2020, Vol.40
2 Alfred Wegener Institute Helmholtz Center for Polar and Marine Research, Bremerhaven D27570, Germany;
3 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101)
季风(Monsoon)是大气环流中季节变化最显著的环流系统，是全球气候系统的一个重要组成部分，受季风气候影响的区域约占全球陆地总面积的25 %，其变化可以影响全球气候系统[1]。因此，在大气科学和气候学研究中，季风研究一直备受关注。季风活动异常往往会引起干旱、洪涝和其他极端天气、气候事件。同时，季风区也是全球大气运动能量和水汽的主要供应地，全球其他地区许多重要的天气、气候现象的发生也都与季风活动密切相关。并且，全球约70 %以上的人口生活在季风区[1]，季风活动对这些国家、地区的国民经济、文化、社会及生存环境具有举足轻重的作用。因此，研究季风的机制不仅仅是认识全球大气运动及气候变化的关键，而且对于防灾、减灾有重要指导作用，对社会可持续性发展意义重大[2~3]。
东亚夏季风(East Asian Summer Monsoon)是全球气候系统的重要组成部分，在中国气候中发挥着至关重要的作用，为中国南方提供了约40 % ~50 % (北方60 % ~70 %)年平均降水量[4~5]，我国的大部分地区特别是华东地区，几乎全年受到季风的影响。在季风环流带来充沛降水，为工业、农业发展和人民生活提供所必需的水资源的同时，其异常活动，例如伴随着季风的强弱变化而出现的洪涝灾害和旱灾，不但危及人民群众的生命安全，也造成了国家和群众财产的重大损失[6]。在2020年1月12日中国应急管理部发布的“2019年全国十大自然灾害”中，大部分灾害都与季风活动异常有关[7]；据央视新闻报道，截至2020年7月9日，南方洪涝灾害共造成3020万人次受灾，国民经济损失达617.9亿元[8]。所以，进一步加强对东亚夏季风的研究，更清楚地揭示东亚夏季风的进退、强弱变化与我国季风区干旱、洪涝灾害的关系，对提高旱涝灾害预报质量有着重要的意义[9]。关于东亚夏季风对我国夏季旱涝的影响，前人工作重点主要放在夏季风影响更直接更显著的南方地区，由于我国北方大部分地区属于干旱、半干旱地区，且位于东亚夏季风作用的北部边缘地带，受东亚夏季风影响也相对较弱，因此受关注的程度和研究相对较少，但这并不代表东亚夏季风对我国北方地区的影响不重要，已有研究表明，很多自然灾害，特别是旱涝的发生与这条季风北界的位置变化有关[10~11]。目前关于东亚夏季风北界的研究主要分为两类：一类是从气团角度出发，认为东亚夏季风北缘是来自低纬度地区的夏季风暖湿气团与北方的干冷气团直接相互作用的北界，如施尚文和巢俊民[12]、朱乾根和杨松[13]分别利用假相当位温线和露点线来探讨东亚夏季风边界；王安宇等[14]综合考虑气团暖湿程度和风向来确定东亚夏季风边界。另一类主要是从降水角度出发，关注东亚夏季风降水随季节向北推进的过程，如Chen等[15]将夏季(5~9月)2 mm/天等降水线作为东亚夏季风的新指标来刻画中国东亚夏季风的北界；姜江等[16]利用Wang等[17]定义的季风区(即夏季减去冬季降水率超过2 mm/天且夏季降水超过全年降水55 %的区域)的北界作为东亚夏季风的北界；也有研究将4 mm[18~19]、5 mm[20]和6 mm[21]日降水量等雨量线推进所能到达的最北位置定义为东亚夏季风的最北边缘线，并指出位于黄河上游到华北北部的最北降水线密集带为气候上的夏季风最北界。并且其边缘带附近的夏季降水变率较大，降水量与季风强度和季风到达的边缘位置关系密切，季风北界偏北，则雨带偏北，西北和华北降水偏多[22]。因此，研究北界位置变化对揭示东亚夏季风的进退和强弱变化以及与我国季风区旱涝的关系具有重大意义。
但以上研究多关注于东亚夏季风在当代[16, 23]或未来[24~25]的变化情况或是利用代用资料来重建区域东亚夏季风变化情况，对过去间冰期东亚夏季风气候变化特征的研究不多。过去的间冰期在古气候研究中具有至关重要的作用。研究历史暖期的季风演变特征，有助于理解自然变率下季风演变的机理，评估地球系统对不同强迫的敏感性和反馈作用，为理解和预估现代及未来情景下季风演化提供理论指导[26]。有学者对过去800 ka(1 ka=1000 a)以来的间冰期暖期进行了气候模拟的研究，如Yin和Berger[27~28]采用LOVECLIM模式对800 ka以来的9个间冰期最暖期进行了气候模拟，探讨了不同太阳辐射和CO2浓度对间冰期最暖期气候的影响；但他们认为间冰期最暖期应对应北半球夏季最大日射量最高，即岁差的最小值(北半球夏至太阳辐射最大值)和地球斜率的最大值，同时CO2浓度应达到最大值[27~28]。这样的边界配置虽然可以用来讨论季风系统对间冰期极端暖期的响应，但在实际的气候演变中并不存在。而岁差极小值更是发生在间冰期之前的冰消期，此时全球冰量远多于间冰期暖期。因此，这种试验设计无法反映间冰期真实最暖期的气候状况。
本研究将采取一种新的间冰期暖期的定义——以全球冰量多少[29]、北大西洋千年事件的有无[30]作为判定间冰期达到一个稳定暖期的标准。在我们的定义中，全球冰量应该接近或者达到冰消期以来的最低值，同时无气候突变事件的发生，据此我们定义了11个稳定的间冰期暖期[30](表 1)。与轨道参数[31]和温室气体(GHGs)[32~35]相比，冰量重建存在很多不确定性；前两者对间冰期暖期季风系统的影响要远远高于后者。因此，为避免冰量不确定性对季风北界的可能潜在影响，试验中只考虑轨道参数[31]和温室气体(GHGs)[32~35]变化的影响，以此研究间冰期暖期东亚夏季风区的气候特征。
|
表 1 间冰期气候模拟实验的参数设定* Table 1 The boundary conditions of Interglacial Experiments |
本研究采用德国马克斯·普朗克研究所(Max Planck Institute)开发的COSMOS地球系统模式(ECHAM5/JSBACH/MPIOM)开展了800 ka以来不同间冰期的气候模拟试验，相关参数设定见表 1。该模式由大气模式(ECHAM5)、海洋动力模式(MPI-OM)、陆地植被模式(JSBACH)组成。该模式的大气模块垂直方向19层，水平方向96×48个网格，水平分辨率3.75°×3.75°，海洋模块垂直方向40层，水平分辨率3.0°×1.8°。关于模式的详细介绍，可参考Stepanek和Lohmann[36]的研究。每个实验积分3000年，并取最后100年的气候平均代表对应的间冰期气候态。
1.2 数据 1.2.1 模拟数据本研究采用COSMOS模式进行的11个间冰期模拟试验(Interglacial Experiments，简称IG)和工业革命前期试验(Pre-industrial Control Experiment)的输出结果进行分析。
1.2.2 观测数据本文采用英国东英吉利大学气候研究中心第4版(Climate Research Unit TS v4.04，后文简称CRU)1901~1930年空间分辨率为0.5°×0.5°的降水资料[37]对模拟结果进行评估。
为了研究不同间冰期、PI(Pre-industrial，简称PI)时期以及现代时期的东亚夏季风北界位置，本文采用全球降水气候学中心[38](GPCP)和美国气候预测中心1981~2010年的降水综合分析资料[39](CMAP)，这两套数据的空间分辨率为2.5°×2.5°。为了降低两套降水数据的不确定性，本文将这两套数据(后文简称GPCP-CMAP)做算术平均后进行对比研究。
1.3 方法 1.3.1 东亚夏季风边界定义关于东亚夏季风边界的定义有很多，如富元海和刘宣飞[40]用湿润指数-20线、曾剑等[41]用多年平均过程透雨量(20 mm)来确定东亚夏季风北界的位置；还有部分学者采用日分辨率[18~19, 21]、候分辨率[20]和月分辨率[15~16]的降水资料来确定季风北界的位置。若采用关于全球季风区的定义[42~43]来确定东亚夏季风区的范围，会与实际的东亚夏季风范围存在较大的出入，如位于中国东南部的一些区域被认为不属于季风区，但事实上，这些区域夏季受到来自南海的西南季风的影响，属于典型的东亚季风气候；而Chen等[15]所定义的东亚夏季风北界指标更符合实际的季风区分布[44]；同时由于COSMOS模式数据输出时间分辨率的限制，故本文采用Chen等[15]的东亚夏季风北界的定义，即夏季(5~9月)2 mm/天等降水线作为东亚夏季风的北界。
1.3.2 模式评估为了验证COSMOS试验结果的合理性，本文采用CRU降水数据来对比评估。由于模式数据与观测数据的分辨率不同，在对比之前，将CRU的降水数据插值到COSMOS模拟数据的格点上。图 1给出了模拟和观测的夏季平均降水率。由图 1可知，模拟与观测数据的平均降水空间分布比较相似，二者的空间相关系数达0.965，说明COSMOS模式模拟能较好的再现中国夏季降水的主要分布特征。
|
图 1 COSMOS模拟的PI时期(a)与CRU的观测数据(1901~1930年，b)夏季(MJJAS)降水率的对比(单位：mm/day) Fig. 1 Comparison of summer(MJJAS)mean precipitation between COSMOS simulation(PI, a)and CRU dataset(1901~1930, b)(units: mm/day) |
如图 2所示，MIS1、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS13.1、MIS15.1、MIS17时期与PI时期地表温度的差异模态比较相似，即东亚中高纬地区温度升高，低纬地区温度降低，增降温幅度大约都在0.5~2.0 ℃以内；MIS15.5和MIS19.3时期与PI时期地表温度的差异模态比较相似，亚洲大陆地表温度整体分别降低0.5~2.5 ℃、0.5~1.5 ℃；MIS5.5、MIS11.3时期，除了南亚东北部温度降低0.5~1.0 ℃以外，东亚大陆整体温度升高1.5~3.0 ℃、0.5~1.5 ℃。
|
图 2 不同间冰期与PI时期的夏季地表气温异常(单位：℃)，黑点表示通过了0.05的显著性检验 Fig. 2 Summer mean surface air temperature anomalies between different interglacial periods and Pre-industrial period(units:℃)the black dots indicate significance at the level of 0.05 |
由于800 ka以来的间冰期的轨道参数以及GHGs浓度的不同，因而导致了这些时期东亚地区地表的温度产生了差异，其中岁差p=e×sin(π+ω)，ω是近日点的经度，这里定义为从春分到近日点的角度，以度为单位[31, 45]。偏心率越大，岁差变幅越大，当岁差小越时，北半球夏季接收到太阳辐射就越多；倾角会影响极圈所处的纬度，倾角越大，北半球高纬地区夏季接收到的太阳辐射就越多[28]。
如图 3和表 1所示，CO2浓度PI时期最大(280 ppmv)，MIS17时期最小(238.9 ppmv)；MIS7.3、MIS1、MIS15.1、MIS9.3、MIS17、MIS13.1、MIS19.3、MIS5.5时期的倾角(降序排列)大于PI时期(23.446°)，MIS11.3、MIS15.5和MIS7.5时期倾角小于PI时期，其中MIS7.3(24.309°)和MIS7.5(22.686°)分别为倾角的最大和最小值时期；11个间冰期的偏心率都大于PI时期(0.017)，其中MIS7.3时期的偏心率最大(0.049)，约为PI时期的3倍；MIS9.3、MIS1、MIS13.1、MIS11.3、MIS7.3、MIS7.5、MIS15.1、MIS17、MIS5.5时期的岁差(降序排列)小于PI时期(0.0166)，MIS15.5和MIS19.3时期岁差大于PI时期，其中MIS15.5 (0.0417)和MIS5.5(-0.0353)分别为岁差的最大和最小值时期。
|
图 3
不同间冰期与PI时期的岁差(■)、倾角(    |
MIS9.3、MIS1、MIS13.1、MIS11.3、MIS7.3、MIS7.5、MIS15.1、MIS17、MIS5.5时期岁差都小于PI时期，北半球夏季接收到的太阳辐射多于PI时期，其中MIS7.3、MIS1、MIS15.1、MIS9.3、MIS17、MIS13.1时期的倾角大于PI时期，因此夏季太阳直射点会落在北半球纬度较高的地区，因而PI时期相比MIS7.3、MIS1、MIS15.1、MIS9.3、MIS17、MIS13.1时期，夏季低纬地区相对接收到更多的太阳辐射，所以造成了夏季中高纬地区温度升高，低纬地区温度降低，呈反相模态。
MIS5.5、MIS11.3时期，如图 3所示，它们的CO2浓度和倾角与PI时期相差不大，但是两个时期的岁差(pMIS5.5=-0.0353、pMIS11.3=-0.0049)都小于PI时期(pPI=0.0166)，因此MIS5.5、MIS11.3时期北半球夏季接收到的太阳辐射多于PI时期，从而导致东亚地区夏季普遍升温。
MIS15.5(pMIS15.5=0.0471)和MIS19.3(pMIS19.3=0.0196)时期相对于PI时期(pPI=0.0166)岁差较大，而导致北半球夏季接收到的太阳辐射相对较少，并且CO2浓度(CO2MIS15.5=258.6 ppmv、CO2MIS19.3=254 ppmv)也小于PI时期(CO2PI=280 ppmv)，因此导致MIS15.5和MIS19.3时期夏季普遍降温；由于MIS15.5(eMIS15.5=0.048)时期的偏心率是PI时期(ePI=0.017)的3倍，并且倾角比PI时期的小，导致MIS15.5的季节性更强，北半球高纬地区夏季接收到的太阳辐射更少，所以导致中高纬地区降温幅度大。
就中国降水而言，如图 4所示，除MIS15.5全国降水普遍减少外，其余时期中国北方降水普遍增多。MIS1、MIS 5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS15.1时期，除局部地区外，中国降水普遍增多；MIS13.1、MIS17、MIS19.3中国北方降水增多而南方降水减少。MIS1、MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS11.3、MIS13.1、MIS15.1、MIS15.5、MIS17时期，印度大部分区域降水与我国北方降水变化模态一致。
|
图 4 不同间冰期(紫色)与PI时期(蓝色)的500 hPa位势高度5880 gpm等高线以及夏季降水异常 (单位：mm/day，阴影部分)，黑点表示通过了0.05的显著性检验 Fig. 4 The 5880 gpm contour lines of 500 hPa geopotential height-for the different interglacial periods(purple)and pre-industrial period(blue), together with summer mean precipitation anomalies between different interglacial periods and Pre-industrial period (units: mm/day, shading), the black dots indicate significance at the level of 0.05 |
根据Chen等[15]的定义，系统的分析了11个间冰期、PI时期以及现代时期的东亚夏季风北界位置，如图 5所示，所有时期的东亚夏季风北界都是东北西南走向，基于GPCP和CMAP数据得到的现代(1981~2010年)东亚夏季风北界相对于PI时期，整体向东南方向移动(移动幅度为约17.9~342.9 km)，季风范围向东南方向缩小；11个不同间冰期与PI时期相比，MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS15.1、MIS17向西北移动的幅度较大(移动幅度分别为约0~154.6 km、约49.8~153.9 km、约30.8~ 132.6 km、约32.4~144.3 km、约0~146.4 km)，季风区范围扩张幅度较大，MIS1、MIS9.3、MIS11.3、MIS13.1、MIS19.3向西北移动的幅度较小(移动幅度分别为约18.4~107.6 km、约12.5~113.1 km、约3.0~79.3 km、约9.8~73.4 km)，季风区范围扩张幅度较小；其中MIS5.5、MIS19.3分别是东亚季风北界向西北移动、季风区范围扩张幅度最大和最小的时期。整体来看，除了MIS15.5时期东亚夏季风北界明显南移(移动幅度为约0~298.5 km)，季风区范围缩小，其他间冰期时期的季风北界都向西北移动，并且季风区范围向西北方向扩张。
|
图 5 不同间冰期(红色)、PI(绿色)时期和现代(1981~2010年，紫色)东亚夏季风北界和 季风区夏季降水率(单位：mm/day，阴影部分) Fig. 5 The north boundary of the East Asian Summer Monsoon for the different interglacial periods(red), pre-industrial period(green), and the present day(1981~2010, purple), together with summer precipitation rate of the EASM domain(units: mm/day, shading) |
东亚夏季风包括热带和副热带季风，东亚夏季风北界受到东亚副热带夏季风的影响。副热带季风体系中最重要的成员是西太平洋副热带高压(西太副高)和南印度洋高压(马斯克林高压)，西太副高主要影响东亚副热带夏季风的位置和强度[46~47]。西太副高的位置变化与东亚夏季风及东亚夏季风雨带有着密切关联，特别是副高位置的东西向和南北向进退直接影响着东亚夏季风的建立和季风北界的位置。研究表明，西太副高的北移和西伸会促使季风雨带向西北移动，中国北方的降水也会相应增加[48]。
由于海陆热力差会影响季风的强弱，为进一步探讨不同间冰期阶段东亚夏季风的变化特征，本文计算了这11个不同间冰期与PI时期之间的850 hPa夏季风异常，如图 6所示，MIS1、MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS13.1、MIS15.1、MIS17的夏季850 hPa风差异场模态比较一致，9个间冰期在西北太平洋区域都存在异常反气旋，并且与西太副高相关的东南风异常向北延伸至40°N，该地区南风增强，意味着更多来自海洋的水汽输送到北方；而MIS15.5时期，在西北太平洋区域存在异常气旋；MIS19.3时期风场差异模态变化不太明显。说明在上述9个间冰期时期，西太副高增强，MIS15.5时期，西太副高减弱，MIS19.3时期西太副高变化不太显著。因此MIS1、MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS13.1、MIS15.1、MIS17时期的东亚夏季风增强，季风北界向西北移动。由于MIS15.5时期的CO2浓度低于PI时期，MIS15.5虽然偏心率是PI的3倍，但近日点的经度和倾角变化不大，使得该时期季节性增强而夏季接收到更少的太阳辐射，海陆热力差异减弱，导致季风减弱，所以东亚夏季风减弱，季风北界南移；MIS19.3时期除了CO2浓度相比PI时期降低，使得温度整体降低，但是轨道参数变化不大，导致海陆热力差异变化不大，所以季风强度变化不大，季风北界略微向西北方向移动，但位置基本不变。
|
图 6 不同间冰期与PI时期的850 hPa风异常(a~k，单位：m/s)和PI时期夏季平均的850 hPa风场以及PI时期的500 hPa位势高度5880 gpm等高线(蓝色线) (l) (a~k)中紫色和蓝色线分别代表不同间冰期与PI时期的500 hPa位势高度5880 gpm等高线，蓝色箭头表示通过了0.05的显著性检验 Fig. 6 The wind anomalies at 850 hPa between different interglacial periods and pre-industrial period(figure a~k, units: m/s). The purple and blue lines respectively represent the 5880 gpm contour lines of 500 hPa geopotential height of different interglacial and PI periods, the blue arrows indicate significance at the level of 0.05. Figure l is summer wind field(units: m/s)at 850 hPa for the PI period, together with the 5880 gpm contour lines of 500 hPa geopotential height(blue line) |
西太副高的位置通常是用500 hPa的位势高度测算，本研究通过标注5880 gpm等高线来刻画西太副高的位置[49~51]。从图 6可以看出，MIS1、MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS13.1、MIS15.1、MIS17时期的西太副高位置相比PI时期都北上，而MIS15.5和MIS19.3时期西太副高位置南下。这是由于MIS15.5和MIS19.3时期CO2浓度和偏心率共同作用使得赤道印度洋-西太平洋海温相比PI时期降低，进而导致哈德利环流(Hadley Circulation)减弱[52]，因此副高减弱南下。
进一步研究发现(如图 2)，MIS1、MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS13.1、MIS15.1、MIS17的东亚大陆大部分区域夏季温度升高，海陆热力差增强，东亚夏季风显著增强，使得中国东部雨带向西、向北推进，同时，西太副高的位置也比PI时期偏北，而西太副高偏强偏北，有利于冷空气活动位置偏北和东亚东部西南暖湿气流向北推进[53]，因而导致中国北方降水增多，季风北界北移。
模式的模拟结果与地质资料记录的东亚夏季风强度变化相一致。地质资料记录的东亚夏季风强度自800 ka以来变化明显，其中在MIS17和MIS15.1前后，东亚夏季风强度增强[54~56]；Cheng等[57]通过重建的640 ka以来的洞穴石笋氧同位素记录表明，在MIS15.5时期东亚夏季风强度弱，在此之后的MIS1、MIS5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS13.1、MIS15.1时期东亚夏季风强度增强；并且有大量的地质记录表明在中全新世期间(MIS1)，气候较现在温暖潮湿[58~62]，且东亚夏季风强度强于PI时期，如Chen等[63]利用公海的沉积物重建了东亚夏季风强度，得出MIS1季风强度强于PI时期。上述的结果进一步证明，利用COSMOS模拟出的自800 ka以来东亚夏季风强度的变化，其结果是可靠的。
3 结论本文利用COSMOS地球系统模式开展的800 ka以来11个间冰期和PI时期气候模拟的试验结果，分析了东亚地区的气候变化情况、东亚夏季风季风北界的变化特征及其成因，主要结论如下：
(1) 800 ka以来11个间冰期的温度相对于PI时期东亚地区的温度变化不尽相同，这是轨道参数以及GHGs浓度的不同引起的。
(2) 相对于PI时期，除MIS15.5在全国降水普遍减少外，其余时期在中国北方降水普遍增多。MIS1、MIS 5.5、MIS7.3、MIS7.5、MIS9.3、MIS11.3、MIS15.1时期，除局部地区外，中国降水普遍增多；MIS13.1、MIS17、MIS19.3在中国北方降水增多而南方降水减少。
(3) 11个间冰期时相对于PI时期的季风北界除了在MIS15.5时期南移(约0~298.5 km)以及MIS19.3未发生显著变化以外，其余间冰期的夏季风北界均沿西北方向移动(约0~155.6 km)；季风区范围同季风北界变化一致，除MIS15.5时期向南减少外，另外10个间冰期的季风范围向西北方向扩张。该变化源于轨道参数和GHGs的共同作用，岁差越小(大)北半球夏季接收到的太阳辐射就越多(少)；倾角越大(小)，北半球高纬地区夏季接收到的太阳辐射多(少)；偏心率越大(小)季节性就越强(弱)；GHGs浓度越高(低)，温度越高(低)；因此导致海陆之间的感热作用增强(减弱)，西太副高的位置北(南)移导致季风强度增强(减弱)、季风北界向西北(东南)方向移动。以上的模拟结果与季风区内的地质记录结果基本相符。
上述结论只是对COSMOS模拟试验结果的初步分析，关于800 ka以来的11个不同间冰期在不同轨道强迫和温室气体强迫对东亚夏季风北界的影响机理还需要进一步分析研究。
致谢: 感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师提供的宝贵意见；感谢兰州大学超算中心提供技术和硬件支持。
| [1] |
World Climate Research Programme. The World Climate Research Programme Implementation Plan 2010-2015[M]. Geneva: World Climate Research Programme, 2009: 33.
|
| [2] |
An Zhisheng, Wu Guoxiong, Li Jianping, et al. Global monsoon dynamics and climate change[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2015, 43(1): 29-77. DOI:10.1146/annurev-earth-060313-054623 |
| [3] |
Sperber K R, Annamalai H, Kang I S, et al. The Asian summer monsoon:An intercomparison of CMIP5 vs. CMIP3 simulations of the late 20th century[J]. Climate Dynamics, 2013, 41(9-10): 2711-2744. DOI:10.1007/s00382-012-1607-6 |
| [4] |
Song Fengfei, Zhou Tianjun, Qian Yun. Responses of East Asian summer monsoon to natural and anthropogenic forcings in the 17 latest CMIP5 models[J]. Geophysical Research Letters, 2014, 41(2): 596-603. DOI:10.1002/2013GL058705 |
| [5] |
Lei Yonghui, Hoskins Brian, Slingo Julia. Exploring the interplay between natural decadal variability and anthropogenic climate change in summer rainfall over China. Part Ⅰ:Observational evidence[J]. Journal of Climate, 2011, 24(17): 4584-4599. DOI:10.1175/2010JCLI3794.1 |
| [6] |
中国气象局. 中国气象灾害年鉴(2016)[M]. 北京: 气象出版社, 2016: 1-211. China Meteorological Administration. China Meteorological Disaster Yearbook(2016)[M]. Beijing: China Meteorological Press, 2016: 1-211. |
| [7] |
Ministry of Emergency Management of the People's Republic of China.MEM Announces "Ten Natural Disasters in 2019"[EB/OL]. 2020-01-12, https://www.mem.gov.cn/xw/bndt/202001/t20200112_343410.shtml.
|
| [8] |
CCTV News. 30.2 Million People Were Affected by Floods in the South China[EB/OL]. 2020-07-10, http://m.news.cctv.com/2020/07/10/ARTIRo94o79JXkFo9ynd0Bwa200710.shtml.
|
| [9] |
胡豪然, 钱维宏. 东亚夏季风北边缘的确认[J]. 自然科学进展, 2007, 17(1): 57-65. Hu Haoran, Qian Weihong. Confirmation of the north edge of East Asian summer monsoon[J]. Progress in Natural Science, 2007, 17(1): 57-65. |
| [10] |
黄荣辉, 周连童. 我国重大气候灾害特征、形成机理和预测研究[J]. 自然灾害学报, 2002, 11(1): 1-9. Huang Ronghui, Zhou Liantong. Research on the characteristics, formation mechanism and prediction of severe climatic disasters in China[J]. Journal of Natural Disasters, 2002, 11(1): 1-9. |
| [11] |
史正涛. 中国季风边缘带自然灾害的区域特征[J]. 干旱区资源与环境, 1996, 10(4): 1-7. Shi Zhengtao. Regional characters of natural disaster in marginal monsoon belt of China[J]. Journal of Arid Land Resources and Environment, 1996, 10(4): 1-7. |
| [12] |
施尚文, 巢俊民.全国热带夏季风学术会议文集: 1981[C].昆明: 云南人民出版社, 1983: 230. Shi Shangwen, Chao Junmin. Proceedings of the National Conference on Tropical Summer Monsoon: 1981[C]. Kunming: Yunnan People's Publishing House, 1983: 230. |
| [13] |
朱乾根, 杨松. 东亚副热带季风的北进及其低频振荡[J]. 南京气象学院学报, 1989, 12(3): 249-258. Zhu Qiangen, Yang Song. The northward advance and oscillation of the East-Asian summer monsoon[J]. Journal of Nanjing Institute of Meteorology, 1989, 12(3): 249-258. |
| [14] |
王安宇, 吴池胜, 林文实, 等. 关于我国东部夏季风进退的定义[J]. 高原气象, 1999, 18(3): 400-408. Wang Anyu, Wu Chisheng, Lin Wenshi, et al. The definition of the advance and retreat of the summer monsoon in China[J]. Plateau Meteorology, 1999, 18(3): 400-408. |
| [15] |
Chen Jie, Huang Wei, Jin Liya, et al. A climatological northern boundary index for the East Asian summer monsoon and its interannual variability[J]. Science China:Earth Sciences, 2018, 61(1): 13-22. DOI:10.1007/s11430-017-9122-x |
| [16] |
姜江, 姜大膀, 林一骅. 1961-2009年中国季风区范围和季风降水变化[J]. 大气科学, 2015, 39(4): 722-730. Jiang Jiang, Jiang Dabang, Lin Yihua. Monsoon area and precipitation over China for 1961-2009[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences, 2015, 39(4): 722-730. |
| [17] |
Wang Bin, Liu Jian, Kim Hyung-Jin, et al. Recent change of the global monsoon precipitation(1979-2008)[J]. Climate Dynamics, 2012, 39(5): 1123-1135. DOI:10.1007/s00382-011-1266-z |
| [18] |
Qian Weihong, Lee Dong-Kyou. Seasonal march of Asian summer monsoon[J]. International Journal of Climatology, 2000, 20(11): 1371-1386. DOI:10.1002/1097-0088(200009)20:11<1371::AID-JOC538>3.0.CO;2-V |
| [19] |
Qian Weihong, Lin Xiang, Zhu Yafen, et al. Climatic regime shift and decadal anomalous events in China[J]. Climatic Change, 2007, 84(2): 167-189. DOI:10.1007/s10584-006-9234-z |
| [20] |
Wang Bin, Lin Ho. Rainy season of the Asian-Pacific summer monsoon[J]. Journal of Climate, 2002, 15(4): 386-398. DOI:10.1175/1520-0442(2002)015<0386:RSOTAP>2.0.CO;2 |
| [21] |
Qian Weihong, Zhu Yafen. Little Ice Age climate near Beijing, China, inferred from historical and stalagmite records[J]. Quaternary Research, 2002, 57(1): 109-119. DOI:10.1006/qres.2001.2283 |
| [22] |
李春, 韩笑. 东亚夏季风北界与我国夏季降水关系的研究[J]. 高原气象, 2008, 27(2): 325-330. Li Chun, Han Xiao. Relationship of northern boundary of East Asian summer monsoon and summer precipitation in eastern part of China[J]. Plateau Meteorology, 2008, 27(2): 325-330. |
| [23] |
Jin Chunhan, Liu Jian, Wang Bin, et al. Decadal variations of the East Asian summer monsoon forced by 11-year insolation cycle[J]. Journal of Climate, 2019, 32(10): 2735-2745. DOI:10.1175/JCLI-D-18-0288.1 |
| [24] |
姜江, 姜大膀, 林一骅. RCP4.5情景下中国季风区及降水变化预估[J]. 大气科学, 2015, 39(5): 901-910. Jiang Jiang, Jiang Dabang, Lin Yihua. Projection of monsoon area and precipitation in China under the RCP4.5 Scenario[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences, 2015, 39(5): 901-910. |
| [25] |
Lee June-Yi, Wang Bin. Future change of global monsoon in the CMIP5[J]. Climate Dynamics, 2014, 42(1-2): 101-119. DOI:10.1007/s00382-012-1564-0 |
| [26] |
Tzedakis P C, Raynaud D, McManus J F, et al. Interglacial diversity[J]. Nature Geoscience, 2009, 2(11): 751-755. DOI:10.1038/ngeo660 |
| [27] |
Yin Qiuzhen, Berger Andre. Individual contribution of insolation and CO2 to the interglacial climates of the past 800, 000 years[J]. Climate Dynamics, 2012, 38(3-4): 709-724. DOI:10.1007/s00382-011-1013-5 |
| [28] |
Yin Qiuzhen, Berger Andre. Insolation and CO2 contribution to the interglacial climate before and after the Mid-Brunhes Event[J]. Nature Geoscience, 2010, 3(4): 243-246. DOI:10.1038/ngeo771 |
| [29] |
Past Interglacials Working Group of PAGES. Interglacials of the last 800, 000 years[J]. Reviews of Geophysics, 2016, 54(1): 162-219. DOI:10.1002/2015RG000482 |
| [30] |
Barker S, Knorr G, Conn S, et al. Early interglacial legacy of deglacial climate instability[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2019, 34(8): 1455-1475. DOI:10.1029/2019PA003661 |
| [31] |
Berger André L. Long-term variations of daily insolation and Quaternary climatic changes[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 1978, 35(12): 2362-2367. DOI:10.1175/1520-0469(1978)035<2362:LTVODI>2.0.CO;2 |
| [32] |
Lüthi Dieter, Le Floch Martine, Bereiter Bernhard, et al. High-resolution carbon dioxide concentration record 650, 000-800, 000 years before present[J]. Nature, 2008, 453(7193): 379-382. DOI:10.1038/nature06949 |
| [33] |
Loulergue Laetitia, Schilt Adrian, Spahni Renato, et al. Orbital and millennial-scale features of atmospheric CH4 over the past 800, 000 years[J]. Nature, 2008, 453(7193): 383-386. DOI:10.1038/nature06950 |
| [34] |
Schilt Adrian, Baumgartner Matthias, Blunier Thomas, et al. Glacial-interglacial and millennial-scale variations in the atmospheric nitrous oxide concentration during the last 800, 000 years[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(1): 182-192. |
| [35] |
Bereiter B, Eggleston S, Schmitt J, et al. Revision of the EPICA Dome C CO2 record from 800 to 600 kyr before present[J]. Geophysical Research Letters, 2015, 42(2): 542-549. DOI:10.1002/2014GL061957 |
| [36] |
Stepanek Christian, Lohmann Gerrit. Modelling mid-Pliocene climate with COSMOS[J]. Geoscientific Model Development, 2012, 5(5): 1221-1243. DOI:10.5194/gmd-5-1221-2012 |
| [37] |
Harris Ian, Osborn Timothy J, Jones Phil, et al. Version 4 of the CRU TS monthly high-resolution gridded multivariate climate dataset[J]. Scientific Data, 2020, 7(1): 109. DOI:10.1038/s41597-020-0453-3 |
| [38] |
Becker A, Finger P, Meyer-Christoffer A, et al. A description of the global land-surface precipitation data products of the Global Precipitation Climatology Centre with sample applications including centennial(trend)analysis from 1901-present[J]. Earth System Science Data, 2013, 5(1): 71-99. DOI:10.5194/essd-5-71-2013 |
| [39] |
Xie Pingping, Arkin Phillip A. Global precipitation:A 17-year monthly analysis based on gauge observations, satellite estimates, and numerical model outputs[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 1997, 78(11): 2539-2558. DOI:10.1175/1520-0477(1997)078<2539:GPAYMA>2.0.CO;2 |
| [40] |
富元海, 刘宣飞. 中国北方季风边缘区边界位置的年代际变化[J]. 大气科学学报, 2007, 30(1): 94-100. Fu Yuanhai, Liu Xuanfei. Interdecadal fluctuations of the monsoon's boundary zone in the Northern China[J]. Transactions of Atmospheric Sciences, 2007, 30(1): 94-100. |
| [41] |
曾剑, 张强, 王春玲. 东亚夏季风边缘摆动区陆面能量时空分布规律及其与气候环境的关系[J]. 气象学报, 2016, 74(6): 876-888. Zeng Jian, Zhang Qiang, Wang Chunling. Spatial-temporal pattern of surface energy fluxes over the East Asian summer monsoon edge area in China and its relationship with climate[J]. Acta Meteorologica Sinica, 2016, 74(6): 876-888. |
| [42] |
Liu Jian, Wang Bin, Ding Qinghua, et al. Centennial variations of the global monsoon precipitation in the last millennium:Results from ECHO-G Model[J]. Journal of Climate, 2009, 22(9): 2356-2371. DOI:10.1175/2008JCLI2353.1 |
| [43] |
Wang Bin, Kim Hyung-Jin, Kikuchi Kazuyoshi, et al. Diagnostic metrics for evaluation of annual and diurnal cycles[J]. Climate Dynamics, 2011, 37(5-6): 941-955. DOI:10.1007/s00382-010-0877-0 |
| [44] |
Black David E. The rains may be a-comin'[J]. Science, 2002, 297(5581): 528-529. DOI:10.1126/science.1074379 |
| [45] |
Bosmans J H C, Erb M P, Dolan A M, et al. Response of the Asian summer monsoons to idealized precession and obliquity forcing in a set of GCMs[J]. Quaternary Science Reviews, 2018, 188: 121-135. DOI:10.1016/j.quascirev.2018.03.025 |
| [46] |
黄士松, 汤明敏. 论东亚夏季风体系的结构[J]. 气象科学, 1987(3): 1-14. Huang Shisong, Tang Mingmin. On the structure of the summer monsoon regime of East Asia[J]. Journal of the Meteorological Sciences, 1987(3): 1-14. DOI:10.3969/2012jms.00** |
| [47] |
余丹丹, 张韧, 洪梅, 等. 亚洲夏季风系统成员与西太平洋副高的相关特征分析[J]. 热带气象学报, 2007, 23(1): 78-84. Yu Dandan, Zhang Ren, Hong Mei, et al. A characteristic correlation analysis between the Asia summer monsoon memberships and west Pacific Subtropical High[J]. Journal of Tropical Meteorology, 2007, 23(1): 78-84. |
| [48] |
何超, 周天军, 邹立维, 等. 夏季西北太平洋副热带高压的两种年际变率模态[J]. 中国科学:地球科学, 2012, 42(12): 1923-1936. He Chao, Zhou Tianjun, Zou Liwei, et al. Two interannual variability modes of the northwest Pacific Subtropical High in summer[J]. Science China:Earth Sciences, 2012, 42(12): 1923-1936. |
| [49] |
Enomoto Takeshi. Interannual variability of the Bonin high associated with the propagation of rossby waves along the Asian Jet[J]. Journal of the Meteorological Society of Japan Series Ⅱ, 2004, 82(4): 1019-1034. DOI:10.2151/jmsj.2004.1019 |
| [50] |
Liu Yunyun, Li Weijing, Zuo Jinqing, et al. Simulation and Projection of the western Pacific subtropical high in CMIP5 Models[J]. Journal of Meteorological Research, 2014, 28(3): 327-340. DOI:10.1007/s13351-014-3151-2 |
| [51] |
Yan Hongming, Wang Ling. The relationship between east-west movement of subtropical high over northwestern Pacific and precipitation in Southwestern China[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2019, 30(3): 360-375. |
| [52] |
王宁, 张肖剑, 靳立亚. 千年时间尺度南亚高压和西太平洋副热带高压关系的时空变化特征[J]. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1425-1436. Wang Ning, Zhang Xiaojian, Jin Liya. The spatial and temporal variation characteristics of the South Asia high and Western Pacific Subtropical High on millennial time scale[J]. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1425-1436. |
| [53] |
晏红明, 胡娟, 周建琴, 等. 一个新的东亚副热带夏季风指数的定义[J]. 气象学报, 2017, 75(2): 193-210. Yan Hongming, Hu Juan, Zhou Jianqin, et al. Definition of a new East Asian subtropical summer monsoon index[J]. Acta Meteorologica Sinica, 2017, 75(2): 193-210. |
| [54] |
林本海, 刘荣谟. 最近800 ka黄土高原夏季风变迁的稳定同位素证据[J]. 科学通报, 1992, 37(18): 1691-1693. Lin Benhai, Liu Rongmo. Stable isotope evidence for the change of summer monsoon in the Loess Plateau during the last 800 ka[J]. Chinese Science Bulletin, 1992, 37(18): 1691-1693. |
| [55] |
陈骏, 安芷生, 汪永进, 等. 最近800 ka洛川黄土剖面中Rb/Sr分布和古季风变迁[J]. 中国科学(D辑), 1998, 28(6): 498. Chen Jun, An Zhisheng, Wang Yongjin, et al. Distribution of Rb/Sr and paleo-monsoon changes in Luochuan loess section during the recent 800 ka[J]. Science in China(Series D), 1998, 28(6): 498. |
| [56] |
孟先强, 刘连文, 季峻峰. 弱的早更新世间冰期东亚夏季风——来自黄土高原古土壤层中酸溶相元素的证据[J]. 第四纪研究, 2019, 39(4): 789-802. Meng Xianqiang, Liu Lianwen, Ji Junfeng. Weak East Asian summer monsoon during the Early Pleistocene interglacials:Evidence from acetic acid-leachable elements in paleosol layers on the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(4): 789-802. |
| [57] |
Cheng Hai, Edwards R Lawrence, Sinha Ashish, et al. The Asian monsoon over the past 640, 000 years and ice age terminations[J]. Nature, 2017, 534(7609): 640-646. |
| [58] |
Wen Ruilin, Xiao Jule, Fan Jiawei, et al. Pollen evidence for a mid-Holocene East Asian summer monsoon maximum in Northern China[J]. Quaternary Science Reviews, 2017, 176: 29-35. DOI:10.1016/j.quascirev.2017.10.008 |
| [59] |
Wang Na, Jiang Dabang, Lang Xianmei. Mechanisms for spatially inhomogeneous changes in East Asian summer monsoon precipitation during the mid-Holocene[J]. Journal of Climate, 2020, 33(8): 2945-2965. DOI:10.1175/JCLI-D-19-0565.1 |
| [60] |
Wang Yongjin, Cheng Hai, Edwards R Lawrence, et al. Millennial- and orbital-scale changes in the East Asian monsoon over the past 224, 000 years[J]. Nature, 2008, 451(7182): 1090-1093. DOI:10.1038/nature06692 |
| [61] |
黄小忠, 向丽雄, 张恩源, 等. 全新世中期7 ka前后降温事件对中国北方植被生态的影响[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 687-700. Huang Xiaozhong, Xiang Lixiong, Zhang Enyuan, et al. Mid-Holocene cold event at ca.7 ka and its impact on vegetation ecology in Northern China[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 687-700. |
| [62] |
郭飞, 王婷, 刘宇明, 等. 临夏黄土记录的26万年来季风快速变化[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 557-564. Guo Fei, Wang Ting, Liu Yuming, et al. Rapid Asian monsoon changes recorded by loess depositions in Linxia since 260 ka B.P.[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 557-564. |
| [63] |
Chen Fahu, Xu Qinghai, Chen Jianhui, et al. East Asian summer monsoon precipitation variability since the last deglaciation[J]. Scientific Reports, 2015, 5(1): 11186. DOI:10.1038/srep11186 |
2 Alfred Wegener Institute Helmholtz Center for Polar and Marine Research, Bremerhaven D 27570, Germany;
3 CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101)
Abstract
In this work, we employed a fully coupled climate model, COSMOS(ECHAM5/JSBACH/MPIOM), to investigate climate responses in East Asian Summer Monsoon(EASM) regions to warm interglacial periods in the 800 ka. In contrast to previous studies in which peak warm interglacials are defined by highest boreal summer insolation, here we define that an equilibrated warm interglacial is a period with low global ice volume and no existences of millennial-scale climate variability after the preceding deglaciation. Therefore, the defined interglacials are real time intervals, which can be compared with paleoclimate reconstructions directly. Our results show that, compared with the Pre-industrial(PI) period, surface air temperature in most areas of middle-high latitude regions in China is increased, including MIS1, MIS5.5, MIS7.3, MIS7.5, MIS9.3, MIS11.3, MIS13.1, MIS15.1, and MIS17, while cooling is found in the MIS15.5 and MIS19.3. MIS15.5 is characterized by a decrease in precipitation in the Northern China, while an increase is found in the other interglacial periods. In MIS15.5, as a consequence of lower-than-PI summer solar radiation due to eccentricity-modulated precession as well as a low atmospheric CO2 level, the land-sea thermal contrast is weakened, which gives rise to a southward shift of the northern boundary of the EASM. In MIS19.3, similar orbital settings results in slight changes in the land-sea thermal contrast and hence the intensity of the EASM was almost unchanged. In the rest of interglacial periods with higher-than-PI boreal summer insolation, the EASM north boundary migrated northwest, in association with changes in intensity and position of the western Pacific Subtropical High(WPSH). This indicates that changes in boreal summer insolation might via the WPSH modulate northern China precipitation and hence the EASM north boundary.