1 引言
黑碳气溶胶（BC）是化石燃料和生物质燃料不完全燃烧后向大气释放的颗粒物, 主要指木炭和煤烟等一些能吸收热辐射的物质。因为其吸收光谱带宽广, 且是一种大气污染物, 所以黑碳气溶胶对空气质量和气候变化有重要影响 (周碧等, 2014; Zhang et al, 2015; Peng et al, 2016; 刘姝岩等, 2018)。黑碳气溶胶来源广泛, 其可分为人为源和自然源, 其中人为源包括机动车辆内燃机不充分燃烧的排放和家庭燃煤取暖、 烹饪的排放等, 自然源包括农作物或植被燃烧的排放 (Li et al, 2016b; Gustafsson et al, 2016)。东亚是黑碳气溶胶主要来源地之一, 近10年随着经济快速增长, 中国、 印度和东南亚等地的排放量增长较快 (Zhang et al, 2013), 这也将对气候产生深远的影响。
黑碳气溶胶单散射率比其他大多数气溶胶小, 故能吸收更多太阳辐射（短波辐射为主）加热大气, 冷却地面; 也能吸收、 发射红外长波辐射, 影响地-气系统能量平衡 (Roberts et al, 2004; Wu et al, 2008), 其被确定为有很强的全球温室效应, 对区域温度则有更强影响 (Wang, 2004; Ramanathan et al, 2008)。黑碳气溶胶有直接效应, 即吸收太阳辐射和红外长波辐射加热大气, 冷却地表 (Haywood et al, 1997; Hansen et al, 1997, 2000);半直接效应, 即制约云水路径, 改变云辐射强迫, 加热云层, 改变云量、 云水含量的过程 (Koch et al, 2010; Jacobson, 2012); 间接效应, 即通过作为云凝结核、 冰核, 限制云滴结冰或者影响云水循环来改变云滴数浓度及云水向雨水转化的过程 (Bréon et al, 2002; Hansen et al, 2005; 邓涛等, 2010; Huang et al, 2014; Sagoo et al, 2017; Storelvmo, 2017; Cherian et al, 2017)。
另外, 黑碳气溶胶直接辐射强迫的不确定性仍然是一个挑战, 主要是由模式与观测的气溶胶浓度差异和辐射吸收差异造成的 (Wang et al, 2017b)。黑碳气溶胶的全球平均直接辐射强迫值0.2~1 W·m-2 (Sato et al, 2003; Kim et al, 2008; Ramanathan et al, 2008; Chung et al, 2012), 东亚大气顶辐射强迫0.3~2.4 W·m-2, 地面为-4~-1 W·m-2 (Wu et al, 2004, 2008; Yang et al, 2017; Gnanadesikan et al, 2017), 中国大气顶平均辐射强迫2~6 W·m-2(Zhuang et al, 2013; Li et al, 2016a)。
黑碳气溶胶的辐射效应能增加大气稳定度, 并对水循环产生影响, 可造成南亚干旱 (Ramanathan et al, 2005), 其局地加热过程对南亚春季Rossby波也有影响, Rossby波扰动导致气流上升, 促进南亚降水发展 (Chakraborty et al, 2014), 黑碳气溶胶也能影响南、 北半球的能量平衡, 引起热带经向环流减速, 导致夏季南亚干旱（Bollasina et al, 2011）。从以上研究可知, 黑碳气溶胶能通过对大气环流、 水循环的影响, 造成降水异常。另外在黑碳气溶胶气候效应研究中, 关于中国夏季“南涝北旱”的研究较多 (Menon et al, 2002; Zhai et al, 2005; Ding et al, 2008), 这也是近年关于黑碳气溶胶气候效应研究的一个热点问题。目前认为“南涝北旱”一方面是降水内部变率（太平洋年代振荡）引起的 (宇如聪等, 2008; Zhou et al, 2009; Li et al, 2010; Song et al, 2014), 另一方面是人类活动排放的气溶胶引起的 (Menon et al, 2002; Jiang et al, 2013; Guo et al, 2013; Wu et al, 2016; Chen et al, 2018)。人为排放气溶胶气候效应包含多种时间尺度的影响, 且其对中国夏季“南涝北旱”降水的影响还需进一步分析, 相关的物理机制也需要进一步研究。
另外, 黑碳气溶胶也能对东亚、 南亚季风变化产生影响。研究表明夏季风减弱即包含了自然因子的影响（太阳辐射变化、 火山喷发、 内部变率）, 也包含了人为排放气溶胶的影响(Wang et al, 2013; Song et al, 2014; 沈新勇等, 2014; Wang et al, 2017a)。气溶胶影响季风的方式很多, 过程也较复杂。一般而言, 其浓度和时空分布的变化可能影响气候系统辐射收支的时空变化, 进而对季风的形成和推进造成影响 (陆雯茜等, 2016)。
黑碳气溶胶对南亚季风气候影响的研究开展较早, 其中较经典的为吸收性气溶胶的“热泵效应”理论。即春末初夏, 当吸收性气溶胶吸收太阳辐射后, 引起气流上升和潜热释放, 使中纬度高层大气形成暖心反气旋环流, 造成印度北部降水增加, 季风雨季提前(Lau et al, 2006a）, 且当黑碳气溶胶联合沙尘气溶胶后, 能通过干热对流进一步增强青藏高原上空暖心结构, 导致夏季风提前爆发（Lau et al, 2006b）, 另外黑碳气溶胶能减小北印度洋至印度北部的经向温度梯度, 减弱南亚夏季风 (Ramanathan et al, 2005; Chung et al, 2006; Meehl et al, 2008)。此外, 南亚地区黑碳气溶胶也能通过影响海平面气压、 垂直运动、 降水、 850 hPa风场减弱东亚夏季风（王志立等, 2009）。
与南亚相比, 东亚黑碳气溶胶浓度更高, 其影响季风的过程也更为复杂 (Wu et al, 2016)。黑碳气溶胶能通过减弱850 hPa西南、 东南气流减弱夏季风 (Liu et al, 2009), 其时空分布不均造成的东亚大陆降温和海表增温, 能引起海陆热力差异变小, 从而减弱夏季风 (Zhang et al, 2012; Guo et al, 2013; Wang et al, 2017a), 同时黑碳气溶胶也能造成东亚大陆的海平面气压增大, 引起海陆间气压梯度减小和夏季风减弱（邓洁淳等, 2014）, 另外当增加黑碳气溶胶排放时, 夏季风减弱更明显 (Wang et al, 2017a)。此外, 在气溶胶对东亚季风气候的影响中, 海洋反馈更是一个不可忽视因素 (Wu et al, 2016), 其辐射效应能影响海气热通量的变化, 改变海表温度 (Gnanadesikan et al, 2017)。目前关于黑碳气溶胶对东亚季风气候影响的研究中, 对海洋关注较少, 本文将关注黑碳气溶胶对海气相互作用的影响, 分析海温、 海表温度梯度的变化及其对东亚夏季风的影响。
本文的目的是为了量化分析黑碳气溶胶的直接气候效应, 分析其对温度、 降水的影响, 并分析黑碳气溶胶通过海洋反馈对东亚夏季风季节变化的影响。首先评估海气耦合模式的模拟能力。用RIEMS2.0-POM2K和RIEMS2.0作对比试验, 分别模拟2003 -2005年东亚气候, 用实况资料作对照, 简单分析海气耦合模式在位势高度(Height)、 气温(T)、 相对湿度(RH)、 海平面气压(PSLV)、 水平纬向风（U）、 经向风（V）和降水（Precipitation）等方面的模拟改善, 并分析模拟改善的原因; 其次用RIEMS2.0-POM2K离线模拟黑碳气溶胶直接辐射效应。分析气温、 地面温度(Tg)响应, 分析大气垂直热力结构、 位势高度场（500 hPa的槽、 脊, 西北太平洋副热带高压）的响应, 大气环流及水汽输送变化, 进而分析春季和夏季降水变化的特征和原因; 最后研究黑碳气溶胶通过海气相互作用对东亚夏季风的影响。分析海表温度（SST）、 海表温度梯度、 海平面气压的变化, 分析海-陆热力性质、 大气环流变化, 进而分析夏季风的变化和其中可能的物理机制。
2 模式介绍及模拟方案设计
2.1 模式及使用资料
区域气候模式（RIEMS2.0）是中国科学院区域气候-环境重点实验室于1998年发展起的区域环境系统集成模式 (Fu et al, 2000), 模式认为季风系统包含有物理、 化学和生物等方面的过程。RIEMS2.0采用MM5V3动力框架, 水平网格采用B格式差分, 垂直方向采用 坐标, 辐射方案为CCM3辐射方案。该方案在处理长波时考虑了甲烷和氮氧化物的影响, 也考虑了水汽、 臭氧、 二氧化碳的作用及云的影响, 在处理短波的时候考虑了硫酸盐一种背景气溶胶, 其质量时空分布来自经验公式。CCM3考虑的气溶胶气候效应包括了直接辐射效应以及作为云滴凝结核等的光学性质（比如云的光学厚度、 散射反照率等）。生物圈-大气圈的输送方案为BATS1e, 描述的是地表植被蒸腾作用、 光合作用、 地表动量、 热量、 水汽输送等。关于RIEMS模拟东亚气候方面的文章证明了其较好的模拟能力 (Xiong et al, 2006; Zhao et al, 2009, 2012, 2013)。海洋模式（Princeton Ocean Model, POM）是美国普林斯顿大学于1977年开发的, 采用三维斜压原始方程的数值模式。钱永甫等 (2000)用POM模拟的东亚临近海域海表温度和实况相关系数达到0.96以上, 本文使用的海洋模式为升级版的POM2K（Fang et al, 2010, 2013）。
区域海气耦合模式（RIEMS2.0-POM2K）为双向耦合模式, 在耦合之前利用NCEP/NCAR再分析资料驱动POM2K, 初始化海洋模式, 以得到稳定的海洋场 (Nabat et al, 2015; Guo et al, 2015), 继而通过大气模块的陆面方案BATS1e进行数据交换。具体耦合过程: 海洋模式将运行得到SST传输给陆面方案, 大气模式利用SST模拟出海气热量通量、 水汽通量、 海表风应力等数据, 并通过陆面方案传输给海洋模式。与此类似的工作如Fang et al (2010, 2013)。 研究发现RIESM2.0-POM2K在东亚多年的气候模拟过程中模拟效果较好。另外Guo et al (2015) 用RIESM2.0-POM2K和RIEMS2.0分别模拟东亚2000 -2007年, 分析可知RIESM2.0-POM2K模拟的东亚气候和实况更接近。
用NCEP R2的2003 -2005年逐日再分析资料作为实况(简称NCEP), 检验模式的模拟能力。该资料中的水平风、 气温、 相对湿度在垂直方向分17层, 海表温度、 海平面气压、 地面累计降水为地面资料, 空间分辨率为2.5°×2.5°(Kalnay et al, 1996)。
用NCEP R1的2002年逐6 h再分析资料驱动海气耦合模式, 提供初始条件和边界条件。该数据垂直方向分17层, 空间分辨率为2.5°×2.5°。
黑碳气溶胶资料为大气化学气溶胶辐射传输模式GOCART (the Goddard Chemistry Aerosol Radiation and Transport model) 输出的2002年质量浓度数据。其光学参数如质量消光系数、 单散射反射率等均符合米散射原理, 均来源于全球气溶胶数据集(Chin et al, 2002)。GOCART气溶胶资料能较好代表东亚气溶胶时空分布和光学特性。很多研究表明GOCART输出的气溶胶和AERONET、 MODIS资料相关性高, 能捕获实际气溶胶在东亚的主要分布特征和光学厚度特征（Weaver et al, 2007; Cheng et al, 2012; Wu et al, 2013）。
2.2 模拟方案设计
为了对比分析RIEMS2.0-POM2K和RIEMS2.0对东亚气候的模拟能力, 设置对照试验A: （1）单独运行RIEMS2.0模拟2003 -2005年作为控制试验1（control experiment1, CTL1）; （2）运行RIEMS2.0-POM2K模拟2003 -2005年作为对照试验（coupled model, CPL）, 初始化时间为2003年1 -2月。为了研究黑碳气溶胶直接气候效应, 设置对照试验B: （1）不添加黑碳气溶胶, 单独运行RIEMS2.0-POM2K模拟2002年, 作为控制试验2(control experiment2, CTL2); （2）添加黑碳气溶胶质量浓度数据, 运行RIEMS2.0-POM2K模拟2002年, 作为黑碳试验（BC试验）, 初始化时间为2002年1 -2月。
模拟东亚的中心经度、 纬度为110°E, 32°N, 水平网格分辨率为148×80, 垂直方向分23个 层, 模式顶设为10 hPa。地图投影为兰伯特投影。气象场每6 h输出一次结果, 辐射场每12 h输出一次结果。主要物理参数化方案: 混合相显式水汽方案、 Grell积云方案、 BATS1e方案、 CCM3辐射方案, 在CCM3辐射方案中添加了红外长波、 短波辐射过程, 详细的参数化方案展示在表1。
表1 模拟过程中选用的参数化物理方案和气溶胶Table 1 Parametric physical schemes and aerosols adopted in the simulations |
| 模拟设计 | 分辨率值 | 物理方案 | 选择的方案 | 气溶胶 | 试验的气溶胶 |
|---|---|---|---|---|---|
| 水平网格分辨率 | 148×80 | 水汽方案 | 混合相显示水汽方案 | 硫酸盐气溶胶 | 模式自带背景场 |
| 水平距离分辨率 | 60×60 km2 | 积云方案 | Grell 积云方案 | 黑碳气溶胶 | GOCART输出场 |
| 垂直分辨率 | 23层 | 陆面方案 | BATS1E方案 | - | - |
| 物理方案时间步长 | 60 s | 辐射方案 | CCM3方案 | - | - |
-表示无数据 |
表2 模拟的物理量与NCEP资料间的偏差、 相关系数和均方根差Table 2 The deviation, correlation coefficient and root-mean-square deviation between simulated variables and NCEP data |
| 物理量 | 春季（CTL1, CPL） | 夏季（CTL1, CPL） | |||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 偏差 | 空间相关系数 | 均方根差 | 偏差 | 空间相关系数 | 均方根差 | ||
| 500 hPa 位势高度 /gpm | -1.8, -0.82 | 0.96, 0.97 | 5.12, 4.19 | -1.12, -0.52 | 0.90, 0.92 | 3.75, 3.18 | |
| 500 hPa 气温/K | -1.06, -0.19 | 0.95, 0.98 | 2.83, 1.97 | -1.16, 0.04 | 0.78, 0.91 | 2.92, 0.59 | |
| 850 hPa 水平风U分量/(m·s-1) | -1.13, 0.35 | 0.65, 0.71 | 4.67, 4.14 | -1.08, -0.26 | 0.43, 0.66 | 6.32, 4.45 | |
| 850 hPa 水平方V分量/(m·s-1) | -0.48, -0.22 | 0.49, 0.54 | 3.54, 3.41 | -0.56, -0.33 | 0.28, 0.44 | 4.04, 3.66 | |
| 850 hPa 比湿/(g·kg-1) | -0.35, -0.02 | 0.71, 0.79 | 2.87, 2.21 | -1.19, 0.37 | 0.21, 0.42 | 5.38, 3.52 | |
| 海平面气压/hPa | 3.10, 1.14 | 0.67, 0.81 | 5.53, 3.54 | 5.20, 1.62 | 0.31, 0.69 | 7.65, 3.62 | |
| 地表温度/K | -4.74, -2.52 | 0.78, 0.94 | 8.08, 4.29 | -7.14, -2.16 | 0.31, 0.87 | 12.46, 4.13 | |
相关系数均通过了基于t检验的0.05显著检验 |
图1为CPL和CTL1模拟的850 hPa风场、 地面累积降水量与实况的比较情况。春季为3 -5月, 夏季为6 -8月。从图1可知, CPL模拟的春季、 夏季的850 hPa风场有明显的西南、 东南水汽通道; CTL1模拟的华南850 hPa上空偏南风较弱, 没有表现出明显西南、 东南水汽通道; 实况资料显示华南上空有明显西南水汽通道和东南水汽通道[图1(a)~(f)]。故CPL模拟的850 hPa风场和实况更接近。同样, CPL模拟的降水和实况更接近。分析可知, CPL模拟春季华南和华北-黄海-日本南部一带累计降水量400~600 mm, CTL1模拟的同样区域的累计降水量200~400 mm, 而实况资料中以上区域的降水量400~600 mm, 故CPL模拟春季降水量和实况更接近, 改善明显[图1(g)~(i)]。另外CPL模拟的夏季中国东部及东南亚降水量比CTL1模拟的该地区的降水量高, 且和实况降水量更接近[图1(j)~(l)], 模拟也有明显改善。综上可知, CPL模拟的东亚春季和夏季850 hPa风场及地面累计降水量和实况更接近。
图1 CPL（左）和CTL1（中）模式模拟的850 hPa风场(单位: m·s-1)和降水量(单位: mm)与再分析资料（右）的比较图中小的矩形代表华南, 大的代表华北-黄海-日本南部 Fig.1 Comparisons of the CPL (left) and CTL1 (middle) simulated 850 hPa wind (unit: m·s-1) and precipitation (unit: mm) with the reanalysis data (right).The small rectangle denotes the area of South China, the big one denotes the area which covers North China, Yellow Sea and South Japan |
另外海气相互作用包括潜热通量、 感热通量、 水汽交换和风应力的作用。CPL和CTL1模拟海气相互作用原理有差异, CPL中SST主要受大气变化的影响, CTL1中大气变化则是主要受SST的影响 (Zou et al, 2013)。故CTL1在模拟海气相互作用过程中受制于固定的SST, 而CPL为双向耦合模式, 能较好模拟出海气间的潜热通量、 感热通量、 水汽通量、 风应力, 故能较好模拟出SST时空变化, 对东亚气候有更好的模拟能力。因为海气耦合模式对东亚气候模拟效果更好, 且能准确模拟海气相互作用, 故本文用海气耦合模式研究黑碳气溶胶气候效应, 且分析黑碳气溶胶通过海气相互作用对东亚夏季风产生影响的物理机制。
图3为区域海气耦合模式模拟东亚的地形。据地形及黑碳气溶胶分布特征, 本文着重研究5个区域: 青藏高原 (74.6°E -98.2°E, 28.6°N -37.6°N)、 中国西南 (98.2°E -109.2°E, 21.5°N -32.4°N)、 华南 (109.2°E -121.5°E, 23.7°N -30.5°N)、 华北 (109.2°E -121.1°E, 30.5°N -41.8°N)、 东北 (121.1°E -130.7°E, 40.2°N -50.8°N)。
3 结果及讨论
3.1 黑碳气溶胶分布
试验所用黑碳气溶胶数据为GOCART模式的输出结果。从黑碳气溶胶柱含量及质量浓度的垂直分布特征（图4）可知, 黑碳气溶胶主要来源于印度、 中南半岛和中国, 而中国的气溶胶浓度又以四川盆地和华中为最大[图4(a), (b)]。春季中国四川盆地、 华中、 华北南部的柱含量最大2.5~3.0 mg·m-2。印度北部柱含量1.0~1.5 mg·m-2。中南半岛柱含量1.0~1.5 mg·m-2[图4(a)], 分析剖面图[图4(c)]可知, 黑碳气溶胶主要分布在中纬度（约30°N）低层大气, 1.4~1.8 µg·m-3。夏季黑碳气溶胶柱含量最大值分布在四川盆地、 华北, 柱含量值2.5~3.0 mg·m-2 [图4(b)], 分析剖面图[图4(d)]可知, 夏季中、 高层大气的黑碳气溶胶浓度增大, 这主要是因为夏季热对流输送更旺盛。以上黑碳气溶胶的分布特征与已有的研究结论吻合（吴涧等, 2005; 庄炳亮等, 2009）。
3.2 辐射强迫
本文主要研究黑碳气溶胶直接气候效应。图[图5(a), (b)]为晴空大气顶黑碳气溶胶的短波辐射强迫和长波辐射强迫分布图。从图5(a)可知, 春季大气顶短波、 长波辐射强迫均为正值, 其中平均短波辐射强迫值为1.40 W·m-2, 长波辐射强迫值为0.18 W·m-2, 净辐射强迫为1.58 W•m-2, 短波辐射强迫占主导作用, 大气顶短波辐射强迫最大值分布在四川盆地、 华中和华北, 约5 W·m-2 。此外, 从图5(b)可知, 夏季大气顶平均短波辐射强迫为1.43 W·m-2, 平均长波辐射强迫为0.21 W·m-2, 净辐射强迫为1.63 W·m-2, 短波辐射强迫占主导作用, 最大值分布在四川盆地、 华北, 约5 W·m-2 。与春季相比, 夏季平均大气顶辐射强迫变大, 华北、 印度北部、 中南半岛北部短波辐射强迫增大, 这和当地黑碳气溶胶的浓度及其向北的输送有关。春季和夏季大气顶短波辐射强迫为正, 即地-气系统吸收了更多太阳辐射。大气顶长波辐射强迫为正, 一方面是由于地表辐射降温, 地面向上的长波辐射减小; 另一方面地面向上的长波辐射被中、 低层气溶胶吸收, 导致到达大气顶的长波辐射减小, 引起大气顶正长波辐射强迫。
图 5 在大气顶（a, b）、 地面（c, d）和100°E -120°E范围内纬度-高度剖面（e, f）的晴空直接辐射强迫（单位: W·m-2）阴影表示短波辐射强迫, 等值线表示长波辐射强迫 Fig.5 The clear sky radiative forcing distribution at the top of atmosphere (a, b ), surface (c, d ) and latitude-height profile in the range of 100°E-120°E (e, f).Unit: W·m-2.The shaded denotes short wave radiative forcing, contour denotes long wave radiative forcing |
从图5(c)可知, 春季地面平均短波辐射强迫为 -3.2 W·m-2, 长波辐射强迫为0.45 W·m-2, 净辐射强迫为-2.75 W·m-2, 短波辐射强迫占主导作用。四川盆地、 华中地面短波辐射强迫最小（约-12 W·m-2）, 中国中、 东大部分地区地面短波辐射强迫值约 -8 W·m-2。夏季地面平均短波辐射强迫-3.01 W·m-2, 平均长波辐射强迫0.42 W·m-2[图5(d)]。短波辐射强迫占主导作用, 最大值分布在四川盆地和华北, 华北约-12 W·m-2, 四川盆地约-10 W·m-2。地面短波辐射强迫为负, 这是由于气溶胶对太阳辐射的吸收作用, 导致到达地面的太阳辐射减少。地面长波辐射强迫为正, 一方面由于地面冷却后向上的长波辐射减小, 另一方面大气增温后向地面的长波辐射增大而导致。地面净辐射强迫为负, 表明黑碳气溶胶辐射效应造成到达地面的热辐射减少, 地表降温。
表3为本次试验的晴空黑碳气溶胶直接辐射强迫和当前一些研究结果的比较情况, 对比可知, 本次试验的结果与其他研究结果接近。
表3 在不同地区、 不同时期的大气顶和地面黑碳气溶胶直接辐射强迫的模拟结果Table 3 The simulated results of direct radiative forcing of black carbon aerosol at the top of atmosphere (TOA) and surface (SFC) in different regions and periods |
| 模拟区域 | 模拟时段 | TOA/(W·m-2) | SFC/(W·m-2) | 引用文献 |
|---|---|---|---|---|
| 全球 | 2001 -2009年 | 0.7(0.6~0.8) | -2.0(-2.3~-1.7) | Chung et al, 2012 |
| 华东(105°E -120°E, 32°N -50°N) | 1993 -2003年 | 1.1 | - | Wu et al, 2008 |
| 华东(100°E -130°E, 25°N -45°N) | 2006年 | 0.75 | -3.18 | Zhuang et al, 2011 |
| 华东(100°E -130°E, 20°N -50°N) | 2006年 | 0.81 | - | Zhuang et al, 2013 |
| 中国(70°E -140°E, 15°N -55°N) | 2010 -2014年 | 2.2 | - | Yang et al, 2017 |
| 西南(98°E -109°E, 22°N -32°N) | 2002年 | 3.54 | -5.57 | 本文 |
| 华南(109°E -122°E, 24°N -31°N) | 2002年 | 3.99 | -6.6 | 本文 |
| 华北(109°E -121°E, 31°N -42°N) | 2002年 | 3.92 | -7.62 | 本文 |
| 东北(121°E -131°E, 40°N -51°N) | 2002年 | 1.51 | -3.80 | 本文 |
-表示无数据 |
3.3 气温及地表温度变化
由于黑碳气溶胶对太阳辐射的吸收作用, 大气显著升温。从100°E -120°E范围内平均气温变化的纬度-高度剖面图[图6(a), (b)]可知, 春季东亚10°N -45°N范围内气温显著升高, 其中20°N近地面增幅最大约0.3 K, 通过90%的置信水平检验; 夏季30°N -42°N范围内大气显著升温, 高层大气增幅最大, 值约0.5 K。春季和夏季对流层顶显著降温, 中纬度的降幅最大, 降温约-0.2 K和-0.3 K。大气顶显著降温, 这主要是由于气溶胶吸收太阳辐射后, 导致到达地面的辐射减少, 引起地表降温。地表降温继而造成地面向上的长波辐射减少, 且到达大气顶的长波辐射减少。因为大气顶热源主要来源于地面向上长波辐射, 故大气顶显著降温。另外由于东亚中纬度黑碳气溶胶浓度最大, 故该范围对流层顶显著降温, 且大气增温幅度最大。从以上分析可知, 中纬度高层大气有明显暖中心, 在春季其强度为0.1 K, 在夏季其强度为0.5 K。
图6 100°E -120°E范围内平均扰动气温的纬度-高度剖面（a， b）与地表温度分布（c， d）及其随月份的变化（e）（单位: K）图6（a）~（d）中打点区域表示温度变化通过90%的置信水平检验 Fig.6 The latitude-height profile of mean perturbed air temperature from 100°E to 120°E (a， b), and the change of surface temperature (c， d) with its monthly change (e).Unit: K.Dots areas in Fig.6 (a)~(d) denote the change of temperature that passed the statistically significant confidence level of 90% |
从春季和夏季地表温度变化[图6(c), (d)]可知, 春季东北、 蒙古、 新疆降温约-0.5 K, 这和黑碳气溶胶辐射冷却效应有关, 另外青藏高原、 华中、 华南增温0.5~1 K; 夏季东亚北部（东北、 蒙古、 新疆）、 西南、 中南半岛显著降温-1~-0.5 K, 青藏高原、 华南、 华北显著增温。青藏高原春季平均增温0.07 K, 夏季平均增温0.25 K, 青藏高原增温和实况吻合, 研究表明青藏高原气温有明显的增温趋势（常姝婷等, 2019）。青藏高原的增温和黑碳气溶胶的强吸收性有关。南亚的黑碳气溶胶能通过南亚季风传输至青藏高原上空, 并沉降至积雪中 (Ramanathan et al, 2008; Xu et al, 2018; Alvarado et al, 2018), 该过程能减少雪的反照率, 使地表吸收更多太阳辐射, 引起青藏高原地表增温 (Jiang et al, 2017)。Lau et al (2006a)提出的“热泵效应”对青藏高原增温也有一定贡献。另外, 青藏高原增温后导致高原上的积雪减少10%~20%（Meehl et al, 2008）, 而后又会引起青藏高原增温。
从表3可知, 黑碳气溶胶造成东亚地区青藏高原、 东北、 华北、 西南、 华南的地面短波辐射强迫为负值, 辐射冷却效应明显, 但各地地表温度变化不一, 主要因为辐射强迫不是影响地表温度变化的唯一因素。分析图[图6(e)]可知, 东北降温, 这主要是黑碳气溶胶辐射冷却效应引起的; 另外青藏高原增温, 这是由于黑碳气溶胶沉降在青藏高原积雪中, 降低积雪反照率, 吸收太阳辐射, 造成青藏高原升温; 华南增温, 这是因为华南地区大气水汽含量增加, 水汽对地面加热反馈物理机制引起的增温, 同时, 华南降水增加, 凝结潜热释放增加, 对华南增温也有一定贡献; 此外华北增温, 西南地区春季增温, 夏季显著降温, 这和地气能量平衡及云量变化有直接联系。
分析图6(e)和(f)可知, 春季和夏季华中、 华北（28°N-40°N）显著增温0.5 K, 这可能受气流下沉增温及云量的减少有关。因为华中、 华北上空存在下沉扰动气流, 且高层大气存在暖心结构[图6 (a), (b)], 故该地区的动力下沉增温明显。此外, 研究表明黑碳引起全球平均大气顶正辐射强迫导致地球表面温度升高, 一般升温为0.5~1 K, 在区域尺度上, 综合考虑辐射和对流等影响, 大气顶的正辐射强迫决定了地气系统黑碳辐射强迫的响应, 地面和大气都有增温（Zhang et al, 2009）。
春季和夏季华南显著增温, 这和大气中水汽含量和潜热释放的增大有关。大气中水汽能起到温室气体和太阳辐射吸收容器作用, 加热地面。地面加热后导致蒸发增强, 增加大气中水蒸气含量, 也增加大气中水汽承载容量, 这是一个正反馈机制（Jacobson, 2006）。
3.4 中、 低层位势高度场及大气环流变化
图7描述了位势高度及大气环流的变化。从图7(a)可知, 春季东亚大陆上空形成反气旋扰动环流。日本海显著降温, 引起500 hPa上空位势高度降低约1 gpm, 造成日本海上空的低涡加深。图7(b)中, 夏季东亚大陆中纬度500 hPa位势高度增加3 gpm, 形成反气旋扰动环流。西北太平洋上空有气旋扰动环流, 位势高度降低约2 gpm。西北太平洋副热带高压特征线为5880 gpm等值线, 对照试验（CTL2）中5880 gpm线西伸脊点为120°E(等值线), 而120°E -140°E区域位势高度下降2 gpm（阴影）, 故西北太平洋副热带高压减弱东缩。另外, 孟加拉湾海域由于黑碳气溶胶辐射冷却效应, 海表温度降低, 导致南支槽加深（5860 gpm等值线）, 南支槽加深有利于孟加拉湾、 中南半岛及华南地区降水增加。从春季和夏季850 hPa东亚位势高度变化及扰动环流[图7(c), (d)]可知, 春季和夏季850 hPa西北太平洋位势高度下降, 且有气旋扰动环流。华北地区受到气旋西侧偏北风控制。
图 7 500 hPa和850 hPa位势高度变化（阴影, 单位: gpm）和扰动环流（流线）（a~d）以及100°E-120°E 范围内的平均垂直速度变化（阴影, 单位: mm·s-1）和扰动环流（矢量, 垂直速度扩大100倍， 单位： m·s-1）（e， f）图（a)， (b）中等值线代表CTL2试验中的位势高度 Fig.7 Change of geopotential height (the shaded, unit: gpm) and perturbed circulation (streamlines) (a~d) and the mean change of vertical velocity (the shaded, unit: mm·s-1) and the disturbed circulation (vector, vertical velocity enlarged by 100 times, unit: m·s-1) in the range from 100°E to 120°E (e， f).The contour in Fig.7 （a）~（b） denotes the geopotential height in CTL2 experiment |
从春季和夏季东亚100°E -120°E的垂直经向扰动环流[图7(e), (f)]可知, 20°N -40°N高层大气存在反气旋扰动环流, 华南（20°N附近）对应上升气流, 华北（40°N附近）对应下沉气流, 低层为偏北风, 高层为南风。春季高层反气旋扰动环流比夏季弱。该扰动环流与中纬度（20°N -40°N）高浓度的黑碳气溶胶有直接联系。由于其对太阳辐射的强吸收性, 高空形成暖心反气旋结构。该垂直反气旋扰动环流, 和局域哈德莱环流方向一致（矢量）, 增强局域哈德莱环流。以上过程和“热泵效应”类似（Lau et al, 2006a）。“热泵效应”是由于吸收性气溶胶受到青藏高原地形抬升作用, 形成的暖心反气旋扰动环流。在东亚中纬度地区黑碳气溶胶也能通过大气热对流影响高层大气, 对高层大气暖心结构产生贡献。吸收性气溶胶均具有“热泵效应”（Lau et al, 2006a, 2006b）。另外黑碳气溶胶的“热泵效应”也能对东亚水汽输送产生影响。
3.5 云量、 水汽输送及水汽柱含量变化
模拟试验主要考虑的是黑碳气溶胶的直接气候效应, 关注其对大气垂直热力结构和云量的影响。为了分析春、 夏季东亚大气热力稳定度的变化, 本文用K指数进行诊断。K指数考虑了中、 低层大气温度和水汽层结, 利用500 hPa气温（T 500）、 700 hPa气温（T 700）和露点温度（Td 700）以及850 hPa气温（T 850）和露点温度（Td 850）来计算K指数, K= (T 850-T 500)+Td 850-(T 700-Td 700)。
分析黑碳气溶胶引起的东亚大气热力稳定度和云量的变化情况[图8(a), (b)]可知, 春季和夏季东亚大部分地区大气热力稳定度增加, 且云量减少。由于黑碳气溶胶辐射效应, 大气升温, 地表降温; 或者大气垂直方向不均匀增温（大气垂直方向的暖心结构）, 导致热力稳定度增加。大气热力稳定度增加, 抑制了大气对流及水汽垂直输送活动, 导致云量减少。
图8 云量（a， b）、 水汽通量散度（c， d, 单位:×10-5 g·s-1·m-2）和水汽柱含量（e， f, 单位: mm·m-2）的变化（a， b）中斜杠填充区代表大气热力稳定度增加的区域; （e， f）中打点区表示通过了90%的置信水平检验 Fig.8 The change of cloud (a， b), divergence of moisture flux (c， d, unit:×10-5 g·s-1·m-2) and the water vapor column content (e， f, unit: mm·m-2).In Fig.8 (a)， (b) the slash filling area represents the area with increased atmospheric thermal stability; the Doted areas in Fig.8 (e)~(f) denote that the change of water vapor has passed the statistically significant confidence level of 90% |
黑碳气溶胶也能对东亚水汽输送产生影响。春季黑碳气溶胶的“热泵效应”, 引起高空反气旋环流, 华南地区为反气旋南部上升气流控制, 降水增加。潜热通量非绝热加作用导致华南增温, 引起华南的海平面气压下降明显, 产生自中南半岛到华南的正气压梯度, 增强西南气流, 引起西南水汽输送增强, 和中南半岛及华南地区的水汽辐合[图8(c)]。
夏季西南水汽通道增强, 这一方面受到黑碳气溶胶“热泵效应”的影响, 另一方面和南支槽加深有关。黑碳气溶胶辐射冷却效应造成孟加拉湾海表降温, 导致500 hPa南支槽加深。南支槽加深必然引起槽前西南气流增强, 造成西南水汽输送增强。受增强的西南水汽通道影响, 夏季中国华南平均水汽通量散度值约-1×10-5 g·s-1·m-2, 水汽辐合明显[图8(d)], 孟加拉湾、 中南半岛、 中国西南水汽柱含量增加约10 mm·m-2[图8(f)]。另外东南水汽输送通道减弱, 主要因为西北太平洋副热带高压减弱东缩, 其西侧的东南气流减弱而导致的。而华北地区受下沉偏北风控制, 平均水汽通量辐散值约1×10-5 g·s-1·m-2[图8(d)], 水汽柱含量减少约5 mm·m-2 [图8(f)]。
3.6 降水变化及原因分析
从春季和夏季东亚降水率变化情况（图9）可知, 春季中国华南（10°N -28°N）降水增加; 华北（28°N -31°N, 36°N -42°N）降水减少; 东北（45°N -55°N）降水增加[图9(a), (c)]; 夏季中国东北降水增加, 最大增量达0.2 mm·d-1; 华北降水减少, 最大减少量达0.3 mm·d-1; 华南降水增加, 增量最大0.2 mm·d-1[图9(b), (d)]。春、 夏季中国季风区均出现“南涝北旱”, 且夏季更明显。另外西北太平洋降水增加, 且通过90%的置信水平检验。春季和夏季中国季风区的“南涝北旱”现象和黑碳气溶胶的“热泵效应”有关系。东亚黑碳气溶胶主要分布在20°N -40°N, 其辐射效应造成中纬度高空的暖心反气旋环流, 该环流的下沉气流处于华北, 上升气流处于华南。华南气流扰动上升, 水汽辐合, 水汽柱含量增大, 导致降水增加; 华北地区气流扰动下沉, 水汽辐散, 降水减少。
图9 降水率变化空间分布（a， b, 单位: mm·d-1）和100°E -120°E范围内平均异常降水的纬向变化（c， d）（a）， (b）中打点区表示通过90%的置信水平检验 Fig.9 Spatial distribution of precipitation rate (a， b, unit: mm·d-1) and the latitudinal variation of mean abnormal precipitation in the range from 100°E to 120°E (c， d).The doted areas in Fig.9 (a)， (b) denote that the change of precipitation has passed the statistically significant confidence level of 90% |
夏季“南涝北旱”降水异常较春季更显著, 这是因为黑碳气溶胶使夏季大气增温更明显, 高层大气的垂直反气旋扰动环流更强。此外, 西北太平洋上空形成气旋扰动环流较春季也更强。所以华北受到反气旋环流和气旋环流间的更强的偏北风控制。另外东亚中-高纬经向温度梯度增大, 增强地面冷空气势力, 引起北风增强且气流扰动下沉。受下沉北风影响, 华北地区水汽辐散, 降水显著减少。此外, 受黑碳气溶胶辐射冷却效应影响, 孟加拉湾海表降温, 导致南支槽加深, 增强槽前西南暖湿气流, 造成华南降水增加, 形成“南涝北旱”。
4 黑碳气溶胶对东亚夏季风的影响
东亚季风定义为季节盛行风, 冬季为偏北风, 夏季风为偏南风 (Li et al, 2016b)。夏季风主要受海陆热力差异影响 (Zhou et al, 2010; 许田田等, 2018), 由于陆地比海洋升温快, 形成海陆间的温度、 气压梯度, 驱动气流从海洋吹向大陆 (Ding et al, 2015), 另外经向风对东亚夏季风也有很重要影响 (Zhang et al, 1999)。本文采用850 hPa上20°N -30°N、 110°E -130°E范围内的平均经向风来定义夏季风强度(Zhou et al, 2009; Liu et al, 2012), 用Sun et al（2002）方法来定义海陆热力差异。
图10(a)为夏季风强度、 海陆热力差异变化图， 通过分析季风强度变化可知, 在3 -6月期间其值逐渐增大, 在7 -8月期间减小, 且7月为最小, 值约-0.6 m·s-1。分析海陆热力差异可知, 海陆热力差异在2 -4月期间增大, 且4月达到最大, 值约0.2 K, 在夏季(6 -8月)期间, 海陆热力差异减小。综合可知, 春季夏季风强度增强, 海陆热力差异也增大, 表明夏季风可能在春季提前爆发; 夏季期间的夏季风强度减小, 海陆热力差异也减小, 表明夏季风减弱。夏季风在春季提前爆发, 这和黑碳气溶胶的“热泵效应”有关。受黑碳气溶胶吸收性影响, 春季中纬度高空存在暖心反气旋环流, 华南受上升气流控制, 降水增加, 释放潜热, 造成华南升温, 中南半岛南部有降温, 故形成自中南半岛至华南的气压梯度[图11（c）], 该过程能增强低层南风, 导致夏季风在春季提前爆发。该结论也和一些研究吻合（Lau et al, 2006a, 2006b）。
图10 夏季风强度和海陆热力差异变化（a）及黑碳气溶胶减弱夏季风可能的物理机制（b）Fig.10 The variation of summer monsoon intensity and land sea thermal difference (a) and the possible physical mechanism of black carbon aerosol weakening the summer monsoon (b) |
图11 海气热通量(单位: W·m-2)和海表温度(单位: K)随月份的变化（a， b）与100°E -120°E范围内(c)和10°N -20°N范围内(d)平均海平面气压(单位: hPa)的纬向变化和经向变化（a）， （b）中海气热通量正值方向代表离开大气或者进入地面或海洋; (d)中矩形代表中南半岛 Fig.11 The variation of sea air heat flux (unit: W·m-2) and sea surface temperature (unit: K) with months (a， b), and the latitudinal and meridional variation of mean sea level pressure (unit: hPa) in the range from 100°E to 120°E (c) and from 10°N to 20°N (d).The positive heat flux in Fig.11(a)， (b) indicates that the heat goes out of atmosphere or enter land and sea surface, the rectangle in Fig.11 (d) denotes the area of Indo-China Peninsula |
图11描述了热带西北太平洋、 孟加拉湾海气热量通量及海表温度变化。从图11（a）可知, 3 -9月热带西北太平洋短波辐射强迫为负, 表明到达海表的短波辐射减少; 潜热强迫为正, 说明夏季降水增加, 潜热释放增加; 感热强迫为正, 说明海气间通过湍流活动加热海表; 长波辐射强迫为正值, 主要是因为云层的增加, 增强了大气逆辐射, 且大气向海表发射的长波辐射也增加。3 -9月净热通量大于0 W·m-2, 海表增温, 其中潜热通量对海表增温贡献最大。从图11（b）可知, 夏季孟加拉湾海表感热强迫、 长波辐射强迫为正; 短波辐射强迫为负; 6月潜热强迫为负, 7 -8月为正。夏季净辐射强迫为负, 海表降温, 其中短波辐射强迫贡献最大, 说明孟加拉湾海表降温主要受到黑碳气溶胶辐射冷却效应的影响。从上述分析可知, 黑碳气溶胶辐射冷却效应能造成下垫面降温, 而当降水异常增加时, 潜热通量能补偿海表损失的太阳辐射并造成海表增温。
黑碳气溶胶能通过对海表温度、 温度梯度的影响, 引起大气环流变化。从图12（a）可知, 中纬度西北太平洋西部海域弱降温, 东部海域增温0.3 K以上, 并通过90%的置信水平检验。东亚大陆中纬度地区有正变压, 而西北太平洋有负变压, 造成低层的气流由大陆吹向海洋。对比分析图12（b）可知, 西北太平洋海表升温, 对应的海洋上空位势高度下降3 gpm, 且气流扰动上升, 最大速度为2 mm·s-1; 而中纬度东亚大陆气流扰动下沉, 最大速度为-1 mm·s-1。海-陆间形成垂直气旋扰动环流。该扰动环流西侧的下沉气流和局域哈德莱的下沉气流叠加, 进一步增强局域哈德莱环流, 哈德来环流增强, 其低层的偏北风自然也增强。
图12 海表温度（阴影, 单位: K）和海平面气压(等值线, 单位: hPa)变化（a）以及20°N -40°N范围内平均位势高度（等值线, 单位: ×10 gpm）、 垂直速度（阴影, 单位: mm·s-1）和扰动环流（矢量, 单位: mm·s-1）的经度-高度剖面 (b)（a）中打点区代表海表温度变化通过90%的置信水平检验; （b）中左下角黑色区域表示青藏高原主体地形 Fig.12 The change of sea surface temperature (the shaded, unit: K) and the sea level pressure (contour, unit: hPa) (a), and the longitude-height profile of geopotential height (contour, unit: ×10 gpm), vertical velocity (the shaded, unit: mm·s-1) and perturbed circulation in the range (vector, unit: mm·s-1) from 20°N to 40°N (b).Dots in Fig.12 (a) denote the change of SST that passed the statistically significant confidence level of 90%.The black area in the lower left corner in Fig.12(b) represents the main terrain of the Qinghai-Tibetan Plateau |
西北太平洋热带海表温度、 海温梯度变化是造成东亚夏季风变化的主要因素(Li et al, 2010), 故分析5°N -20°N的经向海表温度变化。从图12（a）可知, 热带西北太平洋20°N附近海域增温0.1~0.2 K, 5°N附近有弱降温, 分布在140°E附近, 约 -0.1 K。经向海表温度变化表现为南冷北暖, 经向温度梯度减小, 导致自北向南的气压梯度, 引起20°N向低纬的偏北扰动气流 (Chung et al, 2006), 减弱夏季风。
热带纬向海表温度变化能引起气压梯度变化。图11(d)为夏季热带纬向海平面气压变化示意图, 图中矩形代表中南半岛范围, 其左侧为孟加拉湾, 右侧为南海。分析可知, 孟加拉湾海平面气压下降, 中南半岛升高, 南海下降, 形成中南半岛至孟加拉湾和南海的气压梯度, 导致气流从大陆吹向海洋。东亚夏季风主要西南风（由孟加拉湾吹向中南半岛-华南）和东南风（由南海吹向中南半岛-华南）组成, 故热带纬向的气压扰动导致东南风和西南风减弱, 减弱夏季风。
试验结果表明黑碳气溶胶能通海气相互作用减弱夏季风, 其中可能的物理机制如图10（b）所示, 即黑碳气溶胶辐射效应引起热带海表增温, 海陆热力差异和热带经向海表温度梯度减小, 引起夏季风减弱。另外热带纬向海陆间的气压扰动引起气流分别由中南半岛吹向孟加拉湾和南海, 减弱夏季风。中纬度海陆间形成的垂直纬向气旋扰动环流, 其西侧下沉气与局域哈德莱环流的下沉气流叠加, 增强局域哈德莱环流, 其低层偏北风也随之增强。另外西北太平洋副热带高压减弱东缩, 其西侧的东南风也减弱, 导致夏季风减弱。
5 结论
（1） CPL对东亚气候的模拟能力较CTL1有明显改善。用CPL离线模拟黑碳气溶胶直接气候效应, 得出春季晴空大气顶和地面的净辐射强迫分别为1.58 W·m-2和-2.75 W·m-2, 夏季晴空大气顶和地面的净辐射强迫分别为1.68 W·m-2和-2.62 W·m-2。
（2） 由于黑碳气溶胶对短波、 长波辐射的强吸收性, 对流层顶显著降温, 大气显著升温, 中纬度高层大气形成暖心反气旋结构。该结构的下沉气流控制华北, 上升气流控制华南。春季、 夏季华南降水增加, 华北降水减少, 导致“南涝北旱”。
（3） 黑碳气溶胶能引起海气热通量变化, 造成热带西北太平洋净辐射强迫为正, 造成海表升温, 其中潜热通量非绝热加热抵消了黑碳气溶胶辐射冷却效应。
（4） 夏季风减弱主要是因为黑碳气溶胶造成海陆热力差异和经向海表温度梯度减小而导致; 中纬度海陆间扰动环流西侧的下沉气与局域哈德莱环流的下沉气流叠加, 能增强哈德莱环流及其低层的偏北风, 减弱夏季风。