全球变暖与地球“三极”气候变化

李菲,郜永祺,万欣,李倩,郭东林,王朋岭,李惠心

① 卑尔根大学 地球物理研究所/皮耶克尼斯气候研究中心,卑尔根 5007;② 南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏 南京 210044;③ 南森环境遥感中心/皮耶克尼斯气候研究中心,卑尔根 5007;④ 中国科学院 大气物理研究所 竺可桢-南森国际研究中心,北京 100029;⑤ 中国科学院青藏高原研究所/中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京 100101;⑥ 新南威尔士大学 气候变化研究中心,悉尼 2052;⑦ 国家气候中心,北京 100081

*联系人，E-mail:Yongqi.Gao@nersc.no

青藏高原是全球海拔最高的高原,与北极、南极并称为地球“三极”。作为全球气候变化的敏感区与关键区,地球三极研究成为当前前沿研究热点之一(Kang et al.,2010;Gao et al.,2015;Rignot et al.,2019;王会军等,2020a)。北极和南极地区是地球最主要的冷源,观测到的最低气温分别为-67.7 ℃和-89.2 ℃。北极地区主要是北冰洋。北冰洋大部分终年被海冰覆盖。受北上暖湿海洋洋流的影响,北极年平均温度约为8 ℃。南极地区主要是南极大陆。南极冰盖约占南极大陆面积的98%。由于常年受极地高压和极地东风控制,南极大陆气候酷寒(年平均温度约为-25 ℃)且干旱,有“白色沙漠”之称。青藏高原是除南北极以外地球上陆地冰川分布最多的地区。青藏高原气温比较低(大部分地区年平均气温低于5 ℃),空气稀薄,太阳辐射比较强。北极和青藏高原地区是近百年来全球增暖最显著的区域。气候变暖导致地球三极冰冻圈(包括积雪、冰川、冰盖、海冰、冻土等)大范围退缩。具体而言,在过去40 a里,北极海冰范围和厚度减小,青藏高原多年冻土退化,以及南极冰盖物质持续亏损(Pörtner et al.,2019)。地球三极在受到全球气候变化驱动的同时,也通过多种反馈机制改变大气和海洋环流,从而对区域甚至全球水文、生态和气候系统产生影响(Bronselaer et al.,2018;Yao et al.,2019;Cohen et al.,2020)。本文将分析总结出全球变暖背景下地球三极气候变化的基本特征及其对区域气候的反馈,同时探究地球三极气候变化的关联性。北极和南极通常是指60°N以北和60°S以南地区,本文定义海拔高度2 600 m以上的亚洲内陆高原为青藏高原,使用青藏高原台站观测数据,NASA GISS全球温度数据,NSIDC海冰数据和ECMWF再分析资料(表1)。

表1 本文使用的数据

1 全球变暖背景下地球三极年代际气候变化的基本特征

自工业革命以来地球三极气候呈现变暖趋势并叠加年际、年代际尺度变化的特征。全球平均和地球三极表面温度异常时间序列(图1a)显示,自19世纪80年代以来,全球平均表面温度持续升高(IPCC,2013)。仅在1998—2012年期间,全球平均增温速率较之前趋缓,出现了“全球变暖停滞”现象(Trenberth et al.,2014)。与全球平均相比,北极地区表面温度变化呈现波动上升趋势。两次年代际时间尺度上的变暖分别出现在1920—1940年和1970年至今。20世纪90年代以来,北极变暖幅度是全球平均的2～3倍,被称为“北极放大”现象(Serreze and Barry,2011)。青藏高原现有气象观测数据年代较短,自20世纪60年以来,青藏高原地区增温速率与北极地区一致,亦明显高于同期全球平均水平(中国气象局气候变化中心,2020),但近10 a来增温幅度低于北极地区。南极地区(包括南极大陆和南大洋)增温幅度较小。南大洋海表在过去几十年中出现了延迟变暖甚至略微的降温(Swart et al.,2018)。Armour et al.(2016)研究指出,南大洋经向翻转环流的变化对应南极大陆周围海洋上升流增强,冷水上翻使得该区域变暖延缓。

图1 逐月表面温度(a;单位:℃)以及南北极海冰范围(单位:106 km2)和青藏高原积雪深度(单位:cm)(b)异常时间序列(5 a滑动平均;橙色线是青藏高原(海拔高于2 600 m),红色线是北极(60°～90°N),浅蓝色线是南极(60°～90°S),深蓝色线是全球平均;气候态时间段为1981—2010年)Fig.1 Time series of monthly (a) surface temperature (units:℃),and (b) Arctic and Antarctic sea ice extents (units:106 km2) and Tibetan Plateau snow depth (units:cm) anomalies (5-year running mean.Orange line is the Tibetan Plateau (the elevation above 2 600 m),red line is the Arctic (60°—90°N),light blue line is the Antarctic (60°—90°S),and dark blue line is global mean.Relative to the climatological mean during 1981—2010)

图2 北半球冬季(12月、次年1月和2月平均)青藏高原表面温度(a;单位:℃)和积雪深度(d;单位:cm)异常的空间分布,以及北半球冬季北极(b,e)和南极(c,f)表面温度(b,c;单位:℃)和海冰密集度(e,f;单位:%)异常的空间分布(差值为2000—2019/2017年减去1980—1999年)Fig.2 Spatial distributions of boreal winter (averaged in December,next January and February) (a) surface temperature (units:℃) and (d) snow depth (units:cm) anomalies over the Tibetan Plateau,and spatial distributions of boreal winter (b,c) surface temperature (units:℃) and (e,f) sea ice concentration (units:%) anomalies over the (b,e) Arctic and (c,f) Antarctica (2000—2019/2017 minus 1980—1999)

相对于表面温度的变化,地球三极冰冻圈(海冰、积雪等)的演变更加复杂,是全球气候变化中的一个重要环节。南北极海冰范围和青藏高原积雪深度异常时间序列(图1b)表明,自1979年以来,北极地区海冰覆盖范围大幅度减少。最小值出现在2012年9月,其次是2007年9月。与之不同,南极地区海冰覆盖范围呈现增加趋势,但在2014年之后持续缩小。前一时期南极海冰范围增加与南大洋深层暖水进入冰架底部有关。南大洋冰架底部融化,淡水输出,通过增强上层海洋稳定性,抑制了海表冷水的向下混合以及深层暖水的向上热损失。这有助于南极海冰范围的增加,延缓了南大洋海表变暖(Bintanja et al.,2013;Schmidtko et al.,2014)。虽然青藏高原作为一个整体,表面温度是随全球增温而增加的,但是,积雪深度并非连续一致变化。青藏高原地区积雪深度呈现先增加后减少的趋势,在20世纪90年代前后达到最大值,与前人的研究基本一致(You et al.,2020)。气温和降水都是影响青藏高原积雪演变的重要因素,在1960—1990年期间青藏高原降水偏多,“增温增湿”是造成积雪深度增加的主要原因(万欣等,2013;沈鎏澄等,2020)。此外,20世纪90年代之后积雪消融可能与青藏高原大气中吸光性气溶胶(黑碳、棕碳、沙尘等)增加有关(Cong et al.,2009;Wan et al.,2015;Li et al.,2016;Sarangi et al.,2020)。

图3 北半球夏季(6月、7月和8月平均)青藏高原表面温度(a;单位:℃)和积雪深度(d;单位:cm)(d)异常的空间分布,以及北半球夏季北极(b,e)和南极(c,f)表面温度(b,c;单位:℃)和海冰密集度(e,f;单位:%)异常的空间分布(差值为2000—2019/2017年减去1980—1999年)Fig.3 Spatial distributions of boreal summer (averaged in June,July and August) (a) surface temperature (units:℃) and (d) snow depth (units:cm) anomalies over the Tibetan Plateau,and spatial distributions of boreal summer (b,c) surface temperature (units:℃) and (e,f) sea ice concentration (units:%) anomalies over the (b,e) Arctic and (c,f) Antarctica (2000—2019/2017 minus 1980—1999)

地球三极冬、夏季气候变化存在显著的差异。图2和图3分别给出了北半球冬、夏季(即南半球夏、冬季)地球三极表面温度,青藏高原地区积雪深度以及南北极地区海冰密集度年代际异常的空间分布。21世纪初(2000—2019年)与20世纪末(1980—1999年)相比,北半球冬、夏季青藏高原和北极地区均变暖,其中以冬季增温最显著。青藏高原气象观测台站多集中于高原的东部和南部。冬季所有站点表面温度异常均为正值(0.43～2.34 ℃),大部分站点积雪深度异常为负值,表明青藏高原表面温度变化一致偏暖,总体上积雪变薄(图2a、2d)。海拔是影响气温和积雪变化的重要地形因子,青藏高原地区气候变暖存在 “海拔依赖现象”(Guo et al.,2021)。冬季高原增温最为显著的区域出现在高原西南部和中部江河源区(念青唐古拉山-唐古拉山-巴颜喀拉山-阿尼玛卿山)。冬季积雪深度负异常的中心分别在聂拉木站(3 810 m)和沱沱河站(4 533.1 m)。夏季,青藏高原增温幅度约为冬季增幅的一半(0.28～1.34 ℃)。积雪深度变化不明显,仅清水河站(4 415.4 m)积雪变薄(图3a、3d)。

北半球冬季北极增暖主要发生在北冰洋和边缘陆地海岸带,同时,欧亚大陆中部变冷(-0.84～4.75 ℃)。与表面增温一致,格陵兰海和巴伦支海海冰减少(图2b、2e)。夏季北极增暖较弱并南移至陆地海岸带和格陵兰冰盖上(0～1.48 ℃)(图3b)。北冰洋周围的各边缘海(包括巴伦支海,喀拉海,拉普捷夫海,东西伯利亚海和楚科奇海北部)海冰大范围减少(图3e)。北极海冰减少通过强的冰-温度正反馈在过去30 a北极加速变暖中起主导作用(Screen and Simmonds,2010)。南半球夏、冬季南极地区表面温度异常沿海陆分界线呈现出正负值交替分布的特征,变暖主要位于阿蒙森海和别林斯高晋海(西南极)以及印度洋(东北极)附近,变冷主要位于威德尔海(西北极)附近(图2c、3c)。另外,夏季南极大陆偏暖,冬季太平洋(东南极)附近偏冷。夏、冬季南极地区表面温度变化幅度相当(分别为-0.80～1.67 ℃和-1.01～2.03 ℃)。夏季阿蒙森海和别林斯高晋海海冰减少,但威德尔海域和罗斯海海冰增加(图2f)。冬季海冰范围异常扩张至65°～70°S(图3f)。

2 地球三极气候变化对区域气候的影响

地球三极不但是全球气候变化的敏感地区,而且可以通过冰冻圈与大气的强耦合过程影响大尺度环流异常,进而对区域气候和环境产生较大影响(Gao et al.,2015;Bronselaer et al.,2018;Li et al.,2019b;Yao et al.,2019)。本文着重分析了北半球冬季(即南半球夏季)全球表面温度和300 hPa位势高度,以及积雪深度和250 hPa纬向风年代际异常的空间分布(图4)。21世纪初(2000—2019年)与20世纪末(1980—1999年)相比,冬季北极地区是全球增暖最显著的区域。环流场在欧亚大陆西北部呈现显著的位势高度正异常(中心值大于75 gpm),而在其东南方向有一位势高度负异常(中心值小于-15 gpm)。这种环流变化有助于斯堪的纳维亚和乌拉尔山地区阻塞频次的增加,极地的强冷空气频繁地南下,造成欧亚大陆中部的低温(图4a)(Liu et al,,2012;Luo et al.,2016;He et al.,2020)。需要指出的是,一些数值试验未能较好地模拟出上述现象,“北极放大”与北半球中纬度变冷联系的机制问题仍在争论中(Screen et al.,2018;Cohen et al.,2020)。另外,北极变暖减弱了极涡以及在北大西洋一侧的极夜急流,不利于海洋上空的水汽向陆地输送(Li and Wang,2012)。在过去20 a里,冬季欧亚大陆北部(除南西伯利亚和东西伯利亚山地以外)“变暖变干”导致了该区域积雪的减少(图4b)。

图4 北半球冬季全球表面温度(填色;单位:℃)和300 hPa位势高度(等值线;单位:gpm)异常的空间分布(a),以及北半球冬季全球积雪深度(填色;单位:mm·d-1)和250 hPa纬向风(等值线;单位:m·s-1)异常的空间分布(b)(差值为2000—2019年减去1980—1999年)Fig.4 (a) Spatial distribution of global surface temperature (colour shaded areas;units:℃) and 300 hPa geopotential height (contours;units:gpm) anomalies in boreal winter,and (b) spatial distribution of global snow depth (colour shaded areas;units:mm·d-1) and 250 hPa zonal wind (contours;units:m·s-1) anomalies in boreal winter (2000—2019 minus 1980—1999)

青藏高原平均海拔高度4 000 m以上,可达对流层中层,有“世界屋脊”之称。冬季中纬度西风带遇青藏高原发生绕流,并在下游汇合形成了东亚副热带西风急流,是东亚冬季风系统的重要成员之一(顾震潮,1951)。如图4所示,冬季欧亚大陆中部变冷与青藏高原增暖同时出现,使得大气的经向温度梯度增加,东亚副热带西风急流加强西伸(Li et al.,2014a)。这与21世纪初东亚冬季季风年代际增强是一致的(Wang and Chen,2014)。在20世纪90年代前后,青藏高原地区积雪深度达到最大值(图1b)。冬季青藏高原多雪可以持续到次年春末夏初,通过夏季融雪时融化吸热和湿土壤异常与大气的相互作用,减弱夏季青藏高原热源以及海陆热力对比。这是20世纪90年代中期东亚夏季风减弱和我国东部夏季降水出现“南涝北旱”的重要原因之一(Kwon et al.,2007;朱玉祥等,2009)。此外,青藏高原也被称为“亚洲水塔”,冰雪融水是青藏高原重要的水资源。青藏高原加速变暖导致了冰川退缩,冻土退化,积雪减少。融水逐年增加,湖泊扩张以及河流径流增加(例如,雅鲁藏布江、怒江和澜沧江),进一步改变了高原区水循环过程,将给青藏高原及周边地区的社会经济发展带来深刻影响(Kang et al.,2010;Yao et al.,2019)。

南半球夏季南极大陆呈现略微的升温。南半球环状模(Southern Hemisphere Annular Mode,SAM)用于描述南半球中高纬度气压变化的跷跷板结构(龚道溢,1998)。自21世纪以来,随着温室气体浓度增加和臭氧损耗,SAM正位相呈加强的趋势(图4a)(Marshall,2003;郑菲等,2014)。在夏季,SAM正位相对应中纬度副热带高压脊南移和西风环流加强,从而引起热带潮湿气流向澳大利亚东北部的输送(Risbey et al.,2009)。由于受异常高压控制,澳大利亚东南部地表温度显著增暖(图4)。另一方面,南大洋西风加强有助于更暖的环极次表层深水进入大陆架,造成西南极的冰架不断崩解,面积逐年收缩。近几十年,阿蒙森海是南极冰架底部融化速率最高的区域,并通过冰架-海洋相互作用对南大洋产生冷却和淡化作用,进一步驱动南大洋的气候变化(包括海表降温,海冰扩张)(Rye et al.,2020)。此外,南极冰盖融化加剧,很可能在未来几十年内引起全球海平面上升(Rignot et al.,2019)。

3 地球三极气候变化之间的潜在联系

北极涛动(或北半球环状模)(Thompson and Wallace,1998)与青藏高原气候环境存在一定的相关性(Han et al.,2008;Lü et al.,2008)。最近有研究指出,冬季北极海冰异常偏少导致乌拉尔山地区积雪减少并通过其持续性,影响春季中高纬Rossby波活动以及青藏高原的局地环流,加剧南亚、中亚排放的气溶胶等大气污染物跨境传输至青藏高原(Li et al.,2020)。但是,目前关于南极与北极、青藏高原气候变化的联系的研究并不多,可能机制主要是通过厄尔尼诺/南方涛动(El Nio-Southern Oscillation,ENSO)引起的全球尺度大气遥相关和大洋温盐环流(Li et al.,2014b;Pedro et al.,2018;England et al.,2020)。ENSO是全球性年际气候变率的主导模式,通过影响大尺度环流,对全球许多地区的气温、降水产生影响,在冬季最活跃(Alexander et al.,2002)。图5给出了20世纪末(1980—1999年)北半球冬季全球300 hPa位势高度EOF分析第一模态和21世纪初(2000—2019年)北半球冬季全球300 hPa位势高度EOF分析第二模态(分别占总体方差贡献的21.3%和14.2%)及其对应的表面温度异常。两个模态在热带太平洋地区上空表现为大范围位势高度正异常。对应的表面温度场在赤道太平洋中东部偏暖,即发生了ENSO暖事件。

值得注意的是,20世纪末环流场呈现纬向波列型,即太平洋/北美型遥相关(Pacific/North American teleconnection,PNA)(Wallace and Gutzler,1981)和太平洋/南美型遥相关(Pacific-South American,PSA)(Ghil and Mo,1991)。PNA正位相导致了北美变暖(图5a)。相比而言,21世纪初环流场呈现南北偶极子型,即北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation,NAO)(Walker,1928),北太平洋涛动(North Pacific Oscillation,NPO)(Rogers,1981)和SAM。随着南极臭氧逐渐恢复,SAM正位相增强的趋势减弱。白令海附近和亚洲内陆高原(包括蒙古高原,帕米尔高原以及伊朗高原)地区增温,而北美和喀拉海附近变冷(图5b)。结果表明,冬季全球尺度的大气环流(除热带地区外)对ENSO的响应存在显著的年代际差异。20世纪末,与ENSO事件相关的大尺度环流异常主要发生在西半球,由赤道对流形成的高层辐散引起。但是,21世纪初ENSO与地球三极气候变率的联系增强,特别是,ENSO和SAM的相关性加强,与前人的研究是一致的(Yu et al.,2015)。这为南极地区影响北半球气候系统甚至北极区域气候环境变化提供了可能性(England et al.,2020)。

图5 北半球冬季全球表面温度(填色;单位:℃)和300 hPa 位势高度(等值线;单位:gpm)与1980—1999年全球300 hPa位势高度EOF第一模态对应的时间序列(a)和2000—2019年全球300 hPa位势高度EOF第二模态对应的时间序列(b)的回归系数的空间分布Fig.5 Spatial distributions of regression coefficients of global surface temperature (colour shaded areas;units:℃) and 300 hPa geopotential height (contours;units:gpm) in boreal winter on (a) the principal component (PC) time series of EOF1 of global 300 hPa geopotential height during 1980—1999 and (b) the PC time series of EOF2 of global 300 hPa geopotential height during 2000—2019

4 结论和展望

北极、南极和以青藏高原为中心的亚洲高山区是全球气候变化的敏感区与关键区。本文描述了地球三极气候和冰冻圈关键要素年代际变化的基本特征,对区域气候的可能影响及地球三极之间的潜在联系。在全球气候变化背景下,北极和青藏高原地区变暖幅度明显高于同期全球平均水平。北极海冰和青藏高原积雪持续缩减,但青藏高原冰雪融水逐年增加,湖泊扩张。虽然南极地区的增温幅度较小,但南大洋深层海水变暖速度明显快于全球平均,导致西南极的冰架崩解和收缩趋势明显,进一步驱动南大洋的气候变化。地球三极冰冻圈(海冰,积雪,冰川等)的变化通过多种反馈机制影响区域及全球尺度的大气和海洋环流,并造成近年来欧亚冬季低温,我国夏季洪涝灾害,澳大利亚南部夏季干旱等极端气候事件。此外,自21世纪以来,ENSO与地球三极气候变率的联系增强,促进了地球三极气候变化之间的相互联系。但是,目前仍存在一些问题尚待解决:

1)人类活动很可能是20世纪中期以来全球变暖的主要原因,并在北极和青藏高原地区通过多种反馈机制被放大(康世昌等,2020)。但是,如何量化气候的自然变率以及自然变率与人类活动的相互作用仍然是未解决的问题。已有研究表明,北极海冰和青藏高原积雪范围和厚度减少也与热带太平洋海表温度(Sea Surface Temperature,SST)强迫,热带外SST和亚洲夏季风等气候系统年代际变化紧密相关(Ding et al.,2014;Li et al.,2015;Grunseich and Wang,2016;You et al.,2020)。热带海表温度的年际和年代际变化,通过大气遥相关和Rossby波列向极地传播,调制着南大洋海气热量交换和混合层深度的变化(Li and England,2020)。另外,由于青藏高原地面资料匮乏,南北极地区高质量观测数据时间段太短等原因,对地球三极冰冻圈和气候变化归因及量化仍存在不确定性。

2)气候系统中一些参量(包括大气季节内振荡,SST,陆面土壤湿度/积雪,极区海冰等)是短期气候预测的主要信号来源(Li et al.,2017;Mariotti et al.,2018;王会军等,2020b)。研究表明,优化土壤湿度、积雪初始条件能够在次季节尺度上提升地球系统模式对区域温度和降水的预报技巧(Koster et al.,2011;Li et al.,2019a)。此外,青藏高原积雪、热源异常也可能是东亚夏季风和夏季降水预测的重要指标(朱玉祥等,2009;赵平等,2018)。值得注意的是,北极海冰和北极气候变化与北半球中纬度气候异常存在显著的超滞后相关(He et al.,2018,2020;Li et al.,2018)。SAM(或南极涛动)也与北半球气候系统存在潜在的联系(Fan and Wang,2004;Sun et al.,2009)。未来合理、有效地将这些因素整合到短期气候预测业务中,对于学术研究和社会民生都有重要的价值。

3)IPCC第五次评估报告中关于长期气候变化的预估主要基于参加CMIP5的46个地球系统模式结果。预计在所有RCP情景下未来北极冰盖继续缩小,变薄。南极冰川体积变小,南大洋深层海水变暖趋势持续。青藏高原以变暖和变湿为主,冰川、冻土进一步退缩(陈德亮等,2015)。但是,由于模式分辨率以及模式对真实物理过程描述的缺陷,可信度亟待提高。如何减少地球三极气候变化预估的不确定性是气候研究的一个挑战。