摘要:为更好地了解高原上空大气成分的分布，利用NCEP/NCAR再分析资料、美国NOAA提供的外逸长波辐射资料和美国Aura卫星携带的MLS微波临边探测仪测得的最新资料对青藏高原上空及其周边区域上对流层至下平流层的水汽及一氧化碳和臭氧的分布特征进行对比分析。结果表明，高原上空水汽的含量在上对流层-下平流层明显大于其东西两侧，水汽的极大值出现在7、8月。水汽分布总体呈现南多北少，但不同季节有一些差别。一氧化碳分布的大值中心随高度的升高而西移，南亚高压动力作用随之增强，深对流作用减弱。在高原西南侧低层低浓度的臭氧向上输送，东北侧高层高浓度的臭氧向下输送，使臭氧呈现东北侧高，西南侧低的分布特征。三者在不同高度上存在不同的相关性，且均通过显著性检验。
关键词:气象学;气候变化;青藏高原;上对流层-下平流层;大气成分
0引言
作为“世界屋脊”的青藏高原，地形复杂，平均海拔远超同纬度其他地区，使该地区的气候形态也极为特殊。其能量与水分循环等过程对东亚地区乃至全球气候变化都有重要的影响。同时对流层顶的高度在上对流层至下平流层的物质交换过程中有十分重要的作用，如臭氧的交换，急流的发生，飞机产生颠簸等。在亚洲夏季风期间，对流层顶的高度也会显示不同的变化，对于研究的上对流层至下平流层的水汽、臭氧等大气痕量的交换具有重要意义。IPCC第四次报告中提出，可将对流层顶的变化作为气候变化的反应之一[1]。
从20世纪末开始，全球变暖幅度加大，中高纬度地区尤为明显，Rosenlof等[2]研究表明，近年来平流层的水汽在不断增加，而水汽作为一种温室气体，引起的温室效应是等量二氧化碳的两倍[3]。当平流层中水汽增加时，对流层会变暖[4]。此外，平流层与对流层温度的垂直结构也会因水汽带来的辐射效应发生改变。同时，水汽在平流层中能够与臭氧发生光化学反应，影响臭氧的含量，从而进一步影响温室效应。平流层水汽的增加会造成平流层臭氧的显著增加。然而，Randel[5]发现，从2000-2006年平流层水汽却存在减少的趋势。因此对平流层水汽变化的认识还存在很大的不确定性以及差异性。而青藏高原由于其特有的地形和高海拔成为对流层向平流层输送物质的重要通道，并且其动力和热力作用，使该地区的上对流层形成以南亚高压为主的特殊环流形势[6-7]，能够强烈影响整个地区上对流层至下平流层的水汽分布情况。目前已经有很多学者进行了一些相关研究，并且取得了一些很有意义的成果。周秀骥等[8]于1994年就提出夏季高原上空是污染物质从对流层穿越到平流层的重要通道，随后指出输送到热带平流层的水汽有约75%来自青藏高原及南亚季风区。黄莹等[9]研究得出，南亚高压偏强时，高压东部UpperTroposphere/LowerStratosphere(简称UT/LS)区域的水汽会显著增加。田红瑛等[10]讨论了高原上空对流层顶的水汽分布和物质交换。其结果表明，受高原上空反气旋环流和印度夏季风的影响，有明显的水汽从对流层向平流层地区输送。Tian等[11]的模式模拟结果显示对流层顶附近的对流活动输送对下平流层水汽增加趋势的贡献可达到30%。
对于CO的研究，Duncan等[12]的研究表明源于热带外地区的CO可通过亚洲夏季风反气旋环流输送至热带UTLS区域。Parker等[13]利用化学传输模式表明亚洲夏季风反气旋环流内部的CO高值主要来源于印度和东南亚地区。Lee等[14]提出CO较大的浓度梯度，可使其作为高层大气的示踪物，用于研究高纬地区中层大气的垂直运动特征。
关于臭氧的分布及影响因子也有一些学者进行了分析。薛志航等[15]利用ECWMF臭氧的再分析资料得出在UT/LS区域，高原上空臭氧分布呈现明显的南低北高的分布。王晴等[16]发现大气温度从2008年以来产生的逆转可能是受臭氧总量的增加而引起。杨双艳等[17]指出当高原上空臭氧总量上升时，对流层顶高度随之下降。
但由于高原上地形复杂，区域辽阔但观测站点稀少，并且在上对流层水汽含量极低，普通的水汽再分析资料在高原地区的可信度还有待进一步考证，选用美国Aura卫星搭载的MLS微波临边探测仪测得的最新资料对高原及周边地区上对流层至下平流层的水汽分布特征从不同角度进行了分析，同时对同一时段夏季臭氧及一氧化碳的分布进行了分析，最终将两者在不同高度上分别与水汽体积混合比进行了相关性检验。
1资料与方法
2004年美国宇航局(NASA)发射了携带MLS微波临边探测仪的Aura卫星，探测仪运行至今，用来测量全球的大气成分。它是极轨卫星，轨道面与赤道面的夹角约为82°。MLS的探测仪大约每24.7s进行一次扫描，每天大约可以完成3495次采样，覆盖范围为82°S～82°N。该临边探测仪的水平分辨率为1.5°(约160km)，垂直分辨率约为3km。该探测仪可以测得多种大气成分，如水汽、一氧化碳、臭氧等。同时也可以测温度、位势高度、相对湿度、云冰含水量等相关的一些大气要素。其中水汽的有效探测范围是316～0.002hPa。数据选用的是MLS微波临边探测仪V4.2版本的二级产品，其反演参照Livesey和pumphrey的方法，在进行质量控制后用三角形线性内插法数据插值到2.5°×2.5°的规则网格上。文中，水汽采用2018年1月1日-12月31日的观测数据，臭氧及一氧化碳选取2018年6月1日-8月31日的数据。
另外，还用了NCEP/NCAR的逐日再分析资料，包括纬向风速u和经向风速v及NOAA提供的OLR逐日资料，两者的水平分辨率均为2.5°×2.5°，时间2018年1月1日-12月31日。
对流层顶在气象学上的定义:在500hPa等压面以上，温度的递减率小于2℃/km的最低高度，并且在这个高度以上2km内的温度的平均递减率不超过该值[18]。通过对流层顶高度的计算公式，选取215hPa作为上对流层，147hPa作为对流层顶，100hPa作为下平流层。
2结果分析
2.1高原UT/LS水汽分布特征
2.1.1高原水汽年内分布特征
高原选取的范围是(27.5°N～37.5°N，75°E～105°E)，高原西侧为(27.5°N～37.5°N，45°E～75°E)，高原东侧为(27.5°N～37.5°N，105°E～135°E)。
从图1(a)、(b)可以看到，在215hPa和147hPa高度，即上对流层到对流层顶区域，从3月开始，高原逐渐从冷源转化为一个弱热源，由于高原的热力作用逐步增强，无论是高原上还是其东西两侧，水汽都开始逐渐增多。夏季，高原上空的水汽分布明显高于高原的东、西两侧，这是由于高原热力作用的进一步增强，深对流事件增加，潜热释放大大加强，高原上空水汽开始迅速增加，且南亚高压发展旺盛，高原的动力作用对水汽的增加也起到一定的作用，水汽极大值出现在7月。其东西两侧的水汽也开始增加，但是没有高原上空显著。并且高原西侧水汽的变化幅度随着高度的升高而迅速增大。秋季，雨季结束，高原上空热力作用减弱，降水减少，水汽含量也开始迅速减少。冬季，水汽含量维持在一个较低且稳定的状态。从图1(c)可以看出，在100hPa上三者的变化与在上对流层和对流层顶附近大不相同，且变化趋势及含量较一致，这是由于高原的动力和热力作用影响在此高度大大减弱。水汽含量的最大值出现在8月，最小值出现在3、4月。比上对流层出现的时间稍晚，从另一角度印证了平流层的部分水汽来自对流层的传输。
2.1.2青藏高原UT/LS水汽空间分布特征
春季，青藏高原对流层顶高度(图2d)南高北低，在上对流层至对流层顶区域(图2a、2b)的水汽体积混合比分布也呈现南高北低的分布。高原上空100hPa高度完全处于平流层中。从图2(a)可以看出，在215hPa高度，高原东南侧为水汽输送高值区，结合风场可以看出，高原西侧的风由于高原的绕流作用，在高原北部开始形成反气旋式环流，但尚未闭合;从图2(c)可以看出，在下平流层中，高原及西南部地区上有一明显的水汽低值带，Panwar等曾研究发现，热带下平流层的水汽在北半球的冬季与春季达到最低，其原因是受较低的对流层顶温度的影响。从垂直速度的经度-高度剖面图(图2e)可以看出，高原东西两侧为下沉运动，且西侧的下沉运动较强，故高层的干冷空气下沉，使其西部水汽含量较同纬度东部地区更低。由于大地形的抬升作用，高原上空虽有上升运动，但上升气流只能达到300hPa左右。
与春季相比，夏季高原上空对流层顶高度(图3d)升高，高原南侧对流层顶高度可达100hPa甚至更高。在夏季，3个高度上(图3a、3b、3c)的水汽大值区范围增大，且水汽含量迅速增加，高原及南边的水汽大值区域与深对流区域基本完全吻合，再结合经度-高度的剖面图(图3e)可以看到，6、7、8月在高原上空有强烈的上升运动，上升气流强度大大增加，可以一直向上延伸至100hPa附近，有利于对流层中的水汽向上传输到平流层。南亚高压反气旋中心与大值中心也基本符合，也就是说，夏季高原上空UT/LS区域水汽的分布受深对流和南亚高压的共同作用，且这种影响可以一直持续到对流层顶。由于高原南部有山脉阻挡，暖湿空气大量抬升，水汽大量凝结，再加之南亚夏季风带来的南海和孟加拉湾的水汽的共同作用，使高原南部的水汽含量大大高于北部。
相关知识推荐：气象高级工程师职称评审条件
秋季(图略)，对流层顶高度较夏季相比有所降低，高原上空被平直的西风气流替代，水汽分布与春季相似，呈现南高北低，由南向北逐渐递减的趋势。高原上空的垂直运动较夏季无论是强度还是范围都开始减弱，并且在高原的东西两侧开始出现下沉运动。所以，高原及其南侧水汽含量开始减少。
2.1.3UT/LS区域水汽的季节内变化特征
图4表示水汽在1、4、7、10月在215hPa，147hPa，100hPa的标准化距平序列。这里选取1、4、7、10月分别表示冬、春、夏、秋季。根据联合国气象组织WMO的规定，标准化距平大于两个标准差时为异常事件。
春季(图4b)上对流层从4月8-10日水汽波动呈现明显增加的趋势，并且10日时，水汽的标准化距平超过3个标准差，异常增多，此时间段内可能发生了一次较强的深对流活动，强烈的上升运动导致上对流层的水汽迅速增多。但整体波动较小，基本都在一个标准差以内。
夏季(图4c)整体波动开始变大，基本在两个标准差以内波动，将215hPa和147hPa的标准化距平值求相关，相关系数可达0.74，且通过了99%的显著性检验，说明夏季上对流层的水汽能够一直向上传输到对流层顶附近，这从另一角度印证了来自对流层的水汽在上升气流很强的时候，能够将水汽带到更高的高度。但100hPa水汽与147hPa呈现明显的负相关，相关系数为-0.52。产生这一现象的原因是强烈的上升气流抬升了对流层顶高度，使对流层顶温度降低，进而水汽可能产生冻干、脱水，造成下平流层水汽含量减少。且在平流层中，水汽为臭氧提供氢氧自由基参加光化学反应，含量也会大大减少。
10月(图4d)，在对流层顶至下平流层分别出现了两次水汽异常增加事件，且下平流层存在一个滞后效应。在这两次水汽异常出现之前，上对流层水汽波动较稳定，结合垂直速度的剖面图来看，并不是由于深对流垂直向上传输造成的。
1月(图4a)，较其他3个季节相比，水汽波动处在一个相对稳定的状态，都处在两个标准差的范围内。这是由于冬季水汽含量处在一个相对较低的状态，且对流活动较少。
2.2夏季青藏高原及周边地区UT/LS一氧化碳空间分布特征
夏季，青藏高原上对流层(图5a)一氧化碳分布总体呈现南高北低的趋势，与水汽分布情况较相似，在215hPa高度上高原南侧一氧化碳含量的大值区落在深对流区域中，大值区以22°N、95°E为中心，从更大范围来看，15°N～30°N、80°E～110°E区域甚至更大一些范围的区域中，存在纬向的一氧化碳大值区，这个区域与该高度上风矢量的闭合环流较吻合。即在上对流层区域，一氧化碳的分布受深对流与南亚高压反气旋的共同作用。随着高度的不断升高，该大值区开始向西向北偏移(图5b、5c)，深对流的大值区与一氧化碳大值区不再吻合，深对流对一氧化碳浓度分布的作用开始减弱，大范围区域来看，南亚高压反气旋闭合环流与一氧化碳的大值区对应较好，但是中心并不完全重合。探究大值区偏移较大的另外一个原因发现，大值区在地理分布上对应中东地区，该地区燃料燃烧会产生大量一氧化碳。高原上空，在147hPa(图5b)和100hPa(图5c)高度上，一氧化碳的分布呈现从西南向东北逐渐递减的趋势，高浓度的一氧化碳在风场的作用下从高原西南侧向东北方向输送。综合3个高度的分析，结合一氧化碳浓度分布的大值区，可以初步认为，造成这种异常分布的机制在各个高度上不同。在上对流层，主要受深对流的影响，而在更高的高度上(147hPa、100hPa)，则是南亚高压反气旋的闭合环流决定了这种异常分布。即在UT/LS区域，随着高度的不断增加，深对流的热力作用逐渐减弱，南亚高压的动力作用逐渐增强。——论文作者：李潼，范广洲，赖欣，刘一哲
转载请注明来自：http://www.lunwencheng.com/lunwen/nye/19363.html
