湖泊沉积物记录的过去两千年青藏高原南部干湿变化及其驱动机制

基于青藏高原南部过去2000a高分辨率的降水/湿度重建序列,通过区域对比以及集成分析方法,探讨了青藏高原南部过去2000a气候干湿变化的时空特征,并对典型时段中世纪暖期(AD 600-1400年)和小冰期(AD 1400-1900年)高原南部气候变化的特征和机制进行了着重探讨.结果显示:整体而言,过去2000a青藏高原南部气候变化显著,表现出AD 1-600年由湿转干、AD 600-1400年干旱以及AD 1400年后湿润的特征;对比分析表明,青藏高原南部在中世纪暖期和小冰期"暖干"/"冷湿"的特征,与高原东南部以及西北部地区相似,而与高原东部地区相反;过去2000a青藏高原南部气候干湿变化可能与印度季风和西风强度变化、西风在青藏高原上的季节性移动以及蒸散发强度变化有关.     

过去2000年中国温度变化研究的几个问题

根据最近重建的中国东部地区过去2000年冬半年温度距平序列,结合最近其他一些相关研究结果,对过去2000年中国温度变化序列的重建方法、小冰期及魏晋南北朝冷期的起迄时间与寒冷状况、中世纪暖期与隋唐暖期的温暖程度、过去2000年中国冷暖变化的幅度与速率、温度变化的千年波动周期、20世纪气候增暖是否超出过去2000年气候波动的最大范围及20世纪暖期历史相似型等几个问题进行了综合评述.     

中国中世纪暖期温度的时空变化特征

采用全球海气耦合模式ECHO-G的1000个模式年的长积分气候模拟方法分析了中国中世纪暖期温度的存在性与时空变化特征.结果表明：中国的中世纪暖期出现在公元1000—1250年间,但它不是一个持续稳定的暖期,而是存在峰谷起伏变化,其中最暖的30年（中世纪暖期鼎盛期）出现在1131—1160年.中世纪暖期中国的年平均和冬、夏季平均温度距平变幅西部最大,东部最小.其鼎盛期中国的温度距平相对于千年温度都是正值,中国东部的增温幅度由南向北逐渐加大,变幅为0.4℃—0.8℃,而中国西部的增温呈Ω型分布,且随着海拔高度的增加,增温幅度逐渐加大,最大增温达2.0℃—2.2℃.     

青藏高原中西部湖泊生物标志物记录的过去两千年气候变化

以青藏高原中西部湖泊达则错和阿翁错为研究对象,通过分析湖泊沉积物岩芯中GDGTs、长链不饱和烯酮与叶蜡化合物单体氢同位素等生物分子标志物获得过去2000 a以来青藏高原中西部定量的温度与降水同位素记录,以期探讨晚全新世以来不同时段青藏高原气候变化区域特征,并揭示过去2000 a季风与西风对青藏高原影响范围的变化.结果表明:(1)青藏高原气候变化存在强烈的区域性特征,两个湖泊均存在中世纪暖期(MWP),但是暖期持续的时间有所不同,高原西部(阿翁错) MWP持续时间明显长于高原中部(达则错);达则错有明显的小冰期(LIA)降温,阿翁错没有发现明显的LIA,可能受样品分辨率低的影响;过去200 a达则错温度有缓慢降低趋势,可能是冰融水补给湖泊温度变化滞后于气候变化的表现.(2)过去2000 a印度夏季风在青藏高原的最北界线可能发生了北移,在距今1000～2000 a,夏季风边界线位于阿翁错以北、达则错以南;但在过去1000 a印度季风边界线移动到阿翁错和达则错以北.     

黄河源区典型湖泊希门错沉积物的地球化学特征及其环境意义

湖泊沉积是历史时期气候波动与流域环境变化的记录器.采集黄河源区希门错沉积物,对岩芯的有机质和地球化学元素进行了分析,得到该地近1 720年以来的环境变化记录.结果显示希门错沉积物47cm柱状岩芯的环境演化过程可分为四个阶段:32cm以下(900AD之前),该阶段为气温变冷阶段,降水多;32-20cm之间(900-1300AD),该阶段为气温变暖阶段,和中世纪暖期相对应,降水减少;20-3.5cm之间(1300-1900AD),该阶段为气温变冷阶段,和小冰期较为吻合,降水较多且逐步减少;3.5-0cm(1900AD至今),这个时期为20世纪暖期,降水较少.磷元素含量在近20多年来增加较大,说明人类活动对流域的影响不断增强.在此之前的磷元素沉积含量低且稳定,指示该区域磷的背景值.     

西藏安多地区近千年风沙活动过程及对气候变化的响应

青藏高原历史时期存在广泛的风沙活动,而关于高原中部历史时期的风沙活动的研究较少.本文选择高原中部安多地区柴荣(CR)风成沉积剖面,采用OSL测年方法建立剖面年代序列,以粒度为主要风沙活动代用指标,结合磁化率、碳酸钙、有机质指标,揭示安多地区近千年来风沙活动过程,探讨风沙活动对高原近千年几个气候特征时期的响应,结果表明,安多地区千年来风沙活动可划分为5个阶段:1)1310年以前约300a,风沙活动很弱,气候温暖湿润;2)1310—1660年为气候稳定的过渡阶段,风沙活动较弱,气候相对温暖湿润,其中1450—1570年风沙活动进一步减弱,出现小幅的升温;3)1660—1890年风沙活动强烈,气候寒冷干燥,其中1780—1860年为小冰期中的距今最近一次冷事件;4)1890—1940年风沙活动很弱,进入20世纪暖期的升温阶段;5)1940年至今,风沙活动再次加强,转为冷干的气候环境,但其寒冷程度不及小冰期.柴荣剖面风沙活动所记录近千年气候变化与高原文献记录较为一致,但反映的气候特征事件并不完整.中世纪暖期(持续到1310年)与高原中部、中北部和东北部湖泊具有很好的一致性.小冰期(1660—1890年)的起始时间比高原东北部、西部和中北部反映的晚200~300a,比高原中部的记录晚约150a.小冰期结束时间与整个高原记录一致,其中体现的冷事件与高原其他记录所指示的距今最近的一次冷事件时间相同.20世纪暖期的起始时间与高原其他记录的时间一致,1890—1940年的暖湿阶段和1940年以来的冷干阶段也与高原东北部、西部的研究结果相符.     

2000—2016年喀喇昆仑-西昆仑山地表温度时空变化特征

为了揭示高寒地区气候变化特征及时空差异性，基于MODIS地表温度(LST)产品，利用气候倾向率、Mann-Kendall非参数检验等多种方法研究了2000—2016年喀喇昆仑-西昆仑山地表温度的时空变化特征及其与海拔和纬度的关系，主要结论如下.(1)2000—2016年喀喇昆仑-西昆仑山LST呈极显著上升趋势，速率为0.32℃/10a(P<0.001),表明该区域对全球变化响应敏感，其中夏季(0.5℃/10a)增温最显著，秋、冬季次之，而春季(-0.096℃/10a)呈降温趋势.(2)空间上，东帕米尔高原以及阿里喀喇昆仑山和西昆仑山东部高海拔区域升温较快；季节上，春、秋两季具有相似性，均呈中部降温、东西两侧升温的空间变化特征，但升温或降温趋势并不显著，夏季，低海拔区(Ⅰ)和高海拔区(Ⅲ)以升温为主，中海拔区(Ⅱ)以降温为主，而冬季呈现与夏季相反的态势.(3)年均地表温度与海拔的偏相关系数为-0.870,呈现出极显著的负相关关系；与纬度的偏相关系数-0.513,呈现出较为显著的负相关关系，说明LST与海拔的关系更为密切.     

千年尺度上冷暖变化的自相似特征研究

从历史文献和自然证据两方面的信息证明,中国历史时期的冷暖变化在千年尺度上具有自相似特征,其落后自相关在1350a左右的长度上最为显著,此1350a重现周期包括了4个长度在百年以上的冷暖期:持续200～250a的暖期、150～200a的冷期、300～350a的暖期、550～600a的冷期,每个冷暖期中包含若干个相对冷暖事件.相对于550～600a的冷期,另3个阶段可合并为总体上以温暖为主的阶段,这两大冷暖阶段之间以大幅度的快速升温或降温的方式实现状态的转换.根据冷暖变化的1350a的重现周期推断,20世纪暖期属持续时间长度为200多年的暖期,在位相上与570's～770's的隋唐暖期相同,其变化过程与570's～770's暖期十分相近,但升温速率更快一些,特别是1980's～1990's年的温度明显高于1500's～1990's的温度距平与150's～650's的温度距平的回归曲线,这可能反映了人类活动对20世纪增暖的影响.     

中世纪暖期和现代暖期中国季风降水时空模式及其机制

IPCC第五次评估报告认为中世纪暖期(950—1250 A.D.)和现代暖期(20世纪增温)存在具有高可信度.气象观测结果显示20世纪中期以来的显著增温时期,中国降水变化呈现典型的"南涝北旱"两极模式.然而,这一模式与中世纪暖期代用指标重建降水所揭示的"南干北湿"模式存在显著差异,且这一差异的动力学机制亦不明确.继承大气降水氧同位素(δ~(18)O)的中国石笋δ~(18)O记录是描述水循环演变历史信息的理想天然示踪剂.本文将北京石花洞(中国北方)和贵州董哥洞(中国南方)石笋δ~(18)O记录进行对比,基于δ~(18)O-降水-大气环流信号之间的机理联系,解析中世纪和现代暖期大气降水时空模式及其机制.结果显示中世纪暖期石花洞石笋δ~(18)O值显著负偏,指示亚洲夏季风增强,雨带北移,印度洋远源水汽输送增加,而南方洞穴石笋δ~(18)O值相对正偏,指示降水减少或者蒸发加强,局地环流降水增加.在中世纪暖期,洞穴记录对比结果呈现与其他指标重建结果一致的"南干北湿"模式. 20世纪增温时期,石花洞与董哥洞石笋记录均显示δ~(18)O值正偏过程,指示夏季风减弱,雨带南移,北方降水减少;南方降水则由近源水汽输送所控制.研究结果暗示中世纪暖期亚洲夏季风增强可能是气候自然变率的结果,而现代暖期季风减弱则可能与人类活动影响下的海温异常有关.     

过去5000年中国气温变化序列重建

根据近20年来基于孢粉、石笋、湖泊沉积、泥炭、冰芯、历史文献等代用证据重建的中国31个地点（区）的温度变化序列，利用集成方法重建了中国过去5000a来分辨率为100a的气温变化序列.结果显示：在千年尺度的变化上，3050—250BC为温暖时期，250BC—1950AD为寒冷时期，在这两个千年尺度的冷暖气候期中又明显存在次一级的冷暖波动阶段.5000a来中国不同区域之间还存在明显的冷暖变化差异，特别是在东部季风区、青藏区和西北区之间，在2850BC，2350BC，1350BC，950—350BC，50—250AD 和550AD等百年数百年阶段上还存在反相波动.与北半球其他地区过去5000a来温度变化研究结果比较，中国的气温变化与这些地区在长时间尺度的变化上具有同步性，但在百年数百年尺度的变化上，冷暖气候期的起止时间存在差异，说明冷暖气候变化在不同地区可能不是同时发生的.     

高分辨率湖泊-三角洲相沉积记录的18世纪中叶以来鄱阳湖地区气候演化特征

该文基于鄱阳湖地区高分辨率(0.7 a/1.5 cm)湖泊-三角洲沉积记录的地球化学特征,重建了该区域18世纪中叶以来的气候演化序列.分析表明:鄱阳湖地区河湖相小于20 μm的沉积物硅铝率(n(SiO₂)/n(Al₂O₃))、铷锶比(Rb/Sr)敏感地响应了区域气温变化,指示区域气候自18世纪中叶以来经历了暖-冷-暖3个阶段,其中的偏冷阶段由1790—1820年、1853—1905年的2个强冷时段和1820—1853年的弱冷时段组成,在长江中下游地区和华南地区的记录中普遍反映了这种气候演化阶段; 20世纪以来该区域气候逐渐变暖.功率谱分析显示:区域气温存在85 a、33 a、11 a和2～5 a的震荡周期,这与太阳辐射、太阳黑子活动和ENSO的周期一致; 该区域气候1790—1820年和1853—1905年的强冷时段对应了太阳辐射的低值期和火山活动的活跃期,这表明长江中下游地区的气候演化受火山活动、太阳辐射强度、太阳黑子活动及低纬海气作用的共同影响.     

祁连山青海云杉分布带气温变化趋势分析

通过对祁连山中部33a的观测资料分析表明,在全球气候逐渐变暖的背景下,自20世纪70年代以来,祁连山中部气候发生了显著的变化,年平均气温、最冷月平均气温、最热月平均气温均有一定程度的增加,气温的季节变化明显,夏季气温显著升高,尤以夏、冬两季升温最快,植物生长期的温度也呈升高趋势,偏暖温和高温的年份出现频率较多,且这一趋势在近6a表现明显,说明本地区气温正出现变暖趋势。     

福建仙山盆地泥炭沉积色度及其环境意义

以福建仙山泥炭沉积物色度为例,分析其与有机碳(TOC)含量的关系,进一步探究泥炭沉积环境的演化历史及原因.结果显示,研究区气候演化大致分3个阶段:岩芯358~280 cm(AD 600~910年),L*较低,TOC含量较高,说明植物有机体供应充分,揭示气候相对较干;岩芯280~40 cm(AD 910~1640年),L*总体偏高,TOC含量总体偏低,说明此阶段气候总体偏湿润,期间存在干湿波动;岩芯40~0 cm(AD 1640年至今),L*迅速转低,TOC含量偏高,表明气候较干燥.仙山泥炭沉积揭示的古气候变化特征是区域环境对中世纪暖期、小冰期和现代暖期等典型气候时段的区域响应,泥炭色度L*值参数与气候变化的一致性为利用L*探究区域沉积环境的变化提供了重要参考.     

1960—2013年重庆市气温变化特征分析

【目的】深入了解重庆市气温变化的时空分布格局。【方法】利用重庆市34个气象台站1960—2013年的逐日气温资料,采用线性倾向估计、滑动t检验、Mann-Kendall突变检验以及 Morlet小波等方法分析重庆市气温变化特征。【结果】1960—2013年重庆市的区域增温速率为0.008℃?a-1;四季气温也均呈上升趋势,其中秋季增幅最大,夏季最小;年平均气温存在显著的2~4a周期变化,年均温年代际变化具有阶段性,2000年前有降温的趋势,其中1980—1989年为低温期,2000年气温突变后为升温期;季节均温年代际变化表现为:春季、秋季、冬季呈“降温—增温—降温”的变化过程,夏季则只有“降温—增温”的变化趋势;气温增温速率在空间分布上由西向东逐渐升高,巫溪达到最高值,为0.056 ℃?a-1。【结论】1960—2013年重庆市的区域年平均气温略有上升,四季升温趋势存在差异;气温年代际变化具有阶段性:低温期、过渡期、升温期,2000年为重庆市气温突变年;气温增温趋势总体呈由西向东逐渐递增的空间分布格局。
     

从MWP看20世纪全球变暖

气候变暖已引起全球的广泛关注,正确的认识当前的气候变化已成为亟待解决的问题．目前的主流观点虽然认为近几十年的升温是由人类活动导致的,但许多学者发现MWP时期的气温与现代相当甚至更暖．结合国内外学者对MWP的研究,对比了MWP与现代暖期的温暖程度,指出20世纪暖期并不是过去千年最暖的世纪,现代升温可能只是气候冷暖波动中的一次自然现象,是uA过后的正常回暖．因此对MWP的认识对于人们深入认识当前全球变暖的性质和原因,具有十分重要的意义．     

近半个世纪以来青藏高原东北部气候变化的时空特征分析

利用1957-2009年青藏高原东北部0.25°高分辨率气候数据集对30°～40°N,90°～105°E范围内近53 a的最高气温、最低气温、降水量和平均风速进行了不同时空尺度的变化特征分析.结果表明,青藏高原东北部最高、最低气温和降水量均随时间波动式增加,增温率分别为0.27和0.42℃/10a,其中冬季增温最显著,最高、最低气温增温率分别达到0.37和0.54℃/10 a,总体上呈暖湿化趋势;平均风速总体呈显著减小趋势.空间分析表明,研究区高海拔、沙漠下垫面的柴达木盆地是高原东北部升温最显著的区域,其最高、最低气温增温率分别达到0.41和0.66℃/10 a;低海拔植被茂盛的四川盆地为高原东北部升温较小区域(最高、最低气温增温率分别仅为0.13和0.27℃/10 a).研究区降水量少的北坡升温显著,最高、最低气温增温率分别为0.28和0.49℃/10 a,而降水量多、植被状况好的研究区东坡升温率较小(最高、最低气温增温率分别仅为0.18和0.32℃/10 a),由此表明高原东北部干旱区与湿润区相比,其增温更显著,对全球气候变暖的响应更敏感.结合Mann-Kendall和Yamamoto气候突变检验发现,青藏高原东北部最高气温在1997年前后发生增温幅度变大的突变现象,而最低气温没有突变现象;降水量则呈波动式增加趋势,无明显突变现象;与最高气温突变相呼应,平均风速在1996年前后也发生突变,之后风速呈显著性减小趋势.     

1951—2014年淮河流域典型等值线变化特征

利用1951—2014年淮河流域29个站点月平均气温和月降水量数据,运用线性倾向估计、累积距平、Mann-Kendall检验及空间分析等方法,分析了1月均温和年降水量的时空变化特征.结果表明:过去64 a,1月均温呈显著升高趋势,升高速率为0.3℃/10a,1986年以后升温趋势显著,并于1973年发生升温突变;年代际方面,20世纪50年代均温最低,20世纪90年代均温最高.年降水量呈不显著减少趋势,减少速率为5.9 mm/10a;年代际降水量波动幅度不大,其中21世纪00年代平均降水量最高,21世纪10年代平均降水量最少.相较于淮河流域年均温变化,1月均温发生暖化突变时间早于年均温,说明1月均温在响应全球变暖方面更加敏感.过去64 a,1月0℃等温线和800 mm等降水量线与秦岭—淮河一线不重合,其主要原因是全球变暖导致的自然带显著北移.     

陕北生态环境治理的气候背景

利用气象站实测气温、降水资料作为气候变量,分析陕北20世纪30年代以来的气候演变。认为：陕北气温从20世纪80年代中后期开始进入暖,产温主要表现在冬季,其次是春、夏季、具有32a,10a和4a左右的周期;降雨从20世纪70年代初开始进入少雨期,到了20世纪80年代季节连旱和连年旱呈加剧的趋势,具有32a,8a和2-3a的周期,这种干、暖的气候背景可能持续到2010年左右,这是陕北生态环境治理必须面对的现实。     

安固里淖自生碳酸盐碳氧同位素组成与环境

湖泊自生碳酸盐碳氧同位素变化是反映内陆湖泊水环境与气候环境的重要指标．通过在河北坝上安固里淖钻取沉积样柱，分样进行自生碳酸盐矿物类型分析和碳氧同位素分析，结合剖面的纹层年代以及粒度分析和易溶盐分析，对湖泊地区的全新世古环境进行了探讨：8507—7909 a B．P．，湖区气温较高，蒸发量大，夏季风先减弱随后增强．7909—7004 a B．P．，冬季风较强，气温低，蒸发量小，湖水盐度高；7004—5491 a B．P．，气温较高，降雨量大，湖水冰冻时间短，相当于大暖期鼎盛阶段；5491—4617 a B．P．，大气湿度低，气温低，冬季风较强，湖泊冰冻时间长，代表大暖期气候剧烈波动阶段；4617—574 a B．P．，冬季风较强，降水量少，河流补给少，湖泊冰冻时间较长；574 a B．P．至今，冬季风较弱，冰冻时间缩短，气候向暖湿发展．安固里淖自生碳酸盐碳氧同位素反映的环境变化与我国北方地区的全新世环境以及海平面的变化基本一致。     

英国CRU高分辨率格点资料揭示的近百年来青藏高原气温变化

利用英国East Anglia大学CRU高分辨率地面温度格点资料和EOF, REOF及线性趋势等方法,分析了青藏高原地面温度的时空分布特征及近百年来的变化趋势.结果表明:空间一致性是高原气温空间结构的主要特征,除此之外,高原气温在空间分布上还存在东西、南北反相结构.利用方差最大化旋转可将高原气温变化分为高原中部区、西部区、北部区、南部区及东部区.近百年来高原气温处于上升通道,气候倾向率约为0.07?C/10 a,经历了四次冷暖交替的时期:1901?1930年为冷期;1931?1950年为暖期,气温显著升高;1950年开始一直到1980年前后,高原气温总体变化比较平稳;而从1980年至今,高原的气温都处于快速上升的通道.高原气温的变化主要以准60年周期为主,同时还有30年准周期振荡,存在多个突变点.高原各个区域近百年来气温都处于上升状态,青藏高原中部区气候倾向率达0.065?C/10 a,西部区上升趋势最显著,气候倾向率达0.128?C/10 a,北部区为0.108?/10 a,南部区为0.015?/10 a,东部区为0.022?C/10 a,且大部分区域都通过α=0.01的信度检验.各区域有不同的温度变化特征,中部区和北部区相似,而东部区正负交替比较频繁.