封面说明

正南极是受人类活动影响最小的地区,已成为对各种温室气体本底浓度监测的理想场所.六氟化硫(SF_6)是一种重要的温室气体,其全球增温潜能高,已被列入《京都议定书》成为限制排放的6种温室气体之一.由于全球变暖与温室气体的持续增加关系密切,在国际极地年(2008/2009)期间,我国在南极中山站建立了第一个大气本底监测站,实现了对大气中SF_6等温室气体的连续监测.通过南极监测     

南极高原夏季Ekman边界层动力学分析

极地大气行星边界层动力过程及其对全球大气环流的影响是大气科学研究关注的重要问题.利用中国南极昆仑站2012和2013年夏季高分辨率的GPS探空资料,对南极高原大气边界层的动力特征进行了研究.结果表明,南极高原观测风随高度的变化规律与理论计算的Ekman螺旋曲线基本一致.风速随高度增加快速、风向左转.这是在南半球观测到的显著Ekman垂直结构特征.Ekman动力边界层的厚度较高,平均从900 m向上至3400 m,900 m以下为对流混合层.整个层结呈干冷和稳定状态,显示了南极高原边界层动力结构具有其独特性.计算的南极高原湍流摩擦应力明显大于中低纬度地区的值,表明南极高原行星边界层动力摩擦效应对全球大气环流的影响显著.     

南极中山站地面臭氧的监测和本底特征

利用南极中山站大气监测站2008 年全年地面臭氧连续观测资料, 分析了地面臭氧的季节 变化特征和本底浓度与风的关系. 结果显示, 来自于站区方向的风向频率很低, 仅占数据样本的 2%, 盛行风(偏东风)频率为79.2%, 表明中山站地面臭氧浓度监测数据基本未受站区污染影响; 监测数据具有东南极大陆沿岸的本底特征. 中山站地面臭氧浓度季节变化的显著特征是冬季高 夏季低, 年平均浓度为25.0 nmol mol^-1; 峰值出现在7 月, 月平均浓度为34.4 nmol mol^-1; 谷值在 12 月, 月平均浓度为12.3 nmol mol^-1; 此结果与南极大陆其他沿海站点观测相似. 地面臭氧浓度 与紫外辐射(UVB)呈显著的负相关, 且极夜期间地面臭氧浓度比极昼期间高1~2 倍, 说明在南极 光化学作用对臭氧的破坏占主导地位. 对中山站臭氧损耗事件的个例分析表明, 臭氧损耗事件的 发生与低温和站区北部海冰上的溴化物浓度高值区有密切相关, 结合气流后向轨迹分析表明臭 氧损耗事件是由BrO 的影响所致.     

卫星遥感中国对流层中高层大气甲烷的时空分布特征

利用美国Aqua 卫星的AIRS 遥感资料, 分析了2003~2008 年中国地区对流层中高层大气甲烷的时空分布特征. 研究发现, AIRS观测结果与近地面观测资料变化趋势一致, 与地基遥感的误差在1.5%以内. 受近地层自然排放与人为活动的共同影响, 中国对流层甲烷在垂直分布上呈现典型的变化趋势: 随着高度的增加甲烷浓度下降. 甲烷在我国东部和北部地区具有明显的双峰季节变化特征, 最高值存在夏季, 次高值出现在冬季, 与近地面观测结果一致, 而南部地区冬季没有显著增加的人为来源, 西部地区人为活动稀少, 因此在南部和西部地区的甲烷高值只出现在自然源排放强烈的夏季. 中国地区的对流层中高层的甲烷与北半球的几个主要地区变化趋势一致, 均在2007 年之前保持相对稳定, 在2007 年后有一个明显的增长, 但是中国的增长速度较其他地区更为显著, 其中2006~2008 年期间的增长速率与我国近地面观测结果相近.     

二氧化碳的时空变化规律与影响因素分析

利用大气本地站数据验证了2010～2015年温室气体观测卫星(Greenhouse Gases Observing SATellite, GOSAT)二氧化碳L4B浓度数据,分析了二氧化碳浓度时空分布及其变化特征,结合总初级生产力数据和人类二氧化碳排放数据,分析了二氧化碳空间特征变化的影响因素.结果表明:(1) GOSATL4B级数据与地面实测数据的相关系数均在0.95以上,具有较高的精度和稳定性.(2)二氧化碳在不同气压高度上空间分布特征差异较大,近地面二氧化碳浓度波动幅度最大且有明显的空间差异性特性,全球有4个高值中心,分别为东亚、西欧、美国东海岸,以及非洲中部地区;北半球近地面的二氧化碳浓度整体高于南半球,南半球的变化幅度相对较小且变化趋势与北半球相反.(3)研究期间二氧化碳浓度呈现明显增长趋势,二氧化碳浓度随季节变化规律明显.(4)东亚地区样区二氧化碳浓度的变化与初级生产力具有明显的负相关关系,充分证明了陆地生态系统重要的碳汇作用;而与人类活动导致的二氧化碳排放呈显著正相关,说明了人类活动是二氧化碳增加的重要因素.     

南极菲尔德斯半岛N2O浓度的监测

在南极菲尔德斯半岛苔藓地衣土壤分布区、科学考察站区、企鹅聚集区等地采集了近地面气体样品，并分析了其中２１１个样品的 Ｎ２_Ｏ浓度，平均值为（３２１．３３±３．０７） ｎＬ／Ｌ．讨论了浓度随日期与温度的变化：在夏季的６０天中，近地面 Ｎ_２Ｏ浓度呈明显上升趋势，菲尔德斯半岛地区夏季地面Ｎ_２Ｏ的浓度普遍高于全球大气Ｎ_２Ｏ浓度的平均值．南极各科学考察站地区大气Ｎ_２Ｏ浓度普遍高于无人区，说明人类活动是Ｎ２Ｏ的源．唯一例外的是：巴登半岛的企鹅聚集区Ｎ_２Ｏ浓度却高于各科学考察站地区，企鹅粪土排放的Ｎ_２Ｏ是南极大气中Ｎ_２Ｏ的重要来源．这是菲尔德斯半岛地区Ｎ_２Ｏ浓度普遍高于全球大气Ｎ_２Ｏ浓度平均值３１４ｎＬ／Ｌ的重要原因．     

人为排放所引起大气CO_2浓度变化的卫星遥感观测评估

人为排放是引起大气CO_2浓度升高的主要原因,由大气CO_2卫星遥感观测获取全球和区域大气CO_2浓度的变化已被认为是评估区域人为排放的有效手段之一.为了深入定量分析区域人为碳排放对大气CO_2浓度变化的贡献,本研究利用由温室气体观测卫星(GOSAT)获取的近5年(2010~2014年)大气CO_2柱浓度数据,以同纬度带高人为排放区域的中国京津冀和美国东部城市密集区为研究对象区,结合位温气象数据和人为碳排放清单数据圈定出对比背景区,通过分析比较人为排放区与背景区的CO_2浓度差值,评估人为排放对大气CO_2浓度增量变化的影响.分析结果显示,近5年中国京津冀和美国东部城市密集区的大气CO_2浓度比背景区分别显示平均1.8和2.0 ppm的升高;且冬季均高于其他季节,分别为2.4±0.6和2.8±0.8 ppm.进一步分析月变化特征时发现中国京津冀地区2014年11月亚太经合组织会议(APEC)期间大气CO_2浓度异常低于前期3.2 ppm,反映了会议期间政府实施的减排控制效果.论文研究结果表明CO_2卫星观测能够从区域大气CO_2浓度的变化定量评估人为排放的影响,作为有效手段之一辅助于区域人为排放控制效果的评估.     

北极涛动比南极涛动纬向对称性更好

Fan (2007)最近从年际变化的角度研究了南极涛动的纬向不对称性问题. 利用观测和再分析资料以及海气耦合模式的模拟试验研究了北极涛动的纬向不对称性. 结果表明: 北极涛动同样存在纬向不对称性, 然而, 北极涛动的纬向不对称性显著地弱于南极涛动. 这出乎意料, 因为北半球海陆分布的纬向不对称性远远比南半球大. 进一步的分析表明: 1959~1998年北极涛动的东西两个半球的分量之间相关系数为0.54, 远大于南极涛动的东西两个半球分量之间的相关系数(0.23). 研究提出, ENSO可能是造成南极涛动和北极涛动的纬向不对称性差异的原因. 分析与南方涛动相关联的海平面气压场可以发现: 在北半球中高纬区的纬向不对称性要显著地弱于南半球的情况, 从而导致北极涛动的纬向不对称性要显著小于南极涛动. 利用一个海气耦合模式进行了敏感性试验, 初步研究了热带海气耦合作用对北极涛动纬向不对称性的影响.     

结合时间相关特征改进中国区域二氧化碳卫星观测数据的地统计分析

通过卫星从空间观测全球大气二氧化碳(CO2)浓度为全球碳循环研究提供了新的数据源.虽然卫星可以进行高密度点观测,但是由于云和卫星观测模式等影响,卫星观测点数据在空间上呈不规则分布且存在大量无观测值的空白区域.精确填补这些空白区     

大气CO2浓度升高对全球CH4排放的影响

论述了全球变化中２个重要温室气体ＣＯ２和ＣＨ４的关系，指出在未来ＣＯ２浓度升高的条件下，全球ＣＨ４的排放将受到较大影响，有可能导致未来大气ＣＨ４浓度有较大的增长。ＣＯ２浓度升高的这种作用可能通过两条途径影响全球ＣＨ４排放，首先通过提高ＣＨ４主要排放源稻田和自然湿地植物的光合作用，使植物生物量，根系分泌物，土壤有机物等的积累增加，从而使排放源的ＣＨ４排放速度增加；其次结合其他全球变化驱动力，ＣＯ２浓     

北京城市冬季大气污染动力: 化学过程区域性三维结构特征

北京城区1~3月4个试验观测点所获得的资料分析结果发现, 城市采暖期排放源影响总体效应明显, 采暖期、非采暖期城市不同区域测点污染气体浓度排放源阶段性影响特征显著; 城市建筑群上边界大气污染物NO_x, SO₂和CO具有大范围同位相演变特征, O₃浓度亦在不同测点变化趋势一致, 但与以上污染物呈“反位相”变化. 城市重污染过程采暖与非采暖期空气污染浓度城区范围亦有同步变化趋势. BECAPEX的综合探测表明, 北京地区污染气体及其气溶胶垂直分布廓线与城市边界层内大范围逆温层垂直结构存在显著相关. 此类点-面结合综合探测技术途径亦描述了城市局地污染过程与周边地区相互关联的区域性三维结构特征.     

西北太平洋上层水δ13C 对末次冰消期南大洋深层水对流的响应

晚更新世以来, 源自南大洋深层水对流的冰消期δ¹³C 低值事件广泛记录于低纬热带和南半球大洋沉积物中. 然而, 末次冰消期δ¹³C 宽幅低值事件也出现在远至北半球中纬度的西北太平洋边缘海区. 在西北太平洋的古海洋记录中, 受来自北半球高纬度地区影响的记录很多, 而来自南半球高纬度地区的却很少. 黑潮源区连接着西北太平洋与热带-南太平洋, 该区MD06-3054 孔高分辨率的浮游有孔虫记录有助于探明南半球对西北太平洋地区的影响. 对该孔上部1030 cm 岩芯中浮游有孔虫进行了AMS¹⁴C 年代和氧碳同位素的测试, 结果发现浮游有孔虫表层种Globigerinoides ruber 和次表层种Pulleniatinaobliquiloculata 两种的δ¹³C 记录在约20.0~6.0 ka BP 都出现明显的负偏移, 但26.5 ka BP以来表层种与次表层种δ¹³C记录变化的整体趋势相反. 而且, 表层种记录与大气CO₂记录之间有着紧密的联系, 其变化在时间上也明显超前于次表层种. 黑潮源区的水文状况分析显示, 该区末次冰消期δ¹³C 宽幅低值事件是对南极周围南极深层水对流的响应. 而表层和次表层种记录之间的差异可能是由于δ¹³C 低值信号传播路径的不同. 末次冰消期黑潮源区次表层水体接收到的δ¹³C 低值信号主要来自南极中层水的传播, 而表层水体则可能更多地受到大气CO₂ 的影响. 黑潮源区的记录不仅证实了冲绳海槽表层水末次冰消期δ¹³C 宽幅低值事件主要是受西太平洋表层水体直接影响的推论, 同时还说明来自南极高纬度地区的信号也可以传送到北半球中纬度地区.     

近千年来南北半球气候变化模拟比较

依据全球海气耦合气候模式ECHO-G近千年积分的模拟结果, 对南、北半球气温及降水变化的相似性和差异性进行了分析, 并探讨了造成南、北半球气候变化异同性的可能原因. 结果表明: (1) 南、北半球平均气温在年际、年代际、百年际尺度上变化位相基本一致; 但从气候阶段转变的时间来看, 北半球年平均温度正负距平的转变明显提前于南半球; 从距平的振幅变化来看, 北半球明显大于南半球. (2) 对降水而言, 年代际及百年际尺度上的变化南、北半球基本同相, 而在年际尺度上的变化两者反相, 且年际及年代际的正相关主要体现在中、高纬地区, 年际负相关主要体现在低纬地区. (3) 中世纪暖期南、北半球的增暖幅度相差不大, 而现代暖期北半球的增暖幅度明显大于南半球; 现代暖期北半球高纬地区气温大幅上升, 而南半球高纬地区气温有所下降, 呈现出明显的反相变化特征, 这是中世纪暖期温室气体浓度保持在较低水平时所不具有的一个气候特征. 其机理有待进一步研究.     

青海高原大气O_3及紫外辐射UV-B观测结果的初步分析

近10年来,南极臭氧洞以及全球性臭氧减少的趋势,已得到国际大气科学界和各国政府的极大关注.英国环境部门1991年的环境报告指出:在过去的11年间,北半球中纬地区的臭氧总量在春季大约减少了8%,这主要是平流层臭氧的减少,而对流层臭氧的年增长率约为1%.WMO 1992年南极臭氧公报也指出:1992年不仅南极臭氧洞的最大面积比往年大25%,而且测到了105D.U.(Dobson单位=10~(-3)atm.cm)的历史极端低值,持续时间也大大超过往年.同时,据美国和加拿大等国气象部门的报告,北半球中高纬地区大气臭氧往总量在1992年冬春季也比往年有较大幅度的下降.     

马斯克林高压和澳大利亚高压的年际变化及其对东亚夏季风降水的影响

利用NCEP/NCAR的再分析资料和其他多种观测资料, 分析了1970~1999年期间马斯克林高压和澳大利亚高压(以下分别简称为马高和澳高)的年际变化. 结果显示, 马高的年际变化主要取决于南极涛动, 当南半球高纬度绕极低压加深时, 马高加强; 与马高有所不同的是, 澳高的年际变化则同时与南极涛动和ENSO(厄尔尼诺和南方涛动)有关, 当厄尔尼诺发生时, 澳高加强. 相关分析和所选取的个例分析均证实, 东亚夏季风降水与马高和澳高有密切关系. 当北半球从春至夏(南半球从秋至冬)马高增强时, 中国长江流域至日本一带多雨, 华南到台湾以东的西太平洋以及东亚中纬度大部分地区少雨. 与马高相比, 澳高的影响仅限于华南地区, 当澳高增强时, 华南多雨. 研究结果表明, 南极涛动是除ENSO之外另一个能够影响东亚夏季风降水年际变化的强信号, 这对于揭示东亚夏季风年际变化的物理机制和中国夏季降水的预测有重要意义.     

南塔斯曼海800 ka以来的海水表层温度与亚热带锋迁移历史

南半球中纬度西风带的迁移控制着南大洋深层水通风, 从而驱动大气CO₂浓度的变化和全球气候变化. 作为西风带直接控制的锋面, 亚热带锋面(STF)的移动反映了西风带的迁移. 通过南塔斯曼海西部ODP1170站位高分辨率的底栖有孔虫氧同位素(δ¹⁸OB)地层和海水表层温度(SST), 及其他站位温度记录和南极冰芯中古气候参数的综合研究, 重建了800 ka以来STF的迁移历史, 以及其与南大洋通风性、冰盖体积大小和大气CO₂浓度之间的关系. 南塔斯曼海域800 ka以来的SST平均值为10.2℃, 低于该海域现代年均SST(12℃). 但MIS 1的平均SST最高, 达到11.6℃, 而MIS 4的平均SST最低, 为7.8℃. 最高SST出现在MIS 5, 为14.7℃; 最低的SST出现在MIS 2, 为6.2℃. 在冰期-间冰期旋回中, STF相对于其现代的位置, 向南或北迁移超过3个纬度. 在最暖的MIS 5, STF可能向南迁移到49°S以南; 在最冷的MIS 2, STF可能向北迁移到43°S以北. 在轨道周期上, 西风带的迁移领先于冰盖体积大小变化, 但与南极大气温度同步变化. 当太阳辐射同时影响南极大气和南大洋表层海水温度时, 南大洋SST变化导致STF和西风带迁移. 而STF和西风带的迁移又控制南大洋环流和深层水通风, 从而驱动大气CO₂浓度变化. 冰盖体积变化只是大气CO₂浓度变化的积极反馈, 而不是独立的驱动力.     

新一代沙尘天气预报系统GRAPES_CUACE/Dust: 模式建立、检验和数值模拟

基于中国气象局数值预报基地研发的新一代全球/区域同化、预报系统(GRAPES)的中尺度预报模式(GRAPES_meso)和中国气象科学研究院大气成分中心开发的大气化学模块(CUACE/dust), 建立了中国沙尘天气预报系统(GRAPES-CUACE/Dust). 该系统引入了中国地区最新的土地沙漠化资料、中国沙漠沙尘气溶胶的光学特性资料、逐日变化的土壤湿度和雪盖资料. 模式质量守恒性能良好. 将批量实时预报结果与地面天气观测和臭氧分光计反演的气溶胶指数(TOMS AI)的对比表明: 模式能够比较准确地预报中国以及东亚地区沙尘天气发生、发展、输送以及消亡过程, 能够对起沙量、干、湿沉降量、沙尘浓度以及沙尘光学厚度等一系列要素进行实时定量预报. 以2006年4月7次主要沙尘天气为例, 分析了起沙和干、湿沉降以及沙尘大气载荷的时空分布等特征. 结果表明, 2006年4月东亚地区沙漠向大气中注入沙尘总量约为2.25亿吨, 沙尘排放以下面三大源区为主: 中国北部内蒙古和中蒙边界附近沙漠为东亚沙尘最重要的排放源, 沙尘排放量为1.53亿吨, 占排放总量的68%. 塔克拉玛干沙漠沙尘排放量位居第二, 将近4000万吨, 占沙尘排放总量的17%, 浑善达克沙地排放量约为1500万吨, 占排放总量的7%. 其他地区的沙漠、沙地以及废弃的耕地等的沙尘排放量之和只占沙尘排放总量的8%. 2006年4月东亚地区沙尘沉降总量为1.36亿吨. 沙尘沉降的区域分布表明, 三大沙漠源区同时也是沙尘的主要沉降区, 三大源区的沉降量大约占沉降总量78%, 共1.35亿吨的沙尘在三大沙漠源区沉降, 其次是源区下游的中国大陆地区, 沙尘沉降为沉降总量的16%, 大约200多万吨. 120ºE以东的中国近海、韩国、日本以及西太平洋地区沉降量只占总沉降量的6%左右, 约85万吨. 干、湿沉降的分析表明, 由于4月中国北方地区干燥少雨, 在2007年4月的沙尘沉降总量中, 以干沉降为主, 大约占沉降总量的94%, 湿沉降只占沉降总量的6%左右.     

慕士塔格冰芯中近百年来NH4+浓度的变化

NH₃作为大气中主要的碱性气体, 在大气化学中扮演着重要的角色. 为研究历史时期大气NH₃含量, 借以冰芯中NH4+浓度变化来反映大气NH₃含量的变化. 2003年在东帕米尔高原慕士塔格峰海拔7010 m处钻取了一支长54.6 m的透底冰芯, 分析了该冰芯上部51.6 m近百年来NH₄⁺浓度记录. 结果表明, 慕士塔格冰芯中NH₄⁺浓度自20世纪初突然降低后平缓过渡至1930s, 其后缓慢增加, 在1966/1967年略有下降后呈持续增长趋势, 至1990s末达到最大. 冰芯中NH₄⁺浓度的增加与邻近气象站和北半球升温趋势相似, 反映了温度对NH3排放的影响. 慕士塔格地区大气中的NH₃主要受中亚及周边地区排放源的影响.     

我国南方清洁地区春季地面O_3的某些特点

为了进一步搞清酸雨形成的大气物理化学机制,我们分别于1987年5月1—24日和1989年5月25日—6月13日在江西庐山进行了两次降水现场试验。观测点设在庐山南麓的电视台(1400m)、植物园(1100m)、观音桥(70m),三个观测点水平距离不大于5—6km,它们都是清洁点。观测项目包括雨水、雾水、SO_2、NO_(?)、气溶胶、O_3、H2O_2以及气象参数。有关雨水化学组分的垂直分布以及高山云雾水的特点等将另文介绍。典型晴天、雨天O_3浓度日变化文献多有报道,本文主要介绍春季多云雾以及非晴天气象条件下的O_3观测结果。     

北京大气CO2浓度日变化、季变化及长期趋势

1993～1995年北京大气CO_2浓度上升较快,年平均增长率为3.7％,1995年平均浓度达到最高,为（409.7±25.9）μmol·mol-1,随后缓慢下降.强度基本稳定的CO2源与迅速增大的CO_2汇的共同作用导致北京1995～2000年大气CO_2浓度逐渐降低.CO_2浓度季节变化明显,冬季出现峰值,平均浓度为（426.8±20.6）μmol·mol-1;夏季出现谷值,平均浓度为（369.1±6.9）μmol·mol-1.CO_2浓度季变化主要受物候季节变化控制.北京大气CO_2浓度日变化强烈,峰值一般出现在夜间,谷值出现在白天,平均日较差>34.7μmol·mol-1.年际季变化分析发现冬季和秋季大气CO2浓度变化基本控制着大气CO_2年际变化趋势,夏季浓度年际季变化对大气CO_2变化总趋势影响不大.