余 珂，朱 珠，柴文咪，王衛(wèi)國(guó)，王顥樾**

(1.云南省氣象臺(tái)，云南 昆明 650034；2.云南大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院 大氣科學(xué)系，云南 昆明 650504)

大氣臭氧是氣候與環(huán)境系統(tǒng)中極為重要的成分[1-2]，平流層中臭氧吸收太陽(yáng)紫外輻射加熱大氣且是地球生命的保護(hù)傘，但在對(duì)流層和近地層中臭氧是重要的溫室氣體及污染物.臭氧變化不僅受自然過(guò)程影響，人類活動(dòng)也是改變其分布狀態(tài)和變化趨勢(shì)的外強(qiáng)迫源[3-5].臭氧時(shí)空分布變化的差異性受物理和化學(xué)過(guò)程控制的不同[6]，同時(shí)受不同區(qū)域(地區(qū))大氣環(huán)境條件以及地理位置的差異影響[7]，這是由于太陽(yáng)輻射和大氣環(huán)流以及氣溫與濕度及風(fēng)向風(fēng)速等諸多氣象因子的變化存在著顯著的區(qū)域及季節(jié)的差異性特征[8-9].因此，對(duì)臭氧時(shí)空分布變化的研究顯得十分必要且具有重要的科學(xué)意義.

臭氧柱總量與垂直分布都具有隨季節(jié)和緯度變化的明顯特征[10].研究表明，臭氧分布與季風(fēng)環(huán)流的動(dòng)力輸送過(guò)程密切相關(guān)[11-12]，季風(fēng)及其異常是氣候異常和全球變化的重要組成部分，東亞、東南亞和南亞地區(qū)是典型的亞洲季風(fēng)區(qū)[13].南亞地區(qū)位于喜馬拉雅山脈和印度洋之間，地形復(fù)雜，南亞季風(fēng)作為亞洲季風(fēng)的重要?dú)夂蛳到y(tǒng)，其變化和異常不僅對(duì)南亞的天氣氣候產(chǎn)生重要影響，對(duì)亞洲乃至全球的天氣氣候也具有影響[14-16].周任君等[17]指出，在青藏高原臭氧低值中心偏強(qiáng)年的冬季和次年春季，中國(guó)大部分地區(qū)的冬季風(fēng)偏弱，使得絕大部分地區(qū)地面氣溫偏高，反之亦然.通過(guò)衛(wèi)星數(shù)據(jù)分析和數(shù)值模擬表明夏季印度平流層低層的平均臭氧質(zhì)量濃度受南亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的控制[18].此外，臭氧層消耗將影響平流層對(duì)輻射的吸收，進(jìn)而導(dǎo)致到達(dá)地面的太陽(yáng)紫外輻射增強(qiáng)，從而引起大氣環(huán)流的改變[19-20].迄今為止，許多學(xué)者對(duì)大氣臭氧與季風(fēng)關(guān)系的研究多集中于東亞和青藏高原或集中在南亞的對(duì)流層中，而對(duì)南亞-東南亞季風(fēng)與臭氧關(guān)系的研究較少，本文將對(duì)南亞季風(fēng)與南亞-東南亞不同高度層臭氧體積濃度變化的聯(lián)系特征展開探討分析.

1 數(shù)據(jù)與方法

臭氧資料選用美國(guó)國(guó)家航空航天局（NASA）于2004年7月15日發(fā)射的Aura地球觀測(cè)系統(tǒng)衛(wèi)星攜帶的臭氧監(jiān)測(cè)儀（Ozone Monitoring Instrument,OMI）傳感器觀測(cè)的臭氧柱總量和臭氧廓線數(shù)據(jù)集.衛(wèi)星軌道掃描幅為2 600 km，水平空間分辨率為13 km×24 km，垂直分辨率為6 km，可實(shí)現(xiàn)1 d覆蓋全球1次[21-22].為了便于分析，利用Matlab軟件將臭氧軌道數(shù)據(jù)處理為1°×1°格點(diǎn)在不同等壓面上的月平均臭氧垂直分布數(shù)據(jù).選取時(shí)段為2005年1月至2017年12月，空間范圍為南亞區(qū)域（0°～40°N，60°～110°E）.同時(shí)，利用NCEP/NCAR再分析月平均氣象資料集，包括不同等壓面的位勢(shì)高度場(chǎng)，垂直速度場(chǎng)，緯向及經(jīng)向風(fēng)場(chǎng)等，數(shù)據(jù)的水平分辨率為2.5°×2.5°.本文地圖繪制均來(lái)源于NCL（NCAR Command Language）官網(wǎng)（http://www.ncl.ucar.edu/）.

將南亞季風(fēng)劃分為4個(gè)時(shí)期[23]，1—2月冬季風(fēng)盛行期，3—5月冬季風(fēng)向夏季風(fēng)的轉(zhuǎn)換期，6—9月夏季風(fēng)盛行期，10—12月夏季風(fēng)向冬季風(fēng)的轉(zhuǎn)換期.6—9月夏季風(fēng)采用緯向環(huán)流指數(shù)（IWY）和經(jīng)向環(huán)流指數(shù)（IMH）表示[24-25]，其定義分別為0°～20°N，40°～110°E區(qū)域內(nèi)200 hPa與850 hPa緯向風(fēng)的切變和10°～30°N，70°～110°E區(qū)域200 hPa和850 hPa經(jīng)向風(fēng)的切變.由于沒(méi)有統(tǒng)一的南亞冬季風(fēng)環(huán)流指數(shù)定義，我們參照李琳等[15]的定義方法，選取5°～22.5°N，65°～95°E（10°～25°N，72.5°～110°E）區(qū)域內(nèi)850 hPa與200 hPa緯向（經(jīng)向）風(fēng)切變定義了冬季緯向(經(jīng)向)環(huán)流指數(shù)ISAU（ISAV）.取季風(fēng)環(huán)流指數(shù)距平值大（?。┯谝槐稑?biāo)準(zhǔn)差定義為季風(fēng)環(huán)流強(qiáng)（弱）月，表1給出了2005—2017年南亞夏季風(fēng)和冬季風(fēng)盛行期季風(fēng)環(huán)流強(qiáng)弱變化的統(tǒng)計(jì)結(jié)果.

表1 2005—2017年南亞夏季風(fēng)和冬季風(fēng)盛行期季風(fēng)環(huán)流強(qiáng)弱變化的統(tǒng)計(jì)結(jié)果Tab.1 Statistical results of the variation of the monsoon circulation strength during the prevailing South Asian summer monsoon and winter monsoon from 2005 to 2017

本文采用相關(guān)分析、合成差異分析和奇異值分解（Singular Value Decomposition, SVD）等方法，探討冬夏季季風(fēng)盛行期的臭氧分布變化特征，以期獲得南亞季風(fēng)環(huán)流對(duì)臭氧時(shí)空分布變化聯(lián)系特征的認(rèn)識(shí).

2 結(jié)果與分析

圖1是2005年1月—2017年12月南亞地區(qū)月平均臭氧柱總量時(shí)間序列的變化特征.由圖1可知，臭氧柱總量除具有明顯的季節(jié)變化外，從2005年開始呈現(xiàn)上升趨勢(shì)，但在2015年以后略有下降.

圖2給出了2005—2017年夏季和冬季緯向和經(jīng)向環(huán)流指數(shù)強(qiáng)弱分布的時(shí)間變化.通過(guò)對(duì)冬季風(fēng)盛行期的驗(yàn)證分析發(fā)現(xiàn)，多年平均的環(huán)流形勢(shì)在850 hPa和200 hPa同樣存在明顯的反向趨勢(shì)，并與夏季風(fēng)相一致.

圖1 2005年1月—2017年12月南亞地區(qū)月平均臭氧柱總量的時(shí)間變化Fig.1 Temporal variation of ozone column concentration in South Asia from January 2005 to December 2017

圖2 2005—2017年夏季和冬季緯向與經(jīng)向環(huán)流指數(shù)的強(qiáng)弱變化Fig.2 Distribution of zonal and meridional circulation index strength in summer and winter from 2005 to 2017

圖3 夏季700～30 hPa高度層臭氧分別與IWY和IMH相關(guān)系數(shù)的空間分布變化（陰影區(qū)通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.3 The spatial distribution of correlation coefficient of ozone concentration with IWY and IMH index from 70 hPa to 30 hPa altitude layer in summer (shaded means the significance test over 99%)

2.1 相關(guān)性分析為了獲取南亞季風(fēng)環(huán)流強(qiáng)弱變化對(duì)不同等壓面臭氧異常變化的特征，通過(guò)計(jì)算各高度（等壓面）層臭氧含量與季風(fēng)環(huán)流指數(shù)月時(shí)間序列的相關(guān)系數(shù)分布，選取相關(guān)系數(shù)分布顯著的高度層作為典型相關(guān)高度層.圖3和圖4分別是夏季風(fēng)與冬季風(fēng)盛行期不同高度（典型相關(guān)）層臭氧含量與季風(fēng)環(huán)流指數(shù)的相關(guān)系數(shù)空間分布變化.夏季IWY與IMH間存在顯著的相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為0.69，通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn).在圖3中夏季2種環(huán)流指數(shù)與各等壓面臭氧的顯著相關(guān)區(qū)域較為一致且均呈現(xiàn)帶狀分布.在對(duì)流層中，伊朗高原和青藏高原的臭氧與季風(fēng)環(huán)流指數(shù)呈顯著正相關(guān)，平流層內(nèi)則呈顯著負(fù)相關(guān).在青藏高原南側(cè)，對(duì)流層中臭氧與季風(fēng)環(huán)流指數(shù)為顯著負(fù)相關(guān)，而平流層主要呈現(xiàn)正相關(guān).

在圖4中冬季不同等壓面臭氧與ISAU的相關(guān)同樣呈帶狀分布，而與ISAV則為塊狀分布.不同等壓面臭氧與環(huán)流指數(shù)的顯著相關(guān)從300 hPa建立且向上逐漸增強(qiáng)，但到30 hPa開始減弱，而在3 hPa相關(guān)性又有重新建立的趨勢(shì)(圖略).在70 hPa上，ISAU與臭氧的相關(guān)最為顯著，伊朗高原-青藏高原一帶呈明顯的正相關(guān)，阿拉伯海-孟加拉灣為負(fù)相關(guān).ISAV與臭氧在中南半島及其以北區(qū)域呈明顯的負(fù)相關(guān)，而在阿拉伯海為正相關(guān).

2.2 合成差異分析從圖2和圖3可知，IWY和IMH對(duì)于衡量南亞夏季風(fēng)環(huán)流強(qiáng)度具有很好的一致性.為此，在圖5中僅給出了夏季風(fēng)緯向環(huán)流強(qiáng)弱期對(duì)應(yīng)于不同等壓面臭氧差值合成的空間差異分布.由圖5分析發(fā)現(xiàn)，當(dāng)夏季風(fēng)增強(qiáng)時(shí)，在700 hPa和300 hPa中25°N以北的伊朗高原-青藏高原臭氧總量顯著增加，而以南區(qū)域的臭氧總量明顯減少.25°N以北的伊朗高原-青藏高原區(qū)域，臭氧總量在70 hPa和30 hPa高度上明顯減少，而在70 hPa的以南區(qū)域臭氧顯著增加.

圖6給出了冬季環(huán)流強(qiáng)弱期對(duì)應(yīng)于不同等壓面臭氧差值合成的空間差異分布.由圖6分析可知，緯向環(huán)流的增強(qiáng)利于青藏高原臭氧柱總量增加，且在70 hPa最為顯著；經(jīng)向環(huán)流越強(qiáng)則中南半島及其以北區(qū)域的臭氧越偏少，且在30 hPa的高度層減少，最大可達(dá)到11 DU，在阿拉伯海的部分區(qū)域則表現(xiàn)為臭氧增多且30 hPa可增多3 DU.

圖4 冬季300～30 hPa高度層臭氧分別與ISAU和ISAV相關(guān)系數(shù)的空間分布變化（陰影區(qū)為通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.4 The spatial distribution of correlation coefficient between ozone content and ISAU and ISAV index at 300 hPa to 30 hPa altitude layer in winter (shaded means the significance test over 95%)

圖5 夏季700～30 hPa緯向環(huán)流強(qiáng)弱期臭氧差值合成的空間分布變化（陰影區(qū)通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.5 The synthetic spatial distribution of ozone content difference in strong and weak zonal circulation from 70 hPa to 30 hPa in summer (shaded means the significance test over 95%)

圖6 冬季300～30 hPa緯向環(huán)流強(qiáng)弱期和經(jīng)向環(huán)流強(qiáng)弱期臭氧差值合成的空間分布變化（陰影區(qū)通過(guò)了90%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.6 The synthetic spatial distribution of ozone content difference in strong and weak zonal circulation from 300 hPa to 30 hPa in winter (shaded means the significance test over 90%)

2.3 SVD分解為了全面分析季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)與臭氧場(chǎng)的空間相關(guān)特征，利用奇異值分解（SVD）對(duì)2個(gè)時(shí)間序列場(chǎng)進(jìn)行探討.SVD分解的異性相關(guān)系數(shù)分布型可代表兩變量場(chǎng)相互關(guān)系的分布結(jié)構(gòu)，顯著相關(guān)區(qū)域可作為兩變量場(chǎng)相互作用的關(guān)鍵區(qū)[26].夏季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)選取IWY定義區(qū)域的200 hPa與850 hPa緯向風(fēng)差值場(chǎng)，由于冬季風(fēng)緯向與經(jīng)向環(huán)流存在差異性，冬季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)選用ISAU（ISAV）定義區(qū)域的200 hPa與850 hPa緯向（經(jīng)向）風(fēng)差值場(chǎng)，將標(biāo)準(zhǔn)化的臭氧場(chǎng)和夏季/冬季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)分別作為左場(chǎng)與右場(chǎng)進(jìn)行SVD分析.夏季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)分別與700、300、70 hPa和30 hPa臭氧場(chǎng)SVD分解的第1模態(tài)方差貢獻(xiàn)率分別為49.8%、45.7%、65.5%和37.5%.冬季風(fēng)緯向（經(jīng)向）環(huán)流場(chǎng)與300、100、70 hPa和30 hPa臭氧場(chǎng)SVD分解的第1模態(tài)方差貢獻(xiàn)率分別為34.5%、39.2%、36.3%和39.8%（32.1%、39.1%、40.9%和37.9%）.總體的相關(guān)系數(shù)均通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)，由于SVD的第1模態(tài)能體現(xiàn)環(huán)流場(chǎng)與臭氧場(chǎng)之間相互關(guān)系的關(guān)鍵區(qū)且與合成分析的結(jié)果接近，在此僅選取第1模態(tài)進(jìn)行分析.

圖7是夏季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)與臭氧場(chǎng)SVD第1模態(tài)異性相關(guān)系數(shù)場(chǎng).由圖7可看到，當(dāng)差值風(fēng)場(chǎng)大范圍增強(qiáng)時(shí)，對(duì)應(yīng)700 hPa上伊朗高原東部的臭氧增加，青藏高原南側(cè)區(qū)域臭氧減少.在300 hPa上伊朗高原-青藏高原的臭氧增加，高原以南較低緯度區(qū)域的臭氧減少.70 hPa上臭氧變化與300 hPa存在相反趨勢(shì)，當(dāng)差值風(fēng)場(chǎng)大范圍（5°N以北區(qū)域）增強(qiáng)時(shí)，青藏高原上的臭氧減少，高原南側(cè)（24°N以南區(qū)域）的臭氧增加.30 hPa上的臭氧變化與差值風(fēng)場(chǎng)的相關(guān)較弱，當(dāng)馬爾代夫附近差值風(fēng)場(chǎng)增強(qiáng)時(shí)，對(duì)應(yīng)青藏高原上空的臭氧減少，這與之前的分析結(jié)果相一致.

圖8是冬季風(fēng)緯向環(huán)流場(chǎng)與臭氧場(chǎng)SVD第1模態(tài)異性相關(guān)場(chǎng).由圖8分析可知，差值風(fēng)場(chǎng)顯著增強(qiáng)時(shí)300 hPa上孟加拉灣一帶臭氧減少，伊朗高原以南、青藏高原南部、中南半島臭氧增多.對(duì)于100 hPa和70 hPa（與100 hPa分布一致，圖略），當(dāng)差值風(fēng)場(chǎng)在20°N以北顯著減弱時(shí)，青藏高原和伊朗高原南部，以及阿拉伯海、孟加拉灣和中南半島以南臭氧增多，云貴高原和中南半島臭氧減少.差值風(fēng)場(chǎng)在15°N以北增強(qiáng)顯著時(shí)，30 hPa對(duì)應(yīng)南亞30°N附近臭氧增多，10°N附近臭氧減少.總體趨勢(shì)為緯向環(huán)流差值風(fēng)場(chǎng)增強(qiáng)導(dǎo)致云貴高原、中南半島以及30°N附近的臭氧含量增加，阿拉伯海和孟加拉灣以及10°N附近臭氧含量減少，且在100 hPa和70 hPa尤為顯著.

圖7 夏季緯向風(fēng)差值場(chǎng)與臭氧場(chǎng)SVD第1模態(tài)異性相關(guān)場(chǎng)（陰影區(qū)通過(guò)了99%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.7 The zonal wind difference field is anisotropic correlation field with the first mode of ozone SVD in summer (shaded means the significance test over 99%)

圖9是冬季風(fēng)經(jīng)向環(huán)流場(chǎng)與臭氧場(chǎng)SVD第1模態(tài)異性相關(guān)場(chǎng).對(duì)于300 hPa和100 hPa（圖略），在青藏高原以南區(qū)域的差值風(fēng)場(chǎng)減弱對(duì)應(yīng)伊朗高原及其阿拉伯海臭氧減少，云貴高原和中南半島臭氧增多.在70 hPa和30 hPa（圖略）上青藏高原以南區(qū)域差值風(fēng)場(chǎng)增強(qiáng)對(duì)應(yīng)伊朗高原以及阿拉伯海臭氧增多，云貴高原和中南半島臭氧減少.總體趨勢(shì)東西差異較大，主要表現(xiàn)在70°E和100°E呈現(xiàn)明顯的相反趨勢(shì).

圖8 冬季緯向差值風(fēng)場(chǎng)與臭氧場(chǎng)SVD第1模態(tài)異性相關(guān)場(chǎng)（陰影區(qū)通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.8 The zonal wind difference field is anisotropic correlation field with the first mode of ozone SVD in winter (shaded means the significance test over 95%)

圖9 冬季經(jīng)向差值風(fēng)場(chǎng)與臭氧場(chǎng)SVD第1模態(tài)異性相關(guān)場(chǎng)（陰影區(qū)通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)）Fig.9 The meridional wind difference field is anisotropic correlation field with the first mode of ozone SVD in winter (shaded means the significance test over 95%)

3 成因分析

3.1 夏季風(fēng)盛行期臭氧的分布由于南亞夏季風(fēng)的強(qiáng)弱變化與不同高度層臭氧的顯著相關(guān)區(qū)域均呈現(xiàn)出一致的緯向分布，因此考慮到經(jīng)向環(huán)流對(duì)臭氧的輸送作用，將夏季風(fēng)強(qiáng)弱期1 000～100 hPa等壓面以及60°S～60°N，60°～110°E范圍內(nèi)的經(jīng)向風(fēng)分量和垂直速度進(jìn)行合成，得到緯向平均的經(jīng)向環(huán)流圖（圖10）.可以看到，夏季風(fēng)弱（強(qiáng)）期對(duì)應(yīng)于伊朗高原和青藏高原南側(cè)15°～25°N區(qū)域的上升運(yùn)動(dòng)存在減弱（增強(qiáng)）趨勢(shì).青藏高原的上升運(yùn)動(dòng)隨高度減弱可使臭氧在700～500 hPa間產(chǎn)生堆積，導(dǎo)致對(duì)應(yīng)于700 hPa和300 hPa上的臭氧有所增加，且在300 hPa上的臭氧增加最為明顯.上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)可對(duì)對(duì)流層臭氧體積濃度起到稀釋作用，使青藏高原南側(cè)700 hPa的臭氧減少.在300 hPa上由于存在北風(fēng)分量，可將高原南側(cè)稀釋后的臭氧向南輸送，使較低緯度地區(qū)300 hPa的臭氧減少.

圖10 夏季風(fēng)強(qiáng)弱期經(jīng)向風(fēng)分量和垂直速度在60°～110°E緯向平均的合成剖面Fig.10 Synthesis section of meridional wind components and vertical velocity in strong and weak summer monsoon period that was averaged zonally during 60°～110°E

3.2 南亞高壓的影響南亞夏季風(fēng)增強(qiáng)可導(dǎo)致高原南側(cè)和高原的上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，同時(shí)考慮到平流層臭氧變化與南亞高壓有關(guān).利用張瓊等[27]對(duì)南亞高壓強(qiáng)度的定義，將100 hPa位勢(shì)高度上所有格點(diǎn)大于1 660 gpm與等于1 660 gpm的位勢(shì)高度值相減，它們的差值總和表示為高壓強(qiáng)度，記為南亞高壓強(qiáng)度指數(shù)（ISAH）.南亞高壓6—9月主要活動(dòng)于青藏高原和伊朗高原上空，因此計(jì)算ISAH時(shí)僅考慮28°～40°N，45°～105°E上空的區(qū)域.圖11是2005—2017年6—9月標(biāo)準(zhǔn)化的ISAH時(shí)間序列，可以看出ISAH在7—8月較強(qiáng)而6月和9月較弱，這與夏季風(fēng)指數(shù)的變化相一致.計(jì)算得到的ISAH與IWY的相關(guān)系數(shù)為0.59，遠(yuǎn)超99%的顯著性檢驗(yàn).即：當(dāng)南亞夏季風(fēng)增強(qiáng)時(shí)，南亞高壓的強(qiáng)度也同時(shí)增強(qiáng).

夏季南亞高壓增強(qiáng)時(shí)，120～30 hPa的上升氣流加強(qiáng)且在80～60 hPa的增強(qiáng)最大[28].上升運(yùn)動(dòng)可將對(duì)流層高層和平流層低層臭氧質(zhì)量濃度較低的空氣向上輸送，使平流層中低層特別是80～60 hPa的臭氧含量降低.上升運(yùn)動(dòng)的增強(qiáng)可能導(dǎo)致輻散增強(qiáng)，使南亞高壓周邊平流層中低層的臭氧增加.由此可見(jiàn)，高原上空70 hPa和30 hPa的臭氧含量與南亞夏季風(fēng)強(qiáng)弱變化呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系.這是由于季風(fēng)增強(qiáng)時(shí)120～30 hPa的上升氣流增強(qiáng)對(duì)臭氧的稀釋作用（70 hPa的稀釋作用比30 hPa明顯）.在高原以南區(qū)域70 hPa對(duì)應(yīng)的臭氧與季風(fēng)強(qiáng)弱變化呈正相關(guān)，則是因?yàn)榧撅L(fēng)增強(qiáng)對(duì)應(yīng)高原120～30 hPa的上升氣流增強(qiáng)可能導(dǎo)致輻散增強(qiáng)，使高原周邊區(qū)域臭氧增加.在30 hPa的高原以南區(qū)域則無(wú)顯著的相關(guān)性，可能是因?yàn)榧撅L(fēng)增強(qiáng)時(shí)120～30 hPa的上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)的幅度較弱.

3.3 冬季風(fēng)盛行期臭氧的分布冬季緯向（經(jīng)向）環(huán)流強(qiáng)弱期在同一緯度（經(jīng)度）的東西（南北）方向上差異較大.為此，分別選擇兩個(gè)不同經(jīng)度（70°E與100°E）和兩個(gè)不同緯度（10°N 與30°N）的經(jīng)向與緯向風(fēng)切變及垂直速度的剖面進(jìn)行合成分析.圖12是緯向環(huán)流強(qiáng)弱期的經(jīng)向風(fēng)和垂直速度分別沿70°E和100°E的經(jīng)向合成剖面.在圖12（a）～（b）中，70°E剖面的Hadley環(huán)流中心分別位于2.5°S和2.5°N附近.環(huán)流弱期的Hadley環(huán)流相對(duì)于強(qiáng)期向南移動(dòng)了5個(gè)緯度，在25°～30°N附近的下沉氣流較強(qiáng)，造成對(duì)流層上層臭氧的向下輸送.此外，在圖12（c）中100°E剖面的Hadley環(huán)流與Ferrel環(huán)流的交匯區(qū)位于40°N南側(cè)，而在圖12（d）中交匯中心則南移至30°N附近，且具有臭氧的輻合區(qū).因此，對(duì)于對(duì)流層上層在伊朗高原、青藏高原一帶表現(xiàn)出緯向環(huán)流越強(qiáng)臭氧越多.

在圖12中，緯向環(huán)流強(qiáng)弱期70°E與100°E的剖面間存在一定差異.同時(shí)注意到，在圖12（c）中10°N的垂直速度負(fù)值中心位于250 hPa附近，可使300～200 hPa產(chǎn)生臭氧的堆積.此外，對(duì)于環(huán)流弱期在赤道附近整體上升運(yùn)動(dòng)趨勢(shì)要強(qiáng)于強(qiáng)期，可向10°N附近輸送更多氣流，使得阿拉伯海、孟加拉灣一帶200～100 hPa的臭氧隨環(huán)流的增強(qiáng)而減少.

圖13給出了冬季經(jīng)向環(huán)流強(qiáng)弱期緯向風(fēng)與垂直速度分別沿10°N 和30°N的合成剖面.在圖13（a）中105°E附近存在東西向氣流的交匯區(qū)，而在圖13（b）中東西向氣流交匯區(qū)則位于75°E，且在90°E附近對(duì)流層中層有上升氣流中心并有氣流向西輸送.在圖13（c）中的下沉趨勢(shì)較弱，因而經(jīng)向環(huán)流的減弱使伊朗高原、阿拉伯海對(duì)流層中高層的臭氧有增加趨勢(shì)，而在圖13（d）中100°E附近250 hPa以下存在下沉氣流的低值中心區(qū).經(jīng)向環(huán)流增強(qiáng)使中南半島、云貴高原對(duì)流層中高層表現(xiàn)為臭氧的減少趨勢(shì).

圖12 冬季緯向環(huán)流強(qiáng)弱期經(jīng)向風(fēng)與垂直速度分別沿70°E和100°E的經(jīng)向合成剖面Fig.12 The meridional synthesis section of meridional wind and vertical velocity along 70°E and 100°E, respectively, during the winter zonal circulation strength period

圖13 冬季經(jīng)向環(huán)流強(qiáng)弱期緯向風(fēng)與垂直運(yùn)速度分別沿10°N 和30°N的緯向合成剖面Fig.13 The zonal synthesis section of zonal wind and vertical velocity along 10°N and 30°N, respectively, during the winter meridional circulation strength period

4 結(jié)論

本文利用南亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的IWY和IMH，并在此基礎(chǔ)上定義了冬季季風(fēng)強(qiáng)度的ISAU和ISAV，探討了環(huán)流形勢(shì)異常對(duì)臭氧時(shí)空分布變化的影響特征，得出以下結(jié)論.

（1）南亞夏季風(fēng)環(huán)流增強(qiáng)時(shí)，伊朗高原和青藏高原700 hPa和300 hPa的臭氧含量增加，而70 hPa和30 hPa的臭氧含量減少.高原南側(cè)700 hPa的臭氧含量減少，70 hPa的臭氧含量增加.冬季緯向環(huán)流增強(qiáng)時(shí)，伊朗高原、青藏高原70 、100 hPa和300 hPa的臭氧含量增加.冬季經(jīng)向環(huán)流增強(qiáng)時(shí)，阿拉伯海的局部區(qū)域70、300 hPa和100 hPa的臭氧含量增加，而云貴高原的臭氧含量減少.

（2）南亞夏季風(fēng)環(huán)流增強(qiáng)對(duì)應(yīng)于青藏高原和伊朗高原以及高原南側(cè)區(qū)域的上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)，對(duì)臭氧的稀釋和輸送作用是造成對(duì)流層臭氧分布變化不同的原因.夏季風(fēng)強(qiáng)度與南亞高壓之間存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，進(jìn)而對(duì)平流層中低層70 hPa和30 hPa的臭氧變化產(chǎn)生影響.

（3）南亞冬季緯向環(huán)流弱期Hadley環(huán)流相較于強(qiáng)期南移了5個(gè)緯度，經(jīng)向環(huán)流在105°E附近呈現(xiàn)出東西向氣流的交匯區(qū)，而強(qiáng)期則在75°E附近存在東西向的交匯區(qū).冬季風(fēng)環(huán)流強(qiáng)弱期垂直運(yùn)動(dòng)的上升和下沉氣流中心的移動(dòng)以及南北向、東西向氣流交匯區(qū)的差異是造成臭氧分布變化不同的原因.