大气气溶胶含量是否能解释青藏高原上的“太阳变暗”？外文翻译资料

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大气气溶胶含量是否能解释青藏高原上的“太阳变暗”？

Kun Yang,1 Baohong Ding,1,2 Jun Qin,1 Wenjun Tang,1 Ning Lu,3 and Changgui Lin1,2

Received 17 September 2012; accepted 26 September 2012; published 24 October 2012

近三年来，青藏高原的太阳辐射已逐渐减少，而总的云覆盖有减少趋势。这个矛盾的一个可能的解释是这个晴朗的地区上空增加的气溶胶。然而，这项研究表明，由于气溶胶含量造成的辐射消失比观察到的“变暗”少一个数量级，而且太阳变暗也在不考虑大气气溶胶短期变化的卫星产品中被观察到。而且，太阳辐射的年际变化和年代际变化与水汽量和深云覆盖（但不是总云量）的年际变化和年代际变化相反。因此，我们认为，高原上空太阳辐射变暗的主要原因是水气量和深云量增加，这两个因素与快速升温和对流可用势能的增加有关。引用：Yang, K., B. Ding, J. Qin, W. Tang, N. Lu, and C. Lin (2012), Can aerosol loading explain the solar dimming over the Tibetan Plateau?, Geophys. Res. Lett, 39, L20710, doi:10, 1029/2012GL053733.

1.简介

太阳辐射是推动青藏高原冰川融化的主要能源。由于水汽含量，空气质量和气溶胶浓度低，青藏高原表面受到比其周围强更多的太阳辐射，但是青藏高原上空的太阳辐射经历了从1970年代末[Tang et al., 2011]开始的从变亮到变暗的过渡，这个过程与被广泛报道的发生在1990年代中国[Che et al., 2005]以及整个世界[e.g., Stanhill and Cohen, 2001; Liepert, 2002; Pinker et al., 2005]的从变暗到变亮的过程不同。气溶胶光学厚度（AOD）已经被提议成为中国[e.g., Kaiser and Qian, 2002; Wang et al., 2012],，印度[e.g.,Ramanathan and Ramana, 2005; Soni et al., 2012]，欧洲[e.g., Norris and Wild, 2007]以及其他地区[e.g. Ohmura, 2009; Wild, 2012]上空辐射变化的一个关键因素。然而，青藏高原的情况在某种程度上是独一无二的。一方面，这个地区是世界上最晴朗的地区之一。最近的500nmAOD测量基线在青藏高原中央的AERONET站只有0.029。因此，Tang et al. [2011] 推测，青藏高原的太阳变暗可能是由云变化引起的。在另一方面，中国气象局（CMA）站的总云量（TCC）总体呈现出下降的趋势[Xia, 2010]。而最近的研究[Xu et al., 2009; Lu et al., 2012]提出了青藏高原上黑碳（BC）的增加。TOM（总臭氧测绘光谱仪）气溶胶指数也显示自1978年以来高原上BC略有增加的趋势[Yi and Zhou, 2011]。因此，气溶胶的增加很可能可以解释变暗和TCC降低之间的矛盾。事实上，You et al. [2012]对于太阳变暗提出“把暂时性的气溶胶排放量作为一个合理的原因”。尽管如此，Tang et al. [2011] 或 You et al. [2012].并没有给出由一个具体的数值。

由于青藏高原及其周边上空的气溶胶变化已成为其水文效应[Xu et al., 2009; Qian et al., 2011]的一个重点，这对弄清大气气溶胶在变暗中的作用是至关重要的。在这项研究中，我们表明太阳变暗主要是由水汽量和深云覆盖的增加造成，而不是气溶胶含量。

  1. 数据

关注的数据集为青藏高原上的78个CMA气象站和10个IGRA（综合全球探空存档）[Durre et al., 2006] 探空站（在辅助图S1对站点布局的实验材料），月平均资料分析数据，和国际卫星云气候学工程量数据（ISCCP-FD）。所提供的CMA数据采用日照、气温、湿度、总云量（TCC）、低云量（LCC）和能见度。利用该模型由Yang et al. [2006]对太阳辐射进行了估算。IGRA数据被用来计算对流有效位能（CAPE）和对流抑制能量（CIN）。ERA-40分析[Uppala et al., 2005]提供降水量的变化。ISCCP-FD从ISCCP D1数据[Zhang et al., 2004]中产生，并从卫星观测提供了云量和地表辐射平衡。

  1. 结果与讨论

3.1.太阳变暗与云量变化之间的矛盾

图1显示了年平均日照时数的时间变化，太阳辐射以及总云量.

图1中分别为日照时数（a）、太阳辐射（b）和总云量（c）的1984到2006年间青藏高原站平均短期变化的年平均值。b是各时间序列的线性趋势的斜率（单位为每十年），而p是显著性水平。

太阳变暗于1984到2006年发生在青藏高原。ISCCP-FD辐射和云绘制出来与CMA的数据比较。图1a和1b所示的趋势斜率表明，CMA观测的日照时数和太阳辐射在这一时期有递减趋势。ISCCP太阳辐射值与CMA的观测数据有几W m 2的不同，但它展现的下降趋势与观测到的非常相似。在这两个数据集，夏天的太阳变暗规模比在其他季节（未显示）大2至3倍。相比之下，这两个数据集展现出TCC的相反趋势，虽然不是很明显。因此，观测到的太阳变暗和TCC减少之间存在矛盾。

3.2.气溶胶含量的影响

太阳变暗和TCC减少的矛盾表明，气溶胶的增加被指出是太阳变暗在中国发生的原因 [Kaiser and Qian, 2002]。You et al. [2012]得出了关于青藏高原的类似结论。下面给出了一个定量的分析表明这种影响可以达到多大。

在青藏高原地区的气溶胶含量测量非常少。Xia et al. [2011]表明，在西藏的一个地区（纳木错，30.773，90.962，4730 m左右）AOD有明显的季节变化，在春季较高（0.07），在其他季节较低（0.025 - 0.05），年平均值为0.046。在过去30年青藏高原上AOD的年代际变化远小于中国其他地区[Guo et al., 2011]，它不是预期青藏高原年平均气溶胶光学厚度会超过10%或0.005的变化。观测能见度的CMA气象站可以进一步支持这个小小的改变，其表明了在西藏地区有向上的趋势，而在中国南部有向下的趋势（图2a）。因为能见度与对流层大气中AOD无明显相关性[Kaiser and Qian, 2002; Wang et al., 2009]，所以能见度趋势不支持AOD在青藏高原的显著增加。

为了量化气溶胶对太阳变暗的效果，我们采用AOD和其对太阳辐射的削减之间的近似关系。由Yang et al. [2006]

（1）

（2）

（3）

在公式中，Ea为辐射消减率，a为由于气溶胶散射的透光率，gamma;为大气气溶胶向后散射的总散射率，m为空气质量，beta;为Aring;ngstrouml;m浊度系数，alpha;为Aring;ngstrouml;m指数，delta;（lambda;）为波长的AOD。

在纳木错地区观察到的alpha;的数值为0.62，通常情况下，gamma;的值小于0.5，因为大气气溶胶向后散射总小于向前散射。令alpha;=0.62，gamma;=0.5，lambda;=0.5mu;m以及m=1，由方程（1）—（3）可得出由于AOD散射造成的辐射削减（图2b）。如果青藏高原上空的AOD变化10%（根据之前的论证），则辐射削减会达到1Wm-2。这相当于辐射削减达到每年0.38Wm-2。因此，由气溶胶含量的直接影响造成的变暗与已经观察到的数值（每年2.5Wm-2）没有可比性。而且由ECAHM-HAM模拟展现的晴天辐射趋势和全天空辐射趋势之间的微小不同（在1960-2005年间为每年0.13Wm-2）表明，气溶胶含量的间接影响也并不重要[see You et al., 2012, Table 4]。

图2.(a)描绘的是青藏高原上各站平均的年平均能见度变化。把中国南方的情况作为一个参考（b是各时间序列的直线趋势的斜率，p是显著性水平）。(b)描绘的是相对于AOD值的太阳辐射削减变化。

图3.(a)描绘的是青藏高原上各站年平均比湿变化(qa)，ERA-40可降水量(PW)（b是每十年的趋势直线斜率，p是显著性水平）。(b)描绘的是青藏高原上观测太阳辐射的对比变化(RS)以及比湿(qa)。

ISCCP-FD或许进一步证实了气溶胶影响小。后者大约再现了所观察到的在这一时期的变暗（图1b），但它没有考虑到气溶胶的年代际变化对辐射的计算的影响。这进一步表明，AOD变化并没有对青藏高原上的太阳变暗起着重要的作用，而且You et al. [2012]可能过分强调气溶胶含量的效果。他们的主要证据是来自CMA粗分辨率（6小时）数据的晴天太阳辐射的显著降低。然而，这种推导可能是有风险的，因为高原经常被迅速变化的云层所覆盖。另一个支持他们结论的证据是，正在增加的AOD与 ECHAM5-HAM 模拟再现了太阳变暗。我们注意到1960–2005年间每年平均AOD在模拟中增加了0.07[You et al., 2012, Figure 7]，甚至超过目前的水平（0.046）和在西藏的观测数据（纳木错），所以这种模式可能高估了气溶胶对太阳辐射的影响。

3.3 水汽的影响

图3a显示两站数据和ERA-40均给出了20世纪80年代青藏高原上的显著润湿过程(Plt;0.001)，比湿的增加（qa）在CMA气象站平均增加了0.18g kg-1或每年3.5%。这与高原气候变暖有关（在研究期间为每年0.48摄氏度），以7.3%/℃的比率增长，这与克劳修斯-克拉伯龙关系相一致。qa和ERA-40可降水量（PW）之间的相关系数高达0.95，因此，ERA-40 PW用来量化水蒸气对太阳辐射的影响。

图3b显示辐射与气象站观测到的水汽有很高的反相关联系，表明水汽是太阳辐射变化的一个很重要的控制因素。这种控制基于直接和间接的影响。直接作用是对太阳辐射的吸收。在ERA-40中，在变暗期间PW增加约0.1cm或更少；相应的，由于水汽的吸收，太阳变暗大约为1Wm-2或更少，这远少于观测数值（约为6Wm-2）。间接影响是水蒸气与云的相互作用，即，更多的水蒸汽有利于产生更多或更强的云，从而减少辐射。这与下面的讨论相关联。

3.4.深云量的增加及其原因

因为气溶胶的削减作用和蒸汽吸收作用不足以解释所观测到的变暗，我们分析了云的变化对太阳变暗所起的作用。TCC和LCC均能在CMA站被观测到，而LCC取决于云底。由于低的空气密度和强的表面加热，许多低层会发展成深云，在某种程度上，深云量（DCC）的变化可以由CMA数据中的LCC表示。

在ISCCP中，白天云的种类是根据云顶压力来分类的：LLC为低于680hPa，MCC（中云量）在440-680hPa之间，HCC（高云量）为高于440hPa表面的部分[见 Rossow and Schiffer, 1999, Figure 2]。因为青藏高原地区海拔很高以至于低云（类型1–6）在ISCCP中很少见，中云（类型7–12）代表浅云。13–15类型的云分别为卷云，卷层云和深对流。在这个数据的DCC相当于15类型的云量。

CMA和ISCCP的云数据均有不确定性，因为青藏高原上强大的热力强迫使其上空易于形成多层云，一个地面观测者很难看见卷云，卫星在同时观测低纬度的高云（即卷云，由于其测量通道的限制）和低云（观测视角）方面有所困难。其他问题（小尺度积云和地表辐射的对比不足，云的重叠，冰或雪等等）也增加了卫星观测的不确定性。为了减少对云的分析的不确定性，我们使用了地表和卫星观测。

图4展示了CMA和ISCCP中辐射和DCC随时间的变化。对辐射和DCC的年际变化进行了对比。事实上，就像Padma Kumari and Goswami [2010]提出的一样，在CMA和ISCCP的数据中辐射均与DCC有比TCC更高的相关性（表1），表明云的种类在决定太阳辐射及其趋势方面更为重要。DCC展现出向上的趋势，而太阳辐射展现出向下的趋势。这表明DCC的年代际变化是控制青藏高云上太阳变暗的一个关键因素。

此外，我们发现卷层云量的年际变化与ISCCP辐射显著相关（p＜0.05），但他们的年代际变化不同：卷层云量在夏天（JJA）没有趋势，虽然太阳变暗在这个季节最明显。其它云量没有表现出与太阳辐射的明显相关性，无论是年际尺度还是年代际尺度。

图4.在对78个青藏高原站点数据进行平均之后，对比CMA（图a）和ISCCP（图b）年度平均辐射的异常变化（Wm-2）以及DCC指数（%）。b为直线斜率（由每十年数据求出），p为显著性水平。

我们通过CAPE和CIN的平均值进一步研究了DCC的变化原因，通过以往的研究[Mani e

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