大气化学青藏高原地区大气臭氧低值和变化 - 图文

青藏高原地区大气臭氧变化

1. 青藏高原臭氧低值中心

总量月平均值分布。Figure1是1月份臭氧总量的月平均值分布，其等值线基本上与纬圈平行，但到6月份，在青藏高原上空出现了明显的臭氧总量低值中心。这个中心一直维持到9月份（Figure 2）。同时，在东北方向出现了明显的高值中心。10月份以后，臭氧低值中心逐渐消失，把低值中心的臭氧总量月平均值与同纬度东部地区值进行对比，两地在冬春季节的差别很小，偏差不超过37。而在夏季，两地臭氧总量的差别可达11%，最高差别发生在6月（Figure 4）。由此可见，青藏高原夏季存在显著的臭氧损耗增强的物理与化学过程，其损耗虽不如南极“臭氧洞”，但在北半球属异常现象，称它为青藏高原臭氧低值中心。

Fig.1臭氧总量份1月平均值分布（1979~1991年）

Fig.2臭氧总量份9月平均值分布（1979~1991年）

Fig.3大气臭氧总量多年平均季节变化 实线：青藏高原 虚线：同纬度无山区

Fig.4青藏高原臭氧总量月平均值与同纬度 东部地区值的相对偏差

2. 青藏高原及其邻近地区气象因素季节性变化对该地区大气臭氧变化的作用

已有的研究结果，夏季青藏高原上空被热力作用的南亚高压所控制，其高度范围为 500~100hPa(对流层上部~平流层下部)，高压内基本是对流活动。而且青藏高原气象学综合试验表明，夏季青藏高原基本为辐合区。依据局地环流的这些特点，认为青藏高原夏季是对流层低空物质向平流层输送的一个重要渠道。青藏高原周围数百公里范围的低空污染物有可能在夏季向青藏高原辐合，在高原上升到平流层下部，然后再向四周辐散。因此，对流层低浓度臭氧向平流层输送以及低空污染物在平流层引起的物理化学过程，都可能是引起臭氧总量异常降低的原因”。为了证实上述推

利用欧洲中心7层分析资料月平均（1980~1989年）和1995年青藏高原东南部探空资料系统分析了青藏高原及其邻近地区流场结构季节性变化的特征。结果表明：

冬季青藏高原地表为一浅薄的冷高压，中高层为西风气流。在由冬季型向夏季型转变过程中，高原地区偏南气流随季节变化由低层向上向北扩展，四周向高原的辐合由低层向上扩展加强并北移。

其中7、8月份高原中低层形成一个很强的辐合区。在垂直速度场上。冬季（见Fig.5）青藏高原地区除西北角有上升气流外，其余大部分整个对流层为下沉气流。春季（4月份）首先在高原东南部的低层出现上升气流，然后逐渐向上及四周扩展。

夏季青藏高原整个对流层都是上升气流，且与南侧的孟加拉湾强上升区连成一片，组成巨大的季风垂直 环流的上升支。从5月份开始，高原南、北、东3面低空有气流向高原上空输送，6月份（Fig.6）高原的西侧也出现强的爬升气流，盛夏季节（7，8月份）高原四周的爬升气流达到最强，可升至100hPa，这是由于夏季高原是个热源的缘故。

总之，夏季青藏高原上空整个对流层都是上升气流，气流沿高原四周斜坡向高原爬升，可一直上升到对流层上层和平流层的低层，此处为强大的南亚高压所控制，气流向四周辐散。另外在夏季高原上对流活动也较活跃，所有这些特征将有助于高原周围的物质和低空污染物向高原辐合，在高原上升到平流层下部，然后向四周辐射，这将为青藏高原上空夏季出现臭氧低值中心提供了有利的环流背景条件。

Fig.5 十年平均（1980~1989）1月份100hPa（左）和850hPa流场（右）

Fig.6十年平均（1980~1989）1月份ω场（300hPa（左）和500hPa流场）

Fig.7十年平均（1980~1989）7月份ω场（300hPa（左）和500hPa流场）

19年平均冬季高原及其邻近地区上空大气穿越对流层顶的质量瞬时通量季平均图（Fig.8）上，除了高原西北部和汉水流域至鄱阳湖一带有弱的对流层大气穿过对流层顶向平流层输送（正值区）外，高原主体南侧及高原东部大面积的是平流层大气穿过对流层顶下沉进入到对流层（负值区），负值中心在高原东部为下沉中心所在，

3~4月上述平流层大气穿过对流层顶下沉进入到对流层的输送，其强度逐渐减弱， 5月高原东南侧出现对流层大气穿过对流层顶向平流层的输送，

6月对流层大气穿过对流顶向平流层的输送迅速北进到高原北部边缘，至此其范围已基本稳定。这表明夏季（Fig8）高原上空大气穿越对流层顶的季平均质量瞬时通量场与冬季季平均质量瞬时通量场相比发生了显著的变化：40°N以南的青藏高原及邻近地区被正的质量通量（对流层大气向平流层输送）所覆盖，有两个大值中心分别位于孟加拉湾北岸和青藏高原东南侧。

3. 平均青藏高原及其邻近地区大气质量交换的收支特征

19年平均高原邻近地区上空大气穿越对流层顶质量交换的季节性变化特征，从15°~40°N， 80~110°E地区对流层顶质量交换净收（对流层大气上升进入平流层）支（平流层大气下沉进入对流层）的月际变化图中也可清楚地看出（Fig.10）,1~4月份高原主体区平流层大气下沉进入对流层的输送逐渐减小，到了5月份高原主体区对流层顶质量交换净收支基本平衡，从6月份开始高原主体区有了净的对流层大气上升进入到平流层。这种向上的输送到了盛夏7~8月份发展到最强，9月向上的输送开始减弱，10月向上和向下的交换又基本持平，11~12月出现了净的平流层大气下沉进入到对流层。

Fig.819年平均冬、夏穿越对流层顶的季平均质量通量分布

越对流层顶大气质量

臭氧

气溶胶

Fig.9青藏高原及邻近地区越对流层顶大气质量，100hPa气溶胶浓度及100hPa臭氧体积混合比

1988年7月~1993年12月的月平均化，b,1988~1993年夏季年际化

李维亮、于胜民在分析气溶胶垂直分布时指出，夏季青藏高原地区1985~1993年9年平均）100hPa高度上有一气溶胶浓度极大值区，此高度与该地区夏季对流层顶的高度大致相当。丛春华、李维亮等也发现7月以孟加拉湾为中心延至高原东南部为一气溶胶浓度大值区，与7月对流层大气质量上升进入到平流层的大值

区有很好的对应。用计算的15~40°N，80~110°E地区100hPa的气溶胶和臭氧的年际变化，分别和越过对流层顶的大气质量求其相关性（Fig.9）。计算表明，穿越对流层顶的大气质量与100hPa的气溶胶浓度成正相关，与100hPa臭氧体积比成反相关，而100hPa的气溶胶浓度与100hPa的臭氧体积比则为反相关。从所计算的1993~1998年夏季青藏高原及其邻近地区总的穿越对流层顶的大气质量和该区总的100hPa气溶胶浓度及臭氧体积比的年际变化（Fig.9），时间序列虽然短了一些，但也能看出上述两两相关性趋势的存在。 上述的工作证实了夏季高原及其邻近地区的环流场极有利于高原四周的物质和低层大气污染物向高原辐合上升至平流层。从实际资料的计算也得出了夏季高原上空确实有对流层大气质量穿越对流层顶而进入平流层。同时也证实了夏季孟加拉湾北部同青藏高原地区是对流层低层大气向对流层上部和平流层输送的一个重要通道。从穿越对流层顶的大气质量与100hPa的气溶胶浓度及100hPa的臭氧体积的相关性，表明了有可能将中低层高浓度气溶胶粒子带到对流层上部和平流层，在适宜的条件下发生一系列化学反应，从而使青藏高原上空臭氧减少进而形成低值中心。

Fig.10青藏高原及邻近地区越对流层顶大气质量19年平均月变化

4. 夏季青藏高原臭氧低值中心形成的原因

结合前面的青藏高原及其邻近地区夏季背景环流特征的分析，青藏高原上空夏季臭氧低值中心形成的动力和化学过程：在5月份，青藏高原臭氧低值中心形成初期，南亚高压从低纬度经中印半岛向西北方向的移动带来的低纬地区的低浓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，随着南亚高压移上高原和强度的增强，对流层低层低浓度的臭氧经通道被输送到对流层上层和平流层低层，垂直输送成为青藏高原臭氧低值中心加强和维持的主要原因，而水平输送则部分补偿了垂直输送的作用。同时，化学过程也起着第2位的作用。由于动力大于化学作用实际所表现的青藏高原夏季臭氧低值中心的形成是该两种作用的综合结果。

Chart 1 通过数值模拟得出的青藏高原臭氧的收支（10-9V/V）

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