(b),Rcp4.5(c)and Rcp8.5(d)scenarios

圖5 4種輻射強迫情景下,GIN海域(a)和LAB海域(b)春季海洋表面鹽度區(qū)域平均值的時間序列Fig.5 Time series of spring sea surface salinity’s regional average in the GIN(a)and LAB(b)area under four radiative forcing scenarios

圖6 4種輻射強迫情景下,GIN海域(實線)和LAB海域(虛線)海洋表面溫度區(qū)域平均值的時間序列Fig.6 Time series of spring sea surface temperature’s regional average in the GIN and LAB area under four radiative forcing scenarios

圖7表示對兩海域海表面鹽度、溫度與混合層深度進行超前/滯后相關分析,混合層深度變化滯后于海洋參數(shù)變化時,滯后時間為正,反之則滯后時間為負。

當下沉海域海表鹽度降低時,海表面海水密度下降,不利于表層海水下沉,進而導致混合層深度的減小,因此海表面鹽度與混合層深度的相關性為正。在GIN海域中,His情景最大正相關系數(shù)為0.69(置信度＞95%),對應鹽度變化滯后于混合層深度變化 55a;Rcp2.6情景中最大相關系數(shù) 0.13(置信度＞95%),相關性不顯著。Rcp4.5情景最大相關系數(shù) 0.48(置信度＞95%),鹽度變化與混合層深度變化同步。Rcp8.5情景最大相關系數(shù) 0.9(置信度＞95%),鹽度變化與混合層深度變化同步。在LAB海域中,His情景下海表面鹽度與混合層深度的最大正相關系數(shù)為 0.84(置信度＞95%),對應混合層深度變化滯后于鹽度變化 3a;Rcp2.6情景中最大相關系數(shù) 0.62(置信度＞95%),該點混合層深度變化滯后于鹽度變化2a。Rcp4.5情景最大相關系數(shù) 0.69(置信度＞95%),混合層深度變化滯后于鹽度變化 2a。Rcp8.5情景中最大相關系數(shù)達到 0.93(置信度＞95%),混合層深度變化滯后于鹽度變化 42a。不僅鹽度的變化直接對混合層深度造成影響,根據(jù)上文分析,混合層深度減小引起THC強度減弱,同樣會導致海表鹽度降低。因此,下沉海區(qū)混合層深度減小與海表鹽度降低是一個互為因果的復雜變化,可以看作一個正反饋機制,當海表鹽度作為變化的主動因素時,混合層深度變化滯后于鹽度變化。

圖7 GIN海域、LAB海域的海水表面鹽度、溫度與混合層深度在His(a)、Rcp2.6(b)、Rcp4.5(c)和Rcp8.5(d)情景下的超前/滯后相關性分析Fig.7 Lag correlation analysis of sea surface salinity(blue),sea surface temperature(red)with mixed layer depth in GIN area(full line)and LAB area(dotted line)under His(a),Rcp2.6(b),Rcp4.5(c)and Rcp8.5(d)scenarios

當下沉海區(qū)海表溫度較高時,由于海水體積膨脹使得表層海水密度減小,同樣不利于海水下沉,會導致混合層深度減小。因此海表面溫度與混合層深度的相關性為負:在GIN海域中,His情景最大負相關系數(shù)為-0.80(置信度＞95%),對應混合層深度變化滯后于溫度變化 4a;Rcp2.6情景中最大負相關系數(shù)-0.35(置信度＞95%),對應混合層深度變化滯后于溫度變化25a。在LAB海域,His情景最大負相關系數(shù)為-0.40(置信度＞95%),溫度變化滯后于混合層深度變化 35a。Rcp2.6情景最大負相關系數(shù)-0.33(置信度＞95%),混合層深度變化滯后于溫度變化 32a。理論上,海表溫度較高導致混合層深度減小,會引起THC強度減弱,北大西洋暖流向高緯度輸送的熱量減小,海表溫度降低,混合層深度增加(牟林,2007)。這個負反饋過程可認為是混合層深度震蕩的自我調(diào)節(jié)機制,因此海表的溫度變化,又是混合層變化的一個直接原因,當海表溫度作為變化的主動因素時,混合層深度變化滯后于溫度變化。

通過兩海區(qū)熱鹽相關系數(shù)對比可以發(fā)現(xiàn):在GIN海域低輻射強迫情景下(His,Rcp2.6)溫度相關系數(shù)絕對值大于鹽度,是影響混合層深度的主要因素,在中高輻射強迫情景下(Rcp4.5,Rcp8.5),鹽度對混合層深度的影響逐漸增大,與溫度共同對混合層深度產(chǎn)生作用;而在 LAB海域所有強迫輻射條件下,鹽度始終為混合層深度的主要影響因素。

4 結(jié)論

本文基于 4種輻射強迫情景下 ECHAM5/MPIOM氣候模式輸出的1850—2300年逐月混合層深度、海表面溫度、海表面鹽度等相關數(shù)據(jù),針對北大西洋熱鹽環(huán)流 GIN和 LAB 2個海流下沉區(qū)域進行分析,得出 2個下沉海域在不同輻射強迫情景下海洋參數(shù)變化的共性與特性,共性主要有以下3點:(1)輻射強迫條件的改變顯著影響了北大西洋熱鹽環(huán)流高緯下沉區(qū)域混合層深度,隨著輻射強迫增加,兩海區(qū)混合層深度均有所減小。(2)混合層深度在各情景間的變化值并不是固定不變的,而是隨著輻射強迫的增加而減小,同時兩海區(qū)混合層深度變化標準差也隨著輻射強迫的增加而減小,這說明了隨輻射強迫增加,混合層深度變化逐漸趨于穩(wěn)定,向定常態(tài)發(fā)展。(3)兩海域中混合層深度對鹽度的變化反應更為迅速。

除以上共性外,在分析中發(fā)現(xiàn)不同輻射強迫情景下兩海域各自的變化特點:(1)在同一輻射強迫情景下LAB海域混合層深度振幅、不同輻射強迫情景下混合層深度變化范圍均大于 GIN海域,表明 LAB海域混合層對輻射強迫變化更敏感。(2)混合層深度震蕩周期在兩海域呈現(xiàn)出不一樣的變化規(guī)律,GIN海域震蕩周期隨輻射強迫增加而減小,主導周期由50a逐漸降至16a,但在LAB海域混合層震蕩周期隨輻射強迫增大變化不明顯,除在His情景下為50a外,其余3種情景均在24a左右。(3)海表鹽度對LAB海域混合層深度的影響大于海表溫度對該海域混合層深度的影響,且超前/滯后影響時間短,常出現(xiàn)同步相關性,而溫度對混合層深度的超前/滯后影響時間長,時間尺度在十年際量級。因此在LAB海域的混合層深度變化中,鹽度起主要作用。而在GIN海域,鹽度和溫度在不同輻射強迫情景下的主導作用不同。

在不同輻射強迫情境下,溫鹽對混合層深度的影響總結(jié)如下:在His輻射強迫情景下,GIN海域溫度小于 LAB海域,低溫有利于表層海水下沉,在此情景下 GIN海域混合層深度大于 LAB海域。在Rcp2.6及Rcp4.5輻射強迫情景下,GIN海域溫度與LAB海域相當,雖然在Rcp4.5輻射強迫情景下GIN海域影響混合層深度的主導因素由溫度轉(zhuǎn)變?yōu)辂}度,但兩海域鹽度幾乎不變,因此這2種情形下混合層深度差別不大。而在Rcp8.5情景下,兩海域溫度鹽度變化較大,GIN海域溫度遠大于LAB海域,海表高溫阻礙海水下沉,但此情景下 GIN海域混合層主導因素為溫鹽共同作用,鹽度的變化導致 GIN海域深度大于 LAB海域。同時,兩海域同樣以鹽度作為混合層深度主導因素時,盡管 LAB海域鹽度變化值大于GIN海域,但海域深度卻小于GIN海域,說明GIN海域當以鹽度變化為主導因素時,混合層深度對鹽度變化敏感性高。

朱 江,楊海軍,2012.北大西洋熱鹽環(huán)流對溫室氣體濃度變化的響應.北京大學學報(自然科學版),48(2):231—238

牟 林,2007.不同 CO2濃度情景下熱鹽環(huán)流的演變.青島:中國海洋大學博士學位論文,2—77

牟 林,張建立,陳學恩等,2010.大西洋熱鹽環(huán)流年代際變化機制研究:I氣候模式的建立和驗證.海洋學報,32(6):11—23

牟 林,陳學恩,宋 軍等,2011.大西洋熱鹽環(huán)流年代際變化機制研究:II熱鹽環(huán)流年際和年代際變化機制研究.海洋學報,33(1):17—26

周天軍,宇如聰,劉喜迎等,2005.一個氣候系統(tǒng)模式中大洋熱鹽環(huán)流對全球增暖的響應.科學通報,50(3):269—275

黃建斌,周天軍,朱錦紅等,2008.與熱鹽環(huán)流相關的海溫異常對大西洋沿岸氣候影響的診斷模擬研究.自然科學進展,18(2):154—160

Broecker W S,1990.What drives glacial cycles? Scientific American,262:49—56

Dansgaard W,Johnsen S J,Clausen H Bet al,1993.Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record.Nature,364:218—220

Delworth T L,Greatbatch R,2000.Multidecadal thermohaline circulation variability driven by atmospheric surface flux forcing.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 Climate,6:1993—2011

Detlef P,Vuuren V,Edmonds Jet al,2011.The representative concentration pathways:an overview.Climatic Change,109(1—2):5—31

IPCC,2007.Climate change 2007:the physical science basis summary for policymakers.In:Contribution of working group I to the fourth assessment report of the intergovernmental panel on climate change.Cambridge:Cambridge University Press,22

Jungclaus J H,Keenlyside N,Botzet Met al,2005.Ocean circulation and tropical variability in the coupled model echam5/mpi-om.Journal of Climate-Special Section,19:3952—3972

Lumpkin R,Speer K,2003.Large-scale vertical and horizontal circulation in the North Atlantic Ocean.Journal of Physical Oceanography,33:1902—1920

Manabe S,Stouffer R J,1999.The role of thermohaline circulation in climate.Tellus,51A-B:91—109

Schmittner A,Stocker T F,1999.The stability of the thermohaline circulation in global warming experiments.J Climate,12:1117—1133

Sturges W T,Wallington,T J,Hurly M Det al,2000.A potent greenhouse gas identified in the atmosphere:SF5CF3.Science,289:611—613

Timmermann A,Latif M,Voss Ret al,1998.Northern hemispheric interdecadal variability:a coupled air-sea mode.J Climate,11:1906—1931

Wunsch C,2002.What is the thermohaline circulation? Science,298:1179—1181