基于中國第6～9 次北極科學考察觀測的季節(jié)冰區(qū)邊界層逆溫變化特征分析

田忠翔，陳志昆，李志強，孫虎林，宋曉姜，趙福

(1.中國海洋大學 海洋與大氣學院，山東 青島 266100；2.國家海洋環(huán)境預報中心，北京 100081)

1 引言

北極作為全球氣候系統(tǒng)的重要組成部分，是全球變化的敏感區(qū)域。最近幾十年來，尤其是進入21 世紀以來，北極環(huán)境發(fā)生著快速變化。邊界層逆溫是北極大氣邊界層的主要現(xiàn)象之一，逆溫層會阻礙大氣與地表之間的物質和能量交換[1]，而且在海冰變化中起著重要的作用[2-3]。因此，了解北極氣-冰-海之間的物質和能量交換，對北極地區(qū)逆溫的研究至關重要。

在北極太平洋扇區(qū)開展的SHEBA（Surface Heat Budget of the Arctic Ocean Experiment）觀測中，大約96%的觀測時次存在邊界層逆溫結構，70%的逆溫層厚度在250～850 m 之間[4]，還發(fā)現(xiàn)北極太平洋扇區(qū)邊界層逆溫具有顯著的季節(jié)變化，夏季邊界層逆溫被抬升，而且逆溫層厚度和溫差均比冬季小，其形成機制也略有不同[4-6]。利用中國第3～6 次北極科學考察期間在高緯海域獲取的探空數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)高緯海域的邊界層逆溫強度不僅存在顯著的日變化[7]，而且在海冰變化的影響下還存在顯著的年際變化[8]。Bian 等[9]指出北極高緯海域大氣逆溫強度越大，邊界層高度越低。有研究發(fā)現(xiàn)，北極夏季高緯冰區(qū)邊界層逆溫的形成主要與冰/雪表面融化和暖平流有關[10]。曲紹厚等[11]利用我國首次北極科學考察獲取的大氣邊界層數(shù)據(jù)，指出楚科奇海的逆溫厚度和強度因下墊面的特性和形成原因的差別而不同。卞林根等[12]發(fā)現(xiàn)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、逆溫和逆濕過程，進而導致高緯度海域的海冰破碎，加強氣-冰-海的相互作用。北極高緯海域的邊界層高度和逆溫強度在不同年份存在顯著差異，這應該是海冰變化給大氣邊界層結構帶來的影響[8]。邊界層逆溫的形成和維持是由很多復雜的因素導致的，比如輻射冷卻、空氣平流、沉降、海冰/積雪表面融化等[5,13-18]。

研究北極地區(qū)的大氣邊界層特征具有重要的意義，而作為北極大氣邊界層重要現(xiàn)象的邊界層逆溫，其特征是處于不斷變化之中的。但是，國際上開展的探空觀測多集中在大西洋扇區(qū)和北極高緯海域，在北極太平洋扇區(qū)季節(jié)冰區(qū)僅開展過一次長期探空觀測，即1997-1998 年的SHEBA 觀測，而且我國第1～5 次北極科學考察僅在冰站作業(yè)期間進行過短暫的探空觀測，無法對邊界層結構的時空變化開展研究，因此，該區(qū)域邊界層結構的變化特征尚不清楚。本文利用我國第6～9 次北極科學考察獲取的北極太平洋扇區(qū)探空資料對季節(jié)冰區(qū)邊界層逆溫的時空變化特征進行分析，并對其原因進行探討分析。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 探空觀測

2014 年、2016 年、2017 年和2018 年夏季，依托我國第6～9 次北極科學考察，“雪龍”號在北極太平洋扇區(qū)走航期間，開展了大量探空觀測。這4 個航次的探空觀測均在“雪龍”號機庫頂進行，距離海面約10 m。探空觀測頻率為2～3 次/d，觀測時間為每天的00:00、06:00 和12:00（UTC）。根據(jù)探空初始位置分布（圖1），探空觀測主要集中在70°～80°N，140°W～180°之間。夏季，該區(qū)域通常為海冰邊緣區(qū)，不同于80°N 以北常年被海冰覆蓋的北冰洋中心區(qū)。因此，我們將研究區(qū)域定為70°～80°N，140°W～180°。2014 年共進行44 次探空觀測，觀測時間為7 月30 日至8 月16 日和8 月28 日至9 月8 日。2016 年共進行39 次探空觀測，觀測時間為7 月25 日至8 月3 日和8 月17 日至9 月2 日。2017 年共進行13 次探空觀測，觀測時間為8 月1 日至8 月5 日。2018 年共進行46 次探空觀測，觀測時間為7 月31 日至8 月11 日和8 月28 日至9 月4 日。2014 年、2016 年和2018 年的第1 個觀測時間段為“雪龍”號由南向北航行，第2 個時間段為返航階段，即由北向南航行。2017 年沒有返航階段的觀測，是因為“雪龍”號從西北航道返回，并沒有持續(xù)在太平洋扇區(qū)航行。

圖1 我國第6～9 次北極科學考察在70°～80°N，140°W～180°探空觀測初始位置Fig.1 The initial position of radiosonde observations in the area of 70°～80°N，140°W～180° during 6th to 9th Chinese National Arctic Research Expedition (CHINARE)

2014 年、2016 年和2017 年采用的是北京長峰微電科技有限公司生產(chǎn)的CF-06-A 型探空儀，溫度傳感器測量范圍為-80～40°C，分辨率為0.1°C，響應時間小于2 s，獲取數(shù)據(jù)的垂向分辨率約為2～4 m。2018年采用的是Vaisala 生產(chǎn)的RS41 型探空儀，溫度傳感器測量范圍為-90～60°C，分辨率為0.01°C，響應時間為0.5 s，獲取數(shù)據(jù)的垂向分辨率約為5～7 m。雖然兩種探空儀溫度傳感器的參數(shù)有一定的差異，但是經(jīng)過比測，長峰探空儀和RS41 型探空儀可以觀測到比較一致的大氣垂直結構[19-21]。在世界氣象組織（WMO）的國際探空比對中，長峰探空儀相對于Vaisala 的RS92 型探空儀在30 km 以下的溫度系統(tǒng)偏差小 于0.2°C[19-20]，而Vaisala 生產(chǎn)的RS92 與RS41 型 探空儀的溫度偏差為-0.016 3°C[21]，也就是說長峰探空儀相對于RS41 型探空儀的溫度偏差小于0.2°C。本文所用兩種探空儀的數(shù)據(jù)質量均比較可靠，測量精度均符合中國氣象局常規(guī)高空氣象探測規(guī)范。

2.2 其他數(shù)據(jù)和邊界層逆溫判定方法

由于探空觀測期間開展的相關觀測較少，為了分析邊界層逆溫變化特征的原因，本文采用歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）第五代再分析數(shù)據(jù)集（ERA5）中的海表面凈長波輻射通量、低云云量和云底高度，以及950 hPa和925 hPa 高度的溫度和風速，水平分辨率為0.25°×0.25°，時間分辨率為4 次/d（UTC 00:00、06:00、12:00 和18:00）。該數(shù)據(jù)集約定輻射通量向下為正，即下墊面吸收熱量/輻射為正，釋放熱量/輻射為負。為了研究下墊面的差異，我們使用不來梅大學發(fā)布的逐日海冰密集度數(shù)據(jù)，水平分辨率為6.25 km。

本文采用Andreas 等[22]對邊界層逆溫的定義，即在溫度垂直廓線上，溫度開始呈上升趨勢時的高度為逆溫層底高度（zb），相應高度的溫度為逆溫層底溫度（Tb），溫度開始呈下降趨勢時的高度為逆溫層頂高度（zt），相應高度的溫度為逆溫層頂溫度（Tt），如果逆溫層中包含厚度100 m 左右的溫度呈下降趨勢的層，那么該層將被忽略。Δz=zt-zb,ΔT=Tt-Tb分別定義為逆溫層厚度和逆溫層溫度變化。北極邊界層經(jīng)常出現(xiàn)多層逆溫結構，除了3.1 節(jié)中對最強逆溫層的分析外，都是指最低層的逆溫。為了消除船舶航行對探空數(shù)據(jù)的影響，由于船舶的最高點距離海面約30 m，因此我們只取距離海面50 m 以上高度的數(shù)據(jù)進行分析。鑒于上述原因，我們無法對接地逆溫進行討論。同時，為了剔除大氣微小擾動引起的淺薄、弱逆溫結構，本文忽略了逆溫層溫差小于0.5°C 的逆溫層。

3 分析結果

3.1 2014-2018 年邊界層逆溫變化特征

由于邊界層逆溫各參數(shù)更加符合γ 分布，因此統(tǒng)計中位數(shù)比平均值更有意義。2014-2018 年4 個航次分別有43、35、13 和46 個觀測時次存在邊界層逆溫結構，分別占總觀測次數(shù)的97.73%、89.74%、100%和100%?？梢钥闯?，邊界層逆溫結構在北極大氣邊界層內是普遍存在的。圖2給出了2014-2018 年4 個航次獲取的邊界層逆溫參數(shù)中位數(shù)的分布情況。2014 年的逆溫層最低，逆溫層底高度為130.8 m。2018 年的逆溫層最高，逆溫層底高度達到325.9 m。2016 年和2017 年的逆溫層處于中間狀態(tài)，2016 年的逆溫層略高于2017 年，逆溫層底高度分別為270.9 m和204.3 m。與1998 年8 月SHEBA 觀測到的逆溫相比，只有2018 年的觀測結果與其一致，而其余3 個航次的結果顯著偏小[5]。2008 年夏季在80°～85°N 觀測到的平均逆溫層底高度約為700 m[7]，顯著高于2014-2018 年的統(tǒng)計結果。這可能是因為馬永峰等[7]統(tǒng)計的是最強逆溫層，而本文統(tǒng)計的是最低逆溫層。對比這4 個航次的逆溫層頂高度，2018 年的逆溫層頂最高，達到804.5 m，而與之相鄰的2017 年則最低，為467.7 m。2014-2017 年，逆溫層頂逐年降低。2014 年的逆溫結構最為深厚，逆溫厚度達到450.1 m。2017年為271.9 m，為最淺薄的年份。2016 年和2018 年處于中間狀態(tài)，分別為313.4 m 和365.5 m。2014 年、2016 年和2018 年的逆溫厚度顯著大于SHEBA 在8 月份的觀測結果[5]。

圖2 2014-2018 年邊界層逆溫各參數(shù)統(tǒng)計Fig.2 The statistics of the boundary layer temperature inversions from 2014 to 2018

2014-2017 年3 個航次獲取的逆溫層底溫度相差不大，在-2.26～-2.14°C 之間。而逆溫層最高的2018 年，逆溫層底溫度為-3.48°C，是4 個航次中最低的。逆溫層頂溫度也具有相似的變化特征，2018 年最低，為0.83°C，而2014 年最高，為4.80°C。2016 年和2017 年分別為3.27°C 和3.31°C，均顯著高于2018年。逆溫層溫差可以反映逆溫結構的強度。顯然，2014 年和2018 年分別具有最大和最小逆溫層溫差，分別為5.84°C 和3.02°C。2016 年和2017 年的溫差處于中間水平，分別為3.90°C 和5.33°C。1998 年8 月，SHEBA 觀測到的逆溫層溫差為2.9°C[5]，與2018 年的結果比較一致，但顯著小于2014-2017 年的觀測結果。

5)研究開發(fā)元數(shù)據(jù)庫管理系統(tǒng)，實現(xiàn)專家知識庫中評估打分指標及權重賦值體系(AHP層次分析法、多層次模糊綜合評價法、統(tǒng)計平均法)、打分策略算法(綜合評分法、功效系數(shù)法、綜合指數(shù)法)以及安全推理知識體系的定義、描述、管理維護。

可見，由于影響邊界層逆溫的因素非常復雜，邊界層逆溫具有較強的年際變化。2016-2017 年的逆溫結構多存在于600 m 以下，而2018 年的逆溫結構則整體被抬升至300～800 m，并且被抬升之后的逆溫結構有所減弱。2014 年不僅具有最深厚的逆溫結構，也具有最大的逆溫層溫差。2016 年，雖然逆溫層被抬升，但逆溫層底溫度比2014 年略有升高。2017年的逆溫結構最薄，但逆溫層溫差較大。

圖3給出了2014 年、2016 年、2017 年和2018 年觀測期間3 km 以下溫度垂直梯度的時間剖面及其對應緯度。近地面至3 km 之間存在不同強度和不同厚度的逆溫結構，而且存在多層逆溫結構的特征。北極中心區(qū)也發(fā)現(xiàn)多層逆溫結構的現(xiàn)象，這種現(xiàn)象與觀測區(qū)域不同海冰覆蓋范圍產(chǎn)生的動力和熱力作用有關[1,7,9]。多層逆溫的存在會阻礙大氣上層動量向下傳播。2014 年8 月，“雪龍”號由低緯向高緯航行期間，逆溫結構多存在于近地面至1 000 m 之間，而且近地面的逆溫層溫差較大。從空間分布來看，74°N 以北區(qū)域的逆溫結構更低、更強。2014 年9 月，“雪龍”號返航，逆溫現(xiàn)象明顯減弱，同時逆溫層也有所抬升。2016 年邊界層逆溫的分布狀態(tài)與2014 年截然不同，7 月底至8 月中旬，“雪龍”號北上期間，逆溫現(xiàn)象較少、較弱。8 月下旬至9 月上旬，返航期間，觀測到較多、較強的逆溫結構，尤其是75°N 附近區(qū)域，同時，1 000 m 以上也出現(xiàn)較弱的多層逆溫結構。2017 年的觀測時間較短，而且觀測次數(shù)較少，但是也觀測到了大量位于500 m 以下的強逆溫結構，尤其是高緯海域。2018 年逆溫結構的總體分布與2014 年比較一致，即強逆溫現(xiàn)象多出現(xiàn)在8 月中上旬，而9 月初觀測到的逆溫較弱。與2014 年不同的是，2018 年的邊界層逆溫有所抬升，而且1 000 m 以上出現(xiàn)了非常薄的強逆溫結構。

圖3 2014 年（a）、2016 年（b）、2017 年（c）、2018 年（d）觀測期間3 km 以下溫度垂直梯度時間剖面和對應緯度Fig.3 Time series of the temperature lapse rate below 3 km and the corresponding latitude during the observation period in 2014 (a),2016 (b),2017 (c),and 2018 (d)

雖然這4 個航次有很多觀測時次出現(xiàn)多層逆溫結構，但是最強逆溫基本都發(fā)生在最低層（圖3），尤其是2014-2017 年的3 個航次。表1給出了2014-2018年4 個航次最強逆溫層參數(shù)的中位數(shù)和前人8 月份的觀測結果。最強逆溫層同樣具有顯著的年際變化。2014-2018 年最強逆溫層略低于SHEBA 和NP漂流站的觀測結果，但顯著高于Tara 2007 和AOE 2001 的結果。然而，最強逆溫層厚度與Tara 2007 和AOE 2001 的結果比較接近，顯著大于SHEBA 的結果，但比NP 漂流站大約小101 m。與前人的觀測結果相比，最強逆溫強度的差異也比較大，2014-2018年的最強逆溫強度達到4.8℃，遠大于其余4 個觀測航次的結果。

表1 北極夏季最強邊界層逆溫參數(shù)與前人8 月份的觀測結果對比Table 1 The comparison of the strongest boundary layer temperature inversion in summer in the Arctic with the previous studies in August

3.2 逆溫厚度與逆溫層溫差的關系

分析逆溫厚度與逆溫層溫差之間的關系，能夠深入認識北極季節(jié)冰區(qū)的逆溫結構及其影響。圖4給出了2014-2018 年4 個航次觀測到的逆溫厚度和逆溫層溫差的關系。2014 年、2016 年和2018 年，逆溫厚度和逆溫層溫差呈顯著的對數(shù)關系，相關系數(shù)分別為0.74（p＜0.01）、0.57（p＜0.01）和0.56（p＜0.01）。這說明逆溫結構越深厚（淺薄），逆溫層溫差越大（?。鏈亟Y構越（不）穩(wěn)定。雖然2017 年觀測次數(shù)較少，但逆溫厚度和逆溫層溫差也表現(xiàn)為較強的對數(shù)關系，相關系數(shù)達到0.63，并且顯著性水平可以達到98%（p=0.02）。Palo 等[10]和Tjernstr?m 等[24]利用北極中心的觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)逆溫厚度與逆溫層溫差具有顯著的相關性，這與我們的觀測結果比較一致。而Kahl 等[25]分析加拿大群島的探空數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)淺?。ㄉ詈瘢┑哪鏈亟Y構也可能具有較大（較?。┑臏囟炔町悺＿@可能是下墊面不同導致的，我們觀測的下墊面是海洋，而Kahl 等[25]觀測的是陸地。

圖4 2014 年（a）、2016 年（b）、2017 年（c）和2018 年（d）逆溫厚度和逆溫層溫差的關系Fig.4 The relationship between the temperature inversion depth and the temperature change in the inversion layer in 2014 (a),2016 (b),2017 (c) and 2018 (d)

3.3 邊界層逆溫成因分析與討論

3.3.1 下墊面

海冰作為北極特殊的下墊面，其分布狀態(tài)會影響大氣垂直結構，尤其是邊界層大氣結構[8]。融冰期，海冰吸收的熱量主要用于海冰融化，不能加熱低層大氣，因此密集冰區(qū)的逆溫層較低[10]。而開闊水域吸收的熱量使表層海水溫度升高，進而加熱低層大氣，使得逆溫層抬升。圖5給出了2014 年、2016 年、2017 年和2018 年4 個航次觀測期間平均海冰密集度分布。由于2013 年9 月至2014 年8 月之間，北極濤動（AO）和北極偶極子（AD）均為負位相，促使加拿大群島北部的多年冰漂移至太平洋扇區(qū)[26]，造成該區(qū)域的冰情較重，這應該是逆溫層較低、逆溫層溫差較大的原因。74°N 以北的探空觀測站點對應的海冰密集度較大，而以南的觀測站點基本為開闊水域。這種下墊面的差異，應該是74°N 南北區(qū)域逆溫結構存在顯著差異的主要原因之一。2016 年8 月，頻繁的氣旋活動使10 m 平均風速較1979-2016 年增大約20%，與2014 年同期相比，海冰漂移速度增大、形變增強，進而通過反照率正反饋機制導致海冰加速融化[27]。2016 年觀測期間的冰情是4 個航次中最輕的，大多數(shù)觀測區(qū)域的平均海冰密集度在50%以下，甚至20 次觀測是在開闊水域進行的，因此該航次的逆溫層有所抬升，而且逆溫層溫差顯著減小。2017 年總體冰情較輕，其中6 次觀測位于開闊水域，7 次觀測位于海冰密集度為80%以上的密集冰區(qū)。觀測站點的這種分布形式使得該航次的逆溫層高度處于居中水平，逆溫層溫差與2014 年一致。2018 年有32 個觀測站點位于海冰密集度小于50%的海域，其中23 次觀測位于開闊水域，其余14 個觀測站點的平均海冰密集度為80%～100%。雖然該航次50%的觀測站點位于冰區(qū)，但逆溫層并沒有因此與2014 年相似，所以除了觀測站點附近復雜的海冰分布，還有其他因素導致2018 年逆溫層升高和逆溫層溫差較小。

圖5 觀測期間平均海冰密集度Fig.5 The average sea ice concentration during the observation period

3.3.2 空氣平流

空氣平流是北極逆溫形成的主要原因之一[10]。夏季，尤其是8 月份，北極海冰處于快速融化狀態(tài)，冰區(qū)下墊面的表面溫度基本位于1.5°C 以下[26,28]，其中海冰表面溫度在融池的影響下位于0°C 附近，開闊水域的表面溫度更高一些。因此，當高于下墊面溫度的空氣流動到冰區(qū)時非常容易形成逆溫結構。考慮到ERA5 重現(xiàn)的邊界層逆溫高度比實際偏高[29]，根據(jù)邊界層逆溫分布高度對應的氣壓，我們選取950 hPa 高度分析2014-2017 年的空氣平流形勢，選取925 hPa高度分析2018 年的空氣平流形勢。圖6給出了2014-2017年觀測期間950 hPa 高度和2018 年觀測期間925 hPa高度的平均溫度平流。2014 年夏季，78°N 以南以冷平流為主，78°N 以北存在弱暖平流。78°N 以北的海冰密集度約為100%，海冰/雪表面溫度較低，容易出現(xiàn)暖平流。2016 年，海冰密集度較大的海域以暖平流為主，而東部開闊水域則以冷平流為主。2017年的觀測站點附近以暖平流為主，以77°～80°N 之間的密集冰區(qū)最強，而且是4 個航次中平流強度最大的航次。暖平流是2017 年邊界層逆溫形成和維持的主要因素。2018 年與其余3 年相反，冰區(qū)以冷平流為主，開闊水域以暖平流為主。具體到觀測站點，只有個別站點是弱暖平流，其余站點為不同強度的冷平流?？傮w來看，暖平流是2014 年、2016 年和2017 年冰區(qū)形成邊界層逆溫的主要因素之一，而開闊水域的逆溫結構不是由暖平流引起的。對于2018 年，暖平流只為海冰邊緣區(qū)個別站點邊界層逆溫的形成提供了有利條件?？諝馄搅鞣植嫉牟煌瑧撌窃斐? 個航次逆溫強度不同的主要因素之一。

圖6 2014-2017 年觀測期間950 hPa 高度和2018 年觀測期間925 hPa 高度平均溫度平流Fig.6 The average temperature advection at 950 hPa in 2014-2017 and at 925 hPa in 2018 during the observation period

3.3.3 輻射冷卻

研究發(fā)現(xiàn)，逆溫現(xiàn)象與短波輻射通量相關性較差，而與凈長波輻射通量呈顯著的負相關[10]。較強的向上凈長波輻射通量有利于邊界層逆溫的形成和維持。北極夏季處于極晝時期，冰面凈短波輻射全天都大于0，冰面凈長波輻射全天都小于0，凈輻射通量具有顯著的日變化特征，即白天冰面吸收凈輻射，夜間輻射冷卻[30]。圖7給出了2014 年、2016 年、2017 年和2018 年觀測期間地面平均凈長波輻射通量。高溫高鹽的太平洋入流水通過白令海峽后，會影響楚科奇海和阿拉斯加北部沿岸海域，導致表層海水溫度較高[31]。因此，73°N 以南開闊水域釋放的凈長波輻射通量較強，應該與太平洋入流水有關。4 個航次相比較，2016 年夏季地面釋放的凈長波輻射最多，也就是說，輻射冷卻作用最強。2014 年、2016 年和2018 年的分布形式相似，開闊水域釋放的凈長波輻射較多，冰區(qū)相對較少。因此，輻射冷卻對開闊水域逆溫層的形成起著比較重要的作用。2017 年地面凈長波輻射通量分布非常不均勻，但是大多數(shù)觀測站點附近地面釋放的凈長波輻射較多。因此，輻射冷卻同樣對2017 年逆溫結構的形成具有比較大的貢獻。

圖7 觀測期間地面平均凈長波輻射通量Fig.7 The mean surface net long wave radiation flux during the observation period

3.3.4 云量

北極夏季經(jīng)常出現(xiàn)多層云的結構[11]，有利于邊界層逆溫的抬升和多層逆溫結構的出現(xiàn)。當存在低云時，云頂會發(fā)生輻射冷卻效應，容易在云頂上方形成逆溫結構。而且有云存在時，從地面向高空的上升氣流也會導致逆溫層的抬升。Tara 2007 觀測發(fā)現(xiàn)，低云存在時的逆溫結構高于晴天期間觀測到的逆溫，而且多數(shù)逆溫層位于低云上方[10]。因此低云對逆溫層的高度起著非常重要的作用。圖8給出了2014 年、2016 年、2017 年和2018 年觀測期間的平均低云云量和云底高度分布。2014 年多數(shù)觀測站點附近的低云云量小于9 成，逆溫層底高度與云底高度接近。2016 年觀測站點附近的低云云量是4 個航次中最小的，但云底高度達到200 m 以上。因此，2016 年觀測到的逆溫結構也有所抬升。2017 年觀測站點的低云云量較大，云底高度較2016 年低，為200 m 左右。這可能是導致2017 年觀測到的逆溫結構略低與2016年的原因之一。2018 年觀測站點附近的低云云量是4 個航次中最大的，幾乎所有站點附近的低云云量都超過9 成。雖然2018 年的云底高度與2014 年接近，但是2018 年的邊界層逆溫顯著高于2014 年，這可能是由于多層云的結構導致逆溫層進一步被抬升，或者在中云云頂形成逆溫，最終導致逆溫結構較高。

圖8 觀測期間平均低云云量（填色）和云底高度（藍色實線）分布Fig.8 The average cloud cover (shaded) and cloud base height (blue contour) during the observation period

3.3.5 其他因素

2014 年、2016 年、2017 年和2018 年開展的探空觀測次數(shù)不同，尤其是2017 年只有13 次觀測，觀測數(shù)據(jù)量的差異可能會給邊界層逆溫統(tǒng)計結果帶來一定的影響。2014 年、2016 年和2017 年使用的是國產(chǎn)探空儀，而2018 年使用的探空儀是Vaisala 生產(chǎn)的。而且，2018 年使用的是750 g 的探空氣球，不同于其余3 年使用的200 g 的探空氣球，探空氣球的升速具有一定的差別。因此，傳感器參數(shù)的不同和探空儀的升速不同都會給邊界層逆溫的統(tǒng)計引入一定的誤差，導致2018 年邊界層逆溫特征與2014 年、2016 年和2017 年差別較大。另外，走航觀測具有比較大的時空局限性，這也會帶來一定的誤差。

除了觀測本身帶來的誤差，天氣系統(tǒng)也會給邊界層逆溫帶來一定的影響。這4 個航次經(jīng)歷的天氣系統(tǒng)不同，也會使邊界層逆溫有所差別。比如2016 年返航階段觀測期間共經(jīng)歷了4 次氣旋活動[32]，而2018 年觀測期間沒有經(jīng)歷氣旋過程。邊界層逆溫出現(xiàn)的因素非常復雜，除了下墊面、空氣平流、輻射冷卻和云量的差異外，近地面風也會導致逆溫結構的變化。近地面風雖然不會引起邊界層逆溫的產(chǎn)生，但是它會通過增強低層大氣湍流混合，使邊界層逆溫抬升，但是我們很難定量計算近地面風導致逆溫抬升的高度。

4 結論與展望

雖然走航探空觀測具有一定的時空局限性，這是無法避免且難以消除的，但是對同期大量探空數(shù)據(jù)的對比統(tǒng)計分析仍然具有一定的現(xiàn)實意義。通過分析我國第6～9 次北極科學考察獲得的北極太平洋扇區(qū)GPS 探空資料，我們對該海域夏季的邊界層逆溫特征有了更多的認識，揭示了邊界層逆溫時空變化特征，并對其成因進行討論分析，對于驗證和改進數(shù)值模式中邊界層的參數(shù)具有重要的參考作用。主要結果如下：

（1）邊界層逆溫具有較強的年際變化和空間變化。2014 年的逆溫結構是最深厚、最強的，2017 年的逆溫結構最薄，但逆溫層溫差較大。2018 年的逆溫結構被顯著抬升，而且比其他3 個航次有所減弱。在海冰正常和偏重年份，8 月份在高緯冰區(qū)觀測到的邊界層逆溫強度較大，9 月初的逆溫強度較弱。海冰偏輕年份則與之相反。逆溫厚度與逆溫層溫差呈顯著的對數(shù)關系，即逆溫層越厚，溫差越大。

（2）不同年份邊界層逆溫的成因不同。2014 年，表面融化、輻射冷卻和云量為邊界層逆溫的發(fā)生、發(fā)展提供了非常有利的條件。2016 年冰情偏輕，導致邊界層逆溫被抬升。輻射冷卻是2016 年邊界層逆溫形成的原因之一。表面融化、暖平流和輻射冷卻是2017 年邊界層逆溫的形成和維持主要原因。多層云的分布可能是2018 年邊界層逆溫顯著抬升的原因。

（3）冰區(qū)和開闊水域逆溫結構的成因與冰區(qū)不同。這兩個區(qū)域具有不同的下墊面，海-氣相互作用不同。冰區(qū)較低的表面溫度，更容易出現(xiàn)暖平流，有利于形成逆溫結構。受太平洋入流水的影響，73°N以南開闊水域釋放的凈長波輻射較多。

（4）邊界層逆溫的成因非常復雜，通常的走航觀測參數(shù)較少且時空連續(xù)性較差，難以根據(jù)現(xiàn)場觀測具體分析逆溫的成因。雖然現(xiàn)有大氣再分析數(shù)據(jù)在時空連續(xù)性和大氣參數(shù)種類方面都具有顯著優(yōu)勢，但其在邊界層的表現(xiàn)較差，尤其在北極區(qū)域[5,33-34]。因此，為了更好地研究北極地區(qū)的邊界層逆溫，一方面，需要加強北極地區(qū)的長期綜合觀測，比如MOSAiC 計劃，另一方面，需要發(fā)展空間分辨率和垂向分辨率較高的區(qū)域模式，更好地模擬邊界層參數(shù)的變化。

致謝：感謝中國第6～9 次北極科學考察隊隊員的幫助。