基于CALIPSO 衛星探測的2007—2018 年西南地區平流層氣溶膠的光學特性分析

王 敏，胡 春*，趙福燕，王 杰，潘紅林

（1.四川省氣象探測數據中心，四川 成都 610000；2.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊 830002）

平流層氣溶膠是指進入到平流層的氣溶膠粒子，通常包含火山噴發產生的火山灰，硫酸鹽粒子以及對流層的煙塵進入到平流層等[1-4]。 一些研究表明，平流層氣溶膠可以反射或吸收入射的太陽短波輻射，引起平流層的制冷或加熱效應[5-7]。 平流層氣溶膠能夠與某些微量氣體產生光化學作用，如氮氧化物，臭氧等，影響其收支平衡[8-10]。此外，平流層氣溶膠還能夠間接影響對流層，如進入到對流層頂部的平流層氣溶膠可能影響深對流云的微物理性質[11-12]。 余長明等[13]在2004 年利用武漢大學雙波長激光雷達2001 年3 月—2002 年1 月的觀測數據，發現武漢上空平流層氣溶膠在16～20 km 間存在氣溶膠層，且呈現夏季大、冬季小的分布特點；劉煜等[8]在2007 年利用SAGEⅡ衛星遙感資料，分析發現大的火山噴發對青藏高原平流層氣溶膠產生較長的影響，其周期大約為6 a。 尚晶晶等[11]在2017年利用WRF-Chem 模式模擬2006 年8 月1 日—9月1 日中國區域硫酸鹽和黑碳氣溶膠與云特性的相互作用，發現黑碳對云量的影響要大于硫酸鹽，其原因可能是由于黑碳氣溶膠直接輻射效應導致云層受熱，而使得云粒子蒸發，云量減少。因此，平流層氣溶膠在大氣化學和輻射強迫中扮演著十分重要的角色。

目前， 國內外對大氣氣溶膠的研究主要關注對流層氣溶膠[14-17]，如沙塵、煙及海鹽等氣溶膠粒子，而對于平流層氣溶膠的研究相對較少。 沈吉等[18]在2019 年利用主動衛星遙感云—氣溶膠激光雷達和紅外探測者衛星（CALIPSO）2017 年12 月—2018 年11 月對流層氣溶膠資料，分析得到長江三角洲地區全年中沙塵氣溶膠出現的頻率最高約占37%，而在夏季煙塵和海鹽氣溶膠的出現頻率要高于春、 冬兩季。此外，中國西南地區地形復雜，主要由四川盆地、山地及云貴和青藏高原組成， 導致該地區天氣及氣候形勢多變， 進而對數值天氣模式對該地區的天氣預測提出更高的要求。且該地區不易進行地面觀測，使得缺乏長期連續觀測的平流層氣溶膠數據（特別是平流層氣溶膠垂直分布資料），平流層氣溶膠對該地區的天氣和氣候的影響研究相對缺乏， 特別是在觀測層面，平流層氣溶膠作為天氣氣候強迫因素，可約束該因素在數值模式中對該地區天氣氣候的預測作用。而CALIPSO 衛星觀測具有時空分辨率高的特點[19-20]，其搭載的激光雷達可彌補該區域平流層氣溶膠連續垂直探測的數據。因此基于CALIPSO 衛星2007—2018 年的數據對西南地區平流層氣溶膠光學特性進行分析研究是十分必要的， 在此基礎上可為西南地區平流層氣溶膠對區域氣候、 天氣的影響提供科學依據。 此外，平流層氣溶膠的研究，可為氣候及環境的變化研究提供有力的科學依據， 為云—氣溶膠的相互作用研究提供基礎。

1 數據與方法

1.1 數據來源與處理

本研究數據來自CALIPSO 衛星2007—2018 年3 級平流層氣溶膠數據產品，其中CALIPSO 衛星是美國NASA 在2006 年發射的一顆地球觀測衛星，并是“A-Train”系列衛星成員之一，軌道高度為705 km，周期為16 d。 相比被動衛星反演，該衛星上搭載的雙波長（532 nm 和1 064 nm）正交偏振激光雷達可以獲取全球云和氣溶膠的垂直內部結構[21-22]。 CALIPSO搭載3 個天頂視場的儀器（CALIOP，IIR，WFC），一個測量1 064 nm 反向散射強度和兩個測量532 nm反向散射信號的正交偏振分量的通道， 用于觀測氣溶膠和微米級的云粒。 CALIPSO 攜帶的可見光和近紅外偏振傳感器激光雷達用于觀察地球氣溶膠和云的相態。 NASA 和法國國家空間研究中心的合作任務，目的是測量氣溶膠和云層，以促進對長期氣候變遷和氣候變化性的預報。主要目的是：提供全球氣溶膠和云觀測數據， 用于研究云和氣溶膠在調節地球氣候中的作用，以及兩者的相互作用。 CALIPSO 能探測到的信號強度跨度達到6 個量級， 覆蓋從地面以上30～35 km 的無氣溶膠情況下散射的信號。 衛星飛行的軌道為太陽同步軌道， 軌道高度705 km，傾角98.05°，升交點地方時13：30。

本文選擇的2007—2018 年的3 級夜間平流層氣溶膠廓線產品于2018 年8 月釋放（由于白天背景噪聲大，CALIOP 對夜間的探測結果更為精確合理[23]）， 該產品的空間分辨率為5 °N、20 °E 和高度900 m， 且由背景值和總氣溶膠值兩個數據分量組成。 其中，背景值是移除云，氣溶膠和極地層狀云樣本構成的數據； 而總氣溶膠值是移除云和極地層狀云樣本， 保留氣溶膠樣本構成的數據。 需要說明的是，總氣溶膠值是包括火山灰、硫酸鹽粒子、抬升的煙及極地層狀云氣溶膠的總和。

總衰減后向散射和光學厚度兩個變量被用來分析平流層氣溶膠的光學特性。其中，對背景值的總衰減后向散射變量在0～5.3×10-4km-1·sr-1有效范圍內進行質量控制， 光學厚度在-0.05～0.06 有效范圍內進行質量控制； 對總氣溶膠值的總衰減后向散射參數在0～6.3×10-4km-1·sr-1有效范圍內進行質量控制，光學厚度在-0.02～2 有效范圍內進行質量控制。另外， 對氣象變量平流層平均位溫在300～1 250 K有效范圍內進行質量控制。需要指出的是，本文中四個季度劃分分別為春季（3—5 月）、夏季（6—8 月）、秋季（9—11 月）、冬季（12 月—翌年2 月）。圖1 為研究區域示意圖，西南地區（22.5°～32.5°N，90°～110°E）包括四川、重慶、貴州、云南及西藏東南部。

圖1 研究區域示意圖

1.2 研究方法

1.2.1 氣溶膠光學特性指標

本文通過氣溶膠的總衰減后向散射（Total Attenuated Background，TAB） 和光學厚度（Aerosol Optical Depth，AOD）的背景值和總氣溶膠值之間的差值，來確定西南地區平流層氣溶膠的光學特性。公式為：

式中，AOD為氣溶膠光學厚度，TAB為氣溶膠總衰減后向散射，下標all 表示總氣溶膠值，下標中的bg 為Background 縮寫，表示背景值。

1.2.2 數據分析指標

三維變量總衰減后向散射（TAB），表示TAB的總氣溶膠和背景氣溶膠之間的差值。 對該變量進行降維處理，即緯向分布為變量在經度（Longitude）方向進行積分。 同理，徑向分布為變量在緯度（Latitude）方向進行積分。 其公式為：

式中，TM為平均的總衰減后向散射值，N 為2007—2018 年三級平流層氣溶膠數據個數。 lo 為經度（Longitude）縮寫，la 為緯度（Latitude）縮寫。

2 結果與分析

2.1 平均位溫的季節變化特征

基于平流層內水汽含量少， 選擇位溫來分析西南地區平流層的氣象條件的變化， 因為位溫是干空氣的一個重要的濕度參量[24]。由圖2 可知，西南地區平流層內的平均位溫呈現由南向北逐漸減小的分布，云南，貴州等區域平均位溫較大，平均位溫隨著高度的增加而增加，其中，在10～16 km，位溫增加的速率比17～35 km 增加得快。 這可能是因為對流層頂部和平流層底部之間的熱量交換比平流層頂部要多和快[25]。此外，表1 總結了西南地區四季平均位溫的變化，夏季的平均位溫最大為681 K，冬季的平均位溫最小為672 K， 且春季和冬季的平均位溫在西南地區波動較大。

圖2 2007—2018 年西南地區平流層平均位溫的季節分布

表1 2007—2018 年西南地區平流層位溫最小值、最大值和平均值的季節分布K

2.2 光學厚度的季節變化特征

值由南向北逐漸增大， 且二者的數值波動在春季和冬季比夏季和秋季大， 這與上文分析的平均位溫的變化分布相同。 另外表2 總結了西南地區四季二者的差值，即平流層氣溶膠光學厚度值。 總的來說，西南地區的平流層氣溶膠的光學厚度四季分布的平均值較小。其中，夏季光學厚度的平均值最大為0.000 7，其余3 個季節都為0.000 1，這可能是因為夏季的對流活動較強， 造成氣溶膠粒子在對流層和平流層之間交換[26-27]，使得位于對流層的氣溶膠在平流層被激光雷達捕捉到。

圖3 2007—2018 年西南地區平均光學厚度背景值和總氣溶膠值的季節分布

表2 2007—2018 年西南地區平均背景和總氣溶膠光學厚度值的季節分布

2.3 總衰減后向散射緯向和徑向的月變化特征

2007—2018 年西南地區平流層氣溶膠總衰減后向散射緯向的月變化見圖4。 12 個月份總衰減后向散射都表現為數值的大小隨著高度的增加而減小，即在11～12 km 高度處存在最大值。 這可能是由于平流層底部和對流層頂部之間因大氣動力作用，致使二者之間的氣溶膠粒子相互交換作用增強[26-27]。以及由于氣溶膠粒子自身的重量， 而使其出現分層分布，即重量大的氣溶膠粒子因重力而分布在下層。相反， 重量小的氣溶膠粒子分布在上層。 此外，在10 km 處出現總衰減后向散射的無效值， 在圖4 中顯示為白色區域。

圖4 2007—2018 年西南地區總衰減后向散射背景值和總氣溶膠值緯向的月變化

總衰減后向散射背景值和總氣溶膠值的經向分布見圖5。與圖4 相似，12 個月份的總衰減后向散射的分布都隨著高度的增加而減小。其中，總衰減后向散射數值在0.08×10-3～0.2×10-3km-1·sr-1所占的比例最大，其位于18～22 km，即圖5 中淺綠色區域。

圖5 2007—2018 年西南地區總衰減后向散射背景值和總氣溶膠值經向的月變化

2.4 總衰減后向散射緯向和徑向廓線的月變化

圖6 是總衰減后向散射的緯向廓線的月際變化分布。為了更清晰地表達結果，圖中橫坐標和縱坐標的值都取對數，且橫坐標值為小數點后三位。總體來說，在12 個月份的全部高度上總衰減后向散射的背景值和總氣溶膠值之間的差異較小， 即平流層氣溶膠濃度較小。

圖6 2007—2018 年西南地區總衰減后向散射平均背景值和總氣溶膠值的緯向廓線的月際分布

圖7 是總衰減后向散射的經向廓線的月際變化分布。 與圖6 分布相似，經向上平流層氣溶膠的濃度較少，且與高度呈反比的關系，即隨著高度的增加而減少。 其中在16 km 的高度處，總衰減后向散射值出現拐點。 需要指出的是，總衰減后向散射值的廓線分布與平均位溫的廓線分布（圖2）呈反比關系。這可以解釋為平流層內位溫隨著高度的增加而升高， 即存在逆溫現象，致使粒子在該層的擴散能力減弱，相應的平流層氣溶膠濃度分布與高度呈現反比的關系。此外， 表3 總結了月間平流層氣溶膠總衰減后向散射平均值的變化分布。 其中，6、7、8 月在緯向上的分布出現最大值，分別為0.000 5×10-3，0.000 6×10-3km-1·sr-1和0.000 4×10-3km-1·sr-1；而在經向上1 月出現最大值0.001 8×10-3km-1·sr-1。

圖7 2007—2018 年西南地區總衰減后向散射平均背景值和總氣溶膠值的經向廓線的月際分布

表3 2007—2018 年西南地區平均總衰減后向散射背景和總氣溶膠值的月際分布km-1·sr-1

3 結論

在地理和季節上， 西南地區平流層氣溶膠濃度較低， 具體表現為在緯向和徑向的月際變化廓線分布上， 平流層氣溶膠總衰減后向散射的背景值和總氣溶膠值的垂直廓線基本重疊。相對于春季，秋季和冬季， 夏季平流層氣溶膠光學厚度的均值出現最大值0.000 7，該季節分布與余長明等[13]人的結果相似。 平流層氣溶膠總衰減后向散射值的緯向和經向分布都隨著高度的增加而減小， 其中最大值出現在10～11 km 高度，其原因可能與平流層氣溶膠粒子的重量有關，即質量越大的粒子分布于下層，該分布特點與Pan[23]研究的結果相似。 在夏季二者廓線在16 km出現拐點，在6、7、8 月，分別出現最大氣溶膠總衰

減后向散射值0.000 5×10-3、0.000 6×10-3、0.000 4×10-3km-1·sr-1。 需要指出的是，平均位溫的廓線分布和氣溶膠總衰減后向散射廓線分布呈反比， 且在高度15～16 km 處均出現一個拐點， 這需要進一步研究。

在近地層大氣中氣溶膠停留時間較短， 只有在干燥地區停留時間稍長一些，可以維持幾個星期。到目前為止，全球低層還沒有較長時間的累積資料，它們中大部分被沉降和清洗消除。 進入平流層的氣溶膠停留時間較長，這將對氣候產生影響。大氣中的氣溶膠對輻射狀況有很大影響， 懸浮在大氣中的氣溶膠粒子能吸收和反射太陽輻射， 它能阻攔部分太陽輻射，特別是減少紫外線通過，使到達地面的太陽輻射減弱。根據實測資料和理論上的估計，認為平流層氣溶膠總量增大0.8×10-6g/cm2，太陽輻射總量減弱1%， 太陽輻射總量的減少將導致地面溫度降低約1.5 ℃。另一方面，大氣中氣溶膠的增加，豐富了大氣凝結核，使云量、降水量、霧的頻率增多，對地表起冷卻作用。又因氣溶膠微粒吸收短波輻射而增熱，它和射入太陽輻射減弱的結果可以引起能量重新分配。氣溶膠對氣候變化的影響問題較為復雜， 有待進一步深入研究。