海陆分布和地形对亚洲季风强度的相对作用外文翻译资料

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海陆分布和地形对亚洲季风强度的相对作用

ZHONGFENG XU,CONGBIN FU,YONGFU QIAN

摘要

使用一系列AGCM模拟评估各种海陆分布（LSDs）和山脉对亚洲季风范围和强度的相对影响。本研究未考虑海气耦合效应。除了几个模拟之外，所有模拟都与区域平均SST，全球统一植被，土壤颜色以及土壤质地相结合。结果表明，海陆分布在决定亚洲和非洲季风范围方面比地形更重要。热带地区纬向海陆分布和亚洲山脉对南亚地区夏季风对流的建立起着至关重要的作用。季风环流指数（MCI1）由850hpa和200 hPa的纬向风差异定义，用于测量南亚夏季风强度。欧亚大陆与印度洋之间的大尺度经向海陆热力差异仅导致季风环流指数增加1.8秒米。然而，印度半岛和中南半岛（亚洲山脉）的存在导致季风环流指数增加6.6（7.4）秒米，这与凝结潜热的释放有关。显然，热带次大陆尺度的纬向海陆分布和亚洲山脉对于季风环流指数的增加同等重要，并且比欧亚大陆和印度洋之间的大尺度经向海陆分布更重要。文章还讨论了热带次大陆尺度的纬向海陆分布和亚洲山脉影响亚洲夏季风环流和降水的可能机制。

1、引言

海陆分布，地形和土地覆盖通过改变下垫面与大气之间的能量，动量和水汽的交换，强烈影响季风环流和降水。海陆分布和地形在亚洲季风系统中扮演着不同的角色。Dirmeyer（1998），Chou（2003）和Liang等（2005年，2006年）已经研究过理想化的海陆分布和青藏高原对亚洲季风环流的影响。他们发现，当一个理想化的海陆分布（例如欧亚大陆，非洲，印度次大陆和中南半岛）被纳入实验时，模型可以体现亚洲夏季风的主要特征。考虑青藏高原的影响时，该模型产生了强烈的南亚夏季风和东亚夏季风，其特征是南亚的经向温度梯度增强以及亚洲夏季风雨带向北延伸。Kutzbach等（1989），Prell和Kutzbach（1992）和An等（2001年）讨论了青藏高原隆升的影响。Ramstein等（1997）通过使用包含现实大陆地理和陆上海洋分布的AGCM来模拟当前、1000万年前和3000万年前的欧亚气候。他们的研究结果表明Paratethys（一个陆上海）的撤退在推动亚洲季风变化方面与青藏高原隆起同样重要。

此外，地表条件，如土壤、植被和雪，也影响季风的大小（Tzeng and Lee 2001; Qian等2003; Wu和Qian 2003;Xue等2004）。Yasunari等（2006）通过使用AGCM评估了青藏高原和大陆尺度陆面过程（包括土壤和植被）在亚洲季风中的相对作用。他们的研究结果表明，陆面和青藏高原的影响对南亚、东亚季风区降水的增加几乎同等重要。

虽然海陆分布、地形和陆面效应在亚洲季风系统中的作用已有许多研究（例如，Halley 1686; Hahn和Manabe 1975; Ye和Gao 1979; Dirmeyer 1998; Ren和Qian 2002; Liu和Yin 2002; Kitoh 2004; Liang等2005;等等），但关于季风的起源仍有争论。对于亚洲季风的形成，海陆分布和地形哪个更为重要? M. Yanai在2001年就季风的起源发起了一次公开讨论。然而，科学家就这一问题没有形成共识。一些研究表明，海陆分布是形成亚洲季风的基础（Kuo和Qian 1982; Webster 1987）;一些人强调了青藏高原的重要性（Prell和Kutzbach 1992; Wu和Zhang 1998; Liu和Yin，2002; Wu等2007）。 Chao和Chen（2001）认为海陆分布和地形对于亚洲和澳大利亚季风的形成不是必要的，因为在数值试验中，即使没有亚洲、海洋大陆和澳大利亚，亚洲和澳大利亚夏季风环流的大多数特征也可以再现。我们认为，系统评估各种海陆分布和山脉对亚洲季风的相对影响是必要的。由于海陆分布和山地的位置、大小不同，大气环流对各种海陆分布和山脉的响应可能非常不同。

我们不打算确定海陆分布或地形是否会对亚洲季风系统产生决定性影响;相反，我们将从不同方面对各种海陆分布和山脉对亚洲季风的相对贡献进行客观评估。还应该强调的是，这项研究的目的不是在给定的地质时间进行古气候模拟和理解古气候的形成，但我们关注的是确定大气对各种海陆分布和山脉的响应并探究其机制。这仍然有助于理解地球历史上不同时期的古气候。耦合海气GCM（OAGCM）能更真实地模拟海陆分布和地形的影响，而数值模型中海陆分布和地形的重大改变将使控制数值积分稳定性更加困难。在目前的研究中，我们不考虑海气耦合效应。

本文的内容如下：第2节简要介绍了模式和试验设计。第3节介绍了各种海陆分布和山脉对季风范围、强度、大气热源和水汽汇的相对贡献。 第4节阐明了海陆分布和地形的改变影响亚洲季风的可能机制。第5节给出了总结和讨论。

2、模式和试验设计

使用的模式是由国家大气研究中心开发的第3代社会气候模式（CCM3），这是一个全球光谱气候模式，标准分辨率为T42（大约2.8°*2.8°变换网格），垂直向分为18层。深对流过程采用Zhang和McFarlane（1995）开发的参数化方案进行处理。CCM3包含了陆气之间能量、动量、水和CO2交换的一维陆面模式（Bonan1998）。陆面模式包括12种植物类型，形成28种不同的植被表面。土壤影响包括热性能和水力性能，与沙子和粘土的百分比有关。土壤分为八种颜色，以定义饱和及干燥土壤的反照率（Bonan 1996）。 Kiehl等人（1996,1998a）给出了CCM3中物理和数值方法的完整描述。尽管与观测结果相比存在一些偏差，但CCM3充分再现了平均气候状态。Hurrell等人（1998）给出了CCM3气候模拟与各种观测结果的详细分析和比较以用于动态模拟，Hack等人（1998）用于水文和热力学模拟，Kiehl等人（1998b）用于能源预算模拟。在过去几年中，CCM3已被许多科学家用于气候研究，如CO2变暖，气候变化，古气候，气候预测和可预测性等方面。

为了突出海陆对比的影响，通过使用全球统一的植被类型，土壤颜色和土壤质地来消除陆面的不均匀性。我们把陆地覆盖面积最大的“暖草原”作为规定的地表类型，把“4”作为覆盖陆地面积最大的土壤颜色的参数。统一的土壤质地规定为沙子（50.6％），淤泥（25.7％）和粘土（23.7％）。使用纬向平均初始场和规定的纬向平均SST去除在初始条件和外部强迫中存在的当前海陆分布的信息。使用纬向平均SST的另一个考虑是将纬向海陆热力差异的影响与SST的纬向差异的影响区分开。从第4a节可以看出，大多数低压系统和强降水在夏季热带大陆上产生，然后向西传播，表明热带大陆在建立季风强降水中的重要性。因为纬向海陆热力差异与SST的纬向差异混合，这些特征在观测场中以及具有实际SST的模拟中不是很清楚。

3、海陆分布和山脉对亚洲季风的相对影响

a、亚洲季风的范围

以前的研究主要集中在通过诊断季风环流，降雨等（例如，Li和Yanai 1996; Dirmeyer 1998; Chou 2003）分析海陆分布和地形对季风强度的影响。很少有人致力于评估海陆分布和地形对亚洲季风范围的影响。正如“季风”这个词所表明的，亚洲季风是季节性逆转风系统的一部分（Ramage 1971; Rao 1976），其特点是夏季潮湿，冬季干燥。为了确定季风的范围， Wang和Ding（2008）定义了一个季风降水指数（MPI）

MPI=

该指数可用每个试验的气候降水进行计算，RS和RW在北半球代表夏季风季节（5月至9月）和冬季风季节（11月至3月）的平均月降水量，RM是全年的平均月降水量。降水量的年变化由北半球或南半球当地夏季和冬季降水的差异（RS - RW）确定。在季风降水域（MPD）内，MPIgt;0.5且降水年变化大于60毫米/月。

图2显示了季风降水域和具有季节性逆转风系统的区域——由夏季[6月-8月（JJA）]和冬季[12月-2月（DJF）] 盛行风向偏转角度大于90°确定，包括观测的和各种试验的结果。观测到的季风降水域是通过使用气候预测中心（CPC）降水合并分析（CMAP）和NCEP再分析风来计算。 其他季风降水域是基于模型输出而得到的。图2a和图2b的对比表明模拟的季风降水域和具有季节性逆转风系统的区域与观测结果非常一致。两者都清楚地揭示了南亚，西非和北澳大利亚的季风降雨。然而，由于东亚季风降水模拟不当，该模式无法很好地再现东亚副热带季风区。

在AP运行和LO32试验结果中，北半球中几乎没有找到季风降水域（未显示）;然而，在LO21试验结果中，季风降水域开始出现在大陆的南部，并且在LO10运行结果中向南延伸覆盖从5°到30°N的低纬度（图2c，d）。此外，由于与太阳辐射和纬向平均SST的经向移动相关的强降雨带季节性移动，可以在15°S附近的南海上发现季风降水域（图2c）。海洋季风区也可以在其他海陆分布试验中找到，比如AP，POAO，AfrSAm和SAsia试验的结果，并显示比大陆季风区域更小的MPI（MPIlt;0.5）（例如，图2d-g）。以更大的MPI为特征（MPIgt;1）的强季风在引入热带大陆或半岛时开始发生。例如，根据POAO试验结果，当引入非洲和南美大陆时，具有大的MPI和季节性逆转风的季风降水域覆盖北非（图2e，f）。印度次大陆和中南半岛的存在使季风降水域从20°N向南扩展到南亚的近赤道地区（图2f，g）。

对比MAsia与NM试验的结果发现，亚洲山脉的存在有助于将季节性逆转风系统向东北方向延伸覆盖东亚，这与Liu和Yin（2002）的研究结果一致。然而，由于东亚降雨的模拟效果不佳，季风降水域在35°N以南不存在，例如Ctrl运行的结果（图2b，i）。其他山脉对亚洲-澳大利亚-非洲季风的范围影响不大（图2j，k）。 当纬向平均SST被真实的气候平均值取代时，季节性逆转风系统开始在东南亚，印度尼西亚-澳大利亚和赤道印度洋南部发生。然而，除了南海和澳大利亚季风区之外，季风降水域对SST变化不太敏感（图2k，l）。

我们将925 hPa的季节性逆转风系统定义为“典型的季风区域”。表2显示了各种数值实验中典型季风区面积相对于Ctrl试验结果中典型季风区面积的百分比。在亚洲-澳大利亚-非洲热带季风区（25°S-25°N，30°W-160°E），由于大陆从21°N向南延伸至10°N，典型季风区面积从LO21的12％扩大到LO10的197％，这表明热带大陆在决定季风范围方面起关键作用。典型季风区的面积从POAO的8％扩展到AfrSAm的68％，并且在SAsia中进一步扩展到98％。 显然，热带大陆-甚至印度次大陆和中南半岛在确定典型季风区的范围方面起关键作用。

相比之下，在引入全球地形后，季风区域增加了19％，这比印度次大陆和中南半岛引起的增加（30％）要小。此外，用实际的SST替换区域平均SST，季风区域从M的96％扩展到M2的109％。在亚洲-澳大利亚热带季风区（25°S-25°N，50°-160°E），除了非洲和南美洲大陆对亚洲季风的影响可以忽略不计外，我们可以得出与海陆分布、山脉对季风范围的影响相似的结论。原因是亚洲季风区位于非洲和南美大陆的东部;然而，由于热带大陆的存在而引起的降水和西风增加发生在该大陆的西部。这将在第4节进一步讨论。此外，通过比较M2与M，由于南海季风和澳大利亚季风在M2中出现，季风面积增加37％（图2k，l）。

b、亚洲夏季风环流和降水

1)、纬向风的经向压力部分

大尺度南亚夏季风环流的特征是具有深厚的斜压结构，对流层低层西风和对流层上层东风。为了探讨各种海陆分布和山脉对南亚纬向垂直环流的影响，图3显示了在10°至20°N纬度带上平均的夏季（6月至9月）纬向风分量的经向压力部分。这里我们只显示20°W到160°E之间的区域。深色阴影表示当前试验结果中西风（东风）明显强于（弱于）参考试验。相反，浅色阴影表示当前试验中的东风（西风）比参考试验强（弱）。方括号表示参考的试验。

Ctrl的试验结果可以合理地体现纬向风的主要特征，例如南亚上空对流层低层西风和对流层上层东风（图3a，b）。在AP的运行结果中，纬向风在10°到20°N纬度带上非常弱（图3c）。随着北方大陆的出现和向南延伸，对流层低层西风带开始出现并随之增强，对流层中上层东风加强（图3d，e）。对比AfrSAm试验与POAO试验的结果发现，非洲和南美洲大陆的存在导致非洲以及邻近大西洋经度带上500 hPa以下出现西风，300 hPa以上出现强东风（图3f，g）。虽然次大陆和半岛的面积小于非洲大陆，但在引入印度次大陆和中南半岛时，可以在南亚地区找到类似的结果（图3h）。显然，热带大陆有助于建立或加强大陆及其西部对流层低层西风和高层东风。在LO10和SAsia试验结果中，南亚地区的最南端大陆范围为10°N。LO10运行中的热带大陆区域比SAsia运行的大。然而，在SAsia运行中，西风范围向上伸展至接近600 hPa，但在LO10运行中低于800 hPa，这表明热带纬向海陆分布引起的纬向不对称加热对于建立深对流至关重要，这反过来加强了南亚季风的西风。

亚洲山脉的存在也显着增强了南亚西风带，并将其从NM试验结果中的850 hPa向上延伸至MAsia试验结果中的500 hPa;与此同时，由于青藏高原感热和凝结潜热的释放，对流层低层南亚低压和对流层高层南亚高压的加强，对流层上层东风显著增强（图3i，j）。这将在第4b节详细讨论。非洲山脉有助于进一步加强

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