EN中文

干旱区研究 >

2025 , Vol. 42 >Issue 3: 397 - 408

DOI: https://doi.org/10.13866/j.azr.2025.03.01

天气与气候

中国西北地区逆温时空变化

  • 沙贝宁 ,
  • 杨余辉 ,
  • 黄佛君 ,
  • 叶茂
展开
  • 新疆师范大学地理科学与旅游学院，绿洲发展研究所，新疆干旱区湖泊环境与资源实验室，新疆 乌鲁木齐 830054
黄佛君. E-mail:

沙贝宁（1999-），女，硕士研究生，主要从事人文地理与地域人地关系研究. E-mail:

收稿日期: 2024-04-02

  修回日期: 2024-07-16

  网络出版日期: 2025-08-13

基金资助

国家自然科学基金项目(42161004)

第三次新疆综合科学考察项目(2021xjkk0406)

收起

Spatial and temporal distribution characteristics of the temperature inversion in Northwest China

  • SHA Beining ,
  • YANG Yuhui ,
  • HUANG Fojun ,
  • YE Mao
Expand
  • Institute of Oasis Development, Laboratory of Lake Environment and Resources in Arid Region of Xinjiang, College of Geography and Tourism, Xinjiang Normal University, Urumqi 830054, Xinjiang, China

Received date: 2024-04-02

  Revised date: 2024-07-16

  Online published: 2025-08-13

Fold

摘要

基于2022—2023年19个探空站点的资料，探究西北地区对流层低、中和高层逆温时空变化特征。结果表明：（1） 在月变化上，西北地区低、中和高层的逆温特征具有一致性，在12月和次年1—2月最大，6—8月最小。（2） 在空间分布上，低、中和高层的逆温特征空间分布差异显著。低层逆温中，新疆北部地区低层逆温频率最大，为40%~60%；陕西北部地区低层逆温厚度最厚，为90 m以上；新疆大部分地区低层逆温强度较强，为2~3 ℃。中层逆温中，青海中层逆温频率最大，为40%~50%，中层逆温频率呈现出青海地区向外递减趋势。高层逆温中，新疆北部地区高层逆温特征尤为显著，高层逆温频率呈现以新疆北部地区为中心，向四周递减的分布趋势。（3） 西北地区低层逆温的发生与地面辐射、地形有关，中层逆温的发生与暖平流、下沉运动有关，高层逆温的发生可能与温带对流层顶和臭氧有关。（4） 受太阳辐射和地面辐射冷却影响，西北地区夏季0 ℃层高度以下，逆温强度强；0 ℃层高度以上，逆温强度弱。

关键词： 逆温; 对流层; 时空变化; 形成原因; 0 ℃层高度; 西北地区

本文引用格式

沙贝宁 , 杨余辉 , 黄佛君 , 叶茂 . 中国西北地区逆温时空变化[J]. 干旱区研究, 2025 , 42(3) : 397 -408 . DOI: 10.13866/j.azr.2025.03.01

Abstract

Based on the data from 19 sounding stations in 2022-2023, this study investigates the temporal and spatial variations of the temperature inversions in the lower, middle, and upper troposphere in northwest China. The results indicated the following: (1) In terms of monthly variations, inversions across all three tropospheric levels exhibit similar patterns, peaking in December and January-February of the following year and reaching a minimum from June to August. (2) In terms of spatial distribution, among the low-level inversions, low-level inversions were most frequent in northern Xinjiang, at 40%-60%; the greatest thickness of low-level inversions was observed in northern Shanxi, exceeding 90 m; the intensity of low-level inversions was stronger in most areas of Xinjiang, ranging from 2 ℃ and 3 ℃. For mid-level inversions, their frequency was highest in Qinghai and decrease outward from this region. High-level inversions were most pronounced in northern Xinjiang, with their frequency decreasing outward from this region. (3) The occurrence of low-level inversions in northwest China is influenced by surface radiation and topography, the occurrence of mid-level inversions is associated with warm advection and subsidence movement, and the occurrence of high-level inversions may be related to the top of the temperate troposphere and ozone. (4) In the summer of northwest China, influenced by solar radiation and surface cooling. below the 0 ℃ isotherm height, the intensity of inversions is stronger; above the 0 ℃ isotherm height, the inversions have weaker intensity.

Key words： temperature inversion; troposphere; spatial and temporal variation; formation reason; 0 ℃ isotherm height; Northwest China

逆温在气象学上被定义为温度随高度升高而升高的空气层[1]，在维持大气稳定性方面起着至关重要的作用，并对气象和环境问题有很大的影响[2]。同时，逆温加剧世界各地高污染事件的发生[3]。逆温像“盖子”一样将温度较高的空气层盖在比它冷的空气上方，从而抑制了污染物从该区域扩散出来，导致污染浓度更高，空气质量比预期的更差[4]，造成严重的大气污染事件。
国外学者早在上世纪就对逆温现象进行了大量研究，最早始于北极地区。Wendler等[5]对美国阿拉斯加州费尔班克斯低层逆温进行研究，发现冬季逆温最为频繁，通常在夜间形成，白天消失。Kahl等[6]利用1950—1990年近3×105个北冰洋温度剖面，研究北冰洋低层逆温的长期变化，发现其冬季和秋季逆温层的温差最大。Bourne等[7]通过研究阿拉斯加1957—2008年低层逆温的长期变化，发现阿拉斯加逆温特征呈下降趋势。Whiteman等[8]研究发现科罗拉多高原冬季逆温厚度较厚，并分析了该逆温的形成、维持和消散的成因，同时指出冬季逆温主要受天气尺度的影响。Serreze等[9]研究北极地区低空逆温变化，发现其低空逆温随着季节和空间变化而变化。
国内学者聚焦于低空逆温的特征研究。姜大膀等[10]研究兰州市逆温现象，发现兰州市一年四季都有逆温存在，冬季逆温发生最频繁，夏季最少。赵海江等[11]发现张家口市一年四季都有逆温发生，冬季逆温频率最高，夏季最低。夏敏洁等[12]以南京市为例，发现南京市低空逆温强度在冬季最强，在夏季最弱，进一步分析得出颗粒物浓度与逆温强度有正相关关系，从而揭示污染物对低空逆温的影响。刘金青等[13]通过研究黄河源区2 km以内逆温现象，发现逆温频率、厚度和强度随季节变化，云量多少与低空风速大小均对逆温的产生及其强弱有着显著影响。
近年来国内外很多学者发现在对流层的中高层上也存在逆温现象。Hart[14]研究热带西太平洋暖池上空4 km附近的逆温，发现4 km附近的逆温通常出现在干燥的环境中。Li等[15]利用1990—2010年中国中部地区7个台站的无线电探空仪数据，揭示对流层中层的逆温在冬天出现，在夏天消失。对流层上层的逆温与温带对流层顶和热带对流层顶有关。姚作新等[16]研究乌鲁木齐5 km以内的逆温，发现其冬季出现多个逆温层，并且出现双层或多层逆温的频率超过一半。危诗敏等[17]揭示四川盆地5.5 km以内出现多层逆温的现象，并且多层逆温在冬季发生最为频繁。此外，逆温与大气污染有着密不可分的关系。如逆温对污染物扩散[18]、气溶胶形成[19]、北极日出时边界层臭氧的光化学破坏[20]。龙时磊等[21]发现逆温层高度比较低时，逆温层就有着类似锅盖的作用，抑制污染颗粒物的扩散。
综上所述，目前逆温的研究主要集中在长时间变化序列[22⇓⇓-25]，研究对象通常以整体区域为主，侧重于中低对流层逆温的变化特征及其与污染物之间的关系。然而，关于我国西北地区逆温时空变化特征的研究尚显不足。因此，基于已有研究，分析2022—2023年我国西北地区逆温现象的时空变化特征，旨在填补西北地区逆温变化研究中的空白，并补充现有研究的不足。同时，从对流层低层、中层及高层的大气结构角度出发，全面剖析西北地区逆温时空变化特征，揭示我国西北地区逆温现象的分布规律及其形成机制，为今后相关的气候预测与污染防控提供理论支持。

1 数据来源与方法

1.1 数据来源

本文采用的温度数据来源于美国怀俄明大学（https://weather.uwyo.edu）提供的无线电探空数据，选取数据系列完整的19个探空站点资料（图1），采用2022—2023年19个探空站点12 km高度范围内的温度数据获取逆温特征。同时采用欧洲中期天气预报中心（https://cds.climate.copernicus.eu）提供的2022—2023年ERA5-Land的月平均地表温度和ERA5的550 hPa温度场和风场数据，分辨率分别为0.1°×0.1°和0.25°×0.25°。
图1 研究区站点分布示意图

注：底图采用自然资源部标准地图制作，审图号为GS(2023)2767号，对底图边界无修改。下同。

Fig. 1 Distribution of stations in the study area

1.2 研究方法

（1） 探空数据预处理。首先对数据进行质量控制，剔除某些记录中缺失的高度、温度和气压等数据；剔除逆温层厚度为0的数据，提高数据的精确度。
（2） 逆温层的确定。当上层温度大于下层温度时判断为逆温，根据上述定义计算得到逆温层的频率、厚度和强度3个指标。
（3） 逆温各要素（逆温频率、逆温厚度、逆温强度）的定义如下[24]。
逆温频率：
F T I = N I N T × 100
式中： F T I为逆温频率； N T为总有效观测时次数； N I表示逆温出现的时次数。
逆温厚度：
D = H 2 - H 1
式中： D为逆温厚度（m）； H 1分别为逆温层底部高度（m）； H 2为逆温层顶部高度（m）。
逆温强度：
I = T 2 - T 1
式中： I为逆温强度（℃）； T 1为逆温开始层所对应的温度（℃）； T 2为逆温结束层所对应的温度（℃）。

2 结果与分析

2.1 逆温高度的分布特征

本文选取西北地区具有代表性的5个探空站点（图2），包括新疆和田、甘肃民勤、青海西宁、宁夏银川和陕西延安，其地理范围横跨西北，涵盖沙漠、内陆高原及干旱和半干旱地区；气候类型呈现出从荒漠气候、温带大陆性气候到寒冷高原气候等多种气候类型，能够全面反映西北地区不同气候背景，以便更好地了解西北地区逆温高度的分布情况。
图2 西北地区代表站点不同高度逆温频率变化

Fig. 2 Variation in the frequency of temperature inversions of different heights at representative stations in the Northwest China

结合已有文献[15]，并根据Kahl[26]的方法，确定5个代表探空站点的逆温高度，以逆温层底的高度作为逆温高度，统计不同高度层逆温发生的频率。结果显示（图2），逆温现象主要出现在900~800 hPa的对流层低层、750~550 hPa的对流层中层及300~225 hPa的对流层高层区域。后续，分别统计这3个高度层逆温特征变化。此外，由于甘肃合作和青海地区的探空站点的海拔较高，不存在低层逆温，因此未分析其低层逆温的月变化特征。

2.2 逆温特征的时间变化

2.2.1 低层逆温特征月变化

西北地区低层逆温特征的月变化显著（图3）。各站点12月和次年1月逆温频率较高，而6—8月则较低。除和田以外，新疆低层逆温现象出现频繁，逆温频率介于30%~80%，特别是新疆阿勒泰12月逆温频率最大，为89%。相较之下，甘肃、宁夏及陕西地区低层逆温频率较为统一，在12月和次年1月达到峰值，频率为40%~60%。而在6—8月，逆温频率则显著降低，降至20%以下。
图3 西北地区低层逆温频率、逆温厚度、逆温强度月变化

Fig. 3 Monthly variation of frequency, thickness and intensity of low-level temperature inversion in the Northwest China

与低层逆温频率相似，逆温厚度也呈现出显著的季节差异（图3a2~图3d2）。在新疆阿勒泰12月低层逆温厚度最厚，为144 m，而和田8月仅为17 m。甘肃和宁夏低层逆温厚度均在1月达到最大值，超过100 m。相较之下，陕西延安逆温厚度整体较厚，12月厚度达到峰值，为240 m。而在6—7月，低层逆温厚度明显减少，特别是陕西汉中地区，7月的逆温厚度降至20 m以下。
新疆阿勒泰低层逆温强度显著高于其余站点（图3a3~图3d3），12月逆温强度超过5 ℃。其余地区站点逆温强度变化一致，在1月的逆温强度最强，多为1.5~3.5 ℃。相比之下，各站点8月的逆温强度均降至0.6 ℃以下。
综合来看，新疆的低层逆温特征尤为突出，而甘肃、宁夏和陕西则表现出相对一致的变化趋势。12月—次年2月为低层逆温发生的高峰期，6—8月为低谷期。

2.2.2 中层逆温特征月变化

不同站点中层逆温特征的月变化显著。从逆温频率来看（图4a1~图4e1），新疆中层逆温频率仅在较冷月份有所增加。而青海中层逆温频率整体偏高，频率维持在30%~80%，其中西宁12月中层逆温频率高达88%。其余地区1月中层逆温频率最大，普遍在50%~70%。然而，各站点中层逆温频率均在6—8月显著下降，为40%以下，其中，民勤6月的中层逆温频率最低，仅为8%。
图4 西北地区中层逆温频率、厚度、强度月变化

Fig. 4 Monthly variation of frequency, thickness and intensity of mid-level temperature inversion in the Northwest China

从中层逆温厚度来看（图4a2~图4e2），青海玉树中层逆温厚度整体偏厚，1月的逆温厚度高达300 m，达到西北地区中层逆温厚度最大值。相较之下，其余地区中层逆温厚度变化呈现相似的趋势，在12月和次年1月达到峰值，多为60~200 m。与此不同，各站点在6月逆温厚度明显变薄，降至30 m以下。体现出中层逆温厚度具有冬季厚，夏季薄的季节性变化特征。
从中层逆温强度来看（图4a3~图4e3），新疆和田和甘肃合作在1—2月的中层逆温强度最强，达到3~4 ℃。青海地区整体的中层逆温强度较强，其中玉树12月的中层逆温强度为7.4 ℃，是该地区全年最大值。宁夏银川和陕西汉中地区的中层逆温强度在12月和次年1月也达到最强，分别为1.1 ℃和3.3 ℃。而在6—8月，各站点逆温强度明显减弱，为0.4 ℃以下，表现出明显的季节性波动。
综合月尺度的中层逆温特征来看，月变化呈现明显的“U型”分布特征，主要表现在12月—次年2月达到峰值，而在6—8月则达到最低值，同时中层逆温厚度和强度在月变化上有较好的对应关系。

2.2.3 高层逆温特征月变化

西北地区高层逆温特征的月变化特征显著（图5）。新疆高层逆温频率普遍偏大，频率多为35%~80%，其中阿勒泰在12月和次年4—5月逆温频率达到最大，超过70%。然而，其余地区高层逆温频率呈现出相似的月变化趋势，表现为12月—次年2月达到最大值，多为50%~75%。各站点8月降至最低，甚至没有高层逆温现象。
图5 西北地区高层逆温频率、厚度、强度月变化

Fig. 5 Monthly variation of frequency, thickness and intensity of high-level temperature inversion in the Northwest China

从高层逆温厚度来看（图5a2~图5e2），新疆和甘肃12月—次年2月高层逆温厚度较厚，多为130~190 m。相比之下，青海仅玉树在2月出现较厚的逆温层。宁夏和陕西地区12月的高层逆温厚度普遍超过160 m。而各站点8月高层逆温厚度显著变薄，多为40 m以下，呈现出明显的季节性差异。
各站点高层逆温强度变化差异较小（图5a3~图5e3），整体逆温强度维持在0.2~1.4 ℃。仅甘肃合作2月逆温强度达到全年最大值，为1.4 ℃。此外，各站点高层逆温强度与逆温厚度的变化趋势一致，均在8月降至全年最低值，低于0.2 ℃，其中青海都兰8月的逆温强度降至0.02 ℃以下，成为西北地区高层逆温强度最弱的地区。
总体来看，西北地区高层逆温特征在一年中呈现出明显的“V”形分布规律，表现在12月—次年2月达到峰值，而在8月则达到最低值。

2.3 对流层逆温特征季节变化的空间分布

2.3.1 低层逆温特征的季节变化空间分布

西北地区低层逆温在不同季节的空间分布存在明显差异（图6）。春、夏季，低层逆温现象出现的频率较小，主要分布在新疆北部和陕西大部分地区，其中新疆北部是春、夏季逆温频率的高值中心，达40%~45%；相较之下，秋、冬季的逆温现象出现频繁，分布范围扩大至新疆大部分地区、甘肃河西、青海东北部和陕西北部，其中新疆北部地区是冬季逆温发生的高值中心，频率为55%以上。
图6 西北地区低层逆温特征季节变化的空间分布

Fig. 6 Spatial distribution of seasonal variation of low-level temperature inversion characteristics in the Northwest China

从低层逆温厚度来看（图6b1~图6b4），低层逆温的厚度在春、夏季较薄，主要分布在新疆西南部和陕西北部，其中陕西北部地区是春、夏季逆温厚度的高值中心，为70~80 m；对比之下，秋、冬季逆温厚度显著增加，主要集中在新疆北部、甘肃河西和陕西北部地区，其中陕西北部冬季逆温厚度超过90 m。
西北地区低层逆温强度也呈现季节性变化（图6c1~图6c4）。春、夏季，除新疆部分地区和青海西部地区以外，其余地区低层逆温强度相对较弱，低于1 ℃；秋、冬季，新疆大部分地区、青海及甘肃陇中地区逆温强度显著增强，普遍超过2 ℃。总体来看，低层逆温现象在冬季最为显著，秋季次之，春、夏季则较弱。新疆北部是低层逆温的主要发生区域，而新疆西南部、甘肃陇南以及陕西南部的低层逆温现象较弱。

2.3.2 中层逆温特征的季节变化空间分布

春、夏季，西北地区中层逆温出现频率普遍较低，为30%以下；秋季，除新疆和宁夏以外，其余地区逆温频率较春、夏季有所提升，介于40%~50%；而在冬季，除新疆北部，其余地区逆温频率普遍超过50%，其中青海是冬季区域逆温发生的高值中心，频率高达62%以上（图7a4）。
图7 西北地区中层逆温特征季节变化的空间分布

Fig. 7 Spatial distribution of seasonal variation of mid-level temperature inversion characteristics in the Northwest China

从中层逆温厚度来看（图7b1~图7b4），除冬季外，西北地区中层逆温厚度空间分布差异较小，大部分地区的逆温厚度维持在100 m以下；然而，冬季中层逆温厚度显著增加，主要分布在西北南部地区，尤其是青海南部，其冬季中层逆温厚度显著高于其他地区，为200~220 m。
中层逆温厚度与逆温强度的空间变化趋于一致（图7c1~图7c4）。冬季中层逆温强度最为显著，青海南部是中层逆温强度的峰值区域，高达4.5 ℃以上。除冬季外，其他季节中层逆温强度空间分布差异不显著，多为2.5 ℃以下。总体来看，中层逆温现象在冬季最为频繁。青海是中层逆温的主要发生区域，呈现出由青海向外逐渐递减的趋势，尤以青海南部的中层逆温现象最为显著。

2.3.3 高层逆温特征的季节变化空间分布

春、夏和秋季，新疆北部地区的高层逆温频率显著高于其他地区，为50%以上，并呈现由新疆北部向四周递减趋势（图8a1~图8a4）；相比之下，冬季高层逆温频率显著提升，其中新疆北部和甘肃大部分区域高层逆温频率超过50%。
图8 西北地区高层逆温特征季节变化的空间分布

Fig. 8 Spatial distribution of seasonal variation of high-level temperature inversion characteristics in the Northwest China

西北地区高层逆温厚度空间变化与逆温频率相似（图8b1~图8b4）。春、夏和秋季，逆温厚度在新疆北部达到峰值，并向周围逐渐递减；冬季高层逆温厚度明显增加，主要分布在新疆北部、甘肃河西、宁夏及陕西大部分地区，其中甘肃河西地区高层逆温的厚度最为显著，超过160 m。
高层逆温强度的空间变化与逆温厚度有较好的对应关系（图8c1~图8c4）。春季，除新疆西南部、青海东北部及陕西北部地区外，其余地区逆温强度均较强，为0.6~0.9 ℃；夏、秋季逆温强度较春季有所减弱，主要集中在新疆北部；冬季逆温强度较强的区域主要集中在新疆西北部、甘肃陇南和青海东部的接壤区，为1 ℃以上。总体来看，高层逆温现象在冬季最为显著，春季次之，而夏季则相对较弱。新疆北部地区是高层逆温发生的主要区域，甘肃次之。

2.4 西北地区对流层逆温的成因

2.4.1 地形与地面辐射冷却是低层逆温的主导因素

西北地区低层逆温特征的差异主要受地形和天气条件的影响。由于准噶尔盆地和阿尔泰山的存在，新疆北部地区冬季的地表反照率较高[27-28]，导致地表吸收的太阳辐射减少，使得冬季地表温度显著低于其他季节（图9d）。此外，冬季昼短夜长，在晴朗无云或少云的夜间，地面长波辐射冷却加快，地面温度迅速下降，有利于低层逆温的形成。陕西北部地区位于黄土高原的中心地带，冬季高原通常会经历寒冷的夜晚，导致热量流失，有利于形成深厚的逆温[23]。新疆大部分地区低层逆温强度较强，这主要有两方面的原因：一方面，新疆是中国季节积雪最为丰富的地区[29]，冬季山地的积雪加剧了地表温度的下降，而上层大气降温较慢，导致逆温温差加大，从而增强了逆温强度[30]；另一方面，受到天山山脉的屏障作用，冷空气在山区积聚，夜间冷空气下沉，暖空气被迫抬升，进一步加剧了逆温温差。
图9 西北地区地表温度季节变化的空间分布

Fig. 9 Spatial distribution of seasonal surface temperature variation in the Northwest China

相反，新疆西南部地区位于亚欧大陆内部，远离海洋，属于温带大陆性气候，地表温度常年维持在较高状态，地表辐射冷却缓慢，因此逆温发生的次数较少。甘肃陇南地区属于湿润半湿润区，气候类型为暖温带，冬季地表温度相对较高，不利于逆温的形成。陕西南部地区属于温带季风气候，雨量充沛，相对湿度较大，这使得地表辐射冷却作用减弱，因此低层逆温现象发生的频率较低。

2.4.2 暖平流和下沉运动是中层逆温的主导因素

通过分析大气环流特征对西北地区中层逆温季节变化的空间差异作出如下解释。西北地区550 hPa的温度场表现出显著的季节变化（图10）。青藏高原位于西北地区的下游，四季都作为热源，其温度显著高于西北地区。从风场特征来看，西北大部分区域全年盛行西风；而在青海南部区域，冬季则主要是偏南风。结合温度场和风场的特征发现，青藏高原的温度普遍高于西北地区，并且在南风的影响下，有利于青藏高原的暖空气向上游地区移动。同时，青海位于青藏高原，属于高原山地气候，由于其特殊的地理位置和地形条件，相较于其他西北地区，更易受到青藏高原暖平流的影响，这一暖平流的作用使得青海地区的中层逆温现象较为显著。
图10 西北地区550 hPa温度场和风矢量场

Fig. 10 Temperature field and wind vector field at 550 hPa in the Northwest China

在西北其他地区，受西风带控制，冷空气通常会从西部流动并向东南方向移动，随着冷空气的东移和南下，在遇到高山和高原等地形屏障时，冷空气受到地形的阻挡，发生下沉并迅速增温，即发生中层逆温现象。

2.4.3 臭氧是高层逆温的主导因素

高层逆温的形成与对流层顶有关。对流层顶有两种类型[31]：一种为温带对流层顶，高度相对较低；另一种为热带对流层顶，高度相对较高，通常高于16 km。西北地区属于温带地区，各站点高层逆温频率呈现出“冬季大，夏季小”的趋势，并且随着站点纬度的增大，其高层逆温频率依次变大，其中新疆阿勒泰12月高层逆温频率最大，为77%，而青海玉树12月高层频率最小，仅为36%，这与Li等[15]结论相一致。
此外，臭氧浓度也是影响高层逆温形成的重要因素。臭氧作为地球大气中的一种微量气体，主要集中在平流层中，能够吸收太阳辐射，并对高层大气的温度结构产生影响。Zhang等[32]研究表明，在西北地区海拔5 km以上的区域，臭氧浓度随着海拔的升高而增加，这种增加的臭氧浓度使得上层空气的温度升高，而下层空气的温度则相对较低，从而加剧了逆温现象的形成。

2.5 夏季0 ℃层高度与逆温的关系

在对流层中，气温随高度的增加而减小，当地面气温上升至0 ℃时，在高空中会出现0 ℃层，此时0 ℃层所对应的海拔高度就是气象学上的0 ℃层高度。依次判断各站点逐日每天两次0 ℃层所在位置上下的两个标准气压层，通过线性插值法恢复缺测的部分数据，运用算术平均法计算得到夏季（6—8月）大气0 ℃层高度。探讨夏季0 ℃层高度以下、以上与逆温的关系。
西北地区各站点夏季0 °C层高度存在显著差异（表1）。青海夏季0 ℃层高度较高，陕西次之，宁夏、甘肃和新疆较低。由此说明，随着纬度的增加，0 ℃层高度降低，与前人研究结果一致[33]。
表1 西北地区夏季0 ℃层高度与逆温强度关系

Tab. 1 Relationship between 0 ℃ isotherm height and temperature inversion intensity in the Northwest China

站点
编号		 站点
名称		 夏季0 ℃
层高度
/m		 夏季0 ℃层高
度以下逆温
强度/℃		 夏季0 ℃层
高度以上逆
温强度/℃
51076 阿勒泰 3828 2.3 3.81
51644 库车 4665 2.54 0.7
51709 喀什 4941 1.27 0.77
51828 和田 5228 0.95 0.73
51839 民丰 5202 2.6 0.61
52203 哈密 4641 1.94 0.72
52323 马鬃山 4716 1.29 0.51
52681 民勤 4970 1.3 0.32
52983 榆中 5069 0.75 0.24
53915 崆峒 4972 0.89 0.2
56080 合作 5159 0.5 0.18
52818 格尔木 5494 0.46 0.37
52836 都兰 5468 0.68 0.37
52866 西宁 5044 0.46 0.36
56029 玉树 5599 0.66 0.17
53614 银川 4872 1.12 0.3
53845 延安 4770 1.33 0.21
57127 汉中 5148 0.88 0.23
57131 泾河 5043 0.82 0.2
夏季0 ℃层高度以上、以下与逆温强度的关系（表1）表明，西北地区大多数站点在0 °C层高度以下的逆温强度较强，而0 °C层高度以上的逆温强度较弱。这一现象产生的原因与夏季的太阳辐射与地面辐射冷却密切相关。夏季太阳辐射强，夜间地面辐射冷却，在0 ℃层高度以下，地面的热量散发导致近地面气温迅速下降，而上层大气的温度下降速度较慢，上层空气温度大于下层空气温度，导致逆温强。而夏季0 ℃层高度以上，受地面长波辐射影响小，不利于逆温的发生，逆温强度也相对弱。

3 讨论

逆温层是指在某一特定高度范围内，气温随着高度的增加而升高的现象，能阻碍空气垂直运动，使得大气层变得更加稳定，因此一直备受关注。从低层逆温的角度来看，西北地区低层逆温现象呈现出显著的季节性和空间差异，其中新疆北部地区的冬季低层逆温现象发生尤为显著[23]。西北地区受蒙古高压的影响，使得冷空气在地面上积聚，地表温度降低，辐射冷却加剧，这为逆温的形成提供了有利条件[24]。从地形角度来看，局部地形也在逆温现象中起到重要作用[34]。例如，乌鲁木齐三面环山的地形使得冷空气容易下沉并积聚，从而增强了地形逆温效应[35]。本研究的结果表明，新疆北部地区冬季低层逆温发生频繁与该地区冬季地表温度较低，以及受阿尔泰山和准噶尔盆地等地形单元的影响密切相关。新疆北部具有典型的山盆地貌，在地形特征和辐射冷却的共同作用下，导致冬季逆温现象频发，这与Du等[36]的研究成果一致。
从中层逆温来看，西北地区冬季中层逆温发生最频繁，且主要集中在青海南部。该现象出现的原因是青海地处青藏高原东北部，距离青藏高原较近以及在冬季受到暖平流作用的影响，导致冬季中层逆温的频率和强度较大，这与我国中部地区中层逆温特征的部分成因相一致[15]。
而对于高层逆温，西北地区高层逆温频率在冬季较大，春季次之，夏季最小，且该现象在新疆阿勒泰地区尤为显著。高层逆温的形成与温带对流层顶和热带对流层顶的变化密切相关。温带对流层顶逆温频率在高纬度地区的冬季和春季最为明显，而热带对流层顶逆温频率在低纬度地区出现较高，且季节性变化不明显。新疆阿勒泰位于我国西北地区最北端，纬度较高，因此冬季高层逆温频率较大，这与Li等[15]的研究相一致。
本文研究西北地区不同高度层逆温特征变化及成因，但仍存在一些局限性。在分析西北地区对流层逆温成因时，主要考虑了天气系统、地形效应和暖平流等常见因素影响。然而，逆温现象的形成是一个复杂的气象过程，涉及到多种因素的相互作用，除了已讨论的因素外，还有许多可能影响逆温发生的其他因素尚未得到充分探讨。例如，风切变、湍流和惯性重力波等因子在我国西北地区逆温现象形成过程中所起的作用尚不明晰。未来，将进一步结合更多的气象数据进行深入的探讨。

4 结论

基于2022—2023年西北地区19个站点的探空资料，分析对流层的低、中和高逆温层逆温特征的时空变化及成因，主要结论如下：
（1） 西北地区的低层、中层和高层逆温现象趋于一致。各站点12月—次年2月为逆温现象的高峰期，而6—8月为低谷期。阿勒泰12月低层逆温频率最大、逆温强度最强，达到89%和5 ℃以上，延安低层逆温厚度可达240 m。玉树的中层逆温厚度最厚、逆温强度最强，分别为300 m和7 ℃以上。阿勒泰高层逆温频率最高，为77%，多数站点高层逆温强度集中在0.2~1.4 ℃。
（2） 冬季逆温现象最频繁，逆温的空间分布呈现明显差异。新疆北部地区的高层逆温特征，以及青海南部的中层逆温特征尤为明显，低层逆温则主要集中在新疆和陕西北部地区，具有明显的区域性特征。
（3） 西北地区低层逆温的发生与地面辐射冷却及地形因素密切相关，尤其是在山地地区，地形对逆温现象的形成起到了重要作用；中层逆温的形成则与暖平流和下沉运动有较大关系，暖空气向上游地区的传输及冷空气的下沉是主要诱因；高层逆温受温带对流层顶和臭氧浓度变化影响，臭氧增强紫外辐射吸收，促进逆温现象。
（4） 夏季，西北地区的0 ℃层高度随着纬度的增加而降低。0 ℃层高度以下，逆温强度较强；而在0 ℃层高度以上，逆温强度较弱。说明夏季0 ℃层的高度变化对逆温强度有着显著的影响，较低的0 ℃层高度促进了低层逆温的发生，而较高的0 ℃层高度则减弱了逆温现象。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
Bilello M A. Survey of Arctic and Subarctic Temperature Inversions[M]. US: US Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory, 1966.

[2]
Anfossi D, Bacci P, Longhetto A. Forecasting of vertical temperature profiles in the atmosphere during nocturnal radiation inversions from air temperature trend at screen height[J]. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 1976, 102(431): 173-180.

[3]
Malek E, Davis T, Martin R S, et al. Meteorological and environmental aspects of one of the worst national air pollution episodes (January, 2004) in Logan, Cache Valley, Utah, USA[J]. Atmospheric, 2006, 79(2): 108-122.

[4]
Olofson K F G, Andersson P U, Hallquist M, et al. Urban aerosol evolution and particle formation during wintertime temperature inversions[J]. Atmospheric Environment, 2009, 43(2): 340-346.

[5]
Wendler G, Nicpon P. Low-level temperature inversions in Fairbanks, central Alaska[J]. Monthly Weather Review, 1975, 103(1): 34-44.

[6]
Kahl J D W, Martinez D A, Zaitseva N A. Long-term variability in the low-level inversion layer over the Arctic Ocean[J]. International Journal of Climatology, 1996, 16(11): 1297-1313.

[7]
Bourne S M, Bhatt U S, Zhang J, et al. Surface-based temperature inversions in Alaska from a climate perspective[J]. Atmospheric Research, 2010, 95(2/3): 353-366.

[8]
Whiteman C D, Bian X D, Zhong S Y. Wintertime evolution of the temperature inversion in the Colorado Plateau Basin[J]. Journal of Applied Meteorology and Climatology, 1999, 38(8): 1103-1117.

[9]
Serreze M C, Kahl J D, Schnell R C. Low-level temperature inversions of the Eurasian Arctic and comparisons with Soviet drifting station data[J]. Journal of Climate, 1992, 5(6): 615-629.

[10]
姜大膀, 王式功, 郎咸梅, 等. 兰州市区低空大气温度层结特征及其与空气污染的关系[J]. 兰州大学学报, 2001, 37(4): 133-138.

[Jiang Dabang, Wang Shigong, Lang Xianmei, et al. The characteristics of stratification of lower-layer atmospheric temperature and their relations with air pollution in Lanzhou proper[J]. Journal of Lanzhou University (Natural Sciences), 2001, 37(4): 133-138.]

[11]
赵海江, 周彦丽, 刘建勇, 等. 张家口市低空逆温特征分析[J]. 干旱区资源与环境, 2014, 28(5): 171-175.

[Zhao Haijiang, Zhou Yanli, Liu Jianyong, et al. Temperature inversion characteristics of low-air atmosphere in Zhangjiakou City[J]. Journal of Arid Land Resources and Environment, 2014, 28(5): 171-175.]

[12]
夏敏洁, 周文君, 裴海瑛, 等. 基于L波段雷达探空资料的南京低空逆温特征[J]. 大气科学学报, 2017, 40(4): 562-569.

[Xia Minjie, Zhou Wenjun, Pei Haiying, et al. Characteristic analysis of lower-level temperature inversion over Nanjing based on L-band radar data[J]. Transactions of Atmospheric Sciences, 2017, 40(4): 562-569.]

[13]
刘金青, 聂永喜, 周措毛. 黄河源地区近地面逆温层特征及形成原因分析[J]. 高原山地气象研究, 2020, 40(2): 78-82.

[Liu Jinqing, Nie Yongxi, Zhou Cuomao. Analysis of the characteristics and formation causes of the near-surface inversion layer in head water region of Yellow River[J]. Plateau and Mountain Meteorology Research, 2020, 40(2): 78-82.]

[14]
Hart K A. Tropical inversions near the 0 ℃ level[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 1996, 53(13): 1838-1855.

[15]
Li Y Y, Yan J P, Sui X B. Tropospheric temperature inversion over central China[J]. Atmospheric Research, 2012, 116(9): 105-115.

[16]
姚作新, 吕鸣, 贺晓东. 2008/2009乌鲁木齐近地空间逆温层特征分析[J]. 沙漠与绿洲气象, 2011, 5(3): 29-32.

[Yao Zuoxin, Lyu Ming, He Xiaodong. Inversion layer characteristics of near-earth space in Urumqi, from June 2008 to May 2009[J]. Desert and Oasis Meteorology, 2011, 5(3): 29-32.]

[17]
危诗敏, 冯鑫媛, 王式功, 等. 四川盆地多层逆温特征及其对大气污染的影响[J]. 中国环境科学, 2021, 41(3): 1005-1013.

[Wei Shimin, Feng Xinyuan, Wang Shigong, et al. Characteristics of multi-layer inversions in Sichuan Basin and their influences on air pollution[J]. China Environment Science, 2021, 41(3): 1005-1013.]

[18]
Wu W N, Zha Y, Zhang J H, et al. A temperature inversion-induced air pollution process as analyzed from Mie LiDAR data[J]. Science of the Total Environment, 2014, 479(45): 102-108.

[19]
Janhäll S, Olofson K F G, Andersson P U, et al. Evolution of the urban aerosol during winter temperature inversion episodes[J]. Atmospheric Environment, 2006, 40(28): 5355-5366.

[20]
Barrie L A, Bottenheim J W, Schnell R C, et al. Ozone destruction and photochemical reactions at polar sunrise in the lower Arctic atmosphere[J]. Nature, 1988, 334(6178): 138-141.

[21]
龙时磊, 曾建荣, 刘可, 等. 逆温层在上海市空气颗粒物积聚过程中的作用[J]. 环境科学与技术, 2013, 36(增刊): 104-109.

[Long Shilei, Zeng Jianrong, Liu Ke, et al. Impact of temperature inversion layer on accumulation process of particulate matters in Shanghai[J]. Environmental Science and Technology, 2013, 36(Suppl. ): 104-109.]

[22]
Xu T T, Liu B, Zhang M S, et al. Temperature inversions in China derived from sounding data from 1976 to 2015[J]. Tellus B: Chemical and Physical Meteorology, 2021, 73(1): 1-18.

[23]
Huang Q Q, Chu Y Q, Li Q H. Climatology of low-level temperature inversions over China based on high-resolution radiosonde measurements[J]. Theoretical and Applied Climatology, 2021, 144(1/2): 415-429.

[24]
万超悦, 徐婷婷, 王艳, 等. 中国大气逆温的时空分布特征[J]. 高原气象, 2024, 43(2): 434-449.

[Wan Chaoyue, Xu Tingting, Wang Yan, et al. Spatial and temporal distribution characteristics of atmospheric inversion in China[J]. Plateau Meteorology, 2024, 43(2): 434-449.]

[25]
Guo J P, Chen X Y, Su T N, et al. The climatology of lower tropospheric temperature inversions in China from radiosonde measurements: Roles of black carbon, local meteorology, and large-scale subsidence[J]. Journal of Climate, 2020, 33(21): 9327-9350.

[26]
Kahl J D. Characteristics of the low-level temperature inversion along the Alaskan Arctic coast[J]. International Journal of Climatology, 1990, 10(5): 537-548.

[27]
邓小进, 井长青, 郭文章, 等. 准噶尔盆地地表反照率时空变化特征及其影响因素分析[J]. 干旱区研究, 2021, 38(2): 314-326.

[Deng Xiaojin, Jing Changqing, Guo Wenzhang, et al. Spatio-temporal variation characteristics of surface albedo and analysis of influential factors in the Junggar Basin[J]. Arid Zone Research, 2021, 38(2): 314-326.]

[28]
陆云波, 王伦澈, 牛自耕, 等. 2000—2017年中国区域地表反照率变化及其影响因子[J]. 地理研究, 2022, 41(2): 562-579.

[Lu Yunbo, Wang Lunche, Niu Zigeng, et al. Variations of land surface albedo and its influencing factors in China from 2000 to 2017[J]. Geographical Research, 2022, 41(2): 562-579.]

[29]
贺晋云, 张明军, 王鹏, 等. 新疆气候变化研究进展[J]. 干旱区研究, 2011, 28(3): 499-508.

[He Jinyun, Zhang Mingjun, Wang Peng, et al. Progress of climate change research in Xinjiang[J]. Arid Zone Research, 2011, 28(3): 499-508.]

[30]
Qin Y, Ren G Y, Zhai T L, et al. A new methodology for estimating the surface temperature lapse rate based on grid data and its application in China[J]. Remote Sensing, 2018, 10(10): 1-18.

[31]
Santer B D, Sausen R, Wigley T M L, et al. Behavior of tropopause height and atmospheric temperature in models, reanalyses, and observations: Decadal changes[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2003, 108(D1): 1-22.

[32]
Zhang Y, Zhang Y, Liu Z H, et al. Analysis of vertical distribution changes and influencing factors of tropospheric Ozone in China from 2005 to 2020 based on multi-source data[J]. International Journal of Environmental Research and Public Health, 2022, 19(19): 12653.

[33]
黄小燕, 张明军, 王圣杰, 等. 中国西北地区近50年夏季0 ℃层高度及气温时空变化特征[J]. 地理学报, 2011, 66(9): 1191-1199.

[Huang Xiaoyan, Zhang Mingjun, Wang Shengjie, et al. Variation of 0 ℃ isotherm height and ground temperature in summer in Northwest China during the past 50 years[J]. Acta Geographica Sinica, 2011, 66(9): 1191-1199.]

[34]
盛裴轩, 毛节泰, 李建国, 等. 大气物理学[M]. 北京: 北京大学出版社, 2003.

[Sheng Peixuan, Mao Jietai, Li Jianguo, et al. Atmospheric Physics[M]. Beijing: Peking University Press, 2003.]

[35]
胡晏玲, 陈思萍. 乌鲁木齐市冬季近地逆温特点及其与可吸入颗粒物浓度的相关关系分析[J]. 干旱环境监测, 2004, 18(2): 88-90.

[Hu Yanling, Chen Siping. Analysis of near ground reverse temperature character and inhalable particle concentration in winter in Urumqi City[J]. Arid Environmental Monitoring, 2004, 18(2): 88-90.]

[36]
Du M X, Zhang M J, Wang S J, et al. Near-surface air temperature lapse rates in Xinjiang northwestern China[J]. Theoretical and Applied Climatology, 2018, 131(3-4): 1221-1234

Options
文章导航

/

〈 〉