2015, Vol. 58
2. 西昌卫星发射中心, 西昌 615000;
3. 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室, 北京 100029;
4. 北京航天飞行控制中心, 北京 100000;
5. 中国人民解放军94188部队, 西安 710077
2. Xichang Satellite Launch Center, Xichang 615000, China;
3. LASG, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. Beijing Aerospace Control Center, Beijing 100000, China;
5. No. 94188 Troops of PLA, Xi'an 710077, China
Ozone and temperature data are taken from monthly mean European Center for Medium Range Weather Forecasting (ECMWF) reanalysis data (ERA-Interim) from 1979 to 2013. ERA-Interim has assimilated satellite observations (reprocessed Global Ozone Monitoring Experiment data from the Rutherford Appleton Laboratory provides ozone profile information from 1995 onwards) at a 2°×2° horizontal resolution and relatively high vertical resolution (37 levels). To study the general features of ozone, we first apply the empirical orthogonal function (EOF) to the ozone data. And then the rotated EOF (REOF) method is used to extract the dominant modes of ozone, meaning that the initial EOF modes are linearly transformed using the varimax method, which maximizes the variance of the squared correlation coefficients between the time series of each REOF mode and each original EOF mode. The method increases the spatial variability of the obtained modes. Besides, the continuous wavelet transform method is used to study the periodicity of the rotated principal components (RPC) time series. We use the Morlet wavelet in the current study.
The spatiotemporal structure of dominant total ozone pattern in the Northern Hemisphere (north of 20°N) during boreal winter is studied using REOF analysis and Morlet wavelet analysis. Besides, the relationship of the dominant total ozone pattern with the temperature anomalies in the upper (2 hPa), middle (30 hPa) and lower (100 hPa) stratosphere is further studied using composite analysis. The results show that the variability of total ozone in the Northern Hemisphere during boreal winter is characterized by five significant dominant patterns during the recent 30 years (1979—2013). The first REOF mode accounts for 34.5% of the total variance. It is centred mainly in the Arctic region (75°N—90°N,0°—360°). The ozone of this region decreases during 1979—1995, while increases during 1995—2001. However, the ozone of this region shows significant interannual time scale since 2002. The local wavelet power spectrum analysis shows that the power spectrum of the normalized RPC1 has high power in about 3 year for the period 1983—1993 and about 2~7 year for the period 1990—2005. The second mode is centred in the subtropics of Northern Hemisphere (20°N—40°N,0°—360°), accounting for 32% of the total variance. The ozone in this region is above normal during the period 1979—1995 but below normal thereafter. The power spectrum of RPC2 shows high power in about 2~3 year for the period 1983—2000. The third REOF mode is centred in the Alaska region (60°N—75°N,180°—260°E), accounting for 10% of the total variance. The ozone in this region is above normal during 1979—1985, while below normal during 1985—1995. After 2000, it shows interannual variability. The power spectrum of RPC3 shows high power in about 2~8 year for the period 1990—2000. The fourth REOF mode is centred in the North Atlantic region (45°N—60°N,310°E—360°E), accounting for 5.6% of the total variance. The ozone in this region is above normal during 1979—1990, while below normal during 1991—2005. It shows interannual variability to some extent since 2005. The power spectrum of RPC4 shows high power in about 2~3 year during 1979—1984, 1989—1995 and 2005—2012. The fifth REOF mode is centred in the Siberia region (50°N—65°N,80°E—130°E). The ozone in this region is above normal during 1979—1987 and 2002—2012, while below normal during 1988—2002. The power spectrum of RPC5 shows high power in about 2~4 year during 1985—1995. On the other hand, it also shows high power in about 5~7 year during 1985—2003. The relationship between the dominant total ozone patterns and the stratospheric temperature indicates that, when the total ozone is increased (reduced), the upper stratosphere will be cooled (warmed), while the middle and lower stratosphere will be warmed (cooled). Furthermore, the middle stratosphere is warmer (cooler) than the lower stratosphere.
The results of this study show that the five dominant REOF modes show significant variability on the interannual and interdecadal time scales. On the interdecadal timescale, the total ozone over these five regions is above normal before late 1980, whereas less than normal during the period of 1990—2000. On the interannual time scale, total ozone over the five regions shows pronounced periodicity. In addition, their periodicities show significant difference. We have also examined the relationship between total ozone and stratospheric temperature. It is suggested that the upper stratospheric temperature has out-of-phase relationship with total ozone, while the middle and lower stratospheric temperature has in-phase relationship with total ozone. This study focuses only on the DJF season (boreal winter) simply because it is an important season for ozone in the Northern Hemisphere. However, the seasonality of the total ozone in the Northern Hemisphere and related impact on stratospheric and tropospheric climate is the major focus of a following study that is underway. Finally, we have only studied the relationship between the total ozone and stratospheric temperature based on analysis of observations. Therefore, further study using simulations in numerical model is needed to fully understand the mechanism by which the total ozone influences the stratospheric temperature.
臭氧是大气中非常重要的气体之一，主要存在于距地球表面20～35 km的平流层大气中，该层臭氧占其总量90%左右，而对流层大气中的臭氧占总量10%左右(王体健和孙照勃，1999).研究表明，臭氧对平流层和对流层的气候变化、热力过程以及环境效应等有重要影响.平流层大气中的臭氧能够有效吸收太阳的紫外线辐射，这一方面降低了到达地面的紫外线强度，保护了人类及其他生物，另一方面，平流层臭氧通过吸收太阳紫外线辐射而成为平流层的主要热源，因此，可以认为平流层臭氧对人类的生存发展以及平流层气候变化有重要影响.此外，在对流层，臭氧既是一种重要的温室气体(仅次于二 氧化碳和甲烷)(Intergovernmental Panel on Climate Change，IPCC，2007)，又是一种对人类健康及生态系统有害的污染气体(Shindell et al., 2012).综上所述，由于臭氧对气候和环境变化有重要影响，因此它已成为科学家关注和研究的重点领域之一.
自从南极地区的臭氧“空洞”被发现以来(Farman et al., 1985)，臭氧变化趋势逐渐引起科学家的普遍关注(王贵勤，1985；李崇银，1995).许多研究表明，从1970年代至1990年代中期以前，全球的臭氧总量呈现出下降趋势.有研究指出，南、北半球中纬度地区及北极地区的臭氧总量在1978年11月—1990年5月存在显著的减少趋势(Stolarski et al., 1991)，而且与1970年代以前相比，臭氧在1978—1991年的下降趋势开始加快(曲绍厚，1994)，到1992年末至1993年初，南极和北半球中纬度地区的臭氧总量达到有记录以来的最低值(World Meteorological Organization，1995).近年来，不断有国内外学者指出大气中臭氧总量减少的趋势开始减缓，甚至有学者认为2000年代早期的臭氧总量已恢复到与1980年代中后期相当或偏高的水平(李燕等，2002)，这被认为是臭氧层开始恢复的第一步(Newchurch et al., 2003).Krzyscin和Rajewska-Wiech(2009)进一步指出平流层上层的臭氧在1996—2007年呈现出显著的增长趋势.最近，郭世昌等(2014)指出，近33年来(1979—2011年)，北半球4个关键区(北极、东亚、北美和西欧)的臭氧总量呈减少趋势，但减少趋势变缓.此外，自1990年代前期开始，4个关键区的臭氧总量开始呈现上升趋势.他们的研究进一步指出各个区域臭氧趋势的变化具有一定的季节性特征.臭氧总量减少(增加)的趋势在一定程度上表示臭氧的损耗(恢复).臭氧损耗与恢复的影响因素众多，已有的研究表明大气动力作用对臭氧总量的损耗和恢复具有重要的影响(Shindell et al., 1999；Austin et al., 2000；Weatherhead et al., 2000).
事实上，臭氧损耗与恢复能在很大程度上影响臭氧的时空分布特征.随着对臭氧研究的深入，人们发现臭氧不仅在时间尺度上具有显著的年际和年代际变化特征，而且在空间分布上具有一定的区域性特征.Eder等(1999)使用旋转经验正交分解方法(REOF)研究了1980—1992年南、北半球中高纬度之间(65°S—65°N)的臭氧时空变化特征，确定了臭氧变化的14个关键区，指出臭氧存在明显的局地变化特征.Camp等(2003)指出热带地区的臭氧总量的时空变化特征可能与大气的准两年振荡(QBO)、ENSO以及太阳活动有关.王卫国等(2006)指出全球臭氧存在纬向型和经向型的空间波列结构.郭世昌等(2007)的研究表明，北半球中纬度地区臭氧在1963—1992年存在明显的年际和年代际变化，其年际变化的特征时间尺度为2年和5年，年代际的特征时间尺度为12年.Jiang等(2008)首先揭示北半球臭氧总量存在4个主要模态，并分析了它们与北半球环状模及QBO等大气环流模态的关系，指出前两个模态存在纬向对称特征，而后两个模态呈现出一波结构.此外，已有的研究表明，气候态上，臭氧总量在北半球行星波的三个大槽位置(东亚大槽、北美大槽和西欧大槽)存在高值中心(魏鼎文等，1989).以上研究表明臭氧变化也具有显著的局地性特征.
此外，不少研究指出臭氧总量的变化对大气温度具有重要影响，甚至有研究认为大气臭氧总量的多少是决定大气温度场的重要原因(葛玲等，1997；孔琴心等，1996；朱乾根和郭品文，2000；郭品文等，2001；周任君和陈月娟，2007；李崇银等，2009；郑明华等，2010).由于平流层的臭氧占据了整个大气臭氧总量的90%左右，臭氧总量的变化也就对平流层气候尤其是平流层温度场具有重要影响(Hering et al., 1967；王卫国等，2008).胡永云等(2008)指出，近10年来臭氧柱含量和平流层低层温度均有升高的趋势，而平流层中层温度仍然延续20世纪后20年的变冷趋势.IPCC AR4的模拟结果表明，单纯温室气体增加将造成平流层变冷.但在同时考虑温室气体增加和臭氧层恢复的情况下，结果表明平流层中上层仍将维持变冷的趋势，而下层则存在变暖的趋势.邓淑梅等(2009)的研究表明，平流层爆发性增温过程中臭氧体积混合比增大，而其极大值大多数形成在增温盛期，同时臭氧体积混合比的高值区在爆发性增温过程中随高度发生一定的变化.这些研究表明臭氧总量与平流层温度之间存在显著的关系.
总体上看，虽然前人对臭氧的时空分布特征做了大量研究(王卫国等，1990；Eder et al., 1999；Camp et al., 2003；王卫国等，2006；Jiang et al., 2008)，并取得了一定的成果，但随着臭氧资料数量的增多和质量的提高，有必要对北半球臭氧的时空变换特征进行进一步研究.此外，臭氧分布特征与平流层温度的关系也值得进一步深入研究.因此，本文拟用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)最新发布的臭氧资料来分析北半球臭氧时空变化特征，进而深入探讨臭氧变化与平流层温度的关系. 2 资料和方法
本文用到的资料主要是ECMWF最新发布的ECMWF Interim Reanalysis资料(Dee et al., 2011).该资料时间跨度为1979年1月至今，它具有多种水平分辨率，本文采用资料的分辨率为2°×2°，垂直方向分为37层.本文分析的变量主要包括臭氧总量数据(单位：kg·m-2)和温度场(单位：K).为 了方便说明，臭氧总量数据处理后的单位为mg·m-2，温度场处理后的单位为℃.
考虑到平流层温度在垂直方向上变化总体比较稳定且相邻层次有比较一致的变化趋势(李崇银等，2008)，我们选取2 hPa、30 hPa和100 hPa分别代表平流层的上层、中层和下层，以此来分析各层的温度变化特征.文中采用通用惯例，冬季取为当年12月至次年2月.
首先采用经验正交函数分解(EOF)分析北半球冬季臭氧总量的主要空间模态.考虑到旋转经验正交函数分解(REOF)较EOF分解方法能够更清晰地表示出变量的不同空间分布特征(魏凤英，1999)，我们进一步采用REOF方法来分析臭氧总量的主要时空特征.为了揭示与臭氧总量空间模态有关的平流层温度变化特征，采用合成分析方法，并且利用t检验来揭示合成差异的差异性.此外，我们还采用一元线性回归方法来分析臭氧总量的变化趋势，采用Morlet小波方法来分析臭氧总量变化的周期. 3 北半球冬季臭氧总量气候态特征
在分析北半球冬季臭氧总量的时空结构之前，首先给出臭氧总量的总体分布特征.图 1给出的是1979—2012年20°N以北的北半球冬季臭氧总量的气候态(a)、标准差(b)以及线性趋势(c).由图 1a可见，北半球冬季臭氧总量主要集中在40°N以北的区域，臭氧总量值均超过6500 mg·m-2；此外，从东北亚至加拿大地区存在一条臭氧总量大值带(大于8000 mg·m-2)，最大值出现在鄂霍次克海地区，臭氧总量大于9000 mg·m-2，而北大西洋至欧洲地区的臭氧总量相对偏小.由此可见，北半球冬季臭氧总量的分布在空间上很不均匀，存在一定的纬向非对称特征.
 | 图 1 1979—2013年北半球(20°N以北)冬季臭氧总量的气候态(a)(单位：mg·m-2)、 标准差(b)(单位：mg·m-2)以及线性趋势(c)(单位：mg·m-2·a-1) Fig.1 (a)The climatology of boreal winter total ozone(unit: mg·m-2)，(b)the st and ard deviation of boreal winter total ozone(unit: mg·m-2)， and (c)the linear trend(unit: mg·m-2·a-1)of boreal winter total ozone in the Northern Hemisphere for the period 1979—2013 |
标准差的分布能够在一定程度上反映出臭氧总量年际变化比较明显的区域.从图 1b可以看出，标准差的分布存在一定的纬向对称特征，最大值出现 在极区，标准差大于750 mg·m-2，从极区到低纬 地区标准差呈现出递减的趋势，这表明北半球冬季臭氧总量变化最大的区域位于极区，从极区到低纬地区臭氧总量的变化逐渐变小，反映出臭氧总量的分布从极区到低纬地区逐渐变得稳定.由图 1b还可看出，在北半球中高纬度区域(40°N—70°N)，位于北太平洋中纬度区域至白令海峡附近的标准差等值线密度要远比其他区域的小，表示梯度偏小，说明相对于同纬度的其他区域，该区域的臭氧总量分布的稳定性更高.
线性趋势反映的是物理量随时间呈现出增加或减少的趋势.正值表示线性增加趋势，负值表示线性减少趋势.从图 1c中可以看出，线性趋势的正值主要位于极区以及从白令海峡至北美西海岸的区域，最大值出现在格陵兰岛东部区域，臭氧总量线性趋势大于12 mg·m-2·a-1，说明该地区臭氧总量有增加的趋势，而最明显的地区是格陵兰岛.郭世昌等(2014)的研究指出，近33年(1979—2011年)北半球冬季北极地区臭氧总量在前期(1979—1994年)呈减少趋势，而在后期(1994—2011年)呈增多趋势，结合本文结果，可看出后期的增多趋势可能大于前期的减少趋势.此外，除上述地区外，北半球冬季臭氧总量的线性趋势基本为负值，表明臭氧总量存在减少的趋势，其中减少趋势比较明显的区域出现在里海、东亚、北太平洋中纬度地区以及北大西洋高纬度地区，而减少趋势最显著的地区是北太平洋中纬度地区，低于-15 mg·m-2·a-1，这与郭世昌等(2014)的研究存在一定的相似性.
以上分析表明，北半球冬季臭氧总量的空间分布很不均匀，呈现出一定的区域化特征.对于气候变化及其预测来说，人们需要重点关注的是气候变化特征而不是其平均状态.因此，我们将在下面重点分析北半球冬季臭氧总量的时空结构. 4 北半球冬季臭氧总量的时空分布特征 4.1 经验正交函数分析
为了进一步深入研究北半球冬季臭氧总量的时空结构，首先对标准化的20°N以北的北半球冬季臭氧总量异常进行经验正交函数(EOF)分析.EOF分解后，发现前3个模态通过North准则检验(North et al., 1982)，表明它们各自能够有效分离并与剩余模态区分开.前3个模态的累积方差贡献超过81%(表 1)，基本能够反映北半球冬季臭氧总量的主要时空变化特征.
|
表 1 北半球冬季标准化臭氧总量异常EOF分解前 3个模态的方差贡献及其累积方差贡献 Table 1 Variance contribution ratios of the first three EOFs of the normalized total ozone in the Northern Hemisphere |
图 2给出的是前3个模态的空间分布.第1模态的解释方差贡献为44.8%，从其空间分布可看出(图 2a)，整个北半球的载荷向量为正值，较大的载荷向量位于欧亚大陆北部及加拿大至北大西洋西部 地区，它反映了北半球冬季臭氧总量变化一致的特征，当时间系数(图略)为正时，整个北半球臭氧总量偏多，反之，当时间系数为负时，臭氧总量偏少.第2模态的解释方差贡献为30.7%，其正载荷向量主要位于极区，负载荷向量主要位于中高纬度地区(图 2b)，它反映了极区和其他地区臭氧总量的反相变化特征，当时间系数(图略)为正时，极区的臭氧总量偏多，其他地区的臭氧总量偏少，反之，当时间系数为负时，极区臭氧总量偏少，其他地区臭氧总量偏多.第3模态的解释方差贡献为6.2%，其正载荷向量主要位于欧洲至北大西洋东部地区，负载荷向量主要位于俄罗斯东部至阿拉斯加地区(图 2c)，该模态反映了这两个地区臭氧总量“跷跷板”式的变化特征，当时间系数(图略)为正时，欧洲至北大西洋东部地区的臭氧总量偏多，俄罗斯东部至阿拉斯加地区的臭氧总量偏少，反之，当时间系数为负时，欧洲至北大西洋东部地区臭氧总量偏少，俄罗斯东部至阿拉斯加地区臭氧总量偏多.
 | 图 2 1979—2013年北半球(20°N以北)冬季臭氧总量异常EOF分解的前三个模态.(a)第一模态、(b)第二模态以及(c)第三模态 Fig. 2(a)EOF1，(b)EOF2 and (c)EOF3 of boreal winter total ozone in the Northern Hemisphere(north of 20°N)for the period 1979—2013 |
需要说明的是，Jiang等(2008)分析了1979年1月至2002年8月北半球月平均臭氧总量年际变化的前4个模态.尽管在资料的来源、时间长度及覆盖范围上存在一定的差异，但本文得到的3个模态仍旧与Jiang等(2008)提出的前3个模态存在一定的相似性.这一方面说明了本文结果的可靠性，另一方面说明了北半球冬季臭氧总量变化的主要模态能在很大程度上反映出北半球臭氧总量变化的主要特征. 4.2 旋转经验正交函数分析
以上EOF分析表明，北半球冬季臭氧总量变化存在一定的局地性.为了进一步突出臭氧总量变化 的空间分布特征，我们对EOF分解后的前20个模 态进行旋转，它们的累积方差贡献超过98%，可以认为它们基本反映了北半球冬季臭氧总量变化的空间分布特征.旋转后的前5个模态的方差贡献较大，分别为34.5%、32.0%、10.0%、5.6%和3.9%.图 3给出的是前5个旋转模态载荷向量的空间分布.为了突出局地特征，我们只给出了5个旋转模态的高载荷向量(等值线绝对值不小于0.4)分布.从它们的空间分布可看出，第1旋转模的高载荷向量主要位于70°N以北的北极地区，最大载荷中心位于极区中心附近(图 3a)；第2旋转模的高载荷向量主要位于40°N以南的低纬度地区(图 3b)；第3旋转模的高载荷向量位于从勘察加半岛到加拿大西部的区域，最大载荷中心位于阿拉斯加附近(图 3c)；第4旋转模的高载荷向量位于从加拿大东部至欧洲西部的区域，最大载荷中心位于北大西洋(图 3d)；第5旋转模的高载荷向量位于从里海到白令海峡西部的区域，最大载荷中心位于贝加尔湖附近(图 3e).
 | 图 3 1979—2013年北半球(20°N以北)冬季臭氧总量异常REOF分解的前5个模态. (a)第一模态；(b)第二模态；(c)第三模态；(d)第四模态；(e)第五模态 Fig. 3(a)REOF1，(b)REOF2，(c)REOF3，(d)REOF4，(e)REOF5 of boreal winter total ozone in the Northern Hemisphere(north of 20°N)for the period 1979—2013 |
从以上分析可看出，北半球冬季臭氧总量的变化具有较强的区域性特征.此外，5个高载荷区占据了北半球相当大的区域，而且相邻区域没有重叠.因 此，本文根据载荷分布特征，将北半球冬季臭氧总量分 为5个区域(图 4)，其中A区位于极地地区(75°N—90°N，180°W—180°E)，B区位于北半球副热带地区(20°N—40°N，180°W—180°E)，C区位于阿拉斯加地区(60°N—75°N，180°—260°E)，D区位于北大西洋地区(45°N—60°N，310°E—360°E)，E区位于西伯利亚地区(50°N—65°N，80°E—130°E).为了验证以上分区的合理性，我们计算了北半球冬季上述5个区域臭氧总量的时间序列(Ii)与REOF特征向量时间系数(RPi)的相关系数(表 2).从表 2中可以看出，北半球冬季各区的臭氧总量与各区所对应的REOF特征向量时间系数具有很高的相关系数，且这些相关系数均通过99.9%置信水平.这说明将北半球冬季的臭氧总量分为5个区域是合理、可靠的.
|
|
表 2 北半球冬季5个区域的臭氧总量时间序列和各个 区域对应的REOF特征向量时间系数的相关系数 Table 2 Correlations between the time series of boreal winter total ozone in the five regions and the corresponding principal component of the five dominant REOF modes |
 | 图 4 1979—2013年北半球(20°N以北)冬季臭氧总量异常变化显著的区域. A区：极地地区；B区：北半球副 热带地区；C区：阿拉斯加地区；D区：北大西洋地区； E区：西伯利亚地区 Fig. 4 The regions that show significant variabilities in the Northern Hemisphere(north of 20°N)during boreal winter. A: the Arctic region，B: the subtropics of Northern Hemisphere，C: the Alaska region，D: the North Atlantic region，E: the Siberia region |
图 5给出的是北半球冬季各个区域臭氧总量的标准化时间序列(红蓝柱状图)以及它们的标准化7年滑动平均曲线(粗黑线).从极地地区(A区)臭氧总量变化的标准化时间序列可看出(图 5a)，臭氧总量变化呈现出一定的年际和年代际特征.1990年代中期以前，臭氧总量呈现出一定的年代际变化特征.1980年代末期之前，时间系数以正值为主，表 示臭氧总量偏多，而1980年代末至1990年代中期，时间系数以负值为主，表示臭氧总量偏少.1990年代中后期至今，该地区臭氧总量呈现出显著的年际 变化特征，并且时间系数的负振幅呈现出一定的减小趋势，说明该地区臭氧总量存在缓慢增加的趋势.
 | 图 5 1979—2013年A区(a)、B区(b)、C区(c)、D区(d)以及E区(e)冬季臭氧总量异常的 标准化时间序列(柱状图)及7年滑动平均曲线(粗黑线) Fig. 5 The normalized time series(bar chart)of boreal winter total ozone anomalies from 1979 to 2013 in(a)A，(b)B，(c)C，(d)D and (e)E |
副热带地区(B区)(图 5b)，1980年代中期之前，时间系数以正值为主，表明臭氧总量的偏多；1980年代中后期至1990年代后期，时间系数呈现出年际变化特征；2000年至今，时间系数的正振幅呈现出一定的减小趋势，表明该地区臭氧总量存在一定的减少趋势.
阿拉斯加地区(C区)(图 5c)，总体上看，80年代前期臭氧总量总体偏多；从1980年代中期到2000年前后，时间系数以负值为主，表示臭氧总量的偏少；2000年之后，臭氧总量的变化呈现出一定的年际变化特征.
北大西洋地区(D区)(图 5d)，整个1980年代臭氧总量总体偏多；1990年代至2000年代中期，臭氧总量时间系数的负振幅明显大于正振幅，说明臭氧总量减少的趋势要大于增加的趋势；2000年代中期以后，臭氧总量的变化呈现出一定的年际变化趋势.
西伯利亚地区(E区)(图 5e)，1980年代末期之前，臭氧总量偏多；1990年代至2000年前后，臭氧总量总体偏少；而从2000年至今，臭氧总量又呈现出总体偏多的趋势.
以上分析表明北半球冬季各个区域的臭氧总量均呈现出明显的年际和年代际变化特征，且它们的年代际变化特征呈现出一定的相似性.1980年代中后期以前，各个区域的臭氧总量基本呈现出偏多的趋势；而整个1990年代，各个区域的臭氧总量又呈现出较为一致的偏少的趋势.已有的研究表明，北半球臭氧总量的变化趋势在1980年代出现了突变(朱乾根和郭品文，2000；郭世昌等，2007；郭世昌等，2014)，本文的结果与之存在一致性.但仔细观察可发现，极区、副热带地区，以及阿拉斯加地区的臭氧总量异常在1980年代中期前后由偏多转为偏少，而北大西洋地区和西伯利亚地区的臭氧总量异常在1980年代末期前后由偏多转为偏少.2000年之后，除西伯利亚地区外，其他4个地区臭氧总量的年际变化特征开始变得明显. 4.4 变化周期分析
为了进一步详细分析各个区域臭氧总量变化的周期，我们对5个区域的臭氧总量变化的时间序列进行Morlet小波局地功率谱分析.图 6给出的是各个区域臭氧总量的Morlet小波局地功率谱.
 | 图 6 1979—2013年A区(a)、B区(b)、C区(c)、D区(d)以及E区(e)冬季臭氧总量异常的标准化时间序列的Morlet小波分析 Fig. 6 The local wavelet power spectra for the normalized time series of boreal winter total ozone anomalies from 1979 to 2013 in(a)A，(b)B，(c)C，(d)D and (e)E |
极地地区臭氧总量的小波局地功率谱表明(图 6a)，该地区存在显著的年际周期.从1980年代前期至1990年代前期，臭氧总量存在显著的准3年周期；此外，从1990年代至2000年代中期，臭氧总量还存在2～7年的显著周期，随时间变化，该地区臭氧总量又从准6年周期逐渐转为准3年的周期.
副热带地区臭氧总量的小波局地功率谱表明(图 6b)，该地区在1980年代前期至2000年前后存在显著的2～3年的周期.
阿拉斯加地区的臭氧总量在1990年代前期存在2～8年的显著年际周期；随时间变化，到 2000年代前期，该地区的周期逐渐转为5～7年(图 6c).
北大西洋地区臭氧总量在1980年代前期、1980年代末至1990年代中期以及2000年代中后期存在显著的2～3年周期(图 6d).
西伯利亚地区的臭氧总量在1980年代中期至1990年代中期存在显著的2～4年周期，同时，从1980年代中期至2000年代前期存在显著的5～7年的周期(图 6e).
以上分析表明，各个区域冬季臭氧总量的年代际变化周期虽然不是很显著，但存在显著的年际变化周期，而且各个区域的年际周期存在明显的差异.总体上看，副热带地区和北大西洋地区的周期偏短，阿拉斯加地区周期偏长，而极区和西伯利亚地区存在2~3年的年际变化周期.需要说明的是，虽然从图 5中可看出各个区域的臭氧总量存在显著的年代际变化特征，但在图 6的小波分析中，其年代际周期并不显著.我们从图 5中可看出，在年代际尺度上(粗黑线)，臭氧总量大致呈现出是下降快，而恢复上升慢的趋势，其年代际周期平均在20～25年左右.而本文的研究时间范围是1979—2013年，总计34年，因此很难用小波方法分析出周期为20年以上的年代际变化的显著周期.我们将在以后的工作中采用更长时间尺度的臭氧资料来研究其年代际变化周期. 5 主要模态与平流层温度的关系
从前面的研究可看出，北半球冬季臭氧总量的时空分布是很有特点的.为了分析与各个模态有关的平流层温度分布特征，我们根据各个区域臭氧总量的标准化时间序列的变化情况，选取一个标准差作为区分异常年与正常年的标准，时间序列值绝对值大于一个标准差的年份定义为正、负异常年，然后针对1979—2012年的北半球冬季平流层温度异常进行合成分析.图 7—11分别给出的是根据北半球冬季各个区域臭氧总量标准化时间序列的正、负异常年合成的2 hPa、30 hPa以及100 hPa的温度异常合成差.
图 7给出的是基于北半球冬季极地地区臭氧总量时间序列的正、负异常年合成的同期2 hPa、30 hPa和100 hPa的温度异常合成差.从图中可看出，当极地臭氧总量偏多时，2 hPa(图 7a)高度上的合成差值显示在极地附近存在显著的负温度距平，表示温度异常偏低，而中高纬度地区存在显著的正温度距平，表示温度异常偏高.总体上看，2 hPa高度上的温度异常在南北方向上存在极地和中高纬度地区反向变化的“跷跷板”结构，即当极地地区臭氧总量异常偏多时，2 hPa高度上极地地区的温度异常偏低，而中高纬度地区的温度异常偏高.当臭氧总量异常偏少时，则有相反情况出现.在30 hPa(图 7b)高度上，温度异常的分布结构呈现出与2 hPa高度上的结构近乎相反的特征，极地存在显著的正温度距平，表示温度异常偏高，而中高纬度地区存在负纬度距平，表示温度异常偏低.在100 hPa(图 7c)高度上，温度异常的分布情况与30 hPa高度上的分布存在相似性，极地存在正温度距平，而中高纬度地区存在负温度距平，需要指出的是温度异常的强度存在一定程度的减弱，尤其是中高纬度的负温度异常强度明显减弱.当极地臭氧总量异常偏少时，各个层次上的温度异常呈现相反分布特征.此外，在2 hPa和100 hPa高度上，中高纬度地区的温度异常分布存在一定纬向非对称特征.
 | 图 7 1979—2013年北极地区正异常年和负异常年合成的北半球平流层上层(a)、中层(b)和 下层(c)的温度异常合成差(单位：℃).白点填充区域表示通过90%置信水平区域 Fig. 7 Composite difference of boreal winter total ozone between high cases and low cases for the upper(a)，middle(b) and lower(c)stratospheric temperature anomalies(unit: ℃)during 1979—2013 for the Arctic region. The white contours filled with the dots indicate the total ozone composite exceeding the 90% significant level，based on a Student′sttest |
图 8给出的是基于北半球冬季副热带地区臭氧总量异常时间序列合成的同期2 hPa、30 hPa和100 hPa 高度上的温度异常分布.当副热带地区臭氧总量异常偏多时，2 hPa(图 8a)高度上的中高纬度地区存在显著的负温度距平，表明温度异常偏低，在极地地区存在显著的正温度距平，表明温度异常偏高.总体上看，当副热带地区的臭氧总量异常偏多时，极地地区和中高纬度地区的温度异常变化呈现出“跷跷板”特征，中高纬度地区的气温异常偏低，而极地地区的气温异常偏高，反之亦然.在30 hPa(图 8b)高度上，极地地区存在显著的负温度距平，表明气温异常偏低，除极地以外的其他地区存在显著的正温度距平，表明气温异常偏高.值得注意的是30 hPa的温度分布结构与2 hPa的温度分布结构存在一定的反相关系.在100 hPa高度上(图 8c)，极地及加拿大地区存在显著的负温度距平，表示温度异常偏低，从欧洲向东横穿欧亚大陆至北太平洋的中高纬度地区存在显著的正温度距平，表示温度异常偏高，这种温度异常的分布形势与30 hPa高度上的温度异常分布存在一定的相似性，但强度明显减弱.当副热带地区臭氧总量异常偏少时，各层的温度异常分布情况相反.
 | 图 8 同图 7，但为北半球低纬度地区 Fig. 8 As in Fig. 7，but for the low latitudes of Northern Hemisphere |
图 9给出的是基于北半球冬季阿拉斯加地区的臭氧总量异常时间序列合成的同期2 hPa、30 hPa和100 hPa高度上的温度异常分布.总体上看，当阿拉斯加地区的臭氧总量异常偏多时，2 hPa(图 9a)高度上的温度异常分布主要反映了北美北部地区与欧亚大陆西部地区反相变化特征，北美北部地区存在负温度距平，表示温度异常偏低，欧亚大陆西部地区存在正温度距平，表示温度异常偏高；此外，从中国东南地区至北太平洋中纬度地区也存在显著的正温度距平，表示温度异常偏高.在30 hPa高度上(图 9b)，温度异常呈现出北大西洋中高纬度地区、阿拉斯加至极地以及西北太平洋地区的“三极”振荡特征，阿拉斯加至极地存在正温度距平，表示温度异常偏高，北大西洋中高纬度地区和西北太平洋地区存在负温度距平，表示温度异常偏低.在100 hPa上(图 9c)，总体上看，正、负温度异常的强度有所减弱，正温度异常主要位于加拿大至极地的地区，负温度异常主要位于欧亚大陆及北大西洋东部地区.当阿拉斯加地区臭氧总量异常偏少时，各层温度具有相反的分布特征.
 | 图 9 同图 7，但为阿拉斯加地区 Fig. 9 As in Fig. 7，but for the Alaska region |
图 10给出的是基于北半球冬季北大西洋地区的臭氧总量异常时间序列合成的同期2 hPa、30 hPa和100 hPa高度上的温度异常分布.当北大西洋地区臭氧总量异常偏多时，在2 hPa上(图 10a)，北太 平洋至北美中纬度地区存在正温度距平，表示温度异常偏高，北大西洋至里海的中纬度地区存在负温度距平，表示温度异常偏低.在30 hPa上(图 10b)，温度异常在北大西洋至欧洲地区与加拿大西部的分布呈现出“跷跷板”特征，北大西洋至欧洲地区存在显著的正温度距平，表示温度异常偏高，加拿大西部存在负温度距平，表示温度异常偏低.在100 hPa上(图 10c)，欧亚大陆北部至极地的区域存在正温度距平，表示温度异常升高，北半球中低纬地区存在负温度距平，表示温度异常偏低.当北大西洋地区臭氧总量异常偏少时，各层温度异常分布情况相反.
 | 图 10 同图 7，但为北大西洋地区 Fig. 10 As in Fig. 7，but for the North Atlantic region |
图 11给出的是基于北半球冬季西伯利亚地区的臭氧总量异常时间序列合成的同期2 hPa、30 hPa和100 hPa高度上的温度异常分布.当西伯利亚地区臭氧总量异常偏多时，在2 hPa高度上(图 11a)，俄罗斯东部地区存在显著的负温度距平，表示温度异常偏低，欧洲东部地区存在显著的正温度异常，表示温度异常偏高，两个地区的温度异常存在反相关系.在30 hPa高度上(图 11b)，欧洲南部至俄罗斯东部地区存在显著的正温度异常，表示温度异常偏高，北美大陆东北部存在显著的负温度异常，表示温度异常偏低.在100 hPa高度上(图 11c)，欧亚大陆东部地区存在显著的正温度异常，表示温度异常偏高，北美大陆北部存在显著的负温度异常，表示温度异常偏低，但与30 hPa高度上的温度异常相比，该层温度异常的强度有所减弱.当西伯利亚地区臭氧总量异常偏少时，各个层次上的温度异常则有相反分布特征.
 | 图 11 同图 7，但为西伯利亚地区 Fig. 11 As in Fig. 7，but for the Siberian region |
从以上分析可看出，臭氧总量异常变化与平流层温度异常变化具有很好的对应关系.当臭氧总量异常偏多时，该区域对应的平流层上层(2 hPa)温度异常偏低，而平流层中层(30 hPa)和下层(100 hPa)温度异常偏高，且平流层中层的温度异常强度要大于下层的温度异常强度.也就是说臭氧的增加能够导致平流层上层变冷和平流层中、下层的变暖，其中平流层中层的变暖程度要比下层更加明显.但是，无论在哪个地区出现臭氧总量的异常，所对应的温度场异常存在不同的大尺度空间分布特征.
前人的研究表明平流层温度变化主要受温室气体(Solomon，2007)和臭氧层的可能恢复(Weatherhead and Andersen， 2006)的影响.Houghton(2002)指出随着大气对长波辐射透过率的增加，平流层温室气体向上辐射出的红外长波辐射超过了它从下面吸收的长波辐射，因此平流层温室气体的辐射效应能够导致平流层变冷.
F=σT4，(1)
其中，F是辐射通量，T是温度，σ是斯蒂芬-玻尔兹曼常数.根据公式(1)，我们可知大气向上辐射的长波辐射随着温度的升高而增加，所以可认为温室气体产生的冷却效应在平流层上层比下层更加明显(气候态上，平流层的温度随高度增加而升高)，也就是说平流层温室气体的异常增加更容易导致平流层上层出现异常变冷趋势.众所周知，大气中的温室气体主要包括水汽、二氧化碳、甲烷以及臭氧等气体.因此，我们可以推断臭氧总量异常偏多可能导致平流层上层(2 hPa)异常偏冷.此外，Camp等(2003)指出30 hPa至100 hPa之间的臭氧占了整个大气中臭氧总量的绝大部分，其中最大臭氧混合比出现在30 hPa高度附近，由于臭氧是太阳短波辐射的主要吸收因子，所以30 hPa高度附近可能是平流层的最大加热层，而100 hPa高度附近的温度变化受臭氧加热的影响偏小.因此，当大气臭氧总量异常偏多时(主要集中在30～100 hPa)，30 hPa高度附近将出现最显著的异常升温现象，同时由于热扩散作用，100 hPa高度附近也将出现异常升温，但与30 hPa高度的升温强度相比，100 hPa的升温强度偏弱. 6 结论与讨论
本文用ECMWF最新提供的1979年1月至2013年12月的大气臭氧总量数据，首先用EOF分解讨论了北半球冬季臭氧总量的主要模态的空间结构和时间演变特征；为进一步揭示北半球冬季臭氧总量变化的地域特征，用REOF方法研究了北半球冬季臭氧总量主要变化地区所对应的模态特征及其时间演变.在此基础上，通过合成方法进一步讨论了主要模态在平流层上层、中层和下层的变化特征及其与温度场的关系.主要结论如下：
(1)总体上看，北半球冬季臭氧总量的分布在空间上很不均匀，存在纬向非对称特征；而且臭氧总量变化最显著的区域是极区，从极区到低纬地区臭氧总量的变化逐渐变弱，表明臭氧总量的分布从极区到低纬地区逐渐变得稳定，相对于同纬度的其他区域，北太平洋中纬度区域至白令海峡附近的臭氧总量具有更高的稳定性；另外，格陵兰岛东部区域的臭氧总量有增加的趋势，除该地区外，北半球冬季臭氧总量存在减少的趋势，其中减少比较明显的区域出现在里海、东亚、北太平洋中纬度地区以及北大西洋高纬度地区，而减少最明显的地区是北太平洋中纬度地区.
(2)REOF分析表明，北半球冬季臭氧总量的变化存在5个比较显著的区域，分别位于极地地区(75°N—90°N，180°W—180°E)、北半球副热带地区(20°N—40°N，180°W—180°E)、 阿拉斯加地区(60°N—75°N，180°—260°E)、北大西洋地区(45°N—60°N，310°E—360°E)以及西伯利亚地区(50°N—65°N，80°E—130°E).
(3)5个区域的臭氧总量均呈现出明显的年代际和年际变化特征.它们的年代际特征呈现出一定的相似性，1980年代中后期以前，5个区域的臭氧总量异常基本呈现出偏多趋势；而在1990年代，5个区域的臭氧总量异常基本呈现出较为一致偏少趋势.进一步观察可发现，极区、副热带地区以及阿拉斯加地区的臭氧总量异常在1980年代中期前后由偏多转为偏少，而北大西洋地区和西伯利亚地区的臭氧总量异常在1980年代末期前后由偏多趋势转为偏少趋势.2000年之后，除西伯利亚地区外，其他4个地区的臭氧总量的年际变化特征开始变得明显.此外，各个区域臭氧总量的年代际变化周期不是很显著，但存在显著的年际变化周期，而且各个区域的年际周期存在明显的差异.总体上看，副热带地区和北大西洋地区的周期偏短，阿拉斯加地区周期偏长，而极区和西伯利亚地区存在2~3个年际变化周期.
(4)臭氧总量异常变化与平流层温度异常变化具有很好的对应关系.当臭氧总量异常偏多(少)时，相应区域平流层上层温度异常偏低(高)，而平流层中层和下层温度异常偏高(低)，且平流层中层的温度异常强度要大于下层的温度异常强度.也就是说臭氧异常的增加(减少)能够导致平流层上层温度异常偏冷(暖)和平流层中、下层温度异常偏暖(冷)，其中平流层中层温度异常的偏暖(冷)程度要比下层更加明显.但是，无论在哪个地区出现臭氧总量的异常，所对应的温度场异常存在不同的大尺度空间分布特征.
致谢 感谢审稿专家提出的宝贵意见！| [1] | Austin J, Knight J R, Butchart N. 2000. Three-dimensional chemical model simulations of the ozone layer: 1979—2015. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 126(565): 1533-1556. |
| [2] | Camp C D, Roulston M S, Yung Y L. 2003. Temporal and spatial patterns of the interannual variability of total ozone in the tropics. J. Geophys. Res., 108(D20): 4643, doi: 10.1029/2001JD001504. |
| [3] | Dee D P, Uppala S M, Simmons A J, et al. 2011. The ERA-Interim reanalysis: Configuration and performance of the data assimilation system. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 137(656): 553-597. |
| [4] | Deng S M, Chen Y J, Luo T, et al. 2009. The vertical distribution characteristics of ozone during stratospheric sudden warming. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 33(3): 459-467. |
| [5] | Eder B K, LeDuc S K, Sickles II J E. 1999. A climatology of total ozone mapping spectrometer data using rotated principal component analysis. J. Geophys. Res., 104(D3): 3691-3709. |
| [6] | Farman J C, Gardiner B G, Shanklin J D. 1985. Large losses of total ozone in Antarctica reveal seasonal CIOx/NOx interaction. Nature, 315(6016): 207-210. |
| [7] | Ge L, Liang J X, Chen Y L. 1997. Antarctic climatic variation in the troposphere and lower stratosphere with causes. Journal of Nanjing Institute of Meteorology (in Chinese), 20(1): 47-53. |
| [8] | Guo P W, Zhu Q G, Liu X F. 2001. Features of atmospheric ozone interannual variation in spring of Northern Hemisphere and its effect on temperature and circulation. Plateau Meteorology (in Chinese), 20(3): 245-251. |
| [9] | Guo S C, Chang Y L, Zhang L N. 2007. Research on the interannual and interdecadal variations of the atmospheric ozone in the middle latitude region of the Northern Hemisphere. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 31(3): 418-424. |
| [10] | Guo S C, Li C C, Guo Y R, et al. 2014. Trends of atmospheric ozone over the Northern Hemisphere in the past 33 years. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 30(2): 319-326. |
| [11] | Hering W S, Touart C N, Borden T R. 1967. Ozone heating and radiative equilibrium in the lower stratosphere. J. Atmos. Sci., 24(4): 402-413. |
| [12] | Houghton J T. 2002. The Physics of Atmospheres. Cambridge: Cambridge University Press, 320pp. |
| [13] | Hu Y Y, Xia Y, Gao M, et al. 2008. Stratospheric temperature changes and ozone recovery in the 21st century. Acta Meteorologica Sinica, 66(6): 880-891. |
| [14] | Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). 2007. Climate change 2007: the physical science basis.// Solomon S, Qin D, Manning M, eds. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge, UK and New York: Cambridge University Press, 1-996. |
| [15] | Jiang X, Pawson S, Camp C D, et al. 2008. Interannual variability and trends of extratropical ozone. Part I: Northern Hemisphere. J. Atmos. Sci., 65: 3013-3029. |
| [16] | Kong Q X, Liu G R, Wang G C. 1996. Observations and analyses of atmospheric ozone over Antarctic Zhongshan Station in the spring of 1993. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 20(4): 395-400. |
| [17] | Krzyscin J W, Rajewska-Wiech B. 2009. Trends in the ozone vertical distribution from the Umkehr observations at Belsk 1963—2007. International Journal of Remote Sensing, 30(15-16): 3917-3926. |
| [18] | Li C Y. 1995. Introduction to Climate Dynamics (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press. |
| [19] | Li C Y, Li L, Tan Y K, et al. 2008. Stratospheric Climate (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press. |
| [20] | Li C Y, Gao D Y, Chen Y J, et al. 2009. Some Forward Researches in Atmospheric Science (in Chinese). Hefei: CST University Press. |
| [21] | Li Y, Cai X H, Xie F Q. 2002. Recent trends of total ozone variation over East-Asia. Environmental Science, 23(Supp.): 103-105. |
| [22] | Newchurch M J, Yamg E S, Cunnold D M, et al. 2003. Evidence for slowdown in stratospheric ozone loss: First stage of ozone recovery. J. Geophy. Res., 108(D16): 4507. |
| [23] | North G R, Bell T L, Cahalan R F, et al. 1982. Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal functions. Mon. Wea. Rev., 110(7): 699-706. |
| [24] | Qu S H. 1994. Main characteristics and trends in global ozone layer. Advance in Earth Sciences (in Chinese), 9(5): 39-47. |
| [25] | Shindell D, Kuylenstierna J C I, Vignati E, et al. 2012. Simultaneously mitigating near-term climate change and improving human health and food security. Science, 335(6065): 183-189, doi: 10.1126/science. 1210026. |
| [26] | Shindell D T, Miller R L, Schmidt G A, et al. 1999. Simulation of recent northern winter climate trends by greenhouse-gas forcing. Nature, 399: 452-455. |
| [27] | Solomon S, Qin D, Manning M, et al. 2007. Climate change 2007: the physical science basis.// Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge, UK: Cambridge University Press. |
| [28] | Stolarski R S, Bloomfiel P, Mcpeters R D, et al. 1991. Total Ozone trends deduced from Nimbus7 Toms data. Geophys. Res. Lett., 18(6): 1015-1018. |
| [29] | Wang G Q. 1985. Atmospheric Ozone Research (in Chinese). Beijing: China Science Press. |
| [30] | Wang T J, Sun Z B. 1999. Development of study on ozone variation and its climatic effect. Advance in Earth Sciences (in Chinese), 14(1): 37-43. |
| [31] | Wang W G, Guo S C, Yang L Q. 1990. The research of vertical ozone distribution and its variation. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 33(6): 639-646. |
| [32] | Wang W G, Fan W X, Wu J, et al. 2006. A study of spatial-temporal evolvement of the global cross-tropopause ozone mass flux. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 49(6): 1595-1607. |
| [33] | Wang W G, Yuan M, Wang H Y, et al. 2008. A study of ozone amount in the transition layer between troposphere and stratosphere and its heating rate. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51(5): 1309-1320. |
| [34] | Weatherhead E C, Reinsel G C, Tiao G C, et al. 2000. Detecting the recovery of total column ozone. J. Geophys. Res., 105(D17): 22201-22210. |
| [35] | Weatherhead E C, Andersen S B. 2006. The search for signs of recovery of the ozone layer. Nature, 441: 39-45. |
| [36] | Wei D W, Guo S C, Zhao Y L. 1989. Chart collection of the Northern Hemisphere Atmospheric Ozone Space-Time Change and Distribution During 1963—1985. Beijing: Science Press. |
| [37] | Wei F Y. 1999. Diagnosis and Prediction of Modern Climate Statistics Technology (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press. |
| [38] | World Meteorological Organization, United Nations Development Program. 1995. The global climate system review June 1991-November1993. Geneva: WMO. |
| [39] | Zheng M H, Fu Z T, Chen Z. 2010. The possible impact of Arctic ozone depletion on surface air temperature in Asia-Pacific regions during springtime. Plateau Meteorology (in Chinese), 29(2): 412-419. |
| [40] | Zhou R J, Chen Y J. 2007. Effects of variation of low ozone center over the Tibetan Plateau on climate in China. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 31(3): 479-485. |
| [41] | Zhu Q G, Guo P W. 2000. Features of northern spring atmospheric ozone variation and its effect on atmospheric temperature and circulation. Quarterly Journal of Applied Meteorology (in Chinese), 11(4): 448-454. |
| [42] | 邓淑梅, 陈月娟, 罗涛等. 2009. 平流层爆发性增温过程中臭氧的垂直分布特征. 大气科学, 33(3): 459-467. |
| [43] | 葛玲, 梁佳兴, 陈毅良. 1997. 南极对流层-平流层下部气候变化特征及其原因. 南京气象学院学报, 20(1): 47-53. |
| [44] | 郭品文, 朱乾根, 刘宣飞. 2001. 北半球春季大气臭氧年际变化特征及其对大气温度和环流场的影响. 高原气象, 20(3): 245-251. |
| [45] | 郭世昌, 常有礼, 张利娜. 2007. 北半球中纬度地区大气臭氧的年际和年代际变化研究. 大气科学, 31(3): 418-424. |
| [46] | 郭世昌, 黎成超, 郭漪然等. 2014. 近33a来北半球大气臭氧的变化趋势研究. 热带气象学报, 30(2): 319-326. |
| [47] | 胡永云, 夏炎, 高梅等. 2008. 21世纪平流层温度变化和臭氧恢复. 气象学报, 66(6): 880-891. |
| [48] | 孔琴心, 刘广仁, 王庚辰. 1996. 1993年春季南极中山站上空大气臭氧的观测分析. 大气科学, 20(4): 395-400. |
| [49] | 李崇银. 1995. 气候动力学引论. 北京: 气象出版社. |
| [50] | 李崇银, 李琳, 谭言科等. 2008. 平流层气候. 北京: 气象出版社. |
| [51] | 李崇银, 高登义, 陈月娟等. 2009. 大气科学若干前沿研究. 合肥: 中国科学技术大学出版社. |
| [52] | 李燕, 蔡旭晖, 谢飞钦. 2002. 近年东亚地区臭氧总量的变化趋势. 环境科学, 23(增刊): 103-105. |
| [53] | 曲绍厚. 1994. 全球大气臭氧层的主要特征和变化趋势. 地球科学进展, 9(5): 39-47. |
| [54] | 王贵勤. 1985. 大气臭氧研究. 北京: 科学出版社. |
| [55] | 王体健, 孙照勃. 1999. 臭氧变化及其气候效应的研究进展. 地球科学进展, 14(1): 37-43. |
| [56] | 王卫国, 郭世昌, 杨利群. 1990. 大气臭氧层的垂直分布及其变化的研究. 地球物理学报, 33(6): 639-646. |
| [57] | 王卫国, 樊雯璇, 吴涧等. 2006. 全球平流层-对流层之间臭氧通量的时空演变研究. 地球物理学报, 49(6): 1595-1607. |
| [58] | 王卫国, 袁敏, 王灏樾等. 2008. 对流层-平流层之间过渡层中臭氧含量及其加热率的变化研究. 地球物理学报, 51(5): 1309-1320. |
| [59] | 魏鼎文, 郭世昌, 赵延亮. 1989. 1963—1985年北半球大气臭氧总量时空变化图集. 北京: 科学出版社. |
| [60] | 魏凤英. 1999. 现代气候统计诊断与预测技术. 北京: 气象出版社. |
| [61] | 郑明华, 付遵涛, 陈哲. 2010. 北极臭氧损耗对东亚中高纬地区初春地面气温影响的转折点分析. 高原气象, 29(2): 412-419. |
| [62] | 周任君, 陈月娟. 2007. 青藏高原臭氧低值中心的变化与我国气候的关系. 大气科学, 31(3): 479-485. |
| [63] | 朱乾根, 郭品文. 2000. 北半球春季大气臭氧变化特征及其对大气温度和环流场的影响. 应用气象学报, 11(4): 448-454. |