沙塵氣溶膠直接氣候效應對東亞冬季風影響的模擬研究

宿興濤 王 宏 許麗人 張志標

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沙塵氣溶膠直接氣候效應對東亞冬季風影響的模擬研究

宿興濤1王 宏2許麗人1張志標1

1北京應用氣象研究所，北京100029,2中國氣象科學研究院大氣成分研究所/中國氣象局大氣化學重點實驗室，北京100081

利用東亞沙塵復折射指數數據和較新的植被分布對區域氣候—沙塵耦合模式（RegCM4-Dust）的沙塵光學特性和沙源區域進行了更新。在此基礎上，研究了沙塵氣溶膠直接輻射效應對東亞冬季風的影響。模擬結果表明，引入沙塵效應后，東亞大陸絕大部分季風區對流層低層冬季風環流增強。同時，對流層中、上層中低緯度緯向風增強而中高緯度緯向風減弱，導致中高—中低緯度之間緯向風經向切變加強，從而有利于中高緯度冷空氣向南侵入，這是低層冬季風環流增強在中上層的反映。另外，沙塵氣溶膠導致東亞絕大部分季風區降水明顯減少，東北地區西南部、華北大部、黃土高原、黃淮以及長江中下游流域減少達10%以上，這是降水對冬季風增強的響應。沙塵氣溶膠引起冬季東亞次大陸—西北太平洋之間溫度梯度增大，進而導致海陸間濕靜力能梯度增大，是導致東亞大陸冬季風增強的主要原因。

沙塵氣溶膠 東亞冬季風 輻射強迫 溫度 降水 濕靜力能

1 引言

東亞沙塵源區主要分布在蒙古國和我國西北及華北地區北部。Zhang et al.（1997）的研究表明，東亞沙源每年約釋放800 Tg（×1012g）沙塵進入大氣中，其中50%傳輸至北太平洋或更遠的地方，因此東亞沙塵氣溶膠對區域乃至全球的氣候、環境等都會產生重要的影響。另外，東亞地區也是全球最顯著的季風區。沙塵氣溶膠產生后在向下游的傳輸過程中，其空間分布受到季風的顯著影響，反過來沙塵氣溶膠也可能會通過其輻射效應對季風產生影響。黃榮輝等（2003）指出，影響東亞季風的原因復雜，不但被印度季風所影響，還和西太平洋副高、中緯度擾動、西太平洋暖池、赤道太平洋ENSO循環和青藏高原、極冰、歐亞大陸的雪蓋和陸面過程等因素有關。不僅如此，近年來的研究表明，沙塵氣溶膠也可能是季風的影響因子之一。

目前，沙塵氣溶膠—季風相互作用研究已經引起國際上的廣泛關注，2008年開展的國際氣溶膠—季風聯合試驗（JAMEX）也將其列入重要組成部分（Lau et al.，2008）。Ramanathan et al.（2005）研究發現，大氣黃云（主要包括沙塵和黑碳）引起的地表降溫使蒸發減少并減小印度洋南北SST梯度，進而導致印度夏季風環流減弱。而Lau and Kim（2006）、Lau et al.（2006）則認為，來自于塔爾沙漠和中東沙漠的沙塵氣溶膠堆積在喜馬拉雅山南麓并擴散至印度—孟加拉平原，在夏季該沙塵層扮演一個額外的“抬高的熱泵”（EHP）。EHP效應可以激發6、7月份印度北部季風（降水）增強（增加）。在西非季風區，Konare et al.（2008）研究表明，沙塵氣溶膠短波輻射強迫能導致撒哈拉地區濕靜力能經向梯度減小，從而導致西非“季風能泵”減弱；進一步考慮長波效應后，Solmon et al.（2008）則發現，沙塵氣溶膠引起的地表降溫不僅通過減弱對流層低層西非夏季風強度導致降水減少，同時沙塵絕熱增溫也可通過在對流層上層產生“熱泵效應”而導致降水增加。在北美西南部季風區的研究得到了與此相似的結論（Zhao et al.，2012）。采用全球模式的研究結果同樣不盡相同，Miller et al.（2004）認為沙塵能導致沙漠地區降水增加，而Yoshioka et al.（2007）的研究卻表明北非沙塵導致撒哈拉地區干季降水的減少。

上述研究均認為，沙塵氣溶膠對季風（降水）有著顯著影響，但一個明顯的事實是，沙塵氣溶膠氣候反饋對季風（降水）的影響還沒有明確的認識，原因既可能與地域有關，還可能在于沙塵氣溶膠—季風相互作用的復雜性。氣溶膠對季風（降水）的影響不僅依賴于氣溶膠特性，還與海洋—大氣—陸地系統動力狀態和反饋過程有關（Lau et al.，2009）。目前，沙塵氣溶膠—季風相互作用研究主要集中在印度季風區、西非季風區和北美季風區，而對于東亞地區的研究尚不多見。基于這個科學問題，本文利用一個區域氣候—沙塵耦合模式研究沙塵氣溶膠對東亞冬季風的可能影響，希望能從數值模擬角度得到二者之間的一些關系，并為提高亞洲季風的認識水平提供一定的科學依據。

2 模式介紹與試驗設計

2.1 RegCM4-Dust耦合模式簡介

RegCM4是意大利國際理論物理中心（ICTP）開發的第四代區域氣候模式，于2011年4月發布。作為最成功的區域氣候模式之一，RegCM已經被廣泛用于世界各地長期區域氣候模擬（Giorgi and Mearns，1999）。尤其是，RegCM被耦合入一個在線沙塵模型，該沙塵模型考慮了對長距離輸送和模擬輻射氣候效應意義影響重大的4段粒徑（0.01～1.0 μm、1.0～2.5 μm、2.5～5.0 μm、5.0～20.0 μm）沙塵的地表釋放、傳輸、湍流擴散、干沉降、濕沉降的計算，因此能方便地用于研究沙塵氣溶膠的區域氣候效應。關于該沙塵模型的詳細描述見文獻Zakey et al.（2006）及Zhang et al.（2009）。

RegCM4的輻射內核采用-Eddington近似（Kiehl and Briegleb，1993）進行輻射通量計算，在0.2～5.0 μm范圍劃分為19個波段，其中7個波段在紫外線區（0.2～0.35 μm），2個波段在可見光區（0.35～－0.64 μm、0.64～0.70 μm），其余波段在紅外線區或特殊吸收窗區。根據Mie理論（Zakey et al.，2006）計算每段粒徑沙塵在各波段的質量消光系數、單次散射反照率、非對稱因子，進而計算沙塵氣溶膠的輻射強迫，并通過引入沙塵比輻射率（吸收率）來考慮沙塵氣溶膠長波效應。

2.2 對模式的改進

沙塵氣溶膠光學特性對其氣候效應的模擬影響很大。目前，模式中默認的沙塵光學特性是根據OPAC數據庫（Hess et al.，1998）的復折射指數計算得到，Wang et al.（2004）研究表明，東亞沙塵氣溶膠復折射指數與OPAC（Optical Properties of Aerosols and Clouds）模型存在明顯的差異。圖1給出了中日“風送沙塵的形成、輸送機制及其對氣候與環境影響的研究（Studies on the Origin and Transport of Aeolian Dust and Its Effects on Climate，簡稱ADEC）”合作項目獲取的東亞沙塵復折射指數與OPAC模型在0.2～5.0 μm波段的對比。由圖1可見，在0.2～3.0 μm波段，ADEC復折射指數實部和虛部均較OPAC模型偏小。為了使模式適合東亞沙塵氣溶膠氣候效應的研究，利用ADEC復折射指數重新計算了沙塵光學特性（包括質量消光系數、單次散射反照率、非對稱因子）代替模式默認值。表1列出了更新前后0.35～0.64 μm波段（下文計算光學厚度即在該波段）的光學特性對比。

圖1 OPAC（氣溶膠和云的光學特性）和ADEC（風送沙塵的形成、輸送機制及其對氣候與環境影響的研究）模型在0.2～5.0 μm波段沙塵復折射指數（a）實部和（b）虛部的比較

表1 OPAC與ADEC模型在0.35～0.64 μm波段光學特性比較

另外，實時準確的沙塵源區分布情況對于合理模擬沙塵氣溶膠分布進而研究其區域氣候效應至關重要。目前，模式采用的土地覆蓋數據來自全球陸地覆蓋特征數據庫（GLCC），該數據從1992年4月至1993年3月的1 km分辨率輻射數據（AVHRR）中導出，對東亞沙漠、沙地的描述并不十分準確。因此，采用21世紀初中國沙漠化分布圖（Gong et al.，2003）和中國植被圖（中國科學院地理科學與資源研究所，2007）對中國區域沙漠與半沙漠土地類型分布進行更新，見圖2。由圖2可見，GLCC數據低估了華北北部（如渾善達克沙地）、科爾沁沙地以及呼倫貝爾沙地等地區的沙源分布，而高估了青藏高原西北部半沙漠類型，最新的植被圖顯示該地區大部分為高原草甸。

圖2 土地類型數據（a）更新前、（b）更新后矮草、半沙漠與沙漠分布

2.3 試驗設計

模擬區域中心位于（37.5°N，112°E），格點水平分辨率為60 km，東西向148個格點，南北向96個格點，覆蓋范圍包括整個東亞大陸及西北太平洋地區。模式垂直方向分18層，模式頂氣壓為50 hPa，時間積分步長200 s，緩沖區為12圈。模擬采用的物理方案分別為：BATSle陸面方案（Dickinson et al.，1993）、混合積云對流方案[陸地上采用Grell方案（Grell，1993）、海洋上采用Emanuel方案（Emanuel，1991）]、Hostslag邊界層方案（Holtslag，1990）、顯式水汽方案（Sundqvist et al.，1989）、Zeng海洋通量方案（Zeng et al.，1998），驅動場采用2.5°×2.5°NCEP再分析資料，海溫資料為NCEP Reynolds周平均海溫。

設計了兩組試驗，試驗1為控制試驗（NODUST），不考慮沙塵作用，試驗2為敏感性試驗（DUST），考慮沙塵及其氣候反饋效應。沙塵效應通過計算DUST與NODUST試驗差值得到。每組試驗均進行連續21年的數值模擬，積分時段為1989年3月1日到2010年2月28日，其中第一年（1989年3月至1990年2月）作為模式的適應調整時間不作分析。雖然從研究對象來看，研究時段僅為每年冬季風期間，但連續20年的模擬包含了沙塵氣溶膠的累積氣候效應，顯然更符合實際情形。東亞冬季風起止時間通常是11月到次年3月，本文僅考慮冬季風最盛行階段，即12月到次年2月，共20個冬季風時段。

3 模擬結果分析

3.1 沙塵氣溶膠空間分布

光學厚度作為直接輸入模式參與輻射強迫計算的物理量，很大程度上決定了輻射強迫的大小。圖3a為近20年冬季東亞—西北太平洋地區0.35～0.64 μm波段（中心約0.5 μm）沙塵氣溶膠光學厚度（Optical Depth of Dust Aerosols，簡稱DAOD）分布。由圖3a可見，東亞地區主要存在三個DAOD高值區，分別位于南疆的塔克拉瑪干沙漠、北疆的古爾班通古特沙漠以及內蒙古西部的巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠及下游鄂爾多斯高原和黃土高原。塔克拉瑪干沙漠DAOD最大，可達0.7以上；古爾班通古特沙漠DAOD最大也達0.6以上，但該區域范圍較??；而巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠及下游鄂爾多斯、黃土高原由于地處高原，受冬季風的影響，擴散條件好，沙塵產生后很容易向下游地區傳輸，因此雖然該地區DAOD低于前兩個高值區，但其影響范圍最大，南至長江流域、東至黃海、渤海海域DAOD也在0.2以上。

圖3 沙塵氣溶膠在0.35～0.64 μm波段的（a）光學厚度和（c）總體單次散射反照率模擬值以及（b）MISR（多角度成像光譜儀）反演氣溶膠光學厚度

另一個影響輻射強迫計算的重要因子是沙塵氣溶膠總體單次散射反照率（Bulk Single Scattering Albedo，簡稱BSSA）。BSSA由所有粒徑沙塵氣溶膠單次散射反照率綜合計算得到，圖3c為沙塵氣溶膠在0.35～0.64 μm波段BSSA分布。由圖可見，塔克拉瑪干沙漠及周邊地區、渾善達克與科爾沁沙地的BSSA為0.92～0.93，其它沙源區BSSA一般為0.93～0.94。SKYNET網絡（http://atmos.cr.chiba-u. ac.jp/ [2014-03-25]）敦煌站與蘭州大學SACOL站（Bi et al.，2011）對冬季氣溶膠單次散射反照率的觀測結果與模擬值吻合較好，反映了利用ADEC復折射指數對模式光學特性改進的合理性。另外，高BSSA值也反映出東亞沙塵粒子的強散射性和弱吸收性。

3.2 沙塵氣溶膠輻射強迫及對溫度、海平面氣壓的影響

圖4a、b分別為沙塵氣溶膠產生的大氣頂強迫（TOARF）和地面輻射強迫（SURRF）。由圖可見，除部分地區外，東亞地區沙塵氣溶膠TOARF幾乎均為負，表明沙塵氣溶膠總體上對東亞地區地氣系統具有致冷效應。TOARF分布與DAOD總體對應較好，但也存在差異。例如，由鄂爾多斯高原和黃土高原向南至長江流域、向東至我國沿海等地區，DAOD明顯低于塔克拉瑪干、古爾班通古特及巴丹吉林等沙漠地區，但由于地表反照率較低，沙塵層的存在顯著提高了這些地區的行星反照率，從而對太陽輻射的反射加強，因此該地區TOARF較強，東亞最強中心即出現在該地區，在－6 W m?2以下。青藏高原周邊的喜馬拉雅山脈、昆侖山脈及帕米爾高原等地區，由于冰川、積雪的原因，地表反照率非常高，地表與沙塵層之間的多次反射和散射有利于沙塵對短波輻射的吸收，該地區TOARF出現正值。與TOARF相比，SURRF相對簡單，因為不論是沙塵氣溶膠的散射和吸收作用還是地表反照率和云等因素的影響，結果均導致到達地表的太陽輻射減少，因而SURRF幾乎總為負值，最強中心出現在黃土高原南部，在－12 W m?2以下。

圖4 沙塵氣溶膠（a）大氣頂與（b）地面輻射強迫（單位：W m?2）

地面輻射通量的減少導致幾乎所有陸地表面溫度降低（圖5a），除西北沙源區外，100°E以東的東亞大陸降溫顯著，除我國東北及內蒙古東部地區外，降幅均在0.3°C以上，尤其35°N以南地區降幅均在0.5°C以上，華南沿海降溫可達0.7°C以上。海表溫度變化不顯著，甚至出現升溫，主要與水體熱容量較大有關。溫度變化必然對海平面氣壓產生影響（圖5b）。由于陸地上降溫比較明顯，南亞地區北部、青藏高原以東大陸以及塔克拉瑪干沙漠海平面氣壓升幅明顯，可達0.3 hPa以上，海洋上海平面氣壓有所降低，但降幅很小。另外，從變化幅度來看，我國東南沿海大部分地區溫度降幅、海平面氣壓變化以及中南半島北部和印度北部地區氣壓變化均達到0.05顯著性水平

圖5 沙塵氣溶膠對（a）地面溫度（單位：°C）和（b）海平面氣壓（單位：hPa）的影響。綠點覆蓋區域顯著性水平達到0.05，黑色陰影區地形高度大于1500 m

Wang et al.（2004）利用輻射傳輸模式計算得到東亞—北太平洋地區TOARF和SURRF區域平均值分別為－0.943 W m?2、－5.445 W m?2。趙偉等（2008）利用考慮了沙塵效應的RIEMS模式模擬得到，西北地區SURRF在－12 W m?2以下，而華北地區在－5 W m?2以下；負的SURRF導致西北廣大地區地面氣溫降幅在0.6°C以上，中國東部大部分地區降溫在－0.3～－0.6°C之間。Zhang et al.（2009）利用RegCM3模式研究表明，東亞地區沙塵氣溶膠TOARF與SURRF幾乎均為負值，且中國東部大部分地區TOARF介于－1～－5 W m?2之間，北方沙塵源區附近SURRF介于－5～－15 W m?2之間，地面氣溫降幅在0.1～1.0°C之間。Kim et al.（2005）和Ge et al.（2010）采用地基觀測氣溶膠特性并配合輻射傳輸模式對東亞地區局地輻射強迫的研究也得到了與本文相近的結果。盡管研究方法各異，但以上結論一定程度上證實了本文RegCM4-Dust模式模擬結果的合理性。

可見，沙塵氣溶膠輻射強迫引起東亞區域海陸之間溫度出現不同的響應情況，東亞次大陸出現較為明顯的降溫而海洋上溫度變化不明顯，甚至出現升溫。對于東亞季風，一般認為海陸熱力差異是其形成的根本原因，尤其100°E以東大陸與西太平洋的海陸熱力差異。冬季，陸地溫度低于海表溫度。因此，這種變化在冬季將導致東亞次大陸—西太平洋之間的熱力差異增大，從而可能導致東亞冬季風增強。海平面氣壓的上述變化也表明，至少在對流層低層，風場必然會發生相應的變化。

3.3 沙塵氣溶膠對對流層低層季風環流的影響

季風環流是東亞地區低層流場的一個重要特征。圖6分別給出了1000 hPa平均季風環流及差值環流。由圖6可見，在近地面，蒙古國中東部、我國西北地區東部、東北、華北、華中、江淮地區以及朝鮮半島、日本等地盛行西北風，而我國江南、華南地區以及南海、中南半島、孟加拉灣等地都為東北風所控制。考慮沙塵效應后，1000 hPa等壓面上，以日本南部為中心，微弱的海平面負變壓（圖5b）伴隨著一支不太明顯的氣旋性差值環流。該差值環流西部與東亞次大陸較強的正變壓區東部共同產生的西北差值氣流與季風環流方向一致，導致我國華北、黃淮、江淮地區以及日本南部地區季風環流增強，尤其華北南部、黃土高原東部和黃淮地區更為顯著，風速可增強0.3 m s?1以上。另外，我國江南、華南地區、中南半島的偏北差值以及孟加拉灣的偏北、偏西差值氣流同樣導致這些地區季風環流增強。除此以外，僅我國東北東南部、朝鮮半島南部以及日本北部等小部分地區差值環流與季風環流方向相反，這些地區季風環流表現為減弱，但幅度很小，風速減小一般在0.05～0.1 m s?1，僅日本北部偏東地區風速能減小0.2 m s?1。從顯著性來看，我國華北、華東、華南、中南半島以及印度沿海地區季風環流變化明顯，達到0.05顯著性水平。

圖6 （a）對流層低層平均環流與（b）沙塵效應引起的差值環流（單位：m s?1），綠點覆蓋區域顯著性水平達到0.05，灰色區域地形高度大于1500 m

3.4 沙塵氣溶膠對對流層中、上層環流的影響

根據中國氣象預報工作經驗，直接影響冬季風向南爆發的環流系統是對流層中層的系統（朱艷峰，2008）。圖7a、b為500 hPa平均環流和沙塵效應引起的差值環流。由圖可見，東亞地區500 hPa環流主要為西風氣流，青藏高原南北兩支西風在我國東部匯合為一支較強的西風氣流，即副熱帶急流，急流中心位于日本東南洋面上空，風速可達35 m s?1以上。500 hPa差值環流場在東亞大陸主要表現為一支范圍寬廣的氣旋性差值環流，該支環流大致以30°N為界，30°N以南的偏西氣流導致環流增強，我國西南、華南地區上空風速最大可增強0.3～0.4 m s?1，而30°N以北的偏東氣流導致環流減弱，華北北部、東北南部地區上空風速可減弱0.2 m s?1以上。

圖7 對流層（a、b）中層（500 hPa）、（c、d）上層（200 hPa）平均環流（左列）與沙塵效應引起的差值環流（右列；單位：m s?1）

朱艷峰（2008）研究表明，在對流層中層，亞洲大陸中高緯度地區強（弱）緯向風不（有）利于對流層冷空氣向南侵襲，而中低緯度地區強（弱）緯向風有（不）利于冷空氣南下到低緯度地區。由此可見，500 hPa環流場的上述變化導致中低緯度緯向西風增強而中高緯度緯向西風減弱，進而引起中高－中低緯度之間緯向風經向切變加強，從而有利于中高緯度冷空氣向南侵入（冬季風增強）?？刀霹N和王會軍（2005）對中國北方沙塵活動與氣候形勢的也研究表明，與沙塵活動稀少年代相比，沙塵頻繁年代中高緯度500 hPa西風偏弱，極鋒位置偏南，東亞大槽偏強（與500 hPa環流場的上述變化相似），對應冬季風強度偏強。

圖7c、d分別為200 hPa平均環流場和差值環流場。由圖可見，200 hPa平均環流表現為貫穿東西的西風急流，急流中心較500 hPa偏西偏窄，風速可達70 m s?1以上。200 hPa的差值環流場，在東亞大陸和東部洋面上空分別出現一支范圍較大的氣旋性差值環流和反氣旋性差值環流。這兩支差值環流在25°～30°N附近，形成一個西南—東北走向的風速增強帶，洋面上風速增加達0.3 m s?1以上，與急流區位置基本一致，從而導致急流增強。另外，在臺灣、菲律賓以東洋面以及我國西北、蒙古國上空偏東風差值氣流導致西風減弱，相比較而言，后者無論減弱幅度還是范圍均比前者大。Jhun and Lee（2004）研究表明，對流層上層25°～30°N附近緯向風增強、中高緯度緯向風減弱同樣導致緯向風經向切變增強，同樣有利于冷空氣向南爆發（冬季風增強）。由于冷空氣向南爆發至東南沿海時已大為減弱，因此臺灣、菲律賓以東洋面緯向風減弱對其影響很小。由于沙塵直接效應主要是通過減少地面太陽輻射對氣候產生影響，其影響在對流層低層比較明顯，在對流層中高層相對較弱，在本文模擬試驗樣本數下未通過一定水平的顯著性檢驗。

200 hPa西風急流的增強，有利于高空動量的下傳，進而導致低層氣旋、地面大風等現象頻次與強度的增加，而這些現象均對應著強冬季風年。毛睿等（2007）的研究表明，冬季西風急流強度偏強會通過影響輻合輻散引起海陸氣壓差加大和東亞大槽偏強，從而導致冬季風偏強。范可和王會軍（2006）的分析也表明，沙塵天氣多發年一般伴隨著東亞地區200 hPa西風急流的增強。

3.5 干、濕年份降水差異分布型觀測與數值模擬的比較

考慮沙塵效應后，東亞次大陸絕大部分地區的降水有明顯減少（圖8a），東北地區西南部、華北大部、黃土高原、黃淮以及長江中下游流域降水減少達10%以上。根據上文分析可知，沙塵效應導致這些地區對流層低層季風環流明顯增強，尤其季風環流增強最顯著的華北地區東南部與黃土高原東部，降水減少達20%以上，顯著性水平達到0.05。結合流場和濕度場的垂直變化（圖9）可見，在降水減少最顯著的25°～45°N區域，沙塵氣溶膠導致對流層中下層水汽混合比明顯減小，并伴隨產生下沉運動。另外，對流層低層差值環流為明顯的北風氣流，與季風環流一致，進一步表明對流層低層季風環流得到增強。冬季，沙塵氣溶膠導致地面降溫，有利于大氣穩定度提高和地表蒸發的減少，而濕度減小又抑制了云的形成，同時伴隨下沉氣流的產生，因而導致降水減少。華南沿海降水增多的原因可能在于，考慮沙塵效應后，該地區在對流層低層出現上升運動，抵消了濕度減小的作用。

圖8 東亞季風區考慮沙塵氣溶膠輻射效應后的（a）降水變化與（b）利用CRU資料得到的干、濕年份降水差異對比，綠點覆蓋區域顯著性水平達到0.05

圖9 110°～120°E流場和水汽混合比（單位：g kg?1）變化剖面

強冬季風年，東亞地區降水一般表現為偏少。利用英國氣候研究組（Climatic Research Unit，簡稱CRU）52個冬季（1950～2001年）降水資料在東亞東部季風區進行平均，低（高）于平均值的年 份為干（濕）年，認為這些年份冬季風偏強（弱）。干、濕年份降水差異見圖8b。由圖可見，與圖8a相似，冬季風偏強導致東亞次大陸、中南半島降水顯著減少，華北地區東南部與黃土高原東部同樣 出現降幅最大中心。華南沿海降水減少也非常顯著，與圖8a差別較大，但該區范圍較小。總體來看，圖8a、b吻合較好，間接證實了沙塵氣溶膠導致東亞大陸季風環流增強的事實。值得注意的是，沙塵氣溶膠對冬季降水的抑制程度明顯小于干、濕年份之間差異，這反映了沙塵效應只是冬季風環流系統的影響因素之一，如引言中所述，還有其他因素起作用。

3.6 沙塵氣溶膠影響季風環流的原因

綜合上文分析，沙塵輻射效應主要導致東亞大陸對流層低層冬季風環流增強，而500 hPa、200 hPa等壓面流場發生的變化也是低層季風增強在對流層中上層的反映。一般認為亞洲季風的形成主要歸因于亞歐大陸和太平洋—印度洋之間海陸熱力差異及青藏高原大地形的影響。從根本上而言，大氣環流的異常是由能量的重新分配造成的。Eltahir（1998）的理論研究與觀測試驗均表明，大尺度大氣環流對邊界層濕靜力能（Moist Static Energy，簡稱MSE）的分布十分敏感，大氣環流的異常一般表現為邊界層MSE的異常。許多研究（Emanuel，1995；Parker et al.，2005；Steiner et al.，2009）均表明，MSE變化能驅動季風環流發生變化。根據MSE的定義（MSE=cT+gz+Lq，右邊三項分別代表顯熱能、重力位能及潛熱能）可知，MSE中顯熱能即包含了熱力差異的影響。圖10a、b分別為沙塵效應引起的地面與垂直方向濕靜力能的變化，可見圖10a與圖5a非常相似，這主要是因為冬季降水較少，MSE中潛熱能不顯著所致。季風區1000 hPa環流場與地面溫度變化場相關系數為0.53，達到0.05顯著性水平，而環流場與MSE變化場相關系數則為0.6，達到0.01顯著性水平，可見MSE對環流異常的影響更大。垂直變化（圖10b）也表明東亞大陸MSE減小，而海洋上MSE減小不顯著甚至增加。冬季，東亞大陸對流層中低層MSE較同緯度海洋低，從而海陸間MSE差異增大?？梢?，沙塵氣溶膠引起東亞次大陸—西北太平洋之間溫度梯度增大，進而導致海陸間MSE梯度增大，是導致東亞大陸冬季風增強的主要原因。

圖10 沙塵效應引起的濕靜力能變化（單位：kJ kg?1）：（a）地面；（b）20°～50°N緯帶垂直剖面

4 結論與討論

本文利用最新的區域氣候—沙塵耦合模式RegCM4-Dust研究了近20年（1990～2009年）沙塵氣溶膠對東亞冬季風的影響。為了使該模式更適合東亞地區沙塵氣溶膠的研究，首先利用中日ADEC合作項目獲取的代表東亞沙塵模型的復折射指數數據對沙塵初始光學特性進行了更新，并采用較新的植被分布對輸入模式的沙源區域進行了更新。在此基礎上，設計了兩組試驗，不同在于是否包含沙塵效應。數值模擬結果表明：

（1）引入沙塵效應后，除我國東北東南部、朝鮮半島南部以及日本北部等小部分地區外，東亞絕大部分季風區對流層低層冬季風環流增強，華北南部、黃土高原東部和黃淮地區風速可增大0.3 m s?1以上。另外，東亞地區對流層中、高層中低緯度緯向風增強而中高緯度緯向風減弱，導致中高—中低緯度之間緯向風經向切變加強，有利于中高緯度冷空氣向南侵入，這是冬季風增強在對流層中上層的反映。

（2）引入沙塵效應后，東亞次大陸絕大部分地區的降水明顯減少，東北地區西南部、華北大部、黃土高原、黃淮以及長江中下游流域降水減少達10%以上，尤其季風環流增強最顯著的華北地區東南部與黃土高原東部，降水減少達20%以上。沙塵效應引起的降水變化與冬季風強、弱年份降水差異觀測分布特征總體相似，同樣是沙塵效應導致冬季風增強的表現。

（3）沙塵氣溶膠引起冬季東亞次大陸—西北太平洋之間溫度梯度增大，進而導致東亞次大陸—西北太平洋之間MSE梯度增大，是導致東亞大陸冬季風增強的主要原因。

近幾十年來，我國北方氣候和環境的干旱化，是我國最為嚴峻的生存環境問題之一。干旱化趨勢較嚴重的地區主要發生在，東北西部，華北和西北東部（Ma and Fu，2003）。這正是東亞季風活動的邊緣區域。沙塵氣溶膠主要產生于我國干旱半干旱地區，而本文結果表明沙塵氣溶膠通過增強冬季風而對東亞冬季降水產生抑制效應。沙塵氣溶膠與干旱化之間有可能存在這樣一種反饋過程：冬季空氣中沙塵含量較多→東亞緯向海陸溫差增大→冬季風增強→亞洲東部降水減少→沙源起沙量增多→冬季風進一步增強→干旱化加劇。但是，這一過程中不同環節的影響因子非常復雜，存在著很大的不確定性，包括季風環流的年際或年代際變化，某些區域性環流的局地影響等，有關問題都需要更多的專門研究加以證實。但本文的模擬結果至少說明，東亞地區沙塵氣溶膠—季風相互作用對于我國北方干旱化甚至東亞地區氣候變化研究均具有重要意義。

（References）

Bi J R, Huang J P, Fu Q, et al. 2011. Toward characterization of the aerosol optical properties over Loess Plateau of northwestern China [J]. Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Transfer, 112 (2): 346–360, doi:10.1016/j.jqsrt.2010.09.006.

Dickinson R E, Henderson-Sellers A, Kennedy P J. 1993. Biosphere– atmosphere transfer scheme (BATS) version 1e as coupled to the NCAR community climate model [R]. National Center for Atmospheric Research Tech Note NCAR.TN-387+STR, NCAR, Boulder, CO.

Eltahir E A B. 1998. A soil moisture–rainfall feedback mechanism: 1. Theory and observations [J]. Water Resour. Res., 34 (4): 765–776, doi:10.1029/97WR03499 .

Emanuel K A. 1991. A scheme for representing cumulus convection in large scale models [J]. J. Atmos. Sci., 48: 2313–2335.

Emanuel K A. 1995. On thermally direct circulations in moist atmosphere [J]. J. Atmos. Sci., 52 (9): 1529–1536, doi:10.1175/1520-0469(1995)052< 1529:OTDCIM>2.0.CO;2.

范可, 王會軍. 2006. 北京沙塵頻次的年際變化及其全球環流背景分析 [J]. 地球物理學報, 49 (4): 1006–1014. Fan Ke, Wang Huijun. 2006. Interannual variability of dust weather frequency in Beijing and its global atmospheric circulation [J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 49 (4): 1006–1014, doi:10.3321/j.issn:0001-5733.2006.04.011.

Ge J M, Su J, Ackerman T P, et al. 2010. Dust aerosol optical properties retrieval and radiative forcing over northwestern China during the 2008 China–U.S. joint field experiment [J]. J. Geophys. Res., 115: D00K12, doi:10.1029/2009JD013263.

Giorgi F, Mearns L O. 1999. Introduction to special section: Regional climate modeling revisited [J]. J. Geophys. Res., 104 (D6): 6335-6352, doi:10.1029/98JD02072.

Gong S L, Zhang X Y, Zhao T L, et al. 2003. Characterization of soil dust aerosol in China and its transport and distribution during 2001 ACE–Asia: 2. Model simulation and validation [J]. J. Geophys. Res., 108 (D9), doi:10.1029/2002JD002633.

Grell G A . 1993. Prognostic evaluation of assumptions used by cumulus parameterizations [J]. Mon. Weather Rev., 121: 764–787.

Hess M, Koepke P, Schult I. 1998. Optical properties of aerosols and clouds: The software package OPAC [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 79 (5): 831–844, doi:10.1175/1520-0477(1998)079<0831:OPOAAC>2.0.CO;2.

Holtslag A, de Bruijn E, Pan H L. 1990. A high resolution air mass transformation model for short-range weather forecasting [J]. Mon. Wea. Rev,, 118: 1561–1575.

黃榮輝, 陳文, 丁一匯, 等. 2003. 關于季風動力學以及季風與ENSO循環相互作用的研究 [J]. 大氣科學, 27 (4): 484–502. Huang Ronghui, Chen Wen, Ding Yihui, et al. 2003. Studies on the monsoon dynamics and the interaction between monsoon and ENSO cycle [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 27 (4): 484–502, doi:10.3878/j.issn. 1006-9895.2003.04.05.

Jhun J G, Lee E J. 2004. A new East Asian winter monsoon index and associated characteristics of the winter monsoon [J]. J. Climate, 17 (4): 711–726, doi:10.1175/1520-0442(2004)017<0711:ANEAWM>2.0.CO;2.

康杜鵑, 王會軍. 2005. 中國北方沙塵暴氣候形勢的年代際變化 [J]. 中國科學 D輯 地球科學, 35 (11): 1096-1102. Kang Dujuan, Wang Huijun. 2005. Decadal climate change situation in northern China sandstorm [J]. Science in China Ser. D Earth Sciences (in Chinese), 35 (11): 1096–1102.

Kiehl J T, Briegleb B P. 1993. The relative roles of sulfate aerosols and greenhouse gases in climate forcing [J]. Science, 260 (5106): 311–314, doi: 10. 1126/science.260.5106.311.

Kim D H, Sohn B J, Nakajima T, et al. 2005. Aerosol radiative forcing over East Asia determined from ground-based solar radiation measurements [J]. J. Geophys. Res., 110 (D10): D10S22, doi:10.1029/2004JD004678.

Konare A, Zakey A S, Solmon F, et al. 2008. A regional climate modeling study of the effect of desert dust on the West African monsoon [J]. J. Geophys. Res., 113 (D12): D12206, doi:10.1029/2007JD009322.

Lau K M, Kim K M. 2006. Observational relationships between aerosol and Asian monsoon rainfall, and circulation [J]. Geophys. Res. Lett., 33 (21): L21810, doi:10.1029/2006GL027546.

Lau K M, Kim M K, Kim K M. 2006. Asian summer monsoon anomalies induced by aerosol direct forcing: The role of the Tibetan Plateau [J]. Climate Dyn., 26 (7–8): 855–864, doi:10.1007/s00382-006-0114-z.

Lau K M, Ramanathan V, Wu G X, et al. 2008. The joint aerosol–monsoon experiment: A new challenge for monsoon climate research [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 89 (3): 369–383, doi:10.1175/BAMS-89-3-369.

Lau K M, Kim K M, Hsu N C, et al. 2009. Possible influences of air pollution, dust-and sandstorms on the Indian monsoon [J]. WMO Bull., 58 (1): 22–30.

Ma Z G, Fu C B. 2003. Interannual characteristics of the surface hydrological variables over the arid and semi-arid areas of northern China [J]. Global and Planetary Change, 37 (3–4): 189–200, doi:10.1016/ S0921-8181(02)00203-5.

毛睿, 龔道溢, 房巧敏. 2007. 冬季東亞中緯度西風急流對我國氣候的影響 [J]. 應用氣象學報, 18 (2): 137–146. Mao Rui, Gong Daoyi, Fang Qiaomin. 2007. Influences of the East Asian jet stream on winter climate in China [J]. J. Appl. Meteor. Sci. (in Chinese), 18 (2): 137–146, doi:10.3969/j.issn.1001-7313.2007.02.002.

Miller R L, Tegen I, Perlwitz J P. 2004. Surface radiative forcing by soil dust aerosols and the hydrologic cycle [J]. J. Geophys. Res., 109 (4): D04203, doi:10.1029/2003JD004085.

Parker D J, Thorncroft C D, Burton R R, et al. 2005. Analysis of the African easterly jet, using aircraft observations from the JET2000 experiment [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 131 (608): 1461–1482, doi:10.1256/qj. 03.189.

Ramanathan V, Chung C, Kim D, et al. 2005. Atmospheric brown clouds: Impact on South Asian climate and hydrological cycle [J]. Proc. Natl. Acad. Sci., 102 (15): 5326–5333, doi:10.1073/pnas.0500656102 .

Solmon F, Mallet M, Elguindi N, et al. 2008. Dust aerosol impact on regional precipitation over western Africa, mechanisms and sensitivity to absorption properties [J]. Geophys. Res. Lett., 35 (24): L24705, doi:10.1029/2008GL035900.

Steiner A L, Pal J S, Rauscher S A, et al. 2009. Land surface coupling in regional climate simulations of the West African monsoon [J]. Climate Dyn., 33 (6): 869–892, doi:10.1007/s00382-009-0543-6.

Su X T, Wang H J, Tao H R, et al. 2013. Simulation on the spatio–temporal distribution and emission flux of dust aerosol over East Asia in 2000-2009 [J]. Sciences in Cold and Arid Regions, 5 (2): 230–239, doi:10.3724/SP.J.1226.2013.00230.

Sundqvist H, Berge E, Kristjansson J E. 1989. The effects of domain choice on summer precipitation simulation and sensitivity in a regional climate model [J]. J. Climate, 11: 2698–2712.

Wang H, Shi G Y, Teruo A, et al. 2004. Radiative forcing due to dust aerosol over East Asia–North Pacific region during spring, 2001 [J]. Chinese Sci. Bull., 49 (20): 2212–2219, doi:10.1007/BF03185790.

Yoshioka M, Mahowald N M, Conley A J, et al. 2007. Impact of desert dust radiative forcing on Sahel precipitation: Relative importance of dust compared to sea surface temperature variations, vegetation changes, and greenhouse gas warning [J]. J. Climate, 20 (8): 1445–1467, doi:10.1175/JCLI4056.1 .

Zakey A S, Solmon F, Giorgi F. 2006. Implementation and testing of a desert dust module in a regional climate model [J]. Atmos. Chem. Phys., 6 (12): 4687–4704, doi:10.5194/acp-6-4687-2006.

Zeng X, Zhao M, Dickinson R E. 1998. Intercomparison of bulk aerodynamic algorithms for the computation of sea surface ?uxes using toga coare and tao data [J]. J. Climate, 11: 2628-2644.

Zhang D F, Zakey A S, Gao X J, et al. 2009. Simulation of dust aerosol and its regional feedbacks over East Asia using a regional climate model [J]. Atmos. Chem. Phys., 9 (4): 1095–1110, doi:10.5194/acp-9-1095-2009.

Zhang X Y, Arimoto R, An Z S. 1997. Dust emission from Chinese desert sources linked to variations in atmospheric circulation [J]. J. Geophys. Res., 102 (D23): 28041–28047, doi:10.1029/97JD02300.

Zhao C, Liu X, Leung L R. 2012. Impact of the desert dust on the summer monsoon system over southwestern North America [J]. Atmos. Chem. Phys., 12 (8): 3717–3731, doi:10.5194/acp-12-3717-2012 .

趙偉, 劉紅年, 吳澗. 2008. 中國春季沙塵氣溶膠的輻射效應及對氣候影響的研究 [J]. 南京大學學報 (自然科學), 44 (6): 598–607. Zhao Wei, Liu Hongnian, Wu Jian. 2008. Radiative and climate effects of dust aerosol in springs over China [J]. Journal of Nanjing University (Natural Sciences) (in Chinese), 44 (6): 598–607, doi:10.3321/j.issn:0469-5097. 2008.06.003.

中國科學院地理科學與資源研究所. 2007. 中國植被圖 [M]. 北京: 中國地圖出版社. Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences. 2007. Vegetation map of China (in Chinese) [M]. Beijing: China Map Press.

朱艷峰. 2008. 一個適用于描述中國大陸冬季氣溫變化的東亞冬季風指數 [J]. 氣象學報, 66 (5): 781–788. Zhu Yanfeng. 2008. An index of East Asian winter monsoon applied to description the Chinese mainland winter temperature changes [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 66 (5): 781–788, doi:10.3321/j.issn:0577-6619.2008.05.011.

A Numerical Simulation Study on the Impacts of Dust Aerosol Direct Climatic Effects on the East Asian Winter Monsoon

SU Xingtao1, WANG Hong2, XU Liren1, and ZHANG Zhibiao1

1,100029,2,,100081

Data of complex refractive index of East Asian dust and the latest vegetation distribution were used to update the default optical properties of dust aerosols and desert area in the regional climate-dust coupling model RegCM4-Dust. Then, the direct effect of dust aerosols on the East Asian winter monsoon (EAWM) was studied. The simulation results showed that the dust effects caused an enhancement of EAWM circulation in the lower troposphere in most of the EAWM area. In addition, the zonal wind was increased over mid-high latitudes and decreased over mid-low latitudes in the middle and upper troposphere. This can strengthen the meridional shear of zonal wind and favor the southward invasion of cold air, resulting in a strengthening EAWM. The dust effects also induced an obvious reduction of winter precipitation, which was in response to a strengthening EAWM, especially in the winter monsoon prevailing areas such as the southwestern part of northeastern China, North China, the Loess Plateau, and the middle and lower reaches of the Yangtze River, where the precipitation can decrease 10% or more. The increase in the temperature gradient between the East Asian subcontinent and the northwestern Pacific, which can enlarge the gradient of moist static energy (MSE), was the main reason for an enhancement of monsoon circulation when the dust effects were accounted for.

Dust aerosol, East Asian winter monsoon, Radiative forcing, Temperature, Precipitation, Moist static energy

10.3878/j.issn.1006-9895.1505.15121.

1006-9895(2016)03-0551-12

P402

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1505.15121

2015-01-25；網絡預出版日期 2015-05-12

宿興濤，男，1984年出生，工程師，博士，主要從事氣溶膠與區域氣候研究。E-mail：suxingtao@sina.com

國家重點基礎研究發展計劃（973計劃）項目2011CB403202，國家自然科學基金項目41405135

Founded by National Program on Key Basic Research Project of China (973 Program) (Grant 2011CB403202), National Natural Science Foundation of China (Grant 41405135)

宿興濤，王宏，許麗人，等. 2016. 沙塵氣溶膠直接氣候效應對東亞冬季風影響的模擬研究 [J]. 大氣科學, 40 (3): 551?562. Su Xingtao, Wang Hong, Xu Liren, et al. 2016. A numerical simulation study on the impacts of dust aerosol direct climatic effects on the East Asian winter monsoon [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (3): 551?562,