~(10)Be/~7Be示踪研究平流层-对流层输送对青藏高原冬春季近地面O_3的影响

10Be/7Be比值是平流层敏感示踪物.根据2005年10月～2006年5月青海瓦里关山中国全球大气本底观测站(36.287°N,101.898°E,3810ma.s.l)近地面10Be/7Be测量,调查平流层-对流层输送及其对青藏高原近地面O3的影响.结果表明,平流层向下输送影响在冬季弱,冬末到春季中期(2月中旬～4月中旬)显著增强并以近地面O3浓度,10Be,7Be和10Be/7Be均显著增加为特点,而春季后期(4月下旬～5月中旬)则又减弱.近地面O3的增加主要来自随着太阳辐射季节性增强的对流层光化学O3反应生成的贡献.     

青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间大气的质量交换

利用卫明莹1987年提出的直接诊断分析方法,使用1978～1996年逐日的NCEP资料,讨论了青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间大气质量交换,同时还利用1988-07～1993-12逐月的SAGE资料,计算了100hPa上的气溶胶和臭氧的年际变化情况.结果表明:（1）青藏高原及其邻近地区夏季以对流层大气穿过对流层顶进入平流层的输送为主,这种输送的范围和强度在盛夏7～8月份最强,出现了两个极大值中心,分别位于孟加拉湾北部和青藏高原东南侧,高原上空也为一大值区,只是比前两者小一些;冬季则以平流层大气下沉进入到对流层的输送为主,此向下的运输在1月份强度最强.（2）就青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间19年平均夏季总的质量交换来看,青藏高原及其邻近区域上空穿越对流层顶有净的对流层大气质量输送到平流层,其大小约为14.84×10~(18)kg.由此推出夏季青藏高原与青藏高原东南侧及孟加拉湾北部连成一片的区域是其周围低层大气向对流层高层及平流层低层输送的一个重要的物质通道.（3）青藏高原及其邻近地区穿越对流层顶的质量有可能将该地区中、低层气溶胶粒子携带到对流层顶附近,致使该地区对流层顶附近气溶胶浓度增大,而使臭氧浓度减小.     

青海高原大气O_3及紫外辐射UV-B观测结果的初步分析

近10年来,南极臭氧洞以及全球性臭氧减少的趋势,已得到国际大气科学界和各国政府的极大关注.英国环境部门1991年的环境报告指出:在过去的11年间,北半球中纬地区的臭氧总量在春季大约减少了8%,这主要是平流层臭氧的减少,而对流层臭氧的年增长率约为1%.WMO 1992年南极臭氧公报也指出:1992年不仅南极臭氧洞的最大面积比往年大25%,而且测到了105D.U.(Dobson单位=10~(-3)atm.cm)的历史极端低值,持续时间也大大超过往年.同时,据美国和加拿大等国气象部门的报告,北半球中高纬地区大气臭氧往总量在1992年冬春季也比往年有较大幅度的下降.     

利用GOMOS 卫星资料研究热带平流层臭氧、二氧化氮和三氧化氮的准两年和半年振荡特征

利用2002~2008 年的GOMOS(Global Ozone Monitoring by Occultation of Stars)卫星观测资料, 研究了热带平流层臭氧、二氧化氮和三氧化氮的准两年振荡(QBO)和半年振荡(SAO)特征. 对赤道上空臭氧和剩余环流垂直速度的年际异常的诊断分析表明: 动力输送是赤道平流层臭氧呈QBO 分布的主要控制因素; 在垂直输送作用下, 平流层中层臭氧的QBO 信号会随着剩余速度的异常向下传播. 而在赤道外的平流层低层, 动力输送在一些年中对臭氧形成QBO 分布作用显著; 在赤道外的平流层中层, 动力输送只影响南半球的臭氧分布. 此外, 文中分析了热带平流层中二氧化氮的分布, 它在赤道平流层中、高层表现出深厚且准静止的QBO 特征, 与同高度上垂直剩余速度的分布有关; 在赤道外平流层中层, 二氧化氮在南北半球呈现不同的分布特征. 受赤道纬向风SAO 的影响, 三氧化氮的年际异常在赤道平流层上层表现出显著的SAO 分布特征, 在纬向风SAO 的不同阶段, 动力输送对三氧化氮的分布产生相反的作用结果.     

瓦里关山近地面气溶胶中7Be和210Pb的观测及其对臭氧浓度变化的示踪

2002年10月到2004年1月在青海省瓦里关山全球大气本底观象台开展了以周频次的近地面气溶胶中同位素⁷Be和²¹⁰Pb比活度采样分析, 并与同期近地面臭氧浓度的变化进行比较. 研究表明: 瓦里关山地区⁷Be和²¹⁰Pb比活度具有天气时间尺度的短期振荡特征, ²¹⁰Pb在夏季有明显的低值而7Be的季节性特征并不是很明显, 与全球其他高山站点已测的结果相比, 瓦里关地区⁷Be, ²¹⁰Pb比活度值高; 近地面臭氧与⁷Be比活度的变化趋势一致, 臭氧与⁷Be/²¹⁰Pb之间比臭氧与⁷Be之间有更高的相关性. 从同位素测定可以看出, 垂直输送对该地区近地面臭氧的收支平衡有显著的贡献.     

1993年南极臭氧洞期间普里兹湾地区的大气振荡特征

文献[1]对1993年南极“臭氧洞”期间中山站上空的大气臭氧总量变化特征进行了初步的分析和研究,揭示了在中山站上空大气臭氧总量有着十分显著的逐日变化,并指出这种变化可能与中山站位于臭氧洞边缘,受南极平流层极地涡旋摆动与伸缩的动力过程影响有关。本文利用南极中山站地面温度、气压和大气臭氧总量资料和与中山站(69°22′S,76°22′E)同在普里兹湾地区的澳大利亚戴维斯站(68°34′S,77°54′E)的探空资料,对1993年南极臭氧洞期间普里兹湾地区的大气振荡特征进行了研究。     

青藏高原念青唐古拉峰冰川区夏季风期间大气气溶胶元素特征

为了研究夏季风期间青藏高原冰川区的大气气溶胶元素特征及其来源, 于2006年6~10月, 在青藏高原南部念青唐古拉峰扎当冰川垭口(30°28′N, 90°39′E, 5800 m a.s.l.)采集了7个大气总悬浮颗粒物样品, 利用ICP-MS测定了样品中27种元素的含量. 结果表明, 垭口冰川区大气气溶胶的元素浓度, 特别是典型地壳元素的浓度不仅低于同时期该地区较低海拔的气溶胶元素值, 而且远低于青藏高原其他较低海拔地区(如五道梁、瓦里关站等)的值. 因而冰川区的气溶胶代表了青藏高原对流层中上部大气的本底状况. 元素富集因子的研究表明, 与人类活动密切相关的元素(如B, Zn, As, Cd, Pb, Bi)有较高的富集, 由于夏季青藏高原南部大气环境主要受西南夏季风影响, 气团轨迹也显示该时期的气团来自南亚大陆, 因而推断南亚的污染物在夏季风期间影响了青藏高原冰川区的大气环境.     

平流层爆发性增温对阻塞高压的响应及其对对流层反馈的观测

应用1979～2010年逐日的NCEP2再分析资料研究了对流层阻塞高压活动对平流层爆发性增温(SSW)的影响,以及增温发生后平流层异常对下层大气的反馈.对21个强SSW事件的动力诊断与合成分析表明:在增温过程中平流层极涡会表现出不同的分布特征,并且极涡的这些扰动受到对流层中分布在不同区域的阻塞高压活动影响,因此根据极涡和阻塞的位置将SSW事件分为2种类型即极涡分裂型和偏心型.对于分裂型,在欧亚-北美(ENA)副型中,极涡分裂前在大西洋和阿留申群岛地区有典型的阻塞形势存在,它们向极地、向平流层伸展的作用使得极涡分裂,形成的两个低压中心分别位于欧亚和北美大陆;在大西洋-东亚(AEA)副型中,主要的阻塞活动位于乌拉尔山和北美大陆区域,极涡在高压系统的共同作用下分裂后位于大西洋和东亚地区.在偏心型中,一种是极涡偏移到欧洲西部、大西洋地区的阿留申侵入(AI)副型,这时平流层极涡被侵入极区的阿留申高压推挤,对应的阻塞高压活动位于太平洋及阿留申群岛区域;另一种副型是北美侵入(NAI)型,来自于北美大陆西部的高压中心侵入极区,对应了低层位于该地区的阻塞形势,极涡在高压系统的作用下偏移至欧亚大陆西部.本文还研究了平流层爆发性增温后环流异常的信号能否向下传播到低层大气,这取决于极涡扰动的强度、位置和持续的时间.根据逐年的个例分析,在强SSW事件中位势高度异常可以向下传播至对流层,引起对流层高度场和温度场的变化,其传播时间从10hPa到500hPa大约需要10～15d.     

平流层爆发性增暖的机制——平流层与对流层大气环流的相互作用

许多观测资料证实,平流层爆发性增暖(以下简称为SSW)对于平流层大气环流及其季节变化具有十分重要的作用,SSW期间对流层伴有大型环流调整。而关于SSW机制,许多研究表明,SSW之前已有行星波的异常发展,而这种异常发展主要来自对流层的能量。Matsuno从动力学观点提出SSW是由于对流层行星尺度波动向平流层传播引起的,并强调涡旋     

皮纳图博火山爆发对20世纪90年代初平流层年代际变冷突变的影响机理

过去研究表明一次火山爆发可以影响季节到年际尺度的气候变化,而本文发现1991年皮纳图博火山爆发可能导致了20世纪90年代初平流层的年代际变冷.采用NCEP/NCAR再分析资料和TOMS/SBUV卫星观测资料,发现了在平流层长期变冷趋势中,热带气温和位势高度在20世纪90年代初年发生了年代际降低突变.进一步分析了平流层热带地区年代际变冷突变的时空分布特征,并探讨了1991年6月皮纳图博火山的爆发与此次平流层变冷的关系.结果表明,皮纳图博火山所喷发的火山灰在平流层通过硝酸盐和硫酸盐对ClO的活化作用造成了平流层臭氧的年代际减少,从而可能导致了臭氧在平流层吸收的热量年代际减少,进而造成此次平流层热带地区的年代际变冷突变.因此,20世纪90年代初平流层年代际变冷突变可能是由皮纳图博火山爆发导致的,这就意味着一次强火山爆发也可能导致平流层的年代际气候变化.     

中国地区臭氧总量变化与青藏高原低值中心

近10年来,由于人类活动引起全球平流层大气臭氧以至大气柱臭氧总量的损耗已为许多观测事实所证实.中国地区也不例外,魏鼎文等用北京及昆明两地1979年以来Dobson臭氧仪观测资料,分析结果表明,该两地区臭氧总量也在不断减少.1991～1993年,北京、昆明、黑龙江省龙风山,浙江省临安以及青海瓦里观山等臭氧站观测结果,都指出了臭氧总量异常地消耗.为了全面了解中国地区近10多年来臭氧总量变化的时空分布情况,本文利用美     

华北地区对流层臭氧长期变化趋势及影响因子分析

利用1979~2013年卫星对流层臭氧遥感数据序列,分析华北地区对流层臭氧的长期变化趋势,考察各主要影响因子和对流层顶高度变化对臭氧变化的影响作用.过去30多年来,华北地区对流层臭氧长期变化趋势在不同季节差异很大:夏季对流层臭氧呈现快速增长趋势,增长率为1.28 DU/10 a;冬季表现出下降趋势,下降率为1.46 DU/10 a;在春季和秋季表现出波动性下降趋势.对流层臭氧夏季含量最高,一般在50 DU上下,春季平均值大约40 DU,秋季平均值35 DU左右,冬季含量最小一般在26 DU左右.对华北地区对流层臭氧分布变化产生显著影响的因子主要有太阳周期(Solar),厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)和准两年振荡(QBO).其中,Solar的影响幅度可达到5~6 DU,ENSO影响作用1~2 DU,QBO影响一般小于1 DU.对流层顶高度在年内不同季节存在显著周期变化,与对流层臭氧变化紧密相关,相关系数R=0.826,表明对流层顶高度年周期变化对对流层臭氧产生重要影响.从年代际时间尺度上,对流层顶高度不存在显著性变化趋势,对对流层臭氧变化趋势影响不大.     

皮纳图博火山爆发对20 世纪90 年代初平流层年代际变冷突变的影响机理

过去研究表明一次火山爆发可以影响季节到年际尺度的气候变化, 而本文发现1991年皮纳图博火山爆发可能导致了20 世纪90 年代初平流层的年代际变冷. 采用NCEP/NCAR再分析资料和TOMS/SBUV 卫星观测资料, 发现了在平流层长期变冷趋势中, 热带气温和位势高度在20 世纪90 年代初年发生了年代际降低突变. 进一步分析了平流层热带地区年代际变冷突变的时空分布特征, 并探讨了1991 年6 月皮纳图博火山的爆发与此次平流层变冷的关系. 结果表明, 皮纳图博火山所喷发的火山灰在平流层通过硝酸盐和硫酸盐对ClO的活化作用造成了平流层臭氧的年代际减少, 从而可能导致了臭氧在平流层吸收的热量年代际减少, 进而造成此次平流层热带地区的年代际变冷突变. 因此, 20 世纪90 年代初平流层年代际变冷突变可能是由皮纳图博火山爆发导致的, 这就意味着一次强火山爆发也可能导致平流层的年代际气候变化.     

青藏高原ERA40和NCEP大气非绝热加热的不确定性

深入理解青藏高原上空大气非绝热加热三维结构,有助于揭示高原热动力效应和机械强迫效应在亚洲夏季风系统中的作用机理.然而现有的高原非绝热加热率资料存在较大不确定性.本文详细比较了NCEP和ERA40再分析资料"残差诊断法"计算的大气非绝热加热数据,分析两种资料所反映的高原上大气非绝热加热的时空分布特点,重点比较了二者在高原南麓的差异,并结合TRMM PR降水和潜热资料分析了差异的可能原因.研究发现两种资料之间的差异在夏季最大:ERA40在高原南麓高海拔地区所诊断的非绝热加热显著大于NCEP.ERA40大气强加热区域从高原南部山脚向北延伸、越过海拔4000位势米直至高原主体的南部;而相应NCEP大气强加热区主要位于高原南麓低海拔地区,不超过海拔4000位势米界限.上述差异不仅限于贴地层(地表感热的直接影响区域),而在400~500 h Pa大气层也很显著.同时发现,ERA40所估计的夏季高原南麓降水显著大于NCEP和TRMM PR的观测,这种差异在时间、空间上都与非绝热加热的差异相吻合.这说明降水所释放的潜热是造成上述差异的主要原因.分析大气加热场和大气环流的经向垂直剖面发现,ERA40在南麓高海拔地区所诊断的大气非绝热加热可向上延伸至对流层高层~300 h Pa,而相应NCEP大气非绝热加热主要集中在较低大气层,相应ERA40诊断的大气垂直上升速度明显强于NCEP,200 h Pa的水平辐散也较强.高原南麓深对流降水及其潜热的不确定性是充分理解高原-大气相互作用的主要难点.     

平流层中部甲烷的赤道反对称输送

利用卤素掩星试验(HALOE)的资料研究平流层中部甲烷混合比的准两年变率. EOF分析结果表明, 准两年周期是平流层中部甲烷混合比年际变化的主要周期, 而其中关于赤道的反对称性又是平流层中部甲烷准两年变化最主要的分量, 解释了年际时间尺度变化59.3%的方差, 而对称性只解释了约30%的方差. 这种反对称在10°~20°的纬度比10°之内更显著. 对平流层中部垂直运动的异常分析表明, 年循环的异常是造成这种赤道反对称输送的主要因素; 而在南北纬10°之间, 纬向风的准两年变化依然是最重要的动力输送因子.     

气象卫星遥感大气对流层顶的研究

对流层顶是大气对流层和平流层的交界,在对流层顶上下大气有很大的差异,故而对流层顶在大气环境中有特殊的意义.在通常气象卫星遥感大气温度廓线中,在对流层顶附近有较大的误差.为了提高卫星遥感探测大气对流层顶高度的精度,我们建立了一种新的TIROS-NTOVS的反演方法,此方法的效能在实践检验中得到证明。这里的TIROS-NTOVS资料反演对流层顶高度的模式是采用统计预报法,优选TOVS中6个通道的亮温作为预报因子,用     

一次平流层-对流层交换过程中臭氧通量的估算

利用2001年春季TRACE实验在东亚地区8个地点进行臭氧探测得到的臭氧廓线, 在物质通量计算的基础上, 提出了一种基于实测臭氧探空廓线的穿过对流层顶的臭氧通量的计算方法. 运用这种方法, 计算了2001年3月底发生在东亚地区的一次平流-对流层交换过程导致的穿过对流层顶的臭氧通量. 计算结果表明, 在我们研究的个例中, 穿过对流层顶的臭氧通量比全球和半球平均大1个量级左右. 与传统的采用对流层顶臭氧近似浓度来计算臭氧通量的方法相比, 用实测臭氧探空廓线计算得到的通量稍高, 但是量级相同.     

中国东部季风区大气降水δ18O的特征及水汽来源

季风环流是水汽输送的重要载体, 它通过影响和制约大尺度水汽输送场的分布和水汽收支状况对季风区的降水产生影响. 对我国受季风影响最为显著的东部地区大气降水中稳定氢氧同位素的研究将有助于对季风降水机制的理解. 2005~2006年各月, 在中国大气降水同位素观测网络(CHNIP)位于该地区的17个观测站点进行了月大气降水样品的采集. 根据得到的274组稳定氢氧同位素组分所建立的局地大气降水线方程δD = 7.46δ18O + 0.90, 反应了该地区独特的局地气候特点. δ¹⁸O值由沿海向内陆地区逐渐贫化, 并且南部和东北地区δ¹⁸O值年内变化存在周期性. 不同地区影响降水同位素的气候因子不同, 由南向北, 温度效应逐渐增强, 降水量效应由全年存在变为只在主要降水期存在. 控制δ¹⁸O的地理因子存在差异: 南部和华北地区为高程, 东北地区是纬度. 此外, δ¹⁸O对季风的进退、雨带的移动以及台风/强热带风暴等强对流天气的运动路径有一定的示踪作用.     

基于TES观测的2005～2010年间中国3个代表性区域对流层臭氧浓度变化分析

臭氧(O3)是大气中复杂光化学反应的产物.对流层臭氧既是全球性污染物,又是温室气体.本文采用Aura卫星上搭载的对流层辐射光谱仪(tropospheric emission spectrometer,TES)获得的对流层O3垂直分布数据,基于傅里叶变换,分析了2005～2010年间我国3个代表性区域(西部、华北和华南地区)的对流层臭氧在484,681和825hPa高度上的浓度变化趋势以及季节分布特点.结果显示,在中国大部分地区,O3浓度均呈现夏季高冬季低的特点,而在华南地区和华北近地面,臭氧呈现明显的春秋季双峰值现象.臭氧在464hPa高度上均呈现比较明显的增长趋势,其中华北地区增长速率最快,达到0.89±0.059nL(La)-1.在681hPa,我国华北和西部地区的臭氧都出现了明显的增长趋势,平均年增长率分别为0.57±0.065和0.41±0.041nL(La)-1;而华南地区O3浓度趋势却无明显变化.在近地面的825hPa,华北地区臭氧浓度仍然保持了0.36±0.074nL(La)-1的增长速度,而华南地区则呈现了微弱的-0.21±0.061nL(La)-1的下降趋势.在全国尺度上,我国对流层臭氧浓度在2005～2010年间整体呈现上升趋势,这将对我国的人体健康、农业生产和生态系统造成不良影响.     

纬向海陆热力差异的季节转换与东亚副热带季风环流

通过分析气候平均场上对流层中层温度的纬向偏差, 其演变特征表明由春入夏高原东侧我国东部大陆的迅速增温及青藏高原的春季加热, 东亚大陆和西太平洋纬向海陆热力差异的季节转换最早发生在副热带, 且强度最强; 与其相伴随的对流层低层冬季盛行偏北风转变为夏季偏南风, 对流降水也同时出现. 这可能标志着东亚副热带夏季风的建立. 因此提出亚洲大陆(含青藏高原)与西太平洋之间的纬向热力差异在太阳辐射季节背景下所形成的季节循环可能是东亚副热带季风自身独立存在的推动力.