末次冰盛期青藏高原冰川變化對(duì)亞洲氣候的影響

毋宇斌 劉永崗 易朝路 劉鵬

1.中國科學(xué)院青藏高原研究所環(huán)境變化與地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100101; 2.北京大學(xué)物理學(xué)院大氣與海洋科學(xué)系,北京 100871; 3.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; ? 通信作者, E-mail： ygliu@pku.edu.cn

末次冰盛期(Last Glacial Maximum, LGM)是距今最近一次冰期旋回中冰川規(guī)模最大的時(shí)期, 發(fā)生在約2.6～1.9萬年前[1]。由于該時(shí)期溫室氣體含量、大陸冰蓋、地球軌道參數(shù)和海陸面積分布等多種強(qiáng)迫條件不同, 氣候狀態(tài)與現(xiàn)代差異巨大[1-2]。作為古氣候的一個(gè)典型時(shí)期, 從資料重建到數(shù)值模擬都有大量研究。觀測數(shù)據(jù)表明, 當(dāng)時(shí)的溫室氣體含量比現(xiàn)在低, 因此全球氣溫比現(xiàn)代要低4.6～8.3oC[3],高緯度降溫甚至可以達(dá)到21～25oC[4-6]。陸地上冰川的規(guī)模比現(xiàn)代大兩倍左右, 北美洲的加拿大地區(qū)和北歐的很大部分區(qū)域都被巨厚的冰川覆蓋, 全球海平面比現(xiàn)在要低約130 m[7]。在古氣候模擬比較計(jì)劃(Paleoclimate Modeling Intercomparison Project,PMIP)的推動(dòng)下, 有多個(gè)氣候模式對(duì)LGM時(shí)期的氣候進(jìn)行模擬, 基本上重現(xiàn)了該時(shí)期全球氣候分布的特征[8-11]。但是, 因氣候模式的不完備性, PMIP計(jì)劃關(guān)于LGM時(shí)期的邊界條件描述欠缺, 各個(gè)模式得到的結(jié)果差別較大, 與重建資料也有很多不吻合的地方。在亞洲地區(qū), LGM時(shí)期的氣候模擬結(jié)果與重建資料也存在明顯的差別, 模擬結(jié)果的準(zhǔn)確性有待進(jìn)一步提高[12-13]。

對(duì)亞洲地區(qū)氣候模擬的一部分誤差來源于青藏高原冰川規(guī)模的不確定性。例如, Kuhle[14-16]認(rèn)為LGM時(shí)期青藏高原絕大部分區(qū)域被冰川覆蓋, 冰川面積達(dá)到約 240 萬 km2。李炳元等[17]、Shi等[18]以及Owen等[19-21]認(rèn)為, 冰期最盛時(shí), 青藏高原的冰川面積約為 35 萬 km2, 比Kuhle[14-16]認(rèn)為的面積幾乎小一個(gè)量級(jí), 大約相當(dāng)于現(xiàn)代冰川面積的7.5倍。目前被普遍接受的是后一種觀點(diǎn), 即冰期最盛時(shí), 青藏高原的冰川面積比現(xiàn)代冰川面積稍大(如Kirchner等[22]), 如果將冰川的平均厚度按250 m計(jì), 總冰量(87500 km3)相當(dāng)于全球海平面變化24.2 cm[23]。

夏季, 青藏高原是一個(gè)大的熱源, 對(duì)東亞季風(fēng)的形成很重要[24-25]。對(duì)觀測資料的分析表明, 如果該地區(qū)春季降雪覆蓋面積增加, 華南地區(qū)春季降水量也會(huì)有微弱的增加[26]; 如果該地區(qū)夏季降雪覆蓋面積略有增加, 則中國夏季梅雨區(qū)域的降水量會(huì)增加[27]。這些研究表明, 即使青藏高原地區(qū)冰雪覆蓋范圍有較小的變化, 也會(huì)對(duì)東亞地區(qū)的降水有明顯的影響。模擬結(jié)果顯示, 如果LGM時(shí)期冰川規(guī)模很大, 覆蓋青藏高原的大部分地區(qū), 不僅高原溫度會(huì)大幅度下降, 還會(huì)導(dǎo)致中國東部地區(qū)降水顯著地減少[28]。然而, 在歷次PMIPI計(jì)劃對(duì)LGM時(shí)期古氣候的模擬中, 對(duì)青藏高原上覆蓋的冰川只考慮了現(xiàn)代冰川分布, 沒有考慮LGM時(shí)期冰川規(guī)模與現(xiàn)代的差別。

為了進(jìn)一步理解青藏高原冰川規(guī)模變化對(duì)全球氣候, 尤其是亞洲氣候的影響, 本文利用通用大氣環(huán)流模式CAM4, 耦合通用陸面過程模式CLM4.0,分別模擬 LGM 和PI (Pre-industrial, 工業(yè)革命前,這里指1850年)時(shí)期氣候態(tài)下增大青藏高原冰川規(guī)模后氣候的變化。本文主要關(guān)注青藏高原冰川變化在LGM時(shí)期的作用, 而PI試驗(yàn)是為了研究在不同氣候背景下青藏高原冰川的變化對(duì)氣候的影響是否不同。以往的研究中使用的模型分辨率相對(duì)粗糙, 計(jì)算能力相對(duì)較弱, 積分時(shí)間相對(duì)較短, LGM時(shí)期青藏高原預(yù)置冰蓋下墊面過大, 使其研究結(jié)果對(duì)該時(shí)期的古氣候模擬意義較小。本文對(duì)模型的選取、試驗(yàn)的設(shè)計(jì)以及LGM時(shí)期青藏高原冰川下墊面規(guī)模的控制都進(jìn)行一定程度的改良, 例如選取的模型動(dòng)力學(xué)模擬和參數(shù)化方案更先進(jìn), 模式分辨率提高一倍, 并且LGM時(shí)期青藏高原冰川下墊面的規(guī)模更符合重建資料。

1 模式介紹

本文采用的模式為美國國家研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)開發(fā)的大氣環(huán)流模式CAM4和CLM4。CAM4是NCAR開發(fā)的第六代全球大氣環(huán)流模式, 與CAM3相比, CAM4缺省的動(dòng)力內(nèi)核由原來的譜內(nèi)核改為有限體積內(nèi)核。并且, CAM4在深對(duì)流方案、北極云量模擬、輻射接口以及計(jì)算可擴(kuò)展性等方面也做了顯著的改進(jìn),有效地提高了對(duì)ENSO的模擬能力[29]。CAM4耦合陸面模塊CLM4, 還可以為大氣模式提供陸面狀況和陸-氣之間的能量、動(dòng)量和水汽交換等下邊界條件[30]。本研究的模擬試驗(yàn)水平分辨率為1.9°×2.5°(緯向×經(jīng)向), 垂直方向上分為26層, 模式層頂氣壓為3 hPa; 陸地的水平分辨率與大氣相同, 時(shí)間步長為1800 s, 海表溫度固定。

2 邊界條件及試驗(yàn)設(shè)計(jì)

本研究分別針對(duì)LGM和PI設(shè)計(jì)兩組數(shù)值試驗(yàn)：Cntl-LGM和Gla-LGM; Cntl-PI和Gla-PI。其中, Cntl-LGM和Cntl-PI分別為LGM和PI時(shí)期的控制試驗(yàn), 青藏高原的冰川規(guī)模與現(xiàn)在相同, 約為5萬km2(圖1(a)); Gla-LGM和Gla-PI分別為LGM和PI時(shí)期的敏感性試驗(yàn), 青藏高原冰川面積擴(kuò)大至約35萬km2(圖1(b))。

PI時(shí)期控制試驗(yàn)(Cntl-PI)數(shù)據(jù)來自NCAR提供的CESM1.2全耦合模式得到的平衡態(tài)數(shù)據(jù)(圖1(a)),其中CO2濃度為284.7 mg/kg; LGM時(shí)期控制試驗(yàn)(Cntl-LGM)邊界條件主要根據(jù)國際古氣候模擬比較計(jì)劃(PMIP4)設(shè)定, 地球公轉(zhuǎn)軌道參數(shù)對(duì)應(yīng)21 ka,CO2濃度為185 mg/kg, 陸地冰蓋數(shù)據(jù)、地形、海岸線分布資料為LGM陸冰重構(gòu)數(shù)據(jù)ICE-6G[31](圖1(b))。海表溫度、海冰分布及大氣初始場數(shù)據(jù)來源于Zhu等[32]使用全耦合的CESM1.2模式進(jìn)行末次冰盛期氣候模擬得到的平衡態(tài)。

敏感性試驗(yàn)(Gla-PI和Gla-LGM)分別在對(duì)應(yīng)控制試驗(yàn)的基礎(chǔ)上, 僅對(duì)陸面地表類型中的冰川類型進(jìn)行修改： 在青藏高原西北部帕米爾高原處, 在原有冰川的格點(diǎn)中, 擴(kuò)大冰川占比, 使冰川面積增加至約35萬km2(圖1(b))。該區(qū)域原有冰川在Cntl-PI和Cntl-LGM試驗(yàn)中面積都很小, 基本上可以忽略(圖1(a))。值得注意的是： LGM時(shí)期青藏高原冰川規(guī)模的擴(kuò)大不僅僅局限于青藏高原的西北部地區(qū), 真實(shí)情況可能是, 在青藏高原其他地區(qū)也有零散的分布。本文的探究性試驗(yàn)主要受兩個(gè)條件的限制： 一是分辨率, 在低分辨率情況下, 很難在除青藏高原西北部地區(qū)以外的其他區(qū)域添加合適面積的冰川;二是邊界條件, 倘若使用高分辨率, 就需要使用高分辨率耦合模式得到的海表溫度數(shù)據(jù), 但是目前不存在這樣的數(shù)據(jù)。由于這兩個(gè)條件的限制, 本文僅考慮西北部帕米爾地區(qū)的冰川變化。

4個(gè)試驗(yàn)均積分150年, 使用后100年的數(shù)據(jù)平均值進(jìn)行結(jié)果分析。

3 結(jié)果分析

3.1 LGM時(shí)期

3.1.1 氣候態(tài)

圖1 PI和LGM時(shí)期冰川分布Fig.1 Glacier distribution in PI and LGM

在控制試驗(yàn)中, 由CAM4模式得到的LGM時(shí)期全球地表年均氣溫比PI時(shí)期低約7oC。除在太平洋和大西洋東海岸個(gè)別地區(qū)出現(xiàn)輕微的升溫外, 大多數(shù)地區(qū)都有較大幅度的降溫。其中, 熱帶地區(qū)溫度降低3～5oC, 極地地區(qū)降溫超過10oC (圖2)。降溫原因主要是LGM時(shí)期溫室氣體含量比PI時(shí)期低, 另一個(gè)較大的原因是LGM時(shí)期陸地冰蓋比PI時(shí)期大很多(圖1)。對(duì)軌道變化的影響幅度不確定, 可能比對(duì)冰蓋的影響小一些[33]。由于溫度降低, 全球平均年降水量相對(duì)于PI時(shí)期減少約14%。赤道地區(qū)(大約5°S—5°N)降水顯著減少, 但在10°S和10°N附近降水增加(圖3)。在我國東部沿海和華南地區(qū)、孟加拉灣以及印度北部, LGM時(shí)期夏季降水比PI時(shí)期顯著增加, 但冬季降水都有減少。

根據(jù)文獻(xiàn)[34-35]中對(duì)季風(fēng)區(qū)的定義, 全球主要分為八大季風(fēng)區(qū), 分別為印度季風(fēng)區(qū)(IN)、東亞季風(fēng)區(qū)(EA)、西北太平洋季風(fēng)區(qū)(WNP)、澳大利亞季風(fēng)區(qū)(AUS)、北美季風(fēng)區(qū)(NAM)、南美季風(fēng)區(qū)(SAM)、北非季風(fēng)區(qū)(NAF)和南非季風(fēng)區(qū)(SAF)。上述季風(fēng)區(qū)均滿足以下兩個(gè)條件： 1)夏季降水量與冬季降水量的差值超過300 mm; 2)夏季降水量超過年均降水量的55% (文獻(xiàn)[34-35]中將夏季和冬季分別定義為5—9月和11—4月, 本文中仍舊分別定義為6—8月和12—2月)。采用同樣的季風(fēng)定義, LGM時(shí)期的季風(fēng)分布如圖4所示, 綠色區(qū)域?yàn)槭苋蚣撅L(fēng)影響區(qū)域, 其中亞洲地區(qū)分為印度季風(fēng)區(qū)和東亞季風(fēng)區(qū)。印度季風(fēng)屬于熱帶季風(fēng), 產(chǎn)生的原因?yàn)榻?jīng)向的海陸熱力差異和南北半球的熱力差異; 東亞季風(fēng)屬于副熱帶季風(fēng), 產(chǎn)生的原因主要為歐亞大陸與太平洋之間東西向的海陸熱力差異[35]。從圖 4 可以看出, 模擬得到的LGM時(shí)期季風(fēng)區(qū)域總體上比PI時(shí)期有所擴(kuò)大, 只在阿拉伯半島和印度洋區(qū)域明顯縮小。與Wang等[35]通過觀測數(shù)據(jù)給出的現(xiàn)代季風(fēng)區(qū)相比, 無論是LGM時(shí)期, 還是PI時(shí)期, 模式都沒有模擬出西北太平洋季風(fēng)區(qū); 在PI時(shí)期, 模式在阿拉伯半島模擬出的明顯季風(fēng)區(qū), 在現(xiàn)代氣候中并不存在。盡管與實(shí)際情形相比, 模式對(duì)季風(fēng)區(qū)的模擬可能有偏差, 但是已經(jīng)可以較好地模擬出全球大部分的季風(fēng)區(qū), 尤其是本文關(guān)注的印度季風(fēng)區(qū)和東亞季風(fēng)區(qū)。

3.1.2 青藏高原冰川的影響

溫度變化的分布形態(tài)在夏季和冬季不同(圖5)。由于青藏高原冰川面積變化不大, 所以對(duì)溫度的影響總體上較小。除在冰川表面引起的溫度變化較大外, 在其他地方引起的溫度變化一般為±1oC。在北半球夏季(6—8月), 由于冰川反照率較高(圖6(a)), 其表面溫度下降約5oC; 升溫最大的地方在白令海峽附近, 可以達(dá)到1.2oC; 在加拿大東北部和歐洲北部也有升溫, 在0.2～0.4oC之間; 在加拿大西南部、巴芬灣、喀拉海、南亞地區(qū)和澳大利亞有很小的降溫(小于0.2oC)。這些溫度變化都已通過5%的顯著性檢驗(yàn)。從白令海峽附近夏季地表反照率的減小可以看出, 雪的融化對(duì)該區(qū)域的升溫起到正反饋的作用(圖6(a))。北半球冬季(12—2月)的溫度變化比夏季小(圖5(b))。在冬季, 青藏高原大部分區(qū)域被降雪覆蓋, 冰川面積的增加對(duì)地表反照率(圖6(b))以及地表與大氣的熱交換影響不大。溫度變化較大的主要有兩個(gè)地方, 一是歐洲南部, 溫度降低0.2～0.5°C; 二是斯堪的納維亞冰蓋的北部, 溫度升高0.2～0.5°C。由于青藏高原冰川面積的增加在冬季不會(huì)對(duì)溫度產(chǎn)生直接的影響, 模式得到的溫度變化更有可能是在其他季節(jié)產(chǎn)生的影響延續(xù)到了冬季。前人研究顯示, 秋季在歐亞大陸(包括青藏高原)的降雪異?？梢酝ㄟ^遙相關(guān)顯著地影響北美大陸冬季的溫度[36-37]。

青藏高原冰川面積的增大對(duì)降水的影響集中在亞洲地區(qū), 并且主要在北半球的夏季(圖5)。在冰川的南部以及喜馬拉雅山沿線, 降水顯著減少, 減幅超過1 mm/d; 而從青藏高原的邊緣往西往南, 再向東延伸到孟加拉灣, 直到中國南海一帶, 降水都顯著增加, 增幅接近1 mm/day。在北半球的冬季, 只有赤道西太平洋的降水略有增加, 在本文關(guān)注的區(qū)域降水基本上沒有變化。由于本文采用Wang等[35]對(duì)季風(fēng)的定義, 可以用降水指示季風(fēng)變化, 所以從降水變化的角度來看, 青藏高原西北部冰川的增加會(huì)增強(qiáng)印度夏季風(fēng)。

3.2 PI時(shí)期

如圖7所示, PI時(shí)期, 如果擴(kuò)大青藏高原西北部的冰川規(guī)模, 同樣可以看到冰川附近夏季溫度顯著下降, 并且白令海附近溫度升高, 但是升溫幅度遠(yuǎn)小于LGM時(shí)期。溫度變化最顯著的地方在俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū), 降溫達(dá)到0.2～0.8°C。北半球冬季氣溫在95%置信度范圍內(nèi)基本上沒有變化, 對(duì)降水的影響集中在冰川附近; 北半球夏季降水在冰川南部及喜馬拉雅沿線減少, 而在冰川往西區(qū)域增加。印度北部和孟加拉灣降水增加, 但沒有通過95%置信度檢驗(yàn)。北半球冬季降水在全球的變化都很小, 在整個(gè)亞洲和印度洋地區(qū)都無顯著變化(圖7(e))。與LGM時(shí)期相比, PI時(shí)期青藏高原冰川面積增加產(chǎn)生的影響(不管是溫度還是降水)總體上更小, 說明青藏高原冰川對(duì)氣候的影響與背景氣候態(tài)有較大的關(guān)系。

圖2 LGM時(shí)期全球地表平均氣溫及與PI時(shí)期全球地表平均氣溫差異Fig.2 Global mean surface temperature during LGM and the difference between LGM and PI

圖3 LGM時(shí)期全球平均降水及與PI時(shí)期全球平均降水差異Fig.3 Global mean total precipitation during LGM and the difference between LGM and PI

圖4 LGM和PI時(shí)期全球季風(fēng)分布Fig.4 Global monsoon domains in LGM and PI

圖5 LGM時(shí)期青藏高原冰川規(guī)模擴(kuò)大后地表溫度與降水差異Fig.5 Difference in surface temperature and total precipitation between Gla-LGM and Cntl-LGM experiments

圖6 LGM時(shí)期青藏高原冰川規(guī)模擴(kuò)大后全球地表反照率差異Fig.6 Difference in surface albedo between Gla-LGM and Cntl-LGM experiments

圖7 PI時(shí)期青藏高原冰川規(guī)模擴(kuò)大后地表溫度和降水差異Fig.7 Difference in surface temperature and total precipitation between Gla-PI and Cntl-PI experiments

圖8 LGM時(shí)期青藏高原冰川規(guī)模擴(kuò)大后(北半球)夏季地表感熱和潛熱通量差異Fig.8 Difference in surface sensitive heat flux and latent heat flux in boreal summer between Gla-LGM and Cntl-LGM experiments

圖9 LGM時(shí)期青藏高原冰川規(guī)模擴(kuò)大后位勢高度場差異Fig.9 Difference in geopotential height between Gla-LGM and Cntl-LGM experiments

圖10 LGM青藏高原冰川規(guī)模擴(kuò)大后風(fēng)場差異Fig.10 Difference in wind field between Gla-LGM and Cntl-LGM experiments

4 機(jī)制討論

在青藏高原冰川面積增大的區(qū)域, 地表向上的感熱和潛熱通量都減小, 尤其是夏季。感熱通量減小更多, 超過45 W/m2; 潛熱通量一般減小20 W/m2左右, 最大值也可達(dá)到45 W/m2(圖8)。地表通量的減小產(chǎn)生一個(gè)中高層大氣的低壓擾動(dòng), 在位勢高度場上表現(xiàn)為負(fù)異常(圖9)。這個(gè)擾動(dòng)激發(fā)羅斯貝波,并沿西風(fēng)帶向東傳播, 在跨過青藏高原后分為南北兩支。羅斯貝波的北支一直向東, 在鄂霍茨克海產(chǎn)生一個(gè)顯著的低壓擾動(dòng), 引發(fā)一個(gè)很強(qiáng)的逆時(shí)針環(huán)流(圖10(a)～(c)), 其東緣的南風(fēng)將熱空氣帶到白令海峽, 產(chǎn)生增溫效果, 積雪的融化進(jìn)一步加強(qiáng)增溫效果(圖6(a))。這個(gè)效應(yīng)一直持續(xù)到秋季, 白令海峽有一個(gè)很強(qiáng)的積雪負(fù)異常(圖略), 有可能影響冬季環(huán)流。北支的波動(dòng)可以一直影響到北美大陸, 產(chǎn)生比較微弱的溫度擾動(dòng)(圖5(a))。羅斯貝波的南支在中國中部產(chǎn)生一個(gè)負(fù)異常, 這個(gè)負(fù)異常和青藏高原西北部的負(fù)異常一起, 增強(qiáng)了南亞夏季風(fēng)(圖10(a)～(c)), 從而增加季風(fēng)降雨(圖5(a))。

圖11 PI和LGM夏季400 hPa風(fēng)場及其差異Fig.11 The 400 hPa winds in PI and LGM and the difference between them

青藏高原夏季冰川擾動(dòng)產(chǎn)生的羅斯貝波的北支與文獻(xiàn)[38]中青藏高原夏季升溫產(chǎn)生的波動(dòng)非常相似, 只是方向相反。在Wang等[38]的研究中, 青藏高原升溫的范圍很大, 產(chǎn)生的擾動(dòng)波長較長, 有可能壓縮南支的發(fā)展, 但由于擾動(dòng)的強(qiáng)度也大, 所以在青藏高原以南激發(fā)了另一列沿著西風(fēng)帶向東傳播的羅斯貝波。本文中, 兩列羅斯貝波都是在西風(fēng)帶中傳播。

由于青藏高原冰川冬季對(duì)輻射(圖6(b))和熱通量(圖略)的影響比較小, 這個(gè)負(fù)異常在冬季基本上看不到。位勢高度負(fù)異常中心在預(yù)置冰川下墊面的西南部, 與冰川沒有直接關(guān)系(圖9(d)～(f)), 如前所述, 可能是由秋季在白令海峽附近的降雪異常通過遙相關(guān)作用產(chǎn)生的。冬季的西風(fēng)帶比夏季強(qiáng)很多,并更靠近赤道。在圖9中可以看到沿著西風(fēng)帶的一系列波動(dòng), 但是波動(dòng)的源區(qū)在更西邊。無論如何,冬季的溫度和降水變化都很小。

PI時(shí)期的夏季溫度比LGM時(shí)期更高(圖2(d)),因此預(yù)期青藏高原冰川擴(kuò)大產(chǎn)生的擾動(dòng)應(yīng)該更強(qiáng),影響范圍更大。但是, 結(jié)果顯示它對(duì)氣候的影響,尤其是對(duì)亞洲季風(fēng)的影響明顯更弱。這有可能是由兩個(gè)時(shí)期風(fēng)場的差別造成的。在LGM時(shí)期, 北半球夏季西風(fēng)帶在亞洲大陸上更靠近赤道, 并由于斯堪的納維亞冰蓋對(duì)西風(fēng)帶的擾動(dòng)(圖11(b)), 在青藏高原的西側(cè), 西風(fēng)帶更靠南一些, 使得最強(qiáng)的西風(fēng)恰好從青藏高原西北部的冰川上空吹過, 使冰川擾動(dòng)產(chǎn)生的影響范圍變得更大。

5 結(jié)論

本文用CAM4模式耦合CLM4模式, 研究末次冰盛期青藏高原冰川對(duì)氣候的影響。結(jié)果顯示, 青藏高原西北部冰川規(guī)模的擴(kuò)大對(duì)北半球的影響夏季比較顯著, 冬季比較弱。原因主要是, 由于冬季該地區(qū)被積雪覆蓋, 冰川面積的增加可能不會(huì)對(duì)大氣產(chǎn)生直接作用。在北半球的夏季, 冰川導(dǎo)致的降溫在青藏高原上空產(chǎn)生一個(gè)氣旋, 同時(shí)激發(fā)出兩列都在西風(fēng)帶中向東傳播的羅斯貝波。北支羅斯貝波對(duì)白令海峽附近產(chǎn)生較大的增溫效果, 南支羅斯貝波在中國中部也激發(fā)出一個(gè)氣旋, 與在青藏高原的氣旋一起加強(qiáng)了南亞季風(fēng), 從而在巴基斯坦、印度北部、孟加拉灣以及中國南海一帶產(chǎn)生更多的季風(fēng)降水。作為對(duì)比, 青藏高原冰川面積的增大在工業(yè)革命前時(shí)期只對(duì)冰川附近的氣候有局部的影響, 顯示出青藏高原冰川作用對(duì)背景氣候的敏感性。