印度季風(fēng)與西風(fēng)相互作用在現(xiàn)代青藏高原產(chǎn)生連鎖式環(huán)境效應(yīng)*

姚檀棟 樸世龍,3 沈妙根 高 晶 楊 威 張國慶 類延斌高 楊 朱立平 徐柏青 余武生 李生海

1 中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心 北京 100101

2 中國科學(xué)院青藏高原研究所 北京 100101

3 北京大學(xué) 城市與環(huán)境學(xué)院生態(tài)學(xué)系 北京 100871

印度季風(fēng)與西風(fēng)相互作用在現(xiàn)代青藏高原產(chǎn)生連鎖式環(huán)境效應(yīng)*

姚檀棟1,2樸世龍1,2,3沈妙根1,2高 晶1,2楊 威1,2張國慶1,2類延斌1,2高 楊1,2朱立平1,2徐柏青1,2余武生1,2李生海1

1 中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心 北京 100101

2 中國科學(xué)院青藏高原研究所 北京 100101

3 北京大學(xué) 城市與環(huán)境學(xué)院生態(tài)學(xué)系 北京 100871

西風(fēng)與印度季風(fēng)兩大環(huán)流是控制青藏高原氣候與環(huán)境變化的決定性因素。研究顯示兩大環(huán)流的影響范圍和程度具有明顯的空間分異：基于降水穩(wěn)定同位素實測與模型模擬發(fā)現(xiàn)青藏高原現(xiàn)代西風(fēng)與印度季風(fēng)的相互作用特征表現(xiàn)為3種模態(tài)，即印度季風(fēng)模態(tài)、西風(fēng)模態(tài)和過渡模態(tài)。基于湖泊沉積記錄的分析，發(fā)現(xiàn)3種模態(tài)主控范圍在歷史時期不斷發(fā)生變化。3種模態(tài)對現(xiàn)代青藏高原環(huán)境產(chǎn)生連鎖式環(huán)境效應(yīng)，使得該區(qū)的冰川、湖泊、生態(tài)系統(tǒng)變化具有明顯的區(qū)域特征，具體表現(xiàn)為印度季風(fēng)模態(tài)的冰川強烈退縮，湖泊趨于萎縮；西風(fēng)模態(tài)的冰川趨于穩(wěn)定甚至部分出現(xiàn)前進(jìn)，湖泊趨于擴(kuò)張；過渡模態(tài)的冰川退縮程度減弱，湖泊變化不明顯。西風(fēng)模態(tài)的植被返青期提前，印度季風(fēng)模態(tài)的植被返青期推后，而過渡模態(tài)的植被過程比較復(fù)雜。

西風(fēng)，印度季風(fēng)，青藏高原，環(huán)境效應(yīng)

DOI 10.16418/j.issn.1000-3045.2017.09.007

青藏高原是地球上海拔最高的地理單元，是除兩極地區(qū)之外的地球“第三極”的主體[1]。其極高的海拔使降落在地表的水分形成高山冰川，在寒冷的氣候條件下發(fā)育成廣袤的凍土，從而構(gòu)成了地球中低緯度地區(qū)最大的冰凍圈。同時，青藏高原是亞洲湖泊分布最為密集的地區(qū)之一，冰川融水與密布的湖泊為河流發(fā)育提供了持續(xù)穩(wěn)定的水源，圍繞青藏高原發(fā)育的十多條國內(nèi)外重要的河流，為東亞、南亞占世界 1/3 的人口提供了重要的生活與生產(chǎn)用水[2]。青藏高原是西風(fēng)與印度季風(fēng)兩大環(huán)流系統(tǒng)的交匯區(qū)，其變化不僅能夠改變青藏高原地區(qū)的氣候條件，也在更大的尺度上影響著東亞、南亞的氣候變遷。在青藏高原獨特的氣候、水文及土壤發(fā)育背景下，形成了典型的生態(tài)系統(tǒng)，并呈現(xiàn)脆弱的生態(tài)平衡。因此，青藏高原是響應(yīng)全球氣候變化最為復(fù)雜、最為敏感的地區(qū)之一。

青藏高原對全球氣候變化的響應(yīng)，包括冰川消融、凍土融化、徑流變化、生態(tài)環(huán)境改變、自然災(zāi)害的加劇等，受到了國際學(xué)術(shù)界的廣泛關(guān)注。事實上，西風(fēng)和印度季風(fēng)是驅(qū)動這些現(xiàn)代氣候環(huán)境變化的主控因素。西風(fēng)和印度季風(fēng)兩大環(huán)流的變化影響青藏高原的熱力和動力條件[3]，進(jìn)而影響其他圈層變化。因此，明確西風(fēng)與印度季風(fēng)相互作用及其環(huán)境效應(yīng)是評估與預(yù)測未來氣候變化對環(huán)境影響程度的核心問題，這一研究不僅在地球系統(tǒng)科學(xué)的理論研究中具有重要的意義，而且有利于第三極地區(qū)的社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展以及服務(wù)更深層次的國家利益。

1 印度季風(fēng)與西風(fēng)相互作用的 3 種模態(tài)

穩(wěn)定同位素（δ18O 和 δD）被稱為水的“指紋”，因此降水穩(wěn)定同位素在印度季風(fēng)和西風(fēng)水汽輸送和水循環(huán)過程中具有重要的指示意義。眾多研究顯示：西風(fēng)和印度季風(fēng)水汽傳輸與青藏高原降水 δ18O 的變化密切相關(guān)[4-8]。我們以青藏高原 24 個站點長達(dá) 10 年的降水 δ18O 觀測結(jié)果為基礎(chǔ)，結(jié)合目前最先進(jìn)的3個高分辨率穩(wěn)定同位素大氣環(huán)流模型（LMDZiso，REMOiso 和ECHAM5wiso）的模擬結(jié)果和現(xiàn)代氣象臺站觀測數(shù)據(jù)[7]，對青藏高原降水 δ18O 的時空變化格局進(jìn)行了綜合分析（圖 1）。研究發(fā)現(xiàn)降水 δ18O 的時空分布模式與氣溫、降水量存在不同時間和空間尺度的相關(guān)性，因此將青藏高原降水 δ18O 分為 3 個不同模態(tài)，即印度季風(fēng)模態(tài)、西風(fēng)模態(tài)和過渡模態(tài)。

時間上，西風(fēng)模態(tài)表現(xiàn)為降水氧穩(wěn)定同位素與氣溫具有相同的季節(jié)變化模式，即夏季高值，冬季低值（圖2a）。印度季風(fēng)模態(tài)表現(xiàn)為降水氧穩(wěn)定同位素在春季達(dá)到最高值，夏季達(dá)到最低值（圖 2g），水汽來源在孟加拉灣和南印度洋之間的轉(zhuǎn)變，導(dǎo)致了夏季出現(xiàn)降水 δ18O的顯著減小。過渡模態(tài)由于地處西風(fēng)和印度季風(fēng)影響交匯區(qū)，降水氧穩(wěn)定同位素沒有明顯的季節(jié)性極值，當(dāng)區(qū)域受單一主導(dǎo)大氣環(huán)流控制時，溫度效應(yīng)相對更顯著。在考慮季節(jié)性的情況下，西風(fēng)模態(tài)的氣溫垂直遞減率大于季風(fēng)模態(tài)。穩(wěn)定同位素大氣環(huán)流模型準(zhǔn)確地反映了 3 種模態(tài)中降水 δ18O、降水量和溫度的空間和季節(jié)變化（圖 2）。這也證實了西風(fēng)和印度季風(fēng)對季節(jié)性降水 δ18O的影響，并明確了大氣環(huán)流對青藏高原降水 δ18O 的影響機制[7]。

空間上，在夏季（每年6月—9月），在青藏高原30°N 以南地區(qū)，500 hPa 高度盛行南風(fēng)和西南風(fēng)，并在30°N—35°N 逐漸減弱，而西風(fēng)則在 35°N 以北盛行，由南向北降水量逐漸減少（圖 3a）。印度季風(fēng)將南部海洋（即阿拉伯海、孟加拉灣和南印度洋）的水汽向高原輸送。在冬季（每年 12月—次年 2月），西風(fēng)主導(dǎo)整個青藏高原的水汽傳輸（圖 3b）。這些季節(jié)變化都可通過降水 δ18O 示蹤。降水 δ18O 值在夏季明顯向北遞增（圖 3c），冬天反之（圖 3d）。這進(jìn)一步證明了西風(fēng)和印度季風(fēng)之間相互作用對青藏高原降水 δ18O 空間分布的影響[7]。

圖2 青藏高原不同區(qū)域的降水 δ18O、降水量和溫度的季節(jié)變化模式觀測數(shù)據(jù)（黑色）、LMDZiso（紅色）、REMOiso（綠色）和ECHAM5wiso（藍(lán)色）。西風(fēng)主導(dǎo)區(qū)7個站點：（a）月平均δ18O（‰）；（b）月均降水量（毫米/月）；（c）月均溫度（?C）；（d）—（f）示過渡區(qū)域4個站點的對應(yīng)數(shù)據(jù)內(nèi)容；（g）—（i）示印度季風(fēng)主導(dǎo)區(qū)13個站點的對應(yīng)數(shù)據(jù)內(nèi)容[7]

圖3 青藏高原及周邊地區(qū)夏季和冬季平均風(fēng)向和降雨量空間分布格局以及對應(yīng)季節(jié)觀測站的降水 δ18 O 變化（a）和（c）為夏季，（b）和（c）為冬季。（a）和（b）展示青藏高原及周邊地區(qū)風(fēng)向（箭頭）和降雨量（陰影）的空間分布格局；（c）和（d）顯示觀測站的降水δ18O（三角形）[7]

2 西風(fēng)和印度季風(fēng)相互作用的歷史記錄

中低緯度西風(fēng)和印度季風(fēng)會在歷史時期發(fā)生改變，這必然對青藏高原地表水熱組合及其熱力作用產(chǎn)生重大影響，然而目前的研究仍然未能很好描述這一變化過程。我們利用青藏高原西風(fēng)/印度季風(fēng)影響過渡區(qū)的納木錯湖區(qū)現(xiàn)代花粉，建立了對不同大氣環(huán)流控制條件下的響應(yīng)特征的判別指標(biāo)，并利用該指標(biāo)與其他要素結(jié)合，分析了納木錯距今 2.4 萬年以來連續(xù)的湖泊記錄，發(fā)現(xiàn)青藏高原中部的氣候記錄響應(yīng)北大西洋高緯地區(qū)的環(huán)境變化，但在不同氣候條件下的聯(lián)系機制不同[9]。該地區(qū)在距今 2.4 萬年—1.65 萬年前的冰盛期與冰消期主要受橫跨歐亞大陸的西風(fēng)控制，之后主要受印度季風(fēng)的顯著影響；全新世早期伴隨著中低緯度太陽輻射的增強，出現(xiàn)青藏高原地區(qū)特有的優(yōu)越水熱條件（圖 4）。末次冰消期以后（距今 1.65 萬年前后），青藏高原地區(qū)由西風(fēng)模態(tài)控制轉(zhuǎn)為印度季風(fēng)模態(tài)控制，這使青藏高原氣候環(huán)境變化對全球變化的響應(yīng)具有不同的機制。

3 西風(fēng)與印度季風(fēng)相互作用對現(xiàn)代冰川和湖泊的影響

現(xiàn)代印度季風(fēng)和西風(fēng)變化會導(dǎo)致它們各自控制區(qū)域的降水量發(fā)生改變，進(jìn)而影響青藏高原冰川和湖泊變化。我們綜合分析了青藏高原地區(qū) 7 個代表性區(qū)域內(nèi) 7 090 條冰川過去 30 年的遙感面積變化，同時結(jié)合 82 條冰川的末端變化及 15 條典型冰川的物質(zhì)平衡實地觀測數(shù)據(jù)，從冰川面積變化、末端進(jìn)退、冰量損失 3 個角度分析了青藏高原冰川變化的時空變化格局（圖 5）。研究結(jié)果顯示：受印度季風(fēng)影響的喜馬拉雅山脈及青藏高原東南部呈現(xiàn)最強烈冰川萎縮，其特點是冰川末端強烈退縮、冰川面積急劇縮小、冰川物質(zhì)平衡呈強烈負(fù)平衡。冰川萎縮程度從喜馬拉雅山向西風(fēng)季風(fēng)相互作用過渡的高原內(nèi)部遞減，在西風(fēng)控制的帕米爾高原萎縮程度最小，其特點是冰川長度退縮較少、冰川面積減少幅度較小、冰川物質(zhì)呈微弱正平衡[10]。從時間尺度來看，青藏高原冰川呈現(xiàn) 20 世紀(jì) 90 年代以來加速虧損的趨勢（圖 5d 和 e）。青藏高原監(jiān)測時間最長和最連續(xù)的小冬克瑪?shù)妆?989—2010 年平均物質(zhì)平衡為_0.24 米/年，2000—2010 年平均物質(zhì)虧損量為 1989—1999 年平均值的 3 倍。

青藏高原另外一個突出的特點是其上廣泛分布著數(shù)量眾多、面積廣闊的內(nèi)陸湖。這些內(nèi)陸湖泊的水量平衡涉及復(fù)雜的水文過程；這些湖泊過去幾十年的動態(tài)可以較好地反映全球變暖條件下的水循環(huán)變化。結(jié)合衛(wèi)星圖像和實地調(diào)查，我們證實 1976—1999 年青藏高原內(nèi)陸封閉湖泊變化多樣，但 1999—2010 年這些湖泊的面積和深度均明顯增大[11]。如圖 6 所示，我們選取的 99 個青藏高原湖泊總面積在 1976—1990 年略微減少了 2.3%，1990—1999 年增加了5.7%；1999 年以來，湖泊則呈現(xiàn)總體擴(kuò)張，總面積增幅達(dá)到 18.2%。1999—2010 年湖面面積平均增長率是 1990—1999 年期間的 3 倍?？臻g上，青藏高原內(nèi)陸湖泊和喜馬拉雅山地區(qū)湖泊呈現(xiàn)近期南北反相變化狀態(tài)：印度季風(fēng)影響下的高原南部雅魯藏布江流域湖泊面積普遍縮減，而西風(fēng)控制區(qū)的北部羌塘高原湖泊普遍強烈擴(kuò)張（圖 6）。

圖4 過去 2.4 萬年青藏高原中部沉積巖芯各項環(huán)境指標(biāo)對比各指標(biāo)均顯示距今1.65萬年前后發(fā)生明顯轉(zhuǎn)變，指示由西風(fēng)主導(dǎo)轉(zhuǎn)為印度夏季風(fēng)主導(dǎo)。階段II-1總有機碳、鈣質(zhì)、蒿屬含量較低而莎草科含量較高，反映該階段寒冷潮濕。階段II-2總有機碳、莎草科含量較高而鈣質(zhì)含量較低，反映這一階段溫暖潮濕。階段II-3（對應(yīng)新仙女木事件）總有機碳、莎草科含量較低，而蒿屬和鈣質(zhì)含量較高，反映這一階段寒冷干燥。全新世早期（階段III-1）總有機碳、鐵/錳含量較高而鈣質(zhì)含量較低，反映溫度有所上升，Cal kyr BP代表距今千年[9]

圖5 青藏高原及其周邊地區(qū)冰川狀態(tài)的時空變化模式（a）82條冰川的退縮情況；（b）7090條冰川的面積縮減情況；（c）15條冰川的物質(zhì)平衡變化情況。冰川分為7個區(qū)域，沿順時針方向依次用羅馬數(shù)字在（a）-（c）中標(biāo)出。（d）2006—2010年度11條冰川的累積物質(zhì)平衡；（e）物質(zhì)平衡時間序列最長的3條冰川的累積物質(zhì)平衡[10]。圖c方框內(nèi)及圖d，e圖例中的英文表示不同冰川名稱。其中，Qiyi：七一冰川；Kangwure：抗物熱冰川；Xiaodongkemadi：小冬克瑪?shù)妆?；Muztag Ata：慕士塔格冰川；Naimona′nyi：納木那尼冰川；Zhangxi：中習(xí)冰川；Gurenhehou：古仁河口冰川；Parlung No.10，12，94，390：帕隆10號，12號，94號，390號冰川；AX010、Hamtah、Chhota Shhota Shigri為尼泊爾和印度境內(nèi)的三條冰川

4 西風(fēng)與印度季風(fēng)之間相互作用對現(xiàn)代生態(tài)系統(tǒng)的影響

圖6 1976—2010 年期間不同階段青藏高原內(nèi)陸湖泊和喜馬拉雅地區(qū)湖泊的面積變化紅色代表面積萎縮，藍(lán)色代表面積增大[11]

物候變化是生態(tài)系統(tǒng)對氣候變化響應(yīng)的最敏感的指示器。國內(nèi)外大量研究表明，全球變暖，尤其是春季氣溫升高，會令溫帶與寒帶返青始期顯著提前。在青藏高原，植被返青變化會影響牧草產(chǎn)量，從而影響畜牧生產(chǎn)。目前青藏高原的物候變化信息主要從遙感技術(shù)獲取的植被指數(shù)中提取。近十余年，青藏高原春季溫度出現(xiàn)大范圍上升，但是，該區(qū)域廣泛存在春季雪、冰等不利因素，極易影響該植被指數(shù)的數(shù)據(jù)質(zhì)量。因此，學(xué)界對于青藏高原植被返青始期有沒有提前存在爭議。

我們收集了 4 套遙感數(shù)據(jù)，嚴(yán)格地校正了雪、冰、云等不利因素對數(shù)據(jù)的影響，利用目前國際上常用的 5種方法，從遙感數(shù)據(jù)中提取出返青始期，結(jié)合氣象觀測資料，系統(tǒng)分析了青藏高原近十年返青始期變化。結(jié)果表明，2000—2011 年青藏高原春季溫度上升達(dá) 0.10 攝氏度/年，但是在區(qū)域尺度上植被返青始期并沒有顯著變化趨勢（圖 7）[10]。進(jìn)一步研究表明，出現(xiàn)這種現(xiàn)象是因為青藏高原西南部返青始期推遲，而東北部的返青始期提前，二者相互抵消了影響（圖 8）[12]。返青始期的空間差異與降水變化一致，表明降水在調(diào)控青藏高原春季物候中發(fā)揮著重要作用[13]。整體上，近年來青藏高原西南部春季降水量下降，而東北部降水量上升。

除了青藏高原植被物候?qū)囟茸兓憫?yīng)不顯著，進(jìn)一步分析北半球溫度與植被生長的關(guān)系還發(fā)現(xiàn)，1982—2011 年北半球植被生產(chǎn)力與溫度的相關(guān)關(guān)系顯著地降低，表現(xiàn)為 20 世紀(jì) 80 年代和 90 年代中期氣候變暖顯著促進(jìn)北半球植被生產(chǎn)力，但最近 15 年其關(guān)系并不顯著（圖 9）。模型模擬結(jié)果表明，氣候變化是導(dǎo)致植被生產(chǎn)力與溫度關(guān)系下降的主要原因，而大氣 CO2濃度上升等因素的貢獻(xiàn)相對較少[15]。然而，在地球“第三極”的青藏高原地區(qū)，過去30年來，植被生長對溫度變化的響應(yīng)并沒有顯現(xiàn)出明顯的動態(tài)變化規(guī)律，與北半球高緯地區(qū)植被并不一致。我們基于青藏高原實地觀測資料、衛(wèi)星測量的植被綠度數(shù)據(jù)以及網(wǎng)格蒸散量，結(jié)合區(qū)域氣候模式展開研究，發(fā)現(xiàn)與北極地區(qū)相反，青藏高原的植被活動增強，對生長季白天變暖有削弱作用（圖 10）。出現(xiàn)這樣的負(fù)反饋，主要是由于植被綠度增加，導(dǎo)致具有降溫作用的植被蒸騰增強[16]。這些研究為我們理解該青藏高原地表對氣候的生物物理反饋提供了新視角。

圖7 2000—2011 年青藏高原植被平均返青始期變化（a）非生長季歸一化植被指數(shù)（NDVI）增加對植被返青始期提取的影響示意圖。從年份1到年份2，植被返青始期沒有變化，但是非生長季積雪覆蓋減少，導(dǎo)致NDVI上升，導(dǎo)致提取的返青始期人為提前;（b）最早3年（2000—2002年）和最近3年（2009—2011年）的年平均SPOT NDVI曲線（SPOT為陸地觀測衛(wèi)星的法語單詞縮寫）;（c）最早3年（2000—2002年）和最近3年（2009—2011年）的年平均MODIS NDVI曲線（MODIS為獲取NDVI的一種光學(xué)傳感器的英語單詞縮寫）；（d）5 月減去4 月SPOT NDVI 和MODIS NDVI的差的年際變化；如果2000—2011年期間植被返青有提前趨勢，則5月NDVI減去4 月NDVI 的差亦會呈現(xiàn)增加趨勢[12,14]

圖8 2000—2011年青藏高原植被返青始期變化率的空間特征暖色代表推后，冷色代表提前[12]

圖9 北半球中高緯度植被生長對生長季平均溫度變化的響應(yīng)(a) 生長季平均溫度(GT)與遙感獲取的NDVI的偏相關(guān)系數(shù)RNDVI-GT及其變化趨勢；(b) 生長季平均溫度與生態(tài)系統(tǒng)過程模型模擬的植被生產(chǎn)力(NPP)的偏相關(guān)系數(shù)（R）NPP-GT及其變化趨勢。在顏色圖例中，橫軸代表1982—2011年間生長季平均溫度與NDVI或NPP相關(guān)系數(shù)；縱軸表示NDVI或NPP與生長季平均溫度的偏相關(guān)系數(shù)的變化趨勢[15]

圖10 青藏高原生長季NDVI趨勢與Tmean，Tmax和Tmin的空間關(guān)系（a）—（o）在最上方給出了計算時間趨勢的周期和NDVI數(shù)據(jù)集。其中每個點代表一個站。R是生長季NDVI趨勢與溫度趨勢之間的相關(guān)系數(shù)。RP代表通過控制Tmin（或Tmax），生長季NDVI趨勢相對于Tmax（或Tmin）趨勢的偏相關(guān)系數(shù)。Tmean，Tmax和Tmin分別代表日平均值，白天最高溫度和夜間最低溫度。*** P ＜ 0.01; * P ＜ 0.10。 無星號的相關(guān)性則不顯著（P ＞ 0.10）[16]

5 結(jié)論

認(rèn)識西風(fēng)和印度季風(fēng)兩大環(huán)流對青藏高原水汽傳輸過程的影響，可以揭示這一地區(qū)冰川、湖泊、河流、生態(tài)系統(tǒng)等空間變化差異性的驅(qū)動機制。研究發(fā)現(xiàn)青藏高原降水穩(wěn)定氧同位素的時空分布模式可以分為 3 個不同的模態(tài)，即西風(fēng)模態(tài)、印度季風(fēng)模態(tài)和過渡模態(tài)。這一降水模態(tài)對區(qū)域水體相態(tài)轉(zhuǎn)換產(chǎn)生重要影響。在冰川變化方面，無論是冰川長度、冰川面積還是冰量變化均表明沿印度季風(fēng)模態(tài)控制下的喜馬拉雅山脈和高原東南部冰川退縮顯著，過渡模態(tài)區(qū)青藏高原中部唐古拉山—羌塘高原退縮程度減弱，西風(fēng)模態(tài)控制的高原西北部以及喀喇昆山地區(qū)變化較小甚至部分出現(xiàn)前進(jìn)的現(xiàn)象。湖泊變化方面，在印度季風(fēng)模態(tài)影響的高原南部湖泊面積和水量均在減小，而在西風(fēng)模態(tài)控制的高原北部羌塘高原則明顯增加。整個區(qū)域遙感反演和典型地區(qū)野外觀測均發(fā)現(xiàn)，降水對植被返青期具有明顯的控制作用，高原東北部春季溫度上升和降水增加使返青期提前，而高原西南部降水減少導(dǎo)致返青期推后。

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Chained Impacts on Modern Environment of Interaction between Westerlies and Indian Monsoon on Tibetan Plateau

Yao Tandong1,2Piao Shilong1,2,3Shen Miaogen1,2Gao Jing1,2Yang Wei1,2Zhang Guoqing1,2Lei Yanbin1,2Gao Yang1,2Zhu Liping1,2Xu Baiqing1,2Yu Wusheng1,2Li Shenghai1
（1 Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China;2 Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China;3 Department of Ecology, College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871, China）

The westerlies and the Indian monsoon are the primary atmospheric circulations impacting climate and environmental changes on the Tibetan Plateau. Our results reveal that both the intensity and extent influenced by these two circulations display distinct spatial and temporal patterns. Based on both the in-situ oxygen stable isotope in precipitation and simulation from high resolution isotopic GCM models,three modes of interaction between the westerlies and the Indian monsoon (the westerlies model; the transitional model; and the monsoonal model) were founded on the Tibetan Plateau. The lake sediment further evidence that the extents of three model domains display the temporally change. We also found three distinct change patterns of glaciers, lakes, and ecosystem on the Tibetan Plateau which corresponded to three models of interaction between the westerlies and the Indian monsoon. In the monsoon domain, it is characterized with greatest glacial retreat,widespread reduction in lake area, and the delay in green-up dates; in contrast, the stable or even increasing glacial volumes, significant lake expansion, and an advance in green-up dates were found in the westerlies domain; the relative complex process of glaciers, lakes, and ecosystem occurs in the transitional domain.

westerlies, Indian monsoon, Tibetan Plateau, environmental impact

*資助項目：中科院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項（B類）（XDB03000000）

修改稿收到日期：2017年9月12日

姚檀棟 中科院院士，中科院青藏高原所所長、研究員。長期從事第三極冰川與環(huán)境研究，發(fā)起并推進(jìn)了“第三極環(huán)境（TPE）”國際計劃，開拓和發(fā)展了中國山地冰芯及青藏高原地球系統(tǒng)科學(xué)研究。他通過青藏高原降水穩(wěn)定同位素揭示了西風(fēng)-印度季風(fēng)相互作用的 3 種模態(tài)，并發(fā)現(xiàn)這直接影響目前氣候背景下青藏高原的冰川與湖泊變化。這些科學(xué)成果先后在國際高端科學(xué)雜志發(fā)表，并產(chǎn)生了重要國際影響。文章發(fā)表以后的引用率達(dá)到0.01%的高被引論文行列，姚檀棟所帶領(lǐng)的研究團(tuán)隊是湯森路透知識產(chǎn)權(quán)與科技事業(yè)部（現(xiàn) Clarivate Analytics公司）評選出的2015年和2016年地學(xué)十大前沿領(lǐng)域的第一方陣。曾獲得何梁何利獎和多項國家自然科學(xué)獎。2017年，鑒于他在青藏高原冰川和環(huán)境研究方面所作出的貢獻(xiàn)，被瑞典人類學(xué)和地理學(xué)會授予維加獎。E-mail: tdyao@itpcas.ac.cn

Yao Tandong Having been spending years studying Third Pole glaciers and environment, he is an elected member of the Chinese Academy of Sciences (CAS). As the initiator and promoter of the international programme of Third Pole Environment (TPE), Prof. Yao spearheaded the research on Chinese mountain ice cores and the Tibetan Plateau Earth System. He identified the three modes of westerly-monsoon interaction using Tibetan Plateau precipitation stable isotopes, which, as he revealed, directly affect how glaciers and lakes change on Tibetan Plateau in current climate. Prof. Yao’s findings have been published in reputable international journals and bear considerable influence, as his works are among the 0.01% most cited papers. The research group led by Prof. Yao is among the top ones on the 10 major frontiers of geosciences listed by Thomson Reuters in 2015 and 2016. Prof. Yao has won, among others, the Ho Leung Ho Lee Foundation Award for Scientific and Technological Progress. In 2017, Prof. Yao is awarded the Vega Medal for his contributions to research on glaciers and the environment on the Tibetan Plateau. E-mail: tdyao@itpcas.ac.cn