2019, Vol. 77
中国气象学会主办。
文章信息
- 王欢, 李栋梁. 2019.
- WANG Huan, LI Dongliang. 2019.
- 人类活动排放的CO2及气溶胶对20世纪70年代末中国东部夏季降水年代际转折的影响
- Effects of anthropogenic emissions of CO2 and aerosols on decadal transition of summer precipitation over eastern China in the late 1970s
- 气象学报, 77(2): 327-345.
- Acta Meteorologica Sinica, 77(2): 327-345.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2019.012
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文章历史
- 2018-04-20 收稿
- 2018-07-17 改回
IPCC报告(2014)指出，自1880年以来全球温度上升了1.5 K，但过去的100多年，它经历了几次明显的阶段性变化。第一次变化出现在1976年前后，北半球整体由冷转暖(Jones，et al，1999；Wang，2001；Li，et al，2016)；21世纪初，变暖达到了极值(Karl，et al，2003；Ichikawa, 2004)。这种阶段性变化表明气温具有明显的年代际变化。中国东部夏季降水受季风变化的影响具有多时间尺度变化的特征，不仅有季节变化、年际变化，而且还具有明显的年代际变化(顾薇等，2005；吕俊梅等，2014)。已有研究指出，针对20世纪70年代末的气温转折，亚洲季风也发生了明显的年代际增强，进而导致江淮流域降水增多，北方降水减少(Nitta，et al, 1996；Weng，et al, 1999；Wang，2001；Gong，et al，2002；王绍武等，2002；陈桦等，2006；Qian，et al，2007；Ding，et al，2008；张人禾等，2008；周晓霞等，2008；Wang，et al，2009；申乐琳等，2010；黄荣辉等，2011；Zhang，et al，2013；朱志伟等，2013)。
人类活动会增加大气中的CO2及气溶胶含量，进而对季风气候产生复杂的影响(Song，et al，2014)。已有研究(Held，et al，2006；Ueda，et al，2006；Richter，et al，2008；Chou，et al，2009)通过观测及数值试验，得到了CO2影响季风降水的机制，“湿的地区更湿”机制会导致区域环流系统的变化进而影响降水格局。另外，“CO2抑制作用”则认为其对水汽收支的影响主要取决于输送水汽的动力作用的强弱而不仅仅是水汽量的多少(Cherchi，et al，2011)。CO2排放导致的全球变暖会增大夏季海、陆温差，夏季风环流增强，江淮流域的降水量会显著增加(布和朝鲁等，2003)。
气溶胶作为一种重要的影响地球系统能量平衡的外强迫，其作用能够抵消一部分温室效应(Cess，et al，1993；Hansen，et al，1997)。已有研究(Kuhlmann，et al，2010)指出，亚洲地区降水量的减少主要是人类活动排放的气溶胶导致的。与温室气体相比，气溶胶由于其生命周期的长度及其与其他气候系统间的复杂关系使其影响有更大的不确定性(Kaufman，et al，2002；Huebert，et al，2003)。气溶胶能够直接影响太阳辐射，减弱局地哈得来环流，缩小海、陆温差，进而影响季风系统(Xia，et al，2009；Jiang，et al，2015)。另外，气溶胶的“热泵效应”则认为气溶胶吸收太阳辐射导致大气上升运动增强并释放潜热加热对流层上层大气，有助于青藏高原上层形成异常反气旋，增强局地哈得来环流，使季风降水增加(Lau，et al，2006)。
已有研究(Xu，2001；Menon，et al，2002)发现，20世纪70年代末至80年代初期中国东部夏季降水雨带偏南呈现的“南涝北旱”格局是中国东部工业化快速发展排放出的硫酸盐及黑碳气溶胶引起的。但也有学者(Wild，et al, 2008, 2010；Bichet，et al，2011)指出，20世纪60年代至80年代，气溶胶对全球陆地温度及降水的贡献大于温室效应；相反，80年代之后，温室气体的贡献则更为显著。此外，也有研究(Chang，et al，2000；Ma，2007；龚志强等，2013；Zhu，et al，2015)认为海温的年代际变化能够显著影响中国东部的旱涝，且认为20世纪70年代末开始的中国东部夏季降水的年代际格局转变可能是太平洋海温年代际振荡(PDO)的位相转变引起的。然而，对于20世纪70年代末中国东部夏季降水的格局变化是否只与气候系统内部变率(海温)有关，是否会受到外强迫，如人类活动的影响？人类活动排放的CO2及不同种类的气溶胶是否能影响70年代末中国东部夏季降水出现的年代际转折，影响有多大？影响机制是什么？对于这些问题的研究还相对较少。因此，本研究旨在分析代表气候系统内部变率的海温信号及代表外强迫的人类活动信号的年代际变化特征，利用模式重现20世纪70年代末人类活动的排放状况，并结合水汽收支，讨论人类活动排放的CO2及气溶胶的年代际变化对中国东部夏季降水年代际转折的影响程度及相应机理。
2 资料与方法 2.1 资料(1) 站点资料基于中国气象局国家气候中心提供的753个测站1961—2014年日降水站点资料数据集(http://data.cma.cn/)，选取中国东部范围为(21°—55°N，105°—135°E)的532个站；
(2) 环流资料选用美国环境预报中心(NCEP)和国家大气研究中心(NCAR)提供的1948—2014年全球再分析月平均辐射量资料(Kalnay，et al，1996)，水平分辨率为1.875°×1.875°；
(3) CO2数据选用CO2信息分析中心(http://cdiac.ornl.gov) 1961—2014年化石燃料燃烧产生的CO2数据集(Boden，et al，2017)；
(4) 太平洋海温年代际振荡(PDO)资料取自华盛顿大学大气环境中心1900—2017年PDO指数计算值(http://research.jisao.washington.edu/pdo/)。
2.2 水汽收支计算静态水汽收支平衡方程为
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(1) |
式中，P为降水量，E为蒸发量，ρw为水汽密度，g为重力加速度，p为压强，ps为地表压强，q为相对湿度，V为水平风矢量(V=UI+VJ)。当计算整层积分时，式(1)可以写成
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(2) |
式中，K是垂直层数(本文为模式26层)，dp为每层厚度。
将水汽辐合项拆分为月平均值及变化值，
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(3) |
式(3)右边的第一项及第二项为平均流项和扰动项，忽略包含dp′k的项。
平均流项还可以分解为与质量辐散有关的动力学项及与湿度梯度相关的热力学项。当积分号提前后，会引入边界项S(Seager，et al，2013)。
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(4) |
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(5) |
式中，qs、Vs分别表示地表相对湿度及风速。令
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(6) |
式中，下标d和c分别表示增加CO2或气溶胶浓度试验及对照试验。式(5)可写成
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(7) |
当忽略非线性项的作用后，式(7)可以简化成
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(8) |
式中，δTH、δMCD、δTE、δS分别为热力作用项、动力作用项、扰动项及边界项。
2.3 CESM模式介绍及试验设计选用地球系统耦合模式第1版(CESM1，Hurrell，et al，2013)，该模式是NCAR于2010年7月推出的通用地球系统模式。选用通用大气模块第4版(CAM4；Neale，et al，2010)；通用陆面模块第4版(CLM4；Oleson，et al，2010)，与CAM4的水平分辨率一致(1.9°×2.5°)；并行海洋模块第2版(POP2；Smith，et al，2010)，通用海冰模块第4版(CICE4；Hunke，et al，2010)，CICE4和POP2模块采用另一种偶极子网格，水平分辨率为1°×1°。模式结果以σ坐标系26垂直层显示。沙莹莹等(2016)认为该模式对亚洲气候具有较强的模拟能力，并利用该模式对人类活动影响季风活动及区域气候效应进行了研究。汪佳伟等(2012)分析了CO2增倍对东亚夏季风北边缘带的影响；邓洁淳等(2014)研究了中国东部地区人为气溶胶对东亚冬、夏季风的不同影响；王志立等(2009)模拟了南亚地区黑碳气溶胶对亚洲夏季风的影响，均证实了该模式在模拟人类活动影响区域气候变化方面的可信度。
模式试验目的：重现20世纪70年代末期人类活动的排放水平，诊断排放值的年代际变化对中国东部夏季降水的影响程度及相应机制。具体试验设计如下(表 1)，在模式运行过程中保持海温的季节变化和年际变化。这其中不仅包含气溶胶对大气单向的气候作用，还考虑季风强、弱的年际变化对气溶胶分布的影响，即气溶胶与大气的相互作用，但排除了海温年代际变化的影响(敏感性试验与对照试验的海温不存在年代际尺度的差别，图略)，进而得到仅考虑人类活动因子对中国东部夏季降水年代际变化的影响。
| CO2(单位：10-6) | 硫酸盐 | 黑碳 | 有机碳 | |
| 对照试验 | 284.7 | V1850-1860s | V1850-1860s | V1850-1860s |
| CO2敏感性试验 | 355.9 | V1850s | V1850s | V1850s |
| 气溶胶敏感性试验 | 284.7 | V1860s | V1860s | V1860s |
| 硫酸盐气溶胶敏感性试验 | 284.7 | V1860s | V1850s | V1850s |
| 黑碳气溶胶敏感性试验 | 284.7 | V1850s | V1860s | V1850s |
| 有机碳气溶胶敏感性试验 | 284.7 | V1850s | V1850s | V1860s |
(1) 对照试验：选用1850年工业革命前的排放状况，CO2排放量固定为284.7×10-6，气溶胶包括受人类活动影响变化明显的硫酸盐、黑碳和有机碳气溶胶，以及主要来自自然排放的尘和海盐气溶胶，运行模式积分20 a，前10 a为模式的能量平衡调整期。
(2) CO2敏感性试验：增加CO2排放量为对照试验的1.25倍，即355.9×10-6，1.25倍为观测到的20世纪80年代CO2排放量水平与70年代的比值。以对照试验1860年状况为初始场，运行模式积分10 a，与对照试验后10 a(1860—1869年)的结果对比。
(3) 气溶胶敏感性试验：为了重现气溶胶的实际排放状况，分析了IPCC给出的10 a平均的CAM4气溶胶数据集(ftp://ftp-ipcc.fz-juelich.de/pub/emissions/gridded_netcdf/)。从不同种类气溶胶20世纪60—80年代的年代际变化特征来看(图 1)，硫酸盐气溶胶的排放量在20世纪70年代之后发生了明显的年代际转折(图 1a、b)，60—70年代主要的排放源集中在美国的东海岸、欧洲及中国(图 1a)，但是70年代之后美国东海岸、欧洲大陆及非洲的部分地区排放量有所减少(图 1b)。Stier等(2006)也证实了这种变化，并且发现这种变化是由于美国在20世纪70年代中期使用了低硫含量的碳导致的(Lefohn，et al，1999)。其他种类的气溶胶在两个时段的变化差别不明显。黑碳气溶胶(图 1c、d)在美国和亚洲大部分地区的排放量都明显增加，尤其在印度和中国东部沿海地区，但在欧洲大陆的排放量明显减少。有机碳气溶胶的年代际变化与黑碳气溶胶相近，仅在西亚地区有明显差别，变化最显著的区域集中在欧洲和亚洲(图 1e、f)。自然排放的尘(图 1g、h)和海盐气溶胶(图 1i、j)的年代际变化则非常混乱也不显著。因而本研究只选取在20世纪70—80年代有明显变化的受人类活动影响显著的硫酸盐气溶胶、黑碳气溶胶和有机碳气溶胶来进行敏感性试验，以对照试验1860年状况为初始场，各类气溶胶值由V1860s=V1980s/V1970s×V1850s计算得到，表示模式试验中19世纪60年代的气溶胶排放值由CAM4气溶胶数据中20世纪80年代与70年代的比值与对照试验19世纪50年代气溶胶含量的乘积得到，运行模式10 a积分，将试验结果与对照试验1860—1869年的结果进行对比。
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| 图 1 各类气溶胶排放量20世纪70年代与60年代的差值(a、c、e、g、i)及80年代与70年代的差值(b、d、f、h、j) (a、b.硫酸盐，单位：kg/kg；c、d.黑碳，单位：10-3 kg/kg；e、f.有机碳，单位：10-3 kg/kg；g、h.自然尘，单位：kg/kg；i、j.海盐，单位：10-3 kg/kg；黑色点状标识表示通过了α=0.05的显著性检验) Fig. 1 Differences in the distribution of aerosol emission between the 1970s and 1960s (a, c, e, g, i), and between the 1980s and 1970s (b, d, f, h, j) (a, b. sulfate, unit: kg/kg; c, d. black carbon, unit: 10-3 kg/kg; e, f. organic carbon, unit: 10-3 kg/kg; g, h. dust, unit: kg/kg; i, j. sea salt, unit: 10-3 kg/kg; black dots indicate significance at the 95% confidence) |
根据中国气象局提供的降水站点资料数据集，分析20世纪70年代末中国东部夏季降水的年代际变化特征。图 2显示中国东部夏季降水自北向南呈现近似的“+ - + -”的分布型，东北地区、内蒙古东部、长江流域夏季降水增加，增加幅度大于0.4 mm/d，尤其是西北及西南地区的东部降水明显增加，增加值可达1.2 mm/d；而华北、黄淮及长江以南地区降水量有所减少，减少幅度超过0.4 mm/d，显著减少的区域位于黄淮地区及长江以南部分地区，变幅可达-1.2 mm/d。
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| 图 2 1979—1988年与1969—1978年中国东部夏季平均降水差值(单位：mm/d) (打点区域表示通过了α=0.05的显著性检验) Fig. 2 Difference in the spatial pattern of summer rainfall over eastern China between the two periods of 1979-1988 and 1969-1978 (unit: mm/d) (dotted areas indicate significance at the 95% confidence level) |
进一步分析CO2、海温与20世纪70年代末中国东部夏季降水年代际变化的关系，计算了1961—2014年中国东部分区域平均的夏季降水与CO2、PDO的11 a滑动相关系数(图 3)。根据图 2的变化特征，将中国东部分为四个区域，分别为东北地区(40°—55°N，120°—135°E)，华北地区(35°—40°N，112°—123°E)，江淮地区(29—34°N，105°—122°E)以及南方地区(25°—28°N，110°—125°E)。可以看出，CO2与各区域降水的相关关系均在70年代中、后期发生了年代际转变。CO2与东北地区夏季平均降水由70年代初的负相关转变为70年代末开始的显著正相关，这种正相关关系一直维持至80年代中期开始转向负相关；与华北夏季降水的年代际相关关系由70年代初的正相关逐渐转变为负相关，至1977年开始维持显著的负相关；与江淮地区夏季降水的关系由70年代中期之前的不稳定相关突变为70年代中期的显著正相关，并维持这种正相关关系至80年代初；与南方地区夏季降水的关系由70年代中期之前的正相关转变为70年代末开始的显著负相关，这种负相关关系维持到80年代末。CO2在气候变暖的整个时段持续递增，意味着其在70年代中、后期较前一时段表现为年代际增长，与中国东部各区域夏季降水的年代际相关关系表明，东北及江淮地区降水量增大，而华北及南方降水减少，这与观测事实非常一致。同时由图 1可知，硫酸盐的排放也在20世纪70年代经历了明显的年代际转折，证实了人为气候变化在70年代的转折确实存在，并推测这次年代际转折会对夏季降水的年代际变化产生显著影响。
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| 图 3 1961—2014年中国东部不同区域夏季降水与CO2(a)及PDO(b)的11 a滑动相关 (1966年的值代表 1961—1971年的相关系数；水平虚线表示α=0.05的显著性水平) Fig. 3 The 11 a moving correlations of summer rainfall over eastern China with CO2 (a) and PDO (b) from 1961 to 2014 (The value corresponding to 1966 is the correlation coefficient for the period 1961-1971; horizontal dashed lines indicate the 95% confidence levels) |
从20世纪70年代中、后期PDO与中国东部区域夏季降水的年代际相关关系的变化来看，PDO仅与华北及江淮地区的夏季降水年代际变化显著相关。与江淮地区夏季降水的年代际相关特征自60年代中期开始一直维持正相关，至70年代末表现为显著的正相关；PDO与华北夏季降水年代际变化的相关性最好，表现为60年代中期至70年代中期的显著正相关，于70年代中、后期突变为显著的负相关；而与东北及中国南方地区夏季降水的年代际变化相关性不显著。PDO在70年代末由负位相转为正位相(图略)，对应着江淮地区降水量出现年代际增长，而华北降水量出现年代际减少，也与观测事实一致。
由于海温的改变对辐射量的影响较小，为了进一步确定不考虑海温变化的人类活动对中国东部夏季降水年代际变化的影响，分析了北半球年平均地表净短波辐射及大气顶向上的长波辐射量的变化特征(图 4)。大气顶向上的长波辐射通量(ULTOA)自20世纪60年代以来主要表现为微弱的增加趋势，但从70年代中、后期开始出现明显的增长趋势。CO2作为温室气体，在大气顶有效地阻挡地表长波辐射的损失，加热大气(Cess，et al，1993；Hansen，et al，1997)。因此，大气顶向上的长波辐射通量的这一年代际增长证明了CO2的辐射效应在这一时段的变化。从地表净短波辐射量的变化来看，地表净短波辐射量从20世纪60年代开始呈现明显的减少趋势，自80年代初开始，这种下降趋势明显趋缓，并出现微弱的上升。气溶胶会有效减少地表净短波辐射通量(Charlson，et al，1991；Hansen，et al，1997)，在80年代之前地表净短波辐射量的这种年代际减弱说明气溶胶的贡献显著，而在80年代初出现的转折则表示气溶胶的作用被慢慢削弱。这也进一步证明了CO2及气溶胶的排放量在70年代中、后期至80年代初的年代际转折变化特征。同时，这一结果也与前人指出的20世纪60—80年代，气溶胶的贡献大于温室气体，80年代之后，温室气体的贡献则更为显著是一致的(Wild，et al, 2008, 2010；Bichet，et al，2011)。
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| 图 4 标准化的北半球年平均大气顶向上长波辐射(ULTOA)及地表净短波辐射(NSS)变化序列 Fig. 4 Time series of the standardized upward long wave radiation flux at the top of the atmosphere (ULTOA) and net shortwave radiation flux at the surface (NSS) |
由线性克劳修斯-克拉珀龙方程
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可知，CO2排放量增加后，温度升高导致水汽增加。但赤道辐合带(ITCZ)水汽增加量多于偏干的中纬度地区，即赤道信风控制的区域变湿，而西风带控制的地区会变干，同时由于水汽平流引起了动力作用的变化(Held，et al，2006)。进一步分析水汽收支方程(式(8))中的各项分布特征。敏感性试验与对照试验对比结果显示：CO2排放量增加后(图 5)，江淮流域及部分西南地区降水量与蒸发量的差值(P-E)增大，而东北、华北及长江以南地区降水量与蒸发量的差值减小，显著减小的区域位于渤海湾部分地区及东南沿海地区，(P-E)值小于-0.8 mm/d(图 5a)。与观测的1976年以后中国东部夏季降水分布特征相比，CO2排放量增加的敏感性试验模拟出了中国东部夏季降水在江淮流域降水增加以及华北、长江以南大部分地区降水减少的特征，但在长江流域降水增加的范围相对较小，变化不显著，且并未模拟出东北地区降水量增加的特征。水汽辐合项(图 5b)与(P-E)项基本平衡，尽管在部分地区水汽辐合项变化值略大，最大值大于2.5 mm/d。这种误差是模式分辨率以及计算散度的过程中引入的(Seager，et al，2013)。动力作用(图 5c)的贡献量级与(P-E)变化量级相当，这就意味着动力作用对于整个(P-E)变化贡献最大。热力作用对于长江以北地区的(P-E)主要为正贡献，但这种正贡献不足以增加东北及华北地区的降水(图 5d)。扰动项补偿了水汽辐合项与热动力作用的差值，在中国北方地区，尤其是西北东部对(P-E)为显著的负贡献，在东北部分地区及中国南方大部分地区扰动项为正贡献(图 5e)，体现了年际信号的“南涝北旱”特征。边界项相对较小，可以忽略(图 5f)。
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| 图 5 CO2排放量增加后，夏季(P-E)(a)、水汽辐合项(b)、动力作用项(c)、热力作用项(d)、扰动项(e)、边界项(f)的变化特征 (单位：mm/d，“*”标识表示通过α=0.05的显著性检验) Fig. 5 Differences in the distributions of the (P-E)(a), moisture convergence (b), dynamic contribution (c), thermodynamic contribution (d), transient eddy contribution (e), and surface term contribution (f) in the summer between the simulations of changing CO2 level and the control run (unit: mm/d, "*" indicates significance at the 95% confidence level) |
由于水汽辐合项与(P-E)项差别很小，且边界项的贡献也较小，针对气溶胶的分析只考虑动力、热力及扰动项的作用。从(P-E)的变化来看(图 6a)，与CO2效应在江淮流域降水量增加以及长江以南大部分地区的降水量减少特征相近；不同的是，气溶胶效应影响渤海湾地区为正的(P-E)分布，且对于西北东部地区降水减少的影响更为显著。气溶胶的动力贡献(图 6b)与(P-E)的分布型类似，但量级大于(P-E)的量级(部分地区超过2 mm/d)，对整个中国东北、西北东部及长江以南地区都为显著的负贡献，在黄淮、江淮流域则为显著正贡献。气溶胶的热力作用(图 6c)与动力作用几乎相反，在中国东北、西北东部及南方为正贡献，而在黄淮、江淮地区为负贡献，但量级相比动力作用较小。扰动项作用的显著正贡献区域集中在长江下游及西北部分地区(图 6d)。
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| 图 6 气溶胶排放量增加后，夏季(P-E)(a)、动力作用项(b)、热力作用项(c)及扰动项(d)的变化特征 (单位：mm/d，“*”标识表示通过α=0.05的显著性检验) Fig. 6 Differences in the distributions of the (P-E)(a), dynamic contribution (b), thermodynamic contribution (c), and transient eddy contribution (d) in the summer between the simulations of changing aerosols levels and the control run (unit: mm/d, "*"indicates significance at the 95% confidence level) |
分别来看不同的气溶胶组分对水汽辐合各项的贡献(图 7—9)，(P-E)在黑碳气溶胶(图 7a)和硫酸盐气溶胶(图 8a)排放量变化的作用下，黄河以南为近似的“-+-”分布型，显著变化的区域也十分一致，但在内蒙古及东北的部分地区，二者的分布型则相反。黑碳气溶胶在该区域使(P-E)显著减少，而硫酸盐效应则使该区域(P-E)为正异常。从有机碳气溶胶的效应来看(图 9a)，(P-E)的分布表现为华北、西南及华南部分地区多，东北及黄河以南、长江以北区域少。显著变化的区域集中在东北及西北东部地区。不同种类的气溶胶的动力作用差别很大。黑碳气溶胶(图 7b)和有机碳气溶胶(图 9b)动力作用的贡献与(P-E)的分布型基本一致，但量级大于(P-E)。硫酸盐气溶胶(图 8b)的动力作用在黄河以南的大部分地区为负贡献，但在华北部分地区为显著的正贡献。不同种类的气溶胶的热力作用(图 7c、8c、9c)在中国东部主要为正贡献，仅有黑碳气溶胶的热力作用在长江中、下游及西南部分地区为负贡献，但与动力作用相比很小，且不显著。扰动项的作用(图 7d、8d、9d)主要表现为长江流域的正贡献，以及东北及华南的负贡献，但显著变化的区域相对较小，且扰动项主要体现年际尺度的变化特征。
通过计算水汽收支各项的区域平均值，定量分析它们的区域平均贡献(图 10)。整体来看，CO2及不同种类气溶胶排放量的年代际变化都会使得中国东部夏季降水减少，其中CO2强迫的效应较气溶胶效应显著，对中国东部地区(P-E)变化的贡献最大。从对水汽收支各项贡献来看，动力作用主导(P-E)的变化，而热力作用与动力作用相反，对(P-E)都为正贡献，但被一部分动力作用抵消。扰动项相对较小，且不同种类的气溶胶对(P-E)的贡献差别较大。从不同种类气溶胶的效应来看，黑碳气溶胶和有机碳气溶胶对中国东部地区(P-E)变化的贡献相当，但黑碳气溶胶的动力作用强于有机碳气溶胶，而有机碳气溶胶的热力作用强于黑碳气溶胶。硫酸盐气溶胶对整个中国东部区域平均水汽收支影响较小，因而对(P-E)的贡献也较小，其原因是动力作用的负贡献被更强的热力作用抵消。结合水汽收支各项的空间分布特征，可以得到，在年代际变化上，CO2及不同种类气溶胶都会对中国东部夏季降水产生影响，且CO2比气溶胶的作用更为显著，这也与前文得到的结论一致。
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| 图 10 不同人类活动排放物的敏感性试验与对照试验得到的中国东部区域平均水汽收支各项差值分布(单位：mm/d) Fig. 10 Regionally averaged differences in individual terms of the moisture budget equation between the sensitivity simulations aiming at different anthropogenic emissions and the control simulation (unit: mm/d) |
由于中国东部夏季降水受季风环流变化影响显著，进而分析了CO2及气溶胶排放量变化后风场的变化特征(图 11)。CO2排放量增加后(图 11a)，东亚夏季风和印度季风增强，进而在中国南方地区形成一个异常气旋性环流，水汽主要由南海和西太平洋地区输送至江淮流域产生辐合，造成江淮流域降水增加；中国南方地区风速减小，结合图 5c的动力作用贡献(动力作用在该地区为显著的负贡献)，进而降水量减少。而从气溶胶排放量改变后的风场特征来看(图 11b)，与水汽收支的动力作用贡献(图 6b)具有非常好的一致性，副热带夏季风增强，而南海夏季风减弱，江淮流域风速显著增加，动力作用为显著的正贡献，进而该区域降水量增加，而东北及中国南方地区风速减小，动力作用为负贡献，使得该区域降水减少。
前文指出CO2及气溶胶排放量改变产生的动力作用对中国东部夏季降水的影响最为显著，进一步探究其影响机制。根据热成风平衡方程(Holton，2004)
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式中，vg是地转经向风，vag是非地转经向风，u是纬向风，f是地转参数。模拟CO2排放量增加的气候效应中(图 12a)，对流层变暖，两个极值中心分别位于20°—30°N，以及50°N以北的整个对流层中部。这就意味着对流层上层30°N以南的温度梯度增大，而35°N以北的温度梯度减小。30°N以南增强的温度梯度增大了上对流层的西风分量，增强的西风进而会导致非地转经向风的增强；而35°N以北减小的温度梯度引起上对流层的西风分量减弱，非地转经向风减弱，进而在30°—35°N(江淮流域)对流层经向风辐合，产生上升运动，上升运动会增强对流运动发展，增加降水，尤其是对流降水，因此江淮流域降水增加；相反，在30°N以南的中国南方地区，向北的温度梯度增大，而向南的温度梯度减小，进而下沉运动显著，降水减少。尽管气溶胶的作用会产生与CO2相反的降温效应，但是从温度梯度的变化来看，30°N以南温度梯度增大，35°N以北温度梯度减小，同理，30°—35°N的江淮流域上升运动剧烈，降水量增多；30°N以南的中国南方降水量减少(图 12b)。从不同气溶胶的效应来看(图 12c—e)，黑碳气溶胶(图 12c)及硫酸盐气溶胶(图 12d)的效应同样会导致30°N以南的温度梯度增大，而35°N以北的温度梯度减小，进而江淮流域降水量增大。而有机碳气溶胶(图 12e)则由于其在25°N以南的对流层上层和低层均产生升温效应，以北产生降温效应，使其温度梯度变得不稳定，进而大气斜压性增强，上升运动主要出现在长江以南的中国南方地区，相应地区降水量增大。
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| 图 12 CO2(a)、气溶胶(b)、黑碳气溶胶(c)、硫酸盐气溶胶(d)及有机碳气溶胶(e)敏感性试验与对照试验得到的夏季气温(色阶，单位：℃)和垂直速度(dp/dt，等值线，单位：Pa/s)差值场在108°—122°E的纬度-高度垂直剖面 (“×”标识表示温度变化通过α=0.05的显著性检验) Fig. 12 Latitude-height cross-sections of differences in air temperature (shadings, unit: ℃) and vertical velocity (dp/dt, contours, unit: Pa/s) averaged over 108°-122°E between the CO2 simulation (a), aerosols simulation (b), black carbon simulation (c), sulfate aerosol simulation (d), organic carbon simulation (e) and the control run ("×"indicates significance at the 95% confidence level for air temperature change) |
北半球气温在20世纪70年代末开始进入明显的年代际升高期，中国东部夏季降水在这个时期自北向南呈现“+ - + -”的分布型，东北和长江流域降水大范围增多，华北和华南降水减少。从CO2及气溶胶的年代际变化及其辐射强迫效应来看，二者的排放量均在20世纪70年代中、后期至80年代初发生了明显的年代际变化。20世纪60—80年代，气溶胶的贡献大于CO2，而80年代之后，CO2的贡献则更为显著。通过模式重现20世纪70年代末期人类活动排放的CO2及气溶胶的年代际变化，诊断了其对中国东部气候变化的影响。主要结论如下：
模式诊断的人类活动引起的CO2及气溶胶排放量增加后，中国东部夏季降水主要呈现相近的“- + -”分布型，江淮流域降水增加，而中国北方及南方降水减少，二者的差别在于CO2效应引起渤海湾地区降水减少，而气溶胶效应引起该地区降水增加。与观测的20世纪70年代末的年代际转折相比，在江淮流域降水增大以及华北、长江以南大部分地区降水减少的特征一致，但并未模拟出东北地区降水量增加的特征，且在长江流域降水增大的范围相对较小，变化不显著。
CO2排放量增加后的水汽收支变化显示，江淮流域的水汽辐合以及中国南方的水汽辐散主要是与湿度梯度有关的热力效应和与质量辐散有关的动力效应共同作用的结果，但动力作用更显著。东亚夏季风和印度季风增强，在中国南方地区形成一个异常气旋性环流，水汽主要由南海和西太平洋地区输送至江淮流域产生辐合，进而江淮流域降水增多；中国南方风速减小，动力作用为显著的负贡献，进而降水量减少。气溶胶的变化效应表明其虽会减少地表太阳辐射，但通过改变温度梯度，热成风效应产生的动力作用使江淮流域风速显著增大，动力作用为显著的正贡献，上升运动增强，降水增多；而中国南方风速减小，动力作用为负贡献，下沉运动显著，降水减少。黑碳和硫酸盐气溶胶效应影响江淮流域降水量的增大，东北、华北及长江以南地区降水量减少。有机碳气溶胶的效应导致中国东部降水分布型表现为华北及华南地区降水多，黄河以南至长江流域降水少。不同种类气溶胶的动力作用差别很大，黑碳和有机碳气溶胶的动力贡献与降水的分布型基本一致。不同种类的气溶胶的热力作用在中国东部主要为正贡献，但与动力作用相比很小，且不显著。总体来看，CO2及气溶胶对温度梯度的影响引起的区域异常的上升/下沉运动是导致中国东部夏季降水变化的主要原因，相比之下，CO2对中国东部地区(P-E)变化的影响更显著。
尽管模式模拟结果表现出了与观测相近的中国东部大范围降水年代际变化特征，但对于东北及长江流域部分地区的模拟效果并不理想。此外，由于本研究的重点是分析人为气溶胶的作用，选用了CAM4大气模块，但该模块没有充分考虑气溶胶的间接效应，会造成模拟结果偏差。因此还需要通过不同的全球及区域气候模式来证实人类活动会直接导致20世纪70年代末中国东部夏季降水的异常。
| 布和朝鲁, 林永辉. 2003. ECHAM4/OPYC3海气耦合模式对东亚季风年循环及其未来变化的模拟. 气候与环境研究, 8(4): 402–416. Bueh C, Lin Y H. 2003. A Simulation of the annual cycle and future change of the East Asian monsoon with the ECHAM4/OPYC3 CGCM model. Climatic Environ Res, 8(4): 402–416. (in Chinese) |
| 陈桦, 丁一汇, 何金海. 2006. 亚洲夏季风指数的重新评估与季风的长期变化. 气象学报, 64(6): 770–779. Chen H, Ding Y H, He J H. 2006. Reappraisal of Asian summer monsoon indices and the long-term variation of monsoon. Acta Meteor Sinica, 64(6): 770–779. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2006.06.009 (in Chinese) |
| 邓洁淳, 徐海明, 马红云, 等. 2014. 中国东部地区人为气溶胶对东亚冬、夏季风的影响:一个高分辨率大气环流模式的模拟研究. 热带气象学报, 30(3): 567–576. Deng J C, Xu H M, Ma H Y, et al. 2014. The effects of anthropogenic aerosols over Eastern China on East Asian monsoons:Simulation study with a high resolution CAM5.1 model. J Trop Meteor, 30(3): 567–576. DOI:10.3969/j.issn.1004-4965.2014.03.018 (in Chinese) |
| 龚志强, 赵俊虎, 封国林. 2013. 中国东部2012年夏季降水及年代际转型的可能信号分析. 物理学报, 62(9): 099205. Gong Z Q, Zhao J H, Feng G L. 2013. Analysis of the summer precipitation of 2012 in East China and its possibility of decadal shift. Acta Phys Sinica, 62(9): 099205. (in Chinese) |
| 顾薇, 李崇银, 杨辉. 2005. 中国东部夏季主要降水型的年代际变化及趋势分析. 气象学报, 63(5): 728–739. Gu W, Li C Y, Yang H. 2005. Analysis on interdecadal variation of summer rainfall and its trend in east China. Acta Meteor Sinica, 63(5): 728–739. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2005.05.017 (in Chinese) |
| 黄荣辉, 陈际龙, 刘永. 2011. 我国东部夏季降水异常主模态的年代际变化及其与东亚水汽输送的关系. 大气科学, 35(4): 589–606. Huang R H, Chen J L, Liu Y. 2011. Interdecadal variation of the leading modes of summertime precipitation anomalies over eastern China and its association with water vapor transport over East Asia. Chinese J Atmos Sci, 35(4): 589–606. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2011.04.01 (in Chinese) |
| 吕俊梅, 祝从文, 琚建华, 等. 2014. 近百年中国东部夏季降水年代际变化特征及其原因. 大气科学, 38(4): 782–794. Lü J M, Zhu C W, Ju J H, et al. 2014. Interdecadal variability in summer precipitation over East China during the past 100 years and its possible causes. Chinese J Atmos Sci, 38(4): 782–794. (in Chinese) |
| 沙莹莹, 石正国. 2016. 大气环流模式CAM4对亚洲气候的高分辨率模拟. 地球环境学报, 7(3): 278–291. Sha Y Y, Shi Z G. 2016. A high resolution simulation on Asian climate by community atmosphere model 4. J Earth Environ, 7(3): 278–291. (in Chinese) |
| 申乐琳, 何金海, 周秀骥, 等. 2010. 近50年来中国夏季降水及水汽输送特征研究. 气象学报, 68(6): 918–931. Shen L L, He J H, Zhou X J, et al. 2010. The regional variabilities of the summer rainfall in China and its relation with anomalous moisture transport during the recent 50 years. Acta Meteor Sinica, 68(6): 918–931. (in Chinese) |
| 汪佳伟, 汤绪, 陈葆德, 等. 2012. 全球变暖与亚洲夏季风北边缘带:CO2增倍的数值模拟. 高原气象, 31(2): 418–427. Wang J W, Tang X, Chen B D, et al. 2012. Global warming and north edge of Asian summer monsoon:Numerical experiment with doubled CO2. Plateau Meteor, 31(2): 418–427. (in Chinese) |
| 王绍武, 蔡静宁, 朱锦红, 等. 2002. 19世纪80年代到20世纪90年代中国年降水量的年代际变化. 气象学报, 60(5): 637–639. Wang S W, Cai J N, Zhu J H, et al. 2002. The interdecadal variations of annual precipitation in China during 1880's-1990's. Acta Meteor Sinica, 60(5): 637–639. (in Chinese) |
| 王志立, 张华, 郭品文. 2009. 南亚地区黑碳气溶胶对亚洲夏季风的影响. 高原气象, 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. Plateau Meteor, 28(2): 419–424. (in Chinese) |
| 张人禾, 武炳义, 赵平, 等. 2008. 中国东部夏季气候20世纪80年代后期的年代际转型及其可能成因. 气象学报, 66(5): 697–706. Zhang R H, Wu B Y, Zhao P, et al. 2008. The decadal shift of the summer climate in the late 1980s over East China and its possible causes. Acta Meteor Sinica, 66(5): 697–706. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2008.05.004 (in Chinese) |
| 周晓霞, 丁一汇, 王盘兴. 2008. 夏季亚洲季风区的水汽输送及其对中国降水的影响. 气象学报, 66(1): 59–70. Zhou X X, Ding Y H, Wang P X. 2008. Moisture transpotr in Asian summer monsoon region and its relationship with summer precipitation in China. Acta Meteor Sinica, 66(1): 59–70. (in Chinese) |
| 朱志伟, 何金海, 钟珊珊, 等. 2013. 春夏东亚大气环流年代际转折的影响及其可能机理. 气象学报, 71(3): 440–451. Zhu Z W, He J H, Zhong S S, et al. 2013. The climatic effect of decadal shift of the East Asian atmospheric circulation in spring and summer and its possible causes. Acta Meteor Sinica, 71(3): 440–451. (in Chinese) |
| Bichet A, Wild M, Folini D, et al. 2011. Global precipitation response to changing forcings since 1870. Atmos Chem Phys, 11(18): 9961–9970. DOI:10.5194/acp-11-9961-2011 |
| Cess R D, Zhang M H, Potter G L, et al. 1993. Uncertainties in carbon dioxide radiative forcing in atmospheric general circulation models. Science, 262(5137): 1252–1255. DOI:10.1126/science.262.5137.1252 |
| Chang C P, Zhang Y S, Li T. 2000. Interannual and interdecadal variations of the East Asian summer monsoon and tropical Pacific SSTs.Part Ⅰ:Roles of the subtropical ridge. J Climate, 13(24): 4310–4325. DOI:10.1175/1520-0442(2000)013<4310:IAIVOT>2.0.CO;2 |
| Charlson R J, Langner J, Rodhe H, et al. 1991. Perturbation of the northern hemisphere radiative balance by backscattering from anthropogenic sulfate aerosols. Tellus A, 43(4): 152–163. DOI:10.3402/tellusa.v43i4.11944 |
| Cherchi A, Alessandri A, Masina S, et al. 2011. Effects of increased CO2 levels on monsoons. Climate Dyn, 37(1-2): 83–101. DOI:10.1007/s00382-010-0801-7 |
| Chou C, Neelin J D, Chen C A, et al. 2009. Evaluating the "rich-get-richer" mechanism in tropical precipitation change under global warming. J Climate, 22(8): 1982–2005. DOI:10.1175/2008JCLI2471.1 |
| Ding Y H, Wang Z Y, Sun Y. 2008. Inter-decadal variation of the summer precipitation in East China and its association with decreasing Asian summer monsoon.Part Ⅰ:Observed evidences. Int J Climatol, 28(9): 1139–1161. DOI:10.1002/joc.v28:9 |
| Gong D Y, Ho C H. 2002. Shift in the summer rainfall over the Yangtze River valley in the late 1970s. Geophys Res Lett, 29(10): 78–1-78-4. |
| Hansen J, Sato M, Ruedy R. 1997. Radiative forcing and climate response. J Geophys Res Atmos, 102(D6): 6831–6864. DOI:10.1029/96JD03436 |
| Held I M, Soden B J. 2006. Robust responses of the hydrological cycle to global warming. J Climate, 19(21): 5686–5699. DOI:10.1175/JCLI3990.1 |
| Holton J R. 2004. An Introduction to Dynamic Meteorology. 4th ed. San Diego, California: Elsevier Academic Press: 347pp. |
| Huebert B J, Bates T, Russell P B, et al. 2003. An overview of ACE-Asia:Strategies for quantifying the relationships between Asian aerosols and their climatic impacts. J Geophys Res Atmos, 108(D23): 8633. DOI:10.1029/2003JD003550 |
| Hunke E C, Lipscomb W H. 2010. CICE: The Los Alamos Sea Ice model, documentation and software user's manual: version 4.1, Version 4.0, LA-CC-06-012. Los Alamos: Los Alamos National Laboratory |
| Hurrell J W, Holland M M, Gent P R, et al. 2013. The community earth system model:A framework for collaborative research. Bull Amer Meteor Soc, 94(9): 1339–1360. DOI:10.1175/BAMS-D-12-00121.1 |
| Ichikawa A. 2004. Global Warming:The Research Challenges. Dordrecht: Springer. |
| IPCC. 2014. Climate Change 2014:Mitigation of Climate Change. Cambridge: Cambridge University Press. |
| Jiang Y Q, Yang X Q, Liu X H. 2015. Seasonality in anthropogenic aerosol effects on East Asian climate simulated with CAM5. J Geophys Res Atmos, 120(20): 10837–10861. DOI:10.1002/2015JD023451 |
| Jones P D, New M, Parker D E, et al. 1999. Surface air temperature and its changes over the past 150 years. Rev Geophys, 37(2): 173–199. DOI:10.1029/1999RG900002 |
| Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al. 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bull Amer Meteor Soc, 77(3): 437–472. DOI:10.1175/1520-0477(1996)077<0437:TNYRP>2.0.CO;2 |
| Karl T R, Trenberth K E. 2003. Modern global climate change. Science, 302(5651): 1719–1723. DOI:10.1126/science.1090228 |
| Kaufman Y J, Tanré D, Boucher O. 2002. A satellite view of aerosols in the climate system. Nature, 419(6903): 215–223. DOI:10.1038/nature01091 |
| Kuhlmann J, Quaas J. 2010. How can aerosols affect the Asian summer monsoon? Assessment during three consecutive pre-monsoon seasons from CALIPSO satellite data. Atmos Chem Phys, 10(10): 4673–4688. DOI:10.5194/acp-10-4673-2010 |
| 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. Climate Dyn, 26(7-8): 855–864. DOI:10.1007/s00382-006-0114-z |
| Lefohn A S, Husar J D, Husar R B. 1999. Estimating historical anthropogenic global sulfur emission patterns for the period 1850-1990. Atmos Environ, 33(21): 3435–3444. DOI:10.1016/S1352-2310(99)00112-0 |
| Li D L, Jiang Y C, Zhang L P, et al. 2016. Onset and retreat dates of the South China Sea Summer Monsoon and their relationships with the monsoon intensity in the context of climate warming. J Trop Meteor, 22(3): 362–373. |
| Ma Z G. 2007. The interdecadal trend and shift of dry/wet over the central part of north China and their relationship to the Pacific decadal oscillation (PDO). Chinese Sci Bull, 52(15): 2130–2139. DOI:10.1007/s11434-007-0284-z |
| Marland G, Boden T A, Andres R J. 2017. Global, Regional, and National Fossil-Fuel CO2 Emissions. U S Department of Energy, Oak Ridge, Tenn: Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory |
| Menon S, Hansen J, Nazarenko L, et al. 2002. Climate effects of black carbon aerosols in China and India. Science, 297(5590): 2250–2253. DOI:10.1126/science.1075159 |
| Neale R B, Richter J H, Richter A J, et al. 2010. Description of the NCAR Community Atmosphere Model. Land Model. NCAR Techical Note, NCAR/TN-486+STR |
| Nitta T, Hu Z Z. 1996. Summer climate variability in China and its association with 500 hPa height and tropical convection. J Meteor Soc Japan, 74(4): 425–445. DOI:10.2151/jmsj1965.74.4_425 |
| Oleson K W, Lawrence D M, Bonan G B, et al. 2010. Technical description of version 4.0 of the Community Land Model (CLM). Geophys Res Lett, 37(7): 256–265. |
| Qian W H, Lin X, Zhu Y F, et al. 2007. Climatic regime shift and decadal anomalous events in China. Climatic Change, 84(2): 167–189. |
| Richter I, Xie S P. 2008. Muted precipitation increase in global warming simulations:A surface evaporation perspective. J Geophys Res Atmos, 113(D24): D24118. DOI:10.1029/2008JD010561 |
| Seager R, Henderson N. 2013. Diagnostic computation of moisture budgets in the ERA-Interim reanalysis with reference to analysis of CMIP-archived atmospheric model data. J Climate, 26(20): 7876–7901. DOI:10.1175/JCLI-D-13-00018.1 |
| Smith R D, Gent P. 2010. The Parallel Ocean Program (POP) reference manual. Los Alamos: Los Alamos National Laboratory |
| Song F F, Zhou T J, Qian Y. 2014. Responses of East Asian summer monsoon to natural and anthropogenic forcings in the 17 latest CMIP5 models. Geophys Res Lett, 41(2): 596–603. DOI:10.1002/2013GL058705 |
| Stier P, Feichter J, Kloster S, et al. 2006. Emission-Induced Nonlinearities in the global aerosol system:Results from the ECHAM5-HAM aerosol-climate model. J Climate, 19(16): 3845–3862. DOI:10.1175/JCLI3772.1 |
| Ueda H, Iwai A, Kuwako K, et al. 2006. Impact of anthropogenic forcing on the Asian summer monsoon as simulated by eight GCMs. Geophys Res Lett, 33(6): L06703. |
| Wang B, Huang F, Wu Z W, et al. 2009. Multi-scale climate variability of the South China Sea monsoon:A review. Dyn Atmos Oceans, 47(1-3): 15–37. DOI:10.1016/j.dynatmoce.2008.09.004 |
| Wang H J. 2001. The weakening of the Asian monsoon circulation after the end of 1970's. Adv Atmos Sci, 18(3): 376–386. DOI:10.1007/BF02919316 |
| Weng H Y, Lau K M, Xue Y K. 1999. Multi-Scale summer rainfall variability over China and its long-term link to global sea surface temperature variability. J Meteor Soc Japan, 77(4): 845–857. DOI:10.2151/jmsj1965.77.4_845 |
| Wild M, Grieser J, Schär C. 2008. Combined surface solar brightening and increasing greenhouse effect support recent intensification of the global land-based hydrological cycle. Geophys Res Lett, 35(17): L17706. DOI:10.1029/2008GL034842 |
| Wild M, Liepert B. 2010. The Earth radiation balance as driver of the global hydrological cycle. Environ Res Lett, 5(2): 025203. DOI:10.1088/1748-9326/5/2/025203 |
| Xia X G, Zong X M. 2009. Shortwave versus longwave direct radiative forcing by Taklimakan dust aerosols. Geophys Res Lett, 36(7): L07803. |
| Xu Q. 2001. Abrupt change of the mid-summer climate in central east China by the influence of atmospheric pollution. Atmos Environ, 35(30): 5029–5040. DOI:10.1016/S1352-2310(01)00315-6 |
| Zhang R H, Wu B Y, Han J P, et al. 2013. Effects on summer monsoon and rainfall change over China due to Eurasian snow cover and ocean thermal conditions//Climate Change-Realities, Impacts Over Ice Cap, Sea Level and Risks. Rijeka: InTech, 366pp |
| Zhu Y L, Wang H J, Ma J H, et al. 2015. Contribution of the phase transition of pacific decadal oscillation to the late 1990's shift in East China summer rainfall. J Geophys Res Atmos, 120(17): 8817–8827. DOI:10.1002/2015JD023545 |