田甜 馬建中

中國(guó)氣象科學(xué)研究院，北京 100081

1 引言

地—?dú)庀到y(tǒng)在進(jìn)出輻射通量相等的情況下達(dá)到能量平衡，一些自然或人為因素會(huì)對(duì)這一平衡狀態(tài)產(chǎn)生影響（Bellouin et al., 2020），氣溶膠對(duì)地—?dú)庀到y(tǒng)輻射能量平衡的影響分為直接輻射效應(yīng)和間接輻射效應(yīng)（朱思虹等, 2018），而氣溶膠輻射強(qiáng)迫是衡量氣溶膠輻射效應(yīng)的重要指標(biāo)（石廣玉等,2008）。氣溶膠既可以通過直接吸收和散射長(zhǎng)波和短波輻射產(chǎn)生輻射強(qiáng)迫（直接輻射強(qiáng)迫），也可以通過改變?cè)频奈⑽锢硖匦赃M(jìn)而產(chǎn)生輻射強(qiáng)迫（間接輻射強(qiáng)迫）（IPCC, 2014）。自20世紀(jì)90年代以來，對(duì)氣溶膠輻射和氣候效應(yīng)的研究日益集中 （Zhang et al., 2016），但是由于大氣氣溶膠壽命短、時(shí)空分布不均勻、且不同種類和混合狀態(tài)下輻射效應(yīng)有所不同（Wang et al., 2014; Zhang et al.,2016, 2018; Zhou et al., 2018），其輻射效應(yīng)十分復(fù)雜，具有很大的不確定性（石廣玉等, 2008）。

青藏高原面積約250×104km2，平均海拔4 km以上，由于其直接作用于對(duì)流層中層大氣，與周圍的大氣形成了強(qiáng)的熱力對(duì)比，進(jìn)而會(huì)影響北半球區(qū)域氣候（周秀驥等, 2009）。青藏高原地區(qū)的氣溶膠一方面反映了北半球大氣氣溶膠的本底狀況，一方面又作為受體對(duì)來自周邊地區(qū)的自然和人為氣溶膠高度敏感（唐信英等, 2012）。大氣氣溶膠對(duì)氣候的影響很大程度上依賴于其空間分布，因此許多研究圍繞氣溶膠觀測(cè)展開，進(jìn)而分析氣溶膠一系列的物理性質(zhì)及變化規(guī)律。

青藏高原氣溶膠觀測(cè)研究多圍繞站點(diǎn)觀測(cè)和衛(wèi)星觀測(cè)展開。青藏高原地區(qū)站點(diǎn)主要分布在青藏高原東北部（如瓦里關(guān)、祁連山等）（Wan et al.,2015; Zhang et al., 2019）、高原中部地區(qū)（納木錯(cuò)、拉薩等）（Cong et al., 2009; Che et al., 2019）、高原南部喜馬拉雅地區(qū)和喜馬拉雅山脈兩側(cè)（Lin et al., 2019）。站點(diǎn)觀測(cè)只能代表一定區(qū)域范圍內(nèi)的氣溶膠特性，衛(wèi)星反演數(shù)據(jù)可以更好地反映氣溶膠及其光學(xué)性質(zhì)的空間分布，其中光學(xué)厚度是評(píng)價(jià)大氣環(huán)境污染、研究氣溶膠輻射效應(yīng)的重要物理量 （唐信英等, 2012）。青藏高原地區(qū)氣溶膠光學(xué)厚度衛(wèi)星反演資料有兩個(gè)主要來源：一為中等分辨率成像光譜儀（MODIS）觀測(cè)資料（韓晶晶等, 2006;Hu et al., 2020），另一個(gè)為多角度成像光譜儀 （MISR）觀測(cè)資料，通過衛(wèi)星數(shù)據(jù)可以得到青藏高原氣溶膠光學(xué)厚度的區(qū)域分布特征（Xia et al.,2008; Xu et al., 2015; Hu et al., 2020）。盡管衛(wèi)星觀測(cè)可以較好地反映氣溶膠空間分布，但其在水汽含量較大的區(qū)域（如青藏高原東南部）存在數(shù)據(jù)缺失的情況（施小英和施曉輝, 2008; Xu et al., 2015）。

青藏高原通過機(jī)械和熱力強(qiáng)迫作用對(duì)區(qū)域和全球氣候產(chǎn)生巨大影響，產(chǎn)生的熱力作用會(huì)影響北半球大氣環(huán)流、?！?dú)庀嗷プ饔煤蛠喼薜貐^(qū)降水等過程（Duan and Wu, 2006; Wang et al., 2008），氣溶膠輻射強(qiáng)迫會(huì)通過改變這一地區(qū)輻射收支，進(jìn)而對(duì)這一系列過程產(chǎn)生影響。關(guān)于青藏高原氣溶膠輻射強(qiáng)迫的研究主要采用模式模擬的方法。Lau et al.（2006）利用模式研究發(fā)現(xiàn)高原上空的沙塵氣溶膠會(huì)加熱大氣引起對(duì)流層上層逆轉(zhuǎn)，對(duì)季風(fēng)產(chǎn)生影響，Li et al.（2016）也表明氣溶膠輻射效應(yīng)在局地使低層大氣溫度降低，大氣穩(wěn)定性增加，風(fēng)和大氣環(huán)流減弱。Chen et al.（2013）利用WRF-Chem計(jì)算得到沙塵氣溶膠在大氣頂和地表凈輻射強(qiáng)迫為-3.97 W m-2和-5.58 W m-2。此外，Lee et al.（2013）利用大氣—海洋全球氣候模式表明吸收性氣溶膠可以加熱大氣影響積雪，減小地表反射率，Wang et al. （2011）模擬研究表示黑碳通過其對(duì)冰雪反照率的影響平均在全球地表產(chǎn)生正輻射強(qiáng)迫，而北半球這一正輻射強(qiáng)迫最大值出現(xiàn)在青藏高原地區(qū)，Ji （2016）的研究發(fā)現(xiàn)黑碳?xì)馊苣z在不同時(shí)期會(huì)在高原西部、南部和東南部產(chǎn)生正輻射強(qiáng)迫。本文采用全球大氣化學(xué)氣候模式EMAC對(duì)2010～2012年的模擬結(jié)果，分析青藏高原地區(qū)全年不同種類氣溶膠光學(xué)厚度及其消光占比的季節(jié)變化，定量評(píng)估氣溶膠直接輻射效應(yīng)及其影響因素，以深入揭示該地區(qū)氣溶膠的光學(xué)特性和氣候輻射強(qiáng)迫效應(yīng)。

2 模式簡(jiǎn)介

第五代歐洲中期數(shù)值預(yù)報(bào)中心—漢堡（ECHAM5）模式與模塊化地球子模型系統(tǒng) （MESSy）耦合形成的大氣化學(xué)氣候模式EMAC，包含了多種化學(xué)、物理和動(dòng)力學(xué)過程（J?ckel et al.,2016）。模式經(jīng)歷了一系列的評(píng)估和驗(yàn)證（J?ckel et al., 2006, 2016; Lelieveld et al., 2018; Liu et al.,2020），可以較好地模擬對(duì)流層和平流層氣溶膠和反應(yīng)性氣體的時(shí)空分布特征，已用于包括青藏高原對(duì)流層上部及平流層下部（Upper Troposphere and Lower Stratosphere, UTLS）在內(nèi)的全球大氣物理化學(xué)過程諸多問題的研究（Brühl et al., 2015, 2018;Ma et al., 2019）。

本研究采用的模式分辨率為T106L90，對(duì)應(yīng)的水平高斯網(wǎng)格分辨率為1.125°（緯度）×1.125° （經(jīng)度），垂直方向從地表到0.01 hPa（約80 km）高度共90層，在對(duì)流層頂?shù)拇怪狈直媛始s為500 m。采用典型濃度路徑排放清單（RCP8.5），模擬化石燃料和生物質(zhì)燃燒，非甲烷類碳?xì)浠衔?（NMHCs）和氨（NH3）的自然排放基于全球排放倡議（Global Emissions InitiAtive, GEIA）數(shù)據(jù)庫(kù)，土壤一氧化氮（NO）排放根據(jù)Yienger and Levy（1995）的算法在線計(jì)算得到，海鹽氣溶膠排放量是基于AEROCOM清單數(shù)據(jù)集離線估算得到。模式以歐洲中心中期天氣預(yù)報(bào)（ECMWF）2010～2012再分析數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)，除非甲烷類碳?xì)浠衔锏乃袣怏w和氣溶膠的化學(xué)初始條件，由之前EMAC T42L90（Brühl et al., 2015）模擬結(jié)果提供，而非甲烷類碳?xì)浠衔锏幕瘜W(xué)初始條件由T106L31 （Pozzer et al., 2012）模式結(jié)果提供。

EMAC模式包含了一系列的子模式，這些子模式詳細(xì)描述了多種化學(xué)、物理和動(dòng)力過程 （J?ckel et al., 2016）。子模式GMXe用來處理氣溶膠微物理和氣體與氣溶膠之間的轉(zhuǎn)換，它采用對(duì)數(shù)正態(tài)模式（M7）來描述7種氣溶膠（親水的核模態(tài)、愛根核模、積聚模、粗模態(tài)和疏水的愛根核模、積聚模、粗模態(tài)）的大小分布及相互作用。在每一種模態(tài)中，不同成分氣溶膠的粒徑大小是一致的（內(nèi)部混合），而不同模態(tài)之間，氣溶膠的粒徑大小會(huì)發(fā)生變化（外部混合）。各模態(tài)由數(shù)濃度、數(shù)平均半徑及其幾何標(biāo)準(zhǔn)差表示。利用基于Mie理論預(yù)先計(jì)算的氣溶膠組分查找表，子模型AEROPT可以在線計(jì)算黑碳、有機(jī)碳，海鹽，沙塵氣溶膠、水溶性氣溶膠及氣溶膠中液態(tài)水的光學(xué)性質(zhì)（光學(xué)厚度、單次散射反照率和不對(duì)稱因子）。其中氣溶膠中液態(tài)水是水溶性氣溶膠內(nèi)混狀態(tài)下的液態(tài)水，親水模態(tài)氣溶膠在內(nèi)部混合的情況下，折射率是通過平均各組分的折射率，加權(quán)其體積貢獻(xiàn)計(jì)算得到的（Dietmüller et al., 2016）。

子模式RAD用于模擬輻射傳輸，其輻射傳輸參數(shù)化是基于不同的輻射傳輸方案及模型計(jì)算得到的，通過對(duì)輻射模塊的多次調(diào)用可以在線計(jì)算對(duì)流層和平流層氣溶膠對(duì)各高度上輻射通量的貢獻(xiàn)。計(jì)算得到的輻射通量包括考慮總氣溶膠在內(nèi)的長(zhǎng)波和短波輻射通量（Flw,01和Fsw,01）、考慮平流層氣溶膠在內(nèi)的長(zhǎng)波和短波輻射通量（Flw,02和Fsw,02）、不考慮氣溶膠在內(nèi)的長(zhǎng)波和短波輻射通量（Flw,03和Fsw,03），則對(duì)流層、平流層和總氣溶膠造成的輻射通量的變化（ΔFts、ΔFss和ΔF）可通過計(jì)算得到：

本文中直接輻射強(qiáng)迫采用瞬時(shí)輻射強(qiáng)迫的定義 （石廣玉等, 2008），即保持地表和大氣狀態(tài)不變的情況下，由于外強(qiáng)迫引入造成的凈輻射通量密度的瞬時(shí)變化，則大氣頂和地表對(duì)應(yīng)高度上得到ΔF分別為總氣溶膠在大氣頂和地表的直接輻射強(qiáng)迫 （ΔFAT和ΔFs），兩者之差為氣溶膠在大氣層的直接輻射強(qiáng)迫（ΔFA）。

3 衛(wèi)星數(shù)據(jù)

本文使用衛(wèi)星數(shù)據(jù)來定性和定量地評(píng)估模式模擬氣溶膠光學(xué)厚度（Aerosol Optical Depth, AOD）：首先是NASA EOS Terra（上午軌道衛(wèi)星）和Aqua（下午軌道衛(wèi)星）上搭載的中分辨率成像光譜儀（MODIS），選取的是3級(jí)網(wǎng)格每月大氣全球聯(lián)合產(chǎn)品（MOD08_M3，MYD08_M3），它們包含大氣氣溶膠粒子特性相關(guān)大氣參數(shù)每月平均值，水平網(wǎng)格分辨率為1°（緯度）×1°（經(jīng)度），結(jié)合了“暗目標(biāo)”算法和“深藍(lán)”算法，前者用于反演植被和水域上的氣溶膠粒徑參數(shù)和AOD，后者用于反演植被覆蓋和光照目標(biāo)上空的AOD。其次選取搭載于Terra衛(wèi)星多角度成像光譜儀（MISR）的3級(jí)全球氣溶膠產(chǎn)品（MI3MAENF_2），這一數(shù)據(jù)產(chǎn)品是2級(jí)氣溶膠參數(shù)月平均數(shù)據(jù)，水平網(wǎng)格分辨率為0.5°（緯度）×0.5°（經(jīng)度），儀器由9臺(tái)推桿式照相機(jī)組成，測(cè)量4個(gè)光譜波段的輻射強(qiáng)度（中心在 443 nm、555 nm、670 nm和865 nm）。

最后，云—?dú)馊苣z激光雷達(dá)和紅外探測(cè)者衛(wèi)星 （CALIPSO）觀測(cè)為研究云和平流層、對(duì)流層氣溶膠提供了新的角度（Winker et al., 2009），由于青藏高原地區(qū)對(duì)流層有效數(shù)據(jù)比較少，因此選取了CALIPSO 3級(jí)平流層氣溶膠數(shù)據(jù)產(chǎn)品，它是經(jīng)過質(zhì)量篩選的2級(jí)氣溶膠剖面數(shù)據(jù)的聚合，水平分辨率5°（緯度）×20°（經(jīng)度），垂直分辨率900 m，高度范圍在14～30 km左右，本文使用這一數(shù)據(jù)集中氣溶膠消光系數(shù)與模式結(jié)果進(jìn)行比較。

4 氣溶膠光學(xué)厚度

4.1 總氣溶膠光學(xué)厚度

圖1展示了550 nm波長(zhǎng)處MODIS Terra、MODIS Aqua和MISR觀測(cè)以及EMAC模擬的2010～2012年AOD空間分布的季節(jié)變化，圖中空白處表示衛(wèi)星缺測(cè)數(shù)據(jù)。本文中對(duì)于四季的時(shí)間規(guī)定為春季（3～5月）、夏季（6～8月）、秋季 （9～11月）和冬季（12月至次年2月）。研究區(qū)域選取青藏高原海拔3 km以上的地區(qū)（白色輪廓）。EMAC與MODIS可以直接計(jì)算和反演出550 nm波長(zhǎng)處的AOD，而MISR沒有恰好對(duì)應(yīng)這一波長(zhǎng)的數(shù)據(jù)，為了消除波長(zhǎng)差異帶來的影響，通過AE指數(shù)計(jì)算出了550 nm處的MISR AOD，以便于更好地將觀測(cè)數(shù)據(jù)與模式結(jié)果進(jìn)行比較。

圖1 衛(wèi)星觀測(cè)和模式模擬的2010～2012年550 nm波長(zhǎng)處氣溶膠光學(xué)厚度（Aerosol Optical Depth, AOD）在春季（第一列）、夏季（第二列）、秋季（第三列）和冬季（第四列）的平均空間分布：（a1–a4）MODIS Terra衛(wèi)星；（b1–b4）MODIS Aqua衛(wèi)星；（c1–c4）MISR衛(wèi)星；（d1–d4）EMAC模擬Fig. 1 Spatial distributions of seasonal mean Aerosol Optical Depth (AOD) at 550 nm in spring (column 1), summer (column 2), autumn (column 3),and winter (column 4) from satellites and the simulation for the period of 2010–2012: (a1–a4) MODIS Terra satellite; (b1–b4) MODIS Aqua satellite;(c1–c4) MISR satellite; (d1–d4) EMAC simulation

圖2展示了MODIS Terra、MODIS Aqua、MISR和EMAC在2010～2012年期間青藏高原上空AOD區(qū)域平均值的月變化，結(jié)合衛(wèi)星觀測(cè)和模式結(jié)果，時(shí)間變化上兩者相近且一致性較好。EMAC AOD與MISR AOD空間分布相近，但是MISR觀測(cè)數(shù)據(jù)中青藏高原東南部有較多缺測(cè)值的出現(xiàn)，可能會(huì)導(dǎo)致MISR AOD區(qū)域平均值偏小。而在AOD區(qū)域平均值的時(shí)間變化上，EMAC與MODIS Aqua更為相近。模式結(jié)果中春季在高原北部塔克拉瑪干沙漠地區(qū)出現(xiàn)了AOD大值區(qū)，大于該地區(qū)MISR AOD卻小于MODIS AOD，這可能是因?yàn)镸ODIS反演結(jié)果高估了半干旱地區(qū)的AOD值 （Hu et al., 2020），相比于MODIS AOD，這一地區(qū)模式結(jié)果與MISR AOD更相似但略大于MISR AOD。此外，在高原以外的地區(qū)，EMAC在春季高估了高原以東四川盆地到中國(guó)東部的氣溶膠消光，而在夏季，模式計(jì)算得到的中國(guó)華北地區(qū)氣溶膠消光要小于觀測(cè)結(jié)果。分析原因可能有：在春季模式高估了硫酸鹽氣溶膠濃度，這可能與模式使用源清單的季節(jié)變化與實(shí)際排放情況有所不同、高估了四川盆地至中國(guó)東部地區(qū)燃煤等過程排放的污染物有關(guān)，且模式模擬水汽含量及相對(duì)濕度較高，這也導(dǎo)致了模式在春季對(duì)氣溶膠中液態(tài)水消光的高估。此外，模式對(duì)二次有機(jī)氣溶膠的模擬存在不足，沒考慮其化學(xué)轉(zhuǎn)化機(jī)制，因此導(dǎo)致模式在夏季對(duì)華北地區(qū)氣溶膠消光存在低估。但是這些問題對(duì)高原地區(qū)影響比較小，總體而言，在青藏高原地區(qū)，EMAC模擬結(jié)果可以體現(xiàn)出該地區(qū)氣溶膠光學(xué)厚度的時(shí)空分布特征。

圖2 青藏高原上空MODIS Terra衛(wèi)星、MODIS Aqua衛(wèi)星和MISR衛(wèi)星以及EMAC模擬的2010～2012年550 nm波長(zhǎng)處AOD區(qū)域平均值月變化Fig. 2 Average monthly variation of AOD at 550 nm from the MODIS Terra satellite, MODIS Aqua satellite, MISR satellite, and EMAC simulation for 2010–2012 over the Tibetan Plateau

4.2 各種氣溶膠成分對(duì)光學(xué)厚度的貢獻(xiàn)

模式結(jié)果顯示，沙塵氣溶膠、水溶性氣溶膠和氣溶膠內(nèi)混狀態(tài)中的液態(tài)水是青藏高原地區(qū)主要的消光物質(zhì)，三者的年平均消光占比（某氣溶膠光學(xué)厚度/總氣溶膠光學(xué)厚度）分別為0.27、0.20和0.49。圖3為沙塵氣溶膠、水溶性氣溶膠的光學(xué)厚度和氣溶膠中液態(tài)水對(duì)光學(xué)厚度貢獻(xiàn)的空間分布，圖4為這三種物質(zhì)消光占比的空間分布。

圖3 EMAC模擬的青藏高原2010～2012年550 nm波長(zhǎng)AOD在春季（第一列）、夏季（第二列）、秋季（第三列）和冬季（第四列）的空間分布：（a1–a4）沙塵（DU）；（b1–b4）水溶性氣溶膠（WASO）；（c1–c4）氣溶膠中液態(tài)水（H2O）Fig. 3 Average AOD seasonal variations at 550 nm in spring (column 1), summer (column 2), autumn (column 3), and winter (column 4) for the period of 2010–2012 over the Tibetan Plateau from EMAC simulation: (a1–a4) dust (DU); (b1–b4) water-soluble species (WASO); (c1–c4) aerosol liquid water (H2O)

圖4 EMAC模擬的青藏高原2010～2012年550 nm波長(zhǎng)處不同氣溶膠物質(zhì)消光占比在春季（第一列）、夏季（第二列）、秋季（第三列）和冬季（第四列）的平均空間分布：（a1–a4）沙塵（DU）；（b1–b4）水溶性氣溶膠（WASO）；（c1–c4）氣溶膠中液態(tài)水（H2O）Fig. 4 Average extinction ratio seasonal variations of different aerosols in spring (column 1), summer (column 2), autumn (column 3), and winter(column 4) for the period of 2010–2012 over the Tibetan Plateau from EMAC simulation: (a1–a4) dust (DU); (b1–b4) water-soluble species (WASO);(c1–c4) aerosol liquid water (H2O)

4.2.1 沙塵氣溶膠

沙塵氣溶膠光學(xué)厚度在2010～2012年期間的季節(jié)變化為春季（0.13）＞夏季（0.12）＞秋季 （0.07）＞冬季（0.03），其在春季和夏季的氣溶膠消光占比達(dá)到0.36和0.32，光學(xué)厚度與消光占比都呈現(xiàn)明顯從北向南遞減。塔克拉瑪干沙漠是重要的沙塵源區(qū)（Huang et al., 2007; 陳怡璇等,2020），有研究表明高原上氣溶膠光學(xué)厚度與塔克拉瑪干地區(qū)氣溶膠光學(xué)厚度在夏季呈較好的正相關(guān)，在春季相關(guān)性則很差（Xia et al., 2008），模式結(jié)果顯示夏季沙塵氣溶膠消光占比在青藏高原北部邊緣最大達(dá)到0.8以上，而在春季高原北部邊緣沒有明顯的沙塵消光占比大值區(qū)，因此高原夏季北部沙塵消光主要受到高原以北沙漠地區(qū)的影響，而在春季受沙漠影響較小。青藏高原上空經(jīng)常發(fā)生局部沙塵暴，這可能是導(dǎo)致春季沙塵氣溶膠消光占比較大的主要原因。

4.2.2 水溶性氣溶膠

水溶性氣溶膠（WAter-SOluble species, WASO）的主要成分是硫酸鹽和硝酸鹽，模式結(jié)果顯示青藏高原地區(qū)硫酸鹽和硝酸鹽的質(zhì)量濃度相近，硝酸鹽質(zhì)量濃度略大于硫酸鹽質(zhì)量濃度，兩者變化范圍都在1～5 mg m-2（Ma et al., 2019）。水溶性氣溶膠光學(xué)厚度季節(jié)變化為春季（0.075）＞夏季（0.058）＞秋季（0.039）＞冬季（0.038）。相對(duì)于其他消光物質(zhì)，水溶性氣溶膠消光占比空間分布比較均勻，季節(jié)變化也比較小，消光占比大于0.2的相對(duì)較大值通常出現(xiàn)在高原東北和西南兩個(gè)地區(qū)。高原東北部鄰近中國(guó)西北工業(yè)區(qū)，由于高原北部海拔較低和夏季山谷風(fēng)的作用，氣溶膠可以輸送到青藏高原北部山區(qū)。硫酸鹽和硝酸鹽是高原北部地區(qū)氣溶膠的重要成分（Xu et al., 2014, 2015; Zhang et al.,2014）。而在青藏高原南部其他消光物質(zhì)很少，因此水溶性氣溶膠在這一地區(qū)有較大的消光占比。

4.2.3 氣溶膠中液態(tài)水

在氣溶膠內(nèi)部混合狀態(tài)下，氣溶膠中液態(tài)水對(duì)光學(xué)厚度貢獻(xiàn)的季節(jié)變化為夏季（0.28）＞春季 （0.20）＞冬季（0.14）＞秋季（0.09），但其消光占比的季節(jié)變化卻與之相差較大，氣溶膠中液態(tài)水消光占比的季節(jié)變化在冬季明顯較大（0.62）、春季、夏季和秋季較小，分別是0.47、0.41和0.48。氣溶膠中液態(tài)水消光占比空間分布在一年中呈現(xiàn)從東南向西北遞減，高原東南部是氣溶膠中液態(tài)水消光占比大值區(qū)。

4.3 氣溶膠消光的垂直分布

圖5展示了大氣中總氣溶膠、沙塵、水溶性氣溶膠和氣溶膠中液態(tài)水的消光系數(shù)（單位：km-1）。對(duì)流層中層5～7 km附近氣溶膠消光明顯大于其他高度，這一高度氣溶膠消光主要?dú)w因于高原地表氣溶膠排放和附近地區(qū)氣溶膠的輸送。春季氣溶膠消光最大值大于其他三季，氣溶膠中液態(tài)水貢獻(xiàn)達(dá)到50%左右。

圖5 EMAC模擬以及CALIPSO(CA)觀測(cè)的（a1–a4）2010年、（b1–b4）2011年、（c1–c4）2012年青藏高原上空海拔30 km以下總氣溶膠（TOT，第一列）、沙塵（DU，第二列）、水溶性氣溶膠（WASO，第三列）、氣溶膠中液態(tài)水（H2O，第四列）消光系數(shù)Ke的垂直分布Fig. 5 Vertical distributions of total aerosols (TOT, column 1), dust (DU, column 2), water-soluble species (WASO, column 3), and aerosol liquid water (H2O, column 4) extinction coefficient Ke at 550 nm wavelength over the Tibetan Plateau below 30 km altitude in (a1–a4) 2010, (b1–b4) 2011,and (c1–c4) 2012 from EMAC simulation and CALIPSO (CA) obs

青藏高原高空有氣溶膠濃度大值出現(xiàn)，相比于對(duì)流層中層，高層大氣氣溶膠消光要小得多，這里主要討論的是14～20 km氣溶膠消光的垂直分布，這里選擇了CALIPSO平流層數(shù)據(jù)集與模式結(jié)果進(jìn)行比較，可以發(fā)現(xiàn)，模式模擬高空氣溶膠消光略偏小，在火山爆發(fā)年份模擬與觀測(cè)氣溶膠消光的變化有很好的一致性。平流層氣溶膠受火山影響較大，而在模擬的3年中，2011年6月非洲東北部納布羅火山爆發(fā)，這是繼1991年皮納圖博火山爆發(fā)后最強(qiáng)的一次爆發(fā)，北半球許多雷達(dá)站點(diǎn)都觀測(cè)到了它引起的平流層氣溶膠層（莊婧雯, 2016），這一過程可能會(huì)導(dǎo)致高空氣溶膠消光年際差異很大，因此對(duì)2010～2012三年氣溶膠消光分別進(jìn)行討論。

2010年，高原高空平流層18～20 km存在著氣溶膠消光的極大值，春秋季消光系數(shù)達(dá)到0.7×10-3km-1，夏季極大值出現(xiàn)的高度最高。這一區(qū)域內(nèi)主要的消光物質(zhì)是水溶性氣溶膠和氣溶膠中液態(tài)水，而沙塵氣溶膠只有在夏季才能到達(dá)18 km并對(duì)該區(qū)域氣溶膠消光產(chǎn)生比較小的貢獻(xiàn)，這是受地形和夏季青藏高原上空存在旺盛對(duì)流活動(dòng)的影響（楊琴等, 2014）。夏季青藏高原上空對(duì)流層上部和平流層下部存在對(duì)流層頂氣溶膠層（Thomason and Vernier, 2013），這會(huì)對(duì)高空氣溶膠消光產(chǎn)生影響，模式結(jié)果顯示，18 km高度以下，氣溶膠消光隨高度升高呈遞減變化，但與對(duì)流層頂氣溶膠層對(duì)應(yīng)的14～18 km范圍內(nèi)氣溶膠消光遞減速率明顯較小，在一定范圍內(nèi)消光系數(shù)甚至隨高度的升高略有增大，在這一區(qū)域內(nèi)，沙塵、水溶性氣溶膠和氣溶膠中液態(tài)水都對(duì)氣溶膠消光產(chǎn)生了較大的貢獻(xiàn)。2011年高空氣溶膠消光受火山氣溶膠影響，夏、秋、冬季氣溶膠消光在14 km以上明顯大于另外兩年，在夏季18 km附近氣溶膠消光系數(shù)達(dá)到了2.5×10-3km-1，水溶性氣溶膠和氣溶膠中液態(tài)水消光在也在高空顯著增強(qiáng)，后者對(duì)總氣溶膠消光的貢獻(xiàn)大于50%，而沙塵氣溶膠消光變化不明顯，甚至要小于2010年。此外，2011年夏季14～18 km區(qū)域沒有發(fā)現(xiàn)與2010年相似的特征。而在2012年，14～18 km再次出現(xiàn)氣溶膠消光遞減速率較小的特征。

5 氣溶膠直接輻射強(qiáng)迫

5.1 總氣溶膠直接輻射強(qiáng)迫

模式得出總氣溶膠在大氣頂、地表和大氣層直接輻射強(qiáng)迫空間分布的季節(jié)變化如圖6所示。總氣溶膠在大氣頂產(chǎn)生的負(fù)輻射強(qiáng)迫季節(jié)變化為春季（-1.49 W m-2）＞秋季（-1.22 W m-2）＞夏季 （-0.79 W m-2）＞冬季（-0.54 W m-2）?？臻g分布上，負(fù)輻射強(qiáng)迫的最大值出現(xiàn)在青藏高原東北部，春季、夏季青藏高原北部與塔克拉瑪干地區(qū)交界的邊緣地區(qū)會(huì)出現(xiàn)明顯的正輻射強(qiáng)迫。通過分析氣溶膠大氣頂短波和長(zhǎng)波輻射強(qiáng)迫可以發(fā)現(xiàn)，兩者在高原北部邊緣及其附近均有正輻射強(qiáng)迫大值出現(xiàn)，且短波輻射強(qiáng)迫正值遠(yuǎn)大于長(zhǎng)波輻射強(qiáng)迫。沙塵氣溶膠對(duì)輻射有吸收作用，且其輻射強(qiáng)迫的大小基本取決于該地區(qū)的氣溶膠光學(xué)厚度和地表反照率（張華等, 2009），前者在高原北部有明顯的大值，而對(duì)后者而言，高原北部沙漠地區(qū)有著較高的地表反照率，增強(qiáng)了沙塵氣溶膠對(duì)地表反射太陽輻射的吸收，因此沙塵氣溶膠在青藏高原北部邊緣產(chǎn)生了較大的正輻射強(qiáng)迫。

圖6 EMAC模擬的2010～2012年青藏高原地區(qū)氣溶膠在不同高度上直接輻射強(qiáng)迫在春季（第一列）、夏季（第二列）、秋季（第三列）和冬季（第四列）的平均空間分布：（a1–a4）大氣頂（TOA）；（b1–b4）地表（SUR）；（c1–c4）大氣層（ATM）Fig. 6 Seasonal variations of aerosol radiative forcing at different heights in spring (column 1), summer (column 2), autumn (column 3), and winter(column 4) over the Tibetan Plateau during 2010–2012 from EMAC simulation: (a1–a4) At the top of the atmosphere (TOA); (b1–b4) at the earth’s surface (SUR); (c1–c4) in the atmosphere (ATM)

氣溶膠地表負(fù)輻射強(qiáng)迫季節(jié)變化為春季 （-5.77 W m-2）＞夏季（-4.54 W m-2）＞秋季 （-3.09 W m-2）＞冬季（-2.15 W m-2）。水平分布上，春季負(fù)輻射強(qiáng)迫由東向西遞減，夏季和秋季有明顯的南北差異。春季氣溶膠在中國(guó)中東部及印度地區(qū)地表存在較大負(fù)輻射強(qiáng)迫，青藏高原相較于周邊地區(qū)負(fù)輻射強(qiáng)迫較小，東部較大范圍存在較強(qiáng)負(fù)輻射強(qiáng)迫，而夏、秋季高原上負(fù)輻射強(qiáng)迫大值區(qū)存在于北部，這可能是附近氣溶膠傳輸至高原所致。

青藏高原上空氣溶膠大氣層直接輻射強(qiáng)迫為正，即氣溶膠對(duì)大氣有增溫效應(yīng)。區(qū)域平均上，氣溶膠大氣正輻射強(qiáng)迫在春季最大，達(dá)到4.23 W m-2，正輻射強(qiáng)迫大值區(qū)出現(xiàn)在柴達(dá)木盆地和高原東北部。氣溶膠在夏季也有較強(qiáng)的正輻射強(qiáng)迫（3.75 W m-2），正輻射強(qiáng)迫大值區(qū)出現(xiàn)在高原北部與塔克拉瑪干沙漠交界地帶，這主要是由沙塵氣溶膠造成的。秋冬季節(jié)，氣溶膠大氣正輻射強(qiáng)迫明顯較?。?.87 W m-2、1.62 W m-2）且沒有明顯的正輻射強(qiáng)迫大值區(qū)。

模式可以計(jì)算出對(duì)流層、平流層氣溶膠在不同高度上造成的輻射通量的變化，進(jìn)而可以得到對(duì)流層、平流層氣溶膠在大氣頂、地表的輻射強(qiáng)迫 （圖7）。對(duì)流層氣溶膠在大氣頂和地表輻射強(qiáng)迫季節(jié)變化呈現(xiàn)雙峰型，負(fù)輻射強(qiáng)迫極大值出現(xiàn)在4～5月和9～10月，極小值出現(xiàn)在12月至次年1月和7～8月。對(duì)平流層氣溶膠輻射強(qiáng)迫而言，其季節(jié)變化呈現(xiàn)單峰型，負(fù)輻射強(qiáng)迫最大值出現(xiàn)在12月，最小值出現(xiàn)在6月。

5.2 平流層氣溶膠輻射強(qiáng)迫

2011年6 月納布羅火山爆發(fā)（圖7中黑色虛線），相比于對(duì)流層氣溶膠，平流層氣溶膠在2011年6月之后的半年時(shí)間中（圖7中陰影部分），出現(xiàn)了比其他兩年更強(qiáng)的負(fù)輻射強(qiáng)迫。

圖7 EMAC模擬的2010～2012年對(duì)流層、平流層氣溶膠在大氣頂、地表區(qū)域平均輻射強(qiáng)迫月變化（單位：W m－2）：左、右縱坐標(biāo)分別為對(duì)流層氣溶膠輻射強(qiáng)迫（Tro_aero_RF）和平流層氣溶膠輻射強(qiáng)迫（Stro_aero_RF）。圖中包括：對(duì)流層氣溶膠在大氣頂、地表輻射強(qiáng)迫（Tro_aero_TOA_RF，Tro_aero_SUR _RF）；平流層氣溶膠在大氣頂、地表輻射強(qiáng)迫（Stro_aero_TOA_RF，Stro_aero_SUR _RF）。黑色虛線對(duì)應(yīng)的時(shí)間為2011年6月。黃色陰影處對(duì)應(yīng)2011年的秋季和冬季Fig. 7 Monthly variations of average radiative forcing at the top of atmosphere and earth’s surface of tropospheric and stratospheric aerosols (W m-2) over the Tibetan Plateau during 2010–2012 from EMAC simulation: The left and right vertical coordinates are tropospheric aerosol radiative forcing (Tro_aero_RF) and stratospheric aerosol radiative forcing (Stro_aero_RF). The figure includes:tropospheric aerosol radiative forcing at the top of atmosphere and at surface (Tro_aero_TOA_RF, Tro_aero_SUR _RF); stratospheric aerosol radiative forcing at the top of atmosphere and at surface(Stro_aero_TOA_RF, Stro_aero_SUR _RF). The dotted black line corresponds to June 2011. The yellow shading corresponds to the fall and winter of 2011

圖8為2010～2012年平流層氣溶膠在大氣頂直接輻射強(qiáng)迫的季節(jié)變化的空間分布，2011年夏季，高原周邊地區(qū)平流層氣溶膠產(chǎn)生了較強(qiáng)的負(fù)輻射強(qiáng)迫，但反氣旋為主的大氣環(huán)流在一定程度上阻隔了高原上空與外部的物質(zhì)交換，因此相較于周邊地區(qū)，高原上空平流層氣溶膠負(fù)輻射強(qiáng)迫明顯較小。而在秋季，平流層氣溶膠輸送到了高原及其周邊地區(qū)產(chǎn)生了強(qiáng)負(fù)輻射強(qiáng)迫，冬季這一變化有所減弱。相比于無火山爆發(fā)的2010年與2012年，平流層負(fù)輻射強(qiáng)迫在2011年秋、冬季分別增加了55.50%和52.38%。

圖8 EMAC模擬的2010～2012年青藏高原上空平流層氣溶膠在大氣頂直接輻射強(qiáng)迫在春季（第一列）、夏季（第二列）、秋季（第三列）和冬季（第四列）的平均空間分布：（a1–a4）2010年；（b1–b4）2011年；（c1–c4）2012年Fig. 8 Seasonal variations of radiative forcing by stratospheric aerosols at the top of atmosphere in spring (column 1), summer (column 2), autumn(column 3), and winter (column 4) over the Tibetan Plateau during 2010–2012 from EMAC simulation: (a1–a4) 2010; (b1–b4) 2011; (c1–c4) 2012

6 結(jié)論

本文通過將EMAC模式結(jié)果與衛(wèi)星觀測(cè)數(shù)據(jù)比較，證明了EMAC在計(jì)算青藏高原氣溶膠消光方面的可信性，并利用模擬結(jié)果，分析了2010～2012年青藏高原地區(qū)氣溶膠光學(xué)性質(zhì)及其直接輻射強(qiáng)迫的空間分布和季節(jié)變化特征。主要結(jié)論如下：

（1）沙塵氣溶膠、水溶性氣溶膠和氣溶膠中液態(tài)水是青藏高原地區(qū)氣溶膠主要消光物質(zhì)，三者的年平均消光占比分別為0.27、0.20和0.49，這三種主要物質(zhì)在高原地區(qū)AOD的季節(jié)變化及空間分布有所不同。沙塵氣溶膠AOD季節(jié)變化為：春季 （0.13）＞夏 季（0.12）＞秋 季（0.07）＞冬 季 （0.03），在高原北部邊緣最大消光占比達(dá)0.8以上；水溶性氣溶膠AOD季節(jié)變化為：春季（0.075）＞夏季（0.058）＞秋季（0.039）＞冬季（0.038），消光占比大于0.2的相對(duì)較大值通常出現(xiàn)在高原東北和西南兩個(gè)區(qū)域；氣溶膠中液態(tài)水對(duì)AOD貢獻(xiàn)的季節(jié)變化為：夏季（0.28）＞春季（0.20）＞冬季 （0.14）＞秋季（0.09），東南部是氣溶膠中液態(tài)水貢獻(xiàn)的大值區(qū)，其消光占比呈現(xiàn)從東南向西北遞減的趨勢(shì)。

（2）區(qū)域平均而言，氣溶膠在大氣頂直接輻射強(qiáng)迫的季節(jié)變化為春季（-1.49 W m-2）＞秋季 （-1.22 W m-2）＞夏季（-0.79 W m-2）＞冬季 （-0.54 W m-2），高原北部與塔克拉瑪干地區(qū)交界的邊緣地區(qū)受沙塵氣溶膠影響在春夏季會(huì)出現(xiàn)較大正輻射強(qiáng)迫。氣溶膠地表直接輻射強(qiáng)迫的季節(jié)變化為春季（-5.77 W m-2）＞夏季（-4.54 W m-2）＞秋季（-3.09 W m-2）＞冬季（-2.15 W m-2）；水平分布上，春季負(fù)輻射強(qiáng)迫由東向西遞減，夏季和秋季則有明顯的南北差異，而這一差異在冬季較小。氣溶膠對(duì)大氣層直接輻射強(qiáng)迫總體為正，主要受沙塵氣溶膠影響，春季正輻射強(qiáng)迫大值區(qū)出現(xiàn)在柴達(dá)木盆地和高原東北部，夏季正輻射強(qiáng)迫大值區(qū)出現(xiàn)在高原北部與塔克拉瑪干沙漠交界地帶。秋冬季節(jié)氣溶膠大氣層正輻射強(qiáng)迫明顯較小且沒有明顯的大值區(qū)。

（3）受納布羅火山爆發(fā)的影響，2011年夏季高原高空氣溶膠消光系數(shù)明顯增大，在18 km附近達(dá)到了2.5×10-3km-1，平流層氣溶膠在2011年后半年中產(chǎn)生了明顯較大的負(fù)輻射強(qiáng)迫，相比于無火山爆發(fā)的2010年與2012年，平流層負(fù)輻射強(qiáng)迫在2011年秋季和冬季分別增加了55.50%和52.38%。