0 序言

亚洲大陆是全球人口最为密集的地区之一，其气候变化对社会生产生活和生态文明演替具有至关重要的作用。亚洲地理格局复杂，既有全球最高的地形——青藏高原，亦有全球最暖的海区——西太平洋暖池。独一无二的海陆分布造就了亚洲大陆复杂的气候分布特征：全球最活跃的印度季风为南亚、东南亚等热带地区带来充沛降雨；东亚季风作为唯一的副热带/温带季风，呈现复杂季节性特征；在亚洲内陆，如塔克拉玛干沙漠，受极端干旱气候控制，其年降水甚至不足100mm。

亚洲气候变化呈现显著的多时间尺度特征，从数千万到数百万年的构造尺度，到气候的日循环过程，气候系统在不同时间尺度外强迫的作用下相互叠加，最终形成极为繁杂的变化特征^[1]。在近现代，亚洲气候除受到人为二氧化碳显著增加及太阳活动有限变化等外强迫作用，其变率更多被全球气候系统内部震荡(如厄尔尼诺与南方涛动、北大西洋涛动等)所调制^[2~3]。与之不同的是，由于地质历史时期诸如构造活动、地球轨道等外强迫变化通常极为显著，因此对亚洲古气候演化的关注主要表现在不同时间尺度的“强迫-响应”机制上^[4~6]。

在亚洲古气候演化的多个时间尺度中，轨道尺度是最具特色、且被广泛研究的时间尺度之一。顾名思义，轨道尺度是指地球轨道参数变化导致的气候变率，通常表现为数万年的周期性变化。轨道参数有3个：岁差、地轴倾角(斜率)及偏心率，分别表征了地轴进动引起春分点沿黄道移动、地轴与黄道面夹角、轨道椭圆偏心率等地球公转特征，其主要周期分别为约2万年、4万年以及10/40万年。地球轨道三参数共同决定了地球大气层顶接收到的太阳辐射量大小及周期性变化，因此对全球的气候演化和季节分布具有重要影响^[7]。由于晚更新世以来轨道参数及对应全球日射分布可被精确计算且不同算法之间差异微小^[7~8]，同时该阶段亚洲气候波动可被黄土、石笋等地质生物载体良好记录^[9~14]，这为利用气候数值模式评估亚洲古气候演化机制提供了不可多得的完美切入点。

轨道尺度亚洲气候一直是古气候数值模拟的研究重点之一，近年来也获得较大进展，尤其是古气候模式比较计划PMIP中对于中全新世以及末次冰盛期等典型时段的模拟^[15~16]以及涵盖多个轨道循环的加速瞬变试验的发展^[17~19]，为我们更深入理解轨道尺度亚洲气候演化的动力学机制奠定了坚实基础。因此，本文有意于对最近十数年轨道尺度亚洲气候演化机理的数值模拟研究做一回顾与梳理，并尝试提出存在问题。依据米兰科维奇假说，全球冰量变化虽也是轨道日射的结果，但对亚洲季风而言仍可视为外强迫，因此本文并不涉及轨道日射如何调控冰期-间冰期旋回，而将全球冰量视为与轨道日射等同的独立外强迫因子。

1 轨道季风假说的提出

地球轨道参数引起的日射变化驱动亚洲季风这一观点产生于约40年前^[20]，利用较早低分辨率的气候模式发现更改地球轨道参数设置后，早全新世北半球夏季高日射背景下，亚-非夏季风明显增强，这同增强的海陆温差一致，表明轨道日射对季风系统的关键驱动，该论点得到当时南亚及北非已有地质记录的支持。但随着越来越多地质记录的累积，虽然轨道日射对于亚洲季风的重要作用已被广泛接受，但并不是所有记录都呈现一致的日射特征，这也使得轨道尺度上亚洲季风到底受控于哪种强迫因子且强迫机制如何这一问题仍存在较大争议。综合而言，目前对亚洲季风演化机制的主要观点有以下三方面：第一类观点认为，轨道尺度的亚洲季风变化主要受岁差控制的北半球低纬夏季日射影响，季风快速响应日射变化，仅存在极小的位相差异^{[11, 20~21]}；第二类观点源自印度季风的海洋记录，认为印度季风受南半球低纬日射变化触发，受南大洋潜热输送的影响，致使季风与北半球日射存在较大相位差^[22~24]；第三类观点基于黄土记录中的较强十万年周期，更加强调北半球高纬冰量变化对东亚季风的影响^[25~26]。这3种观点各有所长，但都无法独立解释地质记录展示的亚洲气候变化图景。需要指出的是，东亚季风作为全球唯一的副热带季风，其同传统热带印度季风相比，可能受到更多高纬过程的影响，从而与印度季风呈现不一样的轨道尺度演化历史和机制。

2 黄土、石笋和气候重建

黄土、石笋、湖泊沉积等地质生物记录中保存有地球系统中生物、物理、化学过程等自然因素相互作用等信息，记录了数十万年来亚洲气候演化的历史和过程。不同载体不同指标的记录展现了亚洲气候变化的不同方面，受限于笔者专业背景，在此仅选取代表性记录阐述轨道尺度亚洲季风演化史实的复杂性。图 1即展示了来自东亚地区黄土和石笋记录的夏季风变化，可以看出，以黄土磁化率、碳同位素为代表的一类记录虽然也存在一定的岁差尺度波动，但更多呈现与冰量一致的十万年周期性变化^{[10, 27~28]}。石笋氧同位素记录则有非常明确的岁差周期，且同北半球夏季日射位相相近^{[11, 13]}，直接支持Kutzbach^[20]的轨道季风假说。虽然石笋氧同位素具有绝对定年的优势，但其指标含义是代表大尺度季风强度，还是区域降水，抑或是水汽输送目前仍未有定论^{[5, 29~31]}。黄土微钙体Sr/Ca比变化与石笋氧同位素不同，其斜率周期最为显著，表明斜率对东亚季风降水的潜在重要影响^[32]。印度季风的海洋记录及黄土磁化率记录在岁差尺度上同石笋不一致，位相明显滞后于北半球夏季日射，而与南半球夏季日射更为接近^{[23, 29]}。类似的，来自中亚干旱区的全新世湖泊记录也强调干旱区降水也同东亚季风降水存在反位相或错位相的变化特征，这可能与干旱区降水更多受到西风环流的影响有关^{[9, 33]}，但此区域石笋却依然与季风区石笋特征一致^[34]。综上，尽管存在如定年不准确、指标代表含义不确切等原因，已有地质记录似乎也提示我们作为复杂的亚洲季风-干旱系统，其不同方面的变化可能并不一致且存在显著区域差异。黄土和石笋重建亚洲季风变化差异的产生原因亟须数值模拟等动力学机制研究来解答。

3 轨道亚洲气候模拟进展 3.1 外强迫对亚洲气候的直接驱动 3.1.1 轨道日射

由地球轨道参数引发的日射变化是轨道尺度气候变化最基本的外部驱动力，由于岁差对低纬日射的主导作用，对作为热带/副热带气候系统的亚洲季风的研究长期集中在岁差尺度上^{[11, 17, 35~37]}。其中最为典型的是几次古气候模式比较计划PMIP推动的中全新世试验，该试验以轨道尺度上与现代最为临近的一次北半球温暖期6ka为研究阶段，主要评估轨道参数配置的改变对全球气候造成的影响，而岁差无疑在中全新世和现代日射差异中扮演主要的角色。由于低纬日射发生显著变化，中全新世全球季风区面积及降水都出现一定程度的增加且大多数气候模式有一致性，这种增加主要源自于北半球陆地和南半球海洋季风面积及降水的增加^[38]。在东亚，由于夏季海陆热力对比增强，经向温度梯度减弱，几乎所有模式都能模拟出夏季风强度和面积的增加，表明在轨道日射驱动下不同模式的敏感性类似^[39]。同时，大多数模式也一致模拟出中全新世东亚年均温降低而夏季温度增加^[37]。但在西北太平洋区域，该局地季风更多受到夏季亚洲季风强非绝热加热影响，而在岁差导致的北半球日射高阶段呈现变弱趋势^[40]。与高低日射相比，在不同低纬日射高值阶段亚洲季风可能并不简单呈线性响应，即较大日射高值阶段的亚洲季风并不一定强于较小日射高值阶段^[41]。

除岁差外，斜率的贡献也不可忽视。但由于其较之岁差对夏季日射量大小的影响有限，因此对亚洲夏季风的影响也远不如岁差，且不同模式之间可能存在差异^[42]。虽然尚未发现斜率直接显著影响亚洲夏季风，但其仍可通过控制越赤道的日射梯度作用于热带环流^[43]。斜率还可通过使季风雨带北移从而放大亚洲季风对岁差的响应^[40]。日射除影响亚洲季风强度外，还可显著作用于亚洲季风雨季持续时间，这间接改变了季风总降水量对日射的响应，有助于解释地质记录揭示的复杂区域特征，这种效应还受到全球冰量的显著调制^[44]。图 2a和2b简单展示了岁差和斜率两个参数对于东亚夏季风环流和降水的影响程度，至少耦合气候模式的敏感性试验的结果是，岁差和斜率引发的日射偏高都倾向于加强东亚夏季风环流和华北降水，且岁差的影响要明显大于斜率的贡献。

除了敏感性试验，逐步兴起的瞬变或瞬变加速模拟试验更加直接证明了岁差和斜率对轨道尺度亚洲季风和内陆干旱气候的驱动作用^[45~50]。全新世瞬变模拟显示，受控于当季日射，东亚夏季风和冬季风在全新世轨道尺度上呈现正相关关系^[45]。在亚洲东北部，夏季降水有较大区域差异，存在纬向反相位变化，这可能同受西风影响有关^[48]。干旱区降水则与东部季风区不同，呈反相位或错相位变化，干旱区降水同样受到西风环流的显著影响，且蒸发量对全新世温度变化较为敏感^[47]。除全新世瞬变外，为评估岁差和斜率在气候响应中的相对贡献，还需要进行涵盖多个轨道循环的瞬变试验。如涵盖过去约30万年的加速瞬变试验即直接证明了岁差参数对全球热带季风降水的重要驱动，且北/南半球夏季日射分别决定了北/南半球夏季风强度^[17]，东亚副热带夏季降水在日射强迫下表现为南北反位相变化，这可能同赤道太平洋海温的调控作用有关^{[46, 50]}。中亚干旱区年降水同样具有显著岁差循环，但其更多受制于西风环流控制下的冬季降水变化^[49]。而斜率可调制经向日射梯度使冬季风的斜率周期最为显著^[51]，该控制还可穿过赤道，通过对越赤道气流的影响作用于南太平洋ITCZ摆动，导致澳洲季风降水的区域差异^[52]。

3.1.2 冰量及温室气体

全球冰量变化是另外一个驱动轨道尺度亚洲气候的重要强迫因子，其主要表现为10万年周期的冰期-间冰期旋回，冰量强迫并不仅指北半球大冰盖本身，还包括由于冰量增减导致的海平面升降等，目前应用于古季风模拟的冰量数据主要来自于ICE-5G等数据库^[53]。PMIP的21ka末次冰盛期试验的主要目的即为评估冰盛期阶段北半球大冰盖等的存在对全球气候的影响。对全球季风来说，多模式结果显示季风降水和季风区面积分别有约10 %和5 %的减少，这主要是由冰盖扩张以及二氧化碳减少引发的温度和水汽的降低导致的^[54~56]。在末次冰盛期东亚夏季风多模式间存在一致减弱，但冬季风模式差异较大，由于地表温度的影响冬季风在区域尺度上北方呈现增强趋势而南方为减弱^[55]。区域气候模式同样可以模拟出末次冰盛期夏季风减弱和冬季风增强^[57]。图 2c即显示了末次冰盛期大冰盖等强迫作用下东亚夏季风减弱及华北降水减少等主要特征。但不同规模的冰盖可能对东亚夏季风的影响有所差异，这也与日射配置密切相关，当欧亚大陆冰盖较小时，冰盖可能激发自西向东传输的波列从而加强东亚降水，但冰盖较大时则呈现相反作用^[58]。

虽然敏感性试验显示全球冰量对东亚夏季风的影响显著，但类似于黄土记录显示的东亚夏季风以全球冰量为主要周期波动的现象尚未在瞬变模拟中发现。即使在瞬变模拟中加入10万年冰期旋回强迫，模拟出的亚洲夏季风依然主要受控于岁差驱动的低纬日射，例如，在考虑了全球冰量、轨道日射和温室气体变化的全强迫瞬变试验中，不管是印度季风还是东亚季风依然呈现显著的两万年周期，这与不考虑冰量变化的瞬变试验结果一致，冰量加入的主要作用是改变了亚洲季风对日射的响应幅度^[19]。与夏季风不同，冬季风的10万年周期则在瞬变模拟中得到体现，轨道日射强迫和北半球冰盖对东亚冬季风的影响区域不同，全强迫试验中东亚北方的冬季风具有显著冰量周期，而南方的冬季风具有显著岁差周期，仅考虑日射强迫试验中，东亚北方与南方地区的冬季风均以岁差周期为主导，因此北半球冰盖消长可控制东亚北方地区的冬季风变化^[59]。

温室气体，尤其是二氧化碳温室效应对亚洲气候的影响在现代气候变化框架下已获广泛关注，大量研究聚焦于未来人为排放二氧化碳剧增背景下亚洲季风-干旱环境如何响应^[60]，这里不再赘述。由于冰期-间冰期旋回过程中大气二氧化碳仅有约100 ppm的改变，末次冰盛期二氧化碳浓度的减少虽也可造成亚洲季风及降水一定程度的减弱，但较之北半球大冰盖发展等强迫因子似乎并不显著^[28]。

3.2 气候内部反馈效应

如果我们将日射、冰量等因子视为东亚气候变化的外部强迫，那么在气候系统中会存在一些反馈过程会对某个或某些外强迫的直接影响起到放大/缩小的正/负反馈作用，或者对特定“强迫-响应”过程的位相差异存在调控。已被注意到对日射或冰量直接效应有影响的反馈过程包括海洋^{[5, 61~63]}、植被/土壤^[63~66]、大气沙尘气溶胶^[67~69]、水汽^[70]等。

表层海洋作为季风系统的重要组成部分，至少其热力变化(如海表面温度)对轨道尺度气候变化会产生重要反馈效应。例如，海气耦合试验表明，海洋反馈对中全新世全球季风变化存在明显调制作用，且不同季风区海洋反馈的正负和幅度都有差异，对亚洲季风来说，海洋可能呈现一定的负反馈效应，尽管总的日射影响依然使亚洲季风增强^[71]。海洋对东亚季风的负反馈似乎已得到共识，东亚夏季风及降水在海洋过程的调制下都呈现不同程度的削弱^{[63, 71~72]}，但对印度季风的响应目前不同研究还存在争议^[71~72]。依据南半球潜热假说，南半球海洋可通过释放潜热等作用于亚洲季风，导致岁差尺度上亚洲季风相位明显滞后于北半球夏季日射^[23]。除了夏季，海洋反馈还可以一定程度上增加中全新世东亚的秋冬季降水^[63]。

植被/土壤可通过改变地表反照率和蒸散过程等反馈于全球季风，对植被/土壤反馈的模拟评估同样集中在中全新世暖期。植被反馈通常被认为可以放大热带季风降水对于中全新世日射改变的响应幅度，但不同区域和季节存在差异^[73]。在中国东部，考虑植被和土壤变化后，中全新世夏季降水增加幅度从仅有日射情况下的约20 %增加到约30 %，更接近地质资料重建的增幅^[65]。北非季风对日射的响应同样受到植被/土壤的调制^[74]，但不论是东亚还是北非，植被反馈较之海洋反馈都偏弱^{[63, 74]}。除幅度外，植被生长过程对气温的滞后响应还可导致岁差和斜率尺度上季风降水对日射变化响应的相位差发生显著滞后^[75]。敏感性试验表明，季风对地表反照率改变更加敏感，但对蒸散过程响应有限^[76]。

沙尘是大气自然气溶胶的重要组分，其可通过直接、间接、积雪、生物地球化学等效应对全球及区域气候产生作用。尤其在末次冰盛期，黄土等风成沉积记录表明此时亚洲大气沙尘浓度可能为现今的数倍^[77~78]，如此高浓度沙尘势必造成极大的辐射强迫^[79]。尽管现代沙尘的直接辐射效应对东亚季风影响有限，但在末次冰盛期，由于冷干气候等原因，新的沙尘源区出现在中亚北部及俄罗斯东北部等西风控制区^{[69, 80]}，这些源区排放的沙尘导致地表变冷，对底层西风环流产生扰动，该扰动被积雪反照率反馈显著放大，最终使西风环流出现类似波列形态的改变，在东亚显著削弱东亚夏季风环流及降水^[81]。不仅如此，末次冰盛期沙尘沉降在积雪表面，降低积雪反照率，导致冰盛期亚洲北部无法产生冰盖^[82]，还可能通过其铁肥效应促进海洋生产力进而改变碳循环及大气二氧化碳^[83]。中全新世尽管沙尘相对较少，其直接辐射效应对全新世温度以及北非降水等都有较为明显的影响^{[68, 84~85]}。

3.3 西风-季风协同变化

除低层夏季风环流外，东亚气候变化还受到对流层高层西风急流的协同作用，即东亚地区夏季降水的季节性差异与西风急流相对青藏高原位置的径向摆动密切相关^[86~87]。例如，由于西风环流南支急流北跳时间的提前，导致我国长江中下游地区提前进入梅雨期^[87]。基于此，有观点认为东亚地区古气候变化也可能存在相同模式，雨季发展受到西风急流北移的季节性差异控制^[86]。数值模拟结果进一步揭示在早中全新世，由于北半球夏季太阳辐射增加导致的高低纬温度梯度差异减小引起西风环流向北推进时间的提前，从而促发了梅雨期以及梅雨期向夏季降水转变时间的提前，最终导致长江中下游地区梅雨期降水减少以及我国北方降水增加；而晚全新世则呈相反模式^[88]。这一结果与An等^[89]提出的东亚季风区全新世最适宜期具有显著的穿时性特征相吻合：中国北方最适宜期发生在早全新世，长江中下游地区发生在中全新世，而华南地区则在晚全新世。近来石笋记录也揭示西风环流可通过影响东亚地区梅雨期时间的长短来调控我国中东部地区降水变化的区域性差异^[90]。西风环流不仅通过改变其相对青藏高原位置来调控全新世东亚降水变化，还可能通过改变急流轴方向来影响我国不同地区降水格局^[91]。因此，在研究中纬西风环流与东亚夏季风的关系时，不仅要考虑其位置的变化，其强度的作用亦不可忽视。

4 问题与展望

综上所述，尽管轨道尺度亚洲气候的模拟研究在近十数年获得显著进展，但尚未对已有地质记录展示出的亚洲季风或干旱气候演化的时空特征给出较为完备的机理解释，这也极大制约了我们对该尺度亚洲气候演化机理及动力学的全面认识。这些不足主要体现在以下方面：

(1) 亟须促进数值模拟同地质重建序列之间的直接定量对比。目前已有的研究大都仍局限于模拟变量同地质记录的定性对比，受限于记录指标古气候含义的不确定性，无法将指标本身同模拟变量直接定量联系。而随着多种新代用指标可用于定量重建模式可模拟的温度降水^[92~93]，且气候模式也将同位素、沙尘等模块纳入其中实现对记录中同位素及风尘通量等的模拟^{[50, 80]}，创造了诸多条件可用于二者的定量对比，尤其是在轨道瞬变试验中，更可实现模拟序列与重建序列完美结合；

(2) 高低纬/半球间相互作用过程对轨道尺度亚洲气候演化的影响机理仍不明朗。例如作为高纬驱动因子的冰量和低纬驱动因子的日射，其二者耦合关系如何？究竟是单一因子控制东亚季风还是二者共同作用而存在区域差异？斜率虽然对低纬日射影响有限，但其在高纬日射变化中具有不可忽视的贡献，其是否会通过影响西风等中高纬过程进而作用于东亚季风？南半球极地及海洋是否可以通过驱动越赤道气流等对东亚季风演化产生影响？对这些动力过程的认识仍较有限；

(3) 气候变化作为一个多圈层共同作用下的结果，除大气本身外，海洋、植被、冰雪等圈层同样对气候有重要反馈，轨道尺度亦是如此。对于亚洲气候来说，除日射、冰量、温室气体等直接强迫外，诸如典型洋区海表温度、欧亚大陆积雪、青藏高原陆表及植被、沙尘气溶胶等无疑都应对亚洲气候演化具有一定程度的反馈影响。但目前这些反馈对直接强迫的响应敏感性如何，反馈效应显著与否，过程与机制怎样，并没有被细致评估；

(4) 轨道尺度亚洲气候变化并不仅仅局限于该时间尺度自身，由于气候的多尺度叠加特征，轨道尺度气候变化往往受到了更长时间尺度气候的调制，其本身也可调制较短时间尺度的气候变率。事实上，已有研究也已发现此类现象的存在，如东亚季风对于岁差和斜率的响应幅度被青藏高原隆升这一构造强迫所增强^[94]，季风的千年尺度事件变率也可能受到轨道日射量大小的调制^[35]等。这种多时间尺度气候相互作用机制如何，也是未来亟需探索的重要问题之一。

致谢: 感谢两位审稿人评论意见对本文的有益改进。