亞洲夏季風(fēng)對強外輻射強迫變化的響應(yīng)

張虹嬌，陳云強

(四川省氣象局氣象服務(wù)中心，四川 成都 610072))

1 引言

20世紀(jì)以來，全球氣候增暖明顯，增暖現(xiàn)象也越來越受到關(guān)注，其深遠影響幾乎涵蓋各科學(xué)領(lǐng)域。隨著大氣中CO2等溫室氣體的不斷增加，在過去100多年中全球表面平均溫度上升了約0.3～0.6℃。但是全球氣溫的變化區(qū)域十分明顯，變暖強度北半球大于南半球，陸地大于海洋，高緯區(qū)域大于低緯區(qū)域。而對全球變暖可能引起危害的適當(dāng)評價主要取決于這種危害的真實程度如何，在這種情況之下，區(qū)域性氣候變化的研究就顯得非常重要。

由于自然原因和人為因素影響而導(dǎo)致比現(xiàn)在更強的外輻射強迫變化的可能性越來越大，這將進一步引發(fā)更大的氣候變化。Walker和 Kasting(1992)［1］指出，到23 世紀(jì)，CO2的含量將極有可能比工業(yè)化之前增長8倍。根據(jù)政府間氣候變化專門委員會(IPCC)2001年的報告［2］，到2100年化石油料的燃放量將是2000年的6倍。Hamilton和Zhu(2003)［3］注意到，人類活動的影響也會導(dǎo)致諸如甲烷和其它一些溫室氣體含量的增長，而一些人工合成物甚至比溫室氣體更有效。由于人類活動的影響，很可能導(dǎo)致每平方米幾十瓦的輻射強迫變化。

近來的研究表明，輻射強迫仍然是衡量由于自然和人為因子引起的全球平均溫度變化的較好的指標(biāo)［4］。目前全球有60%以上的人生活在季風(fēng)區(qū)，同時季風(fēng)區(qū)又是全球大氣運動能量和水汽的主要供應(yīng)區(qū)，全球大氣運動和天氣氣候變化都直接與季風(fēng)活動有關(guān)［5］。亞洲是世界上季風(fēng)最明顯的區(qū)域，因此，研究亞洲夏季風(fēng)對強外輻射強迫變化的響應(yīng)，無疑具有重要的科學(xué)意義和現(xiàn)實意義。

2 資料和方法

本文采用NCAR氣候系統(tǒng)模式CSM1.4來研究氣候系統(tǒng)對強外輻射強迫變化的響應(yīng)，外輻射強迫直接由太陽常數(shù)的變化引入。此模式是由大氣、陸地、海洋及海冰4個分量模式通過一個耦合器耦合的全耦合模式，詳細介紹參見 Boville和 Gent(1998)［6］。

利用該模式進行了4個數(shù)值試驗:1個太陽常數(shù)為標(biāo)準(zhǔn)值的控制實驗(control)，3個太陽常數(shù)分別增加2.5%、10%和25%的敏感實驗(+2.5%、+10%和+25%)，所有試驗在相同的初始條件下積分50 a，并且太陽常數(shù)在每個試驗的積分過程中都保持不變，得到全球50 a 600個月的月平均格點資料。其中x方向有96個格點，間距3.75°;y方向為高斯(gauss)格點，共48個格點。

對試驗最后10 a的夏季(6—8月)和冬季(12—次年2月)做平均，并對此4試驗(control、+2.5%、+10%和+25%)進行比較，來討論亞洲夏季風(fēng)對外輻射強迫不同變化的響應(yīng)情況。

NCEP/NCAR的資料為1958年1月—2003年12月的再分析月平均資料，水平分辨率為2.5°×2.5°。對這45 a的夏季(6—8月)和冬季(12—次年2月)做平均，并將控制試驗與其進行比較，可知控制試驗與實際狀況有無差異及差異大小。

3 結(jié)果與分析

3.1 表面溫度ts的時間演變

圖1a～1d為4個不同區(qū)域(全球、東亞(100°～140°E，20°～55°N)、南亞(60°～160°E，10°～30°N)及中國(80°～130°E，20°～50°N))4 個試驗平均的年平均表面溫度隨時間變化的曲線，可以看出，各區(qū)域平均表面溫度的時間演變特征十分相似，外輻射強迫越大，增溫的幅度越大。其中中國、東亞與全球較一致，但中國與東亞的增溫幅度(2～42℃)比全球平均(2～36℃)要強，這與王紹武、趙宗慈［7］的研究較為一致;南亞與全球的增溫幅度都在2～36℃之間，但南亞的溫度比全球要高，也比東亞和中國高。對于太陽常數(shù)增加2.5%的試驗，4個區(qū)域增溫基本都是2℃，這與CO2倍增的效果相當(dāng)。

必須指出，由于每個試驗都只積分了50 a，因而模式氣候系統(tǒng)對外輻射強迫變化的響應(yīng)可能遠未達到新的氣候平衡態(tài)，如對于太陽常數(shù)增加25%的試驗，其擬合的增溫振幅及時間尺度增加非常明顯。

圖1 不同區(qū)域4個試驗平均的年平均表面溫度隨時間變化的曲線

3.2 亞洲夏季風(fēng)對太陽常數(shù)變化的響應(yīng)

3.2.1 表面溫度ts的空間分布 ①ts的水平分布。從ts的水平分布(圖2a、2b)可以看到，青藏高原以北和高原東南(印度西北部)有2個高溫中心，鄂霍茨克海地區(qū)有一低溫中心。Control、+2.5%和+10%試驗溫度由赤道向中緯基本遞減，在35°～45°N有一高溫帶，+2.5%、+10%增溫最大的位置基本與控制試驗的高溫中心一致。Control與Necp/Ncar的ts分布基本相同，但Necp/Ncar的溫度變化比較大。對于+25%的試驗，溫度有從赤道向中緯增高的趨勢，高溫帶向南推進(30°～45°N)。+2.5%與control相比(圖2c)，在40°～45°N 之間有2個增溫高值中心，分別位于中國新疆東部、甘肅西部地區(qū)和日本北海道以東的洋面上，陸地(4℃)比海洋(3.5℃)增溫高值為高;中國西南地區(qū)增溫也較多(2.5～3℃)。+10%與control相比，從赤道向中緯溫度基本遞增，在新疆西部有一增溫大值中心。+25%與control相比(圖2d)發(fā)現(xiàn)從赤道向中緯增溫的現(xiàn)象在亞洲區(qū)域都很明顯，緯度越高，增溫幅度越大，最大增溫可達65℃，幾乎是低緯地區(qū)溫度增幅(25～35℃)的一倍，并且陸地增溫仍比海洋(25～50℃)高。這也從一定程度上反映了全球增暖典型試驗中的增溫分布特點［8］。

圖2 夏季(6—8月)ts及ts變化的分布(單位:開爾文)

②ts在緯度帶、經(jīng)度帶上的分布。由表面溫度在60°～160°E經(jīng)度帶上平均的0°～60°N剖面圖可知，對于Necp/Ncar總的趨勢是溫度遞減，在35°～48°N卻有小范圍增溫。control(圖3a)、+2.5%和+10%溫度從赤道向中緯遞減，而+25%(圖3b)溫度趨勢是遞增，在32°～60°N有15℃左右幅度的增溫。相對于 control，+2.5%(圖 3c)在 30°～53°N有1.8～3.1℃的增溫，在44°N有增溫極大值;+10%中緯(27°～60°N，6℃)比低緯(0°～27°N，1.5℃)增溫顯著;+25%在33°～60°N有較平穩(wěn)的32℃幅度(30～62℃)的增溫。這與ts水平分布的結(jié)果一致，即中高緯增溫要大于低緯，這一點在太陽常數(shù)增加較大的試驗中更為明顯。

由表面溫度在0°～60°N緯度帶上平均的60°～160°E剖面圖可知，control(圖4a)與Necp/Ncar是一致的，只是 control模擬的最低溫度(293.8 k)比Necp/Ncar(291 k)略高。對于control、+2.5%和+10%在100°E附近有最小值，60°E和130°E左右有極大值;而對于+25%，90°E有一極小值，145°E 附近出現(xiàn)最小值，60°E和120°E左右出現(xiàn)極大值。4個試驗高原西側(cè)比東側(cè)溫度高。+25%和control相比較(圖4b)，在100°E和116°E附近有增溫極大值。

3.2.2 溫度t隨高度的分布 在0°～60°N緯度帶上，60°～160°E經(jīng)度帶平均的溫度t隨高度變化的剖面圖顯示，對于 Necp/Ncar，在 100 hPa 附近，0°～30°N有一200 k的低值區(qū)，對于control(圖5a)，在120～70 hPa，0°～32°N 有一200 k 的低值區(qū);對于+2.5%，在110～70 hPa，0°～26°N 也有一200 k的低值區(qū);對于 +10%，在110 ～50 hPa，0°～35°N 有一210 k 的低值區(qū)。對這3個試驗，在低值區(qū)以下，t隨高度增高而降低，在低值區(qū)以上，t隨高度增高又有所增高。這應(yīng)該是對流層頂?shù)哪鏈噩F(xiàn)象。對于+25%，整層大氣都有較明顯的增溫，溫度t明顯增高，并且隨高度增高而降低，在40 hPa，0°～30°E 溫度為220 k 最低，無明顯低值區(qū)。在此范圍內(nèi)將+2.5%與control比較(圖5b)，在250 ～150 hPa，0°～30°N 增溫4℃;1 000 ～700 hPa，0°～40°N 增溫2℃。將 +10%與 control比較，在220 ～140 hPa，0°～35°N 增溫14℃;450 ～220 hPa，42°～60°N增溫14℃。將+25%與control比較(圖5c)，在120～100 hPa，0°～15°N 增溫 60℃，在 200 ～90 hPa，0°～33°N 增溫50℃;700 ～500 hPa，5°～27°N 有一30℃的增溫中心。說明在對流層高層，低緯地區(qū)增溫幅度大。這種情況也許與太陽常數(shù)增大、大氣吸收的太陽輻射增多有關(guān)。

在60°～160°E 經(jīng)度帶上，0°～60°N 緯度帶平均的溫度t隨高度變化的剖面圖顯示，control(圖6a)與Necp/Ncar非常一致。對于control(圖6a)，在150～60 hPa，溫度為210 k最低;對于+2.5%在130～60 hPa，溫度為210 k最低;對于+10%在80～65 hPa，溫度為210 k最低。這3個試驗，在低值區(qū)以下，t隨高度增高而降低，在60 hPa以上，t隨高度增高又有所增高。對于+25%，溫度t明顯增高，并且t隨高度增高而降低，在30 hPa，60°～130°E 溫度為220 k最低，無明顯低值區(qū)。將+2.5%與control比較(圖 6b)，在 300 ～150 hPa，90°～160°E 增溫3.5℃為最大。將+10%與control比較，在300～200 hPa，110°～160°E 增溫14℃為最大。將 +25%與control比較(圖6c)，在150 hPa附近增溫50℃，在250～100 hPa增溫45℃，其它高度亦有不同程度的增溫，但在30 hPa以上出現(xiàn)了負增溫。

分析說明，對流層有強烈增溫，尤其是對流層高層，而IPCC也有結(jié)論證實在過去的40 a里，近地球8 km內(nèi)大氣層溫度增高［9］。

有新的和更強的證據(jù)表明，過去50 a觀測的增暖的大部分可歸結(jié)于人類活動［10］。2.5% 的太陽常數(shù)變化相當(dāng)于約6 W·m－2的輻射強迫變化［11］(也相當(dāng)于CO2倍增)，這在未來的幾個世紀(jì)里將由于人類活動的影響幾乎可以肯定可以實現(xiàn)。大氣中的溫室氣體濃度在達到大約加倍時，東亞和中國的年平均氣溫大約增加 0.7～5.5℃，平均為2.8℃［12］;太陽常數(shù)增加2.5%與太陽常數(shù)為標(biāo)準(zhǔn)值時相比(圖2e)，中國地區(qū)普遍增溫，西南(2.5～3℃)西北(2.5 ～4℃)增溫明顯，這與趙宗慈［13］、王會軍［14］的結(jié)論相近，但屠其璞［15］指出 CO2倍增中國大部分地區(qū)氣溫可望升高5℃，其中尤以長江以南和華北北部增暖幅度最為突出;張勤等［16］提出CO2加倍中國西北地區(qū)升溫最大，華南變化最小，長江中下游一帶出現(xiàn)降溫。在未來100 a里，溫室氣體含量的上升可能導(dǎo)致全球平均地面溫度上升1.5～4.5℃，氣候干濕波動會加大 ，區(qū)域性旱、澇會加劇，對未來農(nóng)業(yè)、林業(yè)、生態(tài)環(huán)境及人類活動的許多領(lǐng)域會有深遠的影響［17］。

3.2.3 相應(yīng)的大氣環(huán)流特征

3.2.3.1 850 hPa大氣環(huán)流特征 對850 hPa流場進行分析可知，Necp/Ncar(圖7a)在日本島以南的洋面上反氣旋式環(huán)流明顯，中高緯60°～110°E為偏西氣流。對于control(圖7b)、+2.5%(圖7c)和+10%試驗，越赤道氣流較明顯，中國大陸東部為西風(fēng)氣流控制;對于+25%，信風(fēng)帶明顯，中國大陸東部為西南氣流控制。對這4個試驗，日本島以南的洋面上都有一較強的反氣旋式環(huán)流。將+2.5%與control比較，鄂霍茨克海地區(qū)有一氣旋式環(huán)流;將+10%與control比較，鄂霍茨克海地區(qū)有一反氣旋式環(huán)流;將+25%與control比較(圖7d)，日本島以南的洋面上呈現(xiàn)出一氣旋式環(huán)流，信風(fēng)顯著。

3.2.3.2 500 hPa大氣環(huán)流特征 對500 hPa高度場進行分析，得知control(圖8b)試驗比Necp/Ncar(圖7a)強度稍強，control在印度南部及泰國及其以南各有一個高值中心(15°N附近)，副高脊線呈西北—東南走向，+2.5%(圖8c)則將這2個中心連成了一個(15°N附近)，+10%在西亞有一高值中心(30°N附近)，+25%在里海以東(35°N附近)以及太平洋上(30°N附近)各有一個高值區(qū)，高值中心北移。將+2.5%與control比較，在朝鮮和中國東北有一增值高值中心;將+10%與control比較，高度場差值隨緯度增高而增大，在鄂霍茨克海有一增值高值中心;將+25%與control比較(圖8d)，高度場差值隨緯度增高而增大，在印度、緬甸和泰國地區(qū)有一閉合的最小增值中心。

3.2.4 100 hPa大氣環(huán)流特征 對100 hPa高度場進行分析，Necp/Ncar(圖9a)無閉合高壓中心，高壓脊線明顯在30°N，control(圖9b)、+2.5%(圖9c)和+10%的試驗?zāi)蟻喐邏焊饔幸粋€閉合的高值中心，高壓脊線在25°～30°N附近，而+25%的試驗則無閉合中心，在35°N、60°～110°E 有極大值。將 +2.5%與control比較，在中國西南地區(qū)有一增值高值中心;將+10%與control比較，南亞大部分地區(qū)為增值高值區(qū)，中國東北地區(qū)有一增值高值中心;將+25%與control比較(圖9d)，中國大陸北部有一增值的低值中心，其東北方向高度增值則增大，甚至高于低緯地區(qū)。

由以上分析可知，隨太陽常數(shù)增大，太平洋副熱帶高壓和南亞高壓強度增強，并且太陽常數(shù)增加越大，高壓強度越強。符淙斌［21］指出，上世紀(jì)20年代全球迅速增暖，印度季風(fēng)也以突變的形式進入活躍期，相反東亞季風(fēng)則突然減弱。與這種變化相聯(lián)系的大氣環(huán)流特征是大陸季風(fēng)低壓與太平洋副熱帶高壓同時加強。其可能的機理是，陸面溫度的升高要比海洋快得多，從而加強了夏季海陸之間的熱力對比，東西向的大尺度垂直環(huán)流(陸地上升，海洋下沉)和南北向的Hadley環(huán)流同時加強，形成了強的熱帶季風(fēng)，弱的副熱帶季風(fēng)。季風(fēng)系統(tǒng)對全球增暖的敏感性特征可能是因為季風(fēng)本身具有熱力驅(qū)動的性質(zhì)［20］。

4 結(jié)論與討論

以上亞洲夏季風(fēng)對強外輻射強迫變化響應(yīng)的分析表明:

①將control與Necp/Ncar進行比較，總的說來，控制試驗與實際狀況吻合較好。

②隨太陽常數(shù)的增加，局地的增溫幅度變化很大，中高緯地區(qū)比低緯地區(qū)增暖幅度強，這一特點在太陽常數(shù)增加較大的試驗中表現(xiàn)尤為明顯。

③隨太陽常數(shù)增大越大，大氣溫度升高越高，對流層有強烈增溫，對流層高層尤為顯著，并且高層低緯地區(qū)增溫幅度大。

④隨太陽常數(shù)增大，亞洲夏季風(fēng)系統(tǒng)的響應(yīng)越強，太平洋副熱帶高壓和南亞高壓強度增強，并且太陽常數(shù)增加越大，高壓強度越強。但對于+2.5%隨緯度增高增強幅度變小，對于+25%隨緯度增高增強幅度變大。

值得指出的是，長期氣候變化趨勢是在自然振動的基礎(chǔ)上加以外部強迫作用形成的，本文只利用溫度的變化對氣候響應(yīng)進行了初步分析，而真正的氣候響應(yīng)過程是極其復(fù)雜的，對區(qū)域性響應(yīng)的過程需進一步分析研究。

［1］Walker，J.CG，Kasting，IF，1992:Effects of fuel and forest conservation of future levels of atmospheric carbon dioxide［J］.Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeocology，1997，151 －189.

［2］IPCC 2001:Climate Change 2001，The Scientific Basis.Cambridge University Press，Cambridge，U.K.，881pp.

［3］Hamilton，K.，and W.Zhu，2003:Large perturbations to terrestrial climate models and a simulated runaway greenhouse effect［J］.Canadian Meteorological and Oceanographic Society Bulletin，31(1)，6－10.

［4］RamaswamyV，Boucher O，Haigh J D，et al.Radiative forcing of climate change［M］//Houghton J T，Ding Y H，Griggs D J，et al.Climate Change 2001:The Scientific BasisCambridge，UK:Cambridge University Press.349－416.

［5］高由禧，徐淑英，郭其蘊，等.東亞季風(fēng)的若干問題［M］.北京:科學(xué)出版社，1962:12－27.

［6］Boville，B.A.，P.R.Gent，1998:The NCAR Climate System Model，Version One［J］.Journal of Climate:Vol.11，No.6，pp.1115–1130.

［7］王紹武，趙宗慈.未來50 a中國氣候變化趨勢的初步研究［J］. 應(yīng)用氣象學(xué)報，1995，6(3)，333 －342.

［8］Boer，G.J.and B.Yu，2003:Climate sensitivity and response［J］.Clim.Dyn.，20，415 －429.

［9］Daniel，L，Albritton，DL，Allen，MR，et al，Summary for policymakers，IPCC Third Assessment Report Climate Change 2001，The Scientific Basis［R］，WMO＆UNEP，2001，20.

［10］http://www.deux.jpo.go.jp.

［11］朱偉軍，Hamilton，K.氣候?qū)娡廨椛鋸娖软憫?yīng)的數(shù)值試驗研究［S］.新世紀(jì)氣象科技創(chuàng)新與大氣科學(xué)發(fā)展—氣候系統(tǒng)與氣候變化［M］.中國氣象學(xué)會氣候?qū)W委員會編.北京:氣象出版社，2003，413 －415.

［12］石廣玉，王喜紅，等.人類活動對氣候影響的研究Ⅱ:對東亞和中國氣候變化的影響［J］.氣候與環(huán)境研究，2002，7(2):255－266.

［13］趙宗慈.模擬溫室效應(yīng)對我國氣候變化的影響［J］.氣象，1989，15(3):10 －14.

［14］王會軍，曾慶存，張學(xué)洪.CO2含量加倍引起的氣候變化的數(shù)值模擬研究［J］.中國科學(xué)，1992，6(B)，663－677.

［15］屠其璞.CO2濃度增加對我國氣候變化趨勢的影響［J］.氣象科學(xué)，1990，10(1):1 －8.

［16］張勤，等.大氣中CO2濃度增加對我國氣候的影響［J］.氣象科學(xué)，1994，14(1):16 －22.

［17］WMO政府間氣候變化專門委員會.氣候變化—1990和1992 評估.1992，6.