优选大气边界层之
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大气探测与大气物理第二章 大气边界层与大气运动
❖ 因而，通常所称大气环流主要是指具有全球 范围的大气的瞬时的以及平均的运动状况，它反 映了大气运动的基本状态和变化特征，并孕育和 制约着较小规模的气流运动。大气环流不仅是各 种规模系统形成和发展的基础，而且是各地天气、 气候形成、演变的背景。
大气环流的形成的主要因素
(一)太阳辐射的作用 (二)地球自转作用 (三)地表性质的作用 (四)地面的摩擦作用
空气开始运动后，地转偏向力立即产生，并 迫使运动的气流向右偏离(北半球)，南反之。
地转风的方向平行于等压线，高压在其右侧 (北半球)。根据运动方程可推出，地转风的运动 方程式为： 0 1 P 2V sin
X 0 1 P 2U sin
Y
(二)梯度风
当空气质点作曲线运动时，除了受气压 梯度力和地转偏向力的作用外，还受惯性 离心力的作用，当这三个力达到平衡时的 风，就称为梯度风。
地转偏向力是一个非常重要的力。
(三)惯性离心力
惯性离心力是物体在作曲线运动时所产生的由运动轨迹的曲率中 心沿曲率半径向外作用的力。这个力是物体为保持惯性方向运动而产 生的，因而叫惯性离心力。惯性离心力和向心力方向相反，同运动的 方向相垂直，自曲率中心指向外缘，其大小同物体转动的角速度ω的 平方和曲率半径r的乘积成正比。对单位质量物体而言，惯性离心力C 为
Vac= rsin
(rsin )2 r P n
(三)自由大气中风随高度的变化
大量的高空探测资料说明，不同高度上的风 向、风速是不一致的。风随高度有明显的变化
自由大气中风随高度的变化同气温的水平分 布密切相关。气温水平梯度的存在，引起了气压 梯度力随高度的变化，进而影响风随高度发生相 应的变化。这种由于水平温度分布不均，所形成 的风随高度的改变量，称热成风。
大气环流的形成的主要因素
(一)太阳辐射的作用 (二)地球自转作用 (三)地表性质的作用 (四)地面的摩擦作用
空气开始运动后，地转偏向力立即产生，并 迫使运动的气流向右偏离(北半球)，南反之。
地转风的方向平行于等压线，高压在其右侧 (北半球)。根据运动方程可推出，地转风的运动 方程式为： 0 1 P 2V sin
X 0 1 P 2U sin
Y
(二)梯度风
当空气质点作曲线运动时，除了受气压 梯度力和地转偏向力的作用外，还受惯性 离心力的作用，当这三个力达到平衡时的 风，就称为梯度风。
地转偏向力是一个非常重要的力。
(三)惯性离心力
惯性离心力是物体在作曲线运动时所产生的由运动轨迹的曲率中 心沿曲率半径向外作用的力。这个力是物体为保持惯性方向运动而产 生的，因而叫惯性离心力。惯性离心力和向心力方向相反，同运动的 方向相垂直，自曲率中心指向外缘，其大小同物体转动的角速度ω的 平方和曲率半径r的乘积成正比。对单位质量物体而言，惯性离心力C 为
Vac= rsin
(rsin )2 r P n
(三)自由大气中风随高度的变化
大量的高空探测资料说明，不同高度上的风 向、风速是不一致的。风随高度有明显的变化
自由大气中风随高度的变化同气温的水平分 布密切相关。气温水平梯度的存在，引起了气压 梯度力随高度的变化，进而影响风随高度发生相 应的变化。这种由于水平温度分布不均，所形成 的风随高度的改变量，称热成风。
大气边界层对大气污染扩散的限制
大气边界层对大气污染扩散的限制大气边界层是指地球上大气与地表之间的那一层空间，它在大气污染扩散中起着重要的限制作用。
大气边界层的高度和稳定性直接影响着污染物在大气中的传播和扩散方式。
本文将从大气边界层高度、稳定性以及大气层内气流运动等方面，探讨大气边界层对大气污染扩散的限制。
首先，大气边界层的高度是影响大气污染扩散的一个重要因素。
通常情况下，大气边界层的高度约为1000-2000米，超过这个高度后，大气污染物将随着风力的作用迅速扩散，降低污染的浓度。
然而，如果大气边界层高度较低，就容易造成气溶胶、气体等污染物在较小的空间范围内堆积，导致污染物的浓度极高，给环境和人身健康带来严重威胁。
其次，大气边界层的稳定性对大气污染扩散也有显著影响。
稳定的大气边界层意味着大气层内温度逐渐升高或保持不变，导致冷空气下沉而温暖空气上升的情况较少。
这种情况下，污染物难以扩散和稀释，更容易形成污染物的高浓度层，造成空气质量恶化。
例如，夜间或冬季，大气边界层较为稳定，导致污染物难以扩散，使城市雾霾加剧。
此外，大气边界层内的气流运动也是影响大气污染扩散的重要因素。
在大气边界层内，气流呈现复杂的运动方式，包括对流运动、湍流运动等。
对流运动是指由地表的热能不断向上输送，形成冷空气下沉、暖空气上升的循环。
这种对流运动可以有效促进大气污染物的扩散，使其不易在一定区域内积聚。
湍流运动则是指空气流动的不规则和不稳定性，通常使污染物的浓度分布非均匀。
这些气流运动形式的存在使得大气污染在垂直和水平方向上都具有不规则的分布特点。
另外，大气边界层内的地表特征也会对大气污染扩散产生一定的限制。
地表的不均匀性、复杂性以及建筑物等人类活动的干扰都会对大气层内的气流运动产生影响，进而影响大气污染物的传播。
例如，城市中高楼大厦、山脉和河流等地表特征能够改变的气流的流向和速度，限制污染物的传播路径和范围。
综上所述，大气边界层的高度、稳定性、气流运动以及地表特征等因素共同限制着大气污染的扩散。
(推荐)大气边界层
24
25
9.1.5 Turbulence closure 湍流闭合
建立关于平均量的大气运动和热力学方程组， 称为雷诺平均方程（Reynolds averaging）
其中
du fv 1 p
dt
x
dv fu 1 p dd d t u t u ptu u x vg u y w y u z
z
令 uuu',vvv',w w w ' 湍流应力(也称为
雷诺应力)
d u 1 p fv 1 [ ( u '2 ) ( u 'v ') ( u 'w ')]
dt x
x
y
z
26
边界层大气方程组中出现湍流应力、热通量等新的和 湍流有关的变量，方程变得不闭合
如为求解热通量，列 出关于热量的方程
zo ：动力学粗糙度（aerodynamic roughness length） k = 0.4：卡门常数（ the von Karman constant） 此公式在表面层（近地层）中近中性稳定度条件下 适用，非中性条件下对上式有修正公式
47
48
49
(a) 纵坐标为线性坐标
(b)纵坐标为对数坐标
流（convective turbulence） ❖ 惯性湍流（inertial Turbulence）
7
机械湍流（ mechanical Turbulence）
❖ 由风切变产生 ❖ 风切变产生的原因：地面摩擦力，地形建筑
等障碍物的阻挡等。
8
9
10
热力湍流（ thermal Turbulence ）
38
潜热通量
❖ B：波恩比（Bowen ratio)，感热和潜热之比。 ❖ B经常根据试验获得 ❖ the Bowen ratio ranges from about 0.1 over tropical
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9.1.5 Turbulence closure 湍流闭合
建立关于平均量的大气运动和热力学方程组， 称为雷诺平均方程（Reynolds averaging）
其中
du fv 1 p
dt
x
dv fu 1 p dd d t u t u ptu u x vg u y w y u z
z
令 uuu',vvv',w w w ' 湍流应力(也称为
雷诺应力)
d u 1 p fv 1 [ ( u '2 ) ( u 'v ') ( u 'w ')]
dt x
x
y
z
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边界层大气方程组中出现湍流应力、热通量等新的和 湍流有关的变量，方程变得不闭合
如为求解热通量，列 出关于热量的方程
zo ：动力学粗糙度（aerodynamic roughness length） k = 0.4：卡门常数（ the von Karman constant） 此公式在表面层（近地层）中近中性稳定度条件下 适用，非中性条件下对上式有修正公式
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(a) 纵坐标为线性坐标
(b)纵坐标为对数坐标
流（convective turbulence） ❖ 惯性湍流（inertial Turbulence）
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机械湍流（ mechanical Turbulence）
❖ 由风切变产生 ❖ 风切变产生的原因：地面摩擦力，地形建筑
等障碍物的阻挡等。
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热力湍流（ thermal Turbulence ）
38
潜热通量
❖ B：波恩比（Bowen ratio)，感热和潜热之比。 ❖ B经常根据试验获得 ❖ the Bowen ratio ranges from about 0.1 over tropical
第9章 大气边界层
？
这些通量可以通过除以湿空气密度而重新定义成运动学形式，
运动学通量 符号 ~ M M 单位
质量 热量 湿度 动量 污染物
a ~ QH QH a C pa
R ~ R
F
a ~ F
~ a
a
m s m K s kg w m kg a s m m s s kg 污 m kg a s
（1）混合层（ML）
• 混合层主要生成机制是对流，所以在晴天，ML的 发展依 赖于地面的太阳加热。（？） • 混合层顶部的稳定层作用？---顶盖，限制对流---卷挟带 • 整个混合层的风都是次地转风，风速分布？（风速向下递 减，在近地面处趋近于零） • 水汽混合比随高度增加而减小，为什么？ • 大部分污染物是靠近地球表面
风
垂直输运 厚度
表面层中近似为对数风速廓线，通常 为次地转的，并与等压线相交
湍流占优势 变化于100米到3公里之间，陆上有日 变化
几乎是地转的
平均风和积云尺度占优势 变化小，在8-18公里之间， 时间变化慢
进一步体会边界层重要性：
每天预报实际上是边界层预报； 污染物积聚在边界层中； 雾发生在边界层中； 气团实际上是地球不同部分大气边界层；
边界层厚度与结构
Subsidence（下沉） updrafts Divergence(辐散) 高压（H） （上升）
Convergence（辐合） 低压（L）
低压区边界层 高度如何确定？
边界层厚度与结构
• • • • • • • • • BL（Boundary Layer）边界层 CL（Cloud Layer）云层 FA（Free Atmosphere）自由大气 IBL（Internal Boundary Layer）内边界层 ML（Mixed Layer）混合层 RL（Residual Layer）剩余层 SBL（Stable Boundary Layer）稳定边界层 SCL（Subcloud Layer）云下层 SL（Surface Layer）表面层：占边界层10%的底部区域
Ch06大气边界层
2.
3.
4.
污染物的大部分被阻挡在边界层中。
6
2、大气边界层的热力学特征
我们知道地表温度在昼夜之间有着很大的变化。晴朗的白天，由于太阳辐 射，地表温度升高，其温度比边界层大气温度还要高。晴朗的夜晚，地面 降温比边界层大气降温快，所以地表温度通常比边界层大气的温度低。
所以，边界层大气的垂直温度廓线有着明显的日变化。
32
微风比大风时更易形成污染
微风或无风时，污染 物不宜扩散，所以， 污染较为严重。
风速较大时，污染物 容易扩散，污染相对 较弱。
33
边界层和空气污染的日变化
前面我们讲过，温度垂直廓 线的日变化导致边界层稳定 性发生变化，白天，边界层 相对不稳定，污染物易于扩 散；而夜间，边界层相对稳 定，污染物不宜扩散。 但我们必须注意另一个方面 ，那就是白天污染排放多， 夜间污染排放相对较少，所 以，晚上的空气质量相对好 一些。
1. 2. 3. 4.
5.
6.
大气边界层的定义 大气边界层的热力学特征 大气边界层的动力学特征 大气边界层湍流 大气边界层与大气污染 大气边界层观测
1
1、大气边界层的定义
大气边界层（Atmospheric boundary layer, ABL）指的是大气和 地球表面相接触的这一层，厚度通常在1-2公里之间，但随时间 和地点变化。 边界层大气与地球表面的摩擦力较大，运动特征与其上面的大 气层有着显著的不同。边界层以上的大气层通常称为自由大气。
2.
3.
举例说明什么样的条件下边界层污染比较严重？什 么样条件下污染较弱？
简述北京的地形对北京地区污染的影响。 简述城市热岛效应对边界层的影响以及对郊区污染 的影响。
大气边界层概述
过去人们对夜间逆温层已进行了大量的实验观测，基 本特征是：在晴朗的夜间和均匀平坦的地面上，边界层逆 温从日落后开始发展，随着时间的推移，逆温层厚度从零 开始不断增长 ，但这种增长在后半夜逐渐开始减弱，直
夜间边界层温度垂直分布的演变
2001年1月27日-28日逆温生消的演变过程
300
250
高 200 度 150
1999/10/5 08:00，北京 露点和大气温度垂直分布
不稳定
稳定（逆温）
不稳定边界层风、温廓线
稳定边界层风、温廓线
夜间稳定边界层比起白天的对流边界层来有显著的不 同，特别是，夜间经常在很低的高度上出现较强的逆温， 严重阻碍了物质和能量的扩散。因此研究夜间逆温层的演 变规律，尤其是确定逆温层顶的高度如何随时间演变，是
生态边界层示意图
一个关键的问题是如何定义边界层的上界，这也是一 个很困难的问题。有时，上界很明显，例如逆温盖，在盖 子以下大气受下垫面影响很大，而在盖子以上则未受影响。 但在通常情况下这种明显的界限是不存在的，下垫面的作 用随高度的增加只是缓缓减弱。一般地，类似于流体动力 学中边界层厚度的定义，定义大气边界层的上界为在这个 界面上 ，由地面作用导致的湍流动量通量以及热通量均减 小到地面值的很小一部分，例如1%。但有时 也以逆温层顶 作为大气边界层上界。
大气边界层概述
王成刚 大气物理系
与流体力学中称固壁附近的边界层为“平板边界层”、 “机翼绕流边界层”等类似，大气边界层也常常被称为“行 星边界层”，因为它是处于旋转的地球上的。当大气在地表 上流动时，各种流动属性都要受到下垫面的强烈影响，由此 产生的相应属性梯度将这种影响向上传递到一定的高度，不 过这一高度一般只有几百米到一二公里，比大气运动的水平 尺度小得多。在此厚度范围内流体的运动具有边界层特征。 在大气边界层中的每一点，垂直运动速度都比平行于地面的 水平运动速度小得多，而垂直方向上的速度梯度则比水平方 向上的大得多。此外，由于地球自转的影响，水平风速的大 小在随高度变化的同时，风向也随之变化。
夜间边界层温度垂直分布的演变
2001年1月27日-28日逆温生消的演变过程
300
250
高 200 度 150
1999/10/5 08:00，北京 露点和大气温度垂直分布
不稳定
稳定（逆温）
不稳定边界层风、温廓线
稳定边界层风、温廓线
夜间稳定边界层比起白天的对流边界层来有显著的不 同，特别是，夜间经常在很低的高度上出现较强的逆温， 严重阻碍了物质和能量的扩散。因此研究夜间逆温层的演 变规律，尤其是确定逆温层顶的高度如何随时间演变，是
生态边界层示意图
一个关键的问题是如何定义边界层的上界，这也是一 个很困难的问题。有时，上界很明显，例如逆温盖，在盖 子以下大气受下垫面影响很大，而在盖子以上则未受影响。 但在通常情况下这种明显的界限是不存在的，下垫面的作 用随高度的增加只是缓缓减弱。一般地，类似于流体动力 学中边界层厚度的定义，定义大气边界层的上界为在这个 界面上 ，由地面作用导致的湍流动量通量以及热通量均减 小到地面值的很小一部分，例如1%。但有时 也以逆温层顶 作为大气边界层上界。
大气边界层概述
王成刚 大气物理系
与流体力学中称固壁附近的边界层为“平板边界层”、 “机翼绕流边界层”等类似，大气边界层也常常被称为“行 星边界层”，因为它是处于旋转的地球上的。当大气在地表 上流动时，各种流动属性都要受到下垫面的强烈影响，由此 产生的相应属性梯度将这种影响向上传递到一定的高度，不 过这一高度一般只有几百米到一二公里，比大气运动的水平 尺度小得多。在此厚度范围内流体的运动具有边界层特征。 在大气边界层中的每一点，垂直运动速度都比平行于地面的 水平运动速度小得多，而垂直方向上的速度梯度则比水平方 向上的大得多。此外，由于地球自转的影响，水平风速的大 小在随高度变化的同时，风向也随之变化。
第一章 大气边界层与边界层气象学研究
流体力ห้องสมุดไป่ตู้定义
Prandtl（1904）首次引入空气动力学
大气运动尺度分析角度定义
Orlanski(1975)尺度定义
大尺度 中尺度 小尺度
α大尺度
β大尺度
α中尺度
β中尺度
γ中尺度
α小尺度
β小尺度
γ小尺度
macro- α
macro- β
meso- α
meso- β
meso- γ
micro- α
micro- β
S7
PBL结构变化特征：
• 见书上P31－34：⑴⑵⑶⑷⑸⑹
总之：分析大气边界层结构变化 特征，具体问题具体分析。 考虑天气条件，下垫面，地形以 及季节、层结稳定度条件等的变化对 大气边界层的影响。
2-2 爱克曼螺线和爱克曼层(了解)
在中性层结、下垫面水平均匀、大气定常， 且粘滞系数为常数的情况下所求得的风随 高度变化的解，即为经典的Ekman风廓线解。
雷诺应力定义
u' 2 u' v' u' w' 2 ' - v'u' v' v' w' 2 w' u ' w' v' w'
三 温度、位温、虚位温…（自学） 四 Boussinesq近似（自学） 五 准静力平衡（自学）
重点（理解，掌握）
• • • • • • 大气边界层 边界层中的风与气流 湍流 泰勒假说 湍流通量 雷诺应力
• 近几十年来，由于计算机速度的不断提高， 大气边界层的数值模拟研究方法成为一种常用的 研究手段。
由地面粗糙度或摩擦作用产生的小尺度湍流以及地面增热造成的热
大气边界层
换句话说，对特定的地表而言，空气动力粗糙度长度 一旦被确定，它就不会再随风速，稳定度或应力而发 生变化
如果地面粗糙原因诸如植被的高度和范围，围墙兴建， 房屋建造，森林砍伐等等而发生变化的话，那么空气 动力粗糙度也会随之发生变化
不同地表粗 糙度取值
海面的粗糙度
一些学者（Chamberlain,1983）提出用某些粗糙因子 之间的经验关系来估计粗糙度。对海面，沙地和雪面
5
热带森林
1.7-2.3
2
密集低矮建筑物(市郊)
0.4-0.7
3
规则建筑物的城镇
0.7-1.5
4
零值位移d值的计算
在森林地区、城镇建筑物上空、下垫面上种植有高杆作物地区以
及洋面存在较高波浪的条件下，通量廓线关系公式需作一定的修正，此
时下垫表面（陆地、海洋）的起始高度将被抬高到作物、森林、建筑物
和波浪顶层附近，必须以z-d值置换z值，d值称作动力学零值位移。
据以决定无量纲组的值 4）对资料进行曲线拟合或者求回归方程，以描
述这些无量纲之间的关系
实例：近地层中水平脉动方差u作为高度函数的相似形关系
（1）选择与大气边界层要素有关的变量：
已知变量：近地层中水平脉动方差u和高度z，
相关变量：摩擦速度u*、风速u、Obukhov长度L、地表粗糙度z0、
边界层高பைடு நூலகம்zi等，
料求 和u Z* 0
U u*
1 k
(ln
z ln
z0 )
u1 u* u2 u*
1 k 1 k
(ln (ln
z1 ln z0 ) z 2 ln z0 )
零平面位移距离d （重要）
在陆地上，如果各个粗糙元被组合得非常紧密， 那么这些粗糙元顶部的作用就好是一个位移了 的地面
如果地面粗糙原因诸如植被的高度和范围，围墙兴建， 房屋建造，森林砍伐等等而发生变化的话，那么空气 动力粗糙度也会随之发生变化
不同地表粗 糙度取值
海面的粗糙度
一些学者（Chamberlain,1983）提出用某些粗糙因子 之间的经验关系来估计粗糙度。对海面，沙地和雪面
5
热带森林
1.7-2.3
2
密集低矮建筑物(市郊)
0.4-0.7
3
规则建筑物的城镇
0.7-1.5
4
零值位移d值的计算
在森林地区、城镇建筑物上空、下垫面上种植有高杆作物地区以
及洋面存在较高波浪的条件下，通量廓线关系公式需作一定的修正，此
时下垫表面（陆地、海洋）的起始高度将被抬高到作物、森林、建筑物
和波浪顶层附近，必须以z-d值置换z值，d值称作动力学零值位移。
据以决定无量纲组的值 4）对资料进行曲线拟合或者求回归方程，以描
述这些无量纲之间的关系
实例：近地层中水平脉动方差u作为高度函数的相似形关系
（1）选择与大气边界层要素有关的变量：
已知变量：近地层中水平脉动方差u和高度z，
相关变量：摩擦速度u*、风速u、Obukhov长度L、地表粗糙度z0、
边界层高பைடு நூலகம்zi等，
料求 和u Z* 0
U u*
1 k
(ln
z ln
z0 )
u1 u* u2 u*
1 k 1 k
(ln (ln
z1 ln z0 ) z 2 ln z0 )
零平面位移距离d （重要）
在陆地上，如果各个粗糙元被组合得非常紧密， 那么这些粗糙元顶部的作用就好是一个位移了 的地面
第1章大气边界层之2
边界层研究主要方法
理论研究
观测试验 数值模拟
不同时刻，大气边界层平均位温廓线
FA: ML: RL: SBL: SL: SCL: 自由大气层 混合层 残留层 稳定边界层 近地层 云下层
S7
作业：请根据晴天小风天气情况下从S1－S6时刻的位温垂直廓线 变化，分析大气边界层结构的日变化？
noon
18-Aug
19-Aug
20-Aug
21-Aug
22-Aug
低层大气温度的垂直分布
（1） 大气的绝热过程与泊松方程
大气的升降运动总是伴有不同形式的能量交换。如果大气中某 一空气块作垂直运动时与周围空气不发生热量交换，则将这样的 状态变化过程称为大气的绝热过程。 由热力学第一定律和理想气体状态方程，可以推导出描述大气热 力过程的微分方程.
辐射平衡
Rn ( Sin Sout ) ( Lin Lout )
Rn G H LE
将生态系统中水分的散失和 驱动蒸散作用的能量收支联 系起来，使能量和水循环得 以贯穿在一起 。
能量分配
涡度相关法直接测定生态系统尺度能 量和物质交换通量，但存在低估等技 术缺陷。
H C p W ' T '
大气稳定度与烟羽
高 度
温度
污染物浓度
a. 环链形：不稳定；湍流强，扩散迅速；白天晴朗小风或 地形起伏区。
b. 圆锥形：中性；水平垂直方向扩散均匀；平坦郊野大风 多云。
c. 扇形：稳定；湍流受抑，垂直扩散小，水平沿主导风向有一定 侧向扩散；夜间小风或凌晨强逆温。 d. 漫烟形（熏烟形、陷阱型）：上稳、下不稳；下部烟羽充分扩 散，上部逆温顶盖；日出后，烟雾事件。
大气边界层特征及其对气象的影响
大气边界层特征及其对气象的影响在我们头顶上方的大气层中，存在着一个与我们的日常生活和气象变化息息相关的区域，那就是大气边界层。
大气边界层是靠近地球表面、受地面摩擦和热力影响最强烈的大气层部分。
了解大气边界层的特征以及它对气象的影响，对于我们更好地理解和预测天气、应对气候变化以及进行相关的环境和工程活动都具有重要意义。
大气边界层的厚度通常在几百米到几千米之间，其厚度会随着时间、地点和气象条件的不同而发生变化。
在晴朗的白天，由于地面受到太阳辐射的加热，空气产生对流运动，大气边界层的厚度可能会增加；而在夜间，地面冷却，对流减弱，边界层厚度则会减小。
此外，不同的地形地貌，如山脉、平原、海洋等，也会对大气边界层的厚度产生影响。
例如，在山区，由于地形起伏较大，大气流动受到阻碍，边界层厚度可能相对较薄；而在广阔的平原地区，大气流动较为顺畅，边界层厚度可能相对较大。
大气边界层的一个重要特征是风速和风向的变化。
在接近地面的地方，由于地面的摩擦作用，风速会逐渐减小，风向也会发生偏转。
随着高度的增加，风速逐渐增大，风向也逐渐与等压线平行。
这种风速和风向的垂直变化对于大气的动量、热量和水汽输送有着重要的影响。
例如，在强风天气中，大气边界层内的风速较大，能够快速地将污染物扩散到较远的地方；而在微风天气中，污染物则容易在局部地区积聚，导致空气质量下降。
大气边界层中的温度分布也是其重要特征之一。
在白天，地面吸收太阳辐射后温度升高，热量通过对流和湍流等方式向上传递，形成温度随高度递减的不稳定层结；而在夜间，地面向外辐射热量，温度降低，形成温度随高度增加的稳定层结。
这种温度层结的变化会影响大气的垂直运动和稳定程度。
不稳定层结有利于对流的发展，容易形成云和降水；稳定层结则抑制对流，使大气较为稳定，不利于污染物的扩散。
大气边界层中的水汽含量也存在着明显的垂直分布特征。
靠近地面的空气通常含有较多的水汽，随着高度的增加，水汽含量逐渐减少。
浅谈大气边界层 .ppt
几个相关概念：
湍流： 湍流 是区别于层流的不规则随机流动。流场中任意一点 的物理量，如速度、温度、压力等均有快速的大幅 度起伏，并随时间和空间位置而变化，各层流体间 有强烈的混合 气压梯度力： 气压梯度力：作用在流体内正比于压力梯度的力。 单位距离间的气压差叫做气压梯度，由此产生促使 大气由高气压区流向低气压区的力，称为气压梯度 力。气压梯度力垂直于等压线，指向低压。 地转风：水平气压梯度力与水平科里奥利力平衡下 空气的水平运动。
ห้องสมุดไป่ตู้
大气边界层
大气边界层的高度随气象条件、地形和地面粗糙度 的不同而有差异，这一层正是人们从事社会实践和 生活的主要场所，地面上建筑物和构筑物的风荷载 和结构响应等正是大气边界层内空气流动的直接结 果。
大气边界层的特点：
其性质主要决定于地表面的动力和热力作用 贴地层的主要特点： 贴地层的主要特点： 分子粘性力起主要作用；主要运动形式：分子扩散 分子粘性力起主要作用；主要运动形式： 近地层的主要特点： 近地层的主要特点： 湍流摩擦力和气压梯度力其主要作用， 湍流摩擦力和气压梯度力其主要作用，科氏力可忽 略 风向几乎不变，但风速随高度增加。 风向几乎不变，但风速随高度增加。 物理量通量的输送几乎不随高度变化 物理量的垂直梯度远大于物理量的水平梯度 湍流运动明显，地气相互作用强烈，调整较快， 湍流运动明显，地气相互作用强烈，调整较快，呈 准定常。 准定常。
基本手段：
a) 观测手段
b) 参数化近似
很遗憾的是， 很遗憾的是，湍流问题到目前还没有得到彻 底的解决！ 底的解决！ 因此很多与湍流有关的问题， 因此很多与湍流有关的问题，我们也无法 直接用精确的数学公式进行表达， 直接用精确的数学公式进行表达，不得不 采用近似的公式来描述！ 采用近似的公式来描述！
第五章大气边界层
散过程相比，是使地转涡旋减弱的更有效的机制。
并不限于1~2公里，比如青 藏高原夏季边界层高度可达 3公里
边界层是对流层的一部分，它直接受地表的影响，对地表强迫 响应的时间尺度约为1小时或更小。
边界层过程包括：
摩擦力 蒸发和蒸腾 热传递 污染物排放 地形引起流的变性
按“湍流粘性力的重要性”，在垂直方向上对 大气进行分层：
1、贴地层：高度为几个厘米
fv
1
p x
z
(Tzx )
fu
1
p
(Tzy )
y z
这里已假定边界层中密度随高度的改变可忽略不计。
大气边界层中风随高度的变化
近地面层很薄，约为数十米厚。这层大气中动量的涡动铅直通量（即涡 动应力）随高度变化的改变是很小的。作为一级近似，可假定，涡动应 力是一常值，且等于地面上的涡动应力。
F压 F科 0
湍流重要理论
• 雷诺应力
湍流脉动量的二次项称为涡动应力项或雷诺应力项。
它实质上是湍流对动量输送的结果。有9个分量
Txx T Txy
Txz
Tyx Tyy Yyz
Tzx Tzy Tzz
u'u'
u'v' v'v' w'v'
u' w'
v' w'
二级环流可使转地转涡旋强度减弱，这种作用常称 为旋转衰减作用
• 二级环流使地转风涡度随时间呈指数衰减。
Г≡ H(2/fK)1/2
4天
湍流扩散
Г≈ H2/K
100天
H=104m，f=10-4/s，K=10m2/s
• 旋转衰减的时间尺度远比湍流扩散的时间尺度小，因此在
大气边界层概述 (1)PPT文档共44页
42、只有在人群中间，才能认识自 己。——德国
43、重复别人所说的话，只需要教育； 而要挑战别人所说的话，则需要头脑。—— 玛丽·佩蒂博恩·普尔
44、卓越的人一大优点是：在不利与艰 难的遭遇里百折不饶。——贝多芬
45、自己的饭量自己知道。——苏联
遥感探测青藏高原边界层结构
2～3成流冰 开阔海域
6～7成冰 浮冰海域
多年冰 大浮冰
北极地区的边界层结构
3～4成冰 浮冰海域
当年冰 大浮冰
中性边 界层
卫星遥感观测结果
2000年7月30日5时36分北京城近郊区热岛状况遥感监测图
大气边界层结构可归纳在下面的模型图中
高度 (m)
2000
云层
卷挟
自由大气 盖顶逆温
海上大气边界层梯度观测
中国科学院北京325米气象塔
风洞
遥感仪器及技术指标
风温廓线仪 （LAP-3000） 美国Radian公司
最高探测高度 风：2000～5000m
温：1000～2000m
最低探测高度 100m
垂直空间分辨率 60m
测量范围
风速：0～40m/s
温度：-30～50℃
精度
风向：<10°
测量平均时间 2～60min
遥感仪器及技术指标
无线电声雷达 (RASS)
意大利Irone公司
最高探测高度 1000m
最低探测高度 100m
垂直空间分辨率 10m
测量范围
-30～40℃
精度
0.1℃
测量平均时间 3～30min
法国 REMTECH 公司最先进的低 层大气风速、温 度廓线测量仪
国际上最先进的边界层雷达（LAP5000）
43、重复别人所说的话，只需要教育； 而要挑战别人所说的话，则需要头脑。—— 玛丽·佩蒂博恩·普尔
44、卓越的人一大优点是：在不利与艰 难的遭遇里百折不饶。——贝多芬
45、自己的饭量自己知道。——苏联
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大气边界层结构可归纳在下面的模型图中
高度 (m)
2000
云层
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最高探测高度 风：2000～5000m
温：1000～2000m
最低探测高度 100m
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风速：0～40m/s
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测量平均时间 3～30min
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Ta（℃）
低层大气温度的垂直分布
（1） 大气的绝热过程与泊松方程
大气的升降运动总是伴有不同形式的能量交换。如果大气中某 一空气块作垂直运动时与周围空气不发生热量交换，则将这样的 状态变化过程称为大气的绝热过程。
由热力学第一定律和理想气体状态方程，可以推导出描述大气热 力过程的微分方程.
泊松方程:
T/T0=(P/P0)R/Cp=(P/P0)0.286
大气边界层的分类与特征
不稳定边界层（对流边界层Convective boundary layer CBL， 混合层Mixed layer ML）
稳定边界层（Stable boundary layer, Nocturnal boundary layer） 中性边界层（Neutral boundary layer）
Rn G H LE
在白天和暖季，Rn＞0，地面由辐射获得热量， 并通过分子传导和湍流交换传给土壤和空气， 气温与土温分别向上和向下递减。
在夜间和中高纬度冷季，Rn＜0，地面由辐射 损失热量，气温与土温分别向上和向下递增。
能量通量的日变化
H(W m-2)
100
400
朝向系统为＋，背离系统为－
50
（3）Ekman层（上部摩擦层、外部边界层）：在这一层里，湍流粘性 力、科氏力和气压梯度力同等重要，风随高度变化明显，需要考虑风随 高度的切变。
• 自然界中的流体运动存在着两种完全不同的运动状态 层 流：平顺、光滑、清晰，没有掺混现象 湍 流（紊流、乱流）：杂乱无章、看上去毫无规则
(Oke, 1987)
不同类型陆地边界层的基本特征
Occurred at** Turbulence intensity
CBL Daytime
strong
SBL Nighttime weak
BL Neutral
Windy day
Eddy scale profiles
large small middle
Small gradient Large gradient middle
大陆高压区边界层发展的日变化
➢ 白天：不稳定边界层（对流边界层、混合层） 近地面层、混合层、夹卷层
➢ 夜间：稳定边界层 近地面层、稳定边界层、残留层(中性层结)
➢ 强风（>12m/s）或阴天条件：中性边界层
1.2.3 大气能量收支与温度
1. 辐射平衡( Rn )
太阳短波辐射Sin－向下 地表反射短波辐射Sout －向上 地球表面长波辐射Lin －向上 大气长波辐射Lout －向下
近地边界层特征
➢ 高度：z ≤ 0.1 Zi，受下垫面的直接影响 ➢ 风速、温度等气象要素场随高度剧烈变化
地面粗糙度小尺度湍流，地面增热热力对流 ➢ 常通量层，各种湍流通量随高度几乎不变
该层以上，湍流通量逐渐减弱 ➢ 风向随高度近乎不变，
气流结构不受科氏力影响
1.2.2 边界层发展的日变化
边界层垂直高度的时空变化很大，空间范围从几百米到几千米。
Cp－干空气的定压比热，Cp＝1005 J／(kg.k) R－干空气的气体常数，R＝287.0 J／(kg.k)； T－气块温度，k P－气块压力，hPa
（2）干绝热直减率
干空气块（包括未饱和的湿空气块）绝热上升或下降单 位高度（通常取100ｍ时）温度降低或升高的数值，称为干空 气块温度绝热垂直递减率，以 rd 表示。其定义式为:
6:00 12:00 18:00
2008年冬小麦冠层上方H、LE、G和Rn的日变化特征（左:4月 右:5月）
G(W m-2)
3. 低层大气温度
低层大气的温度日变化
30 25
20 noon noon noon noon noon
15 10 17-Aug 18-Aug 19-Aug 20-Aug 21-Aug 22-Aug
优选大气边界层之
（1）粘性副层（微观层）： 分子输送过程处于支配地位， 分子切应力远大于湍流切应力， 几厘米厚。
大气边界层垂直分层结构
（2）近地边界层（=近地面层 +冠层，常通量层）：大气受 地表动力和热力影响强烈，气 象要素随高度变化激烈，运动 尺度小，科氏力可略。由于近 地层很薄和湍流扩散强烈混合 的结果，该层中动量、热量和 水汽的铅直输送通量不随高度 变化，同样原因，近地层中风 向也不随高度变化。
300
LE(W m-2)
0
200
-50
100
-100
100
50
0
-50 0:00 6:00 12:00 18:00
0:00 6:00 12:00 18:00
Rn(W m-2)
0 600 500 400 300 200 100
0 -100
0:00
6:00 12:00 18:00
0:00
Time(hh:mm)
四分量辐射计
Rn=（ Sin - Sout ）+（ Lin - Lout ）
2. 能量平衡
H LE Rn
ΔS
G
H LE Rn
G
下垫面能量平衡分配： Rn：辐射平衡 H：显热通量
Rn=H+LE+G＋△S
LE：潜热通量 G：土壤热通量 △S：储热
辐射平衡 Rn (Sin Sout ) (Lin Lout )
rd=-(dTi/dZ)d=g/Cp
ｇ－重力加速度ｇ＝9.81 m／s2 Cp－干空气定压比热，Cp＝1005 J／(kg．K) 下标i--表示空气块 下标d--表示干空气
能量分配 Rn G H LE
涡度相关法直接测定生态系统尺度能 量和物质交换通量，但存在低估等技 术缺陷。
将生态系统中水分的散失和 驱动蒸散作用的能量收支联 系起来，使能量和水循环得 以贯穿在一起 。
H CpW 'T '
动量、显热、潜热和 CO2通量
LE LW 'q '
白天（暖）和夜间（冷）的能量平衡
海洋上：由于海水上层强烈混合使海面温度日变化很少。此外， 海水热容量大，海面温度日变化不明显，边界层厚度变化十分缓慢。 边界层厚度的变化主要是由天气、中尺度垂直运动和不同气团平 流引起的。
陆地上: 边界层具有轮廓分明、周日循环发展的结构。
大陆高压区边界层发展的日变化
（1）混合层：湍流混合以对流为主。 （2）残留层：日落前半小时，湍流在混合层中衰减形成的空气层， 属中性层结。 （3）稳定边界层：夜间，与地面接触的残留层底部逐渐变为稳定边 界层。其特点为在静力稳定大气中有零散的湍流单体，这些湍流单体 的上升气流仍然可以导致超地转风，形成低空急流或夜间急流。