青藏高原臭氧低值中心特征及成因分析

王秀英，田孟坤，陳 艷，郭世昌*

（1.普洱市氣象局，云南普洱 665000；2.云南大學(xué) 大氣科學(xué)系，昆明 650091；3.云南省氣象局，昆明 650034）

臭氧是大氣中的重要微量成分之一，能吸收有害的太陽短波輻射，起到保護(hù)地球生物圈的作用。其濃度及垂直分布的變化會改變大氣垂直輻射平衡，對平流層、對流層的氣候變化、熱力過程以及環(huán)境效應(yīng)等均有重要的影響[1]。自20世紀(jì)80年代中期南極上空發(fā)現(xiàn)臭氧空洞以來，臭氧含量的變化引起了人們的廣泛關(guān)注。鄒捍等[2]利用Nimbus-7衛(wèi)星上搭載的臭氧觀測光譜儀（TOMS）測得的資料，發(fā)現(xiàn)大尺度山地（青藏高原、落基山脈和安第斯山脈）上空均存在明顯的臭氧低值擾動。Wei等[3]通過分析1960年中國登珠峰團(tuán)隊在5 120 m高營地（27°59′N,86°55′E）4月及5月的臭氧觀測資料，發(fā)現(xiàn)該營地臭氧總量值較相近緯度的地區(qū)低。周秀驥等[4]和付超等[5]用資料進(jìn)一步證實了青藏高原地區(qū)夏季存在大氣臭氧低值中心。

最近，國內(nèi)外學(xué)者對青藏高原臭氧總量的變化進(jìn)行了大量的研究[6-16]。其中，文獻(xiàn)[6-9]認(rèn)為，青藏高原地區(qū)夏季受動力—熱力因素影響，不但存在大氣臭氧低值中心，而且該低值中心是一個強大的臭氧遞減中心。鄒捍等[2]、季崇萍等[10]通過研究大氣環(huán)流對臭氧的輸送，發(fā)現(xiàn)青藏高原臭氧總量的變化與厄爾尼諾和南方濤動（El Ni?o-Southern Oscillation，ENSO）的強弱有關(guān)；青藏高原臭氧總量的準(zhǔn)兩年周期振蕩（the Quasi-Biennial Oscillation，QBO）變化位相與熱帶平流層緯向風(fēng)場的QBO變化相反。在南亞高壓與青藏高原臭氧變化的研究中，周任君等[8]發(fā)現(xiàn)，當(dāng)夏季南亞高壓中心偏伊朗高原時，伊朗高原上空臭氧總量比多年平均值低。Reiter等[6]的研究結(jié)果表明,在4月中下旬，南亞高壓移向高原并在高原維持時，高原上空的臭氧總量出現(xiàn)相應(yīng)的低值。仇永炎等[11]對全球各處高于491 m的22個高山站的臭氧觀測資料進(jìn)行研究，提出高山靜力虧損是青藏高原臭氧低中心及落基山臭氧低槽形成的基本成因。

關(guān)于青藏高原臭氧低值成因的分析，目前已對大氣環(huán)流輸送與青藏高原臭氧濃度的變化開展了很多研究。然而在臭氧濃度輸送及高山地形作用方面的研究還不夠深入，而這個問題又具有重要的研究價值。鑒于此，本研究使用1984—2013年臭氧總量資料，分析青藏高原臭氧低值區(qū)的特征。采用HYSPLIT后向軌跡模型，模擬追蹤青藏高原區(qū)域氣流的源地，從對流層大氣環(huán)流對臭氧的輸送作用及高山地形的影響角度，分析青藏高原臭氧低值的成因。為更為精細(xì)地分析不同層次上的臭氧低值，我們對2004—2013年青藏高原對流層不同層次氣流的來源分別做模擬實驗。

1 資料與方法

眾多研究[17-21]表明大氣環(huán)流的輸送對臭氧的分布會起重要的作用。例如郭世昌等[17]曾指出Hadley環(huán)流的強弱對臭氧濃度的變化有明顯的影響，陳文等[22]發(fā)現(xiàn)中層大氣行星波對臭氧有輸送作用。在大氣環(huán)流對大氣污染物的輸送研究方面，文獻(xiàn)[23-27]指出HYSPLIT后向軌跡模型可以較好地用于 O3，NOx，SO2，CO2和 PM2.5等污染物濃度的分析。因此，筆者采用后向軌跡模型方法分析青藏高原區(qū)域氣流的來源，進(jìn)而討論大氣環(huán)流對臭氧的輸送與青藏高原臭氧低值的關(guān)系。

1.1 資料

文中采用1984—2013年的ECMWF再分析風(fēng)場及臭氧月平均資料。臭氧資料包括臭氧柱總量及臭氧總量混合比兩部分。研究區(qū)域為青藏高原地區(qū)（5°～40°N，75°～105°E）。

1.2 后向軌跡模型

后向軌跡為氣流在某個時間點前氣流的軌跡。文中使用ARL（NOAA-Air Resources Laboratory）的HYSPLIT 4.9版本，通過分析氣流受何種因素影響，來分析氣流的流向。其傳輸模式分為前向和后向，前向即為氣流在未來時間內(nèi)可能的流向，也就是所謂的軌跡預(yù)報，后向為追溯在此時間點以前氣流來向的軌跡，關(guān)于模式的詳細(xì)介紹參見文獻(xiàn)[27-28]。

用HYSPLIT 4.9三維軌跡模式計算了2004年1月1日到2013年12月31日逐日72 h后向軌跡，使用點（29°N，90°E）表示青藏高原區(qū)域，計算得到1984年1月至2013年12月青藏高原地區(qū)不同層次間臭氧總量混合比的相關(guān)系數(shù)，550 hPa與450 hPa層間相關(guān)系數(shù)為0.99，550 hPa與350 hPa層間相關(guān)系數(shù)為0.85，450 hPa與350 hPa層間相關(guān)系數(shù)為0.91，350 hPa與250 hPa層間相關(guān)系數(shù)為0.24，250 hPa與150 hPa層間相關(guān)系數(shù)為0.76。其中相鄰各層次間的相關(guān)系數(shù)均通過了置信度為95%的相關(guān)系數(shù)顯著性檢驗。550 hPa，450 hPa，350 hPa各層間臭氧總量混合比的相關(guān)系數(shù)均在0.80以上，相關(guān)性較好，將其視為一層；而350 hPa，250 hPa，150 hPa各層臭氧總量混合比的相關(guān)性則較差，因此需分別對250 hPa，150 hPa進(jìn)行分析。在模式中使用離地面高度2.5 km，7.0 km，10.0 km以接近對應(yīng)的450 hPa，250 hPa，150 hPa的高度來分析青藏高原區(qū)域氣流的來源，進(jìn)而分析青藏高原區(qū)域臭氧低值區(qū)的成因。

1.3 簇分析方法

采用簇分析[29-30]的方法將HYSPLIT模式輸出的結(jié)果做聚類分析，得出青藏高原區(qū)域氣流主要源地。簇分析為一種多元統(tǒng)計技術(shù)，多數(shù)用來研究空氣污染，這一方法使用空間方差和（TSV）盡可能將接近的軌跡進(jìn)行合并。具體方法為：將所需要分析的n條軌跡兩兩組合，選擇TSV最小值的組合，將其合并。重復(fù)以上操作，開始幾步TSV迅速增加，然后TSV緩慢增加，分到一定數(shù)量后，TSV又迅速增加。此時表明需要合并的軌跡已經(jīng)很不相似，結(jié)束以上操作。簇分析主要有以下公式：

式中：TSV1為空間方差和，lon為經(jīng)度值，lat為緯度值，k為時間，i，j為軌跡數(shù)，lon′為合并后軌跡的經(jīng)度值，lat′為合并后軌跡的緯度值。

2 青藏高原臭氧場特征

2.1 青藏高原臭氧低值

圖1（a）給出青藏高原及其周邊區(qū)域臭氧總量年平均分布。為討論青藏高原對流層氣流源地，將青藏高原及其周邊地區(qū)分為9個區(qū)域，其中TP為青藏高原，圖1（a）中陰影部分為青藏高原海拔高度超過3 km地形?？梢钥闯?，青藏高原及其周邊區(qū)域臭氧總量隨緯度的增加而增加，高原北部臭氧等值線較高原南部密集，青藏高原及周邊區(qū)域南北向上臭氧總量梯度變化顯著，臭氧場總體呈西南低東北高的分布特征。青藏高原臭氧總量平均值為5.948 g/m2，青藏高原海拔超過3 km區(qū)域常年存在臭氧低值中心，75°E昆侖山西端存在臭氧低槽，可以看出臭氧場與地形高度呈負(fù)相關(guān)關(guān)系。

圖1 臭氧總量年平均分布（a，單位：g/m2）及臭氧年平均垂直廓線（b，單位：10-6）Fig.1 Annual mean distribution of total ozone(a,unit:g/m2;b,unit:10-6）

從臭氧總量多年季節(jié)平均分布圖（圖2）上分析，青藏高原地區(qū)臭氧總量春季出現(xiàn)最大值為6.342 g/m2，秋季出現(xiàn)最小值為5.968 g/m2，青藏高原臭氧總量空間及季節(jié)分布特征與中國近30年氣候特征[31]分布相似。季節(jié)變化上，青藏高原臭氧總量春季、冬季南北向分布梯度大，臭氧總量等值線存在低值，位于75°E昆侖山西端為臭氧低槽。夏季、秋季青藏高原臭氧南北向空間分布梯度小，臭氧總量出現(xiàn)顯著低值區(qū)，此低值區(qū)跨過喜馬拉雅上空，與副熱帶低濃度臭氧氣團(tuán)合并。從多年月平均資料圖（圖略）分析臭氧低值中心的強度及位置變化可見，臭氧低值中心最淺為1月，位于藏南（30°N，95°E）至青藏高原北部，5月、11月青藏高原臭氧低值中心明顯，青藏高原東部以南地區(qū)的副熱帶形成另一臭氧低值區(qū)。其中，6—10月青藏高原臭氧低值區(qū)向東南方向延伸，與副熱帶低值區(qū)合并，12月、1—4月青藏高原仍有淺薄的臭氧低谷存在。

青藏高原臭氧場低值區(qū)常年存在，冬春為淺薄的臭氧低槽，夏秋形成顯著低值區(qū)。使用3 km地形疊加，可明顯看出青藏高原臭氧總量場從喜馬拉雅山脈、岡底斯山脈附近至青藏高原北部為一常年存在的臭氧低值區(qū)，75°E昆侖山西端為一臭氧低槽，臭氧總量與地形高度成負(fù)相關(guān)關(guān)系。青藏高原以西伊朗高原為一雙峰型臭氧低槽。其一與伊朗高原西部的扎格羅斯山位置相對應(yīng)，低槽與山脈走向相一致，也為西北—東南向，另一低槽與伊朗高原東部興都庫什山相對應(yīng)為東北西南向，與昆侖山臭氧低槽相接。

圖2 臭氧總量季節(jié)平均分布[春季（a），夏季（b），秋季（c），冬季（d）；單位：g/m2]Fig.2 Seasonal mean distribution of total ozone[spring(a),summer(b),autumn(c),winter(d);unit:g/m2]

2.2 臭氧垂直廓線分布特征

青藏高原及其周邊地區(qū)多年（1984—2013年）平均臭氧質(zhì)量混合比垂直廓線圖[圖1（b）]顯示，青藏高原及其周邊地區(qū)臭氧濃度與垂直高度、緯度成正比，同緯度地區(qū)臭氧濃度垂直變化差異小,350 hPa以上隨高度、緯度的增加臭氧濃度變化顯著。相同層次上青藏高原北部[圖1（a）所示2、3、4區(qū)域]臭氧濃度大，青藏高原南部臭氧濃度小。同緯度上青藏高原以東地區(qū)臭氧濃度略高于其他區(qū)域,青藏高原區(qū)域臭氧含量較低，這與周任君等[8]的研究結(jié)果一致，可能與青藏高原、伊朗高原地形有關(guān)。根據(jù)季節(jié)平均臭氧質(zhì)量混合比垂直廓線圖得出（圖略），春冬季臭氧濃度垂直變化大于夏秋兩季。圖1（b）所示，350 hPa及其以下青藏高原與青藏高原周邊地區(qū)臭氧濃度相近，即350 hPa以下水平方向上青藏高原區(qū)域大氣對臭氧的輸送對青藏高原臭氧濃度無顯著影響。水平方向上350 hPa以上臭氧濃度隨緯度變化顯著，青藏高原對流層臭氧的垂直分布差異顯著。

3 模擬結(jié)果分析

采用HYSPLIT-4.9模式模擬2004—2013年青藏高原450 hPa，250 hPa，150 hPa層次向前72 h氣流運動軌跡，討論青藏高原臭氧低值區(qū)的成因。使用簇分析方法[29-30]對模擬結(jié)果進(jìn)行分析，將氣流主要源地分為圖3所示區(qū)域，將青藏高原氣流主要源地按同緯度臭氧濃度相近特征，緯向分為3個區(qū)域，以此來分析青藏高原對流層氣流的主要源地。

圖3給出青藏高原上空450 hPa，250 hPa，150 hPa上氣流后向軌跡模擬結(jié)果，分析得出：水平方向上450 hPa青藏高原區(qū)域氣流主要源地為青藏高原西側(cè)同緯度地區(qū)的占55.1%，青藏高原南側(cè)的占26.1%，青藏高原北側(cè)的占18.8%。250 hPa青藏高原區(qū)域氣流主要源地為青藏高原西側(cè)同緯度地區(qū)的占41.2%，青藏高原南側(cè)的占45.0%，青藏高原北側(cè)的占13.8%。150 hPa青藏高原區(qū)域氣流主要源地為青藏高原西側(cè)同緯度地區(qū)的占29.8%，青藏高原南側(cè)的占64.4%，青藏高原北側(cè)的占5.8%。垂直向上450 hPa青藏高原區(qū)域氣流源地均低于450 hPa，其中低于500 hPa的占53.6%。250 hPa氣流主要源地均低于250 hPa，其中低于300 hPa占66.8%。150 hPa氣流主要源地低于150 hPa占98.5%，其中低于200 hPa占9.8%。

450 hPa上青藏高原氣流水平方向上主要來源于高原西側(cè)、南側(cè)，垂直方向上來源于低層，450 hPa大氣的輸送對臭氧濃度無顯著影響。250 hPa、150 hPa水平方向上受偏南氣流及垂直方向上受青藏高原地形及動力—熱力作用形成低層氣流的抬升，低層低臭氧濃度大氣被輸送至青藏高原，是青藏高原臭氧低值形成的主要成因。模擬結(jié)果還表明，青藏高原受到氣流推擠或是強迫抬升，這一過程不是瞬間完成的，而是長期存在，即仇永炎等[11]所提出的高山靜力虧損。靜力虧損使青藏高原臭氧柱縮短，而常年的上升氣流使低濃度臭氧向高原輸送。

圖3 青藏高原水平、垂直方向上后向軌跡Fig.3 Backward trajectories of Tibetan Plateau in horizontal and vertical directions

4 不同類別臭氧低值模擬

青藏高原臭氧低值中心隨季節(jié)出現(xiàn)南北擺動，低值中心1月最弱，5—11月臭氧低值中心顯著。因此可分為兩類，第一類出現(xiàn)在5—11月；第二類出現(xiàn)在12月至次年4月。低值中心與青藏高原海拔高度超過3 km地形相吻合。分別以2010年8月、12月為例，分析青藏高原兩種不同強度的臭氧低值的分布特征、環(huán)流特征及氣流的源地，討論大氣環(huán)流對臭氧濃度的輸送作用。

圖4為2010年8月、12月青藏高原臭氧總量分布、流場及青藏高原區(qū)域（27.5°N～40°N）平均徑向垂直速度剖面圖。2010年8月青藏高原區(qū)域低層為熱低壓，高層為暖高壓控制。青藏高原臭氧總量出現(xiàn)明顯低值中心,低值中心為5.8 g/m2。青藏高原平均徑向垂直速度剖面圖上顯示，2010年8月受南亞高壓低層輻合、南亞高壓與太平洋副熱帶高壓兩高輻合的影響，70°E～125°E為上升氣流控制，分別于青藏高原及兩高輻合區(qū)出現(xiàn)兩個氣流強上升中心。HYSPLIT 4.9模式模擬結(jié)果顯示，水平方向上8月青藏高原對流層氣流主要源于同緯度地區(qū)，水平方向上大氣對臭氧濃度的輸送不顯著。垂直方向，受青藏高原低層輻合上升氣流影響，青藏高原對流層氣流來源于較低層，存在低層低臭氧濃度大氣向高層輸送，為8月青藏高原區(qū)域產(chǎn)生臭氧低值的主要原因。

圖4 2010年8月和12月青藏高原臭氧總量分布（a），200 hPa流場（b）和平均緯向垂直速度剖面圖（c）（臭氧總量單位：g/m2）Fig.4 Ozone distribution(a),flow field at 200 hPa(b),and mean zonal-vertical circulations(c)in August and December of 2010(total ozone unit:g/m2)

2010年12月臭氧總量分布梯度較8月大，呈東高西低的分布特征，低值中心強度為5.2 g/m2。東亞地區(qū)受東亞大槽的影響，為西北氣流控制，青藏高原區(qū)域及東亞地區(qū)盛行偏西或西南氣流。冬季南亞高壓南退，對流層上層的暖高壓中心位于菲律賓東南沿海附近。徑向平均垂直速度剖面圖上，75°E～85°E上為弱上升氣流控制，其他為下沉氣流。模式模擬結(jié)果（圖5）顯示，水平方向上，450 hPa青藏高原12月氣流來源于高原西側(cè)，250 hPa及其以上氣流來源于高原南側(cè)，與200 hPa上流場相對應(yīng)。250 hPa及其以上存在南部低臭氧濃度的大氣向青藏高原輸送。垂直方向上上升氣流與平均徑向垂直速度剖面圖相對應(yīng)，與南亞高壓的移動相關(guān)，不同層次上均較8月偏弱。偏南氣流推擠或強迫抬升使得低濃度臭氧氣流向高原輸送，造成臭氧總量較同緯度地區(qū)偏少。

5 結(jié)論

為了研究大氣環(huán)流對青藏高原臭氧的輸送及高山地形對大氣的推擠和強迫抬升，筆者采用后向軌跡法對青藏高原3個層次進(jìn)行模擬，結(jié)果表明：

圖5 2010年8月、12月青藏高原后向軌跡Fig.5 Backward trajectories of Tibetan Plateau in August and December of 2010

（1）青藏高原臭氧低值中心隨季節(jié)出現(xiàn)南北擺動，可分為兩類：第一類出現(xiàn)在5—11月，青藏高原臭氧低值中心顯著；第二類出現(xiàn)在12月至次年4月，為淺薄的臭氧低槽。

（2）從喜馬拉雅山脈、岡底斯山脈附近至青藏高原北部為一常年存在的臭氧低值區(qū)，75°E昆侖山西端為一臭氧低槽。臭氧低值區(qū)與青藏高原海拔3 km以上地形相吻合。

（3）450 hPa水平方向臭氧質(zhì)量混合比較小，高原南北差異相對偏小，垂直方向上氣流來源于低層，氣流的輸送對青藏高原臭氧濃度無顯著影響。高層（250 hPa，150 hPa）青藏高原區(qū)域氣流主要來源于低緯低臭氧濃度地區(qū)，是青藏高原存在臭氧低值區(qū)的成因之一。垂直方向上青藏高原區(qū)域氣流主要來源于低層，低層低臭氧濃度的氣流向青藏高原輸送，是青藏高原存在臭氧低值區(qū)的又一成因。

（4）青藏高原區(qū)域常年存在高山地形對氣流推擠或強迫抬升，低層低臭氧濃度氣流向高層輸送。

（5）出現(xiàn)第一類顯著臭氧低值中心的主要成因為高原區(qū)域為南亞高壓控制，高原上為強盛的上升氣流。出現(xiàn)第二類臭氧低值區(qū)（臭氧低谷）的主要成因為高山地區(qū)對氣流推擠或強迫抬升。

（6）在青藏高原臭氧的高山靜力虧損過程中，其一為高原長期對氣流推擠或強迫抬升，臭氧柱縮短，臭氧總量減少；其二為長期的低層低濃度臭氧向高原輸送，二者共同造成青藏高原臭氧虧損。

致謝：感謝歐洲中期天氣預(yù)報中心（ECMWF）提供的臭氧與風(fēng)場資料，感謝美國國家海洋和大氣管理局（NOAA）提供的后向軌跡模式。