趙 慧，馬鵬程，韓婷婷，雷 瑜，馬 昀

（1．甘肅省平?jīng)鍪袣庀缶郑拭C 平?jīng)?744000；2．天津市氣象局，天津 300000；

3．甘肅省隴南市氣象局，甘肅 隴南 742500；4．甘肅省清水縣氣象局，甘肅 清水 741600）

近66a中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度時(shí)空變化特征及其與大氣臭氧柱總量關(guān)系

趙 慧1，馬鵬程1，韓婷婷2，雷 瑜3，馬 昀4

（1．甘肅省平?jīng)鍪袣庀缶?，甘肅 平?jīng)?744000；2．天津市氣象局，天津 300000；

3．甘肅省隴南市氣象局，甘肅 隴南 742500；4．甘肅省清水縣氣象局，甘肅 清水 741600）

利用 NCEP／NCAR提供的1950—2015年對(duì)流層頂溫度月平均資料及ECWMF提供的1979—2015年大氣臭氧柱總量月平均資料，運(yùn)用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解方法（EOF），對(duì)近66 a中國(guó)地區(qū)上空對(duì)流層頂溫度的時(shí)空演變特征進(jìn)行分析，并進(jìn)一步探討1979年后對(duì)流層頂溫度與大氣臭氧柱總量的關(guān)系。結(jié)果表明：（1）中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度隨緯度升高而升高，呈現(xiàn)明顯的緯向分布特征，近66 a對(duì)流層頂溫度以－0．09℃·（10 a）－1的速率下降。（2）春、冬季對(duì)流層頂溫度EOF1均表現(xiàn)為南北反位相變化，夏、秋季均表現(xiàn)為全場(chǎng)同位相變化，這種春季與冬季、夏季與秋季主要模態(tài)較為一致的時(shí)空分布特征與大氣臭氧柱總量的季節(jié)分布有很好的相關(guān)性；除夏季外，其余季節(jié)對(duì)流層頂溫度EOF2表現(xiàn)為弱的南北兩端與中部地區(qū)反位相變化特征。（3）對(duì)流層頂溫度與大氣臭氧柱總量之間呈顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)為－0．724，大氣臭氧柱總量由1990年代中期之前的顯著損耗轉(zhuǎn)變?yōu)橹蟮闹饾u恢復(fù)，對(duì)應(yīng)同期對(duì)流層頂溫度表現(xiàn)為從偏高到偏低的轉(zhuǎn)變。

中國(guó)地區(qū)；對(duì)流層頂溫度；時(shí)空演變特征；大氣臭氧柱總量；EOF

趙 慧，馬鵬程，韓婷婷，等．近66 a中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度時(shí)空變化特征及其與大氣臭氧柱總量關(guān)系［J］．干旱氣象，2016，34（6）：966－975，［ZHAO Hui，MA Pengcheng，HAN Tingting，et al．Temporal and Spatial Variation Characteristics of Tropopause Temperature over China in Recent66 Years and Their Relationship with Total Column Ozone［J］．Journal of Arid Meteorology，2016，34（6）：966－975］，DOI：10．11755／j．issn．1006－7639（2016）－06－0966

引 言

近年來(lái)由溫室效應(yīng)導(dǎo)致的全球變暖已成為不爭(zhēng)的事實(shí)。全球變暖是針對(duì)對(duì)流層中下層及地表溫度而言的，而對(duì)流層上層尤其是對(duì)流層頂?shù)臏囟茸兓绾危恳约皩?duì)氣候變化如何響應(yīng)？反過(guò)來(lái)，對(duì)流層頂溫度變化是否能夠在一定程度上影響氣候變化？如果能，其重要性究竟如何？這些問(wèn)題都值得我們深入地探討。WMO［1］（世界氣象組織）將對(duì)流層頂定義為：500 hPa等壓面以上，溫度垂直遞減率≤2℃·km－1的最低高度，且此高度以上2 km氣層內(nèi)溫度平均遞減率不超過(guò)2℃·km－1。對(duì)流層頂是指對(duì)流層與平流層之間的過(guò)渡層，其厚度從數(shù)百米到一二千米，其主要特征是氣溫垂直遞減率突然變小或呈等溫、甚至逆溫狀態(tài)。它不僅確定了整個(gè)平流層的化學(xué)和動(dòng)力下邊界條件，同時(shí)也控制著對(duì)流層的上邊界條件［2］。對(duì)流層頂?shù)臏亍窠Y(jié)構(gòu)及環(huán)流變化直接影響著近地層的天氣和氣候狀況，其位置、強(qiáng)度及其變化不僅會(huì)導(dǎo)致高空急流、暴雨等重要物理、化學(xué)現(xiàn)象的發(fā)生與發(fā)展［3－5］，還阻礙著水汽和氣溶膠的垂直交換以及積雨云頂?shù)拇怪卑l(fā)展［6］。水汽作為平流層與對(duì)流層之間物質(zhì)交換中重要的化學(xué)成分，因受青藏高原大地形作用，由其引起的溫室效應(yīng)可能是等量二氧化碳引起溫室效應(yīng)的2倍甚至更多［7－8］。平流層中水汽變化與對(duì)流層頂溫度有很大關(guān)系［9－10］。因此，研究對(duì)流層頂溫度的氣候變化特征，對(duì)于理解平流層中水汽分布、對(duì)流層與平流層之間物質(zhì)交換以及認(rèn)識(shí)其對(duì)全球氣候變化的響應(yīng)及反饋具有極大的理論意義和應(yīng)用價(jià)值。

研究發(fā)現(xiàn)對(duì)流層頂溫度不僅在時(shí)間尺度上具有顯著的季節(jié)性變化特征，而且在空間分布上也具有一定的區(qū)域性特征。王衛(wèi)國(guó)等［11］研究指出，全球?qū)α鲗禹敎囟入S緯度增加而升高，對(duì)流層頂溫度的空間尺度在海洋上空較大，而在大陸上空較小。Highwood等［12］利用ECMWF氣象資料研究了熱帶對(duì)流層頂溫度的季節(jié)變化，得出對(duì)流層頂氣溫在6—8月達(dá)到最小值。陳學(xué)龍等［13］利用無(wú)線電探空資料對(duì)青藏高原地區(qū)季風(fēng)前（FM）和季風(fēng)爆發(fā)階段（MJ）的對(duì)流層頂研究發(fā)現(xiàn)，高原地區(qū)對(duì)流層頂以第二對(duì)流層頂為主，第二對(duì)流層頂溫度表現(xiàn)為夏低冬高的季節(jié)特征。事實(shí)上，對(duì)流層頂附近除溫度外，水汽含量、臭氧含量及氣溶膠含量均有明顯的空間變化，對(duì)流層頂附近各要素之間相互影響，且其整體特征極大地受制于對(duì)流層的動(dòng)力強(qiáng)迫、物理過(guò)程、化學(xué)成分輸送［14－22］。郭世昌等［23］研究認(rèn)為1979—2011年北半球4個(gè)關(guān)鍵區(qū)（北極、東亞、北美、西歐）的臭氧總量呈減少趨勢(shì)，但減少趨勢(shì)變緩。王旻燕等［24］研究了東亞地區(qū)強(qiáng)對(duì)流云的季節(jié)變化及其與對(duì)流層頂之間的關(guān)系，得出強(qiáng)對(duì)流云與對(duì)流層頂?shù)募竟?jié)變化基本保持同位相，強(qiáng)對(duì)流云云頂溫度比對(duì)流層頂溫度平均高約10℃。田文壽等［2］介紹了熱帶地區(qū)平流層和對(duì)流層大氣中準(zhǔn)2 a振蕩、ENSO事件及平流層與對(duì)流層交換中相互作用，總結(jié)出全球變暖會(huì)導(dǎo)致熱帶地區(qū)上涌增強(qiáng)，平流層與對(duì)流層交換增強(qiáng)。王庚辰等［25］研究了北京地區(qū)上對(duì)流層—下平流層（UTLS）區(qū)域內(nèi)大氣臭氧含量的變化，發(fā)現(xiàn)研究期間臭氧量減少最多的層次是200—100 hPa，而臭氧量增幅最大發(fā)生在400—250 hPa層次中。田紅瑛等［26］對(duì)青藏高原地區(qū)上對(duì)流層—下平流層區(qū)域水汽分布及變化特征進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)高原對(duì)流層頂附近在冬春季節(jié)存在水汽低值區(qū)，而在夏秋季節(jié)存在水汽高值區(qū)域。隨著對(duì)對(duì)流層頂研究的深入，人們發(fā)現(xiàn)大氣臭氧柱總量在很大程度上影響著對(duì)流層頂，尤其是整層平流層溫度，且其影響隨平流層高度變化而變化。胡永云等［27］指出近10 a來(lái)大氣臭氧柱總量和平流層低層溫度均有升高趨勢(shì)，而平流層中層溫度仍然延續(xù)變冷趨勢(shì)。鄧淑梅等［28］研究表明平流層爆發(fā)性增溫過(guò)程中臭氧體積混合比增大，且高值區(qū)在爆發(fā)性增溫過(guò)程中隨高度而變。這些研究均表明大氣臭氧柱總量與對(duì)流層頂溫度之間存在某些關(guān)系。

上述研究主要集中于全球范圍或熱帶地區(qū)，對(duì)中緯度地區(qū)，特別是整個(gè)中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度變化的研究還不太全面。此外，隨著臭氧資料的增加和質(zhì)量的提高，針對(duì)對(duì)流層頂這一特殊層次，有必要對(duì)其溫度與大氣臭氧柱總量的關(guān)系進(jìn)行進(jìn)一步研究。本文利用NCEP／NCAR再分析資料中的對(duì)流層頂逐月平均溫度資料及ECWMF逐月平均大氣臭氧柱總量資料，采用EOF方法，對(duì)1950—2015年中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度的時(shí)空演變特征進(jìn)行研究，進(jìn)一步分析對(duì)流層頂溫度與大氣臭氧柱總量的關(guān)系，以明確對(duì)流層上層大氣對(duì)來(lái)自低層大氣成分的響應(yīng)和調(diào)整作用，探討其調(diào)整結(jié)果對(duì)天氣氣候和環(huán)境的引導(dǎo)和反饋，以期為我國(guó)天氣、氣候的研究提供科學(xué)依據(jù)。

1 資料和方法

利用1950—2015年NCEP／NCAR再分析資料中的對(duì)流層頂逐月平均溫度資料（水平分辨率為2．5°×2．5°），以及ECWMF最新發(fā)布的1979—2015年大氣臭氧柱總量逐月平均資料（水平分辨率為2°×2°）。將70°E—135°E，15°N—55°N選定為中國(guó)區(qū)域。為便于分析，季節(jié)劃分采用3—5月為春季，6—8月為夏季、9—11月為秋季、12月—次年2月為冬季。

采用了經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解方法（EOF）［29］，對(duì)近66 a中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度的空間分布和年變化、季節(jié)變化趨勢(shì)進(jìn)行研究，并針對(duì)時(shí)空分布中的主要特征，探討了中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度在不同階段的區(qū)域性異常信號(hào)。

2 對(duì)流層頂溫度的時(shí)空分布

圖1給出1950—2015年中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂平均溫度的空間分布及年際變化?？梢钥闯觯袊?guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度緯向分布特征明顯，對(duì)流層頂溫度從低緯到高緯地區(qū)逐漸升高，最大值為－55℃，位于東北地區(qū)，最小值為－79℃，位于海南地區(qū)（圖1a）；近66 a中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度整體以－0．09℃·（10 a）－1的速率下降，且階段性變化特征明顯。其中1960年代中期以前波動(dòng)變化，之后至1970年代中期明顯波動(dòng)下降，1970年代末突然持續(xù)上升，至1983年躍增到峰值，1990年代再次驟降，2000年以后無(wú)明顯變化趨勢(shì)（圖1b）?？梢?jiàn)，中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度1980年代較高，2000年后明顯偏低。研究表明，大氣臭氧柱總量在1980年代出現(xiàn)突變［30］。中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度在1980年代躍增現(xiàn)象可能與此有關(guān)。

3 對(duì)流層頂溫度的EOF分解

為探討對(duì)流層頂溫度異常分布特征，分別對(duì)近66 a中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂年平均溫度和季節(jié)平均溫度時(shí)間序列資料進(jìn)行距平處理，然后再進(jìn)行EOF分解。

3．1 年平均溫度

經(jīng)EOF分解，得到中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂年平均溫度前5個(gè)模態(tài)的解釋方差分別為51．96%、21．04%、6．57%、5．50%、4．35%，累積方差貢獻(xiàn)率為89．62%，其中第1模態(tài)的方差貢獻(xiàn)較大，基本反映了中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度的主要變化趨勢(shì)。

圖1 1950—2015年中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂多年平均溫度空間分布（a，單位：℃）及年際變化（b）Fig．1 The spatial distribution（a，Unit：℃）and annual variation（b）ofmean tropopause temperature over China during 1950－2015

圖2給出中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂年平均溫度EOF1的空間分布及其時(shí)間系數(shù)變化?？梢钥闯觯袊?guó)地區(qū)對(duì)流層頂年平均溫度基本呈緯向分布的特點(diǎn)（圖2a），全國(guó)均表現(xiàn)為一致的正值，表明整個(gè)中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度在一定程度上受某些共同因子影響而表現(xiàn)為全區(qū)同位相的主流變化趨勢(shì)，其中青藏高原南部至西南地區(qū)溫度變率最大。結(jié)合時(shí)間系數(shù)曲線（圖2b）發(fā)現(xiàn)，溫度的年際及年代際變化較為明顯，1980年代之前基本為負(fù)值，1980—1998年為正值，1999—2015年為負(fù)值，即中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度在1980年代之前偏低，1981—1998年異常偏高，1999—2015年又表現(xiàn)為一致的異常偏低。2000年以后溫度的異常偏低可能與溫室氣體的增多有直接關(guān)系，即溫室氣體增加引起對(duì)流層增溫，導(dǎo)致對(duì)流層頂抬升，對(duì)流層頂溫度降低。結(jié)合圖1b可知，EOF1對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)變化與對(duì)流層頂溫度的年變化趨勢(shì)基本一致，說(shuō)明經(jīng)過(guò)EOF分解后的主模態(tài)可以反映中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度變化的基本特征。

圖2 1950—2015年中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂年平均溫度EOF1的空間分布（a）和時(shí)間系數(shù)（b）Fig．2 The spatial distribution（a）and time coefficient（b）of the firstmode of annual mean tropopause temperature decomposed by EOF over China during 1950－2015

3．2 不同季節(jié)平均溫度

3．2．1 春季

經(jīng)EOF分解，得到春季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度前5個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率分別為41．81%、21．86%、10．03%、7．16%、3．96%，其中前2個(gè)模態(tài)累積方差達(dá)63．67%，足以表征春季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度的主要特征，為方便起見(jiàn)，以下分析均取前2個(gè)模態(tài)（累積方差貢獻(xiàn)率＞55%）的空間分布及時(shí)間系數(shù)。圖3給出前2個(gè)模態(tài)的空間分布及其時(shí)間系數(shù)變化。由第1模態(tài)看出，春季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度的緯向特征也很明顯（圖3a），且主要表現(xiàn)為南北反位相的變化特征，40°N以北地區(qū)為負(fù)值，以南地區(qū)為正值，青藏高原附近存在一正值閉合中心。結(jié)合對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)變化曲線（圖3b）可以看出，春季對(duì)流層頂溫度有明顯的年代際變化特征，大致可分為3個(gè)階段：1950—1977年和1999—2015年表現(xiàn)為較明顯的負(fù)值（1957、1967、1968、1969年和2002、2005、2013年除外），說(shuō)明中國(guó)東北、內(nèi)蒙古、新疆等地對(duì)流層頂溫度顯著偏高，其他區(qū)域顯著偏低；1978—1998年為較明顯的正值，說(shuō)明中國(guó)東北、內(nèi)蒙古、新疆等地區(qū)對(duì)流層頂溫度顯著偏低，其他區(qū)域顯著偏高。此外，各時(shí)段內(nèi)青藏高原附近對(duì)流層頂春季平均溫度變化最為顯著。

由第2模態(tài)可以看出，春季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度同樣表現(xiàn)為明顯的緯向分布（圖3c），溫度由南至北呈“－、+、－”的分布特征，其中 32°N—38°N之間為正值區(qū)，其余地區(qū)均為負(fù)值，東北地區(qū)對(duì)流層頂溫度變率較大，表明中部地區(qū)對(duì)流層頂春季氣溫變化特征與南方、北方地區(qū)相反。對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)變化曲線（圖3d）顯示，近66 a對(duì)流層頂春季溫度呈較明顯的上升趨勢(shì)，其中1950—1967年間為較明顯的負(fù)值，1968—1991年間波動(dòng)變化，1992以后為較明顯的正值?？梢?jiàn)，近66 a華中、華東地區(qū)對(duì)流層頂春季溫度逐漸升高，其中1950—1967年一致偏低，1968—1991年無(wú)明顯異常，1992—2015年表現(xiàn)出一致偏高；其他地區(qū)與華中、華東地區(qū)對(duì)流層頂春季溫度變化趨勢(shì)相反。

3．2．2 夏季

夏季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度EOF前5個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率分別為37．23%、19．67%、13．54%、8．48%、3．62%，其中前2個(gè)模態(tài)累積方差貢獻(xiàn)率已達(dá)56．90%，以下給出前2個(gè)模態(tài)的空間分布及時(shí)間系數(shù)變化特征。

由EOF1的空間分布（圖4a）看出，夏季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度均為正值，最大正值區(qū)位于新疆東部、甘肅北部及內(nèi)蒙古西部地區(qū)，這種分布型反映出對(duì)流層頂夏季氣溫在整個(gè)中國(guó)地區(qū)有著基本一致的變化趨勢(shì)（全區(qū)一致偏高或一致偏低），說(shuō)明夏季對(duì)流層頂溫度在一定程度上受某些共同因子的影響。結(jié)合EOF1的時(shí)間系數(shù)曲線（圖4b）可知，近66 a夏季對(duì)流層頂溫度具有明顯的階段性變化特征，1950—1956年、1972—1978年和1996—2015年時(shí)間系數(shù)為負(fù)值，說(shuō)明整個(gè)中國(guó)大陸地區(qū)夏季對(duì)流層頂溫度一致偏低；1957—1971年和1979—1995年為較明顯的正值，說(shuō)明在此期間整個(gè)對(duì)流層頂夏季溫度顯著偏高。

圖3 1950—2015年春季中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度EOF分解的第1模態(tài)（a、b）和第2模態(tài)（c、d）的空間分布（a、c）及其對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)（b、d）Fig．3 The spatial distributions（a，c）and corresponding time coefficients（b，d）of the first（a，b）and second（c，d）modes of spring tropopause temperature decomposed by EOF over China during 1950－2015

圖4 1950—2015年中國(guó)地區(qū)夏季對(duì)流層頂溫度EOF分解的第1模態(tài)（a、b）和第2模態(tài)（c、d）空間分布（a、c）及其時(shí)間系數(shù)變化（b、d）Fig．4 The spatial distributions（a，c）and time coefficients（b，d）of the first（a，b）and second（c，d）modes of summer tropopause temperature decomposted by EOF over China during 1950－2015

從EOF2的空間分布（圖4c）看出，整個(gè)中國(guó)地區(qū)夏季對(duì)流層頂溫度在42°N以南為負(fù)值區(qū)，以北為正值區(qū)，且正值區(qū)緯向特征明顯。表明近66 a中國(guó)地區(qū)夏季對(duì)流層頂溫度表現(xiàn)出南北反位相的變化特征，即當(dāng)我國(guó)東北、華北、西北地區(qū)夏季對(duì)流層頂溫度升高（降低）時(shí)，我國(guó)南部地區(qū)（42°N以南）夏季對(duì)流層頂溫度降低（升高）。由EOF2的時(shí)間系數(shù)曲線（圖4d）可知，1950—1956表現(xiàn)為較明顯的負(fù)值，說(shuō)明42°N以北對(duì)流層頂夏季溫度顯著偏低，而42°N以南則顯著偏高；1957—2000年表現(xiàn)為小幅波動(dòng)變化，說(shuō)明對(duì)流層頂夏季溫度無(wú)明顯異常；2000—2015年為較明顯的正值，說(shuō)明2000年以后42°N以北對(duì)流層頂夏季溫度表現(xiàn)為一致偏高，而42°N以南區(qū)域?yàn)橐恢缕汀?/p>

3．2．3 秋季

中國(guó)地區(qū)秋季對(duì)流層頂溫度EOF前5個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率分別為 46．25%、17．96%、8．56%、7．63%、4．81%，其中前2個(gè)模態(tài)累積方差達(dá)64．21%。

對(duì)流層頂秋季溫度EOF1的空間分布與夏季溫度EOF1空間分布形勢(shì)類似（圖5a），仍表現(xiàn)為全區(qū)一致型。不同于夏季的是，秋季溫度EOF1的最大正值區(qū)位于西南、江南地區(qū)。結(jié)合秋季溫度EOF1的時(shí)間系數(shù)曲線（圖5b）可知，近66 a對(duì)流層頂秋季溫度具有明顯的階段性變化特征：1950—1979年表現(xiàn)為波動(dòng)變化，說(shuō)明秋季對(duì)流層頂溫度無(wú)明顯異常；1980—1997年為較明顯的正值，且波動(dòng)變化較前一階段大，說(shuō)明此期間對(duì)流層頂秋季溫度顯著偏高；1998—2015年為一致的負(fù)值，說(shuō)明2000年以后對(duì)流層頂秋季溫度持續(xù)偏低。

從EOF2的空間分布（圖5c）看出，整個(gè)中國(guó)地區(qū)由南到北對(duì)流層頂秋季溫度呈現(xiàn)“－、+、－”的緯向結(jié)構(gòu)，即中國(guó)地區(qū)秋季對(duì)流層頂溫度還表現(xiàn)出中部地區(qū)（30°N—45°N）與南北地區(qū)（30°N以南，45°N以北）反位相變化的空間特征。結(jié)合EOF2的時(shí)間系數(shù)（圖5d）可知，1950—1965年，中國(guó)30°N—45°N的區(qū)域?qū)α鲗禹斍锛緶囟蕊@著偏低，1966年以后，30°N—45°N的區(qū)域?qū)α鲗禹斍锛緶囟瘸掷m(xù)偏高；30°N以南和45°N以北的區(qū)域?qū)α鲗禹斍锛緶囟茸兓厔?shì)正好與30°N—45°N之間的區(qū)域變化趨勢(shì)相反。

3．2．4 冬季

中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂冬季溫度EOF前5個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率分別為45．52%、19．10%、11．24%、5．86%、5．27%，其中前2個(gè)模態(tài)累積方差達(dá)64．62%。

圖5 1950—2015年中國(guó)地區(qū)秋季對(duì)流層頂溫度EOF分解的第1模態(tài)（a、b）和第2模態(tài)（c、d）的空間分布（a、c）及其時(shí)間系數(shù)變化（b、d）Fig．5 The spatial distributions（a，c）and time coefficients（b，d）of the firstmode（a，b）and the second mode（c，d）of autumn tropopause temperature decomposed by EOF over China during 1950－2015

從冬季對(duì)流層頂溫度EOF1的空間分布（圖6a）看出，冬季溫度主要以37°N為界呈現(xiàn)南北反位相變化的特征，這種反位相變化的分布形勢(shì)與春季EOF1的空間分布相似，但對(duì)流層頂冬季溫度變率大值區(qū)位于華中地區(qū)。結(jié)合EOF1的時(shí)間系數(shù)（圖6b）看出，整個(gè)時(shí)段內(nèi)的時(shí)間系數(shù)變化同樣分為3個(gè)階段：1950—1980年，37°N以北（南）的區(qū)域冬季對(duì)流層頂溫度顯著偏高（低）；1981—2005年，37°N以北（南）的區(qū)域冬季對(duì)流層頂溫度持續(xù)偏低（高），其中尤以華中地區(qū)的溫度變化幅度最大；2006—2015年為小幅波動(dòng)，即中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂冬季溫度無(wú)顯著異常。

中國(guó)地區(qū)冬季對(duì)流層頂溫度EOF2的空間分布（圖6c）整體表現(xiàn)為廣大負(fù)值區(qū)（除華東地區(qū)為正值區(qū)外）。由 EOF2的時(shí)間系數(shù)曲線可知（圖6d），1950—2015年冬季溫度的時(shí)間系數(shù)整體呈上升趨勢(shì)，其中1950—1960、1980—1995、2005年為較明顯的負(fù)值，其余均為正值。綜合來(lái)看，近66 a除華東地區(qū)外，中國(guó)其他地區(qū)對(duì)流層頂冬季溫度呈下降趨勢(shì)。

從前面分析得知，雖然不同季節(jié)對(duì)流層頂溫度的時(shí)空分布各有特點(diǎn)，但各季節(jié)間仍有一定的相似性，其中，春季與冬季對(duì)流層頂溫度的主要空間分布結(jié)構(gòu)和時(shí)間演變規(guī)律較一致，夏季與秋季比較一致。

4 對(duì)流層頂溫度與大氣臭氧柱總量的關(guān)系

由于中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度在1980年代出現(xiàn)躍增，加之NCEP／NCAR資料在1979年后補(bǔ)充了衛(wèi)星觀測(cè)資料。為保證資料時(shí)段的一致性及可靠性，以下選取1979年后對(duì)流層頂溫度逐月平均資料，研究與同期大氣臭氧柱總量的關(guān)系。

4．1 不同季節(jié)大氣臭氧柱總量的空間分布

圖7是1979—2015年中國(guó)地區(qū)上空大氣臭氧柱總量的季節(jié)分布特征?？梢钥闯?，大氣臭氧柱總量各季節(jié)的空間分布也表現(xiàn)為春季和冬季、夏季和秋季比較一致的分布特征。春、冬季大氣臭氧柱總量的緯向分布特征明顯，大氣臭氧柱總量從低緯向高緯地區(qū)逐漸增多，青藏高原附近存在一閉合中心（圖7a和圖 7d）；夏、秋季大氣臭氧柱總量的緯向分布特征沒(méi)有春、冬季明顯，且大氣臭氧柱總量相對(duì)較低、變化梯度較?。▓D7b和圖7c）。此外，各季節(jié)大氣臭氧柱總量大值區(qū)均位于東北地區(qū)。總體來(lái)看，大氣臭氧柱總量各季節(jié)的空間分布與對(duì)流層頂溫度各季節(jié)的空間分布有很大的相似性。

圖6 1950—2015年中國(guó)地區(qū)冬季對(duì)流層頂溫度EOF分解的第1模態(tài)（a、b）和第2模態(tài)（c、d）的空間分布（a、c）及其時(shí)間系數(shù)（b、d）Fig．6 The spatial distributions（a，c）and time coefficients（b，d）of the firstmode（a，b）and the second mode（c，d）of winter tropopause temperature decomposed by EOF over China during 1950－2015

圖7 1979—2015年中國(guó)地區(qū)春季（a）、夏季（b）、秋季（c）和冬季（d）大氣臭氧柱總量的空間分布（單位：g·m－2）Fig．7 The spatial distributions ofmean total column ozone in spring（a），summer（b），autumn（c）and winter（d）over China during 1979－2015（Unit：g·m－2）

4．2 各季節(jié)大氣臭氧柱總量的年變化

圖8給出1979—2015年中國(guó)地區(qū)各季節(jié)大氣臭氧柱總量的年變化。可以看出，近37 a中國(guó)地區(qū)各季節(jié)大氣臭氧柱總量均呈減少趨勢(shì)，且春、冬季減少趨勢(shì)較夏、秋季明顯。其中，春、冬季大氣臭氧柱總量分別以－0．07和－0．05 g·m－2·（10 a）－1的速率減小，且變化幅度均較大，分別在1993年（6．53 g·m－2）和1995年（5．87 g·m－2）達(dá)到最小值，而在2010年均達(dá)到最大，最大值分別為7．32 g·m－2和6．91 g·m－2；夏、秋季大氣臭氧柱總量減少緩慢，氣候傾向率分別為－0．03和－0．01 g·m－2·（10 a）－1，變化幅度 均不 超 過(guò)0．5 g·m－2，分別在1993年（6．16 g·m－2）和2005年（5．87 g·m－2）達(dá)到最小，而在2010年均達(dá)到最大，最大值分別為6．59 g·m－2和6．26 g·m－2?？傮w來(lái)看，1979—2015年中國(guó)地區(qū)各季節(jié)大氣臭氧柱總量的變化可分為2個(gè)階段：1980—1990年代中期，大氣臭氧柱總量呈明顯減小趨勢(shì)；1990年代中期以后，大氣臭氧柱總量呈現(xiàn)緩慢恢復(fù)的態(tài)勢(shì)，但仍低于1980年代。

圖8 1979—2015年中國(guó)地區(qū)各季節(jié)大氣臭氧柱總量的年變化Fig．8 The annual changes of total column ozone in four seasons over China during 1979－2015

4．3 大氣臭氧柱總量與對(duì)流層頂溫度的關(guān)系

圖9給出1979—2015年中國(guó)地區(qū)大氣臭氧柱總量和對(duì)流層頂溫度的距平時(shí)間序列?？梢钥闯?，對(duì)流層頂溫度距平和大氣臭氧柱總量距平呈現(xiàn)反相關(guān)關(guān)系，二者相關(guān)系數(shù)達(dá)－0．724，通過(guò)了α＝0．01的顯著性檢驗(yàn)。其中，1980—1990年代大氣臭氧柱總量偏低（圖9a），對(duì)流層頂溫度偏高（圖9b）；1990年代中期以后，大氣臭氧柱總量偏高，尤其是2010以后異常偏高，對(duì)流層頂溫度偏低。當(dāng)臭氧損耗較為顯著時(shí)，引起了對(duì)流層頂溫度的異常偏高；當(dāng)臭氧明顯恢復(fù)時(shí)，將導(dǎo)致對(duì)流層頂溫度偏低。此外還看出，雖然大氣臭氧柱總量與對(duì)流層頂溫度呈顯著負(fù)相關(guān)，但二者的變化趨勢(shì)并非完全一致，說(shuō)明對(duì)流層頂溫度除受大氣臭氧柱總量的影響外，還受其他因素的影響，可能是大氣臭氧柱總量、對(duì)流層頂水汽分布、ENSO事件、火山活動(dòng)等［2］綜合作用的結(jié)果。

研究表明，平流層的溫度變化主要受溫室氣體和臭氧的影響［31］。Houghton［32］指出隨著大氣對(duì)長(zhǎng)波輻射透過(guò)率的增加，平流層溫室氣體向上輻射的紅外長(zhǎng)波輻射超過(guò)了從下面吸收的長(zhǎng)波輻射，因此平流層溫室氣體的輻射效應(yīng)導(dǎo)致平流層變冷。眾所周知，大氣中的溫室氣體主要包括水汽、二氧化碳、甲烷以及臭氧等氣體。因此，可以推斷大氣臭氧柱總量異常偏多時(shí)，其輻射效應(yīng)可能導(dǎo)致對(duì)流層頂溫度偏低。

圖9 1979—2015年中國(guó)地區(qū)大氣臭氧柱總量（a）與對(duì)流層頂溫度（b）的距平時(shí)間序列Fig．9 The time series of total column ozone anomaly（a）and tropopause temperature anomaly（b）over China during 1979－2015

5 結(jié) 論

（1）中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度隨緯度升高而升高，其空間分布呈現(xiàn)明顯的緯向分布特征。1950—2015年，中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度以－0．09℃·（10 a）－1的傾向率呈整體下降趨勢(shì)。

（2）近66 a中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度EOF1的空間分布表現(xiàn)為全國(guó)一致型變化特征，其時(shí)間系數(shù)具有較明顯的年代際變化：1980年代之前表現(xiàn)為一致偏低趨勢(shì)，1980—1990年代中后期異常偏高，2000年以后又呈現(xiàn)出顯著偏低趨勢(shì)。

（3）1950—2015年中國(guó)地區(qū)，除夏季外，其他季節(jié)對(duì)流層頂溫度EOF1的空間分布均呈現(xiàn)較明顯的緯向分布。其中，春季和冬季對(duì)流層頂溫度分布形勢(shì)相似，EOF1均表現(xiàn)為南北反位相變化；夏季和秋季對(duì)流層頂溫度的EOF1均表現(xiàn)為全國(guó)同位相變化。此外，各季節(jié)對(duì)流層頂溫度的EOF2比EOF1復(fù)雜，除南北反位相的變化模態(tài)外，EOF2還存在著南北部與中部地區(qū)反位相的變化模態(tài)；除夏季外，各季節(jié)EOF2反映的中部地區(qū)對(duì)流層頂溫度在1990年代末以后顯著偏高。

（4）1980年代以來(lái)，中國(guó)地區(qū)對(duì)流層頂溫度與大氣臭氧柱總量之間負(fù)相關(guān)關(guān)系顯著，負(fù)相關(guān)系數(shù)達(dá)－0．724，當(dāng)大氣臭氧柱總量異常偏多（少）時(shí)，對(duì)應(yīng)同期的對(duì)流層頂溫度異常偏低（高）。

［1］WMO．Meteorology－A three－demensional science：Second session of the commission for aerology［J］．WMO Bulletin，1957，4（2）：134－138．

［2］田文壽，田紅瑛，商林，等．熱帶平流層與對(duì)流層之間相互作用的研究進(jìn)展［J］．熱帶氣象學(xué)報(bào)，2011，27（5）：765－774．

［3］壽亦萱，陸風(fēng)，壽紹文，等．對(duì)流層頂折疊檢測(cè)新方法及其在中緯度災(zāi)害性天氣預(yù)報(bào)中的應(yīng)用［J］．大氣科學(xué)，2014，38（6）：1109－1123．

［4］慕建利，李澤椿，諶蕓，等．一次陜西關(guān)中強(qiáng)暴雨中尺度系統(tǒng)特征分析［J］．高原氣象，2014，33（1）：148－161．

［5］陳志昆，李志強(qiáng)，丁明虎．北極夏季大氣垂直結(jié)構(gòu)與空間分布特征［J］．海洋學(xué)報(bào)，2015，37（11）：68－78．

［6］劉慧，韋志剛，魏紅，等．近51年我國(guó)對(duì)流層頂高度的變化特征［J］．高原氣象，2012，31（2）：351－358．

［7］王衛(wèi)國(guó)，梁俊平，王顥樾，等．青藏高原及其鄰近區(qū)域穿越對(duì)流層頂?shù)馁|(zhì)量和臭氧通量研究［J］．高原氣象，2010，29（3）：554－562．

［8］Gettelman A，Kinnison D E，Dunkerton T J，et al．Impactofmonsoon circulations on the upper troposphere and lower stratosphere ［J］．Journal of Geophysical Research Atmospheres，2004，109：D22101．

［9］高鳳玲，華澤釗，崔國(guó)民，等．水汽濃度變化對(duì)溫室效應(yīng)影響的定量分析［J］．環(huán)境科學(xué)與技術(shù)，2013，36（8）：182－186．

［10］Dhomse S，Weber M，Burrows J．The relationship between tropospheric wave forcing and tropical lower stratospheric water vapor ［J］．Atmospheric Chemistry and Physics Discussions，2006，6：9563－9581．

［11］王衛(wèi)國(guó)，劉曉璐，樊雯璇，等．大氣對(duì)流層頂位溫與高度的變化分析［J］．云南大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），2011，33（1）：51－59．

［12］Highwood E J，Hoskins B J．The tropical tropopause［J］．Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society，1998，124（549）：1579－1604．

［13］陳學(xué)龍，馬耀明，胡澤勇，等．季風(fēng)爆發(fā)前后青藏高原西部改則地區(qū)大氣結(jié)構(gòu)的初步分析［J］．大氣科學(xué)，2010，34（1）：83－94．

［14］呂達(dá)仁，陳澤宇，郭霞，等．臨近空間大氣環(huán)境研究現(xiàn)狀［J］．力學(xué)進(jìn)展，2009，39（6）：674－682．

［15］田文壽，張敏，舒建川．中層大氣模式的應(yīng)用及發(fā)展前景［J］．地球科學(xué)進(jìn)展，2009，24（3）：252－261．

［16］Panwar V，Jain A R，Goel A，et al．Some features ofwater vapor mixing ratio in tropical upper troposphere and lower stratosphere：role of convection［J］．Atmospheric Research，2012，108：86－103．

［17］周順武，楊雙艷，張人禾，等．近30年青藏高原臭氧總量虧損的可能原因及其與對(duì)流層頂高度的聯(lián)系［J］．高原氣象，2012，31（6）：1471－1478．

［18］Zhang M，Tian W S，Chen L，et al．Cross－tropopausemass exchange associated with a tropopause fold event over the northeasern tibetan plateau［J］．Advances in Atmospheric Sciences，2010，27 （6）：1344－1360．

［19］陳斌，徐祥德，楊帥，等．夏季青藏高原地區(qū)近地層水汽進(jìn)入平流層的特征分析［J］．地球物理學(xué)報(bào)，2012，55（2）：406－414．

［20］RandelW J，Park M，Emmons L，et al．Asian monsoon transport of pollution to the stratosphere［J］．Science，2010，328（5978）：611－613．

［21］李典，白愛(ài)娟，黃盛軍．利用 TRMM衛(wèi)星資料對(duì)高原地區(qū)強(qiáng)對(duì)流天氣特征分析［J］．高原氣象，2012，31（2）：304－311．

［22］卞建春，嚴(yán)仁嫦，陳洪斌．亞洲夏季風(fēng)是低層污染物進(jìn)入平流層的重要途徑［J］．大氣科學(xué)，2011，35（5）：897－902．

［23］郭世昌，黎成超，郭漪然，等．近33 a來(lái)北半球大氣臭氧的變化趨勢(shì)研究［J］．熱帶氣象學(xué)報(bào)，2014，30（2）：319－326．

［24］王旻燕，呂達(dá)仁．東亞強(qiáng)對(duì)流云的季節(jié)變化及其與對(duì)流層頂關(guān)系初探［J］．大氣科學(xué)，2007，31（5）：937－949．

［25］王庚辰，孔琴心，陳洪斌．北京地區(qū)對(duì)流層頂變化及其對(duì)上對(duì)流層／下平流層區(qū)域臭氧變化的影響［J］．大氣科學(xué)，2006，30（4）：588－595．

［26］田紅瑛，田文壽，雒佳麗，等．青藏高原地區(qū)上對(duì)流層—下平流層區(qū)域水汽分布和變化特征［J］．高原氣象，2014，33（1）：1－13．

［27］胡永云，夏炎，高梅，等．21世紀(jì)平流層溫度變化和臭氧恢復(fù)［J］．氣象學(xué)報(bào)，2008，66（6）：880－891．

［28］鄧淑梅，陳月娟，羅濤，等．平流層爆發(fā)性增溫過(guò)程中臭氧的垂直分布特征［J］．大氣科學(xué)，2009，33（3）：459－467．

［29］Holton JR，Haynes P H，Mclntyre M E，et al．Stratospheretroposphere exchange［J］．Reviews of Geophysics，1995，33（4）：403－439．

［30］李剛，譚言科，李崇銀，等．近30年北半球冬季臭氧總量分布特征及其與平流層溫度的關(guān)系［J］．地球物理學(xué)報(bào)，2015，58 （5）：1475－1491．

［31］Solomon S，Qin D，Manning M，et al．Climate change 2013－the physical science basis：working group I contribution to the fifth assessment report of the intergovernmental panel on climate change ［M］．Cambridge：Cambridge University Press，2014：7－35．

［32］Houghton J．The physics of atmospheres［M］．Cambridge：Cambridge University Press，2002：3－29．

Temporal and Spatial Variation Characteristics of Tropopause Temperature over China in Recent 66 Years and Their Relationship w ith Total Column Ozone

ZHAO Hui1，MA Pengcheng1，HAN Tingting2，LEIYu3，MA Yun4

（1．Pingliang Meteorological Bureau of Gansu Province，Pingliang 744000，China；2．Tianjin Meteorological Bureau，Tianjin 300000，China；3．Longnan Meteorological Bureau of Gansu Province，Longnan 742500，China；4．QingshuiMeteorological Staion of Gansu Province，Qingshui741600，China）

Based on themonthlymean temperature at the tropopause from NCEP／NCAR reanalysis data from 1950 to 2015 andmonthly mean total column ozone of ECWMF from 1979 to 2015，the spatial and temporal variation characteristics of tropopause temperature over China in recent66 yearswere studied by using empirical orthogonal function（EOF）method．Besides，the relationship between total column ozone and tropopause temperature was further discussed．The results are as follows：（1）The tropopause temperature increased with the increase of latitude over China，the zonal distribution characteristic was obvious．The tropopause temperature presented a downward trend at a rate of 0．09℃·（10 a）－1over China in recent66 years．（2）The firstmode of EOF for tropopause temperature presented an opposite spatial pattern over northern and southern China in spring and winter，while that showed a consistent spatial pattern in whole area in summer and autumn．The spatial characteristics of tropopause temperature in four seasonswere good correlated with the seasonal distribution of total column ozone．The second mode of EOF presented a weak opposite pattern over the north and south of China and the central in spring，autumn and winter．（3）The total column ozone was significantly negative correlated with the tropopause temperature over China，the correlation coefficientwas－0．724．The total column ozone was less than the normal before the middle of 1990s，while wasmore than the normal after the middle of 1990s．On the contrary，the tropopause temperature showed a transition from high to low during the corresponding period from 1979 to 2015．

China region；tropopause temperature；temporal and spatial variation characteristics；total column ozone；EOF

1006－7639（2016）－06－0966－10

10．11755／j．issn．1006－7639（2016）－06－0966

P421．31

A

2016－05－23；改回日期：2016－07－19

預(yù)警發(fā)布與“國(guó)突平臺(tái)”及“村村響”等的對(duì)接項(xiàng)目（GSMACg2016－08）資助

趙慧（1990－），女，甘肅秦安人，碩士，助理工程師，研究方向?yàn)榇髿馓綔y(cè)與信息處理．E－mail：zhaohui12＠lzu．edu．cn