北极扬马延岛大气边界层高度的气候特征分析

张祥 张叶晖 韩靖博 张乐 史婉蓉

(南京信息工程大学, 江苏 南京 210044)

0 引言

大气边界层(Planetary Boundary Layer, PBL)是人类日常活动的主要空间, 它的特性和变化与人类息息相关。PBL一般是指靠近地表约1—2 km的大气层区域, 大气在这一区域内与地球表面进行着动量、热量和物质交换, 进而影响天气、气候的变化。此外, 大气边界层也影响着大气污染物的输送和扩散, 在做城市规划、工业区选址的环境影响评估时, 都需要对当地大气边界层的特性进行了解[1-2]。大气边界层高度(Planetary Boundary Layer Height, PBLH)通常用于表征大气边界层内的垂直混合程度以及自由对流层交换水平[3], 是直接影响大气污染物扩散的重要因素。PBLH作为大气模式和空气污染模式的一个重要参数, 一直备受国内外相关领域科学家的重视。PBLH的测量手段和计算方法很多, 因而得到的结果也各不相同[4-8]。例如, Vogelezang等[6]提出的总体理查逊数 (Bulk Richardson Number, BRN)方法; Joffre等[8]和Eresmaa等[9]提出的Richardson Number法以及Heffter[10]提出的基于位温梯度的计算方法。Seibert等[11]总结和比较了一些测量方法和计算方法, 如气泡上升法、Bulk Richardson Number方法和基于激光雷达探测的计算方法等,并指出根据不同测量方法得到的数据需利用一些相应合适的计算方法来推算PBLH。国内学者[12-13]通过分析我国各地区气象站点数据, 得到各月份的平均PBLH, 从而了解我国境内空气污染的气候特征, 以及PBLH对大气污染的影响。研究发现[14-17], 气候模式中虽然有对边界层过程进行参数化, 但是一些模式里描述的大气边界层特性与实际测量数据得出的结果存在差异, 而这个差异会对某些模式, 如空气质量模式等造成很大的影响。

近年来, 研究大气边界层的数值模式以及参数化方案变得愈发重要, 但是研究区域以中纬度地区为主, 对于高纬度极区的研究很少。北极作为整个地球气候系统中的冷源, 对全球气候变化有很大的影响。在全球气候变化的背景下, 北极地区的气候也正经历着变化[18]。因此, 加大对北极地区大气边界层高度的气候学特征研究, 深入研究极地气候变化及其对全球气候系统带来的影响具有很高的科学价值[19]。位于格陵兰岛和冰岛之间的扬马延(Jan Mayen)岛, 地处北极圈内, 具有极区下垫面的特征, 并且数据资料较为丰富。目前, 对北极扬马延岛地区的大气边界层物理过程研究很少。通过研究北极扬马延岛的大气边界层过程, 可以较好地理解极区边界层的特性, 为未来进一步的研究奠定基础。

1 资料和方法

本研究所用资料来自美国国家海洋和大气管理局(NOAA)下属国家气象数据中心(NCDC)的全球综合无线电探空资料(IGRA), 资料版本为1.0。IGRA所观测的是每个固定气压层上测到的气象要素, 同时其数据都是经过质量控制的。本研究中主要用到的IGRA数据集提供的气象要素有气压、风速、水汽压、位势高度、位温、地理高度、地面相对湿度(Relative Humidity, RH)、地面气温(Surface Temperature, ST)、抬升凝结高度(Lifting Condensation Level, LCL)和自由对流高度(Level of Free Convection, LFC)。其中, 地面相对湿度和地面气温均为距地面2 m高度处的测量结果。本研究所采用的站点地理坐标为70.93°N、8.67°W,海拔高度9 m, 资料序列从1963—2015年, 但由于建站初期所测得的资料质量并不理想, 所以本研究最终采用1973—2015年间00:00 UTC及12:00 UTC两个时刻的无线电探空资料。而这期间扬马延岛的无线电探空站也历经了几次变更,1975年站点位置变更, 1976年、1982年、1986年、1993年以及2004年站点探测仪器更新并更换模式。但经过计算比较, 这几次变更并没有造成大气边界层高度的跳变等异常情况。同时,Zhang等[16]在研究欧洲上空大气边界层高度时指出由于仪器变化带来的数据集变化不会影响趋势分析研究。Wang等[20]在运用IGRA数据对全球陆地上空大气边界层高度进行研究时,对全球846个探空站点进行了突变点检测, 指出绝大部分突变点出现在美国上空, 而Jan Mayen站并没有出现明显的变化。因此,认为Jan Mayen探空站位置变更以及探空仪器变化对PBLH的计算影响不大。

Seidel等[21]对10种计算PBLH的方法进行了对比研究, 得出Vogelezang等[6]最初提出的BRN法既可以准确判断出夜晚稳定边界层高度,又能够准确指出白天对流边界层高度, 比较适用于较大数据集的气候学研究分析, 故本文也使用该方法。

BRN是浮力频率与风剪切的比值, 其定义如下:

其中,z是高度,g是重力加速度,θv是虚位温,u和v是纬向和经向风分量,b是常数,u*是表面摩擦速度, 下标s表示地表。由于摩擦速度项远远小于风切变项, 故本研究中忽略此项。由于无线电探空观测中没有观测到地表风, 所以地表风记为0,即us和vs为0。由于探空资料中未直接给出虚位温θv, 因此需要通过资料中的位温θ、气压P以及水汽压e导出:

最终, 可以得到一个简化后的方程组作为计算大气边界层高度的理论依据, 方程组如下所示:

计算出Ri数后, 对于每一层计算出的Ri数,从地面向上扫描, 找到第一个Ri≥0.25的高度,确定其为第一层, 并将这层与其临近的比它低的那一高度层进行线性插值, 从而估算出Ri=0.25时的高度即为大气边界层高度。

2 结果

挪威扬马延岛位于在挪威本土以西的北冰洋上,岛屿为西南至东北走向, 长约62 km, 宽约14 km,面积约为372.5 km2。岛上地形高峻, 多冰川, 贝伦火山为全岛最高点, 海拔2 277 m。由于扬马延岛地处北极圈内, 所以每年的5月17日至7月28日左右, 扬马延岛会出现极昼现象; 而到了每年的11月19日至次年1月23日左右, 会出现极夜的现象。此外, 扬马延岛位于西一区, 观测时刻世界时00:00 UTC和12:00 UTC分别处于当地时23:00(夜晚)和11:00(白天)。为了能够更加全面了解扬马延岛背景大气状况, 本文给出了扬马延岛多年月平均地面气温(ST)、地面相对湿度(RH)、抬升凝结高度(LCL)和自由对流高度(LFC)的时间序列(图1)。

图1 扬马延岛多年月平均值时间序列. a)地面气温(ST); b)地面相对湿度(RH); c)抬升凝结高度(LCL); d)自由对流高度(LFC)Fig.1. Time series of monthly averaged value at Jan Mayen. a) ST; b) RH; c) LCL; d) LFC

扬马延岛虽然处在北极圈内, 但是全年温度变化不明显(图1a), 温度变幅在–5—5℃, 全年温差仅约10℃, 而这主要是受到墨西哥湾暖流(Gulf Stream)的影响, 暖流加热岛屿周边海面上空大气,进而影响到岛屿本身气温, 最终导致地处北极圈内的扬马延岛全年温差较小。地面气温在4—8月持续升高, 而8月至次年3月持续降低。这与扬马延岛的极昼极夜时长有关, 极昼期间, 地表全天吸收太阳辐射, 地表增温; 极夜期间, 没有太阳辐射的能量输入, 地表向外发射长波辐射, 地表降温。图1b显示, 地面相对湿度在夏季达到1年中的最大值, 而在冬春季节则维持在1年中的较低水平, 且春、夏、秋三季白天相对湿度小于夜间的相对湿度。抬升凝结高度一般可以粗略用作估算云底高度, 图1c显示秋冬季节至次年早春, 扬马延岛的抬升凝结高度较高, 而整个春末至夏季当地抬升凝结高度都较低, 其中全年以7月高度为最低。这表明扬马延岛常年多云, 云层高度较低, 年均高度313 m, 且春夏两季白天云层高度略高于夜间,此外较低的云高也说明当地的相对湿度可能较大,这与图1b的结果吻合较好。图1d的自由对流高度作为衡量对流强弱的指标, 其季节变化表现为冬春季节的对流高度高于夏季, 且春、夏、秋三季夜间对流强度比白天大。

在夏季云层高度较低, 冬春季云层较高的状态下, 扬马延岛的多年月平均大气边界层高度的时间序列(图2, 实线)显示3—10月当地时11:00(白天)的大气边界层高度明显高于当地时23:00(夜晚)的高度, 略高100 m左右, 而11月至次年2月份则刚好相反, 当地时23:00的高度高于当地时11:00的高度。由冬到夏, 月均高度呈现一个递减的趋势, 7月达最低, 约250 m, 而由夏至冬, 则呈现一个递增的趋势, 冬日高度约为600 m。简言之, 扬马延岛极昼时期的大气边界层高度小于极夜时期的大气边界层高度。而地面相对湿度的月平均变化趋势则与大气边界层高度的变化趋势相反,其中00:00 UTC时段两者相关系数为–0.962,12:00 UTC时段为-0.942, 夏季地面相对湿度处于1年中的最大值, 其中以7月平均相对湿度为最大, 约为91%。

图2 扬马延岛大气边界层高度(PBLH)和地面相对湿度(RH)多年月平均时间序列Fig.2. Time series of monthly averaged PBLH and RH at Jan Mayen

对于中低纬度而言, 温度与大气边界层高度是正相关的, 即温度越高, 感热通量越大, 边界层内大气对流越强盛, 大气边界层也越高[22-23]。而本文研究发现, 北极圈内的扬马延岛, 却出现冬春季节大气边界层高度比夏季大气边界层高度高出2—3倍的情况; 大气边界层高度与湿度成反相关关系。为了进一步验证这一猜想, 本文选取了同样位于北极圈内且与Jan Mayen岛气候较为相似的Bjornoya岛上的探空站(74.52°N, 19.02°E,海拔18 m)进行对比研究。图3显示, Bjornoya岛多年月平均的大气边界层高度与地面相对湿度同样表现为反相关关系, 其中00:00 UTC时段两者相关系数为–0.968, 12:00 UTC时段为–0.879。这些结果均暗示着, 北极扬马延岛夏季月均大气边界层高度可能主要是受到地面相对湿度的影响,夏季较高的水汽可能抑制了Jan Mayen岛边界层内的大气对流过程, 从而夏季表现为较低的高度。在此基础上, 本研究对这一发现进行了更深的研究探讨。

图3 Bjornoya岛大气边界层高度(PBLH)和地面相对湿度(RH)多年月平均时间序列Fig.3. Time series of monthly averaged PBLH and RH at Bjornoya

从地面相对湿度与大气边界层高度年平均序列(图4)也可以看出, 地面相对湿度的年变化在几个大气边界层年均高度的峰值点处, 如1975年、1983年等年份都呈现较好的反相关。此外, 从图2也可以发现, 月均地面相对湿度的变化与PBLH的变化是同期且反向的。而月均地面温度的变化与PBLH的变化并不是同期的, 最高温度出现在8月, 而月均PBLH的最低值出现在7月, 并且由图1d可知, 夏季相对其他季节较高的地面气温并没有给扬马延岛带来较强的大气对流过程, 相反自由对流高度在整个夏季都表现为1年中的低值。这些表明, 与地面气温相比, 地面相对湿度对于该地大气边界层高度的变化影响较大, 相对湿度与大气边界层高度大体呈现一个反相关关系。地面相对湿度对大气边界层高度的影响过程主要表现为较高的相对湿度会导致较高的潜热通量, 进而限制大气对流过程[16](图1d)。通过分析当地1 000 m以下月均风场(图5), 对比12:00 UTC和00:00 UTC两个时段各月的风场垂直分布情况, 夏季两个时段内低空风速较小, 其中以7月低空风速为最小, 进而反映边界层内的弱对流过程, 而冬春季节低空风速较大, 反映出边界层内较强的对流过程, 从而造成夏季大气边界层高度偏低。此外, 对于白天(12:00 UTC)对流边界层高度大于夜晚(00:00 UTC)稳定边界层高度这一现象, 主要是由于相对湿度的日差异所导致的。图1b显示, Jan Mayen站白天月均相对湿度大于夜间月均相对湿度。白天较高的相对湿度会限制当地的大气对流过程, 因而白天大气边界层高度小于夜间的高度。

扬马延岛的大气边界层高度不仅在年内变化显著, 其年际变化也十分有特点。图4显示, 在1973—1988年间, 扬马延岛大气边界层高度呈现下降的趋势, 而在1988—1995年这8年间, 扬马延岛的年均大气边界层高度快速增高, 1995—2015年间, 大气边界层高度整体保持一个平稳的状态。地面相对湿度的年平均变化序列则显示,1983—1991年间, 地面相对湿度出现了明显的上升, 而后于1991—1995年间快速下降。这期间,年均大气边界层高度表现为一段上升过程。通过求解地面相对湿度与年均大气边界层高度的相关关系发现, 两者相关系数仅为–0.454。因此, 对于Jan Mayen站大气边界层高度的多年变化趋势而言, 主要是受地面相对湿度的影响, 但可能还受到其他物理因素的影响。

图4 扬马延岛大气边界层高度(PBLH)和地面相对湿度(RH)年平均时间序列Fig.4. Time series of annually averaged PBLH and RH at Jan Mayen

图5 扬马延岛月均风场垂直分布图. a) 00:00 UTC, b) 12:00 UTCFig.5. The vertical distribution of monthly averaged wind field at Jan Mayen. a) 00:00UTC; b) 12:00UTC

对于在1988—1995年期间年均大气边界层高度的快速增大, 对比这段时期的观测数据, 排除了数据本身导致产生的跳变, 该段时期站点并未移动, 观测数据的高度分辨率也并没有变化。研究发现, 1986年8月—1988年2月以及1994年1月—1995年3月期间, 处于厄尔尼诺事件发生期[24], 墨西哥湾暖流在此期间会北移0.2个纬度[25], 这表明墨西哥湾暖流的强度在厄尔尼诺期间会得到一定的加强, 进而影响扬马延岛的背景大气情况, 从而有可能导致年均大气边界层高度出现这种跳变。此外, 有研究显示在全球变暖的背景下, 北极地区也发生巨大变化, 自70年代以来北极地区海冰面积和厚度不断减少[26]; 而海冰面积的减少会直接影响到下垫面的辐射传输过程,进而影响大气中的热量平衡, 这也可能会对岛屿的常年气候产生一定程度影响, 进而也可能会影响到大气边界层内的物理过程, 造成大气边界层高度产生一定的变化。

3 总结

本研究通过运用BRN方法对北极扬马延岛1973年—2015年的43年间IGRA数据分析其大气边界层高度变化特征, 通过研究其多年月均高度以及年际高度, 得出以下结论。

1. 扬马延岛夏季自由对流高度和大气边界层高度全年最低, 其中以7月的PBLH为全年最低,约262 m, 而12月的PBLH为全年最高, 约612 m。

2. 扬马延岛白天对流边界层高度高于夜间稳定边界层高度。

3. 受墨西哥湾暖流的影响, 扬马延岛全年温差较小, 地面气温对大气边界层过程影响较小,不是造成夏季大气边界层高度低的主要原因。

4. 扬马延岛大气边界层高度与地面相对湿度呈现出明显的反相关关系; 扬马延岛夏季较高的地面相对湿度导致较大的潜热通量, 进而限制大气对流过程。因此, 对于扬马延岛而言, 水汽是造成夏季大气边界层高度较低的主要原因。

5. 扬马延岛夏季低空风速较小, 而冬春季节低空风速较大, 这也表明夏季低空对流弱于冬季低空对流, 从而表现出夏季边界层高度低于其他季节。

6. 扬马延岛年均大气边界层高度经历了一个先降再升后平稳的过程, 1973—1988年为波动降低过程, 1988—1995年为快速增长的过程,1995—2015年围绕550 m左右上下波动。

扬马延岛作为北极圈内的一个站点, 其大气边界层物理过程十分特殊和复杂。由于受到墨西哥湾暖流的影响, 暖流不仅改变了当地的气候条件还带来了丰富的水汽, 影响当地的地面相对湿度, 进而影响到大气边界层高度。值得一提的是,与扬马延岛临近的Bjornoya岛大气边界层高度也受到了水汽的影响。这两个海岛表现出类似的高度特征, 而这种特殊的边界层过程是否是高纬度的海岛探空站所特有的, 值得进一步研究。不仅如此, 1988年与1995年这两年是厄尔尼诺事件发生的年份, 而这两年间扬马延岛的年均大气边界层高度经历了一次陡升, 这次过程与厄尔尼诺是否有直接联系, 或者厄尔尼诺造成的墨西哥湾暖流北移是否造成了这次陡升的过程。这些都值得进行更深入的研究和探讨, 从而完善对极区大气边界层物理过程的机制研究。

1 STULL R B. An introduction to boundary layer meteorology[M]. Springer Science & Business Media, 2012.

2 胡非, 洪钟祥, 雷孝恩. 大气边界层和大气环境研究进展[J]. 大气科学, 2003, 27(4): 712—728.

3 BHUMRALKAR C M. Parameterization of the planetary boundary layer in atmospheric general circulation models[J]. Reviews of Geophysics, 1976, 14(2): 215—226.

4 HOLZWORTH G C. Estimates of mean maximum mixing depths in the contiguous United States[J]. Monthly Weather Review, 1964,92(5): 235—242.

5 BEYRICH F. Mixing-height estimation in the convective boundary layer using sodar data[J]. Boundary-Layer Meteorology, 1995,74(1-2): 1—18.

6 VOGELEZANG D H P, HOLTSLAG A A M. Evaluation and model impacts of alternative boundary-layer height formulations[J].Boundary-Layer Meteorology, 1996, 81(3-4): 245—269.

7 COHN S A, ANGEVINE W M. Boundary layer height and entrainment zone thickness measured by lidars and wind-profiling radars[J].Journal of Applied Meteorology, 2000, 39(8): 1233—1247.

8 JOFFRE S M, KANGAS M, HEIKINHEIMO M, et al. Variability of the stable and unstable atmospheric boundary-layer height and its scales over a boreal forest[J]. Boundary-Layer Meteorology, 2001, 99(3): 429—450.

9 ERESMAA N, KARPPINEN A, JOFFRE S M, et al. Mixing height determination by ceilometer[J]. Atmospheric Chemistry and Physics,2006, 6(6): 1485—1493.

10 HEFFTER J L. Air Resources Laboratories atmospheric transport and dispersion model (ARL-ATAD)[R]. Silver Spring, MD, USA:National Oceanic and Atmospheric Administration, 1980.

11 SEIBERT P, BEYRICH F, GRYNING S E, et al. Review and intercomparison of operational methods for the determination of the mixing height[J]. Atmospheric Environment, 2000, 34(7): 1001—1027.

12 韦志刚, 陈文, 黄荣辉. 敦煌夏末大气垂直结构和边界层高度特征[J]. 大气科学, 2010, 34(5): 905—913.

13 QU Y W, HAN Y, WU Y H, et al. Study of PBLH and its correlation with particulate matter from one-year observation over Nanjing,Southeast China[J]. Remote Sensing, 2017, 9(7): 668, doi: 10.3390/rs9070668.

14 ZHANG Y H, SEIDEL D J, GOLAZ J C, et al. Climatological characteristics of Arctic and Antarctic surface-based inversions[J]. Journal of Climate, 2011, 24(19): 5167—5186.

15 SEIDEL D J, ZHANG Y H, BELJAARS A, et al. Climatology of the planetary boundary layer over the continental United States and Europe[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2012, 117(D17): D17106, doi: 10.1029/2012JD018143.

16 ZHANG Y H, SEIDEL D J, ZHANG S D. Trends in planetary boundary layer height over Europe[J]. Journal of Climate, 2013, 26(24):10071—10076.

17 GUO J P, MIAO Y C, ZHANG Y, et al. The climatology of planetary boundary layer height in China derived from radiosonde and reanalysis data[J]. Atmospheric Chemistry and Physics, 2016, 16(20): 13309-13319, doi: 10.5194/acp-16-13309-2016.

18 HINZMAN L D, BETTEZ N D, BOLTON W R, et al. Evidence and implications of recent climate change in northern Alaska and other Arctic Regions[J]. Climatic Change, 2005, 72(3): 251—298.

19 卞林根, 陆龙骅, 张占海, 等. 北冰洋浮冰站大气边界层结构的观测研究[J]. 极地研究, 2006, 18(2): 87—97.

20 WANG X Y, WANG K C. Homogenized variability of radiosonde-derived atmospheric boundary layer height over the global land surface from 1973 to 2014[J]. Journal of Climate, 2016, 29(19): 6893—6908.

21 SEIDEL D J, AO C O, LI K. Estimating climatological planetary boundary layer heights from radiosonde observations: Comparison of methods and uncertainty analysis[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2010, 115(D16): D16113.

22 张强, 王胜. 西北干旱区夏季大气边界层结构及其陆面过程特征[J]. 气象学报, 2008, 66(4): 599—608.

23 张鑫, 蔡旭晖, 柴发合. 北京市秋季大气边界层结构与特征分析[J]. 北京大学学报(自然科学版), 2006, 42(2): 220—225.

24 TRENBERTH K E. The definition of El Niño[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 1997, 78(12): 2771—2778.

25 TAYLOR A H, JORDAN M B, STEPHENS J A. Gulf Stream shifts following ENSO events[J]. Nature, 1998, 393(6686): 638.

26 JOHANNESSEN O M, MILES M, BJØRGO E. The Arctic's shrinking sea ice[J]. Nature, 1995, 376(6536): 126—127.