青藏高原加热对近两千年印度夏季风变化的调节外文翻译资料

 2022-12-20 21:21:22

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青藏高原加热对近两千年印度夏季风变化的调节

Song Feng and Qi Hu

美国内布拉斯加州林肯大学自然资源学院松风与齐湖气候与生物大气科学小组

2004年8月11日提交；2004年12月9日接收；2005年1月20日公布

摘要：[1]从青藏高原不同地点的冰芯和树木年轮重建的地表温度中推算出青藏高原在过去的两千年里的平均年代际的表面温度。这个气温变化表明：1）20世纪末是过去两千年来最温暖的时期；2)17世纪以来青藏高原持续的变暖与印度夏季风的加强相吻合；最重要的是3）在两千年中，青藏高原的 冷/暖期 与印度的 弱/强时期 相吻合。通过与欧亚大陆的其他地区的夏季风强度变化和温度波动的比较表明青藏高原的地面加热对印度夏季风强度的变化起了主导作用。引用: Feng, S., and Q. Hu (2005), Regulation of Tibetan Plateau heating on variation of Indian summer monsoon in the last two millennia, Geophys. Res. Lett., 32, L02702, doi:10.1029/2004GL021246.

1.导言

[2]印度夏季风和南亚季风环流影响了有地球60%以上人口居住的东半球大多数热带和温带区域的天气和气候[eg，Webster et al.，1998] 因此，了解印度夏季风的变化对科学和社会都有重要意义。一些研究表明，青藏高原上空的加热异常影响了印度夏季风的强度变化，因为加热异常影响了青藏高原与热带印度洋之间的大气温度梯度。[e.g., Bansod et al., 2003; Ye and Wu, 1998]. 另一些人指出，欧亚大陆的加热异常在季风强度变化中起着重要作用，部分原因是欧亚大陆的积雪异常与印度夏季风呈负相关关系。在描述对印度夏季风变化的影响的同时，这些研究也提出了以下两个问题：青藏高原在印度季风变化中起了什么作用？更具体地说，青藏高原的作用是否与欧亚大陆的平均水平不同？这些问题的答案的重要性在于我们对它们的逐渐理解和对印度夏季风变化更好的预测中。在发现欧亚雪盖（不包括西藏高原）与印度季风的关系在时间上有所不同的情况下，最近再次出现了这些需要去解答的问题。这一发现促使我们询问：西藏高原是否会成为影响印度季风变化的稳定源区？

[3]对上述问题的回答还可能使我们更好地了解青藏高原在将印度夏季风变化与北大西洋高纬度温度联系起来方面的作用，从而增加我们对北大西洋环流的认识[Overpek et al.，1996]。本研究首先建立了青藏高原表层大气2000年来的平均气温，然后将这些温度的变化与代理服务器上得到的印度夏季风强度的变化的记录进行了比较，研究了青藏高原的地面加热变化及其与印度季风变化的关系。

2.数据和方法

[4]为了发展青藏高原地表温度的2000年时间数据，我们采用了五种地表气温重建方法，它们具有较少的测年不确定性和较高的千年尺度变化性。代理记录的位置如图1所示。其中三个是冰芯遗址，Guliya、Dunde和Dasuopu[姚和Thompson，1992年；姚等人，1996年，2002年]。

从冰芯中提取的d18O代表了场地表面空气温度。从冰芯中提取的d18O在年分辨率和年代分辨率上各不相同，并给出了这些地点的年和十年地表温度的测量结果。

[5]在西藏东部的Dulan和藏南的12个地点获得了树木年轮记录(图1)。Kang et al. [1997]

发现 Dualn 树轮年表与秋季地表温度呈显著正相关(R=0.69，plt;0.001)。[2001] Wang et al.还研究了藏东地区 Dulan 树龄记录的良好代表。对藏南地区12个地点的树木年轮年表进行了研究，并对0-520 AD和1100-1997 AD的地表温度进行了重建。 [吴和林，1981]。虽然从6世纪末到11世纪有一定差异，但这组温度数据经常被用来研究西藏南部的温度变化[例如，冯 等人，1998年；Yang等人，2002年]，并将用于这一分析。

[6]这些重建的表面温度数据重点描述了温度与某些季节有关。例如，冰芯中的d18O反映了降水期间的温度。虽然降雪发生在冬季，但三个地点的降水大多发生在暖季。因此，从d18O开始重建的温度可能更多地代表了温暖季节的地面空气温度。另一方面，Dulan的年轮年表更受秋季气温的影响.由于在藏南气候相对温和的条件下，利用不同树种的树木来构造温度，因而藏南12个年表反映了每年的平均气温。

图1 5个温度代理记录和2个季风代理记录的地点的地理分布。阴影区是青藏高原，流线显示1961-90年平均6-9月850hPa流场(季风，如低纬度)

[7]西藏不同地区不同代理记录的重建温度数据的变化存在一定的差异(见2a~2e)。例如，西藏南部的树木年轮记录显示了17世纪的严寒期，而冰芯记录表明青藏高原东北部的气温温和。除Dunde的冰芯数据外，5世纪的降温现象在所有记录中都很明显，除了Guliya冰芯数据外，9世纪的变暖现象在所有记录中都能看到。类似地，公元150-250年的变暖只存在于Dasuopu冰芯数据中。这些差异很大程度上可以归因于青藏高原地区温度变化的特征。虽然在这些公元1100至1980 的整个期间的数据在被标准化和之后被平均化后存在一些差异，但其结果表示青藏高原的一个相当可靠的平均气温变化(图2f)[Crowley和Lowery，2000年；Mann和Jones，2003年]。

[8]为了区分欧亚大陆青藏高原加热效应在中纬度和高纬度中的不同，我们使用了Briffa and Osborn[1999] and by Drsquo;Arrigo et al. [2001].在树木年表推导出的四个地表温度数据。有三个树环点分别在Tornetrask (68N，20E)，Yamal(67.5N，70E)Taimyr(72N，102E)和蒙古。该大陆的年平均气温是按照上述类似的平均程序得出的。

[9]利用阿拉伯海核芯RC 2730和723 A中球状巨藻化石的丰度，重建了与印度夏季风有关的风的强度变化[Anderson et al., 2002; Gupta et al., 2003] (见图 1 and 3a).在过去的两千年里，因为化石数据的可靠性更高，更为接近目前的数据，当时的年代不确定性相对较小，所以我们使用了重建的季风强度，

3.成果和讨论

[10]重建后的青藏高原平均气温的图 (图2f)表明，20世纪末是过去2000年中最热的，这与北半球和全球平均气温变化一致[Mann et al., 1999; Mann and Jones, 2003; Crowley and Lowery, 2000].另外两个气候变暖时期也分别发生在公元150-250年和9世纪。后者及其随后的暖期在公元950-1050年组成lsquo;中世纪暖期rsquo;，这个时期过去推测发生在9-14世纪的某个时候[Hughes and Diaz, 1994].。一个漫长的寒冷时期介于这一温暖时期和公元150-250年之间。几个短暂的寒冷时期发生在15-19世纪。

图2 2000年数据的标准化(a) Dulan, (b) the southern Tibetan Plateau tree-ring group, (c) Guliya, (d) Dasuopu, and (e) Dunde.. f)青藏高原复合地表温度。[虽然不同地点的温度偶尔有不同的异常，但变化中的主要异常几乎同时发生在所有地点(例如，三个遮阳时间)

这一结果表明，虽然具有特征的区域变化可能导致场地温度之间的微小差异，但所有地点的记录都很好地捕捉到了高原尺度的温度变化

[11]为了帮助我们了解作为地面加热指标的高原表面温度对印度季风强度的影响，以及这一影响可能与欧亚大陆(不包括青藏高原)的影响有何不同，我们首先研究了这两个地区平均表面温度变化的差异。这些变化如图3b和图3c所示。为了进一步分离青藏高原加热在季风变化中的作用，我们在图3中还对包括中国东部(25-40N和107-123E)的地表温度变化进行重建[Ge et al., 2003]。对图3b-3D的比较表明，在所有三个地区都有一些寒冷的时代：1世纪，10世纪上半叶，17和19世纪。而青藏高原温度数据集中的许多其他冷期，如2世纪早期、5世纪末、7世纪末和整个8世纪，在其他两组数据中都没有出现。青藏高原数据集中仍有一些寒冷时期不是欧亚大陆冷期，而是中国东部较弱的冷期，如10世纪上半叶、12世纪和15世纪的大部分时间。此外，这些地区暖期的同时发生频率远低于冷期的同时发生的频率，这表明青藏高原近2000年的地表温度变化与欧亚大陆和中国东部的变化有很大的不同。

[12]接下来，我们比较了不同地区的地表温度变化与重建的印度季风强度变化之间的关系(如图3a所示)。季风强度变化的一个明显特征是有八个弱季风期，以垂直灰色条为突出特征。将这些变化与图3b-3D中的温度变化进行比较表明，这些弱季风期与青藏高原的冷地表温度期同时发生。虽然在欧亚大陆或中国东部也有一些时期发生了冷地表温度期，或两者兼有(仅在最近的两个时期)，但这两个地区的弱季风与冷地表温度之间并不存在一对一的关系，这种关系仅发生在青藏高原的温度变化上。通过对比了近350 年来的高原温度和印度季风强度的关系(图3b对3a)和其他两个地区的季风强度与地面加热的关系(图3c和图3a)，也可以看出高原加热的这一效应。青藏高原气温的几乎单调上升与季风强度的上升是一致的，而其他两个地区的强冷期不能支持它们在最近季风增强中的作用。这些结果证实了青藏高原地表温度与印度季风强度之间的持续关系，并与欧亚大陆地表温度的变化效应形成对比，表明青藏高原地表加热异常对印度季风强度变化有重要影响。这种效应在欧亚大陆和中国东部可能不存在。

图3 (a) Globigerina 在Hole 723A (dots) and box core RC2730 (open circles) from the Arabian Sea的丰度百分比中，显示出印度季风强度的变化。(B)-(D)青藏高原、中、高纬度欧亚大陆(不包括青藏高原)和中国东部的地表温度变化。(B)中的粗线表示5点运行均值的变化. 标注的垂直灰色条是弱季风时期

[13]青藏高原温度与印度季风强度变化之间，青藏高原的冷面温度与弱季风、暖面温度与强季风相对应。这一关系可以解释为青藏高原与印度洋之间的增温(暖高原温度)或减弱(冷高原温度)热对比。青藏高原暖或冷地表温度的形成和持续可能与以前几项研究所研究的过程相似[e.g., Barnett et al., 1988]:青藏高原暖面的温度随冬季降雪量的减少和早春变暖而发展，而高雪量和春季晚暖则有利于高原的平均表面低温。由于十年至百年尺度上的雪量变化与冰川边界的变化有关[Duplessy, 1982; deMenocal and Rind, 1993],青藏高原冰川边界的变化可能是其冷暖表面温度变化的主要原因(图3b)。因此，青藏高原地表温度的(相对)高分辨率重建提供的新信息表明，青藏高原的地表加热及其伴随的冰川边界和积雪变化是过去2000年印度季风强度变化的主要来源。

[14]这一结果有两个有趣的结论。首先，青藏高原高架面(海拔4000米)的地表加热和相关的冰雪过程受一系列与低海拔地区(例如海平面)不同的因素的影响。海拔和进程的这些差异可能部分地解释了青藏高原和欧亚大陆的地表温度变化的区别(图3b-3d)。由于这一差异，研究青藏高原冰、雪和地表加热变化的表面过程，可以为理解印度季风强度的变化提供理论依据。

[15]另一个结论是，欧亚大陆(包括青藏高原)的冰川边界和雪量和北大西洋海温异常、该区的大气环流密切相关[YE，2000]。据推测，这种关系在将北大西洋环流异常与印度百年尺度上的季风强度变化联系起来的这个方面发挥了重要作用[Overpeck et al., 1996; Gupta et al., 2003].通过将青藏高原加热的持续作用与欧亚大陆的平均加热分离开来，本研究的结果强调了解北大西洋环流对青藏高原积雪和地面加热的影响，以此作为改进印度百年尺度季风强度变化预测的下一步方向。

致谢

[16]我们感谢Dr. T. Yao在本研究中提供的数据，以及两位匿名评论员的宝贵建议。这项研究得到了美国农业部合作研究项目NEB-40-008的支持。农业研究部，内布拉斯加州林肯大学贡献编号为14718。

参考文献：

Anderson, D. M., J. T. Overpeck, and A. K. Gupta (2002), Increase in Asian southwest monsoon during the past four centuries, Science, 297, 596–599.

Bansod, S. D., Z. Yin, Z. Lin, and X. Zhang (2003), Thermal field over Tibetan Plateau and Indian summer monsoon rainfall, Int. J. Climatol., 23, 1589–1605.

Barnett, T. P., L. Domenil, U. Schlese, and E. Roeckner (1988), The effect of Eurasian snow cover on global climate, Science, 239, 504–507.

Briffa, K., and T. Osborn (1999), Climate warming: Seeing the wood from the trees, Science, 284, 926–927.

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