摘 要: 為了探究南、北半球降水變化規(guī)律，利用 CMIP5 /PMIP3 中多個模式模擬結(jié)果( 7 個全強迫模式的算術(shù)平均值) 對過去千年 2 個特征暖期南、北半球降水的時空變化差異及其機制進行了研究分析.結(jié)果表明: 1) 中世紀(jì)氣候異常期，北半球平均降水增長要高于南半球; 2) 現(xiàn)代暖期，南、北半球平均降水增長較為一致; 3) 中世紀(jì)氣候異常期，南、北半球降水變化差異主要是受南、北半球海洋表面溫度變化差異的影響; 4) 熱帶太平洋海區(qū)緯向海洋表面溫度梯度的減弱削弱了 Walker 環(huán)流，促進了現(xiàn)代暖期南、北半球降水的均衡變化.研究結(jié)果為進一步認(rèn)識和預(yù)測降水在未來全球增暖背景下多年代際的變化趨勢研究提供參考.
關(guān)鍵詞: 中世紀(jì)氣候異常期; 20 世紀(jì)增暖; 自然因子強迫; 人為因子強迫; 氣候模擬
觀測資料顯示，20 世紀(jì)后半葉，南、北半球降水面對現(xiàn)代氣候的快速增溫在不同緯度帶上表現(xiàn)出了不同的變化特征[1].而大規(guī)模的降水變化往往會增加極端氣候事件發(fā)生的頻率[2]，進而影響社會經(jīng)濟的發(fā)展[3].因此，研究南、北半球降水對人為因子強迫和自然因子強迫的響應(yīng)機制[4-5]，可以更加深入地認(rèn)識全球降水的變化規(guī)律，有利于更好地預(yù)估未來增暖背景下降水?dāng)?shù)十年到數(shù)百年的發(fā)展趨勢，從而針對極端降水做好防災(zāi)減災(zāi)工作[6].
氣候變化論文：我國西南地區(qū)春季降水對前期青藏高原熱力作用的響應(yīng)
研究過去千年氣候?qū)斫饽甏涟倌瓿叨鹊臍夂蜃兓哂歇毺氐膬r值[7].在過去千年時段中存在著一個相對純粹受自然影響的中世紀(jì)氣候異常期( medieval climatic anomaly，MCA)[8]及受人為因子強迫和自然共同影響的現(xiàn)代暖期( present warmperiod，PWP)[9].對比研究這 2 個不同氣候背景下形成的特征時期，可以更好地理解在多年代際時間尺度上不同強迫因子對南、北半球降水的影響.其中，利用氣候模式可以很好地探討特征暖期南、北半球的降水變化及其機理[10].
前人利用各種氣候模式對過去千年降水變化特征進行了研究[11-12]，劉斌等[13]依據(jù) CESM( community earth system model) 結(jié)果發(fā)現(xiàn)，MCA 北半球平均降水增加量要高于南半球; 況雪源等[14]利用 ECMO-G( 全球海氣耦合氣候模式) 結(jié)果發(fā)現(xiàn)，MCA 北半球降水的變化幅度比南半球大，而高緯( 度) 地區(qū)降水的變幅大于低緯地區(qū); PWP 北半球及南半球低緯地區(qū)降水變化為正距平，南半球中高緯地區(qū)則呈現(xiàn)降水為負(fù)距平的現(xiàn)象; 亦有研究發(fā)現(xiàn)，PWP 降水呈“干區(qū)→更干，濕區(qū)→更濕”的變化特征[15].
可以看出，不同氣候模式對過去千年特征暖期降水結(jié)構(gòu)特征的模擬有所差異，模擬的氣候變化存在一定的模式依賴性[16]，需要對不同模式的氣候模擬結(jié)果進行對比分析.目前第 6 次國際耦合模式比較計劃( coupled model intercomparisonproject，CMIP) 及國際古氣候模擬比較計劃( paleoclimate modeling intercomparison project，PMIP)第 4 階段中涉及過去千年時段的數(shù)據(jù)更新較少，因此，CMIP5/PMIP3 中的大量過去千年氣候模擬試驗數(shù)據(jù)成為多模式對比研究過去千年氣候變化的更好選擇.綜上所述，雖然前人針對過去千年的降水變化進行了深入探討，但是對于特征暖期南、北半球降水變化的認(rèn)識仍較為缺乏.
本文利用 CMIP5 /PMIP3 中多個氣候模式模擬結(jié)果對南、北半球特征暖期的降水時空變化特征進行對比分析，探究在過去千年不同特征暖期的背景下南、北半球降水差異的成因機制，對了解近千年來全球降水的變化規(guī)律，為進一步認(rèn)識和預(yù)測全球降水在未來增暖背景下的多年代際的變化提供理論參考.
1 模擬試驗設(shè)計與檢驗
1.1 資料簡介
本文選用了 CMIP5/PMIP3 提供的 6 個研究過去千年( 公元 850—2005 年) 的模擬試驗結(jié)果 ，同時使用由美國國家大氣研究中心開發(fā)的通用地球系統(tǒng)模式( CESM) 進行的過去千年全強迫模擬試驗結(jié)果[17-18]，其 中 多 模 式 集 成 ( multi-model ensemblemean，MME) 為 所 有 模 擬 結(jié) 果 ( CESM，CCSM4，GISS-E2-R，MPI-ESM-P，CSIRO-Mk3L，BCC-CSM1，MRI-CGCM3) 的算數(shù)平均集合.另外，本文利用觀測/再分析資料來驗證氣候模式對全球年平均地表氣溫和降水空間分布的模擬能力.
地表氣溫資料選用了美國國家環(huán)境預(yù)測中心 ( National Centers for Environment Prediction，NCEP) 再分析資料的逐月地表氣溫數(shù)據(jù)[19]; 降水資料使用的是全球降水氣候項目資料[20]和氣候預(yù)報中心降水集合分析資料( climate prediction centermerged analysis of precipitation，CMAP)[21].
為方便比較，采用雙線性插值的方法將模擬結(jié)果和觀測/再分析數(shù)據(jù)統(tǒng)一插值成 2.5°×2.5°的空間分辨率.此外，本文使用 9 條過去千年北半球溫度重建序列來驗證過去千年模擬結(jié)果的可信度，其中重建序列分別為 Esp02，Mann03，Mob05，D'Arrigo06，Heg07，Mann08-cps，Sch15，Wli16 和Gui17.另外，本文如果沒有特殊說明，距平時段均為公元 851—1850 年.
1.2 模擬結(jié)果驗證
本文利用泰勒圖分析評估各個氣候模式及MME 對南、北半球年平均( 公元 1979—2000 年) 地表氣溫和降水空間分布的模擬能力.泰勒圖能夠直觀地比較各模式的模擬結(jié)果與觀測/再分析資料的對應(yīng)程度，其中離紅色圓點( 觀測場) 越近，模式的模擬結(jié)果與觀測/再分析資料的相近度就越高.從 中可以觀察到各模式對南、北半球降水的模擬效果不及地表氣溫，然而，CMAP 觀測/再分析資料所呈現(xiàn)的降水空間分布狀況與 GPCP 觀測/再分析資料同樣存在差異.可見，雖然不同模式對南、北半球地表氣溫和降水分布的模擬結(jié)果存在一定的偏差，但均較合理地描述了年平均地表氣溫和降水的空間分布特征.
此外，MME 比任何單一模式都更真實地刻畫出全球地表氣溫和降水的空間分布形態(tài)，說明將所有模式的模擬結(jié)果進行算數(shù)平均處理能夠有效提高模擬結(jié)果的可信度[22].各個過去千年北半球溫度重建資料體現(xiàn)了過去千年 MCA 和 PWP 這 2 個特征暖期的存在[23]，結(jié)合前人的研究成果[14-15，23]，本文選取了公元 851—1250 年和公元 1901—2000 年這 2 個時段分別作為中世紀(jì)氣候異常期和現(xiàn)代暖期.
此外，進一步分析北半球地表氣溫的 MME 模擬序列與各溫度重建序列在 2 個特征暖期的對比情況，MCA的 MME 模擬序列與各重建序列的相關(guān)性較低，這可能是受各模式模擬試驗設(shè)計方案不同及 MCA 原始代用資料較少的影響[24]，盡管如此，MCA 地表氣溫的 MME 模擬曲線仍然處于各重建序列的不確定范圍之內(nèi); 而 PWP 的 MME 模擬結(jié)果與各重建序列一致性較強.總體而言，MME 可以較好地模擬北半球過去千年地表氣溫的 2 個特征暖期，采用MME 來研究過去千年氣候變化是可靠的.
2 結(jié)果與分析
2.1 特征暖期降水的時空變化
給出了 MME 模擬的過去千年半球/全球年平均地表氣溫和降水距平序列的 31 年滑動平均值.從中可以觀察到，MCA 和 PWP 南、北半球均表現(xiàn)為降水增多，然而，南、北半球降水距平的時間變化在 2 個特征暖期具有不同的表現(xiàn)特征.
在南半球和北半球之間的降水變化差異方面，MCA 降水在同一年的變化差異最大為 0. 02 mm/d，而 PWP 則為0.01 mm/d.表明 MCA 南半球和北半球之間降水的變化幅度要大于 PWP.在南、北半球降水距平的振幅變化方面，MCA 北半球降水距平的振幅變化為0.02 mm/d，南半球為 0.01 mm/d; 而 PWP 南、北半球降水距平的振幅變化基本一致，可見，MCA 和 PWP的北半球降水距平變幅均略高于南半球，但是對比 2個特征暖期可發(fā)現(xiàn)，PWP 南、北半球降水距平變幅要遠大于 MCA.
MCA 降水增長幅度最大的為熱帶西太平洋及喜馬拉雅山以南的印度半島地區(qū); 降水減少最明顯的是赤道中東太平洋、熱帶大西洋及南美洲巴西高原的部分地區(qū).PWP 熱帶西太平洋降水增加最為顯著; 南、北半球 30°附近則有 2條降水減少的緯度帶，其中北美洲南部地區(qū)和南美洲北部地區(qū)降水減少幅度最大.總體而言，降水變化率較大區(qū)域主要集中在 60° N—60° S，這可能是因為降水主要集中在中低緯( 度) 地區(qū)[13-14].
給出了全球緯圈降水的平均變化，可以看出，全球降水變化具有“正—負(fù)—正”的帶狀分布現(xiàn)象，結(jié)合全球降水變化的特點，將南、北半球各劃分為 4 個緯度帶進行統(tǒng)計，分別為寒帶地區(qū)60° N( S) —90° N ( S) 、溫帶地區(qū) 40° N ( S) —60° N( S) 、亞熱帶地區(qū) 20° N( S) —40° N( S) 及熱帶地區(qū) 0°—20° N( S) .所示為 MME 模擬的特征暖期南、北半球各緯度帶降水變化率.MCA 北半球平均降水增加幅度為南半球的近 2 倍，其中，MCA 北半球熱帶及南、北半球溫帶地區(qū)和寒帶地區(qū)降水增幅較大.
PWP 南半球降水增加幅度為北半球的近 1.5 倍，除了南、北半球的亞熱帶地區(qū)降水顯著減少以外，其他地區(qū)降水均顯著增加，其中南、北半球的寒帶地區(qū)及南半球的熱帶地區(qū)降水增幅最為明顯.綜上所述，MCA 和PWP 南、北半球的降水距平分布在不同緯度帶上表現(xiàn)出了顯著的區(qū)別，2 個特征暖期，南、北半球降水距平的這種變化差異可能是降水對不同外強迫因子響應(yīng)的一種體現(xiàn)[25]，各個外強迫因子對南、北半球降水的具體影響機制仍需進一步深入探討.
2.2 不同特征
暖期南、北半球降水與地表氣溫的關(guān)系在模式結(jié)果中，PWP 的溫暖程度明顯高于MCA .為探討在升溫幅度相同的條件下南、北半球降水對 MCA 與 PWP 地表氣溫的響應(yīng)狀況， 給出了 MME 模擬的 2 個特征暖期南、北半球地表氣溫與降水的回歸系數(shù).
在相同升溫幅度下，MCA 北半球平均降水變化量為 PWP 的近 3 倍;MCA 南半球平均降水變化量為 PWP 的近 1.5 倍.由于 MCA 氣候變化主要受自然因子強迫( 如太陽輻射和火山活動等) 的影響，PWP 氣候變化則為人為因子強迫( 如溫室氣體等) 所主導(dǎo)[9，26]，表明當(dāng)氣溫升高一致時，南、北半球平均降水對自然因子強迫的響應(yīng)要大于對人為因子強迫的響應(yīng)，這與前人的研究結(jié)論較為一致[15，25-27].
此外，在氣溫變幅相同的情況下，MCA 北半球降水變化量為南半球的近 2 倍，PWP 南、北半球降水變化量則幾乎一致，即北半球降水對自然因子強迫的響應(yīng)比南半球降水強烈，而人為因子強迫對南、北半球降水的影響基本相同.可見，南、北半球平均降水對不同氣候背景下的增溫具有不同的響應(yīng)特征，與之相對應(yīng)的是，MCA 在自然因子強迫的影響下，南半球和北半球之間降水差異較大 ，同時北半球平均降水增加量要高于南半球; 而PWP 受人為因子強迫的影響，南、北半球之間降水差異較小，南半球平均降水增加量高于北半球 .
從北半球熱帶地區(qū)降水與 SST 及 850 hPa 風(fēng)場的相關(guān)系數(shù)圖中可以發(fā)現(xiàn)，南、北半球的熱力差異較大，對應(yīng)著較強的南、北半球低緯地區(qū)的偏南風(fēng)，為北半球帶來了更多的降水; 而在南半球熱帶地區(qū)降水與 SST 及 850 hPa 風(fēng)場的相關(guān)系數(shù)圖中，南半球低緯地區(qū)的偏南風(fēng)削弱了北半球低緯地區(qū)較強的偏北風(fēng)，導(dǎo)致了北半球降水變化量高于南半球.這可能與熱帶輻合帶( intertropicalconvergence zone，ITCZ) 季節(jié)性的南、北移動有關(guān)[30].MCA 處于太陽活動劇烈期，具有更強的太陽輻射[9，26]。
因此，當(dāng)太陽直射在北半球的時候，北半球SST 因吸收更多的太陽短波輻射而偏高，南、北半球SST 溫差加大，由此產(chǎn)生的跨赤道氣壓梯度有利于進一步推動 ITCZ 帶向北移動，為北半球帶來更多的降水; 反之，當(dāng)太陽直射點向南半球移動時，南半球SST 因接受更高的太陽短波輻射而偏高，此時向南偏移的 ITCZ 帶使南半球降水偏多，然而由于 ITCZ帶在東太平洋和大西洋的移動位置偏北[31]，導(dǎo)致了南、北半球降水變化量的差異.
PWP 南、北 半 球 降 水 序 列 與 SST 具有普遍的顯著正相關(guān)關(guān)系，其中北半球降水與赤道太平洋 SST 的相關(guān)系數(shù)可達0.60( 通過 99%的顯著性檢驗) ; 而南半球降水與西太平洋 SST 的相關(guān)系數(shù)最高，說明南、北半球降水與太平洋 SST 的關(guān)系密切.此外，從 PWP 南、北半球不同緯度帶降水與全球 SST 的相關(guān)系數(shù)圖來看 。
除了北半球亞熱帶地區(qū)降水與 SST 的相關(guān)系數(shù)圖以外，南、北半球其他緯度帶降水各自相關(guān)的 SST 場與相對應(yīng)的南、北半球降水各自相關(guān)的 SST 場具有極高的相似度( 相關(guān)系數(shù)的絕對值為 0.83～0.96，均通過 99%的顯著性檢驗) ，表明太平洋 SST 的變化影響南、北半球各緯度帶降水的變化特征.進一步對比 MCA 與 PWP 南、北半球及其各緯度帶降水與全球 SST 的相關(guān)系數(shù)，MCA 熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度較大，而PWP 熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 變化相對一致.
因此結(jié)合 MME 模擬的結(jié)果，MCA 熱帶太平洋海區(qū)在自然因子強迫的影響下具有較強的緯向SST 梯度，對應(yīng)著較強的偏東風(fēng) ; 而受人為因子強迫的影響，PWP 熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度減弱[27]，對應(yīng)著偏西風(fēng)，同時南、北半球的 850 hPa 風(fēng)場較為相似.由于增強的熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度有利于加強Walker 環(huán)流，使得水汽更多地輻合于西太平洋暖池區(qū)域[15，26-27]，低緯度地區(qū)的降水增加顯著; 減弱的熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度則削弱了Walker環(huán)流，推動了南、北半球降水的均衡變化.
3 結(jié) 論
本文利用 CMIP5/PMIP3 中多個模式的模擬結(jié)果對過去千年 2 個特征暖期，也就是中世紀(jì)氣候異常期( 公元 851—1250 年) 和現(xiàn)代暖期( 公元 1901—2000 年) 的南、北半球降水時空分布特征進行了對比分析，探討了全球海溫場在不同特征暖期的背景下對南、北半球降水變化的影響機制.主要結(jié)論如下：
1) 通過與觀測/再分析資料的對比，筆者發(fā)現(xiàn)MME 能較好地再現(xiàn)公元 1979—2000 年南、北半球地表氣溫和降水的空間分布狀況; 另外，各個過去千年北半球溫度重建資料與 MME 模擬的地表氣溫在 2個特征暖期的變化較為一致，這說明采用 MME 來研究過去千年 2 個特征暖期的氣候變化是可靠的.
2) MCA 南半球和北半球之間降水距平的差異要大于 PWP.而 PWP 南、北半球降水距平各自的變幅要遠大于 MCA.此外，MCA 北半球平均降水增長要高于南半球; PWP 南、北半球平均降水增長則較為一致.3) MCA 南、北半球降水的變化差異受南-北半球 SST 溫差變化的影響，南、北半球溫差增大有利于推動 ITCZ 帶向南、北半球移動，而 ITCZ 帶在東太平洋和大西洋的移動位置偏北，導(dǎo)致了北半球降水變化量高于南半球.
4) 2 個特征暖期的南、北半球降水均受熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度的影響，MCA 熱帶太平洋海區(qū)比 PWP 具有更強的緯向 SST 梯度，較強的熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度有利于加強Walker 環(huán)流，使得水汽更多地輻合于西太平洋暖池區(qū)域，增加低緯地區(qū)的降水量; 而 PWP 減弱的熱帶太平洋海區(qū)緯向 SST 梯度則削弱了 Walker環(huán)流，促進南、北半球降水均衡變化.
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作者：王思思， 朱麗東， 潘春華， 李鳳全
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