2004, 15 (1): 32-39
2. 中国气象科学研究院, 北京 100081
2. Chinese Academy of Meteorological Sciences , Beijing 100081
对流层中上层及平流层气溶胶是全球气候变化的重要影响因子[1～3].但一直以来对流层中上层和平流层气溶胶资料主要来自于高空气球和飞机测量，缺乏全球范围内长期连续的观测，使得目前对对流层中上层和平流层气溶胶的研究主要集中在模式研究上。
就全球范围内的平流层气溶胶来说，主要来自于火山爆发，但根据布鲁尔-多普森环流(Brewer-Dobson Circulation)，热带地区的对流层上层及平流层的空气约1/4～3/5来自于中纬度低层大气[4]，因此，低层大气污染会对对流层中上层及平流层的气溶胶的分布产生影响。最近，南亚和印度洋北部地区气溶胶污染及其影响引起了广泛的关注.1995～1999年，一个由200多位科学家组成的国际工作组，在印度洋实验(INDOEX)中利用轮船、飞机、卫星和地面监测收集了大量资料，发现该地区上空有一层被称为“亚洲棕色云”(Asia Brown Cloud ,ABC)的阴霾[5].对阴霾中的气溶胶进行化学分析时发现生物燃烧和矿物化石燃料燃烧产生的人为源占总质量浓度的90 %，高浓度的污染改变了该地区的辐射状况、降水和大气环流状况等[4～8].但印度洋实验并没有收集到5～10月的气溶胶资料，缺少气溶胶垂直分布的资料，特别是对流层中上层及平流层的气溶胶资料[5].对流层中上层及平流层气溶胶是如何响应近地面的污染? 近地面的影响有多大? 由于缺少观测资料，印度洋实验没有回答这一问题。因此，本文利用SAGE Ⅱ 卫星最新版(6.0版)逐日0.5～40 km 高度上每隔0.5 km 的气溶胶消光系数资料，研究了该地区及中国地区10 km 以上大气气溶胶的分布及变化特征，结果表明对流层中上层及平流层对近地面大气污染的响应具有经向带状分布的特征。分析表明这是由本地区的布鲁尔-多普森环流产生的。
1 数据介绍美国SAGE Ⅱ 卫星发射于1984年10月[9]，至今仍在运行.SAGE Ⅱ 卫星每天利用日出日落时太阳运动进行观测，主要致力于平流层气溶胶、臭氧、NO2 等的观测。可以提供0.5～40 km 各高度上的气溶胶消光系数的探测.SAGE Ⅱ 卫星各通道的仪器精确度可以达到0.03 %[9].通过与其他观测手段，如飞机携带的激光雷达、滤光采样器(filtersampler)，高空气球携带的光学粒子计数器、偏振器，地基激光雷达等，进行对比验证，证实了SAGE Ⅱ 的气溶胶消光系数的可靠性:在对流层顶(实际上是10 km 以上)到28 km之间，SAGE I I 的气溶胶消光系数与其它观测具有很好的一致性[10～14].验证实验表明,在SAGE I I 四个气溶胶通道(0.385 μm 、0.453 μm 、0.525 μm 、1.020 μm)中，1.020 μm通道消光系数资料最准确。早期的验证实验表明，当对同一地区进行重复观测时(观测时间相差一到几天)，当消光系数大于1 ×104时，消光系数相对均方根误差小于10 %[10]，稍后的验证实验表明(采用第5版的气溶胶反演算法)相对均方根误差在5 %左右[14]。
SAGE Ⅱ 提供了1984年以来全球0.5～40 km 高度上每隔0.5 km 气溶胶消光系数的探测[9]，为研究气溶胶辐射强迫和气候效应提供了极大帮助。因为SAGE Ⅱ 不需要进行仪器校准，使得它很适宜进行气溶胶长期变化的监测，而仪器的长寿命则保证了SAGEⅡ 卫星气溶胶资料在气候领域中的应用.SAGE Ⅱ 气溶胶消光系数资料已被广泛应用于全球平流层气溶胶气候特征监测分析和模式研究等领域中[15～18],Brogiez 指出SAGE Ⅱ气溶胶资料可以用来监测火山爆发，但都没有给出气溶胶的空间变化及其随时间的长期气候变化特征。
所以本文选择SAGE Ⅱ 6.0版本1.020 μm 通道气溶胶消光系数资料，资料的时间范围是从1984年10月到2000年4月。资料垂直分辨率为0.5 km，水平分辨率大于1°.6.0版本的消光系数误差在平流层为以前版本误差的1/5～1/20，在对流层为原来的1/3[19].计算时先把资料插值到2°×2°的网格上，然后再进行平均。本文中对流层中上层和平流层指的是10 km 以上的高度，光学厚度指的是消光系数在10～40 km 上的积分。
2 印度洋及中国地区上空对流层中上层及平流层气溶胶时空分布特征 2.1 平均气溶胶光学厚度图 1是1984～2000年近17年来对流层中上层及平流层(10 km 以上高度)气溶胶平均光学厚度分布图。从图中可以看出，随着纬度增大，气溶胶光学厚度逐渐变小。印度米尼科伊岛、苏门答腊岛及加里曼丹岛地区分别有三个气溶胶光学厚度的高值中心。总体来说，赤道地区的光学厚度比中纬度地区大，这是因为赤道辐合带产生的强对流，把近地面污染物带到中上层，从而气溶胶的光学厚度要比中纬度地区大。因此，我们可以推测光学厚度大的地区，对应对流强的地区。也可以推测印度米尼科伊岛、苏门答腊岛及加里曼丹岛地区是对流较强的地区，而孟加拉湾北部及南海地区的对流较弱。对实际的垂直速度的计算也验证了我们的推测。利用NCEP 资料我们计算了1984～1998年的年平均垂直速度，图 2显示了300 hPa 的年平均垂直速度计算结果(200 hPa 高度处的垂直速度形式与300 hPa 相似，文中不再给出).对比图 1可以发现，图 1上的三个气溶胶的高值中心都对应着上升运动的高值中心(图 2)。
|
|
|
图 1. 1984～2000年平均气溶胶光学厚度
|
|
|
|
|
图 2. 1984～1998年300 hPa 年平均垂直速度ω
(单位:Pa/ s ；正的ω表示下沉运动，负的ω表示上升运动，绝对值表示运动速度的大小) |
|
2.2 气溶胶光学厚度的年变化
为了更好地表示17年来气溶胶光学厚度的变化特征，定义了气溶胶光学厚度的线性倾向。首先求出各年的平均光学厚度，假定17年来年平均气溶胶光学厚度线性变化，采用最小二乘法对光学厚度进行线性拟合，可得到:
|
(1) |
其中yi 表示各年的年平均气溶胶光学厚度，xi 表示年变量，式(1)中的a就是气溶胶光学厚度的线性倾向。由式(1)可知，线性倾向表示光学厚度的平均年变化量，正的线性倾向说明光学厚度是增加的，正值越大说明增加越多。
图 3是1984～2000年近17年来对流层中上层及平流层气溶胶光学厚度的线性倾向图。从图中可以看出气溶胶光学厚度有三个经向的增加带和两个经向的减小带。三个增加带为:(1)从马尔代夫北部向东北到印度的卡利卡特、贝尔高姆，然后转向巴基斯坦中部；(2)从印度尼西亚苏门答腊岛到印度的安达曼群岛折向东北至泰国到缅甸，然后转向中国的拉萨；(3)从中国的南沙群岛到中国东沙群岛，和中国东部大部分地区福建、浙江、江苏、安徽、湖北一带。增加带内光学厚度有0.01～0.03左右的增加，这一增加相对于北方大陆来说是相当大的，与其本身的值基本相当。两个减小带为:(1)从马尔代夫南部赤道附近经斯里兰卡到孟加拉国、不丹和尼泊尔；(2)包括中南半岛和中国中西部大部分地区，但在中国四川、贵州地区是较微弱的气溶胶的增加区。因此我们可以看出对流层中上层及平流层气溶胶光学厚度的变化是沿经度方向一致的。
|
|
|
图 3. 1984～2000年气溶胶光学厚度倾向(单位:a-1)
|
|
对比图 1可以发现，气溶胶的增加带南端大致与气溶胶光学厚度的高值区相对应，也可以说与强对流区相对应；而气溶胶的减小带大致与气溶胶光学厚度的低值区相对应，也可以说与弱对流区相对应。
中国的北京、张家口地区是一较弱的气溶胶光学厚度的增加区，气溶胶光学厚度17年间增加近0.02 .但对于这一地区来说，0.02是很大的，它与平均气溶胶光学厚度相当。
为了说明上述的近17年来气溶胶光学厚度年变化是线性假定的合理性，同时和印度洋实验进行对比，我们做出了1995～2000年平均光学厚度与1984～2000年平均光学厚度的差(1995年以后，菲律宾Mt.Pinatubo 火山爆发对对流层中上层及平流层气溶胶的影响已经很小了[15]).从图 4可以看出，孟加拉湾、泰国、青藏高原东南部和青藏高原中部上空，气溶胶明显增加，阿拉伯海上空也有明显的增加，中国东部及华北、东北地区光学厚度也是增加的，而中国中西部大部分地区上空则是减小的。这与图 3光学厚度的倾向反映的气溶胶的变化是一致的，说明本文使用的气溶胶光学厚度的线性倾向是合理的，能够很好地表示气溶胶光学厚度的变化。
|
|
|
图 4. 1995～2000年气溶胶光学厚度与17年(1984～2000年)平均的差
|
|
2.3 消光系数的年变化
利用与2.2节类似的方法，我们可以做出各高度上气溶胶消光系数的17年来的线性倾向，我们选择了15 km 高度层消光系数的线性倾向来表示消光系数的变化.图 5是15km 高度上17年来消光系数线性倾向图。对比图 3和图 5可以发现，15 km 高度上消光系数变化类型和光学厚度变化类型是一致的，也有三个经向的增加带和两个经向的减少带，只是在数量上小了一个量级.图 5也从另一个方面说明了本文使用的线性倾向的概念是合理的。
|
|
|
图 5. 1984～2000年15 km 高度气溶胶消光系数线性倾向(单位:0.1 a-1)
Fig 5. 英文标题 |
|
3 印度洋及中国地区上空气溶胶的输送特征
光学厚度的经向增加带和经向减小带提示我们，对流层中上层及平流层存在经向的上升(或下沉)环流，从而使这一通道内气溶胶的变化受相同的机制影响，因此气溶胶光学厚度才可能有经向一致的增加和减小带。赤道地区和中纬度地区之间的布鲁尔-多普森环流正好提供了这种输送的机制。布鲁尔-多普森环流是发源于低层大气的沿经线方向的水平平流，在向赤道运动的过程中上升，产生垂直环流，同时在其它地区下沉.图 6是本地区1984～1998年7月平均垂直速度图，近地面850 hPa 高度上在青藏高原和印度孟买、阿拉伯海上空分别有上升运动的高值中心。到300 hPa 高度，青藏高原上空的上升运动高值中心向赤道移动，移到了孟加拉湾和南中国海上空。从图 6可以看出本地区布鲁尔-多普森环流是存在的，它可以把中纬度低层的空气污染带到对流层中上层和平流层.Cong C H 等[18]利用NCEP 资料计算了青藏高原及其周围地区的对流层顶与平流层的物质交换，发现夏季孟加拉湾到青藏高原东南部是对流层与平流层之间的物质输送通道，在这一通道内有明显的对流层大气向平流层的物质输送。他指出的这个通道与本文计算的
|
|
|
图 6. 1984～1998年7月平均垂直速度ω图(a)850 hPa，(b)300 hPa
(单位:Pa/ s .正的ω表示下沉运动，负的ω表示上升运动,绝对值表示运动速度的大小) |
|
气溶胶的三个增加带中的中间一个在位置上一致。由于近年来研究区域内人口的增长和经济的发展，人为排放的大气污染物迅速增加[5]，因此低层大气向对流层中上层和平流层的输送也会增多，从而出现了气溶胶的增加带。气溶胶的这种经向变化，说明了中上层大气气溶胶具有比较明显的变化，同时也说明了中上层大气受到低层大气污染的影响。大气污染与中上层背景气溶胶在气候作用上有着明显的区别。中上层大气气溶胶的主要成分是来自火山爆发产生的硫酸盐气溶胶，对太阳辐射无吸收作用，主要作用是反射太阳辐射产生负的辐射强迫；大气污染物含有机质较多，黑碳的质量浓度约为10 %～15 %，因此对太阳辐射具有强烈的吸收作用，产生正的辐射强迫。近地面污染物进入中上层，具有吸收性质的大气会使大气加热率增加，将会严重影响大气环流形式[7]。
4 小结印度洋及中国地区上空对流层中上层及平流层气溶胶光学厚度17年平均值表现为在低纬度大，在印度洋的岛屿上空有三个高值中心，气溶胶光学厚度高值中心与对流层中上层的上升气流的高值中心相对应。与17年平均相比，近6年(1995～2000年)气溶胶明显增加的区域是孟加拉湾、泰国、青藏高原东南部和青藏高原中部以及阿拉伯海，中国东部及华北、东北地区气溶胶也略有增加，中国中西部地区是减少的。从17年气溶胶光学厚度的线性倾向来看，气溶胶光学厚度存在三个经向的增加带和两个经向的减小带。这是本地区大气环流特征决定的，发生在中纬度与赤道之间的布鲁尔-多普森环流是使气溶胶光学厚度的变化沿经向一致的主要机制。大气低层的空气污染向对流层中上层及平流层的输送，改变了这一区域的气溶胶的辐射特性，有可能改变本地区的大气环流状况。
| [1] | Charlson R J, Schwartz S E, Hales J M, Climate forcing by anthropogenic aerosols. Science, 1992, 255: 422–430. |
| [2] | Kiehl J T, Briegleb B P, The relative role of sulfate aerosols and greenhouse gases in climate forcing. Science, 1993, 260: 311–314. DOI:10.1126/science.260.5106.311 |
| [3] | Taylor K E, Penner J E, Response of the climate system to atmospheric aerosols and greenhouse gases. Nature, 1994, 369: 734–73. DOI:10.1038/369734a0 |
| [4] | Tuck A F D, Baumgradner K R, Chen K R, The Brewer-Dobson circulation in the light of high latitude in situ aircraft observations. Quarterly Journal Royal Meteorological Society, 1997, 123, (537): 1–69. |
| [5] | http://www.eapap.unep.org/ |
| [6] | Lieveld J, Crutzen P J, Ramanathan V, The Indian Ocean experiment: widespread air pollution from South and Southeast Asia. Science, 2001, 291, (5506): 1031–1037. DOI:10.1126/science.1057103 |
| [7] | Ramanathan V, Crutzen P J, Kiehl J T, Aerosols, climate and the hydrological cycle. Science, 2001, 294, (5549): 2119–2124. DOI:10.1126/science.1064034 |
| [8] | Satheesh S K, Ramanathan V, Large differences in tropical aerosol forcing at te top of the atmosphere and Earth's surface. Nature, 2000, 405: 60–63. DOI:10.1038/35011039 |
| [9] | Mauldin L E, Zaun N H, Mccormick M P, Stratospheric aerosol and gas experiment II instrument: a functional description. Optical Engineering, 1985, 24, (2): 307–312. |
| [10] | Russell P B, Mccormick M P, Sage II aerosol data validation and initial data use: An introduction and overview. J.G.R, 1989, 94, (D6): 8335–8338. DOI:10.1029/JD094iD06p08335 |
| [11] | Osborn M T, Rosen J M, Mccormick M P, Sage II aerosol correlative observations: profile measurements. J.G.R., 1989, 94, (D6): 8353–8366. DOI:10.1029/JD094iD06p08353 |
| [12] | Oberbeck V R, Livingston J M, Sage II aerosol validation: selected altitude measurements, including particle micro-measurements. J.G.R., 1989, 94, (D6): 8367–8380. DOI:10.1029/JD094iD06p08367 |
| [13] | Ackerman M, Brogniez C, Diallo B S, European validation of Sage II aerosol profile. J.G.R., 1989, 94, (D6): 8399–8411. DOI:10.1029/JD094iD06p08399 |
| [14] | Brogiez C, Santer R, Diallo B S, Comparative observations of stratospheric aerosols by ground-based lidar, balloon-borne polarimeter, and satellite solar occultation. J.G.R., 1992, 97, (D18): 20805–20823. DOI:10.1029/92JD01919 |
| [15] | Thomason L W, Poole L R, Deshler T, A global climatology of stratospheric aerosol surface area density deduce from stratospheric aerosol and gas experiment II measurement: 1984-1994. J.G.R., 1997, 102, (D7): 8967–8976. DOI:10.1029/96JD02962 |
| [16] | Brogiez C, Lenoble J, Analysis of 5-year aerosol data from the stratospheric aerosol and gas experiment II. J.G.R., 1991, 96, (D8): 15479–15497. DOI:10.1029/91JD01280 |
| [17] | Li W L, Yu S M, Spatio-temporal characteristics of aerosol distribution over Tibetan Plateau and numerical simulation of radioactive forcing and climate response. SCIENCE IN CHINA SERIES D-EARTH SCIENCES, 2001, 44, (Suppl.): 375–384. |
| [18] | Cong C H, Li W L, Zhou X J, Mass exchange between stratosphere and troposphere over the Tibetan Plateau and its surroundings. Chinese Science Bulletin, 2002, 47, (6): 508–512. DOI:10.1360/02tb9117 |