平流层爆发性增温过程中臭氧变化的研究

平流层爆发性增温过程中臭氧变化的研究

1大气环流场演变在平原层的气候中，最重要的化学成分是氯。气氛中约90%的氧气集中在这里。而影响臭氧分布的主要因素就是动力输送以及其他微量气体的光化学作用。在平流层上层臭氧的分布主要受光化学作用的影响(布拉塞等,1998;秦瑜等,2003),而在平流层下层主要受动力输送的影响,光化学作用非常缓慢。产生于对流层的行星波的上传对于平流层臭氧的再分布起了重要的作用,当行星波活动剧烈时高纬度臭氧增加(Ghazietal.,1976)。而平流层爆发性增温(SSW)是平流层大气的一个重要特征。它发生时在极地附近平流层大气的温度急剧增加,几天内可以增加几十度。伴随着温度的变化,原先在极地附近冷性低压涡旋会变形甚至崩溃;原先的绕极西风环流明显减弱甚至出现东风气流,即SSW的发生引起环流场的剧烈变化。Masuno(1971)指出SSW的发生是由于对流层行星波的上传而引起的,因而Hartmann(1979)和Leovyetal.(1985)指出SSW的发生能够引起臭氧在输送上的变化。Geisler(1974)的研究指出:平流层爆发性增温的发生引起臭氧由高纬度向低纬度的反常传输。而Kawahira(1982)曾经提出:温度升高使臭氧消失的光化学反应速度减慢,而大气臭氧减少的速度减慢后,反过来对温度场有作用,从而使区域内大气臭氧增加。关于臭氧和平流层爆发性增温之间的关系很早就引起了学者们的关注(Dutsch,1962;London,1963;Ghazi,1974;Wangetal.,1983;William,1993),研究表明某地平流层温度和当地的臭氧总量成正比。并且,William(1993)指出平流层爆发性增温的发生使低纬的臭氧减少,高纬的臭氧增加,同时中低纬臭氧的变化是与平流层爆发性增温相联系的大气环流圈的表现形式,平流层下层臭氧的变化是受动力传输控制,而上层受光化学影响,更为有意义的是,他指出了低纬度臭氧的传输是受纬向平均的垂直运动所控制。目前,前人关于SSW对臭氧总量的影响的研究较多,而对臭氧垂直结构影响的研究还不够。因此,本文利用ECMWF资料重点分析SSW发生过程中臭氧在垂直结构上的变化。根据WMO的定义,SSW被分为强增温和弱增温两类,具体标准以及1979～2002年间发生的强爆发性增温的个数详见邓淑梅等(2006)。2臭氧体积混合比的极大值在分析平流层爆发性增温与臭氧的关系之前我们先看一下冬季臭氧体积混合比的分布情况。利用ECMWF/ERA-40月平均资料分析了1980～2002年23年冬季臭氧体积混合比的分布情况。图1是冬季(12月、1月、2月)高纬度(70°N～90°N的平均)臭氧体积混合比随高度和时间的变化,由图可知,冬季臭氧体积混合比的高值集中在10～3hPa之间,而且各年间相对稳定,但是有的年份冬季在5～7hPa气层中出现了超过6.5×10-6的极大值,例如1982年的冬季,以及1984、1985、1990、1991、1992、1994、1998、2002年的冬季都出现了超过6.5×10-6的极大值,恰巧这些年的冬季都发生了平流层爆发性增温,即爆发性增温发生时冬季高纬的臭氧体积混合比增大;对于没有发生爆发性增温的年份臭氧体积混合比不但没有增大,反而出现了减少的情况,例如1996年冬季没有发生爆发性增温,在高纬5hPa附近臭氧体积混合比减少。图1中标有实心圆的年份都有爆发性增温的发生,并且这样的年份冬季都出现了极大值。3臭氧体积混合比的演变利用ECMWF/ERA-40逐日再分析资料统计了24次平流层爆发性增温过程中臭氧体积混合比的变化发现,平流层爆发性增温过程中臭氧体积混合比增大,且多数爆发性增温过程中其极大值形成在增温盛期,例如:1979年2～3月、1980年2～3月、1981年2～3月、1981年12月、1982年2～3月、1998年2～3月、1984年3月、1986年2～3月、1987年1～2月、1988年3月、1989年1～2月、1990年2月、1991年1月、1991年3月、1992年1月、1993年2月、1995年2月、2000年2月、2001年12、2002年2～3月。只有少数增温过程中其极大值形成在增温结束后,而增温期间臭氧体积混合比相对减少,例如:1983年2～3月、1999年2～3月、2001年2月。并且对于相近时间段内的两次增温过程,前一次增温过程使后一次增温过程的臭氧体积混合比在增温前就形成极大值,例如:1985年3月、1987年12月。同时,我们还发现臭氧体积混合比高值区的分布在爆发性增温过程中随高度发生一定的变化。因此,我们根据爆发性增温过程中臭氧体积混合比的高值区域随高度的变化进行分类。下面将对其详细的分类讨论。3.1臭氧体积混合比的变化在爆发性增温过程中臭氧体积混合比的高值区先下传,并在增温盛期达到极值,然后恢复到增温前的大致高度,我们称增温过程中臭氧体积混合比的这一变化类型为下传型。图2是2001～2002年爆发性增温过程中60°N以北的温度梯度和高纬(60°N～80°N)的臭氧体积混合比随高度和时间的变化。由图2a可知,在2001年12月中旬爆发性增温开始,随着增温的开始,在3hPa附近的臭氧体积混合比的高值区开始下传(图2b),并在下传过程中达到极大值,同时增温达到盛期(2001年12月底),并且此时臭氧体积混合比的下传结束。臭氧体积混合比的高值区下传并且形成极大值的这个过程,使10hPa以下甚至70hPa附近的臭氧体积混合比都增大了,也就是说在增温盛期臭氧体积混合比表现为一个较高值的厚气层,此气柱的臭氧总量增加,这与Ghazi(1974)所得到的爆发性增温期间臭氧总量增加的结论是一致的。随着增温的减弱臭氧体积混合比减小并随高度抬升到大致增温前的高度,在后期次极大值继续维持。对于2002年2～3月份增温过程中臭氧体积混合比的变化,我们同样能看到,在2月中旬爆发性增温开始,随着增温的开始,臭氧体积混合比的高值区下传并在增温盛期形成极大值,从而使对流层的臭氧体积混合比也增加了,并且臭氧体积混合比的极大值维持了较长的一段时间,持续了1个月之久。属于此类型臭氧体积混合比变化的还有1981年12月、1984年3月、1984年12～1985年1月、1987年1～2月、1989年1～2月、1992年1月、1993年2月、1995年2月、1998年2～3月。已有的研究表明,剩余环流对臭氧的输送在平流层臭氧的分布中起着重要的作用(陈文等,1995;Chenetal.,1996a,1996b),因此,我们通过爆发性增温过程中剩余环流的变化及其对臭氧的输送来讨论臭氧分布的上述变化。考虑到在平流层中层以上温度场的资料比风场资料的精确度高些,所以本文所采用的剩余环流是通过变形欧拉平均热力学方程和连续方程利用温度场资料计算得到的,具体算法可参考Gilleetal.(1987)。图3为2001年冬季爆发性增温前期、增温期间、增温后期的剩余环流的变化。由图3a可知,在20～3hPa气层爆发性增温前存在中纬度向极地的明显输送,并且伴随极地强烈的下沉运动,这就使得中纬度输送来的臭氧向下输送,因此出现了臭氧体积混合比的高值区在爆发性增温前的下传。然而在增温期间(图3b),中纬度的向北输送已经不能输送到极地,在7hPa附近只输送到65°N附近,并且极地的下沉气流明显减弱,因此,极地附近臭氧体积混合比不再增加,臭氧体积混合比的高值区也不再下沉。增温后期(图3c),剩余环流的输送形式发生了与增温前相反的变化,20～5hPa气层极地附近为明显的上升气流,并伴随着强烈的向南输送,这使得此时的臭氧体积混合比在极地附近减少,并且高值区抬升。3.2增温过程中臭氧的变化在平流层爆发性增温过程中臭氧体积混合比的高值区厚度增加,并在增温期间形成极大值,同时使极大值区域的上下层的臭氧也增加,这种臭氧的变化类型称为增厚型。图4是1979年爆发性增温过程中60°N以北的温度梯度和高纬(60°N～80°N)的臭氧体积混合比随高度和时间的变化。由图4a可知,在2月上旬平流层爆发性增温开始,随着增温的开始,臭氧体积混合比的高值区域开始向上和向下舒展,即高值区增厚(图4b);在2月底增温达到盛期,同时臭氧体积混合比的高值区域达到最厚并形成极大值,此时使上层1hPa附近、下层70hPa及其以下气层的臭氧体积混合比增大,即臭氧体积混合比在增温过程中形成极值的同时高值区增厚,并且,臭氧体积混合比的高值在高度上的变化是在增温前没有多大变化而在增温后期抬升。属于此类型臭氧变化的有:1979年2～3月、1981年2～3月、1982年2～3月、1988年3月、1980年2～3月、1985年1月、1991年1月、1991年3月、2000年2月、1990年2月。同样的,我们通过剩余环流的输送来分析爆发性增温过程中臭氧变化的这种增厚型。图5是1979年爆发性增温过程中剩余环流的变化。由图5a可知,在平流层爆发性增温前,20～3hPa气层中纬度的向极输送很弱,不利于中纬度的臭氧向极区输送,同时,极地附近的下沉运动明显,把上层臭氧体积混合比较小的空气输送到这一气层,因此在增温前极地附近这个气层臭氧是减少的。然而在增温期间(图5b),由中纬度向极地的输送很明显,有利于中纬度的臭氧向极地输送,同时在极地附近5hPa高度处出现了上下两支输送气流,5hPa以上的向上的输送气流使中纬度输送来的臭氧向上输送,而5hPa以下的向下的输送气流使中纬度输送来的臭氧向下输送,于是使增温期间极地附近的臭氧高值区增厚;在增温后期剩余环流的变化又不同于增温前和增温期间的,在极地附近为明显的上升气流,并且有向南的输送,使臭氧的高值区有所抬升并减少。对于1999年这次爆发性增温过程中臭氧的变化同样可以通过剩余环流来分析。在增温前(图7a),在10hPa以下气层由中纬度向北的气流只到60°N附近就已经转为下沉了,到极地的输送几乎没有,只有7hPa以上气层中纬度的臭氧可以输送到极地区域,然后下沉,因而使得极地附近臭氧的高值区有下传的趋势;而增温期间(图7b),极地附近20hPa以上为明显的向上输送,使得20～7hPa之间的臭氧体积混合比减少,而7hPa以上是增加的,于是臭氧体积混合比的高值区开始抬升到7～3hPa之间;到了增温后期(图7c),中纬度的向极输送不再明显,臭氧高值区变化不大,甚至稍有变薄。4爆发性增温过程中臭氧体积混合比的年际变化由上节分析可知,在平流层爆发性增温过程中高纬臭氧体积混合比是增加的,这可以看作是高纬地区臭氧含量年际变化的一部分。同样,中低纬地区臭氧含量也有年际变化,为了研究中纬度地区臭氧含量的年际变化,我国建立了东亚中纬大陆首个准连续臭氧探空站并开展了一系列的观测和研究(吕达仁等,2008)。郭世昌等(2007)对北半球中纬度地区臭氧的研究也指出,北半球中纬度地区臭氧存在明显的年际变化。本节将从另外一个角度来讨论中低纬度地区臭氧含量的年际变化,即讨论爆发性增温过程中臭氧体积混合比在中低纬的变化。经统计24次增温过程中绝大多数的臭氧体积混合比在中低纬相对减少,也有个别年份臭氧体积混合比在增温过程中变化不明显,如1999年2～3月(图略)。图8(见文后彩图)为2001年11月1日～2002年1月1日爆发性增温过程中10°N～40°N平均的臭氧体积混合比随高度和时间的变化(关于此次爆发性增温的时间变化可参考图2a),由图可知,在爆发性增温期间中低纬15～3hPa气层臭氧体积混合比相对减小。从图3给出的爆发性增温期间的剩余环流的变化也可以解释爆发性增温期间中低纬臭氧体积混合比的这种变化,在增温前期和中期,这个气层的剩余环流把中低纬臭氧向高纬和极地区域输送,所以这个气层中低纬的臭氧体积混合比减小,而在增温后期,剩余环流的方向转为向南输送,中低纬的臭氧体积混合比逐渐恢复到增温前的水平。5爆发性增温过程中臭氧体积混合比的变化利用ECMWF/ERA-40月平均资料和日平均资料分析了冬季臭氧体积混合比的一般分布和爆发性增温过程中北半球臭氧体积混合比垂直结构的变化。对平流层爆发性增温期间高纬(70°N～90°N)臭氧体积混合比的变化的分析表明:平流层爆发性增温过程中臭氧体积混合比增大,而其极大值大多数形成在增温盛期,只有少数爆发性增温过程使极大值形成在增温结束后,还发现对于相近时间段内的两次增温过程,前一次增温过程使后一次增温过程的臭氧体积混合比在增温前就形成极大值;同时我们还注意到臭氧体积混合比的高值区在爆发性增温过程中随高度发生一定的变化,据此对其变化分为两类:(1)下传型:在增温初期臭氧体积混合比的高值区随高度下传至一定高度,在增温盛期形成极大值然后随高度抬升到大致增温前的高度。(2)增厚型:在增温过程中臭氧体积混合比的高值区厚度增加,而且在增温前臭氧体积混合比高值区在高度上没有多大变化,增温开始后有所抬升。对于平流层爆发性增温过程中臭氧体积混合比变化的这种下传型和增厚型,通过剩余环流从动力输送上给予了解释。对于下传型,剩余环流在增温前存在着中纬度向极地的明显输送,并且伴随着极地强烈的下沉运动,这就使得中纬度输送来的臭氧向下输送,因此出现了臭氧高值区的下传;而对于臭氧变化的增厚型,剩余环流在增温期间在中纬度向极地的输送很明显,有利于中纬度的臭氧向极地输送,同时在极地附近5hPa高度处出现了上下两支输送气流,5hPa以上的向上的输送气流使中纬度输送来的臭氧向上输送,而5hPa以下的向下的输送气流