華南黑碳氣溶膠濃度與南海夏季風關系的年代際突變

鄭彬 黃燕燕 谷德軍 林愛蘭 李春暉

摘要 利用重建的華南區(qū)域黑碳氣溶膠（Black Carbon，BC）濃度資料，分析其與南海夏季風在年際尺度上的關系。結(jié)果表明，華南區(qū)域BC濃度與南海夏季風的關系在2000年前后有明顯的突變，由顯著負相關變?yōu)轱@著正相關，即由高BC濃度弱季風變?yōu)楦連C濃度強季風。通過合成對比分析，發(fā)現(xiàn)1988—1999年（第一時間段）的華南BC主要氣候效應是間接輻射強迫作用：華南BC使云粒子半徑減小，抑制華南區(qū)域春季降水，增加了云的生命期，從而使到達地面的短波輻射減少，表面和低層大氣降溫。負溫度異常激發(fā)了異常反氣旋，在南海區(qū)域即有東風異常。到夏季，東風異常減弱了季風強度，同時抑制了南海地區(qū)的降水。2000—2010年（第二時間段）的華南BC主要氣候效應是直接輻射強迫作用：春季高BC濃度通過直接氣候效應，增暖大氣，加強降水，但是雨日減少，從而使到達地面的短波輻射增多，表面和低層大氣增溫。正溫度異常激發(fā)了異常氣旋，在南海區(qū)域即有西風異常一直維持到夏季，增大了季風強度，同時增強了南海地區(qū)的降水。

關鍵詞 黑碳氣溶膠; 南海夏季風; 直接效應; 間接效應; 華南

大氣氣溶膠作為全球變化的重要強迫因子，因其全球氣候效應而成為科學家們廣泛關注的一個重要研究領域，并且已經(jīng)成為當前國際全球變化研究的熱點問題之一。氣溶膠粒子影響地球大氣輻射平衡和云雨過程，這兩種過程都會引起氣候變化。一方面，氣溶膠粒子直接通過吸收和散射太陽輻射，改變地-氣系統(tǒng)的能量收支;另一方面，氣溶膠粒子還作為云的凝結(jié)核（CCN）改變云的光學和微物理特性，甚至云結(jié)構、生命期和降水，改變地球水循環(huán)（李占清，2020）。

季風活動引起的洪澇干旱等自然災害威脅著全球超過60%的人口，因此氣溶膠輻射強迫對大尺度季風系統(tǒng)的影響也越來越受到關注（陳明誠等，2014;王東東等，2017;史湘軍等，2020a;2020b）。季風作為氣候系統(tǒng)中最主要也最活躍的組成部分，其形成與演變?nèi)Q于系統(tǒng)外部強迫和系統(tǒng)內(nèi)部反饋。季風的基本推動力包括太陽輻射季節(jié)變化、海陸熱力差異和大氣中濕過程等，而氣溶膠可以改變幾乎所有這些驅(qū)動季風的基本推動力。已有研究表明，氣溶膠輻射強迫可以影響全球所有季風區(qū)的降水量或雨帶分布，例如：南亞季風區(qū)（Devara et al.，2003;Chen et al.，2007;Wang et al.，2009）、東亞季風區(qū)（Gu et al.，2006;Huang et al.，2007）、澳大利亞季風區(qū)（Rotstayn et al.，2007）、非洲季風區(qū)（Solmon et al.，2008;Huang et al.，2009）和南美季風區(qū)（Lin et al.，2006）。黑碳氣溶膠（Black Carbon，BC）是吸收性氣溶膠，作為氣候變暖的重要角色（Ramanathan et al.，2002），其直接輻射強迫僅次于二氧化碳（Ramanathan and Carmichael，2008），它對季風的影響與其他散射性氣溶膠有很大區(qū)別。

對于南亞季風，Lau et al.（2006）提出了吸收性氣溶膠的高層加熱泵（Elevated Heat Pump，EHP）效應。首先，吸收性氣溶膠使青藏高原南坡上的空氣加熱，吸引了更多的印度洋暖濕水汽的從低層補充;同時，由于地面的冷卻抑制了對流，從而更可以使暖濕空氣向喜馬拉雅山腳深入，并引起該處的更多降水;由于更多的降水引起該處更多的加熱，從而又吸引更多的暖濕空氣匯入，形成一個正反饋，導致南亞季風提早爆發(fā)。一些觀測資料分析（Satheesh et al.，2008）和模式研究（Collier and Zhang，2009）也證實了南亞季風區(qū)的EHP效應。而夏季，與黑碳氣溶膠相關的高空穩(wěn)定的加熱層，形成一個由北指向南的溫度梯度，有利于南亞夏季風的增強（王志立等，2009）。但是Collier and Zhang（2009）的研究也指出，氣溶膠輻射強迫將導致季風爆發(fā)前南亞地區(qū)表面短波輻射減小而降水增多，從而導致低層大氣的冷卻，并形成異常反氣旋，最終對6—7月活躍期的南亞夏季風是一種負反饋效應。甚至在5月，Nigam and Bollasina（2010）也認為EHP理論并不符合觀測事實。例如，5月氣溶膠標準差中心并不在喜馬拉雅南坡，而是在北印度-剛果平原以南。此外，更重要的是氣溶膠與表面溫度以及降水的關系也與EHP理論相反。

BC對東亞季風的影響也沒有定論。有研究認為BC的直接效應加熱大氣，使大氣變得不穩(wěn)定，對流加強，從而降水增多。例如，Menon et al.（2002）就將20世紀后半葉的中國南澇北旱歸因于BC的直接輻射強迫。Liu et al.（2010）的模式模擬研究結(jié)果也指出BC使華南降水增加，華北降水減少。但是，也有不少研究認為BC的直接輻射強迫使陸地表面變冷，海陸熱力對比減小，從而使亞洲季風減弱（孫家仁和劉煜，2008，Liu et al.，2009）。此外，Wang（2004）的研究表明BC對降水的影響具有很大的不確定性，但總體是使云量增多。這與Ackerman et al.（2000）的結(jié)論正好相反，他們認為BC是使熱帶云減少的。這個矛盾可能與BC的半直接效應有關。Zhang et al.（2009）在考慮碳類氣溶膠的直接和半直接效應后，認為在中國南方大氣變暖，云量和降水減少，在北方正好相反。這與Menon et al.（2002）僅考慮BC的直接輻射強迫的結(jié)果正好相反。而Wonsick et al.（2014）也認為半直接效應可能是導致EHP理論與觀測差異的原因。

綜上所述，雖然有許多關于氣溶膠輻射強迫與季風關系的研究，但是總體來說，不確定性還是非常高。而華南地區(qū)不僅僅氣溶膠的區(qū)域特征明顯，其氣候特征也很顯著，是南海夏季風影響中國大陸的最前沿。目前對BC在年際尺度上如何影響南海夏季風研究得較少，還沒有清晰的圖像。本文利用重建的華南區(qū)域BC濃度資料，分析其與南海夏季風在年際尺度上的關系，并理解其相關的機制。

1 資料與方法

使用的資料包括重建的逐年華南大陸B(tài)C濃度序列（廖碧婷，2012）、逐月NCEP-NCAR再分析風場、溫度場和云強迫的短波輻射資料（水平分辨率2.5°×2.5°，Kalnay et al.，1996）、逐月的CMAP降水資料（水平分辨率2.5°×2.5°，Xie and Arkin，1997）、擴展重建的海表溫度資料ERSST.V4（水平分辨率2.0°×2.0°，Smith and Reynolds，2004;Smith et al.，2008）和CPC基于觀測分析的全球逐日降水資料（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的風場資料（水平分辨率1.25°×1.25°，Onogi et al.，2007）用于對比驗證。資料時間長度都是1988—2010年。其中重建的逐年華南大陸B(tài)C濃度序列使用的樣本有125組，采樣點分布在華南大陸及南海北部，最南端在永興島，最北端在番禺;對比分析顯示出重建的逐年華南大陸B(tài)C濃度序列與珠三角一些城市（廣州、深圳、香港、珠海等）的觀測結(jié)果相近（廖碧婷，2012）。由于采樣的時間段大多在南海夏季風爆發(fā)前（超過80%），因此，本文利用重建的逐年華南大陸B(tài)C濃度序列分析季風爆發(fā)前BC對大氣環(huán)流的調(diào)制作用，進而影響南海夏季風強度的思路是可行的。

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）。南海夏季風指數(shù)定義為南海區(qū)域（105°～120°E，5°～20°N）夏季平均850 hPa風場在西南方向的投影（Zheng et al.，2009）。主要研究方法為滑動相關和合成分析。由于計算相關的變量都包含有明顯的趨勢變化時，相關特征可能被夸大或者縮?。ㄊ┠艿龋?007），因此本研究中各變量分別進行去線性趨勢處理。11 a滑動相關計算如下：

Ct=Cor[（At-5，At-4，…，At+4，At+5）， （Bt-5，Bt-4，…，Bt+4，Bt+5）]，t=6，7，…，（n-5）。

其中：C為相關系數(shù);Cor[A，B]是兩個變量的相關計算;A和B代表變量;t為時間;n為變量時間長度。

本文還使用了NCAR的CAM5模式對相關過程進行了2組模擬試驗，第1組參考試驗（CTL）：考慮全球各種氣溶膠排放（IPCC AR5排放源）的直接與間接氣候效應的試驗;第2組敏感性試驗（CTL-noBC）：中國區(qū)域無BC排放，其他與參考試驗一致。模式積分了13 a，輸出都是月平均值，已刪去了第一年的積分結(jié)果。

2 華南BC濃度與南海夏季風的關系

圖1顯示的是華南BC濃度與南海夏季風指數(shù)時間序列。由圖1a可見，在2000年之前，華南BC濃度年際變率的周期約為8 a，而2000年之后的年際變率周期明顯變短，僅為4 a左右。相比較而言，南海夏季風主要以年代變率（10 a左右周期）為主，但是依然存在年際變率。從小波分析（圖2a）可以看到，華南BC濃度在2000年之前確實存在6～8 a的顯著年際變率，而之后的周期雖然沒有通過置信度為95%的顯著性檢驗，但是也顯示出向短周期的擴展。而南海夏季風變率確實也是以10～12 a的年代周期為主（圖2b），年際周期并沒有通過置信度為95%的顯著性檢驗。

華南BC濃度與南海夏季風11 a滑動相關（圖3）顯示，兩套再分析資料的南海夏季風指數(shù)與華南BC濃度的關系都經(jīng)歷了一個突變的過程，從顯著負相關變?yōu)檎嚓P，即從高氣溶膠濃度弱季風轉(zhuǎn)變?yōu)楦邭馊苣z濃度強季風。但是因為是滑動相關，并不能確定具體的突變年份，但有一個時間范圍，即1997—2007年。結(jié)合圖1可以看到，在2000年之前二者的變化趨勢基本是相反的，而之后則基本相同。由此，分時間兩段進行分析，即1988—1999年為第一時間段，2000—2010年為第二時間段。

南海夏季風指數(shù)是緯向風和經(jīng)向風的組合，分別將華南BC濃度與它們進行滑動相關分析，得到圖4。從圖4a、c可以看到，不論是NCEP/NCAR還是JRA-25再分析的緯向風與BC的關系同樣都經(jīng)歷了與季風指數(shù)相同的突變。經(jīng)向風與BC的關系雖然也有變化，但是兩套資料正好相反。NCEP/NCAR再分析資料的經(jīng)向風與BC的關系是不顯著變的顯著正相關，而JRA-25資料則是從顯著正相關變?yōu)闆]有顯著相關。綜合來看，BC與南海夏季風關系的變化可能主要來自于緯向風與BC關系的變化。因此，以下重點分析BC對緯向風的影響，主要使用NCEP-NCAR再分析資料。

3 可能機制分析

通過合成方法分析BC和南海夏季風的關系發(fā)生突變的原因。與BC相關的850 hPa水平二維風場和氣溫異常分布如圖5所示。從圖5a第一時間段春季合成可以看到，華南地區(qū)高BC濃度對應850 hPa溫度負異常，溫度負異常激發(fā)了異常反氣旋，而異常反氣旋在南海區(qū)域即有東風異常。而春季南海/西北太平洋盛行東北風，因此BC引起的異常東風增大了全風速，從而使南海/西北太平洋的海溫降低（圖6a）。通過溫度平流和海溫的感熱通量作用，南海/西北太平洋的氣溫也是降低的（圖5a）。到夏季，南海地區(qū)盛行西南風，BC引起的異常東風減小了全風速，海溫開始增暖，從而在異常東風區(qū)域出現(xiàn)了異常暖海溫（圖7a），同樣，通過溫度平流和海溫的感熱通量作用，南海/西北太平洋也有氣溫變暖的區(qū)域（如圖5b）。此外，春季增大的全風速使海洋向上的潛熱通量增大，水汽增多，降水增大（圖6b）;夏季則正好相反（圖7b）。第二時間段BC相關的華南區(qū)域溫度為正異常，所以相關的過程與第一時間段正好相反。

為什么高BC濃度在第一時間段和第二時間段有不同的溫度異常響應？從圖6b、d看到，在第一時間段和第二時間段高BC濃度對應的華南地區(qū)降水異常也是不同的，第一時間段降水偏少，而第二時間段偏多。有研究認為黒碳氣溶膠的直接輻射效應是減少降水的（Ramanathan et al.，2005;Gu et al.，2006;張華等，2008），這是因為其吸收太陽輻射加熱了大氣，同時使地面冷卻，從而增強了大氣穩(wěn)定度。也有研究認為BC的直接效應加熱大氣，使大氣變得不穩(wěn)定，對流加強，從而降水增多（Menon et al.，2002;Liu et al.，2010）。李建云等（2009）的數(shù)值模擬研究指出雖然中國大部分地區(qū)由于黑碳氣溶膠的直接輻射效應而降水減少，但是華南是增多的。這個矛盾可能源于BC的分布差異。

結(jié)合圖5b和圖6d可以看到，第二時間段春季的高BC濃度對應氣溫正異常，降水偏多。這可能是BC的直接輻射強迫的作用。而第一時間段春季高BC濃度對應氣溫負異常并不能用直接效應來解釋。為此，比較兩個階段的云強迫的向下短波輻射通量，如圖8。從圖8a可以看到，第一時間段華南地區(qū)云強迫的表面向下短波輻射通量是減小的，而第二時間段相反，是增加的。這里的輻射強迫與溫度異常有很好的對應關系。但是云輻射強迫與華南降水異常似乎有矛盾。即第一時間段華南降水偏少，但是云量卻是增多，有負的輻射強迫;而第二時間段華南降水偏多，云量減少，有正的輻射強迫。進一步統(tǒng)計兩個階段華南春季降水日，如圖9所示。

第一時間段雖然華南春季降水是減少的，但是雨日卻是增多了，因此云量增多，表面向下的太陽輻射是減少的。相反地，第二時間段的華南春季降水是增多，但是雨日減少，對應的云量減少，向下的太陽輻射增大。從圖9還可以看到，第一時間段降水量的減少是由于大雨以上的降水減少，而小雨日增多;而第二時間段大雨以上降水明顯增多，雖然雨日偏少，但平均降水量依然偏多。綜上可知，第一時間段BC的氣候效應可能以間接效應為主，而第二時間段則是以直接效應為主。

利用數(shù)值模式來進行機理驗證。模式雖然不能模擬出華南BC濃度與南海夏季風相關的年代際變化，但是對于BC增大的背景下（CTL試驗相對于CTL-noBC），南海夏季風強度也有差異。分別將BC增大背景下，南海夏季風減弱和增強的年份進行合成分析，分別代表第一時間段和第二時間段。從圖10可以看到，當華南BC濃度增大南海夏季風強度變小時，華南及南海北部（105°～120°E，15°～25°N）低層氣溫是降低的，對應的是緯向東風異常;而華南BC濃度增大南海夏季風強度變大時，相關的異常正好反號。這與前面的分析相同。

圖11顯示了華南春季云的垂直結(jié)構和云中BC含量比例的垂直分布，可以看到，當華南BC濃度增大南海夏季風強度變小時，低云的云量增大而高云的云量減?。▓D11a）。這表明小雨增多而大雨減少，而低云也有更長的生命期。這與前面分析的第一時間段雨量減小但是雨日增多是一致的。圖11b顯示華南BC濃度增大南海夏季風強度變小時，低云中BC含量的比例增大。此外，相應的云水數(shù)密度也是增大的（圖略）。由此可見，當華南BC濃度增大而南海夏季風強度變小時，BC的間接效應起了重要作用，更多的BC進入到云中，延長了云的生命期，從而減少了到達地面的輻射。相反，當華南BC濃度增大而南海夏季風強度變小時，大氣中BC比例更大，而云的生命期相對變短，因此BC的直接效應起了更重要的作用。

4 結(jié)論與討論

BC對季風降水和環(huán)流的影響雖然已有很多研究，但是多是關注南亞季風和東亞副熱帶季風，而且得到的結(jié)論并不一致，有的甚至相反，這充分表明了BC對季風影響的復雜性。南海夏季風是影響中國大陸最重要的熱帶季風系統(tǒng)，本文利用重建的華南BC濃度資料，分析年際尺度上BC對南海夏季風的影響。綜合前面的分析結(jié)果，主要得到以下幾點結(jié)論：

1）華南BC濃度與南海夏季風的關系在2000年前后出現(xiàn)突變，從顯著負相關變?yōu)轱@著正相關。相關的降水日數(shù)也發(fā)生了變化：降水日和小雨日在2000年之后減少，但是大雨以上降水日明顯增多。

2）第一時間段高BC濃度弱南海夏季風的影響機制：春季高BC濃度通過間接氣候效應，使云粒子半徑減小，抑制降水，增加了云的生命期，從而使到達地面的短波輻射減少，表面和低層大氣降溫。負溫度異常激發(fā)了異常反氣旋，在南海區(qū)域即有東風異常。由于風-蒸發(fā)作用，春季南海/西北太平洋海溫降低，但是降水增多。到夏季，東風異常減弱了季風強度，風-蒸發(fā)作用使南海/西北太平洋的東風異常區(qū)海溫升高，同時抑制了南海地區(qū)的降水，如圖12所示。

3）第二時間段高BC濃度強南海夏季風的影響機制：春季高BC濃度通過直接氣候效應，增暖大氣，加強降水，但是雨日減少，從而使到達地面的短波輻射增多，表面和低層大氣增溫。正溫度異常激發(fā)了異常氣旋，在南海區(qū)域即有西風異常。由于風-蒸發(fā)作用，春季南海/西北太平洋海溫升高，但是降水減少。到夏季，西風異常增大了季風強度，風-蒸發(fā)作用使南海/西北太平洋的東風異常區(qū)海溫降低，同時增強了南海地區(qū)的降水，如圖13所示。

在2000前后，華南BC的主要氣候效應發(fā)生變化，從間接效應為主轉(zhuǎn)變?yōu)橹苯有獮橹鳎瑢е铝怂鼈兣c南海夏季風的關系也發(fā)生了變化，從顯著負相關變?yōu)轱@著正相關。BC主要氣候效應的變化可能與云的特征屬性發(fā)生變化有關。有研究表明，雖然地面氣溶膠濃度增加可改變云的垂直結(jié)構和降水發(fā)生的概率，但是它依賴于云水的含量和相態(tài)（Li et al.，2011;陸春松等，2021）。這說明如果云中水含量或相態(tài)發(fā)生氣候突變，那么BC對云的影響也會發(fā)生變化，從而導致BC主要氣候效應的改變。

從模式模擬來看，目前很難模擬到這種突變現(xiàn)象，但是對于某一階段的模擬還是有效的。例如，李建云等（2009）使用區(qū)域氣候模式RegCM3模擬的BC直接效應確實使華南大雨以上降水日增多，小雨日減少，總體降水偏多。而同樣利用RegCM3模擬的BC間接效應則有地面降溫和降水減小的結(jié)果（莊炳亮等，2009）。這些與本文不同階段的結(jié)果相同。如果不區(qū)分直接效應和間接效應，模式中黑碳氣溶膠的增加將使春季南海地區(qū)出現(xiàn)東風異常，華南降水增加，但是華南地區(qū)表面氣溫上升，反氣旋異常主要在南海區(qū)域，華南為氣旋性環(huán)流異常（胡海波等，2011）。可見，模擬的結(jié)果與觀測的兩個階段都不完全相同，似乎是兩個階段的混合。如果不找到控制BC主要氣候效應的因子，很難在模式中模擬到BC與南海夏季風關系的這種變化。

參考文獻（References）

Ackerman A S，Toon O B，Stevens D E，et al.，2000.Reduction of tropical cloudiness by soot[J].Science，288（5468）：1042-1047.doi：10.1126/science.288.5468.1042.

陳明誠，孫照渤，沈新勇，等，2014.近22 a人為氣溶膠對東亞地區(qū)夏季風環(huán)流影響的數(shù)值模擬研究[J].大氣科學學報，37（4）：395-404. Chen M C，Sun Z B，Shen X Y，et al.，2014.Simulation of anthropogenic aerosols effect on East Asian summer monsoon in recent 22 years[J].Trans Atmos Sci，37（4）：395-404.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20120105005.（in Chinese）.

Chen M Y，Shi W，Xie P P，et al.，2008.Assessing objective techniques for gauge-based analyses of global daily precipitation[J].J Geophys Res：Atmos，113（D4）：D04110.doi：10.1029/2007JD009132.

Chen W T，Liao H，Seinfeld J H，2007.Future climate impacts of direct radiative forcing of anthropogenic aerosols，tropospheric ozone，and long-lived greenhouse gases[J].J Geophys Res：Atmos，112（D14）：D14209.doi：10.1029/2006JD008051.

Collier J C，Zhang G J，2009.Aerosol direct forcing of the summer Indian monsoon as simulated by the NCAR CAM3[J].Clim Dyn，32（2/3）：313-332.doi：10.1007/s00382-008-0464-9.

Devara P C S，Raj P E，Pandithurai G，et al.，2003.Relationship between lidar-based observations of aerosol content and monsoon precipitation over a tropical station，Pune，India[J].Meteorol Appl，10（3）：253-262.doi：10.1017/S1350482703003050.

Gu Y，Liou K N，Xue Y，et al.，2006.Climatic effects of different aerosol types in China simulated by the UCLA general circulation model[J].J Geophys Res：Atmos，111（D15）：D15201.doi：10.1029/2005JD006312.

胡海波，劉超，張媛，等，2011.CAM3.0模式中黑碳及硫酸鹽氣溶膠濃度變化對東亞春季氣候的影響研究[J].氣象科學，31（4）：466-474. Hu H B，Liu C，Zhang Y，et al.，2011.The effects of aerosols in CAM3.0 on climate in East Asia during boreal spring[J].J Meteor Sci，31（4）：466-474.（in Chinese）.

Huang J，Zhang C，Prospero J M，2009.Large-scale effect of aerosols on precipitation in the West African Monsoon region[J].Quart J Roy Meteor Soc，135（640）：581-594.doi：10.1002/qj.391.

Huang Y，Chameides W L，Dickinson R E，2007.Direct and indirect effects of anthropogenic aerosols on regional precipitation over East Asia[J].J Geophys Res：Atmos，112（D3）：D03212.doi：10.1029/2006JD007114.

Kalnay E，Kanamitsu M，Kistler R，et al.，1996.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project[J].Bull Amer Meteor Soc，77（3）：437-472.

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.

李建云，張杰，田密，2009.中國地區(qū)黑碳氣溶膠直接輻射效應的數(shù)值模擬研究[J].氣象與減災研究，32（1）：17-24. Li J Y，Zhang J，Tian M，2009.Simulation of the direct radioactive effects of black carbon aerosol in China[J].Meteorol Disaster Reduct Res，32（1）：17-24.doi：10.3969/j.issn.1007-9033.2009.01.003.（in Chinese）.

李占清，2020.氣溶膠對中國天氣、氣候和環(huán)境影響綜述[J].大氣科學學報，43（1）：76-92. Li Z Q，2020.Impact of aerosols on the weather，climate and environment of China：an overview[J].Trans Atmos Sci，43（1）：76-92.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20200115005.（in Chinese）.

Li Z Q，Niu F，F(xiàn)an J W，et al.，2011.Long-term impacts of aerosols on the vertical development of clouds and precipitation[J].Nat Geosci，4（12）：888-894.doi：10.1038/ngeo1313.

廖碧婷，2012.重建華南大陸黑碳等氣溶膠譜的長期時間序列[D].北京：中國氣象科學研究院. Liao B T，2012.Rebuild the long-term time series of black carbon and inorganic water-soluble ions aerosol spectrum over South China[D].Beijing：Chinese Academy of Meteorological Sciences.（in Chinese）.

Lin J C，Matsui T，Pielke R A Sr，et al.，2006.Effects of biomass-burning-derived aerosols on precipitation and clouds in the Amazon Basin：a satellite-based empirical study[J].J Geophys Res：Atmos，111（D19）：D19204.doi：10.1029/2005JD006884.

Liu H N，Zhang L，Wu J，2010.A modeling study of the climate effects of sulfate and carbonaceous aerosols over China[J].Adv Atmos Sci，27（6）：1276-1288.doi：10.1007/s00376-010-9188-y.

Liu Y，Sun J R，Yang B，2009.The effects of black carbon and sulphate aerosols in China regions on East Asia monsoons[J].Tellus B，61（4）：642-656.doi：10.1111/j.1600-0889.2009.00427.x.

陸春松，薛宇琦，朱磊，等，2021.基于層積云飛機觀測資料評估氣溶膠間接效應[J].大氣科學學報，44（2）：279-289. Lu C S，Xue Y Q，Zhu L，et al.，2021.Evaluation of aerosol indirect effect based on aircraft observations of stratocumulus[J].Trans Atmos Sci，44（2）：279-289.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20200613001.（in Chinese）.

Menon S，Hansen J，Nazarenko L，et al.，2002.Climate effects of black carbon aerosols in China and India[J].Science，297（5590）：2250-2253.doi：10.1126/science.1075159.

Nigam S，Bollasina M，2010.“Elevated heat pump” hypothesis for the aerosol-monsoon hydroclimate link：“Grounded” in observations？[J].J Geophys Res：Atmos，115（D16）：D16201.doi：10.1029/2009JD013800.

Onogi K，Tsutsui J，Koide H，et al.，2007.The JRA-25 reanalysis[J].J Meteor Soc Japan，85（3）：369-432.doi：10.2151/jmsj.85.369.

Ramanathan V，Carmichael G，2008.Global and regional climate changes due to black carbon[J].Nat Geosci，1（4）：221-227.doi：10.1038/ngeo156.

Ramanathan V，Crutzen P J，Mitra A P，et al.，2002.The Indian ocean experiment and the Asian brown cloud[J].Curr Sci，83（8）：947-955.

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

Rotstayn L D，Cai W J，Dix M R，et al.，2007.Have Australian rainfall and cloudiness increased due to the remote effects of Asian anthropogenic aerosols？[J].J Geophys Res：Atmos，112（D9）：D09202.doi：10.1029/2006JD007712.

Satheesh S K，Moorthy K K，Babu S S，et al.，2008.Climate implications of large warming by elevated aerosol over India[J].Geophys Res Lett，35（19）：L19809.doi：10.1029/2008GL034944.

施能，顧駿強，封國林，2007.論帶有趨勢變化的變量的相關：數(shù)值試驗[J].數(shù)學的實踐與認識，37（8）：98-103. Shi N，Gu J Q，F(xiàn)eng G L，2007.On the correlation of variables containing secular trend variation：numerical experiment[J].Mathematics in Practice and Theory，37（8）：98-103.doi：10.3969/j.issn.1000-0984.2007.08.018.（in Chinese）.

史湘軍，劉嬌嬌，朱壽鵬，等，2020a.基于CMIP6強迫模擬分析人為氣溶膠的氣候效應（二）：診斷方法在分類評估中的重要性[J].大氣科學學報，43（4）：630-639. Shi X J，Liu J J，Zhu S P，et al.，2020a.A modeling study on anthropogenic aerosol effects based on CMIP6 forcing，part Ⅱ：the importance of calculation methods in classification analysis[J].Trans Atmos Sci，43（4）：630-639.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20180919002.（in Chinese）.

史湘軍，沈沛潔，朱壽鵬，等，2020b.基于CMIP6強迫模擬分析人為氣溶膠的氣候效應（一）：介紹NUIST模式評估結(jié)果[J].大氣科學學報，43（3）：506-515. Shi X J，Shen P J，Zhu S P，et al.，2020b.A modeling study on anthropogenic aerosol effects based on CMIP6 forcing.part Ⅰ：NUIST model results and corresponding estimation[J].Trans Atmos Sci，43（3）：506-515.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20180919001.（in Chinese）.

Smith T M，Reynolds R W，2004.Improved extended reconstruction of SST （1854—1997）[J].J Climate，17（12）：2466-2477.doi：10.1175/1520-0442（2004）017<2466：ieros>2.0.co;2.

Smith T M，Reynolds R W，Peterson T C，et al.，2008.Improvements to NOAAs historical merged land-ocean surface temperature analysis （1880—2006）[J].J Climate，21（10）：2283-2296.doi：10.1175/2007jcli2100.1.

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.

孫家仁，劉煜，2008.中國區(qū)域氣溶膠對東亞夏季風的可能影響（Ⅱ）：黑碳氣溶膠及其與硫酸鹽氣溶膠的綜合影響[J].氣候變化研究進展，4（3）：161-166. Sun J R，Liu Y，2008.Possible effects of aerosols over China on east Asian summer monsoon（Ⅱ）：black carbon and its joint effects with sulfate aerosols[J].Adv Clim Change Res，4（3）：161-166.doi：10.3969/j.issn.1673-1719.2008.03.006.（in Chinese）.

Wang C E，2004.A modeling study on the climate impacts of black carbon aerosols[J].J Geophys Res：Atmos，109（D3）：D03106.doi：10.1029/2003JD004084.

Wang C E，Kim D，Ekman A M L，et al.，2009.Impact of anthropogenic aerosols on Indian summer monsoon[J].Geophys Res Lett，36（21）：L21704.doi：10.1029/2009GL040114.

王東東，朱彬，江志紅，等，2017.人為氣溶膠對中國東部冬季風影響的模擬研究[J].大氣科學學報，40（4）：541-552. Wang D D，Zhu B，Jiang Z H，et al.，2017.A modeling study of effects of anthropogenic aerosol on East Asian winter monsoon over Eastern China[J].Trans Atmos Sci，40（4）：541-552.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160525001.（in Chinese）.

王志立，張華，郭品文，2009.南亞地區(qū)黑碳氣溶膠對亞洲夏季風的影響[J].高原氣象，28（2）：419-424. Wang Z L，Zhang H，Guo P W，2009.Effects of black carbon aerosol in South Asia on Asian summer monsoon[J].Plateau Meteor，28（2）：419-424.（in Chinese）.

Wonsick M M，Pinker R T，Ma Y，2014.Investigation of the “elevated heat pump” hypothesis of the Asian monsoon using satellite observations[J].Atmos Chem Phys，14（16）：8749-8761.doi：10.5194/acp-14-8749-2014.

Xie P，Arkin P A，1997.Global precipitation：a 17-year monthly analysis based on gauge observations，satellite estimates，and numerical model outputs[J].Bull Amer Meteor Soc，78（11）：2539-2558.

Xie P P，Chen M Y，Yang S，et al.，2007.A gauge-based analysis of daily precipitation over East Asia[J].J Hydrometeorol，8（3）：607-626.doi：10.1175/jhm583.1.

張華，馬井會，鄭有飛，2008.黑碳氣溶膠輻射強迫全球分布的模擬研究[J].大氣科學，32（5）：1147-1158. Zhang H，Ma J H，Zheng Y F，2008.The study of global radiative forcing due to black carbon aerosol[J].Chin J Atmos Sci，32（5）：1147-1158.（in Chinese）.

Zhang H，Wang Z L，Guo P W，et al.，2009.A modeling study of the effects of direct radiative forcing due to carbonaceous aerosol on the climate in East Asia[J].Adv Atmos Sci，26（1）：57-66.doi：10.1007/s00376-009-0057-5.

Zheng B，Li C H，Lin A L，et al.，2009.Features and comparisons of the quasi-biennial variations in the Asia-Pacific monsoon subsystems[J].J Trop Meteor，15（1）：116-120.doi：10.3969/j.issn.1006-8775.2009.01.021.

莊炳亮，王體健，李樹，2009.中國地區(qū)黑碳氣溶膠的第一間接輻射強迫與氣候效應[J].高原氣象，28（5）：1095-1104. Zhuang B L，Wang T J，Li S，2009.The first indirect radiative forcing of black carbon aerosol and its effect on regional climate of China[J].Plateau Meteorol，28（5）：1095-1104.（in Chinese）.

Interdecadal change in the relationship between black carbon aerosol over southern China and South China Sea summer monsoon

ZHENG Bin1，2，HUANG Yanyan1，2，GU Dejun1，2，LIN Ailan1，2，LI Chunhui1，2

1Guangzhou Institute of Tropical and Marine Meteorology，China Meteorological Administration，Guangzhou 510641，China;

2Guangdong Provincial Key Laboratory of Regional Numerical Weather Prediction，Guangzhou 510641，China

In this study，a set of reconstructed black carbon （BC） data is used to analyze the relationship between BC over southern China （SC） and the South China Sea （SCS） summer monsoon （SCSSM） on the interannual time scale.An abrupt change of the relationship appears at around 2000.Before 2000，there is a negative correlation between them，namely larger BC concentration corresponding to weaker SCSSM，while positive correlation begins in 2000.By means of composite and contrast analyses，it is found that a major climate effect of BC over SC is attributed to the indirect radiative forcing during the first period （1988—1999）：Namely，the reduced cloud particle radiuses related to BC over SC suppress the spring precipitation，yet increase the cloud lifetime，which decreases the amount of solar radiation，thus leading to a cooling at the surface and in the lower atmosphere.The negative air temperature anomalies excite an anomalous anticyclone with easterly anomalies over the SCS.In summer，the anomalous easterlies weaken the SCSSM and decrease the precipitation over the SCS.During the second period （2000—2010），the main BC climate effect is direct radiative forcing：The warmer atmosphere associated with the larger BC concentration enhances the spring precipitation，while decreasing the number of rain days，which in turn increases the amount of solar radiation，thus leading to a greater warming at the surface and in the lower atmosphere.The positive air temperature anomalies excite an anomalous cyclone with westerly anomalies over the SCS.In summer，the anomalous westerlies enhance the SCSSM and the precipitation over the SCS.

black carbon aerosol;South China Sea summer monsoon;direct effect;indirect effect;South China

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20191108012

（責任編輯：劉菲）