基于OMI數據的中國臭氧總量時空分布特征

杜君平，朱玉霞，劉　銳,，謝　濤，姚　新

1.中科宇圖(北京)資源環境科學研究院，北京 100101

2.中科宇圖天下科技有限公司，北京 100101

臭氧是大氣中重要的微量成分之一，約有90％的臭氧分布在10～50 km高度的平流層大氣中，其余10％分布在對流層[1]。臭氧對太陽紫外輻射(波長為0.2～0.29 μm)有強烈的吸收作用：一方面可以阻擋強紫外線到達地面，保護地球上的生命；另一方面可以使平流層增溫，對流層降溫，對大氣的溫度場和大氣環流具有重要的作用。此外，臭氧在紅外波段9.6μm附近有一個很強的吸收帶，大量吸收地球紅外輻射，使低層大氣增溫，是一種重要的溫室氣體。在近地表，臭氧本身還是一種污染氣體，高濃度的臭氧可以對人和動物的呼吸系統造成傷害，并損害植被的健康。由于臭氧總量及其時空變化對氣候環境、生態環境以及人類生存環境都會產生重要的影響，全球臭氧監測日益成為人們關注和研究的熱點之一。

世界氣象組織(WMO)于20世紀70年代啟動了“全球臭氧觀測系統”(GO3OS)，并于1989年開始組建全球大氣監測網(GAW)，建立了包括溫室氣體、臭氧等的資料中心[2]。這些地基觀測數據有力地促進了人們對臭氧的研究和認識，為臭氧的模型反演提供了重要的地面驗證數據，但其局限于單點觀測，無法獲得臭氧的空間分布。

隨著遙感空間技術的發展，衛星遙感為獲取全球或區域尺度的臭氧監測數據提供了可能。自1978年美國Nimbus-7衛星發射以來，臭氧總量繪圖譜儀(TOMS)和太陽后向散射紫外光譜儀(SBUV)在逐日臭氧分布監測，尤其是極地臭氧變化監測中發揮了巨大作用[3]：美國NOAA系列衛星(NOAA-9、NOAA-11、NOAA-14等)自1985年開始搭載SUBV/2，進行可操作性的臭氧監測；1996年7月美國發射的Earth Probe衛星搭載了TOMS，用以接替1993年5月失效的TOMS/Nimbus-7繼續臭氧總量的監測；隨著2006年11月TOMS-EP的失效，2007年5月長達30 a的TOMS觀測計劃宣布結束。1995年4月21日，歐洲ERS-2衛星發射升空，星上搭載的全球臭氧監測試驗儀(GOME-1)可以對臭氧、SO2等痕量氣體進行全球監測[4]，該儀器于2011年7月停止運行。掃描成像大氣吸收光譜儀(SCIAMCHY)是歐洲空間局(ESA)2002年3月1日發射的大型環境衛星ENVISAT-1上搭載的十大載荷之一，較GOME-1在光譜范圍和空間分辨率上都有較大提高，在全球痕量氣體監測方面發揮了重要作用[5]，但其在2012年4月失效。

目前用于臭氧總量監測的在軌衛星傳感器主要有：美國EOS-AURA衛星搭載的臭氧監測儀(OMI)，2007年4月運行[6]；歐洲 MetOP系列衛星搭載的GOME-2，其中MetOP-A和MetOP-B分別于2006年10月和2012年9月成功發射；中國FY-3系列衛星搭載的紫外臭氧總量探測儀(TOU)，其中FY-3 A和 FY-3 B分別于2008年5月和2011年11月成功發射；美國Suomi NPP衛星搭載的臭氧繪圖儀和廓線儀套件(OMPS)，包括下視天底繪圖儀、天底廓線儀和臨邊廓線儀，于2011年10月發射升空。這些傳感器可以監測全球臭氧變化，為臭氧研究提供更加豐富精確的數據源。

為了深入了解最近幾年中國上空臭氧總量的變化，該研究基于OMI臭氧格網資料，提取了2005—2011年中國上空的臭氧總量，并對其空間分布特征、時間變化規律及緯向差異進行了分析和研究。

1　數據源和方法

臭氧總量數據來源于搭載在EOS-Aura衛星上的OMI傳感器。Aura衛星于2004年7月15日在美國成功發射，是一顆由多國共同研制的近極地、太陽同步科學探測衛星，軌道高度705 km，約在當地時間13:45過境。OMI是繼GOME和SCIAMACHY之后的新一代大氣成分探測傳感器，由荷蘭航空局和芬蘭氣象所提供，波長范圍270～500 nm，平均波譜分辨率0.5 nm，星下點空間分辨率13 km×2 km，掃描幅寬2 600 km，覆蓋全球只需1 d。

該研究使用的是OMI Level 3全球臭氧總量格網產品OMITO3e(單位DU)，空間分辨率達到0.25°(緯度)×0.25°(經度)，存儲格式為HDF-EOS 5。它采用的是OMI-TOMS(TOMS V8)算法反演臭氧總量，該算法僅使用2個波長(317.5、331.2 nm，在太陽天頂角度較高時使用331.2、360 nm)，較長的波長用于提取地表反射率，較短的波長由于可以被臭氧強烈吸收而用于提取臭氧柱的總量，數據平均精度優于1％，并且相對其他數據產品對太陽天頂角度和緯度無明顯的依賴性[7]。

由于OMITO3e僅是從2004年10月開始工作，因此研究只對2005—2011年臭氧總量進行分析。基于ENVI/IDL批量讀取HDF原始數據，轉換成通用的TIFF格式(0.25°×0.25°)，提取2005年1月1日—2011年12月31日中國上空的臭氧總量信息，在逐日數據的基礎上合成得到逐月和逐年的臭氧總量，并計算其緯向偏差，進而分析中國臭氧總量的時空變化。某個網格(lat_i，lon_j)的臭氧總量緯向偏差Dlat_i，lon_j，通過式(1)計算得到。

(1)

2　中國臭氧總量時空分布特征

2.1臭氧總量空間分布特征

通過計算發現，2005—2011年，中國各年年均臭氧總量空間分布、緯向差異分布類似，最終選取多年平均狀況進行分析，并以2011年為代表分析臭氧總量的逐月空間分布特征，詳見圖1、圖2和圖3。

圖1　中國2005—2011年平均臭氧總量空間分布

圖2　中國2005—2011年平均臭氧總量緯向偏差分布

圖3　中國2011年1—12月臭氧總量逐月空間分布

從圖1可以看出，2005—2011年中國年均臭氧總量從西南到東北隨著緯度的增加而增加，呈現出明顯的緯度地帶性；峰值出現在中國東北地區，最大值約為372DU；青藏高原(78°E～103°E，28°N～38°E)、中國東南部大氣臭氧含量較低，最小值出現在青藏高原南部、海南島和臺灣島局部，約256DU。

從圖2可見，隨著緯度的增加，臭氧總量從西南到東北緯向偏差不斷增加；低緯地區緯向偏差為負，即該區域臭氧總量小于緯圈的平均值；中緯地區緯向偏差大致以105°E經線為界，東部為正、西部為負，間接說明該區域中國東部臭氧總量大于中國西部臭氧總量，這與之前的一些研究結果一致[8-9]。研究表明，不同緯度帶臭氧總量的差異，主要與太陽輻射的緯度差異有關；而同一緯度臭氧總量分布不均勻，主要是由于行星波擾動對臭氧的動力輸送作用[10-11]導致的，該擾動作用隨著緯度的增加而增強，且在冬季較強、夏季較弱。由平流層行星波作用形成的東亞臭氧高值中心(約在120°E～150°E, 50°N～70°N范圍)影響了中國中緯度地區臭氧總量的空間分布格局，是中國東北部臭氧高值區出現的直接原因[10,12]。

在青藏高原(78° E～103°E，28°N～38°N)、天山山脈地區出現明顯的緯向偏差低值區，尤其在青藏高原緯向偏差最低可至-25 DU(圖 2)。

進一步分析2011年逐月臭氧總量變化(圖3)，從1—4月，中低緯度月均臭氧總量空間分布基本與緯圈平行；而從5月開始青藏高原臭氧低谷開始出現，并不斷發展，到10月之后逐漸消退。周秀驥等認為，動力和熱力過程是形成青藏高原夏季臭氧低值中心的主要作用，而化學過程作用較小：5月，南亞高壓從低緯地區經中印半島向西北方向移動，帶來低緯地區低濃度的臭氧，在青藏高原開始形成臭氧低值中心；夏季，青藏高原上空盛行上升氣流運動，對流層低濃度臭氧向平流層輸送及低空污染物在平流層引起的物理化學作用，維持并加強了青藏高原的臭氧低值中心[13-14]。鄒捍等在研究了大尺度山地(青藏高原、落基山脈和安第斯山脈)上空臭氧總量的分布和季節變化規律后指出，由于大尺度山地對大氣的動力和熱力作用，相比于同緯度無山地區，山地上空臭氧總量在各個季節存在著明顯虧損[15]。而從圖 2可知，該山地效應在天山山脈和臺灣山脈也有明顯的體現。

從圖 1和圖 2可以看出，與在高原和山地出現的臭氧低值中心現象相反，中國四川盆地(103°E～108°E，28°N～33°N)多年平均臭氧總量高于周圍地區，存在一個小的臭氧高峰。進一步分析2011年臭氧總量的逐月分布發現，四川盆地臭氧峰值常年存在，但在春季尤為明顯，隨著時間的推移逐漸減弱(圖3)。這可能是由于西風氣流在青藏高原周圍產生繞流和爬坡，于東部邊緣較低地形處匯合和下沉，帶來了高緯度地區的高濃度臭氧，而盆地地形的下沉和匯合作用更加明顯[9]；同時，盆地地形不利于氣流的交換，容易累積污染物，而且四川盆地濕度較大，有利于對流層中發生光化學反應，產生臭氧[16]，兩者綜合作用導致四川盆地上空的臭氧總量常年高于周圍地區。由此可見，地形對臭氧的空間分布具有較大的影響。

由圖 3可知，2011年1—12月，中國東北部常年為臭氧總量高值區，而西南部常年為臭氧總量低值區。臭氧總量在春冬季節空間變異程度較大，其中1月的月均臭氧總量標準差最高，約為56DU；臭氧總量在夏秋季節空間變異程度較低，其中8月月均臭氧總量標準差最低，僅11DU。結合圖4可知，臭氧總量在其他年份也有類似的空間變異特征：總體而言，2005—2011年臭氧總量在2月空間離散程度最大，8月空間離散程度最小。

2.2臭氧總量時間變化特征

圖 4為2005—2011年中國月均臭氧總量在空間上的均值、最大值、最小值、標準差的逐月變化。從圖4可以看出，2005—2011年，中國上空月均臭氧總量(對應圖中均值)大致在273～346DU之間呈正弦曲線變化，具有明顯的季節特征，其中最大值多出現在3月，而最小值多出現在9、10月。

圖4　2005—2011年中國月均臭氧總量空間統計特征

為了進一步分析中國上空臭氧總量的季節變化，計算了2005—2011年平均的中國月均臭氧總量(圖 5)。

圖 5　2005—2011年平均的中國逐月臭氧總量變化

從圖5可以看出，就2005—2011年中國地區平均狀況而言，中國上空臭氧總量在3月達到峰值(平均約330DU)，之后開始下降，并在10月達到最低值(平均約277DU)，之后臭氧總量開始上升，即：從春末到秋初，中國上空臭氧總量逐漸消耗；從秋末到春初，中國上空臭氧總量逐漸恢復，且在春初達到峰值。臭氧總量的季節變化主要與太陽輻射、大氣環流的季節性變化有關。

沈凡卉等利用TOMS和OMI數據分析了1979—2007年中國臭氧總量變化，指出近30 a中國臭氧總量年均值為298.61DU，廣州地區臭氧總量呈現明顯下降趨勢[17]。鄭向東和韋小麗將香河、昆明、瓦里關山、龍鳳山地基觀測與衛星臭氧總量長期觀測進行比較，分析得出：1979—2007年期間，4個站點地區的臭氧總量在1993年顯著降低，后于1995—1996年逐漸回升，其中瓦里關站在2001年回升[18]。

圖6為2005—2011年中國年均臭氧總量變化統計結果。

圖6　2005—2011年中國年均臭氧總量變化

由圖6可以看出：2005—2011年，中國7 a平均臭氧總量為300.75DU，較30 a均值線高出2DU左右，與上述4個基站類似，中國臭氧總量近期有回升趨勢；年均臭氧總量極大值出現在2010年，為310DU；極小值出現在2008年，為296DU；其他年份臭氧總量在298～302DU范圍內變化，平均值為299.22DU，略高于30 a均值線。此外，2010年臭氧總量明顯高于其他年份，具體原因有待進一步深入研究。

3　結論

該研究基于OMI數據，提取和分析了2005—2011年中國上空臭氧總量，并對其時空分布特征進行了分析：

1)中國上空臭氧總量總體上呈現北高南低、東高西低的特征。在動力和化學過程作用下，青藏高原常年存在臭氧低值中心，且在夏季尤為明顯；由于地形影響，四川盆地較周圍地區常年存在一個較小的臭氧高峰；中國東北部常年為臭氧高值區。此外，臭氧總量空間分布在春冬季節變異程度較大，夏秋季節離散程度較低。

2)受太陽輻射、大氣環流季節性變化等因素的影響，中國臭氧總量的時間變化呈現明顯的季節特征。從春末到秋初為臭氧消耗過程，反之為臭氧恢復過程，最大值多出現在3月，最小值多出現在9、10月。

3)2005—2011年，中國多年平均臭氧總量為301DU，但在2010年存在一個明顯的高峰，具體原因仍需進一步深入研究。

致謝：該研究使用的OMI數據產品來自美國戈達德地球科學數據和信息服務中心(Goddard Earth Sciences Data and Information Services Centre)，在此表示感謝。

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