全球增暖情景下局地环流及远地环流对印度夏季风的的相反作用外文翻译资料

 2022-11-11 14:46:36

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全球增暖情景下局地环流及远地环流对印度夏季风的的相反作用

B. Bhaskaran

Met Office Hadley Centre, Exeter, UK

摘要： 印度夏季风对温室气体增加的模拟实验相应相当强劲，大多数气候模型显示季节性平均降雨量增加，而相关季风环流强度下降。全球增暖背景的信号在印度区域产生了增加的地表经向温度梯度和较低的对流层经向温度梯度，同时也在热带太平洋上产生了正的海表温度异常（SSTs）。我们的分析显示，在气候变暖环境下，由热力差异（太阳与对流造成）驱动的季风外流和局地环流比远热带太平洋海温异常驱动的沃克环流能够更好地解释季风性降水的差异。在现代气候模拟中，沃克环流比局地环流更好地解释了降水差异，这与季风降水和ENSO之间有着充分记录的传统关系是一致的。因此，局地环流和远地环流对季风降水的影响发生了逆转。在气候学上，沃克环流的平均上升支流向东移动，导致热带印度洋东部上空出现异常的高层辐合和相应的低层辐散。这种异常导致的低层气压梯度有利于低层季风气流向西北方向移动。在上层，异常下沉运动在赤道以南产生了异常绝热压缩，减小了上层经向温度梯度。平均局地环流的变化使低层季风气流向西北移动更强，也促使了高层经向辐散气流向赤道移动。

1.引言

全球变暖对印度夏季风的影响在过去的20年里一直是研究的热点[Bhaskaran等，1995；Kitoh等，1997;May，2004；Kripalani等，2007]。由于温室气体（GHGs）的增加，一些模式在亚洲大陆地区模拟了比附近的海洋地区更强的增暖，导致了北半球夏季印度次大陆上对流层低层中更强的南北温度梯度[Meehl等，2007；Sun等，2010]。然而，该区域模拟的对流层上层经向温度梯度减弱[Ueda等，2006；Sun等，2010]，向理解季风环流对温室气体的响应提出了挑战。Sun等人在2010利用多模型集成得出结论，赤道印度洋对流的加强和相关的潜热导致了更强的对流层上层增暖，减小了对流层上层的经向温度梯度。这表明，局地对流过程在更暖的大气中改变上层季风环流中起着重要的作用。

大多数模式表明，热带太平洋对温室气体增加的平均反应是热带太平洋中部和东部的海温增高，类似于现代气候中ENSO的厄尔尼诺阶段[Meehl等，2007]。热带东太平洋传统的正海温异常在横向上通过沃克环流异常与较弱的季风环流想联系，从而导致较弱的降水[Webster and Yang,1992；Ashok等，2004]。May[2004]却认为，在更暖的大气中也有相似的机制在起作用，在热带太平洋中部和东部的显著变暖通过被改变的沃克环流导致了平均季风气流的减弱。然而，这种减弱一定程度上被由印度次大陆上对流层低层中南北温度梯度驱动的增强的流入气流补偿了[May,2004]。我们目前的分析和最近研究的结果[Ueda等，2006；Sun等，2010]证实了这些发现。由此可见，未来季风对全球变暖的反应与现在季风对厄尔尼诺现象的反应不太可能相似。事实上，Meehl和Arblaster[2003]的结论是，印度洋变暖的加剧在增加季风性降水方面发挥了主要作用，超过了压制季风地区大规模流出的沃克环流的作用。他们还提出，地面的经向温度梯度只起到了次要作用，如果有的话，这与早先提出的观点一致，即季风降水可以在季风环流不发生任何变化的情况下增加[Kitoh等，1997；Douville等，2000]。

因此，虽然可以只通过升高的印度洋海表温度增加降水量，目前尚不清楚印度次大陆上异常的热力差异（太阳与对流造成）和热带太平洋的加剧变暖造成的环流会如何影响未来的季风降水。在这里，我们根据驱动力将季风环流分为“局部”环流和“远程”环流（见2.2节）。本研究的目的是量化相关的局地环流和远地环流的对对季风降水的影响，并且评估这些驱动力所起的作用在对温室气体的响应中是如何变化的。在年际时间尺度中，我们采用半偏相关技术来量化由局地环流和远地环流造成的降水独特方差，从而评估它们的作用。

在第二节中，我们回顾了本研究中使用的模型和数据，并描述了用于分析的方法。在第三节中，我们讨论了局地环流和远地环流的变化，在第四节中，我们评估了季风降水中局地环流和远地环流作用的变化。第五节对研究和结果进行了总结。

2.模式、资料和方法

2.1模式和资料

这里使用的海气耦合模式（AOGCM）是英国气象局统一模型的一个版本，称为HadCM3。静力方程网格点模型表示耦合模式中的大气组成部分。2.5°x3.75°的常规经度网格分辨率与19个混合垂直分层一同使用。在30分钟的时间间隔中，采用分裂显式有限差分格式求解混合方程。大气成分很好地在地区和全球模式配置中再现了季风气候学[Bhaskaran等，1996]。

海洋分量则用基本方程组模式表示。该模式采用了20个垂直分层，在地表附近有更好的分辨率，以此更好地表示混合层。模式采用的1.25°x1.25°的水平分辨率保证了大气和海洋成分的空间网格是一致的。在长达1000年的控制模拟中，模式方程的改进减少了系统误差[Gordan等，2000]。

本次研究所使用的数据来自国家气象局的哈德莱中心负责HadCM3运行的扰动物理组（PPE）[Murphy等，2004；Collins等，2006]。在这个组合中有17个分组，通过扰动一组不确定的关键物理量来使每一个分组与其他分组不同。所有分组都在SRES A1B环境下运行直到2010年。Collins等人[2011]发现，由PPE得出的全球地表大气温度范围比一个由CMIP3预测模式得出的混合模式得出的全球地表大气温度范围更加广泛。

我们使用了五种不同的观测降水数据集合来评估模式在印度次大陆模拟的效果（表1）。每个降水数据集合都有各自的空间分辨率和时间范围，为了进行比较，我们将观测到的降水与建模的降水还原为常见的2.5°x2.5°水平分辨率。我们选择了包括20世纪70年代、80年代、90年代的三十年来代表现代气候（见表1）。由总体均值模拟的季风降水区域分布与观测值十分相近（图1a）。平均总体均值较好地抓住了印度西北部到东北部由西向东的降水梯度。印度中部地区的降水量级也很好地被重现了。图1a中的阴影区域表示了观测降水量超出了模式集合等级范围的地区。从这张图可以清楚地看出由于水平分辨率较低，该模式很难捕捉到与当地地形（如高止山脉西部）相结合的精细尺度降水细节。

图1c中显示的模式集合分布强调了不同分组中在印度东北部各地区和喜马拉雅山脚下的分歧。同时显示了这些地区的观测数据集合也有分歧，虽然范围更小但数值更大（图1d）。气候年循环降水平均值则表现了与不同观测数据的高度一致，除了三月到五月模式高估了这些地区的降水量。在季风季节（六月到九月），模式均值被观测值集合所包含，而所有观测值又被模式分组集合包含。在年际时间尺度上，集合分组成员的变化主要在观测变化范围内。这给模式整体和它的分组的再现气候平均态和年际变化的性能做出了一个很好的评估。因此，这个模型被考虑用作为一个合理的工具来研究气候平均态和年际变化的改变的工具。

图1：(a)1987-2007年三十年的模拟年平均季风雨量（单位：mm/d）的空间分布。阴影区域为观测降水超出模式集合分组的地区。(b) 五种不同季风季节降水观测数据的平均值（单位：mm/d）（见表1）。(c)17个模式集合分组的季风降水分布情况。(d) 五种不同季风季节降水观测数据的降水分布情况。

2.2方法

为了了解局地环流和远地环流对季风降水的作用，我们将上层速度势场分解成三个部分：沃克环流；哈德莱环流和季风环流。我们根据Tanaka等人[2004]提出的流场分离法，其中沃克环流采用纬向平均散度的年平均分量表示。又由六月到九月速度势的纬向平均得出了纬向对称的哈德莱环流。季风环流则是从JJAS速度势场中减去沃克环流和哈德莱环流得出。从而JJAS速度势场分解成了三个空间正交的线性组合。虽然哈德莱环流是全球性的，它在季风季节在印度次大陆上的向北迁移与区域辐合带是一致的，因此可以考虑为是由局地热力差异驱动的。季风环流是由该地区的强对流加热维持的。因此这两个环流在季风季节可以视为由区域驱动的环流。我们将这两个环流结合起来代表局地环流来研究它们对印度季风降水的影响。沃克环流或许可以考虑为远地环流，因为它是由远离印度次大陆的热带太平洋海温驱动的（图3）。

根据200hPa速度势的空间分布，推导出这两种环流对应的辐散风分量，利用这些分量，可以计算出局地环流和远地环流相应的高层散度场根据200hPa的当地平均纬向风可以计算出热带东风急流（TEJ）在该地区（65-95°E，0-20°N）的强度。我们也计算出了其他几个参量：（1）通过850hPa上55-65°E，12-22°N的平均纬向风计算出了低空急流的强度；（2）通过北部（30-110°E，10-35°N）和南部（30-110°E，10-35°S）温度平均值之差得出经向温度梯度；（3）通过计算60-105°E，0-35°N区域的区域平均值得出降水指数。通过辨别相应场的年际变化最大值来选择地区平均指数。后文，远地环流指沃克环流，反之局地环流指季风和哈德莱环流。本文中，季风季节指六月到九月这一时期。

图2：(a)印度次大陆上观测降水与模式降水的区域平均气候态年循环。(b)模式集合分组与两种观测数据集合（CMAP和GPCP）季风降水区域平均值的变化系数（百分比形式）。仅为60°E -105°E，北纬5°N-35°N地区陆地的平均值。模式中考虑1978-2007这一时期。观测值的具体细节见表1。

图3：(a)模式中1951-1990年季风季节平均气候速度势场的空间分布（单位：s-1）。(b和c)由分解图3a中环流模型得到的远地环流和局地环流。细节见第二节

3.局地环流和远地环流的变化

我们在这里评估本世纪末局地环流和远地环流的变化以及它们对印度次大陆上空的整个季风环流变化作出的相关贡献，然后在季风平均降水变化的背景下讨论这些变化。

远地环流变化的空间分布是由位于太平洋中部的上升支东移表示的（图4b）。这个异常的下沉运动是以赤道以东印度洋为中心，促使上层北风由东亚地区异常移向赤道。变化的空间格局也表明赤道印度洋上空的上层西风异常。另一方面，局地环流的变化显示了热带印度洋中部和西部的峰值异常下降（图4c），表明了印度次大陆西部的高层流出异常和热带印度洋东部上空的高层东风异常。也就是说，远地环流的变化会削弱热带东风急流，同时局地环流的变化会加强热带印度洋东部的东方。然而，二者的净效应是减弱印度次大陆上空的热带东风急流，因为在全速度势场中看到的东热带印度洋上空的下沉气流很大一部分是沃克环流东移造成的。沃克环流位于东热带印度洋上空的下沉分支同样造成了印度西北部和孟加拉湾顶部的异常梯度，从而导致了一支更强的向西北移动的底层季风气流。这是由对应的850hPa上的低层环流异常维持的（图4d）。

这种季风的北移首先是由Bhaskaran[1995]等人通过一个早期版本的英国气象局气候模式提出的，并随后由其他模式研究如Ashrit[2003]和Kripalani[2007]等人的实验证实。在我们的分析中，这种北移表现为主要是由远地的沃克环流的变化引起的，并由局地环流的变化增强。

我们的分析也揭露了印度次大陆上南北温度梯度的增高，与低层气流的增强一致（图5）。然而，高层的南北温度梯度减小了，与热带东风急流的减弱一致。这个结果与使用CMIP3模式模拟的结果是一样的，也与Ueda[2006]和Sun[2010]等人在实验中证实的结果是一样的。Sun[2010]等人报告，CMIP3模式中赤道印度洋上空对流的增强导致了对流层上层变暖，从而导致对流层上层经向温度梯度减小。但在我们现在使用PPE集成的分析中，我们注意到赤道印度洋上空的降水实际上在减少（图6），这是因为与局地环流和远地环流相关的下沉运动导致了这个地区降水的减少（将图6与图4d相比较）。或许是这个异常下沉运动造成了赤道以南对流层上层的异常绝热压缩，从而导致了南部温度梯度的减少。

图6：集成平均模拟的降水变化（单位：mm/d）。变化计算与图4相同

图4：（a）200hPa全速度势场空间分布的变化；（b）远地环流空间分布的变化；（c）局地环流空间分布的变化；（d）850hPa全速度势场空间分布的变化。变化由2060-2099与1951-1990平均气候态的差异计算所得（单位：10-6s-1）

图5：降水的标准时间序列，南部地面气温；南部高层500hPa-200hPa梯度厚度；200hPa上高层热带东风急流流线，850hPa低层纬向风流线（见2.2节）。所有时间序列以1861-2099年平均值为标准，但只展示1980-2099年这一时期。

综上所述，远地环流的变化是造成热带东风急流和印度次大陆上空低层季风环流向西北移动的主要原因。局地环流虽然促进了低层季风环流向东北移动，但增强的热带印度洋东部上空的上层东风抵消了对热带东风急流的减弱作用。局地环流和远地环流的共同作用加强了来自印度大陆高层经向风辐散气流。

Held和Soden[2006]的结论是，水循环对全球变暖的局部影响主要是由不断增加的大气含水量驱动的，而不是由大尺度环流的变化驱动。我们发现，在印

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