过去21000年亚非季风区夏季ITCZ变化的模拟研究

【摘要】：过去21000年，地球气候系统发生了巨大的变化。为了研究热带天气系统ITCZ在亚非季风区区的演变特征，我们使用过去21000年的瞬态气候演化模拟，分析亚非季风区夏季ITCZ在过去21000年位置和强度变化特征。我们发现轨道日照增强时，ITCZ位置偏北，强度减弱；日照减弱时，ITCZ位置偏南，强度增强。比较大陆冰盖的变化趋势与亚非季风区夏季ITCZ的位置和变化趋势发现，大陆冰盖减少时，ITCZ位置偏北，强度减弱，增加时ITCZ位置偏南，强度增强。温室气体浓度升高时，ITCZ位置偏北，强度减弱。温室气体减少时，ITCZ偏南，强度增大。当融水通量增加时，亚非季风区ITCZ位置偏南，强度加强;融水通量减小时，ITCZ偏北，强度减弱。在研究ITCZ与亚非季风降水关系时我们发现，不同强迫因子影响时，ITCZ偏北时，给亚非季风区不同程度上增加降水量。

【关键词】：热带辐合带（ITCZ），亚非季风，瞬变模拟

引言

热带辐合带（Intertropical Convergence Zone，简称ITCZ），位于赤道附近的热带地区，又称赤道辐合带。它是影响热带以及副热带地区的重要大型天气系统。由于太阳辐射不均匀和地球自转，地球-大气系统形成三圈环流模式。南北半球两个哈德莱环流中的东北信风和东南信风在赤道附近汇合形成赤道辐合带。赤道地区太阳辐射最强。强的太阳辐射和广阔的海洋使赤道地区成为热量和水汽最集中的区域。在赤道地区以及赤道附近，地表空气受热上升，在地表附近产生一个以赤道为中心的低压带。ITCZ通常35km到550km宽，并呈波浪状形状分布。赤道辐合带有季节变化和短期变化。ITCZ的位置随季节变化而南北移动，北半球夏季，因为副高北移和西南季风增强，赤道辐合带位置偏北；冬季则相反，辐合带位置偏南。其具有强的经向风切变并且伴随较强的对流活动。赤道辐合带的短期变化主要表现为其位置的移动，以及强度的增强和减弱。①不活跃阶段：赤道辐合带（位置偏南）主要表现为一条较弱的、不明显的来自两个半球信风气流（东北与东南风）间的汇合线。云系主要是面积较小的分布散乱的信风云系。在这阶段，西太平洋地区的热带风暴和台风活动一般比较少。②活跃阶段：赤道辐合带位置偏北，因为南北半球气流的强烈相互作用，在辐合带水平切变较大的地区开始出现一些气旋性涡旋环流，产生大面积云团。在卫星云图上表现为一条东西向连续的密蔽云带。这个阶段，台风最易在辐合带中发生。ITCZ位置、季节内低频振荡与长江中下游和华北地区旱、涝气候异常的有着密切的联系[1]。亚洲地区对流活动以及台风也与ITCZ位置的分布有关[2]。因此研究ITCZ具有很重要的意义。

前人使用不同的方法对ITCZ进行了研究。这样ITCZ就有了有几种定义，低层风场辐合带、热带对流带和赤道低压槽等[3-6]。最初用风场资料对ITCZ进行的研究。从信风的稳定性出发，Brooks和Braby[7],Alpert[8]定义:Constancy=100Vr/V,其中Vr是平均矢量风速,V是平均风速。在ITCZ中因为存在风场的不连续带,所以Constancy的最小值可以表征热带辐合带位置,由于测站在海洋上很稀少,其精确位置很难确定;而范蕙君[9]从另一个角度出发，将热带地区卫星云图多云带定义ITCZ位置，即用热带海洋上空多年月平均云量最大区域来表征ITCZ的位置,并发现东，西太平洋ITCZ特点具有显著差异：中、东太平洋ITCZ位置一般稳定在5°N～8°N附近，其季节和年际变化都很小,而西太平洋ITCZ位置和强度具有则有明显的季节变化，且有双辐合带结构;OLR是卫星观测的地气系统射出的长波辐射，在ITCZ深对流区其值最小，因此蒋尚诚[10]定义在30°N～30°S之间OLR<240W/m2区域内最小值所在的纬度为ITCZ轴所在的位置,以最小OLR的数值表示ITCZ强度并研究全球ITCZ的气候特征。用OLR资料分析的ITCZ与用最大云量带所确定的ITCZ具有相似之处。Chen[11]等人利用卫星观测的日平均降水资料，研究中、西太平洋日平均ITCZ的空间结构特征，并根据ITCZ强降水的覆盖率定义了日平均ITCZ的6种空间类型,分别为赤道型、双ITCZ型、弱型、南部型、北部型和整型,并发现南部型和北部型ITCZ具有显著的季节型变化,弱型ITCZ也存在明显的季节型变化,其变化规律与北部型相似,其它3种类型的ITCZ的季节型变化并不明显。Peng[12]等人则利用垂直速度资料研究ITCZ的季节性跳跃,文中指出300hPa上的垂直速度与深对流区相对应,并且垂直速度最大值所在的纬度可以很好地表征ITCZ的位置。

研究表明ITCZ位置和强度变化与季风带的变化有关。中国东部南部，东南亚，印度，撒哈拉地区和非洲北部是全球最显著的季风区域，季风强弱的变化直接影响着该区域占世界半数人口以上的经济命脉，关系着人们的生活和生产。在古气候学研究中，末次冰盛期和全新世时期亚非季风干湿状态的研究成果表明：当发生暖事件时，亚非季风系统同步增强，降水增多，并处于湿润期；当发生冷事件时，亚非季风系统同步减弱，降水减少，并处于干旱期。现代气候学对亚非夏季风的研究主要围绕亚非夏季风在亚洲和非洲地区的进退问题。研究表明，在上世纪60年代季风降水减弱，雨带南移； 90年代中期后的非亚夏季风开始北移加强。北太平洋和北大西洋海温年代际尺度的变率影响亚非夏季风雨带的一致北移和南退导致亚洲和北非夏季风年代际变化。通过评述，无论万年尺度的古气候变化期，还是近百年的现代气候变化期，亚非季风系统始终是一个行星尺度的内部一致的季风系统，总体上具有同步一致的进退和演变[13]。亚非季风区域的气候变化及其原因分析，尤其是开展长时间尺度气候变化的研究，是当前及今后—段时间内值得我们深入研究的科学问题。古气候记录表明，半球尺度的季风降水具有同步演变的特征，可能与ITCZ南北移动有关，因此研究过去21ka里ITCZ位置、强度的关系，以及主导ITCZ的强迫有着重要意义。

数据和方法

我们使用21000年（TraCE-21ka）的瞬态气候演化模拟。TraCE-21ka试验包括了四种外部强迫因子分别是：温室气体浓度（GHG）[14]，融水通量（MWF）[15]，轨道日照（ORB）[16]和大陆冰盖（ICE）[17]。TraCE-21ka已成为研究古气候演变和特点的重要工具。Yan and Zhang[18]，使用TraCE-21ka试验研究过去21000年对冰盖和日照对北大西洋上空热带气旋成因潜力变化中的支配作用，认为成因趋势的突然大幅度波动主要是融化水排放，而日照控制了长期趋势。Shi and Yan使用TraCE-21ka试验研究亚非季风降水在过去21000年的演变及相关动态机制并认为，亚非季风降水从末次冰盛期增加到早期全新世与几个突然事件，然后下降。轨道日照的增强和温室气体增加导致整体亚非季风降水增加，但增强的日照往往导致亚非季风域有系统性的北移。减少的融水排放可以通过加强大西洋的大西洋经向翻转环流促进非洲和印度季风降水。然而，冰盖的减少导致华北和印度之间有异常偶极子降水模式。

本文我们使用TraCE-21ka试验，研究亚非季风区夏季ITCZ过去21000年位置和强度变化的演变特征以及温室气体浓度、融水通量、轨道日照和大陆冰盖等外部强迫的对ITCZ的影响。亚非季风区（5°S - 65°N，30°W – 180°E）南北半球两个哈德莱环流交界（1000-700hpa平均径向质量流函数为0）所在纬度表征ITCZ位置，其位置上的最大垂直速度表征ITCZ强度，并求6-8月平均值，分析其过去21000年的变化特点。另外将ITCZ位置指数与亚非季风区环流，水汽和降水进行回归，进一步研究亚非季风区ITCZ变化特点与它们的关系。

ITCZ与外部强迫以及亚非季风区夏季ITCZ之间的关系

3.1轨道日照与ITCZ的关系

地球的环境中绝大部分能量都来自于自然太阳辐射能量。太阳辐射的能量在地球的空间和时间上的分布，制约和影响着地球上气候系统的运动，在地球气候形成和演变过程中，太阳辐射能量是非常重要的外参数，是影响整个气候系统状况的外部强迫因子。

图1（a）是TraCE-21ka试验中轨道日照在过去21000年的强度演变曲线。由图中曲线的变化趋势发现，从末次冰盛期（距今21000年）到新仙女木事件（距今11000-10000年），轨道日照强度一直处于上升阶段，新仙女木事件后（距今1000年）达到强度最大值。而从8.2ka冷事件至今，轨道日照强度一直处于下降阶段，当今其强度与末次冰盛期强度基本持平。

图1(a) 7月平均日照（b）大气CO2浓度和模拟海平面（c）融水通量（以每1000年全球海平面上升米计），三个冷事件（Heinrich Stadial 1，Younger Dryas，和8.2ka）和温暖事件（Bølling-Allerød）分别标记为青色和黄色垂直面板[18]

图2（a）是在轨道日照强迫下亚非季风区夏季ITCZ位置在过去21000年的演变折线图。从折线图中可以发现，从末次冰盛期至新仙女木事件，亚非季风区夏季ITCZ平均位置除了有些年份突然偏南，整体上折线处于上升阶段，也就是一直北移，新仙女木事件后（距今1000年）达到最大值30°N。从8.2ka冷事件，夏季ITCZ平均位置往南移。ITCZ平均位置变化折线图与轨道日照强度变化曲线基本吻合。这说明当轨道日照强度增强时，亚非季风区夏季ITCZ偏北。而轨道日照减弱时，ITCZ则偏南。

图2（b）是在轨道日照强迫下亚非季风区夏季ITCZ强度在过去21000年的演变折线图。从折线图中可以发现，从末次冰盛期至新仙女木事件，亚非季风区夏季ITCZ强度除了至今13000前短暂的增强，整体上处于减弱阶段。新仙女木事件后（距今1000年）达到最弱值。而从8.2ka冷事件，夏季ITCZ强度处于增强阶段。当今ITCZ强度与末次冰盛期强度基本一致。ITCZ强度变化折线图与轨道日照强度变化曲线说明当轨道日照强度增强时，亚非季风区夏季ITCZ偏弱。而轨道日照减弱时，ITCZ则偏强。综上，轨道日照增强时，ITCZ位置偏北，强度减弱；日照减弱时，ITCZ位置偏南，强度增强。

图2 在轨道日照强迫下亚非季风区ITCZ位置(a)和强度(b)在过去21000年的演变

3.2大陆冰盖与ITCZ的关系

大陆冰盖对气候产生很大影响。主要有两个方面，影响地表辐射平衡和热量平衡。反射率和辐射平衡成正反馈，因此，在气候模式中考虑大陆冰盖变化往往可以增加模式的敏感度。永久性的冰盖，包括极地冰盖，高山冰川和永冻层。其特征时间尺度为数百年或更长，尤其是极地冰盖，在全球气候系统的热量平衡中起着热汇作用，同时，陆地冰盖的冰量变化可严重影响海平面的升降。

图1（b）是TraCE-21ka试验中模拟海平面变化曲线。从曲线图变化趋势可以发现，从末次冰盛期到Heinrich Stadial 1事件中期，海平面高度基本不变，比当今海平面低于120米。而从Heinrich Stadial 1事件至8.2ka事件的11000年里海平面处于上升阶段，上升120米与当今基本持平，此后的8000年中海平面高度基本没有大的变化，处于微弱上升阶段。与海平面高度对应，大陆冰盖有处于先稳定，然后减少，再缓慢减少的趋势。

图3（a）是大陆冰盖强迫下亚非地区夏季ITCZ位置在过去21000年中的演变图。从折线图中发现，从末次盛冰期至Bølling-Allerød事件，亚非地区夏季ITCZ平均位置基本稳定在19°N左右。此后至8.2ka事件的5000年里，ITCZ位置北移到23°左右，此后至今没有大的变化趋势。

图3 大陆冰盖强迫下亚非地区夏季ITCZ位置(a)和强度(b)在过去21000年中的演变

图3（b）是大陆冰盖强迫下亚非季风区夏季ITCZ强度演变图。从末次冰盛期至新仙女木事件，ITCZ强度有缓慢减弱的趋势，在新仙女木事件有一定的回升，到8.2ka事件强度最弱，到距今4000年又有回升，此后至今再次有下降趋势。比较大陆冰盖的变化趋势与亚非季风区夏季ITCZ的位置和变化趋势发现，整体上大陆冰盖减少时，夏季ITCZ平均位置偏北，强度减弱；大陆冰盖增加时，夏季ITCZ平均位置偏南，其强度增强。

3.3温室气体浓度与ITCZ的关系

图4 温室气体浓度强迫下亚非地区夏季ITCZ位置(a)和强度(b)在过去21000年中的演变

温室气体是指大气中自然或人为产生的气体成分,包括水汽，二氧化碳，臭氧，甲烷等常见的气体。它们能够吸收释放地球表面，大气和云发出的热红外辐射光谱特定的长波辐射，温室气体将热量俘获在地表一对流层系统内，这称为“温室效应”。温室气体该特性导致全球气候变暖。温室气体浓度增加导致大气红外辐射强度上升，从而导致有效辐射从温度较低但位势较高的高度上射入太空。这就形成了一种辐射强迫。若没有地球的大气温室效应，地球表面平均温度低于冰点。因此，地球的大气温室效应使我们现在一致的所有生命活动成为可能。

图1（b）是TraCE-21ka试验中大气CO2浓度变化曲线。从曲线图变化趋势可以发现，从末次冰盛期到Heinrich Stadi al 1事件，主要温室气体二氧化碳浓度基本不变，比当今二氧化碳浓度小120ppmv。而从Heinrich Stadial 1事件至8.2ka事件的11000年里二氧化碳浓度处于上升阶段，此后的8000年中二氧化碳你浓度基本没有大的变化，处于微弱上升阶段。在最近的两百年里，由于工业革命二氧化碳浓度以较快的速度上升。二氧化碳浓度变化与海平面高度变化基本保持一致。

图4（a）是温室气体浓度强迫下亚非地区夏季ITCZ位置演变图。图中不难发现，从末次冰盛期到Heinrich Stadial 1事件中期，ITCZ位置基本保持在14°N，此后到Bølling-Allerød中期，其位置具有北移的趋势达到20°N，然后又南移到18°N，并处于比较稳定的的状态。比较二氧化碳浓度变化曲线与亚非季风区夏季ITCZ位置变化折线图发现，两者基本吻合，这说明了当温室气体浓度增高时，ITCZ位置偏北，温室气体浓度降低时，ITCZ位置偏南。

图4（b）是温室气体浓度强迫下亚非地区夏季ITCZ强度演变图。从图中可以发现，末次冰盛期至Bølling-Allerød事件中期ITCZ强度基本维持在19厘米每秒。之后强度趋于减弱趋势，至今10000年到当今，ITCZ强度变化并不明显。比较二氧化碳浓度变化曲线与亚非季风区夏季ITCZ强度变化折线图发现，当温室气体浓度升高时，ITCZ强度减弱。综上，温室气体浓度升高时，ITCZ位置偏北，强度减弱。温室气体减少时，ITCZ偏南，强度增大。

3.4融水通量与ITCZ的关系

图1（c）是TraCE-21ka试验中融水通量变化曲线。从末次冰盛期至Heinrich Stadial 1事件初期，融水通量没有发生变化。从Heinrich Stadial 1事件初期到中期，融水通量增加，中期到后期又处于平稳状态。到Bølling-Allerød事件初期，融水通量突然减少，到中期又有回升，然后到Bølling-Allerød事件结束一直不变。在Younger Dryas和8.2ka两个冷时间有一定程度的增加。此后的8000年没有大的变化。

图5（a）融水通量强迫下亚非地区夏季ITCZ位置在过去21000年中的演变。从末次冰盛期到Heinrich Stadial 1事件，ITCZ位置往南移。在Heinrich Stadial 1事件期间，ITCZ位置整体上没有很大的变化。在Bølling-Allerød暖事件ITCZ位置有两次北移，从14°N移到20°N。在Younger Dryas时期ITCZ位置偏南。Younger Dryas到8.2kaITCZ位置偏北。8.2ka冷时间期间，位置偏南。在之后的8000年位置没有大的变化。

图5 融水通量强迫下亚非地区夏季ITCZ位置(a)和强度(b)在过去21000年中的演变

图5（b）融水通量强迫下亚非地区夏季ITCZ强度在过去21000年中的演变。从末次冰盛期到Heinrich Stadial 1事件，ITCZ强度增强。在Heinrich Stadial 1事件期间，ITCZ强度整体上没有很大的变化。在Bølling-Allerød暖事件ITCZ强度有两次减弱。在Younger Dryas时期ITCZ强度又增强。Younger Dryas到8.2kaITCZ强度减弱。8.2ka冷时间期间，强度增强，之后的8000年没有大的变化。比较融水通量变化曲线与ITCZ位置和强度变化折线，可以发现，当融水通量增加时，亚非季风区ITCZ位置偏南，强度加强;融水通量减小时，ITCZ偏北，强度减弱。

3.5亚非季风区夏季ITCZ位置与降水之间的关系

图6 温室气体浓度(a)，大陆冰盖(b)，融水通量(c)和轨道日照(d)强迫的降水与ITCZ位置指数回归图

根据前人研究，发现亚非季风降水与ITCZ的位置正相关，所以我们通过TRACE试验，研究外部因子变化时，ITCZ位置变化以及其对亚非季风降水的影响。

TRACE-GHG试验中，温室气体强迫下，由图6(a)可得，亚非季风降水的主要空间模式是大多数亚非季风区域表现出正异常，仅在东南亚地区表现出负面异常.。由图7（a)可以发现，西太平洋，中国中部和华北，印度半岛以及印度洋，北非热带地区水汽较多。从图8（a)可以发现，北非，北印度，中国中南部等亚热带地区200hpa风速出现负异常。这有可能与末次冰盛期以来CO2浓度的变化有关（图1c）。与末次冰盛期相比，全新世晚期的温室气体浓度较高，加剧了温室效应，使地球变暖显著。高浓度温室气体促进ITCZ的北移（图4(a)）。这说明当温室气体浓度增加，ITCZ偏北时，200hpa风速减小，东亚季风区大部分地区水汽汇合，这使降水也增多。

图7 温室气体浓度(a)，大陆冰盖(b)，融水通量(c)和轨道日照(d)强迫的水汽（kg/ms）与ITCZ位置指数回归图

冰盖的退缩通过改变融水排放影响亚非季风降水。在TraCE-ICE试验中，大陆冰盖的强迫下：华北地区和南海出现负异常，印度和中国西南部，北非出现正异常（图6(b)）。从图7（b）水汽图可以发现，水汽主要在北非西部，印度，华北地区和日本汇合。从图8（b）可知，亚非季风区绝大部分地区200hpa风速出现负异常。这说明当冰盖退缩时，ITCZ位置偏北，促进水分向亚非季风区域输送，分别增强和减少这些地区的降水量。

在TraCE-MWF试验中，融水通量强迫下，从图6（c）可以发现在中国西南部，印度和北非中部出现正异常，华北，南海，西亚和北非北部出现负异常。从图7（c）可知，水汽在东南亚，印度，北非西部汇合。从图8（c）可知亚非季风区绝大部分地区200hpa风速出现负异常。这说明，融水通量减少时，ITCZ位置偏北，分别增强和减少这些地区的降水量。为了探讨融水排放对亚洲季风降水的影响，我们选择Bølling-Allerød（14.5kaBP）图1（c）作为进入北大西洋的融水排放减少的参考期。与HS1事件（16kaBP）相比，融水排放的减少增加了北大西洋的地表海水盐度，增强了大西洋经向的翻转环流[19-20]。加强的大西洋经向的翻转环流进一步加强了两个半球之间的北向热传输，导致北半球整体变暖，特别是在高纬度地区。这种半球间温度变化导致ITCZ向北移动，导致北半球夏季季风普遍加剧。

图8 温室气体浓度(a)，大陆冰盖(b)，融水通量(c)和轨道日照(d)强迫的U200与ITCZ位置指数回归图

在TRACE-ORB试验中，轨道日照强迫时，由图6（d）发现，中国华北和西南部，印度，西亚撒哈拉地区，北非中部出现正异常，华南和东南亚出现负异常。由图7（d）可知，华北，西亚和北非中部等地区水汽汇合。从图8（d）发现，可知亚非季风区绝大部分地区200hpa风速出现负异常。这说明，轨道日照增强时，ITCZ偏北，分别增强和减少这些地区的降水量。

结论和讨论

过去21000年，地球气候系统发生了巨大对的变化。为了研究热带天气系统ITCZ在亚非季风区区的演变特征，我们使用局地气候系统模型利用过去21000年（TraCE-21ka）的瞬态气候演化模拟，分析亚非季风区夏季ITCZ在过去21000年位置和强度变化特征以及其在轨道日照，温室气体浓度，大陆冰盖和融水通量等外部强迫因子强迫下的变化特征。通过比较外部强迫本身变化特点与ITCZ在四种强迫下的位置和变化特征，我们得到如下结论：轨道日照增强时，ITCZ位置偏北，强度减弱；日照减弱时，ITCZ位置偏南，强度增强。比较大陆冰盖的变化趋势与亚非季风区夏季ITCZ的位置和变化趋势发现，大陆冰盖减少时，ITCZ位置偏北，强度减弱，增加时ITCZ位置偏南，强度增强。温室气体浓度升高时，ITCZ位置偏北，强度减弱。温室气体减少时，ITCZ偏南，强度增大。当融水通量增加时，亚非季风区ITCZ位置偏南，强度加强;融水通量减小时，ITCZ偏北，强度减弱。

进一步研究ITCZ位置与降水以及四种外部强迫的关系，我们得到如下结论。当温室气体浓度增加，ITCZ偏北时，200hpa风速减小，东亚季风区大部分地区水汽汇合，自然降水也增多，东南亚地区降水减少。当冰盖退缩时，ITCZ位置偏北，促进水分向亚非季风区域输送，增强亚非季风区印度和中国西南部，北非等区域的降水量，减少华北地区和南海地区降水量。融水通量减少时，ITCZ位置偏北，中国西南部，印度和北非中部等区域降水量增多，华北，南海，西亚和北非北部降水量减少。当轨道日照增强时，ITCZ偏北，中国华北和西南部，印度，西亚撒哈拉地区，北非中部降水增多多，华南和东南亚降水量减少。

当研究大陆冰盖与ITCZ关系时我们发现，大陆冰盖的整体变化趋势与亚非季风区夏季ITCZ平均位置变化趋势整体上虽然对应，即大陆冰盖减少时ITCZ位置偏北，强度减弱，但是时间上并不对应。其原因可能是我们用海平面高度表征大陆冰盖的变化，所以时间上出现不对应。

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