2020, Vol.40
2 国家科技资源共享服务平台——国家地球系统科学数据中心, 北京 100101;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
东亚是全球最为显著的季风区之一，东亚夏季风通过强盛的偏南气流携带丰沛的热带海洋水汽到达副热带地区并凝结降水，因而东亚夏季风异常与我国夏季降水雨带分布以及旱涝灾害的发生有着密切联系[1]。东亚季风不仅具有明显的年际及年代际变化[2]，而且在地质时期多种时间尺度上也存在着显著的变动[3~4]，其中万年尺度亚洲季风的周期性变动尤为引人瞩目。由于万年尺度的气候变化通常被认为是由于地球轨道参数改变所引起的太阳辐射变化所造成的[5]，因而也被称为轨道尺度气候变化。
迄今为止的大量地质证据记录了东亚季风的轨道尺度气候变化历史。中国黄土沉积是记录东亚古季风气候变化的良好载体，黄土粒度记录表明东亚冬季风变化具有显著10万年周期[6]，黄土磁化率[7~8]、碳同位素[9]和10 Be通量[10]等指标反映的东亚夏季风变化也具有显著10万年周期；而东亚石笋氧同位素记录的夏季风演化则具有显著的2.3万年岁差波段周期[11~12]。大量地质记录均表明第四纪以来的轨道尺度东亚季风变化具有显著的周期性[13~14]，但不同地质记录的主导周期有所差异。黄土记录具有显著10万年周期，暗示着全球冰量变动在轨道尺度东亚夏季风演化过程中的重要作用[8]，而石笋记录变化以2.3万年周期为主导，表明东亚夏季风可能主要受到与岁差相联系的日射变化控制[12]。同时，有证据表明东亚夏季风变化存在一定的区域差异。例如，基于山西公海湖泊沉积中的花粉[15]和湖北大九湖泥炭记录[16]重建的东亚降水显示，全新世以来东亚北方和南方降水具有反相位变化[17]。
气候模式引入到古气候研究为认识轨道尺度亚洲古季风变化机制提供了有力的工具。早期的古气候模拟主要通过敏感性试验来探讨亚洲季风对地球轨道参数、温室气体和全球冰量等气候强迫因子变化的响应。Kutzbach[18]最早使用三维大气环流模式证实岁差参数变动引起的北半球夏季日射增加能够导致早全新世亚洲季风增强；其后不同的学者[19~21]利用三维气候模式通过各种改变地球轨道参数的模拟试验都表明，地球轨道控制的天文日射变化对亚洲季风演化具有显著的驱动作用。末次冰盛期时的气候模拟[19, 22]显示，北极冰盖的扩张可以削弱亚洲夏季风，说明全球冰量变动在东亚洲季风演化过程中也扮演着重要角色。近年来随着高性能计算的发展，通过长时间连续积分的瞬变数值模拟在古气候研究中得到越来越多的应用，并在轨道尺度亚洲季风变化研究中取得了令人瞩目的进展[23~24]。仅考虑轨道强迫的长期瞬变模拟[25~27]研究发现，东亚夏季风具有显著的2.3万年岁差波段周期，且与北半球6月日射接近同相位变化，由此认为轨道尺度东亚夏季风主要受岁差主导的北半球夏季日射控制，这一模拟结果也得到东亚石笋记录[11~12]的支持。简化气候模式通过同时包含轨道参数、温室气体和全球冰量变化的长期瞬变模拟研究也指出，东亚夏季风显著响应于轨道强迫的2.3万年岁差波段日射变化，并无表现出明显的10万年冰期旋回周期[28]。利用三维气候模式完成的末次冰盛期以来包含全球冰量变化的全强迫瞬变模拟试验亦表明东亚夏季风变化与北半球夏季日射变化一致[29]。此外，基于长时间尺度的瞬变模拟研究[30]发现，轨道日射强迫通过调控厄尔尼诺-南方涛动(El Niño -Southern Oscillation，简称ENSO)变率能导致东亚北方和南方夏季降水反相位变化。
目前地质气候记录和数值模拟研究均表明轨道尺度东亚夏季风演化具有显著的周期性，但夏季风的主导周期及变化机制仍然存在争议[8, 12]。例如，东亚夏季风气候变化主要是由2.3万年的岁差波段日射强迫还是10万年的冰期-间冰期旋回过程中全球冰量起伏控制？东亚北方与南方地区轨道尺度季风降水变化及其强迫机制是否存在区域差异也有待进一步确认。虽然利用三维气候系统模式开展长时间瞬变模拟有助于探索东亚夏季风的周期性和区域特征，但过去开展的长时间瞬变模拟多为纯日射强迫试验[25~27]，并未包含全球冰量强迫，而末次冰盛期以来(最近2.1万年)的包含冰量变化的全强迫瞬变模拟试验[29]的时间跨度太短。最近，利用气候系统模式完成了一组包含各种强迫因子且时间跨度达30万年的长期瞬变模拟试验[31~32]。利用这组试验我们先前的研究发现，轨道尺度东亚冬季风变化具有显著的纬度依赖性[32]，那么东亚南方和北方的夏季风是否存在差异有待深入探讨。因此，本文拟利用包含轨道参数、温室气体和全球冰量变化的过去30万年瞬变模拟试验结果，分析和研究晚中更新世以来轨道尺度东亚季风降水演化的时频特征、区域差异、控制因子及影响机制。
1 气候模式与试验方案简介 1.1 模式介绍本研究使用的模式是由美国大气研究中心NCAR(National Center for Atmospheric Research)研发的通用气候系统模式CCSM3(Community Climate System Model，version 3)[33]，该模式是动力耦合了大气模式、陆面模式、海洋模式以及海冰模式的三维气候系统模式。其中大气模式是CAM3(Community Atmosphere Model 3)，其水平分辨率采用T31设定(约3.75°×3.75°的经纬度网格)；陆面模式是CLM3(Community Land Model 3)，与大气模式采用同样的T31水平分辨率；海洋模式是POP(Parallel Ocean Model Parallel)，具有3.6°经度分辨率和变化的纬度分辨率(赤道附近约0.9°)；海冰模式是CSIM5(Community Sea Ice Model 5)，其水平分辨率与海洋模式一致。本研究采用CCSM3模式的较低分辨率版本(T31的CAM/CLM和近3°的POP/CSIM)，低分辨率版本在节约计算量的同时仍然保持较好的模拟性能，如能较好地模拟出大西洋经向翻转环流(Atlantic Meridional Overturning Circulation，简称AMOC)和ENSO变率[34]，这种优势使得该模式在古气候模拟研究中得到了较为广泛的应用[35~37]。
1.2 试验方案设计本研究着重分析了利用CCSM3完成的晚中更新世以来，即时间跨度覆盖过去30万年的3个长期瞬变模拟试验[31~32]对东亚夏季风的模拟结果。第一个试验为全强迫试验(简称OGI试验)，在该试验中将日射、温室气体浓度以及全球冰盖分布设置为随时间变化的边界条件，这3个气候强迫因子的时间序列如图 1所示。其中，日射变化是由偏心率(eccentricity)、地轴倾角(obliquity)和岁差(precession)参数3个地球轨道参数[38](图 1a)决定的。由图 1可见，晚中更新世以来北半球中低纬地区，如东亚季风区所在的30°N处的6月份夏季日射主要取决于岁差，低(高)岁差参数对应夏季日射强(弱)(图 1b)。温室气体浓度(CO2和CH4)变化(图 1c)通过南极冰芯记录获得[39~40]，而极地冰盖分布由末次盛冰期以来的冰盖分布[41]并参考全球深海氧同位素变化记录[42]插值获得过去30万年不同时期的全球冰盖分布，图 1d给出深海氧同位素代表的全球冰量变化序列。冰盖分布变化的同时还伴随着相应的海平面变化及海陆分布的重新调整，海平面变化是基于冰川均衡调整过程的理论获得[41]。第二个和第三个试验被设计为对比试验，以进一步区分不同强迫因子的作用。第二个试验(简称OG试验)将冰盖分布固定在工业革命前的水平，日射和温室气体浓度随时间变化的试验。第三个试验为纯轨道强迫试验(简称O试验)，其中将冰盖分布和温室气体浓度都固定到工业革命前的水平，仅考虑日射随时间的变化。表 1汇总了这3个试验设计概况。
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图 1 过去30万年瞬变模拟的气候强迫因子变化 (a)轨道参数[38]：岁差(实线)、地轴倾角(点虚线)和偏心率(点线)；(b) 30°N的6月日射[38]；(c)二氧化碳当量[39~40]；(d)海洋底栖有孔虫δ18O[42] Fig. 1 Time series of climatic forcing factors for the last 300-ka transient simulation. (a)Orbital parameters[38]:precession(solid line), obliquity(pecked line) and eccentricity(dotted line); (b)June insolation at 30°N [38]; (c)Equivalent CO2 level[39~40]; (d)LR04 stacked benthic δ18O[42] |
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表 1 过去30万年的3个瞬变模拟试验的边界条件设置 Table 1 Three numerical experiments and their corresponding boundary conditions for the last 300-ka transient simulations |
通过这3个模拟试验的对比分析可以区分出不同气候强迫因子对轨道尺度东亚夏季风变化的影响。如从OGI试验与OG试验的差得出冰量强迫的气候效应，从OG试验与O试验的差得到温室气体强迫的气候效应，O试验可以指示纯日射强迫的气候效应，OGI试验则可以大致地反映晚中更新世以来的轨道尺度气候变化特征。对每个试验，该模式经过初始化运行200年后，采用轨道强迫加速技术[43]进行了距今300 ka到0 ka的瞬变模拟。在瞬变模拟中加速因子取为100，即地球轨道参数和温室气体浓度的设置均在每个模式年结束时前进100年，而大陆冰盖则是以相应的海平面高度每上升或下降40 m进行重新配置。
3个试验中的全强迫试验结果初次被用于分析中纬度地面温度对冰期时间和结构的影响[31]，后来3个模拟试验的对比研究发现轨道尺度东亚冬季风的纬度依赖性[32]，本文中我们将进一步分析研究各气候强迫以因子对轨道尺度东亚夏季风演化的影响。
2 结果分析 2.1 轨道尺度东亚夏季降水变化的主导周期在现代气象学中，通常可以用各种环流指数[44]或区域平均降水量[45]来量度夏季风的强度。同时考虑到在轨道尺度上东亚北方与南方季风降水往往具有反向变化的趋势[30]，所以在本文中我们将东亚大陆(25°~45°N，105°~120°E)划分为东亚南方(25°~35°N，105°~120°E，下同)和东亚北方(35°~45°N，105°~120°E，下同)两个子区域，通过计算夏季(6~8月)区域平均降水作为其夏季风指数，以对比分析东亚季风降水变化的区域差异和影响机制。由于模拟的降水等水文变量包含着高频及亚轨道信号噪音，所以在本文涉及夏季风变化的分析中，对所有CCSM3模拟输出数据均预先进行了1.2万年的低通滤波[46]处理，以消除轨道尺度以下的高频分量，由此获取轨道尺度的气候变化信息。文中通过功率谱分析计算了指定波段的功率谱密度占总功率谱密度的百分比，代表指定波段对总时间序列的方差贡献。
地质记录重建的第四纪以来轨道尺度东亚夏季风变化都呈现出显著的周期性变化特征[8, 12]，为此，我们首先检查了模拟的过去30万年东亚夏季降水变化的周期性。全强迫试验结果表明，过去30万年东亚夏季风降水具有显著的2.3万年的岁差波段主导周期(图 2a、2c和2d)，这与以前的基于中等复杂程度模式[28]模拟或纯轨道强迫的三维瞬变模拟结果[27]以及我国石笋记录[11~12]的东亚夏季风变化主周期一致。同时我们也注意到，全强迫模拟试验中的东亚北方比南方夏季降水在2.3万年波段具有更高的方差贡献，东亚北方夏季降水在该波段的方差贡献平均超过了65 %，而东亚南方夏季降水的方差贡献约为40 %。尽管在全强迫模拟试验中使用的全球冰量强迫及大气CO2浓度具有显著的10万年周期，但模拟的东亚夏季风降水并没有出现明显的10万年周期(图 2b)，虽然东亚南方较北方地区的10万年周期分量相对强一些，但10万年波段的方差贡献低于15 %，这与前人使用中等复杂程度模式的瞬变模拟结果[28]类似。
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图 2 OGI试验模拟的东亚地区夏季降水在2.3万年波段(a)和10万年波段(b)的方差贡献，及东亚南方(c)和北方(d)夏季降水的功率谱(绿实线)和Markov红噪声谱(黑虚线) 2.3万波段范围是1.8~2.5万年，10万年波段范围是7~15万年；图(a，b)中从南向北的两个矩形框分别指示文中定义的东亚南方(25°~35°N，105°~120°N)和东亚北方(35°~45°N，105°~120°N)地区，其余图同 Fig. 2 Variance contributions of summer precipitation over East Asia at the period bands of 23-ka (a) and 100-ka (b), and the power spectra(green solid lines)and Markov red noise spectra(black dashed lines)of summer precipitation over southern East Asia (c) and northern East Asia (d) in the OGI experiment. The range of 23-ka band is from 18-ka to 25-ka, and the range of 100-ka band is from 70-ka to 150-ka. The two rectangles from south to north in the figures(a, b)show the study regions of the southern East Asia (25°~35°N, 105°~120°N) and the northern East Asia(35°~45°N, 105°~120°N), the same for other figures |
以下将进一步分析东亚夏季风降水在岁差周期波段与气候强迫因子的相位关系。交叉谱分析可以得到变量之间在指定频率波段的相位关系[47]。通过计算东亚夏季降水与北半球30°N的6月日射变化在岁差波段的相位差，结果发现全强迫试验中过去30万年东亚南方和北方夏季降水在岁差波段的相位存在着显著差异(图 3a)。基于3组不同边界条件下的模拟试验结果的对比，可以区分轨道尺度东亚夏季风降水对天文日射、温室气体及全球冰量强迫的不同响应。在OGI、OG和O试验中，东亚北方夏季降水均与北半球30°N处6月日射均保持零相位关系(图 3)，而东亚南方夏季降水仅在有全球冰量强迫的OGI试验中表现出明显滞后于北半球30°N处6月日射约5000年(图 3a)。
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图 3 东亚地区夏季降水相对于30°N的6月日射在岁差波段的相位差：(a)OGI试验；(b)OG试验；(c)O试验 负值表示降水落后于6月日射变化 Fig. 3 Phase difference of summer precipitation over East Asia at the precessional band relative to June insolation at 30°N: (a)the OGI experiment; (b)the OG experiment; (c)the O experiment. Negative values indicate that precipitation lags behind June insolation |
东亚北方和南方夏季降水变化在岁差波段存在显著相位差异，交叉谱相位分析结果显示南方夏季降水滞后北方4800年，约为5000年，我们也计算了东亚南北方夏季降水的超前/滞后相关系数，结果表明当东亚南方夏季降水滞后4700年时，东亚南方与北方夏季降水具有最大相关系数0.669(图略)，与交叉谱的相位分析结果基本一致。
从东亚北方和南方区域平均夏季降水变化也可以清楚地显示它们的区域差异及其分别对日射强迫和冰量强迫的响应。东亚北方夏季降水与北半球6月日射变化的相位和变化都极为接近(图 4a)，相关系数达到0.94，东亚北方夏季降水滞后北半球30°N的6月日射约200年(表 2)，即二者接近同相位关系，而东亚北方夏季降水滞后负的全球冰量变化约4500年(表 3)。这在一定程度上说明了北半球6月日射强迫控制了东亚北方夏季风的轨道尺度气候变化。
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图 4 30万年来区域平均季风降水及气候强迫因子的时间序列 (a)东亚北方夏季降水(绿色)和30°N的6月日射(红色)；(b)东亚南方夏季降水(绿色)和代表全球冰量的LR04海洋δ18O记录[42](紫色)；(c)东亚南方夏季降水(绿色)和2.5万年高通滤波的LR04海洋δ18O记录[42](紫色) Fig. 4 Time series of regional-average monsoon precipitation and climatic forcing factors for the last 300-ka. (a)Summer precipitation over northern East Asia(green)and June insolation at 30°N (red); (b)Summer precipitation over southern East Asia(green)and the LR04 stacked benthic δ18O[42] representing global ice volume(purple); (c)Summer precipitation over southern East Asia(green) and LR04 stacked benthic δ18O[42] filtered by a 25-ka high-pass process(purple) |
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表 2 区域平均夏季降水相对于30°N处6月日射在岁差波段的相位差(单位：a)* Table 2 Phase difference of regional average summer precipitation at the precessional band(23-ka)relative to June Insolation at 30°N (units: a) |
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表 3 在岁差波段上降水相对于全球冰量(乘以- 1)的相位差(单位：a)* Table 3 Phase difference of the precipitation at the precessional band relative to global ice volume(multiplied by -1)(units: a) |
然而，东亚南方夏季降水并非直接受控于日射。在OG和O试验中东亚南方夏季降水仅仅滞后6月日射约2000年，这一滞后可能是由于气候系统内部的海-气相互作用所致[30]。但在OGI试验中进一步考虑了全球冰量作用后，在岁差波段上东亚南方夏季降水滞后北半球6月日射的时间增加到约5000年(表 2)。而在岁差波段上东亚南方夏季降水滞后负的全球冰量变化约300年(表 3)，即二者变化接近同相位，暗示东亚南方夏季降水受到了全球冰量强迫的影响。尽管模拟的东亚南方夏季降水变化并没有像全球冰量变化那样具有显著的10万年冰期旋回周期(图 4b)，但二者均具有显著的2.3万年岁差周期，过去30万年间它们的相关系数为0.35，通过99 %的显著性检验。将代表全球冰量变化的深海δ18O序列[42]作2.5万年高通滤波[46]处理可获取其岁差尺度的气候变率，并与东亚南方夏季降水变化对比发现，二者在变幅和相位上都有很好的同相位对应关系(图 4c)，相关系数达0.61。这表明在岁差尺度上全球冰量波动对东亚南方夏季降水多寡具有重要的调制作用。
上述结果表明，在全强迫试验中虽然东亚北方和南方降水均存在显著的岁差周期，但东亚北方夏季降水在岁差波段的变化主要受到日射强迫的控制，而东亚南方降水在岁差波段的变化主要受到全球冰量的影响。
2.3 岁差强迫引起的夏季大气环流与东亚北方降水变化以上分析说明东亚北方夏季降水的变化是岁差强迫的结果，以下将进一步分析日射强迫对东亚北方降水的影响机制。首先利用过去30万年北半球夏季日射回归同期的海平面气压场和水汽输送场(图 5)，结果表明当岁差参数变动引起北半球夏季日射增强时，对应同期亚洲大陆上的海平面气压降低而北太平洋上的海平面气压升高(图 5a)，相应地在对流层低层亚洲大陆上出现气旋式环流异常而北太平洋上出现反气旋式环流异常，造成东亚季风区大气低层的偏南风和向北的水汽输送增强(图 5b)，最终导致东亚北方季风降水增多。海平面气压对日射响应的纬向差异实际上是海陆热力对比的体现。由于海洋的热容量比陆地高，所以当日射增加时，大陆的增暖高于海洋，结果使亚太地区海平面气压西降东升(图 5a)。
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图 5 过去30万年30°N处6月日射回归的海平面气压场(a)及回归的地面至500 hPa垂直积分的水汽通量场(b) (a)中黑点代表通过95 %显著性检验，(b)中仅绘制了通过95 %显著性检验的风场；图中矩形框指文中定义的东亚北方地区 Fig. 5 Regression of sea level pressure (a) and vertical integrated water vapor transport vectors from surface to 500 hPa (b) against June insolation at 30°N for the last 300-ka. The black dots in (a) represent the regression coefficients are significant at the 95 % level, and only the regression vectors that have passed the 95 % significance level are plotted in (b). The rectangle shows the study region of the northern East Asia |
通过过去30万年6月在30°N处日射、纬向海陆温差(即陆地上35°~55°N、60°~110°E与海洋上35°~55°N、130°~220°E区域平均地表气温之差)、东亚北方地区区域平均850 hPa经向风速及夏季降水序列的对比(图 6)可以直观地显示它们之间同相位变化的对应关系。岁差引起的北半球夏季日射变化具有显著的2.3万年周期(图 6a)，而受日射变化影响中纬度东亚大陆与西北太平洋之间纬向海陆温差具有几乎一致的变化(图 6b)，两者之间的相关系数高达0.97，夏季日射与海陆温差的极小值或极大值一一对应。随着海陆温差增大(减小)，东亚北方地区850 hPa偏南风速相应增强(减弱)(图 6c)、夏季降水增多(减少)(图 6d)。这种变化也与现代气候研究结果一致，即东亚夏季风偏强时，则东亚北方地区的水汽输送偏大，从而导致中国北方降水偏多[44, 48]。
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图 6 过去30万年的日射及气候指标序列 (a) 30°N的6月日射；(b)中纬度纬向的陆(35°~55°N，60°~110°E) -海(35°~55°N，130°~220°E)夏季地表气温差；(c)东亚北方地区夏季850 hPa经向风；(d)东亚北方夏季降水 Fig. 6 Time series of insolation and climatic indices for the last 300-ka. (a)June insolation at 30°N; (b)Zonal land-sea summer surface temperature difference at mid-latitude between the land region(35°~55°N, 60°~110°E) and the ocean region(35°~55°N, 130°~220°E); (c)Summer meridional wind at 850 hPa over northern East Asia; (d)Summer precipitation over northern East Asia |
季风区与水汽输送相联系的水平辐合/辐散是引起季风降水变化一个重要原因。水汽通量散度由大气湿度平流和风场辐合/辐散两部分引起[49]，水汽输送通量辐合引起的水汽抬升有利于产生更多的季风降水。对东亚地区而言，水汽输送以经向的偏南风输送为主，由于北方内陆水汽较少，偏南风的水汽输送平流是湿平流；同时偏南风的风速在东亚北方地区越往北势力减弱，风场幅合，从而也导致水汽幅合。所以东亚北方地区的水汽通量散度在很大程度上受东亚夏季风的风速强度的控制。已有的现代气候研究[44, 48, 50]及地质历史时期气候研究[51]亦表明，东亚夏季风风速异常增强时，经向水汽输送增加，水汽输送通量辐合加强，导致东亚北方地区降水偏多。所以由岁差强迫驱动的环流异常导致东亚北方地区的偏南风加强时，通常促使北方降水增多。
2.4 岁差波段冰量强迫引起的夏季大气环流与东亚南方降水变化前面分析指出只有在包含冰量强迫的OGI试验中东亚南方夏季降水才表现出明显滞后于北半球夏季日射，且在岁差波段与全球冰量同相位变化，表明岁差波段冰量强迫对东亚南方夏季降水变化的控制作用更为直接。第四纪以来全球冰盖重复地发生大范围扩张和消退，构成第四纪冰期-间冰期旋回的气候特征，全球冰量变化主要集中在北半球[52]，尤其是北美和欧洲北部地区的冰盖分布在冰期旋回中发生过大幅度变动。从利用代表全球冰量变化的深海氧同位素在岁差波段的带通滤波序列回归获得的北半球夏季500 hPa环流场和位势高度场(图 7a)来看，在全球冰量偏低时期，北美和欧洲北部地区原冰盖覆盖区由于冰盖消退，导致其上空对流层中层500 hPa激发出强盛的气旋性环流异常，高纬的环流异常向南传递，在东亚中纬度地区强迫出反气旋式环流异常，接着在东亚南方地区上空产生气旋性环流异常。对流层中层的环流异常可进一步向对流层低层传递，结果使850 hPa上东亚南方地区南侧偏南气流异常增强，引起对流层低层水汽强烈辐合(图 7b)，最终导致东亚南方夏季降水显著加强。可见，北极冰盖变化通过激发“负-正-负”式环流异常可远距离影响到东亚南方地区的夏季降水。已有的模拟研究[53~54]也揭示了东亚气候对北极冰盖的遥响应，虽然其作用的途径可能更为复杂。
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图 7 (a) 岁差波段负海洋δ18O序列[42]回归的500 hPa风场(箭头)及位势高度场(填色)；(b)岁差波段负海洋δ18O序列回归的850 hPa风场(箭头)及其与850 hPa散度的相关场(填色)；(c)岁差波段负海洋δ18O序列回归的北美冰盖所在纬度带(50°~75°N)平均气温(等值线)和位势高度(填色)经度-高度(气压)分布；(d)岁差波段负海洋δ18O序列与东亚所在经度带(105°~120°E)平均水平风散度的相关系数纬度-高度(气压)分布 (a，b)中矩形框代表东亚南方地区(25°~35°N，105°~120°E)和北美冰盖位置(50°~75°N，210°~300°E) Fig. 7 (a)Regression of wind(vectors)and geopotential height(shaded)at 500 hPa against the precessional-band benthic-δ18O[42]. (b)Regression of wind(vectors)and correlation of divergence(shaded)at 850 hPa against the precessional-band benthic-δ18O. (c)Longitude-pressure cross-section: regression of air temperature(contours)and geopotential height(shaded)meridionally averaged from 50°N to 75°N where the North American ice sheets are located, against the precessional-band benthic -δ18O. (d)Latitude-pressure cross-section: correlation of divergence(shaded)zonally averaged from 105°E to 120°E over East Asia, against the precessional-band benthic -δ18O. The rectangles in(a, b)show the study regions of the southern East Asia(25°~35°N, 105°~120°E) and the North American ice sheets(50°~75°N, 210°~300°E) |
下面我们从环流异常的垂直结构来看冰量强迫的影响机制。北美冰盖消退，导致冰盖位置上空的对流层低层强烈增暖，激发出强盛的气旋性环流异常(负的位势高度异常)，该气旋性环流异常可进一步上传到对流层中层500 hPa(图 7c)，同时环流异常的温度平流输送也使得该位置上空500 hPa的暖中心向东偏移，因为气旋式环流异常东侧是由南向北的暖平流输送，而西侧则正好相反。通过对流层中层的“负-正-负”式环流异常传递到东亚南方地区，在东亚南方地区下传，低层850 hPa产生气旋性环流异常，引起风场的辐合，水汽的抬升，造成东亚南方夏季降水偏多。由垂直剖面(图 7d)看出，岁差波段负冰量变化与风场散度在东亚南方地区(25°~35°N)的对流层中层500 hPa到低层850 hPa均为显著负相关，表明北美冰盖消融引起的500 hPa环流异常下传到低层850 hPa，引起水汽辐合，进而增强了南方夏季降水，而对应的东亚北方地区(35°~45°N)上空对流层中层是弱的正相关，水汽辐散不利于北方降水。
东亚南方地区的夏季850 hPa风场的散度与东亚南方夏季降水具有显著的负相关，相关系数为0.74，相位差700年，接近同相位变化，而东亚南方的偏南风风速与东亚南方夏季降水的相关系数仅为0.2，且具有较大的相位差，约4100年。这说明对于水汽相对充足的东亚南方地区，降水并非主要受控于偏南风带来的水汽输送量，而由大气环流引起的低层水汽辐合才是控制东亚南方夏季降水变化的关键因素，这与主要受偏南风水汽输送影响的东亚北方夏季降水明显不同。这也解释了为何东亚南方和北方的低层偏南风变化一致，但南方和北方夏季降水变化却出现明显的差异。由于北半球夏季高日射时期显著增强东亚地区偏南风，进而加强北方夏季降水，而冰量极小时期的环流异常导致东亚南方水汽强烈幅合，进而加强南方夏季降水。同时我们也注意到冰量强迫引起的环流异常对东亚北方地区的偏南风影响不大(图 7b)，所以相对日射强迫而言，冰量强迫对东亚北方夏季降水无明显影响。
虽然冰量变化的主周期是10万年，但模拟结果发现10万年周期冰量变化对东亚夏季风的影响较弱，但对北方冬季风的影响更为显著[32]。我们用10万年波段冰量变化回归了夏季环流场和降水场(图略)，相对岁差波段回归的环流场而言，10万波段冰量变化在500 hPa可引起类似的“负-正-负”式环流异常，但在东亚南方地区的气旋性环流异常显著减弱且环流中心东移，回归的850 hPa风场也显著减弱，且对东亚南方夏季降水的影响显著弱于岁差波段的冰量影响。
3 结论与讨论本文通过CCSM3完成的3组过去30万年的瞬变模拟试验，对比分析了不同气候强迫因子(日射、温室气体和全球冰量)对轨道尺度东亚夏季风演化的影响，研究表明轨道尺度东亚季风降水对轨道强迫和冰量强迫的响应存在明显的区域差异，且其响应的物理机制也明显不同，主要结论如下：
(1) 轨道尺度东亚夏季风演化以2.3万岁差波段周期主导，但东亚北方地区(35°~45°N，105°~120°E)和南方地区(25°~35°N，105°~120°E)夏季降水在相位变化上存在明显的区域差异。东亚北方夏季降水显著地响应于轨道强迫，与北半球30° N处的6月日射变化为同相位关系，而东亚南方夏季降水显著地响应于全球冰量变化，显著滞后于北半球6月日射变化约5000年，南方夏季降水极大值与全球冰量极小值在岁差波段上呈同相位变化。
(2) 岁差强迫通过改变日射和东亚中纬度纬向海陆热力对比引起大气环流异常，进而影响到东亚北方夏季降水。当岁差引起30°N的6月日射增强时，导致夏季亚洲大陆气温比西北太平洋气温升幅大，加大了中高纬度地区纬向的海陆热力差异，在东亚大陆引起气旋式环流异常，从而使得东亚的偏南风加强，东亚北方地区的夏季降水增多。当岁差引起30°N处6月日射减弱时，情况刚好相反，东亚北方地区的夏季降水减少。
(3) 在岁差波段上全球冰量变化能激发北半球大尺度大气环流异常，最终引起东亚南方夏季降水异常。当在岁差波段上北极冰量减少时，冰盖变化位置上空的对流层低层夏季强烈增暖并强迫出强盛的气旋性环流异常，上传到对流层中层500 hPa亦激发出气旋性环流异常，同时在东亚中纬度地区强迫出反气旋性环流异常而在东亚南方地区上空强迫出气旋性环流异常，从而通过“负-正-负”式的环流异常将高纬冰盖变化的影响传递到东亚南方地区。在东亚南方地区对流层中层的环流异常向下传递，促进了东亚南方地区对流层低层的水汽辐合，导致夏季降水增多。当在岁差波段上北极冰量增多时，情况相反，东亚南方地区降水减少。
数值模拟结果与地质记录之间的相互印证能不断深化我们对轨道尺度东亚季风的认识。虽然本文模拟的结果表明东亚夏季降水变化具有显著2.3万岁的岁差波段周期，这与东亚石笋氧同位素记录反映的东亚夏季风变化周期[11~12]接近，但不同于中国黄土记录的东亚夏季风变化具有显著的10万年周期[7~8]的特征，这种模式-记录之间的差异值得深入研究。也许现阶段的古气候数值模拟和地质记录研究都各有其不足，例如，气候模式本身的局限性尚无法真实地重现气候系统中的冰盖演化，而某些地质代用指标的气候意义也不完全明确。在我们所用的全强迫瞬变模拟试验中，极地冰盖被处理为气候变化的外强迫条件，但实际上冰盖是气候系统的内部分量，其变化在很大程度上也受控于太阳辐射的长期变动，不过目前的气候系统模式并不能完整地重现这些地球圈层的相互作用过程。本文的模拟结果揭示了岁差尺度上东亚南方与北方夏季降水变化的明显差异，得到部分湖泊沉积记录的支持，但与并不反映局地降水量[17]变化的石笋记录不同。总之，未来的相关研究尚需从记录和模式以及记录-模式交叉对比多方面努力，要全面理解轨道尺度东亚古季风演化还有很长的路要走。
致谢: 感谢审稿专家与编辑部老师对本文提出宝贵的修改意见，使论文得以完善。
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2 National Earth System Science Data Center, National Science and Technology Infrastructure of China, Beijing 100101;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
Based on the results of long-term transient simulations driven by different climatic forcings for the last 300 ka simulated by Community Climate System Model version 3(CCSM3), we comparatively studied the regional differences of East Asian monsoon(EAM) precipitation since the late Middle Pleistocene and their response mechanisms to the changes of insolation, greenhouse gases and global ice volume. Three experiments were conducted, including an orbital-forcing-only experiment (O), an orbital forcing plus greenhouse gases forcing experiment(OG) and a full-forcing experiment(OGI) with further addition of global ice-sheet forcing. The results showed that:The EAM precipitation on the orbital time scale is dominated by a 23-ka precessional period, but the phase of EAM precipitation at the precessional band is different between the northern EAM(35°~45°N, 105°~120°E) and southern EAM(25°~35°N, 105°~120°E). The northern EAM precipitation is mainly controlled by precession forcing, changing in phase with the Northern Hemisphere(NH) insolation in June, while the southern EAM precipitation is directly modulated by global ice-volume variation, lagging behind the NH insolation in June by about 5-ka, with the maximum(minimum) of the southern EAM precipitation corresponding to the minimum(maximum) of global ice volume. The increased NH summer insolation induced by the precession, can enhance the water vapor transport northward in the East Asian region by amplifying the land-sea thermal contrast between the East Asian continent and the North Pacific, thereby strengthening the summer precipitation of the northern EAM. Conversely, the deceased NH summer insolation induced by the precession can weaken the northern EAM precipitation. When the Arctic ice sheets decreases(increases) at the precessional band, the summer circulation anomalies of the middle troposphere in response to the changes in the ice volume can be transmitted to the southern East Asia through the North Pacific, resulting in enhanced(weakened) convergence of wind fields in the lower troposphere, and corresponding increase(decrease) in precipitation over southern EAM. Our simulation results suggest that there are significant regional differences in the EAM precipitation changes on the orbital time scale. Orbital forcing and ice volume changes dominate the summer precipitation changes in the northern and southern East Asia at the precessional scale, respectively.