英语原文共 12 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

全球季风的概念

季风是全球气候的定义指标之一。本文讨论一种新的概念，全球季风（GM），并证明GM降水是过去一千年全球气候变化的一个合理的衡量。GM是大气-陆地-海洋-冰雪圈-生物圈耦合系统对太阳辐射强迫年变化的响应。在气候学背景下，GM可以由一个冬夏至模式和一个春秋分不对称模式的总和定量描述。全球季风区域划定为年范围（当地夏季与冬季之差）降水量超过2mm/d且占当地年平均降雨量的70%的区域。GM的年变化可以通过GM降水（GMP）强度来测量，其代表GM域中的平均年降水量范围。使用全球降水气候学项目（GPCP）数据，我们发现GMP在过去29年（1979-2007）有显著地增加。通过ECHO-G模式模拟研究千年，我们发现在百年-千年时间尺度上，GMP遵循有效辐射强迫的变化比全球平均地表空气温度的变化更好，这表明GMP是全球气候变化的重要指标。了解全球季风的综合属性，能提供关于古季风，现代季风和未来季风研究之间的联系。我们需要进一步的研究以更好地了解控制GM系统的基本动力以及区域季风之间的联系和差异。

1.引言

季风的概念随着时间的推移不断发展。传统的季风定义完全基于盛行近地面风的年际转变（Ramage 1971)。然而，季风气候的特征在于多雨的夏天和干燥的冬天间的显著差异（Webster1987; Webster et al.1998）。与三个大陆架（欧亚大陆 - 澳大利亚，非洲和美洲）和相邻海洋相关的七个区域季风系统得到了公认和记录：南亚季风(e.g., Webster et al. 1998)，东亚季风(e.g., Tao and Chen 1987)，澳大利亚季风(e.g., Davidson et al. 1983)，北非和南非季风(e.g., Hastenrath et al. 1995)，墨西哥和美国西南季风(e.g., Higgins et al. 1997)以及南美季风(e.g., Zhou and Lau 1998)

所有七个区域季风由太阳辐射的年周期循环驱动和同步，通过全球循环相联结。 因此，不应孤立地研究某区域的季风。Trenberth et al. (2000)把季风系统的全球方面描述为随着季节变化的遍及热带的大气全球尺度的持续转变。考虑到质量、水汽和能量守恒的物理原理，并应用于全球大气及其与下垫面的能量交换，从全球角度分析季风总变率和变化对理解基本季风动力学是必要和有利的。

在本文中，我们将着重于讨论全球季风降水（以下简称GMP），因为理论上全球大气转换（发散）循环的变化与季风降水的季节变化密切相关。此外，GMP是全球水和能源循环的重要衡量之一，并在区域季风变化的组织中起着重要的作用。 GMP对于古气候变化可能是至关重要的，因为降水的凝结潜热在联系外部辐射强迫和大气环流中具有关键作用。

全球季风（GM）是一个新兴的概念。这是否是一个恰当的专业术语仍有待阐明。在这项研究中，我们讨论这个概念的各方面。研究的目的是促进进一步的研究，以提高我们对决定GM降水变率和变化的基本动力学的理解。

2.全球季风的本质是什么？

全球季风表现为大气-陆地-海洋-冰冻圈-生物圈耦合系统对太阳辐射强迫年变化的响应。在气候学背景下，GM可以由全球降水和低层（850 hPa）风的年变化的前两个主经验正交模式定量地定义(Wang and Ding 2008)。两种模式都具有年周期性（图1a）。第一种模式占年总方差的71％，特征在于两半球间降水的对比（图1b），可以简单描述为6月-7月-8月-9月（JJAS）减去12月-1月-2月-3月 （DJFM）的降水模式（图1d）。 因此，第一模式称为冬夏至模式，其反映了在大气响应中具有一至两个月相位延迟的反对称年太阳能强迫的影响。第二种模式也有年周期性，最大值和最小值分别发生在4月和10月左右。 其空间模式（图1c）相当于4月-5月（AM）减去10月-11月（ON）的降水和循环模式（图1e）。 因此，第二模式表示为一个赤道不对称模式，或春秋分不对称模式，这是热带和季风环流季节变化的重要特征之一。只有第三种模式描述了半年变化，反映了每年两次越过赤道的太阳强迫的影响以及JJAS和DJFM之间的季风强度和持续程度的时间不对称性（Wang 1994）。 如图1所示，热带降水和低层循环的年周期性的主要特征可以通过冬夏至模式和春秋分不对称模式的组合来表示，它们一共占了年总方差的84%，并且它们可以用于定量地定义GM。

图1

图1.（a）前两个多变量EOF模式的归一化主成分及其在850 hPa的降水（阴影，单位：mmlday）和风场（以ml为单位的矢量）的相应空间模式（b）EOFI和（c）EOF2。（d）6月至9月和12月至3月期间的差分降水率（mm/day）和850 hPa风场（即JJAS减去DJFM）。（e）4月 - 5月平均减去10月 - 11月平均的降水率（mm/day）和850 hPa风场。在（b）和（c）中省略了风速小于1m/s的风。在（d）和（e）中分别省略了风速小于4m/s和2m/s的风。（摘自Wang and Ding 2008）

3.如何定义全球季风域？

Wang（1994）尝试利用向外长波辐射（OLR）数据描述全球热带的季风气候机制。使用卫星观测的降雨量，Wang和Ding（2006）提出了一种识别全球季风降水区域的方法。划分是基于以下事实：多雨的夏季和干燥的冬季之间的对比是季风气候的一个基本特征（Webster 1987）。因此，描述局部地区夏季和冬季降水之间的差异的年范围（AR）是描述季风降水的基本参数。具体说，AR可以通过局部地区夏季减去冬季的降水来定义，即，在北半球（NH）中JJA减去的DJF降水以及南半球（SH）中DJF减去的JJA。图2显示了AR与年平均值降水的比率的空间分布，注意到负值区（图2中的浅灰色区域）表明了地中海机制，其特征是具有潮湿的冬天和干燥的夏天。所有大陆季风区域的年范围降水量都比年平均降水量大。

图2

图2.由年平均降水量标准化处理得到的年降水量范围（灰色阴影）和黑色曲线包围的季风降水区域年范围降水量大于2mm/d且占年平均降水量的70％的区域定义为季风降水区域。使用的数据是GPCP降水测量。（改编自Wang和Ding 2006）

由于典型季风气候的特征不仅在于显著的AR，而且在于当地夏季集中的降雨，所以季风区域可以划分为由AR（JJA和DJF差异）超过2mm /d且占年平均值的百分比超过70％组成的区域。第一个标准区分季风气候与干旱和半干旱或地中海气候。第二个标准保证降雨的季风性季节分布：局地夏季的降水集中度，从而将季风气候与赤道地区常年降水机制（其中AR相比其年平均值是中度的）区分开来。

图2中的粗线所示为由AR（JJA和DJF差异）超过2mm /d且占年平均值70％而定义的主要季风降水区域。GMP区域包括六个主要的大陆季风区域：南亚和东亚，印度尼西亚 - 澳大利亚，北非，南部非洲，北美洲和南美洲。注意大多数区域季风的范围包括相邻的海洋区域。因此，包括南亚和东亚边缘海域，菲律宾海，西南印度洋和墨西哥东部北太平洋的海洋季风区是相应的大陆季风的延伸，具有典型的季风降水特征；因此它们是相应的区域季风系统的组成部分。然而，在亚热带中南太平洋，存在一个纯海洋的区域，季风分布与季风区相似。但是，由于缺乏海陆热力对比，这个海洋区域不是典型的季风区域。基于上述定义的季风域，为全球季风区提出了雨季特征的简明客观定义（Zhang and Wang 2008）。

应该注意的是，在研究之前已经测试过季风域对这里提出的两个标准的敏感性。我们发现，全球季风域对这里使用的两个标准不是很敏感。在先前的研究中，Wang和Ding（2006）使用了第二个标准：当地夏季（JJA或DJF）降水量大于年总量的35％。从这个替代标准导出的结果与图2所示的非常相似。Liu et al.（2009）定义当地夏季5月至9月（MJJAS）为NH和11月至3月（NDJFM）为SH。全球季风降水区域定义为降水量的AR（MJJAS和NDJFM差值）超过2mm/d且局地夏季降水量超过年降雨量的55％的区域。结果所得到的季风域也与图2所示的一致。

4．如何测量全球季风降水强度？

GMP的强度随着从年际到地质的各种时间尺度而变化。我们如何测量GMP及其区域构成要素的强度变化呢？ 正如我们前面阐述的，给定地方的季风降水强度的最简单的衡量是AR。 AR越大，潮湿夏季和干燥冬季之间的对比度越大，因此季风越强。还要注意，AR通常由当地夏季降雨量控制；因此，在很大程度上，当地夏季降水也可以提供有意义的度量（Wang and Ding 2006）。为简单起见，我们将在本研究中使用AR度量。

考虑到这一点，给定区域或GM域中的季风强度可以简单地通过给定区域内每个网格的AR的面积平均值来计算。GM域上的平均AR可以称为GMP强度。以类似的方式，我们可以定义NH季风降水（NHMP）和SH季风降水（SHMP）以及各个地区的季风降水的强度。由于季风域可能随时间或不同模式而变化，为了方便比较，我们将使用当前气候中观测到的季风域作为参考区域来计算AR面积平均。此外，当计算年度变化AR时，我们将当地夏季和下一个冬季之间的差异指定为夏季风发生年份的AR。

补充方法是揭示AR中每年差异（或变化）的连续模式。 为此，AR的主导经验正交函数（EOF）模式可以用于描述主要的空间变异性，而相应的主成分可以用于描述其时间变化。这两种方法是互补的，结合使用会更好。下一节将给出一个例子。

5.全球季风降水强度的当今变化

Wang和Ding（2006）利用1948 - 2003年间四种不同的陆基雨量计数据构建了全球NHMP和SHMP域的陆地区域的季风降水强度的时间序列。四种数据集的集合平均值的时间序列表明了全球陆地季风降水的减少趋势，主要是由于1960年代至1970年代的NH夏季季风降雨量减少，特别是在西非地区。然而，1980年以后，全球陆地季风降水没有显著变化的趋势。 这种弱化趋势已经使用由观测到的海表面温度（SST）驱动的大气通用循环模型（AGCM）再现（Zhou等人2008）。

在过去三十年（1979 - 2007年）间，卫星观测为全球降水预估的提供了支持，使得可以研究GMP强度变异性的变率。在这里，我们使用全球降水气候学项目（GPCP）数据集（Huffman et aZ.1997），该数据集在过去29年中提供了全球降水度量，以2.5times;2.5°的网格绘制。气候平均下全球平均降水量为2.61mm/日，微小的年偏差为0.03mm/日；并未发现全球降水总量的趋势（Allen和Ingram 2002）。海洋季风区域的GMP又是怎样的？ 为了回答这个问题，我们将GM域划分为陆地和海洋部分。

图3(a)显示，GMP强度从4.6 mm/d到5mm/d存在增加趋势，95％置信水平显著，主要是由于海洋季风区变化的趋势且没有检测到全球陆地季风强度的显著趋势。1979年到2005年，全球平均气温的趋势估计约为每十年O.17℃（Brohan等人2006; Smith和Reynolds 2005; IPCC AR4）。同期GMP强度的上升趋势约为9％。然而，气候预测中心（CPC）合并降水分析（CMAP）数据（Xie和Arkin 1997）没有显示出明显的增加趋势。

图3(b)显示了由GPCP AR的降水的第二EOF模式导出的季风强度趋势的空间模式。相应的主成分与GMP强度的相关系数为0.80。为了测试AR在每个网格的时间序列的长期趋势的显著性，我们使用非参数Mann-Kendall秩统计（Kendall 1955），结果显示在图3c中。结合图3b和3c的结果，我们看到过去29年中的季风强度显著增加趋势发现在孟加拉湾，阿拉伯海，中国南部，委内瑞拉，南美洲和北非。在赤道南部非洲附近发现显著下降趋势。

图3

图3（a）1979 - 2007年GPCP全球季风降水强度（GMP）。也显示其陆地和海洋组成部分。（b）1979 - 2007年使用GPCP得出的全球季风区域的归一化年范围（AR）异常的第二个EOF模式的空间模式。粗线表示季风域的边界。（c）Mann-Kendall排名统计显示每个网格点AR的长期趋势的统计意义。

6.由ECHO-G模型模拟的GMP的百年-千年变化

检查地球气候对外部强迫的反应时，GMP是一个有用的概念吗？为了解决这个问题，Liu et al.（2009）研究了ECHO-G模型（一种全球耦合大气-海洋的气候模式（Legutke和Voss 1999））模拟的GMP的百年-千年变率，以了解GM在当前条件和百年-千年时间尺度下如何作为一个整体发展。千年整合包括自由运行，其被使用来设置为当前值的固定外部（年度循环）强迫产生（Zorita等人，2003），以及由三个外部强迫因子强迫运行：太阳能变化性，平流层火山气溶胶的有效辐射效应和大气中的温室气体浓度，包括从1000到1990年AD期间的二氧化碳和甲烷（Gonzalez-Rouco等人2003；von Storch等人2004； Zorita等人 2005）。 ECHO-G模拟系统中的模拟的年平均降水和特殊模式与再分析中的同化数据相当。

图4

图4.从1000年到1990年AD的31年运行平均时间序列（a）有效太阳辐射（W 1m2），（b）CO2浓度（ppm），（c）全球平均温度（K），（d）全球季风降水（GMP）强度（mm /天），（e）全球陆 - 海温差（K），（f）全球陆 - 海海平面压力差（hPa），和（g）半球间温度差（K）。显示在右下角的数字表示有效辐射强迫与五个全局响应的相关系数因子（c，d，e，f，g）。半球间温度差由NH平均温度减去SH平均温度定义。（修改自Liu et at.2009）

在控制（自由）运行中，NHMP，SHMP和G

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[25420]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word