大气气溶胶作为全球变化的重要强迫因子,因其全球气候效应而成为科学家们广泛关注的一个重要研究领域,并且已经成为当前国际全球变化研究的热点问题之一。气溶胶粒子影响地球大气辐射平衡和云雨过程,这两种过程都会引起气候变化。一方面,气溶胶粒子直接通过吸收和散射太阳辐射,改变地-气系统的能量收支;另一方面,气溶胶粒子还作为云的凝结核(CCN)改变云的光学和微物理特性,甚至云结构、生命期和降水,改变地球水循环(李占清,2020)。

季风活动引起的洪涝干旱等自然灾害威胁着全球超过60%的人口,因此气溶胶辐射强迫对大尺度季风系统的影响也越来越受到关注(陈明诚等,2014;王东东等,2017;史湘军等,2020a;2020b)。季风作为气候系统中最主要也最活跃的组成部分,其形成与演变取决于系统外部强迫和系统内部反馈。季风的基本推动力包括太阳辐射季节变化、海陆热力差异和大气中湿过程等,而气溶胶可以改变几乎所有这些驱动季风的基本推动力。已有研究表明,气溶胶辐射强迫可以影响全球所有季风区的降水量或雨带分布,例如:南亚季风区(Devara et al.,2003;Chen et al.,2007;Wang et al.,2009)、东亚季风区(Gu et al.,2006;Huang et al.,2007)、澳大利亚季风区(Rotstayn et al.,2007)、非洲季风区(Solmon et al.,2008;Huang et al.,2009)和南美季风区(Lin et al.,2006)。黑碳气溶胶(Black Carbon,BC)是吸收性气溶胶,作为气候变暖的重要角色(Ramanathan et al.,2002),其直接辐射强迫仅次于二氧化碳(Ramanathan and Carmichael,2008),它对季风的影响与其他散射性气溶胶有很大区别。

对于南亚季风,Lau et al.(2006)提出了吸收性气溶胶的高层加热泵(Elevated Heat Pump,EHP)效应。首先,吸收性气溶胶使青藏高原南坡上的空气加热,吸引了更多的印度洋暖湿水汽的从低层补充;同时,由于地面的冷却抑制了对流,从而更可以使暖湿空气向喜马拉雅山脚深入,并引起该处的更多降水;由于更多的降水引起该处更多的加热,从而又吸引更多的暖湿空气汇入,形成一个正反馈,导致南亚季风提早爆发。一些观测资料分析(Satheesh et al.,2008)和模式研究(Collier and Zhang,2009)也证实了南亚季风区的EHP效应。而夏季,与黑碳气溶胶相关的高空稳定的加热层,形成一个由北指向南的温度梯度,有利于南亚夏季风的增强(王志立等,2009)。但是Collier and Zhang(2009)的研究也指出,气溶胶辐射强迫将导致季风爆发前南亚地区表面短波辐射减小而降水增多,从而导致低层大气的冷却,并形成异常反气旋,最终对6—7月活跃期的南亚夏季风是一种负反馈效应。甚至在5月,Nigam and Bollasina(2010)也认为EHP理论并不符合观测事实。例如,5月气溶胶标准差中心并不在喜马拉雅南坡,而是在北印度刚果平原以南。此外,更重要的是气溶胶与表面温度以及降水的关系也与EHP理论相反。

BC对东亚季风的影响也没有定论。有研究认为BC的直接效应加热大气,使大气变得不稳定,对流加强,从而降水增多。例如,Menon et al.(2002)就将20世纪后半叶的中国南涝北旱归因于BC的直接辐射强迫。Liu et al.(2010)的模式模拟研究结果也指出BC使华南降水增加,华北降水减少。但是,也有不少研究认为BC的直接辐射强迫使陆地表面变冷,海陆热力对比减小,从而使亚洲季风减弱(孙家仁和刘煜,2008,Liu et al.,2009)。此外,Wang(2004)的研究表明BC对降水的影响具有很大的不确定性,但总体是使云量增多。这与Ackerman et al.(2000)的结论正好相反,他们认为BC是使热带云减少的。这个矛盾可能与BC的半直接效应有关。Zhang et al.(2009)在考虑碳类气溶胶的直接和半直接效应后,认为在中国南方大气变暖,云量和降水减少,在北方正好相反。这与Menon et al.(2002)仅考虑BC的直接辐射强迫的结果正好相反。而Wonsick et al.(2014)也认为半直接效应可能是导致EHP理论与观测差异的原因。

综上所述,虽然有许多关于气溶胶辐射强迫与季风关系的研究,但是总体来说,不确定性还是非常高。而华南地区不仅仅气溶胶的区域特征明显,其气候特征也很显著,是南海夏季风影响中国大陆的最前沿。目前对BC在年际尺度上如何影响南海夏季风研究得较少,还没有清晰的图像。本文利用重建的华南区域BC浓度资料,分析其与南海夏季风在年际尺度上的关系,并理解其相关的机制。

1 资料与方法

使用的资料包括重建的逐年华南大陆BC浓度序列(廖碧婷,2012)、逐月NCEP-NCAR再分析风场、温度场和云强迫的短波辐射资料(水平分辨率2.5°×2.5°,Kalnay et al.,1996)、逐月的CMAP降水资料(水平分辨率2.5°×2.5°,Xie and Arkin,1997)、扩展重建的海表温度资料ERSST.V4(水平分辨率2.0°×2.0°,Smith and Reynolds,2004;Smith et al.,2008)和CPC基于观测分析的全球逐日降水资料(水平分辨率0.5°×0.5°,Xie et al.,2007;Chen et al.,2008)。此外,日本再分析JRA-25的风场资料(水平分辨率1.25°×1.25°,Onogi et al.,2007)用于对比验证。资料时间长度都是1988—2010年。其中重建的逐年华南大陆BC浓度序列使用的样本有125组,采样点分布在华南大陆及南海北部,最南端在永兴岛,最北端在番禺;对比分析显示出重建的逐年华南大陆BC浓度序列与珠三角一些城市(广州、深圳、香港、珠海等)的观测结果相近(廖碧婷,2012)。由于采样的时间段大多在南海夏季风爆发前(超过80%),因此,本文利用重建的逐年华南大陆BC浓度序列分析季风爆发前BC对大气环流的调制作用,进而影响南海夏季风强度的思路是可行的。

本文中的春季是指北半球春季3—5月(MAM),夏季指北半球夏季6—8月(JJA)。南海夏季风指数定义为南海区域(105°~120°E,5°~20°N)夏季平均850hPa风场在西南方向的投影(Zheng et al.,2009)。主要研究方法为滑动相关和合成分析。由于计算相关的变量都包含有明显的趋势变化时,相关特征可能被夸大或者缩小(施能等,2007),因此本研究中各变量分别进行去线性趋势处理。11a滑动相关计算如下:

$\begin{array}{c}{C}_t=Cor\left[\left(A_{t-5},A_{t-4},\cdots ,A_{t+4},A_{t+5}\right),\right.\\ \left.\left(B_{t-5},B_{t-4},\cdots ,B_{t+4},B_{t+5}\right)\right],t=\mathrm{6,7},\cdots ,(n-5)\end{array}$

其中:C为相关系数;Cor[A,B]是两个变量的相关计算;A和B代表变量;t为时间;n为变量时间长度。

本文还使用了NCAR的CAM5模式对相关过程进行了2组模拟试验,第1组参考试验(CTL):考虑全球各种气溶胶排放(IPCC AR5排放源)的直接与间接气候效应的试验;第2组敏感性试验(CTLnoBC):中国区域无BC排放,其他与参考试验一致。模式积分了13a,输出都是月平均值,已删去了第一年的积分结果。

2 华南BC浓度与南海夏季风的关系

图1显示的是华南BC浓度与南海夏季风指数时间序列。由图1a可见,在2000年之前,华南BC浓度年际变率的周期约为8a,而2000年之后的年际变率周期明显变短,仅为4a左右。相比较而言,南海夏季风主要以年代变率(10a左右周期)为主,但是依然存在年际变率。从小波分析(图2a)可以看到,华南BC浓度在2000年之前确实存在6~8a的显著年际变率,而之后的周期虽然没有通过置信度为95%的显著性检验,但是也显示出向短周期的扩展。而南海夏季风变率确实也是以10~12a的年代周期为主(图2b),年际周期并没有通过置信度为95%的显著性检验。

华南BC浓度与南海夏季风11a滑动相关(图3)显示,两套再分析资料的南海夏季风指数与华南BC浓度的关系都经历了一个突变的过程,从显著负相关变为正相关,即从高气溶胶浓度弱季风转变为高气溶胶浓度强季风。但是因为是滑动相关,并不能确定具体的突变年份,但有一个时间范围,即1997—2007年。结合图1可以看到,在2000年之前二者的变化趋势基本是相反的,而之后则基本相同。由此,分时间两段进行分析,即1988—1999年为第一时间段,2000—2010年为第二时间段。

南海夏季风指数是纬向风和经向风的组合,分别将华南BC浓度与它们进行滑动相关分析,得到图4。从图4a、c可以看到,不论是NCEP/NCAR还是JRA-25再分析的纬向风与BC的关系同样都经历了与季风指数相同的突变。经向风与BC的关系虽然也有变化,但是两套资料正好相反。NCEP/NCAR再分析资料的经向风与BC的关系是不显著变的显著正相关,而JRA-25资料则是从显著正相关变为没有显著相关。综合来看,BC与南海夏季风关系的变化可能主要来自于纬向风与BC关系的变化。因此,以下重点分析BC对纬向风的影响,主要使用NCEP-NCAR再分析资料。

3 可能机制分析

通过合成方法分析BC和南海夏季风的关系发生突变的原因。与BC相关的850hPa水平二维风场和气温异常分布如图5所示。从图5a第一时间段春季合成可以看到,华南地区高BC浓度对应850hPa温度负异常,温度负异常激发了异常反气旋,而异常反气旋在南海区域即有东风异常。而春季南海/西北太平洋盛行东北风,因此BC引起的异常东风增大了全风速,从而使南海/西北太平洋的海温降低(图6a)。通过温度平流和海温的感热通量作用,南海/西北太平洋的气温也是降低的(图5a)。到夏季,南海地区盛行西南风,BC引起的异常东风减小了全风速,海温开始增暖,从而在异常东风区域出现了异常暖海温(图7a),同样,通过温度平流和海温的感热通量作用,南海/西北太平洋也有气温变暖的区域(如图5b)。此外,春季增大的全风速使海洋向上的潜热通量增大,水汽增多,降水增大(图6b);夏季则正好相反(图7b)。第二时间段BC相关的华南区域温度为正异常,所以相关的过程与第一时间段正好相反。

为什么高BC浓度在第一时间段和第二时间段有不同的温度异常响应?从图6b、d看到,在第一时间段和第二时间段高BC浓度对应的华南地区降水异常也是不同的,第一时间段降水偏少,而第二时间段偏多。有研究认为黒碳气溶胶的直接辐射效应是减少降水的(Ramanathan et al.,2005;Gu et al.,2006;张华等,2008),这是因为其吸收太阳辐射加热了大气,同时使地面冷却,从而增强了大气稳定度。也有研究认为BC的直接效应加热大气,使大气变得不稳定,对流加强,从而降水增多(Menon et al.,2002;Liu et al.,2010)。李建云等(2009)的数值模拟研究指出虽然中国大部分地区由于黑碳气溶胶的直接辐射效应而降水减少,但是华南是增多的。这个矛盾可能源于BC的分布差异。

结合图5b和图6d可以看到,第二时间段春季的高BC浓度对应气温正异常,降水偏多。这可能是BC的直接辐射强迫的作用。而第一时间段春季高BC浓度对应气温负异常并不能用直接效应来解释。为此,比较两个阶段的云强迫的向下短波辐射通量,如图8。从图8a可以看到,第一时间段华南地区云强迫的表面向下短波辐射通量是减小的,而第二时间段相反,是增加的。这里的辐射强迫与温度异常有很好的对应关系。但是云辐射强迫与华南降水异常似乎有矛盾。即第一时间段华南降水偏少,但是云量却是增多,有负的辐射强迫;而第二时间段华南降水偏多,云量减少,有正的辐射强迫。进一步统计两个阶段华南春季降水日,如图9所示。第一时间段虽然华南春季降水是减少的,但是雨日却是增多了,因此云量增多,表面向下的太阳辐射是减少的。相反地,第二时间段的华南春季降水是增多,但是雨日减少,对应的云量减少,向下的太阳辐射增大。从图9还可以看到,第一时间段降水量的减少是由于大雨以上的降水减少,而小雨日增多;而第二时间段大雨以上降水明显增多,虽然雨日偏少,但平均降水量依然偏多。综上可知,第一时间段BC的气候效应可能以间接效应为主,而第二时间段则是以直接效应为主。

利用数值模式来进行机理验证。模式虽然不能模拟出华南BC浓度与南海夏季风相关的年代际变化,但是对于BC增大的背景下(CTL试验相对于CTL-noBC),南海夏季风强度也有差异。分别将BC增大背景下,南海夏季风减弱和增强的年份进行合成分析,分别代表第一时间段和第二时间段。从图10可以看到,当华南BC浓度增大南海夏季风强度变小时,华南及南海北部(105°~120°E,15°~25°N)低层气温是降低的,对应的是纬向东风异常;而华南BC浓度增大南海夏季风强度变大时,相关的异常正好反号。这与前面的分析相同。

图11显示了华南春季云的垂直结构和云中BC含量比例的垂直分布,可以看到,当华南BC浓度增大南海夏季风强度变小时,低云的云量增大而高云的云量减小(图11a)。这表明小雨增多而大雨减少,而低云也有更长的生命期。这与前面分析的第一时间段雨量减小但是雨日增多是一致的。图11b显示华南BC浓度增大南海夏季风强度变小时,低云中BC含量的比例增大。此外,相应的云水数密度也是增大的(图略)。由此可见,当华南BC浓度增大而南海夏季风强度变小时,BC的间接效应起了重要作用,更多的BC进入到云中,延长了云的生命期,从而减少了到达地面的辐射。相反,当华南BC浓度增大而南海夏季风强度变小时,大气中BC比例更大,而云的生命期相对变短,因此BC的直接效应起了更重要的作用。

4 结论与讨论

BC对季风降水和环流的影响虽然已有很多研究,但是多是关注南亚季风和东亚副热带季风,而且得到的结论并不一致,有的甚至相反,这充分表明了BC对季风影响的复杂性。南海夏季风是影响中国大陆最重要的热带季风系统,本文利用重建的华南BC浓度资料,分析年际尺度上BC对南海夏季风的影响。综合前面的分析结果,主要得到以下几点结论:

1)华南BC浓度与南海夏季风的关系在2000年前后出现突变,从显著负相关变为显著正相关。相关的降水日数也发生了变化:降水日和小雨日在2000年之后减少,但是大雨以上降水日明显增多。

2)第一时间段高BC浓度弱南海夏季风的影响机制:春季高BC浓度通过间接气候效应,使云粒子半径减小,抑制降水,增加了云的生命期,从而使到达地面的短波辐射减少,表面和低层大气降温。负温度异常激发了异常反气旋,在南海区域即有东风异常。由于风-蒸发作用,春季南海/西北太平洋海温降低,但是降水增多。到夏季,东风异常减弱了季风强度,风-蒸发作用使南海/西北太平洋的东风异常区海温升高,同时抑制了南海地区的降水,如图12所示。

3)第二时间段高BC浓度强南海夏季风的影响机制:春季高BC浓度通过直接气候效应,增暖大气,加强降水,但是雨日减少,从而使到达地面的短波辐射增多,表面和低层大气增温。正温度异常激发了异常气旋,在南海区域即有西风异常。由于风-蒸发作用,春季南海/西北太平洋海温升高,但是降水减少。到夏季,西风异常增大了季风强度,风-蒸发作用使南海/西北太平洋的东风异常区海温降低,同时增强了南海地区的降水,如图13所示。

在2000前后,华南BC的主要气候效应发生变化,从间接效应为主转变为直接效应为主,导致了它们与南海夏季风的关系也发生了变化,从显著负相关变为显著正相关。BC主要气候效应的变化可能与云的特征属性发生变化有关。有研究表明,虽然地面气溶胶浓度增加可改变云的垂直结构和降水发生的概率,但是它依赖于云水的含量和相态(Li et al.,2011;陆春松等,2021)。这说明如果云中水含量或相态发生气候突变,那么BC对云的影响也会发生变化,从而导致BC主要气候效应的改变。

从模式模拟来看,目前很难模拟到这种突变现象,但是对于某一阶段的模拟还是有效的。例如,李建云等(2009)使用区域气候模式RegCM3模拟的BC直接效应确实使华南大雨以上降水日增多,小雨日减少,总体降水偏多。而同样利用RegCM3模拟的BC间接效应则有地面降温和降水减小的结果(庄炳亮等,2009)。这些与本文不同阶段的结果相同。如果不区分直接效应和间接效应,模式中黑碳气溶胶的增加将使春季南海地区出现东风异常,华南降水增加,但是华南地区表面气温上升,反气旋异常主要在南海区域,华南为气旋性环流异常(胡海波等,2011)。可见,模拟的结果与观测的两个阶段都不完全相同,似乎是两个阶段的混合。如果不找到控制BC主要气候效应的因子,很难在模式中模拟到BC与南海夏季风关系的这种变化。

参考文献