季风影响下的青藏高原上空甲烷、水汽及云的变化

熊效振, 张 莹, 陈良富, 占瑞芬, 李建平

(1.Riverside Technology Inc.&NOAA/NESDIS/STAR,USA(美国);2.中国科学院遥感应用研究所遥感科学国家重点实验室,北京100101;3.中国气象局上海台风研究所,上海 200030;4.中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学国家重点实验室,北京100029)

1 引言

夏季的青藏高原是一个重要热源,所引起的强对流输送,使来自孟加拉湾或阿拉伯海的水汽辐合到高原上空,一方面向东输送,对中国和东亚地区的降雨和水循环起重要调节作用。另一方面水汽向上传输,成为对流层上层水汽进入平流层的重要通道[1,2],对平流层水汽的收支以及对平流层臭氧的分布都具有重要的作用。青藏高原的强对流交换必将同时影响大气中的微量气体和颗粒物的输送,影响其在高原地区的分布。所以青藏高原对中国和东亚的天气与气候,以至全球气候有重要影响[3,4]。

由于高原地区地形复杂,环境条件恶劣,实际观测非常困难,站点稀少,尤其水汽及其它大气成分的垂直廓线的探测资料非常缺乏。近年来,随着卫星观测技术的发展,尤其是美国宇航局(NASA)发射的“EOS”系列卫星,提供了大量高原地区的观测资料。国内外利用这些资料对高原地区相关分析研究逐渐增多：比如,占瑞芬等[5]利用大气红外探测器(AIRS)资料对青藏高原地区对流层上层水汽变化特征进行了系统的分析研究,认为AIRS水汽反演资料与有限的实测资料能够很好的吻合,指出夏季(6月至9月)高原是一个高湿区,水汽最大值出现在8月;根据MOPPIT的反演资料发现夏季印度和中国南部上空CO浓度升高[6],同时根据MLS的反演资料也发现高原上空和中国西南部CO浓度升高[7];Xiong等[8]利用AIRS反演的CH4资料和模式模拟结果进行比较,详细地介绍了高原上空CH4浓度在夏季出现的高值及其与模式的差异。

在Xiong等[8]研究的基础上,进一步利用更长时间序列的AIRS反演资料分析了高原上空季风期间CH4的季节变化规律和趋势,同时分析了CH4浓度、水汽、云量、云顶高度和季风指数变化的关系,以便进一步了解季风对于水汽及其它大气成分的输送作用。

2 资料和方法

2.1 资料

所使用的资料主要有：

(1)CH4资料采用美国宇航局(NASA)Aqua卫星携带的大气红外传感器(AIRS)反演的对流层中上层的CH4浓度数据。Aqua卫星是美国宇航局(NASA)发射的第2颗“EOS”系列卫星,装载有AIRS和MODIS。AIRS在3.7-15.4μ m有2378个光谱通道,拥有极高的光谱分辨率,星下点分辨率为13.5km,结合先进的微波探测器(AMSU),可以在部分云的条件下对大气做精确的温、湿度廓线反演,并在此基础上反演CO2,CH4等气体成分。AIRS在2002年9月开始正常工作。利用NASA GES DISC第5版CH4浓度反演产品,采用了2003至2010年的200-300hPa的逐日数据,水平分辨率为1°×1°经纬度。CH4反演的详细介绍可参考文献[9]。

(2)云高和云量的资料采用Aqua卫星上的MODIS反演产品(版本5.1),分辨率为1km。

(3)鉴于AIRS甲烷反演所用的通道同时存在水汽和CH4的吸收,占瑞芬等[5]己对AIRS水汽资料进行料详细的分析,采用的水汽数据来自MODIS反演的版本5.1的水汽总量和700-300hPa资料。

上述AIRS资料和MODIS数据均来自GES DISC(Goddard Earth Sciences Data and Information Services Center)的网站(http ：//disc.gsfc.nasa.gov)。

(4)季风指数的计算采用李建平等提出的方法[10]。

2.2 季节周期的计算

使用如下六次多项式对多年的资料分别进行拟合：

其中,C0,C1,C2,C3,C4,C5和C6为常数,t为时间。

3 结果与讨论

3.1 高原上空CH4浓度、水汽和云在季风期间的变化及其与季风指数的关系

Xiong等[8]在文中详细地比较了AIRS观测的CH4和模式模拟的结果,指出高原地区CH4在7-9月显著增加。作为例子,图1为2006年8月对流层高层CH4的分布及相应的对流层中高层的水汽分布。为了与Xiong等保持一致,文中分析的高原地区的参数的变化均是以图1方框所选区域的平均值为代表。由于季风的作用,方框南部存在水汽(WV)高值区,方框左上部分的CH4浓度明显高于其它地方。

从图2显示的青藏高原上空(以图1方框内的区域为代表)的季风指数与160-260hPa高度的CH4浓度,云量、云顶高度、水汽总量及高层水汽含量(300-700hPa)的多年的变化来看,伴随夏季季风指数的增加,云量和水汽含量(总量及高层水汽)每年都相应增加(几乎同相位),云顶高度增高。同时对流层上部CH4浓度也在在9月1日附近出现高值。占瑞芬等[5]利用AIRS红外探测器观测资料对高原地区的对流层上层水汽作了详细的分析,指出夏季(6-9月)高原是一个高湿区,水汽最大值出现在8月份,与这里利用MODIS资料得到的结果是一致的。

为更好地反映各参数的季节变化差异,尤其是位相差异,图3为利用六次多项式对多年资料拟合得到的上述各参数的季节变化。为了方便比较,图中各参数经过归一化处理。可以看出,水汽总量从3-4月开始逐渐增加,但高原对流层上层水汽4-5月份才开始明显增加;同时,在水汽总量的上升阶段及9月开始的下降阶段,对流层上层水汽降低的速度比水汽总量快。7月份云顶高度最高,云量和对流层上层水汽在7月底达到最大值,水汽总量的最大值略有滞后。对流层上层水汽、云高和云量的极值维持的时间较短,基本上不足两个月,水汽总量维持高值的时间则较长,约3个月。

图1 季风期间青藏高原上空300-700hPa的水汽(WV)和160-260hPa的甲烷(CH4)的分布(方框标示的区域为选中的分析区域)

图2 2003-2010年青藏高原上空(图1方框区间内)甲烷,云量,云顶高度,水汽总量,300-700hPa的水汽量的变化,及与季风指数比较。

由于6-7月高原地面对大气的不断加热引起高原对流旺盛,从而将四周抽吸来的水汽向上传输,水汽输送到一定高度,导致云的形成和降雨,所以对流层上层的水汽、云量和云高与季风指数在夏季密切相关,它们的极值标志着6-7月高原上的强对流作用和有效输送。对流层上层CH4浓度4月底至5月初最小,6-7月随着高原上的强对流输送开始明显增加,CH4浓度最大值出现在8月底至9月初,比季风指数的峰值晚约1个月。也就是说,尽管8月以后季风指数及云量开始下降,大气对流运动向上的输送有所减弱,但依然存在强劲的输送。CH4作为长寿命气体,在高层能够继续积聚,高值维持的时间约一个月。当然CH4的积累和高值的维持离不开高度在100-150hPa的反气旋的阻塞,使输送到高原上空的CH4不能马上扩散,同时高层的光化学破坏作用大大低于地表。而水汽则如占瑞芬等[5]利用AIRS资料的分析所示,高原地区对流层上层水汽存在主要周期为10-20天和30-60天的低频振荡,前者主要呈现纬向东传的特征,并且这种传播可以越过高原进入我国江淮流域上空;而30-60天低频振荡主要表现为高原局地南传现象,其湿位相振荡中心随时间的变化与南亚(青藏)高压的季节演变进程一致。低频尺度上高原热源变化可能激发出相应的高空低频环流和对流异常,从而引起对流层上层加湿或变干。

从高原上空CH4浓度夏季的升高与季风指数,云、水汽的相关可以进一步看出高原夏季的强对流输送是CH4升高的主要原因之一。考虑到AIRS是一种红外遥感探测器,在CH4反演时所用的通道与水汽吸收线有重叠,因此仪器和反演误差也可能是导致观测到的CH4高值的原因。不过,AIRS所观测的CH4浓度从6月到9月的增加幅度约为100ppb,远远高于Xiong等[9]给出的AIRS的仪器和反演误差;同时CH4增加的位相与水汽变化的位相不完全同步,也排除了反演过程中水汽的误差导致观测到的CH4高值的可能性。更重要的是,利用多年的飞机观测资料,Schuck等[11]发现11-12km高空飞机观测的CH4浓度从6月份开始增加,8-9月达到高值,而且增加的幅度也是100pbv,与AIRS的观测在出现的时间上和幅度上都非常一致。中国瓦里关本底站的观测也显示出夏季CH4的增加。由于瓦里关站的海拔高度在3810m,除了附近地表源夏季排放增加的影响外,与高原上空向上的动力输送是分不开的[12]。

有意思的是,CH4的上升与下降是不对称的,上升相对缓慢,而高值的消失则很快。从图2可以看出,CH4的下降与季风指数的降低和水汽总量的降低吻合得很好,当季风指数下降到1.0时CH4快速下降。Fasullo和Webster[13]分析给出季风消退的时间是9月的第一个星期,前后变动约一周。从时间上看,CH4峰值快速消失的时间与季风减退的时间吻合得更好。在这个意义上,随着卫星观测的增多和反演精度的提高,或许可以利用高原上空CH4的作为一种示踪气体来研究季风的减退和高原上空强大的反气旋的动力变化。

图3 青藏高原上空甲烷、云量、云顶高度、水汽总量和对流层上层水汽(300-700hPa)及季风指数经多项式拟合得到的季节变化(图中的曲线均经过归一化处理)

3.2 2003年以来高原上空夏季CH4浓度、云、水汽的年季变化

考虑到CH4的高值滞后于季风指数、云及水汽的峰值,利用夏季(6-9月)的平均值来比较它们的年际变化,如图4所示。就2003至2010年有限的资料来看,高原地区存在云量略为减少、云顶增高的趋势,水汽总量和对流层中上层水汽亦减少,但水汽总量的相位与云的相位相反。特别需要指出的是,在2007年CH4全球很多地方发现地表CH4浓度异常增加[14],在当年夏季高原地区CH4并没有发现增加,但在2008年夏季到来之前及夏季季风期间清楚可见CH4浓度的增加(见图2),在其它地区的遥感观测资料中也有相似的发现[15]。同2007年相比,2008年夏季云量有少量增加,云顶高度略有增高,但水汽总量、高层水汽和季风指数却减少。所以,2008年的高原上空CH4的增多可能主要归功于2007年浓度的增加和2008年季风期间地表排放的可能增多。

为了了解甲烷的地表排放对高原上空CH4的影响,Xiong等[8]的论文中比较了模式模拟地表排放增加50%时,高原上空甲烷浓度的增加量,结果显示对流层上层(300hPa)的CH4另外增加约8-9%。这个结果说明在季风期间高原上空CH4浓度的增加部分来自地表排放的影响,但更多的是夏季强对流输送的作用。由此可见2008年高原地区CH4浓度的显著增加可能来自夏季季风到来之前大气基准浓度增加和由此导致的输送贡献的增加的双重贡献。

4 结论

利用高原地区AIRS反演的CH4和MODIS反演的水汽、云高云量资料,分析了2003年以来这些参数的季节变化和变化趋势及其与季风指数的关系,着重探讨夏季风期间(6-9月)的变化特征。结果表明：

(1)伴随高原地区夏季的强对流输送和季风指数的增加,云量增加,云顶高度抬升,水汽总量及对流层上层水汽也明显增加。它们的增加与季风指数的变化几乎同步。从近8年的有限的资料来看,高原地区存在云量略微减少,云顶增高,水汽减少的趋势。

(2)伴随高原地区夏季的强对流输送和季风指数的增加,CH4浓度在夏季也明显增加,最大值出现在8月底至9月初。与季风指数、云量、云顶高度、水汽总量及对流层上层水汽相比,CH4峰值落后差不多1个月。由此说明,动力输送和反气旋的阻塞导致CH4的积累是高值形成的主要原因。

(3)2007年全球地表CH4浓度增加,而在高原地区2008年观测到CH4的显著增加。2008年增加的主要原因可能是2007年CH4增加导致2008年对流输送的大气基准浓度增加的结果。

图4 2003-2010年青藏高原上空夏季甲烷、云量、云顶高度、水汽总量和对流层上层水汽(300-700hPa)及季风指数的变化趋势

夏季高原CH4的增多与季风期间强对流输送导致的云量和降水的增加的相关,尤其是CH4峰值快速消失的时间与季风减退的时间相吻合,说明随着卫星观测的增多和反演精度的提高,或许可以利用高原上空的CH4作为一种示踪气体来研究季风的减退和高原上空强大反气旋的动力变化。但是由于目前高原地区卫星观测的CH4资料缺乏足够的定标验证,同时仪器噪声、云的大量存在加大了红外探测器的反演难度和误差,利用卫星反演的CH4作为一种示踪气体来研究季风和高原上空强大反气旋的动力变化还有待资料精度和卫星技术的提高。

致谢：AIRS and MODIS data were produced with the Giovanni online data system,developed and maintained by the NASA GES DISC.The views,opinions,and findings contained in this paper are those of the authors and should not be construed as an official National Oceanic and Atmospheric Administration or U.S.Government position,policy,or decision.

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