1 引言

作为全球变化最敏感的地区之一的北极包含了大气、海洋、陆地、冰雪和生物等多圈层相互作用的全部过程，在全球气候的形成和变化中有重要作用(陈立奇等，2003)。北极地区也是重要的物质和能量交换区，研究该地区大气边界层特征有助于进一步理解该区域海、冰、气之间的物质和能量交换，对正确理解北极地区在全球气候和环境变化中的作用，有着重要的意义(Adams et al., 2000)。

极地地区逆温与辐射冷却，暖空气对流和沉降，以及冰面的辐射和融化有关(Serreze et al., 1992)，它的存在有效抑制了大气竖直方向上的运动(Maturilli et al., 2009)。逆温层底部高度确定方法的 正确与否会对地转风拖曳系数的估计造成影响(Overl and J E，1985；Overl and Davidson，1992)，从 而影响数值模式对海冰移动的模拟结果(Hibler，1985)；逆温层顶高度与污染气体和气溶胶的输送高度相关(Bridgman et al., 1989)。研究表明，北极逆 温层亦涉及到一个 “气象调节” 的过程，逆温层内因日出时的光化学效应而耗尽臭氧的气团会被逆温层之上富含臭氧的气团取代(Barrie et al., 1988; Oltmans et al., 1989)。可见，作为北极地区稳定边界层重要特征之一，逆温受到国内外学者的关注(Serreze et al., 1992; Andreas et al., 2000; 周立波等，2003)。

稳定边界层另一重要特征低空急流，对天气和区域气候有重要的影响，并且与空气污染扩散紧密联系，它在水汽输送(Higgins et al., 1997)和污染物输送(Banta et al., 1998)中扮演着重要角色；Monaghan et al.(2010)的全球统计资料显示，夜间低空急流与极端降水情况有显著的联系。Rife et al.(2010)分析了低空急流的全球分布以及特征情况，并仔细研究了4个迥然不同位置的低空急流产生机制；Andreas et al.(2000)分析了1992年南极西威德尔海区域秋冬季低空急流的特征，并指出此区域低空急流的成因。

关于北极地区大气边界层逆温和低空急流的研究一直受到国内外学者的关注，曲绍厚等(2002)和卞林根等(2006)研究了北极大气边界层逆温和低空急流，取得一些有意义的认识。然而由于长时间序列观测资料的匮乏，我国对于北极地区逆温和低空急流的研究工作相对较少，目前尚未见到较为系统的北极地区逆温以及低空急流观测资料的统计分析。本文利用1997年10月至1998年10月间北冰洋冰表面热量平衡计划(Surface Heat Budget of the Arctic Ocean Experiment，SHEBA)的大气边界层探测资料对北极地区逆温厚度、逆温层内温差以及低空急流速度、高度、风向特征及其时空变化进行了分析和讨论。

SHEBA冰站位于被冻结在北冰洋的浮冰上的加拿大破冰船Des Groseilliers周围，自1997年10月中旬至1998年10月上旬，从北冰洋(75.43°N，144.01°W)漂移到(80.28°N，165.49°W)(图 1)。冰站在北半球夏季每天采集4次数据，时间为05:15、11:15、17:15、23:15(协调世界时，下同)左右；除北半球夏季外每天固定在11:15、23:15左右各采集一次数据，偶尔会在05:15或者17:15左右多采集一次。数据每秒采集一次，探空气球上升速度不均匀，平均为4～5 m·s^-1。数据采集项包括气压、温度、相对湿度、风向以及风速。我们使用一年间每天11:15、23:15的数据对逆温以及低空急流进行了观测分析。

图 1 1997年10月17日至1998年10月12日冰站运动路径(折线，阴影是大陆) Fig. 1 Ice camp trajectory from 17 Oct 1997 to 12 Oct 1998(curve，shadings denote continent)

使用Kahl(1990)的方法来确定逆温层。如果温度自某一高度开始呈上升趋势，那么把这一高度定为逆温层底的高度z_b，这一高度相对应的温度为逆温层底的温度T_b。若此温度廓线上升到某一高度z_t后开始下降，那么把这一高度定为逆温层顶的高度，与之相对应的温度T_t为逆温层顶的温度(见图 2)。在确定过程中，因为数据平滑的原因，忽略了一些不明显的逆温过程，并把它们包括到一个更 大的逆温过程中去(Kahl，1990)。如出现多层逆温，只考虑底层逆温。

图 2 低空逆温的参数特征(zb为逆温层底的高度，Tb为逆温层底的温度，zt为逆温层顶的高度，Tt为逆温层顶的温度) Fig. 2 Parameters of a low-level temperature inversion(zb and Tb is the height and the temperature of the base of the inversion，respectively; zt and Tt is the height and the temperature at the top of the inversion)

观测区域一年中约有96%的数据出现低空逆温，其中22.2%的逆温为贴地逆温，49%的逆温底高度小于100 m。1997～1998年间的冬半年，贴地逆温为39.1%，底部高度低于100 m的为68.3%(图 3a)。过去的研究有过类似报道：Kahl(1990)于冬季阿拉斯加北冰洋沿岸的研究表明，超过95%的探空资料出现逆温；Andreas et al.(2000)在南极西威德尔海秋、冬季的分析亦显示，超过96%的探空资料发现逆温，44%的逆温为贴地逆温，60%逆温的底部低于100 m。与冬半年相比，夏半年的逆温底的高度明显要大于冬半年，贴地逆温出现频率不到冬半年的1/6，底部高度低于100 m的仅为冬半年的1/2(图 3b)，主要集中在200 m左右，大于1000 m的情况极少发生。Tjernström et al.(2004)于夏季北冰洋实验分析结果也表明，逆温底的高度经常出现在200 m左右的高度，贴地逆温很少发生。由于北极海域全年大部分时间被海冰覆盖，近地层气温较低，全年95%的逆温底层的温度在0 ℃以下，冬半年95%逆温层底温度集中在-40～15 ℃之间(图 3c)，夏半年绝大多数集中在-25～0 ℃之间(图 3d)。因为只统计了1500 m内逆温的资料，因此，图 3e-3h并不包括那些极少的逆温顶部高于1500 m的逆温现象。

图 3 1997年10月至1998年3月(左列，为冬半年)和1998年4月至1998年9月(右列，夏半年)SHEBA资料的北极逆温统计：(a、b)逆温层底高度；(c、d)逆温层底温度；(e、f)逆温层厚度；(g、h)逆温层温差 Fig. 3 Statistical histograms of inversion based on the data observed by Surface Heat Budget of the Arctic Ocean Experiment(SHEBA)soundings in Arctic from Oct 1997 to Mar 1998(left panel，winter) and from Apr 1998 to Sep 1998(right panel，summer):(a，b)Height of inversion base;(c，d)temperature of inversion base;(e，f)depth of inversion;(g，h)temperature change through inversion

观测海域逆温层厚度整体较大，全年内250～850 m之间厚度的逆温为70%。逆温厚度月中值自1997年10月起，逆温厚度逐渐增加，2月达到最大值后又逐渐减小，至7月稍有增大后减小到9月的最低值(图 4a)。夏半年逆温厚度的月中值变化范围为276～528 m，约90%的逆温厚度集中在50～700 m范围内；冬半年逆温厚度要大于夏半年，中值变化范围为362～779 m，100～1100 m厚度范围内的逆温占近90%。Kahl(1990)在阿拉斯加北极沿岸的研究数据显示，逆温厚度的月中值变化范围为250～850 m；Serreze et al.(1992)在北冰洋海冰以及沿岸站点的研究结果表明，逆温厚度的月中值变化范围为400～1200 m；Andreas et al.(2000)对秋、冬季南极西威德尔海域的数据分析结果显示，绝大多数的逆温厚度在550 m内。我们所观测区域的逆温厚度(图 3e)接近于Kahl(1990)的分析结果，小于Serreze et al.(1992)，但大于Andreas et al.(2000)的结果。

从图 4b可以看出，全年逆温层上下温差除极个别值接近25 ℃外，绝大部分在0～15 ℃之内，各月月中值变化为2.1～11.35 ℃，最大值出现在1月，最小值出现在8月，其变化趋势与逆温类似。冬半年逆温层的温差主要集中在5～15 ℃(图 3g)，月中值变化范围为8.3～11.35 ℃，个别最大值可达24 ℃；夏半年约60%的逆温层温差小于5 ℃(图 3h)，夏半年逆温层温差月中值变化范围为2.1～7.0 ℃，远小于冬半年。Serreze et al.(1992)对于俄罗斯海岸以及附近岛屿的资料分析显示，逆温层内温度中值的变化范围为2.8～12.6 ℃；Kahl(1990)也指出，阿拉斯加北极沿岸逆温层内温度的中值变化范围为2～11 ℃，这与我们得到的结果非常接近。Andreas et al.(2000)于秋、冬季南极西威德尔海域的数据表明，逆温层温差最大可达20 ℃，大多数集中在5～10 ℃。相对而言，我们对于逆温层温差的分析值更大些。

图 4 1997年10月至1998年9月基于SHEBA资料的北极逆温层(a)厚度(zt-zb)和(b)温度变化(Tt-Tb) Fig. 4(a)Depth of the inversion(zt-zb) and (b)temperature change through the inversion(Tt-Tb)based on the data observed by SHEBA soundings in Arctic from Oct 1997 to Sep 1998

总而言之，以上分析表明，北极地区的逆温现象比较普遍，尤其是冬半年紧密的冰面上。与同季节北冰洋沿岸以及海冰上的站点相比，冬半年逆温的厚度和逆温层内的温差要大于同季节南极威德尔海域。

低空急流的定义有很多，比较常见的有Bonner(1968)和Stull(1988)的定义。Bonner(1968)在讨论北美低空急流时，对低空急流的观测标准有3个方面：最大风速出现在距地1500 m内；最大风速层上的风速必须大于12 m·s^-1；最大风速层与其上方的最小风速层之间要有6 m·s^-1的风速差，或是距地3 km处风速比最大风速层上的风速小6 m·s^-1。Stull(1988)认为，1500m以内底层大气出现相对风速大于其上风速2 m·s^-1的最大值，就可以定义为低空急流。丁一汇(1991)在研究中国地区低空急流时一般将其定义为，600 hPa以下的大气低层某一层等压面上(指700 hPa、850 hPa、925 hPa)在某一区域内存在的风速达到某一标准的强风带，最常用的风速标准为12 m·s^-1。我们选择采用与Stull(1988)类似的Andreas et al.(2000)的定义。

图 5利用Andreas et al.(2000)的方法定义了低空急流的判定特征。即如果风速廓线的最大值超过其上方和下方风速的最小值2 m·s^-1，认为发生一次低空急流。此时定义该最大值所在高度为急流出现高度z_j，最大风速为急流速度U_j，对应风向为急流风向。

图 5 低空急流参数特征(Uj为低空急流最大风速，zj为低空急流的最大风速所在高度) Fig. 5 Parameters of a low-level atmospheric jet(Uj is the wind speed in the core and zj is the height of the jet core)

根据Andreas et al.(2000)的低空急流定义，利用1997年10月至1998年9月SHEBA北极的观测资料，对满足低空急流定义的样本分别从低空急流的高度、速度、风向频率进行统计分析。全年间约有41%的数据出现低空急流，其中冬半年发生的频率为48%；夏半年发生的频率明显低于冬半年，为34%。9月出现频率最低，只有14%左右；低空急流最活跃的时间为3月，出现频率超过60%。按照Andreas et al.(2000)的定义，Tjernström et al.(2004)分析了夏季北冰洋(89°N，0°)区域的实验结果，得到该海域夏季出现低空急流概率只有25%左右，低于我们的分析结果。

北极地区低空急流高度分布范围较广，在全年1500 m以内的各个高度段上都发现了急流的存在，约70%的急流出现于600 m的高度内。与夏半年相比，冬半年的低空急流高度比较集中，约72%的急流处于50～500 m之间，最大频率出现于100～150 m内(图 6a)；夏半年70%的急流低于600 m，最大频率亦出现在100～150 m的高度范围内(见图 6b)。全年约有15%的急流出现在1000～1500 m之间，对于1000 m以上的急流出现频率，两个半年间几乎是相同的。Andreas et al.(2000)的研究表明，南极西威德尔海域秋、冬季急流出现高度在425 m内；Brümmer et al.(2005)对波罗的海海冰下垫面条件下800 m内的低空急流进行了研究，指出急流的平均高度为245 m；李矩和舒文军(2008)对北京夏季夜间800 m以内的低空急流进行了观测以及特征分析。

图 6 1997年10月至1998年3月(左列，为冬半年)和1998年4月至1998年9月(右列，夏半年)北极低空急流特征概率分布：(a、b)急流高度；(c、d)急流风速；(e、f)急流风向 Fig. 6 Histograms of low-level jet statistics as observed in Arctic from Oct 1997 to Mar 1998(left column，winter) and from Apr 1998 to Sep 1998(right column，summer):(a，b)Height of jet;(c，d)wind speed of jet;(e，f)wind direction of jet

值得注意的是，由于探测仪器的限制，Andreas et al.(2000)以及李矩和舒文军(2008)对于低空急流的研究，限定在0～1000 m的高度以及2～14 m·s^-1的速度范围内；而Brümmer et al.(2005)使用的判定方法，直接规定了低空急流的高度限定在800 m以内。

我们观测区域的急流风速几乎覆盖了2～25 m·s^-1之间的各个风速段，约75%的急流集中于4～13 m·s^-1的范围内，超过5%的数据出现了20～25 m·s^-1的极大风速。冬半年急流平均风速约为 11 m·s^-1，超过3/4的低空急流位于4～13.5 m·s^-1的范围内，且在此范围内呈递增趋势，急流的最高频率出现在11 m·s^-1左右(图 6c)；相对于冬半年，夏半年急流风速稍微集中一些，多位于4～12 m·s^-1之间(约为73%)，平均风速约为10 m·s^-1，最高频率出现在7 m·s^-1左右，小于冬半年最高频率的低空急流风速，夏半年大于20 m·s^-1的急流明显要少于冬半年(图 6d)。

图 6e和图 6f显示，低空急流发生时，冬半年45°(如图 7)至90°之间急流风向的频率略高于其他风向；而夏半年的90°左右急流风向的频率比较显著。全年低空急流风玫瑰图显示(图 7)，东和东北方向的急流明显高于其它方向，14～25 m·s^-1之间的强风急流也多集中于这两个方向，而2～6 m·s^-1之间的弱风急流则比较集中于西南方向。

图 7 1997年10月至1998年9月北极低空急流风玫瑰图 Fig. 7 Wind rose of low-level jet in Arctic from Oct 1997 to Sep 1998

由图 8可见，全年约75%的急流高度位于逆温层之下。此外注意到一个有趣的现象，急流高于逆温层顶的情况多发生在1000～1500 m之间的高度上，且风速多集中于6～14 m·s^-1之间。Andreas et al.(2000)对秋、冬季南极西威德尔海的研究显示，约90%的急流位于逆温顶部之下。但是，如前所述，Andreas et al.(2000)对于风速的分析被限定在1000 m高度，甚至更低的范围内。而且，相对我们研究的海域而言，Andreas et al.(2000)所选择的海域近乎是一个理想的稳定边界层实验区域。相对于秋、冬季西威德尔海稳定分层的边界层，北极海 域会出现多层结构的大气，尤其是在夏半年极昼期间的低空会经常出现多层的层积云(曲绍厚等，2002)，而这两种情况会阻碍上层动量的下传，从而在逆温层顶之上形成较强的低空急流。卞林根等(2006)对于北极夏季10 d数据的研究显示，只有20%的数据出现典型的稳定边界层结构。若是不考虑1000 m以上的低空急流，那么我们的结果会达到86%左右，这一结果，比较接近于Andreas et al.(2000)于南极的观测研究结果。

图 8 1997年10月至1998年9月低空急流出现高度和逆温高度的散点图 Fig. 8 Scatter plot of the height of the jet core with the height of the top of the low-level temperature inversion from Oct 1997 to Sep 1998

低空急流的成因有许多，与斜坡地形有关的斜压性、惯性震荡、天气尺度斜压性、锋面、山谷风都可能形成低空急流。Van de Wiel et al.(2010)的研究指出低空急流的低层接近地面处存在着反向的惯性震荡；Karipot et al.(2009)的研究表明，惯性震荡是美国北佛罗里达州地区的低空急流可能的成因之一；李炬和舒文军(2008)对北京夏季夜间低空急流特征观测分析显示，斜坡地形产生的热成风，山谷风环流可能是北京夏季夜间低空急流形成的主要原因；在南极地区，低空急流的形成与下降风(King and Turner， 1997)以及南极半岛向北的栅栏风(Parish，1983; Schwerdtfeger，1984; King and Turner， 1997)有关。

本文站点离最近的海岸线超过430 km，海面也没有大的斜坡，冬半年海面被冰覆盖，夏半年有短暂的冰水混合期。因此，除夏季短暂的融冰期，在几百公里内的各方向的下垫面性质是相同的，据此可以排除一些低空急流成因的可能。由于在站点周围的几百千米内，没有山地以及大的斜坡，因此地形上的斜压性以及山谷风产生急流的可能是不存在的。此外根据King and Turner(1997)以及Parish(1983)的分析理论，本文站点远离陆地，基本上不会受到栅栏风的影响。

无线电探空仪所得风廓线的转换角从动力学方面给出了一些低空急流形成的原因(Andreas et al., 2000)。转换角为低空急流风向减去海面风向后得到的数值，正的转换角意味着自海面开始到急流峰值出现(如图 9所示)，从上向下看为顺时针方向。由于图 9中大多数转换角都是正的，低空急流自海面到急流高度的转向似乎受Ekman动力学(Andreas，1998)的约束，观测到的转换角的分布也显示低空急流的风向与地转风的风向有关(Overland and Davidson，1992; Overland and Colony，1994)。

图 9 1997年10月至1998年9月北极地区低空急流的转换角分布 Fig. 9 Histogram of the turning angle of the jet from Oct 1997 to Sep 1998

总体来说，通过对于站址位置的分析，排除了一些可能引起低空急流的机制。我们认为惯性震荡可能是形成北极波弗特海域低空急流的主要原因。

(1)北极地区每天两次(11:30和23:30)的观测数据中约96%出现低空逆温，其中22%的逆温为贴地逆温，70%的逆温厚度在250～850 m之间，冬半年贴地逆温发生的频率以及逆温的厚度和逆温层内的温度变化都明显要大于夏半年。与同季节北冰洋沿岸以及海冰上的站点相比，逆温特征没有显著不同，但是逆温厚度的中值变化范围要小于同季节北冰洋沿岸以及海冰上的站点；冬半年逆温的厚度和逆温层内的温差要大于同季节南极威德尔海域。

(2)全年间低空急流出现频率为41%，平均高度为520 m，最大频率出现在150 m附近，70%的急流出现在600 m高度范围内，急流平均风速为 10.6 m·s^-1，4～13 m·s^-1风速内的急流约占总数的75%，东和东南方向为全年急流的主导风向。冬半年低空急流明显要比夏半年活跃，平均风速也要大于夏半年。

不同于Andreas et al.(2000)、Brümmer(2005)以及李矩和舒文军(2008)等的分析，我们不仅分析了1000 m以下的急流，还分析了1000～1500 m内的急流。我们发现1000 m以下，低空急流比较完美的处于逆温下方(86%)，若是考虑1000～1500 m内的急流，则降为75%。本文分析认为，北极海域出现的多层结构的大气以及夏半年极昼期间经常出现多层的层积云可能会导致1000～1500 m内的低空急流位于逆温层之上。

(3)根据在北极站点周围环境的分析，去除了一些会导致低空急流产生的原因。通过对北半球急流核风向角与地面风向角之间差值的统计，我们观测到低空急流的风向与地转风的风向有关，按照Ekman(1905)以及Andreas(1998)的理论，惯性震荡可能是形成北极地区低空急流的主要原因。