2026, Vol. 56
热带太平洋海温变化是全球气候系统的核心驱动力之一，其主要的特征是热带东-西太平洋之间“跷跷板”式的温度振荡。在正常年份，受到赤道信风驱动的上升流和秘鲁寒流的影响，热带东太平洋表层水温比西太平洋低3~5 ℃，形成“西暖-东冷”的气候态空间分布，并通过海气相互作用维持着沃克环流在西太平洋的上升分支和在东太平洋下沉分支之间的平衡。当厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)事件发生时，这种平衡态会被打破：ENSO的正位相——厄尔尼诺发生时，赤道信风减弱，东太平洋海洋上升流减缓，西风异常增强驱动热带太平洋次表层暖水向东涌升，导致秘鲁沿岸至Niño 3.4区域(120°W—170°W，5°S—5°N之间)海温异常升高；ENSO的负位相——拉尼娜发生时，赤道信风增强加剧东太平洋海水上翻，使得赤道中东部海表面温度比常年偏低。热带太平洋海温的振荡变化不仅会通过大气对流活动以及大气遥相关作用影响全球大气环流模态，同时也会通过上层海洋热含量的变化影响全球气候的低频变异[1-3]。
历史观测数据显示，自1970年以来，热带太平洋上层海洋热含量异常主要表现为西太平洋异常增暖、东太平洋异常偏冷的空间分布，热带太平洋纬向海温梯度增大，呈现“类拉尼娜”型增暖(见图 1(a))。但是，绝大多数耦合气候模式预测在温室气体持续排放的背景下，热带太平洋海温将呈现“类厄尔尼诺”式增暖，即热带东太平洋变暖速度将超过西太平洋(见图 1(b))，高排放背景下东太平洋变暖速率较西太平洋约高0.71 W/m2(见图 1(c))，且增暖范围变大，导致热带太平洋纬向海温梯度减小，呈现“类厄尔尼诺”型增暖[4-9]。
|
图 1 0~700 m海洋热含量随时间变化 Fig. 1 The variation of 0~700 m ocean heatcontent with time |
东太平洋增暖速度大于西太平洋、东-西太平洋纬向温度梯度差减弱的变化会驱动东太平洋局地异常的上升运动，对流异常增强，引起异常的潜热释放。在潜热加热作用下，赤道两侧大气底层会激发出气旋式Rossby波包，形成赤道北侧和南侧的东风异常以及赤道上的西风异常，这种结构将导致混合层变浅以及更强的东太平洋变暖[10]。也就是说，在持续增暖的辐射强迫作用下，热带东太平洋的“类厄尔尼诺”型增暖，会通过激发赤道西风异常以及沃克环流的减弱形成正反馈，进一步加快热带东太平洋的变暖速度。当前，针对气候模式模拟预估热带太平洋海温是否表现出加速变暖特征的研究尚属空白，相应的物理机制也未见系统分析。本文旨在填补这一空白，重点分析其加速特征并阐明物理机制。
1 数据和方法 1.1 数据与模式试验本文主要分析了CMIP6中的长期模拟试验数据，主要讨论额外辐射强迫为8.5 W/m2的SSP5-8.5情景[11]，高排放情景能够更迅速地反映出人类活动对气候的巨大影响，特别是在没有采取积极减缓行动的情况下，气候系统可能的反应。本研究使用的实验模型变体为r1i1p1f1[12]，它代表了模型输出的基本状态，同时不同模式之间的数据在模型、实验设置、强迫因子等方面相对一致[13]，所选用的CMIP6模式包含海水温度、海表面气压(Sea level pressure，SLP)、潜热通量、海表面风场、经向流速等数据，使用的模式及分辨率如表 1所示。
|
表 1 本文使用的CMIP6模式数据 Table 1 CMIP6 models used in this study |
本文使用的观测数据为ISHⅡ 6.13数据，该版本提供了全球0~1 500 m海洋热含量趋势的精确估计，其置信区间为95%，时间范围为1971—2014年。在研究海洋热含量时，该数据集的优势在于其采用了多种数据质量控制手段，包括对不正常的观测数据进行修正、插值处理等，且有长期的高质量记录，因而能够帮助精确追踪海洋热含量的变化，并分析其与全球气候变化的关系[14]。
1.2 计算方法由于CMIP6各模式的模拟方法和数据精度存在差异，为了确保后续计算的一致性，需要对不同模式的数据进行空间插值，以统一至标准网格，并对时间维度进行对齐和规整处理，随后对各变量的长期趋势以及加速变化趋势进行分析。
上层海洋热含量的计算公式如下：
| $ O H C=\rho \times C_{\mathrm{p}} \times \iiint \Delta T \mathrm{d} x \mathrm{d} y \mathrm{d} z 。$ | (1) |
式中：OHC代表海洋热含量的大小；ρ为海水密度；Cp为海水比热系数；T为海水温度距平，三者都是随海水深度变化的函数，但T随深度的变化远超过ρ与Cp随深度的变化，为了简化计算，通常假设海水密度和比热系数为常数，对海洋热含量的计算主要考虑海水温度随深度的变化。海洋变暖在深度上并不均匀，1971年以来上700 m层海水吸收了海洋所吸收热量总量的50%以上，是热量交换的重要区域。对该层水体海洋热含量的变化速率分析，能够揭示全球变暖对海洋的影响。
本文采用了多种方法量化沃克环流的强度变化。首先本文主要通过SLP来表征沃克环流的强度，采用与以往研究相一致的计算[15-16]，主要计算热带东太平洋(5°S—5°N，80°W—160°W)与热带印度洋—西太平洋(5°S—5°N，160°E—80°E)之间的海表面气压差异，记为DSLP。
| $ \mathrm{DSLP}=\mathrm{SLPE}-\mathrm{SLPW} 。$ | (2) |
为了更全面地评估沃克环流的强弱，本文引入了其他多个标准，包括：信风风速、纬向温度梯度、东西温跃层梯度。沃克环流强度的变化(通过SLP诊断)不仅与赤道太平洋表层风强度变化密切相关[15, 17]，还受到赤道海洋响应表层风变化的理论分析和数值实验的支持。研究表明，赤道太平洋的纬向温度梯度、东西温跃层梯度以及表面风速都是影响沃克环流的重要因素[18-20]，通过对这些现象的综合分析能够更准确地揭示沃克环流的动力学特征及其变异规律。此外，热带太平洋的海表温差，特别是西太平洋(5°S—5°N，120°E—150°E)与东太平洋冷舌区(5°S—5°N，155°W—80°W)之间的上层海洋(50 m)温差[21]，在研究沃克环流的强度与变化过程中发挥着重要作用。
2 海洋热含量的变化趋势及其空间结构对比观测数据与CMIP6模式数据发现，过去与未来海洋热含量空间变化存在显著差异。1971—2014年间，太平洋上层0~700 m海洋热含量呈现出西部变暖、东部变冷的长期趋势，其中，热带西太平洋(22.5°N—22.5°S，80°E—160°E)变暖速率约为0.49 W/m2，而热带东太平洋(22.5°N—22.5°S，160°W—80°W)变暖速率约为-0.09 W/m2，西太平洋的变暖趋势超过东太平洋。
而CMIP6气候模式对未来的预估结果显示，热带太平洋对全球变暖的有力响应将使21世纪该地区海洋热含量呈现“类厄尔尼诺”的变暖模式，主要特征是东太平洋0~700 m海洋热含量的变暖速度高于西太平洋。在最高排放情景下(SSP5-8.5)，辐射强迫为8.5 W/m2时，东太平洋的变暖速率约为1.51 W/m2，西太平洋的变暖速率约为1.16 W/m2(见表 2)，东太平洋变暖较西太平洋更强，吸收的热量更多，且热带东太平洋的变暖信号也会沿着陆架向南北半球中高纬度延伸，从而形成与太平洋年代际振荡相类似的空间结构。事实上，即使在假设采取气候保护措施、辐射强迫为2.6 W/m2的SSP1-2.6情景下，全球海洋热含量较SSP5-8.5情景明显减弱，但是热带东太平洋冷舌区的变暖速率仍然高于热带西太平洋，仍然呈“类厄尔尼诺”型增暖。值得注意的是，南美洲太平洋沿岸热含量上升并延伸的范围较广，而北美洲较弱；紧靠冷舌区北部的变暖较南部更强。未来东太平洋海洋热含量加速上升存在南北不对称的空间结构。
|
|
表 2 2015—2100年CMIP6不同排放情景热带太平洋未来变暖速率 Table 2 Future warming rate of the tropical Pacific in CMIP6 models under different emission scenarios from 2015 to 2100 |
如果对CMIP6气候模式预估数据采用每50年做线性趋势分析，并对比两个不同时间段(2015—2065年与2045—2095年)的变暖趋势，我们发现未来热带太平洋的“类厄尔尼诺”变暖在SSP5-8.5情景下呈现为加速变暖的趋势。如表 3和图 2所示，在SSP5-8.5情景下，热带东太平洋冷舌区域的变暖速率从2015—2065年间的1.08 W/m2逐渐增大至2045—2095年间的1.77 W/m2，而热带西太平洋的平均变暖速率从2015—2065年间的0.88 W/m2逐渐增大至2045—2095年间的1.41 W/m2。随着持续增暖，热带太平洋海水温度的东西梯度逐渐减弱，下降速率由2015—2065年的4.72×10-4 ℃/a增加至2045—2095年的5.21×10-4 ℃/a，未来东西海表温度梯度下降0.46 ℃(见图 3)。在垂直方向，随着温室气体的持续排放，上层海洋逐渐增暖，热带太平洋东西方向的温跃层梯度也呈现加速减小趋势，温跃层梯度由2015—2065年的0.16×10-2 ℃/km减小至2045—2095年的0.15×10-2 ℃/km。这说明在辐射强迫作用的SSP5-8.5情景下，热带太平洋的“类厄尔尼诺”型增暖整体呈现加速趋势。
|
|
表 3 SSP5-8.5背景下热带太平洋加速变暖速率 Table 3 Accelerated warming rate of the tropical Pacific under SSP5-8.5 emission scenario |
|
图 2 SSP5-8.5背景下0~700 m海洋热含量在50年时间尺度上线性变化趋势 Fig. 2 The linear trend of 0~700 m ocean heat content on 50 year time scale under emission scenario SSP5-8.5 |
|
图 3 SSP5-8.5背景下赤道太平洋海水温度剖面变化 Fig. 3 Sea water temperature changes in the equatorial Pacific under emission scenario SSP5-8.5 |
已有研究指出导致未来太平洋冷舌区域增温速率高于西太平洋的主要原因是沃克环流的减弱[15-16]、风-蒸发-海表面温度(Wind-evaporation-sea surface temperature，WES)反馈[5]等。本节将着重分析具体哪种机制导致未来高排放情景下热带东太平洋的变暖加速。
3.1 沃克环流加速减弱CMIP6模式预测未来东太平洋将形成低压区(见图 4)，这一变化将导致热带太平洋中部及赤道以外地区的偏东信风减弱，赤道信风在未来约下降0.35 m/s。减弱的信风将减少赤道向西的体积输运，削弱西太平洋暖池热量积累并减弱东太平洋上升流，促使海洋热含量在未来形成“类厄尔尼诺”空间结构。不同时间段SLP变化趋势的空间特征较为相似，但表现出显著的南北不对称性，南美洲北部沿岸地区的SLP下降趋势强于北美洲。同时，副热带地区出现低压中心，而暖池区SLP持续上升。此外，Hadley环流呈减弱趋势。
|
( (a)和(b)表示2015—2065年和2045—2095年的SLP变化趋势，(a)与(b)的图示相同；(c)表示(a)与(b)的差值；(d)表示DSLP在不同时段的时间序列，其中蓝线、绿线、青线、红线分别表示2015—2065年、2025—2075年、2035—2085年、2045—2095年DSLP下降速率，其大小分别为-0.56 Pa/a、-0.89 Pa/a、-0.90 Pa/a、-1.00 Pa/a。(a) and (b) represent the SLP trend from 2015 to 2065 and 2045 to 2095, respectively, the legend of (a) is the same as that of (b); (c) represent the difference between (a) and (b); (d) represent the time series of DSLP in different periods, the blue, green, cyan, and red lines represent the DSLP decline rates for the periods of 2015—2065, 2025—2075, 2035—2085, and 2045—2095, respectively, their values are-0.56 Pa/a, -0.89 Pa/a, -0.90 Pa/a, and -1.00 Pa/a, respectively. ) 图 4 沃克环流未来的强度 Fig. 4 Walker circulation intensity in the future |
图 4(d)比较了SSP5-8.5情景下，表征沃克环流强度的指标DSLP在未来两个不同的时间段的变化趋势，其中2015—2065年间DSLP下降速率约为0.56 Pa/a，2045—2095年间下降速率达到1.00 Pa/a。DSLP显著加速减小，对应着未来东太平洋海表面气压下降，而同时西太平洋暖池区海表面气压上升(见图 4(a)、(b))，两者之间差别加速减小，沃克环流强度加速减弱。Meng等[22]研究表明，纬向温度梯度在几乎所有气候模式中都是衡量沃克环流强度的有效指标，纬向温度梯度的加速减小同样预示着沃克环流至2100年将加速减弱(见图 3)。
加速减弱的沃克环流将驱使信风产生相应的加速减弱[15, 18]，2045—2095年风速的减弱达到最大幅度，约下降0.27 m/s。风速的加速趋势对赤道太平洋东部海洋热含量加速变暖的影响揭示了大气动力学和海洋热力学之间复杂的耦合作用，加速减弱的信风使东太平洋向西暖水输运加速减少，同时使得更多热量进入东太平洋次表层，赤道向两极方向的Ekman输送减少，温跃层坡度变缓。Ekman向极辐散的减弱直接导致垂向速度降低，限制了深层冷水补给，直接影响热含量的空间结构，未来东太平洋上升流速度约下降5.0×10-7m/s，垂向输运量约减少2.28×108 kg。而温跃层的平坦化进一步使赤道潜流的核心位置上移且流动强度减弱[23]，导致太平洋东部和中部的暖水热量堆积高于西太平洋，加速减弱东西海水温度梯度。温度梯度与沃克环流强度之间的正反馈关系将加剧环流减弱[23-24]，进一步强化海洋热含量空间结构的东部增暖特征。
Sun等[25]和Lu等[26]发现太平洋风驱动的副热带环流圈(Subtropical cells，STC)在长时间尺度上可以驱动热带太平洋的响应，且北半球STC的影响最为重要。STC通过控制东太平洋局地海水温度，进而影响东太平洋上方空气沉降速率，实现对沃克环流强度的影响。北半球STC常年稳定向南进行大量体积输送(见图 5(a))，2015—2100年北半球表层流动处于长期减弱趋势，0~100 m北向流速约减少2.5×10-3m/s，100~400 m南向流速约减少1.2×10-3m/s，南向平均经向流函数约减少0.58 Sv，未来北半球STC向南体积输运将大幅下降(见图 5(b))。21世纪末两流速的减弱程度较21世纪中期分别增大了1.4×10-4和2.7×10-4 m/s，流函数约加速减少0.06 Sv，北半球STC将加速减弱(见图 5(c))。STC的加速减弱将造成东太平洋上升流的加速减少，局地的热量积累加剧使赤道东部海表面气压长期微弱加速下降，大气上空垂直质量通量下降[7]，局地大气沉降加速减弱，驱使未来沃克环流加速减弱。此外，温带海洋在SSP5-8.5背景下也存在显著的变暖，未来STC向赤道输送的海水温度上升，影响东太平洋上升流的温度，使海洋热含量“类厄尔尼诺”的空间结构在未来特征更显著。热带太平洋对沃克环流变化的响应在很大程度上是由STC驱动的。值得注意的是，加速减弱的沃克环流使信风加速减弱，这将导致西太平洋暖水堆积减少，进而使北半球STC表层自西向东的流动减弱，一定程度上可能驱动STC的加速减弱，在高排放情景下沃克环流、赤道信风、STC之间可能存在相互促进加速减弱的正反馈。
|
( (a)—(c)分别表示2015—2100年太平洋北半球经向流函数的气候态、变化趋势和加速变化趋势。Sv表示流函数的值，单位为106 m3/s。(a)—(c) represent the climatology, linear trend, and accelerated trend of the meridional streamfunction in the Northern Hemisphere Pacific during 2015—2100, respectively. Sv denotes the streamfunction, with units of 106 m3/s. ) 图 5 太平洋北半球经向流函数未来变化 Fig. 5 Projected future changes in the Northern Hemisphere Pacific meridional streamfunction |
研究认为WES反馈是影响热带太平洋SST空间结构的主要因素之一[5, 26-27]，WES反馈对海水温度的贡献为
| $ \Delta T=-\frac{\left(\partial \bar{Q}_{\mathrm{e}} / \partial W\right) \Delta W}{\partial \bar{Q}_{\mathrm{e}} / \partial T}。$ | (3) |
式中：Qe是潜热通量，其变化在WES反馈占主要地位，Qe表示气候平均值；W表示风速，ΔW表示风速变化；ΔT表示WES反馈对海水温度变化的贡献。潜热通量通过块体通量公式[5]计算：
| $ Q_{\mathrm{e}}=L \rho_{\mathrm{a}} C_{\mathrm{e}} W\left[1-R_{\mathrm{H}} \mathrm{e}^{-\alpha S}\right] q_{\mathrm{s}}(T) \text { 。} $ | (4) |
式中：L是蒸发潜热；ρa是地表空气密度；Ce是传递系数；RH是表面相对湿度；S是表面稳定性参数；qs(T)是遵循Clausius-Clapeyron方程的饱和比湿度。
图 6展示了WES反馈的加速变化对热带太平洋海水温度变化的贡献。WES反馈主要通过风场的变化影响区域蒸发，进而影响海温梯度。风速减弱通常伴随着潜热通量和感热通量的减少，在未来高排放情景下，信风的加速减弱降低了海气界面处的蒸发速率，减少了海洋向大气释放的潜热通量，东太平洋蒸发冷却较弱，局地热量积累较强，海水温度升高，该机制对东太平洋加速变暖的贡献约为1.13×10-3 W/m2，东太平洋未来的平均蒸发量约为6.43×1010 kg。但WES反馈加速变化对西太平洋暖池变暖贡献更强且集中，对该地区海水加速变暖的贡献约为8.11×10-3 W/m2，区域平均蒸发量约为8.87×1010 kg，且西太平洋平均单位体积能容纳的水汽较东太平洋约高0.002 g。虽然WES反馈在赤道地区整体呈上升的加速变化特征，但在上升流较强但蒸发较弱的赤道太平洋中部及东部，WES反馈的正反馈作用对蒸发冷却过程的调控能力有限。因此，该反馈的加速变化难以解释为何未来东太平洋海洋热含量的变暖速率会加速，甚至超越西太平洋。
|
图 6 2015—2100年WES反馈加速变化对海水温度的贡献 Fig. 6 The contribution of accelerated WES feedback to sea water temperature from 2015 to 2100 |
值得注意的是，WES反馈的加速变化南北不对称性显著。东太平洋冷舌区南部存在微弱的负异常，北美洲沿岸正负变化交替出现，南美洲则存在较弱的加速上升。冷舌南部WES反馈对海洋加速变暖的贡献为微弱的负值，对冷舌北部贡献不显著。WES反馈与沃克环流加速减弱的不对称性共同作用，导致热带太平洋的加速变暖在空间上呈不均匀分布。
4 结语本文基于CMIP6气候模式数据分析发现热带太平洋海温对温室气体排放的“类厄尔尼诺”型增温响应在相对较强的排放情景(SSP5-8.5)下会出现加速增强的特征，其中东太平洋热含量加速增加，加速变暖最为显著；西太平洋热含量增速相对较缓；热带东西太平洋的温跃层坡度加速减小，温度梯度也将持续加速减小。本文分析了导致这种“类厄尔尼诺”型变暖结构加速增强的驱动机制。很多研究分析了长期温室气体持续加热的背景下，沃克环流减弱和WES反馈会导致热带太平洋的海洋热含量从“类拉尼娜”型结构向“类厄尔尼诺”型结构转变。但是，本文研究发现沃克环流将呈现持续加速减弱的趋势，导致“类厄尔尼诺”加速增强；而WES反馈的加速变化对西太平洋海水变暖贡献更强，对东太平洋贡献相对偏弱，因此并不利于形成“类厄尔尼诺”型空间结构。本文分析指出，STC的加速减弱是沃克环流产生加速变化的驱动因素：加速减弱的STC使表层向极方向、深层向赤道方向的流动加速减弱，减少经向体积输运，并将温带变暖信号带到热带地区，进而限制东太平洋上方空气沉降，加速减弱信风风速，使沃克环流强度加速减弱。热带东太平洋对辐射强迫的动力学响应呈现为正反馈放大特征，由于海洋热含量升高，热带海表面将释放更多的长波辐射到大气中，大气层吸收更多的辐射导致温度进一步上升，同时影响低云量来降低反射率，从而加剧海洋温度的升高，形成正反馈。然而，值得注意的是在相对较弱的排放情景(SSP1-2.6)下，沃克环流的减弱基本保持相对稳定的速度，没有出现加速，其背后的具体物理机制有待更深入的研究。
| [1] |
Cai W, Wang G, Dewitte B, et al. Increased variability of eastern Pacific El Niño under greenhouse warming[J]. Nature, 2018, 564: 201-206. DOI:10.1038/s41586-018-0776-9 (  0) |
| [2] |
McPhaden M J, Zhang X, Hendon H H, et al. Large scale dynamics and MJO forcing of ENSO variability[J]. Geophysical Research Letters, 2006, 33: L16702. ( 0) |
| [3] |
Yang X, Wu X, Liu Z, et al. A preliminary study on an upper ocean heat and salt content of the western Pacific warm pool region[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2019, 38: 60-71. ( 0) |
| [4] |
DiNezio P N, Clement A C, Vecchi G A, et al. Climate response of the equatorial Pacific to global warming[J]. Journal of Climate, 2009, 22: 4873-4892. DOI:10.1175/2009JCLI2982.1 ( 0) |
| [5] |
Xie S P, Deser C, Vecchi G A, et al. Global warming pattern formation: Sea surface temperature and rainfall[J]. Journal of Climate, 2010, 23(4): 966-986. DOI:10.1175/2009JCLI3329.1 ( 0) |
| [6] |
Ying J, Huang P, Huang R. Evaluating the formation mechanisms of the equatorial Pacific SST warming pattern in CMIP5 models[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2016, 33(4): 433-441. DOI:10.1007/s00376-015-5184-6 ( 0) |
| [7] |
Held I M, Soden B J. Robust responses of the hydrological cycle to global warming[J]. Journal of Climate, 2006, 19(21): 5686-5699. DOI:10.1175/JCLI3990.1 ( 0) |
| [8] |
Vecchi G A, Soden B J. Global warming and the weakening of the tropical circulation[J]. Journal of Climate, 2007, 20(17): 4316-4340. DOI:10.1175/JCLI4258.1 ( 0) |
| [9] |
Zhang L, Li T. A simple analytical model for understanding the formation of sea surface temperature patterns under global warming[J]. Journal of Climate, 2014, 27(22): 8413-8421. DOI:10.1175/JCLI-D-14-00346.1 ( 0) |
| [10] |
Seager R, Cane M, Henderson N, et al. Strengthening tropical Pacific zonal sea surface temperature gradient consistent with rising greenhouse gases[J]. Nature Climate Change, 2019, 9: 517-522. DOI:10.1038/s41558-019-0505-x ( 0) |
| [11] |
O'Neill B C, Tebaldi C, van Vuuren D P, et al. The scenario model intercomparison project (ScenarioMIP) for CMIP6[J]. Geoscientific Model Development, 2016, 9: 3461-3482. DOI:10.5194/gmd-9-3461-2016 ( 0) |
| [12] |
Eyring V, Bony S, Meehl G A, et al. Overview of the coupled model intercomparison project phase 6 (CMIP6) experimental design and organization[J]. Geoscientific Model Development, 2016, 9: 1937-1958. DOI:10.5194/gmd-9-1937-2016 ( 0) |
| [13] |
Taylor K E, Stouffer R J, Meehl G A. An overview of CMIP5 and the experiment design[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 2012, 93(4): 485-498. DOI:10.1175/BAMS-D-11-00094.1 ( 0) |
| [14] |
Ishii M, Kimoto M. Reevaluation of historical ocean heat content variations with time-varying XBT and MBT depth bias corrections[J]. Journal of Oceanography, 2009, 65: 287-299. DOI:10.1007/s10872-009-0027-7 ( 0) |
| [15] |
Vecchi G A, Soden B J, Wittenberg A T, et al. Weakening of tropical Pacific atmospheric circulation due to anthropogenic forcing[J]. Nature, 2006, 441(7089): 73-76. DOI:10.1038/nature04744 ( 0) |
| [16] |
Storto A, Balmaseda M A, de Boisseson E, et al. The 20th century global warming signature on the ocean at global and basin scales as depicted from historical reanalyses[J]. International Journal of Climatology, 2021, 41(13): 5977-5997. DOI:10.1002/joc.7163 ( 0) |
| [17] |
Power S B, Kociuba G. What caused the observed twentieth-century weakening of the Walker circulation?[J]. Journal of Climate, 2011, 24: 6501-6514. DOI:10.1175/2011JCLI4101.1 ( 0) |
| [18] |
Clarke A J, Lebedev A. Interannual and decadal changes in equatorial wind stress in the Atlantic, Indian, and Pacific Oceans and the Eastern Ocean coastal response[J]. Journal of Climate, 1996, 10: 1722-1729. ( 0) |
| [19] |
Cane M A, Clement A C, Kaplan A, et al. 20th century sea surface temperature trends[J]. Science, 1997, 275: 957-960. DOI:10.1126/science.275.5302.957 ( 0) |
| [20] |
McPhaden M J. Genesis and evolution of the 1997-1998 El Niño[J]. Science, 1999, 283: 950-954. DOI:10.1126/science.283.5404.950 ( 0) |
| [21] |
Heede U K, Fedorov A V, Burls N J. A stronger versus weaker Walker: Understanding model differences in fast and slow tropical Pacific responses to global warming[J]. Climate Dynamics, 2021, 57(9-10): 2505-2522. DOI:10.1007/s00382-021-05818-5 ( 0) |
| [22] |
Meng Q, Latif M, Park W, et al. Twentieth century Walker circulation change: Data analysis and model experiments[J]. Climate Dynamics, 2012, 38: 1757-1773. DOI:10.1007/s00382-011-1047-8 ( 0) |
| [23] |
Terada M, Minobe S, Deutsch C. Mechanisms of future changes in equatorial upwelling: CMIP5 intermodel analysis[J]. Journal of Climate, 2020, 33: 497-510. DOI:10.1175/JCLI-D-19-0128.1 ( 0) |
| [24] |
Lu K, He J, Fosu B, et al. Mechanisms of fast walker circulation responses to CO2 forcing[J]. Geophysical Research Letters, 2021, 48: e2021GL095708. DOI:10.1029/2021GL095708 ( 0) |
| [25] |
Sun Y, Ding L, Su B, et al. Modeling the mid-Piacenzian warm climate using the water isotope-enabled community earth system model (iCESM1.2-ITPCAS)[J]. Climate Dynamics, 2024, 62: 7741-7761. DOI:10.1007/s00382-024-07304-0 ( 0) |
| [26] |
Lu J, Zhao B. The role of oceanic feedback in the climate response to doubling CO2[J]. Journal of Climate, 2012, 25: 7544-7563. DOI:10.1175/JCLI-D-11-00712.1 ( 0) |
| [27] |
Luo Y, Lu J, Liu F, et al. Understanding the El Niño-like oceanic response in the tropical Pacific to global warming[J]. Climate Dynamics, 2015, 45: 1945-1964. DOI:10.1007/s00382-014-2448-2 ( 0) |