張祥 張葉暉 韓靖博 張樂(lè) 史婉蓉

(南京信息工程大學(xué), 江蘇 南京 210044)

0 引言

大氣邊界層(Planetary Boundary Layer, PBL)是人類日常活動(dòng)的主要空間, 它的特性和變化與人類息息相關(guān)。PBL一般是指靠近地表約1—2 km的大氣層區(qū)域, 大氣在這一區(qū)域內(nèi)與地球表面進(jìn)行著動(dòng)量、熱量和物質(zhì)交換, 進(jìn)而影響天氣、氣候的變化。此外, 大氣邊界層也影響著大氣污染物的輸送和擴(kuò)散, 在做城市規(guī)劃、工業(yè)區(qū)選址的環(huán)境影響評(píng)估時(shí), 都需要對(duì)當(dāng)?shù)卮髿膺吔鐚拥奶匦赃M(jìn)行了解[1-2]。大氣邊界層高度(Planetary Boundary Layer Height, PBLH)通常用于表征大氣邊界層內(nèi)的垂直混合程度以及自由對(duì)流層交換水平[3], 是直接影響大氣污染物擴(kuò)散的重要因素。PBLH作為大氣模式和空氣污染模式的一個(gè)重要參數(shù), 一直備受國(guó)內(nèi)外相關(guān)領(lǐng)域科學(xué)家的重視。PBLH的測(cè)量手段和計(jì)算方法很多, 因而得到的結(jié)果也各不相同[4-8]。例如, Vogelezang等[6]提出的總體理查遜數(shù) (Bulk Richardson Number, BRN)方法; Joffre等[8]和Eresmaa等[9]提出的Richardson Number法以及Heffter[10]提出的基于位溫梯度的計(jì)算方法。Seibert等[11]總結(jié)和比較了一些測(cè)量方法和計(jì)算方法, 如氣泡上升法、Bulk Richardson Number方法和基于激光雷達(dá)探測(cè)的計(jì)算方法等,并指出根據(jù)不同測(cè)量方法得到的數(shù)據(jù)需利用一些相應(yīng)合適的計(jì)算方法來(lái)推算PBLH。國(guó)內(nèi)學(xué)者[12-13]通過(guò)分析我國(guó)各地區(qū)氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù), 得到各月份的平均PBLH, 從而了解我國(guó)境內(nèi)空氣污染的氣候特征, 以及PBLH對(duì)大氣污染的影響。研究發(fā)現(xiàn)[14-17], 氣候模式中雖然有對(duì)邊界層過(guò)程進(jìn)行參數(shù)化, 但是一些模式里描述的大氣邊界層特性與實(shí)際測(cè)量數(shù)據(jù)得出的結(jié)果存在差異, 而這個(gè)差異會(huì)對(duì)某些模式, 如空氣質(zhì)量模式等造成很大的影響。

近年來(lái), 研究大氣邊界層的數(shù)值模式以及參數(shù)化方案變得愈發(fā)重要, 但是研究區(qū)域以中緯度地區(qū)為主, 對(duì)于高緯度極區(qū)的研究很少。北極作為整個(gè)地球氣候系統(tǒng)中的冷源, 對(duì)全球氣候變化有很大的影響。在全球氣候變化的背景下, 北極地區(qū)的氣候也正經(jīng)歷著變化[18]。因此, 加大對(duì)北極地區(qū)大氣邊界層高度的氣候?qū)W特征研究, 深入研究極地氣候變化及其對(duì)全球氣候系統(tǒng)帶來(lái)的影響具有很高的科學(xué)價(jià)值[19]。位于格陵蘭島和冰島之間的揚(yáng)馬延(Jan Mayen)島, 地處北極圈內(nèi), 具有極區(qū)下墊面的特征, 并且數(shù)據(jù)資料較為豐富。目前, 對(duì)北極揚(yáng)馬延島地區(qū)的大氣邊界層物理過(guò)程研究很少。通過(guò)研究北極揚(yáng)馬延島的大氣邊界層過(guò)程, 可以較好地理解極區(qū)邊界層的特性, 為未來(lái)進(jìn)一步的研究奠定基礎(chǔ)。

1 資料和方法

本研究所用資料來(lái)自美國(guó)國(guó)家海洋和大氣管理局(NOAA)下屬國(guó)家氣象數(shù)據(jù)中心(NCDC)的全球綜合無(wú)線電探空資料(IGRA), 資料版本為1.0。IGRA所觀測(cè)的是每個(gè)固定氣壓層上測(cè)到的氣象要素, 同時(shí)其數(shù)據(jù)都是經(jīng)過(guò)質(zhì)量控制的。本研究中主要用到的IGRA數(shù)據(jù)集提供的氣象要素有氣壓、風(fēng)速、水汽壓、位勢(shì)高度、位溫、地理高度、地面相對(duì)濕度(Relative Humidity, RH)、地面氣溫(Surface Temperature, ST)、抬升凝結(jié)高度(Lifting Condensation Level, LCL)和自由對(duì)流高度(Level of Free Convection, LFC)。其中, 地面相對(duì)濕度和地面氣溫均為距地面2 m高度處的測(cè)量結(jié)果。本研究所采用的站點(diǎn)地理坐標(biāo)為70.93°N、8.67°W,海拔高度9 m, 資料序列從1963—2015年, 但由于建站初期所測(cè)得的資料質(zhì)量并不理想, 所以本研究最終采用1973—2015年間00:00 UTC及12:00 UTC兩個(gè)時(shí)刻的無(wú)線電探空資料。而這期間揚(yáng)馬延島的無(wú)線電探空站也歷經(jīng)了幾次變更,1975年站點(diǎn)位置變更, 1976年、1982年、1986年、1993年以及2004年站點(diǎn)探測(cè)儀器更新并更換模式。但經(jīng)過(guò)計(jì)算比較, 這幾次變更并沒(méi)有造成大氣邊界層高度的跳變等異常情況。同時(shí),Zhang等[16]在研究歐洲上空大氣邊界層高度時(shí)指出由于儀器變化帶來(lái)的數(shù)據(jù)集變化不會(huì)影響趨勢(shì)分析研究。Wang等[20]在運(yùn)用IGRA數(shù)據(jù)對(duì)全球陸地上空大氣邊界層高度進(jìn)行研究時(shí),對(duì)全球846個(gè)探空站點(diǎn)進(jìn)行了突變點(diǎn)檢測(cè), 指出絕大部分突變點(diǎn)出現(xiàn)在美國(guó)上空, 而Jan Mayen站并沒(méi)有出現(xiàn)明顯的變化。因此,認(rèn)為Jan Mayen探空站位置變更以及探空儀器變化對(duì)PBLH的計(jì)算影響不大。

Seidel等[21]對(duì)10種計(jì)算PBLH的方法進(jìn)行了對(duì)比研究, 得出Vogelezang等[6]最初提出的BRN法既可以準(zhǔn)確判斷出夜晚穩(wěn)定邊界層高度,又能夠準(zhǔn)確指出白天對(duì)流邊界層高度, 比較適用于較大數(shù)據(jù)集的氣候?qū)W研究分析, 故本文也使用該方法。

BRN是浮力頻率與風(fēng)剪切的比值, 其定義如下:

其中,z是高度,g是重力加速度,θv是虛位溫,u和v是緯向和經(jīng)向風(fēng)分量,b是常數(shù),u*是表面摩擦速度, 下標(biāo)s表示地表。由于摩擦速度項(xiàng)遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于風(fēng)切變項(xiàng), 故本研究中忽略此項(xiàng)。由于無(wú)線電探空觀測(cè)中沒(méi)有觀測(cè)到地表風(fēng), 所以地表風(fēng)記為0,即us和vs為0。由于探空資料中未直接給出虛位溫θv, 因此需要通過(guò)資料中的位溫θ、氣壓P以及水汽壓e導(dǎo)出:

最終, 可以得到一個(gè)簡(jiǎn)化后的方程組作為計(jì)算大氣邊界層高度的理論依據(jù), 方程組如下所示:

計(jì)算出Ri數(shù)后, 對(duì)于每一層計(jì)算出的Ri數(shù),從地面向上掃描, 找到第一個(gè)Ri≥0.25的高度,確定其為第一層, 并將這層與其臨近的比它低的那一高度層進(jìn)行線性插值, 從而估算出Ri=0.25時(shí)的高度即為大氣邊界層高度。

2 結(jié)果

挪威揚(yáng)馬延島位于在挪威本土以西的北冰洋上,島嶼為西南至東北走向, 長(zhǎng)約62 km, 寬約14 km,面積約為372.5 km2。島上地形高峻, 多冰川, 貝倫火山為全島最高點(diǎn), 海拔2 277 m。由于揚(yáng)馬延島地處北極圈內(nèi), 所以每年的5月17日至7月28日左右, 揚(yáng)馬延島會(huì)出現(xiàn)極晝現(xiàn)象; 而到了每年的11月19日至次年1月23日左右, 會(huì)出現(xiàn)極夜的現(xiàn)象。此外, 揚(yáng)馬延島位于西一區(qū), 觀測(cè)時(shí)刻世界時(shí)00:00 UTC和12:00 UTC分別處于當(dāng)?shù)貢r(shí)23:00(夜晚)和11:00(白天)。為了能夠更加全面了解揚(yáng)馬延島背景大氣狀況, 本文給出了揚(yáng)馬延島多年月平均地面氣溫(ST)、地面相對(duì)濕度(RH)、抬升凝結(jié)高度(LCL)和自由對(duì)流高度(LFC)的時(shí)間序列(圖1)。

圖1 揚(yáng)馬延島多年月平均值時(shí)間序列. a)地面氣溫(ST); b)地面相對(duì)濕度(RH); c)抬升凝結(jié)高度(LCL); d)自由對(duì)流高度(LFC)Fig.1. Time series of monthly averaged value at Jan Mayen. a) ST; b) RH; c) LCL; d) LFC

揚(yáng)馬延島雖然處在北極圈內(nèi), 但是全年溫度變化不明顯(圖1a), 溫度變幅在–5—5℃, 全年溫差僅約10℃, 而這主要是受到墨西哥灣暖流(Gulf Stream)的影響, 暖流加熱島嶼周邊海面上空大氣,進(jìn)而影響到島嶼本身氣溫, 最終導(dǎo)致地處北極圈內(nèi)的揚(yáng)馬延島全年溫差較小。地面氣溫在4—8月持續(xù)升高, 而8月至次年3月持續(xù)降低。這與揚(yáng)馬延島的極晝極夜時(shí)長(zhǎng)有關(guān), 極晝期間, 地表全天吸收太陽(yáng)輻射, 地表增溫; 極夜期間, 沒(méi)有太陽(yáng)輻射的能量輸入, 地表向外發(fā)射長(zhǎng)波輻射, 地表降溫。圖1b顯示, 地面相對(duì)濕度在夏季達(dá)到1年中的最大值, 而在冬春季節(jié)則維持在1年中的較低水平, 且春、夏、秋三季白天相對(duì)濕度小于夜間的相對(duì)濕度。抬升凝結(jié)高度一般可以粗略用作估算云底高度, 圖1c顯示秋冬季節(jié)至次年早春, 揚(yáng)馬延島的抬升凝結(jié)高度較高, 而整個(gè)春末至夏季當(dāng)?shù)靥Y(jié)高度都較低, 其中全年以7月高度為最低。這表明揚(yáng)馬延島常年多云, 云層高度較低, 年均高度313 m, 且春夏兩季白天云層高度略高于夜間,此外較低的云高也說(shuō)明當(dāng)?shù)氐南鄬?duì)濕度可能較大,這與圖1b的結(jié)果吻合較好。圖1d的自由對(duì)流高度作為衡量對(duì)流強(qiáng)弱的指標(biāo), 其季節(jié)變化表現(xiàn)為冬春季節(jié)的對(duì)流高度高于夏季, 且春、夏、秋三季夜間對(duì)流強(qiáng)度比白天大。

在夏季云層高度較低, 冬春季云層較高的狀態(tài)下, 揚(yáng)馬延島的多年月平均大氣邊界層高度的時(shí)間序列(圖2, 實(shí)線)顯示3—10月當(dāng)?shù)貢r(shí)11:00(白天)的大氣邊界層高度明顯高于當(dāng)?shù)貢r(shí)23:00(夜晚)的高度, 略高100 m左右, 而11月至次年2月份則剛好相反, 當(dāng)?shù)貢r(shí)23:00的高度高于當(dāng)?shù)貢r(shí)11:00的高度。由冬到夏, 月均高度呈現(xiàn)一個(gè)遞減的趨勢(shì), 7月達(dá)最低, 約250 m, 而由夏至冬, 則呈現(xiàn)一個(gè)遞增的趨勢(shì), 冬日高度約為600 m。簡(jiǎn)言之, 揚(yáng)馬延島極晝時(shí)期的大氣邊界層高度小于極夜時(shí)期的大氣邊界層高度。而地面相對(duì)濕度的月平均變化趨勢(shì)則與大氣邊界層高度的變化趨勢(shì)相反,其中00:00 UTC時(shí)段兩者相關(guān)系數(shù)為–0.962,12:00 UTC時(shí)段為-0.942, 夏季地面相對(duì)濕度處于1年中的最大值, 其中以7月平均相對(duì)濕度為最大, 約為91%。

圖2 揚(yáng)馬延島大氣邊界層高度(PBLH)和地面相對(duì)濕度(RH)多年月平均時(shí)間序列Fig.2. Time series of monthly averaged PBLH and RH at Jan Mayen

對(duì)于中低緯度而言, 溫度與大氣邊界層高度是正相關(guān)的, 即溫度越高, 感熱通量越大, 邊界層內(nèi)大氣對(duì)流越強(qiáng)盛, 大氣邊界層也越高[22-23]。而本文研究發(fā)現(xiàn), 北極圈內(nèi)的揚(yáng)馬延島, 卻出現(xiàn)冬春季節(jié)大氣邊界層高度比夏季大氣邊界層高度高出2—3倍的情況; 大氣邊界層高度與濕度成反相關(guān)關(guān)系。為了進(jìn)一步驗(yàn)證這一猜想, 本文選取了同樣位于北極圈內(nèi)且與Jan Mayen島氣候較為相似的Bjornoya島上的探空站(74.52°N, 19.02°E,海拔18 m)進(jìn)行對(duì)比研究。圖3顯示, Bjornoya島多年月平均的大氣邊界層高度與地面相對(duì)濕度同樣表現(xiàn)為反相關(guān)關(guān)系, 其中00:00 UTC時(shí)段兩者相關(guān)系數(shù)為–0.968, 12:00 UTC時(shí)段為–0.879。這些結(jié)果均暗示著, 北極揚(yáng)馬延島夏季月均大氣邊界層高度可能主要是受到地面相對(duì)濕度的影響,夏季較高的水汽可能抑制了Jan Mayen島邊界層內(nèi)的大氣對(duì)流過(guò)程, 從而夏季表現(xiàn)為較低的高度。在此基礎(chǔ)上, 本研究對(duì)這一發(fā)現(xiàn)進(jìn)行了更深的研究探討。

圖3 Bjornoya島大氣邊界層高度(PBLH)和地面相對(duì)濕度(RH)多年月平均時(shí)間序列Fig.3. Time series of monthly averaged PBLH and RH at Bjornoya

從地面相對(duì)濕度與大氣邊界層高度年平均序列(圖4)也可以看出, 地面相對(duì)濕度的年變化在幾個(gè)大氣邊界層年均高度的峰值點(diǎn)處, 如1975年、1983年等年份都呈現(xiàn)較好的反相關(guān)。此外, 從圖2也可以發(fā)現(xiàn), 月均地面相對(duì)濕度的變化與PBLH的變化是同期且反向的。而月均地面溫度的變化與PBLH的變化并不是同期的, 最高溫度出現(xiàn)在8月, 而月均PBLH的最低值出現(xiàn)在7月, 并且由圖1d可知, 夏季相對(duì)其他季節(jié)較高的地面氣溫并沒(méi)有給揚(yáng)馬延島帶來(lái)較強(qiáng)的大氣對(duì)流過(guò)程, 相反自由對(duì)流高度在整個(gè)夏季都表現(xiàn)為1年中的低值。這些表明, 與地面氣溫相比, 地面相對(duì)濕度對(duì)于該地大氣邊界層高度的變化影響較大, 相對(duì)濕度與大氣邊界層高度大體呈現(xiàn)一個(gè)反相關(guān)關(guān)系。地面相對(duì)濕度對(duì)大氣邊界層高度的影響過(guò)程主要表現(xiàn)為較高的相對(duì)濕度會(huì)導(dǎo)致較高的潛熱通量, 進(jìn)而限制大氣對(duì)流過(guò)程[16](圖1d)。通過(guò)分析當(dāng)?shù)? 000 m以下月均風(fēng)場(chǎng)(圖5), 對(duì)比12:00 UTC和00:00 UTC兩個(gè)時(shí)段各月的風(fēng)場(chǎng)垂直分布情況, 夏季兩個(gè)時(shí)段內(nèi)低空風(fēng)速較小, 其中以7月低空風(fēng)速為最小, 進(jìn)而反映邊界層內(nèi)的弱對(duì)流過(guò)程, 而冬春季節(jié)低空風(fēng)速較大, 反映出邊界層內(nèi)較強(qiáng)的對(duì)流過(guò)程, 從而造成夏季大氣邊界層高度偏低。此外, 對(duì)于白天(12:00 UTC)對(duì)流邊界層高度大于夜晚(00:00 UTC)穩(wěn)定邊界層高度這一現(xiàn)象, 主要是由于相對(duì)濕度的日差異所導(dǎo)致的。圖1b顯示, Jan Mayen站白天月均相對(duì)濕度大于夜間月均相對(duì)濕度。白天較高的相對(duì)濕度會(huì)限制當(dāng)?shù)氐拇髿鈱?duì)流過(guò)程, 因而白天大氣邊界層高度小于夜間的高度。

揚(yáng)馬延島的大氣邊界層高度不僅在年內(nèi)變化顯著, 其年際變化也十分有特點(diǎn)。圖4顯示, 在1973—1988年間, 揚(yáng)馬延島大氣邊界層高度呈現(xiàn)下降的趨勢(shì), 而在1988—1995年這8年間, 揚(yáng)馬延島的年均大氣邊界層高度快速增高, 1995—2015年間, 大氣邊界層高度整體保持一個(gè)平穩(wěn)的狀態(tài)。地面相對(duì)濕度的年平均變化序列則顯示,1983—1991年間, 地面相對(duì)濕度出現(xiàn)了明顯的上升, 而后于1991—1995年間快速下降。這期間,年均大氣邊界層高度表現(xiàn)為一段上升過(guò)程。通過(guò)求解地面相對(duì)濕度與年均大氣邊界層高度的相關(guān)關(guān)系發(fā)現(xiàn), 兩者相關(guān)系數(shù)僅為–0.454。因此, 對(duì)于Jan Mayen站大氣邊界層高度的多年變化趨勢(shì)而言, 主要是受地面相對(duì)濕度的影響, 但可能還受到其他物理因素的影響。

圖4 揚(yáng)馬延島大氣邊界層高度(PBLH)和地面相對(duì)濕度(RH)年平均時(shí)間序列Fig.4. Time series of annually averaged PBLH and RH at Jan Mayen

圖5 揚(yáng)馬延島月均風(fēng)場(chǎng)垂直分布圖. 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

對(duì)于在1988—1995年期間年均大氣邊界層高度的快速增大, 對(duì)比這段時(shí)期的觀測(cè)數(shù)據(jù), 排除了數(shù)據(jù)本身導(dǎo)致產(chǎn)生的跳變, 該段時(shí)期站點(diǎn)并未移動(dòng), 觀測(cè)數(shù)據(jù)的高度分辨率也并沒(méi)有變化。研究發(fā)現(xiàn), 1986年8月—1988年2月以及1994年1月—1995年3月期間, 處于厄爾尼諾事件發(fā)生期[24], 墨西哥灣暖流在此期間會(huì)北移0.2個(gè)緯度[25], 這表明墨西哥灣暖流的強(qiáng)度在厄爾尼諾期間會(huì)得到一定的加強(qiáng), 進(jìn)而影響揚(yáng)馬延島的背景大氣情況, 從而有可能導(dǎo)致年均大氣邊界層高度出現(xiàn)這種跳變。此外, 有研究顯示在全球變暖的背景下, 北極地區(qū)也發(fā)生巨大變化, 自70年代以來(lái)北極地區(qū)海冰面積和厚度不斷減少[26]; 而海冰面積的減少會(huì)直接影響到下墊面的輻射傳輸過(guò)程,進(jìn)而影響大氣中的熱量平衡, 這也可能會(huì)對(duì)島嶼的常年氣候產(chǎn)生一定程度影響, 進(jìn)而也可能會(huì)影響到大氣邊界層內(nèi)的物理過(guò)程, 造成大氣邊界層高度產(chǎn)生一定的變化。

3 總結(jié)

本研究通過(guò)運(yùn)用BRN方法對(duì)北極揚(yáng)馬延島1973年—2015年的43年間IGRA數(shù)據(jù)分析其大氣邊界層高度變化特征, 通過(guò)研究其多年月均高度以及年際高度, 得出以下結(jié)論。

1. 揚(yáng)馬延島夏季自由對(duì)流高度和大氣邊界層高度全年最低, 其中以7月的PBLH為全年最低,約262 m, 而12月的PBLH為全年最高, 約612 m。

2. 揚(yáng)馬延島白天對(duì)流邊界層高度高于夜間穩(wěn)定邊界層高度。

3. 受墨西哥灣暖流的影響, 揚(yáng)馬延島全年溫差較小, 地面氣溫對(duì)大氣邊界層過(guò)程影響較小,不是造成夏季大氣邊界層高度低的主要原因。

4. 揚(yáng)馬延島大氣邊界層高度與地面相對(duì)濕度呈現(xiàn)出明顯的反相關(guān)關(guān)系; 揚(yáng)馬延島夏季較高的地面相對(duì)濕度導(dǎo)致較大的潛熱通量, 進(jìn)而限制大氣對(duì)流過(guò)程。因此, 對(duì)于揚(yáng)馬延島而言, 水汽是造成夏季大氣邊界層高度較低的主要原因。

5. 揚(yáng)馬延島夏季低空風(fēng)速較小, 而冬春季節(jié)低空風(fēng)速較大, 這也表明夏季低空對(duì)流弱于冬季低空對(duì)流, 從而表現(xiàn)出夏季邊界層高度低于其他季節(jié)。

6. 揚(yáng)馬延島年均大氣邊界層高度經(jīng)歷了一個(gè)先降再升后平穩(wěn)的過(guò)程, 1973—1988年為波動(dòng)降低過(guò)程, 1988—1995年為快速增長(zhǎng)的過(guò)程,1995—2015年圍繞550 m左右上下波動(dòng)。

揚(yáng)馬延島作為北極圈內(nèi)的一個(gè)站點(diǎn), 其大氣邊界層物理過(guò)程十分特殊和復(fù)雜。由于受到墨西哥灣暖流的影響, 暖流不僅改變了當(dāng)?shù)氐臍夂驐l件還帶來(lái)了豐富的水汽, 影響當(dāng)?shù)氐牡孛嫦鄬?duì)濕度, 進(jìn)而影響到大氣邊界層高度。值得一提的是,與揚(yáng)馬延島臨近的Bjornoya島大氣邊界層高度也受到了水汽的影響。這兩個(gè)海島表現(xiàn)出類似的高度特征, 而這種特殊的邊界層過(guò)程是否是高緯度的海島探空站所特有的, 值得進(jìn)一步研究。不僅如此, 1988年與1995年這兩年是厄爾尼諾事件發(fā)生的年份, 而這兩年間揚(yáng)馬延島的年均大氣邊界層高度經(jīng)歷了一次陡升, 這次過(guò)程與厄爾尼諾是否有直接聯(lián)系, 或者厄爾尼諾造成的墨西哥灣暖流北移是否造成了這次陡升的過(guò)程。這些都值得進(jìn)行更深入的研究和探討, 從而完善對(duì)極區(qū)大氣邊界層物理過(guò)程的機(jī)制研究。

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

2 胡非, 洪鐘祥, 雷孝恩. 大氣邊界層和大氣環(huán)境研究進(jìn)展[J]. 大氣科學(xué), 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 韋志剛, 陳文, 黃榮輝. 敦煌夏末大氣垂直結(jié)構(gòu)和邊界層高度特征[J]. 大氣科學(xué), 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, 陸龍驊, 張占海, 等. 北冰洋浮冰站大氣邊界層結(jié)構(gòu)的觀測(cè)研究[J]. 極地研究, 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 張強(qiáng), 王勝. 西北干旱區(qū)夏季大氣邊界層結(jié)構(gòu)及其陸面過(guò)程特征[J]. 氣象學(xué)報(bào), 2008, 66(4): 599—608.

23 張?chǎng)? 蔡旭暉, 柴發(fā)合. 北京市秋季大氣邊界層結(jié)構(gòu)與特征分析[J]. 北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 2006, 42(2): 220—225.

24 TRENBERTH K E. The definition of El Ni?o[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, BJ?RGO E. The Arctic's shrinking sea ice[J]. Nature, 1995, 376(6536): 126—127.