溫室氣體對亞洲夏季風影響的數(shù)值研究

彭艷玉 劉 煜* 繆育聰

1)(中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室， 北京 100081)2)(中國氣象局大氣化學重點開放實驗室， 北京 100081)

引 言

季風是指近地面冬夏盛行風向接近相反且氣候特征明顯不同的現(xiàn)象，主要由下墊面的非均勻加熱引起，影響因子包括太陽輻射經(jīng)向差異、海陸熱力差異、高原與大氣間熱力差異等[1]。東亞和南亞是典型季風氣候區(qū)，亞洲夏季風按地域可分為東亞夏季風和南亞夏季風。季風的移動和變化影響整個亞洲的天氣和氣候，對亞洲地區(qū)社會經(jīng)濟發(fā)展和空氣質(zhì)量有至關(guān)重要的作用[2-3]。大氣中的溫室氣體能透過太陽短波輻射吸收和放射長波輻射，使地表與低層大氣增溫，造成溫室效應。自然過程產(chǎn)生的溫室氣體包括水汽(H2O)、二氧化碳(CO2)、臭氧(O3)、甲烷(CH4)、氧化亞氮(N2O)等，它們產(chǎn)生的溫室效應維持著地球適宜的氣候。近代人類活動排放出大量溫室氣體，既包括大氣中原有成分，也有大氣中原來不存在的氟利昂(CFCS)、氫氟碳化物(HFCS)、全氟化碳(PFCS)、六氟化硫 (SF6)等，導致溫室效應增強，全球氣候變暖。氣候變暖導致的天氣氣候災害對作物產(chǎn)量和質(zhì)量有重要影響，可能威脅糧食安全[4-7]。

工業(yè)革命在促進社會經(jīng)濟迅猛發(fā)展的同時，也對自然環(huán)境和氣候發(fā)展產(chǎn)生負面影響。近百年全球氣候持續(xù)變暖[12]，對氣候承載力影響明顯，未來氣候風險將增大[13]。全球變暖背景下，東亞夏季風增強[14]，多雨季延遲1個月[15]，季風雨帶移向西北[16-19]；南亞夏季風呈減弱趨勢, 東亞夏季風呈增強趨勢[20-21]；地面風速變化趨勢與東亞夏季風較為一致[22]。溫室氣體增加使東亞夏季風有所增強[8,23-24]；東亞季風區(qū)整體偏北，主要是全球變暖導致的北半球環(huán)流加強所致[25-27]；CO2倍增會使亞洲夏季風的變率增強15%[26]。降水在溫室氣體增加時增多[21,23,27-28]；溫室氣體強迫對地面的增溫作用有利于增強東亞夏季風環(huán)流[29]。 Li等[30]基于CMIP5預測CO2直接輻射效應有利于季風降水增加。夏季海陸溫差呈減小趨勢，不利于東亞夏季風增強[31-32]，丁一匯等[22]認為溫室氣體對東亞夏季風的增強作用被其自然減弱周期所掩蓋。CMIP3和CMIP5預估21世紀全球季風將恢復并增強，北半球季風增強更加顯著[24]。

關(guān)于溫室氣體對亞洲夏季風的影響，大量研究表明：溫室氣體增加對亞洲夏季風有一定增強作用，且亞洲夏季風增強由海陸溫差增大導致。季風強度與大氣非均勻加熱相關(guān)，暖區(qū)熱源增強會引起全位能增加，從而增強全位能向輻散風動能轉(zhuǎn)換，加強輻散風，進而將能量輸送給無輻散風，無輻散風動能增加使季風活躍[33-36]。對季風變化與大氣各種形式能量相互轉(zhuǎn)換之間聯(lián)系的探討，為季風變化機制研究提供了新視角。通過能量相互轉(zhuǎn)換的角度分析季風對近代人類活動的響應過程既可以深入了解季風變化的原因，又能夠發(fā)現(xiàn)新變化。郭增元等[35]和馬肖琳等[36]基于CAM5模式，從大氣熱源和能量的角度對氣溶膠影響亞洲季風具體機制進行的研究發(fā)現(xiàn)氣溶膠增加造成大氣熱源減弱，全位能向輻散風動能轉(zhuǎn)換減少，輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換減少，無輻散風減弱，最終導致季風減弱。從能量及其轉(zhuǎn)換角度研究工業(yè)革命引起的溫室氣體增加對季風影響機制的報道較少，本文將從能量變化角度探討溫室氣體增加對亞洲夏季風影響的具體機制，為更好地減緩和適應全球氣候變暖提供參考。

1 模式簡介和試驗設計

本文采用公用地球系統(tǒng)模式(the Community Earth System Model，CESM)中的大氣模式CAM5.1(Community Atmosphere Model V5.1)[37]進行數(shù)值試驗，CAM5.1由動力模塊和物理過程模塊兩部分組成。動力模塊求解三維大氣動力方程組，物理過程模塊對次網(wǎng)格過程和輻射過程等進行參數(shù)化計算。CAM5.1的輻射過程考慮了氣體和云對長波輻射的吸收和放射過程[38]，其中氣體成分包括H2O，CO2，O3，N2O，CH4，CFC-11和CFC-12，它們具有溫室效應[37]，在這些溫室氣體中，H2O，O3和CO2最重要[39]。

本研究采用月平均海溫和海冰資料驅(qū)動模式。選取1850年代表工業(yè)革命前，2000年代表工業(yè)革命后，通過改變溫室氣體和氣溶膠排放情景設計3個數(shù)值試驗，試驗方案如表1所示。其中，試驗TA為參考試驗，并用于與NCEP/NCAR再分析資料進行比較以檢驗CAM5.1對亞洲夏季風主要特征的模擬能力；試驗TB與試驗TC差值表示工業(yè)革命前后溫室氣體變化對亞洲夏季風的影響。2000年溫室氣體設置：CO2為3.67×10-4，CH4為1.76×10-6，N2O為3.16×10-7，CFC-11為6.534×10-10，CFC-12為 5.35×10-10；1850年溫室氣體設置：CO2為2.868×10-4，CH4為8.02×10-7，N2O為2.704×10-7，CFC-11為0，CFC-12為0。模式所用水平分辨率是1.9°×2.5°，模式運行時間為1991—2010年，取后10年夏季(6—8月)模擬結(jié)果進行分析。

表1 數(shù)值試驗設計Table 1 Numerical experiment designs

有關(guān)CAM5模式對亞洲夏季風模擬能力的評估內(nèi)容已有詳細介紹[35]，本研究用于檢驗模式性能的試驗TA與文獻[35]試驗相同。CAM5.1模式結(jié)果和NCEP/NCAR再分析資料的大氣熱源和熱匯分布較為一致，二者差異主要表現(xiàn)在熱源和熱匯中心位置略有不同，模式的熱源極值偏大，而熱匯極值偏小。模式風場和降水情況與NCEP/NCAR再分析資料基本一致，模式風場略強，在青藏高原南側(cè)存在1個異常強降水中心。模式模擬的850 hPa溫度場與NCEP/NCAR再分析資料分布形勢基本一致，溫度場大值中心均出現(xiàn)在阿拉伯半島以及中東地區(qū)，在中東地區(qū)模式結(jié)果較NCEP/NCAR再分析結(jié)果的溫度極大值偏大約5 K?？傊?，除了部分區(qū)域存在一定數(shù)值偏差外，CAM5.1基本能夠再現(xiàn)亞洲地區(qū)夏季風的主要特征，可用于探討溫室氣體對亞洲夏季風的影響。

2 診斷分析方法

2.1 大氣熱源計算

本文研究區(qū)域為30°S～40°N ，30°～150°E；垂直方向包括以下12個特征高度層上的氣象要素：1000，925，850，700，600，500，400，300，250，200，150 hPa 和100 hPa。采用倒算法[40]計算NCEP/NCAR再分析資料的大氣熱源，CAM5.1模擬的大氣熱源則采用正算法[35]計算，對二者進行單位面積上整層大氣的垂直積分。

2.2 輻散風與無輻散風計算

按照Helmholtz速度分解定理，二維水平流體運動可分解為無輻散渦旋流和無旋輻散流。水平風場可被分解為無輻散風分量vψ和輻散風分量vχ，根據(jù)二者定義引入流函數(shù)ψ和勢函數(shù)χ[41]：

v=vψ+vχ=k×ψ+(-χ)。

(1)

式(1)中，k為垂直方向的單位矢量。兩個速度分量的動能方程經(jīng)區(qū)域平均[42]后可分別表示為

(2)

(3)

式(2)～(3)中，kψ和kx分別為單位質(zhì)量空氣的無輻射散風動能和輻散風動能；Bψ和Bχ分別為vψ和vχ的動能邊界通量；J是雅克比算符；Fψ和Fχ分別為vψ和vχ的動能耗散項。

對比式(2)和式(3)可知，兩式右端第2～5項大小相等符號相反，即為無輻散風動能和輻散風動能之間的轉(zhuǎn)換項，其總和為正，表明發(fā)生了輻散風動能向無輻散風動能的轉(zhuǎn)換。除此4項外，式(2)只有邊界通量項和耗散項，在無耗散作用(Fψ=0)的孤立系統(tǒng)(Bψ=0)中，無輻散風動能只能通過上述4項由輻散風動能轉(zhuǎn)化而來；而同樣情況下，式(3)還有-χ2φ項，輻散風動能轉(zhuǎn)化成無輻散風動能時損耗的輻散風動能由該項補充[35-36]。

2.3 全位能計算

全位能指勢能P和內(nèi)能I的總和，對全位能方程采用區(qū)域平均處理[34]，得到

(4)

式(4)中，BP+I是全位能邊界通量，GP+I是全位能產(chǎn)生項，DP+I是全位能耗散項，結(jié)合式(3)可知，χ2φ為輻散風動能和全位能之間的轉(zhuǎn)換項。在孤立系統(tǒng)中，將該項轉(zhuǎn)化為

(5)

等式最右端項表明：氣團上升時，χ2φ<0，全位能轉(zhuǎn)化為輻散風動能，損耗的全位能由產(chǎn)生項GP+I補充，其定義為不均勻加熱和溫度場的協(xié)方差，根據(jù)協(xié)方差的意義可知，當二者呈正相關(guān)關(guān)系時有全位能產(chǎn)生，呈負相關(guān)關(guān)系時有全位能損耗[43]。不均勻加熱會激發(fā)準地轉(zhuǎn)演變過程，破壞平衡的風壓場配置，風壓場失去平衡會形成強輻散流場，輻散風動能增加；同時風壓場相互調(diào)整適應，激發(fā)地轉(zhuǎn)適應過程，輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換，無輻散風動能增加使季風呈活躍狀態(tài)[33-35]。

3 溫室氣體對亞洲夏季風影響

3.1 溫室氣體對地面氣溫、風場和降水的影響

圖1a為試驗TB與TC地面氣溫差值分布。由圖1a可知，工業(yè)革命導致大氣中溫室氣體增加后，亞洲大部分陸地區(qū)域地面氣溫均出現(xiàn)不同程度升高，大致以30°N為界，30°N以南地面升溫幅度較小，基本不超過0.2 K；30°N以北地面氣溫上升幅度明顯增大，升溫極大值區(qū)出現(xiàn)在塔克拉瑪干沙漠以西的地區(qū)，達到1.4～1.6 K。阿拉伯半島、印度半島西北部及中部地面氣溫有所下降，極小值區(qū)出現(xiàn)在印度半島西北部，下降0.6～0.8 K。中國四川盆地的地面氣溫也略有下降。宋豐飛[8]、陸波[24]和He等[28]研究均表明：溫室效應加劇使亞洲大部分區(qū)域升溫。郭增元等[35]對氣溶膠影響亞洲夏季風的研究認為氣溶膠強迫下四川盆地升溫是云量減少所致，但本研究認為四川盆地的降溫可能由云量增加引起。

圖1b為試驗TB與TC的850 hPa風場差值分布。由圖1b可知，在溫室氣體增加背景下，阿拉伯海出現(xiàn)西南風異常且風速較大；印度半島中部、中南半島、中國南海和菲律賓為西南風異常，中國東部地區(qū)為南風或東南風異常。因此，工業(yè)革命造成的溫室氣體增加對亞洲夏季風具有一定增強作用。丁一匯等[22]指出，氣候變暖背景下，未來中國夏季地面平均風速將呈上升趨勢。Song等[29]通過MV-EOF分析認為，溫室氣體強迫對地面有增溫作用，有利于增強東亞夏季風環(huán)流。亞洲夏季風增強使進入印度半島、中南半島和中國東部地區(qū)等季風區(qū)的暖濕氣流增加，相應地，這些地區(qū)夏季降水也有所增加。

無輻散風作為維持季風環(huán)流的重要因子，也受到溫室氣體影響，其在850 hPa的分布如圖1c所示。對比圖1b可知，850 hPa上無輻散風風場的差值分布和總風場變化基本一致，印度半島中部和中南半島無輻散風變化為西風，印度半島北部、中國南海、菲律賓、中國東部地區(qū)和日本等地無輻散風變化為南風或東南風，表明總風場變化主要來自無輻散風變化。

圖1 試驗TB與試驗TC夏季不同要素差值(打點區(qū)域表示達到0.005顯著性水平)(a)地面大氣溫度場，(b)850 hPa 風場，(c)850 hPa無輻散風風場，(d)降水Fig.1 Difference in different elements between experiment TB and experiment TC in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level) (a)surface air temperature,(b)wind field at 850 hPa,(c)rotational wind at 850 hPa，(d)precipitation

圖1d為試驗TB與TC日平均降水量差值，可見溫室氣體的增加使印度半島中部及北部、孟加拉灣、中南半島中北部和中國東部等地降水有所增加，極大值出現(xiàn)在印度西部和北部以及緬甸北部，降水差值超過1.5 mm·d-1；印度半島南部、青藏高原南側(cè)、中國中西部地區(qū)、菲律賓和日本等地的降水量有所減少，極小值出現(xiàn)在青藏高原南側(cè)，降水差值小于-1.5 mm·d-1。布和朝魯[15]對東亞季風未來變化的模擬究表明：全球變暖將使江淮流域和華北地區(qū)的夏季降水量顯著增強，東亞季風區(qū)的夏季多雨區(qū)向北延伸。Tada等[11]在其研究中猜測，中亞的沙漠化、東亞冬季風的加強以及印度北部季風降水的減少可能由CO2減少以及隨后的全球氣候變冷所致。圖1d中溫室氣體增加時印度北部和中亞南部降水差值為正，這可能驗證了文獻[11]的猜測。對比圖1b和圖1d可知，日平均降水增加的區(qū)域與夏季風增強的區(qū)域基本一致；工業(yè)革命后溫室氣體不斷增加顯著影響了東亞沿岸的大氣環(huán)流和降水，西太平洋暖池增暖(對流增強)、降水偏多，西太平洋副熱帶高壓位置傾向于偏北，類似于黃榮輝等[44]和Bueh等[45]提到的東亞—太平洋(EAP)遙相關(guān)型的正位相環(huán)流，與之對應，日本南部降水減少，而我國華北和東北降水偏多。

3.2 大氣熱源與全位能變化的診斷分析

式(4)表明：大氣熱源引起的不均勻加熱(GP+I)將會引起全位能(P+I)的變化，全位能的變化又會通過其與輻散風動能轉(zhuǎn)換項χ2φ影響輻散風動能的變化。圖2為溫室氣體增加引起的大氣熱源變化，即試驗TB與TC大氣熱源強度差值分布。印度半島南部、青藏高原南側(cè)、中國中西部、中南半島南部、菲律賓和日本等地為大氣熱源負差值區(qū)，極小值出現(xiàn)在青藏高原南側(cè)，熱源強度變化可達-120～-100 W·m-2；其他陸地區(qū)域均為大氣熱源正差值區(qū)，極大值分布在印度西部及北部和緬甸北部，熱源強度變化分別達到100～120 W·m-2和80～100 W·m-2。在工業(yè)化引起的溫室氣體增加背景下，亞洲大陸大部分地區(qū)大氣熱源均有不同程度增強。在阿拉伯海北部、印度半島中部、孟加拉灣、中南半島大部分地區(qū)和中國東部地區(qū)大氣熱源增加，同時，由850 hPa溫度分布(文獻[35]圖4b)可知，相較于海洋，這些區(qū)域均為暖區(qū)，大氣熱源增加對應不均勻加熱增強，引起全位能相應的增加。

圖2 試驗TB與試驗TC夏季大氣熱源差值 (打點區(qū)域表示達到0.005顯著性水平)Fig.2 Difference in atmospheric heat source between experiment TB and experiment TC in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level)

圖3是人類工業(yè)活動影響下大氣熱源變化情況。溫室氣體增加對太陽短波輻射和地表感熱輸送的影響都較小，變化幅度為-10～10 W·m-2；對大氣長波輻射的影響稍強，大部分陸地區(qū)域為正值，小部分區(qū)域的輻射強度變化超過10 W·m-2；對凝結(jié)潛熱加熱項的影響最大，其極大值超過50 W·m-2，極小值也超出-50 W·m-2。對比圖3c與圖1d發(fā)現(xiàn)凝結(jié)潛熱加熱率的差值分布與降水的差值分布非常相似。由此可推斷，溫室氣體對大氣熱源的影響主要來自凝結(jié)潛熱的變化。

圖3 試驗TB與試驗TC夏季4種熱源差值(打點區(qū)域表示達到0.005顯著性水平)(a)長波輻射加熱率，(b)短波輻射加熱率，(c)凝結(jié)潛熱加熱率，(d)地表感熱通量輸送Fig.3 Difference in 4 heat sources between experiment TB and experiment TC in summer (the dots denote passing the test of 0.005 level)(a)long-wave heating rate,(b)short-wave heating rate,(c)condensational latent heating rate，(d)surface sensible heating rate

為進一步了解凝結(jié)潛熱過程對溫室氣體變化的響應，將凝結(jié)潛熱過程分為對流過程和大尺度凝結(jié)過程，二者產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱變化見圖4。圖4a為對流過程凝結(jié)潛熱變化，它與總凝結(jié)潛熱分布情況基本一致(圖3c)。印度半島南部、青藏高原南側(cè)、中南半島南部、菲律賓和日本等區(qū)域為對流凝結(jié)潛熱變化的負值區(qū)，其減小幅度不超過30 W·m-2；印度半島中部及北部、孟加拉灣、中南半島大部、中國西南地區(qū)及東部等區(qū)域為對流凝結(jié)潛熱變化正值區(qū)，其中印度半島西部和北部的極大值均超過50 W·m-2，即工業(yè)發(fā)展引起的溫室氣體增加會使亞洲大陸對流過程凝結(jié)潛熱明顯增加。由圖4b可以看到，大尺度凝結(jié)過程引起凝結(jié)潛熱的變化與對流凝結(jié)潛熱變化分布相似，但大部分地區(qū)的變化幅度較小；極大值出現(xiàn)在青藏高原東南側(cè)，極小值區(qū)出現(xiàn)在青藏高原南側(cè)和四川盆地。

圖4 試驗TB與試驗TC夏季凝結(jié)潛熱加熱率差值(打點區(qū)域表示達到0.005顯著性水平)(a)對流過程，(b)大尺度過程Fig.4 Difference in condensation latent heating rate between experiment TB and experiment TC in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level) (a)convective process,(b)large-scale process

對流云厚度變化可反映對流活動變化。圖5為試驗TB與TC對流云厚度差值，由圖5可知，印度半島南部、中南半島中南部和中國華東近海區(qū)域的對流云厚度有所減??；印度半島西部和北部、孟加拉灣、中南半島北部、中國西南地區(qū)和中國東部大部地區(qū)對流云厚度有所增加，其分布形勢與對流凝結(jié)潛熱變化一致。

圖5 試驗TB與試驗TC夏季對流云厚度差值Fig.5 Difference in convective cloud depth between experiment TB and experiment TC in summer

分析沿115°E溫度和加熱率的垂直剖面以進一步了解對流活動變化。圖6a為溫度垂直剖面，可以看到大氣在變暖，其中35°N以南250～600 hPa 高度層存在兩個增溫低值中心，低值中心以下大氣層結(jié)不穩(wěn)定性將增強，有利于對流活動的發(fā)生。圖6b是大氣加熱率垂直剖面，可以看到在海上有1個加熱率減小的中心，高度位于300～700 hPa；在陸地上加熱率增大。溫度變化除了受加熱率影響外，還受到熱量輸送的影響，溫度經(jīng)向通量和垂直通量散度(圖略)變化復雜。將溫度變化、加熱率變化和熱通量變化相對照可知，溫度變化是加熱率和三維熱通量兩者共同作用的結(jié)果，反映出工業(yè)發(fā)展導致的溫室效應加劇引起了大氣復雜的熱力和動力反饋作用。

結(jié)合圖1d、圖4a、圖5和圖6可知，工業(yè)革命導致的溫室氣體增加造成大氣穩(wěn)定度降低，對流活動加強，對流云厚度加大，對流降水增加，因此對流凝結(jié)潛熱增加明顯。也就是說，對流性降水增加是總降水增加的主要原因。史文麗等[46]的研究也表明:全球變暖通過增加對流層低層水汽含量、氣層不穩(wěn)定性和大氣熱含量使對流活動增強，促進對流性天氣形成，長江中下游地區(qū)夏季對流降水頻率和強度明顯增大。

圖6 試驗TB與試驗TC夏季115°E垂直剖面上不同要素差值(a)溫度，(b)大氣加熱率Fig.6 Difference in different elements on vertical cross section of 115°E between experiment TB and experiment TC in summer(a)temperature，(b)atmospheric heating rate

3.3 輻散風動能與無輻散風動能變化的診斷分析

式(5)表明：全位能和輻散風動能之間的轉(zhuǎn)換項χ2φ可以化成RωT/p的形式，即當氣團上升時，RωT/p<0，能量由全位能形式轉(zhuǎn)換成輻散風動能形式。圖7a為試驗TB的 850 hPa高度上全位能與輻散風動能轉(zhuǎn)換項χ2φ(RωT/p)空間分布。亞洲季風區(qū)的大部分區(qū)域均為負值區(qū)，即發(fā)生了全位能向輻散風動能的正向轉(zhuǎn)換；僅印度半島東南部和中國東南部為正值區(qū)，能量形式由輻散風動能轉(zhuǎn)換成全位能。這些地區(qū)出現(xiàn)正值可能是因為本研究將6—8月作為夏季風盛行的時段，而夏季風在8月已經(jīng)開始南退。圖7b為試驗TB與試驗TC 850 hPa全位能與輻散風動能間轉(zhuǎn)換項的差值分布情況。印度半島中部、孟加拉灣北部、中南半島西北部、中國華南和華北為負差值區(qū)，發(fā)生了全位能向輻散風動能轉(zhuǎn)換的增強，負極值出現(xiàn)在印度半島西部沿海地區(qū)。印度半島南部及北部、中南半島南部和日本及其附近洋面為正差值區(qū)，表明這些區(qū)域發(fā)生了不同程度的輻散風動能向全位能轉(zhuǎn)換的增強，極值出現(xiàn)在印度半島東南部和日本。圖7b負值區(qū)和圖2大氣熱源增強區(qū)大致相同，表明溫室氣體使得大氣熱源增強，導致全位能的產(chǎn)生項增大，增強了全位能向輻散風動能的轉(zhuǎn)換。簡而言之，溫室氣體的增加對全位能向輻散風動能的轉(zhuǎn)換有促進作用。

由式(2)和式(3)可知，輻散風與無輻散風之間的能量轉(zhuǎn)換是由兩式右端第2～5項決定。當這4項總和為正時，輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換。試驗TB的850 hPa輻散風與無輻散風的能量轉(zhuǎn)換如圖8a所示。印度半島北部、中國東部地區(qū)和日本為正值區(qū)，表明這些區(qū)域有輻散風動能向無輻散風動能的轉(zhuǎn)換；印度半島南部和中南半島等地區(qū)為負值區(qū)，表明這些地區(qū)存在無輻散風動能向輻散風動能的轉(zhuǎn)換。圖8b為溫室氣體排放增加后850 hPa上輻散風與無輻散風之間能量轉(zhuǎn)換的變化情況。由圖8b可以看到，印度半島中部、中南半島及中國東部等地區(qū)為正值區(qū)，即發(fā)生了輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換的增加，或者無輻散風動能向輻散風動能轉(zhuǎn)換的減少，將使這些區(qū)域的無輻散風增強，從而導致夏季風增強。對比圖8b和圖1c，可以看到輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換增加的區(qū)域和無輻散風增強的區(qū)域大致相同，表明工業(yè)化引起溫室氣體增加背景下亞洲夏季風有所增強。

圖7 夏季850 hPa全位能向輻散風動能轉(zhuǎn)換項(打點區(qū)域表示達到0.005顯著性水平)(a)試驗TB，(b)試驗TB與試驗TC的差值Fig.7 The conversion term of total potential energy to divergent wind at 850 hPa in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level)(a)experiment TB，(b)difference between experiment TB and experiment TC

圖8 夏季850 hPa輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換項(打點區(qū)域表示達到0.005顯著性水平)(a)試驗TB，(b)試驗TB與試驗TC的差值Fig.8 The conversion term of divergent wind to rotational wind at 850 hPa in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level)(a)experiment TB，(b)difference between experiment TB and experiment TC

4 結(jié)論與討論

工業(yè)革命以來，溫室氣體不斷增加，對全球氣候產(chǎn)生重大影響。NCEP/NCAR再分析資料和CAM5.1模式結(jié)果比較表明，CAM5.1模式對亞洲夏季風具有較好的模擬能力。通過2000年和1850年溫室氣體排放情景敏感性試驗的對比探究了亞洲夏季風對由工業(yè)化造成的溫室氣體增加的具體響應機制，得到以下主要結(jié)論：

1) 全球溫室氣體持續(xù)增加背景下，除阿拉伯半島、印度半島西北部和四川盆地以外，亞洲大陸地面氣溫均增加；印度半島中部、中南半島和中國東部等地區(qū)的夏季風有所增強；印度半島中部及北部、中南半島中北部、中國東部地區(qū)降水增加；印度半島南部、青藏高原東南側(cè)、中國中西部地區(qū)、菲律賓和日本等地的降水減少。

2) 溫室氣體增加導致亞洲地區(qū)大氣熱源分布改變，除印度半島南部、青藏高原東南側(cè)和日本等地大氣熱源減弱外，陸地大部分區(qū)域大氣熱源均有不同程度增強。

3) 凝結(jié)潛熱對大氣熱源變化貢獻最大，凝結(jié)潛熱中對流過程凝結(jié)潛熱作用較大。凝結(jié)潛熱、對流凝結(jié)潛熱和總降水變化的分布形勢基本一致，這說明溫室氣體主要通過影響大氣對流過程的凝結(jié)潛熱釋放改變大氣熱源。溫度變化結(jié)果表明：溫室氣體增加使中國東部對流層中層(250～600 hPa)以下大氣的不穩(wěn)定性增加，造成對流活動增強和對流云厚度增加，總降水增加主要是對流降水增加。

4) 暖區(qū)大氣熱源增強使大氣全位能增加，全位能向輻散風動能轉(zhuǎn)換增強，輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換增強，因此夏季風增強。印度半島中東部、中南半島大部和中國東部等地區(qū)為暖區(qū)，且大氣熱源增加，不均勻加熱引起全位能增加。印度半島中部、中南半島西北部、中國華南和華北等地全位能向輻散風動能轉(zhuǎn)換增強，輻散風增強。中國東部地區(qū)輻散風動能向無輻散風動能轉(zhuǎn)換增強，印度半島中部和中南半島無輻散風動能向輻散風動能轉(zhuǎn)換減弱，引起無輻散風增強，導致夏季風強度增大。

陸波[24]利用CMIP5多耦合模式結(jié)果分析溫室氣體對全球季風的影響，結(jié)果表明溫室氣體增加對北半球夏季風有增強作用；宋豐飛[8]利用CMIP5從海氣相互作用的角度也得出溫室效應對東亞夏季風有增強作用的結(jié)論。當溫室氣體增加導致全球變暖時，海溫也會隨之發(fā)生變化。本研究利用CAM5.1模式，采用實況海溫和海冰資料進行研究，未反映海溫對溫室效應的響應及相關(guān)影響。陸波[24]和宋豐飛[8]考慮了海溫的研究結(jié)果與本文結(jié)論一致，即溫室效應造成亞洲夏季風增強，僅在季風強度變化上存在差異。本文主要研究溫室效應對亞洲夏季風的影響機制，定量上的差異并不影響本文結(jié)論。此外，本文未進行不同模式結(jié)果詳細比較及由此產(chǎn)生的不確定性等方面的探討，今后應考慮海溫的響應并結(jié)合多種模式結(jié)果對該機制進行深層次探究。