利用COSMIC數據探測中國中西部大氣邊界層高度變化特征

易成

(合肥市測繪設計研究院，安徽 合肥 230001)

1 引 言

大氣邊界層(Atmospheric Boundary Layer，ABL)又稱為行星邊界層(Planetary Boundary Layer，PBL)。大氣邊界層是物質交換、能量傳輸、動量變換的過渡層，由于受地面的輻射熱、太陽的輻射熱、大氣環流、季風氣候的影響，大氣氣象參數在低對流層中某一位置變化較為劇烈，從而形成大氣邊界層[1，2]。在霧霾天氣下細顆粒物直徑為2.5cm(fine particulate matter，PM2.5)的含量與大氣邊界層的高度呈負相關，隨著大氣邊界層高度逐漸降低使得低對流層中的PM2.5、SO2等污染因子無法擴散，從而導致PM2.5等濃度的升高[3，4]。探測大氣邊界層高度的數據主要有：衛星遙感數據、雷達探空數據、以及再分析資料數據等。其中衛星遙感數據和雷達數據空間分辨率低、探測手段昂貴，探空站數據時空分辨率低，不宜于獲取大面積的大氣邊界層高度。其次再分析資料的數據精度較低，在探測ABLT高度時會出現較大的偏差。隨著全球導航衛星系統(Global Navigation Satellite System，GNSS)掩星數據快速的發展，全天候作業的地球物理研究與應用的挑戰小型衛星有效載荷(Challenging Mini-Satellite Payload for Geophysical Research and Application，CHAMP)和COSMIC計劃提供全球覆蓋、高時空分辨率、高精度的氣象參數。因此利用GNSS掩星提供的二次產品能夠進行有效的大氣邊界層高度的探測[5～7]。

大氣邊界層高度的獲取方法中主要有：最小梯度法、斷點法、小波協方差變換[8，9]等。AO等人率先提出在寒冷的南北極地區，利用虛位溫和位溫的方式探測ABLT的高度，由于水汽含量較少，溫度成為大氣邊界層高度結構變化的主要成分，而在中緯度地區和沿海地區，水汽成為主要的成分。因此利用水汽壓、比濕、混合比、相對濕度探測大氣邊界層高度較為合適，綜合復雜的情況下，大氣折射率最小梯度法探測大氣邊界層高度是合適的方法之一[10]。隨著科學技術的發展，斷點法和改進的斷點法探測大氣邊界層高度逐漸成為研究熱點[11，12]。然而利用斷點法探測ABLT高度，其中線性回歸滑動窗口(一般取值為 300 m)會忽略氣象參數的主要細節變化，導致ABLT高度探測存在較大的誤差。徐曉華等人利用小波協方差變換的方法探測大氣邊界層的高度[9]，由于信號的不穩定性，使得小波變換探測的精度較差。此外，正則泛函數求極小值方法在大氣折射率最小梯度法的基礎上加以改進，獲取更穩定和精確的大氣邊界層高度[2]。

由于中國中西部地區海拔高度較高，探測大氣邊界層高度變化特征可為該地區的氣候監測提供一些參數與依據，本次研究采用改進的數值差分方法進行中國中西部地區大氣邊界層精細結構時空變化特征分析。

2 實驗數據與方法

2.1 實驗數據

選取中國中西部地區的2008年～2013年GNSS-RO數據，其來源于COSMIC數據分析和存檔中心(COSMIC Data Analysis and Archive Center，CDAAC)。該數據集的level2層提供多種產品文件(atmprf，bfrprf，eraprf，gfsprf，ionprf，wetprf)，文中采用WetPrf溫濕廓線資料。

圖1 2013年中國中西部地區COSMIC掩星點與探空站的空間分布

圖1顯示掩星(藍色)分布均勻、覆蓋整個地區，而探空站(紅色)在(75～95°E，30～40°N)區間內分布稀疏，東部地帶探空站分布較為緊密。大氣邊界層高度主要距離地表 0.5 km～5 km，選擇數據的高度應大于 0.5 km，其次低軌衛星進行數據采集的過程中，惡劣環境及傳感器的損壞會使得采集的彎曲角會有誤差，則通過COSMIC資料中的‘bad’值(bad值為0時，表示廓線質量合格，bad值為1時，表示廓線質量有較大誤差，質量不合格)來選擇有效的廓線數據。根據6年的數據，以2.5×2.5°格網劃分可以得到的廓線資料數量分布圖：

圖2 2008年～2013年2.5×2.5°中有效廓線數量空間分布圖

圖2表明COSMIC有效廓線數據最大值個數為322個，主要位于(90°E，35°N)附近，最小值為21個，主要位于(75°E，40°N)。從整體分布看，在(80°E～102.5°E，30°N～37.5°N)和(92.5°E～110°E，35°N～40°N)掩星數據較多。

2.2 實驗方法

大氣折射率的變化受水汽分壓、大氣溫度、大氣壓強的綜合性影響，其表達式為：

(1)

式(1)中的N—大氣折射率/N-Unit，P—大氣壓強/hPa，T—大氣溫度/K，e—水汽分壓/hPa，大氣折射率N主要和大氣的密度、水汽壓、溫度的關系有關。

基于COSMIC大氣折射率數據采用改進的數值差分方法進行大氣邊界層高度的探測，其基本原理為：

(1)將折射率廓線上的底層高度(Zb)和頂層高度(Zt)進行等間隔劃分，共劃分為m-1份，其中的h=(Zt-Zb)/(m-1)，(Zb=Z1

(2)

式(2)可以轉換：

(3)

將式(3)寫成矩陣的形式為：AX=B等價于：

(4)

(5)

(2)在求解式(4)中的線性方程，由于線性方程是病態的，以及大氣折射率數值的不穩定性，考慮將方程轉換為求解包含正則化泛函數Tikhonov函數極小值的問題：

MinJ，J=‖AX-B‖2+γ‖LX‖2

(6)

式(6)中的加號右側的表達式為正則化泛函數，其中γ是指正則化參數，需要根據實際情況選取，也是L的一階微分算子，可選擇合適的γ來控制參數X的光滑性。隨著γ的增加，正則化泛函數的值也會隨著減少，X的光滑性就會變得更好。式(6)轉換為：

(ATA+γLTL)X=ATB

(7)

則X的表達式為：

X=(ATA+γLTL)-1ATB

(8)

3 實驗分析

根據2008年～2013年的COSMIC的Wetprf數據分析該地區的大氣邊界層高度時空特性。將(75～105°E，30～40°N)和(105～115°E，30～40°N)劃分為青藏高原地帶和東部地帶。

3.1 大氣邊界層的空間分布特征

利用2008年～2013年的COSMIC數據進行該地區的ABLT特性研究，選擇年均值進行探測，結果為：

圖3 大氣邊界層(2008年～2013年)年均值空間分布

圖3表明大氣邊界層高度主要在西部區域較低，東部區域較高。通過緯度分析，低緯度地區較高，中高緯度地區偏低。大氣邊界層的高度在(105～110°E，30～32.5°)之間達到最大值 2 353 m，主要是恩施、宜昌區域太陽的輻射逐漸增強，地表虛位溫升高，使得地表感熱通量增加，大氣邊界層處的湍流活動增強，常年風速較快使得該處大氣湍流更加劇烈，為大氣邊界層的向外擴散提供動力。西北地區的大氣邊界層的高度 1 000 m，主要是喀什地區的海拔高度 1 291 m，受印度季風的影響，夏季炎熱、酷暑期短、冬無嚴寒、低溫時間長等原因導致大氣邊界高度偏低。青藏高原(75～105°E，30～40°N)區域，空中無云、氣候干燥、下墊面感熱通量較大，致使地表附近湍流活動強，大氣邊界層高度 1 800 m，較青藏高原東部地區高，這種現象和周文的青藏高原的研究結果整體一致[13]。

3.2 大氣邊界層的季節分布特征

根據2008年～2013年的COSMIC數據進行大氣邊界層高度的探測，將1年劃分為冬季(12～2月)、春季(3～5月)、夏季(6～8月)、秋季(9～11月)。大氣邊界層高度的季節性變化為：

圖4 2008年～2013年大氣邊界層高度季節性變化(括號內表示范圍及均值)

圖5 大氣邊界層高度標準差季節性變化

通過圖4發現在冬季時ABLT高度值偏大，在(105～110°E，30～32.5°N)達到最大值 2 561 m，與年均值分布整體一致，高度值范圍為：1 094 m～2 561 m。冬季降水量的減少，氣候干燥，直接受到太陽的照射，致使地表附近的感熱通量增強，從而導致大氣邊界層高度升高；春季圖4(b)較冬季圖4(a)有所減少，其主要原因是氣候的變化期間存在降雨過程，使空氣中的水蒸氣增加，太陽光照相對較低，致使地表感熱降低，從而導致大氣邊界無法擴散，保持較低的水平，該現象與AO研究的情況是一致的[10]。夏季由于印度夏季風及光照強度的影響，降水量相對于光照的因素對大氣邊界層作用較小，致使地表感熱增加，從而使大氣邊界層高度減弱。秋季仍然保持較低的水平。4個季節的主要變化特征是冬-春-夏-秋對應著的均值 1 628 m-1 522 m-1 800 m-1 643 m，春季數值最小，夏季數值最大，秋季和冬季相對穩定。因此中國中西部地區的大氣邊界層高度的季節性變化較強。

大氣邊界層標準差是反映著數據的離散程度及其穩定性指標之一。通過圖5發現對應的標準差與圖4的空間分布趨勢一致，均是冬-春-夏-秋對應著中-低-高-中的特征。4個季節的標準差均值都很接近，均值范圍為：811 m～890 m，夏季標準差達到最大值 890 m，主要是夏季溫度較高以及水汽較多，兩者混合因素作用下使得大氣邊界層高度的探測穩定性較差。

圖6 2008～2013年的尖銳系數季節空間分布(括號內表示范圍及均值)

圖6反映整體上大氣邊界層高度的尖銳系數青藏高原地帶小于東部地區，說明東部區域具有劇烈變化的大氣分界層，水汽、虛位溫、位溫在該位置會發生急劇的變化，可精確地確定大氣邊界層頂的位置。中國青藏高原地帶(75～105°E，30～40°N)具有明顯的季節性變化，冬季最小尖銳系數最小，夏季達到最大，秋季又開始降低，其變化趨勢的主要原因：夏季下墊面受太陽輻射熱較強，反照率增加，致使地表溫度升高，從而使大氣邊界層受地表的輻射熱發生湍急的氣流變化，而冬季這種現象就變弱。

3.3 大氣邊界層的日變化特征

通過選擇2008年～2013年的GNSS-RO的COSMIC數據進行大氣邊界層高度的日變化特征分析，將中國中西部地區分成2.5×2.5°的區域，一年分成4個季節，并在每個季節進行大氣邊界層高度和尖銳系數的日變化特征分析。

圖7～圖10中分別表示大氣邊界層高度和尖銳系數的日變化特征，所選擇的時間是協調世界時(Coordinated Universal Time，UTC)時間。北京時早于UTC時間8個小時，對應的本地時間分別為08L、14L、20L、02L(L表示當地時間)。其中圖7表明在冬季時大氣邊界層高度的變化呈現在08L時刻是先減少后增加到14L時刻，均值為 1 754 m。14L時刻和20L時刻大致變化趨勢一致，并在02L時刻又開始降低，該變化趨勢主要原因：中國中西部地區冬季白晝時間長，下跌面受太陽光照時間的影響，使得地表潛熱的增加致使大氣邊界層高度的增加，而在02L時刻，下墊面的散熱作用使得大氣邊界層高度的降低，這種效應在青藏高原地帶表現更明顯。圖8中整體表明春季的中西部地區日變化較明顯，在08L時刻達到最高點，均值為 1 738 m，02L達到最小值 1 306 m。圖9中的夏季時日無明顯變化，青藏高原中部地帶(85～105°E，30～40°N)表現較明顯，在喀什地區周日變化較弱，東部地段表現也較弱，延安市附近周日性變化較明顯。從4個時刻來看是先增加后減少的變化趨勢。通過圖10發現青藏高原東側處(95～105°E，30～35°N)周日變化較明顯。整體周日性無明顯變化的原因；亞熱帶季風氣候成為該區域的大氣邊界層高度抬升的動力源，而溫度相對較低，兩個主要動力源混合作用導致周日性變化較弱。

圖7 冬季ABLT與ABLT-Sharp-Param年均值(00，06，12，18.UTC時間)

圖8 春季ABLT與ABLT-Sharp-Param年均值(00，06，12，18.UTC時間)

圖9 夏季ABLT與ABLT-Sharp-Param年均值(00，06，12，18UTC時間)

圖10 秋季ABLT與ABLT-Sharp-Param年均值(00、06、12、18UTC時間)

從圖7～圖10尖銳系數的日變化趨勢來看，冬季時中國中西部地區的青藏高原地帶尖銳系數值小于東部地區，在青藏高原地帶的值是先減少后增加，02L時刻達到最大值1.50。在春季時，由于受印度季風氣候的影響，4月份達到最大，季風使大氣邊界層高度抬升，并出現明顯的湍流層，該季節尖銳系數具有周日性變化，在08L時刻達到最大值1.52，14L時刻達到最小值1.31。圖9中顯示尖銳系數在夏季表現不明顯，主要是夏季受水汽的影響，空氣濕度相對其他季節較多，大氣邊界層擴散較弱，尖銳系數的變化幅度較少。圖10中秋季時日變化較明顯，從08L時刻～02L時刻的變化趨勢是先變小后增大。從整體的4個季節來看，冬、春、秋季的尖銳系數的日變化較為明顯，而夏季較弱。

4 結 論

通過利用2008年～2013年的GNSS-RO系列中的COSMIC計劃數據，采用克服病態線性回歸方程的數值差分方法計算出中國中西部地區大氣邊界層高度及尖銳系數，將中國中西部地區劃分為海拔高的青藏高原地帶和海拔偏低的東邊地帶，實驗結果得出以下結論。

(1)該方法計算的大氣邊界層高度在青藏高原地帶較東部地帶值較小，在喀什地區大氣邊界層高度值在 1 000 m，其對應的海拔高度 1 291 m，青藏高原(75～105°E，30～40°N)區域，由于空中無云，氣候干燥，且下墊面感熱通量較大的因素，致使地表附近湍流活動強，其次受印度季風的影響，其大氣邊界層高度較青藏高原東部地區高，在 1 800 m左右。

(2)大氣邊界層高度的變化具有明顯的周期性變化特征，夏季達到最大值 1 800 m，春季達到最小值 1 552 m，其他兩個季節處于中間值在 1 630 m浮動。ABLT高度的標準差和大氣邊界層高度季節變化趨勢保持一致。通過總體分析ABLT的尖銳系數，東部區域的尖銳系數高于原青藏高原地帶，青藏高原地帶尖銳系數具有季節性變化在夏季達到最大值1.5。

(3)通過選擇6年4個季節的4個時刻(08：00L，14：00L，20：00L，02：00L)大氣邊界層高度，探測該地區的ABLT高度和ABLT尖銳系數周日變化特征，結果表明：冬季和春季的大氣邊界層高度周日性變化較強，夏秋季節較弱，尖銳系數除夏季之外，其他季節均具有一定的周日性變化，其中在這3個季節中青藏高原地區周日性變化較為明顯。