青藏高原气候变暖与东亚降水的变化外文翻译资料

 2022-12-05 16:58:29

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青藏高原气候变暖与东亚降水的变化

Bin Wang, Qing Bao,Brian Hoskins, Guoxiong Wu, and Yimin Liu

摘 要 已有观测事实证明，青藏高原（TP）的地表温度在近50年增加了约1.8℃，这种增暖将会导致预测的降水模态与东亚（EA）降水的分布型相似。通过大气环流数值模式研究，发现高原温度增加引起的大气加热会使得东亚副热带锋面降水增加，其可能的机理是通过两条明显的罗斯贝波传播，高原东部等熵面抬升，导致西太平洋副热带高压变形，增强了东亚副热带锋面的水汽辐合。模式计算结果表明，过去高原温度的增加与东亚夏季降水是有联系的，高原的进一步增温可能会导致未来东亚锋面降水的增加。

1 引言

东亚季风降水影响世界人口的四分之一左右。最近的政府间气候变化委员会第四次评估报告（IPCC AR4）报道，一个4 ℃的气候变暖很可能会在下一个100发生(米尔等人，2007 )。这一气候变暖的预测代表在全球对流层中间最大的升温。全球变暖将不只有融化的冰川，河流，也有可能引发下游降水变化。目前的模型，关于东亚地区的降水变化还不能给出一个强有力的共识。鉴于这样一个预计全球变暖的巨大面积250万平方公里，海拔较高超过3000米的海平面，其中的方式在未来几年可能会改变环境的降雨引起科学家们极大的兴趣。

在地质时间尺度上，青藏高原温度的抬升被称为对形成亚洲季风区有深远影响(2001，，安倍等，2003：kitoh Kutzbach等人，2004；，1993 )。现代记录TP的变化加热对季节循环也有深远影响。观测研究表明，加热可以通过诱导空气加强季风抽吸TP和产生气旋螺旋zonaldeviation对流层低层环流。(段和吴，2005，吴等，2007)。然而，西藏的持续升温的物理过程会如何影响到下游的环境降雨仍然是难以捉摸的。

2 东亚夏季观察趋势降雨和青藏高原表面温度

图1a显示过去48年（1960–2007）主导降雨模式功能增强的降雨沿西南雨带从中下游延伸整个韩国的长江流域东部日本，这主要是沿东亚副热带锋（在中国，称为梅雨昌马在韩国，和梅雨在日本）。该地区的副热带锋雨量自1960年有明显的上升趋势，具有显著的年代际变化（图1b）。检查汉城，韩国，这是一个世界上最长的仪器测量降水的降水记录(王和丁，2006 )表示在1950年前期夏季降水趋势（1778 - 1949）是微不足道的，但最近宣布1950年是前所未有的增长趋势，这给了支持图1a所示的趋势。

在过去的48年中（图1b）超过90个藏族海拔2500多米的气象站表面空气温度平均也有上升的趋势。而大多数站点位于东部的青藏高原，图1显示一个连贯的升温趋势模式。在90个站点年平均表面温度呈上升趋势为0.36℃/年，期间从1961–2007（图1b），这基于先前1955至1996年估计的数据的两倍 (刘和陈，2000 )。在同一地区温度上升通过丰富的冰川退缩的证据支持(例如，申，2004 )。还要注意的是表面变暖趋势持续整个年度周期。图1c显示降水模式，作为一个结果，预计的青藏高原表面的空气变暖类似降水变化的主导模式（图1A），这表明改变TP热条件可能与环境中的降雨趋势有联系。不过,相关性不保证任何原因和效果。气候模型的实验是必要的。在这些模型对青藏高原的温度产生变化，并对大气环流的影响研究降雨。

图1. （a）来自经验正交函数的空间模式和（b）对东亚降水主成分（绿色曲线）的五年运行平均六月八月正交函数分析。主导模式解释总方差的23%。从降水数据重建的土地得到的数据用（PREC/L）为1960 - 2007 期间(陈等人，2002 )。红色曲线在图1(b)显示TP90个以上西藏气象站地面气温平均5年滑动平均。（c）对降水的相关系数图来自PREC/L参考平均TP表面空气温度数据。表面空气温度和PREC／L的数据预处理的5年滑动平均。白色虚线代表区域的相关系数在95%置信水平下具有统计学意义。（d）表面空气温度的线性趋势90个西藏气象站观测到1961到2007。实心圆圈表示该站位置和阴影地区海拔超过2500m的地区，圆圈的大小代表了升温的幅度。

3 数值试验结果

我们进行了全面的数值试验AGCM看看提高青藏高原的温度是否将有降雨模式向东。这个AGCM是ECHAM4 ( roeckner et al.，1996 )。为了分离出青藏高原变暖的影响，我们已经迫使与模型同时观察到的气候SST和海冰分布对应固定数量的温室气体和规定气溶胶。控制运行集成了12年和过去10年的整合是用来推导出一个参考状态。每个10年的敏感性试验进行了整合，是用来构建10—成员整合意味着减少不同的初始条件引起的不确定性。唯一的控制与敏感性实验的差异是陆地上的地表反照率的一种变化（27.5 N–37.5 N，75 E–104 E）。减少反照率50%，结果在TP表面变暖（以下简称“大片”运行），而增加的反照率为150%，导致表面冷却（“C”运行）。因为 的运行有类似的空间格局，但极性相反，我们研究之间的差异，意思是，这被视为一个背离长期平均诱导的状态。

在结果中，在一个人为减少反照率，它模仿一个TP变暖的情况下，当地的气温增加2度以上 （图2a）。在这的情况下，高原降水明显增加了，尤其是在其南部侧翼（图2a）。请注意，降水异常模式图2a能整体表现相似性，观察到它的趋势模式（图1a）与全球变暖模式趋势一致（图1c）。中国北方干旱异常在实验中要小得多，但模型确实给中国北方地区的一种下沉气流（图未显示）。因此，整体的结果表明，持续变暖在夏季降水的变化可以导致一个一般变化与所观察到的趋势模式相似。因此，模型计算表明，过去的变化，青藏高原温度和夏季的降雨可能是联系在一起的。通过什么样的过程可以使全球变暖导致增加东亚副热带锋降水？

4 tpwarming机制的影响东亚夏季风
全球变暖的影响在本地和远程。在局部，地表变暖导致一个在行星边界层的显热通量上升，这破坏了原有的平衡，促进对流，产生更多的降水。同时，降水中的潜热释放导致以上空气柱收缩和上升，加强上层的南亚高压(罗德威尔和霍斯金斯，1996 )（图2b）。与此相关联的高空西风急流对其北部和东风急流南加大。伴随着青藏高原向上的运动是一个到它的西北的显著下降和东北的提升（图2C）。这垂直运动中的东西不对称模式不同从经典的概念模型中下降运动。

图2 在气候变暖的集合平均差异和冷却的实验ECHAM4模式在北方的夏天。（a）表面空气温度（在 C单位轮廓）和降水率（颜色在毫米/天的单位，绿色/棕色的颜色意味着增强/减少降雨）。（b）200 hPa风（米/秒的箭头）。（c）纬度地带性和垂直高度截面平均运动28–38 之间N（纬向在M / S和HPA /天单位的垂直运动单位动作）。（d）850 hPa风（以米/秒单位箭头）。在图2b和2d，阴影部分表示在基于统计学t检验的95%置信水平，这虚线箭头说明罗斯贝波，和字母a和c分别表示反气旋和气旋性环流中心。

发生在东方和西方向上运动的TP （Kutzbach et al.，1993 ）。这非对称模式可以部分理解如下。在高原地区的非绝热加热引起的反气旋在上一级和一个气旋在较低的水平等等。对于静力平衡，对流层中层必须成为暖性。当这种热结构是远远不够的极地与中纬度的南部的西风，这空气沿着线对着TP的（罗德威尔和金斯1996 ）西方的一面，不是背面的东部。

在水汽反馈TP warminginduced存在上升到东部的青藏高原将引起更多环境降水。在东亚的降雨增加有利于加强对中亚热带前副热带高压通过斯维德鲁普的涡度平衡。以往的研究建议的斯维德鲁普的涡度平衡可以应用于青藏高原西部高压脊。当降水加热在对流层中部最大，空气柱牵张对流层低层涡量增量伴随着南风平流较小的行星低纬度涡度。模拟低纬度向极地流动100 E和130 E之间20 N和40 n是与此相一致（图2d）。在太平洋地区，这一流动形成了西方的侧翼冲绳的副热带高压（图2）。在热带太平洋，低层反气旋中心（25 N，135 E）（图2d）是一个上层下旋风（图2b），表示一个斜压结构，这证实了这中间部分的副热带高压驱动的潜热释放，降雨释放在东亚副热带高压。

图3 环流异常对青藏高原暖化初期强迫的响应：（a）上风（米/秒）200 hPa 2天，（b）850 hPa 4天低风，（C）上的风在8天，和（d）8日风下。颜色在图3A和3C阴影表示500 hPa垂直运动（绿色标志向上）。响应达到一个稳定的状态，大约2周。图中的虚线箭头表示低级别的罗斯贝波序列。

从中看到了全球变暖的影响两个不同的罗斯贝波，一个在温带，在高空西风急流的发生（图2b）在热带地区，一个是低水平移动季风西风（图2）。在西北太平洋，正压反气旋发现于日本东部（图2b和2d），这是原产于青藏高原的一部分涡度（图2b）。低层反气旋脊在南海北部是一个涡波序列沿南亚的一部分西南部的季风西风(图2）。加强低层反气旋在西北太平洋环流加强西南沿的青藏高原其西北面，增加水蒸汽向东亚副热带锋和东亚雨带。

阐明两波列生成，我们进行了进一步的数值实验与一个线性模式的干燥的版本，这是在东京大学气候系统研究中心(渡边和木本，2000 )。澄清的作用动态过程中，我们故意忽略湿对流。对模型进行线性化的气候六月七月八月平均基本状态。模拟青藏高原气候变暖是由于大气中的潜热和显热模型运行，我们强加的热量来源的以高原为中心在（90 E，33 N）平均最大加热率边界层是4 °C /天及以上的边界；层，加热速率呈一种折叠高度约3公里指数下降。

图3表示温带气旋涡波从上对流层发展，向东传播。自长罗斯贝波传播向西比短波快，这种波的传播产生的上一级不对称反气旋式环流与弱南风的向西强烈的北风东侧（图3a）。因此，气旋涡度发展为强北偏东，随后的一个高空西风急流波浪序列发展在40°N（图3c）。向下对流层上部反应的响应涡度异常导致低层气旋到日本东部（图3）。

低级南亚季风波列的发展涉及到一个独特的罗斯贝波能量传播，在尚未确定以前。这是阿拉伯海北部该地区产生的波列（图3b）。由于强大季风（低层西风和东风切变高空东风）、罗斯贝波能量的传播被困在较低的对流层(王和谢，1996 )。波有4000公里长的波长，与8m/s静止罗斯贝波一致。这个波列向东传播引起的南海反气旋异常（图3）。8天之后有一点点变化。

5 总结

在这里显示的观测证据表明在过去50年里，在青藏高原的温度上升（约1.8 ℃）有一个环境降雨的趋势的相干模式。模型计算表明，青藏高原温度过去的变化和夏季降水可能是本身上的联系，这意味着未来在高原温度的增加可能会导致进一步增强东亚地区夏季锋区降水。

图4 示意图显示大气对青藏高原气候变暖的响应机制，特别是东亚夏季风降水罗斯贝波列对气候变暖的影响。字母A和C分别表示反气旋气旋环流中心。

全球变暖的回应机制是由原理图4所示。西风在对流层中的东海岸线温暖地区升起来，为中国和韩国地区（图2C），从而增强那里的降雨提高西北太平洋副热带高压中心在冲绳通过加热引起的Sverdrup平衡。同时，两罗斯贝波列由于全球变暖而加强。有一个正压结构和向下游传播的高空西风急流增强日本东部反气旋环流。另一个波列沿着低空西南季风的发展传播到中国南海，并提高低层反气旋脊。双波列变形的西北太平洋副热带高压，低空西南季风加强水分向东亚副热带高压的输送那里的降水。

致谢：我们的研究是由美国国家支持的科学基金奖（ATM 06-47995），973计划项目（2006cb403600）和中国国家自然科学基金（40221503）。

参考文献

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An, Z. S., et al. (2001), Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalayan Tibetan plateau since late Miocene times, Nature, 411,62– 66.

Chen, M. Y., et al. (2002), Global land precipitation: A 50-yr monthly analysis based on gauge observations, J. Hydrometeorol., 3, 249– 266.

Duan, A. M., and G. X. Wu (2005), Role of the Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia, Clim. Dyn.,24, 783–807.

Hoskins, B. J., and B. Wang (2006), Large-scale atmospheric dynamics, in The Asian Monsoon, pp. 357– 415, Springer, New York.

Hsu, H. H., and X. Liu (2003), Relationship

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