1987-2001年冬季青藏高原北部极端臭氧低值动力学形成外文翻译资料

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1987-2001年冬季青藏高原北部极端臭氧低值动力学形成

Chuanxi Liu, ^1,2Yi Liu, ¹ Zhaonan Cai, ^1,2 Shouting Gao, ³ Jianchun Bian, ¹ Xiong Liu, ^4,5and Kelly Chance ⁶

1. Key Laboratory of Middle Atmosphere and Global Environment Observation, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing, China.

2 .Also at Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing,China.

3 .LACS, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing, China.

4 .Goddard Earth Sciences and Technology Center, University of Maryland, Baltimore, Maryland, USA.

5 .Also at Harvard‐Smithsonian Center for Astrophysics, Cambridge, Massachusetts, USA.

6 .Harvard‐Smithsonian Center for Astrophysics, Cambridge, Massachusetts, USA.

摘 要 利用臭氧总量测绘分光计（TOMS）、全球臭氧监测实验（GOME）的观测资料和来自国家环境预测中心和欧洲中期天气预报中心的再分析数据，对1978-2001年间青藏高原（TP）臭氧柱总量的冬季极端臭氧最小值进行分析。结果表明，9次持续（至少持续2天）和4次瞬态臭氧柱总量减少事件基本是由于上对流层-下平流层区域（25km以下）臭氧的减少。这种减少通常是由于局地对流层顶抬升以及与对流层上层异常反气旋相关的热带低臭氧浓度空气的向北输送造成。这些反气旋异常现象与异常热带深对流加热密切相关，但是其未必与我们之前研究的热带季节内振荡锁相。考虑平流层过程，所选择的13个事件可以合并成9个独立的事件。此外，9个独立事件中的5个，特别是持续事件，与25-40km之间平流层动力学的贡献相配合，即根据在1998年11月，1999年2月和2001年12月的COME观测资料得到15％-40％。在这些事件的基础上，青藏高原上空平流层臭氧柱的减少可以归因于两个主要平流层系统的动力学（发展和/或移动），即极地涡旋和阿留申高压。在东亚阿留申高压内次低值中心对臭氧柱总量的影响需要进一步的研究。

1.引言

青藏高原（TP）位于27.5°-37.5°N纬度带，平均海拔高度超过4000米，是世界上最高的高原，经常被称为“第三极” [e.g., Qiu, 2008]。这个巨大、高海拔的高原及其动力学和热效应在该地区及全球大气环流和天气系统中扮演重要角色[Yeh and Gao, 1979]。在南极[Farman et al., 1985]和北极[e.g., Manney et al., 1994]发现冬季和春季臭氧减少之后，人们更加关注“第三极”的臭氧柱总量（TCO）的变化 [e.g., Zhou et al.,1995; Zou, 1996]。由于大气气柱的浅垂直深度，TP上空的TCO远低于同纬度其他地区。在夏季，对流层高层的亚洲夏季季风反气旋（也称为南亚高压）是季风系统的一个关键组成部分。同时，局部对流层顶高度以及与强对流相关的等熵面变化造成夏季臭氧柱总量最小值的形成。深对流以及与孤立效应相关的夏季季风反气旋也可以强烈影响上对流层-下平流层（UTLS）区域的区域要素行为。最近 Liu et al. [2009b] 6月时观测到西藏上空对流层中层臭氧最小值。这个最小值与季风爆发期间低臭氧浓度赤道空气的向极输送密切相关。此外，青藏高原臭氧柱的季节性周期显示了冬季最小值的纬向平均量偏差 [Zou, 1996]。这就是为什么在冬季观察到的臭氧低值事件很少。

然而，Bian et al. [2006]基于对臭氧总量测绘分光计（TOMS）观察资料的分析，研究了2003年12月在青藏高原上空的异常冬季臭氧最小值。TCO低于220DU的面积超过2,500,000 km ² ，最小值仅为190DU。TCO的这种快速局部的减少和恢复被称为“微型臭氧洞”（OMH）事件。[Newman et al., 1988]。这些事件经常在两个半球的中纬度地区观察到并且具有地理依赖性，在北大西洋-欧洲的频率更高 [James, 1998a;1998b]。当对流层顶附近的亚热带低臭氧浓度空气的经向输送以及低平流层高臭氧浓度空气从空气柱中发散出去时，动力学过程对欧洲高纬地区OMH的贡献已充分记录[Koch et al., 2005;Keil et al., 2007]。欧洲的一些极端OMH也与平流层极地涡旋朝向赤道的偏心有关[Salby and Callaghan,1993;James e tal.,2000]。一般的形成机制已经被概念化为位势涡度（PV）异常的垂直偶极结构[Koch et al., 2005]。这种垂直偶极结构通常是由低臭氧浓度的空气在不同层次的经向输送引起的，即从低平流层低纬度（负位势涡度异常）向北运输和从平流层中层高纬度（MS;正位势涡度异常）向南运输。最近， Antoacute;n et al. [2007]在2004年1月西班牙的极端OMH事件期间发现紫外辐射测量显著增加（与2003年和2005年1月相比增加43%和75%）。然而，较少的研究 [e.g., Han et al., 2005; Bian et al., 2006] 关注东亚/西太平洋部分区域的OMH。

Bian [2009]总结了OMH事件对TP的气候变化。他认为这些低臭氧事件的形成，包括2003年12月的事件，是由于UTLS地区的动力学过程，即，对流层高层副热带西风急流的北跳，并导致局部对流层顶抬升。但是，动力学机制是造成UTLS 过程的原因仍然无法解释。以前的研究关注热带对流加热和温带环流异常之间的关系[e.g., Rui and Wang, 1990; Hendon and Salby, 1994; Kiladis et al., 2001]。最近的研究还关注了热带臭氧 [Ziemke and Chandra, 2003; Tian et al., 2007] 和季节内振荡（MJO）[Madden and Julian, 1971, 1994]之间的复杂关系。基于这些结果，C.Liu et al. [2009]揭示了与MJO相关的热带对流加热和2003年12月OMH事件期间UTLS反气旋环流异常之间的动力学关系。

另一方面，Han et al. [2005] 注意到对流层中层阿留申高压与亚热带西北太平洋冬季臭氧最小值的关系。北部冬季期间阿留申高压在MS具有明显的行星尺度特征[Harvey and Hitchman, 1996], 它与热带气团块的强烈向极运输密切相关[Harveyetal.，1999]。显著臭氧低值中心被称为臭氧的次低值中心（LOP），通常在阿留申高压内观察到，并且可以解释为在高纬度（具有高的太阳高度角）的空气团的动力学绝缘，随着时间推移可以接近局部光化学平衡 [Manney et al., 1995; Morris et al., 1998]。最近的卫星观测资料进一步表明冬季LOP存在于两个半球的平流层反气旋中[Harvey et al., 2004]，并且通常对局部TCO减少有约10%的贡献[Harvey et al., 2008]。最近，使用被动式迈克尔逊干涉大气探测仪(MIPAS) 和全球臭氧层监视（GOMOS）臭氧观测资料，C. Liu et al. [2009] 发现在2003-2004年平流层爆发性增温（SSW）事件期间，阿留申内LPO移动，其对2003年12月TP上空臭氧最小值有显著贡献（〜29％-46％）。这是首次研究TP地区量化平流层对冬季TCO的影响。

在2003年事件期间，上述由Bian et al. [2006] 记录的TP上空臭氧最小值是由MS和UTLS区域的独立动力学过程所造成。在UTLS区域，影响因素是与深对流相关的对流层顶垂直伸展以及热带低臭氧浓度空气向高纬地区的水平输送。在MS区域中最重要的机制是TP上空LOP的移动[C. Liu et al., 2009]。然而，这些动态机制是否可以应用于TP的其他冬季臭氧低值事件，以及平流层动力学是否有助于其他臭氧低值事件仍然是未知的。在本研究中，我们试验了1987 - 2001年北半球冬季所有极端臭氧低值事件的先前机制[Bian,2009]，并且提出了关于动力学过程对TP地区臭氧低值贡献的一般结论。

本文的结构安排如下：第2节介绍数据（再分析数据和卫星观测资料）和臭氧低值事件的选择方法。第3 介绍了卫星观测资料的选择事件和垂直臭氧剖面图。第4节分析动力学过程对UTLS和MS区域臭氧低值事件的贡献。考虑到平流层过程，13个选定的臭氧极小值进一步合并成9个独立的事件。第5节对主要结果进行了总结和讨论。

2.资料和方法

2.1 再分析资料

我们根据美国环境预报中心—国家大气研究中心（NCEP‐NCAR）再分析资料中1979–2008年气候学的每日向外长波辐射（OLR）和水平风异常对UTLS区域的动力学进行分析[Kalnay etal.,1996]。利用ERA-40数据的位势高度和水平风资料[Uppalaetal.,2005]分析平流层动力学（高于50 hPa等压面）对TP地区冬季臭氧低值事件的贡献。利用ERA-40数据的位势涡度场分析动力学对流层顶变化（4.1节和图4）和极地涡旋变化（4.2节和图5–10）。如 Hoerling et al. [1991]利用3.5（PVU）等位涡线分析对流层顶。在以前的研究 [Y. Liu et al., 2009a]中，极地涡旋由修正的等位涡线（35PVU）表示。Lait [1994]定义了修正等位涡线（参考475K等位温面) 。

2.2 TOMS和全球臭氧监测实验仪器(GOME)资料

利用来自 Nimbus‐7卫星搭载TOMS（从1979年11月到1993年3月）和TOMS地球探测器（从1996年8月至2001年12月）的TCO 3级产品来确定在1987–2001 年期间北部冬季所有TCO低值事件的位置和大小。TCO观察资料覆盖全球除了极地夜间区域，并且水平分辨率为1°times; 1.25°（纬度times;经度）。这些资料可以从美国国家航空航天局戈达德太空飞行中心获得。这组数据已经用于研究两个半球中臭氧低值事件 [e.g., James, 1998a, 1998b]。

1995年欧洲空间机构（ESA）ERS‐2遥感卫星搭载GOME发射。它测量地球大气和地面在240-790nm的波长范围内的后向散射辐射光谱，具有0.2–0.4nm中等光谱分辨率和高信噪比。GOME给出了在平流层和对流层中臭氧垂直分布 [Chance et al., 1997]。臭氧剖面图是从地面60km，约2.5km一层。典型地面像素尺寸为 960 times; 80 km ² 。垂直分辨率为8 -15km对流层和7 - 10km的平流层。在本研究中， Liu et al. [2005] 提出了GOME的臭氧剖面图，并且与多种卫星和臭氧探测器资料进行比较 [Liu et al., 2005, 2006]。平均偏差通常在15％-20％之间（GOME和臭氧探测器资料的对流层臭氧柱标准偏差不同）。最近，GOME的臭氧剖面图在TP地区附近的两个臭氧监测站（拉萨和西宁）的观测资料中得到验证，并且与臭氧检测器资料保持一致；即在16 -32km的平均偏差在10%以内[Cai et al., 2009; Y. Liu et al., 2009b]。在第3.1节中，对1995年之后的臭氧低值事件（1998年11月，1999年1月，1999年2月和2001年12月事件）中的GOME臭氧剖面图和TOMS观测资料的TCO与MS动力学的量化贡献进行对比。第4.2节中，在东亚地区，用GOME臭氧剖面图构成平流层中10天的平均臭氧分布。

2.3 事例选择

为了研究2002年前的冬季极端OMH事件，我们检查了Nimbus-7 TOMS和地球探测器TOMS在TP地区（25°-40°N，75°-105°E）每日的TCO观测资料。首先，我们计算每条TCO等值线所包围的地理区域。第二，我们选择面积大于400,000 km ² 的TCO最小值等值线，并将其定义为每日TCO最小值。最后，我们计算1979 - 2001年冬季（11月，12月，1月和2月）每日TCO最小值的平均值(sim;250 DU)和标准偏差(sim;15 DU)。我们以220D（低于平均值的两个标准偏差）作为我们所选事件的临界值，为了分析动力学机制对极端臭氧低值事件的贡献。Bian[2009]使用相同的临界值，得到1987-2001年北部冬季的13个极端OMH事件。在本研究中，我们根据其持续时间将13个事件分为两类（见表1）。结果显示，9个事件为持续类型（至少持续2天），而其余的4个事件为瞬时类型（仅持续一天）。在下列情况下（第3节和第4.1节），只用持续事件来说明这个机制是造成UTLS区域臭氧减少的原因。然而，这种机制也使用于瞬态事件，并且动力学异常的振幅较小（略）。如第4.2节所示，1987年11月和12月的4次持续事件在平流层动力学方面彼此密切相关，也可以视为

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