什么是边界层

什么是边界层? 广义讲:在流体介质中, 受边界相对运动以及热量和物质交换影响最明显的那一层流体。具体到大气边界层, 是指受地球表面摩擦以及热过程和蒸发显著影响的大气层。大气边界层厚度, 一般白天约为1.0km, 夜间大约在0.2km 左右, 地表提供的物质和能量主要消耗和扩散在大气边界层内。大气边界层是地球-大气之间物质和能量交换的桥梁。全球变化的区域响应以及地表变化和人类活动对气候的影响均是通过大气边界层过程来实现的。 什么是湍流? 英文湍流为“turbulence ”, 日文为“乱流”, 湍流简单定义:流体微团进行的有别于一般宏观运动的不规则的随机运动, 从宏观上看, 它没有稳定的运动方向, 但它能够象分子运动一样通过其随机运动过程有规律地传递物质和能量。从1915年由Taylor[1]提出大气中的湍流现象到1959年Priestley[2]提出自由对流大气湍流理论, 可以说, 到20世纪50年代以前经典的湍流理论基本上已经形成。以后, 湍流理论基本上再没有出现大的突破。1905年Ekman[3]从地球流体力学角度提出了著称于世的Ekman 螺线, 在此基础上形成了行星边界层的概念, 他的基本观点仍沿用至今。1961年,Blackadar[4]引入混合长假定, 用数值模式成功地得到了中性时大气边界层具体的风矢端的螺旋图象。行星边界层的提出使人们认识到了大气边界层在大气中的特殊性和一些奇妙的规律。从20世纪50年代开始, 由于农业、航空、大气污染和军事科学的需要, 掀起了大气边界层研究的高潮。1954年, Monin 和Obukhov[5]提出了具有划时代意义的Monin —Obukhov 相似性理论, 建立了近地层湍流统计量和平均量之间的联系。1982年,Dyer[6]等利用1976年澳大利亚国际湍流对比实验ITCE 对其进行完善使得该理论有了极大的应用价值。1971年Wyngaard[7]提出了局地自由对流近似, 补充了近地面层相似理论在局地自由对流时的空白。从20世纪70年代开始, 随着大气探测技术和研究方法的发展, 特别是雷达技术, 飞机机载观测, 系留气球和小球探空观测以及卫星遥感和数值模拟等手段的出现, 大气边界层的研究开始从近地层向整个边界层发展。简洁地概括, 对大气边界层物理结构研究贡献最突出的是两大野外实验和一个数值实验, 即澳大利亚实验的Wanggara 和美国的Min-nesota 实验以及Deardorff 的大涡模拟实验。相似性理论是大气边界层气象学中最主要的分析和研究手段之一, 在建立了比较成熟的用于描述大气近地面层的Monin —Obukhov 相似性理论以后, 人们开始寻求类似的全边界层的相似性理论。国际上, 除Neuwstadt[8]、Shao[9]等做了大量工作外, 我国胡隐樵等以野外实验验证了局地相似性

理论, 并建立了各种局地相似性理论之间的关系。张强等还对局地相似性理论在非均匀下垫面近地面层的适应性做了一些研究。自1895年雷诺平均方程建立以来, 该方程组的湍流闭合问题是至今未解决的一个跨两个世纪的科学难题。人们发展湍流闭合理论, 以达到能够数值求解大气运动方程, 实现对大气的数值模拟。闭合理论有一阶局地闭合理论即K 闭合。1990年HoIt-sIag[12]在1972年理论框架的基础上, 用大涡模拟资料对K 理论做了负梯度输送的重大修正。为更精确地求解大气运动方程, 也为了满足中小尺度模式, 特别是大气边界层模式刻画边界层湍流通量和其它高阶矩量的目的, 高阶湍流闭合技术也开始被模式要求。由于大气边界层研究是以野外探测实验为基础的实验性很强的科学, 我国以往由于经济落后, 无法得到第一手的实验资料, 研究相对落后, 与国外相比, 总体上差距在20a 左右, 但我国学者在大气边界层的研究中也有其特殊贡献:1940年周培源先生[13]提出的湍流应力方程模式理论, 被认为是湍流模式理论开始的标志, 这一工作奠定了他在国际湍流研究领域的崇高地位。苏从先等在上世纪50年代给出的近地面层通量廓线与当时国外同类研究同步, 被国外学者称为“苏氏定律”, 在上世纪80年代苏从先等首次发现了干旱区边界层的绿洲“冷岛效应”结构。上世纪70年代周秀骥[16]提出的湍流分子动力学理论也很有独特的见解。1981年周

明煜[17]提出的大气边界层湍流场团块结构是对湍流结构的新认识。上世纪80~90年代赵鸣

[18]对边界层顶抽吸作用的研究是对Charney —Eiassen 公式的很好发展。在20世纪90年代的“黑河实验”中, 胡隐樵等和张强[19]首次发现了邻近绿洲的荒漠大气逆湿, 并总结提出了绿洲与荒漠相互作用下热力内边界层的特征等等。国内外有关大气边界层和大气湍流的专著

已有数十本, 其中, 起里程碑作用的几本专著对大气边界层的发展做出了特殊贡献。1953年Sutton[20]著的《微气象学》、1973年Haugen[21]等著的《微气象学》、1984年Panofsky 等[22]著的《大气湍流》、1988年StuII[23]著的《边界层气象学导论》和1992年Gar-ratt[24]著的《大气边界层》等。国内直到20世纪90年代才出现大气边界层专著, 较有代表性的是1990 年赵鸣等[25]编著的《边界层气象学教程》。综上所述, 到上世纪70年代, 对均匀下垫面大气边界层物理结构, 基本有了比较全面的认识, 大气边界层基础理论基本上已经形成。从20世纪80年代到目前的20多年间, 除了数值模拟水平和观测技术等实验手段有较大提高外, 大气边界层领域的工作, 几乎主要集中在解决大气数值模式中边界层和地表通量参数化问题上, 而在理论研究方面则显得过于平静。因此, 最近20多年实际上是大气边界层研究领域发展相对比较缓慢的时期。

张强 大气边界层气象学研究综述 干旱气象 21（3） 2003年9月 74-78

1 大气边界层物理学的发展

1.1 湍流理论的产生和发展

大气边界层气象学是以湍流理论为基础的, 在湍流理论有了一定的发展之后才得以有边界层气象学的产生。早在1883年Reynolds 首先在试验室发现了湍流[1],随后1904年Plandtl 首先提出了湍流混合长理论[2],从而形成了最基本的湍流理论基础。但地球大气中的湍流现象直到1915年才由Taylor[3]首先提出, 并开始了最初的研究。湍流运动在大气中的发现使这一特殊运动形式更加引起科学家们的重视。这以后, 湍流理论的发展进入了相对较快的阶段。1935年Taylor[4]提出了湍流均匀各向同性理论, 得到了表征湍流细微结构的尺度, 初步奠定了湍流统计理论的基础。随后1938年Karman 等推导出了著名的Karman-Howarth 方程[5],使湍流统计理论更加趋于成熟。1941年前苏联科学家Kol-mogorov[6]把量纲分析原理用于湍流研究, 推导出了著名的结构函数“2/3律”。很长一个时期, 湍流研究是基本上不考虑热力层结的,1959年Priestley[7]提出了自由对流大气湍流理论。可以说, 到20世纪50年代以前经典的湍流理论基本上已经形成, 以后, 湍流理论基本上再没有出现大的突破。从20世纪60年代开始, 为了克服湍流研究所面临的困境, 人们试图在湍流理论研究方法上开辟新的途径。1963年Lorenz[8]从微分方程计算了非周期轨道, 使湍流发生机制的研究有了新的可能途径。1971年,Ruelle[9]把混沌理论等方法引入湍流研究, 不过有些学者认为用混沌理论来研究湍流有不适当之处[10]。

1.2 行星边界层的提出

1905年Ekman[11]从地球流体力学角度提出了著名的Ekman 螺线, 在此基础上引伸到大气层, 形成行星边界层概念, 它的基本观点仍沿用至今。1961年,Blackadar[12]引入混合长假定, 用数值模式成功地得到了中性时大气边界层具体的风矢端的螺线图像。行星边界层的提出使人们认识到了大气边界层在大气中的特殊性和一些奇妙的规律, 但这个阶段还没有充分认识到大气边界层的重要性, 对其应用价值也估计不足, 所以当时对大气边界层的研

究并没有形成气候。

1.3 近地层大气物理规律的形成从20世纪50年代开始, 随着农业、大气污染和军事科学的需要, 开始掀起大气边界层研究的高潮。由于对近地面层的研究需求最迫切, 并且该层观测 相对也比较容易实现, 因此大气边界的研究最初在近地层得到了优先发展。1954年,Monin 等

[13]提出了具有划时代意义的Monin-Obukhov 相似性理论。1971年,Businger 等[14]利用美国Kansas 试验资料得到了Monin-Obukhov 相似性函数的具体形式, 随后在Dyer 等[15]1982年利用1976年澳大利亚国际湍流对比试验(ITCE)又做了完善。Monin-Obukhov 相似性理论的提出和完善使近地面层观测资料的分析和地表通量的计算有了得力的手段。1971年,Wyngaard[16]提出了局地自由对流1/3相似性律, 补充了Monin-Obukhov 近地面层相似 性理论在局地自由对流时的不适应性。

1.4 大气边界层物理结构的认识

对非常理想的、水平均匀的、中性层结的大气边界层结构,Ekman 近似基本上可以描述, 但实际大气边界层既不是均匀的, 更不是中性的。并且由于各方面的需要, 人们已逐渐不能满足于仅对近地面层的认识; 更主要的是大气探测技术和研究方法此时已经有了新的突破, 特别是系留气球、小球探空测、雷达观测、飞机机载观测及卫星遥感反演和数值模拟等手段的相继出现, 所以从70年代开始, 大气边界的研究开始从近地面层向整个边界层扩展1971年,Clark 等

[17]用澳大利亚著名的Wang-gara 观测实验资料给出了实测的稳定大气边界层气

象要素的典型空间分布特征。1976年, Kaimal 等[18]根据美国Minnesota 观测实验资料又获得了实测的自由对流大气边界层气象要素的垂直分布结构。1983年的俄克拉何马边界层野外试验[19]用飞机观测到了系统的大气边界层湍流量和其它高阶量的空间分布。最近, 以1987年的FIRE 试验和1992年ASTEX 试验为基础逐步开始了云和降水与边界层的相互作用的研究[20]。在野外实验的同时, 大气边界层数值模拟实验也在这一期间取得了进展。最具代表性的是1970—1974年Deardorff 首次用大涡模拟技术研究了大气边界层, 并且在对流和中性两种情况下对Wanggara 观测资料进行了实时模拟[2123]。1978年,Andre 等[24]首次建立了可称为真正意义上的大气边界层数值模式(三阶闭合), 并对大气边界层的气象要素分布和湍流结构进行了成功地模拟。虽然复杂下垫面的边界层问题在早期研究中已有粗略涉及, 但1982年Hunt 等[25]首次比较全面地提出了一些对复杂地形下大气边界层特征的认识。如果最简洁地概括, 对大气边界层研究贡献最突出的是两大野外实验和一个数值实验即澳大利亚的Wanggara 实验和美国的Minnesota 实验以及Deardorff 的大涡模拟实验。正是有了对大气边界层完整的认识, 才形成如下的大气边界层的模型图(图1) 。

1.5 大气边界层相似性理论的建立

相似性理论是边界层气象学中最主要的分析和研究手段之一[2],在建立了比较成熟的用于描述大气近地面层的Monin-Obukhov 相似性理论以后, 人们开始寻求与其类似的全边界层的相似性理论。1961年,Kazanskii 等[26]创立了Rossby 相似性理论, 建立了近地层与边界层之间的联系。1970年Deardorff[27]提出了混合层相似性原理, 紧接着1971年Wyngaard 等[16]又将相似性原理进一步推广到了对流边界层, 从而构成了应用于对流边界层的相似性原理。此后相当长的一段时间内, 稳定大气边界层的相似性理论一直是空白, 这也在一定程度上影响了稳定大气边界层的研究进展。直到1984年Neuwstadt[28]建立了局地相似性理论, 出现了试图 应用于稳定大气边界层的相似性原理。Shao 等[29]认为局地相似性的理论特点部分隐含了平流的影响, 因此还尝试将局地相似性理论应用于存在平流的非均匀下垫面。胡隐樵等[30]以实验野外实验局地相似性的理论, 并建立了以上各种局地相似性理论之间的关系。张强等[31]还对局地相似性理论在非均匀下垫面近地面层的适应性做了一些研究。

1.6 大气边界层湍流闭合理论的发展

自1895年雷诺平均方程建立以来, 该方程组的湍流闭合问题是至今未解决的一个跨世纪的科学难题[32]。但人们为了利用雷诺平均方程来研究大气问题, 采用了一系列参数化的湍流闭合技术来近似闭合雷诺平均方程。1932年,Prantdtl[33]首次根据湍流混合长理论提出一阶闭合方案即K 闭合, 这一方案经过不断完善和改进至今在大尺度模式中被广泛应用, 并且对其改进的工作也一直没有停止。K 闭合是局地闭合理论, 为了弥补K 闭合对负梯度输送等问题的缺陷, 对K 闭合做了许多理论改进。1979年,Berkowicz 等[34]根据大涡扩散比小涡扩散更加有效的假定提出了非局地闭合—谱扩散理论, 但这一理论未得到推广。1984年,Stull 等[35]根 据大尺度涡能穿过有限距离输送气流的假定, 研究出了非局地闭合—过渡湍流理论, 这一理论取得了比较广泛的认同。1990年,Holtslag 等[36]用Moeng 等得到的大涡模拟资料对K 理论做了负梯度输送的修正, 它利用了非局地闭合的原理, 但相对过渡湍流理论简单易行, 在大尺度模式中得到较好应用。为了满足大气中尺度模式特别是边界层模式刻画湍流通量和其它高

阶矩量的目的, 高阶湍流闭合技术开始被模式要求。虽然在1951年前后Rot-ta[37]就提出了2阶闭合方案, 但直到60年代末计算能力才达到应用该闭合技术。1975年,Y amada 等[38]建立用湍流动能来参数化K 系数的1.5阶闭合方案, 该闭合技术在方程不太繁杂的条件下兼顾 了对高阶矩的要求, 因而被较广泛接受。1978年,Andre 利用四阶矩准正态近似和三阶矩剪切近似假定首次建立并应用了三阶湍流闭合方案[25]。由于方程复杂和计算量过大, 该闭合方案应用并不是十分广泛。对湍流机制的研究需要了解湍流更细微的结构,1973年,Deardorff[23]首次建立了不用一般湍流参数化的高分辨率的大涡数值模拟技术, 这一技术在模拟大气对流运动时有一定优势, 并随着计算条件的提升而逐渐兴盛起来。

1.7 国内在大气边界层领域的主要贡献

国内学者对大气边界层的研究也有其特殊贡献。1940年, 周培源[39]提出的湍流应力方程模式理论被认为是湍流模式理论开始的标志, 这一工作奠定了他在国际湍流研究领域的崇高地位。50年代苏从先[40]给出的近地面层通量廓线关系是当时的国际最新成果。周秀骥[41]70年代提出的湍流的分子动力学理论有很独到的见解。1981年周明煜[42]对大气边界层湍流场团块结构的提出是对湍流结构的新认识。80年代中期苏从先等[43]首次发现了干旱区边界层的绿洲“冷岛效应”。在90年代的“黑河试验”中, 胡隐樵等[44]首次发现了临近绿洲的荒漠大气, 并总结提出了绿洲与荒漠相互作用下热力内边界层的特征。赵鸣[45]在8090年代对边界层顶抽吸作用的研究是对Charney-Eliassen 公式的很好发展。

1.8 大气边界层的总体发展现状

可以说, 到20世纪70年代末, 对均匀下垫面大气边界物理结构基本有了比较全面的认识, 大气边界层的基础理论基本上已经形成, 所以边界层物理学开始作为气象学的一门相对独立的分支学科出现在学科舞台。从20世纪80年代到目前的20年间, 除了数值模拟水平和观测技术等实验手段有较大提高以外, 大气边界层领域的研究主要集中在解决大气数值模式中边界层和地表通量参数化问题上, 而在理论研究方面则显得过于平静。因此, 最近20年实际上是大气边界层研究领域发展相对比较缓慢的时期。气候和数值预报研究的汹涌波浪几乎淹没了边界层物理学本还幼嫩的身躯。

张 强, 胡隐樵 大气边界层物理学的研究进展和面临的科学问题 地球科学进展 16

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大气边界层的动力和热力作用是形成城市大气环境污染的重要因子。逆温层和城市 热岛环流的存在, 会造成污染物质的堆积, 加剧城市近地面层的污染。城市边界层的

动力热力作用对模拟影响很大, 要准确预报城市的空气质量, 必须对边界层各种物理

过程有足够的认识。王欣 卞林根 逯昌贵 北京市秋季城区和郊区大气边界层参数观测分析 气候与环境研究 8（4） 2003年12月 475-484

城市热岛是在局地天气条件和城市特征的下垫面及人为热的共同作用形成的。下垫 面是气候形成的重要因素, 它与空气间存在着复杂的物质交换和能量交换, 又是下层空气 运动的边界面。市区下垫面的粗糙度比郊区大, 蓄热能力比郊区高, 但储藏水分的能力比 郊区低, 这对空气的风向、风速、温度、湿度等都有很大的影响。再加上城区人口密集, 工 业生产、机动车行驶和居民生活排放了大量的人为热和温室气体, 使城区的能量平衡与郊

区不同。杨玉华 徐祥德 翁永辉 北京城市边界层热岛的日变化周期模拟 应用气象学报 14（1） 20003年2月 61-68

3 面临的主要问题

3.1 非均匀或复杂下垫面边界层

已经研究的比较成熟的均匀下垫面大气边界层, 是对实际大气最粗略的近似, 自然界中最普遍是非均匀下垫面和复杂下垫面。非均匀和复杂下垫面不仅造成大气边界层结构和运动状态的

重大变化, 而且给大气模式中的边界层参数化造成极大困难, 自然界中的非均匀或复杂下垫面可归纳为三大类。1) 下垫面性质非均匀分布。由于植被分布不均匀或土壤性质变化的这种不均匀在自然界广泛存在, 最突出的有海陆分布、干旱区绿洲和湖泊分布等。这种非均匀不仅存在各个子系统之间的相互作用, 内边界层特征也是很显著的。(2)地形起伏和山脉。这种复杂地形的作用使大气边界层流场结构变得极为复杂, 并且对如何确定大气模式在这种网格点上的有效粗糙度也存在困难。

(3)城市大气边界层。随着城市面积不断扩大

使得城市边界层影响日益重要, 并且随着城市向高空发展, 城市边界层更加复杂, 如城市冠层的输送、建筑物阻力、尾流湍流、多重反射以及粗糙度的确定等都是当今的难点问题。

3.2 特殊地区边界层特征

由于缺乏有效的基本观测资料, 一些极端气候区的边界层的研究和认识都还很不足, 其中两大区域值得我们注意。(1)干旱荒漠区的大气边界层特征。干旱区范围广泛, 它通过边界层对大气的加热作用与全球大多数区域有比较强的差异, 这对气候和大气环流影响较大。然而, 一方面国际上对干旱区边界层研究还不够充分, 另一方面由于绿洲等引起的非均匀使干旱区边界层结构比较复杂。

(2)青藏高原高寒区边界层特征。高原是全球

最大的地形, 它对大气环流影响极大, 边界层过程的作用是很关键的, 但目前对高原高寒区边界层并没有比较成熟的认识。

3.3 边界层与云和降水的作用

边界层与云和降水的相互作用表现在多方面, 从90年代起这方面的研究才刚开始增加, 所以很多问题仍不清楚, 特别是积云和对流降水等中尺过程产生的中尺度通量如何在大气边界层中进行参数化。在热带海洋上比较普遍存在对流性积云引起的大气的非均匀, 这是洋面大气边界层的难点问题之一。

3.4 模式中大气边界层湍流的合理参数化

目前的大气边界层湍流参数化方案无论从理论上还是试验验证方面都不够精细, 参数化的许多改进主要是为了迎合结果的合理性和模式运行的顺利, 而其本身的理论突破并不够, 如负梯度输送问题的参数化很可能不会像现在参数化中那样简单。另外, 非均匀下垫面之间非线性相互作用边界层参数化中尚未解决的重要问题。

3.5 大气湍流研究面临的问题

(1)到目前为止我们对大气湍流认识到什么程度? 事实上给湍流一个严格的定义都很困难。对大气湍流从最基础理论另劈蹊径的研究仍然是十分必要的。

(2)湍流机制和湍流本质研究如何突破? 非线性动力学真的能解决湍流的问题吗? 这其中的疑点仍然很多。

(3)间歇性湍流等一些特殊湍流问题并没有取得最终的结论, 如何去进一步深入? 这至今仍困绕着我们。

3.6 地—气之间界面的物质和能量交换问题

(1)随着地球系统科学的提出, 大气与陆地或海洋等其它系统的相互作用愈加引起人们的重视。全球变化通过大气与地球表面相互作用来响应和实现, 气候异常也往往潜伏着地气能量交换的异常表现。大气边界层是地气之间的桥梁, 在地气相互作用中扮演着重要角色。为了能较好地表达地气交换过程, 发展边界层研究的最新理论, 及时建立大气和海洋以及大气和陆地的耦合过程是十分必要的。

(2)由于界面物理过程的复杂性, 尤其由于陆面涉及生态、水文、地质和人类活动等多种过程因素, 建立完善的大气与陆地或大气与海洋耦合过程比较困难。由于此, 陆—气界面的交换甚至已发展成为一个相当热门的研究领域, 即陆面过程研究。但目前陆面过程模式变得越来越

复杂, 引进的不确定参数也不断增加。我们会不会仍在层层参数的迷宫中打转? 难道陆面过程没有简洁明了的的公式可以表达?

张 强, 胡隐樵 大气边界层物理学的研究进展和面临的科学问题 地球科学进展 16

（4） 2001年8月 526-532

系留气球(含风速、风向、温度、湿度、气压、高度、比湿、位温),

10 Hz三维风速和超声虚温的湍流观测(CSAT3, 探头安装高度为3.5 m), 10 Hz水汽和二氧化碳的脉动观测(LICOR7500,探头安装高度为3.5 m),Bowen 比(两层干湿球温度, 干湿球高低层之间的高度差为2 m),辐射(含向上长波辐射、向下长波辐射、向上短波辐射、向下短波辐射), 土壤热通量和6层土壤温度(分别为地下1、5、10、20、40、80cm) 。Bowen 比、辐射、土壤热通量及土壤温度的数据记录频率为10分钟1次。观测期间, 桃树已落叶, 地表以裸土为主。2005年的观测项目及仪器型号、安装高度、采样频率除系留气球取消外, 白洋淀地区非均匀大气边界层的综合观测研究———实验介绍及近地层微气象特征分析 胡非 洪钟祥 陈家宜等 大气科学 30（5）2006年9月 883-893

探空小球(含风速、风向、温度、湿度、高度), 10 Hz三维风速和超声虚温的湍流观测(CSAT3, 探头安装高度为12.0 m), 10 Hz 水汽和二氧化碳的脉动观测(LICOR7500,探头安装高度为12.0 m), LAP3000低层大气风温廓线仪, Bowen 比(两层干湿球温度, 干湿球高低层之间的高度差为2 m 。), 辐射观测(含向上长波辐射、向下长波辐射、向上短波辐射、向下短波辐射), 土壤热通量和4层土壤温度(分别为地下1、5、10、20 cm)。Bowen 比、辐射、土壤热通量及土壤温度的数据记录频率为10分钟1次。

白洋淀地区非均匀大气边界层的综合观测研究———实验介绍及近地层微气象特征分析 胡非 洪钟祥 陈家宜等 大气科学 30（5）2006年9月 883-893

大气边界层探空实验采用北京大学最新研制的高精度温湿度无线电探空测量系统。该探空仪与气象台站的常规探空仪相比, 具有精度高、数据分辨率高、成本低等特点, 便于高密度的释放; 针对以往的单一湿度探空低空探测手段, 增加了温度探测, 使得大气边界层结构特征、边界层高度确定更加明确。探空释放次数为每天8次, 其中在典型天气条件下进行每天10次的加密观测。

目前大气边界层湿度廓线测量主要有直接方法和遥感方法, 其中直接测量手段主要是气球携带无线电探空仪[2],这种探测具有较好的高度分辨率和探测精度, 为研究地表与大气的动量、 热量、水汽交换提供依据[3—5]。白洋淀位于河北省保定市, 总面积约366 km2,是华北地区最大的湿地生态系统, 年蒸发量1 700多mm, 对维护京津和华北地区的生态环境有着重要的作用[6]。大气边界层温湿度廓线测量采用了北京大学最新研制的高精度温湿度无线电探测系统, 配合经纬仪测量手段获取了陆地与水面两种典型下垫面温度、湿度、风速探空资料。本文利用该资料研究白洋淀湿地地区陆面与水面上空温度、湿度廓线特征, 分析不同天气条件下湿度廓线随高度的变化规律, 探讨了水面对该地区大气边界层温湿特征规律的影响和作用。

白洋淀湿地夏末大气边界层温湿廓线特征对比分析* 刘新建 张宏升 宋星灼等 北京大学学报 43（1） 2007年1月 36-41

观测采用的系留气艇探测系统均为美国大气公司(Air)生产。温、湿度传感器为热敏

电阻, 风传感器为三杯风速计和悬浮磁罗盘, 气压传感器为空盒式气压计。所有传感器的信号由挂在气艇下面的探测器发到地面接收机, 由计算机控制采集数据。北沙滩和建国

门观测点用的系留气艇探测系统是TS-3A 型, 采样频率为20 s。方庄和南郊观测点分别 用的是TS-5A 和TS-2A 型, 采样频率分别为3.79 s和10 s。为了统一观测精度,4套观 测系统同时在国家气象局计量站分别进行了干、湿温度, 风速和气压的标定和校准。该探 测系统虽然观测精度较高, 但在风速大于10 m/s天气条件下难以进行探测。本次观测试

验每天观测8次, 统一观测时间为02:00、05:00、08:00、11:00、14:00、17:00、20:00、23: 00(北京时) 。2个试验周期中4个观测点共计进行了283次大气廓线探测。梯度观测系 统、大气廓线仪和声雷达探测均为自动连续采样系统, 取得了2个周期中的每小时的连续 资料。其探测原理见文献[8]。

卞林根 程彦杰 王欣等 北京大气边界层中风和温度廓线的观测研究 应用气象学报 13（特） 2002年1月 13-25

风速、风向、温度、湿度及气压大气廓线的观测采用美国大气(Air)公司生产的

TS-3A 型系留气艇探测系统, 每日进行6次观测; 太阳总辐射和紫外辐射观测采用美 国EPPLEY 公司的传感器(PSP和UV -B), 由采集器(DT60)每分钟采集一次; 湍流

脉动观测采用美国YOUNG 公司生产的超声脉动风温仪(Model-81000),采样频率为 10 Hz,可连续观测三维风速和脉动温度随时间的变化。城区和郊区观测仪器相同, 仪 器设备在试验前后均在中国气象局计量站进行了鉴定。

王欣 卞林根 逯昌贵 北京市秋季城区和郊区大气边界层参数观测分析 气候与环境研究 8（4） 2003年12月 475-484

湍流运动是物质和能量垂直输送的载体, 湍流通量(动量、感热、潜热和CO2通量等) 是描述陆地与大气之间物质和能量交换大小的量[1]。早先由于受测量仪器和观测技术的限制, 湍流通量大多根据慢响应仪器的测量结果, 通过经验理论间接计算。快速响应的三维超声风速仪和CO2/H2O红外气体分析仪[2~4],实现了对湍流通量的直接测量, 从而将人们对地气相互作用的定量认识提高到一个新的水平, 也使精确描述地气间物质和能量交换成为可能。涡动相关法就是利用上述快速响应仪器进行脉动观测直接求取湍流通量的方法, 因而也叫直接观测法。最大的优点是它不以相似理论为基础, 不需要采用经验的关系式就能够通过直接测量得到的湍流脉动量求得湍流通量。这种观测技术对湍流通量测量的有效性和精确性已经在很多试验中得以论证。因此, 涡动相关法被广泛应用到大气湍流通量的求解过程中去, 同时它也成为空气动力学方法中普适函数求解的首选方法

李英 李跃清 赵兴炳 青藏高原东部与成都平原大气边界层对比分析Ⅱ———近地层湍流特征 高原山地气象研究 28（3） 2008年9月 8-14

一种是GPS 无线电探空仪; 2 s记录一个数据(探侧仪: Vaisal-aRS80 GPS;接收机: Vaisala Digi CORA ⅡMW15); 另一种是系留气球探空仪, 1 s 记录一个数据(接收机: TMT sounding processor,TYPE:SPS220T,发射装置: RSS911;绞车: TTW111TMT WINCH)。这两套设备均产自V aisala 公司, 所不同的是无线电探空量程远, 最高可到达2³104m 的高空, 同时探测仪上带有GPS 定位器, 通过地面的GPS 探头可以准确地知道气球所在的位置, 且受天气情况(如大风、阴雨天) 干扰少, 可以进行各种天气条件下的作业。而系留气球探空是属于低探空设备, 量程一般在3000 m 以下, 在遇有大风等天气条件很难作业, 但相比无线电探空, 它比较容易控制上升速度, 便于获得边界层内连续、高精度的资料。

吕雅琼 马耀明 李茂善等 青藏高原纳木错湖区大气边界层结构分析 高原气象 27（6） 2008年12月 1205-1210

本次实验采用中国科学院大气物理研究所自制的UA T-1超声风速仪和北京大学研制的钨铼丝温度脉动仪, 在2 m处还装有一台美国AIR 公司生产的AIR-HA-1PX 湿度脉动仪。所有脉动仪采样频率均为10 Hz,每组样本采样时间为30 min。共获得33天可用资料, 其中各种观测仪器同步观测有18天。在近地层平均量观测中, 主要观测了风、温、湿及辐射, 采样频率为每30 s一次, 连续采样。

李家伦 洪钟祥 孙菽芬 青藏高原西部改则地区大气边界层特征 大 气 科 学 24（3） 2000年5月 301-312

边界层结构观测使用的设备是“数字多普勒声雷达”, 它能够获得边界层大气中风、温

分布的微结构, 是研究边界层物理过程的重要手段之一。它由天线、馈电电缆、发射和接 收机、DSP 处理器、微计算机组成。测量要素有风速、风向、温度层结。主要技术指标为: 探测高度:30~600 m

高度分辨率:10~60 m

测量范围:水平风速:0~25 m/s;垂直风速:±5 m/s;风向:0~360°

测量精度:水平风速:0.3 m/s(0~6 m/s),5%(>6 m/s);垂直风速:0.05 m/s(-1~

+1 m/s),5%(1 m/s);风向:±3°

声雷达采样速度为每15 s 1次, 每10 min在电脑上给出一组风速平均值显示结果, 所有瞬时和平均值都记录在电脑硬盘中。

陈 陟 周明煜 钱粉兰 我国西部高原大气边界层中的对流活动 应用气象学报 13

（2） 2002年4月 142-155

珠峰观测站于2005年8月底初步建成, 初期安装的气象仪器包括V AISALA 公司生产的 LAP3000风廓线仪、无线电声学探空系统(RASS) 和MILOS520型自动气象站, 以及40 m边界层塔。

LAP3000即Lower Atmosphere Profiler(低层大气廓线仪) 3000,该系统包括风廓线雷达和 RASS(Radio Acoustic Sounding System-无线电声学探空系统) 两部分, 输出产品包括垂直风速数据和虚温数据, 误差分别为±1 m²s-1, ±1℃。其它主要参数如表1所示。

MILOS520型自动气象站可以测量地面以上1~20 m 总计5层的风温湿数据和地面以下5层的土壤温湿数据。

孙方林 马耀明 马伟强等 珠峰地区大气边界层结构的一次观测研究 高原气象 25（6） 2006年12月 1014-1019

王树舟 马耀明 珠峰地区夏季大气边界层结构初步分析 冰川冻土 30（4） 2008年8月 681-687