Dynamiczny termostat oceaniczny

Dynamiczny termostat oceaniczny jest fizycznym mechanizmem, poprzez który zmiany średniego wymuszenia radiacyjnego wpływają na gradienty temperatur powierzchni morza w Oceanie Spokojnym oraz siłę cyrkulacji Walkera . Zwiększone wymuszanie radiacyjne (ocieplenie) jest bardziej skuteczne na zachodnim Pacyfiku niż na wschodnim, gdzie upwelling mas zimnej wody tłumi zmiany temperatury. Zwiększa to gradient temperatury wschód-zachód i wzmacnia krążenie Walkera. Zmniejszone wymuszanie radiacyjne (chłodzenie) ma odwrotny skutek.

Proces ten został przywołany w celu wyjaśnienia różnic w gradientach temperatury Oceanu Spokojnego, które korelują ze zmianami nasłonecznienia i klimatu. Może być również odpowiedzialny za hipotetyczną korelację między El Niño a erupcjami wulkanów oraz za zmiany gradientów temperatury, które miały miejsce w XX wieku. Nie jest jasne , czy dynamiczny termostat oceaniczny kontroluje reakcję Oceanu Spokojnego na antropogeniczne globalne ocieplenie , ponieważ w grę wchodzą konkurencyjne procesy; potencjalnie może prowadzić do La Niña podobna do tendencji klimatycznej podczas początkowego ocieplenia, zanim zostanie zdominowana przez inne procesy.

Tło

Równikowy Pacyfik jest kluczowym regionem Ziemi pod względem jego względnego wpływu na światową cyrkulację atmosferyczną. Charakterystyczny gradient temperatury ze wschodu na zachód jest sprzężony z cyrkulacją atmosferyczną, cyrkulacją Walkera i dodatkowo kontrolowany przez dynamikę atmosferyczną i oceaniczną. Na zachodnim Pacyfiku występuje tak zwany „ciepły basen”, w którym występują najcieplejsze temperatury powierzchni morza (SST) Ziemi. I odwrotnie, na wschodnim Pacyfiku obszar zwany „zimnym językiem” jest zawsze zimniejszy niż ciepły basen, mimo że leżą na tej samej szerokości geograficznej, ponieważ zimna woda jest wylewana Tam. Gradient temperatury między nimi z kolei indukuje cyrkulację atmosferyczną, cyrkulację Walkera, która silnie reaguje na gradient SST.

Jednym z ważnych składników klimatu jest oscylacja południowa El Niño (ENSO), rodzaj zmienności klimatu. W fazie dodatniej/El Niño wody w środkowym i wschodnim Pacyfiku są cieplejsze niż normalnie, podczas gdy w fazie zimnej/La Niña są zimniejsze niż normalnie. W połączeniu z tymi zmianami SST zmienia się różnica ciśnienia atmosferycznego między wschodnim i zachodnim Pacyfikiem. Wahania cyrkulacji ENSO i Walker mają ogólnoświatowy wpływ na pogodę, w tym klęski żywiołowe , takie jak pożary buszu , susze , powodzie i cyklony tropikalne działalność. Cyrkulacja atmosferyczna moduluje pobieranie ciepła przez ocean, siłę i położenie międzytropikalnej strefy konwergencji (ITCZ), opady tropikalne oraz siłę monsunu indyjskiego .

Oryginalna hipoteza Clementa i in. (1996) oraz Sun i Liu (1996).

Już w maju 1996 roku Sun i Liu opublikowali hipotezę, że sprzężone interakcje między wiatrami oceanicznymi, powierzchnią oceanu i prądami oceanicznymi mogą ograniczać temperaturę wody na zachodnim Pacyfiku. W ramach tego badania odkryli, że podwyższone temperatury równowagi prowadzą do zwiększonego gradientu temperatur między wschodnim i zachodnim Pacyfikiem.

Mechanizm dynamicznego termostatu oceanicznego został opisany w dedykowanej publikacji Clementa i in. 1996 w sprzężonym modelu ocean-atmosfera oceanu równikowego. Ponieważ na zachodnim Pacyfiku SST są regulowane tylko przez zmagazynowane ciepło i strumienie ciepła, podczas gdy na wschodnim Pacyfiku rolę odgrywają również adwekcja pozioma i pionowa. Tak więc narzucone źródło ogrzewania przede wszystkim ogrzewa zachodni Pacyfik, wywołując silniejsze wschodnie wiatry, które ułatwiają upwelling we wschodnim Pacyfiku i obniżają jego temperaturę – wzór odwrotny do oczekiwanego w przypadku ogrzewania. Zimna woda wypływająca wzdłuż równika następnie rozprzestrzenia się od niego, zmniejszając całkowite ocieplenie basenu. W ten sposób zwiększa się gradient temperatury między zachodnim i wschodnim Pacyfikiem, wzmacniając pasaty i dalsze nasilenie upwellingu; ostatecznie prowadzi to do stanu klimatycznego przypominającego La Niña. Mechanizm ma charakter sezonowy, ponieważ upwelling jest najmniej skuteczny wiosną borealną, a najskuteczniejszy jesienią borealną; dlatego działa głównie jesienią. Ze względu na pionową strukturę temperatury, zmienność ENSO staje się bardziej regularna podczas chłodzenia przez mechanizm termostatu, ale jest tłumiona podczas ogrzewania.

Model Clementa i in. 1996 uwzględnia tylko anomalie temperaturowe i nie uwzględnia całego budżetu energetycznego. Po pewnym czasie ocieplenie rozprzestrzeniłoby się na obszary źródłowe wypiętrzonej wody i termokliny , ostatecznie tłumiąc termostat. Podstawową wadą tego modelu jest założenie, że temperatura wody wzbijanej w górę nie zmienia się w czasie.

Późniejsze badania

Późniejsze badania zweryfikowały mechanizm dynamicznego termostatu oceanicznego dla wielu modeli klimatycznych z różnymi strukturami ocieplenia, a także występowaniem reakcji odwrotnej - spadku gradientu SST - w odpowiedzi na ochłodzenie klimatu. W modelach w pełni sprzężonych tendencja do intensyfikacji cyrkulacji atmosferycznej wraz ze spadkiem nasłonecznienia czasami neguje reakcję termostatu na zmniejszoną aktywność słoneczną. Liu, Lu i Xie 2015 zaproponowali, że dynamiczny termostat oceaniczny może działać również na Oceanie Indyjskim, a koncepcja została rozszerzona na cały Indo-Pacyfik, a nie tylko na równikowy Pacyfik.

Woda przepływa z zachodniego Pacyfiku do Oceanu Indyjskiego przez cieśniny między Australią a Azją, zjawisko znane jako przepływ indonezyjski . Rodgersa i in. 1999 postulował, że silniejsze pasaty związane z dynamicznym termostatem oceanicznym mogą zwiększać różnicę poziomów mórz między oceanami Indyjskim i Pacyfiku, zwiększając przepływ i dalsze ochładzanie Pacyfiku.

Rola w zmienności klimatu

Termostat dynamiczny oceanu został użyty do wyjaśnienia:

Wpływy wulkaniczne i słoneczne

Przywołano mechanizm dynamicznego termostatu oceanu, aby powiązać erupcje wulkanów ze zmianami ENSO. Erupcje wulkanów mogą ochłodzić Ziemię poprzez wtryskiwanie do stratosfery aerozoli i dwutlenku siarki , które odbijają napływające promieniowanie słoneczne. Sugerowano, że w paleoklimatycznych po erupcjach wulkanów często następują zdarzenia El Niño, ale wątpliwe jest, czy dotyczy to znanych erupcji historycznych, a wyniki modelowania klimatu są niejednoznaczne. W niektórych modelach klimatycznych proces dynamicznego termostatu oceanicznego powoduje początek zdarzeń El Niño po erupcjach wulkanów, w innych dodatkowe procesy atmosferyczne zastępują wpływ dynamicznego termostatu oceanicznego na gradienty SST Pacyfiku.

Proces dynamicznego termostatu oceanicznego może wyjaśniać zmiany w Pacyfiku SST we wschodnim Pacyfiku, które korelują ze zmianami nasłonecznienia , takimi jak Minimum Daltona . We wczesnym i środkowym holocenie , kiedy jesienno-letnie nasłonecznienie wzrosło, ale także podczas średniowiecznej anomalii klimatycznej między 900-1300 rne , SST u wybrzeży Baja California na wschodnim Pacyfiku były zimniejsze niż zwykle. Południowo-zachodnia część Ameryki Północnej nawiedziła poważne megasusze w tym czasie, co może również odnosić się do tendencji podobnej do La Niña w SST na Pacyfiku. I odwrotnie, w okresach niskiego nasłonecznienia i podczas małej epoki lodowcowej SST wzrastały. Region ten leży w obrębie Prądu Kalifornijskiego , na który wpływa wschodni Pacyfik, który kontroluje temperaturę wypiętrzonej wody. Zostało to dodatkowo potwierdzone przez analizy z dodatkowymi otwornic . Zwiększona produktywność wód oceanicznych u wybrzeży Peru podczas średniowiecznej anomalii klimatycznej i rzymskiego ciepłego okresu między 50-400 rne , gdy klimat na świecie był cieplejszy, może wystąpić w wyniku spłycenia termokliny wywołanego przez termostat i zwiększonego upwellingu wód bogatych w składniki odżywcze. Zaproponowano jednak dodatkowe mechanizmy łączące równikowy klimat Pacyfiku ze zmianami nasłonecznienia.

Rola w ostatnich zmianach klimatu

Zmiany w równikowych SST Pacyfiku spowodowane antropogenicznym globalnym ociepleniem stanowią ważny problem w prognozach klimatycznych, ponieważ wpływają na lokalne i globalne wzorce klimatyczne. Oczekuje się, że mechanizm dynamicznego termostatu oceanicznego zmniejszy antropogeniczne ocieplenie wschodniego Pacyfiku w stosunku do zachodniego Pacyfiku, wzmacniając w ten sposób gradient SST i cyrkulację Walkera. Przeciwstawia się temu osłabienie cyrkulacji Walkera i skuteczniejsze chłodzenie wyparne zachodniego Pacyfiku w warunkach globalnego ocieplenia. Ta kompensacja między różnymi efektami utrudnia oszacowanie ostatecznego wyniku krążenia Walkera i gradientu SST. W CMIP5 zazwyczaj nie jest to efekt dominujący.

Przywołano dynamiczny termostat oceanu, aby wyjaśnić sprzeczne zmiany w Oceanie Spokojnym w XX wieku. Konkretnie, wydaje się, że następuje jednoczesny wzrost gradientu SST, ale także osłabienie krążenia Walkera, zwłaszcza podczas borealnego lata. Wszystkie te obserwacje są niepewne ze względu na szczególny dobór metryk stosowanych do opisu gradientów SST i siły krążenia Walkera, a także problemy z pomiarami i błędy systematyczne. Jednak mechanizm dynamicznego termostatu oceanicznego może wyjaśnić, dlaczego gradient SST wzrósł podczas globalnego ocieplenia, a także dlaczego cyrkulacja Walkera staje się silniejsza jesienią i zimą, ponieważ są to pory roku, kiedy upwelling jest najsilniejszy. Z drugiej strony ocieplenie w Pewną rolę mogą odgrywać Ocean Atlantycki i bardziej ogólnie zmiany gradientów temperatury między oceanami.

Przewidywane przyszłe zmiany

Modele klimatyczne zwykle przedstawiają zmianę podobną do El Niño, czyli spadek gradientu SST. W wielu modelach występuje zależny od czasu wzorzec z początkowym wzrostem gradientu SST („szybka reakcja”), po którym następuje osłabienie gradientu („powolna reakcja”), zwłaszcza, ale nie tylko, w przypadku nagłego wzrostu efektu cieplarnianego stężenia gazów. Może to odzwierciedlać malejącą siłę dynamicznego termostatu oceanu wraz ze wzrostem ocieplenia i ociepleniem wypiętrzonej wody, co następuje z kilkudziesięcioletnim opóźnieniem po ociepleniu powierzchni i jest znane jako „tunel oceaniczny”. Z drugiej strony modele klimatyczne mogą nie doceniać siły efektu termostatu.

  • Według An i Im 2014, w oceanicznym modelu dynamicznym podwojenie stężenia dwutlenku węgla początkowo chłodzi zimny język wschodniego Pacyfiku, ale dalszy wzrost stężenia dwutlenku węgla ostatecznie powoduje zatrzymanie chłodzenia i kurczenie się zimnego języka. Ich model nie uwzględnia zmian temperatury termokliny, które miałyby miejsce po ponad dekadzie globalnego ocieplenia.
  • Według Luo i in. 2017 r., dynamiczny termostat oceanu zostaje ostatecznie przytłoczony, po pierwsze, przez osłabienie pasatów i zwiększone rozwarstwienie oceanów, które zmniejsza dopływ zimnej wody do stref upwellingu, a po drugie, przez nadejście tam cieplejszych wód subtropikalnych. W ich modelu przejście trwa około dekady.
  • Według Heede, Fedorov i Burls 2020, większe ocieplenie klimatu poza tropikami niż w ich wnętrzu ostatecznie powoduje, że woda docierająca do regionów upwellingu się ociepla, a prądy oceaniczne, które ją transportują, słabną. Neguje to efekt termostatu po około dwóch dekadach w przypadku gwałtownego wzrostu stężenia gazów cieplarnianych oraz po około pół wieku, gdy stężenia gazów cieplarnianych rosną wolniej.
  • Oczekuje się, że wraz z dalszym ociepleniem oceanu podpowierzchniowego siła dynamicznego termostatu oceanu spadnie, ponieważ malejące rozwarstwienie oznacza, że ​​pęd jest mniej skoncentrowany w warstwie powierzchniowej, a tym samym maleje upwelling.
  • Według Heede i Fedorov 2021, w niektórych modelach klimatycznych mechanizm termostatu początkowo przeważa nad innymi mechanizmami i powoduje ochłodzenie subtropikalnego i środkowego Pacyfiku. Ostatecznie większość modeli zbiega się do wzorca ocieplenia równikowego.

Inne konteksty

Termin „dynamiczny termostat oceanu” był również używany w nieco innych kontekstach:

  • Interakcja między słabnącą cyrkulacją Walkera a równikowym prądem podziemnym . W szczególności słabsze wiatry wschodnie na Pacyfiku zmniejszają hamowanie Prądu Podziemnego, przyspieszając go w ten sposób. Proces ten dominuje nad zmniejszaniem się wschodniego przeciwprądu Podprądu. W ten sposób słabsza cyrkulacja Walkera może zwiększyć przepływ Undercurrent, a tym samym upwelling we wschodnim Pacyfiku, ochładzając go. Sprzężone modele ogólnego obiegu często nie przedstawiają poprawnie tej odpowiedzi gradientów Undercurrent i SST; ta pierwsza może być przyczyną powszechnego niedoszacowania gradientów SST w tych modelach.
  • Silniejsze wiatry napędzają parowanie chłodzenia tropikalnego SST.
  • Według Heede, Fedorov i Burls 2020, w odpowiedzi na gwałtowny wzrost stężenia gazów cieplarnianych, słabe średnie wiatry klimatologiczne powodują, że Ocean Indyjski nagrzewa się bardziej niż Ocean Spokojny. To zwykle wywołuje silniejsze wschodnie wiatry nad Pacyfikiem, które dodatkowo tłumią ocieplenie na Oceanie Spokojnym. Jednak w przeciwieństwie do dynamicznego termostatu oceanicznego ten efekt chłodzenia koncentruje się na środkowo-wschodnim Pacyfiku, podczas gdy zachodnie wiatry wywołane ociepleniem nad Ameryką Południową powodują ocieplenie wschodniego Pacyfiku.

Notatki

Źródła

Linki zewnętrzne

Pobrane z „ https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Ocean_dynamical_thermostat&oldid=1128969886 ”