馬小燕，毛睿，馮星雅

摘 要：沙塵氣溶膠是青藏高原高空大氣氣溶膠的重要組成部分。青藏高原高空的沙塵氣溶膠對青藏高原及其周邊地區(qū)的氣候變化有重要影響。本文介紹了青藏高原高空沙塵氣溶膠的主要源地及其貢獻率，沙塵氣溶膠隨高度的時空變化特征，以及近20年高空沙塵氣溶膠含量的長期變化。青藏高原高空沙塵氣溶膠的主要源地包括非洲北部、中東地區(qū)、中亞、塔克拉瑪干沙漠以及青藏高原。青藏高原本地沙源對青藏高原近地面沙塵氣溶膠含量的貢獻最高，貢獻率約為69%，隨著高度升高，本地沙源的貢獻率逐漸降低。外來沙源中，塔克拉瑪干沙漠的貢獻率最大，但是在對流層高層（300 hPa高度），中東和非洲北部沙源地的貢獻較為突出。1990—2010年青藏高原高空沙塵氣溶膠含量持續(xù)增長，這種變化與中東地區(qū)沙塵天氣增多有關，沙塵天氣增多與當?shù)亟邓疁p少和低壓活動增多有關，增多的沙塵天氣導致較多的沙塵隨高空西風環(huán)流向青藏高原傳輸，引起青藏高原高空沙塵氣溶膠含量增多。

關鍵詞：大氣氧含量;青藏高原;海拔;人口健康;高原反應;氣溫

中圖分類號：K903? ? ? ? 文獻標識碼：A? ? ? ? 文章編號：1005-5207（2022）01-0013-05

沙塵顆粒由于其動力學直徑通常小于100μm，而且懸浮于大氣中，因此被稱為沙塵氣溶膠。沙塵氣溶膠是青藏高原大氣氣溶膠的重要組成部分[1]（圖1）。大氣中的沙塵氣溶膠能夠引起青藏高原及其周邊地區(qū)的氣候變化[2]。沙塵氣溶膠能夠阻擋到達地面的太陽短波輻射，沉降到地表積雪表面，改變地表積雪反照率，引起青藏高原地表氣溫發(fā)生改變。青藏高原南坡上空的沙塵氣溶膠通過吸收太陽短波輻射，加熱上層大氣，改變陸地和海洋上空的熱力梯度，導致南亞夏季風影響范圍偏北、爆發(fā)期提前[3]。此外，沙塵氣溶膠是青藏高原氣候變化的指示劑。青藏高原上鉆取的冰芯或者湖芯中記錄了沙塵氣溶膠的粒徑、濃度及沉積通量的變化[4-6]，通過分析這些指標的時空變化特征，可得知影響沙塵氣溶膠傳輸和沉降過程的大氣環(huán)流變化，進而得出歷史時期甚至地質時期青藏高原的氣候變化過程。因此，研究青藏高原高空沙塵氣溶膠的來源及其變化特征，對研究青藏高原及其周邊地區(qū)的氣候變化過程具有重要意義。

一、青藏高原高空沙塵氣溶膠的來源

青藏高原高空沙塵氣溶膠的來源主要包括青藏高原本地沙源和塔克拉瑪干沙漠、北非、中東、中亞和西南亞等地的干旱、半干旱地區(qū)。青藏高原上廣泛分布著荒漠化土地和流動性沙丘，其中雅魯藏布江流域風沙活動面積約2 000km2，長江和黃河源區(qū)存在移動沙丘、沙漠化草甸和草地土壤，這些區(qū)域為青藏高原上空的大氣沙塵提供了充足的來源[7]。青藏高原海拔較高，日間受太陽輻射照射造成湍流活動強，有利于沙塵進入對流層并進行遠距離傳輸，因此青藏高原本身成為高原高空沙塵氣溶膠的主要來源。數(shù)值模擬結果顯示，青藏高原近地面沙源對青藏高原上空沙塵氣溶膠含量的年均貢獻率約為69%，隨青藏高原高度上升其貢獻率逐漸降低，從近地面的69%下降到0.975 Sigma高度（距離地面200～300米）上的40%和0.85 Sigma高度（距離地面約1 500～2 000米）上的5%，貢獻率較高的月份在近地面主要是11月至次年4月，在0.85 Sigma高度上主要是2～3月[8]。

外部沙源中，塔里木盆地距離青藏高原較近，因此青藏高原高空的沙塵氣溶膠含量主要受塔克拉瑪干沙漠的影響[9]。由于塔里木盆地南邊高地形阻擋，沙塵可以從塔克拉瑪干沙漠上升到對流層中高層，然后隨著天氣系統(tǒng)移動擴展到青藏高原北部上空。除了塔克拉瑪干沙漠，青藏高原高空沙塵氣溶膠的遠程來源還包括北非、中東、中亞和西南亞等地。對流層低層的低壓系統(tǒng)和高壓系統(tǒng)配置是非洲北部地區(qū)產生沙塵天氣的主要原因，尤其是低壓系統(tǒng)導致大量沙塵上升到對流層中層，然后伴隨著高空西風環(huán)流向青藏高原上空傳輸。沙塵從非洲北部傳輸?shù)角嗖馗咴峡占s需要3～4天，主要從利比亞和埃及起沙，沙塵從沙源地上升到對流層中高層，然后經(jīng)過敘利亞、里海和我國西北地區(qū)到達青藏高原北部地區(qū)（表1）。中東地區(qū)的沙塵主要影響青藏高原的西部和南部，發(fā)生在地中海東部的低壓系統(tǒng)和阿拉伯半島西南部的高壓系統(tǒng)形成強大的西南—東北向輻合氣流，引起中東地區(qū)發(fā)生沙塵天氣。隨著低壓系統(tǒng)向東移動且進一步加深，沙塵移動到阿拉伯半島、伊朗南部、阿富汗和巴基斯坦。隨后由于青藏高原阻擋，低壓系統(tǒng)引導沙塵沿著兩個方向向青藏高原傳輸，北支主要從阿富汗向青藏高原西部傳輸，南支則沿著喜馬拉雅山南側傳輸?shù)接《缺辈康貐^(qū)[10]。

遠源沙源在不同季節(jié)及不同高度上對青藏高原高空沙塵氣溶膠含量的貢獻率存在差異（圖2、圖3）。計算機模擬了遠源沙源（塔里木盆地、非洲北部和中東地區(qū)）對青藏高原高空沙塵氣溶膠含量的貢獻，結果表明遠源沙源對青藏高原上空沙塵氣溶膠含量的貢獻率均在春季最高，其中塔里木盆地的貢獻最為突出，其對高原上空單位面積上的大氣柱里沙塵質量的貢獻率達到60%～77%，非洲北部和中東地區(qū)的貢獻率低于30%。非洲北部和中東地區(qū)沙源主要影響300hPa高度上青藏高原高空的沙塵氣溶膠濃度，二者總貢獻率在四個季節(jié)達到70%以上，其中春季和冬季總貢獻率達到80%以上。在500hPa高度上，塔里木盆地在夏、秋季節(jié)對青藏高原沙塵氣溶膠含量的貢獻較高，分別為55%和44%，冬、春季節(jié)塔里木盆地、非洲北部和中東地區(qū)三個沙源的貢獻率相當[11]。

二、近20年沙塵氣溶膠含量的長期變化及其原因

1.沙塵氣溶膠含量的長期變化

青藏高原高空沙塵氣溶膠含量存在明顯的逐月變化。沙塵氣溶膠含量從1月開始逐漸增加，在4～5月份達到峰值，然后逐漸減少。多年平均的逐月氣溶膠光學厚度（反映沙塵氣溶膠含量的指標）表明，1月份氣溶膠光學厚度約為0.01，4～5月份氣溶膠光學厚度達到0.06以上，從6月份開始氣溶膠光學厚度開始逐漸減少，在10月份達到0.01左右。此外，青藏高原高空沙塵氣溶膠含量具有明顯的年代際間變化特征。近20年春季青藏高原上空沙塵氣溶膠含量在持續(xù)增加（圖4）。3～5月沙塵氣溶膠含量在1990—1999年明顯低于2000—2009年，3～5月平均的氣溶膠光學厚度在1990—1999年和2000—2009年依次為0.45、0.54，春季青藏高原高空沙塵氣溶膠含量在2000—2009年高于1990—1999年，與冰芯資料和全球氣候模式模擬得到的結果一致[12]。

2.沙塵氣溶膠含量長期變化的原因

近20年春季青藏高原高空沙塵氣溶膠含量增多與中東地區(qū)近地面沙塵天氣增多有關。近20年中東地區(qū)沙塵釋放量增加，伊朗以及阿拉伯半島沙塵天氣增加[12]（圖5）。

1990—1999年阿拉伯半島北部和伊朗北部的春季平均沙塵天氣日數(shù)為4天，在2000—2009年增加到6天。中東地區(qū)沙塵釋放量和沙塵天氣日數(shù)增加與近20年中東地區(qū)降水持續(xù)減少有關。降水減少造成土壤濕度降低，有利于地表沙塵釋放。與此同時，中東地區(qū)發(fā)生氣旋的頻次增多。與20世紀90年代相比，2000—2009年中東地區(qū)氣旋頻次增加了26%。氣旋頻次增多導致更多的沙塵被氣旋伴隨的上升氣流傳輸?shù)綄α鲗又袑?，然后隨著西風環(huán)流輸送到青藏高原上空。

三、小結

青藏高原高空的沙塵氣溶膠主要來源于非洲北部、中東地區(qū)、中亞、塔里木盆地以及青藏高原本地。青藏高原本地沙源對高原近地面沙塵氣溶膠含量的年均貢獻率約為69%，隨高度上升其貢獻率逐漸降低，從近地面的69%下降到0.975 Sigma高度上的40%和0.85 Sigma高度上的5%。遠源沙源對青藏高原上空沙塵氣溶膠含量的貢獻率均在春季最高，其中塔里木盆地對青藏高原上空沙塵氣溶膠含量的貢獻率最為突出，其對高原單位面積上的大氣柱里沙塵含量的貢獻率達到60%～77%。非洲北部和中東地區(qū)沙源主要影響300hPa高度上青藏高原高空的沙塵氣溶膠含量，二者總貢獻率在四個季節(jié)達到70%以上，其中春季和冬季總貢獻率達到80%以上。在500hPa高度上，塔里木盆地在夏、秋季節(jié)對青藏高原高空沙塵氣溶膠含量的貢獻率較高，分別為55%和44%，冬、春季塔里木盆地、非洲北部和中東地區(qū)三個沙源的貢獻率相當。

觀測資料表明，近20年春季青藏高原高空沙塵氣溶膠含量存在增加趨勢。3～5月平均的氣溶膠光學厚度在1990—1999年和2000—2009年依次為0.45和0.54。造成這一現(xiàn)象的可能原因是中東地區(qū)沙塵釋放增加，以及中緯度西風環(huán)流增強。與1990—1999年相比，2000—2009年中東地區(qū)降水減少導致地表干旱，有利于沙塵釋放，加之氣旋頻次增加使大量沙塵隨氣流上升到對流層中上部，伴隨著增強的西風環(huán)流，將更多的沙塵氣溶膠傳輸?shù)角嗖馗咴峡铡?/p>

在全球氣候變暖的背景下，下墊面和大氣環(huán)流的變化對青藏高原高空沙塵氣溶膠的分布和傳輸具有重要的影響，這需要進一步研究。此外，青藏高原沙塵氣溶膠對青藏高原及其周邊氣候變化的影響，目前缺乏觀測資料的驗證，這需要進一步從觀測角度進行研究。

致謝：北京師范大學地理科學學部王靜愛教授對本文提供了幫助。

通訊作者：毛睿

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