2021, Vol.41
2 中国科学院大气物理研究所, 北京 100029;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
季风以近地面盛行风风向随季节有规律变化为主要特征，是气候系统的重要组成部分，直接参与全球大气运动、能量和水汽循环等过程[1~2]。东亚夏季风是全球季风系统中最活跃的部分之一，是影响中国东部夏季雨带形成和推进的关键因素[3~5]。明确东亚夏季风的变化特征和机制，进而准确预测预估中国东部夏季降水分布，有助于科学应对旱涝灾害和保障人民生产生活[6]。
以往研究揭示东亚夏季风存在显著的年际和年代际变化[6~10]。在年际尺度上，厄尔尼诺-南方涛动(El Niño -Southern Oscillation，简称ENSO)循环[11~13]、印度洋表面温度波动[14~16]、欧亚大陆和青藏高原冬春季积雪变化[17~19]均会影响东亚夏季风的强度和覆盖范围，进而调制中国东部夏季降水。在年代际尺度上，过去几十年东亚夏季风经历了两次转变：20世纪70年代末以后，东亚夏季风环流减弱，中国东部雨带南移，对应江淮流域降水增多、华北减少的南涝北旱格局[20~23]；90年代开始，东亚夏季风加强，中国东部降水异常表现为南旱北涝型[24~27]。影响东亚夏季风年代际变化的可能因子包括太平洋年代际振荡(Pacific Decadal Oscillation，简称PDO)、大西洋多年代际振荡(Atlantic Multi-decadal Oscillation，简称AMO)等气候系统内部变率[28~30]和北极海冰[31~32]、人为气溶胶[33~35]等大气外强迫因子。然而，由于仪器观测资料时长尚短，无法据此研究百年和更长时间尺度上东亚夏季风和中国东部夏季降水的变化。
过去千年是衔接仪器观测资料与地质记录的重要时段。在此期间，气候受多种外部因子强迫，存在较暖的中世纪气候异常期(950~1250年)和较冷的小冰期(1450~1850年)两个典型时段，相关气候研究有助于揭示不同强迫因子和气候背景下东亚夏季风在不同时间尺度上的变化特征。过去千年代用资料相对丰富，且时间分辨率高，特别是前人利用洞穴石笋氧同位素(δ18O)和古籍资料等代用记录对东亚夏季风和中国东部降水变化进行了大量重建[36~46]。基于石笋的重建通常认为石笋δ18O数值高低可反映当地降水强弱，后者常与夏季风强度正相关，故可用洞穴石笋δ18O反演亚洲夏季风强度[47~52]。Zhang等[38]根据甘肃武都万象洞石笋δ18O记录与当地降水量在观测时段的关系，重建了过去1810年亚洲夏季风强度，揭示亚洲夏季风在中世纪气候异常期偏强、小冰期偏弱的特征。然而，重庆武隆芙蓉洞和贵州荔波龙泉洞的记录与之差异较大[53~54]，这表明单点上的季风重建有不确定性。此外，20世纪80年代前人根据古籍资料重建了中国近500年旱涝分布[55]，郑斯中[41]据此分析指出，年代际尺度上中国东部在冷期偏湿、暖期偏干；王绍武等[42]利用延长的旱涝数据集发现这一关系在百年尺度依然成立；然而，郑景云等[43]提出百年尺度降水变化在暖期南北反向，长江以南偏涝、以北偏旱；冷期115°E以东涝、以西旱涝相间。综上可见，由于时空分辨率等因素的限制，重建的东亚夏季风和中国东部夏季降水变化存在着不确定性，需要进一步研究加以深入。
近几十年气候模式研究快速发展，为研究过去千年东亚夏季风变化，特别是内在机制提供了有效途径[56]。已有模拟试验数据的分析表明，在过去千年，百年尺度上外强迫对东亚夏季风降水的影响主要体现在热带外，对热带季风降水作用不大[57~58]；中世纪气候异常期东亚夏季风偏强、中国东部夏季降水偏多，小冰期夏季风偏弱、降水偏少[59]，这一结论在国际古气候模拟比较计划第三阶段(phase 3 of the Paleoclimate Modeling Intercomparison Project，简称PMIP3)多模式试验中亦成立，且这两个时期东亚夏季风强度不同的原因在于东亚区域海陆热力差异变化[60]。以上模拟初步描绘了过去千年东亚夏季风和中国东部夏季降水变化，但它们主要针对的是百年尺度的典型时段，缺乏从年代际波动到长期变化趋势上的多时间尺度分析，亦因为没有单强迫因子驱动的敏感性试验而无法评估单独强迫因子的作用。
通用地球系统模式过去千年集合(Community Earth System Model Last Millennium Ensemble，简称CESM-LME)试验包含全强迫试验和单因子强迫试验，适用于研究过去千年气候变化与机理[61~63]。鉴于此，本文利用CESM-LME试验数据，分析了过去千年东亚夏季风在年代际和百年尺度上的变化特征、对不同强迫因子的响应及其与中国东部夏季降水的联系。
1 数据和方法 1.1 数据CESM-LME试验数据由CESM1.1模拟得到，CESM1.1为耦合了大气、海洋、陆面、海冰和陆冰的全耦合模式，其中大气和陆地模块水平分辨率约为2°×2°，海洋和海冰模块约为1°×1°。试验考虑的外强迫(图 1)包括火山爆发[64]、太阳活动[65]、地球轨道参数[66]、温室气体浓度[67]和土地利用变化[68~69]。CESM-LME共设计了全强迫、单强迫和参照试验三类试验。全强迫试验由上述所有外强迫驱动，共运行13个样本；单强迫试验由单个因子驱动，其余外强迫保持在850年水平，其中火山爆发和太阳活动单强迫试验分别运行了5个和4个样本，其他单强迫试验运行3个样本。该试验模拟时段为850~1849年和1850~2005年，前者关注工业革命前的气候变化，这是本文分析过去千年季风变化的时段，期间模拟所用外强迫数据均与PMIP3过去千年试验一致；后者在全强迫试验中增加了臭氧和气溶胶强迫，其他外强迫数据集与前一段相同，本文用其中的1979~2005年数据来评估模式模拟能力。在参照试验中，所有外强迫均保持在850年水平；参照试验运行了1个样本，运行时长为1356年。以上试验详细信息请参阅相关文献[62]。
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图 1 (a) CESM-LME的13个全强迫试验集合平均的过去千年北半球温度变化(单位：℃；相对于850~1849年)以及(b~f)试验所用外强迫时间序列：(b)气溶胶光学厚度代表的火山气溶胶浓度(值越接近1，火山爆发越强烈，火山气溶胶导致的大气不透明度越严重；越接近0，火山爆发越弱)，(c)太阳辐照度(单位：W/m2)，(d)土地利用(仅给出中国区域农田和牧场土地面积比例变化作为示例)，(e)温室气体浓度，(f)由地球轨道参数变化引起的40°N大气层顶年均和各季节太阳辐射异常(单位：W/m2；相对于850~1849年) (a)中的灰色阴影表示13个样本的1个标准差范围 Fig. 1 (a)The temporal evolution of temperature anomalies(units: ℃)over China during the last millennium relative to 850~1849 A.D. climatology in the ensemble mean of 13 full forcing CESM-LME simulations, and(b~f)temporal evolutions of the external forcings used in the experiment: (b)volcanic aerosol concentration represented by aerosol optical depth(the value close to 1 means a strong volcanic eruption, and severe atmospheric opacity caused by volcanic aerosol, while the value close to 0 represents a weak eruption), (c)total solar irradiance(units: W/m2), (d)land use(only changes of crop and pasture land proportions over China are shown as an example), (e)greenhouse gas concentration, and (f) annual and seasonal insolation anomalies(units: W/m2)at the top of the atmosphere over 40°N relative to 850~1849 A.D. caused by orbital parameters. The gray shading in (a) indicates one standard deviation of 13 individual experiments |
用于评估模式模拟能力的变量包括降水、表面气压和850 hPa水平风场。降水数据来自美国气候预测中心降水集合分析资料[70](CPC Merged Analysis of Precipitation，简称CMAP)，水平分辨率为2.5°×2.5°；气压和风场数据为美国国家环境预报中心/美国能源部的再分析资料[71](National Centers for Environment Prediction-Department of Energy AMIP-Ⅱ reanalysis，简称NCEP2)，水平分辨率同样为2.5°×2.5°。为叙述方便，下文统称这些数据为观测资料。
1.2 方法季风源于海陆热力差异，主要表现为风向的季节性变化[72]。前人定义的东亚夏季风指数大部分被归为两类：一类从温压场出发，表征海陆热力差异[73~76]；另一类从风场出发，表征风的变化[77~80]。本文采用后者，使用对流层低层区域平均风速来量化东亚夏季风强度[80]，即中国东部20°~40°N、110°~125°E范围内850 hPa平均风速值，该指数能合理刻画中国东部的风场状况。此外，以往评估显示，该指数可以反映东亚夏季风的年代际波动及变化趋势，适用于分析长时间尺度下的东亚夏季风变化[81]。
下文首先以过去千年平均态为基准，对东亚夏季风指数进行了距平化处理；其次，对季风指数和相关变量进行了带通滤波和低通滤波，旨在得到不同时间尺度下的变化信号。其中，百年尺度信号通过去趋势并采用100年低通滤波提取；在年代际尺度，考虑到后文发现东亚夏季风指数存在20~50年周期，故对数据去趋势后进行20~50年带通滤波以得到年代际信号，相关结果与直接20年低通滤波后的一致。此外，还应用了回归分析、相关分析、t检验等统计方法。
2 模式能力评估模式能否重现当代东亚夏季风的基本特征关系到其过去千年模拟的准确度。为此，对比了观测与模拟中1979~2005年气候态的东亚夏季850 hPa风场、降水场和表面气压场(图 2)。在观测中，东亚夏季受控于来自印度季风区的西南气流和西太平洋副热带高压西侧的东南气流，中国东部盛行偏南风(图 2a)。东亚夏季降水总体随纬度增加而减少；热带降水最多，最大可超过12 mm/day；从中国华南和长江中下游到韩国和日本南部存在一条季风雨带，最大降水量超过8 mm/day(图 2a)。夏季东亚陆地表面气压相对周边海洋偏低，低压中心位于青藏高原，高压中心位于西北太平洋，对应着西太平洋副热带高压(图 2b)。相比于观测，模式可以合理模拟气候态上的东亚低空偏南风、季风雨带、海洋和陆地上高低压中心的强度和位置(图 2c和2d)，尽管在细节上还存在差异。例如，模拟的中国东部偏南风偏强、西太平洋副热带高压西伸更多、热带降水和季风雨带强度偏弱、青藏高原东侧存在虚假的降水大值中心；这些不足普遍存在于现有气候模式中，与水平分辨率等因素有关[82]。
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图 2 1979~2005年观测和模拟的夏季气候态(a，c)降水(填色，单位：mm/day)和850 hPa风场(箭头，单位：m/s)以及(b，d)表面气压场(单位：hPa) Fig. 2 (a, c)Summer mean precipitation(shading, units: mm/day)and wind at 850 hPa(vectors, units: m/s)and (b, d)surface pressure(units: hPa)during 1979~2005 A.D. in the observation and simulation |
在CESM-LME全强迫试验中，过去千年东亚夏季风指数的线性趋势为-0.03 m/s per century，通过了95 % 置信水平的显著性检验，表明它在逐渐减弱(图 3)，这与前人的重建[38, 83]和模拟[58, 60]定性一致。与此同时，东亚夏季风指数有明显的百年尺度波动，存在几次偏弱期；最小值分别出现在11世纪末、15世纪中期、17世纪初和18世纪中期，后3次偏弱期均发生在偏冷的小冰期，与北半球平均温度偏低时段大体对应(图 1a)。通过分析13个样本试验中夏季风指数时间序列的功率谱，发现在大部分样本中存在20~50年的显著年代际周期(图略)。
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图 3 CESM-LME的13个全强迫试验集合平均的过去千年东亚夏季风指数(单位：m/s) 时间序列经过了30年滑动平均滤波处理，灰色阴影表示13个样本的1个标准差范围 Fig. 3 The East Asian summer monsoon index(units: m/s)during the last millennium in the ensemble mean of 13 full forcing CESM-LME simulations. The time series is smoothed using a 30-year moving average filter, and the gray shading indicates one standard deviation of 13 individual experiments |
为评估不同时间尺度上东亚夏季风强度变化对应的东亚夏季降水异常，分别计算了年代际和百年尺度上季风指数对降水、环流场的回归系数以及降水和环流场的变化趋势(图 4)。在年代际尺度上，强东亚夏季风对应着华南、长江流域、菲律宾海至日本南部降水显著偏少，华北、东北和朝鲜半岛一带降水偏多，中国东部约以32°N为界呈南旱北涝型异常(图 4a)，这与观测时段的特征类似[5]。东亚夏季风指数对表面气压和850 hPa风场的回归系数(图 4d)显示，高指数时期东亚陆地30°N以北的中高纬呈低压异常，邻近海洋和中国南部为高压异常，有利于西太平洋副热带高压加强、西伸；反气旋性异常以菲律宾海为中心，其西侧的中国东部在40°N以南出现西南风异常，推动季风雨带北上。东亚夏季风变化还与副热带西风急流变化有关；在东亚夏季风偏强时，夏季对流层高层约36°N以南出现显著的东风异常、以北为西风异常(图 4g)，西风急流北移，导致长江流域降水减少，中国东部雨带北移[84~85]。综上，在东亚夏季风偏强时，对流层高低空环流场协同作用，使得中国东部北方降水增多、南方减少。
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图 4 年代际和百年尺度东亚夏季风指数对(a，b)夏季降水(单位：mm/day)、(d，e)表面气压(填色；单位：hPa)和850 hPa风(箭头；单位：m/s)、(g，h)200 hPa纬向风(单位：m/s)的回归系数(即指数每变化1 m/s时相应变量的变化)以及(c，f，i) 这4个变量的变化趋势(单位：10-2 mm/day per century、hPa per century和m/s per century) 黑点表示在95 % 置信水平上变化显著的区域 Fig. 4 Regressed (a, b)summer precipitation(units: mm/day), (d, e)surface pressure(shadings; units: hPa)and wind at 850 hPa(vectors; units: m/s), and (g, h)zonal wind at 200 hPa(units: m/s)anomalies against the East Asian summer monsoon index on decadal and centennial timescales(namely changes of these variables when the monsoon index changes 1 m/s), and (c, f, i)the trends of the four variables(units: 10-2 mm/day pre century, hPa per century, and m/s per century). The black dots indicate areas with significant anomalies at the 95 % confidence level |
百年尺度降水、环流变化格局与上述年代际的类似，但变化场进一步向北扩展。其中，东亚夏季风偏强时菲律宾海到中国南部的表面气压正异常范围向北推进约4°；对应的对流层低层反气旋式异常范围随之北扩，中国东部依然为西南风异常，但南风分量加强，西南风异常延伸至中国东北(图 4e)。对流层高层西风同样在南侧减弱、北侧增强，该异常大幅北移了约10°(图 4h)。在此背景下，东亚降水减弱区域北扩至淮河流域和朝鲜半岛，但在中国台湾以东部分区域降水增加；中国东部依然呈现南旱北涝型异常分布，但分界线北移更大，达到了约36°N (图 4b)。
在变化趋势方面，过去千年东亚夏季风逐渐减弱，对应着中国东部表面气压明显正异常，负异常局限在日本南部，且相对较弱；中国东部30°N以北对流层低层被异常西北风占据(图 4f)，导致北方降水中心南移；中国南方存在反气旋性异常，一方面抑制南方降水，另一方面与30°N以北的西北风异常共同造成30°~40°N区域异常辐合，利于当地降水。在对流层高层，西风急流北侧减弱，南侧增强；减弱与增强的临界纬度约为50°N (图 4i)，对北方降水的影响大。在此背景下，降水增加区出现在30°~40°N，其余区域降水减少。季风减弱趋势使中国东部降水异常趋势呈负—正—负分布型(图 4c)。
不同时间尺度上东亚夏季风与降水和环流场之间关系的差异主要源自温度场作用。东亚夏季风指数对表面温度(表面2 m气温)的回归系数显示(图 5a)，年代际尺度表面温度变化在北太平洋最突出；东亚夏季风偏强时，西北太平洋显著偏暖，周围为马蹄形冷异常，该异常形态与PDO负相位一致。受其影响，中国东部明显偏暖、低纬海洋表面偏冷，经向海陆热力差异增大，东亚夏季风增强。百年尺度表面温度回归场格局与年代际的类似，但欧亚大陆中高纬的温度正异常相对更强，中国东部暖异常中心向北推移至东北地区(图 5b)，与东亚夏季风相关的降水和环流变化亦向北扩展。对于长期变化趋势，表面温度在北极和中高纬欧亚大陆变化最强烈，但在北太平洋不再突出(图 5c)；在此条件下，东亚夏季风变化趋势主要受欧亚大陆中高纬温度异常影响，故表现出与年代际和百年尺度下不同的降水和环流变化特征。
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图 5 年代际和百年尺度东亚夏季风指数对(a，b)表面温度(单位：℃)的回归系数，以及(c)表面温度变化趋势(单位：10-1 ℃ per century) 黑点表示在95 % 置信水平上变化显著的区域 Fig. 5 Regressed(a, b)surface air temperature(units: ℃)against the East Asian summer monsoon index on decadal and centennial timescales, and (c) the trends of surface air temperature(units: 10-1 ℃ per century). The black dots indicate areas with significant anomalies at the 95 % confidence level |
我们用单强迫试验评估单个外强迫因子的影响，用参照试验考察内部变率的作用。在太阳活动和温室气体单独强迫下，过去千年东亚夏季风总体上逐步增加；而在土地利用、火山活动和地球轨道参数单强迫试验中，东亚夏季风指数线性趋势依次-0.06 m/s per century、-0.04和-0.02 m/s per century，均能通过95 % 置信水平的显著性检验(图 6a~6e)。由此可见，过去千年东亚夏季风减弱与火山活动、土地利用和地球轨道参数变化有关。以往研究指出，过去千年火山活动、土地利用和地球轨道参数变化导致夏季中国温度逐渐降低[63]；据此推断，这几个外强迫通过改变温度来影响东亚夏季风。在百年尺度上，全强迫试验中12世纪后期至13世纪前期的东亚夏季风偏弱时段在太阳活动和土地利用单强迫试验中同样存在，其余波动亦与某些单强迫试验在一定程度上匹配，但皆无法完全对应(图 6a~6e)，这说明东亚夏季风的百年尺度波动不受单一外强迫因子的控制，而是多种因素综合导致的。此外，参照试验中没有外强迫因子的作用，但东亚夏季风仍有明显的年代际和百年尺度变化，这表明内部变率在起作用(图 6f)。
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图 6 CESM-LME(a~e)各单强迫和(f)参照试验模拟的过去千年东亚夏季风指数(单位：m/s) 右边数字表示线性趋势(单位：m/s per century)；时间序列经过了30年滑动平均滤波处理，(a~e)中灰色阴影分别表示各单强迫试验所有样本的1个标准差范围，红色虚线为全强迫试验结果 Fig. 6 Temporal evolutions of the East Asian summer monsoon index(units: m/s)during the last millennium in(a~e)single forcing and (f) control CESM-LME simulations. Numbers in the right are linear trend values(units: m/s per century). The time series are smoothed using a 30-year moving average filter. In(a~e), the gray shadings indicate one standard deviation of individual experiments, and red dashed lines indicate the full forcing experiment |
为研究土地利用、火山爆发和地球轨道参数变化引起东亚夏季风长期减弱的原因，图 7展示了这3个单强迫试验中表面温度、表面气压和850 hPa风场的变化趋势。在土地利用单强迫试验中，过去千年北半球表面温度整体上逐步降低，降温大值区集中在大陆，特别是中国、欧洲等地(图 7a)。这些区域过去千年土地利用不断增加[86]，例如中国在1700~1850年土地利用增加了约20 % (图 1d)，更多森林等自然植被变成了农田和牧场，导致地表反照率增加、陆面降温。因为东亚陆地降温相对于低纬海洋上的更强，海陆热力差异减小；东亚中高纬表面气压偏高、低纬海洋气压偏低，中国东部出现偏北风异常，东亚夏季风减弱(图 7b)。火山爆发作用机制与之类似。火山在前期爆发少，后期相对较多(图 1b)；火山爆发使得大量硫酸盐气溶胶进入大气并随环流扩散，阻碍入射太阳辐射，故温度整体上降低(图 7c)。由于海陆热力差异和极地放大效应等因素，降温在中高纬更强烈。因此，东亚中高纬降温趋势强于低纬海洋，海陆热力差异相应减小，东亚夏季风随之减弱(图 7d)。根据Berger[66]提供的计算公式，过去千年地球轨道参数变化使得夏季大气层顶入射太阳辐射在低纬逐渐增加、中高纬减少(图 1f)，因此表面温度在低纬不断上升、在中高纬则下降(图 7e)，海陆热力差异相应减小、东亚夏季风减弱(图 7f)。这3个单强迫引起的表面温度变化趋势均在欧亚中高纬更强，与全强迫试验中表面温度变化趋势的特征(图 5c)一致。
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图 7 土地利用、火山活动、地球轨道参数单强迫试验中表面温度(左图，单位：10-1 ℃ per century)、表面气压(右图填色，单位：hPa per century)和850 hPa风场(右图箭头，单位：m/s per century)变化趋势 Fig. 7 The trends of surface air temperature(left panels, units: 10-1 ℃ per century), surface pressure(shadings in right panels, units: hPa per century), and wind at 850 hPa(vectors in right panels, units: m/s per century)in land use-only, volcanic-only, and orbital-only simulations |
在年代际尺度上，东亚夏季风指数的周期性波动在很大程度上受内部变率的调制，为此计算了参照试验中年代际尺度东亚夏季风指数对表面温度、表面气压和850 hPa风场的回归系数(图 8)。其结果与全强迫试验中年代际尺度上的变化(图 5a和4d)总体一致，即东亚夏季风偏强时北太平洋表面温度变化最大，且表现为PDO负位相形态；北太平洋和中国东部升温明显、低纬海洋降温(图 8a)，经向海陆热力差异增大，促使东亚季风加强(图 8b)，这体现了PDO的主导作用。
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图 8 参照试验中东亚夏季风指数对表面温度(a，单位：℃)、表面气压(b，填色，单位：hPa)和850 hPa风场(b，箭头)的回归系数 (a)中黑点表示在95 % 置信水平上变化显著的区域 Fig. 8 Regressed surface air temperature(a, units: ℃), surface pressure(shadings in b, units: hPa), and wind at 850 hPa(vectors in b panels)anomalies against East Asian summer monsoon index in control simulation. The black dots in (a) indicate areas with significant anomalies at the 95 % confidence level |
在百年尺度上，表面温度场在北太平洋和欧亚大陆中高纬均变化明显(图 5b)，这可能是外强迫因子和PDO等内部变率共同作用的结果，进一步说明东亚夏季风百年尺度变化受多种因素影响。前人的模拟研究通过功率谱、经验正交分解等方法亦得到了类似的结论，并发现不同因素导致的降水模态以及产生影响的纬度存在差别[87~88]。但需要指出的是，现阶段不同因子作用还难以分离，一方面，欧亚大陆中高纬表面温度受外强迫影响的同时亦可能受内部变率调制[89]；另一方面，外强迫和内部变率之间相互影响[87]，相对贡献尚难以量化，因此东亚夏季风变化的原因仍需进一步探究。
5 总结与讨论本文利用CESM-LME试验数据，集中分析了过去千年不同时间尺度东亚夏季风的变化特征、东亚夏季风与中国东部夏季风降水的关系以及不同因子对东亚夏季风变化的影响，主要结论如下：
(1) 过去千年东亚夏季风强度存在年代际和百年尺度波动，在年代际尺度上有20~50年周期，百年尺度上表现为在12世纪后期至13世纪前期、15世纪、16世纪后期到17世纪前期和18世纪之后偏弱。过去千年，东亚夏季风逐渐减弱，线性趋势为-0.03 m/s per century。
(2) 东亚夏季风强弱伴随着局地环流和降水变化。在年代际尺度上，季风偏强时表面气压在东亚中高纬偏低、中国南部和邻近海洋偏高，以菲律宾海为中心的对流层低层异常反气旋使中国东部受西南风异常影响；在对流层上层，西风急流北移；高低空环流共同促使东亚夏季风雨带北进，引起北方降水增多、南方减少。百年尺度环流和降水异常与年代际的类似，但异常场更加北进。过去千年，东亚夏季风减弱趋势对应中国东部表面气压明显正异常，30°N以北对流层低层为西北风异常，西风急流南移，中国东部降水呈负—正—负异常分布型。
(3) 不同时间尺度上东亚夏季风变化的驱动因子不同；在年代际尺度上，与PDO相联的北太平洋表面温度异常通过改变东亚海陆热力差异影响季风；在百年尺度上，多因子共同作用改变北太平洋和欧亚中高纬表面温度，进而调制东亚夏季风。过去千年，东亚夏季风减弱趋势受控于火山爆发、土地利用和地球轨道参数变化这3个外强迫因子，它们使得欧亚中高纬表面温度明显降低，东亚夏季海陆热力差异减小。
以上分析显示，过去千年东亚夏季风及与之相关的中国东部夏季降水变化存在区域差异，这在一定程度上解释了为什么不同位置洞穴石笋δ18O记录不一致，亦提示在采用单点石笋δ18O记录反演东亚夏季风时需谨慎[49, 53]。
致谢: 感谢审稿专家和《第四纪研究》编辑部老师提出的宝贵意见，感谢CESM-LME试验项目组提供模拟试验数据!
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2 Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
Using the outputs of the Community Earth System Model Last Millennium Ensemble(CESM-LME) experiment, we first evaluate the ability of the model in reproducing the climatology in association with the East Asian summer monsoon, and then investigate the East Asian summer monsoon changes on interdecadal and centennial timescales and their relationship with the eastern China summer precipitation during the last millennium(850~1849 A.D. in this study). It is found that the East Asian summer monsoon has a weakening trend during the last millennium and displays prominent interdecadal and centennial variations. The weakening trend is related to increased land use over time, more volcanic eruptions in the later period, and orbital parameter changes during the last millennium, which reduce the surface air temperature over the middle and high latitudes of Eurasia and in turn the land-ocean thermal contrast in East Asia, thus weakens the East Asian summer monsoon. Interdecadal variations are closely related to the internal variability of Pacific Decadal Oscillation, which modifies the land-ocean thermal contrast and monsoon in East Asia by promoting the surface air temperature changes over the North Pacific and eastern China. On the centennial scale, the monsoon variations are affected by various factors, which induce obvious changes of surface air temperature over both the middle and high latitudes of Eurasia and North Pacific and thus impact the East Asian summer monsoon. Meanwhile, the weakening trend of East Asian summer monsoon is accompanied by negative-positive-negative trend of precipitation change from South to North China during the last millennium; on decadal and centennial scales, the summer precipitation deficit and excess occur in southern and northern China, respectively, when the East Asian summer monsoon is strong.