华东区域夏季行星边界层大气稳定度的气候特征及其与气溶胶的联系

管振宇，管兆勇，蔡佳熙，马奋华

(气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏南京210044)

0 引言

华东区域位于亚洲季风区，受到季风活动的影响，天气气候极端事件频发，气象灾害严重(彭海燕等，2005;张尚印等，2005;温克刚和丁一汇，2008)。该地区的大气运动既受行星尺度大气运动控制，又受下垫面状况影响，变化复杂。大气边界层作为自由大气与下垫面之间的薄层，在气层间的动量、热量、水汽以及其他物质交换中起着关键作用(郑益群等，2011)，且其变化特征不但与季风活动及其异常密切相关，还受到边界层自身特性的影响。因此，弄清位于季风区的华东地区大气边界层的动力、热力变化特征，对认识季风活动与边界层大气运动的相互作用具有重要意义。

季风区大气边界层具有显著的季节变化，且在不同季节具有不同的动力和热力变化特征。众所周知，边界层大气稳定度影响着各种通量交换和输送，实质上是大气热力过程和动力过程对湍流和对流发展或抑制能力的一种度量(Stull，1987)。国内外学者提出了很多大气稳定度的分类方法(徐大海和俎铁林，1983)，并对不同分类方法进行了比较分析(曹文俊和朱汶，1990;Mohan and Siddiqui，1998)，以了解大气稳定度的分布特征(李琼等，1996;范绍佳等，1999;毕雪岩等，2003)。计算大气稳定度的方法亦有很多，其中以综合考虑边界层中热力和动力作用参数的理查森数(Richardson数)最为常用(Richardson，1920)。Richardson数既体现了大气边界层的层结稳定度，又考虑了水平风的垂直切变所导致的动力稳定性影响(Klipp and Mahrt，2004;Sorbjan，2006)。Richardson数可作为湍流和对流增强或减弱的判据，理论推导出的大气不稳定条件值为1/4(Howard，1961;Miles，1961)。但是，经常根据观测决定临界值，各研究者给出的临界值差别很大，有1/2、1/11 和1/24 等数值(Andreas and Hicks，2002;Canuto，2002;Galperin et al.，2007)，且根据下垫面的不同，其临界值也会有所差别(Polzin and Ferrari，2004)。还有一些学者通过理查森数来判定边界层大气稳定度，进而研究其与污染物的扩散、输送规律性的联系(Mahrt，1999;Poulos and Burns，2003;张艳昆等，2010)。

大气边界层的动力热力稳定性变化直接影响到气溶胶的形成和输送。近些年，中国东部地区经济发展快速，各类气体排放量大，逐渐形成了气溶胶高浓度区域(邓学良等，2010)。研究季风区边界层的Richardson数变化，对了解气溶胶变化有重要的意义。

综上分析可知，多数研究集中反映较短时间内小范围边界层大气稳定度的变化规律，而对于长时间尺度且范围较大区域的大气稳定度气候特征及其年际异常的研究鲜见相关报道。故此，为了研究位于亚洲季风区的华东区域大气运动的气候特征及其年际变化，针对北半球夏季，本文拟分析Richardson数，以期了解大气边界层的热力和动力稳定性特征，进而帮助我们认识气溶胶的形成和扩散规律，有利于人们加深对亚洲季风与气溶胶变化相互作用的认识。

1 资料和方法

采用水平分辨率2.5°×2.5°的逐日 NECP/NCAR 再分析资料(Kalnay et al.，1996)，物理量有温度、位势高度及风场。所有变量的时间序列长度均为30 a(1979—2008年)。MODIS卫星的气溶胶资料的分辨率为1°×1°。

梯度理查森数的计算公式为

在时间尺度长、区域跨度大、没有很高精度风场资料的条件下，常常用总体理查森数Rib代替梯度理查森数Ri。对于总体理查森数的计算可采用Stull(1987)给出的公式:

其中:Δθ为所选气层顶部和底部的位温之差;Δz为所选气层之间的厚度，也可用位势高度差代替;¯θ为所选气层平均位温;Δ和Δ¯V分别为该气层顶部和底部的纬向、经向风之差(Stull，1987)。理查森数实际上反映了浮力有效位能和有效动能之间的关系，体现了关于大气边界层热力和动力等一些气象要素的综合效应。由式(2)可以看出，总体理查森数的大小取决于该气层顶部和底部的位温之差和相应的风切变，取值的正负则取决于该气层顶部和底部的位温之差。因此，总体理查森数Rib值越小表示位温的温差小，风切变大，垂直方向上能量交换频繁，容易发生湍流或对流，大气运动易发生不稳定;Rib值越大表示气层间位温的温差大，风切变小，大气易呈现稳定的状态。

需要说明的是，尽管在边界层的研究中，Rib中的变量θ和u、v为较短时间平均的物理量，但在本文的“气候”研究中，用平均θ和Δ、Δ¯V计算出的Rib数仍能反映大气边界层的平均特征。另一方面，在风的垂直切变中包含着两个因素，一是因湍流摩擦导致的风切变，二是热成风导致的风切变，二者所占的比重如何仍需要研究。

在本文的研究中，先用日平均温度和风场资料计算了逐日Rib数，而后进行月平均处理，最终得出夏季(6—8月)平均的Rib数的时间序列。这里Δ和Δ¯V取850 hPa与贴地层之间的风速差，序列长度为1979—2008年共30 a。

本文采用倒算法计算了大气视热源Q1和视水汽汇 Q2(Luo and Yanai，1984)，计算公式为

公式(3)的两式中的右端项为局地变化项、水平平流项和垂直输送项。对两式分别进行垂直积分(自地面至300 hPa)并相减得:

式中:L为凝结潜热;Qs为地面感热输送;Es为地面潜热输送;QR为气柱内辐射加热(冷却)的垂直积分。

所采用的分析方法主要包括经验正交函数(EOF)分解、功率谱分析、回归分析以及合成分析，并采用了F检验和t检验等统计检验方法。

2 华东区域夏季大气稳定度的气候平均特征及其异常

为了弄清边界层的动力和热力的稳定性特征，这里分析Rib数的空间分布及其时间变化规律。

2.1 气候平均特征

华东地区总体理查森数(Rib数)分布很不均匀，主要由西南向东北方向递增(图1a)，最大值为0.9，出现在山东、河南、河北交界处;最小值为0.3，出现在广东、江西一带。这种分布表明，在Rib数取值较大的区域即华东北部，大气边界层较稳定，不利于气溶胶的扩散，而在Rib数值较小的区域即南方地区，大气边界层相对不稳定，有利于气溶胶的扩散。然而我们注意到，Rib数值大的区域，其年际变化方差亦大(图1b)。边界层大气稳定度在山东、河南及安徽交界处和湖北、湖南地区的方差较大，Rib数随时间变化波动大;而在方差较小的区域，Rib数随时间变化波动小(图1b)。因此，在Rib数值较大的区域，有些年份特别有利于气溶胶的堆积，而在Rib数值小的地区，总体上气溶胶易于扩散。

对整个华东区域平均而言，大气稳定度在1985、1990、1994、1998、2005 年数值异常偏小，而在1980、1986、1989、1996、1999、2003 年数值异常偏大(图1c)。根据功率谱分析结果(图1d)，华东区域夏季行星边界层大气稳定度存在3～5 a以及10 a以上的周期。可见，华东区域大气稳定度在空间上分布不均匀，时间上具有明显的年际变化特征。

2.2 垂直加热场

为进一步了解图1a所示的大气稳定度的成因，计算了大气视热源Q1和视水汽汇Q2。整层积分的Q1－Q2差值的空间分布(图2)与总体理查森数Rib的气候平均态的空间分布非常相似。可以发现，华东地区北部Q1－Q2为负异常，说明该地区辐射冷却、潜热和感热输送减弱，导致低层大气辐散、高层辐合，有下沉运动，有利于气溶胶的向下输送和堆积。反之，若Q1－Q2为正，则该地区辐射加热，潜热和感热输送加强，低层大气辐合、高层辐散，有利于气溶胶的稀释和扩散。

2.3 气溶胶光学厚度AOD

大气稳定度和气溶胶的扩散或堆积有着密切的关系。利用MODIS卫星资料计算出2000—2008年中国区域气溶胶光学厚度AOD均值的空间分布，通过与图1总体理查森数Rib在华东区域的气候平均值的空间分布比较，发现两者有相似的空间分布。总体理查森数(Rib数)大表明大气呈稳定状态，湍流和对流受到抑制，不利于气溶胶的稀释和扩散，光学厚度AOD指数高;总体理查森数Rib小，则表明混合充分，容易发生湍流和对流，有利于气溶胶的稀释和扩散，AOD指数降低。通过计算，图3中所选定区域的AOD指数与该区域Rib数的空间相似系数为0.59，表明AOD的空间分布与Rib数的分布确实较为相似。需要说明的是，尽管气溶胶分布的维持与排放源的分布存在一定的关系，但由于边界层状态和扩散特性亦可导致气候学意义上气溶胶的不均匀分布，由此可以理解Rib数的气候学分布为何与AOD的分布较为相似。

2.4 年际变化的主要模态

为了揭示华东区域夏季边界层大气稳定性的主要空间分布型，采用经验正交函数分解方法对1979—2008年华东区域夏季总体理查森Rib的距平场做分解，由此得到方差贡献率较大的前3个特征向量场，其方差贡献率分别为 22.6%、15.2%、9.5%，通过 North 检验(North et al.，1982)，前 3 个模态之间能够显著分离。图4和图5分别是前3个模态的空间分布和它们相应的标准化主分量时间序列及其功率谱分析。

图1 1979—2008年夏季华东区域总体理查森数Rib气候平均态的空间分布(a)、Rib标准差的空间分布(b)、华东区域平均的Rib的时间序列(c)及其功率谱(d;虚线表示通过95%信度红噪声检验)Fig.1 (a)Summertime average of the overall Richardson number Ribover East China during 1979—2008，(b)standard deviation of Rib，(c)time series of Ribaveraged over East China，and(d)the power spectrum of the time-series(Dashed line is for the red noise at 95%confidence level)

在总体理查森数EOF1的空间分布(图4a)中，最强的异常中心位于安徽、河南地区附近，且呈现出华东区域南北部大气稳定度“－+”异常相反的空间分布特征。而由其相对应的第一主分量时间序列PC1及其功率谱分析(图5a、b)可知，PC1具有明显的年际变化特征，表现为3～5 a的周期。

EOF2的空间分布如图4b所示，最强的异常中心位于江西、广东地区以及山西与河南交界处，由此呈现出与第一模态相反的华东区域南北部大气稳定度“+－”异常相反的空间分布特征。而由相对应的PC2以及功率谱分析(图5c、d)可看出，PC2也表现出明显的年际变化，自20世纪90年代以来，华东区域行星边界层的大气稳定度呈降低的趋势，并存在2～4 a的周期。

EOF3的空间分布(图4c)主要表现为华东区域大气稳定度从南到北“+－+”的变化特征。通过时间序列PC3及其功率谱分析(图5c、d)知道，在20世纪80年代后期到90年代初期，华东区域大气稳定度异常变化较明显，PC3呈现出5～10 a的周期变化。

图2 整层积分的Q1－Q2合成差值的空间分布(单位:W·m－2;阴影区通过95%的显著性t检验)Fig.2 Composite differences of vertically integrated summertime Q1－Q2(units:W·m－2;Shaded areas are for values above 95%confidence level using a t-test)

图3 2000—2008年夏季中国东部区域气溶胶光学厚度(AOD)平均状态的空间分布Fig.3 The multi-year averages of the AOD over the eastern China in summer during 2000—2008

图4 华东区域夏季Rib距平场EOF分解的前3个模态的空间分布 a.EOF1;b.EOF2;c.EOF3Fig.4 Spatial patterns of the three leading EOFs of Ribanomalies in the eastern China in summer a.EOF1;b.EOF2;c.EOF3

通过前3个EOF模态的比较发现，Rib数呈现不同的空间分布类型，同时也存在着明显的周期差异。华东区域夏季大气稳定度的前3个模态具有明显的空间分布以及时间变化差异，那么，与其相对应的环流异常特征如何呢?

2.5 与大气稳定度前3个模态相关的对流层低层环流变化

图5 EOF前3个模态对应的标准化主分量时间序列(a，c，e;实线为主分量的9点平滑结果)以及相应的功率谱分析(b，d，f;虚线表示通过通过95%信度红噪声检验)Fig.5 (a，c，e)The normalized time series of coefficients of the three leading EOFs(Thick solid lines represent the 9-year running average of PC)and(b，d，f)their power spectrums(Dashed lines are for the red noise at 95%confidence level)

总体理查森数Rib的年际变化与大气环流异常有着密切联系。为了讨论不同大气稳定度异常模态对应的环流异常，求取了前3个模态的主分量时间序列PC与850 hPa位势高度场和风场距平的回归系数。结果表明，与PC1相联系，自南海至日本海及以北，存在一类似P-J型遥相关的波列结构(图6a)，此结构的形成，通常被认为与南海地区的对流活动异常有关，这一类型波列结构在暖池对流活动异常(Nitta，1987)和印度洋偶极子事件发生期间易于观测到(Guan and Yamagata，2003)。在这一遥相关结构下，PC1所示的Rib数的空间分布表现为华东北部和南部反相变化。从统计检验信度注意到，这一型变化与中高纬度环流亦存在较密切的联系。PC2对应的850 hPa环流显示出西太平洋副高所在区域的副高脊的减弱及其东退和西伸(图6b)。而PC3对应的环流变化主要显示自西伯利亚、蒙古至华北一线的环流异常(图6c)。

由此可见，中国东部夏季Rib数的年际变化与夏季风环流的强弱变化存在密切联系，其中自南海地区向东北方向的遥相关波列结构，西太平洋副高的强弱及位置变化等起着非常重要的作用，而蒙古至华北一带的环流变化亦有一定的影响。

图6 1979—2008年夏季850 hPa位势高度场(单位:gpm)和风场(单位:m/s)与PC1(a)、PC2(b)及PC3(c)的回归系数(阴影部分表示异常位势高度通过95%信度F检验的区域;粗箭头表示异常风场通过95%信度F检验)Fig.6 Summertime geopotential height field(gpm)and wind field(m/s)at 850 hPa during 1979—2008 as regressed upon(a)PC1，(b)PC2，and(c)PC3(Shaded areas are for anomalous geopotential height values above 95%confidence level while bold arrows are for anomalous wind vector above 95%confidence level)

3 结论与讨论

通过本文研究发现，在气候学意义上，东亚夏季风盛行时期华东区域边界层大气稳定度呈不均匀分布，北部较稳定，南部较不稳定。在Rib数较大的区域，年际变化较大。华东地区Rib数存在3～5 a以及10 a以上的周期。

加热场和MODIS气溶胶AOD的分析表明，整层积分的Q1－Q2差值、气溶胶光学厚度的空间分布与Rib数的气候平均值的空间分布有着很高的相似度，显示出边界层中的非绝热加热、大气稳定度及气溶胶光学厚度三者之间可能存在密切联系。

在年际时间尺度上，Rib数的分布存在3个主要模态，这3个模态与夏季风环流异常密切相关，其中P-J型波列和西太平洋副高的变动在Rib数年际异常中可能起到较为重要的作用。

需要说明的是，气溶胶排放源的影响扣除十分困难;水平输送、化学转化、降水清除等因素对气溶胶光学厚度会产生影响(荆俊山等，2011;李雪等，2012)，这些都会对气溶胶的变化产生复杂的影响。此外，由于气溶胶的较长年份的时间序列难以获得，AOD的年际变化与Rib数及夏季风环流异常的联系在本文中尚未作出分析。这些都有待在今后的工作中进一步完善。

致谢:NCEP/NCAR再分析资料取自NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center(http://www.cdc.noaa.gov);MODIS卫星气溶胶资料取自NASA earth data(http://www.nasa.gov);文中诸图均用 GrADS(Grid Analysis and Display System)和NCL(NCAR Command Language)软件绘制。谨致谢忱!

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