北冰洋浮冰区湍流通量观测试验及参数化研究

第３３眷苇２期　２Ｏ１　１年３月　海　洋　学　报　

ＡＣＴＡ（）ＣＥＡＮＯＬＯＧＩＣＡ　ＳＩＮＩＣＡ　ＶｏＩ．３３．Ｎｏ．２　

Ｍａｒｃｈ　２０１１　

北冰洋浮冰区湍流通量观测试验及参数化研究　卞林根　．马永锋　，逯昌贵　（１．　国气象科学研究院，北京１０００８１．２．中国科学院研究生院．北京１０００４９）　

摘要：利用２００８年８月２１～２９日我国第３次北极考察期间在北冰洋海区（８４。２７　Ｎ，１４３。３７　ｗ～　８ｊ。１　３　Ｎ，１　４７。２０　ｗ）冰站观测的湍流资料及相关资料，对海冰近地层湍流通量及其特征参数进行　了研究。结果表明：观测期间浮冰近地昙始终存在逆温和逆湿层。这与我们以前（１９９９年在７５。Ｎ　和２００３年在７８。Ｎ）的观测结果一致。平均感热和潜热通量分别为ｃ　５　ｗ／ｎ１：扣２．４　ｗ，　ｍ：。其结　果与７　。Ｎ和７ｊ。Ｎ的观测结果有所下同。显示出冰面释放的潜热在８５。Ｎ浮冰的消融过程中起重　要作用。观测期间大气以近中性层结为主（占样本数９１　）。通过拖曳系数（（、　）与１　０　ｍ风速（Ｕ）　和稳定度（ｚ／Ｌ）的关系．得到的近中性昙结条件下Ｃ　的平均值为１．６４×１０　。对ＳＨＥＢＡ试验提　出的新参数化方案在本次观测区的普适性进行的检验显示，新参数化方案中的普适函数嗣于北冰　洋浮冰区弱稳定昙结下的具有相当大的优势。　关键词：北冰洋冰站；观测试验；湍流通量：参数化方案　中图分类号：ｐ７２７：Ｉ　７３２．６　文献标志码：Ａ　文章编号：０２５３—４１　９３（２０１　１）０２　００２７—０ｕ　

ｌ　引言　北极海冰面积和厚度持续减少及其对全球气候　变化反馈机制已是国内外研究的关键问题之一。目　前多数气候模式对北极地区的气候变化和海冰变化　趋势模拟的误差都较大　。由于北极地区大气边界　层实测资料匮乏．北冰洋海一冰一气相互作动的参数　化方案的合理性，大部分研究限制在理论基础上．如　何确定适用于北极气候模式中需求的大气边界层中　的动量、热量和水汽交换过程已成为北极大气科学　研究的重要目标。利用ＳＨＥＢＡ试验资料对北冰洋　海冰表面热量平衡分量的变化结构和特征的研究取　得了一些重要进展。　。我国于１９９９年、２００３年　和２００８年夏季开展了３次北极科学考察，获取了大　量的考察资料　。。　。Ｚｏｕ等　对北极地区楚科奇海　域的大气结构和大气臭氧含量的垂直分布特征进行　研究。曲绍厚等　对不同浮冰区的近地层结构进　行了分析．给出了７３。～７５。Ｎ大气　直结构的强逆　温现象和湍流通量．Ｂｉａｎ等　“提出北冰洋无冰区　和海冰区的湍流交换和能量平衡过程存在较大的差　异。李剑东等　利用冰站近地层廓线资料探讨了　不同普适函数的适用性．气候模式中大气边界层参　数化方案采用的是总体输送法等间接计算方法：即　用平均风速、温度和湿度梯度观测资料求取湍流量。　由于空气动力学的廓线法、总体输送法及不同的普　适函数都是由陆面过程实验得到．　在北冰洋浮冰　区采用何种方法和普适函数来确定至今没有统一的　结论。这也是气候模式模拟效果不佳的重要原因．　目前计算湍流通量的最好方法足涡动相关法，但由　于客观条件限制，该方法并不能广泛使用。尽管总　体输送法的计算精度比涡动相关法要差，但能够利　用大范围常规气象观测资料米估算陆一气、海气或　冰气交换的湍流通量。　此．在我旧第３次北极科　学考察中，在冰站加强了近地层冰气相互作用的观　

收稿日期：２０１０　０７　２５；修订日期：２０ｌ０　１　２－２０。　基金项目：国家海洋局极地考察办公室和中国极地研究中心第３次北极考察专项经费资助。　作者简介：　‘林根（１　９５１　），男，江苏省南通ｆ订八．研究员．博　生导师．主要从事极地气象研究。Ｅ＿Ｉ１　ａ　２８　海洋学报３３卷　测试验，获得了湍流通量参数的研究资料．本文利　用这些资料，利用空气动力学方法分析冰一气相互作　用的动力和热力湍流参数，讨论从ＳＨＥＢＡ试验提　出的普适函数参数化方案适用于北冰洋更高纬度浮　冰区下垫面物理过程适用性。　

２观测概况与计算方法　２．１　观测概况　中国第３次北极科考队以“雪龙”号船为依托，　于２００８年８月１９日在北冰洋海区（８４。２７　Ｎ，　４３。３７　ｗ～８５。１３　Ｎ，１４７。２０　Ｗ），利用直升飞机侦　测，选择了约２００　ｋｍ　，厚度约２　ｍ，相对平坦的多年　浮冰建立了联合冰站，开展了大气边界层和海冰一　气相互作用的联合观测试验。在冰站湍流通量观测　系统由安装在４　ｍ高度的两套三维超声风温传感　器（ＷｉｎｄＭａＳ［ｅＦ　Ｐｒｏ．Ｇｉｌｌ和ＣＳＡＴ３，Ｃａｍｐｂｅｌ１）和　红外水汽脉动传感器（ＬｉＣｏ一７５００）及数据采集器　（ＣＲ一１０００，Ｃａｍｐｂｅｌ１）组成，观测三维风速、温度和　水汽脉动量，采样频率为１０　Ｈｚ。近地层廓线观测　系统由气象观测塔上２，４，１０　ｍ高度上安装的温　度、湿度传感器（ＨＭＰ４５Ｄ，Ｖａｉｓａｌａ）、风速、风向传　感器（Ｏ５１０６　ｍｏｎｉｔｏｒ—Ｍａ，Ｙｏｕｎｇ），冰面上气压传感　器（ＣＳ１０６，Ｃａｍｐｂｅｌ１）和冰面以下０．１，０．２和０．４　ｍ　深处冰温传感器（ＰＴＩＯ０）及数据采集器（ＣＲ一５０００，　Ｃａｍｐｂｅｌ１）组成，每分钟采样１次，１０　ｒａｉｎ平均资料　自动记录在存储卡上。辐射观测系统由在２　ｍ高度　安装的向上向下的长波和短波辐射传感器（ＣＮＲ１，　Ｋｉｐｐ—Ｚｏｎｅｎ）和冰面红外温度传感器（ＩＲＲ　Ｐ，ＡＰ０一　ＧＥＥ）与数据采集器（ＣＲ一５０００，Ｃａｍｐｂｅｌ１）组成。每　分钟采样１次，１０　ｒａｉｎ平均资料自动记录在存储卡　上。在冰站观测期间，除仪器自动观测项目外，同时　对云状、云量、能见度和天气现象进行目测记录，获　得了２００８年８月２１～２９日北冰洋高纬度地区海一　冰一气相互作用的观测数据。在赴北极前观测仪器　在中国气象局计量站进行了标定。　２．２计算方法　在湍流资料处理中，利用剔除和内插方法消除　由于各种原因引起的噪声干扰后，计算各时次水平　风分量的平均值（“和　），由ａ—ｔｇ　（ｕ／ｖ）得到主　风向和水平风速分量的脉动值（“　和　），垂直速度、　温度和比湿的脉动值（ｑ　，叫　，ｔ　）。由涡动相关法和　湍流脉动量序列直接计算摩擦速度（“　）、莫宁一奥　布霍夫长度（Ｌ）、动量通量（ｒ）、感热通量（Ｈ）、潜热　通量（ＬＥ）、动量整体输送系数（ｃ。）等参数。它们的　表达式如下：　ｒ一一ｐ　，　（１）　“　一（　＋　。）　１，　（２）　Ｌ一一　，　（３）　，ｃ　Ｈ一　丽　，　（４）　ＬＥ—ＰＬ　，　（５）　ＣＤ一“　／Ｕ，　（６）　式中，０和』Ｄ分别为位温和空气密度，由同步实测气　压和温度求取，　为Ｋａｒｍａｎ常数（　一Ｏ．４），ｇ为重　力加速度，Ｃ　为定压比热，己，为平均风速，Ｌ　为水汽　的汽化热系数，稳定度为　／Ｌ，Ｌ为Ｍｏｎｉｎ—Ｏｂｕｋ—　ｈｏｖ长度，　为测量高度（２—４．０　ｍ）。　总体输送法是根据近地层平均风、温、湿廓线观　测资料可以计算湍流通量和相关特征量＿】　。计算　方程如下：　ｒ一　ＤＵ。，　（７）　Ｈ一　Ｃ　Ｕ（　一　），　（８）　ＬＥ＝＝＝ＰＬ　ＣＥＵ（ｑ。一ｑ），　（９）　一是（ｕ　一Ｕ。）／Ｅｌｎ（Ｚ　／ｚ：）一　（Ｚ　／Ｌ）＋　（Ｚ。／Ｌ）］，　（１０）　ＣＤ一（　／Ｕ）　＝＝＝　［—ｉｎ（—ｚ／ｚ　ｚ／Ｌ　Ｚ／Ｌ）］　１１）　Ｌ　。）一　（　）＋　（　’…　式中Ｃ。，Ｃ　和ｃ　分别表示动量、热量和水汽的总体　输送系数，计算中取Ｃｏ—Ｃ　＝Ｃｅ；Ｚ。，Ｚ－ｒ和Ｚ　分别　是动力学粗糙度、热力粗糙度和水汽粗糙度，计算中　取Ｚｎ＝＝＝ＺＴ—Ｚｑ，　和ｑ。分别是浮冰面的位温和比　湿；Ｕ，０和ｑ分别是２，４，１０高度上的风速、位温和　比湿。式中的其他参数与涡动相关法表达式相同。　，　及　分别表示风速、温度、湿度的普适函数。　选定普适函数后，根据观测资料和迭代程序，计算出　式（１０）和（１１）的摩擦速度“　和Ｃ。参数，就可得到　动量通量ｒ、感热通量Ｈ和潜热通量ＬＥ。需要说　明的是，目前多种普适函数都是通过陆面过程观测　试验得到的经验公式，这些公式是否适用于北冰洋　高纬度浮区需要大量的观测资料来分析，由于本次　冰站观测试验的时间有限，本文对ＳＨＥＢＡ试验结　果　进行验证。　２期　卞林根等：北冰洋浮冰区湍流通量观测试验及参数化研究　式向大气输送热量，平均通量分别为０。５　ｗ　ｍ：和　２．４　ｗ／ｍ　，两者之和２．９　ｗ　ｍ！，超过了海冰表面　吸收的净辐射平均通量２．８　Ｗ／ｍ。。由此表明超过　吸收的净辐射那部分热量是由海冰中的热通量Ｇ　向上输送的（０．１　５　ｗ　ｍ！），以补偿雪冰表面损失的　热量，这与冰温梯度相一致（见图２）。在本次观测　的湍流参数中，潜热占净辐射的８６　，感热仅占　１８　。可见潜热在８５。Ｎ浮冰的消融过程中起重要　作用。其结果与７５。Ｎ　和７８。Ｎ－　的结论有所不　同，这可能与观测站区浮冰的结构和天气过程有关，　需要通过更多的观测资料来分析。　

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图６观测期间净辐射（Ｒ　粗实线）、感热（Ｈ：虚细　线）、潜热通量（ＬＥ：细实线）和冰层中热通量（Ｇ　：粗虚　线）的ＦＩ变化　

４．１稳定度和拖曳系数　大气稳定度是大气边界层中的重要特征参数之　一。利用式（５）和湍流资料计算出观测期问１０　ＩＴＩ　高度上的稳定度（ｚ／Ｌ），有效样本数为３５９个。图７　给出　，　概率密度统计分布结果。由图７可知，近　中性层结（一０．１＜２　Ｌ＜０．１）的样本达到３２７个，　占总样本数的９１　，而稳定层结（ｚ／Ｌ＞Ｏ．１）和不稳　定层结（ｚ／Ｌ（一０．１）的样本仅为１４个和１８个，分　别占总样本数３．９　和５／１％。其结果与第１次和　第２次北极冰站试验得到的中性层结所占样本比例　（７１　和６１　）相当“　“ｊ，表明８５。Ｎ附近的浮冰区　近冰面大气主要以近中性层结为主。稳定度与风速　和对流结构有关，观测期问很少出现大风天气，在冰　面反照率较高的条件下，能量交换的强度比较弱，抑　制ｌ『对流过程的产生。这可能是高纬度浮冰区大气　中性层结的重要特征。　近地层大气动量参数常用Ｃ　（拖曳系数，亦称　动量整体输送系数）。气候模式中在假设Ｃ　为常数　图７观测期间近地层大气层结稳定度（ｚ／Ｌ）的　概率密度分布　的前提下，根据２　ｍ高度气温和１０　ｒｎ高度风速计　算湍流通量。因此，合理的确定Ｃ　对利用整体输送　法求解湍流通量非常重要。通过式（２）和（６）计算得　到观测期问Ｃ。时间序列。图８给出Ｃ　与１０　ｍ风速　ｕ的关系。从图中可见（　。随着风速增大而减小，其　后趋向于常数（１．６３×１０。）。由最小二乘法拟合得　到ＣＤ与Ｕ的关系式为Ｃ　一（１．Ｇ８Ｕ　４－１．６３）×　１Ｏ　。。由此式可以进一步得到在２　ｍ，　ｓ＜【＿，＜４　ｍ／　Ｓ，４　ｍ／ｓ＜Ｕ＜６　ｍ／ｓ，６　ｍ／ｓ＜Ｕ＜１０　ｍ／Ｓ的情况　下，ＣＤ分别为２．Ｏ６×１０　，１．６３×１０。和１．６１×　１０～。。显然，风速大于４　ｍ／ｓ以后，　的变化比较　小，因此我们得到风速大于４　ｍ／ｓ后的中性条件下　的动量整体输送系数Ｃ。　一１．６３×１Ｏ　。。其结果与　Ｖｅｒｂｕｒｇ和Ａｎｔｅｎｕｃｃｉ一　提出的近中性ＣＤ会随风　速增大而略有增大的结果有所不同。（　。的变化不　但与风速相关，还与稳定度参数有关。为了验证Ｃ。　与风速的关系所得到的中性层结下的Ｃ　，图８ｂ和　８ｃ给出了　与ｚ／Ｌ的变化关系。由图所示，在稳　定条件（ｚ／Ｌ＞０）下，由最小二乘法拟合得到Ｃ。与　，　、　１／３　ｚ／Ｌ关系式为ＣＤ一１．６３×１　０　ｆ　ｌ＋１．３９　Ｔ　－）　，