對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層的影響

宋劉明劉 煜朱 彬李維亮

1）（南京信息工程大學(xué)大氣物理學(xué)院，南京210044）

2）（中國氣象科學(xué)研究院，北京100081）

對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層的影響

宋劉明1）2）劉 煜2）＊朱 彬1）李維亮2）

1）（南京信息工程大學(xué)大氣物理學(xué)院，南京210044）

2）（中國氣象科學(xué)研究院，北京100081）

通過WACCM－3模式中氣溶膠光學(xué)厚度與衛(wèi)星資料的對比發(fā)現(xiàn)，模式可以很好地再現(xiàn)全球氣溶膠的主要分布特征，但在一些區(qū)域還存在數(shù)值上的差異。利用數(shù)值試驗(yàn)研究對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層氣候的影響，結(jié)果表明：對流層氣溶膠對平流層氣候有明顯影響，平流層化學(xué)過程在這一影響中起重要作用，而對流層氣溶膠對平流層輻射的影響不是其直接氣候效應(yīng)對平流層影響的主要原因。其機(jī)制可能是對流層氣溶膠改變對流層的輻射平衡，影響對流層的溫度和大氣環(huán)流，進(jìn)而影響行星波的上傳，使得平流層氣候發(fā)生變化；影響區(qū)域主要位于高緯度和極地地區(qū)，南半球的變化比北半球大，溫度變化最大達(dá)10K，緯向風(fēng)變化最大可達(dá)12m／s，臭氧體積分?jǐn)?shù)最多減少0.8×10－6。

氣溶膠；直接氣候效應(yīng)；行星波；平流層

引 言

影響氣候變化的因素很多，如二氧化碳和甲烷等溫室氣體，氣溶膠、土地利用和火山噴發(fā)等。IPCC第4次評估報(bào)告指出［1］，長壽命的溫室氣體引起的輻射強(qiáng)迫為2.6±0.3W·m－2，氣溶膠直接氣候效應(yīng)產(chǎn)生的輻射強(qiáng)迫為－0.5±0.4W·m－2，氣溶膠的云反照率效應(yīng)（第一間接效應(yīng)）引起的輻射強(qiáng)迫的范圍為－1.8～－0.3W·m－2［2］。在眾多影響氣候變化的因子中，溫室氣體產(chǎn)生的輻射強(qiáng)迫最大；其次是氣溶膠，但氣溶膠是眾多影響因子中不確定性最大的。氣溶膠的氣候效應(yīng)是當(dāng)前氣候變化研究中的熱點(diǎn)問題之一。

氣溶膠通過散射或吸收太陽短波輻射，直接改變大氣中的輻射平衡，影響天氣和氣候，稱之為氣溶膠的直接氣候效應(yīng)。氣溶膠作為云的凝結(jié)核或冰核改變云的光學(xué)和物理性質(zhì)以及云的范圍和演變，影響氣候系統(tǒng)，稱之為間接氣候效應(yīng)。氣溶膠的直接和間接氣候效應(yīng)可以改變大氣中非絕熱加熱的垂直分布和大小，影響全球的大氣環(huán)流、區(qū)域的季風(fēng)環(huán)流、全球和區(qū)域的氣候變化［3－4］。眾多有關(guān)氣溶膠氣候效應(yīng)的研究大都針對其對對流層氣候的影響［5－9］。

平流層是大氣層的一部分，平流層與對流層之間存在能量和物質(zhì)交換，也就是說，兩者之間存在相互作用和影響。對流層的氣候變化必將在平流層有所體現(xiàn)，由于平流層空氣密度較小，其氣候變化受外界強(qiáng)迫的影響與對流層相比要更為顯著［10］。平流層溫度變化會造成平流層大氣環(huán)流和波動等動力學(xué)方面的變化，其動力方面的變化也會反饋到平流層溫度場。平流層大氣環(huán)流和波動的變化還將影響平流層和對流層之間的動力耦合作用，從而進(jìn)一步影響對流層天氣和氣候［11－13］。

一些氣象學(xué)家［14－17］針對影響平流層氣候的主要因素以及對流層氣候變化，研究平流層對這些因素的響應(yīng)和變化機(jī)理。Shu等［18］利用GCM模擬了海溫和溫室氣體的變化對對流層和平流層輸送的影響，指出海溫升高會引起對流層溫度升高，熱帶平流層溫度下降，而在極地平流層則會引起溫度的上升。Garfinkel等［19］研究也支持了這一觀點(diǎn)：海溫的變化對冬季平流層的溫度有著顯著影響。同時，Shu等［18］還指出平流層對海溫升高和溫室氣體的增長響應(yīng)機(jī)制不同。海溫升高和溫室氣體同時增長相對于只是海溫升高引起的平流層溫度變化更顯著，且平流層的溫度變化區(qū)域更一致，即平流層的溫度整體降低。Kodama等［20］和 Xie等［21］的研究也定性地給出了類似結(jié)果。已有研究從不同角度探討了引起平流層溫度變化的原因，而氣溶膠對平流層氣候影響研究仍鮮見。

在氣候變化的研究中，氣候模式是主要研究手段之一。同時，平流層中大氣輻射、化學(xué)和動力過程緊密聯(lián)系，它們之間存在相互反饋?zhàn)饔谩Ｒ虼吮疚牟捎昧税ㄆ搅鲗踊瘜W(xué)過程的氣候模式著重關(guān)注對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層的影響。

1 模式、資料與試驗(yàn)設(shè)計(jì)

1.1 模式簡介

本文采用整層大氣通用模式（Whole－Atmosphere Community Climate Model，WACCM－3）研究對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層氣候的影響。整層大氣通用模式是美國大氣研究中心（NCAR）近年來發(fā)展的三維全球大氣模式。該模式是CAM－3的擴(kuò)展，垂直分為66層，從地表一直擴(kuò)展到140km高的熱層下部。模式采用有限體積動力框架［22］，使用的是有限體積動力內(nèi)核。WACCM－3包含了CAM－3模式中所有物理過程，但對其中重力波拖曳以及垂直擴(kuò)散方案進(jìn)行了部分改進(jìn)。

另外，WACCM－3還增加了幾個物理化學(xué)模塊。引入并擴(kuò)展了光化學(xué)模式 MOZART－3（the Model for Ozone And Related Chemical Tracers）［23］的化學(xué)方案，包括了57種化學(xué)物質(zhì)的72種光化學(xué)和149種氣態(tài)反應(yīng)。增加了從賴曼α（Lyman－alpha）到遠(yuǎn)紫外線短波加熱和光解作用；增加了分子的擴(kuò)散與擴(kuò)散分離作用；擴(kuò)展了中間層頂?shù)闹亓Σㄆ扑楹蛿U(kuò)散的參數(shù)化過程；引入60km以上的非局地?zé)釀悠胶猓ㄔ摖顟B(tài)下，原子的激發(fā)、電離、輻射不能簡單地用局地溫度來表述）長波輻射參數(shù)化過程。

SPARC報(bào)告指出WACCM模式可以很好地再現(xiàn)平流層的動力和輻射過程，但模擬的南半球極渦持續(xù)時間過長［24－25］，這可能會造成模式中南極平流層臭氧進(jìn)一步損耗，加大溫度的偏差。與此同時WACCM－3模式已被廣泛地應(yīng)用于對氣候變化以及臭氧恢復(fù)的模擬中［26］。因此 WACCM－3模式可以用于本次試驗(yàn)的模擬。

1.2 資料簡介

模式中包括硫酸鹽、沙塵、海鹽和碳?xì)馊苣z，其中碳?xì)馊苣z又分為有機(jī)碳（OC）和黑碳（BC）。這些氣溶膠資料來自 MATCH模式的模擬結(jié)果［27］與NOAA Pathfinder II資料［28］（1989 年 6 月—1994年9月氣溶膠光學(xué)厚度衛(wèi)星資料）的同化結(jié)果。利用上述氣溶膠資料和一個氣溶膠同化系統(tǒng)［29－30］，計(jì)算出12個月的每種氣溶膠各層的月平均每一層氣溶膠柱含量（單位：kg／m2）。在模式初始化階段，將這些月平均每一層氣溶膠柱含量時間插值到每月的中旬（即每月的15日左右）。之后，在每一積分時步上，根據(jù)這些月份的資料進(jìn)行時間同步的線性插值。輻射方案來自Colins等［31］。

1.3 資料對比

為了驗(yàn)證氣溶膠數(shù)據(jù)，模式模擬的氣溶膠光學(xué)厚度資料與MODIS反演資料進(jìn)行對比表明（圖略），夏季在全球分布上，模式的模擬結(jié)果與衛(wèi)星資料對應(yīng)很好：非洲中部、阿拉伯半島、印度半島和中國大部分地區(qū)模擬結(jié)果與衛(wèi)星數(shù)據(jù)資料都很好地吻合；但在非洲的中部偏南、加勒比美洲和歐洲地區(qū)模式模擬結(jié)果偏低。冬季氣溶膠的全球分布情況比較一致，但模式模擬結(jié)果相對衛(wèi)星資料值偏低較多?？傊Ｊ娇梢院芎玫卦佻F(xiàn)全球氣溶膠主要分布特征，但與衛(wèi)星資料相比在數(shù)值上偏低。

1.4 試驗(yàn)設(shè)計(jì)

數(shù)值試驗(yàn)為兩組共4個試驗(yàn)，采用 WACCM－3模式初始場和氣溶膠等資料以及英國氣象局哈德萊中心的逐月海冰和海溫資料作為外強(qiáng)迫，耦合陸面過程模式CLM2。從1981年運(yùn)行至2000年，連續(xù)積分20年。分析后10年結(jié)果（1991年1月—2000年12月，下文變量的多年平均值都特指該時段平均值）。A組試驗(yàn)采用 WACCM＿M(jìn)OZART模塊（全互動式化學(xué)選擇），即A組試驗(yàn)包括平流層化學(xué)過程和溫室氣體且溫室氣體是逐月變化的，化學(xué)過程與輻射和動力過程相互耦合。A組試驗(yàn)分為控制試驗(yàn)EXP1和敏感性試驗(yàn)EXP2，EXP1試驗(yàn)包括硫酸鹽、海鹽、沙塵和碳?xì)馊苣z的直接氣候效應(yīng)，EXP2試驗(yàn)則將這幾種氣溶膠全部去除，EXP1與EXP2兩者之差被視為氣溶膠的直接氣候效應(yīng)。B組試驗(yàn)采用WACCM＿GHG模塊（全互動式溫室氣體選擇），即B組試驗(yàn)不包括平流層的化學(xué)過程，只有溫室氣體，不考慮平流層氣溶膠和臭氧。B組試驗(yàn)分為控制試驗(yàn)EXP3和敏感性試驗(yàn)EXP4，EXP3包括硫酸鹽、海鹽、沙塵和碳?xì)馊苣z，EXP4則將這幾種氣溶膠全部去除。A與B兩組試驗(yàn)的其他條件相同。

2 結(jié)果分析

2.1 輻射通量變化

由于平流層化學(xué)過程與輻射和動力過程緊密耦合，使得分析和理解氣溶膠對平流層氣候影響的機(jī)理存在一定難度。為了簡化問題，本文選取不包含化學(xué)過程的B組試驗(yàn)，分析EXP3和EXP4中輻射通量變化，目的是檢驗(yàn)試驗(yàn)結(jié)果。圖1是大氣層頂和地表短波凈輻射通量的變化。由圖1可知，對流層氣溶膠使得大氣層頂和地表短波凈輻射通量主要表現(xiàn)為減少，南半球在1月大氣層頂和地表短波凈輻射通量變化大于其7月的變化；而北半球短波凈輻射通量的變化則相反，7月的變化大于1月的變化，這是由氣溶膠的季節(jié)變化造成的。晴空條件下，地表凈短波輻射通量變化與氣溶膠季節(jié)變化相對應(yīng)。模式這些模擬結(jié)果與以往研究類似［32］，說明模擬結(jié)果合理。

圖1 EXP3與EXP4大氣層頂短波凈輻射通量、地表短波凈輻射通量和晴空地表短波凈輻射通量差值Fig.1 The difference of mean net short－wave radiative flux，surface net short－wave radiative flux，surface net short－wave radiative flux with clear sky between EXP3and EXP4

2.2 對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)

分析A組試驗(yàn)EXP1和EXP2，它們包括了平流層化學(xué)過程的影響。圖2是EXP1和EXP2兩個試驗(yàn)溫度和緯向風(fēng)場的差值，展示了氣溶膠的直接氣候效應(yīng)導(dǎo)致的緯度－高度剖面上溫度和緯向風(fēng)的變化。由圖2可知，不同季節(jié)溫度變化是不同的，且不同緯度和高度溫度變化也不同，表明氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層的影響復(fù)雜。具體來看，1月南半球60°～90°S高緯度地區(qū)在平流層中高層溫度升高，最高升溫達(dá)到4K，而在平流層低層溫度降低，最大降溫達(dá)－5K；北半球60°～90°N高緯度地區(qū)的溫度變化與南半球高緯度地區(qū)基本相反，其溫度變化相對南極較小，升溫最高為2K，平流層高層溫度最低下降了2K；南半球30°～60°S中緯度地區(qū)，溫度降低，其平流層高層降溫達(dá)3K，大于中低層；北半球30°～60°N中緯度地區(qū)，其平流層頂部溫度升高，中低層降溫；30°S～30°N低緯度地區(qū)，1～5hPa和50～100hPa區(qū)域溫度升高，其他區(qū)域溫度降低，溫度變化幅度小于2K，大部分區(qū)域變化小于1K。

圖2 EXP1與EXP2多年平均值的溫度差（陰影）和緯向風(fēng)場之差（等值線，單位：m·s－1）Fig.2 The difference of mean temperature（shaded）and zonal wind（contour，unit：m·s－1）between EXP1and EXP2

4月南、北半球的溫度變化基本呈對稱分布，中高緯度地區(qū)（45°～90°S，45°～90°N）平流層溫度變化的幅度與1月相比減弱，高層溫度降低，中低層溫度升高；中低緯度地區(qū)（45°S～45°N）平流層頂附近溫度升高，而平流層中低層溫度降低；上述溫度變化均不顯著，最大變化約為2K，大部分區(qū)域變化小于1K。7月南半球中高緯度地區(qū)（30°～90°S）平流層高層溫度升高，最大達(dá)4K，中低層溫度降低2K；從南半球低緯度至北極（30°S～90°N）平流層中低層（7～100hPa）溫度升高小于1K，中上層溫度降低1K。10月南半球溫度變化的形勢類似于7月的變化，但溫度變化的幅度加大。南半球中高緯度地區(qū)（45°～90°S）平流層高層溫度升高，最大達(dá)10K，中低層溫度降低6K；從南半球中緯度地區(qū)至北極（45°S～90°N）平流層中低層2～100hPa溫度升高小于1K，最大達(dá)2K，上層溫度降低1K。

從氣溶膠的直接氣候效應(yīng)導(dǎo)致的緯向風(fēng)變化（圖2）可以看到，1月北半球中緯度（30°～50°N）平流層中上層（0.1～10hPa）西風(fēng)減弱，最大達(dá)7m·s－1，北半球其余區(qū)域西風(fēng)加強(qiáng)，40°N 10hPa高度和80°N 20hPa高度有兩個西風(fēng)加強(qiáng)的中心，最大值超過4m·s－1；除了在30°S～10°N 0.1～0.3hPa高度的區(qū)域東風(fēng)加強(qiáng)，最大可達(dá)6m·s－1，而在40°S～10°N平流層中高層（0.1～10hPa）的其他區(qū)域東風(fēng)減弱，中低層?xùn)|風(fēng)加強(qiáng)，但變化均較??；60°S附近區(qū)域平流層?xùn)|風(fēng)加強(qiáng)；南極地區(qū)平流層?xùn)|風(fēng)減弱，西風(fēng)加強(qiáng)，最大可達(dá)6m·s－1。4月北半球高緯度和極地平流層下層西風(fēng)減弱，中高層?xùn)|風(fēng)加強(qiáng)；在30°～50°N西風(fēng)略有加強(qiáng)；在平流層的東風(fēng)區(qū)，東風(fēng)加強(qiáng)和減弱的區(qū)域相間出現(xiàn)；南半球中緯度地區(qū)40°～60°S西風(fēng)減弱；南半球高緯度地區(qū)平流層中下層西風(fēng)加強(qiáng)，上層減弱。7月北半球風(fēng)場變化很小；赤道地區(qū)平流層高層?xùn)|風(fēng)加強(qiáng)，中下層?xùn)|風(fēng)減弱；南半球中緯度地區(qū)30°～60°S西風(fēng)加強(qiáng)，最大可達(dá)7m·s－1，變化的中心在30°S 3hPa高度；高緯度地區(qū)西風(fēng)急流減弱，也有3m·s－1。10月北半球平流層中上層西風(fēng)略有減弱，下層略有增強(qiáng)；在赤道平流層的東風(fēng)略有減弱；南半球30°S西風(fēng)略有減弱，南極平流層低層西風(fēng)減弱2m·s－1，其余南半球大部分區(qū)域西風(fēng)加強(qiáng)，極值達(dá)到了12m·s－1。

圖3 EXP1與EXP2多年平均值的臭氧體積混合比之差Fig.3 The difference of mean O3volumetric mixture ratio between EXP1and EXP2

平流層的臭氧與輻射和動力過程聯(lián)系密切且相互作用。上述溫度和風(fēng)場的變化必將引起臭氧體積分?jǐn)?shù)的變化。圖3描述了氣溶膠直接氣候效應(yīng)對平流層臭氧的影響，由圖3可以看到，不同季節(jié)臭氧體積分?jǐn)?shù)的變化不同；除了極地地區(qū)外大部分區(qū)域臭氧體積分?jǐn)?shù)的變化不超過0.1×10－6；極地的臭氧變化顯著。1月南極地區(qū)平流層低層（30～100hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)降低，最大達(dá)0.5×10－6，中層（7～30hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)增加，為0.3×10－6，上層臭氧體積分?jǐn)?shù)降低，最大約為0.2×10－6；在北極地區(qū)的平流層低層（70～100hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)增加，從上層到中下層（0.2～70hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)降低，最大減少0.3×10－6。4月南極平流層低層（15～100hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)降低，最大減少0.3×10－6，中高層（0.2～10hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)增加，最大增加達(dá)0.3×10－6；北極地區(qū)臭氧體積分?jǐn)?shù)降低，最大減少約0.3×10－6，出現(xiàn)在5hPa高度。7月南極平流層大部分區(qū)域臭氧體積分?jǐn)?shù)降低，最大減少出現(xiàn)在3～10hPa高度，最大減少0.3×10－6；北極大部分區(qū)域臭氧體積分?jǐn)?shù)增加，變化不超過0.1×10－6。10月南半球的臭氧體積分?jǐn)?shù)變化顯著，在平流層中低層（4～100hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)顯著降低，最大可達(dá)0.8×10－6，其影響延伸至南半球中高緯度地區(qū)，在0.7～3hPa的高度臭氧體積分?jǐn)?shù)增加，最大增加約0.3×10－6，上層（0.1～0.7hPa）臭氧體積分?jǐn)?shù)降低；北極地區(qū)臭氧體積分?jǐn)?shù)變化較小，不超過0.1×10－6。

觀測和理論均表明，對流層的動力和熱力強(qiáng)迫作用是平流層的主要擾動源，通過行星波的上傳實(shí)現(xiàn)。行星波產(chǎn)生于對流層，向平流層傳播。Dickinson［33］在1968年曾提出行星波從高緯度向平流層傳播，即極地波導(dǎo)理論。行星波從對流層到平流層的垂直傳播對平流層的溫度起著至關(guān)重要的作用［34］，該強(qiáng)度可以用100hPa的經(jīng)向熱通量來衡量［35］。表1列出了 EXP1和 EXP2 40°～80°S及40°～80°N范圍內(nèi)多年平均的經(jīng)向熱通量。由表1可知，南、北半球熱通量的變化不同，不同季節(jié)熱通量的變化也不同；南半球熱通量各季節(jié)均減??；北半球除1月熱通量減小外，其他月份均增加。

表1 EXP1和EXP2在40°～80°S及40°～80°N 100hPa高度上經(jīng)向熱通量（單位：K·m·s－1）Table 1 Meridional horizontal eddy heat flux（unit：K·m·s－1）at 100hPa averaged over 40°—80°S and 40°—80°N

EP通量［36］在行星波和波能量傳播、波流相互作用和平流層爆發(fā)性增溫等方面的研究中具有重要意義。圖4展示了EXP2的EP通量和EXP1與EXP2之差，可以看出，1月北半球高緯度地區(qū)渦動熱通量由對流層頂向平流層傳播，氣溶膠的直接氣候效應(yīng)使得10hPa以上渦動熱通量向上傳播得到明顯加強(qiáng)；100hPa從中緯度向低緯度和極地地區(qū)的傳播分別加強(qiáng)和減弱，10hPa以上從高緯度向中低緯度地區(qū)的傳播得到明顯加強(qiáng)。行星波的上傳加強(qiáng)，但向極的傳播減弱。由表1也可知，在1月北半球100hPa經(jīng)向熱通量向北極的傳播同樣減小。這不利于臭氧由中低緯度向高緯度及極地地區(qū)的輸送，從而造成了北極平流層中低層臭氧體積分?jǐn)?shù)的減小。同樣，使得極地平流層頂附近溫度降低，而30°～60°N的平流層頂溫度升高。南半球經(jīng)向熱通量減小，行星波的上傳受到抑制，渦動熱通量在高緯度地區(qū)由對流層頂向平流層的傳播減弱，在平流層低層由高緯度向低緯度地區(qū)傳播的渦動動量通量減小。極地和高緯度地區(qū)平流層低層臭氧體積分?jǐn)?shù)減少，溫度降低；在高層由于此時盛行東風(fēng)，行星波不能上傳［37］，此時平流層高層由于自極地向上、向中低緯度的熱輸送減弱而使溫度變高。

4月南半球的經(jīng)向熱通量減小，與1月相比，EP通量的變化幅度減?。幌鄳?yīng)的平流層低層溫度降低（圖2）和臭氧體積分?jǐn)?shù)減?。▓D3）的幅度也減弱了。與1月類似，渦動熱通量在高緯度地區(qū)由對流層頂向平流層的傳播減弱（圖4），行星波的上傳受到了抑制，在平流層低層由極地高緯度向低緯度地區(qū)傳播的渦動動量通量減小。北半球的高緯度和北極地區(qū)向極的經(jīng)向熱通量增強(qiáng)，造成這個區(qū)域平流層中層溫度增加，溫度增加進(jìn)一步影響化學(xué)過程，使得臭氧損耗增加體積分?jǐn)?shù)降低。7月氣溶膠的直接氣候效應(yīng)引起的平流層變化在南半球最顯著，北半球變化很小。南半球的冬季中高緯度地區(qū)盛行西風(fēng)，氣溶膠的直接氣候效應(yīng)使得經(jīng)向熱通量減小，行星波的上傳受到抑制，在平流層低層臭氧體積分?jǐn)?shù)減少。10月經(jīng)向熱通量減小，行星波上傳減弱，渦動動量通量以及渦動熱輸送的傳播與7月類似。

圖4 EXP2EP通量多年平均值及EXP1與EXP2EP通量多年平均值之差Fig.4 The mean EP flux from EXP2and its difference between EXP1and EXP2

3 平流層化學(xué)過程的作用

平流層的化學(xué)、動力和輻射過程是緊密耦合在一起的，為了深入理解對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層氣候影響的機(jī)理，分析B組試驗(yàn)EXP3和EXP4，它們均不包括平流層化學(xué)過程，EXP3包括對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)，EXP4不包括氣溶膠的直接氣候效應(yīng)。圖5是EXP3和EXP4的溫度差和緯向風(fēng)場的變化，可以看到，在高緯度和極地地區(qū)平流層溫度和緯向風(fēng)變化較大；1月和4月北半球高緯度和極地變化大，南半球的變化較??；而7月和10月南半球的變化大。與包括平流層化學(xué)過程的結(jié)果（圖2）相比可知，兩者之間溫度變化和風(fēng)場變化的不同。

圖5 EXP3與EXP4多年平均值的溫度差（陰影）和緯向風(fēng)場之差（等值線，單位：m·s－1）Fig.5 The difference of mean temperature（shaded）and zonal wind（contour，unit：m·s－1）between EXP3and EXP4

圖6展示了兩組試驗(yàn)的差異（包括平流層化學(xué)過程的EXP1與EXP2差減去不包括平流層化學(xué)過程的EXP3與EXP4的差），它反映了平流層化學(xué)過程在對流層氣溶膠直接氣候效應(yīng)中的作用。由圖6可知，平流層化學(xué)過程的作用在不同季節(jié)和不同區(qū)域影響不同，對高緯度和極地地區(qū)平流層的影響最大，另外，對平流層上層也有較大的影響。具體來看，1月平流層的化學(xué)過程使得60°～90°S平流層中上層溫度增加，最大變化約為4K，平流層低層降溫，最大降溫可達(dá)6K；60°～90°N平流層上層降溫，最大減少3K，中層增溫，最大增溫約為5K，低層降溫。4月平流層的化學(xué)過程使得60°～90°N平流層中上層溫度增加，最大增溫為5K，低層降溫，最大變化可達(dá)6K。7月平流層的化學(xué)過程使得70°～90°S平流層上層溫度降低，最大降溫約5K，在中下層溫度增加，最大增溫約6K；40°～70°S平流層上層增溫，最大值約6K，中下層降溫，最大約3K。10月平流層的化學(xué)過程使得60°～90°S平流層上層溫度增加，最大增溫約6K，中低層降溫，最大變化約6K。

由圖6還可知，平流層的化學(xué)過程對緯向風(fēng)變化的影響。1月平流層的化學(xué)過程使得50°～90°S平流層的西風(fēng)增強(qiáng)，東風(fēng)減弱，最大的影響為7m·s－1；50°～90°N 平流層0.3～10hPa高度的西風(fēng)減弱，最大減少約4m／s，20°～40°N平流層0.3～20hPa高度的西風(fēng)增強(qiáng)，最大約增加6m·s－1。4月平流層的化學(xué)過程使得50°～90°N平流層上層的西風(fēng)減弱，中低層西風(fēng)增強(qiáng)，最大增強(qiáng)約6m·s－1。7月平流層的化學(xué)過程使得60°～90°S平流層的西風(fēng)減弱，最大影響可達(dá)16m·s－1，30°～60°S平流層增強(qiáng)，最大可達(dá)12m·s－1。10月平流層化學(xué)過程使得70°～90°S平流層中下層的西風(fēng)減弱，40°～90°S平流層其他區(qū)域西風(fēng)增強(qiáng)，最大可達(dá)12m·s－1。總之，通過上述對比可以看出，平流層化學(xué)過程在對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)中起重要作用。

圖6 EXP1與EXP2溫度差和緯向風(fēng)場之差與EXP3與EXP4溫度差（陰影）和緯向風(fēng)場之差的差異（等值線，單位：m·s－1）Fig.6 The difference of mean temperature（shaded）and zonal wind（contour，unit：m·s－1）between experiment group A and B

圖7是對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)引起的短波輻射加熱率和長波輻射加熱率。由圖7可知，短波加熱率的變化主要發(fā)生在對流層中下層，這與對流層氣溶膠的分布有關(guān)。也說明對流層氣溶膠主要影響對流層的短波輻射平衡。1月和7月平流層短波輻射加熱率的變化很小，可以忽略。同時，長波輻射加熱率在平流層有明顯變化，1月北半球平流層有2個加熱率增加的中心和1個加熱率減少的中心，與溫度變化相對照（圖5）可以發(fā)現(xiàn)，溫度增加的區(qū)域?qū)?yīng)著長波加熱率減少的區(qū)域，而溫度降低的區(qū)域?qū)?yīng)著長波加熱率增加的區(qū)域，7月在南半球也發(fā)生相同的現(xiàn)象。這說明平流層溫度的變化既不是由于短波輻射變化引起，也不是由長波輻射變化決定的，這些溫度變化是由動力過程引起的。長波輻射加熱率的變化是對溫度變化的響應(yīng)，并減緩這種變化。

圖7 EXP3與EXP4的短波凈輻射加熱率的變化（等值線）和長波凈輻射加熱率的變化（填色）（單位：10－2K·d－1）Fig.7 The difference of mean net short－wave radiative heating rate（contour）and net long－wave radiative heating rate（shaded）between EXP3and EXP4（unit：10－2K·d－1）

4 小 結(jié)

通過對模擬結(jié)果的分析，可以得出以下結(jié)論：

1）對流層氣溶膠對平流層氣候有明顯影響，其影響主要位于高緯度和極地地區(qū)，南半球的變化比北半球的變化大，溫度變化最大達(dá)10K，緯向風(fēng)變化最大可達(dá)12m／s，臭氧體積分?jǐn)?shù)最多減少0.8×10－6，行星波的傳播發(fā)生變化。

2）平流層化學(xué)過程在氣溶膠直接氣候效應(yīng)對平流層氣候的影響中起重要作用。

3）對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層氣候影響的機(jī)制可能是對流層氣溶膠改變對流層的輻射平衡，影響對流層的溫度和大氣環(huán)流，進(jìn)而影響行星波的上傳，使得平流層氣候發(fā)生變化。

4）對流層氣溶膠對平流層輻射的影響不是其直接氣候效應(yīng)對平流層影響的主要原因。

氣溶膠對氣候影響的不確定性最大，氣溶膠的氣候效應(yīng)包括直接效應(yīng)和間接效應(yīng)，平流層的化學(xué)、輻射和動力過程是緊密耦合在一起的，平流層與對流層之間也存在復(fù)雜的相互作用，因此，對流層氣溶膠對平流層氣候影響是一個非常復(fù)雜的問題。本文只是通過對比試驗(yàn)來探討其可能的氣候效應(yīng)，得到一些初步的結(jié)論。對于對流層氣溶膠的氣候效應(yīng)對平流層氣候的影響和機(jī)理將在以后的工作中繼續(xù)開展研究。

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Direct Effects of Tropospheric Aerosols on Stratospheric Climate

Song Liuming1）2）Liu Yu2）Zhu Bin1）Li Weiliang2）

1）（Department of Atmospheric Physics，Nanjing University of Information Science ＆Technology，Nanjing210044）
2）（Chinese Academy of Meteorological Sciences，Beijing100081）

The comparison between satellite data and WACCM－3model simulated results shows that simulated results are well consistent with satellite data in central Africa，the Arabian Peninsula，Indian subcontinent，and most parts of China，but in south central Africa，Caribbean and Europe，the model results are lower.In short，model results can well reproduce the global distribution of aerosols，but numerical difference exists in some areas.

Simulation indicates that changes of stratospheric temperature are neither caused by changes of stratospheric short－wave radiation nor decided by the changes of long－wave radiation.The changes of stratospheric temperature are not caused by the tropospheric aerosol effect but the results of dynamic process，and the changes of longwave radiative heating rate are in response to temperature changes and mitigate the change.The process of stratospheric chemical，dynamic and radiation process are tightly coupled together.By comparison，the experiment group A including stratospheric chemical process and experiment group B not including stratospheric chemical process，it shows that the changes of temperature and wind are different in the tropospheric aerosols direct effect on stratosphere.The stratospheric chemical process is of vital importance on the tropospheric aerosols effects on stratospheric climate.Stratospheric chemical process has different effects in different seasons and in different regions，polar and high－altitude regions are considered to be mostly affected，in addition，stratospheric chemical process also has great influence on the upper stratosphere.The temperature variation can reach 6Kat the most，and zonal wind variation can also reach 12m／s.The tropospheric aerosols influence the tropospheric radiative balance，tropospheric temperature，atmospheric circulation and EP flux，and changes in EP flux indicate the planetary wave propagation changes.

Planetary wave propagation changes make the stratospheric climate change：Stratospheric temperature，and wind field change，stratospheric ozone and radiation and dynamic processes are closely linked and influenced by each other，the temperature and wind changes will influence the concentration of ozone.Polar and high－latitude regions are considered to be mostly affected，and the impact on southern high latitudes is greater than that on northern high latitudes.The temperature variation can reach 10Kat the most，zonal wind variation can also reach 12m／s and ozone mixing ratio can decline for 0.8×10－6at the most at 20 hPa in the lower Antarctic stratosphere，while in most other areas the temperature change does not exceed 1K.

aerosol；direct climate effect；planetary wave；stratosphere

宋劉明，劉煜，朱彬，等.對流層氣溶膠的直接氣候效應(yīng)對平流層的影響.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，2014，25（1）：83－94.

2013－04－15收到，2013－10－29收到再改稿。

國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目（2010CB428605，2011CB403406），國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（40875078）

＊通信作者，email：liuyu＠cams.cma.gov.cn