大氣化學(xué)青藏高原地區(qū)大氣臭氧低值和變化

1、青藏高原地區(qū)大氣臭氧變化1. 青藏高原臭氧低值中心總量月平均值分布。Figure1是1月份臭氧總量的月平均值分布， 其等值線基本上與緯圈平行， 但到6月份， 在青藏高原上空出現(xiàn)了明顯的臭氧總量低值中心。這個(gè)中心一直維持到9月份 （Figure 2） 。同時(shí)，在東北方向出現(xiàn)了明顯的高值中心。10月份以后， 臭氧低值中心逐漸消失， 把低值中心的臭氧總量月平均值與同緯度東部地區(qū)值進(jìn)行對(duì)比，兩地在冬春季節(jié)的差別很小， 偏差不超過37。而在夏季， 兩地臭氧總量的差別可達(dá)11%，最高差別發(fā)生在6月（Figure 4） 。由此可見， 青藏高原夏季存在顯著的臭氧損耗增強(qiáng)的物理與化學(xué)過程，其損耗雖不如南極 “臭

2、氧洞”，但在北半球?qū)佼惓，F(xiàn)象，稱它為青藏高原臭氧低值中心。Fig.1臭氧總量份1月平均值分布（19791991年）Fig.2臭氧總量份9月平均值分布（19791991年） Fig.3大氣臭氧總量多年平均季節(jié)變化實(shí)線：青藏高原 虛線：同緯度無山區(qū)Fig.4青藏高原臭氧總量月平均值與同緯度 東部地區(qū)值的相對(duì)偏差 2. 青藏高原及其鄰近地區(qū)氣象因素季節(jié)性變化對(duì)該地區(qū)大氣臭氧變化的作用已有的研究結(jié)果，夏季青藏高原上空被熱力作用的南亞高壓所控制，其高度范圍為 500100hPa(對(duì)流層上部平流層下部)，高壓內(nèi)基本是對(duì)流活動(dòng)。而且青藏高原氣象學(xué)綜合試驗(yàn)表明，夏季青藏高原基本為輻合區(qū)。依據(jù)局地環(huán) 流的這些特

3、點(diǎn)，認(rèn)為青藏高原夏季是對(duì)流層低空物質(zhì)向平流層輸送的一個(gè)重要渠道。青藏高原周圍數(shù)百公里范圍的低空污染物有可能在夏季向青藏高原輻合，在高原上升到平流層下部，然后再向四 周輻散。因此，對(duì)流層低濃度臭氧向平流層輸送以及低空污染物在平流層引起的物理化學(xué)過程，都可能是引起臭氧總量異常降低的原因”。為了證實(shí)上述推利用歐洲中心7層分析資料 月平均（19801989年）和1995年青藏高原東南部 探空資料系統(tǒng)分析了青藏高原及其鄰近地區(qū)流場(chǎng)結(jié)構(gòu)季節(jié)性變化的特征。結(jié)果表明：冬季青藏高原地表為一淺薄的冷高壓，中高層為西風(fēng)氣流。在由冬季型向夏季型轉(zhuǎn)變過程中，高原地區(qū)偏南氣流隨季節(jié)變化由低層向上向北擴(kuò)展，四周向高原的輻合

4、由低層向上擴(kuò)展加強(qiáng)并北移。其中7、8月份高原中低層形成一個(gè)很強(qiáng)的輻合區(qū)。在垂直速度場(chǎng)上。冬季（見Fig.5）青藏高原地區(qū)除西北角有上升氣流外，其余大部分整個(gè)對(duì)流層為下沉氣流。春季（4月份）首先在高原東南部的低層出現(xiàn)上升氣流，然后逐漸向上及四周擴(kuò)展。夏季青藏高原整個(gè)對(duì)流層都是上升氣流，且與南側(cè)的孟加拉灣強(qiáng)上升區(qū)連成一片，組成巨大的季風(fēng)垂直環(huán)流的上升支。從5月份開始，高原南、北、東3面 低空有氣流向高原上空輸送，6月份（Fig.6）高原的西 側(cè)也出現(xiàn)強(qiáng)的爬升氣流，盛夏季節(jié)（7，8月份）高原四周的爬升氣流達(dá)到最強(qiáng)，可升至100hPa，這是由于夏季高原是個(gè)熱源的緣故?？傊募厩嗖馗咴峡照麄€(gè)對(duì)流層都

5、是上升氣流，氣流沿高原四周斜坡向高原爬升，可一直上升到對(duì)流層上層和平流層的低層，此處為強(qiáng)大的南亞高壓所控制，氣流向四周輻散。另外在夏季高原上對(duì)流活動(dòng)也較活躍，所有這些特征將有助于高原周圍的物質(zhì)和低空污染物向高原輻合，在高原上升到平流層下部， 然后向四周輻射，這將為青藏高原上空夏季出現(xiàn)臭氧低值中心提供了有利的環(huán)流背景條件。Fig.5 十年平均（19801989）1月份100hPa（左）和850hPa流場(chǎng)（右）Fig.6 十年平均（19801989）1月份場(chǎng)（300hPa（左）和500hPa流場(chǎng)）Fig.7 十年平均（19801989）7月份場(chǎng)（300hPa（左）和500hPa流場(chǎng)）19年平均冬季

6、高原及其鄰近地區(qū)上空大氣穿越對(duì)流層頂?shù)馁|(zhì)量瞬時(shí)通量季平均圖 （Fig.8） 上，除了高原西北部和漢水流域至鄱陽湖一帶有弱的對(duì)流層大氣穿過對(duì)流層頂向平流層輸送（正值區(qū)）外，高原主體南側(cè)及高原東部大面積的是平流層大氣穿過對(duì)流層頂下沉進(jìn)入到對(duì)流層 （負(fù)值區(qū)），負(fù)值中心在高原東部為下沉中心所在，34月上述平流層大氣穿過對(duì)流層頂下沉進(jìn)入到對(duì)流層的輸送，其強(qiáng)度逐漸減弱， 5月高原東南側(cè)出現(xiàn)對(duì)流層大氣穿過對(duì)流層頂向平流層的輸送，6月對(duì)流層大氣穿過對(duì)流頂向平流層的輸送迅速北進(jìn)到高原北部邊緣，至此其范圍已基本穩(wěn)定。這表明夏季（Fig8）高原上空大氣穿越對(duì)流層頂?shù)募酒骄|(zhì)量瞬時(shí)通量場(chǎng)與冬季季平均質(zhì)量瞬時(shí)通量場(chǎng)相比

7、發(fā)生了顯著的變化：40°N以南的青藏高原及鄰近地區(qū)被正的質(zhì)量通量 （對(duì)流層大氣向平流層輸送） 所覆蓋， 有兩個(gè)大值中心分別位于孟加拉灣北岸和青藏高原東南側(cè)。3. 平均青藏高原及其鄰近地區(qū)大氣質(zhì)量交換的收支特征19年平均高原鄰近地區(qū)上空大氣穿越對(duì)流層頂質(zhì)量交換的季節(jié)性變化特征， 從15°40°N， 80110°E地區(qū)對(duì)流層頂質(zhì)量交換凈收（對(duì)流層大氣上升進(jìn)入平流層）支（平流層大氣下沉進(jìn)入對(duì)流層） 的月際變化圖中也可清楚地看出（Fig.10）,14月份高原主體區(qū)平流層大氣下沉進(jìn)入對(duì)流層的輸送逐漸減小， 到了5月份高原主體區(qū)對(duì)流層頂質(zhì)量交換凈收支基本平衡，從6月

8、份開始高原主體區(qū)有了凈的對(duì)流層大氣上升進(jìn)入到平流層。這種向上的輸送到了盛夏78月份發(fā)展到最強(qiáng)，9月向上的輸送開始減弱，10月向上和向下的交換又基本持平，1112月出現(xiàn)了凈的平流層大氣下沉進(jìn)入到對(duì)流層。Fig.8 19年平均冬、夏穿越對(duì)流層頂?shù)募酒骄|(zhì)量通量分布越對(duì)流層頂大氣質(zhì)量氣溶膠臭氧Fig.9 青藏高原及鄰近地區(qū)越對(duì)流層頂大氣質(zhì)量，100hPa氣溶膠濃度及100hPa臭氧體積混合比1988年7月1993年12月的月平均化，b,19881993年夏季年際化李維亮、 于勝民 在分析氣溶膠垂直分布時(shí)指出，夏季青藏高原地區(qū)19851993年9年平均）100hPa高度上有一氣溶膠濃度極大值區(qū)，此高度

9、與該地區(qū)夏季對(duì)流層頂?shù)母叨却笾孪喈?dāng)。叢春華、李維亮等也發(fā)現(xiàn)7月以孟加拉灣為中心延至高原東南部為一氣溶膠濃度大值區(qū)，與7月對(duì)流層大氣質(zhì)量上升進(jìn)入到平流層的大值區(qū)有很好的對(duì)應(yīng)。用計(jì)算的1540°N，80110°E地區(qū)100hPa的氣溶膠和臭氧的年際變化，分別和越過對(duì)流層頂?shù)拇髿赓|(zhì)量求其相關(guān)性（Fig.9）。計(jì)算表明，穿越對(duì)流層頂?shù)拇髿赓|(zhì)量與100hPa的氣溶膠濃度成正相關(guān)，與100hPa臭氧體積比成反相關(guān)，而100hPa的氣溶膠濃度與100hPa的臭氧體積比則為反相關(guān)。從所計(jì)算的19931998年夏季青藏高原及其鄰近地區(qū)總的穿越對(duì)流層頂?shù)拇髿赓|(zhì)量和該區(qū)總的100hPa氣溶膠濃度

10、及臭氧體積比的年際變化（Fig.9），時(shí)間序列雖然短了一些，但也能看出上述兩兩相關(guān)性趨勢(shì)的存在。上述的工作證實(shí)了夏季高原及其鄰近地區(qū)的環(huán)流場(chǎng)極有利于高原四周的物質(zhì)和低層大氣污染物向高原輻合上升至平流層。從實(shí)際資料的計(jì)算也得出了夏季高原上空確實(shí)有對(duì)流層大氣質(zhì)量穿越對(duì)流層頂而進(jìn)入平流層。同時(shí)也證實(shí)了夏季孟加拉灣北部同青藏高原地區(qū)是對(duì)流層低層大氣向?qū)α鲗由喜亢推搅鲗虞斔偷囊粋€(gè)重要通道。從穿越對(duì)流層頂?shù)拇髿赓|(zhì)量與100hPa的氣溶膠濃度及100hPa的臭氧體積的相關(guān)性，表明了有可能將中低層高濃度氣溶膠粒子帶到對(duì)流層上部和平流層，在適宜的條件下發(fā)生一系列化學(xué)反應(yīng)，從而使青藏高原上空臭氧減少進(jìn)而形成低值中心。 Fig.10 青藏高原及鄰近地區(qū)越對(duì)流層頂大氣質(zhì)量19年平均月變化4. 夏季青藏高原臭氧低值中心形成的原因結(jié)合前面的青藏高原及其鄰近地區(qū)夏季背景環(huán)流特征的分析，青藏高原上空夏季臭氧低值中心形成的動(dòng)力和化學(xué)過程： 在5月份，青藏高原臭氧低值中心形成初期，南亞高壓從低緯度經(jīng)中印半島向西北方向的移動(dòng)帶來的低緯地區(qū)的低濃度的臭氧是青藏高原臭氧低值中心初期建立的主要原因；此后，隨著南亞高壓移上高原和強(qiáng)度的增強(qiáng)，對(duì)流層