温室气体对亚洲夏季风影响的数值研究

彭艳玉 刘 煜* 缪育聪

1)(中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室， 北京 100081)2)(中国气象局大气化学重点开放实验室， 北京 100081)

引 言

季风是指近地面冬夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象，主要由下垫面的非均匀加热引起，影响因子包括太阳辐射经向差异、海陆热力差异、高原与大气间热力差异等[1]。东亚和南亚是典型季风气候区，亚洲夏季风按地域可分为东亚夏季风和南亚夏季风。季风的移动和变化影响整个亚洲的天气和气候，对亚洲地区社会经济发展和空气质量有至关重要的作用[2-3]。大气中的温室气体能透过太阳短波辐射吸收和放射长波辐射，使地表与低层大气增温，造成温室效应。自然过程产生的温室气体包括水汽(H2O)、二氧化碳(CO2)、臭氧(O3)、甲烷(CH4)、氧化亚氮(N2O)等，它们产生的温室效应维持着地球适宜的气候。近代人类活动排放出大量温室气体，既包括大气中原有成分，也有大气中原来不存在的氟利昂(CFCS)、氢氟碳化物(HFCS)、全氟化碳(PFCS)、六氟化硫 (SF6)等，导致温室效应增强，全球气候变暖。气候变暖导致的天气气候灾害对作物产量和质量有重要影响，可能威胁粮食安全[4-7]。

工业革命在促进社会经济迅猛发展的同时，也对自然环境和气候发展产生负面影响。近百年全球气候持续变暖[12]，对气候承载力影响明显，未来气候风险将增大[13]。全球变暖背景下，东亚夏季风增强[14]，多雨季延迟1个月[15]，季风雨带移向西北[16-19]；南亚夏季风呈减弱趋势, 东亚夏季风呈增强趋势[20-21]；地面风速变化趋势与东亚夏季风较为一致[22]。温室气体增加使东亚夏季风有所增强[8,23-24]；东亚季风区整体偏北，主要是全球变暖导致的北半球环流加强所致[25-27]；CO2倍增会使亚洲夏季风的变率增强15%[26]。降水在温室气体增加时增多[21,23,27-28]；温室气体强迫对地面的增温作用有利于增强东亚夏季风环流[29]。 Li等[30]基于CMIP5预测CO2直接辐射效应有利于季风降水增加。夏季海陆温差呈减小趋势，不利于东亚夏季风增强[31-32]，丁一汇等[22]认为温室气体对东亚夏季风的增强作用被其自然减弱周期所掩盖。CMIP3和CMIP5预估21世纪全球季风将恢复并增强，北半球季风增强更加显著[24]。

关于温室气体对亚洲夏季风的影响，大量研究表明：温室气体增加对亚洲夏季风有一定增强作用，且亚洲夏季风增强由海陆温差增大导致。季风强度与大气非均匀加热相关，暖区热源增强会引起全位能增加，从而增强全位能向辐散风动能转换，加强辐散风，进而将能量输送给无辐散风，无辐散风动能增加使季风活跃[33-36]。对季风变化与大气各种形式能量相互转换之间联系的探讨，为季风变化机制研究提供了新视角。通过能量相互转换的角度分析季风对近代人类活动的响应过程既可以深入了解季风变化的原因，又能够发现新变化。郭增元等[35]和马肖琳等[36]基于CAM5模式，从大气热源和能量的角度对气溶胶影响亚洲季风具体机制进行的研究发现气溶胶增加造成大气热源减弱，全位能向辐散风动能转换减少，辐散风动能向无辐散风动能转换减少，无辐散风减弱，最终导致季风减弱。从能量及其转换角度研究工业革命引起的温室气体增加对季风影响机制的报道较少，本文将从能量变化角度探讨温室气体增加对亚洲夏季风影响的具体机制，为更好地减缓和适应全球气候变暖提供参考。

1 模式简介和试验设计

本文采用公用地球系统模式(the Community Earth System Model，CESM)中的大气模式CAM5.1(Community Atmosphere Model V5.1)[37]进行数值试验，CAM5.1由动力模块和物理过程模块两部分组成。动力模块求解三维大气动力方程组，物理过程模块对次网格过程和辐射过程等进行参数化计算。CAM5.1的辐射过程考虑了气体和云对长波辐射的吸收和放射过程[38]，其中气体成分包括H2O，CO2，O3，N2O，CH4，CFC-11和CFC-12，它们具有温室效应[37]，在这些温室气体中，H2O，O3和CO2最重要[39]。

本研究采用月平均海温和海冰资料驱动模式。选取1850年代表工业革命前，2000年代表工业革命后，通过改变温室气体和气溶胶排放情景设计3个数值试验，试验方案如表1所示。其中，试验TA为参考试验，并用于与NCEP/NCAR再分析资料进行比较以检验CAM5.1对亚洲夏季风主要特征的模拟能力；试验TB与试验TC差值表示工业革命前后温室气体变化对亚洲夏季风的影响。2000年温室气体设置：CO2为3.67×10-4，CH4为1.76×10-6，N2O为3.16×10-7，CFC-11为6.534×10-10，CFC-12为 5.35×10-10；1850年温室气体设置：CO2为2.868×10-4，CH4为8.02×10-7，N2O为2.704×10-7，CFC-11为0，CFC-12为0。模式所用水平分辨率是1.9°×2.5°，模式运行时间为1991—2010年，取后10年夏季(6—8月)模拟结果进行分析。

表1 数值试验设计Table 1 Numerical experiment designs

有关CAM5模式对亚洲夏季风模拟能力的评估内容已有详细介绍[35]，本研究用于检验模式性能的试验TA与文献[35]试验相同。CAM5.1模式结果和NCEP/NCAR再分析资料的大气热源和热汇分布较为一致，二者差异主要表现在热源和热汇中心位置略有不同，模式的热源极值偏大，而热汇极值偏小。模式风场和降水情况与NCEP/NCAR再分析资料基本一致，模式风场略强，在青藏高原南侧存在1个异常强降水中心。模式模拟的850 hPa温度场与NCEP/NCAR再分析资料分布形势基本一致，温度场大值中心均出现在阿拉伯半岛以及中东地区，在中东地区模式结果较NCEP/NCAR再分析结果的温度极大值偏大约5 K。总之，除了部分区域存在一定数值偏差外，CAM5.1基本能够再现亚洲地区夏季风的主要特征，可用于探讨温室气体对亚洲夏季风的影响。

2 诊断分析方法

2.1 大气热源计算

本文研究区域为30°S～40°N ，30°～150°E；垂直方向包括以下12个特征高度层上的气象要素：1000，925，850，700，600，500，400，300，250，200，150 hPa 和100 hPa。采用倒算法[40]计算NCEP/NCAR再分析资料的大气热源，CAM5.1模拟的大气热源则采用正算法[35]计算，对二者进行单位面积上整层大气的垂直积分。

2.2 辐散风与无辐散风计算

按照Helmholtz速度分解定理，二维水平流体运动可分解为无辐散涡旋流和无旋辐散流。水平风场可被分解为无辐散风分量vψ和辐散风分量vχ，根据二者定义引入流函数ψ和势函数χ[41]：

v=vψ+vχ=k×ψ+(-χ)。

(1)

式(1)中，k为垂直方向的单位矢量。两个速度分量的动能方程经区域平均[42]后可分别表示为

(2)

(3)

式(2)～(3)中，kψ和kx分别为单位质量空气的无辐射散风动能和辐散风动能；Bψ和Bχ分别为vψ和vχ的动能边界通量；J是雅克比算符；Fψ和Fχ分别为vψ和vχ的动能耗散项。

对比式(2)和式(3)可知，两式右端第2～5项大小相等符号相反，即为无辐散风动能和辐散风动能之间的转换项，其总和为正，表明发生了辐散风动能向无辐散风动能的转换。除此4项外，式(2)只有边界通量项和耗散项，在无耗散作用(Fψ=0)的孤立系统(Bψ=0)中，无辐散风动能只能通过上述4项由辐散风动能转化而来；而同样情况下，式(3)还有-χ2φ项，辐散风动能转化成无辐散风动能时损耗的辐散风动能由该项补充[35-36]。

2.3 全位能计算

全位能指势能P和内能I的总和，对全位能方程采用区域平均处理[34]，得到

(4)

式(4)中，BP+I是全位能边界通量，GP+I是全位能产生项，DP+I是全位能耗散项，结合式(3)可知，χ2φ为辐散风动能和全位能之间的转换项。在孤立系统中，将该项转化为

(5)

等式最右端项表明：气团上升时，χ2φ<0，全位能转化为辐散风动能，损耗的全位能由产生项GP+I补充，其定义为不均匀加热和温度场的协方差，根据协方差的意义可知，当二者呈正相关关系时有全位能产生，呈负相关关系时有全位能损耗[43]。不均匀加热会激发准地转演变过程，破坏平衡的风压场配置，风压场失去平衡会形成强辐散流场，辐散风动能增加；同时风压场相互调整适应，激发地转适应过程，辐散风动能向无辐散风动能转换，无辐散风动能增加使季风呈活跃状态[33-35]。

3 温室气体对亚洲夏季风影响

3.1 温室气体对地面气温、风场和降水的影响

图1a为试验TB与TC地面气温差值分布。由图1a可知，工业革命导致大气中温室气体增加后，亚洲大部分陆地区域地面气温均出现不同程度升高，大致以30°N为界，30°N以南地面升温幅度较小，基本不超过0.2 K；30°N以北地面气温上升幅度明显增大，升温极大值区出现在塔克拉玛干沙漠以西的地区，达到1.4～1.6 K。阿拉伯半岛、印度半岛西北部及中部地面气温有所下降，极小值区出现在印度半岛西北部，下降0.6～0.8 K。中国四川盆地的地面气温也略有下降。宋丰飞[8]、陆波[24]和He等[28]研究均表明：温室效应加剧使亚洲大部分区域升温。郭增元等[35]对气溶胶影响亚洲夏季风的研究认为气溶胶强迫下四川盆地升温是云量减少所致，但本研究认为四川盆地的降温可能由云量增加引起。

图1b为试验TB与TC的850 hPa风场差值分布。由图1b可知，在温室气体增加背景下，阿拉伯海出现西南风异常且风速较大；印度半岛中部、中南半岛、中国南海和菲律宾为西南风异常，中国东部地区为南风或东南风异常。因此，工业革命造成的温室气体增加对亚洲夏季风具有一定增强作用。丁一汇等[22]指出，气候变暖背景下，未来中国夏季地面平均风速将呈上升趋势。Song等[29]通过MV-EOF分析认为，温室气体强迫对地面有增温作用，有利于增强东亚夏季风环流。亚洲夏季风增强使进入印度半岛、中南半岛和中国东部地区等季风区的暖湿气流增加，相应地，这些地区夏季降水也有所增加。

无辐散风作为维持季风环流的重要因子，也受到温室气体影响，其在850 hPa的分布如图1c所示。对比图1b可知，850 hPa上无辐散风风场的差值分布和总风场变化基本一致，印度半岛中部和中南半岛无辐散风变化为西风，印度半岛北部、中国南海、菲律宾、中国东部地区和日本等地无辐散风变化为南风或东南风，表明总风场变化主要来自无辐散风变化。

图1 试验TB与试验TC夏季不同要素差值(打点区域表示达到0.005显著性水平)(a)地面大气温度场，(b)850 hPa 风场，(c)850 hPa无辐散风风场，(d)降水Fig.1 Difference in different elements between experiment TB and experiment TC in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level) (a)surface air temperature,(b)wind field at 850 hPa,(c)rotational wind at 850 hPa，(d)precipitation

图1d为试验TB与TC日平均降水量差值，可见温室气体的增加使印度半岛中部及北部、孟加拉湾、中南半岛中北部和中国东部等地降水有所增加，极大值出现在印度西部和北部以及缅甸北部，降水差值超过1.5 mm·d-1；印度半岛南部、青藏高原南侧、中国中西部地区、菲律宾和日本等地的降水量有所减少，极小值出现在青藏高原南侧，降水差值小于-1.5 mm·d-1。布和朝鲁[15]对东亚季风未来变化的模拟究表明：全球变暖将使江淮流域和华北地区的夏季降水量显著增强，东亚季风区的夏季多雨区向北延伸。Tada等[11]在其研究中猜测，中亚的沙漠化、东亚冬季风的加强以及印度北部季风降水的减少可能由CO2减少以及随后的全球气候变冷所致。图1d中温室气体增加时印度北部和中亚南部降水差值为正，这可能验证了文献[11]的猜测。对比图1b和图1d可知，日平均降水增加的区域与夏季风增强的区域基本一致；工业革命后温室气体不断增加显著影响了东亚沿岸的大气环流和降水，西太平洋暖池增暖(对流增强)、降水偏多，西太平洋副热带高压位置倾向于偏北，类似于黄荣辉等[44]和Bueh等[45]提到的东亚—太平洋(EAP)遥相关型的正位相环流，与之对应，日本南部降水减少，而我国华北和东北降水偏多。

3.2 大气热源与全位能变化的诊断分析

式(4)表明：大气热源引起的不均匀加热(GP+I)将会引起全位能(P+I)的变化，全位能的变化又会通过其与辐散风动能转换项χ2φ影响辐散风动能的变化。图2为温室气体增加引起的大气热源变化，即试验TB与TC大气热源强度差值分布。印度半岛南部、青藏高原南侧、中国中西部、中南半岛南部、菲律宾和日本等地为大气热源负差值区，极小值出现在青藏高原南侧，热源强度变化可达-120～-100 W·m-2；其他陆地区域均为大气热源正差值区，极大值分布在印度西部及北部和缅甸北部，热源强度变化分别达到100～120 W·m-2和80～100 W·m-2。在工业化引起的温室气体增加背景下，亚洲大陆大部分地区大气热源均有不同程度增强。在阿拉伯海北部、印度半岛中部、孟加拉湾、中南半岛大部分地区和中国东部地区大气热源增加，同时，由850 hPa温度分布(文献[35]图4b)可知，相较于海洋，这些区域均为暖区，大气热源增加对应不均匀加热增强，引起全位能相应的增加。

图2 试验TB与试验TC夏季大气热源差值 (打点区域表示达到0.005显著性水平)Fig.2 Difference in atmospheric heat source between experiment TB and experiment TC in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level)

图3是人类工业活动影响下大气热源变化情况。温室气体增加对太阳短波辐射和地表感热输送的影响都较小，变化幅度为-10～10 W·m-2；对大气长波辐射的影响稍强，大部分陆地区域为正值，小部分区域的辐射强度变化超过10 W·m-2；对凝结潜热加热项的影响最大，其极大值超过50 W·m-2，极小值也超出-50 W·m-2。对比图3c与图1d发现凝结潜热加热率的差值分布与降水的差值分布非常相似。由此可推断，温室气体对大气热源的影响主要来自凝结潜热的变化。

图3 试验TB与试验TC夏季4种热源差值(打点区域表示达到0.005显著性水平)(a)长波辐射加热率，(b)短波辐射加热率，(c)凝结潜热加热率，(d)地表感热通量输送Fig.3 Difference in 4 heat sources between experiment TB and experiment TC in summer (the dots denote passing the test of 0.005 level)(a)long-wave heating rate,(b)short-wave heating rate,(c)condensational latent heating rate，(d)surface sensible heating rate

为进一步了解凝结潜热过程对温室气体变化的响应，将凝结潜热过程分为对流过程和大尺度凝结过程，二者产生的凝结潜热变化见图4。图4a为对流过程凝结潜热变化，它与总凝结潜热分布情况基本一致(图3c)。印度半岛南部、青藏高原南侧、中南半岛南部、菲律宾和日本等区域为对流凝结潜热变化的负值区，其减小幅度不超过30 W·m-2；印度半岛中部及北部、孟加拉湾、中南半岛大部、中国西南地区及东部等区域为对流凝结潜热变化正值区，其中印度半岛西部和北部的极大值均超过50 W·m-2，即工业发展引起的温室气体增加会使亚洲大陆对流过程凝结潜热明显增加。由图4b可以看到，大尺度凝结过程引起凝结潜热的变化与对流凝结潜热变化分布相似，但大部分地区的变化幅度较小；极大值出现在青藏高原东南侧，极小值区出现在青藏高原南侧和四川盆地。

图4 试验TB与试验TC夏季凝结潜热加热率差值(打点区域表示达到0.005显著性水平)(a)对流过程，(b)大尺度过程Fig.4 Difference in condensation latent heating rate between experiment TB and experiment TC in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level) (a)convective process,(b)large-scale process

对流云厚度变化可反映对流活动变化。图5为试验TB与TC对流云厚度差值，由图5可知，印度半岛南部、中南半岛中南部和中国华东近海区域的对流云厚度有所减小；印度半岛西部和北部、孟加拉湾、中南半岛北部、中国西南地区和中国东部大部地区对流云厚度有所增加，其分布形势与对流凝结潜热变化一致。

图5 试验TB与试验TC夏季对流云厚度差值Fig.5 Difference in convective cloud depth between experiment TB and experiment TC in summer

分析沿115°E温度和加热率的垂直剖面以进一步了解对流活动变化。图6a为温度垂直剖面，可以看到大气在变暖，其中35°N以南250～600 hPa 高度层存在两个增温低值中心，低值中心以下大气层结不稳定性将增强，有利于对流活动的发生。图6b是大气加热率垂直剖面，可以看到在海上有1个加热率减小的中心，高度位于300～700 hPa；在陆地上加热率增大。温度变化除了受加热率影响外，还受到热量输送的影响，温度经向通量和垂直通量散度(图略)变化复杂。将温度变化、加热率变化和热通量变化相对照可知，温度变化是加热率和三维热通量两者共同作用的结果，反映出工业发展导致的温室效应加剧引起了大气复杂的热力和动力反馈作用。

结合图1d、图4a、图5和图6可知，工业革命导致的温室气体增加造成大气稳定度降低，对流活动加强，对流云厚度加大，对流降水增加，因此对流凝结潜热增加明显。也就是说，对流性降水增加是总降水增加的主要原因。史文丽等[46]的研究也表明:全球变暖通过增加对流层低层水汽含量、气层不稳定性和大气热含量使对流活动增强，促进对流性天气形成，长江中下游地区夏季对流降水频率和强度明显增大。

图6 试验TB与试验TC夏季115°E垂直剖面上不同要素差值(a)温度，(b)大气加热率Fig.6 Difference in different elements on vertical cross section of 115°E between experiment TB and experiment TC in summer(a)temperature，(b)atmospheric heating rate

3.3 辐散风动能与无辐散风动能变化的诊断分析

式(5)表明：全位能和辐散风动能之间的转换项χ2φ可以化成RωT/p的形式，即当气团上升时，RωT/p<0，能量由全位能形式转换成辐散风动能形式。图7a为试验TB的 850 hPa高度上全位能与辐散风动能转换项χ2φ(RωT/p)空间分布。亚洲季风区的大部分区域均为负值区，即发生了全位能向辐散风动能的正向转换；仅印度半岛东南部和中国东南部为正值区，能量形式由辐散风动能转换成全位能。这些地区出现正值可能是因为本研究将6—8月作为夏季风盛行的时段，而夏季风在8月已经开始南退。图7b为试验TB与试验TC 850 hPa全位能与辐散风动能间转换项的差值分布情况。印度半岛中部、孟加拉湾北部、中南半岛西北部、中国华南和华北为负差值区，发生了全位能向辐散风动能转换的增强，负极值出现在印度半岛西部沿海地区。印度半岛南部及北部、中南半岛南部和日本及其附近洋面为正差值区，表明这些区域发生了不同程度的辐散风动能向全位能转换的增强，极值出现在印度半岛东南部和日本。图7b负值区和图2大气热源增强区大致相同，表明温室气体使得大气热源增强，导致全位能的产生项增大，增强了全位能向辐散风动能的转换。简而言之，温室气体的增加对全位能向辐散风动能的转换有促进作用。

由式(2)和式(3)可知，辐散风与无辐散风之间的能量转换是由两式右端第2～5项决定。当这4项总和为正时，辐散风动能向无辐散风动能转换。试验TB的850 hPa辐散风与无辐散风的能量转换如图8a所示。印度半岛北部、中国东部地区和日本为正值区，表明这些区域有辐散风动能向无辐散风动能的转换；印度半岛南部和中南半岛等地区为负值区，表明这些地区存在无辐散风动能向辐散风动能的转换。图8b为温室气体排放增加后850 hPa上辐散风与无辐散风之间能量转换的变化情况。由图8b可以看到，印度半岛中部、中南半岛及中国东部等地区为正值区，即发生了辐散风动能向无辐散风动能转换的增加，或者无辐散风动能向辐散风动能转换的减少，将使这些区域的无辐散风增强，从而导致夏季风增强。对比图8b和图1c，可以看到辐散风动能向无辐散风动能转换增加的区域和无辐散风增强的区域大致相同，表明工业化引起温室气体增加背景下亚洲夏季风有所增强。

图7 夏季850 hPa全位能向辐散风动能转换项(打点区域表示达到0.005显著性水平)(a)试验TB，(b)试验TB与试验TC的差值Fig.7 The conversion term of total potential energy to divergent wind at 850 hPa in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level)(a)experiment TB，(b)difference between experiment TB and experiment TC

图8 夏季850 hPa辐散风动能向无辐散风动能转换项(打点区域表示达到0.005显著性水平)(a)试验TB，(b)试验TB与试验TC的差值Fig.8 The conversion term of divergent wind to rotational wind at 850 hPa in summer(the dots denote passing the test of 0.005 level)(a)experiment TB，(b)difference between experiment TB and experiment TC

4 结论与讨论

工业革命以来，温室气体不断增加，对全球气候产生重大影响。NCEP/NCAR再分析资料和CAM5.1模式结果比较表明，CAM5.1模式对亚洲夏季风具有较好的模拟能力。通过2000年和1850年温室气体排放情景敏感性试验的对比探究了亚洲夏季风对由工业化造成的温室气体增加的具体响应机制，得到以下主要结论：

1) 全球温室气体持续增加背景下，除阿拉伯半岛、印度半岛西北部和四川盆地以外，亚洲大陆地面气温均增加；印度半岛中部、中南半岛和中国东部等地区的夏季风有所增强；印度半岛中部及北部、中南半岛中北部、中国东部地区降水增加；印度半岛南部、青藏高原东南侧、中国中西部地区、菲律宾和日本等地的降水减少。

2) 温室气体增加导致亚洲地区大气热源分布改变，除印度半岛南部、青藏高原东南侧和日本等地大气热源减弱外，陆地大部分区域大气热源均有不同程度增强。

3) 凝结潜热对大气热源变化贡献最大，凝结潜热中对流过程凝结潜热作用较大。凝结潜热、对流凝结潜热和总降水变化的分布形势基本一致，这说明温室气体主要通过影响大气对流过程的凝结潜热释放改变大气热源。温度变化结果表明：温室气体增加使中国东部对流层中层(250～600 hPa)以下大气的不稳定性增加，造成对流活动增强和对流云厚度增加，总降水增加主要是对流降水增加。

4) 暖区大气热源增强使大气全位能增加，全位能向辐散风动能转换增强，辐散风动能向无辐散风动能转换增强，因此夏季风增强。印度半岛中东部、中南半岛大部和中国东部等地区为暖区，且大气热源增加，不均匀加热引起全位能增加。印度半岛中部、中南半岛西北部、中国华南和华北等地全位能向辐散风动能转换增强，辐散风增强。中国东部地区辐散风动能向无辐散风动能转换增强，印度半岛中部和中南半岛无辐散风动能向辐散风动能转换减弱，引起无辐散风增强，导致夏季风强度增大。

陆波[24]利用CMIP5多耦合模式结果分析温室气体对全球季风的影响，结果表明温室气体增加对北半球夏季风有增强作用；宋丰飞[8]利用CMIP5从海气相互作用的角度也得出温室效应对东亚夏季风有增强作用的结论。当温室气体增加导致全球变暖时，海温也会随之发生变化。本研究利用CAM5.1模式，采用实况海温和海冰资料进行研究，未反映海温对温室效应的响应及相关影响。陆波[24]和宋丰飞[8]考虑了海温的研究结果与本文结论一致，即温室效应造成亚洲夏季风增强，仅在季风强度变化上存在差异。本文主要研究温室效应对亚洲夏季风的影响机制，定量上的差异并不影响本文结论。此外，本文未进行不同模式结果详细比较及由此产生的不确定性等方面的探讨，今后应考虑海温的响应并结合多种模式结果对该机制进行深层次探究。