北京城區(qū)大氣邊界層高度的反演研究

田野 劉旭林 于永濤 孟磊 張龍斌

(北京市氣象探測中心，北京 100176)

引言

大氣邊界層是對流層的最低一層，對地表和自由大氣間的熱量、動量和氣溶膠的交換起到重要作用。其影響因素包括大尺度天氣過程、云量、太陽輻射、污染物排放及地形擾動等。大氣邊界層高度是很多研究里的一個重要參數(shù)，包括污染擴散、天氣預報、氣象模型和空氣質量等[1]。模型中錯誤的大氣邊界層高度值會明顯地影響低層云的形成和維持。目前沒有一種儀器或方法能夠直接測量大氣邊界層高度，只能通過代理因子或示蹤物來反演大氣邊界層高度。代理因子包括大氣氣溶膠、溫度廓線、風廓線和能量通量等[2]。

在天氣背景和局地氣象因素影響下，大氣邊界層有明顯的日變化特征。在晴朗天氣下，其日變化特征可用圖1表示。邊界層主要分為3種：①如果在邊界層底部持續(xù)的熱量輸入占主導作用，導致大氣垂直對流效應增強，形成的大氣邊界層稱為對流邊界層(Convective Boundary Layer, CBL)，也稱為混合層；②如果邊界層底部較冷，上部較暖，則為穩(wěn)定邊界層(Stable Boundary Layer, SBL)，小時空尺度的湍流發(fā)生在此層；③如果在地表無熱通量且風剪切力占主導作用時，則為中性大氣邊界層。大氣邊界層受天氣系統(tǒng)和當?shù)貧庀鬆顩r影響很大[3]。殘留層(Residual Layer, RL)高度為中性邊界層頂高度與穩(wěn)定邊界層頂高度之差。當天排放的污染物僅會留存在穩(wěn)定邊界層中，而之前多天的污染物則停留在殘留層中。在晴朗天氣條件下，當太陽持續(xù)加熱地面時，產生了熱對流效應，對流邊界層(CBL)就會發(fā)展；在夜間，地表產生的長波輻射逐漸使地表溫度降低，此時會在地表形成一個夜間穩(wěn)定邊界層(SBL)。在多云或降水天氣條件下，對流主要由地面熱輻射驅動而不是太陽熱輻射，所以對流邊界層發(fā)展弱于晴天條件，表現(xiàn)為較慢的發(fā)展速度和較低的最大邊界層高度。

圖1 晴朗天氣下陸地上空大氣邊界層高度的日變化特征(引自Coen等[3])

大氣邊界層高度的時空變化范圍很大，從幾十米到幾公里不等。而地表觀測僅能直接探測到大氣邊界層最低部分的狀態(tài)。傳統(tǒng)測量大氣邊界層的水平或垂直結構的方法是通過搭載在高塔、熱氣球或者飛機上的設備來現(xiàn)場觀測，但這些觀測通常只在某一或者離散的幾個高度上進行。另一種非直接觀測方法是通過地面和衛(wèi)星設備的遙感觀測法，而衛(wèi)星觀測不足以提供高垂直分辨率的大氣邊界層反演結果。地基遙感設備能夠以較低成本提供連續(xù)且高時空分辨率的溫度、濕度、氣壓、水汽、氣溶膠和風場等廓線數(shù)據(jù)用以反演大氣邊界層高度。

微波輻射計屬于被動遙感技術，能夠接收和處理微波頻段的大氣電磁輻射信號，從而獲得連續(xù)的大氣溫度、濕度等垂直廓線。它已成為反演高時空分辨率大氣邊界層高度的一種重要手段。Wang等[4]對比了位于蘭州郊區(qū)的微脈沖激光雷達與微波輻射計反演大氣邊界層的結果，發(fā)現(xiàn)在強對流條件下二者一致性很好，而在弱對流條件下，激光雷達反演結果要高于微波輻射計反演結果。Cimini等[5]首次提出了一種由微波輻射計的亮溫數(shù)據(jù)直接反演混合層高度的方法，其反演結果與激光雷達反演結果的平均偏差≤10 m，均方根差為340 m，相關系數(shù)高于0.77。Coen等[3]對比了瑞士高原地區(qū)微波輻射計和探空反演的對流邊界層高度，得出二者的中值偏差<25 m，決定系數(shù)>0.7。還發(fā)現(xiàn)數(shù)值天氣預報模型COSMO-2計算得到的邊界層高度比微波輻射計反演結果高估幾百至上千米。劉思波等[6]利用非線性神經網(wǎng)絡和多元線性回歸方法建立微波亮溫直接反演大氣邊界層高度的算法，并與激光雷達探測的大氣邊界層高度作對比，發(fā)現(xiàn)二者有較好一致性。楊富燕等[7]利用蘇州地區(qū)的微波輻射計探測的大氣溫度，使用溫度梯度法估算大氣混合層高度，并與激光雷達探測結果進行了比較，結果表明，大多數(shù)情況下激光雷達探測結果高于微波輻射計觀測結果；兩種遙感手段有較好的相關性，相關系數(shù)為0.76。劉繞等[8]利用壽縣稻麥輪作農田區(qū)觀測站地基多通道微波輻射計結合位溫梯度法，計算了該站點的大氣邊界層高度，分析了邊界層高度的日、月和季節(jié)演變規(guī)律。沈建等[9]進行了微波輻射計溫濕度廓線與激光雷達消光系數(shù)廓線探測邊界層聯(lián)合研究，結果表明，兩種方法之間存在良好的線性關系。李紅等[10]比較了蘭州大學半干旱氣候與環(huán)境觀測站點的天基與地基資料反演的大氣邊界層高度，發(fā)現(xiàn)微波輻射計資料與微脈沖激光雷達資料的結果更加相近，且與星載CALIPSO Level2的結果一致。De Arruda Moreira 等[11]分析了安裝在西班牙格拉納達地區(qū)的云高儀和微波輻射計的4年長時間序列資料，發(fā)現(xiàn)云高儀適合反演殘留層、微波輻射計更適合反演對流和穩(wěn)定邊界層，二者結合可以更好地研究當?shù)氐拇髿膺吔鐚幼兓?guī)律。

常規(guī)的無線電探空一般一天只有兩次，無法完整地反演每日邊界層高度變化情況，但其對于對流層內的溫壓濕等廓線的測量是相對最準確的。之前大多研究進行了探空和微波輻射計探測廓線的對比分析[12-18]，較少研究分析二者反演大氣邊界層的情況[3, 19]。

綜上所述，本文選取安裝在北京市國家大氣探測試驗基地的微波輻射計的遙感數(shù)據(jù)來研究該地區(qū)的大氣邊界層高度日變化和月際變化特征，并與相應時刻54511站點的探空反演結果進行對比驗證。

1 數(shù)據(jù)與方法

選取北京市國家大氣探測試驗基地2017年5月1日至2019年8月31日的地基14通道微波輻射計數(shù)據(jù)來研究大氣邊界層高度變化規(guī)律。它包括2個頻率段的子系統(tǒng)，水汽廓線子系統(tǒng)和溫度廓線子系統(tǒng),分別利用微波K波段大氣水汽窗口(22～31 GHz)和微波V波段大氣氧氣窗口(51～59 GHz)進行天空亮溫觀測。微波輻射計的LV2產品數(shù)據(jù)能夠提供10 km以內的高時空分辨率的溫度、相對濕度、水汽密度和液態(tài)水含量等廓線的觀測結果。每2 min返回一組觀測數(shù)據(jù)，其垂直高度分辨率并不固定。而原始基數(shù)據(jù)中的時間分辨率為1 min 高于LV2產品數(shù)據(jù)的時間分辨率，能突顯出溫度和濕度廓線的突變(毛刺)之處。因此，本文選取6 km高度內的原始基數(shù)據(jù)來反演邊界層高度，表1給出了0～6 km高度內的儀器垂直觀測分辨率。由于探空數(shù)據(jù)的垂直分辨率為10 m，為了便于比較，采用“三次樣條”法將每日6 km高度以下的溫度和濕度數(shù)據(jù)插值為垂直分辨率 10 m的溫濕數(shù)據(jù)來反演大氣邊界層高度。

表1 微波輻射計在6 km以下的垂直觀測分辨率 m

通過GTS13型數(shù)字式探空儀的觀測可獲得高度分辨率為10 m的探空數(shù)據(jù)，觀測變量包括：氣溫、氣壓、濕度、露點、虛溫、風速和風向等。除汛期(6月1日至8月31日)外，每天分別在07:15和19:15進行兩次探空觀測，汛期則增加13:15的探空觀測。

采用日照數(shù)據(jù)來區(qū)分日間和夜間。日照數(shù)據(jù)來源于54511站點的暗筒式日照計的觀測數(shù)據(jù)。通過解析觀測結果可以獲得一天中每小時時間段內的日照時長，時間分辨率為6 min。利用DSG4型天氣現(xiàn)象儀來對降水和降雪進行觀測，并獲取相應天氣現(xiàn)象的發(fā)生時間段。

除暗筒式日照計為人工觀測設備外，其余均是自動觀測設備。這些設備的技術參數(shù)和指標見表2。

表2 所用觀測設備的主要技術參數(shù)和指標

1.1 數(shù)據(jù)質量控制

由于晴天時氣體分子和水汽的粒徑遠小于微波輻射計接收到的輻射波長，因此大氣的散射作用可以忽略不計；而在降雪和下雨天時，粒子大小與其微波輻射波長相差不大，此時大氣散射作用明顯，會對微波輻射計接收數(shù)據(jù)質量產生影響[20]，使其無法正確反演大氣邊界層高度，所以基于54511站點的天氣現(xiàn)象儀的觀測結果，在統(tǒng)計分析邊界層高度變化規(guī)律時，如果全天為降水或降雪天氣，則剔除當日數(shù)據(jù)；如果只有某個時段下雨，那么只剔除降雨時段的數(shù)據(jù)，保留其余晴天和云天時段的觀測數(shù)據(jù)。由于儀器自身原因導致觀測錯誤，也剔除全天的觀測數(shù)據(jù)或相應時段的觀測數(shù)據(jù)。此外，個別日期儀器未觀測，沒有數(shù)據(jù)。最后，北京市國家大氣探測試驗基地站點共剔除59天數(shù)據(jù)，獲得2年時間里共536天的觀測數(shù)據(jù)樣本。

探空儀數(shù)據(jù)和日照計數(shù)據(jù)均由臺站觀測員采用人工判斷和處理的方式進行質量控制，天氣現(xiàn)象儀的數(shù)據(jù)則由中國氣象局的氣象資料業(yè)務系統(tǒng)(Meteorological Data Operational System, MDOS)進行質量控制。

1.2 微波輻射計數(shù)據(jù)反演方法

對于日間對流邊界層高度主要有兩種方法來反演：氣塊法和溫度梯度法。Holzworth[21]基于大氣熱力學穩(wěn)定性的特點提出了氣塊法。大氣的溫度梯度法雖然可應用于估算邊界層高度，但溫度梯度的臨界值選取還沒有明確的標準，只能通過大量的統(tǒng)計分析來主觀性地選取臨界值，而且不同天氣狀況下閾值需要調整，帶來很大不確定性，因此本文選取氣塊法來進行日間大氣邊界層高度的反演。

氣塊法利用位溫或虛位溫數(shù)據(jù)來反演大氣邊界層高度。對于一條由亮溫計算得到的溫度廓線T(z)，結合逐層的氣壓和相對濕度數(shù)據(jù)將其轉換成位溫廓線θ(z)和虛位溫廓線θv(z)：

(1)

(2)

(3)

θv(z)=θ(1+0.61r)

(4)

氣塊法定義邊界層高度為：環(huán)境溫度T下的氣塊由于對流運動從地面干絕熱上升所能到達的高度，也就是溫度廓線與干絕熱線(從地表溫度出發(fā))的交點或者位溫θ(z)等于地表位溫θ(z0)的點，如圖2所示。

圖2 基于氣塊法, 利用2018年7月14日13:00微波輻射計觀測到的溫度廓線(a)和位溫廓線(b)反演得到的大氣邊界層高度(黑色虛線)

一般夜間大氣主要包括3種物理過程：湍流混合、輻射冷卻及與地面土壤間的熱量交換，幾乎沒有對流作用，此時可能所有高度的θ(z)均大于θ(z0)，無法使用氣塊法判斷大氣邊界層高度，因此氣塊法只適用于日間大氣邊界層高度的反演。Coen等[3]提出一種基于溫度梯度的夜間穩(wěn)定邊界層反演方法，夜間穩(wěn)定邊界層高度(SBL)為從地面往上，溫度梯度首次為0的點(dT/dz=0)，如圖3a、b所示；夜間穩(wěn)定邊界層頂高度(stable boundary layer detected by potential temperature, SBLpT)則為位溫梯度首次為0的點(dθ/dz=0)，如圖3c、d所示。

圖3 由2018年8月21日23:22微波輻射計溫度廓線(a)和溫度梯度廓線(b)反演的穩(wěn)定邊界層高度及位溫廓線(c)和位溫梯度廓線(d)反演的穩(wěn)定邊界層頂高度

但當夜間風速較大，湍流混合作用較強時，邊界層的穩(wěn)定性被打破，此時不能使用上面的方法來計算邊界層高度。經過與探空反演結果對比發(fā)現(xiàn)，氣塊法也能夠較合理地反演大氣邊界層高度，如圖4所示。08:00之前，大氣處于穩(wěn)定狀態(tài)，從探空數(shù)據(jù)可知，近地面風速為1 m/s，1000 m以下風速逐漸從1 m/s遞增到9 m/s，利用Coen等[3]方法可獲得夜間穩(wěn)定邊界層高度SBL和邊界層頂高度SBLpT，分別如圖中青色和藍色點所示。由于大部分時刻不存在位溫梯度等于0的點，所以夜間邊界層頂高度SBLpT僅有很小一段。隨著日照出現(xiàn)，大氣垂直對流活動增強，大氣不穩(wěn)定性變大，此時大氣邊界層高度逐漸升高，通過位溫和虛位溫反演的大氣邊界層高度以平均10 m/min的速度遞增。雖然14:42之后無日照，但大氣邊界層高度從15:50才開始下降，16:00降到最低1240 m。隨后在16:35又上升至1530 m，直至23:59一直穩(wěn)定在1000 m以上。從19:15的探空數(shù)據(jù)可知，風速從地表面的4 m/s快速上升至490 m的11 m/s，整體風速較大，探空反演得到邊界層高度為1460 m(圖4a中紅色方形點)，而位溫和虛位溫法反演得到的高度分別為1355 m和1363 m?？梢钥闯?，在夜間風速較大時，邊界層變得不穩(wěn)定，位溫法或虛位溫法反演得到大氣邊界層高度接近于探空反演的結果。

圖4 2018年1月2日晴天溫度廓線隨時間變化情況和邊界層高度值(a)及日照時數(shù)情況(b)

1.3 探空數(shù)據(jù)反演方法

分別采用Heffter[22]，Liu and Liang[23]和總體理查森數(shù)(S?renson等[24])3種方法通過探空數(shù)據(jù)反演大氣邊界層高度。

Liu和Liang[23]的反演方法本質上也是氣塊法，分為對流邊界層和穩(wěn)定邊界層2種情況。前者中，首先第k個高度層的位溫θk需滿足：

θk-θ1=δu

(5)

其中，θ1為地面的位溫，δu為代表不穩(wěn)定層最低強度的位溫差，在陸地上取0.5 K。

找到k層后，向上搜尋滿足位溫梯度大于θr(表示夾卷層的范圍)的高度層：

(6)

其中，θr在陸地上取0.5 K/km。此高度層即為對流情況下的大氣邊界層高度。

在穩(wěn)定大氣情況中，湍流作用和風切變作用使得大氣邊界層高度更難確定。先尋找滿足下列條件的高度層k：

θk-θk-1<-4 K/km

(7)

θk+1<θr

(8)

θk+2<θr

(9)

滿足上述條件的高度k為穩(wěn)定性大氣邊界層高度。然后，再尋找局部風速最大的高度，若此高度的風速比上下相鄰兩層的風速大2 m/s以上，則稱此高度為風切變大氣邊界層高度。如果同時找到了穩(wěn)定性大氣邊界層高度和風切變大氣邊界層高度，那么選擇較低的高度作為最終大氣邊界層高度。若只找到一種高度則認為此高度為最終大氣邊界層高度。

Heffter[22]方法利用位溫梯度來計算大氣邊界層高度。首先，采用3點滑動平均來平滑探空數(shù)據(jù)，降低由噪聲或者局部不穩(wěn)定數(shù)據(jù)導致識別出虛假大氣邊界層高度的可能性；然后找出位溫梯度大于閾值的所有高度層，如果滿足條件的高度層其上下相鄰兩層的位溫相差大于2 K，則選擇滿足以上條件的最低高度作為大氣邊界層高度。Delle Monache等[25]認為閾值取0.005 K/m時在海洋地區(qū)表現(xiàn)較好，因為陸地上的逆溫比海洋上的弱很多，建議閾值取0.001 K/m。本文中閾值也取0.001 K/m。

總體理查森數(shù)法是一個與大氣垂直穩(wěn)定性相關的無量綱的數(shù)，它表示熱過程產生的湍流與垂直風切變之比。根據(jù)S?renson等[26]，離地高度z處的總體理查森數(shù)Rib定義為：

(10)

其中，g為重力加速度，θv0和θvz分別為地表面和z高度處的虛位溫，uz和vz為z高度處的風速分量。當Rib值達到一個臨界值時的最低高度選為大氣邊界層高度。不同地點和不同的探空分辨率選取的臨界值不同[26-28]。經對比發(fā)現(xiàn)，本文中臨界值取0.25時，效果最好。

2 大氣邊界層反演

2.1 探空反演結果分析

圖5給出了通過不同時刻的探空資料利用3種反演算法進行大氣邊界層高度反演的結果對比。在2年的探空數(shù)據(jù)反演中，大部分情況下3種算法的反演結果一致，如圖5a和b所示，大氣邊界層高度分別為430 m和1180 m。對于2018年1月21日07:15:13開始的探空觀測，Liu and Liang[23]方法和總體理查森數(shù)法的反演結果很接近，分別為740 m和750 m，但是Heffter[22]方法尋找到的滿足閾值條件的位溫梯度的高度為1690 m，與其他兩種方法的結果差異很大。而對于2018年1月10日19:15:16開始的探空觀測，Liu和Liang[23]方法和Heffter[22]方法的反演結果很接近，分別為610 m和600 m，總體理查森數(shù)法反演的結果則偏高，為1260 m。

圖5 2017年5月21日07:17(a)、2017年7月16日13:15(b)、2018年1月21日07:15(c)、2018年1月10日19:15(d)3種算法對探空數(shù)據(jù)反演的大氣邊界層高度結果對比(藍色實線為位溫廓線，紅色實線為位溫梯度廓線)

在Heffter[22]方法和總體理查森數(shù)方法中，不同閾值的選取對反演結果影響很大，因此有時需改變閾值才能與其他方法反演結果相同或接近，在自動處理數(shù)據(jù)時應用效果不理想。另外，經過對比分析發(fā)現(xiàn)當近地面風速較大時，總體理查森數(shù)方法反演準確度較差，與Seibert等[2]的研究結果一致。所以，本文選擇使用Liu and Liang[23]方法來作為探空數(shù)據(jù)反演邊界層高度的方法。

2.2 兩種設備反演結果的對比

選取探空數(shù)據(jù)反演的邊界層結果與相應時刻微波輻射計數(shù)據(jù)采用位溫法反演的邊界層結果進行對比，如圖6所示。圖6a和b分別給出了探空時刻07:15和19:15的對比結果，兩組數(shù)據(jù)的皮爾遜相關系數(shù)分別為0.6037和0.9072，兩種設備反演結果的均方根誤差分別僅為280 m和200 m。除夏季外，這兩個時刻基本無日照，其邊界層可看做是夜間邊界層，所以大部分邊界層高度低于1 km。個別個例的邊界層高度超過了2 km，根據(jù)前面的分析，這些個例屬于近地面風速較大，大風的動力作用造成了邊界層高度的抬升。每年只有在汛期期間才有加密的13:15的探空觀測，因此該時刻的樣本量遠小于07:15和19:15的樣本量，而且由于午后熱對流的抬升作用，13:15的大氣邊界層高度大多超過了1 km，其平均高度高于另外兩個時刻的平均高度，探空和微波輻射計反演結果的均方根誤差略大，為480 m，如圖6c所示。總體來看，以上3個時刻兩種設備反演得到的大氣邊界層結果的皮爾遜相關系數(shù)較高，為0.874，而且二者間的均方根誤差為300 m，說明二者較為一致。

圖6 2017年5月1日至2019年8月31日北京國家探測試驗基地不同探空起始時刻，探空儀與微波輻射計反演的大氣邊界層高度對比:(a)07:15,(b)19:15,(c)13:15,(d)3個時刻總和

2.3 微波輻射計反演結果

2.3.1 大氣邊界層高度的日變化

晴朗天氣下，陸地上大氣邊界層高度有顯著的日變化，圖7給出了北京市國家大氣探測試驗基地站點微波輻射計反演得到的1次典型晴天和1次多云轉晴天氣條件下的大氣邊界層高度日變化及相應的日照觀測結果。圖7a為2018年1月30日晴天條件下溫度廓線和邊界層高度隨時間變化情況。從00:00到07:00有日照之前(圖7c)， 夜間邊界層高度SBL比較穩(wěn)定，變化幅度不大，平均高度為78 m。邊界層頂SBLpT對應為圖1中的覆蓋層(Capping inversion)，其高度較高且變化范圍較大，從180 m到1100 m不等，平均為455 m。SBLpT與SBL之間為殘留層(RL)，其深度平均為377 m。雖然當天的最高氣溫僅4 ℃，但從07:15的探空數(shù)據(jù)可知當天的近地面風速特別大，400 m高度處的風速已達到14 m/s，可推測大氣擴散條件好。07:00—08:00之間日照時間較短，因此大氣邊界層上升一段后又降下來。隨后在持續(xù)日照和大風環(huán)境條件下，大氣邊界層高度迅速上升，在09:10已達到2 km并在15:08達到最高值2870 m。16:24開始探測不到日照，在16:14邊界層高度已開始降低。邊界層高度在2 h 40 min內逐漸下降至100 m?？梢钥闯觯诖髿鈱α骰顒虞^強期間，位溫和虛位溫兩種方法反演結果相差不大。19:00之后無太陽輻射入射到地面，大氣對流活動減弱，此時開始轉變?yōu)橐归g穩(wěn)定邊界層，SBL高度變化范圍為10～90 m，平均為37 m。夜間穩(wěn)定邊界層頂SBLpT高度變化范圍為20～270 m，平均為171 m。殘留層平均深度為134 m。圖7b為2018年3月23日多云轉晴天氣條件下溫度廓線和邊界層高度隨時間變化情況，當日氣溫變化范圍為10～18 ℃。受多云的遮擋，12:00之前一直未觀測到日照(圖7d)，夜間穩(wěn)定邊界層和日間邊界層高度均比較低。日照出現(xiàn)后，日間邊界層高度迅速升高到了2 km。14:00之后多云消散，在太陽入射輻射的持續(xù)作用下，大氣邊界層高度進一步升高，最高達4160 m。日照結束于17:18，隨后邊界層高度在3.7 km左右維持了一段時間。17:50邊界層高度開始迅速下降，90 min后下降至170 m。由于缺少太陽的入射輻射和在地表與低層大氣的輻射冷卻作用下，大氣對流活動逐漸降低，轉變?yōu)橐归g穩(wěn)定邊界層。SBL變化范圍為100～150 m，平均為134 m。SBLpT變化范圍為210～480 m，平均為309 m。所以殘留層平均深度為175 m。與晴天個例相比，本例的夜間邊界層更穩(wěn)定。在日照最強，大氣邊界層高度特別高階段，即14:26—18:02期間，虛位溫法反演的大氣邊界層高度略高于位溫法，平均高139 m。

圖7 2018年1月30日晴天溫度廓線和邊界層高度隨時間變化(a)、日照時數(shù)(b)及2018年3月23日多云轉晴溫度廓線和邊界層高度隨時間變化(c)、日照時數(shù)(d)

在霾(2019年3月3日)和陰天(2018年1月15日)天氣條件下，地面無日照觀測結果。從圖8a可看出，08:57之前的夜間大氣邊界層比較穩(wěn)定，平均高度為151 m，08:57之后大氣邊界層開始緩慢上升，平均升速為3.8 m/min，14:24達到最高1350 m，16:18開始迅速下降，18:06時轉變?yōu)榉€(wěn)定夜間邊界層，平均高度為107 m。當日兩個時次的探空數(shù)據(jù)顯示1500 m高度以內的最大風速僅為9 m/s，因而在缺少大氣輻射的熱力作用和近地面風的動力作用下，大氣邊界層的日變化特征與晴天條件下相比不明顯，其所能發(fā)展達到的最大高度較低。從圖8b可以看出，陰天的夜間大氣邊界層也比較穩(wěn)定，平均高度為144 m，07:56之后大氣邊界層開始緩慢上升，平均升速為3.4 m/min，12:56達到最高1130 m，15:31開始緩慢下降，17:50時轉變?yōu)榉€(wěn)定夜間邊界層，平均高度為50 m。17:46—17:47，大氣邊界層高度迅速地從330 m降低至50 m。陰天的大氣邊界層日變化特征與重污染霾天氣下的略有不同，陰天時大氣邊界層的上升過程和下降過程均比較緩慢。在這2個個例中，位溫法和虛位溫法反演得到的日間大氣邊界層高度幾乎無差別，而且凌晨的夜間穩(wěn)定邊界層高度比傍晚之后的夜間穩(wěn)定邊界層高度高。

圖8 2019年3月3日霾天氣(a)及2018年1月15日陰天(b)溫度廓線和邊界層高度隨時間變化

2.3.2 大氣邊界層高度的月平均日變化

在夜間低風速條件下用溫度梯度法得到SBL；高風速條件下，由于位溫法和虛位溫法反演結果較一致，所以選擇位溫法反演結果作為夜間邊界層高度。日間也選取位溫法反演結果作為日間邊界層高度。首先反演得到分鐘級每日大氣邊界層高度變化情況，再對每個月進行月平均，得到月平均的大氣邊界層高度日變化。由圖9可看出，每月的大氣邊界層高度均具有明顯的日變化特征，夜間大氣邊界層高度普遍較低，月均變化范圍為91～348 m，大多變化小，相對穩(wěn)定。大約08:00之后，隨著日照的增加，即太陽輻射的積累，熱對流導致邊界層高度開始逐漸升高并在午后達到最高。一般在15:00左右開始下降。然而每個月的日變化特征卻略有不同：1—4月的夜間邊界層高度普遍較高，特別在19:00之后。統(tǒng)計19:15的探空結果發(fā)現(xiàn)，1—4月共54天的夜間邊界層高度超過400 m，其中24天(44%)在300 m高度以下即出現(xiàn)了9 m/s的大風，且隨著高度升高風力很快達到了12 m/s，大氣擴散條件好，因此邊界層高度高。全年中，2月、3月、4月、9月和10月的日間大氣邊界層最大高度較高，超過了3 km，這在之前的研究中很少見到，熱帶地區(qū)[29]和沙漠地區(qū)[30]有過類似報道。6月晴天較多，日照時間長，太陽入射輻射強， 近地面溫度較高， 所以近地面熱對流強，日出之后邊界層高度變化較均勻，不會出現(xiàn)類似1月、2月、9月和10月較劇烈的變化，其最高邊界層高度出現(xiàn)在15:00，為2893 m。10月的高邊界層高度結果主要歸功于近地面風的動力作用。7、8月大多為多云和降水天氣，特別7月受降水影響更嚴重，導致7月日間大氣邊界層高度與6月和8月相比較低，最大高度僅為1935 m。11月和12月的地面溫度較低，熱對流作用小和近地面風速較低，熱力作用和動力作用均小，所以邊界層高度整體較低。

圖9 微波輻射計反演的大氣邊界層(1—12 月)月平均日變化的箱線圖(矩形盒紅色橫線表示中位數(shù)，矩形盒的上下邊緣線分別表示 25%和75%分位數(shù)，矩形盒上下兩端的外延線表示正常值中的最大和最小高度值，黑色菱形表示平均值)

2.3.3 大氣邊界層高度的月際變化

將2017年5月至2019年8月每日的邊界層高度平均得到每日的邊界層平均高度值，再分別統(tǒng)計每月的邊界層高度的平均值及其標準差，如圖10所示。

圖10 2017年5月至2019年8月月均大氣邊界層高度平均值及其標準差(黑色圓點代表平均值，黑色豎線的上下端分別表示正負標準差值)

1—4月的平均邊界層高度較高，而且其波動較大。從探空數(shù)據(jù)和日照數(shù)據(jù)可推知，1—4月雖然地面溫度不高，但是大部分時間的近地面風速大(300 m高度內風速≥ 9 m/s)，月均次數(shù)分別達到了8.5、9、6.5和10.5(表3)，動力作用超過了太陽輻射的熱力作用對邊界層高度抬升的貢獻，導致1日中大部分時刻的邊界層高度較高，超過了2 km。少部分時間的近地面風速較小，邊界層高度也低，不足1 km，所以1—4月的日均邊界層高度變化較大，2月最高為1461 m，4月最低為254 m。5月平均有6天在早晚探空時刻近地面風速較大，遠少于1—4月，其地面溫度比6月低，所以其平均日均邊界層高度略低于6月。6月大多為高溫晴天，邊界層高度的抬升主要是由太陽熱輻射引起的熱力作用引起。7月和8月大多為多云、陰天和雷陣雨天氣，近地面接收到的太陽入射輻射少，而且探空時刻近地面風速較大的次數(shù)很少，僅為2.5次和3.5次，所以大氣邊界層平均高度比6月低很多。9-10月的晴天數(shù)較多，地面日照時長也較長(06:00—18:00)且近地面風速≥ 9 m/s的天數(shù)較多，因此比8月的日均邊界層高度有所提升。冬季的11月和12月的地面溫度很低，日照時數(shù)較短(最長為07:00—17:00)且很多日無日照，雖然在探空時刻近地面風速較大的次數(shù)也分別達到了5次和6次，但是這兩個月的平均日均邊界層高度最低，分別為444 m和426 m，最大日均邊界層高度也不足700 m，此外，11月的月均最低邊界層高度為全年最低，僅242 m。2月的平均邊界層高度最高，為943 m。

表3 每月探空時刻300 m高度內風速超過9 m/s的平均次數(shù)

總的來看，北京南郊地區(qū)在1—4和9—10月因大風天氣多擴散較好大氣邊界層高度較高，但上下波動很大。5—6月晴天天數(shù)較多，地面溫度高，熱對流作用較強，其平均邊界層高度比1—4月份略低，但不同天氣之間比較穩(wěn)定。7—8月份因多云和降雨天氣較多，且近地面風速較大的次數(shù)特別少，所以邊界層高度進一步降低。11—12月為一年中邊界層高度最低的兩個月，且每日的平均邊界層高度變化不大，比較穩(wěn)定。

3 結論與討論

本文利用2017年5月至2019年8月時間段內位于北京市國家大氣探測試驗基地的微波輻射計觀測的高時空分辨率的溫濕廓線，結合位溫氣塊法和虛位溫氣塊法計算了該站點的大氣邊界層高度，分析了邊界層高度的月均日變化和月際變化。而對探空數(shù)據(jù)，分別采用Heffter[22]，Liu和Liang[23]和總體理查森數(shù)法反演邊界層高度，對比發(fā)現(xiàn)Liu and Liang[23]效果最好。最后對比了微波輻射計資料與探空資料反演的大氣邊界層高度，得到以下結果：

(1)位溫氣塊法和虛位溫氣塊法反演大氣邊界層高度的結果差異不大。

(2)晴天條件下，大氣邊界層高度的變化特征與日照時長對應關系很好。

(3)1—4月夜間邊界層高度較高，主要原因可能是較大的近地面風速的動力抬升作用。2月、3月、4月、9月和10月的月均日間最高大氣邊界層高度較高，均超過了3 km。

(4)2月的平均邊界層高度最高，為943 m，12月的平均邊界層高度最低，為426 m。夏季的7、8月，由于多為多云和降水天氣，所以平均邊界層高度反而較低。

(5)微波輻射計反演的邊界層高度與相同時刻探空數(shù)據(jù)反演的邊界層高度具有很高的一致性，二者的皮爾遜相關系數(shù)為0.874，均方根誤差僅300 m。

本文分析了北京南郊地區(qū)的大氣邊界層高度的日、月演變規(guī)律，加深了對這一地區(qū)邊界層高度特征的認識。特別是發(fā)現(xiàn)近地面風速較大時，邊界層高度普遍比較高。然而，2年多的數(shù)據(jù)量樣本不夠大，而且探空數(shù)據(jù)測得的風速僅代表當時時刻的風速，今后應該結合激光測風雷達等設備的高時空分辨率的風速測量結果來進一步驗證風速的動力作用對邊界層高度抬升的影響。另外，雖然有日照數(shù)據(jù)，但是缺少輻射通量數(shù)據(jù)，無法更細節(jié)地分析邊界層高度與輻射量的對應關系，待具備條件時進行更深入的研究。并結合南郊觀象臺的其他設備，如云高儀或氣溶膠激光雷達等，與微波輻射計聯(lián)合反演大氣邊界層高度。