朱彬

(南京信息工程大學(xué)1.中國(guó)氣象局大氣物理與大氣環(huán)境重點(diǎn)開(kāi)放實(shí)驗(yàn)室;2.大氣物理學(xué)院，江蘇南京210044)

0 引言

臭氧是對(duì)流層大氣的重要痕量氣體。它既是光化學(xué)反應(yīng)的產(chǎn)物，又是對(duì)流層化學(xué)過(guò)程的參與者，其變化和分布直接影響到對(duì)流層大氣的氧化能力，進(jìn)而影響到其他大氣成分的組成和平衡(Thompson，1992)，以及城市、區(qū)域和全球的空氣質(zhì)量(Akimoto，2003)。作為溫室氣體，對(duì)流層臭氧參與對(duì)地球大氣的輻射強(qiáng)迫(IPCC，2007)。觀測(cè)和模擬研究基本確認(rèn)，北半球人為源NOx等的增加，是近30多年乃至近百年近地面臭氧升高的主要原因(Vingarzan，2004)。在近地層，臭氧多被視為污染物，過(guò)高的臭氧體積分?jǐn)?shù)將造成一系列不利于人類(lèi)及生態(tài)環(huán)境的不良影響，如降低農(nóng)作物和森林生產(chǎn)力、危害人體健康等(Mauzerall，2005)。

對(duì)流層臭氧的來(lái)源有兩個(gè):平流層輸入和對(duì)流層光化學(xué)反應(yīng)生成。就某一地區(qū)而言，臭氧來(lái)源又可分為平流層輸入、局地光化學(xué)反應(yīng)生成和長(zhǎng)距離輸送(指從其他地區(qū)輸送來(lái)的對(duì)流層光化學(xué)反應(yīng)生成的臭氧)。而控制對(duì)流層臭氧的物理、化學(xué)過(guò)程則又可分為化學(xué)產(chǎn)生，水平、垂直平流，對(duì)流(如積云深對(duì)流交換)以及沉降過(guò)程。以上源、匯及其過(guò)程控制了全球?qū)α鲗映粞醯臅r(shí)空變化。正是由于上述源、匯及其過(guò)程在不同地區(qū)、不同時(shí)間所起的作用不同，導(dǎo)致對(duì)流層臭氧的區(qū)域分布、日、季和年際變化產(chǎn)生了巨大差異。目前，對(duì)臭氧源、匯及其過(guò)程的定量認(rèn)識(shí)還不夠全面精細(xì)，這是造成我們對(duì)區(qū)域臭氧分布和變化的認(rèn)識(shí)存在不確定性的主要原因(Wild，2007)。

觀測(cè)表明，北半球大多數(shù)相對(duì)清潔地區(qū)(即人類(lèi)活動(dòng)直接影響小的地區(qū))，近地層臭氧以春季為全年最高(Monks，2000;Vingarzan，2004)。長(zhǎng)期以來(lái)，該季節(jié)變化的原因一直是大氣化學(xué)界爭(zhēng)論的熱點(diǎn)。經(jīng)典的Brower-Dobson理論認(rèn)為，熱帶地區(qū)對(duì)流層上層和平流層形成的高體積分?jǐn)?shù)臭氧，在Brower-Dobson環(huán)流的作用下，向熱帶外輸送并在中高緯地區(qū)下沉，并通過(guò)平流層—對(duì)流層交換過(guò)程(stratosphere-troposphere exchange，STE)輸送到對(duì)流層和近地層，即對(duì)流層臭氧主要來(lái)自平流層，且春季STE最強(qiáng)是產(chǎn)生此季節(jié)變化的根本原因(Levy，et al.，1985;Logan，1985)。近30多年，大多數(shù)研究認(rèn)為，就全球尺度而言，對(duì)流層本身的化學(xué)過(guò)程是對(duì)流層臭氧的主要源，平流層作用較小(Lelieveld and Denterner，2000;Vingarzan，2004;Grewe，2006;Stevenson et al.，2006)。但是，就某一地區(qū)而言，對(duì)流層臭氧受不同物理化學(xué)過(guò)程的控制，其來(lái)源組成因地理位置、距人為源區(qū)遠(yuǎn)近以及季節(jié)不同而具有很大的差異。

與北半球基本一致，東亞太平洋沿岸許多臭氧背景站的觀測(cè)結(jié)果亦顯示出臭氧在春季最高、夏季最低的季節(jié)變化特征，如中國(guó)華東地區(qū)(周秀驥，2004)以及日本、韓國(guó)等地(Pochanart et al.，2002，2003;Tanimoto，2009)。一般認(rèn)為，此種季節(jié)性變化特征是由于春季北半球中緯地區(qū)大陸光化學(xué)反應(yīng)產(chǎn)生的高體積分?jǐn)?shù)臭氧隨西風(fēng)帶向東輸送，以及東亞夏季風(fēng)侵入帶來(lái)低臭氧體積分?jǐn)?shù)的海洋性氣團(tuán)所致。在大陸腹地，東西伯利亞Mondy站(100.9°E，51.7°N)的觀測(cè)結(jié)果也顯示出了臭氧體積分?jǐn)?shù)在春季最高、夏季最低的特征(Pochanart et al.，2003)。Tanimoto et al.(2005)首先注意并分析了環(huán)西北太平洋各站春季臭氧高值的緯向差異，利用區(qū)域模式結(jié)果分析得出:春季亞洲大陸污染物輸出路徑的緯向差異和季節(jié)性的光化學(xué)反應(yīng)耦合是此特征的原因。Zhang et al.(2002)模擬研究了東亞太平洋地區(qū)冬季近地面臭氧的輸送和光化學(xué)產(chǎn)生作用。Yamaji et al.(2006)指出，春季臭氧峰值出現(xiàn)的時(shí)間不同主要是由于平流層輸入和洲際間的傳輸不同所致。Li et al.(2007)應(yīng)用區(qū)域化學(xué)模式研究了東亞對(duì)流層低層臭氧的季節(jié)變化控制因子，發(fā)現(xiàn):夏季(6月)泰山和華山臭氧峰值主要是由人為臭氧前體物通過(guò)活躍的光化學(xué)反應(yīng)產(chǎn)生;而春末(5月)黃山臭氧峰值是由于長(zhǎng)距離輸送和光化學(xué)反應(yīng)共同作用形成的。

季風(fēng)是指近地面冬夏盛行風(fēng)向接近相反且氣候特征明顯不同的現(xiàn)象。東亞大陸—日本一帶為副熱帶季風(fēng)區(qū)，冬季30°N以北盛行西北季風(fēng)，以南盛行東北季風(fēng);夏季盛行西南或東南季風(fēng)(陳隆勛等，1991;朱乾根等，1992)。近10多年，針對(duì)東亞季風(fēng)對(duì)東亞大氣污染物影響的研究已有開(kāi)展。Liu et al.(2002)應(yīng)用全球化學(xué)模式，研究了東亞對(duì)流層臭氧來(lái)源的季節(jié)變化與季風(fēng)輸送路徑、對(duì)流抬升、平流層侵入、生物質(zhì)燃燒和閃電產(chǎn)生的臭氧前體物的復(fù)雜關(guān)系，結(jié)論之一是東亞近地層來(lái)自平流層的臭氧以冬春季最強(qiáng)、夏季最弱。He et al.(2008)指出，東亞季風(fēng)對(duì)臭氧的季節(jié)變化具有顯著影響。Kurokawa et al.(2009)應(yīng)用區(qū)域化學(xué)模式并考慮年變化的排放源清單(Ohara et al.，2007)，模擬研究了1981—2005年?yáng)|亞近地層春季臭氧的年際變化，認(rèn)為氣象場(chǎng)的年際差異是導(dǎo)致春季臭氧變化的主要原因，排放源的年際變化影響較小。春季日本以東太平洋上海平面氣壓異常，可影響東亞大陸污染氣團(tuán)和低緯南向清潔海洋性氣團(tuán)的輸送路徑，且日本春季臭氧與ENSO有一定程度的相關(guān)。Liang et al.(2005)應(yīng)用全球模式模擬了亞洲CO跨太平洋輸送的年際變化，建立了基于中國(guó)東北部、東北和北太平洋的海平面氣壓異常的三類(lèi)跨太平洋輸送指數(shù)，由此可判定日—季節(jié)—年際的亞洲污染物輸送強(qiáng)度。Liu et al.(2009)研究發(fā)現(xiàn)，生物質(zhì)燃燒(如東南亞秸稈焚燒和西伯利亞森林火災(zāi))對(duì)區(qū)域臭氧的季節(jié)變化有重要貢獻(xiàn)。

本文利用東亞清潔背景站近地面臭氧觀測(cè)資料、NCEP/NCAR再分析風(fēng)場(chǎng)資料以及GPCP(Global Precipitation Climatology Project)全球降水資料，研究2000—2008年?yáng)|亞各地區(qū)臭氧的多年季節(jié)變化特征，重點(diǎn)討論東亞太平洋地區(qū)臭氧季節(jié)和年際變化與季風(fēng)環(huán)流的關(guān)系，并對(duì)控制該地區(qū)近地面臭氧的主要因子——季風(fēng)輸送、光化學(xué)產(chǎn)生和平流層輸入等進(jìn)行定性評(píng)估。

1 資料與方法

1.1 資料來(lái)源

2000—2008年臭氧的月平均體積分?jǐn)?shù)資料來(lái)源于東亞酸沉降監(jiān)測(cè)網(wǎng)(the Acid Deposition Monitoring Network in East Asia，EANET)和世界溫室氣體數(shù)據(jù)中心(World Data Centre for Greenhouse Gases，WDCGG);瓦里關(guān)站多年月均臭氧資料取自文獻(xiàn)(得力格爾和趙玉成，2007);黃山、泰山、華山臭氧資料由Frontier全球變化研究中心提供。

2000—2008年1°×1°網(wǎng)格月平均1 000 hPa風(fēng)場(chǎng)和氣壓資料來(lái)自NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)集;全球降水氣候計(jì)劃(Global Precipitation Climatology Project，GPCP)提供全球日平均降水資料，分辨率為1°×1°。GPCP綜合了GPCC(Global Precipitation Climatology Center)地面雨量計(jì)的降水觀測(cè)結(jié)果和衛(wèi)星遙感對(duì)降水的反演結(jié)果，能較好地反映降水的時(shí)空分布及變化特征。

1.2 站點(diǎn)分布

選取的站點(diǎn)均為區(qū)域背景站，受局地排放源的影響小。Happo測(cè)站設(shè)在日本中部山區(qū)，它能夠反映日本中部地區(qū)污染物的變化情況。Rishiri測(cè)站為沿海測(cè)站。四個(gè)西太平洋島嶼測(cè)站分別位于韓國(guó)的Cheju和日本的Oki、Hedo、Ogasawara。Cheju和Oki測(cè)站距陸地較近，Hedo和Ogasawara測(cè)站為日本南部太平洋上獨(dú)立的島嶼，距排放源高值地區(qū)較遠(yuǎn)，僅僅受當(dāng)?shù)厣钆欧旁吹奈⑿∮绊?。俄羅斯的Mondy測(cè)站位于亞洲東北偏遠(yuǎn)內(nèi)陸區(qū)，處于非季風(fēng)區(qū)，其背景清潔，常被用作北半球陸地背景站。中國(guó)瓦里關(guān)站為全球大氣本底站，代表歐亞大陸腹地;臨安、泰山、黃山和華山分別代表中國(guó)東部和西部人類(lèi)活動(dòng)區(qū)。表1給出了各測(cè)站的經(jīng)緯度及海拔高度。

表1 各測(cè)站的經(jīng)緯度及海拔高度Table 1 Longitude，latitude and altitude of monitoring sites

1.3 資料處理及分析方法

為了分析臭氧9 a平均的季節(jié)變化特征，對(duì)2000—2008年各月臭氧體積分?jǐn)?shù)做平均，得到臭氧的氣候月平均變化。太陽(yáng)輻射是光化學(xué)臭氧形成的必要條件，而云和降水會(huì)顯著減弱太陽(yáng)輻射，在前體物充足的條件下，可以顯著減少光化學(xué)臭氧產(chǎn)生量(Zhu et al.，2001;Liu et al.，2009)。此外，降水對(duì)云下臭氧還有一定的清除作用。因此，本文利用GPCP月均降水資料表征月平均光化學(xué)臭氧產(chǎn)生條件的強(qiáng)弱。由NCEP/NCAR全球再分析資料的近地層風(fēng)矢量場(chǎng)及GPCP的降水資料，可以確定季風(fēng)的季節(jié)變化和年際差異，進(jìn)而得出季風(fēng)對(duì)不同地區(qū)臭氧體積分?jǐn)?shù)變化的影響。

引入距平量，以風(fēng)矢量為例。對(duì)9 a各月風(fēng)速做平均，每月得到一個(gè)平均值，再用9 a中第j年第i月風(fēng)速減去對(duì)應(yīng)月的平均值即得風(fēng)速距平，其計(jì)算公式為

(1)式給出的是第j年第i月相對(duì)于9 a平均的距平值，表征該月盛行風(fēng)與9 a該月氣候平均風(fēng)速的差值。

2 結(jié)果和討論

2.1 東亞各地臭氧季節(jié)變化

東亞太平洋及沿岸地區(qū)受東亞季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)的控制，特別是東亞副熱帶季風(fēng)子系統(tǒng)對(duì)其影響更大(Zhu et al.，1986;陳隆勛等，1991)，冬夏季風(fēng)及其轉(zhuǎn)換期東亞副熱帶大氣環(huán)流變化很大，由此導(dǎo)致不同地區(qū)受大陸性污染氣團(tuán)或海洋性清潔氣團(tuán)的影響差別顯著。對(duì)參與大氣化學(xué)反應(yīng)的痕量成分而言，太陽(yáng)輻射、云和降水、STE等物理化學(xué)過(guò)程的季節(jié)變化也是大氣痕量成分季節(jié)變化的重要因素。本節(jié)首先分析東亞太平洋各站臭氧的季節(jié)變化特征，而東亞其他站點(diǎn)臭氧的季節(jié)變化將另文詳細(xì)討論，在此僅作為比較對(duì)象而采用。

圖1給出了東亞太平洋地區(qū)由南至北選擇的5個(gè)代表站(Yonogunijima、Hedo、Oki、Happo、Rishiri)以及作為比較對(duì)象的中國(guó)東部黃山、臨安、泰山、華山、青藏高原東北部瓦里關(guān)和俄羅斯Mondy站近地面臭氧若干年平均的逐月變化情況。東亞酸沉降網(wǎng)(EANET)和部分站有10 a的月平均資料，圖1給出了這些站的多年月均±1σ的標(biāo)準(zhǔn)偏差?？梢园l(fā)現(xiàn)，東亞太平洋各站與長(zhǎng)江中下游的黃山、臨安站的臭氧季節(jié)變化類(lèi)似，都表現(xiàn)為春季最高、夏季最低、秋季有一個(gè)次峰的變化特征;其中臨安比其鄰近的黃山、泰山等背景點(diǎn)偏低10×10－9(體積分?jǐn)?shù))以上，這與長(zhǎng)三角地區(qū)人為NOx源強(qiáng)大、體積分?jǐn)?shù)高，抑制臭氧產(chǎn)生有關(guān)(Wang et al.，2001;楊關(guān)盈等，2008)。緯度較低的Yonogunijima、Hedo站在冬季仍維持較高體積分?jǐn)?shù)，使其冬春和秋冬過(guò)渡期的臭氧增減變化幅度不大。Mondy站只有春季一個(gè)峰值，從夏季至冬季臭氧體積分?jǐn)?shù)都較低。而中國(guó)35°N附近從東至西的測(cè)站都表現(xiàn)出夏初(6月)最高和冬季最低的單峰分布特征。

綜上所述，東亞近地層季平均的臭氧最大值可出現(xiàn)在不同的季節(jié)，東亞大部分地區(qū)與北半球背景點(diǎn)觀測(cè)結(jié)果一致，近地層臭氧季節(jié)變化表現(xiàn)為春季最高、夏季最低、秋季一般還有次高值的特征。然而，在東亞中緯度33～43°N，夏季有一臭氧高值帶，此高值帶可延伸至亞洲內(nèi)陸腹地和中東地區(qū)，這一帶狀區(qū)域表現(xiàn)為初夏(6月)臭氧最高的特征;在東亞20°N以南地區(qū)則表現(xiàn)為冬末春初臭氧最高的特征;中國(guó)江南、華南地區(qū)，有些年份臭氧體積分?jǐn)?shù)表現(xiàn)為秋季最高的特征。圖2給出了利用NAQPMS模式(Zhu et al.，2004)計(jì)算的1996年?yáng)|亞太平洋近地面臭氧峰值出現(xiàn)的季節(jié)分布。

上述現(xiàn)象已被區(qū)域和全球化學(xué)輸送模式模擬再現(xiàn)(Zhu et al.，2004;Li et al.，2007;Sudo and Akimoto，2007)，東亞地區(qū)臭氧季節(jié)變化特征基本可以用東亞季風(fēng)季節(jié)轉(zhuǎn)換導(dǎo)致的污染物輸送路徑變化以及季節(jié)性光化學(xué)臭氧形成(與云量、降水、流場(chǎng)變化導(dǎo)致的前體物輻散輻合有關(guān))解釋;中緯度高海拔地區(qū)臭氧高值還與平流層輸送和對(duì)流活動(dòng)的季節(jié)性變化有關(guān)。

2.2 東亞太平洋地區(qū)近地面臭氧的季節(jié)變化

從東亞太平洋各站多年月平均臭氧體積分?jǐn)?shù)±1σ標(biāo)準(zhǔn)偏差(圖1中淺灰色陰影)可見(jiàn)，年際標(biāo)準(zhǔn)偏差以春季最大、秋季次之、冬夏很小。這說(shuō)明冬夏季風(fēng)轉(zhuǎn)換期間，近地層流場(chǎng)變化較大，由此導(dǎo)致東亞人為污染區(qū)臭氧及其前體污染物輸送路徑和強(qiáng)度產(chǎn)生差異。流場(chǎng)的年際差異與各年西太平洋東亞副熱帶冬夏季風(fēng)建立期的差別(陳隆勛等，1991)直接有關(guān)。在東亞季風(fēng)建立的成熟期，流場(chǎng)較為穩(wěn)定，各年臭氧值變化不大。

圖1 東亞大氣本底站臭氧體積分?jǐn)?shù)(單位:10－9)的月平均值(灰色陰影表示多年月平均值的±1σ標(biāo)準(zhǔn)偏差范圍;資料年份短于5 a或僅有1 a的站點(diǎn)沒(méi)有標(biāo)準(zhǔn)偏差范圍)a.Yonogunijima;b.Hedo;c.Oki;d.Happo;e.Rishiri;f.Mondy;g.黃山;h.臨安;i.泰山;j.華山;k.瓦里關(guān)Fig.1 The monthly mean volume fraction(units:10－9)of surface ozone over baseline sites of East Asia(the grey shadings indicate the±1σ standard deviation of monthly mean variations in all observed years，and if the data of the sites are shorter than 5 years，no standard deviation be shown)a.Yonogunijima;b.Hedo;c.Oki;d.Happo;e.Rishiri;f.Mondy;g.Mt.Huang;h.Lin'an;i.Mt.Tai;j.Mt.Hua;k.Waliguan

由圖1還可發(fā)現(xiàn)，低緯海洋站Hedo的年際變化比中高緯Oki和Rishiri站的年際變化大。Hedo為典型的海洋站，相比內(nèi)陸站和鄰近大陸人為影響較大的站而言，海洋站幾乎無(wú)臭氧前體物(NOx、CO、VOCs等)排放源，污染物主要來(lái)自大陸的輸送。這表明，低緯海洋站Hedo的年際變化顯著，與東亞中低緯季風(fēng)流場(chǎng)年際變化顯著相吻合。此外，臭氧年際變化還與平流層輸入、光化學(xué)產(chǎn)生條件(云量、前體物源強(qiáng)變化)有關(guān)，平流層輸入在春季較強(qiáng)，光化學(xué)反應(yīng)從春至秋季均較強(qiáng)，第2.3節(jié)將對(duì)此進(jìn)行詳細(xì)分析。

圖3為東亞太平洋沿岸日本8個(gè)觀測(cè)站10 a平均的臭氧體積分?jǐn)?shù)的月份—緯度變化(圖中疊加了測(cè)站10 a月平均的風(fēng)矢量場(chǎng))。圖3除了體現(xiàn)了前述臭氧春秋高值、夏季低值的特征外，還表現(xiàn)出明顯的臭氧經(jīng)向變化特征。36°N以北的中高緯測(cè)站臭氧體積分?jǐn)?shù)明顯比中低緯測(cè)站高，這主要是由于中高緯測(cè)站多鄰近(在)日本大陸，受人為源直接影響大，光化學(xué)過(guò)程活躍。此外，37.7°N的Happo站海拔較高(1 850 m)，春季平流層輸送可能有更大的貢獻(xiàn)，但Kaiji et al.(1998)詳細(xì)分析了該站資料后認(rèn)為，Happo高臭氧主要是由人為污染和長(zhǎng)距離輸送造成的，與平流層侵入關(guān)系較小。

圖2 區(qū)域化學(xué)模式模擬的東亞地區(qū)1996年月平均臭氧體積分?jǐn)?shù)達(dá)峰值的季節(jié)(綠色:春季;紅色:夏季;橙色:秋季;白色:冬季)Fig.2 The season in which the monthly mean ozone reaches the highest peak over East Asia in 1996，simulated by the regional chemical model(green:spring;red:summer;orange:autumn;white:winter)

圖3 東亞太平洋沿岸日本8個(gè)觀測(cè)站9 a平均的臭氧體積分?jǐn)?shù)(單位:10－9)及風(fēng)矢量(單位:m/s)的月份—緯度變化Fig.3 Latitude-month cross-section of the 9-yr averaged surface ozone volume fraction(10－9)and wind vector(m/s)observed by the eight Japanese sites over East Asia-Pacific region

由測(cè)站月平均風(fēng)矢量可見(jiàn)，夏季各站主要受偏南或偏東氣流控制，結(jié)合各站地理位置可以發(fā)現(xiàn)，氣流皆來(lái)自海洋，海洋性氣團(tuán)的臭氧體積分?jǐn)?shù)很低，這就是夏季臭氧低值的原因。冬季中低緯盛行偏北風(fēng)，各站受大陸性污染氣團(tuán)控制，盡管此時(shí)光化學(xué)反應(yīng)弱，但各站臭氧體積分?jǐn)?shù)并不低，在30°N以南冬季臭氧體積分?jǐn)?shù)往往較高。冬季中高緯主要為偏西北和西風(fēng)，各站受大陸性氣團(tuán)影響亦較大。春秋季各站風(fēng)矢方向隨緯度差異較大，冬至春季，中低緯由偏北風(fēng)先轉(zhuǎn)為偏東北風(fēng)，再轉(zhuǎn)為偏東南風(fēng)。3—4月大氣環(huán)流仍維持冬季環(huán)流特征，氣團(tuán)來(lái)源仍為大陸性，但此時(shí)光化學(xué)反應(yīng)得到加強(qiáng)，臭氧體積分?jǐn)?shù)升高;4—5月偏東、偏南海洋性氣流盛行，臭氧體積分?jǐn)?shù)降低。冬至春季，中高緯由偏西風(fēng)先轉(zhuǎn)為偏西南風(fēng)，再轉(zhuǎn)為偏南風(fēng)，隨著春季光化學(xué)反應(yīng)的加強(qiáng)，臭氧體積分?jǐn)?shù)在4—5月達(dá)最高。5—6月偏東南的海洋性氣流盛行，臭氧值降低。圖3中風(fēng)矢量方向還需要結(jié)合水平環(huán)流場(chǎng)才可以分析氣團(tuán)的來(lái)向。春季太陽(yáng)輻射加強(qiáng)是形成高體積分?jǐn)?shù)臭氧的必要條件，但如果測(cè)站氣團(tuán)來(lái)自人為污染的大陸地區(qū)，則臭氧體積分?jǐn)?shù)必然增高。由圖1和圖3還可發(fā)現(xiàn)，盡管各站臭氧體積分?jǐn)?shù)皆在春季達(dá)全年峰值，但發(fā)生時(shí)間略有差異，30°N以南測(cè)站在3月達(dá)到極值，中緯度測(cè)站在4—5月達(dá)到極值，而40°N以北測(cè)站在4月達(dá)到極值。Tanimoto et al.(2005)首先注意并分析了東亞太平洋各站春季臭氧高值的緯向差異，認(rèn)為春季亞洲大陸污染物輸出路徑的緯向差異和季節(jié)性的光化學(xué)反應(yīng)耦合是此特征的原因。本文的重點(diǎn)是利用觀測(cè)資料分析各站的臭氧特征，而有關(guān)定量分析長(zhǎng)距離輸送和光化學(xué)反應(yīng)的作用可參見(jiàn)有關(guān)模擬研究(Zhu et al.，2004;Tanimoto et al.，2005;Li et al.，2007)。

2.3 平流層輸入作用

在Brewer-Dobson經(jīng)向環(huán)流(Holton et al.，1995)的作用下，空氣在赤道地區(qū)上升進(jìn)入平流層到中高緯度地區(qū)下沉，構(gòu)成了平流層至對(duì)流層的大尺度物質(zhì)交換。因平流層臭氧體積分?jǐn)?shù)遠(yuǎn)高于對(duì)流層，因此長(zhǎng)期以來(lái)人們認(rèn)為平流層是對(duì)流層臭氧的主要來(lái)源。實(shí)際上，由于對(duì)流層頂較穩(wěn)定，STE物質(zhì)交換過(guò)程并不很容易發(fā)生。近30多年的觀測(cè)研究特別是大氣化學(xué)數(shù)值模式的研究，支持了對(duì)流層內(nèi)發(fā)生的光化學(xué)反應(yīng)才是對(duì)流層臭氧主要來(lái)源的結(jié)論。然而，STE在不同天氣過(guò)程和季節(jié)下的差異較大，比如:其時(shí)空分布極不均勻，隨高度、緯度變化很大。因此，評(píng)估不同STE過(guò)程及其時(shí)空分布差異，仍是對(duì)流層臭氧來(lái)源研究的重要方面。

根據(jù)世界氣象組織(WMO)定義:PV(potential vorticity，位勢(shì)渦度)大于1.6 PVU(1 PVU=10－6m2·s－1·K·kg－1)可定義為動(dòng)力對(duì)流層頂。由于對(duì)流層頂附近副熱帶高空急流位置和強(qiáng)度(Langford，1999)及其位渦值高低可以反映平流層下部與對(duì)流層上部的空氣質(zhì)量交換強(qiáng)度，所以本節(jié)重點(diǎn)分析東亞西北太平洋上空副熱帶高空急流和位渦的強(qiáng)度及位置的季節(jié)變化，以此討論平流層向下輸送對(duì)東亞太平洋臭氧季節(jié)變化的可能影響。

圖4 2000—2008年1月(a)、3月(b)、4月(c)、5月(d)、7月(e)、10月(f)高空急流、位勢(shì)渦度以及經(jīng)向—垂直風(fēng)速沿130°E的緯度—高度剖面(黑色等值線(xiàn)為高空急流，風(fēng)速大于30 m/s;陰影為位勢(shì)渦度，2 PVU值用粗白線(xiàn)表示(1 PVU=10－6m2·s－1·K·kg－1，在熱帶外區(qū)域2 PVU基本可以代表動(dòng)力對(duì)流層頂);垂直風(fēng)分量乘以因子1 000，風(fēng)速單位:m/s)Fig.4 Latitude-pressure cross-sections of the 9-yr averaged upper air jet stream，potential vorticity and wind vectors of v-w along 130°E in(a)January，(b)March，(c)April，(d)May，(e)July and(f)October from 2000 to 2008(the black is oline is the upper air jet stream with wind speed higher than 30 m/s;shading is the potential vorticity and 2 PVU is indicated by thick white line(1 PVU=10－6m2·s－1·K·kg－1;2 PVU could represent the dynamic tropopause in extratropical regions);the vertical wind is multiplied by factor of 1 000，units:m/s)

由圖4可見(jiàn)，同一等壓面上由低緯至高緯，各月PV都是由小變大，且在150～300 hPa層，30～35°N都存在PV經(jīng)向梯度的極大值(夏季在35～40°N)，該P(yáng)V梯度高值往往對(duì)應(yīng)對(duì)流層頂折疊、對(duì)流層頂斷裂、切斷低壓等過(guò)程，大量的穿越對(duì)流層頂?shù)目諝饨粨Q是通過(guò)天氣尺度和中尺度過(guò)程完成的(Holton et al.，1995)，即該P(yáng)V梯度高值區(qū)對(duì)應(yīng)STE極大值區(qū)。由各月PV和急流強(qiáng)度、位置的月變化可見(jiàn)，冬季PV經(jīng)向梯度大、高PV值高度低(如圖中2 PVU等值線(xiàn))，急流強(qiáng)度大、位置略偏南。由高空急流的月變化可見(jiàn)，由冬至夏，急流核位置由30°N向35°N略北移動(dòng)，位置變化不十分顯著，但急流強(qiáng)度卻明顯減弱，到7月大于30 m/s的急流核消失。由3—7月PV的變化可見(jiàn)，對(duì)流層上部、平流層下部經(jīng)向梯度減小，2 PVU高度抬升(2 PVU等值線(xiàn)大致對(duì)應(yīng)熱帶外地區(qū)動(dòng)力對(duì)流層頂高度)，而秋季(10月)PV經(jīng)向分布和2 PVU高度又恢復(fù)到與初春3月類(lèi)似，反映了對(duì)流層頂高度經(jīng)向分布的季節(jié)變化和STE高值發(fā)生區(qū)的季節(jié)變化特征。

以上急流位置、強(qiáng)度以及PV經(jīng)向分布說(shuō)明，冬季和初春是STE的高值期，而春末夏季STE在東亞西太平洋地區(qū)較弱。由圖4中經(jīng)向—垂直風(fēng)矢的緯度—高度分布可見(jiàn)，1—3月在35°N附近、平流層下層到對(duì)流層大部(150～800 hPa)有一明顯的下沉氣流(垂直風(fēng)速已擴(kuò)大至1 000倍)，也說(shuō)明冬季—初春30～35°N附近為STE高值區(qū)。

2.4 年際變化

由圖1可知，各站臭氧季節(jié)變化的規(guī)律性很強(qiáng)，但由于東亞冬夏季風(fēng)存在年際變化，如季風(fēng)的強(qiáng)弱變化、夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)間和推進(jìn)的差異、冬季風(fēng)開(kāi)始和盛行期的差異等季風(fēng)特征量的年際差異，所以東亞近地面臭氧受季風(fēng)影響，也表現(xiàn)出了年際變化特征，特別是在春季和秋季的冬夏季風(fēng)轉(zhuǎn)換過(guò)渡期間。由圖1還可知，處于非季風(fēng)區(qū)的Mondy站的臭氧呈現(xiàn)出春季達(dá)到峰值的特征，但無(wú)秋季峰值，而夏季則為全年最低。根據(jù)Wild and Akimoto(2001)的模擬研究和Pochanart et al.(2003)的觀測(cè)分析，該近地層臭氧季節(jié)變化主要由上游地區(qū)輸送控制，春季最大與北半球大部分地區(qū)類(lèi)似，夏季最低則可能與夏季植被最茂盛、臭氧干沉降量最大有關(guān)。Ohara et al.(2007)建立了1980—2020年?yáng)|亞大氣污染物排放清單，表明東亞NOx、VOCs、CO等臭氧前體物排放以增長(zhǎng)趨勢(shì)為主，而本文觀測(cè)數(shù)據(jù)表明，各背景站臭氧年際變化并非隨著源的增長(zhǎng)而增長(zhǎng)，而是存在年際波動(dòng)。本節(jié)重點(diǎn)討論臭氧年際變化與東亞季風(fēng)的關(guān)系。

圖5給出了西北太平洋測(cè)站2000—2008年月平均近地層臭氧體積分?jǐn)?shù)距平隨緯度的變化?？梢?jiàn)，月平均臭氧表現(xiàn)出一定的年際變化特征，一般中低緯臭氧距平變化大于中緯和中高緯臭氧距平變化。其中2004和2005年全年25～30°N附近臭氧為負(fù)距平，特別在2004年春季達(dá)－10×10－9;而2000、2001和2008年春季臭氧距平略高，約為3×10－9。

為了討論季風(fēng)年際變異對(duì)近地面臭氧的影響，圖6給出了2000—2008年的多年5月平均風(fēng)場(chǎng)和降水場(chǎng)以及2004和2008年5月風(fēng)距平場(chǎng)和降水距平場(chǎng)。西北太平洋及其沿岸的東亞地區(qū)受東亞副熱帶季風(fēng)影響顯著，一般5月中旬前后東亞副熱帶夏季風(fēng)環(huán)流即已建立(陳隆勛等，1991)，實(shí)際上春季3、4月副熱帶夏季風(fēng)特征已有所表現(xiàn)。

圖5 東亞太平洋測(cè)站2000—2008年月平均近地層臭氧體積分?jǐn)?shù)距平隨緯度的變化(圖中由低緯至高緯的紅色長(zhǎng)虛線(xiàn)分別表示Hedo、Oki、Rishiri和Ryori測(cè)站的緯度;單位:10－9)Fig.5 The latitude dependence of monthly surface ozone volume fraction anomaly over East Asia-Pacific region from 2000 to 2008(the red long dash lines indicate of latitudes of Hedo，Oki，Rishiri and Ryori;units:10－9)

圖6 2000—2008年的多年5月平均近地層風(fēng)場(chǎng)和降水分布(a)、以及2004年(b)和2008年(c)5月近地層風(fēng)距平場(chǎng)和降水距平場(chǎng)(風(fēng)矢量單位:m/s;降水單位:mm/d;圖6a中黑色等值線(xiàn)為總云覆蓋比，單位:%)Fig.6 (a)The 9-yr averaged wind(m/s)and precipitation(mm/d)fields in May from 2000 to 2008，and the wind anomaly(m/s)and precipitation anomaly(mm/d)fields in May of(b)2004 and(c)2008(the black isoline is total cloud cover ratio with the unit of%in Fig.6a)

由圖6a可見(jiàn)，東亞冬季風(fēng)環(huán)流特征已消失，130°E以東已為副熱帶高壓控制，低緯度測(cè)站為偏東風(fēng)、中緯度測(cè)站為東南風(fēng)、高緯度測(cè)站為偏南風(fēng)，降水中心在華南至日本南部及其附近海面上。對(duì)照各測(cè)站臭氧的季節(jié)變化可知，5月臭氧體積分?jǐn)?shù)顯著減小，這是由于偏東偏南的清潔海洋性氣流帶來(lái)的低臭氧含量氣團(tuán)所致。由圖6b可見(jiàn)，在120°E以東、40°N以南地區(qū)為一距平反氣旋，說(shuō)明2004年5月副熱帶夏季風(fēng)爆發(fā)較早且在5月較強(qiáng)，雨帶位置異常偏北，向中國(guó)長(zhǎng)江中下游至日本中南部一線(xiàn)移動(dòng)。對(duì)照?qǐng)D5可知，2004年春季爆發(fā)較早和較強(qiáng)的副熱帶夏季風(fēng)，將低臭氧的海洋性氣團(tuán)輸送至測(cè)站，導(dǎo)致該年春季臭氧體積分?jǐn)?shù)出現(xiàn)極低值。由圖6c可見(jiàn)，在120°E以東、40°N以南地區(qū)為一距平氣旋，說(shuō)明2008年5月副熱帶夏季風(fēng)爆發(fā)較晚且在5月較弱，東亞大部地區(qū)降水明顯偏少。對(duì)照?qǐng)D5可知，由于2008年春季副熱帶夏季風(fēng)爆發(fā)較晚和較弱，低臭氧的海洋性氣團(tuán)輸送較弱，測(cè)站周邊還受冬春季大陸污染氣團(tuán)影響較大，因而導(dǎo)致該年春季臭氧體積分?jǐn)?shù)較高。

除了2004和2008年，其他年春季也有類(lèi)似特征，但也并非每個(gè)月的臭氧年際變化都可以用上述規(guī)律進(jìn)行解釋?zhuān)f(shuō)明臭氧作為二次氣體，其變異特征還受其他因子影響。季風(fēng)環(huán)流輸送的年際變化對(duì)臭氧體積分?jǐn)?shù)的影響，在中低緯表現(xiàn)得非常明顯。中高緯度臭氧距平也表現(xiàn)出了年際變化特征，但與中低緯度海洋測(cè)站相比，季風(fēng)環(huán)流輸送年際變化以及光化學(xué)和前體物源變化的綜合影響更加復(fù)雜，討論中低緯度海洋測(cè)站得到的結(jié)論并不總是適用，有待高時(shí)間分辨率的觀測(cè)數(shù)據(jù)和化學(xué)輸送模式作進(jìn)一步研究。不可否認(rèn)，臭氧前體物源的變化(Tanimoto，2009)以及第2.3節(jié)討論的平流層輸入的年際差異也是導(dǎo)致臭氧年際變化的因子之一，有待進(jìn)一步評(píng)估。

3 結(jié)論

本文利用東亞清潔背景站近地面臭氧觀測(cè)資料，結(jié)合風(fēng)場(chǎng)和降水資料，給出了東亞各地區(qū)臭氧多年的季節(jié)變化特征，重點(diǎn)討論了東亞太平洋地區(qū)臭氧季節(jié)和年際變化與季風(fēng)的關(guān)系，得到如下結(jié)論:

1)東亞近地層臭氧的月平均最大值可出現(xiàn)在不同季節(jié)，東亞大部分地區(qū)與北半球背景點(diǎn)觀測(cè)結(jié)果一致，近地層臭氧季節(jié)變化表現(xiàn)為春季最高、夏季最低、秋季次高的特征。在東亞中緯度33～43°N，夏季有一臭氧高值帶，此高值帶可延伸至亞洲內(nèi)陸腹地和中東地區(qū)，該帶狀區(qū)域臭氧表現(xiàn)為初夏(6月)最高;在東亞20°N以南地區(qū)臭氧則表現(xiàn)為冬末、春初最高;中國(guó)江南、華南地區(qū)有些年份的臭氧體積分?jǐn)?shù)表現(xiàn)為秋季最高的特征。

2)東亞太平洋地區(qū)沿岸近地面臭氧季節(jié)變化主要受東亞冬夏季風(fēng)環(huán)流季節(jié)變化的影響，春季是冬季風(fēng)向夏季風(fēng)的過(guò)渡期，亞洲大陸污染物向西北太平洋輸送明顯，同時(shí)由于太陽(yáng)輻射加強(qiáng)，導(dǎo)致該地區(qū)春季臭氧出現(xiàn)峰值。該地區(qū)不同緯度上春季峰值出現(xiàn)時(shí)間的差異可用亞洲大陸春季不同時(shí)期污染物輸送路徑存在差異來(lái)解釋。

3)分析東亞太平洋沿岸對(duì)流層頂附近位勢(shì)渦度、高空急流和垂直環(huán)流的季節(jié)變化可知，位渦大于2 PVU的高值區(qū)在冬季和初春高度最低、經(jīng)向梯度最大，且高空急流最強(qiáng)、位置偏南，冬季和2—4月中上對(duì)流層有下沉氣流，說(shuō)明冬春季可能是平流層向?qū)α鲗虞斔偷淖顝?qiáng)期，對(duì)近地層臭氧的貢獻(xiàn)最大。初夏—秋季(5—11月)高空急流、位渦明顯減弱，垂直環(huán)流不利于平流層向?qū)α鲗虞斔?，?duì)近地層臭氧的貢獻(xiàn)較小。

4)東亞西北太平洋地區(qū)夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)間和強(qiáng)度以及季風(fēng)環(huán)流型的年際差異，是導(dǎo)致春、夏季該地區(qū)臭氧年際變化的主要原因。季風(fēng)降水和云帶位置、臭氧及其前體物的輸送和輻散輻合、平流層—對(duì)流層交換是造成臭氧年際變化的其他原因。

致謝:謹(jǐn)以此文獻(xiàn)給我的父親朱乾根教授。本文是結(jié)合我大氣化學(xué)研究與父親專(zhuān)長(zhǎng)的天氣學(xué)和季風(fēng)研究的一次初步嘗試。父親離我愈遠(yuǎn)，形象愈顯高大，思想愈顯深邃。東亞酸沉降網(wǎng)(EANET)、世界溫室氣體數(shù)據(jù)中心(WDCGG)、日本Frontier全球變化研究中心H.Akimoto先生和P.Pochanart博士、中國(guó)大氣本底基準(zhǔn)觀象臺(tái)得力格爾研究員、南京信息工程大學(xué)樊曙先教授提供了臭氧觀測(cè)數(shù)據(jù);NECP/NCAR提供了氣象場(chǎng)資料;全球降水氣候計(jì)劃(GPCP)提供了降水資料。謹(jǐn)致謝忱!

陳隆勛，朱乾根，羅會(huì)邦，等.1991.東亞季風(fēng)［M］.北京:氣象出版社.

得力格爾，趙玉成.2007.青海省瓦里關(guān)地區(qū)近十年來(lái)大氣本底化學(xué)組分的變化特征［J］.環(huán)境化學(xué)，26(2):241-244.

楊關(guān)盈，樊曙先，湯潔，等.2008.臨安近地面臭氧變化特征分析［J］.環(huán)境科學(xué)研究，21(3):31-35.

周秀驥.2004.長(zhǎng)江三角洲低層大氣與生態(tài)系統(tǒng)相互作用研究［M］.北京:氣象出版社.

朱乾根，林錦瑞，壽紹文，等.1992.天氣學(xué)原理和方法［M］.北京:氣象出版社.

Akimoto H.2003.Global air quality and pollution［J］.Science，302:1716-1719.doi:10.1126/science.1092666.

Grewe V.2006.The origin of ozone［J］.Atmos Chem Phys，6:1495-1511.

He Y J，Uno I，Wang Z F，et al.2008.Significant impact of the East A-sia monsoon on ozone seasonal behavior in the boundary layer of Eastern China and the West Pacific region［J］.Atmos Chem Phys，8:7543-7555.

Holton J R，Haynes P H，McIntyre M E，et al.1995.Stratosphere troposphere exchange［J］.Rev Geophys，33:403-439.

IPCC.2007.Climate Change 2007:The Physical Science Basis［C］//Solomon S，Qin D，Manning M，et al.Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change.New York:Cambridge Univerisity Press.

Kajii Y，Someno K，Tanimoto H，et al.1998.Evidence for the seasonal variation of photochemical activity of tropospheric ozone:Continuous observation of ozone and CO at Happo，Japan［J］.Geophys Res Lett，25(18):3505-3508.doi:10.1029/98GL02602.

Kurokawa J，Ohara T，Uno I，et al.2009.Influence of meteorological variability on interannual variations of springtime boundary layer ozone over Japan during 1981—2005［J］.Atmos Chem Phys，9:6287-6304.

Langford A O.1999.Stratosphere-troposphere exchange at the subtropical jet:Contribution to the tropospheric ozone budget at midlatitudes［J］.Geo phys Res Lett，26(16):2449-2452.doi:10.1029/1999GL900556.

Lelie veld J，Dentener F J.2000.What controls tropospheric ozone?［J］.J Geophys Res，105(D3):3531-3551.doi:10.1029/1999JD901011.

Levy H，Mahlman J，Moxim W J，et al.1985.Tropospheric ozone:The role of transport［J］.J Geophys Res，90:3753-3772.

Li J，Wang Z，Akimo to H，et al.2007.Modeling study of ozone seasonal cycle in lower troposphere over east Asia［J］.J Geophys Res，112，D22S25.doi:10.1029/2006JD008209.

Liang Q，Jaeglé L，Wallace J M.2005.Meteorological indices for Asian outflow and transpacific transport on daily to interannual timescales［J］.J Geophys Res，110，D18308.doi:10.1029/2005JD005788.

Liu H，Jacob D J，Chan L Y，et al.2002.Sources of tropospheric ozone along the Asian Pacific Rim:An analysis of ozonesonde observations［J］.JGeophys Res，107(D21)，4573.doi:10.1029/2001JD002005.

Liu H，Crawford J H，Considine D B，et al.2009.Sensitivity of photolysis frequencies and key tropospheric oxidants in a global model to cloud vertical distributions and optical properties［J］.J Geophys Res，114，D10305.doi:10.1029/2008JD011503.

Logan J A.1985.Tropospheric ozone:Seasonal behavior，trends and anthropogenic influence［J］.J Geophys Res，90(10):463-482.

Mauzerall D L，Sultan B，Kim N，et al.2005.NOx emissions from large point sources:Variability in ozone production，resulting health damages and economic costs［J］.Atmos Environ，39:2851-2866.

Monks P S.2000.A review of the observations and origins of the spring ozone maximum［J］.Atmos Environ，34:3545-3561.

Ohara T，Akimoto H，Kurokawa J，et al.2007.An Asian emission inventory of anthropogenic emission sources for the period 1980—2020［J］.Atmos Chem Phys，7:4419-4444.

Pochanart P，Akimoto H，Kinjo Y，et al.2002.Surface ozone at four remote island sites and the preliminary assessment of the exceedances of its critical level in Japan［J］.Atmos Environ，36:4235-4250.

Pochanart P，Akimoto H，Kajii Y，et al.2003.Regional background ozone and carbon monoxide variations in remote Siberia/East Asia［J］.J Geophys Res，108(D1)，4028.doi:10.1029/2001JD001412.

Stevenson D S，Dentener F J，Schultz M G，et al.，2006.Multimodel ensemble simulations of present-day and near-future tropospheric ozone［J］.J Geophys Res，111，D08301.doi:10.1029/2005JD006338.

Sudo K，Akimoto H.2007.Global source attribution of tropospheric ozone:Long-range transport from various source regions［J］.J Geophys Res，112，D12302.doi:10.1029/2006JD007992.

Tanimoto H.2009.Increase in springtime tropospheric ozone at a mountainous site in Japan for the period 1998—2006［J］.Atmos Environ，43:1358-1363.doi:10.1016/j.atmosenv.2008.12.006.

Tanimoto H，Sawa Y，Matsueda H，et al.2005.Significant latitudinal gradient in the surface ozone spring maximum over East Asia［J］.Geophys Res Lett，32，L21805.doi:10.1029/2005GL023514.

Thompson A M.1992.The oxidizing capacity of the earth’s atmosphere:Probable past and future changes［J］.Science，256:1157-1165.

Vingarzan R.2004.A review of surface ozone background levels and trends［J］.Atmospheric Environment，38:3431-3442.

Wang T，Vincent T F，Cheung M A，et al.2001.Ozone and related gaseous pollutants in the boundary layer of eastern China:Overview of the recent measurements at a rural site［J］.Geophys Res Lett，28:2373-2376.

Wild O.2007.Modelling the global tropospheric ozone budget:Exploring the variability in current models［J］.Atmos Chem Phys，7:2643-2660.

Wild O，Akimoto H.2001.Intercontinental transport of ozone and its precursors in a three-dimensional global CTM［J］.J Geophys Res，106:27729-27744.doi:10.1029/2000JD000123.

Yamaji K，Ohara T，Uno I，et al.2006.Analysis of the seasonal variation of ozone in the boundary layer in East Asia using the Community Multi-scale Air Quality model:What controls surface ozone levels over Japan?［J］.Atmos Environ，40:1856-1868.

Zhang M，Uno I，Sugata S，et al.2002.Numerical study of boundary layer ozone transport and photochemical production in East Asia in the wintertime［J］.Geophys Res Lett，29(11)，1545.doi:10.1029/2001GL014368.

Zhu B，Xiao H，Huang M，et al.2001.Numerical study of cloud effects on tropospheric ozone［J］.Water，Air and Soil Pollution，129:199-216.

Zhu B，Akimoto H，Wang Z，et al.2004.Why does surface ozone peak in summertime at Waliguan?［J］.Geophys Res Lett，31，L17104.doi:10.1029/2004GL020609.

Zhu Qiangen，He Jinhai，Wang Panxing.1986.A study of circulation differences between East-Asian and Indian summer monsoons with their interaction［J］.Adv Atmos Sci，3(4):466-477.