青藏高原气候变暖和东亚降水变化外文翻译资料

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青藏高原气候变暖和东亚降水变化

王斌,^1,2 包庆,³ Brian Hoskins,^4,5 吴国雄,³ 刘屹岷，³

给出的观测证据表明，青藏高原地表温度在过去50年间升高了约1.8℃。青藏高原加热所导致的降水模式类似于东亚地区降水变化的主要模式。大气环流数值模式实验表明，由于青藏高原温度升高激发的大气加热现象会增加东亚亚热带的锋面降水。我们发现联动机制是通过两个不同的Rossby波列沿等熵线上升到青藏高原东部。这种机制使西太平洋副热带高压变形，有利于水汽在东亚亚热带锋面上聚集。模式计算指出，过去的青藏高原温度变化和东亚夏季降水之间可能存在联系，预计未来青藏高原温度上升可能会进一步加强夏季东亚地区的锋面降水。

1.引言

东亚季风降水影响全世界约四分之一的降水。在最近的政府间气候变化专门委员会第四次评估报告（IPCC AR4）指出，在SRES A1B情景下(中路预计未来的排放量)，在之后的100年，青藏高原将会出现气候变暖4℃的现象[Meehl et al., 2007]。这一预测的气候变暖表现了全球最大的升高变暖出现在对流层中层。青藏高原气候变暖不仅使冰川融化流入江河，还可能改变下游降水。但当前的模式并没有给出一个关于东亚降水变化的强大共识。对于预测的在像青藏高原这样一个有250万平方公里，海拔高度超过3000米的广阔区域的大规模气候变暖现象，以及这种气候变暖可能对东亚降水变化产生的影响在未来几年将会是重要的科研方向。

从地质时间尺度青藏高原的顶部隆起就已经了解到这将会对亚洲季风的形成产生深远的影响[An et al., 2001; Abe et al., 2003:Kitoh, 2004; Kutzbach et al., 1993]。青藏高原感热的变化也会对季节性周期变化特征和年际变化特征的现代记录产生深远的影响[Hsu andLiu, 2003; Liu et al., 2007; Yanai and Wu, 2006; Ye andGao, 1979]。观察性研究已经表明青藏高原加热可以在对流层低层通过诱导空气注入青藏高原，产生气旋性螺旋纬向环流偏差从而加剧东亚季风[Duan and Wu, 2005; Wu et al., 2007]。总之，由西藏持续的气候变暖影响下游东亚降水的物理过程仍然难以捉摸。

2.东亚夏季降水和青藏高原地表温度的观察趋势

图1a显示，在过去的48年（1960年-2007年）在东亚地区主要降雨变化模式具有增强沿长江中下游横跨韩国南部到日本东部的东北-西南走向雨带的特点，该雨带主要是沿着东亚亚热带锋区。（中国人称为梅雨，韩国人叫做Changma，日本人叫做Baiu）。东亚亚热带锋面降雨从1960年以来有明显的上升趋势，且在此趋势上有显著的年代际变化。（图1b）韩国首尔的世界上最长的日降水量仪器测量的降水记录[Wang and Ding, 2006]的审查表明，对于1950年前期（1778年-1949年）计算出的夏季降水的趋势并不明显，但从1950年以来的近期的显著增加的趋势是前所未有的。这与图1a所显示的趋势相符。

90多个海拔2500米以上的西藏气象站的地表平均温度在过去的48年也表现了上升趋势。（图1b）尽管多数站点设在青藏高原东部，但在图1b表现出了整个青藏高原持续变暖的格局。90个测站从1961-2007年间的年平均地表温度上升趋势是每十年0.36℃（图1b），是原先根据1955-1996年数据所估计的两倍[Liu and Chen, 2000]。最近在同一地区冰川消退等大量证据都证明温度在上升[e.g., Shen, 2004]。还需要注意的是地表变暖趋势持续整个年际周期。图1c表明，那些预计有青藏高原地表气温变暖导致的降水模式类似于降水变化（图1a）的主要格局，这表明青藏高原热状况的变化可能与东亚降雨量变化趋势有关联。然而，相关性并不能保证它们之间存在任何因果关系。还需要用气候模式实验来验证。这些模式可以对青藏高原的温度变化和影响气候变暖对大气气流和降水进行研究。

图1.（a）空间格局 (b) 东亚降水五年滑动平均六月至八月（JJA）的经验正交函数分析得出的主要模式的主成分（绿线）。主导模式的解释方差占总方差的23％。使用的数据是从1960至2007年期间重建的土地降水资料（PRE​​C / L）获得的[Chen等，2002]。红色曲线（单位℃）如图1b所示的青藏高原90个气象站5年滑动平均气温。（c）从PREC / L的数据得出参考青藏高原地表平均气温与JJA降水的相关系数的分布图。通过5年滑动平均对两个地表空气温度和PREC / L的数据集进行预处理。白色虚线表示相关系数是在95％置信水平统计学显著的区域。（d）在1961-2007年期间90个西藏气象站观测到的地表气温的线性趋势。实心圆表示该站的位置，阴影区域表示超过2500米海拔区。圆圈的大小代表了气候变暖的幅度。

3.数值实验结果

我们进行综合的大气环流数值模式实验来研究青藏高原气温升高对东部降水模式的影响。这里使用的环流模式是ECHAM4 [Roeckner et al., 1996]。在一个控制试验和两个灵敏度实验的过程中，为了区分出青藏高原变暖的影响，我们必须是模式具有相同的观察气候SST和海冰分布以及定量的温室气体和气溶胶。控制实验集成了12年，过去10年的集成得出一个参考状态。两个灵敏性实验每10年集成一次。10年周期的集成被用来构造一个10成员合奏（统计意义）目的是减少因为不同的初始条件产生的不确定性。控制实验和敏感性实验的唯一区别是青藏高原地区的地表反照率的变化(27.5°N–37.5°N, 75°E–104°E)。反照率减少50%导致青藏高原地表变暖（以下简称“W”运行），同时反照率增加150%导致地表冷却（“C”运行）。因为W运行和C运行有类似的空间模式，但有相反的极性，我们检查在W运行和C运行集成之间的差异发现，这种差异被视为是背离长期的由青藏高原变暖引起的状态之间的集成差异。模仿青藏高原变暖的场景，人为减少青藏高原反照率会导致局部地表气温升高超过2℃（图2a）。可以注意到图2所示的降雨异常模式有一个整体相似的可以观察到的趋势模式（图1a），该模式与青藏高原变暖的趋势相关（图1c）。中国北方的中部干燥异常在实验中小很多，但是模式确实给出中国北方有下沉气流（图略）。因此，总体结果表明，青藏高原持续变暖可能会导致东亚夏季降水发生变化。总的来说，类似于所观察到的趋势模式。因此，模式计算表明，过去的青藏高原温度变化和东亚夏季降水可能是有关联的。青藏高原变暖是通过哪些过程导致东亚亚热带锋面雨增加的呢？

图2.北方的夏季ECHAM4模式下变暖（“W”）和冷却之间的集成平均差异（C）。

(a) 地面气温（℃）和降水率（单位mm/天，绿色降雨增强，棕色降雨量减少）。（b）200hPa风场（m/s）。（c）28-38°N平均纬向和垂直运动 (纬向运动:m / s，垂直运动:hPa /天)。（d）850hPa风场（m/s）。在图2b和2d中的阴影表示在根据t检验在95％置信区间水平上统计显著，虚线箭头表示Rossby波列，字母A和C分别表示反气旋和气旋中心。

4.青藏高原影响东亚夏季风的机制

青藏高原变暖的影响在当地和远程都可以看到。在当地，地表变暖导致在行星边界层有一个向上转移的感热通量，推动大气促进对流，从而导致更多的降水。同时，降水释放的潜热导致上述的空气柱上升收缩，加强上层南亚高压[Rodwell and Hoskins, 1996]（图2b）。与此相关，上层西风急流到它的北部和东风急流到它的南部都加剧。伴随着高原上空的上升运动是显著下降到高原西北部，然后上升到其东北部（图2c）。这种垂直运动东西向不对称的模式，与青藏高原上空上升并向其东西两侧下沉到经典概念模式不同[Kutzbach et al., 1993]。这种非对称模式可以部分理解为如下所述，在青藏高原地区的非绝热加热导致上层反气旋和下层气旋，并因此处于静力平衡，对流层中部会变得更暖。当这个热结构足够远到极地与南侧中纬度西风带相互作用，这气团沿等熵线向下移动到青藏高原西部[Rodwell and Hoskins, 1996]，却在其东部还原。

水汽存在的反馈机制中，青藏高原变暖引起的上升运动升至青藏高原东部会诱发东亚地区更多的降水。东亚的降雨增加有利于通过Sverdrup涡度平衡加强东亚亚热带锋前亚热带高压[Sverdrup, 1947; Hoskins and Wang, 2006]。以往的研究表明，Sverdrup涡度平衡能够应用于东亚副热带高压附近的地区[Wu and Liu,2003; Liu et al., 2001]。当降水加热在对流层中部最大化，对流层低层空气柱拉伸引起的涡度增量伴随着低纬度较小的南风行星涡度平流，在100°E和130°E之间和20°N和40°N直接模拟的低层向极气流是一致的（图2d）。在太平洋，这种气流在冲绳的亚热带高压西侧形成（图2d）。在亚热带的西北太平洋，冲绳（25°N,135°E）的低层反气旋中心（图2d）在一个高层气旋下方（图2b），表明这是一个斜压结构，这证实了副热带高压的中间部分是由东亚亚热带锋面降雨所释放的潜热所驱动的。青藏高原变暖的遥响应是来自两个不同的Rossby波列，一个在温带地区沿着上层西风气流的方向移动（图2b），另一个在热带地区，沿着低层季风西风移动（图2d）。在西北太平洋，在日本以东发现一个准正压反气旋（图2b和图2d），这是始发于青藏高原的涡旋波列的一部分，该波列是从青藏高原西南边缘激发的（图2d）。西北太平洋的低层反气旋环流的加强强化了沿西北侧的西南风，增加了朝东亚亚热带锋区和东亚雨带的水汽输送。

图3. 环流异常对青藏高原变暖初始强迫场的响应：（a）第二天200hPa高空风场(m/s),(b)第四天850hPa低空风场，（c）第八天高空风场，（d）第八天低空风场。

在图3a和3c中的彩色阴影表示500hPa垂直运动（绿色表示向上）。大约两周响应达到稳定状态。图3d虚线箭头表示低层的Rossby波列。

为了说明这两个波列是如何生成的，我们用干燥版本的线性大气环流模式进行了进一步的数值实验，这个模式是由东京中心气候系统研究学院开发的[Watanabe and Kimoto, 2000]。为了弄清动态过程的作用，我们有意忽略湿对流。该模式是线性化的气候态6、7、8月的平均基本状态。在ECHAM模式上运行模拟青藏高原变暖是由于感热和潜热，我们施加一个在边界层平均最大加热率达到4℃/天的热源在青藏高原上(90°E, 33°N)，在边界层之上，加热率减少向上指数折叠高度约3公里。

图3表明，温带涡旋波列的发展从对流层上层开始，向东向下传播。长期以来Rossby波向西传播比短波更快，这一波的传播产生了微弱的南风到它的西部和强大的偏北气流到它的北侧的上层不对称反气旋环流（图3a）。因此，气旋性涡旋发展到强北风的东部，随后一个波列沿西风急流约40°N发展（图3c）。正向渗透法对对流层上部位涡异常的响应进一步导致了日本以东低纬反气旋生成（图3d）。

低层波列的发展涉及到一个独特的南亚季风Rossby波能量传播，但还没有被查清楚。这一波列在阿拉伯海北部的区域生成（图3b）。由于强烈的季风东风垂直切变（低层西风和上层东风），Rossby波的能量传播在对流层低层受限制[Wang and Xie, 1996]。波列有4000公里长，与流速为8m/s的静止Rossby波是一致的，该波列向东传播诱导中国南海反气旋异常（图3d）。模式输出8天后的结果随时间变化不大。

图4. 示意图显示大气对青藏高原气候变暖的响应，尤其是青藏高原变暖通过两个Rossby波列远程影响的东亚夏季风降水机制。字母A和C分别表示反气旋和气旋性环流中心。

5.总结

观测证据表明，在过去50年青藏高原的持续升温（约1.8℃）与在东亚降雨趋势的存在相关。模型计算表明，过去青藏高原温度和东亚夏季降雨变化可能存在物理相关，这意味着预测未来青藏高原温度的增加可能进一步增强东亚区域夏季锋区的降雨量。

大气对青藏高原变暖的响应机制如图4所示。西风在中国东部和韩国南部的对流层中层暖区域的东侧沿等熵线上升（图2c），这会导致降水增强，并加热诱导的Sverdrup平衡增强冲绳西北太平洋亚热带高压。与此同时两个Rossby波列被青藏高原变暖激发。一个具有正压结构，沿着上层西风急流向下游传播，加强了日本东部的反气旋环流。另一个波列沿着低层西南季风发展传播到中国南海，两个波列用这样的方式使西北太平洋亚热带高压变形，加强了那里的低层高压脊。低层西南季风加强了东亚亚热带锋区的水汽输送，并加强这里的降水。

致谢。我们的研究是由美国国家科学基金奖（ATM06-47995），中国973计划（2006CB403600）和中国国家自然科学基金（40221503）支持。

参考文献

Abe, M., et al. (2003), An evolution of the Asian summer monsoon associated with mountain uplift: Simulation with the MRI atmosphere-ocean coupled GCM, J. Meteorol. Soc. Jpn., 81, 909– 933.

An, Z. S., et al. (2001), Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalayan Tibetan plateau since late Miocene times, Nature, 411,62– 66.<!--

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