印度为气溶胶大值区, 其浓度和种类存在明显的季节变化。气溶胶的区域差异取决于人为和自然排放源, 区域内的季节变化则取决于气象条件^[13]。卫星资料显示喜马拉雅山南麓有深厚的气溶胶堆积层, 从恒河平原延伸到印度南部, 气溶胶主要在5 km以下的大气中, 沙尘主要在1~3 km大气中^[14~17]。印度北部的气溶胶在季风爆发前浓度较高, 季风季节减少, 但不会被完全清除^{[11, 18]}。黑碳浓度在冬春季较高, 沙尘浓度大值为20° ~30° N的3~8月^[19], 5月和6月碳质气溶胶虽有减少, 但沙尘对印度北部的大气加热仍然很显著^[18]; Lau等^[11]对印度北部城市坎普尔的气溶胶埃斯特朗指数季节变化的研究表明季风爆发前印度北部气溶胶以沙尘为主; 11月到1月, 以有效半径小于1 μ m的黑碳和硫酸盐为主。春季坎普尔的沙尘来自阿富汗和中东沙漠; 夏季, 由于阿拉伯海和印度西北部低空的西南风建立, 气溶胶主要从阿拉伯海输送过来。春季污染沙尘在恒河平原的发生频率较高, 沙尘在碳气溶胶或硫酸盐气溶胶的包裹之下, 辐射特性增强, 从而在地气系统中发挥更强的作用^{[9, 16]}。尽管黑碳相对于硫酸盐数量较少, 但它对气候仍有很强的影响^{[3, 20]}。

2.2.1 气溶胶影响印度夏季风的诊断分析研究

早期Menon等^[21]表示吸收性气溶胶加热大气, 改变区域大气稳定度和垂直运动, 并影响水循环和区域气候。正常的印度季风成因是春末夏初印度半岛的增温, 使热空气上升, 引来印度洋的湿暖气流, 并带来大量降雨。然而, Lau等^[22]通过合成分析发现, 在印度北部气溶胶高值年, 春末夏初印度北部的大气偏暖, 上升运动偏强, 有更多的暖湿空气从北印度洋进入喜马拉雅山区, 使印度北部降水增加。Lau等^{[22, 23]}回归分析显示春末夏初印度北部对流层上层温度、降水与气溶胶浓度有相同的趋势, 印度北部及青藏高原对流层高层有反气旋性环流异常。气溶胶吸收太阳辐射导致大气非绝热加热, 上升运动增强并释放潜热, 加热对流层上层大气, 有助于青藏高原上层的暖心反气旋形成, 增强了局地Hadley环流, 使印度北部降水增加, 季风雨季提前, 即热泵效应(“ Elevated Heat Pump” Hypothesis, EHP)。对于EHP来说, 一个地势较高、有较高反照率的下垫面很关键, 而积雪覆盖的喜马拉雅山脉恰巧满足了这个条件^[16]。在印度中部, 气溶胶的散射作用使地表冷却, 不利于对流产生, 故印度中、南部的降水减少(图1)。

Jin等^[17]对夏季伊朗高原的气溶胶高低值月的温度合成分析发现, 气溶胶导致伊朗高原和阿拉伯海大气加热, 经向热力梯度及阿拉伯海上空的西南风增强, 进而有更多的水汽输送到印度半岛, 增加印度北部的夏季降水。然而, Bollasina等^[24]回归分析发现, 5月印度恒河平原的吸收性气溶胶导致印度大部分地区云量减少, 地表向下短波辐射增加, 感热通量增加, 地表和对流层增暖, 降水减少; 夏季印度大部对流层的增暖减弱, 除印度西北部外降水增加。这表明春末气溶胶的间接、半直接效应一定程度上超过了直接效应^{[24, 25]}。

图1

Fig.1

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	图1 热泵效应示意图[9] (a)没有气溶胶强迫的季风水循环; (b)热泵效应, W为低层西风, 深对流出现在低层相当位温θ e的最大值处Fig.1 Sketch map of Elevated Heat Pump[9] (a) shows the monsoon water cycle without aerosol forcing; (b)shows the Elevated Heat Pump effect, Low-level monsoon westerlies are denoted by W, deep convection is indicated over regions of maximum θ e

2.2.2 气溶胶影响印度夏季风的数值模拟研究

在单一大气模式中, 一些数值模拟结论显示, 吸收性气溶胶情境下季风爆发前的印度地区有热泵效应出现^{[18, 26, 27]}。此外, 气溶胶直接效应导致印度半岛和周围海域的表面温度降低, 大气稳定度增加, 印度南部降水减少; 热量的垂直扩散减弱造成对流层大气冷却、下沉和海平面气压升高^{[18, 26]}。Collier等^[26]模拟发现夏季气溶胶导致孟加拉湾海平面气压升高, 低层出现反气旋性环流削弱了地表的气旋性环流, 孟加拉湾的地表蒸发量减少, 气旋环流风速减小, 削弱了低空环流和印度半岛的水汽输送。Bollasina等^[28]模拟显示气溶胶增加4~6月印度西北部的湿静能, 大气环流调整导致的印度西北部近地表热力扰动使6月印度西北部降水增加; 夏季平均降水减少, 局地吸收性气溶胶的短波加热对季风提前起到辅助作用。Wang等^[29]模拟结论显示吸收性气溶胶在季风爆发前和季风季节都可以触发对流降水, 气溶胶导致湿静能分布改变, 进而导致季风季节对流降水中心北移。Ji等^[20]模拟当前浓度气溶胶导致缅甸和印度东北部的季风提前1~2候, 印度中部和东南部的季风延迟1~2候。通过减半和加倍气溶胶浓度发现, 温度冷却的幅度很大程度上取决于气溶胶浓度, 但气溶胶是通过影响大气的热力平衡, 触发大气环流改变间接影响降水。Chakraborty等^[30]认为局地气溶胶的加热对季风季节前的Rossby波有影响, 作为遥相关的主要机制, 南亚地区碳气溶胶增强印度大部、阿拉伯海和孟加拉湾降水, 减少阿拉伯海南部降水。受东亚气溶胶影响, Rossby波转变导致印度地区对流层上层反气旋和上升运动增强, 进而影响降水。Bollasina等^[31]模拟发现温度和近地表环流主要受非南亚气溶胶影响, 降水主要受南亚气溶胶影响, 非南亚气溶胶主要导致季风提前和印度西北部降水增加。除了气溶胶直接效应, 云量增加和云顶散射增强也导致负辐射强迫。Cherian等^[13]模拟人为溶胶间接辐射效应使西南季风期(6~9月)印度中北部天顶和地表的短波辐射减少达8 W/m², 印度中北部对流降水减少, 对流活动的减少主要由气溶胶间接效应导致的地表冷却引起。

从耦合模式的结果看, 由于气溶胶的负辐射强迫, 北印度洋冷却, 赤道地区到北印度洋的经向海表温度梯度减小, 季风环流减弱, 印度夏季降水减少^{[19, 32, 33]}。这里季风的爆发可能是经向海温梯度的结果, 不一定是传统观念里的海陆温度梯度^[29]。Meehl等^[19]模拟显示黑碳导致春季青藏高原对流层增暖使经向温度梯度增强, 季风加强, 季风爆发前降水增加, 初夏时10° N以北的海表温度降低。Ganguly等^[33]发现春末夏初的经向海表温度梯度减小幅度最大。海洋的蒸发减少改变了大气的相对湿度、云量分布及非绝热过程, 进而导致大气环流变化。气溶胶情景下, 夏季赤道以南的印度洋有较强的上升运动, 以北有较强的相对下沉运动和对流层冷却, Hadley环流和副热带急流减弱, 喜马拉雅山南麓的上升运动减弱, 印度半岛除西北部外的大部分地区降水减少。Ganguly等^[34]将辐射、云和地表温度对气溶胶强迫的响应称为“ 快响应” (Fast response), 气溶胶引起的海表面温度变化对季风系统的影响称为“ 慢响应” (Slow response), 模拟发现夏季印度半岛25° N以南的降水减少, 与慢响应比较接近, 该区域以北的降水增加, 与快响应较为接近。

此外, 气溶胶对季风季节内变化也有影响。Manoj等^[35]发现在季风季节性振荡活跃期前的中断期, 印度中部气溶胶浓度及其辐射强迫和加热率较大, 气溶胶高值区与赤道印度洋的经向温度梯度较大, 维持时间较长, 造成印度中部有大量水汽辐合。此外有活跃期和没有活跃期的海陆温差的差异几乎来自印度中部大陆, 这种差异驱使季风从中断向活跃转变。

1951— 2002年观测到印度夏季风降水减少约0.5 mm, 7月降水减少最大约为1.3 mm^[32]。气溶胶的增长对印度北部对流层增暖和降水变化有长期影响, 回归分析显示气溶胶浓度与季风爆发前印度北部对流层温度有很好的相关性, 增暖区恰与气溶胶大值区对应^{[15, 23]}。Lau等^[23]表示1961— 2006年, 除印度东北部, 其他大部分地区春末夏初的降水均呈增长趋势。Bollasina等^[36]表示20世纪后半叶, 印度平均夏季降水减少4%~5%, 模式模拟将降水减少主要归因于人为气溶胶。Cowan等^[37]表示气溶胶导致季风强度减弱, 特别是在1950年以后的印度和东亚季风区最明显。Xu等^[38]基于树木年轮δ ¹⁸O重建印度夏季风过去270年的强度变化, 发现印度夏季风强度呈下降趋势, 并认为这种减弱趋势与印度季风的经向热力差异减小有关。Jin等^[17]MV-EOF第一模态的中低对流层的强加热中心位于气溶胶大值区附近的伊朗高原, 阿拉伯海的西南风增强进而向印度半岛输送更多的水汽造成季风降水增加, 阿拉伯半岛上增强的西北风输送更多的沙尘, 形成正反馈。第一模态主成分、气溶胶光学厚度距平和降水距平的时间序列都呈微弱的增长趋势, 彼此间有显著的正相关。

大多数研究认为季风爆发前吸收性气溶胶导致印度北部对流层增暖, 对流增强, 印度北部降水增强提前; 但气溶胶导致地表太阳辐射减少, 印度半岛及周围海域表面温度降低, 经向热力梯度减小, 随着地表冷却的扩大, 大气稳定度增加, 夏季降水减少。所以气溶胶对季风的影响是先增强后减弱。在年代际变化上, 一般认为气溶胶对季风有削弱作用, 但季风的年代际变化复杂, 结论也还存在争议。

东亚是硫酸盐气溶胶分布的大值区, 特别是中国的东部、南部和北部, 中国内蒙古和新疆地区也是沙尘大值区。人为硫酸盐的排放与经济发展有关, 长三角和京津冀地区排放较多。中国东部一些城市的部分气溶胶质量浓度在全球仅次于南亚城市^[39]。

我国主要受东亚副热带季风影响, 其成因主要是纬向和经向海陆热力差异。气溶胶导致夏季中国中东部地表太阳辐射减少, 地表和对流层温度降低, 大气下沉运动增强并抑制降水^{[21, 40~42]}。Lau等^[18]模拟显示气溶胶影响下一个从西北太平洋延伸到印度洋的高压造成东亚梅雨雨带削弱, 东亚和西太平洋夏季降水减少。Menon等^[21]认为中国“ 南涝北旱” 降水形势可能与黑碳有关, 但其模式假设的中国气溶胶吸收特性明显强于实际^[39]。不同的是Zhang等^[43]模拟碳气溶胶导致中国地表增暖, 中国北方降水增加, 南方降水减少。Zhang等^[40]模拟硫酸盐、黑碳和有机碳导致东亚15° ~30° N的大气下沉运动增强, 加强了低层大气的向南运动并减少水汽的向北输送, 使中国东部和南部降水减少。Liu等^[41]模拟硫酸盐导致夏季中国25° N以北的地表冷却, 低层反气旋削弱了西南季风和东南季风, 使中国南部和长江中下游降水减少。而黑碳的影响不似硫酸盐那般广泛和显著。在黑碳与硫酸盐的共同作用下, 西南季风削弱5.15%, 东南季风削弱10.04%, 其中, 硫酸盐对东南季风削弱7.76%, 西南季风削弱5.97%。Jiang等^[42]模拟人为气溶胶(硫酸盐、黑碳和一次有机物)导致云滴数浓度和云水路径增加, 加剧对流层冷却。在人为气溶胶情景下, 中国北方下沉运动和南方沿海上升运动增强, 陆地低层有偏北风, 高层有偏南风, 季风环流和水汽输送减弱, 使中国北方降水减少, 南方降水增加。黑碳增强了中国南部的西南风和25° ~30° N的降水。吴国雄等^[39]还表示气溶胶可通过海洋反馈影响东亚气候, 如气溶胶减缓了印度洋的增暖, 而印度洋的增暖则会影响东亚季风系统西北太平洋副热带高压西伸。

由于东亚夏季风的季节性演变明显, 若只是夏季平均的结果, 容易忽略了季节内的变化特征。Wu等^[44]模拟得到:第一阶段(5月6日至6月13日)雨带位于气溶胶高值区南侧, 气溶胶造成中国东部地表冷却, 30° N以南下沉气流增强, 南方降水减少; 第二阶段(6月14日至8月5日)雨带位于污染较重的北方, 通过云微物理过程, 北方云量和潜热释放增多, 北方中高对流层相比于南方增暖, 最终导致降水呈现“ 北涝南旱” 的格局。Zhou等^[12]模拟发现硫酸盐浓度中心主要分布在湿沉降中心或雨带的南侧, 5~8月硫酸盐中心和湿沉降中心随着东亚夏季风雨带由南向北迁移。硫酸盐气溶胶导致降水中心以南的降水减少, 以北的降水增加, 并且降水的正负距平区会随着雨带北移, 东亚夏季风在季风爆发早期增强, 随后减弱。

非东亚气溶胶对东亚夏季风也有影响, 早在Menon等^[21]就认为气溶胶强迫区的空气加热可能以动力过程导致气溶胶强迫区外的增暖。Mahmood等^[45]模拟南亚黑碳通过一个沿亚洲高空急流传播的波列实现对东亚的影响, 造成西太副高加强, 30° N以南对流层冷却, 中国中东部的大气稳定度增强, 中国南部和北部降水增加, 长江流域降水减少。Wan等^[46]模拟欧洲黑碳导致强迫区对流层变暖, 并通过动力过程导致欧亚大陆大部分地区对流层加热, 中国南海和西太平洋冷却, 西太副高加强并向北向西延伸, 低空西南风增强, 南亚高压加强和东移, 使长江流域、中国东北部和黄河流域东部降水增加, 西北大部和中国南海降水减少。

气溶胶导致全球季风强度减弱, 特别是在1950年以后, 以印度季风和东亚季风最明显^[37]。东亚夏季风从1960s中期开始减弱, 90年代初, 减弱的东亚夏季风开始恢复^[47]。Ye等^[48]发现1957— 2008年长江中下游夏季地表有冷却趋势, 冷区与气溶胶增长较快的区域大致一致, 海陆气压差有减小趋势, 气溶胶可能导致东亚夏季风减弱。Song等^[49]观测和多模式集合的MV-EOF第一模态主成分时间序列显示, 1958— 2001年东亚夏季风环流有减弱趋势, 1990s起逐渐恢复, 对不同强迫因子的模拟发现, 气溶胶主要对低层环流的减弱起作用, 且对东亚夏季风减弱的影响较大。Liao等^[50]也表示江淮流域夏季温度的降低与该区域气溶胶的增长有关。Ye等^[48]还发现1957— 2008年335 K湿位温线有南撤1° ~4° 的趋势, 表明削弱的东亚夏季风在中国南方停留时间更长, 使我国出现“ 北旱南涝” 的降水格局。Zhou等^[51]模拟人为硫酸盐直接效应导致1999— 2008年与10年前相比, 中国东部地区天顶短波辐射减少, 在30° N和40° N的2个硫酸盐大值处负辐射强迫更强。对应2个峰值分别有2支下沉气流和两峰间的上升气流, 以及26° N附近的上升气流。最终使中国5~ 8月的降水在长江流域减少, 黄淮地区和中国南部增加。Li等^[52]模拟发现东亚夏季风减弱主要受热带洋面增暖的驱动, 而气溶胶和温室气体强迫则导致季风增强。Jiang等^[53]的模拟结论以及Zhou等^[54]基于石笋δ ¹⁸O序列和奇异谱分析结论显示20世纪东亚夏季风减弱是自然变化的过程。应注意的是, 温室气体对东亚夏季风有增强作用, 两者的影响可能会相互抵消^[55]。

综上, 在季节变化上气溶胶导致中国中东部地表温度降低, 削弱了海陆热力差异, 使东亚夏季风减弱。但就不同种类的气溶胶及不同的模拟而言, 季风的变化特征差异较大, 还缺少一个定性的结论。在年代际变化上, 现有的研究认为气溶胶与东亚夏季风20世纪后半叶的减弱有关, 但也可能是自然变化的结果。

现有的气溶胶影响印度季风的研究较多, 有数值模拟的也有诊断分析的, 并取得了较为系统的结论, 大多数研究表明气溶胶对季风爆发初期有提前和增强的作用, 随后对季风有削弱作用。但对东亚季风的研究相对较少, 尤其缺少诊断分析, 大多数研究表明气溶胶导致东亚夏季风减弱。由于气溶胶种类、分布及模式物理过程的不确定性导致季风的变化特征差异较大, 还难以取得一个定性的结论。由于降水对气溶胶的响应并不局限于气溶胶强迫区, 而与整个季风系统的响应有关, 因而东亚夏季风降水变化的差异较大^[14]; 其次, 在单一大气模式中, 印度北部的“ EHP” 假设的特征在春末夏初时很明显, 在季风期, 海洋对季风降水的影响可能更大, 最终应该是多种影响的共同作用结果, 只不过因时间与空间不同而使相对影响程度不同; 诊断分析对季风爆发前的响应有较好的体现, 可能的原因是季风期的季风特征变化在多种影响因子的共同作用下变得不明显了。

针对现有研究的不足, 提出了以下几点展望:

(1) 现有的气溶胶卫星和观测数据时间较短, 时间和空间分辨率不高, 可通过反演重建气溶胶的高分辨、长时间序列。MODIS卫星数据从2000年起, TOMS卫星数据为1978— 2005年, 且中间还有几年间断, 显然这样的时间序列要研究气溶胶对季风的年代际影响是不够的, 而且逐日资料的缺测较多, 逐月资料较为常用, 但要研究气溶胶对季风次季节变化的影响时间分辨率不够。首先, 研究气溶胶对季风年代际变化的影响需要与季风时间尺度匹配的气溶胶时间序列, 这样有利于捕捉更多年代际变化的信号, 又可避免选取的研究时段可能正处于季风震荡的某个阶段内, 从而影响研究结果; 其次, 诊断分析中, 较长的研究数据可以包含更多的气候态信息, 使诊断分析的结论更加可靠。已有的研究在获取气溶胶序列方面有一些努力, Lau等^[23]用新德里能见度倒数替代气溶胶指数, 虽然能见度与气溶胶有关联, 但能见度还与湿度、风速等气象要素有关, 因此, 单纯用能见度反映气溶胶浓度还不够准确, 且只选取单站的数据也不够有代表性。用能见度反演气溶胶光学厚度是一种可行的办法, 此类方法早期有Elterman方案, 随后邱金桓等^[56]利用水汽压对其进行了修正, 之后Wu等^[57]用多元非线性最小二乘法拟合求出新的参数修正了邱金桓方案中的经验常数。

(2)气溶胶对季风年际和年代际变化的影响还需进一步研究。年代际变率是亚洲季风多时间尺度变化的一种长期分量, 东亚夏季风强则伴随中国北方降水偏多, 较弱则江淮流域降水偏多^[47], 季风的年代际变化比季节变化更能造成旱涝的长期影响。现有的研究对年际和年代际变化的关注相对较少, 仅有的一些诊断分析受气溶胶数据时间短的限制还不足以将季风的年代际变化与气溶胶增长直接联系起来, 只能通过降水、温度和海陆差异等物理量的年代际变化特征间接反映气溶胶对季风年代际变化的影响, 而大气化学模式积分缓慢, 要模拟气溶胶对季风年代际变化的影响还有困难, 因此, 相比于其他时间尺度, 年代际变化的研究结果具有更大的不确定性。此外, 影响东亚夏季风的因素很多, 有自然因素, 也有人类活动排放的温室气体和气溶胶等, 人类活动引起的土地利用/覆盖变化也是气候变化的重要驱动因素, 目前人为因素对东亚夏季风和降水年代际变化的影响还很不确定^{[55, 58, 59]}。

(3) 借鉴印度季风的研究思路, 解决东亚季风的问题。印度季风区受经向海陆加热差的影响, 东亚季风区不仅存在经向海陆加热差, 还存在纬向海陆加热差等其他因素的影响, 由此造成了东亚季风体系的复杂性以及不同于印度季风的诸多特征^[60]。中国大陆的副热带季风形成受大陆和太平洋的纬向海陆热力差的作用比经向热力差大, 建立时间取决于纬向海陆热力差异的逆转^[61~63]。孙秀荣等^[64]和华文剑等^[65]用大致27° ~35° N, 105° E以东的东亚季风区陆地地温和15° ~30° N, 120° ~150° E副热带西北太平洋的海温之差表示纬向热力差异, 可见陆地上的季风关键区恰好也是气溶胶大值区。由冬至夏, 东亚副热带地区加热型由“ 西冷东暖” 向“ 西暖东冷” 转变, “ 热力适应” 过程产生的上升运动带来降水和潜热释放加热中高层对东亚副热带大气的“ 西暖东冷” 有着正反馈作用^[66], 对流云系的强烈发展和潜热释放在产生强加热场上起着主要作用^[67]。中国与印度在一定程度上相似, 两者皆为人为气溶胶排放大值区, 且都有邻近沙漠输送来的气溶胶作为补给, 也是季风形成的海陆热力差异的陆地关键区, 气溶胶辐射强迫可能影响海陆热力差异进而影响季风推进和强弱对印度季风和东亚季风都是适用的。但是, 在没有青藏高原大地形的阻挡下以及下垫面反照率不同, 虽然有模拟显示黑碳增强局地降水, 但影响范围和强度有限, 对流产生的潜热加热有限, 东亚地区是否会出现类似热泵效应还有待研究。此外, 东亚气溶胶种类和数量空间分布不均, 有多个气溶胶大值区, 东亚季风次季节变化明显等, 使东亚地区的情况比印度地区的更为复杂。因此, 在对东亚季风的研究中, 应该选取合适的关键区, 考虑气溶胶对东亚季风不同推进阶段和次季节变化的影响, 计算不同种类气溶胶影响季风的贡献等。

(4) 强化气溶胶影响东亚夏季风诊断分析。现有的气溶胶影响东亚夏季风的研究以数值模拟居多。由于气溶胶水平和垂直分布、多种气溶胶的混合状态、光学特性和云微物理特性的不确定, 以及模式物理过程的不同等, 使得不同的模式模拟结果在定量和定性上都很难取得一致性。因此, 还需进一步加强气溶胶影响东亚季风的诊断分析来验证数值模拟的结果。当然, 观测数据也存在误差, 如空间、时间分辨率不高等问题。回归分析、求相关等诊断方法并不能解释气溶胶与季风的因果关系, 因为它们很可能一定程度上受到其他大尺度强迫的驱动。鉴于有限的观测数据及气候模式中对气溶胶的处理不够完善, 要解决气溶胶对季风的影响问题还离不开包括气溶胶排放、运输、化学变化、间接效应以及海气耦合的高分辨率气候模式。

(5) 加强东亚季风与气溶胶的相互作用研究。虽然气溶胶可能对东亚夏季气候有重要影响, 但它的浓度和分布也可能受季风环流的影响, 季风环流的强弱直接影响大范围气溶胶的输送和存留时间^[39], Zhang等^[68]认为夏季风越赤道气流和降水对气溶胶的清除起重要作用。其中, 季风环流是影响气溶胶的主导因素, 强夏季风更有利于气溶胶的向北输送^[69], 且强夏季风年中国东部平均气溶胶浓度显著偏低^[68~70]。此外季风对气溶胶还有年际、年代际变化的影响, Zhu等^[70]认为近几十年来中国东部气溶胶浓度增加与东亚夏季风年代际减弱有关。因此, 加强气溶胶和东亚夏季风的相互作用有助于了解气溶胶及其随后在东亚夏季气候变化中的作用^{[39, 55]}。