第四纪研究  2021, Vol.41 Issue (2): 462-473   PDF    
欧亚大陆中世纪暖期与小冰期温度变化的区域差异分析
刘洋1, 郑景云1,2, 郝志新1,2, 张学珍1,2     
(1 中国科学院地理科学与资源研究所, 中国科学院陆地表层格局与模拟重点实验室, 北京 100101;
2 中国科学院大学, 北京 100049)
摘要:根据集成多来源代用资料新建的欧洲过去1500年和亚洲过去1200年温度变化数据集,采用旋转经验正交函数分解方法将欧亚大陆划分为11个温度变化区;分析了各区在中世纪暖期和小冰期期间的显著温暖、寒冷时段和温度变幅以及中世纪暖期以来各区的百年最大升温速率。结果显示:1)在800~1350年间欧亚大陆各区均存在显著的温暖时段,但其起讫时间及暖峰出现年代和温暖程度却存在显著差异;其中欧洲、亚洲中部各区多始于9世纪前期,亚洲东部各区则多始于10世纪中前期,印度南部最迟(始于13世纪),且多数区域曾被其间的多年代际转冷而分割为2~3个温暖时段;偏暖区域最多的时段为1001~1020年,11个区域中有9个显著偏暖;温暖程度最显著的区域出现在欧洲北部和亚洲中部及东亚东部,其暖峰的年代温度距平皆达相应区域20世纪最暖10年的一半以上。2)在1400~1900年间欧亚大陆各区均存在显著的寒冷时段,尽管其起讫年代也存在差异,但各区寒冷时段出现的时间较中世纪暖期更为同步,其中1581~1610年所有11个区均显著寒冷,1830s也有10个区域表现为气候寒冷。寒冷程度最显著的区域出现在欧洲西部、亚洲中部及东亚,其冷谷年代的温度皆比过去千年各区平均温度低1.5倍标准差以上。3)20世纪增暖在欧亚大陆的所有区域几乎同步,且多数区域现代暖期的百年最大升温速率高于此前至中世纪暖期。上述区域差异可能是因历史冷、暖期主要受太阳、火山活动和气候系统内部变率等自然因素驱动,而20世纪暖期则受人为导致的温室效应增强主控。然而,受代用资料对温度变化响应的时空敏感度不一和时空分布不均等影响,现有研究结果仍存在显著不确定性。
关键词欧亚大陆    中世纪暖期    小冰期    温度变化    区域差异    
中图分类号     P467                     文献标识码    A

0 引言

20世纪以来全球持续、显著的升温已被大量观测资料证实,气候变化研究中称之为现代暖期(Current Warm Period,简称CWP)[1]。IPCC在最新的1.5 ℃特别报告中综合了现有的多套观测数据,发现近20年(1998~2017年)全球地表平均温度比20世纪之前的51年(1850~1900年)增加了0.81~0.97 ℃,1880~2015年间平均增温速率达0.64~0.75 ℃/100 a[2]。为了评估现代暖期升温幅度和升温速率的异常程度,历史时期的温度变化得到了气候学家的广泛关注,其中小冰期(Little Ice Age,简称LIA)和中世纪暖期(Medieval Warm Period,简称MWP)作为距今最近的全球/半球尺度冷暖时段,而成为历史时期温度变化研究的“热点”[3]。已有研究定义的中世纪暖期大多在800~1350年范围内,小冰期则大多在1400~1900年范围内[4],IPCC第五次评估报告根据北半球平均温度重建序列将中世纪暖期和小冰期的起止时间取为950~1250年和1450~1850年[5]

中世纪暖期和小冰期起讫时间及温度变化位相在全球或北半球不同地区并不完全一致。现有的相关研究大致可分两类:一是在时间维度上,主要是利用各地代用资料重建的历史温度变化序列,分析其中的温暖和寒冷时段,以辨识不同地区(点)中世纪暖期和小冰期的起讫时段和冷暖程度差异[6~18];二是在空间维度上,主要是研究中世纪暖期和小冰期时段内的平均温度格局及二者间差值,或按每30年、每百年等逐段分析温度空间分布的变化[19~22]。综合这些研究可以发现不同地区暖峰和冷谷出现的时间不同步,中世纪暖期开始时间最早的可至公元800年之前[23];温暖或寒冷时段的温度变幅也存在差异,部分区域现代暖期的温度未显著超过中世纪暖期,而部分区域中世纪暖期的温度异常幅度很小,同时段的干湿变化更为突出,因而也有研究称这一时段为中世纪气候异常期(Medievel Climate Auomaly,简称MCA)[3]。不过受限于资料的时间分辨率和空间覆盖度,还很少有研究详细对比年代尺度上温度变化的空间差异,特别是缺乏对温度变化速率的深入分析。近年来,国际过去全球变化研究计划(Past Global Changes,简称PAGES)以大洲为单位成立工作组,进一步推动了高分辨率代用资料共享和历史温度变化数据集的研制[24],使得欧洲和亚洲的年或年代分辨率格点温度重建均回溯至公元800年或更早[25~31],可完整覆盖中世纪暖期和小冰期;而北美洲的年分辨率格点温度目前仅覆盖至公元1500年[32],尚不能包含全部小冰期。基于此,本文拟根据PAGES在亚洲和欧洲最新的温度变化重建数据集,分析不同区域中世纪暖期/小冰期的温暖/寒冷时段(开始和结束年代、持续时长)温度变化幅度和速率,为深入认识现代暖期的历史地位和升温过程的空间差异提供参考。

1 资料和方法

本文所用的资料为依托PAGES过去2000年代用资料数据库重建的格网化温度数据集。其中欧洲有两套温度重建数据,一是Luterbacher等[28]利用8条树木年轮代用序列和1条历史文献代用序列,采用贝叶斯层次模型重建的公元755~2003年夏季6~8月温度变化数据集(时间分辨率1年,空间分辨率5°×5°);二是在此基础上Ljungqvist等[29]增补了两条树木年轮序列更新的公元501~2010年夏季6~8月温度变化数据集(时间分辨率10年,空间分辨率5°×5°)。亚洲主要有三套温度重建数据,一是Cook等[26]利用229条至少可覆盖公元1600年至今的树轮序列,采用点对点回归方法重建的公元800~2009年夏季6~8月温度变化数据集(时间分辨率1年,空间分辨率2°×2°);二是Shi等[30]利用392条树木年轮、12条冰芯、8条历史文献和6条集成多种代用资料的重建序列,采用点对点回归法与正则期望最大法相结合重建的公元900~1999年夏季6~8月温度变化数据集(时间分辨率1年,空间分辨率5°×5°),三是Zhang等[31]利用38条树木年轮、12条历史文献、4条冰芯、2条石笋和3条湖泊沉积代用资料,采用贝叶斯层次模型重建的公元801~2000年5~9月温度变化数据集(时间分辨率10年,空间分辨率5°×5°)。以上5套重建数据集均采用CRU的器测温度格点数据集[33]作为校准数据,不同重建方法的原理可参见原文资料[26, 28~31]或相关文献[14]的综述。

比较这些数据集显示:后发表的数据集除较早发表的数据集使用更多类代用资料外,其代用资料的空间分布也更均匀。为进一步对比不同数据集间的相似程度,我们计算了欧洲和亚洲最新的重建数据集与先前重建的各数据集间在共同时段内的相关系数(图 1),其中年分辨率的数据首先平均为10年分辨率,然后利用Greece等[34]提供的程序将空间分辨率为2°×2°的数据重采样至5°×5°。在欧洲,两套数据集在所有格点的相关性均达到0.1的显著水平(图 1a);在亚洲,Zhang等[31]的重建数据集与Cook等[26]在西北部一致性高而在东南部一致性低(图 1b),这是因为树木年轮资料主要分布在西北部,而Cook等[26]在东南部未选用文献等代用资料。而同时使用多种代用资料的Zhang等[31]和Shi等[30]两套数据集,在西北部和东南部的一致性均较高(图 1c),说明新数据集包含了旧数据集的主要特征。因此,下文的分析均根据欧洲和亚洲最新的数据集[28, 31]开展。

图 1 欧洲(a)和亚洲(b~c)温度重建数据集之间相关系数的空间分布 (a)Luterbacher等[28]与Ljungqvist等[29]重建的欧洲温度;(b)Zhang等[31]和Cook等[26]重建的亚洲温度;(c)Zhang等[31]和Shi等[30]重建的亚洲温度
黑色圆点标记的格点表示两套数据集间相关系数的显著水平达0.1
Fig. 1 Spatial correlation coefficients between reconstructed temperature datasets in Europe (a) and Asia(b~c). (a)Temperature in Europe reconstructed by Luterbacher et al. [28] versus Ljungqvist et al. [29]; (b)Temperature in Asia reconstructed by Zhang et al. [31] versus Cook et al. [26]; (c)Temperature in Asia reconstructed by Zhang et al. [31] versus Shi et al. [30]. Grid with black dot indicates that the correlation coefficient is significant at α=0.1 level

本文首先采用旋转经验正交函数(Rotated Empirical Orthogonal Function,简称REOF)分别对重建的欧洲和亚洲温度场进行分区。按照魏凤英[35]的方法以累计方差解释量达85%为标准确定旋转经验正交函数的选取个数,然后做极大方差正交旋转得到旋转因子荷载矩阵,最后根据每个格点荷载最大的因子划分区域。在此基础上,计算各区的格点面积加权平均温度变化序列。研究中世纪暖期以来温度变化时常以过去千年(1001~2000年)平均温度为基准计算距平[36],本文也采用这一参考时段。此外,由于中世纪暖期和小冰期都是百年尺度的温度变化阶段,因此对距平序列进行低通滤波,采用快速傅里叶变换(FFT)方法保留其100年周期以上的波动;然后以温度距平至少连续30年高于(低于)0.33倍标准差作为显著温暖(寒冷)时段的判断依据,统计发生在800~1350年间的温暖时段和在1400~1900年间的寒冷时段个数。各区现代暖期的开始时间为20世纪第一个温度高于0.33倍标准差的年代,如20世纪第一个年代已处于温暖时段,则向前追溯至该温暖时段的起始年代作为现代暖期的开始时间。此外,欧洲温度的重建数据虽已截至2010年,但为与亚洲统一,本文分析时现代暖期均截至2000年。

2 结果与讨论 2.1 欧洲和亚洲温度变化的区域划分

对欧洲公元501年以来的温度场做REOF分解,前3个特征值对应的累计方差解释量超过85%(分别为61.9%、15.0%和13.0%);对亚洲公元801年以来的温度场做REOF分解,前6个特征值对应的累计方差解释量超过85%(分别为41.9%、19.5%、10.1%、7.1%、5.3%和4.0%)。在此基础上进行极大方差正交旋转将欧洲和亚洲分别分为3个和8个区域(图 2),各区域名称见表 1。需要说明的是,在亚洲的REOF分解中选取了6个特征值,但有两对区域荷载最大的因子相同,符号却相反。一是亚洲中南部和印度南部,二是东亚西南部和日本中北部及俄罗斯东南端;因而参照统计气候分区时的一般处理原则[37],分别划为2个区,故最终将亚洲划分为8个区。

图 2 根据欧洲和亚洲温度变化一致性划分的11个区域 Fig. 2 Eleven regions based on coherence of temperature variation in Europe and Asia

表 1 欧洲和亚洲11个区域的名称 Table 1 Names given to the 11 regions in Europe and Asia
2.2 欧亚大陆各区域中世纪暖期与小冰期温度的变化特征

图 3给出欧洲各区过去1500年(公元501~2000年)的温度变化序列,图 4给出亚洲各区域过去1200年(801~2000年)的温度变化序列。如无特殊说明,下文在分析冷暖时段及其距平值时均以百年低通序列为准,而分析升温速率时则依据年代重建值计算。由于重建结果均为10年分辨率,所以下文中所用的1990年代(下简称“1990s”)均指1991~2000年,其他年代同理。

图 3 欧洲各区域温度变化重建序列 (a)欧洲北部;(b)欧洲西部;(c)欧洲东南部
粗黑线为100年FFT低通滤波曲线,红/蓝虚线为正/负0.33倍标准差
Fig. 3 Reconstructed regional temperature series in Europe. (a)North Europe, (b)West Europe and (c) Southeast Europe. Bold black line indicates the 100 a FFT low pass filter and red/blue dash lines indicate the +/-0.33 standard deviations

图 4 亚洲各区域温度变化重建序列 (a)亚洲中北部;(b)东亚西北部;(c)东亚东北部;(d)日本中北部及俄罗斯东南端;(e)亚洲中南部;(f)东亚西南部;(g)东亚东南部;(h)印度南部
粗黑线为100年FFT低通滤波曲线,红/蓝虚线为正/负0.33倍标准差
Fig. 4 Reconstructed regional temperature series in Asia. (a)North Central Asia, (b)northwest part of East Asia, (c)northeast part of East Asia, (d)North Central Japan and Southeast Russia, (e)South Central Asia, (f)southwest part of East Asia, (g)southeast part of East Asia and (h) South India. Bold black line indicates the 100 a FFT low pass filter and red/blue dash lines indicate the +/-0.33 standard deviations

分析上述序列显示,欧洲北部温度在691~1130年间的440年均为正距平,其中701~1110年的正距平值均大于0.33倍标准差,是欧亚大陆各区域持续时间最长的温暖时段,开始和结束时间均比北半球平均温度显示的中世纪暖期(950~1250年)要早,其中3个明显的暖峰出现于740s、860s和1050s,距平值分别为0.71 ℃、0.65 ℃和0.69 ℃,但都低于20世纪末暖峰的1.11 ℃(1990s);升温最快的百年为791~890年,速率为0.95 ℃/100 a。不过现代暖期中1861~1960年的升温速率高达1.76 ℃/100 a,20世纪的升温速率也达1.03 ℃/100 a;均高于中世纪暖期的最快升温期。中世纪暖期结束后至1360s的200多年间欧洲北部温度在均值上下波动,没有明显的温暖或寒冷时段出现,之后的小冰期中有3个显著寒冷时段,分别为1441~1500年、1571~1630年和1691~1900年,对应的冷谷出现在1470s(-0.54 ℃)、1590s(-0.51 ℃)和1840s(-0.49 ℃)。值得注意的是,1451~1550年间,即第一个寒冷时段的后半段温度回升期间,其升温速率为1.12 ℃/100 a,亦高于中世纪暖期的最大百年升温速率(图 3a)。

欧洲西部在中世纪暖期内有两个温暖时段,分别为831~1020年和1141~1220年,其暖峰分别在970s和1180s,温度距平值分别为0.49 ℃和0.40 ℃,不及现代暖期峰值1.06 ℃(1990s)的一半;从进入第一个温暖时段(831年)到后一个温暖时段结束(1220年),欧洲西部温度的平均距平为0.19 ℃,温暖程度不及更高纬度的欧洲北部。需要注意的是,欧洲西部增暖最快的百年出现在591~690年间,升温速率高达1.27 ℃/100 a,高于中世纪暖期和现代暖期中任一百年的升温速率(最大分别为1071~1170年间的0.97 ℃/100 a和1811~1910年间的1.05 ℃/100 a)。中世纪暖期与小冰期之间的1371~1430年也是一个短暂的温暖时段。小冰期以1451~1490年的寒冷时段开始,随后温度略有回升;但1561年起则又进入一个持续近200年的寒冷时段,直至1740年,其间最冷的1600s温度距平为-0.65 ℃,整个时段平均为-0.48 ℃;这一寒冷时段结束略回暖后,又在1801~1840年出现一个短暂的寒冷时段;随后1861年起进入现代暖期(图 3b)。欧洲西部中世纪暖期间的两个温暖时段和小冰期中持续最长寒冷时段的出现时间都与阿尔卑斯山大阿莱奇冰川(the Great Aletsch Glacier)的后退和前进记录基本一致[38]

欧洲东南部中世纪暖期的温暖特征也很明显,3个显著的温暖时段分别出现在841~1090年、1171~1220年和1331~1360年,暖峰分别为1020s的0.35 ℃、1190s的0.26 ℃和1340s的0.25 ℃,但均只有现代暖期暖峰1.13 ℃(1990s)的约1/3。类似欧洲西部,欧洲东南部在进入中世纪暖期前的591~690年升温较快,其速率1.00 ℃/100 a较中世纪暖期升温最快的1271~1370年(0.95 ℃/100 a)略高,但未超过进入现代暖期的1811~1910年(的1.75 ℃/100 a)。这一地区自1401年起进入长达230年的寒冷时段,持续至1630年,其间最冷的1470s温度距平为-0.53 ℃;这一寒冷时段虽然时间较长,但其最冷年代却不及其后另一个寒冷时段(1791~1860年)的最冷年代(1820s,-0.69 ℃)。不过在这一地区,小冰期两个寒冷时段的中间还出现过两个多年代温暖时段(1641~1700年和1731~1780年),其温度接近中世纪暖期,类似的现象并未见于欧洲北部和西部地区。此外,欧洲东南部在小冰期中的温度变幅大于中世纪暖期,因此百年最大升温速率(1571~1670年,1.45 ℃/100 a)也大于中世纪暖期及其之前的升温过程(图 3c)。

亚洲中北部温度从801年起至1600年一直在波动中下降,其中801~1040年正距平幅度超过0.33倍标准差,但目前的重建数据集未覆盖至800年之前,因此不能准确给出这一温暖时段的开始时间,峰值0.30 ℃出现在810s,约为现代暖期的峰值0.59 ℃(1990s)的一半。由于其温度总体呈下降趋势,所以无法辨识出升温速率较大的时段。1041~1400年,降温趋于平缓,温度围绕均值波动;1401年起降温速率加大,同时进入寒冷时段,持续到1670年,其间的温度距平最低值-0.28 ℃(1590s)。第二个寒冷时段为1831~1870年,温度距平最低值-0.13 ℃,出现在1850s。现代暖期始于19世纪中后期,升温最快的百年为1851~1950年,速率0.70 ℃/100 a,在此之前16世纪末至18世纪末也经历了近200年的升温,但速率低于现代暖期,最大值为1621~1720年的0.33 ℃/100 a(图 4a)。

东亚西北部在中世纪暖期有两个短暂的温暖时段,分别出现在901~940年和1001~1030年,其间暖峰温度正距平皆为0.09 ℃(910s和1010s),远低于现代暖期的峰值0.69 ℃(1990s)。现代暖期之前升温最快的百年为1331~1430年,速率为0.24 ℃/100 a,这段升温后期的1381~1440年温度正距平也大于0.33倍标准差且峰值(0.11 ℃)较之前两个温暖时段更高,但这一时段在研究中通常被认为不属于中世纪暖期。小冰期中的寒冷时段分别出现在1551~1630年、1701~1730年和1791~1890年,其中前两个寒冷时段的温度距平最低值仅-0.15 ℃(1590s)和-0.08 ℃(1710s),远不及最后一个寒冷时段的-0.43 ℃(1840s)(图 4b)。值得注意的是,东亚西北部温度变化的重建结果在1800年之前变幅较小,其百年尺度的变幅仅为-0.15~0.11 ℃,年代尺度的变幅也只有-0.27~0.16 ℃;而1801~1850年的降温和1851~2000年的升温幅度均较大,百年尺度的最低值和最高值分别达到-0.43 ℃和0.69 ℃,年代尺度则为-0.49 ℃和0.71 ℃。这种1800年之前温度变幅较小的现象在其他独立重建结果中也存在,如利用祁连山北坡2条树木年轮序列重建的中国西北部851年以来温度变化序列[13];这可能与这一地区主要采用树轮重建温度有关。因这些地区气候相对干旱,即使是森林分布上限附近的树木,亦可能同时受到区域干湿变化的影响,故树轮所指示的温度变幅亦相对有限。

东亚东北部过去1200年的中世纪暖期、小冰期和现代暖期阶段变化特征非常明显(图 4c)。其中第一个温暖时段为951~1240年,持续近300年,几乎与根据北半球平均温度确定的中世纪暖期[5]同步;但整个时段温度距平仅0.10 ℃,暖峰1200s为0.16 ℃,均低于现代暖期(1901~2000年的0.19 ℃和1990s的0.27 ℃),不过进入该温暖时段之前的801~900年增温速率0.37 ℃/100 a与现代暖期升温最快的百年(1861~1960年的0.36 ℃/100 a)相当。此后出现显著年代际回冷;不过未久又出现了第二个温暖时段(1331~1410年),但持续时间较短,暖峰也不显著,仅为0.07 ℃(1370s),且通常也被认为不属于中世纪暖期。小冰期也是先出现一个近300年的寒冷时段(1441~1710年),其间最冷年代温度距平约-0.22 ℃(1560s),且所有年代均为负距平,整个寒冷时段平均为-0.16 ℃;略有回暖之后,又出现一个较短的寒冷时段(1831~1870年),其间最冷年代温度距平为-0.07 ℃(1850s)。对比区域内利用其他代用资料的温度变化重建结果,中国吉林省四海龙湾湖泊沉积指示的小冰期中最冷时段出现年代(约1540s)与上述特征基本一致[39]

日本中北部及俄罗斯东南端的重建结果显示存在中世纪暖期,但小冰期和现代暖期的特征不明显(图 4d)。中世纪暖期的第一个温暖时段为851~910年,但峰值仅0.08 ℃(880s);第二个时段为951~1050年,峰值较高,达0.19 ℃(1000s)。随后的1071~1200年则为该区域过去1200年中最寒冷的时段,温度距平最低时达-0.19 ℃(1130s)。而在1400~1900年间(即通常认为的小冰期),则没有更冷或与之相当的寒冷时段,只有1551~1620年和1881~1950年两个寒冷时段,其冷谷的温度距平分别为-0.08 ℃(1570s)和-0.14 ℃(1910s),这期间反倒出现了过去千年中持续时间最长的温暖时段(1681~1860年),暖峰达0.27 ℃(1740s),较现代暖期的峰值0.08 ℃(1990s)更高。对比日本诹访、东京等地根据湖泊冰冻日期、樱花花期等历史记录重建的冬、春季温度变化[40],1600年前后虽有部分年份的温度不低于20世纪末,但在年代尺度上,1500~1900年间不存在与现代暖期相近甚至更暖的时段。说明本区现有重建结果与其他独立资料的一致性较差,这主要是因为这一区域,目前对温度敏感的代用资料很少,特别是现有树轮序列甚至无法覆盖至1500年之前,且尚无其他对温度变化敏感的高分辨率千年代用证据;因而要认识这一区域过去千年的温度变化,还需要重建更多的长序列。

亚洲中南部的温度变化与亚洲中北部类似,也从801年起在波动中下降至1600年,但年代际波动振幅更大,因此其温暖时段也存在间断。其中第一个时段为从801~1100年,最暖年代为910s的0.25 ℃;第二个时段为1141~1230年,暖峰为1190s的0.18 ℃;虽然这一地区中世纪暖期比较明显,但其暖峰仍低于现代暖期的0.31 ℃(1990s)。此后的1231~1350年间温度以年代际波动为主。第一个寒冷时段从1351年开始,持续至1410年,最冷年代温度距平为-0.15 ℃(1370s),但这一时段通常被认为其不属于小冰期。该区小冰期出现在1481~1870年,是欧亚大陆所有区域中最长的寒冷时段,其中的两个冷谷出现于1600s(-0.21 ℃)和1830s(-0.18 ℃),整个390年均为负距平(平均为-0.12 ℃)。现代暖期开始于1881年,小冰期末至现代暖期之初(1831~1930年)的百年增温速率最大,达0.50 ℃/100 a,而此前千年升温最快的百年为1351~1450年,速率仅0.31 ℃/100 a(图 4e)。

东亚西南部在9~14世纪间温度持续偏低,仅在1081~1140年间存在一个短暂的温暖时段,暖峰0.06 ℃(1110s)也远低于现代暖期的0.35 ℃(1990s);相反,其间的931~1040年气候似乎极为寒冷,冷谷的温度距平为-0.17 ℃(980s)。不过需要注意的是,1001~1100年间增温速率0.31 ℃/100 a,却与现代暖期升温最快的百年(1901~2000年,速率为0.30 ℃/100 a)相当。现代暖期之前的最温暖时段为1391~1530年,暖峰的温度距平达0.14 ℃(1490s)。这一暖期之后迅速进入小冰期(1551~1840年),其间两个冷谷出现于1580s(-0.17 ℃)和1700s(-0.16 ℃),整个290年间的平均温度距平亦达-0.11 ℃;1861年起进入现代暖期(图 4f)。这一区域中世纪暖期的特征不显著,一些独立于重建数据集的代用资料也显示了类似特征,如东绒布冰芯(28.03°N,86.96°E)的同位素记录显示1000~1300年间绝大多数时段温度都低于1000~2000年的平均值,相对温暖的时段却出现在1400~1600年[41~42]

东亚东南部的中世纪暖期特征最为明显,其温度从921年起至1430年均为正距平,百年尺度的温暖时段有961~1110年和1151~1430年两个;其中前者的暖峰在1010s(0.16 ℃),后者的暖峰则为1210s(0.36 ℃),都高于现代暖期的峰值0.13 ℃(1990s),但中世纪暖期升温最快百年(1131~1230年)的升温速率(0.47 ℃/100 a)却低于现代暖期(1851~1950年,速率为0.64 ℃/100 a)。1431~1580年间温度呈缓慢下降趋势,随后进入寒冷时段。小冰期也有两个寒冷时段,1581~1730年和1771~1910年,前者最冷年代为1660s(-0.51 ℃),后者为1850s(-0.33 ℃)。小冰期中温度波动剧烈,1651~1750年间增温速率达0.69 ℃/100 a,为过去1200年之最(图 4g)。历史文献是本区域内的主要代用资料,新近发表的序列虽然更新了部分史料且改进了重建技术,但仍用到很多与先前重建序列相同的记录,因此重建结果并不完全独立,互相之间一致性也较高,均显示出中世纪暖期的暖峰不低于现代暖期[13]。类似的特征在南极、北美等地利用冰芯、孢粉等重建的区域温度变化序列中也均有发现[25]

印度南部是亚洲现有几套数据集重建结果差异较大的区域(图 1b1c),主要原因是区域内缺乏代用资料,因而重建序列的振幅和方差很小(图 4h)。最新的重建数据集显示印度南部在801~1240年间均处于寒冷时段,温度距平均值为-0.07 ℃,低于15世纪至20世纪中期的3个寒冷时段(1571~1610年、1771~1840年和1891~1940年)。温暖时段出现在1261~1550年,暖峰0.10 ℃ (1410s) 略高于现代暖期的0.09 ℃ (1990s),同时1201~1300年的升温速率(0.17 ℃/100 a) 也是略高于1901~2000年(0.15 ℃/100 a)。这一区域内也缺乏其他能够进行对比验证的高分辨率代用资料,因此虽然现在的格网重建结果显示出了其中世纪偏冷、小冰期不冷的独特现象,但其可靠性还需进一步验证。

综上分析可给出欧亚大陆11个区域中世纪暖期中的温暖时段和小冰期中的寒冷时段及其对应的冷暖异常程度和增温速率(表 2)。对比显示:中世纪暖期整个欧亚大陆没有各区域均处在显著温暖时段的年代,其中10世纪末~11世纪前期多数区域显著温暖,12世纪至13世纪前期多数区域偏暖,偏暖区域最多的时段在1001~1020年间,11个区域中有9个显著偏暖。小冰期的各区温度变化位相同步性较中世纪暖期显著,1581~1610年所有11个区域均处于显著寒冷时段,1830s也有10个区域同时偏冷。此外,大多数区域从中世纪暖期到现代暖期之前的百年最大升温率均低于现代暖期;与各区20世纪的最暖10年相比,除日本中北部及俄罗斯东南端、东亚东南部、印度南部等少数区域曾在20世纪之前(800~1900年)出现过较其更暖的年代外,其他多数区域的最暖10年均出现在20世纪。

表 2 欧洲和亚洲11个区域重建温度序列的变化特征 Table 2 Characteristics of reconstructed temperature series for 11 regions in Europe and Asia

对比图 34还可以看出,重建的欧洲各区夏季温度年代际变幅显著高于亚洲各区,特别是在现代暖期之前,暖峰和冷谷间的温度差值在欧洲3个区域为1.04~1.25 ℃,而在亚洲8个区域为0.15~0.87 ℃(表 2)。因而仅考虑温度距平值不便于比较区域之间的变化特征。为此,本文以1001~2000年为基准进一步计算了各区域夏季温度的标准化序列(图 5a),并通过格点面积加权计算了801年以来每个年代欧亚大陆偏暖和偏冷的面积百分比(图 5b)。结果显示:中世纪暖期温暖程度最显著的区域出现在欧洲北部和亚洲中部及东亚东部,其暖峰的年代温度距平皆达相应区域20世纪最暖10年的一半以上;温暖程度最弱的区域出现在东亚西部和印度南部。小冰期寒冷程度最显著的区域出现在欧洲西部、亚洲中部及东亚,其冷谷年代的温度皆比过去千年各区平均温度低1.5倍标准差以上。而20世纪增暖在欧亚大陆的所有区域则几乎同步。

图 5 欧洲和亚洲公元800~2000年11个区域温度标准化序列(a)及冷暖区域面积百分比(b) Fig. 5 Standardized temperature series for 11 regions (a) and area fraction of warm and cold temperatures (b) in Europe and Asia over 800~2000 A.D.
2.3 讨论

上述分析表明:与20世纪欧亚大陆所有区域几乎同步相比,中世纪暖期和小冰期间欧亚大陆的冷暖变化位相在多个区域不同步,尤以中世纪暖期的各区不同步特征更为显著。现有研究认为,这种现象可能是由于驱动历史冷、暖期和20世纪暖期的主控因子和机制不同造成的[43~46]。因为20世纪增暖主要受人类活动排放温室气体的控制,温室气体在大气中随大气环流均匀扩散并吸收长波辐射直接加热大气,因此其增暖在全球具有较强一致性,这一机制称为“大气稳定机制(stabilization mechanism)”[47]。而模拟诊断显示:中世纪暖期和小冰期的气候异常,虽受多个因子共同作用,但主要受因太阳、火山活动等外强迫异常造成的太阳短波辐射变化影响[48~50]。短波辐射在到达地球后,通过加热下垫面、特别是被海洋吸收后,再发射长波辐射加热大气,这一物理机制称为“海洋恒温机制(thermostat mechanism)”;由于地球下垫面具有显著的不均质性,因而不但可直接导致各地增暖出现非均匀特征[47],而且还可能引发气候系统的内部变率模态出现强弱和位相变化,从而造成各地冷暖出现非同步变化。如利用CNRM-CM3模式研究显示[51],过去千年欧洲夏季温度对太阳辐射变化的响应就存在显著的区域差异,其中太阳辐射增强可导致欧洲北部和地中海沿岸区域的温度显著上升,而欧洲中部和东部则不敏感。其机制可能是太阳辐射增强时,在欧洲中部和东部,冬季降水增加使春季土壤湿度增加,到夏季蒸散发加强并造成云量增多,阻挡了太阳短波辐射到达地面,因此升温不显著;而在欧洲地中海沿岸,土壤湿度降低、蒸散发减弱,到达地面的太阳短波辐射增多导致温度显著上升;而欧洲北部的升温则是海冰退缩后地表反照率反馈作用的结果。不过至今为止,对这方面的模拟诊断研究仍较少见,因而尚无法对上述特征的成因进行深入分析。

另外,重建的欧洲各区夏季温度年代际变幅显著高于亚洲各区,主要是两方面原因导致的。一是温度变幅的区域差异,根据20世纪的器测数据,欧洲各地夏季气温年际变化的标准差(1.0~2.0 ℃)较亚洲(特别是中低纬地区,0.5~1.5 ℃)大[52]。二是现有重建结果的不确定性,因为上述欧洲和亚洲的温度变化重建数据虽然都集成了多种代用资料,但其中主要仍为树轮。而从树轮对温度变化的指示性看,树轮宽度和夏季气温的相关性在欧洲普遍高于亚洲中低纬度区域[53~54]。以洲际合成信号计,欧洲树轮与夏季温度的相关系数可高达0.85,而亚洲仅0.52[25];这使得欧洲各个格网的重建结果对温度变化的方差解释量(中位数约为65%)也显著大于亚洲(中位数约27%)[29, 31]。此外,在集成多源资料进行信号合成时,欧洲除树轮外,还使用了文献证据[29],这两类证据均可准确定年。而亚洲除树轮、文献外,还使用了石笋和湖泊沉积等资料,其均可能存在固有的定年误差,使得在信号合成时可能因一些代用资料的年份错位而削弱合成信号的变幅[55]。同时现有资料的覆盖度仍极为有限,有些区域(如亚洲的印度南部、日本中北部及俄罗斯东南端等)甚至尚无对温度变化敏感性高的千年代用资料。这些因素共同作用,不但使得重建的亚洲各区夏季温度年代际变幅显著小于欧洲,而且也会进一步影响冷暖时段及暖峰、冷谷等的温度异常程度分析;进而影响对各区冷暖变化位相的分析。因而上述结果仍存在显著不确定性。

3 结论

本文利用集成多来源代用资料重建的欧洲过去1500年和亚洲过去1200年温度变化最新数据集,分析了欧亚大陆11个区域在中世纪暖期和小冰期间的显著温暖、寒冷时段和温度变幅,以及各区自中世纪暖期以来的百年升温速率,得到的主要结论如下:

(1) 在800~1350年间,欧亚大陆各区均存在显著的温暖时段,但其起讫时间、暖峰年代和温暖程度却存在显著差异;其中欧洲、亚洲中部各区最早进入暖期(多始于9世纪前期),其次为亚洲东部各区(多始于10世纪中前期),东亚西南部和印度南部最迟,分别始于12世纪和13世纪中后期;且多数区域的暖期都曾被其间的多年代际转冷分割为2~3个温暖时段;其中10世纪末~11世纪前期多数区域显著温暖,12世纪至13世纪前期多数区域偏暖;偏暖区域最多的时段为1001~1020年,11个区域中有9个显著偏暖。温暖程度最显著的区域出现在欧洲北部和亚洲中部及东亚东部,其暖峰年代的温度距平皆达相应区域20世纪最暖10年的一半以上;温暖程度最弱的区域出现在东亚西部和印度南部。大多数区域从中世纪暖期到现代暖期前的百年最大升温率均低于现代暖期。

(2) 在1400~1900年间,欧亚大陆各区均存在显著寒冷时段,尽管其起讫年代也存在差异,但其间各区寒冷时段的出现时间较中世纪暖期更为同步,其中1581~1610年所有11个区均显著寒冷,1830s也有10个区域同时寒冷。寒冷程度最显著的区域出现在欧洲西部、亚洲中部及东亚,其冷谷年代的温度皆比过去千年各区平均温度低1.5倍标准差以上。小冰期结束后,欧亚大陆各区温度均在波动中呈上升趋势,至20世纪所有区域均出现显著增暖。

(3) 与20世纪增暖在欧亚大陆各区几乎同步相比,中世纪暖期和小冰期间欧亚大陆各区冷暖变化位相呈不同步特征,这可能主要是由于驱动历史冷、暖期和20世纪暖期的主控因子及机制不同造成的。其中20世纪增暖主要受人为导致的温室效应增强主控,温室气体在大气中随大气环流均匀扩散并吸收长波辐射直接加热大气,因此其增暖具有较强一致性。而小冰期和中世纪暖期主要受太阳、火山活动等外强迫异常及其所引发的气候系统内部变率等自然因素驱动,从而使得各地冷暖出现非同步变化特征。不过,受代用资料对温度变化响应的时空敏感度不一和时空分布不均等影响,现有研究结果仍存在显著不确定性,有待更多的研究予以深化和验证。

致谢: 感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师宝贵的修改意见,在此一并感谢!

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Regional differences for temperature changes in Medieval Warm Period and Little Ice Age over Europe and Asia
LIU Yang1, ZHENG Jingyun1,2, HAO Zhixin1,2, ZHANG Xuezheng1,2     
(1 Key Laboratory of Land Surface Pattern and Simulation, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101;
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)

Abstract

Investigating the regional characteristics of temperature changes during the Medieval Warm Period(MWP) and Little Ice Age(LIA) can help to understand the spatial differences of Current Warm Period(CWP) and assess it in the context of the past millennium. Based on the latest gridded temperature reconstructions in Europe and Asia from multi-proxies over the past 1500 and 1200 years, Europe and Asia are divided into 11 sub-regions by rotated empirical orthogonal function method. We analyzed the characteristics of temperature change over MWP and LIA, including significant warm and cold periods and magnitude. We also compared the maximum 100-year warm rate from MWP to CWP. The main conclusions are as follows:(1) Significant warm periods exist in all regions of Europe and Asia between 800 A.D. and 1350 A.D., while there are differences in their durations, time and anomaly of the warm peaks. The starting time of MWP is the earlier 9th century for regions in Europe and Central Asia, the first half of the 10th century for regions in East Asia, and the 13th century for South India. The MWP is separated into 2~3 warm periods by multi-decadal cooling intervals for most regions. The warmest period is during 1001~1020 A.D. when 9 out of 11 regions have significantly warm anomalies. The temperature of the warmest decade in MWP is higher than half of that in the 20th century for North and West Europe, Central Asia and east part of East Asia.(2) Significant cold periods also exist in all regions of Europe and Asia between 1400 A.D. and 1900 A.D. Although there are differences in their time and anomaly of the cold valleys, the coherence of temperature change in LIA is better than MWP. All 11 regions have significantly cold anomalies in 1581~1610 A.D. and 10 of them have significantly cold anomalies in 1830s. The temperature of the coldest decade in LIA is lower than -1.5 standard deviations of the past millennium for West Europe, Central Asia and East Asia.(3) The coherence of regional warming is great in the 20th century and the 100-year warming rate in CWP is higher than that between MWP and pre-CWP for most regions.(4) The regional difference of temperature change could be mainly attributed to the mechanism driven by different external forcings. The warming in CWP is due to emission of anthropogenic greenhouse gases. The temperature changes in MWP and LIA are dominated by solar and volcanic activities and associated changes of internal variability in climate system. However, there are still uncertainties in the current results due to the inconsistent spatial and temporal sensitivity and uneven distribution of climate proxies. More works are needed to address these problems in the future.
Key words: Europe and Asia    Medieval Warm Period    Little Ice Age    temperature changes    regional difference