畢 云，許 利，周任君，陳月娟，易明建，鄧淑梅

1 中國科學技術(shù)大學地球和空間科學學院，合肥 230026

2 安徽省氣象科學研究所，合肥 230031

1 引 言

N2O 是一種溫室氣體，主要是通過與土壤復雜的氮化和消氮化機制相聯(lián)系的細菌過程而產(chǎn)生的．對流層里其壽命大約是120年，被東京議定書所約束．N2O 的地表源很多，自然源的排放占多數(shù)，主要是海洋和熱帶雨林．人為源主要是耕作的土壤（氮肥的使用）、家畜和生物質(zhì)燃燒．就目前情形看，人類活動的排放是N2O 增加的主要原因，因此更重要的是人為源．N2O 在對流層充分混合，隨大氣環(huán)流被注入平流層，而且只在平流層中被破壞，生成NO 和NO2．在2001年出版的政府間氣候變化專門委員會（IPCC）第三次評估報告（TAR）中，N2O 是繼CO2，CH4和CFC－12之后具有第四大輻射強迫的長壽命溫室氣體［1］．至2005 年，CO2，CH4，N2O 的平均濃度分別達到279．1ppmv（ppmv＝10－6），1783ppbv（ppbv＝10－9）和319．2ppbv，比工業(yè)革命之前1750年分 別增加了35．4%，154．7%和18．2%［2］．而1987年蒙特利爾條約簽訂以后，CFC－12的排放得到很好的控制，其含量已經(jīng)慢慢下降．按目前的趨勢，N2O 的輻射強迫位居第三［3］．2000年 以 后CH4含量年增長率在0附近徘徊，主要表現(xiàn)為年際變化，但CO2和N2O 一直是持續(xù)增加．1998年N2O 的地面含量是314ppbv，至2005年已經(jīng)達到319ppbv，其含量幾乎是線性增加（大約為0．2%yr－1）［3］．雖然目前CO2是溫室效應(yīng)最大的貢獻者，但CH4和N2O 的百年全球增溫潛能分別是CO2的200 和300倍．雖然CO2在平流層大氣熱收支中起著核心作用，但在平流層化學中并不重要．CH4含量的增加往往有利于平流層O3恢復，而N2O 是平流層NO 和NO2的主要來源，其增加通常造成平流層O3的損耗，因此世界氣象組織（WMO）在O3的評估中要評價N2O 的變化．值得注意的是，蒙特利爾條約沒有限制N2O 排放．最新的研究表明［4］，在目前，人類活動造成的N2O 排放是唯一最重要的O3損耗物質(zhì)，預期在整個21世紀N2O 排放都將保持最大．將來有限制的N2O 排放將會增進O3層的恢復，也會減少人類活動對氣候系統(tǒng)的強迫，意味著O3和氣候的雙贏．當然，關(guān)于人類活動造成的N2O 增長，以及N2O 和NOX增加對平流層O3影響的定量結(jié)果還存在不確定性，尚需要更多的觀測資料和與它們有關(guān)的一系列光化學反應(yīng)的深入理論研究［5］．

近十幾年來，我國也陸續(xù)建立了一些溫室氣體（CO2，CH4，N2O）監(jiān)測站，包括天津近海、中國東北淡水沼澤濕地、內(nèi)蒙古典型草地和西北地區(qū)等，積累了一些觀測資料，可以用以分析這些溫室氣體的日變化、季節(jié)變化、周邊工農(nóng)業(yè)發(fā)展以及天氣變化對這些溫室氣體的影響［6－8］．但國內(nèi)學者對于CH4和N2O 增加對溫度和O3的潛在影響很少分析［9］．國外學者模擬溫室氣體的氣候效應(yīng)時往往把CO2、CH4、N2O 以及CFCs等作為一個整體，很少單獨分析CH4和N2O 對大氣環(huán)境和氣候的影響［10－11］．Bi等［12－13］曾利用美國國家大氣環(huán)境中心（NCAR）的二維模式（SCORATES）模擬分析了大氣CH4和平流層水汽增加對大氣環(huán)境和溫度的影響．因此本文還是采用這個二維模式來進行N2O 增加的數(shù)值模擬研究，并能與甲烷和平流層水汽增加的模擬結(jié)果進行對比．文中第2 部分簡要介紹了SOCRATES模式，第3部分是N2O 增加模擬試驗結(jié)果分析，第4部分與甲烷和水汽增加對大氣環(huán)境影響進行對比，第5部分是結(jié)論．

2 SCORATES模式簡介

NCAR的SOCRATES（Simulation of Chemistry，Radiation，and Transport of environmentally important Species）模式，是一個用來研究對環(huán)境問題有重要作用的微量氣體的化學、輻射和動力輸送的二維模式，主要用于研究中層大氣．模式垂直方向從地面到120km，分辨率1km，采用對數(shù)氣壓高度作為垂直坐標．經(jīng)向從85°S—85°N，分辨率5°．下邊界固定于2km．模式的化學部分，考慮了76 種化學元素和160多個化學反應(yīng)．輻射部分對于太陽輻射加熱和紅外輻射加熱的考慮都很細致．動力學框架采用變形歐拉方程，風場變量本身就是剩余速度，便于分析動力作用對微量氣體的輸送．模式在運行中，熱力學和化學傳輸方程的時間步長是可變的，默認運行中取1天．輻射過程時間步長固定為5天．行星波的模式積分也可采用不同的時間步長，默認是1天．為了更好地描述化學成分的日變化，未受動力傳輸影響的化學方程，白天夜間各4個時間步長作積分，為了解決晝夜和夜晝的過渡，日出和日落時段分為更短的時間間隔，因此每天有14個時間步長作積分．

SOCRATES雖然是二維模式，但是通過多次的改進，在行星波、重力波和潮汐波的參數(shù)化以及QBO 的參數(shù)化等方面得到了完善，能夠較好地模擬中層大氣中對環(huán)境問題有重要作用的微量氣體的化學、輻射和動力輸送的相互耦合過程．Gruzdev 和Brasseur［11］曾利用這個模式模擬了中間層大氣對過去50年來溫室氣體濃度變化的熱力學和化學響應(yīng)．Lee和Smith［14］利用此模式分析了太陽循環(huán)、準兩年周期振蕩（QBO）和火山噴發(fā)對近10年來平流層O3變化的影響．Khosravi等［15］用該模式研究了人類活動和太陽變化對中間層大氣的影響．Evans等［16］利用它模擬過平流層臭氧對水汽增加的敏感性．此模式多次被用來研究熱帶平流層風場QBO對平流層微量氣體變化的影響［17－20］．本文對模式的輻射、動力和化學過程不再贅述．

3 模擬試驗及結(jié)果分析

本次試驗包含一個控制試驗和一個N2O 增加試驗，控制試驗對應(yīng)1990年代的大氣環(huán)境條件，積分10年．據(jù)IPCC（2007）報道，1990年代以后N2O的年增加率約為0．2%，因此本文設(shè)計了這樣一個N2O 增加試驗：假定大氣本底N2O 的含量有一個10年的增加（即2%），將模式中地面N2O 的體積混合比增加2%，其它高度處濃度不變，積分10年．從模擬的第5年起，模式運行已經(jīng)相當穩(wěn)定，取第5～10模擬年的平均進行分析，并與同期控制試驗對比．

3．1 N2O 增加引起的O3 變化及原因

圖1a是N2O 增加試驗中年平均N2O 體積混合比相對于控制試驗的變化，即N2O 增加試驗與控制試驗的差值．圖1a表明，當大氣下邊界處N2O 混合比增加了2%后，整個對流層里N2O 的增量都為2%．當N2O 隨大氣環(huán)流被輸送到平流層后，受動力過程和化學過程的影響，平流層里N2O 的增量分布并不均勻．大部分地區(qū)增量約為2%，但在北半球高緯地區(qū)其變化可達3%～4%，甚至會減少．圖1b是N2O 增加引起的年平均O3體積混合比變化百分比．圖1b表明，30km 以下大部分地區(qū)O3增加，下平流層中低緯地區(qū)O3增加約0．1%～0．2%，對流層增量較?。蠹s30km 以上O3減少約0．1%～0．5%，30～40km 減少較多，35km 附近減少最多．30～40km 附近，北半球中高緯地區(qū)O3含量的減少比南半球多．臭氧主要分布在平流層大氣中，極大值在30～35km 之間．N2O 增加引起的O3損耗正好位于O3層附近，對平流層臭氧恢復極為不利．N2O在對流層很穩(wěn)定，當隨大氣環(huán)流進入平流層后，很快與激發(fā)態(tài)氧原子O（1D）發(fā)生反應(yīng)，生成NO（反應(yīng)式R1）．而NO 不穩(wěn)定，通過反應(yīng)式R2和R3，最終催化破壞O3．Crutzen［21］通過觀測和計算影響大氣臭氧平衡的一系列光化學成分，認為R2 和R3 在35～45km附近最有效．圖1c，圖1d表明，N2O 增加引起的NO 和NO2增加主要在平流層20km 以上，其增量分別約為1%～3%和1%～2%．由于R3和R4通常相伴隨發(fā)生，R3對臭氧破壞具有決定性作用．下平流層O3增加主要考慮化學反應(yīng)R4和R5，它們在平流層下部和對流層上部很重要，會產(chǎn)生奇氧，是臭氧的重要源．NO2一方面可以通過R2 生成，另一方面，在平流層下部和對流層，生成臭氧的循環(huán)還可以由OH 與甲烷和CO 的反應(yīng)激發(fā)（R6—R9），隨后NO 通過中間產(chǎn)物CH3O2和HO2轉(zhuǎn)化為NO2（R10—R11），最后NO2光離解導致O3的形成．圖1e表明，30km 以下NO 增加引起CH3O2減少和NO2增加，而NO2增加伴隨著化學反應(yīng)R4，引起O（3P）增加（圖1f），進而引起O3增加．在下平流層和對流層頂附近還必須考慮到氫基（HO2）對O3的破壞（R12）．R11表明，NO 會破壞HO2，HO2減少相應(yīng)地引起O3增加（R12）．分析表明下平流層HO2減少（圖略），引起了O3增加．在氮的硝化和去硝化過程中，一部分氮以N2O 的形式而不是以N2的形式排放到大氣中．因為N2O 提供了中層大氣中NO 的主要來源，氮肥的使用最終加速了O3的破壞（R2—R3）．值得注意的是，R2—R3 是一個催化循環(huán)過程，NO 促使O3破壞，同時又被產(chǎn)生，并不出現(xiàn)NO 的消耗．每一個平流層NO 分子在它的平流層壽命期間，可以催化破壞大約1×1012～1×1013個O3分子［22］．因此大氣中NO 的可能擾動會對O3層帶來明顯的影響．

圖1 N2O 增加試驗與控制試驗的差異（單位：% ）（a）N2O，（b）O3，（c）NO，（d）NO2，（e）CH3O2，（f）O（3P）．Fig．1 Difference between N2O－increase and control experiments（unit：%）

3．2 N2O 增加引起大氣溫度的變化及其原因

圖2 是N2O 增加試驗與控制試驗的差值，圖2a—2d分別對應(yīng)溫度、太陽輻射加熱率、長波輻射冷卻率和凈輻射加熱率．圖2a表明N2O 增加導致平流層中至上層降溫，最大降溫在35～40km，可達0．07K；35～45km 附近北半球中高緯地區(qū)降溫大于南半球；下平流層中低緯地區(qū)和對流層升溫，約為0．0001～0．0002K．溫度變化的原因主要考慮輻射過程．圖2b表明，30km 以上太陽輻射加熱率減少，將引起降溫；30km 以下太陽輻射加熱率增加，相應(yīng)地會引起升溫．圖2c 表明，30km 以上長波輻射冷卻率減少，將引起升溫；15～30km 長波輻射冷卻率增加，引起降溫；15km 以下長波輻射冷卻率減少，引起升溫．15km 以上長波輻射冷卻率的變化與太陽輻射加熱率的變化基本一致．圖2d是凈輻射加熱率（太陽輻射加熱率減去紅外輻射冷卻率）的差異．可見，大約30km 以下大部分地區(qū)凈輻射加熱率增加，與這些地區(qū)的升溫變化一致（圖2a）；30km 以上北半球中高緯地區(qū)凈輻射加熱率增加，但這些地區(qū)溫度卻是下降，說明這些地區(qū)的降溫除與輻射變溫有關(guān)外，還與其它過程（如動力學過程對熱量的輸送）有關(guān)，其余大部分地區(qū)凈輻射加熱率減少，與溫度變化一致．

圖2 N2O 增加試驗與控制試驗的差異：（a）溫度（單位：K），（b）太陽輻射加熱率（單位：%），（c）長波輻射冷卻率（單位：%），（d）凈輻射加熱率（單位：K·d－1）Fig．2 Difference between N2O－increase and control experiments：（a）annual mean temperature（unit：K），（b）solar radiative heating rate（unit：%），（c）infrared radiative cooling rate（unit：%）and（d）net radiative heating rate（unit：K·d－1）

SOCRATES模式中，對流層太陽輻射加熱率主要考慮水汽、O3、O2、CO2以及氣溶膠等對太陽輻射的吸收和散射（不涉及光化學過程），同時考慮云的影響．平流層17～25km 太陽輻射加熱率由兩部分組成，一是水汽、O3、O2、CO2以及氣溶膠對太陽輻射的吸收和散射（不涉及光化學過程），二是O2、O3在紫外波段的吸收，與光化學過程有關(guān)；26～60km的變化主要考慮O2、O3對紫外輻射的吸收，同時可以考慮氣溶膠和云的吸收和散射．0～50 km，長波輻射冷卻主要計算CO2、H2O、O3、CH4、N2O、CFC11、CFC12和AERO 的吸收和發(fā)射．在N2O 增加試驗中，平流層和對流層太陽輻射加熱率的變化主要是O3改變引起的，O2的影響很?。搅鲗又猩蠈覱3減少，該層吸收的太陽輻射就會減少，太陽輻射加熱率相應(yīng)減少，而平流層中上層吸收的太陽輻射減少后，平流層下層和對流層吸收的太陽輻射就要多一些，加之那里O3增加，所以太陽輻射加熱率增加．長波輻射冷卻率的變化主要由N2O 增加、O3變化和溫度變化共同影響所致．在平流層30km以上，長波輻射冷卻率減少不可能是N2O 增加引起，主要是因為O3減少和溫度下降所致，長波輻射過程沒有引起降溫，降溫主要是O3減少引起太陽輻射加熱率減少所致．15～30km 長波輻射冷卻率的增加主要是O3和N2O 增加引起，有利于降溫．但這里太陽輻射加熱率的增加大于長波輻射冷卻率的增加，最終溫度有所上升．因此，平流層溫度的變化主要受O3變化控制．對流層里長波輻射冷卻率減少主要是N2O 增加引起，因為溫室氣體增加后，不利于長波輻射向空間發(fā)射．這里長波輻射變化和太陽輻射變化都有利于升溫．可見N2O 對大氣溫度的影響有直接輻射效應(yīng)和間接輻射效應(yīng)，其直接輻射效應(yīng)即溫室效應(yīng)體現(xiàn)在對流層里，而間接輻射效應(yīng)（通過O3影響溫度）主要在平流層．

3．3 N2O 增加引起的動力學過程的變化

圖2d中凈輻射加熱率變化為正的地方，其降溫不能完全用輻射作用來解釋，還與動力學過程有關(guān)．圖3a，3b給出了N2O 增加試驗與控制試驗剩余經(jīng)向速度（v＊）和剩余垂直速度（w＊）的差值，表明北半球中高緯度地區(qū)35～45km 附近向極運動明顯增強，在極地分為兩支，一支向上運動然后在平流層高層轉(zhuǎn)變?yōu)橄蚰线\動，最后在中低緯度下沉，這支環(huán)流使原來的剩余環(huán)流減弱；另一支在極地下沉，至平流層中層向南運動，后在中緯度地區(qū)上升．剩余環(huán)流的變化與溫度變化有關(guān)，反過來也會影響溫度．35～45km附近的向極運動有增溫效果，但極地的上升運動，以及平流層高層和中層的向南運動都將起到降溫作用，當剩余環(huán)流降溫較大時，輻射過程則轉(zhuǎn)變?yōu)橐种平禍兀Ｓ喹h(huán)流的變化也會引起微量成分特別是O3分布的改變．由于剩余環(huán)流在平流層中高層北半球中高緯地區(qū)變化最明顯，因此，它對O3的影響也主要在這里．平流層中層30～40km 附近，北半球中高緯地區(qū)的O3減少量比南半球大（圖1b），這一特征與剩余環(huán)流對其輸送有關(guān)．可見，大氣中N2O 增加后，通過直接和間接輻射過程（主要與O3有關(guān)）的變化改變了溫度場，溫度場改變后又會引起流場的改變，流場的改變一方面通過水平和垂直運動反過來影響溫度場的變化，另一方面又會引起微量氣體分布（主要是O3）的變化，進而引起輻射加熱率的變化．

圖3 N2O 增加試驗與控制試驗的差異：（a）剩余經(jīng)向速度v＊（單位：m·s－1），（b）剩余垂直速度w＊（單位：10－5 m·s－1）Fig．3 Difference between the N2O increase and control experiments：（a）residual meridional velocity（unit：m·s－1）and（b）residual vertical velocity（unit：10－5 m·s－1）

4 N2O、甲烷和平流層水汽增加引起O3 和溫度變化的差異

對平流層溫度有重要影響的溫室氣體，主要是CO2、O3和H2O，對平流層O3有重要影響的微量氣體主要是H2O，CH4和NOx．甲烷是一種重要的溫室氣體，自工業(yè)時代以來已經(jīng)有了明顯增加，受東京議定書所約束．甲烷也是對大氣環(huán)境變化有重要作用的微量氣體，通常有兩面性——既保護大氣又改變大氣．甲烷的負面影響主要是因為它直接增加了溫室效應(yīng)，這種溫室效應(yīng)的產(chǎn)生有兩種途徑，首先是甲烷吸收紅外輻射，其次甲烷增加會引起平流層水汽的增加，進而加劇了溫室效應(yīng)．甲烷也有有利的一面即在平流層里可以與Cl反應(yīng)，清除Cl從而保護了O3．水汽是平流層重要的微量成分，也是一種重要的溫室氣體．觀測表明平流層水汽自1980年代以后有明顯增加．平流層水汽的輻射和化學性質(zhì)都很活躍，是平流層OH 重要來源之一，而OH 是破壞平流層O3的重要物質(zhì)．

大氣中甲烷和平流層水汽增加與N2O 增加對平流層O3和大氣溫度的影響有差異，為了更具體地比較這種差異，下面給出利用SOCRATES模擬的大氣甲烷含量和平流層水汽增加的結(jié)果．甲烷增加試驗中，在積分初始階段將各個高度和緯度甲烷的體積混合比均增加10%（相當于10 年的增量），積分10 年，結(jié)果分析取第4～10 年的平均［12］．圖4a，4b分別是甲烷增加引起大氣O3含量和溫度的改變．圖4a表明甲烷增加10%時，將使對流層O3增加1%～3．5%，平流層大部分地區(qū)O3也有所增加但大多低于0．5%，平流層45km 以上O3減少．雖然對流層O3增加的百分比更大，但由于對流層O3含量很少，其體積混合比實際增加量比平流層小得多．圖4b表明，甲烷增加將引起15km 以上平流層降溫而對流層升溫．文獻［12］分析還表明，平流層降溫主要是因為甲烷增加引起的平流層水汽和O3增加導致的長波輻射冷卻率增加所致，它本身的長波輻射冷卻是次要的．

在平流層水汽增加試驗中，控制試驗運行至第7年已經(jīng)相當穩(wěn)定，所以從第7年1月開始，在各緯度帶14～46km將水汽混合比逐年均勻增加0．05ppmv（約1%），47～55km 隨高度升高水汽混合比年增加量逐漸減至0，至第25年12月停止．模式運行至第13年后已經(jīng)穩(wěn)定，結(jié)果分析取第14～23年的平均［13］．圖5a，5b是平流層水汽增加對O3和溫度的影響．圖5a表明，平流層水汽增加會導致平流層20～40km的大部分地區(qū)O3增加，O3損耗主要發(fā)生在40km 以上．平流層水汽增加將導致15km 以上平流層降溫和對流層升溫（圖5b）．雖然CO2在平流層大氣熱收支中起著核心作用，但在平流層化學中是不重要的，因為它沒有反應(yīng)能力．從O3層恢復的角度看，N2O 的排放對O3恢復起著非常重要的作用，這也是WMO 在O3評估中總要關(guān)注N2O 排放變化的原因．Ravishankara等［4］計算了N2O 和其它O3損耗物質(zhì)的臭氧破壞潛能（ODP）認為，目前人類活動造成的N2O排放是最重要的O3損耗物質(zhì)．從對溫度場的影響看，CO2［23］，CH4，H2O 等增加后下平流層15～25km 通常是降溫，而N2O 增加則會引起15～25km 中低緯地區(qū)升溫，但升溫幅度較小．

5 結(jié) 論

本文利用NCAR 的二維化學、輻射和動力相互作用的模式（SOCRATES），設(shè)計了大氣中N2O 增加2%的模擬試驗，從化學、輻射和動力過程分析了N2O 增加引起的O3和溫度的變化及原因，并與大氣甲烷和平流層水汽增加對大氣環(huán)境和溫度的影響進行了比較．主要結(jié)論如下：

（1）大氣本底N2O 濃度增加2%以后，引起平流層NO 增加約1%～2%，NO2增加約1%～3%．大約30km 以上O3減少約0．1%～0．5%，30～40km減少較多，35km 附近減少最多．30～40km附近北半球中高緯地區(qū)O3減少比南半球多．大約30km 以下大部分地區(qū)O3增加，下平流層中低緯地區(qū)O3增加約0．1%～0．2%，對流層增量較?。?/p>

（2）大氣中N2O 增加2%后，平流層里30km以上降溫可達0．07K，30～45km 附近，北半球中高緯地區(qū)降溫大于南半球．下平流層中低緯度地區(qū)以及對流層都升溫，但升溫幅度非常?。?/p>

（3）平流層里N2O 與激發(fā)態(tài)的O 發(fā)生化學反應(yīng)生成NO，NO 又與O3反應(yīng)生成了NO2，平流層中上層NO 的催化循環(huán)造成O3損耗．在下平流層NO 與CH3O2和HO2的反應(yīng)最終使O3增加．N2O增加引起的平流層中上層的降溫主要是O3減少引起太陽輻射加熱率減少所致；下平流層增溫是O3增加引起太陽輻射加熱率增加所致，長波輻射的影響較小．N2O 增加引起長波輻射加熱和O3增加引起太陽輻射加熱共同導致對流層升溫．平流層溫度變化后又會引起剩余環(huán)流變化，流場的改變一方面通過水平和垂直運動反過來影響溫度場的變化，另一方面又會引起微量氣體分布（主要是O3）的變化，進而引起輻射加熱率的變化．平流層里，北半球中高緯地區(qū)動力過程對溫度變化的反饋較其它地區(qū)明顯，這種反饋對平流層中高層北半球中高緯地區(qū)的溫度和O3變化都有明顯影響．

（4）N2O 增加對O3的影響與甲烷和水汽有所不同，大氣甲烷增加引起的O3損耗在45km 以上，45km 以下O3增加．平流層水汽增加后，平流層20～40km大部分地區(qū)O3增加，O3損耗主要發(fā)生在40km 以上．由于O3層主要位于平流層30～35km，N2O 增加造成的O3損耗正好位于O3層附近，對O3造成的損耗非常明顯．N2O 增加引起下平流層25～25km 中低緯度地區(qū)有弱的升溫，這與CO2，CH4和水汽等溫室氣體增加對溫度的影響不同，后者通常是降溫．

致 謝 感謝美國國家大氣研究中心（NCAR）提供了SOCRATES模式．

（References）

［1］ Intergovernmental Panel on Climate Change（IPCC）．Climate Change 2001：The Physical Science Basis．New York：Cambridge University Press，2001：881．

［2］ World Metrological Organization．The state of greenhouse gases in the atmosphere using global observation through 2005．WMOGreenhouseGasBulletin，2006，2：1－4．

［3］ Intergovernmental Panel on Climate Change（IPCC）．Climate Change 2007：The Physical Science Basis．New York：Cambridge University Press，2007：996．

［4］ Ravishankara A R，Daniel J S，Portmann R W．Nitrous Oxide （N2O）：The dominant ozone－depleting substance emitted in the 21st century．Science，2009，326（5949）：123－125．

［5］ 王明星．大氣化學（第二版）．北京：氣象出版社，1999：467．

Wang M X．Atmospheric Chemistry（2nd ed）（in Chinese）．Beijing：China Meteorological Press，1999：467．

［6］ 孔少飛，陸炳，韓斌等．天津近海大氣中CH4，N2O 和CO2的季節(jié)變化分析．中國科學：地球科學，2010，40（5）：666－676．

Kong S F，Lu B，Han B，et al．Seasonal variation analysis of atmospheric CH4，N2O and CO2in Tianjin offshore area．Sci．ChinaEarthSci．（in Chinese），2010，40（5）：666－676．

［7］ 于君寶，劉景雙，孫志高等．中國東北區(qū)淡水沼澤濕地N2O和CH4排放通量及主導因子．中國科學：地球科學，2009，39（2）：177－187．

Yu J B，Liu J S，Sun Z G，et al．The fluxes and controlling factors of N2O and CH4emissions from freshwater marsh in Northeast China．Sci．ChinaEarthSci．（in Chinese），2009，39（2）：177－187．

［8］ 董云社，章申，齊玉春等．內(nèi)蒙古典型草地CO2，N2O，CH4通量的同時觀測及其日變化．科學通報，2000，45（3）：318－322．

Dong Y S，Zhang S，Qi Y C，et al．Fluxes of CO2，N2O and CH4from a typical temperate grassland in Inner Mongolia and its daily variation．ChineseScienceBulletin（in Chinese），2000，45（3）：318－322．

［9］ 王革麗，楊培才．平流層臭氧活動對人類活動排放氯化物及氮氧化物的非線性響應(yīng)．地球物理學報，2007，50（1）：51－57．

Wang G L，Yang P C．On the nonlinear response of lower stratospheric ozone to NOXand ClOXpertubations．Chinese J．Geophys．（in Chinese），2007，50（1）：51－57．

［10］ Manzini E，Steil B，Brühl C，et al．A new interactive chemistry－climate model：2． Sensitivity of the middle atmosphere to ozone depletion and increase in greenhouse gases and implications for recent stratospheric cooling．J．Geophys．Res．，2003，108（D14）：4429－4450．

［11］ Gruzdev A N，Brasseur G P．Long－term changes in the mesosphere calculated by a two－dimensional model．J．Geophys．Res．，2005，110（D3）：304－321．

［12］ Bi Y，Chen Y J，Zhou R J，et al．Simulation of the effect of an increase in methane on air temperature．Adv．Atmos．Sci．，2011，28（1）：129－138．

［13］ Bi Y，Chen Y J，Zhou R J，et al．Simulation of the effect of water－vapor increases on temperature in the stratosphere．Adv．Atmos．Sci．，2011，28（4）：832－842．

［14］ Lee H，Smith A K．Simulation of the combined effects of solar cycle，quasi－biennial oscillation，and volcanic forcing on stratospheric ozone changes in recent decades．J．Geophys．Res．，2003，108（D2）：4049－4064．

［15］ Khosravi R，Brasseur G，Smith A，et al．Response of the mesosphere to human－induced perturbations and solar variability calculated by 2－D model．J．Geophys．Res．，2002，107（D18）：4358－4378．

［16］ Evans S J，Toumi R，Harries J E，et al．Trends in stratospheric humidity and the sensitivity of ozone to these trends．J．Geophys．Res．，1998，103（D8）：8715－8725．

［17］ Chen Y J，Zheng B，Zhang H．The features of ozone quasibiennial oscillation in tropical stratosphere and its numerical simulation．Adv．Atmos．Sci．，2002，19（5）：777－793．

［18］ Chen Y J，Shi C H，Zheng B．HCl quasi－biennial oscillation in the stratosphere and a comparison with ozone QBO．Adv．Atmos．Sci．，2005，22（5）：751－758．

［19］ 鄭彬，陳月娟，張弘．NOX的準兩年周期變化及其與臭氧準兩年周期振蕩的關(guān)系II．模擬研究．大氣科學，2003，27（6）：1007－1017．

Zheng B，Chen Y J，Zhang H．Quasi－biennial oscillation in NOXand relation to in O3QBO part II： Numerical experiment．ChineseJ．Atmos．Sci．（in Chinese），2003，27（6）：1007－1017．

［20］ 施春華，鄭彬，陳月娟等．熱帶平流層水汽的準兩年周期振蕩．地球物理學報，2009，52（10）：2428－2435．

Shi C H，Zheng B，Chen Y J，et al．The quasi－biennial oscillation of water vapor in tropic stratosphere．ChineseJ．Geophys．（in Chinese），2009，52（10）：2428－2435．

［21］ Crutzen P J．Photochemical reactions initiated by and influencing ozone in unpolluted tropospheric air．Tellus，1974，26（1－2）：46－57．

［22］ G．布拉塞，S．索洛蒙．中層大氣化學和物理學．黃潤恒譯．北京：氣象出版社，1988：462．

Brasseur G P，Solomon S． Aeronomy of the Middle Atmosphere（in Chinese）．Huang R H Trans．Beijing：China Meteorological Press，1988：462．

［23］ Ramaswamy V，Chanin M L，Angell J．Stratospheric temperature trends：Observations and model simulations．ReviewsofGeophysics，2001，39（1）：71－122．