亚洲夏季风对强外辐射强迫变化的响应

张虹娇，陈云强

(四川省气象局气象服务中心，四川 成都 610072))

1 引言

20世纪以来，全球气候增暖明显，增暖现象也越来越受到关注，其深远影响几乎涵盖各科学领域。随着大气中CO2等温室气体的不断增加，在过去100多年中全球表面平均温度上升了约0.3～0.6℃。但是全球气温的变化区域十分明显，变暖强度北半球大于南半球，陆地大于海洋，高纬区域大于低纬区域。而对全球变暖可能引起危害的适当评价主要取决于这种危害的真实程度如何，在这种情况之下，区域性气候变化的研究就显得非常重要。

由于自然原因和人为因素影响而导致比现在更强的外辐射强迫变化的可能性越来越大，这将进一步引发更大的气候变化。Walker和 Kasting(1992)［1］指出，到23 世纪，CO2的含量将极有可能比工业化之前增长8倍。根据政府间气候变化专门委员会(IPCC)2001年的报告［2］，到2100年化石油料的燃放量将是2000年的6倍。Hamilton和Zhu(2003)［3］注意到，人类活动的影响也会导致诸如甲烷和其它一些温室气体含量的增长，而一些人工合成物甚至比温室气体更有效。由于人类活动的影响，很可能导致每平方米几十瓦的辐射强迫变化。

近来的研究表明，辐射强迫仍然是衡量由于自然和人为因子引起的全球平均温度变化的较好的指标［4］。目前全球有60%以上的人生活在季风区，同时季风区又是全球大气运动能量和水汽的主要供应区，全球大气运动和天气气候变化都直接与季风活动有关［5］。亚洲是世界上季风最明显的区域，因此，研究亚洲夏季风对强外辐射强迫变化的响应，无疑具有重要的科学意义和现实意义。

2 资料和方法

本文采用NCAR气候系统模式CSM1.4来研究气候系统对强外辐射强迫变化的响应，外辐射强迫直接由太阳常数的变化引入。此模式是由大气、陆地、海洋及海冰4个分量模式通过一个耦合器耦合的全耦合模式，详细介绍参见 Boville和 Gent(1998)［6］。

利用该模式进行了4个数值试验:1个太阳常数为标准值的控制实验(control)，3个太阳常数分别增加2.5%、10%和25%的敏感实验(+2.5%、+10%和+25%)，所有试验在相同的初始条件下积分50 a，并且太阳常数在每个试验的积分过程中都保持不变，得到全球50 a 600个月的月平均格点资料。其中x方向有96个格点，间距3.75°;y方向为高斯(gauss)格点，共48个格点。

对试验最后10 a的夏季(6—8月)和冬季(12—次年2月)做平均，并对此4试验(control、+2.5%、+10%和+25%)进行比较，来讨论亚洲夏季风对外辐射强迫不同变化的响应情况。

NCEP/NCAR的资料为1958年1月—2003年12月的再分析月平均资料，水平分辨率为2.5°×2.5°。对这45 a的夏季(6—8月)和冬季(12—次年2月)做平均，并将控制试验与其进行比较，可知控制试验与实际状况有无差异及差异大小。

3 结果与分析

3.1 表面温度ts的时间演变

图1a～1d为4个不同区域(全球、东亚(100°～140°E，20°～55°N)、南亚(60°～160°E，10°～30°N)及中国(80°～130°E，20°～50°N))4 个试验平均的年平均表面温度随时间变化的曲线，可以看出，各区域平均表面温度的时间演变特征十分相似，外辐射强迫越大，增温的幅度越大。其中中国、东亚与全球较一致，但中国与东亚的增温幅度(2～42℃)比全球平均(2～36℃)要强，这与王绍武、赵宗慈［7］的研究较为一致;南亚与全球的增温幅度都在2～36℃之间，但南亚的温度比全球要高，也比东亚和中国高。对于太阳常数增加2.5%的试验，4个区域增温基本都是2℃，这与CO2倍增的效果相当。

必须指出，由于每个试验都只积分了50 a，因而模式气候系统对外辐射强迫变化的响应可能远未达到新的气候平衡态，如对于太阳常数增加25%的试验，其拟合的增温振幅及时间尺度增加非常明显。

图1 不同区域4个试验平均的年平均表面温度随时间变化的曲线

3.2 亚洲夏季风对太阳常数变化的响应

3.2.1 表面温度ts的空间分布 ①ts的水平分布。从ts的水平分布(图2a、2b)可以看到，青藏高原以北和高原东南(印度西北部)有2个高温中心，鄂霍茨克海地区有一低温中心。Control、+2.5%和+10%试验温度由赤道向中纬基本递减，在35°～45°N有一高温带，+2.5%、+10%增温最大的位置基本与控制试验的高温中心一致。Control与Necp/Ncar的ts分布基本相同，但Necp/Ncar的温度变化比较大。对于+25%的试验，温度有从赤道向中纬增高的趋势，高温带向南推进(30°～45°N)。+2.5%与control相比(图2c)，在40°～45°N 之间有2个增温高值中心，分别位于中国新疆东部、甘肃西部地区和日本北海道以东的洋面上，陆地(4℃)比海洋(3.5℃)增温高值为高;中国西南地区增温也较多(2.5～3℃)。+10%与control相比，从赤道向中纬温度基本递增，在新疆西部有一增温大值中心。+25%与control相比(图2d)发现从赤道向中纬增温的现象在亚洲区域都很明显，纬度越高，增温幅度越大，最大增温可达65℃，几乎是低纬地区温度增幅(25～35℃)的一倍，并且陆地增温仍比海洋(25～50℃)高。这也从一定程度上反映了全球增暖典型试验中的增温分布特点［8］。

图2 夏季(6—8月)ts及ts变化的分布(单位:开尔文)

②ts在纬度带、经度带上的分布。由表面温度在60°～160°E经度带上平均的0°～60°N剖面图可知，对于Necp/Ncar总的趋势是温度递减，在35°～48°N却有小范围增温。control(图3a)、+2.5%和+10%温度从赤道向中纬递减，而+25%(图3b)温度趋势是递增，在32°～60°N有15℃左右幅度的增温。相对于 control，+2.5%(图 3c)在 30°～53°N有1.8～3.1℃的增温，在44°N有增温极大值;+10%中纬(27°～60°N，6℃)比低纬(0°～27°N，1.5℃)增温显著;+25%在33°～60°N有较平稳的32℃幅度(30～62℃)的增温。这与ts水平分布的结果一致，即中高纬增温要大于低纬，这一点在太阳常数增加较大的试验中更为明显。

由表面温度在0°～60°N纬度带上平均的60°～160°E剖面图可知，control(图4a)与Necp/Ncar是一致的，只是 control模拟的最低温度(293.8 k)比Necp/Ncar(291 k)略高。对于control、+2.5%和+10%在100°E附近有最小值，60°E和130°E左右有极大值;而对于+25%，90°E有一极小值，145°E 附近出现最小值，60°E和120°E左右出现极大值。4个试验高原西侧比东侧温度高。+25%和control相比较(图4b)，在100°E和116°E附近有增温极大值。

3.2.2 温度t随高度的分布 在0°～60°N纬度带上，60°～160°E经度带平均的温度t随高度变化的剖面图显示，对于 Necp/Ncar，在 100 hPa 附近，0°～30°N有一200 k的低值区，对于control(图5a)，在120～70 hPa，0°～32°N 有一200 k 的低值区;对于+2.5%，在110～70 hPa，0°～26°N 也有一200 k的低值区;对于 +10%，在110 ～50 hPa，0°～35°N 有一210 k 的低值区。对这3个试验，在低值区以下，t随高度增高而降低，在低值区以上，t随高度增高又有所增高。这应该是对流层顶的逆温现象。对于+25%，整层大气都有较明显的增温，温度t明显增高，并且随高度增高而降低，在40 hPa，0°～30°E 温度为220 k 最低，无明显低值区。在此范围内将+2.5%与control比较(图5b)，在250 ～150 hPa，0°～30°N 增温4℃;1 000 ～700 hPa，0°～40°N 增温2℃。将 +10%与 control比较，在220 ～140 hPa，0°～35°N 增温14℃;450 ～220 hPa，42°～60°N增温14℃。将+25%与control比较(图5c)，在120～100 hPa，0°～15°N 增温 60℃，在 200 ～90 hPa，0°～33°N 增温50℃;700 ～500 hPa，5°～27°N 有一30℃的增温中心。说明在对流层高层，低纬地区增温幅度大。这种情况也许与太阳常数增大、大气吸收的太阳辐射增多有关。

在60°～160°E 经度带上，0°～60°N 纬度带平均的温度t随高度变化的剖面图显示，control(图6a)与Necp/Ncar非常一致。对于control(图6a)，在150～60 hPa，温度为210 k最低;对于+2.5%在130～60 hPa，温度为210 k最低;对于+10%在80～65 hPa，温度为210 k最低。这3个试验，在低值区以下，t随高度增高而降低，在60 hPa以上，t随高度增高又有所增高。对于+25%，温度t明显增高，并且t随高度增高而降低，在30 hPa，60°～130°E 温度为220 k最低，无明显低值区。将+2.5%与control比较(图 6b)，在 300 ～150 hPa，90°～160°E 增温3.5℃为最大。将+10%与control比较，在300～200 hPa，110°～160°E 增温14℃为最大。将 +25%与control比较(图6c)，在150 hPa附近增温50℃，在250～100 hPa增温45℃，其它高度亦有不同程度的增温，但在30 hPa以上出现了负增温。

分析说明，对流层有强烈增温，尤其是对流层高层，而IPCC也有结论证实在过去的40 a里，近地球8 km内大气层温度增高［9］。

有新的和更强的证据表明，过去50 a观测的增暖的大部分可归结于人类活动［10］。2.5% 的太阳常数变化相当于约6 W·m－2的辐射强迫变化［11］(也相当于CO2倍增)，这在未来的几个世纪里将由于人类活动的影响几乎可以肯定可以实现。大气中的温室气体浓度在达到大约加倍时，东亚和中国的年平均气温大约增加 0.7～5.5℃，平均为2.8℃［12］;太阳常数增加2.5%与太阳常数为标准值时相比(图2e)，中国地区普遍增温，西南(2.5～3℃)西北(2.5 ～4℃)增温明显，这与赵宗慈［13］、王会军［14］的结论相近，但屠其璞［15］指出 CO2倍增中国大部分地区气温可望升高5℃，其中尤以长江以南和华北北部增暖幅度最为突出;张勤等［16］提出CO2加倍中国西北地区升温最大，华南变化最小，长江中下游一带出现降温。在未来100 a里，温室气体含量的上升可能导致全球平均地面温度上升1.5～4.5℃，气候干湿波动会加大 ，区域性旱、涝会加剧，对未来农业、林业、生态环境及人类活动的许多领域会有深远的影响［17］。

3.2.3 相应的大气环流特征

3.2.3.1 850 hPa大气环流特征 对850 hPa流场进行分析可知，Necp/Ncar(图7a)在日本岛以南的洋面上反气旋式环流明显，中高纬60°～110°E为偏西气流。对于control(图7b)、+2.5%(图7c)和+10%试验，越赤道气流较明显，中国大陆东部为西风气流控制;对于+25%，信风带明显，中国大陆东部为西南气流控制。对这4个试验，日本岛以南的洋面上都有一较强的反气旋式环流。将+2.5%与control比较，鄂霍茨克海地区有一气旋式环流;将+10%与control比较，鄂霍茨克海地区有一反气旋式环流;将+25%与control比较(图7d)，日本岛以南的洋面上呈现出一气旋式环流，信风显著。

3.2.3.2 500 hPa大气环流特征 对500 hPa高度场进行分析，得知control(图8b)试验比Necp/Ncar(图7a)强度稍强，control在印度南部及泰国及其以南各有一个高值中心(15°N附近)，副高脊线呈西北—东南走向，+2.5%(图8c)则将这2个中心连成了一个(15°N附近)，+10%在西亚有一高值中心(30°N附近)，+25%在里海以东(35°N附近)以及太平洋上(30°N附近)各有一个高值区，高值中心北移。将+2.5%与control比较，在朝鲜和中国东北有一增值高值中心;将+10%与control比较，高度场差值随纬度增高而增大，在鄂霍茨克海有一增值高值中心;将+25%与control比较(图8d)，高度场差值随纬度增高而增大，在印度、缅甸和泰国地区有一闭合的最小增值中心。

3.2.4 100 hPa大气环流特征 对100 hPa高度场进行分析，Necp/Ncar(图9a)无闭合高压中心，高压脊线明显在30°N，control(图9b)、+2.5%(图9c)和+10%的试验南亚高压各有一个闭合的高值中心，高压脊线在25°～30°N附近，而+25%的试验则无闭合中心，在35°N、60°～110°E 有极大值。将 +2.5%与control比较，在中国西南地区有一增值高值中心;将+10%与control比较，南亚大部分地区为增值高值区，中国东北地区有一增值高值中心;将+25%与control比较(图9d)，中国大陆北部有一增值的低值中心，其东北方向高度增值则增大，甚至高于低纬地区。

由以上分析可知，随太阳常数增大，太平洋副热带高压和南亚高压强度增强，并且太阳常数增加越大，高压强度越强。符淙斌［21］指出，上世纪20年代全球迅速增暖，印度季风也以突变的形式进入活跃期，相反东亚季风则突然减弱。与这种变化相联系的大气环流特征是大陆季风低压与太平洋副热带高压同时加强。其可能的机理是，陆面温度的升高要比海洋快得多，从而加强了夏季海陆之间的热力对比，东西向的大尺度垂直环流(陆地上升，海洋下沉)和南北向的Hadley环流同时加强，形成了强的热带季风，弱的副热带季风。季风系统对全球增暖的敏感性特征可能是因为季风本身具有热力驱动的性质［20］。

4 结论与讨论

以上亚洲夏季风对强外辐射强迫变化响应的分析表明:

①将control与Necp/Ncar进行比较，总的说来，控制试验与实际状况吻合较好。

②随太阳常数的增加，局地的增温幅度变化很大，中高纬地区比低纬地区增暖幅度强，这一特点在太阳常数增加较大的试验中表现尤为明显。

③随太阳常数增大越大，大气温度升高越高，对流层有强烈增温，对流层高层尤为显著，并且高层低纬地区增温幅度大。

④随太阳常数增大，亚洲夏季风系统的响应越强，太平洋副热带高压和南亚高压强度增强，并且太阳常数增加越大，高压强度越强。但对于+2.5%随纬度增高增强幅度变小，对于+25%随纬度增高增强幅度变大。

值得指出的是，长期气候变化趋势是在自然振动的基础上加以外部强迫作用形成的，本文只利用温度的变化对气候响应进行了初步分析，而真正的气候响应过程是极其复杂的，对区域性响应的过程需进一步分析研究。

［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，郭其蕴，等.东亚季风的若干问题［M］.北京:科学出版社，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］王绍武，赵宗慈.未来50 a中国气候变化趋势的初步研究［J］. 应用气象学报，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］朱伟军，Hamilton，K.气候对强外辐射强迫响应的数值试验研究［S］.新世纪气象科技创新与大气科学发展—气候系统与气候变化［M］.中国气象学会气候学委员会编.北京:气象出版社，2003，413 －415.

［12］石广玉，王喜红，等.人类活动对气候影响的研究Ⅱ:对东亚和中国气候变化的影响［J］.气候与环境研究，2002，7(2):255－266.

［13］赵宗慈.模拟温室效应对我国气候变化的影响［J］.气象，1989，15(3):10 －14.

［14］王会军，曾庆存，张学洪.CO2含量加倍引起的气候变化的数值模拟研究［J］.中国科学，1992，6(B)，663－677.

［15］屠其璞.CO2浓度增加对我国气候变化趋势的影响［J］.气象科学，1990，10(1):1 －8.

［16］张勤，等.大气中CO2浓度增加对我国气候的影响［J］.气象科学，1994，14(1):16 －22.

［17］WMO政府间气候变化专门委员会.气候变化—1990和1992 评估.1992，6.