摘要

本文分析了耦合模式比较项目6 (CMIP6)中引起热带环流减弱的物理过程。本文应用基于第一次斜压模态(MSEB)湿静态能的大尺度热带环流(垂直运动)诊断模式，评价了热带环流变化对湿热平流、净辐射、湿静态稳定性、斜压模态以及对流层顶高度变化的敏感性。基于CMIP6模式的模拟，我们发现热带环流在21世纪减弱了约10-15%。对MSEB模式的分析表明，热带环流减弱的主要原因是对流层顶高度的升高。这种效应在整个热带地区是相当一致的，并且在所有模式模拟中都存在。对流层顶高度的增加将第一斜压模态从具有不稳定气团的低层转移到对流层的高层，在那里稳定的气团导致大尺度环流的稳定。其他因素，如湿热平流的变化、净加热的增加或对流层低层总湿稳定性的不稳定性的增加，确实具有很强的区域差异，并且大多增加了热带环流，抵消了对流层顶抬升造成的减弱。

1 介绍

全球变暖导致的水循环变化对社会至关重要。实现可靠的降水预测仍然是一项重大挑战(IPCC 2021)。预计二氧化碳浓度的上升将通过全球平均温度和大气水蒸气含量的增加来影响水文循环(Held和Soden, 2006年)。然而，热带地区的降水变化也取决于热带环流(Held and Soden 2006;Vecchi and Soden 2007)。在全球变暖的气候模式模拟中，观察到热带环流的减弱(Vecchi和Soden 2007;Tokinaga et al. 2012;Hu et al. 2018)。本文的目的是利用Fan和Dommenget(2021)的第一次斜压模态(MSEB)模式的湿静态能方程作为诊断工具，探讨环流减弱的原因。

Held和Soden(2006)通过分析质量通量平衡降水和蒸发速率的变化，提出了全球变暖下大尺度热带环流强度减弱的证据。他们发现，在气候变化实验中，来自耦合模式比对项目3 (CMIP3)的对流质量通量大幅减少，表明热带环流较弱。在Walker (Tokinaga et al. 2012;DiNezio et al. 2013;Wu et al. 2021)和两个半球的Hadley环流(Mitas and Clement 2006;Hu et al. 2018;Xia et al. 2020)。

旨在了解热带环流变化的原因或理论方面的研究大多集中在热带对流层的湿静态能平衡方面。例如，最近的研究发现，由于二氧化碳强迫导致的地表变暖增加减缓了热带环流，并且主要是对流层静态稳定性的增加(Chou et al. 2013;Plesca et al. 2018a)。在进一步的研究中，大气稳定性的增加也被用来解释Walker环流等区域减弱响应(Wills et al. 2017;Duffy and O 'Gorman 2023)和Hadley环流(Feldl and Bordoni 2016;Chemke and Polvani 2021)。

一系列研究(Chou and Chen 2010;Chou等人(2009,2013)利用MSE守恒来检验预估的热带环流变化。MSE预算框架考虑了大气表面和顶部(TOA)的净热通量(包括辐射效应)、气柱稳定性和水平能量输送。在全球变暖的情况下，低层温度和湿度增加，增加了MSE的进口，这必须通过更高水平的MSE出口的增加来抵消。这是通过增加对流流出的高度和高层空气升温的速度来实现的。

Chou等人(2013)暗示，总湿稳定性(GMS)的增加(即更稳定的大气)与气候模式中发现的环流减弱是一致的，并且能够指出对流层顶的上升对这种响应至关重要。Wills等人(2017)进一步研究了理想环流模式(GCM)模拟中GMS如何在大范围气候条件下限制Walker环流强度的变化，并表明GMS随着变暖而增加，主要是因为对流层顶高度上升。最近，Duffy和O 'Gorman(2023)使用MSE预算进行的一项研究支持了Walker环流变化与GMS之间的密切关系。Feldl和Bordoni(2016)利用一系列耦合gcm的模拟来量化Hadley单体强度的变化，发现Hadley环流减弱的特征是静止和瞬态涡热通量增加、GMS增加以及温度分布的变化。虽然Kim等人(2022)最近基于耦合GCM的工作表明，Hadley环流变化的关键因素不是GMS，而是MSE框架下的辐射强迫效应，但该研究为理解这些环流变化背后的机制提供了不同的视角。

尽管GMS很重要，但关于GMS和其他分量(如GMS的详细约束、热通量、MSE平流)对热带环流整体减弱的贡献的讨论仍然很少。此外，尽管在变暖情景下的预估几乎同时表明环流减弱，但环流减弱仍有一定程度的变化(Vecchi和Soden 2007)。根据之前的研究，对环流动力学的理解不足(Plesca等人，2018b;Duffy和O 'Gorman 2023)，减少了对这种反应的充分信心(即沃克循环的减弱)。

总体而言，以往一些关于全球变暖导致的热带环流变化的研究在分析中广泛使用了MSE预算，强调了GMS在环流变化研究中的重要意义。然而，这还没有导致对全球热带环流在变暖情景下减弱的潜在驱动因素的全面理解，并且需要在整合MSE预算和GMS视角的情况下深入分析环流变化的贡献。

最近，Fan和Dommenget(2021)(以下简称FD21)提出了一种基于湿润静力能方程的第一次斜压模态异常大尺度热带环流(垂直运动)诊断模式(MSEB模式)，该模式结合了MSE预算和GMS。MSEB模式是基于以往关于热带地区垂直运动与对流层柱加热速率、湿热平流和第一个斜压模态尺度的气柱湿润稳定性的驱动力的研究。该模式能够诊断平均状态垂直运动的大尺度格局、年周期、年际变率、模式间变化，以及在气候变化情景的温暖气候下。

本文旨在应用MSEB模式对热带环流减弱的物理原因提供一个全面和一般的认识。我们将对MSEB模式中驱动热带环流变化的所有要素进行详细的敏感性分析。分析将清楚地说明对流层顶高度的提升是如何引起热带环流的减弱的，同时我们也说明了MSEB模式的所有其他要素是如何对热带环流的变化做出贡献的。

本研究的剩余部分进行如下。第2节将描述模式输出，如历史和气候变化情景下的CMIP6模拟，以及本研究中使用的分析方法。这也将对MSEB模型做一个简短的介绍。在第3节中，我们将基于CMIP6模式集合量化热带环流的减弱，然后在第4节中，我们将对MSEB模式进行详细的敏感性分析，以突出热带环流减弱的原因。本研究将以第5节的总结和讨论结束。

2 数据与方法

2.1 模型数据

我们的分析基于最新发布的CMIP6海洋-大气耦合气候模式数据集，用于历史和SSP5-8.5(即变暖情景)模拟(O’neill et al. 2016;Eyring et al. 2016)。我们使用所有具有必要数据字段的模型，并从每个CMIP模型中仅分析一个集成成员。

从CMIP6输出的所有数据提取为地表和压力水平(14个压力水平，1000-30 hPa)的月平均值，然后插值为3.75°× 3.75°。CMIP历史模拟的数据周期为1979 - 2014年，CMIP SSP5-8.5模拟的数据周期为2015 - 2099年。单水平变量包括地表潜热通量、地表感热通量和地表/顶部上升流/下升流太阳/热辐射。多层变量包括垂直速度、风的u分量、风的v分量、比湿、温度和位势。

MSEB模式的所有计算都是在原始数据/模式网格上完成的，MSEB模式输出的是CMIP6模式原生分辨率下的月三维垂直速度。然后将这些输出内插到共同的3.75°× 3.75°网格上进行分析。在整个分析中，我们将热带地区定义为距离赤道小于或等于30°的纬度。为了在不同的边界设置下测试MSEB模型(例如仅限海洋)，我们使用了基于兰德公司全球高程和深度数据(兰德公司1980年)的陆海掩模。

2.2 第一斜压模态(MSEB)模型的湿静态能方程

本文采用MSEB模式(FD21)作为诊断工具，以500 hpa垂直气压趋势近似估算热带环流。MSEB模型近似为

(1)

作为全球重力常数。为通过地表潜热和感热以及短波和长波辐射进入气柱的净能量通量。Chou et al.(2013)为水汽和热量进入气柱的垂直一体化平流:

(2）

垂直积分表示从地面到热带平均对流层顶高度的质量加权垂直积分。定义为递减率为°C/km的高度(Gettelman et al. 2009)。对热带平均温度剖面，采用分辨率约为25 m的样条拟合方法计算消差率。MSEB模式的性能对对流层顶高度的定义非常敏感。然而，如果我们使用上述所有CMIP模型的定义，本研究的结果基本上不会改变，对于31个模型中的9个(表1中的9、10、11、16、20、21、24、29、30)，如果我们使用°C/km的递减率来定义，MSEB模型估计在CMIP模型之间的差异较小。因此，我们在这里给出了22个采用°C/km标准的模型和9个采用+°C/km标准的模型的结果。和是比湿度和空气温度。的常数和分别为汽化潜热和恒压比热。为水平风场，表示水平梯度算子。在MSEB模式中，和是对流层积分的水平场。为第一次斜压模态加权后的总湿稳定性(GMS):

（3）

定义为总湿稳定性(GMS):

（4）

其中为压力坐标中的垂直梯度算子，表示定义为

（5）

它将空气包裹的焓()、势能()和势能()组合为位势高度。表示一阶斜压模态，一阶斜压模态表示热带垂直运动的垂直结构。它是基于热带平均温度廓线和对流层顶高度计算的，假设对流准平衡和流体静力大气，整合了斜压风从地面到对流层顶高度的垂直结构(Wills et al. 2017)。在MSEB模式中，和是三维场(x、y和z的函数)，是对流层积分的水平场，是平均垂直剖面。

总而言之，在MSEB模式估计中是由和的组合驱动的，其中由于这两个项导致的湿统计能量的净增益(损失)导致向上(向下)运动。对这两个驱动因素的敏感性决定于，对于本研究中检查的所有病例，这是正的(稳定的)。的值越小(越大)，则对和的灵敏度越大(越小)。反过来，对于给定的和场，较小(较大)的值会导致场的增强(减弱)。在下面的分析中，我们将只讨论和的500 hPa水平。

2.3 (MSEB)模型的灵敏度

在MSEB模式中，我们可以根据Eq.(1)的RHS估计对各要素的敏感性。对于这些敏感性试验，1970-1999年的历史气候是控制情景(以下简称HIS)， 2070-2099年的未来气候是SSP5-8.5变暖情景(以下简称SSP)。例如，如果我们想评估从HIS到SSP情景的变化对强迫项的敏感性，我们可以基于Eq.(1)计算HIS情景中RHS的所有元素，但只使用SSP值。与具有HIS情景中RHS所有元素的MSEB模型的差异提供了对in变化对in变化的敏感性的估计。在接下来的研究中，我们将讨论一系列这样的敏感性分析，在这些分析中，我们一次评估Eq.(1)的RHS的一个元素的变化。我们讨论的元素是:，，，，，，和。这里应该注意的是，个体灵敏度实验的总和不能解释总变化，因为Eq.(1)的元素不是所有项的线性函数。

目录

摘要 1 介绍 2 数据与方法 3.热带环流的减弱 4 用MSEB模型进行敏感性分析 5 总结与讨论 数据可用性 参考文献 致谢 作者信息 道德声明 搜索 导航 #####

3.热带环流的减弱

结果部分首先分析了CMIP6的模拟，以及它们如何反映大尺度热带环流的变化，重点分析了环流的减弱。

图1显示了HIS和SSP情景下CMIP模拟的总体平均垂直环流。在这两个模拟中，我们可以注意到类似的热带环流大尺度结构，赤道附近以上升运动为主，亚热带地区以下降运动为主，突出了大尺度哈德利环流。我们可以进一步注意到赤道地区上升和下降的强烈对比，特别是在太平洋，突出了沃克环流单元。

(上表)的CMIP6集合平均值(31个模型)和基于MSEB模型的相应结果(下表)。从左到右分别是历史情景(1970-1999)的年平均值，变暖情景(2070-2099)的年平均值，变暖情景数据减去历史情景数据的SSP5-8.5的变化。点画表明，超过22个(70%)模型与符号的变化一致。正(负)值表示向下(向上)方向的垂直运动。RMS值显示在每个面板的标题中

通过对比HIS和SSP情景下的平均垂直环流，可以发现SSP情景的大尺度特征普遍弱于HIS模拟，表明大尺度环流减弱。这包括哈德利和沃克环流的减弱，但也普遍存在。它也适用于海洋和陆地区域。SSP合集热带平均与HIS合集平均的线性回归斜率为0.85，表明在SSP情景中存在大尺度的HIS模拟环流，但振幅比HIS模拟弱15%左右。

HIS和SSP方案的响应差异如图1c所示。该模式与平均环流相似，但符号相反，表明环流减弱。然而，响应型与HIS平均环流型之间的相关性仅为- 0.57，这表明32%的响应可以认为是HIS平均环流的线性下降。大约68%的变化可能不是平均环流的减弱，而是大尺度环流格局的变化。这种模式中最突出的特征之一可以在赤道太平洋中部被注意到，这与Walker环流的东移有关(例如，Bayr et al. 2014)。

估计热带环流强度的一般方法是计算平均环流的均方根(RMS)。这样就可以客观地量化平均上升和下降运动的强度，而不考虑它们与HIS模拟的关系(见图1中的值)。该度量标准考虑了对流和非对流区域的环流强度，不像Vecchi和Soden(2007)只考虑对流区域的环流强度(上升运动)。因此，均方根值的下降反映了整个循环的减弱。它不假设固定的环流模式，但也考虑到平均环流的任何变化(移位)。

图2显示了海洋和陆地区域SSP情景的均方根值的相对变化。在HIS模拟中，总体平均值显示，到21世纪末，热带海洋平均环流与1970-1999年相比明显减少了约10-15%，这与以前的研究结果一致(Bony et al. 2013;Kjellsson 2015;Huang et al. 2017)。在模式集合内有一定的分布，但所有模式都表明海洋区域上空的平均热带大气环流强度有所减弱。陆地上的结果与此相似，但信号较弱且不太清晰，一些模式没有显示陆地上的环流下降。

31个CMIP6模式输出与MSEB模式估计的热带海洋(左)和陆地(右)年平均均数变化的时间序列(2015-2099)。RMS是参考一个时期的历史模拟数据(1970-1999)，在变暖情景下以百分比表示的环流变化。颜色线表示不同情况的总体平均值(见图例)。颜色填充的区域表示沿着所有集合成员的y轴在最小值和最大值之间的区域

4 用MSEB模型进行敏感性分析

我们现在通过使用MSEB模式作为诊断工具来关注驱动热带环流减弱的原因。我们将首先说明MSEB模式的保真度，然后重点分析MSEB模式对模式中不同强迫项的敏感性。

4.1 MSEB模型的性能评估

MSEB模式对CMIP热带平均环流的估计及其变化如图1d-f所示。总的来说，MSEB模式很好地捕获了CMIP模式的平均大尺度环流，这将在接下来的分析(即图3)中进行量化。然而，可以注意到一些不足。例如，MSEB模式低估了太平洋冷舌的下降，它偏向于高纬度地区的上升运动，并且陆地区域的不匹配比海洋区域的不匹配更强。这些限制归因于FD21中的各种因素，包括模式对对流准平衡的假设，它对热带范围恒定第一斜压模态的依赖，以及用于平流项计算的低时间分辨率。

泰勒图(MSEB模式的估计与CMIP6模式的输出)基于31个CMIP6模式对热带海洋(上面板)和陆地区域(下面板)的输出。a、c历史情景和变暖情景中的气候学(见图例)。B、d变暖情景数据减去历史情景数据的变化。表1中的数字表示每个单独的模型。星星代表31个模型的平均值

MSEB模式的估计也捕捉到了热带环流减弱的主要特征。SSP平均热带环流普遍弱于HIS环流(图1d, e)，其响应型与HIS平均环流型再次呈负相关(-0.64)，表明环流的变化部分是由于HIS环流的减弱。MSEB模式估计的海洋区域热带平均环流的RMS减少几乎与CMIP模式相同，但它在模式集合内的分布范围更广(图2a)。在陆地上，MSEB模式与CMIP模式的差异更大，均势值的下降更弱，在模式集合内分布更广。

图3描述了量化MSEB模型性能的Taylor图。在海洋上，MSEB模式对HIS平均环流的空间相关性在0.6和0.8之间，环流的振幅(标准差)比CMIP平均环流弱(图3a)。这很好地说明了HIS循环。对于SSP模拟，性能稍微差一些，但仍然具有类似的质量。MSEB模式有低估环流强度的趋势(总体平均标准差比小于1.0;图3 a)。对海洋响应型的估计质量与HIS和SSP相似，但在整体内的模式相关性分布更广，总体幅度再次被低估(整体平均标准差比略低于1.0;图3 b)。

就HIS、SSP和响应模式而言，MSEB模式在陆地区域上的表现明显差于海洋(图3c, d)。模式相关性仅为中等，在0.2和0.7之间，模式振幅被高估，在某些模式中超过50%。这标志着MSEB模型的一个实质性限制。根据FD21之前的调查，这个问题在一定程度上与地势较高的地区有关(例如，南美洲的安第斯山脉或亚洲的喜马拉雅山脉)。

总之，我们的分析使我们得出结论，MSEB模式有效地捕获了热带平均大气环流及其随海洋地区气候变暖的变化。然而，它在应用于陆地区域时显示出有限的技能。由于陆地上的问题，我们将只集中讨论海洋区域。虽然大部分关于土地的讨论可能类似，但鉴于MSEB模型的局限性，我们将不讨论土地响应。

4.2 热带环流减弱的驱动因素

图4显示了21世纪最后30年CMIP6总体和MSEB估计的海洋上空热带环流的相对均势变化。此外，显示了MSEB模型的灵敏度估计，其中只有一个驱动项从HIS值更改为SSP值(详见方法部分)。应该注意的是，总的MSEB变化不等于和项贡献的总和，因为它们不是Eq.(1)的线性元素。

基于CMIP6模式输出、MSEB模式估计和三个敏感性实验(见x轴标签)的热带海洋RMS的总体平均变化。灵敏度法的详细描述见第2.3节。三角形的符号代表每个单独的气候模式

我们可以注意到，和项都将加强热带环流，而和项是导致热带海洋环流整体减弱的唯一驱动因素，与和项的趋势相反。GMS在驱动热带环流减弱中的主导作用与以往的研究一致(Chou et al. 2013;Feldl and Bordoni 2016;Wills等人。2017;Plesca et al. 2018a;达菲和奥戈尔曼2023)。Duffy和O 'Gorman(2023)最近的一项研究，重点关注太平洋Walker环流的减弱，表明这有助于放大减弱效应。这与我们在整个热带地区的发现形成了对比，这有助于加强热带环流。这意味着它对赤道太平洋地区以外的热带环流增强有强烈影响。

图5的左列显示了HIS到SSP模拟的更详细的局部变化图。右列显示了MSEB模式中热带环流对这些项的敏感性。从辐射项开始，我们可以看到实质性和复杂的变化，这些变化对热带环流型有重大影响(图5a, b)。变化导致热带环流的区域增强和减弱。在印度洋-太平洋暖池和太平洋赤道冷舌，这种变化导致环流减弱，而在大多数其他地区，这种变化导致环流增强。特别是在热带印度洋东部和热带大西洋大部分地区。这种影响主要发生在热带深处，在高纬度地区影响较小。

MSEB模型的元素:左列:基于31个CMIP6模型输出(上)、(中)、(下)的总体平均变化(情景减去历史)。右列:对应的MSEB模型对左边所示各元素的灵敏度。点画表明，超过22个(70%)CMIP6模型与符号的变化一致

以前的研究结果与这里发现的变化一致。Su et al.(2014)发现对流和云顶高度的上升会导致云的长波增温效应增强。这一效应导致TOA()处的净能量热通量增加。赤道海温变暖可以影响热带地区的风-蒸发-海温反馈(Xie et al. 2010;Long et al. 2016)，增加了地表潜热通量，导致地表净能量热通量减少()。TOA和地表的变化均可进一步导致深部热带的增加。通过对比TOA净云辐射效应和地表潜热通量与MSEB模式和MSEB模式的变化，我们发现两者的空间分布与以往的研究非常相似(未示出)。

湿热平流()也有很大的影响，并且主要起到增强下降运动的作用(图5c, d)。特别是在西太平洋副热带辐合带，增强的下降运动减弱了环流。结果与(Byrne and Schneider 2016)的研究基本一致。他们发现，在较温暖的气候中，低纬度地区的经向MSE梯度更陡，这主要是由于赤道方向的比湿度梯度增加，这将导致上升运动减弱。

整个热带地区的变化为正，表明热带对流层趋于稳定(图5e)。的增加降低了垂直运动对强迫项和MSEB模式的敏感性(公式1)。这有效地导致热带大部分地区的热带环流减弱(图5e)。对印度洋-太平洋暖池和西太平洋副热带辐合带的影响最强(图5f)。从三个方面来看，这些变化对热带环流的影响最大。

4.3 总湿稳定性的变化

上述分析表明，热带环流减弱的驱动因素是降水的增加。从概念上讲，可以认为有两个主要元素(公式3):斜压模式和垂直MSE梯度。图6显示了MSEB模式中海洋上空热带环流的均势值对热带气旋主要元素的敏感性。仅in的变化就导致热带环流的强烈减弱，减弱幅度约为- 26%。垂直MSE梯度反过来会降低对流层的稳定性，并使热带环流增加约10%。因此，热带环流减弱的主要原因是热带环流的变化。这一发现与Duffy和O 'Gorman(2023)得出的结论一致。

基于三个灵敏度实验(见x轴标签)的热带海洋RMS的总体平均变化。灵敏度法的详细描述见第2.3节。三角形的符号代表每个单独的气候模式

MSEB模式基于热带平均温度剖面，因此被假定为热带平均模态，对所有热带地区都是相同的，见图7a。该模式是一个头重脚轻的剖面，峰值在200到600 hPa之间。这表明，在对流层的这些水平上，对MSE垂直梯度最敏感。配置文件在两种场景中都是相似的，但是在SSP场景中得到了增强，并且达到了稍高的位置。头重斜压模态的向上移动是向深对流垂直运动结构移动的趋势(Singh and O’gorman 2012)，其他研究也表明垂直运动结构也有类似的向上移动(Chou et al. 2009;达菲和奥戈尔曼2023)。

基于31个CMIP6模式输出的热带海洋垂直剖面的集合平均值:a斜压模态，b垂直MSE压力梯度，c累积柱积分GMS。彩色线表示31个气候模式在不同情景下的输出的中值(见每个图的图例)。颜色填充区域表示沿着x轴在最小值和最大值之间的区域。图c (MIX)中的绿线是地表到对流层顶的GMS的积分，通过假设HIS情景(图b中的蓝线)中的h和SSP情景(图a中的红线)中的斜压模式()

基于局部均方误差，因此是一个三维场。海洋上空的热带平均剖面图如图7b所示。在这两种情景中，平均值的特征是近地表的正梯度廓线和对流层高层的负梯度廓线。这一主要特征在SSP情景中更为明显，靠近地表的正梯度进一步增加，而较高水平的负梯度也略有减少。近地表正梯度的增加是比湿度增加的结果(Duffy and O’gorman 2023)，其增加速率随海拔高度逐渐下降(Richter and Xie 2008)。高层大气负梯度的增加是由于深层对流的潜热释放和云层变化的辐射效应，导致气温随高度逐渐升高(Lin et al. 2017)。

这是加权后的综合效应。我们可以通过从地表到对流层顶的积分来说明较低的不稳定剖面和较高的稳定剖面是如何导致总量的，见图7c。在对流层下部，直到500 hPa左右，不稳定剖面占主导地位，导致整体GMS不稳定。在SSP情景中，由于较低水平的增加，这甚至更不稳定。在500 hPa以上，综合GMS由于在较高水平上稳定而急剧转变为稳定(正)剖面。由于增加，这种转变在SSP方案中更为明显，导致整体集成比HIS方案更稳定。

虽然总变化是和变化的综合影响，但它确实主要是变化的结果。如果我们通过假设HIS情景和SSP情景，重复从地表到对流层顶的GMS整合，从而只考虑变化，可以说明这一点，见图7c中的绿色剖面图。当MSEB模式仅与(图6)中的变化相结合时，这种效应导致了热带环流的强烈减弱。

图8a显示了这种变化是如何影响热带环流的。它削弱了整个热带地区的环流，包括对流区和非对流区，特别是在印度-太平洋暖池、热带辐合带和南太平洋辐合带、亚热带大西洋和赤道东大西洋等对流区尤为明显。斜压模式导致的变化与Wills等人(2017)的发现非常相似。的变化对热带环流的影响较弱，与这些影响相反(图8b)。对流层低层不稳定性的增加主要通过加强那里的环流来影响热带深处。对亚热带地区的影响较弱且不太明显。

MSEB模型对斜压模态变化的敏感性(;左)和MSE的变化(右)。点画表明，超过22个(70%)CMIP6模型与符号的变化一致

4.4 斜压模态的变化与对流层顶高度的升高

我们在上面已经说明，热带环流的减弱是由斜压模态的变化所驱动的。在MSEB模式的框架内，由于热带平均温度廓线的变化或由于对流层顶高度的变化而发生变化。图9显示了MSEB模式中热带环流均数对这两种变化的敏感性。温度廓线的变化对热带环流的影响很小，而且只会轻微削弱热带环流。反过来，环流的变化是热带环流变化和减弱的主要原因。在温度廓线敏感性估计中，我们使用SSP情景的温度廓线计算斜压模态，同时保持对流层顶高度固定在HIS情景。相反，在对流层顶敏感性估计中，我们完全用SSP情景代替HIS情景来计算斜压模态。

基于敏感性实验的热带海洋的均方根值的总体平均变化(见x轴标签)。灵敏度法的详细描述见第2.3节。三角形的符号代表每个单独的气候模式

图10为相应灵敏度实验观测到的斜压模态结构。结果提供了明确的证据，表明(图7a)的变化主要归因于变暖情景下对流层顶高度的变化，而不是温度廓线。基于对流层顶高度实验的观测结果(图10b)，我们的发现(未示出)进一步表明，对流层顶高度变化导致的环流减弱是由于大气所携带重量的变化。反过来，新的对流层顶高度的积分水平的变化只会对略微加强环流产生很小的影响。

基于31个CMIP6模式输出的热带海洋斜压模态(历史情景与敏感性试验)的集合平均值:a温度廓线敏感性试验和b对流层顶高度敏感性试验。彩色线代表31种气候模式在不同情况下的中值输出(见每个图的图例)。颜色填充的区域表示沿着x轴在最小值和最大值之间的区域

CMIP6整体的热带平均温度廓线和海洋对流层顶高度的变化分别如图11a和b所示。它清楚地描绘了在所有模式模拟的变暖情景下对流层顶高度的上升。到21世纪末，它将从大约97 hPa上升到80 hPa，这与以前的研究结果一致(Santer et al. 2003;Seidel and Randel 2006;Vallis et al. 2015)。MSEB模式假定热带平均对流层顶高度，因此不考虑区域差异。图11c和图d分别显示了对流层顶平均高度及其变化。我们可以注意到，一阶的对流层顶高度在整个热带地区确实非常相似对流层顶高度的上升在整个热带地区也很相似。这表明MSEB模式对热带平均对流层顶高度的近似是一种合理的简化。

a对流层上层温度剖面图和b基于31个CMIP6模式输出的热带对流层顶高度时间序列(1970-2099)。彩色线条表示总体平均值。颜色填充的区域表示沿着y轴在最小值和最大值之间的区域。c历史情景的年平均对流层顶高度(1970-1999)。d SSP5-8.5变暖情景(2070-2099)数据减去历史情景数据的对流层顶高度变化

5 总结与讨论

在本研究中，我们分析了CMIP6模式集合模拟的热带环流的减弱。我们发现，到本世纪末，热带环流相对于上个世纪中叶减弱了约10-15% (Kjellsson 2015;Huang et al. 2017)，海洋上的信号比陆地上的信号更强、更清晰。环流的这种减弱约占环流总变化的32%，表明68%的热带环流变化是由于大尺度垂直运动空间格局的变化。

我们使用MSEB模式来了解是什么导致了热带环流的整体减弱。MSEB模式诊断热带环流(垂直运动)的综合效应净加热和平流的水汽或热，这两个项的敏感性是由总湿稳定性控制的假设一阶斜压模态。MSEB模式在表现热带海洋大尺度环流及其变化方面有较好的能力，但在陆地上有一定的局限性。

我们评估了热带环流变化对MSEB模式各主要要素的敏感性，以寻找热带环流减弱的原因。整个热带环流的减弱明显与对流层顶高度的升高有关(Chou和Chen 2010;Chou et al. 2013;Wills et al. 2017)。虽然MSEB模式其他方面的变化也会导致热带环流的实质性变化，但这些变化在区域上差异很大，总体上导致环流加强(Su et al. 2014;Long et al. 2016)，抵消了对流层顶高度上升导致的环流整体减弱。仅对流层顶高度的升高就会导致热带环流的减弱强度大约是原来的两倍。

在图12中，我们从概念上总结了由于对流层顶高度上升而导致的热带环流的整体减弱是如何产生的。作为起点，我们可以考虑在辐射和对流平衡的气柱中对二氧化碳强迫的响应(Manabe和Wetherald 1967)。这提供了一个尚未涉及任何大规模流通的概念。在这一框架下，由于二氧化碳增加而增加的大气加热导致对流层均匀升温，平流层冷却，这与CMIP模拟中发现的温度廓线变化非常相似(图12第1步)。对流层和平流层之间增温和降温的对比导致对流层顶高度升高。

概念合成。图1是图11的概述。图2和图3是图7的概述，最后的图是循环变化的理想化草图

对流层顶高度的提升导致第一个斜压模态向高层扩展，并且在对流层高层模态的强度增加(图12第2步)(Wills et al. 2017)。热带对流层高层的湿静态稳定性由稳定气团主导，而低层则由不稳定气团主导(图12第三步)。

热带对流层垂直运动的强度是第一次斜压模态加权的总湿稳定性的垂直整合效应(式3)。当总湿稳定性变得更加不稳定，支持热带环流的增强时，第一次斜压模态的向上移动将稳定性的权重转移到更干燥和更稳定的大气剖面上，导致整体变弱。但到达循环更高(图12第四步)。

热带环流的减弱对认识热带降水变化具有重要意义。它将大尺度降水响应的某些方面从每升温一度7%(正如克劳修斯-克拉珀龙关系所遵循的那样)降低到每升温一度2% - 3% (Held and Soden 2006;Wills et al. 2016)。对流层顶高度的升高与热带环流的减弱之间存在明显的联系，这意味着大尺度上的降水变化也与对流层顶高度的升高直接相关。这可能对不同情景下的降水响应产生影响，例如，考虑替代二氧化碳的强迫(例如，太阳辐射管理、气溶胶等)。这些替代强迫可能对对流层顶高度产生不同的影响(Santer et al. 2003)，因此可能导致不同的降水响应。因此，旨在了解大尺度降水对不同强迫的响应的研究，如用于地球工程研究(Schmidt et al. 2012)，应将重点放在对流层顶高度的变化上，因为对流层顶高度的变化将对大尺度降水具有很强的控制作用。

使用MSEB模型进行CMIP6模拟的结果是鲁棒的，并且给出了清晰的信号。然而，有一些限制和悬而未决的问题需要指出，这应该激励进一步的研究。首先，尽管MSEB模型的近似值很好，但它在陆地上确实有一些局限性，在海洋上也是如此。例如，它假定所有热带地区都是均匀的第一斜压模态。这是一种简化，在干燥地区和高纬度地区较少适用。对流层顶高度的定义也在一定程度上影响MSEB模式的结果。进一步的研究应该针对这些问题来评估这些问题如何影响结果。

此外，这里必须强调的是，这项研究完全基于CMIP6模型的模拟。观测到的热带环流变化在多大程度上遵循同样的机制还没有得到评估。事实上，热带太平洋最近的趋势表明Walker环流正在加强(Bayr et al. 2014;Wills et al. 2022;Heede和Fedorov 2023)，这与CMIP模型模拟的结果形成强烈对比。如果观测到的这种趋势是对二氧化碳强迫的反应，它们可能表明，热带环流的减弱并不像CMIP6模拟所显示的那样占主导地位，而是导致热带环流加强的其他过程更为重要。这需要对最近观察到的趋势进行进一步的研究来评价。

虽然本文的研究重点是热带环流的减弱，但结果也表明大尺度热带环流的其他显著变化可以用MSEB模式诊断。对CMIP6模拟和观测到的热带环流变化的进一步研究应使用类似的基于MSEB模式的方法，以进一步了解导致热带环流其他重要变化的原因。

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