气候变化与南亚夏季季风外文翻译资料

 2022-12-07 16:11:47

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气候变化与南亚夏季季风

Andrew G. Turner 和 H. Annamalai

南亚夏季季风降水异常在短期和长期的时间尺度上影响超过十亿人的生活。面对全球变暖，了解季风将如何变化是气候学的一个挑战，主要因为我们的国家的最先进的模式仍然很难模拟季风降水的区域分布。然而，我们开始了解更多有关过程驱动的季风，包括其季节性周期和模式的变化。这让我们相信我们可以建立更好的模型，并最终减少我们预测未来的季风降雨的不确定性。

整个南亚地区的人口在农业，水电发电和工业发展以及基本的人类需求方面是依赖于季风降雨的，并需要策略以应对不同的时间、强度和持续时间的季风。巴基斯坦在2010年七月至八月的洪水1引起了世界对南亚季风的关注--随着人口和粮食安全压力增加，了解季风在未来的改变对气候学是一个根本性的挑战。

平均季风

在基本层上，由于热容量的差异，通过北半球春季太阳辐射季节变化来加热南亚和东南亚周边地区陆地比毗邻的海洋更快，导致了一个大型子午面温度梯度2。这导致在春季后期，在印度北部地表温度较低，北南的压力梯度诱发越赤道表面气流和高层的返回气流。然而，南亚季风动力学热力学超越这个简单的领域–海风的说法在1686年被哈雷提出。喜马拉雅和青藏高原确保北半球春季感热加热过程出现在高层，这意味着大规模的经向温度梯度不只在表面存在，而是超过了对流层的有效厚度，使季风建立2,3和加强4。在春末和夏季强烈的太阳辐射创造了有利于对流发生的极向赤道热力学条件，让季风被视为一个季节性迁移的热带辐合区5。北半球冬季对流从赤道地区6,7的北–西北移动（图1）和环流的相互作用导致的正反馈和更深的季风槽，增强在对流层低层越赤道气，给季风带来水汽8，也给高层青藏高压和东风急流带来越赤道气流。北–南向东非高原固定了低层越赤道气流9,10并且当它从阿拉伯海的另一边接近南亚时，地球自转有助于形成低层西风急流11。在季风建立时降水和环流迅速增强可以归因于风–蒸发反馈12以及温带和热带旋涡13之间的反馈。 然而，什么过程导致了图1中的极地范围和季节性平均季风降水的东西方不对称？

太阳辐射的最大值和正的净通量能量进入大气柱14预计将导致如图1所示的降水范围北部强烈的上升运动，为什么季风没有延伸到更远的北方？依据湿静能（MSE）和通风机制（大型动力过程）进行陆地–海洋的对比，输入的低湿静能空气到陆地的行为阻碍了进一步北部对流14,15。另外，对季风环流和降水的极地分支向北的程度已经与理论上云下（在边界层下方的云基）最大湿静能 5,13–15相联系，这是巧妙地表现了图1中南亚降水合理限制。最后，理想化研究14表明对流罗斯贝波16与更暖的海表温度（SST）在孟加拉湾17的相互作用帮助南亚季风区降水建立东/西方的湿/干不对称。此外，喜马拉雅作为防止干空气平流到南亚18的屏障，触及了之前提出的理论思想5。降水量的分布进一步局部细节由在印度西海岸的西高止山脉和缅甸的阿拉干范围确定，而嵌入式的中尺度对流系统进风槽有助于印度东北半岛较大比例降水19。印度洋由于南部海洋热输送的季节性不同对季风也起着调节作用，它们与季节性季风相关20。因此我们确定南亚季风作为一个完全耦合的海洋–陆地–大气系统也被固定地形影响。然而，上述的许多机制，包括所有的耦合反馈的参与，还需要进一步探索综合非线性大气环流模型（GCM）或实际观察。

季节性逆转风（图1）从温暖的印度洋输送水汽的常见模式，最终在六月和九月之间贡献了80%的年降水量。一旦季风生成，其时间尺度从季节到年际的变化最受关注。季风经历季节性变化来响应缓慢变化的大气下界21，包括厄尔尼诺/南方涛动（ENSO）或雪盖。然而，这些年际变化与降水量的相关性较低，夏季总降水量的年际标准偏差约为10%。它是主动或短期（季节性）几天到几周的中断事件，往往有很大的影响，特别是影响农业和水供给6。这些包括2002七月著名的突破，小于通常的降水量的 50%22，有助于大幅减少农业产出与国内生产总值增长23,24。了解南亚季风的年际时间尺度上的变率将如何改变人为变暖的背景是一项艰巨的任务。

图1 |夏季和冬季南亚季风区气候示意图。

北半球夏季（六月至九月）和冬季（二月至十二月）在南亚季风区的示意图。夏季和冬季部分分别描绘亚洲和澳大利亚季风。在每一种情况下，下面的图显示： 地形（gt; 1000mu;m，灰色阴影）；1979–2010哈德利中心的海冰和海洋表面温度91数据（黄色/橙色）；1979–2010海平面气压（蓝色的轮廓，间隔2 hPa），欧洲中期天气预报中心的临时重分析数据对流层低层（850 hPa）风92。 H和L指的是季风的历史高点和低点，分别在夏季和冬季。在夏季，在高达1024帕，而低约1000帕。上面的图显示对流层高层（200 hPa）风矢量和热带降雨测量任务3B43从1998–2010逐月降水93（蓝色阴影）。太阳辐射的季节性周期导致表面温度梯度。在夏天，这导致从南印度洋马斯克林高压到印度北部季风槽的越赤道的压力梯度。地形能引导越赤道气流反过来吹向印度以及南亚干燥的空气向北：夏天的图显示了一个代表当地最大垂直一体化均方差的线（红色），与季风哈德利式循环向北的程度有关。在海洋，降水位于海温温度较高的地方，而印度地区最大值发生在西高止山脉和喜马拉雅山脉附近，靠近缅甸山脉。在夏季，高空急流的结构向北移动，固定在青藏高原上的南亚高压上。这导致高空东风气流在南亚，事实上可以看出在印度纬度的垂直切变强度与亚洲夏季季风94强度相关。

审查范围

在这篇评论中，我们描述了观测到季风降水在温室气体和气溶胶浓度前所未有地增加的二十世纪的后半期的变化，并试图将这些变化与人为变暖的模拟季风响应或二十一世纪末平衡实验相联系，这往往意味着季风降水的增加。尽管如此，季风降水预测模型有很高的不确定性25，所以对气候学家来说，有个重大问题是如何减弱不确定性。在不同的时间和空间尺度上显示年代际变率是相关的，我们讨论的一个可能的方法是选择能够模拟目前的季风降水气候以及其谱变化的模型。此外，我们强调不同的观测结果得到的差异，并强调需要处理的数据的质量。最后，我们在做一个更重要的不确定性的发展工作：气溶胶在调节任何人为变暖的响应中可能发挥的作用。

现今平均季风降水趋势

在温室气体增加的条件下，我们通过对于陆地、海洋的温度对比，从而能够证明与简单模式4相关的季风强度将会增加26。同时，印度-太平洋暖池已经加热了50年27，潜在地增加了季风区的水汽供应。面对这些能够增加的季风降水的潜在驱动力，只观察这种趋势的证据是没有说服力的。

为了说明在最近的观测记录中季风降水变化的复杂性，图2从基于306站的加权平均的印度降水（AIR）数据28显示了平滑后的夏季降水。数十年的长期变化趋势是难以识别的，这导致了强与弱季风降水交替29时代。观测数据表明自1950年以来是呈现负增长趋势的，尽管根据我们的分析表明最近的数据在AIR时间序列中，从1950年开始下降与之前的研究相比减弱，其中夏季降水量下降至2000点。图2中的插图表明了AIR与印度气象部门（IMD）的比较31和以气候研究中心（CRU）32为基础的数据集。这表明自1950年左右季风降水剧烈减弱并与年代际时间尺度相一致，尽管在最近几年与CRU和其他数据集之间有差异。数据和模拟表明，在同一时期，降水在北太平洋西部加剧的现象，转移到了亚洲季风活动中心东部（H. annamalai，J. Hafner，K. P. sooraj和P. Pillai，未发表的观察）。

图2 |亚洲南部的季风降水历史和SRES A1B投影。

平均夏天降水的时间序列（六月–九月）在60–90°E，7–27°N平均地点历史性的（20C3M；1861–1999）和SRES A1B（2000–2100）未来投影CMIP3实验。只画出了四种能显示出39合理的空间格局模拟和季风降水的季节和年际变化的模式；黑色曲线显示他们的集合平均。基于表信息的AIR指数28观测也显示1871–2008时期为南亚降水的典型。所有的曲线都是先通过1961-1999年测量数据平均值和标准偏差的标准化，并通过一个11年的滑动窗口。微弱的黑色曲线显示没有经过这种平滑的图。插图将AIR与同一领域上从1951–2004 IMD日常网格数据31和1901–2009每月网格CRU 数据32的面积平均比较。在图例中列出的值是六月-九月平均降水量和年际标准差，单位是毫米。OBS，观察。

尽管测量过一个共同的时期如图2，发现这是一个减弱的趋势，但是考虑到当其他数据周期或地区不同时会有更大的不确定性。研究印度中部33的IMD 1°格点数据设置31显示二十世纪中叶的六月九月季节性平均季风降水发生小的变化。然而，该地区存在补偿趋势的迹象。在7月30日，AIR数据上升趋势的高达2000点，这个月主要是季节性降水。根据AIR数据的达2004点表明，除六月外，其他三个月（七月至九月）降水均呈现下降趋势34。通过检查30个降水区，报告下降明显超过了少量35或在大西北和印度中部均匀降雨地区36。最近的一次比较结果显示37从1950年到1999年南亚四网格降水量数据集显示面积平均减少，但空间变化的情形大量存在。这三项数据显示了常见印度中部的负趋势，然而，这是一个统计学意义上的大的区域，只有CRU的数据。印度西北部和缅甸一贯保持积极趋势而东南沿海地区也保持了负趋势。分歧的主要区域是印度东北地区。因此，我们认为，观测之间具有不确定性，包括空间和由于边缘效应的误差，需要进一步分析。

我们下一步研究耦合大气环流模式如何能够模拟季风降水和它在过去一个世纪左右的变化。为清楚起见，图2中我们只显示平滑后的夏季季风降水四耦合模式比较计划3期（CMIP3）38——分析判断合理模拟的9季风降水年际变化的季节性周期在20C3M历史控制下的仿真模拟。20C3M实验是利用变化时段的历史记录或温室气体含量预估，但由于其尝试的多样性去模拟额外因素如火山活动或自然和人为气溶胶，它以不同的方式实现了建模组。第一点要注意的是，即使在我们判断“合理”的模型中，平均值和标准差与空气观测（也不同于其他观测数据）也有很大的差异，这表明模型需要进一步改进和进一步的理解。其次，所有的模型都具有显著的年代际变化。这种变化在不同的模型之间或模型和观测之间，这表明它是海洋-大气系统内部耦合。我们强调的是，我们发现每种模式只有一个实现了20C3M实验——其余也许匹配了观察相位变化，但是我们还不明白为什么。

在方框一中讨论了气溶胶在季风降水趋势中的重要性和减少温室气体对季风降水的影响，虽然在强迫项和气溶胶物理所容纳的不同型号的差异是有问题的。此外，历史土地利用的变化可以归因于灌溉，并反馈于季风系统40。

未来的季风降水预测如图2所示，将会在后文讨论。

方框1|气溶胶的作用。

二氧化碳和其他温室气体并不是影响季风气候的唯一的大气成分。南亚的工业化在二十世纪的后半段伴随着广泛的生物量燃烧和使用的烹饪火，意味着有大量增加的当地排放量来散射和吸收气溶胶（主要是硫酸盐和黑碳）。他们的趋势甚至可能与之前解释的不一致（图2），即在最近观察到的记录中二氧化碳气体增加，然而为什么印度季节平均降水量并没有显示出增加。

在最简单的水平上，直接辐射效应限制了太阳辐射到达地球的表面，减少了表面热量的对比，部分地减弱了二氧化碳增加的影响。事实上，散射和吸收气溶胶可能掩盖了高达50%的由于温室气体导致的潜在的地球表面变暖30。这种机制也可以使北印度洋降温，降低季风降水量30。对未来的预测，除了增加二氧化碳的硫酸盐气溶胶的夹杂物导致季风降雨55更内敛的增加。最近，已有在印度气溶胶压力增加下37尝试做区域降水历史负趋势，然而还有一个问题是可能导致二十世纪前半叶的季风降水明显上升趋势，如图2所示。此外，还有相当重要的工作需要做，建立物种并影响物种，仔细评估用于不同型号的非标准化的强迫影响。目前的结论是，对云的寿命或反照率的间接影响可能占主要地位37。吸收气溶胶，如黑碳的作用是不确定的。虽然它减少了地表太阳辐射、使气溶胶层本身被加热，并加热对流层。与其他结果矛盾的是，这加剧了热驱动循环，提高了降水量96。结合本地排放的黑碳与本地和远程来源的矿物粉尘积聚在春季青藏高原南部斜坡导致温度升高的热泵假说97,98。这涉及到干对流加热和对流层中部大规模经向温度梯度的加大，以及六月和七月上层反气旋和季风降水。这是被其他观察结果34支持的，但当季风开始时，模拟结果表现出一个更复杂的景象。下雨后的黑碳减少了对流层异常加热，留下北印度洋海表温度降低的信号，这被作为

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