高原气溶胶研究

高原气溶胶研究

本文：唐信英1罗磊1金之川2单位：1.中国气象局成都高原气象讨论所2.四川省大气探测技术中心

引言

青藏高原占我国陆地面积的1/4，平均海拔高度在4000m以上，深化大气对流层的中部，是全球海拔最高、地形最为简单的高原，被称为南极和北极之外的“第三极”［1～5］。青藏高原远离人类工农业生产区，其大气环境很少受到人类活动的影响，因此，可以认为青藏高原部分地区的气溶胶浓度及成分基本代表了北半球大气环境的本底状况。对高原地区的大气气溶胶监测讨论，是熟悉大气污染物长距离传输的重要途径，为讨论气候变化缘由供应科学数据。19世纪下半叶，部分国外探险家和科学家对青藏高原进行了各种考察和调查;20世纪30年月，中国科学家对高原的植被、地质和地理进行了初步考察;中国于1979年、1998年先后组织开展了两次大规模青藏高原气象科学试验。1994年在青藏高原东北部青海省海南藏族自治州建成瓦里关大气成分本底站，目前观测项目有大气CO2，CO，O3，CH4，气溶胶浓度及化学成分(包括黑碳气溶胶)、降水化学、常规气象观测和边界层气象要素等20多个项目［6］，为青藏高原大气成分本底变化特征讨论供应了珍贵的数据。近年来，科学界对青藏高原大气环境越来越重视，2024年以来，中国科学院青藏高原讨论所在纳木错、珠峰、林芝和慕士塔格建立了定位观测站长期开展大气化学相关监测并取得了突出成果。20世纪90年月欧洲科学家在海拔5050m处设立了“金字塔”站［6］。

1大气气溶胶

大气气溶胶通常是指悬浮于大气层中粒径小于10μm的固体和液体微粒，是大气科学最早讨论的大气化学对象之一。讨论青藏高原大气气溶胶，首先，有助于了解偏远地区大气本底状况，其次，还可以了解大气污染物的长距离传输机制和对人类生存环境的影响。由于青藏高原特别的地理环境，气溶胶讨论起步较晚。近年来，科学界对青藏高原大气环境越来越重视，对气溶胶的讨论也得出了一些珍贵的结论。

1.1气溶胶物理特性讨论进展

青藏高原气溶胶的讨论多采纳卫星资料及个别站的观测资料，从气溶胶光学厚度、气溶胶面密度、硫酸盐等讨论，并得出存在较明显的季节变化特征。其中，光学厚度是表征大气气溶胶的一个重要物理参量，是评价大气环境污染，讨论气溶胶辐射气候效应的一个很关键的因子。青藏高原上空平流层大气气溶胶的光学厚度在冬季最大，春、秋季次之，夏季最小，存在明显的季节振荡现象［7］。1979～1990年来，青藏高原大气气溶胶的平均光学厚度呈增长趋势，其中，拉萨站近10a来增加最为明显［8］。1993年9月～1999年12月五道梁地区大气气溶胶光学厚度的日变化特征是早晚大中午小;大气气溶胶光学厚度具有较明显的季节变化特征，表现为春季大，冬季次之，秋季较小，夏季最小;就五道梁地区而言，月、年平均气温随大气气溶胶光学厚度的增长而反向变化:即大气气溶胶光学厚度增大时月与年平均气温降低［9］。

青藏高原平流层气溶胶面密度的时间变化序列显示:大的火山喷发对青藏高原平流层气溶胶具有重要影响，其影响可持续6年左右。从1997年至今，青藏高原18～25km气溶胶面密度增加，最大的增长消失在23km，每年大约增长4%～5%。而在16～17km气溶胶的面密度消失削减趋势［10］。1991年10月～2024年11月青藏高原上空气溶胶的体积密度、面积密度受Pinatubo火山喷发的影响主要发生在1991～1995年，然而气溶胶数密度受火山影响则不如前二者明显;高原上空气溶胶在对流层顶四周存在一个极大值区，在夏季该极大值区位于对流层顶下方(约120hPa)，而其他季节则位于对流层顶上方(约100hPa)［11］。1989年8月青藏高原北部的五道梁地区近地面大气层受人类活动的干扰较少，气溶胶粒度谱具有明显的大陆本底气溶胶特征，粒度谱曲线相对应的粒子数密度值很小，约在103～5×102之间，与城区气溶胶粒度谱曲线相比，小于0.55μm的细粒子数急剧削减。在0.35～0.55μm区间形成因细粒子数急剧削减而产生的特征性“过渡峰”［12］。

青藏高原气溶胶光学特性也有了一些讨论成果。刘诚等［13］用微脉冲激光雷达对那曲地区于2024年8月16日大气对流层气溶胶的光学特性进行了测量和分析得出:那曲地区则具有较好的近地面空气质量;在那曲高原对流层内气溶胶含量也存在着多层结构;在近地面层，气溶胶粒子消光系数小于大气分子的消光系数值。对纳木错地区夏季风期间大气气溶胶的监测发觉了从南亚传入的污染物［14］。王喜红等［15］讨论了1996年东亚地区人为硫酸盐柱含量的时空演化规律，得出，青藏高原地区由于冬夏大气环流形势差异，硫酸盐分布呈现明显的季节变化特征。柱含量逐月变化呈单峰结构，夏季最大，冬季最小。冬季浓度随高度减小，硫酸盐主要集中在2km以下的对流层大气中;而夏季，由于高原中低空存在很强的辐合气流，污染物向高原输送，因此300m左右浓度最大。夏季高原上空维持强上升气流，对流活动旺盛，形成物质输送通道，使夏季各高度层硫酸盐浓度比冬季大1个量级，同时，边界层内污染物充分混合，浓度接近。边界层以上，浓度随高度削减。丛春华等［16］利用1988年7月～1993年12月逐月的SAGE资料，计算了100hPa上的气溶胶和臭氧的年际变化状况，得出穿越对流层顶的大气质量与100hPa的气溶胶浓度及100hPa的臭氧体积比相关性，表明夏季青藏高原地区自下而上的强大上升气流，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相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削减进而形成低谷。

1.2气溶胶化学成分特征讨论进展

讨论表明青藏高原大部分气溶胶化学成分主要以地壳元素为主，反映出受人类活动影响较低;然而也有一些地区由于远距离输送等缘由，消失一些受人类活动影响的污染元素。

1．2．1大气气溶胶化学元素

1989年8月［12］及1993年9～10月和1994年4～5月及7～8月［17］对青藏高原五道梁地区近地面大气气溶胶进行元素分析，其组成以地壳元素为主，由人类活动造成的污染稍微，可与格陵兰岛、北极等偏远地区相比较。

杨军等［18］分析泽当1997～1999年大气气溶胶资料得出化学元素以Si、Al、Ca、Fe，Mg，K，Ti等地壳元素为主。张仁健等［19］，2000年6月2～5日对珠穆朗玛峰地区大气气溶胶化学元素成分进行了观测和分析。初步分析结果表明，珠峰地区大气气溶胶以Al、Ca、Si、K、Fe等地壳元素为主，地壳元素占总元素浓度的82%以上。S、Pb等与人类活动影响有关的污染元素含量很低，接近于格陵兰地区的浓度。讨论表明，人类活动对珠峰地区的影响很小。温玉璞等［20］利用1992～1995年青海瓦里关本底站大气气溶胶测量资料分析得出，位于青藏高原偏远地区的瓦里关大气气溶胶以土壤及地壳等自然来源为主，自然源的贡献率平均在70%以上。燃煤、交通及冶炼等人为源也占有肯定比例。经讨论［21］喜马拉雅山南坡的大气污染物也能通过山谷风的作用翻越喜马拉雅山，传输到青藏高原口。青藏高原降水中氧稳定同位素比率的讨论表明印度季风在青藏高原的影响范围可以延长到唐吉拉山一带［22］。因而南亚的大气污染物随着西南夏季风完全可以传输到念青唐古拉峰地区。青藏高原低海拔地区的大气气溶胶主要来自局地粉尘［23］。而高海拔冰川区比低海拔的大气干净得多，几乎没有局地气溶胶的输入［24］。

李潮流等［25］，2024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，5800ma．s．l．)采集了7个大气总悬浮颗粒物样品，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，特殊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。元素富集因子的讨论表明，与人类活动亲密相关的元素(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。李月芳等［26］讨论1900～1991年青藏高原古里雅冰芯中Cd的浓度，得出，Cd的浓度高于南极和北极雪冰中的浓度，并且这一时段内呈增加趋势，在80年月至1991年增加趋势更明显，表明人类活动对该地区环境污染在讨论时间内呈上升趋势，分析表明，古里雅冰芯中Cd主要与西亚及南亚有关国家的污染物有关，而非来自高原本身。Cd的浓度在1991年最大，与这一年发生的海湾战斗期间大量的石油燃烧有关。章申［27］对珠穆朗玛峰高海拔地区冰雪中的微量元素进行了讨论，1975年采集了珠峰顶峰的冰雪样品，分析得出珠峰高海拔地区冰雪中Hg、Cu和Sb的含量基本上与地球极地冰雪相同，As和Cr的含量比南极冰雪稍高，Zn的含量相当于美国降水的含量。珠峰高海拔地区冰雪中微量元素的富集系数除Zn外与南北极大气气溶胶相仿。这个地区冰雪中的微量元素除自然来源外，主要与人类的经济活动造成的污染有关。效存德等［28］在对青藏高原从南到北不同地区雪坑的离子和元素含量的讨论中发觉，在空间上青藏高原的粉尘气溶胶含量“南低北高”。而重金属含量却是“南高北低”，从而在一个侧面证明雪冰中的重金属以人为源占主导且主要来自南亚。

1．2．2大气气溶胶可溶性离子及OC、EC分析

Wakeetal．［29］最早在青藏高原的冰川区开展了大气气溶胶可溶性化学成分的讨论，结果表明夏季喜马拉雅山中、东段和高原中部的各拉丹东峰地区主要离子由NH+4、SO2－4、NO－3和Ca2+占主导地位，它们的浓度值与其它处在对流层的偏远地区在同一水平;在高原的东北部夏季气溶胶中Ca2+、SO2－4、Mg2+和Cl－浓度较高可能反映了四周干旱区(如柴达木盆地)陆源物质的输入。杨东贞等［30］1994年秋冬季对瓦里关基准站进行了气溶胶样品的质量浓度、可溶性离子浓度的时空特征和变化规律的讨论，得出可溶性离子浓度大小挨次为NH+4≈Cl－＞SO2－4＞NO－3，与临安、龙风山区域本底站比较得出，瓦里关山站代表了全球大陆尺度的环境，各项浓度为最低。

姚檀栋等［31］对青藏高原雪冰化学的地域分布讨论表明，Na+浓度有从青藏高原中部向南缘增加的趋势，而K+，Mg2+和Cl－浓度有从高原中心向北部和南部增加的趋势;Ca2+浓度的空间分布明显的表现出从北部和中心的大陆性冰川向南缘的海洋性冰川削减的趋势。大气中含碳气溶胶分为三类［32］:有机碳(OC)、碳酸盐碳(CC)和元素碳(EC)。OC是一种可吸入的大气污染物，严峻危害四周环境和人类健康。同时，OC能汲取硫酸盐和硝酸盐而转变其吸湿特性，使这些气溶胶对大气中云凝聚核(CCN)数目浓度有较大贡献，因此OC可以直接或间接地影响地球辐射平衡，对全球气候变化起到重要作用，成为气候猜测中最不确定的因子之一［33］。

王茉等［34］讨论得出青藏高原东南部帕隆藏布源头海洋性冰川区1998～2024年冰芯中EC含量及EC/WIOC(不溶性有机碳)比值表现出非季风季节高、季风季节低的显著特征，揭示了该地区冰川中记录的碳质气溶胶浓度与南亚棕色云之间的亲密联系。刘先勤等［35］对青藏高原8条冰川的34个雪冰和降水样品中OC和EC的含量进行了测试。结果表明:在青藏高原雪冰中OC和EC含量自东向西、自北向南呈明显的下降趋势(西昆仑除外)。在高原东北部EC的质量分数相对较高，平均为79.2ngg－1;在喜马拉雅西段EC的质量分数最低，平均为4.3ngg－1。在冰川表面，雪的溶化使雪冰中碳质气溶胶聚集，并导致其含量明显上升，该过程降低了雪表面的反照率，加速了冰川的消融。

1．3大气气溶胶气候效应讨论进展

全球气候特别变化，是当今世界关注的焦点之一，而青藏高原对全球大气运动有着重要的影响［36］。大气气溶胶的气候效应，既包含它与太阳辐射和地球辐射的相互作用，也具有相应的动力学变化，尤其是气溶胶的辐射汲取加热的动力效应，还包括地面－大气的水分循环过程［37］。气溶胶粒子不但可以汲取和散射太阳短波辐射，直接影响地一气系统的能量收支，而且还可以影响云的形成和进展，从而间接影响地—气系统的能量平衡。目前的讨论表明，大气气溶胶主要有两种成分:硫酸盐气溶胶和含碳气溶胶，硫酸盐气溶胶的辐射强迫是负值，和温室气体刚好相反，能部分抵消不断增加的温室效应，含碳气溶胶的辐射强迫则是正值，和温室气体全都，能使温室效应加剧，但是二者在大气气溶胶中的含量却有很大的不确定性，所以大气气溶胶对气候的影响毕竟如何，已经成为大气科学界的一个重要讨论课题。青藏高原是北半球气候变化的启动区和调整区［38，39］。青藏高原的气候变化不仅直接驱动我国东部、西南部的气候变化，对全球的气候变化也具有明显的敏感性和调整性。高原上空平流层－对流层交换(STE)对周边地区甚至全球大气有显著影响，高原上空平流层气溶胶含量的变化必定会导致辐射平衡的转变，影响高原上空的热量收支，进而影响我国乃至全球的气候。

李新周等［40］利用美国大气讨论中心(NCAR)供应的2组数值试验结果对比，分析了只考虑温室气体增加(1%CO2试验)和综合考虑大气温室气体与气溶胶持续增加(50yrs试验)条件下，青藏高原地区地表温度、积雪深度及其他气候要素的变化，并在此基础上探讨了大气气溶胶含量变化对高原气候变化的可能影响。分析结果表明:只考虑大气CO2含量每年增加1%的变化时，青藏高原相对邻近地区地表温度显著增加，春、夏、秋及冬季地表温度线性增温率均表现出随着海拔高度上升而增加。在温室气体引起的高原增暖过程中地表积雪深度普遍降低，且高海拔地区的积雪削减愈加明显。当综合考虑气溶胶和温室气体含量共同增加时，青藏高原地表增暖相对偏弱，春、夏和秋季增温也随海拔高度上升而加强，但冬季地面增温幅度随海拔上升反而下降。对比分析发觉，大气气溶胶增加造成青藏高原冬季增温不明显甚至消失变冷趋势，地面积雪也随之增多，这可能歪曲了青藏高原地区气候变暖对海拔高度的依靠性。王志立等［41］利用NCAR的全球大气模式CAM3，模拟了南亚地区黑碳气溶胶对亚洲夏季风的影响。结果表明:晚春时期，南亚地区黑碳气溶胶剧烈汲取太阳辐射，加热低层大气，造成孟加拉湾及沿岸地区雨季的提前，可能导致南亚夏季风提前爆发。夏季，被加热的大气沿青藏高原南坡爬升，在高空形成一个稳定的加热层。高空的持续加热，引起局地的深对流活动，使得印度洋和南亚大陆之间产生一个北升南降的经圈环流，导致印度洋洋面上的向北运动加强，从而使南亚夏季风的强度增大。但是，南亚地区黑碳气溶胶通过影响表面气压、垂直运动、降水和850hPa风场等减弱了东亚夏季风，且导致西太平洋副热带高压北移西伸，使我国梅雨带位置向东北方向移动。