杨双艳，周顺武，张人禾，吴萍，李慧，马振锋

(1．南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室，江苏南京210044; 2．中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081;3．四川省气候中心，四川成都610071)

青藏高原对流层顶高度与臭氧总量及上升运动的耦合关系

杨双艳1，2，周顺武1，张人禾2，吴萍1，李慧1，马振锋3

(1．南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室，江苏南京210044; 2．中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081;3．四川省气候中心，四川成都610071)

根据1979—2008年青藏高原地区14个探空站对流层顶气压资料以及同期各标准等压面上的温度资料，分析了不同季节高原上空两类对流层顶高度与高空各层温度之间的关系;在此基础上，结合同期的NCEP/NCAR月平均再分析资料以及NASA提供的TOMS/SBUV月平均臭氧总量资料，分别讨论了高原上升运动以及高原臭氧总量与对流层顶高度的耦合关系。结果表明:高原第一(二)对流层顶高度全年处在300～200 hPa(100 hPa附近)高度，在季节变化、年际变化以及长期变化趋势上，两类对流层顶高度与各自对应高度层上的温度存在着密切的反相变化关系，当对流层顶高度偏高(低)时，相应高度上的温度偏低(高)。上升运动有助于两类对流层顶高度的抬升，尤其是当高空200(100)hPa附近有上升运动时，有利于第一(二)对流层顶高度抬升。各季节高原臭氧总量与第二对流层顶高度均呈显著的负相关关系，当臭氧含量减少(增加)时，该对流层顶高度将偏高(偏低)，近年来伴随着高原臭氧总量的减少，高原第二对流层顶高度出现了明显的抬升。关键词:青藏高原;对流层顶高度;季节变化;上升运动;臭氧总量

Coupling relationship between tropopause height and total ozone as well as ascending motion over the Tibetan Plateau

Abstract:Using tropopause pressure data and upper temperature data of 14 sounding stations over the Tibetan Plateau from 1979 to 2008，the relationships between two types of tropopause heights and upper air temperature in different seasons are analyzed．Based on these，the coupling connection between ascending motion(total ozone)and tropopause height is discussed by monthly NCEP/NCAR reanalysis data from NOAA and monthly TOMS/SBUV total ozone data from NASA．The results indicate that the first(second) tropopause is at 300—200 hPa(near 100 hPa)over the year．The seasonal，interannual variations and long-term trend of the two types of tropopause heights display closely opposite relation to those of temperature at their corresponding altitudes，respectively，namely the higher(lower)tropopause height，the lower (higher)temperature at the corresponding altitude．The ascending motion is conducive to the rising of thetropopause height，especially the ascending motion at about 200 hPa(100 hPa)is helpful to the rising of the first(second)tropopause height．There is an obvious negative correlation between the total ozone and the second tropopause height at each season．The second tropopause rises(reduces)with the losing(increasing)of total ozone over the Tibetan Plateau．In recent years，the second tropopause height clearly lifts with the reducing of the total ozone．

Key words:Tibetan Plateau;tropopause height;seasonal variation;ascending motion;total ozone

0 引言

随着对气候变化研究的深入，近年来人们已将气候变化的关注点延伸至整个自由大气，其中关于对流层顶高度变化已有不少研究成果，我国气象工作者基于探空资料对我国不同区域的对流层顶高度演变特征进行了分析(吴香玲，1995;张广兴等，2005;陈芳等，2007;李辑等，2009;杨双艳等，2010)。周顺武等(2010)根据青藏高原14个探空站近30 a (1979—2008年)的对流层顶观测资料，分析了青藏高原(简称高原)上空两类对流层顶高度的季节变化特征，发现高原上空全年均可观测到第二对流层顶，其中在暖季(6—10月)第二对流层顶占绝对主导地位;两类对流层顶高度在季节变化上存在着明显的差异，第一(二)对流层顶高度的年变化曲线呈双(单)峰型;近30 a来高原第一(二)对流层顶高度在不同季节存在着不同程度的降低(上升)。

影响对流层顶变化的因子主要有太阳辐射(地理纬度)、大气环流、下垫面性质与大地形等(Reid and Gage，1981;Maxobep，1987;邹进上等，1989; Shimizu and Tsuda，2000)。朱保林(2005)通过对高原对流层顶高度异常年份进行个例分析后发现，制约高原对流层顶高度(气压)变动的因素主要有对流层和平流层中温度异常、整层大气加热异常等。李鹏(2007)研究认为，高原臭氧低值与对流层顶存在着密切的关系。

本文基于高原地区14个探空站近30 a的对流层顶观测资料以及同期各标准等压面的月平均温度资料，在分析高原高空各层温度与两类对流层顶高度关系的基础上，讨论了高原地区对流层顶高度与上升运动以及臭氧总量的耦合关系。

1 资料

本文选取由中国气象局信息中心提供的高原地区(包括西藏、青海以及周边高海拔山区)14个探空站近30 a(1979—2008年)观测的逐日对流层顶气压资料，通过压高公式换算出高原月平均对流层顶高度(周顺武等，2010)。同时还根据该中心提供的上述14个站各标准等压面的月平均温度资料(由于10 hPa的数据缺测严重，同时考虑到高原地区的海拔高度，文中只分析500～20 hPa之间11个标准等压面温度)，将各站各层温度作算术平均得到反映高原地区各层逐月的温度序列(周顺武和张人禾，2009)。文中用TH1(TH2)表示第一(第二)对流层顶高度。

文中使用的资料还包括:1)NCEP/NCAR提供的同期(1968—1996年)月平均再分析资料(Kalany et al．，1996);2)NASA通过TOMS和SBUV相结合得到的最近30 a(1979—2008年)全球(10°经度× 5°纬度)臭氧总量月平均资料(来自网站http:// code916．gsfc．nasa．gov/Data_services/merged/index．html)(Camp et al．，2003;Steinbrecht et al．，2003)，该资料的优点是时间连续性好，近年来TOMS/ SBUV臭氧总量资料已被广泛用于相关的臭氧变化研究中(Hu and Tung，2002;Randel and Wu，2002; Zhou and Zhang，2005;Ziemke and Chandra，2005;韦惠红和郑有飞，2006;Zhang and Zhou，2009)。

2 两类对流层顶高度与温度变化的关系

2.1 两类对流层顶高度与高空温度在季节变化上的联系

图1给出了高原上空各月多年平均温度随高度的分布。可见，各月TH2(粗实线)在100 hPa高度附近波动，在此高度以下(上)温度随高度升高而下降(上升)，高原上空最低温度出现在第二对流层顶附近，其中6—9月还存在一个小于－70℃的低温闭合中心，与TH2在春夏(秋冬)季偏高(低)的年变化特征(周顺武等，2010)相反，150～50 hPa之间的温度表现出夏低冬高的变化特征。而TH1(粗虚线)全年处在300～200 hPa高度之间，对应的温度年变化曲线与TH1年变化曲线(周顺武等，2010)基本相反，表现出夏季偏高、春秋季偏低的变化特征。由此可见，两类对流层顶高度均与其所在高度层上的温度存在着相反的季节变化;对应高度层上的温度偏高时，对流层顶高度偏低，反之亦然。

图1 高原上空各月多年平均温度随高度的分布(图中粗虚线和粗实线分别表示第一和第二对流层顶高度)Fig．1The variation of annual average monthly temperature with height over the Tibetan Plateau(Heavy dashed and solid lines indicate the first and second tropopause height，respectively)

2.2 两类对流层顶高度与高空温度在年际和长期变化趋势上的联系

由于高原上空两类对流层顶高度存在明显的季节差异，所以分别计算了近30 a TH1和TH2与高空各层温度之间的逐月相关关系(图2)，以便更清楚地理解它们随高度的变化关系。由图2a可见，除了在TH1出现频率最低的夏季外，其余季节TH1与300～150 hPa各层的温度存在明显的负相关关系(通过0.05信度的显著性检验)，特别是与TH1平均高度——300～200 hPa各层温度之间的负相关关系显著(通过0.01信度的显著性检验);而与100 hPa以上和400 hPa以下各层温度则普遍为正相关，特别是与春、秋季100～50 hPa高度的温度的正相关关系通过了0.05信度的显著性检验。这表明TH1与该对流层顶高度附近的温度存在反相变化关系，即相应高度上的温度偏低(高)则TH1偏高(低)，同时与平流层下部温度存在一定的正相关关系，其中在春、秋季两者的正相关关系显著。

由图2b可见，各月相关系数为0的高度位于200～150 hPa附近，而在其之下(上)则存在较明显的正(负)相关关系。4—11月，TH2与对流层中上层(150 hPa以下)各层温度之间存在明显的正相关关系;而TH2与平流层下部各月温度之间均为显著的负相关关系，其中与100～50 hPa高度上温度的相关系数普遍通过了0.01信度的显著性检验。由此可见，TH2与相应高度上的温度之间存在反相变化关系;该对流层顶高度附近的温度偏低(高)时，TH2则偏高(低)。

图2 高原上空各层温度与第一对流层顶高度(a)和第二对流层顶高度(b)的逐月相关系数分布(浅色和深色阴影区分别表示通过0.05和0.01信度的显著性检验)Fig．2Correlation coefficients between(a)the first and(b)second tropopause heights and monthly temperature over the Tibetan Plateau(Light and heavy shaded regions with correlation exceeding 0.05 and 0.01 significance levels are shown，respectively)

由此可见，TH1与其平均高度所在的200～300 hPa的温度存在密切联系，而TH2与100～50 hPa温度的负相关非常显著，这与朱保林(2005)对高原对流层顶高度典型异常年份分析后得到的结论是一致的。

为进一步分析两类对流层顶高度与相应高度的温度的逐年变化关系，图3分别给出了近30a春季TH1与同期200 hPa温度以及夏季TH2与同期50 hPa温度的逐年变化曲线。可见，对流层顶高度变化(实线，左纵坐标)与对应高度层的温度变化(虚线，表示温度的右纵坐标被颠倒)几乎相反，二者存在显著的负相关关系，其中春季TH1与200 hPa温度的相关系数高达－0.913，夏季TH2与50 hPa温度的相关系数也达到－0.866。显著的负相关关系表明，对应高度层的温度升高(降低)，则对流层顶高度降低(升高)。此外，由图3中的线性变化趋势线也可以看出，近30 a来春季TH1表现出明显的下降趋势(－110 m/(10 a))，而200 hPa温度存在上升趋势(0.388℃/(10 a));夏季TH2存在上升趋势(59 m/(10 a))，而50 hPa温度存在明显的下降趋势(－0.860℃/(10 a))。

综上所述，在季节、年际和长期变化趋势上，两类对流层顶高度与各自对应高度的温度存在密切的联系，当对流层顶高度偏高时，相应高度上的温度偏低，反之亦然。

3 高原上空臭氧总量变化与对流层顶高度变化的联系

大气臭氧主要产生于平流层，作为一种重要的温室气体，其含量变化将改变大气垂直辐射平衡，从而导致气候变化。自20世纪80年代发现南极臭氧洞(Farman et al．，1985)以来，大气臭氧变化与对流层顶高度变化之间的关系一直受到关注(王卫国和秦芳，1994;Bojkov et al．，1995;Schubert and Munteanu，1998;李国辉等，2003;杨建和吕达仁，2003;Santer et al．，2003a，2003b)。Steinbrecht et al．(1998)分析了德国南部探空站对流层顶高度和臭氧总量的关系，发现当臭氧总量偏低(高)时，该站对流层顶高度偏高(低)。Chakrabarty et al．(2000)分析了印度两个探空站的对流层顶高度和温度资料后发现，近几十年来该地区热带对流层顶高度(温度)的上升(下降)趋势与平流层臭氧减少有关。春、夏季高原存在异常的大气臭氧低值，且臭氧亏损最大值的高度位于对流层顶附近(邹捍等，1998)。因此，臭氧含量的变化也是影响高原对流层顶高度变化的因子之一(李鹏，2007)。

上述分析表明，TH2的变化与对流层和平流层温度存在密切联系，因此对流层顶的结构与平流层下部的臭氧分布存在着密切联系。Zhou and Zhang (2005)和Zhang and Zhou(2009)在对近24 a(1979—2002年)高原上空温度变化特征进行分析时发现，在年际和年代际尺度上，高原上空各层温度和臭氧总量变化之间均存在密切联系，平流层低层和对流层上层(对流层中下层)的温度与臭氧总量之间具有明显(一定)的正(负)相关关系。伴随臭氧总量的减少，高原平流层低层(对流层中上层)的温度出现了下降(上升)。这种由于高原臭氧总量改变导致的对流层中上层增温和平流层下层降温，势必影响到高原对流层顶高度的变化。

图3 近30 a春季第一对流层顶高度与同期200 hPa温度(a)以及夏季第二对流层顶高度与同期50 hPa温度(b)的年际变化(左纵坐标表示对流层顶高度，单位:km;右纵坐标表示温度，为了便于比较，表示温度的左坐标被颠倒，单位:℃)Fig．3Interannual variations of(a)the first tropopause height and 200 hPa temperature in spring，and(b)the second tropopause height and 50 hPa temperature in summer in recent 30 years(the left coordinate indicates the tropopause height，units:km; the right coordinate by reverse indicates temperature，units:℃)

那么TH2的变化与臭氧总量变化之间又存在着怎样的联系呢?图4给出了高原臭氧总量与TH2的逐月相关系数。可见，高原臭氧总量与TH2之间普遍存在相反的变化关系，且大多数月份两者之间的负相关系数通过了0.05信度的显著性检验，特别是在春夏季，TH2与臭氧总量的相关关系更密切(通过了0.01信度的显著性检验)，这表明当高原臭氧总量减少(增加)时，TH2将偏高(低)。

图4 高原臭氧总量与高原第二对流层顶高度逐月相关系数(短、长虚线分别表示通过0.01、0.05信度的显著性检验)Fig．4Monthly correlation coefficient between total ozone and the second tropopause height over the Tibetan Plateau(Short and long dashed lines indicate correlation coefficients exceeding 0.01 and 0.05 significance levels，respectively)

为进一步比较TH2与臭氧总量的逐年变化情况，图5给出了近30 a夏季TH2与同期和前期(春季)高原臭氧总量的演变曲线。由图5a可见，近30 a来高原夏季臭氧总量大约减少6.5 DU(趋势为－2.17 DU/(10 a))，而夏季TH2大约抬升180 m (为了便于比较，表示对流层顶高度的左坐标被颠倒;趋势为59 m/(10 a));TH2的变化与臭氧总量变化存在明显的负相关关系，相关系数达－0.678 (通过0.001信度的显著性检验)。不仅如此，高原春季的臭氧总量变化(趋势为－5.72 DU/(10 a))与夏季TH2变化之间关系密切(图5b)，相关系数达－0.477(通过0.01信度的显著性检验)。由此可见，高原臭氧总量亏损导致高原平流层下层明显降温，以及包括高原臭氧总量减少等多因素导致的高原对流层增温，将改变高原上空温度场的垂直结构(Zhang and Zhou，2009)，从而引起高原对流层顶高度的抬升。

4 高原上空抬升作用与对流层顶高度的联系

大气环流的变化势必影响对流层顶高度的变化。由于青藏高原的热力作用(Li et al．，2001)和动力作用(黄荣辉，1985;Yanai et al．，1992;Ye and Wu，1998)对中国、东亚大气环流和气候变化都有极其重要的影响，因此高原本身的热力和动力作用造成的抬升作用对其对流层顶高度变化也必定存在着影响。那么高原上空的抬升运动作用对高原对流层顶高度存在怎样的影响呢?

图5 夏季第二对流层顶(实线，左坐标被颠倒，单位:km)与夏季(a)和春季(b)高原臭氧总量(虚线，右坐标，单位:DU)的年际变化(直线为线性趋势线)Fig．5Interannual variaitions of TH2(solid curves;the left coordinate by reverse;units:km)and total ozone(dashed curves;right coordinate;units:DU)over the Tibetan Plateau in(a)summer and(b)spring(The straight line indicates the linear trend)

鉴于再分析资料的垂直速度在高原地区存在较大的偏差(周任君和陈月娟，2005)，同时考虑到高原上空对流层上部和平流层下部的水汽含量低，大气运动可视为干绝热运动，位温恒定不变。当空气上升时，将下层较低的位温带到上层，使上层的位温下降，局地的等位温面抬升。因此，参考Zou and Gao(1997)的方法，采用位温来表示高空垂直运动，当某层位温明显偏低时，可视为有明显的上升运动。

以下根据两类对流层顶高度在不同月份的异常偏高年和偏低年(表1)，分别对高原上空各层位温距平进行合成分析。在5个TH1异常偏高年(图6a)，各月位温在150 hPa以上(下)大致为正(负)距平，尤其是冬春季300～200 hPa位温表现为明显的负距平，而在春秋季100～50 hPa位温则表现出明显的正距平;而在5个TH1异常偏低年(图6b)，位温距平合成分布基本上与偏高年的位温距平合成分布相反，即大致以150 hPa为界，低(高)层位温为正(负)距平。由TH1偏高年减去偏低年的位温合成差值分布(图6c)可见，150 hPa以下(上)各月位温为负(正)距平差值，除在TH1出现频率最低的夏季外，其余季节300～150 hPa位温负距平差值非常显著，尤其在冬春季200 hPa附近，位温表现为显著的负距平差值(超过了0.01信度的显著性检验)，100 hPa以上的各层位温则为正距平差值，其中在春秋季70 hPa附近的正距平差值通过了0.05信度的显著性检验。这表明，在TH1偏高年与偏低年，高原高低层位温距平分布相反，其中第一对流层顶所在高度的位温差异最明显，TH1偏高时，该层位温偏小，反之亦然。

图7为各月TH2偏高年和偏低年高原上空各层位温距平合成分布，以及偏高年减去偏低年的各层位温合成差值分布。在TH2偏高年(图7a)，各月(除9月表现不明显外)大致在150 hPa以下(上)为正(负)位温距平，尤其是春夏季100～30 hPa正位温距平明显。在TH2偏低年(图7b)，各月位温距平分布与偏高年基本相反，150 hPa以下低层为负位温距平，而高层为正位温距平，尤其是3—10月，100～30 hPa出现了明显的正位温距平，而春秋季200 hPa附近为明显的位温负距平。由图7c可见，150 hPa以上(下)为负(正)位温距平差值，其中在平流层下层(100～30 hPa)，各月负位温距平差值显著，而在对流层中上层(200 hPa以下)，3—6月及秋季正位温距平差值较明显。由此可知，TH2偏高年与偏低年，高原上空平流层下层与对流层中上层的位温距平分布存在反相变化特征，特别100～30 hPa位温距平差值非常显著。

上述分析表明，两类对流层顶高度异常年高原上空各层位温变化存在明显差异，特别是各自对流层顶所在高度附近的位温存在显著的变化特征(尽管在不同季节其密切程度存在差异)，即相应高度抬升明显时位温偏低，其对应的对流层顶高度则偏高。为了进一步比较春夏季两类对流层顶高度与相应高度位温的关系，图8给出了近30 a春季TH1与同期200 hPa位温以及夏季TH2与同期100 hPa位温的年际变化曲线。由图8a可见，TH1(实线)与位温(虚线)的年际变化几乎相反(表示位温的右纵坐标被颠倒)，其线性相关系数达－0.835，表明两者关系非常密切，与TH1的下降趋势(趋势为－110 m/(10 a))相反，200 hPa位温呈现为上升趋势(0.079 K/(10 a))。由图8b可见，TH2(实线)与位温(虚线)存在密切的反相变化关系，其线性相关系数为－0.619(通过0.01信度的显著性检验)，近30 a TH2上升近180 m(趋势为59 m/(10 a))，而100 hPa位温每10 a减少1.67 K。由此可知，两类对流层顶与其所在高度附近的位温表现出非常显著的负相关关系，这意味着各自对流层顶高度上的位温下降(即有上升运动)时，对流层顶高度抬高。

表1 各月两类对流层顶高度5个异常偏高年和5个异常偏低年的情况Table 1Five abnormal high years and five abnormal low years for the first and second tropopause heights in each month

图6 各月第一对流层顶高度偏高年(a)和偏低年(b)及偏高年减去偏低年(c)的高原上空各层的位温距平合成分布(等值线为位温距平，单位:K;图中浅色和深色阴影区分别表示通过0.05和0.01信度的显著性检验)Fig．6Composite monthly potential temperature anomalies in(a)the abnormal high years and(b)abnormal low years of the first tropopause height over the Tibetan Plateau，and(c)their differences(high years minus low years) (Isoline is potential temperature anomaly，units:K;Light and heavy shaded regions with difference exceeding 0.05 and 0.01 significance levels are shown，respectively)

由此可以初步推断，当高原上空100 hPa位温下降(即有上升运动)时，强烈的上升运动有利于对流层低浓度的臭氧向平流层输送，从而导致臭氧总量减少(周秀骥等，1995;周秀骥和李维亮，2004;卞建春等，1997)，而臭氧总量减少，又将改变高空温度场的垂直结构，从而引起对流层顶高度的抬升。

5 结论与讨论

在分析青藏高原两类对流层顶高度季节变化特征的基础上，本文分析了相应高度上温度的季节变化、年际变化和长期趋势变化与对流层顶高度变化的关系，并初步分析了高原上空抬升作用以及高原臭氧总量变化与高原对流层顶高度变化之间的耦合关系，得到以下结论:

1)高原第一对流层顶高度全年处在300～200 hPa，第二对流层顶高度各月基本在100 hPa高度上下波动。在季节变化、年际变化以及长期变化趋势上，两类对流层顶高度与各自对应高度上的温度具有密切的反相变化关系;当对流层顶高度偏高(低)时，相应高度上的温度则偏低(高)。近30 a来，高原上空平流层下层(对流层中层)存在明显(一定)的降(增)温，导致第一对流层顶高度降低，而第二对流层顶普遍升高。

2)除在第一对流层顶出现频率较低的夏季外，各季节该对流层顶高度偏高(低)与同期高原上空平流层下层增(降)温和对流层中层降(增)温有关;各季节第二对流层顶高度偏高与平流层下层降温以及对流层中层增温存在密切关系，该对流层顶高度偏高年，对流层中层偏暖，整层气柱伸长，特别是平流层下层偏冷，引起平流层气柱收缩，都将使得该对

图7 各月第二对流层顶高度偏高年(a)和偏低年(b)及偏高年减去偏低年(c)的高原上空各层的位温距平合成分布(等值线为位温距平，单位:K;图中浅色和深色阴影区分别表示通过0.05和0.01信度的显著性检验)Fig．7Composite monthly potential temperature anomalies in(a)the abnormal high years and(b)abnormal low years of the second tropopause height over the Tibetan Plateau，and(c)their differences(high years minus low years) (Isoline is potential temperature anomaly，units:K;Light and heavy shaded regions with difference exceeding 0.05 and 0.01 significance levels are shown，respectively)

图8 近30 a春季第一对流层顶高度与同期200 hPa位温(a)以及夏季第二对流层顶高度与同期100 hPa位温(b)的年际变化(左纵坐标表示对流层顶高度，单位:km;右纵坐标表示位温，为了便于比较，表示温度的左坐标被颠倒，单位: K)Fig．8Interannual variations of(a)the first tropopause height and 200 hPa potential temperature in spring，and(b)the second tropopause height and 100 hPa potential temperature in summer in recent 30 years(the left coordinate indicates the tropopause height，units:km;the right coordinate by reverse indicates potential temperature，units:K)

流层顶上移，反之亦然。

3)高原第二对流层顶高度与高原臭氧总量之间存在明显的反相变化关系。当臭氧总量减少(增加)时，第二对流层顶高度升高(降低)。臭氧总量减少引起平流层下层温度降低以及对流层中层温度增高，改变了高原上空温度场的垂直结构，从而引起第二对流层顶高度的抬升。

4)对流层顶和平流层中下层的位温变化可以反映该层的垂直运动。上升运动有助于高原上空两类对流层顶高度抬升，尤其当高空200 hPa附近有上升运动时，有利于第一对流层顶高度的抬升;而当100 hPa附近有上升运动时，则有利于第二对流层顶高度的升高。

文中讨论了高原地区对流层顶与高空温度、上升运动以及臭氧总量的关系，但是对流层顶与这些因子之间的联系极有可能不是孤立的。臭氧含量可能是通过影响对流层与平流层的温度结构，进而对对流层顶产生影响，而上升运动可能是通过影响臭氧和温度的分布来影响对流层顶高度的。当然，对流层顶高度的变化也会影响到高空温度和臭氧含量的变化(李国辉等，2003)。

许多研究表明，影响对流层顶高度的因子众多，如槽脊、低涡(邹进上等，1989)，太阳辐射(Reid and Gage，1981;邹进上等，1989;Shimizu and Tsuda，2000)，云量(邹进上和江静，1990;王旻燕和吕达仁，2007)，急流、锋(Maxobep，1987;邹进上和江静，1990)以及地表温度和海洋热含量等(Sausen and Santer，2003)。本文仅分析了高原抬升作用以及臭氧总量变化与高原对流层顶高度的耦合关系，其分析本身还显得比较简单，其中的具体物理机理尚待进一步深入研究。

致谢:中国国家气象信息中心气象资料室(Climatic DataCenter，NationalMeteorologicalInformation Center，CMA)提供了对流层顶探空资料和高空温度资料，美国NASA提供臭氧总量观测资料以及美国NOAA网站提供NCEP/NCAR再分析资料，在此一并表示感谢。

卞建春，李维亮，周秀骥．1997．青藏高原及其邻近地区流场结构季节性变化的特征分析［M］//周秀骥．中国地区大气臭氧变化及其对气候环境的影响II．北京:气象出版社:257-273．

陈芳，马英芳，朱西德．2007．青海省对流层顶若干统计特征［J］．气象科技，35(1):57-60．

李国辉，吕达仁，Tie X X．2003．对流层顶变化对上对流层/下平流层臭氧分布的影响［J］．空间科学学报，23(4):269-277．

李辑，蔡福，明惠青，等．2009．辽宁地区第一对流层顶高度变化特征分析［J］．气象与环境学报，25(2):9-15．

李鹏．2007．青藏高原大气臭氧与对流层顶的关系［D］．北京:中国科学院研究生院．

王旻燕，吕达仁．2007．东亚强对流云的季节变化及其与对流层顶关系初探［J］．大气科学，31(5):937-949．

王卫国，秦芳．1994．臭氧层季节变化与对流层顶的关系［J］．云南大学学报:自然科学版，16(增刊1):29-34．

韦惠红，郑有飞．2006．我国臭氧总量时空分布特征［J］．南京气象学院学报，29(3):390-395．

吴香玲．1995．北京地区极地对流层顶与地面要素之间的关系［J］．气象，21(11):42-45．

杨健，吕达仁．2003．平流层—对流层交换研究进展［J］．地球科学进展，18(3):380-385．

假设Bob想给他人转账，Bob就得向全网广播他要转账的消息，并需全网达成共识，才能认为他的消息是合法的，且每个节点都会保存他转账信息。全网没有中心服务器，没有人能拥有管理的权力，只要规则定好了，就必须照着规则做，没有人可以改变，这其实就是区块链去中心化的魅力所在。

杨双艳，周顺武，陈鹤．2010．甘肃省对流层顶高度的季节变化特征分析［J］．气象，36(4):57-62．

张广兴，李娟，崔彩霞，等．2005．新疆1960—1999年第一对流层顶高度变化及其突变分析［J］．气候变化研究进展，1(3):106-110．

周任君，陈月娟．2005．青藏高原和伊朗高原上空臭氧变化特征及其与南亚高压的关系［J］．中国科学技术大学学报，35(6): 899-908．

周顺武，张人禾．2009．青藏高原地区上空NCEP/NCAR再分析温度资料和位势高度资料与观察资料的比较分析［J］．气候与境研究，14(2):284-292．

周顺武，杨双艳，张人禾，等．2010．青藏高原两类对流层顶高度的季节变化特征分析［J］．大气科学学报，33(3):307-314．

周秀骥，李维亮．2004．青藏高原地区大气臭氧变化的研究［J］．气象学报，62(5):513-527．

周秀骥，罗超，李维亮，等．1995．中国地区臭氧总量变化与青藏高原低值中心［J］．科学通报，40(15):1396-1398．

朱保林．2005．北半球夏季对流层顶变动的现象及机制研究［D］．南京:南京信息工程大学．

邹捍，郜永祺，周立波．1998．大尺度山地上空的臭氧低值及地面加热［J］．气候与环境研究，3(3):209-217．

邹进上，江静．1990．高空气候学［M］．北京:气象出版社．

邹进上，张降秋，王炳忠．1989．我国对流层顶的时空分布特征及其影响因子［J］．气象科学，9(4):417-426．

Bojkov R D，Bishop L，Fioletov V E．1995．Total ozone trends from quality-controlled ground-based data(1964—1994)［J］．J Geophys Res，100:25867-25876．

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］．J Geophys Res，108(D20)，4643．doi:10.1029/2001JD001504．

Chakrabarty D K，Shah N C，Pandya K V．2000．Long-term trend of tropopause over New Delhi and Thiruvananthapuram［J］．Geophys Res Lett．，27(15):2181-2184．

Farman J C，Gardiner B G，Shanklin J D．1985．Large losses of total ozone in Antarctica reveal seasonal ClOx/NOx interaction［J］．Nature，315:207-210．

Hu Y Y，Tung K K．2002．Interannual and decadal variations of planetary wave activity，stratospheric cooling，and Northern Hemisphere annular mode［J］．J Climate，15(13):1659-1673．

Kalnay E，Kanamitsu M，Kistler R，et al．1996．The NCEP/NCAR 40-years reanalysis project［J］．Bull Amer Meteor Soc，77(3): 437-471．

Li Dongliang，Ji Guoliang，Lü Lanzhi．2001．Impact of Tibetan Plateau surface heating field intensity on Northern Hemispherical generalcirculations and weather and the climate of China［J］．Science in China:Series D，44(3):390-399．

Maxobep 3 M．1987．对流层顶气候学［M］．张贵银，廖寿发，译．北京:气象出版社．

Randel W J，Wu F．2002．Changes in column ozone correlated with the stratospheric EP flux［J］．J Meteor Soc Japan，80(4b):849-862．

Reid G C，Gage K S．1981．On the annual variation in height of the tropical tropopause［J］．J Atmos Sci，38(9):1928-1938．

Santer B D，Wehner M F，Wigley T M L，et al．2003a．Contributions of anthropogenic and natural forcing to recent tropopause height changes［J］．Science，301(7):479-483．

Santer B D，Sausen R，Wigley T M L，et al．2003b．Behavior of tropopause height and atmospheric temperature in models，reanalyses，and observations:Decadal changes［J］．J Geophys Res，108(D1)，4002．doi:10.1029/2002JD002258．

Sausen R，Santer B D．2003．Use of changes in tropopause height to detect human influences on climate［J］．Meteorol Z，12(33): 131-136．

Schubert S D，Munteanu M J．1998．An analysis of tropopause pressure and total ozone correlations［J］．Mon Wea Rev，116(3):569-582．Shimizu A，Tsuda T．2000．Variations in tropical tropopause observed with radiosondes in Indonesia［J］．Geophys Res Lett，27(16): 2541-2544．

Steinbrehct W，Cluade H，Kohler U，et al．1998．Correlations between tropopause height and total ozone:Implications for long-term changes［J］．J Gepohys Res，103(D15):19183-19192．

Steinbrecht W，Haβler B，Claude H，et al．2003．Global distribution of total ozone and lower stratospheric temperature variations［J］．Atmos Chem Phys，3(4):3411-3449．

Yanai M，Li C F，Song Z．1992．Seasonal heating of the Tibetan plateau and its effects on the evolution of the Asian summer monsoon［J］．J Meteor Soc Japan，70(1):319-351．

Ye D Z，Wu G X．1998．The role of the heat source of the Tibetan Plateau in the general circulation［J］．Meteor Atmos Phys，67(1): 181-198．

Zhang Renhe，Zhou Shunwu．2009．Air Temperature changes over the Tibetan Plateau and other regions in the same latitudes and the role of ozone depletion［J］．Acta Meteor Sinica，23(3):290-299．

Zhou Shunwu，Zhang Renhe．2005．Decadal variations of temperature and geopotential height over the Tibetan Plateau and their relations with Tibet ozone depletion［J］．Geophys Res Lett，32(18)，18705．doi:10.1029/2005GL023496．

Ziemke J R，Chandra S．2005．A 25-year data record of atmospheric ozone in the Pacific from Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS)cloud slicing:Implications for ozone trends in the stratosphere and troposphere［J］．J Geophys Res，110(D15)，105．doi: 10.1029/2004JD005687．

Zou Han，Gao Yongqi．1997．Vertical ozone profile over Tibet using Sage I and II data［J］．Adv Atmos Sci，14(4):505-512．

(责任编辑:倪东鸿)

P403

A

1674-7097(2012)04-0438-10

杨双艳，周顺武，张人禾，等．2012．青藏高原对流层顶高度与臭氧总量及上升运动的耦合关系［J］．大气科学学报，35(4):438-447．

Yang Shuang-yan，Zhou Shun-wu，Zhang Ren-he，et al．2012．Coupling relationship between tropopause height and total ozone as well as ascending motion over the Tibetan Plateau［J］．Trans Atmos Sci，35(4):438-447．(in Chinese)

2011-08-06;改回日期:2012-05-22

公益性行业(气象)科研专项(GYHY(QX)200906014);国家重点基础研究发展规划项目(2010CB428505);中国气象局成都高原气象研究所开放实验室基金项目(LPM2011015)

杨双艳(1983—)，女，湖北随州人，博士生，研究方向为区域气候变化，152850201@163．com;周顺武(通信作者)，男，博士，教授，研究方向为区域气候变化，zhou@nuist．edu．cn．