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臭氧探测器观测到的切断低压对长春上空对流层上部

和平流层下部臭氧的影响

Yushan SONG, Daren LU, Qian LI, Jianchun BIAN,

Xue WU, and Dan LI

¹大气物理研究所中层大气与全球环境观测重点实验室，中国科学院，北京 100029

²中国科学院大学，北京 100049

摘要：在2010年至2013年的夏季，由大气物理研究所在中国长春（43.53°N，125.13°E）进行了臭氧垂直结构的观测。对89个有效臭氧廓线的分析表明，长春的切断低压（COL）引起了上对流层和下平流层（UTLS）的臭氧浓度变化。在COL事件期间，观察到臭氧浓度的增加和较低的对流层顶高度。使用后向轨迹模型模拟显示，COL带来的富含臭氧的气团来自西伯利亚。一个案例研究证明了COL中发生了平流层 - 对流层交换（STE）。从平流层输送到对流层的富含臭氧的空气质量首先变得不稳定，然后释放其高臭氧浓度。这个过程通常发生在COL的衰变阶段。为了理解COLs对UTLS中臭氧的影响，统计分析了位于COLs区域及其他区域的臭氧廓线。结果表明，在对流层顶上下4公里之间，COL-in廓线的臭氧浓度明显高于其他区域的臭氧浓度。COLs使UTLS臭氧柱浓度平均增加32％。同时，COLs将递减率（LRT）定义的对流层顶和动力学对流层顶高度分别降低1.4和1.7 km，并造成对流层顶以上的大气不稳定。COL的影响是持久的，因为在COL经过长春一天后，臭氧浓度的增加持续了至少一天。此外，LRT高度与低平流层（LS）臭氧柱浓度之间的相关系数为-0.62，这意味着COL强度与LS臭氧浓度之间存在正相关关系。

关键词：臭氧探空仪，切断低压，对流层上层，平流层下层，对流层顶

1. 引言

上对流层和下平流层（UTLS）是对流层与平流层之间的过渡区域（Bian，2009； Gettelman et al.，2011）。由该地区的平流层 - 对流层交换（STE）控制的臭氧在辐射平衡和全球气候变化中起着重要作用（IPCC，1996）。Brewer-Dobson环流控制全球范围内的STE，其中包括通过热带地区的对流层顶向上输送和在外热带地区向下输送（Brewer，1949）。此外，还有一些显著的促成STE的机制，包括热带积云对流，阻塞高压，切断低压和对流层顶折叠（Holton，1990）。

切断低压（COL）是位于对流层中上部的低压，与西风相隔离。它们移动缓慢，通常在一个区域停留数天，并且会导致恶劣天气（Gimeno et al.，2007）。COL在天气图中为闭合的等压线及冷中心或冷槽，以及等压面上的位势涡度高值（PV）中心（Hoskins et al.，1985）。正如Nieto等人（2005）提出，COL的完整生命史包括四个阶段：（1）高空槽阶段：槽在200 hPa形成并发展，且温度场落后于位势场。（2）分离阶段：槽加深并从经向流中分离，流入南部地区的空气从主流中切断。（3）切断阶段：切断过程完成。COL更加明显。（4）最后阶段：上层低压最终并入西风带。COL从极地到亚热带和热带地区的高PV移动通常表明极地冷的平流层空气可能侵入对流层。在COL过程中，主要有三种可以将平流层空气输送到对流层的机制（Price and Vaughan，1993）：（1）对流入侵（例如，Gouget et al.，2000）;（2）与急流相关的湍流引起的入侵（例如，Pan等，2007）;（3）COL侧翼附近的对流层顶折叠（例如，Gouget et al.，2000）。该系统降低了对流层顶，最终可能导致平流层向对流层输送（STT）（Wirth，1995）。由于PV在绝热和无摩擦过程中是保守的，因此可以选择某个PV值作为动力学对流层顶（DT）的定义（Hoskins et al.，1985）。

臭氧以其在平流层中的高浓度和从平流层到对流层的浓度急剧下降而众所周知。这使得臭氧成为研究COL中STE的有效示踪物质（Yates et al.，2013）。STE控制外热带中的对流层上层臭氧（Pan et al.，2004）。一些STE事件甚至可能导致地表高臭氧浓度并影响空气质量（Lefohn et al.，2011; Lin et al.，2012）。Chen等人（2014）使用WRF模式来模拟COL生命周期中的STE过程。在COL的发展过程中，使用诊断公式计算越过对流层顶的质量通量（水平和垂直运输）。他们发现，在COL的整个生命周期中，水平输送的影响主要是STT，而垂直输送可归因于对流层 - 平流层输送（TST）。槽的西侧和移动中的COL的STE由STT主导，槽的东侧的STE由TST主导。COL引起的净质量输送是STT。Liu等人（2013）使用卫星臭氧数据以及再分析数据来研究平流层入侵对COL期间臭氧柱浓度和臭氧廓线的影响，表明COL后部存在平流层入侵。

臭氧数据可以从卫星，激光雷达，臭氧探空仪和飞机测量以及再分析数据中获得。再分析数据在以前的STE研究中经常使用，特别是在基于模型的研究中（Yang和Lu，2003；Zhang et al.，2010；Liu et al.，2013；Chen et al.，2014）。卫星观测是STE研究的另一个数据来源（Barre et al.，2012; Liu et al.，2013）。但是，臭氧观测的垂直分辨率和准确度（特别是在对流层中）仍需要进一步改进。因此，臭氧测量仪和飞机测量具有很高的价值，因为它们具有更精细的垂直分辨率和更好的质量，因此通常用于评估卫星数据（Bian et al.，2007; Pittman et al.，2009）和模型性能（Logan，1999a、1999b；Tilmes et al.，2012）。多年来，在某些地点定期进行了一些臭氧测量仪和飞机的观测（Kim和Lee，2010；Ganguly和Tzanis，2011；Srivastava et al.，2012；Wang et al.，2012），而另一些则在一个或多个地点停留数天或数月，有时与飞机和激光雷达测量相结合（Oltmans et al.，1996；Kuang et al.，2012；Ojha et al.，2014）。得益于UTLS中臭氧廓线的高分辨率，臭氧探空仪数据非常有助于分析STE在对流层臭氧变化中的作用（Ganguly和Tzanis，2011；Ojha et al.，2014），并描述了平流层入侵的过程（Li et al.，2015）。然而，由于缺乏STE的统计研究数据，臭氧探测器数据经常用于案例研究分析（Oltmans et al.，1996；Cui et al.，2004；Li et al.，2015）。

中国科学院大气物理研究所（IAP）中层大气与全球环境观测重点实验室在中国2010-2013年夏天，使用在IAP开发的臭氧探空仪进行了对长春的现场调查（43.53°N，125.13°E）。长春位于中国东北部，夏季经常出现COL（Hu et al.，2010）。每年6月左右的观测会持续约一个月。在每年观测期间，捕捉到几个COL，并且已经发表了基于该数据集的许多案例研究（Chen et al.人，2014；Li et al.，2015），主要讨论了在2010年6月19日至23日期间发生的COL在不同阶段发生的STE过程。受益于该数据集，存在统计研究COL对臭氧垂直分布的影响的可能性，得出比通过个案研究更实际更一般的结论。因此，本文研究长春臭氧浓度的垂直分布。第2部分描述使用的数据和方法。第3部分通过个例研究和统计分析讨论臭氧浓度的变化及其对COL的响应。最后，第4部分为结论。

2. 数据和方法

2.1 臭氧探测器测量

在观测期间，IAP每天在大约1400 LST（当地太阳时）发射装有臭氧探空仪和无线电探空仪的气球。在0000 LST附近也进行了一些测量。观测时间分别为2010年5月26日至6月26日，2011年6月1日至30日，2012年6月9日至7月15日，以及2013年5月28日至6月30日，同时获得了除臭氧外其他参数包括温度，相对湿度，风速和风向等。

2010年至2012年观测期间采用的仪器是由IAP开发的单室全球定位系统臭氧探空仪传感器（GPSO3）（Wang et al.，2004a，2004b；Xuan et al.，2004）。GPSO3是一种电化学传感器，类似于电化学浓缩池（ECC）臭氧探空仪（Komhyr et al.，1995）。2001年，GPSO3和维萨拉ECC传感器的并行观测在北京进行（Xuan et al.，2004）。结果表明，GPSO3的性能类似于维萨拉传感器。GPSO3和维萨拉ECC传感器配置文件之间的相关系数为0.988。同时，GPSO3和Dobson臭氧谱仪测量的大气臭氧总量比率平均为1.0588。作者得出结论，GPSO3传感器是可靠的。在2005年进行再次进行了GPSO3和维萨拉ECC传感器的并行发射，比较显示，来自GPSO3传感器的UTLS区域的臭氧变化与维萨拉ECC传感器的臭氧变化一致（Bian et al.，2007）。我们根据Xuan等人（2004）指出的GPSO3臭氧探空仪的泵效率系数修订了2010-12的臭氧廓线。2013年，单室传感器升级为双室类型，称为“IAP臭氧探测器”（Zhang et al.，2014a）。初步验证表明，IAP和维萨拉臭氧廓线的相对差异为4.9%（Zhang et al.，2014b）。

本研究的重点是UTLS中臭氧浓度的变化。由于一些意想不到的情况，例如气球爆裂太早，电化学电池的电极扩散，以及进入雷云时信号丢失，一些臭氧分布在UTLS中是不完整的。因此，只选择那些在UTLS中包含完整臭氧信息的廓线（在本研究中定义为对流层顶下4公里到对流层顶上4公里）。因此，有效廓线的数量在2010年为28个，2011年为33个，2012年为28个。

2.2 方法

COLs通常在500 hPa、300 hPa或200 hPa上（Kentarchos和Davies，1998年；Yang and Lu，2003年；Hu et al.，2010年）被检测为闭合的位势等值线。中国东北部500 hPa上的COL被称为“东北冷涡”，可以导致地表恶劣天气（Sun et al.，1994年）。200 hPa高度在对流层顶附近，是STE过程的关键诊断层。在这里，根据89个臭氧廓线的时间，我们在500 hPa、300 hPa、250 hPa和200 hPa下检测到COLs。我们分析了欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的Interim再分析资料 （ERA-Interim），水平分辨率为0.25°times;0.25°，时间分辨率为每天四次（0200、0800、1400、2000 LST），以检测天气图中的COLs。通过识别位势高度闭合曲线来判断COL是否存在。为了检测臭氧浓度在UTLS中的影响，臭氧廓线在一定程度上根据COL分为两种类型：COL中的廓线和其他（普通）廓线（见第3.3节）。

为了追寻COL中空气团的来源，我们使用Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory（HYSPLIT）模型（Draxler和Rolph，2003）和NOAA/NCEP全球数据同化1°times;1°数据集，来估算两例长春气团的后向轨迹。

在以前的研究中，对流层顶有多种定义，如热力学定义（WMO，1957）、动力学定义（Danielsenv，1987）和臭氧定义（Bethan et al.，1996）。由一定的PV值定义的DT被视为绝热和无摩擦过程中的物质面，这使得它成为研究STE的一个很好的选择（Hoskins et al.，1985年；bian，2009年）。然而，在这种情况下，根据再分析数据计算的DT可能与从探测器数据计算的DT不匹配，因为它们之间的分辨率存在巨大差距。在我们的研究中，球载无线电探空仪同时可以测量温度。根据温度曲线计算的热对流层顶将与观察到的臭氧很好地吻合并精确地揭示空气静态稳定性的状况。潘等（2004）指出，外热带对流层顶是一个以热力学对流层顶为中心的过渡层，这意味着热力学对流层顶可以从化学角度粗略地区分对流层和平流层。本文基于无线电探空仪测温仪（WMO，1957），计算了对流层温度递减率（LRT）。温度下降速率下降到2°Ckm^-1的最低高度，而在距下对流层顶2公里以上的任何温度点的温度下降率不应超过2°C km^-1。为避免边界层逆转，对流层顶高度应在500 hPa以上计算（homeyer et al.，2010年）。如果在第一个对流层顶上某一特定高度上，在该水平面上1公里以内的任何水平的失效率超过3°C km^-1，则可以通过使用第一个对流层顶的标准在高于该特定水平的海拔高度计算第二个对流层顶。为了尽量减少对流层顶计算中的温度离散化诱导噪音，采用了100 m温度系数采样（Homeyer et al.，2010年）。我们将第一个高度大于15公里的廓线确定为热带廓线，其他为副热带廓线（Randel et al.，2007年）。

使用来自ERA-Interim数据集的PV数据计算DT。1000 hPa和1 hPa之间的高度分为37层。Bourqui（2006）计算了在具有DT定义的COL事件中的STE为1.5至5 PVU，表明在COL衰减阶段期间的STT模式仅在DT的PV值小于4PVU时发生。我们应用了1,1.5,2,2.5,3,3.5和4个PVU来计算DT（图形未显示）。结果发现3.5 PVU DT与LRT对流层顶一致（见3.1节）。因此，我们选择3.5 PVU等值面作为DT提供平均值和标准偏差以比较来自不同组的臭氧廓线。还计算了臭氧的概率分布函数（PDF），以表征臭氧分布。此外，我们应用Hellinger距离（Nikulin，2001; Tilmes et al.，2012）来描述两个分布

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