夏季北極太平洋扇區和白令海對流層結構分析

殷嘉晗，張林

（國家海洋環境預報中心，北京100081）

1 引言

隨著北極海冰覆蓋面積和冰厚的逐漸減小，夏季北極航道開通，北極地區的經濟價值和戰略價值日益凸顯。北極地區天氣過程和氣候變化的觀測、研究歷來是國際北極大氣科學研究的熱點問題，同樣也是我國北極考察的重點項目。北極大氣對流層底部邊界層與下墊面（海洋、海冰或陸地）的能量和物質交換、對流層頂與平流層之間的相互作用，直接影響天氣系統和北半球中高緯度地區的氣候。對流層結構也與北半球中高緯度地區的天氣尺度過程、行星尺度過程密切相關。

20世紀90年代起，國內的氣象學者開始基于模式和現場觀測資料分析北極大氣層結構。周立波等[1]使用我國首次北極科學考察期間所獲得的大氣邊界層資料，研究了北極地區楚克奇海域一次強逆溫過程，他們發現考察期間楚克奇海域上空的大氣逆溫強度（63℃/km）遠遠超過了北極地區夏季的氣候平均值（0.5℃/km）。李響等[2]基于現場觀測資料驗證一維K閉合俄勒岡州立大學一維行星邊界層模式（Oregon State University 1-D Planetary Boundary Layer Model，OSUPBL）和極地柱模式模擬單點北極大氣邊界層結構的能力。卞林根等[3]利用2003年8月23日—9月3日我國第二次北極科學考察隊在北冰洋浮冰站探測的50次大氣廓線及相關資料，對北冰洋的大氣邊界層垂直結構進行了研究。結果顯示來自高空較強的暖濕氣流與冰面近地層冷空氣強烈相互作用，會形成強風切變和逆溫、逆濕過程，有時100 m高度內的風切變達10/s，逆溫達8℃/km。此種過程會導致北冰洋高緯度地區的大塊海冰破裂，形成新的無冰海域，加強了海冰氣的相互作用。陳志昆等[4-5]先后使用我國第六次、第八次北極科考“雪龍”船走航探空數據分析了夏季北極地區邊界層高度和接地逆溫強度、邊界層風場與海霧生消的影響。

以往國內對北極大氣對流層垂直結構的研究，主要基于單次走航探空觀測，觀測頻次/樣本數量少，觀測區域有較大差異，無法對比、分析不同區域（不同緯度）的大氣對流層結構特征。同時，也缺乏針對北極地區對流層內水汽分布的研究，而夏季對流層，尤其是邊界層的水汽含量與降水、海霧等天氣現象密切相關，能引起近地面能見度降低，影響航行安全。本文綜合了我國第六次—第九次北極科考“雪龍”船走航探空觀測數據，分析夏季北極太平洋扇區和白令海對流層特征，包括對流層頂高度及其經向分布規律，以及對流層溫度、水汽和風速分布。

2 數據資料與分析方法

2.1 數據資料

2014年、2016年、2017年和2018年，我國開展了第六次—第九次北極科學考察，“雪龍”船航行期間均進行了每日2～3次（UTC00、06、12）的氣球探空觀測，分別獲得47組、47組、30組和89組探空數據。探空觀測主要位于北極太平洋扇區（見圖1）：第六次北極科考（以下簡稱“6北”）和第七次北極科考（以下簡稱“7北”）探空觀測區域為白令海、楚科齊海、波弗特海和北極中央航道；第八次北極科考（以下簡稱“8北”）探空觀測區域為楚科齊海、北極中央航道；第九次北極科考（以下簡稱“9北”）探空觀測區域為白令海、楚科齊海、波弗特海和北極中央航道。探空觀測的時間段為7—9月，8月頻次最多且均位于北極太平洋扇區（中央航道、西北航道），7月和9月的觀測位于白令海、楚科齊海和波弗特海。

圖1 4次北極科學考察探空氣球釋放位置

表1 國產CF-06-A型探空儀傳感器性能

表2 維薩拉RS41-GS型探空儀傳感器性能

第六次—第八次北極科考，使用國產CF-06-A型探空儀，工作頻率400.15～406 MHz，測量周期1 s[4]；第九次北極科考，使用維薩拉RS41-GS型探空儀，工作頻率400±3 MHz，測量周期1 s[6]。兩種探空儀的氣溫、氣壓、濕度、風速、風向等傳感器的具體性能如表1、表2。本文計算、分析所用的溫度、風速、氣壓和濕度的精度分別為0.1℃、0.1 m/s、0.1 hPa和0.1%。這兩種探空儀的測量范圍、精度/分辨率以及整體不確定性均較為接近，采集的數據可信度較高，能滿足研究需要；以往的研究結果也表明兩者均適用于北極大氣探空觀測[4-6]。

2.2 分析方法

由于探空氣球在釋放過程中垂直上升速度變化較大，為改進分析效果，首先對數據進行標準化處理，在垂直方向上插值，以獲得間隔50 m的氣溫、風速、風向、氣壓、相對濕度、位勢高度、垂直上升速度等要素。

對流層高度的計算采用兩種方式：（1）遞減率對流層頂（Lapse Rate Tropopause，LRT），亦稱第一對流層頂（極地類）。根據中國氣象局《常規高空氣象觀測業務規范（2010版）》[7]，LRT應滿足：條件一，氣壓≤500 hPa且＞150 hPa；溫度垂直遞減率≤2℃/km氣層的最低高度；條件二，此高度以上2 km（可跨越150 hPa）及以內的任何高度與此高度間的平均溫度垂直遞減率也都≤2℃/km；（2）冷點對流層頂（Cold Point Tropopause，CPT）。由于對流層和平流層溫度垂直梯度發生轉折，可以用最低溫度確定對流層頂[8-9]。CPT為最低溫度所在高度，其之上為逆溫層（必然滿足溫度垂直遞減率＜2℃/km），因此通常情況下LRT≤CPT；當CPT之下的氣層均不滿足LRT的條件二時，有可能出現LRT＞CPT的情況。

飽和水汽壓采用世界氣象組織（World Meteorological Organization，WMO）推薦的 Goff-Gratch公式[7]：

（1）水面飽和水汽壓計算公式（適用溫度范圍為-50～100℃）

式中：Ew為水面飽和水汽壓（單位：hPa）；T0為水的三相點溫度，T0=273.16K；T為絕對溫度，T(K)=273.15+t；t為攝氏溫度（單位：℃）。

（2）冰面飽和水汽壓的計算公式（適用溫度范圍為-100～-0.0℃）

式中：Ei為冰面飽和水汽壓（單位：hPa）；T0為水的三相點溫度，T0=273.16K；T為絕對溫度，T(K)=273.15+t；t為攝氏溫度（單位：℃）。

根據飽和水汽壓、相對濕度可得水汽壓、比濕，并最終計算得到氣柱水汽含量/可降水量（Precipitable Water Vapor，PWV）[10]：

水汽壓E=Ew×RH，或E=Ei×RH

通過計算皮爾遜積矩相關系數（Pearson Product-Moment Correlation Coefficient）確定LRT和CPT之間的相關性：

3 對流層頂高度分析

利用4次北極科考共計獲得的201組有效探空數據，根據2.2節的方法，計算得到LRT和CPT（見圖2）。LRT在6 650～12 850 m之間，平均值為10 003 m；CPT在7 100～14 000 m之間，平均值為10 116 m；LRT和CPT之間相關系數達0.94，平均誤差112.9 m；LRT和CPT主要集中在7 000～13 000 m。探空觀測的緯度從57.64°N向北延伸至84.78°N，主要集中在70°～84°N之間。計算60°N以南、60 °～70°N、70°～80°N和80°N以北的LRT和CPT平均值（見表3），可以發現兩者隨著緯度增大均減小；LRT與緯度、CPT與緯度之間的相關系數分別為-0.49和-0.51，表明隨著緯度增大，對流層頂的高度降低。通過LRT和CPT兩種方法確定的北極太平洋扇區和白令海對流層頂溫度、風速、相對濕度、氣壓等各要素的最大值、最小值、平均值也較為接近（見表4）。LRT的均值低于CPT，因此LRT的平均氣溫、平均氣壓、平均相對濕度均高于CPT。

表3 不同緯度的LRT和CPT平均值

綜上所述，LRT和CPT均能很好地表現北極太平洋扇區和白令海對流層頂高度/對流層厚度，夏季對流層頂高度與緯度之間呈中等強度負相關，隨著緯度增加，對流層頂高度逐漸降低。相比于中低緯度地區，北極地區氣溫偏低，對流強度偏弱，對流層頂偏低。探空觀測在夏季進行，氣溫高于年平均值，對流偏強，故夏季對流層頂高于年平均值（7～9 km）[11]。

4 對流層垂直結構

根據這4次北極科考探空觀測，計算得到平均溫度廓線和標準差如圖3。對流層的溫度范圍為-60°～10℃。對流層低層出現逆溫，逆溫層高度小于850 m。對流層中高層的溫度梯度小于0，直至對流層頂附近（9 000～12 000 m處）出現逆溫。對流層頂附近的溫度變化較大。

從溫度的高度-緯度剖面圖（見圖4）上看，北極太平洋扇區和白令海，氣溫隨緯度增加而降低，對流層中高層氣溫隨高度增大而降低。結合2.2節LRT的定義，對流層頂附近出現逆溫，逆溫層厚度50～1 700 m、平均厚度 306 m、逆溫強度 0.86～38.87℃/km、平均強度7.92℃/km；隨著緯度增加，對流層頂的逆溫層高度降低。對流層頂逆溫層（Tropopause Inversion Layer，TIL）的形成與維持主要因為對流層頂附近的水汽和臭氧的輻射效應[12]，以及大尺度的動力過程增強對流層頂之上的靜力穩定度[13]。對流層中層（3 000～7 000 m）的平均溫度遞減率為6.4℃/km，與全球平均值6.5℃/km相吻合。對流層低層的逆溫位于2 200 m以下，逆溫層厚度50～2 100 m；逆溫層氣溫極大值超過13℃，平均逆溫強度12.5℃/km，遠超北極地區平均逆溫強度（夏季5℃/km，冬季10℃/km[14]），近地面氣溫-5.0～11.6℃，與緯度的相關系數為-0.76，隨緯度增加而減小。

圖2 LRT和CPT對比（左）、LRT（右上）和CPT（右下）與緯度的關系

表4 LRT和CPT所在高度各要素對比

圖3 對流層平均溫度廓線（灰色為標準差）

圖4 對流層溫度的高度-緯度剖面及對流層頂的與緯度的關系

北極太平洋扇區和白令海的對流層風速隨高度增加而增大，對流層之上的風速隨高度增加而減小（見圖5）。由于地表湍流摩擦的作用，近地面平均風速6.5 m/s，近地層風速隨著高度增加迅速增大。“6北”、“7北”和“9北”的觀測顯示，對流層低層風速小于10 m/s，對流層中高層風速超過10 m/s，在對流層高層出現大風區，厚度2 000～3 000 m，最大風速超過20 m/s；對流層中高層的風速變化比對流層低層更強。“8北”的對流層低層平均風速超過10 m/s，但高空的大風區不明顯。

周淑貞等[15]對高空急流做了如下定義：風速30 m/s以上的狹窄強風帶；垂直風速切變5～10 m/（s·km）；急流核（急流中心）風速可達50～80 m/s。其中溫帶急流又稱極鋒急流，位于南北半球中高緯度地區的上空，是與極鋒相聯系的西風急流，平均高度冬季約8～10 km、夏季約9～11 km，平均厚度約3～10 km，冬季平均位于40°～60°N、夏季北移到70°N附近。而低空急流是指600～900 hPa之間水平動量集中的氣流帶，風速≥12 m/s[16]。根據上述定義，可以確定北極太平洋扇區和白令海夏季高空急流和低空急流的急流核高度及強度（風速）、急流頂高度和急流厚度。高空急流核風速、急流核高度和急流頂所在高度與緯度的相關系數分別為-0.40、-0.57和-0.58，表明隨緯度增加，高空急流的強度減弱，急流核高度、急流頂高度降低。從對流層風速的高度-緯度剖面圖（見圖6）可得，“6北”觀測到典型的西風急流，急流核風速可超過60 m/s，位于60°～70°N，垂直風切變5～10 m/（s·km），高度6 000～12 000 m。其中“8北”低空急流核平均高度僅629 m。高空急流核平均高度9 484 m，平均風速38 m/s，最大風速62 m/s。低空急流最大風速超過30 m/s，急流核高度1 000～4 000 m、平均高度1 368 m。

“8北”的走航觀測獲得28組有效數據，觀測集中在8月1—12日，位于楚科齊海和中央航道。在此期間，“雪龍”船經歷了3次氣旋過程：8月1—2日，在楚科齊海受減弱的入海氣旋（淺薄系統）影響，近地面風速增大但未出現高空急流，整個對流層內的風速分布較均勻；4—6日、6—9日連續經歷了兩個氣旋過程，近地面風速較大并伴有高空急流。因此，“8北”的對流層平均風速廓線、低空急流特征和高空急流特征，與“6北”、“7北”、“9北”有明顯差異；“8北”對流層頂的逆溫層高度偏低、厚度偏小。

圖5 對流層平均風速廓線（灰色為標準差）

圖6 對流層風速的高度-緯度剖面及對流層頂與緯度的關系

近地面大氣受海表面蒸發的影響，相對濕度在80%以上（見圖7）。由于存在強逆溫，嚴重阻礙大氣與海洋、海冰之間的水汽交換和垂直方向上的水汽擴散，相對濕度極大值位于300 m以下；300 m以上，相對濕度呈減小的趨勢。在對流層頂附近，逆溫和高空急流亦能阻礙對流層與平流層之間的垂直水汽交換[17-18]，因此對流層之上的相對濕度驟減至20%以下。北極太平洋扇區和白令海的可降水量在4.9～29.1 mm之間，其中60°N以南、60°～70°N、70°～80°N、80°N 以北的平均可降水量分別為23.6 mm、16.9 mm、11.0 mm、10.9 mm，可降水量與緯度的相關系數為-0.52（見圖8）。可降水量的90%位于對流層中低層，地面至3 000 m高度的水汽含量占整個氣柱水汽含量的50%，30%的水汽集中在邊界層內。

圖7 對流層平均相對濕度廓線

圖8 可降水量與緯度的關系（*為氣柱可降水量；淺藍線、深藍線、紅線至海面的可降水量分別為氣柱可降水量的30%、50%和90%）

5 結論與展望

根據4次北極考察大氣探空數據分析發現，在北極太平洋扇區和白令海，LRT和CPT及兩者所在高度的風速、溫度、相對濕度等要素具有較高的一致性，均能用于確定夏季對流層高度。夏季對流層高度7 000～14 000 m，平均高度約為10 000 m，高于北極地區年平均值，但低于中低緯度地區。對流層頂高度隨緯度增加而降低。根據溫度廓線、相對濕度廓線和可降水量分布，確定：（1）對流層中層的溫度遞減率6.4℃/km，與理論值吻合，對流層低層和對流層頂存在逆溫，對流層頂的逆溫高度和厚度隨緯度增加而降低；（2）逆溫（尤其是對流層低層的強逆溫）不利于水汽的垂直輸送，造成逆溫層之上的相對濕度驟減、可降水量集中于對流層中低層；（3）對流層內可降水量與緯度呈負相關關系；（4）近地面的風速受地表摩擦力的影響較明顯，對流層內的風速隨高度增加而增大；（5）高空急流的極大風速、急流核高度、急流底高度和急流頂高度隨緯度增加而減小，“6北”在60°～65°N處觀測到典型的溫帶高空急流；（6）風廓線、高空急流、低空急流受天氣尺度過程的影響較明顯。

本文通過對4次北極科考探空數據的分析，進一步揭示夏季北極太平洋扇區和白令海的對流層結構，尤其是對流層頂和對流層內溫度、風速和水汽的經向分布特征。研究結果可用于檢驗和提高極地數值預報模式對北極大氣對流層結構，如水汽分布、低空急流和高空急流等的預報能力，也可用于評估再分析資料用于描述夏季北極地區大氣垂直結構的可行性，以及現場觀測資料-再分析資料的協同分析研究。

迄今，我國在北極地區的探空觀測主要基于科考船，僅能獲得有限的夏季探空數據。俄羅斯、加拿大、挪威等沿岸國家的探空觀測站雖然開展常年觀測并納入WMO的全球通信系統（Global Telecommunication System，GTS），但不包含北冰洋尤其是80°N以北的探空數據。而冬季北極大氣垂直結構、極渦位置和強度，與北極地表爆發性增暖、北半球中緯度地區寒潮過程等有密切關系[19-20]。2019年9月，我國與德國、美國、法國、英國、加拿大、俄羅斯等19個國家聯合開展“北極氣候研究多學科漂流觀測計劃”（Multidisciplinary drifting Observatory for the Study of Arctic Climate，MOSAiC）。未來，我國的極地氣象研究者可以基于類似的國際合作計劃和平臺，在北極高緯度海區開展連續的探空觀測，并基于探空數據，研究北極大氣垂直結構的季節性特征，更深入地分析北極大氣垂直結構對天氣尺度過程和行星尺度過程的響應，能進一步理解北極氣候變化對北半球中緯度地區乃至全球氣候的影響。