三极地区雪冰中黑碳研究进展

马翔宇，李传金

（1.中国科学院西北生态环境资源研究院冰冻圈科学国家重点实验室，甘肃兰州730000；2.中国科学院大学，北京100049）

0 引言

黑碳是化石燃料或生物质不充分燃烧而生成的一种颗粒状或由颗粒凝结而成的絮状物［1］。自然界中的黑碳主要有两种来源，一是自然源，如森林大火、火山喷发等，二是人类工业生产和生活排放［2］。黑碳具有独特的物理化学性质，如耐高温、可聚合为稳定结构的团、不溶于水和大部分有机溶剂等，因此其化学稳定性较强［1，3-6］。燃烧的热力作用使黑碳上升到达并悬浮于大气对流层，形成黑碳气溶胶，寿命可达6～10天［2］。大气中的黑碳气溶胶可产生显著的气候效应，一方面，黑碳可以有效的吸收红外和可见光波段的太阳辐射，进而加热大气；另一方面，黑碳还能有效的反射太阳辐射，进而降低到达地表的太阳辐射，对地表有冷却效应［2］。大气中的黑碳气溶胶可以通过与云相互作用进而影响大气的能量平衡，还可以通过沉积至雪冰表面干扰冰雪界面的辐射平衡等过程对地球的气候系统产生重要影响。黑碳是目前除温室气体外对气候变暖贡献最大的人为辐射强迫因子［1，3，7-8］，2000年的全球黑碳总排放量约为7 500 Gg（1 Gg=109g），估计造成总体气候强迫平均值1.1 W·m-2［4］，该值略大于IPCC AR5给出的全球总体强迫估计值0.64 W·m-2［9］。

雪冰是一种空间上广泛分布的下垫面，集中分布于高纬度以及高海拔区域。雪冰相对于其他下垫面类型具有极高的反照率，对地球系统能量平衡影响巨大［10］。大气中的黑碳以干沉降和湿沉降两种方式进入雪冰，干沉降过程是指在没有降水的条件下，由于重力、湍流运动、热运动、惯性力和静电力等因素连续不断的由大气向地面的质量转移的过程；湿沉降过程则是指通过云中过程和降水过程对从地面到对流层中上层高度内的物质产生的清除作用［11］。雪冰表面的黑碳可强烈地吸收太阳辐射，与其他积雪表面的大气颗粒沉积物相比（如粉尘），黑碳对太阳辐射的吸收效率最高［12］。由于阳光在雪界面的散射较空气更为强烈，其与黑碳的交互作用更强，因而积雪中的黑碳对太阳辐射的吸收效率比在大气中更高［13］。雪冰中的黑碳造成的辐射强迫相较于二氧化碳影响大，在相同的瞬时辐射强迫（未考虑反馈效应）条件下，黑碳使地球变暖的效率为二氧化碳的2～3倍［14］。雪冰的反照率影响着全球冰冻圈表面的能量传递过程，黑碳可以暗化雪冰表面，降低雪冰反照率，例如在颗粒半径为1 000μm的雪中，当黑碳浓度达到100 ng·g-1，可以使可见光波段的反照率降低10%［15］。模式模拟结果表明，这种雪的反照率降低机制导致的雪冰融化比任何其他的人为因素导致的升温和融雪效应都更强烈［7-8，14，16］。黑碳对雪冰产生的显著影响来源于一系列的正反馈机制：①当雪冰融化时，未被融水带走的吸光颗粒（包括黑碳）积聚于表层雪或者留存于积雪内部，降低雪冰反照率；②反照率降低后，雪冰吸收更多热量导致升温，雪粒尺寸增加，进一步降低了雪冰反照率；③当足够多的雪融化，更加暗化的下覆表层雪暴露出来，如此形成了雪冰反照率正反馈机制。这种机制是目前区域以及全球尺度的气候模式模拟辐射平衡研究中最大的不确定性因素之一［5，17］。

三极地区（南极、北极和青藏高原）是全球雪冰的主要分布区域。巨大的雪冰体量使其在气候系统和生态环境系统中发挥着不可替代的作用，巨大的冷储、巨量淡水、强烈反射太阳辐射、对全球气温的敏感响应等特性使其成为影响全球大气、生物、陆地和海洋等系统物质和能量循环的重要因素，也对社会经济可持续发展具有巨大影响［10，18］。另外，三极的雪冰还是气候环境沉积记录的良好载体，具有保真度高、时间序列长、分辨率高等特点，是研究现代和历史时期自然变率及人类活动对区域乃至全球尺度气候和环境变化影响的良好介质。

本文围绕三极地区雪冰中黑碳的时空分布特征及其气候环境影响进行了系统性概述。首先对不同时期测定雪冰中黑碳的分析方法及其可能对数据的影响进行了介绍，然后基于实测数据对三极地区雪冰中黑碳的空间分布特征和时间变化序列分别进行了系统总结，再对三极地区雪冰中黑碳对区域和全球的能量平衡的影响等方面进行了梳理，最后对目前相关研究中存在的不足之处和未来可能的研究方向进行了总结和展望。

1 雪冰中黑碳的测试方法

三极地区雪冰中黑碳的浓度波动范围较大，介于零点几个至数千个ng·g-1范围之间，准确测试一直存在巨大挑战。随着对雪冰中黑碳研究的关注，黑碳的测试方法也获得了长足发展。目前，对雪冰中黑碳浓度的测试分析方法主要分为四大类，分别为光学分析法（Optical）［6，19-26］、热学分析法（Thermo）［27-29］、热-光分析法（Thermo-Optical）［30-31］和单颗粒烟尘光度计分析法（Single Particle Soot Photometer，简称SP2）［32］（表1）。需要指出的是，四种方法都不是直接对黑碳物质进行化学测量，而是根据黑碳独特的物理化学性质对浓度进行的推算。下文对表1四种测量方法的基础原理和各自优缺点进行了概要性阐述。

表1 雪冰中黑碳分析方法对比Table 1 The analyzing methods of black carbon in snow and ice

光学测定方法［6，19，24］首先需要通过滤膜将雪冰中不溶于水的颗粒物进行过滤，由一个多波长发光二极管发射特定波长的光照射滤膜样品并测量光的衰减量，在这个过程中黑碳和粉尘（大气中最常见的两种吸光物质）都造成光的衰减，但由于两者的吸光能力不同，故可以根据两者吸光的贡献率进行区分，进而建立吸收曲线，通过光的吸收量间接的反映黑碳浓度，检测限可达1 ng·g-1［33］。

热学分析法［27-29］测量样品时首先需要将雪样融化后用石英质滤膜过滤，然后在燃烧炉中用He-Ne激光照射滤膜，炉温逐渐升高并达到700℃，用光电倍增管记录下透过滤膜的照射光强，记录450～500℃温度条件下透射光强，并将其转化为CO2浓度，进而反推出黑碳含量。有时为了消除碳酸盐和有机碳的干扰，样品需要先置于HCl气体中去除碳酸盐，然后在340℃下通纯氧以去除有机碳。

热-光分析法［30-31］结合了热学和光学两种分析流程，当样品中黑碳含量较高时，采用热学分析法；但当雪冰样品中的黑碳含量偏低时，为了弥补热学方法的灵敏度不足，采用光学测量方法以满足精度要求［33］。

单颗粒烟尘光度计（SP2）的分析方法是近十几年新发展起来的分析技术，与传统方法相比，该仪器对样品进行分析时不需要对样品进行过滤，更为省时，且对样品的需求量比较低，因此被后续研究广泛采用［32，34-38］。SP2的核心部件是掺钕钇铝石榴石激光器，激光器发出1 064 nm强光束，通过高反射率的镜面使激光在腔体内持续运行并保持一定的能量，黑碳粒子吸收激光能量，瞬间加热燃烧（约4 200 K），发出白炽光，利用宽带（Broad Band）和窄带（Narrow Band）白炽光检测器信号的比值来检测黑碳发出的白炽光信号，进而得到黑碳的浓度。SP2分析样品时会对粒径分布于约80～700 nm的黑碳颗粒高效响应，且不受样品中黑碳形态或者黑碳覆盖层的影响，最新的研究也显示SP2已经实现对更大粒径样品（2 400 nm左右）的有效测试［39-43］。

需要指出的是，以上四种分析方法测试原理不尽相同，因而测量结果的指示意义也存在差别［44-46］。通常在各种研究过程中，当用光学法测定“黑碳”浓度时，这种方法是应用“黑碳”的质量比吸收截面（MAC）间接得到物质的浓度，这时“黑碳”应当叫做“等效黑碳”（eBC）［46］。当用热学-光学测量法或者热学测量法测定“黑碳”浓度时，利用的是其化学组成和碳含量，这时“黑碳”应当叫做“元素碳”（EC）。而当使用SP2分析“黑碳”时，通常称其为“耐热黑碳”（rBC）［34-37］。本 文 为 便于 描 述，统称 为 黑 碳（black carbon，BC）。

2 三极地区雪冰中黑碳的空间分布

雪冰中黑碳的研究最早始于20世纪80年代初的两极地区［62］。受大气中黑碳气溶胶会产生强烈光吸收现象的启发［63］，科学家继而发现极地积雪中黑碳会很大程度上改变对可见光的反照率［64-65］。Clarke等［66］对北极地区积雪中的黑碳进行研究后指出人类活动产生的黑碳气溶胶已经进入北极地区，并且成为北极积雪中主要的吸光物质。存储于雪层中的黑碳引起了北极积雪反照率的减小，其中对75° N地区积雪吸收太阳辐射收支的影响与“北极霾”造成的影响相当。在更加偏远的南极，Warren等［64］对采集的雪样进行检测后发现，黑碳的浓度很低，平均只有0.2 ng·g-1。虽然如此低含量的黑碳对太阳辐射的影响比较有限，但却指示了人类活动对南极局地环境的影响。青藏高原地区雪冰中黑碳的研究起步于21世纪早期，但发展迅速。研究显示，青藏高原雪冰中黑碳的平均浓度要显著高于两极地区［3，17，67］。本节将基于实测数据对北极、南极和青藏高原（第三极）三个地区雪冰中黑碳的空间分布进行系统性概述，并对影响其时空分布的各种自然和人为因素进行简要介绍。

2.1 北极

20世纪80年代Clarke等［66］用光学分析法测得25° E～160° W范围内北冰洋地区（除格陵兰地区）雪冰中黑碳平均浓度约为25 ng·g-1，该浓度显著高于Chýlek等［68］用热学分析法测定的收集于格陵兰世纪营地雪样中黑碳浓度（2.1～2.6 ng·g-1），两项研究指示了北极不同地区黑碳的来源和传输路径不尽相同。2005—2009年科学家针对北极和亚北极地区雪冰中黑碳的区域分布开展了多次科考调查，涉及区域包括北冰洋、俄罗斯、加拿大、阿拉斯加、欧洲北部以及位于格陵兰岛的多个站点，期间共获取1 200余组雪冰样品［24，69］。光学分析黑碳浓度的结果显示北极地区雪冰中黑碳浓度的空间分布特征为北极东部（斯堪的纳维亚、斯瓦尔巴特和俄罗斯）相对较高且空间波动大；在北极西部（加拿大、阿拉斯加）较低且空间差异小，北冰洋上海冰积雪中为中间值（表2）。春季时段内北极不同地区表层雪中黑碳浓度的区域分布如下：俄罗斯西部地区（26 ng·g-1）＞挪威北部（21 ng·g-1）＞西伯利亚东北部（17 ng·g-1）＞加拿大亚北极区（14 ng·g-1）＞斯瓦尔巴特群岛（13 ng·g-1）＞加拿大北极区（8 ng·g-1）＞北冰洋海域（7 ng·g-1）＞格陵兰（3 ng·g-1）［24］。虽然科考采集的雪冰样品涵盖了北极区域大部分范围，但地处亚北极地区的斯堪的纳维亚并未涉及其中，根据Flanner等［70］的模拟结果［14］，该区域雪冰中黑碳浓度可能非常高，会对雪冰反照率产生显著影响。2007年至2009年期间，Grenfell等［69］运用热光分析法测定在斯堪的纳维亚采集的雪冰中黑碳平均浓度为52.2 ng·g-1，显著高于上述研究中的相关区域。2015年春季，Dou等［71］对北极不同区域雪冰中的黑碳、元素碳等的空间分布均进行了调查，发现其中吸光性杂质的空间分布一致，其中俄罗斯北极地区浓度最高。

表2 北极地区雪冰中黑碳观测结果Table 2 Summary of observation results of black carbon in snow and ice in Arctic

2.2 南极

南极距离有人类活动的其他大陆比较远，周边被广袤的南大洋所包围，且受常年盛行的西风环流的阻隔，是诸多环境污染物质的环境本底所在［35-36］。在南极内陆地区，南极点测得积雪中黑碳的浓度范围为0.1～0.34 ng·g-1，平均浓度仅有0.2 ng·g-1［76］，Grenfell等［77］分析结果与之相近，表层雪样中黑碳的浓度范围为0.1～0.3 ng·g-1，平均浓度为0.3 ng·g-1，这些浓度数据与格陵兰冰盖内陆地区含量相当，但显著低于北冰洋周边地区。然而，由于人类活动在南极的加剧，在局地范围内已经显著的改变了雪冰中黑碳的浓度，如Casey等［78］在南极点研究站附近采集了受不同程度人类活动影响的积雪，其中部分样品中黑碳的浓度可达7 000 ng·g-1。与南极内陆环境本底的含量相比，南极冰盖的近岸区域雪冰中黑碳的平均浓度要显著偏高。其中西南极近岸罗斯冰架表层雪中黑碳平均浓度约为2.5 ng·g-1［68］。麦克默多干谷地区营地冰川雪坑中黑碳浓度 的 变 化 范 围 是0.3～1.2 ng·g-1［79］。2007—2008年，Bisiaux等［36］在东南极Drooning Maud Land至南极点区域采集了6支浅冰芯，采样点涵盖了近岸带至内陆不同的沉积环境，冰芯中黑碳的浓度介于0.10～0.18 ng·g-1之间；在空间上，黑碳的沉积通量随海拔高度升高逐渐增大，波动趋势为0.025μg·kg-1·（500m）-1。南极冰盖以横贯南极山脉为界，分为东南极和西南极两部分，西南极WAIS和东南极Law Dome冰芯中黑碳的平均浓度分别为0.08 ng·g-1和0.09 ng·g-1，较为近似［35］。与之相比，西南极Siple Dome和Ross Ice Shelf雪冰中黑碳浓度（2.5 ng·g-1）显著偏高［68］。然而，西南极Pine Island Glacier记录的过去1968—2015 A.D.时段的黑碳浓度与东南极水平量级相当，甚至更低，其中年平均浓度为0.03 ng·g-1，年平均沉积通量为6.25μg·m-2·a-1，这可能是西南极目前已知的最低浓度和年均沉积通量［80］。如图1所示，根据现有研究结果，黑碳在南极冰盖的沉积分布显示出较大的空间差异性，造成该现象的可能原因有两个，第一是由分析方法不同而产生的差异：在早期的研究中如Byrd站［82］、Siple Dome站［68］、South Pole站［76］应用光学分析法或者热学分析法进行分析，近些年的相关研究［35-36，79-83］均采用SP2法对雪冰中的黑碳浓度进行测定，而相关研究显示当使用SP2对雪冰中黑碳进行测定时，结果要显著低于其他分析方法［4，17，46］；第二是由真实空间差异性驱动而产生的不同，如近些年运用SP2方法在不同研究区域的结果［35-36，79-83］也具有显著的差异性［80］。

图1 南极地区雪冰中黑碳观测结果示意图Fig.1 Distribution of BC in snow and ice in Antarctica

2.3 青藏高原

青藏高原（又称第三极）是世界上平均海拔最高的高原，分布着除极地外最大面积的冰川区，冰川总条数超过36 000条，冰川面积超过10×104km2［84］。青藏高原同时也是诸多大江大河的发源地，其水资源影响着周边近40亿人口的生产生活。目前，青藏高原冰川普遍退缩的事实与机理引发了广泛讨论［84-86］，其中南亚和中亚地区化石燃料以及生物质燃烧产生的大量吸光性杂质对青藏高原冰川退缩的贡献倍受关注［2-3，87-91］。因此，探讨青藏高原地区黑碳来源、传输、沉积过程及其沉积后对青藏高原地区冰川加速消融的影响，以及由此导致大范围冰川变化加剧机理的研究具有重要意义。为此科学家对青藏高原不同区域雪冰中黑碳的空间分布特征进行了较为广泛、系统的调查研究。

基于大量实测结果可知，青藏高原雪冰中黑碳的平均浓度约为50 ng·g-1，显著高于南北极地区。由于青藏高原纬度较低，气温相较两极地区显著偏高，因此积雪沉积后演化过程很快，对其中黑碳浓度造成较大影响。首先选取不同区域新雪（或雪坑）中黑碳浓度空间分布特征，籍此对黑碳物质输入及沉积特征机制进行探讨。如表3所示，青藏高原不同冰川的雪冰样品（表层雪，雪坑，降雪）中黑碳的浓度显示，唐古拉山脉的冬克玛底冰川平均浓度最高，帕米尔高原慕士塔格峰稍低，枪勇冰川［92］稍高于抗物热冰川，最低值是喜马拉雅山脉纳木那尼冰川。该结果与明镜等人的调查结果相似，不同区域雪冰中黑碳的浓度分布依次为扎当冰川，昆仑山脉煤矿冰川［93］，念青唐古拉山拉弄冰川，祁连山老虎沟十二号冰川，七一冰川，最低的仍然是喜马拉雅山地区东绒布冰川［94］。初步统计可知，青藏高原雪冰中黑碳含量的空间分布主要受控于纬度和海拔，在纬度梯度上由南向北随纬度增大而升高，在海拔梯度上由低海拔到高海拔而降低；同时呈现高原边缘地区黑碳浓度大于内部地区的特征［10］。青藏高原雪冰中黑碳浓度的空间分布可能与高原周边工业生产和生活区域分布有关，伴随着南亚地区以及中亚地区的快速发展，黑碳排放量剧烈增加［92］，而珠峰地区的低值可能与距离人类活动显著影响的区域较远以及较高的海拔有关。

表3 青藏高原地区雪冰黑碳观测结果Table 3 Summary of observation results of black carbon in snow and ice in Qinghai-Tibet Plateau

研究者采取了多种方法对青藏高原不同区域黑碳的来源进行了探讨，包括气团后向轨迹示踪法、模式模拟法等［3，56-57，87，95，97-99］。碳稳定同位素是近期逐渐兴起并被证明有效的鉴定大气污染物来源的示踪物［60］。放射性碳同位素（14C）可以很好的鉴定化石燃料和生物质燃烧对有机气溶胶和黑碳气溶胶的相对贡献［60，100］。基于青藏高原以及周边地区雪冰中黑碳的14C研究发现，雪坑中黑碳的同位素组成在区域上具有显著差异，高原东北部（老虎沟12号冰川）雪冰中黑碳具有最大的化石燃料贡献（66%）；高原中部（唐古拉小冬科玛底冰川）雪冰黑碳则主要来源于生物质燃烧（70%）；喜马拉雅山脉南坡的Thorung冰川雪冰中黑碳的化石燃料贡献约为54%，与南亚地区的比率一致；总体上黑碳14C结果显示从高原边缘到高原内部，生物质燃烧对黑碳的贡献逐渐增大［60］。Yang等［55］利用WRF-Chem模式模拟青藏高原不同区域黑碳的源区时发现不同季节其源区和传输路径不尽相同。非季风期，西风环流盛行，可以很好的将中亚和印度北部排放的黑碳携带至青藏高原；而在季风期，西南季风可携带黑碳至对流层中上部，越过印度河-恒河平原和喜马拉雅山脉进入青藏高原，传输路径较长，输入的量比非季风期少。模拟结果还指出，对青藏高原黑碳输入最大的人为源来自印度南部，非季风期的贡献比例可达40%～80%，季风期为10%～50%。而对青藏高原东北部雪冰中黑碳的沉积，来自中国华东地区的黑碳排放在非季风期的贡献比例小于10%，但在季风期则可达50%。

综上对三极地区雪冰中黑碳浓度的空间分布的监测研究可知，青藏高原是黑碳沉积浓度最高的地区，北极次之，南极最低。这种空间分布很好的反映了人类活动对雪冰中黑碳沉积的影响，青藏高原被有密集人类生产和生活区域所包围，影响最为显著；北极周边人类活动较少，只在部分区域受人类活动影响显著；而南极距离其他大陆均较远，南极考察和旅游活动带来的黑碳污染比较有限，因此浓度最低。

3 三极地区雪冰中黑碳的时间变化

3.1 北极

大气中的黑碳通过干湿沉降进入雪冰后会在雪层中积累，黑碳的理化性质均比较稳定，雪冰中黑碳的沉积记录可以用于恢复历史时期黑碳沉积序列信息，并指示地球气候及环境变化历史、人类活动及气候突发事件的影响［92］。

在较长的时间尺度上，格陵兰GISP2冰芯中黑碳浓度变化显示全新世早期黑碳浓度突然增高，可能是由全新世早期生物量增长以及由此引起的可燃烧物质量的增加造成的［74］。格陵兰Dye-3冰芯中过去数千年（3 380—100 a BP，present为1990s）的黑碳浓度变化也记录了环境变化的信息。在750—100 a BP期间黑碳浓度较低（0.64 ng·g-1），显著低于冰芯中早期（3 380—900 a BP）样品（1.93 ng·g-1），而在900—750 a BP（即1100—1250 A.D.）期间，小冰期事件开始，黑碳浓度发生了显著改变，后续750—100 a BP期间黑碳浓度也呈现低值［75］。在较短的时间尺度上，NEEM冰芯中过去2000年（1036—1999 A.D.）的黑碳记录显示1000—1300 A.D.期间北极地区火灾事件频发，而700—900 A.D.期间则呈降低趋势，且与北半球高纬地区温度变化趋势一 致［111］。GISP2冰 芯 中 的 黑 碳 记 录 的320—330 A.D.期间存在4个显著的峰值，很好的对应了历史上北极森林大火的发生［74，112］。在相近的时段内，格陵兰冰盖中心区冰芯中的黑碳也记录了过去215年来黑碳的来源［38］，结果显示自1788年以来受北方森林大火影响，格陵兰地区降水中黑碳浓度变化显著；从1850年左右开始，由于工业排放的影响，冰芯中的黑碳浓度增加了七倍，其中冬季时段浓度变化最为显著；1951年之后黑碳平均浓度维持在相对较低的水平，但仍然呈现小幅度增加的趋势［41］。斯瓦尔巴德Lomonosovfonna冰芯也很好的记录了1860s以后由于人类活动排放增加而导致的黑碳沉积浓度的升高，并分别在19世纪末和20世纪中期达到峰值［113］。加拿大北极Devon Island冰芯中记录的近期的黑碳含量较格陵兰偏低；另外，20世纪早期格陵兰冰芯受北半球中纬度燃煤释放导致的黑碳浓度的显著增长并没有在该冰芯中有所反映，这可能反映了区域差异的影响［115］

3.2 南极

南极冰盖独特的地理位置和环境条件使其成为了各种气候环境记录的良好保存地点［35］。南极冰芯中的黑碳自20世纪80年代开始逐步得到关注，并在更多的监测点冰层中得以恢复。在较长的时间序列上，南极Byrd冰芯中时间跨度为700—13 000 B.P.（present为1992 A.D.）的黑碳浓度在威斯康星（Wisconsin）-全新世（Holocene）气候转变期的平均值为0.1 ng·g-1；全新世早期增至0.5 ng·g-1；其中南极周边陆地生物量的增大可能是主要原因［82］。在全新世直至现代时段内，西南极WD冰芯（79°28′S，112°4′W）和东南极B40冰芯（70°0′S，0°3′36″E）中记录的14 000—2 475 B.P.（present为2013 A.D.）期间黑碳沉积量最大的一段时期为8 000—6 000 B.P.，可能与该时段南半球野火的发生概率相对高，生长季太阳辐射低有关［83］。多模型耦合模拟结果显示南美洲为现代南极雪冰中黑碳的主要来源［83］。目前东南极内陆地区（如Dome C，Vostok等）冰芯已经恢复了过去数十万年以来地球气候环境变化的历史。西南极WAIS和东南极冰盖Law Dome冰芯记录了过去150年（1850—2001 A.D.）高时间分辨率的黑碳记录。其中，WAIS冰芯中黑碳浓度具有强烈的季节变化特征，夏季与秋季浓度低，冬季与春季浓度高，而Law Dome冰芯中季节性信号相较WAIS地区较弱。研究显示两支冰芯中黑碳浓度变化与中纬度地区的生物质燃烧释放的黑碳气溶胶的量有关，且传输过程受到ENSO和南极涛动（AAO）事件影响［35］。其中1950s—1980s期间两支冰芯黑碳浓度的降低与南半球草地野火和生物燃料使用的减少在时间上较为一致，而20世纪50年代澳大利亚防火政策的实施也是可能的影响因素之一［35-36］。

3.3 青藏高原

受地形条件和积累率的影响，青藏高原冰芯的时间序列较两极地区显著偏短，但由于部分区域的积累率较高，往往可以获得更高时间分辨率的气候环境信息。2002年在珠峰地区东绒布冰川积累区获取的一支108 m的冰芯，很好的恢复了过去140年间（1860—2000 A.D.）黑碳浓度的变化序列［37］。记录显示，珠峰地区黑碳的沉积具有显著的季节变化信号，冬春季高，夏季季风期低。另外从长时间变化趋势看，1975—2000 A.D.的黑碳浓度较1860—1975 A.D.时段高3倍，指示人类活动排放的黑碳已经强烈的影响到喜马拉雅山地区［37］。调查研究显示，南亚和中东地区的排放历史与冰芯黑碳浓度的变化在时间序列上一致。相似地，青藏高原中部各拉丹冬果曲冰芯中过去140年（1843—1982 A.D.）间黑碳的沉积序列中也发现1940s以后是黑碳沉积的高值期，且一直处于增长趋势。这种增长趋势一方面与周边区域人类释放量增加有关，另一方面积累率的降低也是重要影响因素。值得指出的是，自1980s以后，果曲冰川一直处于零物质积累的状态，这可能是由于近期全球变暖导致的果曲冰川物质平衡线上升而使得1980s以前的沉积记录均已消融并被融水清除所致［108］。另一支钻取于帕米尔高原东部慕士塔格冰川的冰芯也涵盖了过去100多年（1875—2000 A.D.）的黑碳沉积记录。资料显示，1970s之后的黑碳浓度较之以前时段增加了4倍，并在1980s末达到了峰值，之后逐渐降低，这可能与前苏联的经济衰退有关。冰芯中左旋葡聚糖（Levoglucosan）浓度变化与黑碳一致，黑碳与左旋葡聚糖含量的比值清晰地表明1940s—1950s期间具有更强的明火黑碳释放信号，而1980s—1990s期间与能源有关的生物质和化石燃料燃烧的增加可能是黑碳沉积量增加的主要原因［103］。在较短的时间尺度上，珠峰东绒布冰川1951—2002 A.D.期间不同阶段黑碳浓度的沉积序列变化显著，其中1951—1976 A.D.期间浓度较低且波动较大（16.5±10.8）ng·g-1；1977—1994 A.D.时段内浓度最低但变化稳定（11.7±5.4）ng·g-1；1995—2002 A.D.期间黑碳浓度存在明显上升趋势（20.3±9.2）ng·g-1，并在2001 A.D.夏季达到最大值（50 ng·g-1）［12］。后向气团轨迹模拟的结果表明南亚的黑碳排放对珠穆朗玛峰区域雪冰黑碳沉积有显著影响，同时也证明来自南亚的黑碳排放可以翻越喜马拉雅山向青藏高原内部传输［12］。帕隆藏布4号冰川浅冰芯（1998—2005 A.D.）中黑碳浓度具有显著的季节性，季风期浓度低，非季风期高；且季风期的黑碳浓度随时间呈逐渐升高趋势，从1998年的4.7 ng·g-1上升到2005年的16.8 ng·g-1［100］。无独有偶，Yang等［55］通过对位于尼泊尔的迈麦拉冰川积累区浅冰芯（1999—2010 A.D.）中黑碳浓度的研究也发现季风期黑碳浓度较低，非季风期黑碳浓度较高，最高和最低的年平均值分别为47.9 ng·g-1和3.0 ng·g-1。WRF-Chem模型对影响青藏高原黑碳的源区及季节性输入变化的研究结果，也得出了与该研究相似的结论，即人类活动对青藏高原南部黑碳的输入非季风期高，季风期低。

由于青藏高原气温较极地地区偏高，积雪沉积后会很快的演化，导致积雪中黑碳浓度发生显著的改变。帕米尔地区冰川中新雪的黑碳浓度约为57 ng·g-1，数天后老雪中浓度可达175 ng·g-1，而强烈消融的积雪中则高达1 110 ng·g-1［91］；高原南部扎当冰川新雪中黑碳的平均浓度约为52 ng·g-1，但消融期老雪和裸冰中的黑碳平均浓度为258 ng·g-1［102］；高原中部唐古拉小冬科玛底冰川新雪中黑碳浓度为41.77 ng·g-1，老雪中则为247 ng·g-1［101］；高原北部祁连山老虎沟12号冰川雪坑中黑碳的平均浓度仅为约40 ng·g-1，而表层老雪中的浓度则高达1 785 ng·g-1［113］；高原西部的木吉冰川新雪中黑碳的浓度约为25 ng·g-1，老雪中增至731 ng·g-1［104］；珠穆朗玛峰南坡的Mera冰川新雪以及冰芯样品中黑碳浓度（约1.5 ng·g-1）是青藏高原地区的最低值，但老雪中的浓度也高达180 ng·g-1［106-107，114］；高原东南部的五条冰川［109-110］也具有相似现象，其中白水沟1号冰川新雪中黑碳浓度为269.1 ng·g-1，而在裸冰中可达4 265 ng·g-1［110］；天山科其喀尔冰川老雪中黑碳平均浓度达到2 180 ng·g-1，部分样品的浓度甚至超过10 000 ng·g-1［107-117］，是目前统计数据中的浓度最高的区域。

综上所述，三极冰芯中的黑碳均很好的记录了自然火灾和人类活动释放黑碳的信息。南极和北极地区的黑碳输入受自然火灾的影响较大，冰芯可以恢复较长历史时期的黑碳沉积序列，也为籍此研究两极地区大气环流历史变化的良好媒介；而青藏高原历史黑碳沉积序列时间相对较短，但具有较高的时间分辨率，且受周边人类活动的影响更加显著，因此是研究人类活动对青藏高原环境影响的理想指标。

4 三极地区雪冰中黑碳的辐射强迫

辐射强迫（Radiative forcing）也称为辐射效应，是指地球吸收的日照（太阳光）能量和辐射回太空的能量之间的差值。正的辐射强迫表示进入地球的能量较多，会使地球温度升高，而负的辐射强迫表示从地球释放的能量越多，地球的温度会降低［9］。大气中的黑碳气溶胶可以有效的散射（反射）太阳辐射，形成负的辐射强迫，而沉积于雪冰中的黑碳造成雪冰反照率降低引起一系列的正辐射强迫。据统计，全球平均的雪冰黑碳辐射强迫值为0.04 W·m-2，其中人类排放贡献值为0.035 W·m-2［4］。全球不同地区雪冰中黑碳造成的辐射强迫值差异较大，其中最小的是南极地区，由于其含量很低，其辐射强迫量值也较低，一般研究中均忽略了其辐射强迫的影响［2］。然而，正如Marquetto等对西南极雪冰中黑碳的研究中所指出的，虽然黑碳对南极雪面辐射强迫的影响较小（比洁净雪面低约0.48%），但由于相关模式模拟精度的提高需要南极雪冰的野外监测数据，而且南极雪冰中黑碳颗粒粒径变化较大以及对黑碳的存在会对积雪粒径变化产生影响，进而影响雪面的辐射平衡，因此南极雪冰中黑碳的研究也具有重要意义［80］。由于南极雪冰中黑碳引起的辐射强迫的研究较少，本节不对此做回顾，只对北极和青藏高原雪冰中黑碳的辐射强迫的研究进行综述。

4.1 北极

与中纬度地区相比，北极地区的积雪中黑碳对区域地表反照率产生的影响较小，主要原因是距离源区较远且高纬度地区太阳辐射值较低，但是其存在还是会影响区域气候并进一步产生全球气候效应［74，81-83］。空间上，北极不同地区黑碳沉积导致的积雪反照率具有显著的区域变化，俄罗斯北极地区的平均最大减少量为1.25%，远高于北极其他地区（0.39%～0.64%）［51］。IMPACT模式利用黑碳沉积通量作为离线海冰模型的输入场，模拟得到北极大范围区域内积雪和海冰上覆雪冰中黑碳造成的平均辐射强迫为0.11～0.13 W·m-2［116］。Jiao等［118］结合AeroCom计划中25个相关模式，利用大气再分析数据驱动的离线CICE4.0海冰模型模拟北极雪冰中黑碳造成的辐射强迫，结果显示雪冰中黑碳所产生的辐射强迫大约为0.17 W·m-2。在时间尺度上，随着积雪理化性质的改变，雪冰中黑碳产生的辐射强迫也随之变化。北极地区新雪和老雪中黑碳所造成的平均辐射强迫分别为0.06 W·m-2和0.5 W·m-2［24］。年际尺度上，GISS-physical模型评估的北极地区春季雪冰中黑碳产生的平均表面辐射强迫呈现显著的年际变化，2007年、2008年和2009年的平均辐射强迫分别为0.7、1.1和1.0 W·m-2［51］。年代际尺度上，自工业革命以来，北极地区雪冰由于黑碳含量的增长，造成了可观的辐射强迫［119］。格陵兰雪冰中沉积的黑碳造成的辐射强迫最大强迫值出现于1906—1910 A.D.期间（+3 W·m-2），该值是工业革命前黑碳造成辐射强迫通常值的8倍［38］。由上述内容可知，北极雪冰中黑碳造成的辐射强迫的空间分布与黑碳浓度的空间分布一致，在俄罗斯北极地区呈现高值，北冰洋海冰区为低值；时间尺度上，随着人类活动对北极雪冰中黑碳沉积贡献的增加，所产生的辐射强迫也逐渐增强。

4.2 青藏高原

青藏高原广泛分布的雪冰在调节区域季风气候和维持水资源平衡等方面起着至关重要的作用。青藏高原邻近生物质燃烧排放源区以及工业化城市，大量黑碳沉降于青藏高原山地冰川以及季节与常年积雪上，造成显著的雪冰反照率降低以及可观的气候强迫。SNICAR模型评估的青藏高原不同地区的辐射强迫，模拟结果依次为：青藏高原腹地（+5.8±1.3）W·m-2，天山（+5.6±1.0）W·m-2，帕米尔高原+3.6 W·m-2，祁连山区（+2.2±0.6）W·m-2，喜马拉雅山区（+2.0±1.3）W·m-2［14］。综上结果，在区域上，青藏高原腹地雪冰中黑碳所造成辐射强迫大于青藏高原边缘区域，整个青藏高原雪冰中黑碳对雪面反照率的降低平均值为37%［67］，造成的年平均辐射强迫为1.5 W·m-2，其中春季值最大，可达10～20 W·m-2［14］。

在时间尺度上，青藏高原雪冰中的黑碳造成的辐射强迫具有明显的季节性，春季时较强，约为5～25 W·m-2，在4月或者5月消融期开始时出现最大值［7］。GEOS-Chem模型对沉积于青藏高原雪冰中黑碳的辐射强迫模拟结果为年平均辐射强迫2.9 W·m-2［120］，该结果与RegCM4.3.4-CLM 4.5耦合模型模拟的结果相近：高原西部季风期雪冰中黑碳引起的辐射强迫为3～4.5 W·m-2，而非季风期喜马拉雅山脉以及藏东南地区黑碳-雪冰辐射强迫增至5～6 W·m-2［121］。在更长的时间尺度上，来自珠穆朗玛峰的东绒布冰川冰芯记录了1860—2000 A.D.期间黑碳浓度的变化，计算出相应的平均辐射强迫值从1860—1975 A.D.期间的0.23 W·m-2增加到1975—2000 A.D.的0.69 W·m-2；1980s初期，冰芯中黑碳浓度和辐射强迫均达到峰值［12，37］。根据青藏高原东南缘作求普冰川中记录的黑碳时间序列，计算得到的辐射强迫也随时间逐渐增强，从1956—1979 A.D.期间的0.75 W·m-2增加到2006 A.D.的1.95 W·m-2［88］。青藏高原东南部的玉龙雪山冰川强烈消融时，黑碳可产生76～147 W·m-2的辐射强迫［122-123］。雪冰中黑碳不仅有效增加了雪面的辐射强迫，还对雪冰的消融具有可观的贡献，青藏高原雪冰的平均存在周期因黑碳减少了3.1天［67］。基于对祁连山老虎沟12号冰川能量和物质平衡的监测和模拟发现，黑碳对2014—2015 A.D.夏季冰川消融的贡献率可达36%［124］。

综上可知，雪冰中黑碳对太阳辐射平衡影响最大的是青藏高原地区，北极次之，南极最弱。青藏高原又是一些具有国际意义的大江大河的发源地，黑碳导致的雪冰消融对水资源和能量平衡的影响对周边拥有几十亿人口地区的生态安全具有重要意义。另外，随着全球气候变暖的加剧，三极地区表现出更强、更快的反映特征，黑碳在未来影响极地乃至全球气候变化中所扮演的角色也势必会更加凸显。

5 问题与展望

黑碳是目前除温室气体外最大的人为辐射强迫因子。沉积至雪冰中的黑碳可以强烈的吸收太阳辐射，降低雪面的反照率，加速雪冰的消融并影响三极地区的辐射平衡，进而影响全球能量收支。三极（南极、北极和青藏高原）是全球雪冰分布最集中和面积最广的区域，同时也是全球气候变化的指示器和放大器。三极雪冰中黑碳的研究始于两极地区，但青藏高原地区的研究发展迅速并也已获得了长足的进步。与两极地区相比，青藏高原雪冰中黑碳浓度更高，吸收了更多的太阳辐射，因此对雪冰消融的影响更显著。青藏高原还是一些国际性大江大河的发源地，水资源的平衡影响着周边数十亿人口，其重要意义不言而喻。在未来全球快速变暖的背景下，三极雪冰中的黑碳必然会通过更大的辐射强迫影响雪冰消融和全球能量平衡。因此，如何更好地理解雪冰中黑碳对三极地区雪冰消融的作用，探讨其影响区域乃至全球能量收支平衡的相关机制变得愈发重要。

通过综述三极地区雪冰中黑碳的时空变化及对辐射强迫影响的历史资料，认为目前的研究还存在以下不足：

（1）部分关键区域，如南极和北极海冰区雪冰中黑碳的监测数据相对较少且缺乏长时间序列定点监测。极地海冰区是响应气候变化最为敏感的区域之一，现有的监测工作中对该部分内容涉及较少，可能会低估黑碳对全球辐射能量平衡的影响。另外，对一些关键区域缺乏长时间连续的监测，未能有效捕捉黑碳的时间变化趋势和一些极端事件的影响，制约了模型提高模拟精度的需求。

（2）现阶段对黑碳本身形态变化及其导致雪冰形态变化的微观机制认识偏弱。雪冰中黑碳的存在，一方面会通过自身理化性质的改变影响辐射平衡，同时也会通过改变雪冰的理化状态增强影响强度。目前科学界对包括黑碳在内的吸光性杂质的混合形貌特征（特别是黑碳的包裹层效应）、黑碳影响雪冰表面的时空变化特征和黑碳的生物地球化学循环及富集过程等的微观机理和影响的认识仍偏弱。

（3）模型模拟能力亟待提高。已开发的能量平衡模型虽然在理论上考虑了吸光性杂质的能量吸收效应，但并不能实现模型与吸光性杂质参量的耦合，且不同模型之间对雪冰中黑碳的时空分布及辐射强迫影响的模拟差异较大，缺乏对雪冰形变、消融及径流等连续过程的动态模拟。

在关注和解决上述问题的同时，未来对雪冰中黑碳的监测和研究仍然需要注意以下几点：

（1）由全球变暖导致的频发森林火灾事件如何影响三极地区雪冰中黑碳的沉积和辐射强迫应该给予关注。

（2）黑碳加快雪冰消融而产生的径流变化，以及其对关键区域（如青藏高原、格陵兰、西南极等）水资源及海平面影响的量化研究需要给予重视。

（3）建立多模型联合模拟系统并对结果进行比较与评估，这样可以有效降低不确定性。

（4）从监测、采样和分析的统一规范化方面着手，建立较为统一的相关流程，最大限度避免由数据源导致的不确定性而造成的误差。