PDF《项目主要成果之一：》

2015 年发表在《Atmospheric Environment》 . 图3. (a)冬季, (b)春季, (c)夏季和(d)秋季,厄尔尼诺年和拉尼娜年晴空紫外线(波长280-400 nm)的百分比差值.图中黑点区域代表合成异常超过了95%的显著性水平. 热带冰点对流层顶温度, 是表征全球气候变化的重要指标,对于理解平流层 水汽层变化至关重要. 自20 世纪

80 年代以来,热带冰点对流层顶温度不仅有明 显的年际尺度的变化,也呈现出显著的下降趋势.我们的研究发现自上世纪

80 年代以来,印度洋-太平洋暖池区域的持续扩张导致暖池的总能量增加,对对流 层大气的加热也在不断增强, 其影响范围也可能在进一步扩张.上述过程抬升了 热带冰点对流层顶高度,导致观测到的热带冰点对流层顶温度降低.此外,我们 的分析还表明,Modoki 活动通过影响穿透性对流活动,也可显著影响热带冰点 对流层顶温度.详细的研究结果

2014 年发表在《Scientific Reports》 . 图4.热带冰点对流层顶温度趋势(a)1981-2010年热带(15° S-15° N)平均的冰点对流层顶温 度(黑线)和冰点对流层顶高度(蓝线)的变化.直线为相应变量的线性趋势. (b)1981年-2010年热带冰点对流层顶温度线性趋势的空间分布. 利用大气化学气候模式 WACCM 分析了平流层大气对不同经向梯度的海温 变化的响应. 研究发现海温均匀增加和海温梯度增加都会使得副热带西风急流增 强且使北半球极涡减弱. 全球海温均匀增加对南半球平流层的影响更为显著,但 海温梯度增加对北半球平流层的影响更大. 南北半球极地平流层对海温经向梯度 变化的非对称响应主要与南北半球中不同类型的波活动及其不同传输过程有关. 虽然海温增加使得波活动增强, 但是海温增加波活动垂直传输的影响随着高度和 纬度有所不同,且对海温梯度的变化敏感.另外,不同经向梯度的海温增加都会 使得大尺度 BD 环流增强.详细的研究结果

2014 年发表在《Advances in Atmospheric Sciences》 . 图5.(a)试验 E2 和E1,(b)试验 E3 和E1,和(c)试验 E4 和E1 间的纬向平均温度的 年平均变化.(d-f)纬向平均纬向风的年平均变化(等值线)和EP 通量(箭头),(d) 试验 E2 和E1,(e)试验 E3 和E1,和(f)试验 E4 和E1.实线和虚线分别代表正的和负 的变化.浅色(深色)阴影代表通过 95%(99%)显著性检验水平.其中温度和纬向风等值 线间隔分别是 0.3 K 和0.5 m s-1 . 单位长度水平和垂直箭头分别是

109 kg s-2 和0.5*

107 kg s-2 . 利用多种观测资料和大气化学气候模式(CCM)分析了青藏高原上空臭氧 柱总量(TCO)的长期变化趋势及其影响因子.结果表明,与20 世纪

90 年代中 后期高原年平均 TCO 开始恢复不同,近十年高原冬春季臭氧低谷显著加深.在1979-2009 年冬季期间, 臭氧低谷强度以 1.4 DU/10a 的速率加深, 其面积以 50,000 km2/10a 的速率扩大.这与近十年来热带对流层高层更多的低浓度臭氧空气进入 到高原上空的低平流层以及高原增暖引起的对流层顶抬升有关.分析还表明,在1979-2009 年冬季期间,高原增暖引起的热力、动力过程变化引起 TCO 约50% 的减小;

东亚地区氮氧化物排放和全球对流层 N2O 浓度的增加造成 TCO 不超过 20%的减小.同时,1995-2009 年期间太阳常数的变化进一步加剧了高原臭氧的 减小.详细的研究结果

2014 年发表在《Tellus B》 . 图6. (a)冬季高原地温暖冷年份TOC 合成异常的差值分布.(b)冬季高原地温暖冷年份 90° E 纬向风合成异常的差值分布,同时叠加在图中的还有暖(蓝色)冷(红色)冷年份合 成的动力对流层顶以及1979-2009 年常年平均风速大于30 m/s 纬向风场. 图中黑点区域代表 合成差值通过95%的显著性检验, 白色矩形框表示青藏高原地区, 黑色阴影区表示高原地形. 利用全球化学气候模式 WACCM3 研究了地面甲烷(CH4)排放增加,尤其 是东亚和北美地区地面 CH4 排放增加,对大气温度、环流和臭氧(臭氧)的影 响.模拟结果表明,地面 CH4 排放增加会导致北半球中纬度地区西风加强,BD 环流加速,以及穿越对流层顶的物质通量增加.但是,不同地区 CH4 排放增加 导致 BD 环流的变化也不同.当东亚地区 CH4 排放增加