極端干旱區(qū)大氣邊界層厚度時間演變及其與地表能量平衡的關(guān)系

張 杰，張 強(qiáng)，唐從國

(1.氣象災(zāi)害省部共建教育部重點實驗室，南京信息工程大學(xué)，南京 210044;2.中國氣象局蘭州干旱氣象研究所，蘭州 730020)

大氣邊界層是近地層大氣湍流交換的主要場所，也是地表大氣最主要的組成部分，具有分散污染物的作用。由于劇烈的湍流混合作用，邊界層內(nèi)的水汽、空氣分子、污染物等主要集中在湍流特征不連續(xù)界面邊界層高度的范圍內(nèi)［1-2］，因此，邊界層限制了污染物垂直擴(kuò)散的范圍，大氣邊界層厚度在一定程度上能夠指示這個擴(kuò)散范圍，大氣邊界層厚度一直是大氣數(shù)值模式和大氣環(huán)境評價的重要物理參數(shù)之一。早期研究曾普遍認(rèn)為白天對流邊界層厚度一般為1 km的量級，夜間穩(wěn)定邊界層可能只有0.1 km的量級［3］。后來張強(qiáng)等人發(fā)現(xiàn):在中國西北部極端干旱荒漠和戈壁地區(qū)，夏季晴空白天能夠形成超過4 km的對流邊界層，夜間穩(wěn)定邊界層也可超過1 km［4］;無獨有偶，Marsham等人［5］在非洲撒哈拉沙漠中也觀測到了高達(dá)5.5 km的深厚對流邊界層，并且其殘余層特征十分突出。極端干旱區(qū)深厚邊界層形成與劇烈的太陽輻射等氣候背景以及極端干燥的地表環(huán)境等因素有關(guān)［6-7］。

大氣邊界層厚度變化與天氣、氣候的形成和演化密切相關(guān)，會隨氣象條件、地形、地面粗糙度、觀測地方時、下墊面的熱通量、空氣對流強(qiáng)度等變化而變化［8-10］。地表的強(qiáng)烈加熱引起的熱力不穩(wěn)定以及熱力湍流是影響大氣邊界層高度和混合層形成的主要熱力原因［11-13］。從區(qū)域尺度上來看，近年來的中國部分區(qū)域大氣邊界層厚度有增加趨勢，部分區(qū)域有降低趨勢，并且變化因素各異［14-15］。例如:隨著城市化產(chǎn)生的城市熱島效應(yīng)以及粗糙度增加，促進(jìn)了熱島環(huán)流增加，導(dǎo)致重慶混合層厚度有增加趨勢［15］;因風(fēng)速變小導(dǎo)致動力作用減小，使得西安近10年來大氣邊界層厚度有緩慢下降的趨勢［16］;由于沙塵和黑炭氣溶膠對大氣的增溫加熱效應(yīng)，導(dǎo)致邊界層大氣穩(wěn)定度增加和感熱通量減少［16-19］，從而使澳洲等地大氣邊界層厚度有所降低等。由此可見，大氣邊界層變化具有區(qū)域性，其變化不僅與下墊面有關(guān)，還與大氣化學(xué)成分、大氣環(huán)流以及穩(wěn)定度等有密切關(guān)系［20-23］。眾多的環(huán)境因素變化可能是大氣邊界層厚度變化的直接原因［24-25］。

近幾十年以來，由于高速的工業(yè)化、城市化、強(qiáng)化農(nóng)業(yè)以及不合理的土地使用等行為，致使人類活動活躍的亞洲成為氣溶膠排放增長最快的地區(qū)之一，近幾十年氣溶膠含量顯著增加，土地利用和植被覆蓋變化也十分明顯;同時，全球變化對大氣環(huán)流產(chǎn)生影響。這些變化必然對地氣系統(tǒng)能量分配產(chǎn)生作用，進(jìn)而，會對邊界層的演變產(chǎn)生一定影響。本研究主要采用ECMWF［26］的地表和大氣產(chǎn)品分析邊界層厚度以及與其相關(guān)的地氣系統(tǒng)能量通量的時間變化，同時，結(jié)合地面探空加強(qiáng)觀測探求中國西北荒漠戈壁區(qū)大氣邊界層演變的可能因素。

1 資料說明

ECMWF是歐洲中期天氣預(yù)報中心的再分析資料，ERA40提供了包括地表和大氣的能量、土壤溫度、濕度;邊界層風(fēng)速、溫度、濕度、邊界層厚度等參數(shù)，參數(shù)包括1957年9月—2002年8月的每日4次的資料，空間分辨率為2.5°×2.5°;ERA interim 資料包括1979 年至目前的每日4 次的資料，空間分辨率為1.5°×1.5。本研究選取以敦煌站點為中心的5°×5°的范圍作為中國西北極端干旱區(qū)的代表區(qū)域，邊界層厚度時間變化和成因分析以夏季14:00的資料為準(zhǔn)，代表正午大氣邊界層厚度，將每日14:00諸要素的資料進(jìn)行質(zhì)量控制，在此基礎(chǔ)上計算得到14:00的月資料。對比發(fā)現(xiàn)ERA40資料和ERA interim(1979—目前)資料在2000—2001年期間的每日陸面能量通量和邊界層厚度有很好的一致性，為了對比驗證ERA40產(chǎn)品的真實性，本文應(yīng)用項目組的觀測資料對現(xiàn)有的ECMWF產(chǎn)品ERA interim進(jìn)行對比驗證，二者的相關(guān)性較好，從而間接地驗證ERA40資料的真實性，并通過陸面過程觀測資料研究陸面熱力特征對邊界層形成的影響機(jī)理。研究所用探空資料來自2006—2007年期間在西北干旱區(qū)敦煌進(jìn)行的大氣邊界層觀測試驗，該觀測試驗區(qū)位于距敦煌市綠洲西側(cè)7 km的雙墩子戈壁灘上，處在綠洲的上風(fēng)方向，其能量、水分和物質(zhì)交換不受綠洲氣候的影響，因此，該點上的探空觀測結(jié)果可以代表衛(wèi)星和模式尺度的大氣特征，試驗站的陸面過程觀測也可以代表觀測點和上游廣闊、平坦、均一的地表及衛(wèi)星和模式尺度的下墊面特征。觀測場設(shè)有探空觀測、超聲渦動系統(tǒng)的近地層通量觀測、地面輻射平衡觀測設(shè)備。上述所用儀器中，超聲渦動儀為Compbell公司生產(chǎn)的CSAT3型，架設(shè)高度為2.5 m;輻射分量觀測儀器為美國Eppley公司生產(chǎn)的PSP型，架設(shè)高度為1.5 m;GFE(L)1型二次測風(fēng)雷達(dá)和GTS1型數(shù)字式探空儀組成的L波段雷達(dá)探空系統(tǒng)，觀測的邊界層氣象要素包括溫度、濕度、風(fēng)速、風(fēng)向、氣壓等，探空高度保持在8.68 km以上，每隔10 m記錄1次探空觀測數(shù)據(jù)。觀測時段分夏、冬兩期，分別為2006年6月28日—7月17日和2007年1月1日—1月20日;每日觀測8次，分別為北京時07:00，09:00，11:00，13:00，15:00，17:00，19:00，21:00。在觀測期間，2006年7月5—7日有一次降水過程，2007年1月2日前后是陰天，其它時間基本為晴空天氣。

在干旱地區(qū)，熱力作用在大氣邊界層過程中更為突出，導(dǎo)致邊界層位溫廓線特征更加顯著，所以本文用位溫廓線法來確定邊界層厚度［27-28］，定義為白天開始出現(xiàn)明顯位溫跳躍或折線型的逆溫層底部;并且大氣逆溫強(qiáng)度超過3℃/km的范圍確定為對流邊界層高度，或者將位溫、比濕隨高度幾乎不變而接近消失的高度作為混合層的最大高度;將夜間貼地逆位溫層頂部、大氣逆溫強(qiáng)度超過4℃/km的垂直空間范圍確定為穩(wěn)定邊界層高度［28］。圖1給出ECMWF/ERA interim的邊界層高度、凈輻射、感熱通量、潛熱通量產(chǎn)品(縱坐標(biāo))與探空觀測結(jié)果(橫坐標(biāo))的散點關(guān)系。由圖可見:雖然有部分?jǐn)?shù)值比較離散，大部分ECMWF產(chǎn)品與觀測結(jié)果很接近，處于平衡線附近，分別波動在±0.2 km、±60 W/m2、±40 W/m2、±2 W/m2的范圍內(nèi)，可見，潛熱通量的ECMWF產(chǎn)品結(jié)果偏大，邊界層高度、凈輻射和感熱通量的平均誤差都在8%范圍內(nèi)(圖1)，可以反映干旱區(qū)地表的能量交換過程，ECMWF的感熱通量、總輻射等能量參數(shù)較為成功地反映了中國西部的實際情況。圖1表明ECMWF產(chǎn)品大氣邊界層厚度的可靠性，特別是在ECMWF產(chǎn)品中發(fā)現(xiàn)了邊界層厚度超過3 km以上的深厚大氣邊界層厚度，說明ECMWF產(chǎn)品基本可以反映極端干旱區(qū)深厚大氣邊界層厚度特征，并且可以用于反映大氣邊界層厚度的時間演變特征，同時也證明了中國西北干旱區(qū)存在深厚大氣邊界層厚度的事實。由于ERA40與ERA interim有較好的線性關(guān)系，圖1也進(jìn)一步證明ERA40的可靠性。

2 結(jié)果分析

2.1 典型極端干旱區(qū)大氣邊界層厚度的季節(jié)演變特征

圖2給出中國西北典型極端干旱區(qū)敦煌周邊5°×5°區(qū)域的平均邊界層厚度的時間演變，圖2分別為LST每日4次的冬、春、夏、秋季節(jié)的時間序列。由圖可見:4個季節(jié)的邊界層厚度以14:00最大，其次是20:00，然后是8:00，夜間2:00邊界層厚度最小。4個時次的邊界層厚度除了春季和夏季的14:00和20:00的邊界層厚度與2:00、8:00的變化趨勢有相反趨勢外，其它季節(jié)里4個時次的邊界層厚度變化趨勢有一致性。本研究以14:00的邊界層厚度變化為主，代表正午大氣邊界層厚度，重點分析邊界層厚度的演變特征及可能的原因。由此可以看出:四個季節(jié)里春、秋兩季正午邊界層厚度的時間變化趨勢有一致性，與其它兩個季節(jié)的趨勢相差甚大，冬季正午邊界層厚度年際間的波動較大，相差0.1 km以上，1985年之前為明顯的增加趨勢，之后一直處于降低趨勢階段，44a的總變化為增加趨勢;夏季邊界層厚度年際間的波動較冬季小，除了個別年份的降幅在0.1 km以上之外，其它年份的邊界層厚度波動較小，44a的總趨勢為顯著下降趨勢，下降了大約0.12 km左右，占夏季平均邊界層厚度的9.2%;春季邊界層厚度年際間的波動在四個季節(jié)里最小，1973年之前邊界層厚度明顯偏小，年際間波動較大，到1979年達(dá)到最大邊界層厚度，之后一直處于波動中降低趨勢，降幅約0.05 km，占年平均邊界層厚度的3.8%;秋季邊界層厚度在1980年之前為增加趨勢，1980年之后呈波動中下降趨勢，并且年際間波動較顯著。

圖1 邊界層高度(BLH)、凈輻射(Rn)、感熱通量(SSHF)、潛熱通量(SLHF)的ERA interim產(chǎn)品與探空觀測結(jié)果的散點關(guān)系Fig.1 Relations of boundary layer height(BLH)net radiance(Rn)，surface sensible heat flux(SSHF)and surface latent heat flux(SLHF)

大氣邊界層厚度受垂直風(fēng)切變產(chǎn)生的動力湍流作用和感熱加熱產(chǎn)生的熱力湍流作用的影響，邊界層厚度四個季節(jié)的年際波動較大，并且有年代際變化特征，說明當(dāng)?shù)氐耐牧髯饔媚觌H波動較為顯著，究竟是什么原因所致，還有待進(jìn)一步研究。

圖2 四季邊界層厚度(BLH)的時間演變(時間為地方時間)Fig.2 Temporal variation of four seasonal boundary layer height(BLH，time is LST)

2.2 大氣邊界層發(fā)展和維持衰退過程的主要影響因素

2.2.1 大氣邊界層發(fā)展和維持衰退過程與動力因子的關(guān)系

邊界層厚度的變化主要受湍流作用，摩擦速度較好地反映了垂直風(fēng)切變特征，可以反映機(jī)械湍流動力過程對邊界層形成的影響。例如有研究發(fā)現(xiàn):風(fēng)速對上海混合層厚度影響較大［29-30］。將每日大氣對流邊界層厚度達(dá)到峰值以前的增加階段作為對流邊界層的發(fā)展階段，峰值以后的穩(wěn)定或降低階段作為對流邊界層的維持衰退階段［22］，本研究采用每日30 min的夏季大氣邊界層和陸面過程觀測資料研究邊界層發(fā)展、維持和衰退過程與動力因子的關(guān)系。圖3給出夏季摩擦速度與白天對流邊界層高度形成和夜間穩(wěn)定邊界層厚度變化的關(guān)系，可見，白天摩擦速度越大，對流邊界層厚度越大，并且在邊界層厚度低于2.5 km的邊界層內(nèi)，摩擦速度對對流邊界層厚度的關(guān)系更好，影響更突出，當(dāng)邊界層厚度高于2.5 km時，二者的關(guān)系不太顯著，說明對流邊界層在形成的過程中，垂直切變起著重要的作用，但是，深厚的大氣邊界層厚度的形成與垂直切變的大小關(guān)系并不大，顯然是熱力湍流作用起著重要的作用。夜間，隨著摩擦速度減小，穩(wěn)定邊界層厚度趨于減小，說明夜間垂直風(fēng)切變越大，越有利于穩(wěn)定邊界層厚度的維持。圖3給出冬季摩擦速度與白天對流邊界層高度形成和夜間穩(wěn)定邊界層厚度變化的關(guān)系，由圖可知二者的關(guān)系不太明顯。白天對流邊界層厚度與摩擦速度呈二次拋物線關(guān)系，即當(dāng)摩擦速度小于0.18 m/s時，對流邊界層厚度與摩擦速度呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，當(dāng)摩擦速度大于0.18 m/s時，對流邊界層厚度與摩擦速度呈正相關(guān)關(guān)系，說明垂直風(fēng)切變較小的時候，機(jī)械湍流并不能促進(jìn)對流邊界層的發(fā)展，可能是摩擦作用抑制了冬季熱力作用的發(fā)展，進(jìn)而導(dǎo)致邊界層厚度降低。當(dāng)垂直切變較大時，機(jī)械湍流才有利于對流邊界層的發(fā)展。夜間穩(wěn)定邊界層厚度與機(jī)械湍流作用的關(guān)系比較復(fù)雜，在此不再詳加分析。摩擦速度大小主要與粗糙度和風(fēng)速有正相關(guān)關(guān)系，隨著粗糙度和風(fēng)速的增加，摩擦速度增加［31］。

通過對圖3的分析得出:在中國西北極端干旱區(qū)，夏季垂直切變所產(chǎn)生的機(jī)械湍流對對流邊界層的發(fā)展有一定的促進(jìn)作用，但是，機(jī)械湍流并不是深厚大氣邊界層厚度形成的主要原因;夜間垂直切變所產(chǎn)生的機(jī)械湍流有利于穩(wěn)定邊界層的維持;冬季，較大的垂直風(fēng)切變所產(chǎn)生的機(jī)械湍流能促進(jìn)對流邊界層的發(fā)展。不論是冬季還是夏季，西北極端干旱區(qū)大氣邊界層厚度都較大，說明熱力湍流對邊界層的發(fā)展所起的作用可能較機(jī)械湍流的作用更大。

圖3 夏季和冬季每日不同時刻地表摩擦速度與對流邊界層發(fā)展與維持衰退的關(guān)系Fig.3 Relationship between friction velocity(u*)and convective boundary layer and stable boundary layer in development stage and maintenance、declined stage in Summer and Winter

2.2.2 大氣邊界層發(fā)展和維持衰退過程與陸面熱力因素的關(guān)系

除了機(jī)械湍流運動外，浮力湍流也是邊界層內(nèi)的重要運動方式，干旱區(qū)浮力湍流大小可以通過感熱通量大小反映。由于陸面熱力具有明顯的日變化特征，感熱通量在大氣邊界層演變過程中所起作用有所不同。研究表明［22］:大氣熱力邊界層的發(fā)展和維持主要依靠感熱通量對熱量的輸送來維持。夏季地表感熱通量大約超過100 W/m2以后對流邊界層就可以突破穩(wěn)定邊界層進(jìn)入殘余層，然后隨感熱通量增大迅速發(fā)展;當(dāng)?shù)乇砀袩嵬看蠹s超過250 W/m2以后，就會發(fā)展出3 km以上的深厚對流邊界層。在維持衰退階段，邊界層厚度隨地表感熱通量減弱收縮得更明顯。冬季邊界層發(fā)展和衰退隨感熱通量的變化過程較夏季弱。圖4中給出由ECMWF/ERA 40日資料得到的14:00冬、春、夏、秋四季感熱通量的年際變化趨勢。據(jù)圖，冬季感熱通量在20世紀(jì)80年代之前和之后都呈降低趨勢，80年代是感熱通量的調(diào)整階段;春季感熱呈單峰變化，80年代之前以增加為主，之后略有降低;夏季感熱通量總體為降低趨勢，只在80年代有增加的趨勢;秋季感熱通量變化與春季基本一致。除了冬季，春、夏、秋3季感熱通量與圖2中邊界層厚度演變有一致性。感熱通量隨年代的季節(jié)性降低趨勢可能是邊界層厚度降低的主要因素之一。七八十年代是包產(chǎn)到戶、耕地面積大調(diào)整階段，下墊面植被狀況發(fā)生很大變化，耕地和植被變化將改變粗糙度狀況［32］，有可能改變垂直風(fēng)切變進(jìn)而影響機(jī)械湍流強(qiáng)度，同時改變空氣動力學(xué)阻抗進(jìn)而影響感熱通量輸送。感熱通量的變化除了受粗糙度影響外，還與風(fēng)速、地氣溫差、地表凈輻射總量及能量分配等有關(guān)。

圖4 14:00感熱通量(SSHF)的季節(jié)演變趨勢Fig.4 Temporal variation of seasonal surface sensible heat flux(SSHF)at noon

2.3 感熱通量變化的主要原因

圖5 給出與感熱通量變化有關(guān)的特征參數(shù)在夏季的時間演變及其與感熱通量的散點關(guān)系，主要參數(shù)包括影響感熱通量的地氣溫差、風(fēng)速、粗糙度。由圖看出，前二者變量的變化都有遞減趨勢。地氣溫差、風(fēng)速與感熱通量都具有正相關(guān)關(guān)系，復(fù)相關(guān)關(guān)系分別為0.36、0.27。由此可見，地氣溫差和風(fēng)速的降低又促使了感熱通量的降低。除上述兩個變量之外，地表粗糙度也會影響地表的動量和熱量交換，它在陸-氣相互作用過程中占有重要的地位。在大、中尺度數(shù)值模式和氣候變化研究中大都通過粗糙度計算地面感熱通量。賈立等利用衛(wèi)星遙感NDVI資料與地面觀測資料相結(jié)合得出了綠洲和戈壁地區(qū)粗糙度與NDVI之間的指數(shù)關(guān)系［33］，z0m=exp(－7.13+9.33NDVI)，經(jīng)驗證發(fā)現(xiàn)，該公式適合植被稀少的綠洲、戈壁、沙漠地區(qū)。本研究采用該方法和1982年以來的NOAA/AVHRR的NDVI產(chǎn)品計算西北粗糙度參數(shù)。由圖5可見，20世紀(jì)80年代之后，地表粗糙度變化有遞減趨勢，地表粗糙度與感熱通量都具有正相關(guān)關(guān)系，復(fù)相關(guān)關(guān)系分別為0.23。由此分析，地表粗糙度的降低使得地表的熱力輸送有所降低，進(jìn)而促進(jìn)了感熱通量的降低。從動力學(xué)角度看，地表粗糙度越小，越不利于動力湍流的發(fā)展，因此，也不利于邊界層發(fā)展，這與圖3結(jié)果相符合。西北干旱區(qū)地表粗糙度降低可能與下墊面植被退化有關(guān)，由于地下水位下降，荒漠、戈壁上的灌木覆蓋度顯著降低，再加上過渡開墾，最終導(dǎo)致粗糙度下降。另外，粗糙度和風(fēng)速減小將使得摩擦速度減小和垂直風(fēng)切變減小，最終促使機(jī)械湍流降低，進(jìn)而導(dǎo)致邊界層厚度降低。

感熱通量是地表凈輻射量的一個分量。在極端干旱區(qū)，年降水量不足100 mm，下墊面主要以荒漠和戈壁為主，巖石層含水量較小，潛熱通量較小，感熱通量在凈輻射量中起著舉足輕重的作用，其變化與凈輻射量的變化有關(guān)。潛熱通量的變化對凈輻射量和感熱通量變化也有一定的響應(yīng)。圖6給出凈輻射量和潛熱通量的時間變化及其與感熱通量的關(guān)系。凈輻射能量變化呈遞減趨勢，并且與感熱通量具有正相關(guān)關(guān)系，復(fù)相關(guān)系數(shù)分別為0.47;潛熱通量變化呈增加趨勢，其與感熱通量具有反相關(guān)關(guān)系，復(fù)相關(guān)系數(shù)分別為0.8。由此可見，地表凈輻射量在近44年里表現(xiàn)為降低趨勢，潛熱通量略有增加，從能量平衡的角度看，其將導(dǎo)致感熱通量降低。從凈輻射量和潛熱通量的變化趨勢可以看出:凈輻射量的分配也發(fā)生了一定的變化，都會對感熱通量產(chǎn)生影響。感熱通量和地氣溫差又是熱力湍流的主要輸送和驅(qū)動者，也是該地區(qū)大氣邊界層形成的主要動力，感熱通量的降低最終會導(dǎo)致夏季大氣邊界層厚度出現(xiàn)降低的趨勢。

引起地-氣系統(tǒng)凈輻射能量變化的因素包括總短波輻射量、地表反照率、長波有效輻射的變化等，這些因素的變化可能與下墊面土地利用和植被覆蓋、氣候變暖對近地面的加熱作用、大氣中氣溶膠產(chǎn)生的輻射效應(yīng)、大氣環(huán)流的改變、降水變化引起的土壤濕度變化等有關(guān)［33-35］。具體影響該地區(qū)輻射通量變化的機(jī)理還有待進(jìn)一步研究。

圖5 夏季正午地氣溫差、風(fēng)速和地表粗糙度的時間變化及其與感熱通量的關(guān)系Fig.5 Temporal variation of difference of surface and air temperature(Ts－Ta)，wind speed and roughness(Z0)at noon in summer and the relations with SSHF

圖6 夏季正午凈輻射量和潛熱通量的時間變化及其與感熱通量的關(guān)系Fig.6 Temporal variation of net radiance(Rn)，surface latent heat flux(SLHF)at noon in summer and the relations with sshf

3 結(jié)論與討論

本研究采用ECMWF的地表和大氣產(chǎn)品和邊界層加強(qiáng)觀測，分析了中國西北極端干旱區(qū)大氣邊界層厚度的時間變化特征，并分析了邊界層厚度變化的動力和熱力因素，得出:

(1)西北極端干旱區(qū)大氣邊界層厚度呈現(xiàn)出季節(jié)性的年際和年代際變化，1958年以來的44年里，夏季大氣邊界層厚度呈下降趨勢;春、秋季節(jié)呈現(xiàn)出先增加后降低的趨勢，80年代是邊界層厚度發(fā)生轉(zhuǎn)折的時期;冬季的年際波段與春、秋季節(jié)有一致性，但總體還是增加趨勢。

(2)西北極端干旱區(qū)的地表加熱作用所產(chǎn)生的浮力是該區(qū)域大氣邊界層形成的主要動力。由于夏季感熱通量隨時間演變呈降低趨勢，導(dǎo)致了夏季邊界層厚度形成的熱力湍流作用減弱，邊界層厚度降低。

(3)夏季風(fēng)速、地氣溫差和粗糙度隨時間演變的降低促進(jìn)感熱通量呈降低趨勢;地表凈輻射量減少，會引起地表加熱減少，加之潛熱通量的增加，都會導(dǎo)致感熱湍流通量有減小趨勢。粗糙度和風(fēng)速是大氣邊界層發(fā)展的主要動力因素，由于邊界層粗糙度和風(fēng)速降低，促使垂直風(fēng)切變減小，湍流動力作用減弱，也會導(dǎo)致邊界層厚度降低。

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