易明建 傅云飛 劉鵬 衡志煒 高越 洪星園

中國科學技術大學地球和空間科學學院，合肥 230026

我國東部夏季一次強對流活動過程中對流層上部大氣成分變化的分析

易明建 傅云飛 劉鵬 衡志煒 高越 洪星園

中國科學技術大學地球和空間科學學院，合肥 230026

利用星載微波臨邊遙感探測結果，對2006年6月28～29日江淮地區(qū)的一次強對流天氣過程中對流層上部一氧化碳（CO）、臭氧（O3）、水汽（H2O）和冰水含量（IWC）的分布特點進行了研究。強對流天氣過程前后的對比分析表明，CO混合比增大，在200 hPa處增加了0.12 ppm (1 ppm=10-6)；O3混合比減小，在70 hPa 處減少了0.30 ppm；H2O混合比在250 hPa處增加了400 ppm；IWC在強降水發(fā)生之前有大幅增長，在200 hPa處最大含量可達0.03 g/m3。CO和O3含量與垂直運動速度兩者的相關變化表明，對流垂直輸送作用可能是造成對流層上層和平流層低層大氣成分變化的機制之一。而H2O和IWC含量的增加主要局限于對流層頂以下，這表明對流層上部水物質的質量和形態(tài)是由垂直輸送作用和對流系統(tǒng)內部的微物理過程共同決定的。

對流 大氣成分 微波臨邊遙感

1 引言

對流層頂是地球大氣對流層與平流層的過渡層，也是對流層大氣與平流層大氣進行物質和能量直接交換的關鍵區(qū)域，這里的大氣微量成分不僅是對流層與平流層之間動力輸送的示蹤物，還是影響光化學過程和大氣輻射平衡的關鍵因子（Sherwood and Dessler, 2000; Salby et al., 2003; 陳洪濱等, 2006;卞建春, 2009）。在熱帶地區(qū)，對流層頂高度變化在14 km至18 km之間，該地區(qū)大部分的對流活動位于對流層頂以下，但也有一些強對流活動中的上升氣流可以穿過對流層頂，進入到平流層低層（Kuhn et al., 1971; Kuhn and Stearns, 1973; Alcala and Dessler, 2002）。如，Liu and Zipser（2005）通過對5年時間 TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission）資料的統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，約有 1.3%的熱帶對流系統(tǒng)可以達到14 km高度，其中陸地上深對流發(fā)生的頻率要比洋面高，特別是在中部非洲等地區(qū)，深對流發(fā)生的可能性更大。

近年來的研究結果表明，對流活動中的向上輸送及其混合過程是影響對流層頂水汽變化的重要過程，特別是冰相粒子的向上輸送對于對流層頂水汽變化有著更重要的作用（Sassi et al., 2001; Hassim and Lane, 2010）。其實，對流活動不只是引起對流層頂水汽的變化，還引起對流層頂其它的一些微量氣體（如CO、O3等）分布的變化。已有研究結果表明，對流層上部（即370 K等位溫面以上）多達60%的空氣可以通過平流層底部（即380 K等位溫面）向上逸出（Dessler, 2002），而在對流層低層排放的微量氣體（如 CO和CH4等），也會由于對流活動的垂直輸送，上升至對流層頂附近甚至進入到平流層（Ricaud et al., 2007; 卞建春等, 2011）。

迄今為止，夏季熱帶對流及其影響仍是研究的熱點，而對熱帶外地區(qū)強對流活動和相應的大氣成分變化的研究比較少。但是，對 TRMM（Tropical Rainfall Measuring Mission satellite）測雨雷達十年探測結果的統(tǒng)計表明，夏季亞洲副熱帶地區(qū)的對流降水頂部高度高于熱帶地區(qū)，尤其在陸面上更是如此，由此推測，夏季整個副熱帶地區(qū)，特別是副熱帶陸面，對流將可能強于熱帶地區(qū)（傅云飛等, 2008;劉鵬和傅云飛, 2010）。實際上，利用機載設備進行的觀測實驗已經證實，在熱帶外地區(qū)發(fā)生的強對流活動中，對流層低層空氣可以隨強烈對流運動上升到接近平流層的高度（Fischer et al., 2003），在對流云頂部也發(fā)現(xiàn)CO的濃度要比對流云外部高出近一倍（Poulida et al., 1996）。由此可知，熱帶外地區(qū)強對流活動對大氣成分變化的影響也非常顯著。本文將利用多平臺高分辨率的衛(wèi)星資料，就 2006年 6月28日～29日發(fā)生在江淮之間的一次強對流活動前后對流層上層大氣成分變化進行研究，并討論對流活動對大氣成分垂直輸送的作用。

2 資料介紹

本文主要使用了TRMM PR、CloudSat CPR、Aura MLS等衛(wèi)星資料和NCEP資料集。

TRMM是一顆非太陽同步極軌衛(wèi)星，軌道傾角約35°，飛行高度350 km（2001 年8月7日后改為400 km）（Kummerow et al., 1998, 2000）。其環(huán)繞地球一周約需96 min，每天在38°S至38°N之間約有16條軌道。文中使用的標準資料2A25是根據PR回波反演的三維降水率（mm/h）（Iguchi et al., 2000;Meneghini et al., 2000）。PR的星下點分辨率是4.3 km（水平）、0.25 km（垂直），垂直探測高度自地表至20 km高，掃描寬度約為220 km。

CloudSat是太陽同步衛(wèi)星，其軌道高度為705 km，軌道面和平均太陽子午線之間的固定傾角為98.2°（Stephens et al., 2002; Haynes and Stephens,2007; Stephens and Kummerow, 2007; Stephens et al.,2008）。CloudSat衛(wèi)星搭載的CPR（Cloud Profiling Radar）每 0.16秒對大氣發(fā)射一次探測脈沖，衛(wèi)星在軌道上向前飛行1.1 km后接收大氣返回脈沖，這樣就對大氣完成一次垂直探測。CPR在垂直方向共探測有125層，每層分辨率為240 m，共對30 km厚度的大氣層進行探測。衛(wèi)星繞軌道 1周約需 99分鐘，每天共有 14條軌道，每條軌道上可以產生37088個云剖面（馬占山等, 2008）。文中所使用的雷達反射率因子有效數(shù)值范圍為-40～50 dBZ。

Aura衛(wèi)星的軌道高度為705 km，與CloudSat同屬于A-Train系列，由于兩者之間相互距離非常近，它們通過探測地的時間差幾乎可以忽略，極大的方便了衛(wèi)星資料的綜合應用。MLS（Micro wave Limb Sounder）（Waters et al., 2006）是 Aura衛(wèi)星的重要探測器之一，主要用于測量地球大氣臨邊的微波熱輻射，通過臨邊掃描來觀測從平流層到對流層頂?shù)?18、190、240、640 GHz和2.5 THz光譜范圍的微波散射。MLS每24.7秒完成一次從地表到約90 km高度的掃描，每條廓線沿衛(wèi)星軌跡的空間間隔為1.5°（約165 km），垂直分辨率是3 km左右，準全球覆蓋（南北緯 82°之間）。MLS資料既可用于反演 O3、H2O、BrO、ClO、HCl、HOCl、OH、HO2、HCN、CO、HNO3、N2O和SO2混合比的垂直廓線，也可用于反演冰面相對濕度、云含冰量、位勢高度和溫度。MLS資料早期版本（v1.5）與氣球探空資料的差別一般在5%～10%（Froidevaux et al., 2006），而本文使用的v2.2版資料已經針對前一版本存在的問題作了一些修正和改進，其準確性和可信度進一步得到提高（Livesey et al., 2007）。

NCEP（National Centers for Environmental Prediction）資料為 17層氣壓坐標系再分析資料（Kalnay et al., 1996; Kistler et al., 2001），水平分辨率為 2.5°×2.5°。本文使用了每日4次的位勢高度、溫度、相對濕度、以及水平和垂直速度物理量來計算和分析大氣環(huán)流形勢。

3 天氣背景

3.1 降水和對流云特征

本文研究的強對流過程發(fā)生于2006年6月28日～29日江淮之間。這次過程中安徽北部和中部均出現(xiàn)了強雷暴、大風（極值 32 m/s）、龍卷和短時暴雨。圖1給出了雨量計觀測的六小時累計降水，降水主要集中在2006年6月29日00時到06時（協(xié)調世界時，下同）之間，降水發(fā)生的主要范圍在（31°N～35°N, 115°E～121°E）（圖 1 中方框所示，稱之為I區(qū)，下文均與此相同），六小時累計降水最大可達40 mm以上。TRMM PR反演的地表降水分布（如圖 2）顯示，從安徽到江蘇北部為一狹長雨帶，寬約100 km，長達數(shù)百公里。

通過對地面觀測結果和衛(wèi)星反演結果的比較，已經很清楚地描述了強對流天氣過程的降水分布和降水強度變化。CloudSat衛(wèi)星在29日16:42經過Ⅰ區(qū)上空，從圖3給出的CloudSat軌道和探測的雷達反射率因子可知，有一深對流云團中心位于（33.7°N, 118.2°E）處，云頂高度約14 km，云砧明顯。該對流云出現(xiàn)在地面最強降水過程之后，但是其位置和垂直高度仍然代表了該地區(qū)發(fā)生的強對流云團的一般特點。按照對流云頂高度劃分，這是一次深對流過程（云頂高度大于 10 km）。由于CloudSat相鄰軌道在地球表面的東西向間距約為24°，且軌道不會連續(xù)經過同一地點，因此在 6月28～29日這段時間里，只能得到這一例對流云圖像。在江淮地區(qū)的這次強對流天氣過程中，是否還存在有更強更高的對流云，單靠目前所掌握的衛(wèi)星資料還不能予以證實，但是如果以降水強度的變化推測，在29日凌晨極有可能出現(xiàn)比圖3b中更強更高的對流云。

3.2 大氣環(huán)流背景

強對流和暴雨天氣的發(fā)生一般滿足以下物理條件：位勢不穩(wěn)定層結，低層水汽輻合，具有使不穩(wěn)定能量釋放的機制。下面將對這次強對流天氣過程中的一些物理條件進行簡單的分析，以了解強對流天氣的大氣環(huán)流特點和垂直對流的成因。

在江淮地區(qū)強對流天氣之前，500 hPa高度場上可以看到高緯度的低壓槽分裂出短波槽東移南下，槽后冷空氣與西南氣流在江淮地區(qū)交匯。圖 4給出了6月29日00時850 hPa、500 hPa位勢高度和風場。從850 hPa（圖4a）可以看到，低空有一支偏南方向的低空急流，這支急流在低空輸送暖濕空氣；從500 hPa（圖4b）可以看到，高空為一支西北方向急流和冷平流區(qū)。高低空大氣環(huán)流形勢有利于強對流發(fā)展：其一，產生上下層溫度平流差，形成大氣不穩(wěn)定層結，提供了強對流和暴雨所需的必要條件；其二，低空急流中心的左前方是低空輻合區(qū)，高空急流中心的右后方和左前方是高空輻散區(qū)。當高低空急流交匯，低空急流的輻合區(qū)與高空急流的輻散區(qū)重合時，造成上升運動發(fā)展，觸發(fā)潛在不穩(wěn)定的釋放。

首先，強對流天氣發(fā)生前后大氣不穩(wěn)定層結發(fā)生了明顯變化。大氣穩(wěn)定程度常用沙氏指數(shù)（Is）來表示，它定義為850 hPa等壓面上的濕空氣塊沿干絕熱線抬升到達凝結高度后，再沿濕絕熱線上升至500 hPa時該氣塊具有的溫度T'與500 hPa等壓面上的環(huán)境溫度T500的差值（Showalter, 1953）。Is單位為℃，Is數(shù)值大小與對流天氣有密切關系。通常，當Is＜0時，大氣層結不穩(wěn)定，且負值越大，不穩(wěn)定程度越大，反之，則表示氣層是穩(wěn)定的。當-3＜Is＜0時，表示有發(fā)生雷暴的可能性。從表1可以看到，從28日12時至29日06時，沙氏指數(shù)連續(xù)為負值，它反映了在此期間，對流層大氣處于對流不穩(wěn)定狀態(tài)，若有觸發(fā)機制，極其容易使不穩(wěn)定能量爆發(fā)。在29日00時，沙氏指數(shù)達到負的最大。隨后，發(fā)生強對流和大量降水使得大氣不穩(wěn)定能量逐漸釋放，到29日12時，沙氏指數(shù)回到正值，大氣恢復穩(wěn)定狀態(tài)。

圖1 2006年6月雨量計觀測的六小時累計降水：(a) 28日12～18時；(b) 28日18時～29日00時；(c) 29日00～06時；(d) 29日06～12時Fig.1 Accumulative six-hour precipitation by hyetometer in Jun 2006: (a) 1200-1800 UTC 28 Jun; (b) 1800 UTC 28 Jun-0000 UTC 29 Jun; (c) 0000 UTC-0600 UTC 29 Jun; (d) 0600 UTC-1200 UTC 29 Jun

圖2 TRMM探測的地表降水Fig.2 Surface rain distribution measured by TRMM

此外，大氣強迫抬升運動是大氣不穩(wěn)定得以釋放并造成強對流和暴雨天氣的直接機制。圖5給出了6月29日00時850 hPa、200 hPa的散度場。與圖 4中位勢高度和風場相對應，在江淮地區(qū)，850 hPa（圖5a）低空為大氣輻合運動，200 hPa（圖5b）高空為大氣輻散運動。低空輻合區(qū)與高空輻散區(qū)重合，空氣受迫抬升引發(fā)垂直運動。圖6給出了29日00時500 hPa垂直速度ω以及I區(qū)平均的ω隨時間和高度的變化。從圖6a可以看到，江淮地區(qū)500 hPa等壓面上大氣有較強的上升運動，垂直速率為 0.2 Pa/s。事實上，江淮地區(qū)對流層整層大氣上升運動從28日就已經開始，到29日凌晨時從900 hPa一直到200 hPa高度上均為上升運動，最強上升運動在400 hPa附近，速率大于0.2 Pa/s（圖6b）。此時正對應于江淮地區(qū)發(fā)生最強降水過程。從29日06時開始，整個對流層大氣轉為下沉運動，強對流天氣過程也由此開始減弱。

圖3 （a）CloudSat CPR探測軌道和（b）雷達反射率因子剖面圖Fig.3 (a) CloudSat CPR orbit and (b) profile of radar reflectivity factor

圖4 2006年6月29日00時位勢高度（單位：gpm）和風場（單位：m/s）：（a）850 hPa;（b）500 hPaFig.4 Geopotential height fileds (units: gpm) and horizontal wind at 0000 UTC Jun 29 2006 at (a) 850 hPa and (b) 500 hPa

4 對流層上層大氣成分分布

在這一次強對流事件中，搭載微波臨邊遙感(MLS) 的 Aura衛(wèi)星分別于 28日 05:29和 29日18:15經過I區(qū)上空（圖7），從地面觀測的累計降水隨時間變化（圖1）可知，這兩個時刻分別是在強對流降水發(fā)生之前和之后。圖8和圖9分別給出了沿這兩條軌道A和B的溫度（T）、一氧化碳（CO）、臭氧（O3）、對流層水汽（H2O）、平流層水汽（H2O）和冰水含量（IWC, ice water content）的分布。選擇這幾種大氣成分來分析它們在強對流過程中的變化，有著各自不同的代表意義。CO和O3的變化直接受動力輸送的影響，而與對流過程中溫度變化等物理過程無關，因此可以作為大氣垂直運動的示蹤氣體。CO源地是在對流層低層，隨著高度增加到對流層頂附近混合比逐漸減小，對流上升運動將會導致下層高混合比 CO進入上層，可以使得上層混合比增加。O3最大混合比一般是在10 hPa附近, 從10 hPa以下直到300 hPa的對流層上部，越向下混合比逐漸減小，對流上升運動將會導致下層低混合比的O3進入上層，可以使得上層混合比降低。而H2O除了同樣受到垂直運動輸送的影響以外，還與強對流過程中隨溫度變化的微物理過程密切相關。大部分的 H2O在經過冷的對流層頂前已經凝結沉降，平流層的H2O混合比比對流層要小得多。IWC反映了大氣中冰相水的含量，是對流層上層大氣中水物質組成和變化另一個重要因子。

圖5 2006年6月29日00時的散度（單位：10-5 s-1)：(a) 850 hPa ; (b) 200 hPaFig.5 Divergence fields (units: 10-5 s-1) at 0000 UTC Jun 29 2006 at (a) 850 hPa and (b) 200 hPa

圖6 （a）2006年6月29日00時500 hPa垂直速度（ω）分布（單位：Pa/s）；（b）I區(qū)平均的垂直速度（ω）隨時間和高度的變化（單位：Pa/s）Fig.6 (a) Vertical velocity (ω) at 500 hPa at 0000 UTC Jun 29 2006; (b) time series of average vertical velocity in region I (ω) from 1000 hPa to 100 hPa.(units：Pa/s)

圖7 Aura衛(wèi)星軌道Fig.7 Orbit of Aura satellite

表1 沙氏指數(shù)（Is）變化Table 1 Variation of Showalter index (Is)

從圖8中可以看到，對流層上層有較強的上升運動，I區(qū)上空垂直速度（ω，黑色箭頭）比周邊地區(qū)要大，300 hPa附近速度最大可達0.2 Pa/s。這個時候雖然強降水還沒有發(fā)生，但是空氣受迫抬升運動已經發(fā)展到一定程度。表明這一次強對流天氣過程中，強降水的發(fā)生對應著對流活動發(fā)展達到頂峰，而對流層大氣的垂直上升運動在此前十幾個小時就已經開始了。圖8還給出了此時的溫度和這幾種大氣成分在不同高度的混合比分布特點，CO混合比在I區(qū)出現(xiàn)明顯擾動，在南部邊緣CO混合比出現(xiàn)了顯著的增加。O3混合比從200 hPa到50 hPa逐漸增加，水平方向從南往北混合比增加，100 hPa以下O3混合比都非常小。在150 hPa附近，I區(qū)偏北的位置上有一個很小的區(qū)域，CO混合比減小并且O3混合比增加，這與上升氣流的作用結果相反。有可能是對流層頂附近中小尺度的瞬變擾動造成了這種現(xiàn)象，但是需要采用更高分辨率的探空結果作進一步的分析才可能給予證實。因為這并不是本文的重點和關鍵所在，這里不再詳述。H2O混合比在對流層上層變化也非常明顯，250 hPa以下混合比大于10-4量級，I區(qū)附近H2O混合比值最大可達0.005，在25 0hPa以上混合比變得很小。平流層低層H2O混合比小于10-5量級，I區(qū)上空相比周邊地區(qū)差別很小。IWC分布的特點就很明顯，在I區(qū)要比周邊區(qū)域大得多，200 hPa高度處大約為 0.035 g/m3。對流系統(tǒng)頂部大量冰晶粒子的出現(xiàn)，意味著降水粒子的大量形成和增長，這正是地面強降水啟動和維持所必需的前提條件。

圖9是沿軌道B的大氣成分剖面圖。此時地面強降水過程已經結束，圖中也可以看到對流層上層垂直速度減小了很多。與圖8中的幾種大氣成分混合比進行比較發(fā)現(xiàn)：I區(qū)上空CO混合比增加，200 hPa高度上從 0.06×10-6增加到了 0.18×10-6，增加了一倍多，這種增加一直到100 hPa以上都是非常明顯的。O3混合比濃度由于在對流層上部的值很小，與之前相比差別不明顯，但是水平方向的分布出現(xiàn)了明顯擾動，I區(qū)上空及其周邊O3混合比要比同一高度上的其他地區(qū)略小。H2O混合比在300 hPa高度上有些減少，但往上卻有明顯增加，在250 hPa處混合比從0.0001增加到0.0005以上。在150 hPa的平流層低層，低緯地區(qū)H2O混合比大，I區(qū)H2O混合比變得很小，甚至不到 1.0×10-6。IWC在 I區(qū)上空仍然比其他緯度上要大，不過比起之前已經減少了很多，200 hPa高度處不到0.01 g/m3，下降了一半以上。

通過上述分析可知，對流層上層大氣成分在強對流前后發(fā)生了一些變化。通過對圖7中Ⅰ區(qū)內的衛(wèi)星觀測數(shù)據逐軌平均，并按照時間坐標插值到每日00時，得到了6月26日至7月3日之間這幾種大氣成分區(qū)域平均的混合比隨時間的變化，同時配以垂直速度的變化（圖10）。從中可以看到，在27日和 28日已經開始零星出現(xiàn)有上升運動，但持續(xù)時間很短。到 29日凌晨前后，持續(xù)的上升運動開始了。之后的30日和7月2日垂直速度也較大，是因為當?shù)赜职l(fā)生了兩次對流過程（石瑩等,2009）。在28日之后對流運動發(fā)展的同時，對流層上部與平流層低層之間的過渡層也變得更冷，對流層上層大氣成分分布開始出現(xiàn)明顯變化。雖然這比地面強降水發(fā)生的時間要略早一些，但是與垂直上升運動開始的時間是一致的。大氣成分分布的變化也很好地印證了上升運動的作用結果：在 200 hPa一直到50 hPa的高度上，CO混合比都表現(xiàn)出了顯著的增加；O3混合比在100 hPa以上出現(xiàn)了一定的減少；H2O混合比在對流層上部（250 hPa）增加的同時在對流層頂附近（150 hPa）附近減少；IWC的變化尤其明顯，在地面強降水發(fā)生之前不斷增加，之后便迅速減少。

5 結論

本文利用TRMM PR，CloudSat CPR，Aura MLS和NCEP資料，對2006年6月28～29日 (UTC) 發(fā)生在江淮地區(qū)的一次強對流天氣中的降水分布和對流云結構，大氣環(huán)流背景，以及對流層上層大氣成分分布進行了分析。目的在于揭示夏季熱帶外地區(qū)強對流特征，強對流形成和發(fā)展的天氣背景，以及對流垂直運動與對流層上層大氣成分分布變化的關系，為進一步計算強對流對大氣成分在對流層與平流層之間的直接輸送和研究對流層與平流層物質交換的物理機制提供前期基礎。

圖8 6月28日05時29分溫度、大氣成分分布與垂直速度：（a）T；（b）CO；（c）O3；（d）對流層H2O；（e）平流層H2O；（f）IWC。矢量箭頭：垂直速度ω (單位：Pa/s)；虛線：I區(qū)范圍Fig.8 The profiles of temperature, atmospheric composition, and vertical velocity ω (arrows) at 0529 UTC 28 Jun: (a) T; (b) CO; (c) O3; (d) H2O in the troposphere; (e) H2O in the stratosphere; (f) IWC. Region between the two white dashed lines: region I

圖9 同圖8，但為6月29日18:15Fig.9 Same as Fig. 8, but for 1815 UTC 29 Jun

圖10 對流發(fā)生前后溫度、大氣成分與垂直速度的變化。兩條白虛線代表6月28日05時和6月29日18時Fig.10 The variation of temperature, atmospheric composition, and vertical velocity in and near the convection process. The two white dashed lines indicate the time: at 0500 UTC 28 Jun and at 1800 UTC 29 Jun

研究結果表明，最強地面降水出現(xiàn)在 29日凌晨前后，此時對應有最強的大氣上升運動。測云雷達探測到了強對流減弱階段的一個對流云剖面，雷達反射率剖面顯示云頂高度達到14 km，深入到了對流層上層。對天氣背景的分析表明，高低空大氣環(huán)流形勢提供了有利于強對流天氣發(fā)展的條件，對流層大氣不穩(wěn)定狀態(tài)持續(xù)發(fā)展，低空輻合區(qū)與高空輻散區(qū)相重合促使大氣受迫抬升，觸發(fā)不穩(wěn)定能量釋放，最終造成大氣的強烈對流運動和強降水的發(fā)生。

MLS探測結果表明，強對流天氣過程空氣上升運動速率變化與對流層上層和平流層低層的大氣成分分布變化有很好的對應關系，對于CO而言，上升氣流將下層高混合比空氣引入到上層，增加了上層的CO混合比濃度；對O3而言，上升可以將下層低混合比空氣引入到上層，稀釋了上層的O3混合比濃度。大部分的H2O只能停留在250 hPa以下，但是在250 hPa以上的對流層上部，H2O混合比有較明顯的增加；而在原本相對就比較干燥的對流層頂附近，H2O混合比減小。IWC的大量增加出現(xiàn)在地面強降水發(fā)生之前，在強降水發(fā)生之后IWC含量迅速減小。

上述CO和O3的分布發(fā)生變化的原因可以從對流垂直輸送的角度得到合理的解釋，但是 H2O和IWC等水物質在對流層上部和平流層的分布變化則不盡然。在受到垂直輸送的作用的同時，水分子在不同相態(tài)間的運動和轉化更主要的是由對流系統(tǒng)上部的微物理過程決定的。因此，盡管對流層上部H2O和IWC含量都有一定程度的增加，但是這些增加的不同相態(tài)水的質量，帶給對流層頂以上的水汽收支的直接貢獻并不顯著。相反，強對流過程中大量降水粒子的形成并沉降為地面降水，甚至使得對流層頂附近的 H2O混合比在短時間內出現(xiàn)下降。

本文對強對流天氣過程和對流層上層大氣成分分布變化的分析，定性地給出了兩者之間存在的相關變化關系，指出了對流垂直輸送對對流層上層大氣成分分布的作用結果，同時還發(fā)現(xiàn)了對流上部冰水含量在地面強降水發(fā)生前的急劇增長，這也許可以作為一個前兆因子來預判強降水的發(fā)生。雖然本文只是對單一典型個例進行的分析，其普遍性還有待更充實的證據進一步予以證實，但是其結果仍然很有意義。在此基礎之上，可以對更多類似個例進行定量的計算和統(tǒng)計，還可以借助天氣尺度模式進行數(shù)值模擬，對赤道外地區(qū)強對流過程對大氣成分的垂直輸送作用給出更翔實的例證和更加客觀和量化的評估。

致謝感謝美國國家航空航天局（NASA）提供的資料數(shù)據使得本文的工作得以完成。對審稿人提出的寶貴意見表示感謝！

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Analysis of the Variation of Atmospheric Composition in the Upper Troposphere during a Strong Convection in Eastern China in Summer

YI Mingjian, FU Yunfei, LIU Peng, HENG Zhiwei, GAO Yue, and HONG Xingyuan
School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei230026

The distribution of atmospheric composition, including carbon monoxide (CO), ozone (O3), water vapor(H2O), and ice water content (IWC), during a strong convective weather occurring in the Jianghuai areas is investigated based on measurements by the MLS (Microwave Limb Sounder) on the Aura satellite. Results show that the increase of CO mixing ratio at 200 hPa is 0.12 ppm, the decrease of O3mixing ratio at 70 hPa is about 0.30 ppm, and the increase of H2O mixing ratio at 250 hPa is 400 ppm. The value of IWC has a sharp growth before the surface heavy rain occurs, and its maximum at 200 hPa is about 0.03 g/m3. The consistency variation between vertical velocity and mixing ratio of CO and O3indicates that the vertical transport is a conceivable mechanism changing the distribution of atmospheric composition in the upper troposphere and the lower stratosphere. Besides, H2O mixing ratio and IWC also increase obviously when the convection is triggered, but the growth is limited below the tropopause. This suggests that not only the vertical transport but also the microphysical processes in the convection system decide the quality and phase of water in the upper troposphere.

convection, atmospheric composition, microwave limb sounder

1006-9895(2012)05-0901-11

P421

A

10.3878/j.issn.1006-9895.2012.11124

2011-07-07, 2012-03-16收修定稿

國家重點基礎研究發(fā)展計劃項目2010CB428601，中國科學院知識創(chuàng)新工程重要方向項目KZCX2-YW-Q11-04，國家自然科學基金資助項目41075041、40730950、41105031，中央高?；究蒲袠I(yè)務費專項資金資助WK2080000030，中國博士后科學基金面上資助 20100470859

易明建，男，1980年出生，博士后，從事大氣動力學和衛(wèi)星遙感應用研究，E-mail: mjyi@ustc.edu.cn

傅云飛，教授，E-mail: fyf@ustc.edu.cn