南亚季风环流与臭氧时空分布变化关系的特征分析

余 珂，朱 珠，柴文咪，王卫国，王颢樾**

(1.云南省气象台，云南 昆明 650034；2.云南大学 地球科学学院 大气科学系，云南 昆明 650504)

大气臭氧是气候与环境系统中极为重要的成分[1-2]，平流层中臭氧吸收太阳紫外辐射加热大气且是地球生命的保护伞，但在对流层和近地层中臭氧是重要的温室气体及污染物.臭氧变化不仅受自然过程影响，人类活动也是改变其分布状态和变化趋势的外强迫源[3-5].臭氧时空分布变化的差异性受物理和化学过程控制的不同[6]，同时受不同区域(地区)大气环境条件以及地理位置的差异影响[7]，这是由于太阳辐射和大气环流以及气温与湿度及风向风速等诸多气象因子的变化存在着显著的区域及季节的差异性特征[8-9].因此，对臭氧时空分布变化的研究显得十分必要且具有重要的科学意义.

臭氧柱总量与垂直分布都具有随季节和纬度变化的明显特征[10].研究表明，臭氧分布与季风环流的动力输送过程密切相关[11-12]，季风及其异常是气候异常和全球变化的重要组成部分，东亚、东南亚和南亚地区是典型的亚洲季风区[13].南亚地区位于喜马拉雅山脉和印度洋之间，地形复杂，南亚季风作为亚洲季风的重要气候系统，其变化和异常不仅对南亚的天气气候产生重要影响，对亚洲乃至全球的天气气候也具有影响[14-16].周任君等[17]指出，在青藏高原臭氧低值中心偏强年的冬季和次年春季，中国大部分地区的冬季风偏弱，使得绝大部分地区地面气温偏高，反之亦然.通过卫星数据分析和数值模拟表明夏季印度平流层低层的平均臭氧质量浓度受南亚夏季风强度的控制[18].此外，臭氧层消耗将影响平流层对辐射的吸收，进而导致到达地面的太阳紫外辐射增强，从而引起大气环流的改变[19-20].迄今为止，许多学者对大气臭氧与季风关系的研究多集中于东亚和青藏高原或集中在南亚的对流层中，而对南亚-东南亚季风与臭氧关系的研究较少，本文将对南亚季风与南亚-东南亚不同高度层臭氧体积浓度变化的联系特征展开探讨分析.

1 数据与方法

臭氧资料选用美国国家航空航天局（NASA）于2004年7月15日发射的Aura地球观测系统卫星携带的臭氧监测仪（Ozone Monitoring Instrument,OMI）传感器观测的臭氧柱总量和臭氧廓线数据集.卫星轨道扫描幅为2 600 km，水平空间分辨率为13 km×24 km，垂直分辨率为6 km，可实现1 d覆盖全球1次[21-22].为了便于分析，利用Matlab软件将臭氧轨道数据处理为1°×1°格点在不同等压面上的月平均臭氧垂直分布数据.选取时段为2005年1月至2017年12月，空间范围为南亚区域（0°～40°N，60°～110°E）.同时，利用NCEP/NCAR再分析月平均气象资料集，包括不同等压面的位势高度场，垂直速度场，纬向及经向风场等，数据的水平分辨率为2.5°×2.5°.本文地图绘制均来源于NCL（NCAR Command Language）官网（http://www.ncl.ucar.edu/）.

将南亚季风划分为4个时期[23]，1—2月冬季风盛行期，3—5月冬季风向夏季风的转换期，6—9月夏季风盛行期，10—12月夏季风向冬季风的转换期.6—9月夏季风采用纬向环流指数（IWY）和经向环流指数（IMH）表示[24-25]，其定义分别为0°～20°N，40°～110°E区域内200 hPa与850 hPa纬向风的切变和10°～30°N，70°～110°E区域200 hPa和850 hPa经向风的切变.由于没有统一的南亚冬季风环流指数定义，我们参照李琳等[15]的定义方法，选取5°～22.5°N，65°～95°E（10°～25°N，72.5°～110°E）区域内850 hPa与200 hPa纬向（经向）风切变定义了冬季纬向(经向)环流指数ISAU（ISAV）.取季风环流指数距平值大（小）于一倍标准差定义为季风环流强（弱）月，表1给出了2005—2017年南亚夏季风和冬季风盛行期季风环流强弱变化的统计结果.

表1 2005—2017年南亚夏季风和冬季风盛行期季风环流强弱变化的统计结果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

本文采用相关分析、合成差异分析和奇异值分解（Singular Value Decomposition, SVD）等方法，探讨冬夏季季风盛行期的臭氧分布变化特征，以期获得南亚季风环流对臭氧时空分布变化联系特征的认识.

2 结果与分析

图1是2005年1月—2017年12月南亚地区月平均臭氧柱总量时间序列的变化特征.由图1可知，臭氧柱总量除具有明显的季节变化外，从2005年开始呈现上升趋势，但在2015年以后略有下降.

图2给出了2005—2017年夏季和冬季纬向和经向环流指数强弱分布的时间变化.通过对冬季风盛行期的验证分析发现，多年平均的环流形势在850 hPa和200 hPa同样存在明显的反向趋势，并与夏季风相一致.

图1 2005年1月—2017年12月南亚地区月平均臭氧柱总量的时间变化Fig.1 Temporal variation of ozone column concentration in South Asia from January 2005 to December 2017

图2 2005—2017年夏季和冬季纬向与经向环流指数的强弱变化Fig.2 Distribution of zonal and meridional circulation index strength in summer and winter from 2005 to 2017

图3 夏季700～30 hPa高度层臭氧分别与IWY和IMH相关系数的空间分布变化（阴影区通过了99%的显著性检验）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 相关性分析为了获取南亚季风环流强弱变化对不同等压面臭氧异常变化的特征，通过计算各高度（等压面）层臭氧含量与季风环流指数月时间序列的相关系数分布，选取相关系数分布显著的高度层作为典型相关高度层.图3和图4分别是夏季风与冬季风盛行期不同高度（典型相关）层臭氧含量与季风环流指数的相关系数空间分布变化.夏季IWY与IMH间存在显著的相关，相关系数为0.69，通过了99%的显著性检验.在图3中夏季2种环流指数与各等压面臭氧的显著相关区域较为一致且均呈现带状分布.在对流层中，伊朗高原和青藏高原的臭氧与季风环流指数呈显著正相关，平流层内则呈显著负相关.在青藏高原南侧，对流层中臭氧与季风环流指数为显著负相关，而平流层主要呈现正相关.

在图4中冬季不同等压面臭氧与ISAU的相关同样呈带状分布，而与ISAV则为块状分布.不同等压面臭氧与环流指数的显著相关从300 hPa建立且向上逐渐增强，但到30 hPa开始减弱，而在3 hPa相关性又有重新建立的趋势(图略).在70 hPa上，ISAU与臭氧的相关最为显著，伊朗高原-青藏高原一带呈明显的正相关，阿拉伯海-孟加拉湾为负相关.ISAV与臭氧在中南半岛及其以北区域呈明显的负相关，而在阿拉伯海为正相关.

2.2 合成差异分析从图2和图3可知，IWY和IMH对于衡量南亚夏季风环流强度具有很好的一致性.为此，在图5中仅给出了夏季风纬向环流强弱期对应于不同等压面臭氧差值合成的空间差异分布.由图5分析发现，当夏季风增强时，在700 hPa和300 hPa中25°N以北的伊朗高原-青藏高原臭氧总量显著增加，而以南区域的臭氧总量明显减少.25°N以北的伊朗高原-青藏高原区域，臭氧总量在70 hPa和30 hPa高度上明显减少，而在70 hPa的以南区域臭氧显著增加.

图6给出了冬季环流强弱期对应于不同等压面臭氧差值合成的空间差异分布.由图6分析可知，纬向环流的增强利于青藏高原臭氧柱总量增加，且在70 hPa最为显著；经向环流越强则中南半岛及其以北区域的臭氧越偏少，且在30 hPa的高度层减少，最大可达到11 DU，在阿拉伯海的部分区域则表现为臭氧增多且30 hPa可增多3 DU.

图4 冬季300～30 hPa高度层臭氧分别与ISAU和ISAV相关系数的空间分布变化（阴影区为通过了95%的显著性检验）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%)

图5 夏季700～30 hPa纬向环流强弱期臭氧差值合成的空间分布变化（阴影区通过了95%的显著性检验）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%)

图6 冬季300～30 hPa纬向环流强弱期和经向环流强弱期臭氧差值合成的空间分布变化（阴影区通过了90%的显著性检验）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分解为了全面分析季风环流场与臭氧场的空间相关特征，利用奇异值分解（SVD）对2个时间序列场进行探讨.SVD分解的异性相关系数分布型可代表两变量场相互关系的分布结构，显著相关区域可作为两变量场相互作用的关键区[26].夏季风环流场选取IWY定义区域的200 hPa与850 hPa纬向风差值场，由于冬季风纬向与经向环流存在差异性，冬季风环流场选用ISAU（ISAV）定义区域的200 hPa与850 hPa纬向（经向）风差值场，将标准化的臭氧场和夏季/冬季风环流场分别作为左场与右场进行SVD分析.夏季风环流场分别与700、300、70 hPa和30 hPa臭氧场SVD分解的第1模态方差贡献率分别为49.8%、45.7%、65.5%和37.5%.冬季风纬向（经向）环流场与300、100、70 hPa和30 hPa臭氧场SVD分解的第1模态方差贡献率分别为34.5%、39.2%、36.3%和39.8%（32.1%、39.1%、40.9%和37.9%）.总体的相关系数均通过了99%的显著性检验，由于SVD的第1模态能体现环流场与臭氧场之间相互关系的关键区且与合成分析的结果接近，在此仅选取第1模态进行分析.

图7是夏季风环流场与臭氧场SVD第1模态异性相关系数场.由图7可看到，当差值风场大范围增强时，对应700 hPa上伊朗高原东部的臭氧增加，青藏高原南侧区域臭氧减少.在300 hPa上伊朗高原-青藏高原的臭氧增加，高原以南较低纬度区域的臭氧减少.70 hPa上臭氧变化与300 hPa存在相反趋势，当差值风场大范围（5°N以北区域）增强时，青藏高原上的臭氧减少，高原南侧（24°N以南区域）的臭氧增加.30 hPa上的臭氧变化与差值风场的相关较弱，当马尔代夫附近差值风场增强时，对应青藏高原上空的臭氧减少，这与之前的分析结果相一致.

图8是冬季风纬向环流场与臭氧场SVD第1模态异性相关场.由图8分析可知，差值风场显著增强时300 hPa上孟加拉湾一带臭氧减少，伊朗高原以南、青藏高原南部、中南半岛臭氧增多.对于100 hPa和70 hPa（与100 hPa分布一致，图略），当差值风场在20°N以北显著减弱时，青藏高原和伊朗高原南部，以及阿拉伯海、孟加拉湾和中南半岛以南臭氧增多，云贵高原和中南半岛臭氧减少.差值风场在15°N以北增强显著时，30 hPa对应南亚30°N附近臭氧增多，10°N附近臭氧减少.总体趋势为纬向环流差值风场增强导致云贵高原、中南半岛以及30°N附近的臭氧含量增加，阿拉伯海和孟加拉湾以及10°N附近臭氧含量减少，且在100 hPa和70 hPa尤为显著.

图7 夏季纬向风差值场与臭氧场SVD第1模态异性相关场（阴影区通过了99%的显著性检验）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%)

图9是冬季风经向环流场与臭氧场SVD第1模态异性相关场.对于300 hPa和100 hPa（图略），在青藏高原以南区域的差值风场减弱对应伊朗高原及其阿拉伯海臭氧减少，云贵高原和中南半岛臭氧增多.在70 hPa和30 hPa（图略）上青藏高原以南区域差值风场增强对应伊朗高原以及阿拉伯海臭氧增多，云贵高原和中南半岛臭氧减少.总体趋势东西差异较大，主要表现在70°E和100°E呈现明显的相反趋势.

图8 冬季纬向差值风场与臭氧场SVD第1模态异性相关场（阴影区通过了95%的显著性检验）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%)

图9 冬季经向差值风场与臭氧场SVD第1模态异性相关场（阴影区通过了95%的显著性检验）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 夏季风盛行期臭氧的分布由于南亚夏季风的强弱变化与不同高度层臭氧的显著相关区域均呈现出一致的纬向分布，因此考虑到经向环流对臭氧的输送作用，将夏季风强弱期1 000～100 hPa等压面以及60°S～60°N，60°～110°E范围内的经向风分量和垂直速度进行合成，得到纬向平均的经向环流图（图10）.可以看到，夏季风弱（强）期对应于伊朗高原和青藏高原南侧15°～25°N区域的上升运动存在减弱（增强）趋势.青藏高原的上升运动随高度减弱可使臭氧在700～500 hPa间产生堆积，导致对应于700 hPa和300 hPa上的臭氧有所增加，且在300 hPa上的臭氧增加最为明显.上升运动增强可对对流层臭氧体积浓度起到稀释作用，使青藏高原南侧700 hPa的臭氧减少.在300 hPa上由于存在北风分量，可将高原南侧稀释后的臭氧向南输送，使较低纬度地区300 hPa的臭氧减少.

图10 夏季风强弱期经向风分量和垂直速度在60°～110°E纬向平均的合成剖面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 南亚高压的影响南亚夏季风增强可导致高原南侧和高原的上升运动加强，同时考虑到平流层臭氧变化与南亚高压有关.利用张琼等[27]对南亚高压强度的定义，将100 hPa位势高度上所有格点大于1 660 gpm与等于1 660 gpm的位势高度值相减，它们的差值总和表示为高压强度，记为南亚高压强度指数（ISAH）.南亚高压6—9月主要活动于青藏高原和伊朗高原上空，因此计算ISAH时仅考虑28°～40°N，45°～105°E上空的区域.图11是2005—2017年6—9月标准化的ISAH时间序列，可以看出ISAH在7—8月较强而6月和9月较弱，这与夏季风指数的变化相一致.计算得到的ISAH与IWY的相关系数为0.59，远超99%的显著性检验.即：当南亚夏季风增强时，南亚高压的强度也同时增强.

夏季南亚高压增强时，120～30 hPa的上升气流加强且在80～60 hPa的增强最大[28].上升运动可将对流层高层和平流层低层臭氧质量浓度较低的空气向上输送，使平流层中低层特别是80～60 hPa的臭氧含量降低.上升运动的增强可能导致辐散增强，使南亚高压周边平流层中低层的臭氧增加.由此可见，高原上空70 hPa和30 hPa的臭氧含量与南亚夏季风强弱变化呈现负相关关系.这是由于季风增强时120～30 hPa的上升气流增强对臭氧的稀释作用（70 hPa的稀释作用比30 hPa明显）.在高原以南区域70 hPa对应的臭氧与季风强弱变化呈正相关，则是因为季风增强对应高原120～30 hPa的上升气流增强可能导致辐散增强，使高原周边区域臭氧增加.在30 hPa的高原以南区域则无显著的相关性，可能是因为季风增强时120～30 hPa的上升运动增强的幅度较弱.

3.3 冬季风盛行期臭氧的分布冬季纬向（经向）环流强弱期在同一纬度（经度）的东西（南北）方向上差异较大.为此，分别选择两个不同经度（70°E与100°E）和两个不同纬度（10°N 与30°N）的经向与纬向风切变及垂直速度的剖面进行合成分析.图12是纬向环流强弱期的经向风和垂直速度分别沿70°E和100°E的经向合成剖面.在图12（a）～（b）中，70°E剖面的Hadley环流中心分别位于2.5°S和2.5°N附近.环流弱期的Hadley环流相对于强期向南移动了5个纬度，在25°～30°N附近的下沉气流较强，造成对流层上层臭氧的向下输送.此外，在图12（c）中100°E剖面的Hadley环流与Ferrel环流的交汇区位于40°N南侧，而在图12（d）中交汇中心则南移至30°N附近，且具有臭氧的辐合区.因此，对于对流层上层在伊朗高原、青藏高原一带表现出纬向环流越强臭氧越多.

在图12中，纬向环流强弱期70°E与100°E的剖面间存在一定差异.同时注意到，在图12（c）中10°N的垂直速度负值中心位于250 hPa附近，可使300～200 hPa产生臭氧的堆积.此外，对于环流弱期在赤道附近整体上升运动趋势要强于强期，可向10°N附近输送更多气流，使得阿拉伯海、孟加拉湾一带200～100 hPa的臭氧随环流的增强而减少.

图13给出了冬季经向环流强弱期纬向风与垂直速度分别沿10°N 和30°N的合成剖面.在图13（a）中105°E附近存在东西向气流的交汇区，而在图13（b）中东西向气流交汇区则位于75°E，且在90°E附近对流层中层有上升气流中心并有气流向西输送.在图13（c）中的下沉趋势较弱，因而经向环流的减弱使伊朗高原、阿拉伯海对流层中高层的臭氧有增加趋势，而在图13（d）中100°E附近250 hPa以下存在下沉气流的低值中心区.经向环流增强使中南半岛、云贵高原对流层中高层表现为臭氧的减少趋势.

图12 冬季纬向环流强弱期经向风与垂直速度分别沿70°E和100°E的经向合成剖面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

图13 冬季经向环流强弱期纬向风与垂直运速度分别沿10°N 和30°N的纬向合成剖面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 结论

本文利用南亚夏季风强度的IWY和IMH，并在此基础上定义了冬季季风强度的ISAU和ISAV，探讨了环流形势异常对臭氧时空分布变化的影响特征，得出以下结论.

（1）南亚夏季风环流增强时，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的臭氧含量减少.高原南侧700 hPa的臭氧含量减少，70 hPa的臭氧含量增加.冬季纬向环流增强时，伊朗高原、青藏高原70 、100 hPa和300 hPa的臭氧含量增加.冬季经向环流增强时，阿拉伯海的局部区域70、300 hPa和100 hPa的臭氧含量增加，而云贵高原的臭氧含量减少.

（2）南亚夏季风环流增强对应于青藏高原和伊朗高原以及高原南侧区域的上升运动增强，对臭氧的稀释和输送作用是造成对流层臭氧分布变化不同的原因.夏季风强度与南亚高压之间存在显著的正相关关系，进而对平流层中低层70 hPa和30 hPa的臭氧变化产生影响.

（3）南亚冬季纬向环流弱期Hadley环流相较于强期南移了5个纬度，经向环流在105°E附近呈现出东西向气流的交汇区，而强期则在75°E附近存在东西向的交汇区.冬季风环流强弱期垂直运动的上升和下沉气流中心的移动以及南北向、东西向气流交汇区的差异是造成臭氧分布变化不同的原因.