南亚高压与邻近地区臭氧变化的相互作用

北半球夏半年，南亚高压因亚洲季风区的对流加热作用形成并维持在上对流层下平流层(UTLS)区域(Hoskins and Rodwell, 1995；Highwood and Hoskins, 2010；Jin et al., 2013)。同时，其发展和变化也受到青藏高原热力作用的影响(Ye, 1981；Yeh, 1982；黄荣辉，1985；吴国雄等，1997；刘屹岷等，1999；吴国雄等，2002；Duan and Wu, 2005；刘伯奇等，2009；周秀骥等，2009)。在南亚高压反气旋环流影响下，其邻近UTLS区的大气成分分布与变化具有独特的区域特征(陈洪滨等，2006)。周秀骥等(1995)利用1979~1991年平均的TOMS卫星资料发现在夏半年(4~9月)青藏高原上空的臭氧总量比同纬度的中国东部地区要低5 DU(多布森)以上，称其为青藏高原臭氧谷。Zou(1996)同样利用TOMS资料，证实了青藏高原臭氧谷的存在。随着观测资料的丰富，Guo et al., (2015)利用卫星资料和再分析资料发现了青藏高原臭氧谷的双心结构，最强中心位于UTLS区，较弱的中心位于平流层上层，并指出该弱中心主要由化学作用导致(郭栋等，2017)。关于青藏高原臭氧谷的形成与变化特征，前人已经做了许多研究(刘煜和李维亮，2001；苏昱丞等，2016；郭栋等，2017；Shi et al., 2017；仕仁睿等，2017；万凌峰等，2017)，并且大多数工作认为与南亚高压有关的动力过程对UTLS区的臭氧低值形成起到主要作用，而化学作用较弱(郭世昌和徐裕华，1986；Liu et al., 2003；苏绍基和王卫国，2004；周任君和陈月娟，2005；Tian et al., 2008；Liu et al., 2009；Bian et al., 2011；Guo et al., 2012；苏昱丞等，2016；Guo et al., 2017)。其中，对流层顶高度变化与大尺度环流变化导致的UTLS区臭氧异常在南亚高压影响其邻近区臭氧低值的变化中起着关键作用(刘煜和李维亮，2001；周任君和陈月娟，2005；Zhou et al., 2013；Zhang et al., 2014, 2015)。另外，高原排开空气导致臭氧较同纬度少也是青藏高原臭氧谷形成原因之一(Tian et al., 2008；Bian et al., 2011)。

然而，以上研究仅关注了南亚高压对其邻近UTLS区臭氧分布的影响，并没有讨论南亚高压邻近区域臭氧对南亚高压的反作用。事实上，臭氧可以吸收短波和长波辐射并释放长波辐射，是平流层最重要的热源。310~400 nm的太阳辐射称为Huggins臭氧吸收带，主要由UTLS区的臭氧吸收(Brasseur and Solomon, 2005)，而且在下平流层区，由于臭氧变化所引起的冷却效应与水汽增加所引起的长波辐射冷却效应是相当的(de F. Forster and Shine, 1999)。因此UTLS区臭氧可以通过影响辐射平衡，来影响大气温度结构和大气环流(Ramaswamy et al., 1996；Bengtsson et al., 1999；Hu et al., 2015)。而UTLS区臭氧的纬向非对称性会在南亚高压区产生纬向非对称的辐射强迫，进而可能会引起南亚高压的变化(Li et al., 2017)。因此，本文研究南亚高压与其邻近区域臭氧变化的相互作用是有意义的。

另外，皮尔逊相关系数只反映了两变量间的相关性，无法判断两者间的因果联系。在以往气候研究中往往采用时间滞后相关分析的方法判断时间序列间的因果关系，但由于相关分析不区分方向性，在应用上无法处理许多问题，例如重复性出现的过程。而Liang-Kleeman的信息流方法(Liang, 2008, 2013, 2014)，则可以用给定时间序列间单位时间内传递的信息来表征两者间的因果关系。因此，本文利用Liang-Kleeman的信息流方法研究了南亚高压与其邻近区域臭氧变化的因果联系。

本文采用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的1979~2015年夏半年(5~9月)ERA-interim再分析月平均资料，包括100 hPa高度场和臭氧质量混合比(水平分辨率为0.5°×0.5°)，以及散度、垂直速度、长波加热率和短波加热率(水平分辨率为1°×1°)。

本文利用的统计分析方法有皮尔逊相关系数、t检验、Liang-Kleeman信息流方法，其中，因果关系定量地由两时间序列间单位时间内传递的信息来表征。一个事件到另一事件存在非零的信息流，或者说信息传递，逻辑上表明了前者与后者因果联系的强弱，若不存在因果联系则信息流为零。Liang-Kleeman信息流与因果关系的联系由一个重要的性质保证，该性质也是经过证明在因果分析中必须遵循的定理：一个动态事件A的发展独立于另一事件B，则从B到A的信息流是零。给出一个二维系统：

其中，$ {{\dot w}_i}\left({i = 1, 2} \right) $为白噪音，bij、Fi为x1、x2和t的任意函数。Liang(2008)证明了从x2到x1的信息流为

其中，ρ1为x1的边际密度，E为数学期望(单位：nats/单位时间，nats是自然信息量单位)。显然，方程(2)包含了上述因果联系的严格定理，即若x1的演变独立于x2，则T2→1=0。

当只给出两时间序列X1和X2，我们首先需要一个计算信息流的模型，对于线性系统，方程(2)的极大似然估计在形式上将变得非常简洁(Liang，2014)：

式中，Cij为Xi与Xj的样本协方差，Ci, dj为Xi与$ {\dot X_j} $的协方差，$ {\dot X_j} $为dXj/dt的差分近似，为欧拉前差格式：

Δt为时间步长。若T2→1，则X2不会引起X1的变化，即X2不是X1变化的原因。若T2→1＞0，则X2是X1变化的原因，且X2使X1变化的不确定性增强，可预报性降低。若T2→1＜0，则X2是X1变化的原因，且X2使X1变化趋于稳定，可预报性增强。相应地，Liang(2014)给出了检验信息流显著性的方法。另外，该方法已经在研究El Niño与印度洋偶极子(IOD)间因果关系时得到验证(Liang，2014)。

本文采用强度指数作为南亚高压的特征指数。参考张琼等(2000)对南亚高压强度指数的定义：100 hPa等压面上，(0°~40°N，40°E~120°E)范围内16600 gpm以上所有格点的位势高度减去16600 gpm差值的总和。如上定义的强度指数具有明显的年际和年代际变化，在以往的研究中被多次应用来代表南亚高压的变化特征(张琼和吴国雄，2001；徐忠峰和钱永甫，2003；陈延聪等，2009；周利敏等，2016)。同时，本文利用均方差来表征100 hPa高度上位势高度与臭氧质量混合比的纬向偏差(以下简称臭氧纬向偏差)的变化幅度。

南亚高压在夏半年一直存在，除5月偏南以外，6~9月均位于伊朗和青藏高原上空。5~9月南亚高压特征等值线分别取为16620、16720、16760、16760、16690 gpm，代表南亚高压的范围。5月份南亚高压自西向东横跨印度半岛、孟加拉湾、中南半岛直至西太平洋，中心位于(21.5°N，95.5°E)，强度为16674 gpm(图 1a)。到了6月，南亚高压西北抬，高压中心位于青藏高原上空，中心位于(29°N，88°E)，高压强度有所增强，强度增大至16776 gpm(图 1b)。7月份南亚高压达到最西北位置，中心位于伊朗高原上空(33°N，58°E)，强度达到最强，为16855 gpm(图 1c)。8月份南亚高压大体位置与强度稍变，中心位于(32°N，80.5°E)，强度为16827 gpm(图 1d)。到了9月份，南亚高压南撤，中心南撤至(29°N，88.5°E)，强度减弱为16721 gpm(图 1e)。

同时，南亚高压区臭氧低值(以下简称臭氧低值)也一直存在，均位于伊朗和青藏高原上空。取-1.5×10-7 kg kg-1为臭氧纬向偏差的特征等值，代表 100 hPa上臭氧低值的范围。对比图 1a–e可以看出，夏半年各月份在南亚高压及邻近区总存在臭氧纬向偏差负值区。5月份负值中心位于青藏高原北部上空(图 1f)，而到了6月份负值中心西进且有一分为二，一个中心位于青藏高原西北侧而另一个中心位于伊朗高原北部(图 1g)。7月份负值中心合二为一且强度减弱，其位置达到最西，位于里海与伊朗高原交汇处(图 1h)。8月份负值中心减弱并且东退(图 1i)。9月份负值中心东退至了青藏高原西北侧(图 1j)。

由100 hPa上位势高度的均方差分布可以看出，南亚高压的变化情况总体上是高纬地区变化大而低纬地区变化较小，并且5月份在南亚高压的西北部存在变化大值中心(图 1a)，7月份在南亚高压的北部及东北部也存在变化大值中心(图 1c)。而臭氧纬向偏差的均方差分布的总体情况与南亚高压的类似(图 1a–e)。高纬地区臭氧纬向偏差变化大而低纬地区变化较小，并且在南亚高压北部，位势高度场与臭氧纬向偏差的均方差具有相似的分布。

为进一步研究南亚高压强度变化与同期臭氧低值变化的相关及因果联系，即探究南亚高压强度(臭氧低值)的变化是否能引起臭氧低值(南亚高压强度)的变化，或者是否两者相互影响，计算了1979~2015年夏半年(5~9月)各月份100 hPa南亚高压强度指数与其邻近地区臭氧纬向偏差变化的相关系数(图 2)与信息流(图 3、4)。

5月份南亚高压较臭氧低值区域偏南。在阿拉伯海、印度半岛以及中南半岛地区，即南亚高压西部和臭氧低值南部，南亚高压强度与臭氧纬向偏差呈显著负相关，相关系数达到-0.35，并通过95%信度水平的显著性检验(图 2a)。而从信息流分布可以看到，5月份在南亚高压西部和臭氧低值区域南部，南亚高压强度变化对该地区臭氧纬向偏差产生影响，并使其趋于不稳定(图 3a)；而该地区臭氧纬向偏差的变化反过来也影响南亚高压强度变化，使南亚高压强度趋于稳定，可预报性增强(图 4a)。即5月，在南亚高压西部和臭氧低值区域南部，臭氧低值增强(减弱)可能部分导致了南亚高压的增强(减弱)。

到了6月，由图 2b可以看到南亚高压和臭氧低值的位置范围较一致，青藏高原西部、孟加拉湾北部以及中南半岛地区为显著负相关，青藏高原西部和孟加拉湾北部地区相关系数达到-0.35，中南半岛地区相关系数达-0.4；在南亚高压西侧的西亚地区向北延伸至里海存在一个负相关中心，相关系数达到-0.45，以上区域均通过95%信度水平的显著性检验。并且可以看到信息流高绝对值中心与强相关中心位置对应，在青藏高原、孟加拉湾、中南半岛以及南亚高压西侧的西亚地区向北延伸至里海地区，南亚高压强度变化是该地区臭氧纬向偏差变化的部分原因，并使其可预报性增强(图 3b)；而只有伊朗高原与青藏高原交界地区的臭氧纬向偏差对南亚高压有影响，使其强度趋于稳定(图 4b)。即6月，在南亚高压和臭氧低值的中部和西部边缘，臭氧低值增强(减弱)可能和南亚高压增强(减弱)互为因果，相互影响，而在南亚高压和臭氧低值的东南侧，南亚高压增强(减弱)可能部分导致了臭氧低值增强(减弱)。

7月份南亚高压最强，且南亚高压的位置与臭氧低值较为一致。然而，南亚高压和臭氧低值的关系并不密切，南亚高压强度和臭氧纬向偏差相关系数和信息流通过检验的区域均位于南亚高压和臭氧低值边缘与外部(图 2c、3c、4c)。因此，认为7月南亚高压和臭氧低值年际变化的因果关系不明显。

8月份南亚高压强度与南亚高压和臭氧低值西部的伊朗高原和东部的河西走廊地区臭氧纬向偏差为负相关，相关系数分别达到-0.35和-0.25，分别通过95%和80%信度水平的显著性检验。信息流显示，在伊朗高原、河西走廊地区，南亚高压强度变化是该地区臭氧纬向偏差变化的部分原因，并使其可预报性增强(图 3d)；而在南亚高压和臭氧低值主体上，臭氧纬向偏差变化对南亚高压的影响并不显著(图 4d)。因此，8月在南亚高压和臭氧低值的西部和东部，南亚高压增强(减弱)可能部分导致了臭氧低值增强(减弱)。

9月份，臭氧低值中心位于南亚高压北部。南亚高压强度和臭氧纬向偏差在臭氧低值中心的塔里木盆地和南亚高压西部的伊朗高原地区均存在显著负相关，相关系数达到-0.4，且均通过95%信度水平的显著性检验(图 2e)。在伊朗高原地区，南亚高压强度变化可能是该地区臭氧纬向偏差变化的部分原因，并使其趋于稳定，与其为单向因果关系(图 3e)；在臭氧低值中心的塔里木盆地地区，南亚高压与臭氧纬向偏差的变化互为因果，均使对方可预报性增强(图 3e、4e)。即9月，在南亚高压北部和臭氧低值中心区，臭氧低值增强(减弱)可能和南亚高压增强(减弱)互为因果，而在南亚高压西部南亚高压增强(减弱)可能部分导致了臭氧低值增强(减弱)。

为进一步分析在垂直方向上南亚高压与臭氧低值的相互作用，分别取上述分析中相互作用较为明显的5月、6月以及9月的关键区取垂直剖面(图 5)。

在南亚高压强度对臭氧低值信息流方向，5月、6月和9月分别沿75°E，80°E和55°E做垂直剖面。可以看到，在5月份，南亚高压强度变化对125~100 hPa以及200 hPa以下臭氧低值具有影响，且使臭氧低值的变化趋于不稳定(图 5a)。而6月份，南亚高压强度变化主要影响了100 hPa附近的臭氧低值变化，且使其变化趋于稳定，可预报性增强(图 5b)。到了9月份，南亚高压强度变化主要影响了关键区内300~100 hPa的臭氧低值(图 5c)。

而臭氧低值对南亚高压强度的信息流，5月、6月和9月分别沿70°E、72°E和80°E做垂直剖面。可以看到在5月和6月，100 hPa以下臭氧低值的变化对南亚高压强度变化具有影响，且使其趋于稳定，可预报性增强(图 5d、5e)，而9月份，臭氧低值对南亚高压强度的影响在125 hPa以上为使其变化趋于稳定，125 hPa以下为使其变化趋于不稳定(图 5f)。

关于南亚高压对臭氧低值的影响机制，前人已经有了丰富的研究。多数研究认为，动力过程对臭氧低值的形成及变化具有重要影响，而南亚高压是其中的主要影响因素(卞建春等，1997；Liu et al., 2003；Tian et al., 2008；Guo et al., 2012)。二维全球平流层—对流层动力、辐射和光化学耦合模式(付超等，1997)以及三维化学模式OSLO CT M2(Liu et al., 2003)的模拟结果指出，5月份南亚高压从低纬度带来的低浓度臭氧是臭氧低值中心初期建立的主要原因，之后随着南亚高压移上高原和强度增强，对流层低层低浓度的臭氧被输送到UTLS区，从而使得臭氧低值得以加强和维持。同样的，周任君和陈月娟(2005)指出，南亚高压增强时，120~50 hPa的等位温面上升，对应上升气流，从而推测此上升气流带来下层低臭氧浓度的空气从而使该层臭氧浓度减少。周秀骥等(2004)也对南亚高压影响臭氧低值的可能机制进行了详细的讨论，因此本文不再详述，以下着重分析臭氧低值影响南亚高压的可能机制。

为分析臭氧低值影响南亚高压的可能机制，我们选取5月、6月以及9月臭氧低值影响南亚高压的关键区域进行分析。根据上述分析中臭氧低值影响南亚高压的区域，5月选取区域为(11°~23°N，57°~85°E)，6月为(17°~37°N，60°~80°E)，9月为(30°~42°N，70°~95°E)。我们将37年每年各月关键区域内臭氧纬向偏差求和，以表征该区域臭氧浓度的变化，之后与辐射场以及动力场进行相关分析，并将5月、6月和9月分别取沿70°E、72°E、80°E的垂直剖面分析以探究可能的影响机制。

由图 6可以看到，5月关键区内，100 hPa高度以上(以下)臭氧浓度与长波加热率为显著负(正)相关(图 6a)，相关系数绝对值均超过0.5。而与短波加热率在100 hPa以下为显著负相关(图 6b)，相关系数达到-0.5。但臭氧浓度与总加热率(长波加热率与短波加热率之和)的相关分布与长波加热率的分布类似，即100 hPa高度以上(以下)臭氧浓度与总加热率为显著负(正)相关(图 6c)，强相关中心从低层到高层向北倾斜，相关系数绝对值达到0.5，并通过99%信度水平的显著性检验。因此认为该区域臭氧浓度变化对辐射变化的影响主要集中在长波波段。类似的臭氧浓度与辐射场的相关分布也存在于6月以及9月的关键区(图 7a–c、图 8a–c)。

同时，从臭氧浓度的变化与动力场的相关分布看，关键区内5月份臭氧浓度与散度在300~50 hPa上均为负相关(图 6d)，而6月和9月在150 hPa以上(以下)为负(正)相关(图 7d、8d)。至于臭氧浓度与垂直速度的相关关系，3个月份的分布类似，基本均为正相关(图 6e、7e、8e)。

根据以上分析，我们得出臭氧低值影响南亚高压的可能机制：当关键区臭氧浓度为正异常时，辐射加热在100 hPa以上(以下)为负异常(正异常)。在加热条件的变化下，高层(低层)辐散为负异常(正异常)，从而使得上升运动出现负异常。高层辐散以及上升运动的负异常最终使得南亚高压呈现负异常。而臭氧浓度负异常导致南亚高压正异常的机制与之类似。

通过分析1979~2015年夏半年5~9月份100 hPa上南亚高压与臭氧纬向偏差的气候特征以及南亚高压强度与其邻近区域臭氧纬向偏差的相互作用，得出如下结论：

除7月外，夏半年南亚高压与臭氧低值的强度年际变化存在因果联系(表 1)。在部分地区，6月和9月，南亚高压和臭氧低值强度变化相互影响，然而在5月和8月二者的因果关系仅仅是单向的。在6月南亚高压和臭氧低值的中部和西部边缘，以及9月南亚高压北部和臭氧低值中心区，臭氧低值增强(减弱)可能和南亚高压增强(减弱)互为因果，相互影响。在6月南亚高压和臭氧低值的东南侧、8月南亚高压和臭氧低值的西部和东部，以及9月南亚高压的西部，南亚高压增强(减弱)可能部分导致了臭氧低值增强(减弱)。在5月南亚高压西部和臭氧低值南部，臭氧低值增强(减弱)可能部分导致了南亚高压增强(减弱)。

根据相关分析，推测当南亚高压区臭氧浓度出现正异常，辐射加热在其上部(下部)为负异常(正异常)，导致高层(低层)辐散出现负异常(正异常)，从而使得上升运动出现负异常。高层辐散以及上升运动的负异常最终使南亚高压呈现负异常。而臭氧浓度负异常导致南亚高压出现正异常的机制与之类似。

此外，上升运动异常可能会导致水汽等温室气体异常，其涉及相变的潜热释放过程较为复杂，可能会对结果具有影响，我们会在之后工作中加入水汽的影响，并通过偏相关分析以及数值模拟来进一步验证该机制。另外，臭氧变化对南亚高压强度变化的反馈作用的位置差异等问题还不明确。如6月份，伊朗高原与青藏高原交界地区，南亚高压强度变化与臭氧低值相互作用大致以80°E为界，以东主要为南亚高压对臭氧低值的作用，以西则相反(图 2b、图 3b、图 4b)。以及不同月份南亚高压和臭氧低值因果关系存在很大差异的原因，这些问题都需要进行进一步研究。