深海同位素第三阶段和末次冰期冰盛期气候的不同？ ———– 平衡模拟的观点外文翻译资料

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深海同位素第三阶段和末次冰期冰盛期气候的不同？

----------- 平衡模拟的观点

摘要：“丹斯加德－奥斯切尔（Dansgaard-Oeschger）循环事件在深海同位素第三阶段（MIS3）间频繁发生，这与之后的包括末次冰期的MIS2期相反。 瞬态气候模式模拟表明，格陵兰和北大西洋地区的这些突然变暖事件与热盐环流（THC）从亚冰期的弱状态恢复到间冰期内的相对强的状态有关。然而，那些模型是用LGM而不是MIS3边界条件运行的。 为了量化不同边界条件对MIS3和LGM气候的影响，我们使用三维地球系统模型LOVECLIM进行两个平衡气候模拟，一个用于亚冰期，另一个用于间冰期条件。 我们将它们与使用相同模型模拟的LGM状态进行比较。 两个气候状态的全球温度比LGM高2℃。 我们的MIS3模拟的一个引人注目的特点是增强的北半球季节性，7月表面空气温度比LGM暖和4◦C。 此外，尽管北大西洋深水形成的位置有所改变，但是到南大西洋的深水出口仍然不受影响。 为了具体研究轨道强迫的效应，我们执行从我们的亚冰期模拟旋转的另外两个灵敏度实验。 MIS3和LGM之间的日射差异造成了30-60°N七月温度异常（6◦C）的一半。 在第三次模拟中，附加的淡水迫使大西洋THC停止，产生一个更冷的北大西洋（-7°C）。比较我们模拟的代理数据，我们发现MIS3气候与崩溃的THC模拟在北大西洋亚冰期能比两个控制实验更好的粗略估计地际间气候。 这些结果表明，在MIS3期间，淡水强迫是必要的，从温暖的内陆到寒冷的亚冰期返回气候。 这改变了我们的观点，使我们认为平稳的气候是一个扰动的气候状态，而不是典型的，近平衡的MIS3气候。

1、引言

海洋同位素阶段3（MIS 3） - 在末次冰期旋回中的60和27ka（ka = kilo year）之间的时期 - 经历着被称为丹斯加德－奥斯切尔（DO）事件的几个突然的气候变暖阶段。 注册在格陵兰冰芯氧同位素记录（见图1），DO事件是从寒冷，平稳的气候条件到轻度，间冰期条件的气候条件的转变，最终回到冷亚冰期条件（Dansgaard et al。，1993）。 格陵兰的DO变化的温度重建表明，几十年内地表温度的快速上升达到15℃（Severinghaus et al。，1998; Huber et al。，2006）。 另外，在某一亚冰期阶段的海因里希事件（Heinrich，1988）中，来自劳伦特冰川的大量淡水涌流入北大西洋海洋。 这些DO事件和Heinrich事件（HE）与环北大西洋区域的气候变化密切相关（Bond等人，1993; van Kreveld等人，2000; Hemming，2004; Rasmussen和Thomsen，2004）。 然而，目前尚不清楚为什么DO事件在MIS 3期间如此频繁，而在最后的末次冰期（LGM）附近几乎不存在。 在这里，LGM被认为是大约21和19ka之间的时期，最大的冰川覆盖时期。 因此，我们在本文中分析了MIS3气候的一些特征特征，并使用气候建模将其结果与LGM气候进行比较。

曾经进行过的若干尝试已经揭示了构成千年尺度的冰期气候变化的机制。已经假设（例如，Broecker等人，1990）DO事件是由大西洋热盐循环（THC）的强度变化引起。 DO事件的发生代表从减弱或崩溃THC状态突然恢复到亚冰期的相对强劲的间冰段的状态（Broecker等人，1985）。 这将会瞬时增加大西洋北部的海洋热量传输。 然后，额外的热量释放到北大西洋及其周围中高纬度地区的大气层，这主要发生在冬季。 At-lantic THC的强度取决于集中高纬度地区的表层水体的密度，当水柱分层不明显时，深水可通过对流形成。 当淡水流入北大西洋或北欧海洋高纬度地区的对流位置时，就会发生分层。 这事例多在HE期间发生，即当大量冰山融化释放淡水导致THC崩溃时（例如，Broecker，1994; Stocker和Broecker，1994）。

目前尚不确定驱动冰盖质量平衡的变化与HE和DO事件有何关联(Clark etal., 2007)。负质量平衡可以通过减少积雪，裂冰或通过增强融化或这些过程的组合来实现。气候系统中的动力学的内部振荡或外部能量源中的变化均可增加消融。 在第一种情况下，发生冰体积的周期性衰减。 根据MacAyeal（1993）的狂暴/清除模型，大约每7000年，来自劳伦泰冰原（HEs）的冰山舰队出现在由于基部冰融化使哈德逊湾和哈德森海峡的基岩得到润滑之后，其创建了一个冰流 （清洗阶段）。基本融化发生在几千年的慢速积冰之后，如由于生长的地热热量和来自覆盖冰（生长阶段）的压力，基础冰温度增加以达到融点。在第二种情况下，输入到气候系统中的能量以与DO事件复发一致的频率振荡，如果事件的频率由强迫调制，那也有可能会以更低或更高的频率振荡 （Ganopolski和Rahmstorf，2002; Rial和Yang ，2007）。频率低于DO复发的外部强迫的例子是轨道强迫的日照变化（Berger，1978; Berger和Loutre，1991; Lee和Poulsen，2008）。在北半球的中纬度和高纬度地区，日照量主要由倾斜和进动信号控制。65°N 地区的7月日照在MIS 3期间高于LGM，在60-30 ka BP（BP = before present, ka = kilo year）间期平均为446 W m-2，而在21 ka BP为418 W m-2，见图1。这为气候系统提供了积极的夏季强迫，因此可能有更多的能量用于冰融化，这可能导致MIS 3期间观测到的冰层比MIS 4和MIS 2期间更小（例如Svendsen et al。 ，2004; Helmens等，2007）。

为了更好地理解推动欧洲MIS 3气候过程，阶段3项目（van Andel，2002）涉及几个建模练习，旨在尽可能准确地从代理气候档案中再现当时气候（Barron和Pollard，2002年; Pollard和Barron，2003; Alfano等，2003; van Huissteden等，2003）。 Barron和Pollard（2002）和Pollard和Barron（2003）认为MIS 3的轨道强迫变化，斯堪的纳维亚冰盖尺寸和二氧化碳浓度不能解释记录中记录的冷态和温和态之间的差异。他们将温和态和冷态之间的空气温度差异的一部分原因归因于较冷的北大西洋和北欧海洋海面温度以及在亚冰期状态下相关的海冰的向南扩散。剩余的温度差异可能归因于其模型未解决的物理过程，例如。海洋环流变化。 Barron和Pollard（2002）和Pollard和Barron（2003）的主要局限是使用没有交互式海洋模型的GCM。这意味着他们强迫他们的大气模型与估计的MIS 3 SST为冷态和温和的状态。因此，他们的实验设计无法解释在亚冰期和间冰期的数据中观察到的海洋循环变化背后的机制（例如Dokken和Jansen，1999）。

从70 ka BP至今的太阳辐射变化和 NorthGRIP d18O 曲线

（图1）

与Barron和Pollard（2002）和Pollard和Barron（2003）的工作相比，我们调查了MIS 3气候变化的其他潜在驱动因素。 我们估计当海洋环流和大气环流耦合时，气候对CO2，CH4和N2O的敏感性与大气中粉尘浓度的变化在亚冰期与间冰期间是等同的。 此外，我们调查到，相比LGM，更强的北半球夏季日晒和更小的冰盖尺寸影响了MIS 3气候。 为此，我们使用LOVECLIM地球系统模型（Driesschaert，2005）模拟两个准平衡状态。 这些状态是通过分别施加典型的，但是恒定的MIS 3边界条件以及静态（MIS3-sta）和层间（MIS3-int）温室气体和灰尘强迫而获得的。

为了量化由日照变化引起的北半球夏季变暖，我们执行两个额外的实验，所有强迫和边界条件等于MIS3-sta，除了轨道参数，我们分别设置在21 ka和32 ka BP。我们还研究了在“亚冰期”阶段（MIS3-HE），THC强度对淡水强迫的敏感性，因为许多这样的研究已经显示，在末次冰期期间，THC-转变实际上很可能是受千年尺度气候变化性的影响（例如，Rahmstorf ，1996; Sakai和Peltier，1997; Ganopolski和Rahmstorf，2001; Schulz，2002; Wang和Mysak，2006; Weber等，2007）。尚不清楚这些过去的结果在多大程度上适用于MIS3气候，因为他们的作者使用LGM作为亚冰期的类比。与此同时，通过我们的敏感性实验，我们将我们的发现与Barron和Pollard（2002）和Pollard和Barron（2003）的研究结果进行了比较，探讨了MIS 3期间轨道变化对表面空气温度影响以及从温态到冷态的SST降低。最后，我们详细说明如何更好地设计模拟实验，研究气候系统的类DO行为。

1. 研究方法

2.1模型

我们用中等复杂程度的LOVECLIM三维耦合地球系统模型（Driesschaert，2005）进行了我们的模拟。 其名称涉及五个动态组件（LOCH-VECODE-ECBilt-CLIO-AGISM）。 在这项研究中，只使用了三个耦合的组件，即ECBilt - 大气组件，CLIO - 海洋组件和VECODE - 植被模块。

大气模型ECBilt是一个准地转，T21水平分辨率光谱模型 - 对应于〜5.6°纬度~~5.6°经度 - 三个垂直层次（Opsteegh et al。，1998）。其参数化方案允许快速计算并且包括线性长波辐射方案。 ECBilt包含完整的水文循环，是包括大陆土壤水分的简单桶模型，并能计算与天气模式相关的天气变率。当温度低于0℃时降水以的雪的形式落下。 CLIO是耦合到热力学和动力学海冰模型的原始方程三维自由表面海洋通用循环模型（Goosse和Fichefet，1999）。 CLIO有一个现实的水深，3°纬度times;3°经度水平分辨率和20垂直水平。海洋的自由表面允许引入真正的淡水流（Tartinville et al。，2001）。为了使ECBilt-CLIO中的降水量接近观测值，在大西洋和北极海洋上应用负降水流量进行校准以校正过量降水。这个流体被重新引入北太平洋。 ECBilt对大气CO2浓度倍增的气候敏感性为1.8℃，这与全球辐射强迫3.8Wm-2有关（Driesschaert，2005）。动态陆生植被模型VECODE计算草本植物和沙漠上的树在每个陆地网格单元格上的量（Brovkin等人，1997年），并通过表面反照率耦合到ECBilt。

LOVECLIM得出了大致切合实际的现代气候（Driesschaert，2005年）和与数据基本一致的LGM气候（Roche等人，2007）。

2.2实验设计

为了模拟MIS 3气候的现实特征，该模型首先设置有LGM边界条件和强迫，然后旋转加速至准平衡状态（Roche等人，2007）。 这些强迫（表1）包括LGM大气CO2，CH4和N2O浓度，LGM大气粉尘含量（Claquin等人，2003）和21 ka BP日照（Berger和Loutre，1992）。 其他边界条件已修改。 测深和海陆边界适应于当前低于120米的海平面（Lambeck和Chappell，2001），冰盖的范围和体积取自Peltier（2004）的ICE-5G 21k，插入到 ECBilt网格。

我们的实验与LGM实验的边界条件的对比

（表1）

MIS 3冰盖

（图2）

为了获得MIS3-sta和MIS3-int模拟，我们随后建立了MIS3条件模型。 在日照和冰原保持一致的前提下，MIS3-sta和MIS3-int之间的实验设置的差异仅在于温室气体和灰尘强迫。在两个实验中，日照设置为其56ka BP值（Berger和Loutre，1991）。考虑到他们的配置方面的证据有所争议，MIS 3时期的冰盖范围和地形被作为一个最好的猜测。在利用ICE-5G模拟过冰盖地形之后，它们有了一定的改进（Peltier，2004）平均超过60至30ka BP（使用Svendsen等人的解释，2004; Ehlers和Gibbard，2004）并内插在ECBilt网格上（见插图2）。我们在所有的MIS 3模拟中均使用LGM海陆边界。考虑到与LGM相比，会受相对较高海平面影响的小面积，我们假设在我们的MIS 3实验中使用LGM海陆边界的影响很小。此外，对于MIS 3，海平面重建效果不佳，估计海平面比当前海平面低约60至90米（Chappell，2002）。然而，在我们的模型中，保持LGM海陆边界意味着巴伦支海和卡拉海是大部分为陆地所覆盖。因此，我们将这些网格单元的反照率设置为恒定值0.8，这与冰盖相同。在地方尺度上，当海洋，海冰和大气之间的热流被舍弃时，我们预计在使用大陆冰盖时只存在微小的能量平衡偏差。

考虑大气灰尘浓度升高的影响（见表1），MIS3-sta（MIS3-int）额外还会受MIS 3 亚冰期（间冰期）的平均大气温室气体（GHG）浓度和大气反照率的顶部的强迫作用。我们在MIS3-sta和MIS3-int的设置中使

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