2011, Vol. 54
2. 中国科学院研究生院地球科学学院,北京 100049;
3. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰芯与寒区环境重点实验室,兰州 730000
2. College of Earth Science, Graduate University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. State Key Laboratory of Cryospheric Science, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China
南极大陆98%的面积被平均厚度达2000多米的冰体所覆盖，其气候寒冷、暴风雪频繁.它是全球大气的主要冷源，在南北半球热量、动量和水汽等物理量的交换过程中起着重要的作用，直接影响着全球的大气环流、海洋环流和天气、气候的变化[1].对南极大气边界层的认知程度直接影响气候模式对南极的实际气候模拟能力，是正确评估南极地区对全球气候变化影响的重要因子.冰雪与大气之间的物质和能量的交换过程主要是通过大气边界层中的湍流过程实现的.因此，有必要研究南极冰盖下垫面的湍流特征，为模式在南极地区选取合适的边界层参数化方案提供参考依据.
由于南极大陆气候恶劣，过去大多数观测研究均在沿岸地区，而内陆地区仅在夏季有少量的观测[2~6]，其全年的连续观测资料比较稀少[7].因此，过去人们多关注于夏季南极沿岸地区的天气气候特征和地表能量平衡等方面的研究.Wendler等[2]利用AdelieLand 的边界层观测数据研究分析了该地区的边界层风、温垂直廓线以及地表热通量交换特征；Bintanja和VandenBroeke[4]揭示了夏季Dronning MaudLand地区雪和蓝冰表面能量平衡的异同.然而南极大陆内陆高原的边界层湍流特征研究却相对比较少.能在-100 ℃低温条件下工作的自动气象站(AWS)的建立使得在南极内陆地区进行长期观测成为现实，解决了南极内陆观测资料匮乏的问题.Allison等[8， 9]利用AWS 资料分析了东南极100°E~140°E 的气候特征，并对Lambert冰川内陆冰盖表面气候条件的季节变化和日变化进行了详细的描述；同时指出在南极大陆这种恶劣的环境下，AWS资料可用来充分地研究南极的天气和气候.Bintanja等[10]、Reijmer 和Oerlemans[11]，Van den Broeke等[12， 13]利用AWS 观测资料根据相似理论计算了近地表湍流热通量，对Dronning Maud Land 地区的地表热量交换、能量平衡特征以及其季节变化进行了分析研究.为研究南极地区的近地面层湍流特征，我国在东南极的中山站和西南极的长城站先后开展过几次辐射和近地面微气象梯度观测及湍流观测试验，初步探讨了南极大陆沿海地区边界层中各种热力和动力过程，并从能量平衡的角度对该地区地表能量平衡各分量的变化进行了分析[14~16].近几年，我国与澳大利亚合作在东南极地区从沿岸中山站至内陆冰穹最高点Dome A 建立了数个AWS，为进一步研究南极内陆近地面气候特征、稳定层结下湍流通量的参数化，以及极区雪/冰-气相互作用等提供了宝贵的观测资料.
目前对东南极Lambert冰川流域向内陆地区的研究最南仅到76.04°S，且只研究了该区域的气候特征[8， 9]和物质平衡状况[17， 18]等，从未有过该区域近地层湍流特征参数的研究.本文利用中澳合作的数个AWS观测资料，将该区域的研究范围向南扩展到88.37°S.中山站至Dome A 考察断面总长1228km(直线距离)，途经东南极大陆4 种典型的地形:沿岸低海拔地区(中山站)、陡坡区或强下降风区(LGB69)、高原缓坡区(EAGLE)和内陆高原区(Dome A)，观测站点位于这几种地形之上，观测分别代表了东南极大陆几种不同的气候特征[19].研究该断面近地表热量交换过程对我们深入了解南极大陆不同地形、不同气候条件下的地表能量平衡特征具有重要意义.尤其是对Dome A 这样一个过去观测空白区的边界层特征进行研究，将有助于我们进一步认识南极内陆高原地区的地表能量交换过程及其天气和气候变化特征.
本文利用东南极地区中山站至Dome A 考察断面上的3个AWS 连续3年的观测资料，以及2007~2008国际极地年(IPY)期间在中山站附近冰盖上观测的湍流脉动资料，对中山站至Dome A 考察断面近地表湍流通量进行估算，分析其季节变化和日变化特征，并对该断面近地面湍流特征参数进行分析，初步得出了中山站至Dome A 断面近地表各种湍流特征参数的空间分布特点.
2 资料与方法本文使用了东南极中山站至Dome A 考察断面上3个AWS(LGB69、EAGLE 和Dome A，见图 1)2005~2007(LGB69为2002~2004)年的逐时观测资料，以及IPY 期间于2008 年夏季(1~2月)在中山站西南方6km 处冰盖上观测的大气边界层湍流资料.所有AWS均由澳大利亚南极局研制与校正，观测要素包括3层气温和3层风速(1，2，4m)、1层风向(4m)、1层相对湿度(4 m)、太阳总辐射、4 层雪温(0.1，1，3，10m)和气压，各传感器型号与精度详见马永锋等[20]和Xiao等[18].中山站附近冰盖的梯度观测系统是在10m 气象塔的2m 和10m 高度处分别安装温度(VAISALA，PB100)、湿度(VAISALA，HMP45D)和风速(XF3-1)传感器，雪面以下10、20、40cm 深处安装雪温探头(PB100)；涡动相关观测系统是在4 m 高度处安装三维超声风速仪(Gill, WindMasterPro)；另外1.5m 高度上安装了长、短波辐射分量观测表(KIPP-ZONEN，CNR1)；数据采集系统为CAMPBELLCR1000；电源为太阳能供电系统.
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图 1 中山站至Dome A考察断面观测站点分布情况 Fig. 1 AWS locations along the traverse route from Zhongshan to Dome A |
在进行湍流特征参数计算之前，剔除了各类观测资料的异常值.对湍流资料除了进行噪声剔除外，还根据相似性原理进行湍流质量检验，并采用三次坐标旋转对湍流资料进行订正[21， 22].
2.1 湍流热通量的计算方法根据Monin-Obukhov相似理论，动量、感热和潜热通量可分别表示为
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其中，ρ 是空气密度，Cpd=1005J·K-1·kg-1是干空气定压比热，Lv=2.86×106J·kg-1 是升华潜热.u* 是摩擦速度，θ* 和q* 分别为温度和湿度的湍流特征尺度，定义为
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(4) |
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(6) |
u′w′，w′T′，w′q′ 分别为表面动量、热量和水汽的运动学通量，u′ 和w′ 分别为水平和垂向湍流风速脉动，q′ 为比湿脉动；k是Von Karman 常数，约为0.4；zM ，zH 和zE 分别为地表动量、热量和水汽粗糙度；ψm, ψh 和ψe 分别为动量、热量和湿度的稳定度修正函数，仅依赖于无量纲稳定度参数ζ =z/L(L是Monin-Obukhov 长度尺度，定义为L=u*2 T/(gkθ*)).
文中对AWS和梯度观测资料采取了Louis方案[23， 24]，该方案是通过总体理查逊数RiB 作为稳定度因子进行参数化的，克服了以ζ 为稳定度因子的参数化方案的循环迭代缺陷，被广泛应用于数值模式中(如:ECMWF模式和MM5模式).
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(7) |
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不稳定条件下:
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稳定条件下:
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其中，
根据上述方法可知，只要有两层风速、温度和湿度的观测值便可计算出湍流热通量.在南极冰盖上，用两层观测来参数化湍流通量对观测误差比较敏感，离地表越高梯度越小，使得计算越不准确.因此，通常利用地表的值和一层观测来进行参数化，这样可以增大两层高度间风速、温度和水汽的梯度，从而相对地减小观测误差[4， 6].此方法与超声观测相比结果通常比较可靠[26]，更适合于我们对南极冰盖近地表热通量的研究[27].由(1)~(3)式可知，只要确定地表特征速度尺度u* 、温度尺度θ* 和湿度尺度q* 就可以求解动量、感热和潜热通量.(4)~(6)式表明，确定u* 、θ* 、q* 的关键有三个:地表的温度T(0)和比湿q(0)；空气动力学粗糙度zM 、zH、zE 和零平面位移d.
2.2 地表温度和湿度的确定由于南极冰盖上的观测试验很少有地表温度的观测，因此对地表温度一般都采用气温(雪温)插值或利用长波辐射进行参数化[6， 28]，同时假定地表风速为0，空气相对于冰面是饱和的.我们的AWS 没有长波辐射观测，文中只能利用气温(2 m 和1 m)外推获取地表温度.对于中山站附近冰盖站点，采用两层雪温(0.1m 和0.2m)外推和长波辐射进行参数化获取地表温度(分别记为T(0)extr和T(0))，并求得相应温度下的地表饱和比湿(q(0)extr和q(0)).通过这两种方法的对比发现，T(0)-T(0)extr=-0.86±0.73K (见图 2)，与VanAs等[29]的结果相近；q(0)-q(0)extr=-0.12±0.07g/kg, 两者相关系数接近于1.0，这表明用雪表面辐射温度来代替真实的地表温度没有大的系统性偏差.另外，通过由此地表温度而计算的湍流通量与涡动相关法结果相比较[22]，可知用这两种方法计算地表温度对我们的后续工作没有太大的影响.
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图 2 中山站长波辐射参数化的地表温度T(0)与近地表两层雪温外推得到的地表温度T(0)extr的比较(a)，以及相应温度下地表饱和比湿q(0)与q(0)extr的比较(b) Fig. 2 The relationships of the hourly surface temperatures obtained from snow temperatures extrapolation T(0)extr and long-wave radiation parameterization T(0) (a)，and the corresponding specific humidity q(0)extr and q(0) (b) |
空气动力学粗糙度z0 和零平面位移d是空气动力学方法求解湍流通量的关键参数，必需首先确定.对于AWS观测资料，本文利用三层观测风速对风速廓线公式(4)在中性条件下(|RiB|<0.025)进行最小二乘拟合，得出中性条件下LGB69、EAGLE和 Dome A 的z0 分别为3.05×10-4m、2.23×10-4m和1.45×10-4m.虽然根据公式(1)~(6)知z0 的变化对湍流通量比较敏感，尤其当z0 比较小时，但 VanAs等[29]的研究发现当z0 增大5倍时，感热通量的平均值仅增加0.1 W/m2，潜热通量平均减小0.2 W/m2；Bintanja等[10]得出当z0 增大一个量级时，感热通量增加3.0 W/m2，潜热通量平均减小2.2 W/m2，他们的研究表明在南极冰盖上z0 对湍流通量的敏感性较小，不同的z0 主要影响湍流热通量日变化的振幅，而对日平均值影响很小.由此可知，我们初步得到的z0 对最终求得的湍流通量结果影响不是很大.由于观测站点建立在南极冰盖上，观测场地形平坦，地表常年为冰雪所覆盖，下垫面物理特征没什么大的变化，因此可假定在这样的下垫面上z0 是固定不变的，且动力(zM)、热力(zH)和水汽(zE)粗糙度相等，均为常值z0；d为0.对于中山站附近冰盖上的湍流资料，先计算出u* ，然后利用公式(4)求解中性条件下的z0，为2.68×10-4m.
3 结果分析 3.1 湍流特征参数的时间变化特征 3.1.1 年变化(1) 感热通量和潜热通量
图 3a为中山站至Dome A 考察断面中各站点感热通量(H)和潜热通量(LE)2005~2007 年日平均时间序列.由图可看出，LGB69 和EAGLE 两站的H和LE均存在明显的年变化特征:冬季结束时(9月末)H和LE都开始快速增大，在盛夏(1月)达到最大，然后快速减小；进入冬半年后其变化幅度很小，这种变化类似于南极气温年变化的冬季“无心"特征.所有站点的LE全年均为正值，表明全年均由地表向大气输送潜热，这是因为南极大陆近地表空气很干燥，另外也可能是由于地表空气相对于冰面饱和的假设和地表温度求解不准确造成.LE在沿岸的中山站最大，夏季(1月份，下同)最大日平均值可达30~40 W/m2，其次为离海岸较近的LGB69，为10~20 W/m2，冬季(7月，下同)约5~10 W/m2；而内陆高原站EAGLE 和Dome A 由于远离海岸，空气干冷，致使LE全年中都很小，其夏季日平均仅为2~4 W/m2，冬季日平均值小于1 W/m2；在最干冷的Dome A 地区，冬季LE接近于0.在短暂的南极夏季，净的太阳辐射对地表能量收支非常重要.夏季极昼期间地表获得净的太阳辐射使雪冰表面增暖，放出的长波辐射增大，雪冰表面的加热致使近地表空气出现不稳定层结，尤其是在12 月和1 月，表现为正的H.所有观测站点在夏季均有正的H出现，H的最大日平均值在中山站、LGB69和EAGLE为1~5W/m2，在Dome A 地区可高达10 W/m2，表明夏季南极冰盖地表也会以感热的形式向大气输送一定的热量，这种情况主要发生在白天的中午及午后.夏季内陆高原这种较大的H是因为夏季内陆高原温度仍然很低，不会出现融化现象，地表所接收的太阳辐射使表面温度快速增加，而当地常年存在近地层逆温现象且风速较小，空气垂向混合较弱，不能很快引起上层空气温度的变化，致使在贴近地表的1~4m 内产生热对流，尤其是在中午.在一年中的大部分时间(3~11月)各站点H均为负，表明大气向地表以感热形式输送热量.这是因为在南极漫长的冬季期间地表存在较强的逆温现象，近地层大气层结较稳定，致使大气向地表输送大量的感热.H的最小日平均值出现在Dome A，4月时已达-50 W/m2，在冬季将会更小，这是因为Dome A 地区冬季逆温强度最强.
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图 3 各站点感热通量H、潜热通量LE (a)、地表温度尺度θ*、湿度尺度q*以及速度尺度u*(b)的日平均时间序列 Fig. 3 Time series of daily mean sensible and latent heat fluxes (a) ， (b) the surface turbulent scales of temperature (θ*) ，specific humidity (q*) and wind speed (u*) |
由此可见，在冬季，近地层空气主要以感热形式向雪冰表面输送热量，来补偿雪冰表面以近乎黑体形式释放长波辐射而损失的能量.这是南极冬季典型的地表能量平衡特征，近地表空气通过直接向雪冰表面输送感热通量而冷却，使得近地层保持着强的逆温.潜热通量除了在沿岸地区对地表能量平衡较重要外，在内陆地区均相当小.在夏季，雪冰表面除了以潜热形式向大气输送热量外，也会有一定量的感热通量的输送.
(2) 湍流特征尺度
湍流温度尺度(θ*)和湿度尺度(q*)的年变化特征与H和LE的变化趋势正好相反，其日平均值在夏季最小且逐日变幅较大，而冬季最大且逐日变化幅度较小(见图 3b).Dome A 的θ* 最小日平均值出现在夏季，约-0.1K，与夏季较大的H正值相对应；最大日平均值出现在冬季，高达0.4 K，造成冬季-50 W/m2 的H.其余三站的θ* 比Dome A 约小一个量级，在-0.02 ~ 0.06K 间变化，这是因为 Dome A地区近地层温度梯度比其他站大.q* 的绝对值在沿岸中山站最大，其日平均值在夏季达0.06g/kg, 为LGB69(0.03g/kg)的2倍，Dome A(0.01g/kg)的6倍；冬季q* 量级为10-3(<0.002g/kg)，对湍流通量的贡献远小于θ* 和u* .
湍流速度尺度(u* ，地表摩擦速度)的年变化在 LGB69最为明显，冬季大(平均约0.5m/s)，夏季小(平均约0.3 m/s)，这是因为冬季地表辐射冷却加强，使得下降风增强，风速增大所造成.内陆高原站 EAGLE和Dome A因不受下降风影响，u* 没有明显的年变化特征，并且值比较小，平均为0.1~0.2m/s.
3.1.2 日变化(1) 感热通量与潜热通量
在极夜期间，由于没有太阳的照射，地表温度或风速等气象参数几乎不存在日变化特征[21]，因此湍流特征参数也不会存在明显的日变化.但在夏季，向下的短波辐射和地表反射率有明显的日变化，产生正的(向地面)净短波辐射通量，从而改变了近地层逆温强度，减弱了陡坡处的下降风，以及使得其他气象要素及湍流参数发生明显的日变化.
图 4 为夏季各站点H和LE的日变化，LT(LocalTime)为当地时.H和LE都是在当地中午太阳辐射较强时达最大值，即中午雪冰表面向低层大气输送的湍流热通量在全天中最大.H日最大值出现在中山站，约10 W/m2，LGB69 和Dome A 约5 W/m2，EAGLE 最小为2 W/m2 左右，且内陆高原的EAGLE 和Dome A 日最大值出现时间比中山站和LGB69约晚2~3h；午间各站H的大小主要与局地地表所接收到的太阳辐射对地表的加热情况有关.LE日最大值的出现时间在四个站点中也有明显的不同，中山站为11∶00(31.1 W/m2)，LGB69为13∶00(25.5 W/m2)，EAGLE 和Dome A 为15∶00(8.8和2.7 W/m2)，从沿岸站至内陆高原站LE日最大值出现时间有所滞后，这与气温的日变化特征很一致[21].由于从沿岸向内陆高原大气受海洋性气团的影响快速减小，空气变得更加干冷，所以夏季沿岸站LE日最大值明显高于内陆高原站.并且，LE全天为正，表明全天中雪冰表面均会以潜热形式(融化或升华)向大气输送热量，使得地表物质(积雪)减少.午后H和LE均快速减小，由于从傍晚至夜间逆温加强，低层大气逐渐转为稳定层结，故H在18∶00后开始变为负值，在夜间2∶00~4∶00达到负的最大值，中山站达-13 W/m2，其他站约为-2 ~-5 W/m2(Dome A 除外).H+LE在中山、LGB69、 EAGLE和Dome A4 站夏季的日变化范围分别为1.4~39.2，-0.2~30.5，-1.6~10.0和-2.6~12.1 W/m2，由此可看出在夏季LE对地表能量平衡的日变化贡献在沿岸区非常重要.
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图 4 夏季各站点感热通量H和潜热通量LE的日变化 Fig. 4 The mean daily cycles of sensible heat flux (H)and latent heat flux (LE)for all the sites during summer |
(2) 湍流特征尺度
图 5为夏季各站点地表摩擦速度(u*)、温度尺度(θ*)和湿度尺度(q*)的日变化.由图 5c可看出，u* 夏季的日变化很明显(Dome A 除外，因为该地区风速很小，多静风，1月份平均风速仅为2.1m/s, 且其下垫面比较光滑)，这与风速的日变化特征完全一致[21].中山站与LGB69的u* 日变化表现为夜间逐渐增大，白天开始减小的特点，最大值出现在早晨，最小值出现在傍晚，但中山站的日变化范围(0.05~0.35m/s)明显大于LGB69(0.25~0.4m/s)，这种较大的日变化是由于中山站夏季受下降风影响夜间强于白天；EAGLE 的u* 日变化特征同LGB69，但其值为LGB69的1/2.u* 的这种日变化特征主要是由各站点风速的大小所决定.
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图 5 夏季各站点湍流特征尺度的日变化:(a)温度尺度θ*，(b)湿度尺度q*，(c)速度尺度u* Fig. 5 Mean daily cycles of the turbulent scales of (a) temperature, (b) specific humidity, and (c) wind speed for all the sites during summer |
由图 5a，5b可知，夏季θ* 和q* 均存在明显的日变化特征，与H和LE的日变化反位相.除Dome A 外，θ* 在其余3 个站点均是白天减小，午后或傍晚增大，日最小值由沿岸的-0.053 K 降低至内陆高原站的-0.124K，且内陆站点θ* 日最小值出现在18∶00左右比沿岸站(14∶00)滞后约4h；θ* 的日最大值都出现在凌晨2∶00左右，量值从沿岸的0.015K增大到内陆高原的0.039 K.q* 的量级较小，内陆高原站点夏季日变化范围仅为-0.003 ~-0.017g/kg, 只有沿岸站点和距海岸较近站点的日变化范围较大，中山站和LGB69分别为-0.018~-0.067g/kg和-0.008~-0.027g/kg.
Monin-Obukhov长度L可以写为
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可知L不依赖于q* ，因此可以用u* 和θ* 来理解稳定度ζ (z/L)的日变化特征.对比图 5a和5c，午间u* 最大值对应着θ* 的负最大值，可知中午低层大气很可能会出现不稳定层结；而夜间θ* 的最大值对应着小的u* ，表明南极冰盖上各站点低层大气在夏季夜间仍为稳定或强稳定层结.
3.2 湍流参数的空间分布特征中山站至Dome A 考察断面位于Lambert冰川流域，从东南极沿岸的海平面高度向内陆高原延伸至南极冰穹最高点Dome A，沿途经沿岸低海拔区、陡坡区、高原缓坡区和内陆高原区这几种南极大陆上典型的地形[19].我们利用该断面上的4个站点的观测资料，选取数据观测质量较好的夏季(1 月份)，对东南极沿岸至内陆高原地区近地表各种湍流特征参数(H、LE、u*、θ*、q* 和CD 等)的空间分布规律进行初步分析.
3.2.1 感热通量、潜热通量和稳定度图 6给出了夏季感热通量、潜热通量、湍流温度尺度、湿度尺度和稳定度(z/L)与离海岸距离以及海拔高度的关系.H的夏季平均在沿岸至高原缓坡区表现为由大气向雪冰表面输送，输送量由中山站的-4.2 W/m2 降至EAGLE 的-0.3 W/m2；至内陆高原Dome A 则已转变为由雪冰表面向大气输送感热，约5.5 W/m2.雪冰表面以潜热形式向大气释放的能量由沿岸中山站的16.8 W/m2 向内陆地区随着海拔的升高、空气的变冷变干而快速减小，在陡坡区LGB69 为12.1 W/m2，至内陆高原最高点的 Dome A(地球的“寒极"和“干极"[30])仅为1.2 W/m2.夏季，地表向大气输送的湍流热通量H+LE在中山、LGB69、EAGLE 和Dome A 依次为12.6，11.3，4.8和6.7 W/m2，表现出沿岸大内陆小的特点，这种分布特点在沿岸主要是以潜热通量贡献为主，向内陆高原逐渐转变为以感热通量贡献为主.z/L从沿岸的0.05 减小至Dome A 的-0.17，说明夏季近地层大气平均稳定度由沿岸地区的近中性层结向内陆高原逐渐转变为弱不稳定，它解释了夏季感热通量的空间变化.
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图 6 夏季平均感热通量H、潜热通量LE、湍流温度尺度θ*、湿度尺度q*和稳定度z/L随海拔高度以及离海岸距离的变化 Fig. 6 The mean summer (January) surface sensible heat flux(H)， latent heat flux (LE)，the turbulent scales of temperature (θ*)， specific humidity (q*) and the stability factor (z/L) as a function of surface elevation and distance from the coast |
由图 6可看出，地表湍流温度尺度和湿度尺度随海拔高度和离海岸距离的变化趋势与H和LE恰好相反.θ* 由沿岸的0.017K 向内陆地区先缓慢减小至高原缓坡区的0.002 K，然后快速减至内陆高原区Dome A 的-0.063 K.θ* 的这种由正值减为负值的趋势主要是由近地表夏季平均的大气稳定度所决定.从沿岸至内陆高原，年平均气温和比湿分别从中山站的(-10 ℃，1.2g/kg)降至Dome A 的(-52 ℃，0.04g/kg)，正是因为这种变化才使得内陆高原Dome A 地区的q* (-0.005g/kg)仅为沿岸中山站q* (-0.028g/kg)的1/6.因此可知，q*在内陆高原地区对湍流通量的贡献要远小于其他湍流特征参数(如:θ* 和u*).
3.2.3 摩擦速度、粗糙度和动量输送系数图 7给出了地表摩擦速度(u*)、4m风速(U)、动量输送系数(CD)和地表粗糙度(z0)的夏季平均值随海拔高度及离海岸距离的变化关系.u* 在陡坡区(强下降风区)的LGB69最大，约为0.31m/s, 其次为下降风下游的沿岸区(0.20 m/s)，高原内陆最小(EAGLE 和Dome A 分别为0.15和0.10m/s)，这一特点主要是由风速随地表坡度和远离海岸的变化所决定.CD 是大气边界层动力输送研究的重要因子，表示湍流摩擦的拖曳作用，主要取决于动力原因，它与风速有较大的关系.由图 7可看出，CD 在陡坡区的LGB69最大，约1.96×10-3，然后向沿岸和内陆快速减小，在沿岸的中山站为1.79×10-3，内陆高原的EAGLE 和Dome A 分别为1.66×10-3和1.54×10-3，表明强下降风区风速对动量的输送最强，其次为下降风下游的沿岸地区，而内陆高原地区对动量的输送能力相对比较弱.由于u* 和U在这几个站点都表现出比较好的线性关系，因此决定了CD 随海拔和远离海岸的变化特征与u* 以及U的变化趋势相一致.z0 亦是在强下降风区的LGB69 最大，约为3.05×10-4m, 沿岸中山站次之(2.68×10-4m)，内陆高原最小，EAGLE 和Dome A 地区分别为2.23×10-4m 和1.45×10-4m.这是因为在强下降风区风速很大，风吹雪比较厉害，地表形成的雪丘和雪面波纹较粗、雪粒度较大，因此地表粗糙度较大，而内陆高原由于地形比较平坦、风速较小，尤其是Dome A 地区常出现静风，雪表面比较光滑，因此具有较小的地表粗糙度，表明z0 的这一变化特征也与风速是紧密相联的.
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图 7 夏季平均地表摩擦速度u*、风速U、动量输送系数CD和地表粗糙度z0随海拔高度及离海岸距离的变化 Fig. 7 The mean summer (January) surface friction velocity (u*) ，wind speed at 4 m height (U)，drag coefficient (CD) and the surface roughness length (z0) as a function of surface elevation and distance from the coast |
为了能够更清楚地认识中山站至Dome A 考察断面上各地形下近地层大气的层结状况，我们对各站点夏季的大气稳定度(z/L)进行了概率密度统计(图 8)，并且定义-0.1≤z/L≤0.1为近中性层结，z/L＜-0.1 为不稳定层结，z/L>0.1 为稳定层结，得出:夏季，沿岸的中山站近地层大气85.4% 呈近中性层结，约11.8%为稳定层结，2.8%为不稳定层结；强下降风区LGB69 近地层大气约92.7% 呈近中性层结，稳定和不稳定层结分别为4.9% 和2.4%；高原缓坡区EAGLE 近中性层结占87.4%，稳定层结占8.3%，不稳定层结约4.3%；内陆高原的Dome A地区近中性层结占52.5% ，稳定层结约13.2%，不稳定层结占34.3%.各站点夏季近地层大气均以近中性层结为主，从LGB69往内陆高原稳定层结出现的频次增大，在Dome A 达13.2%；另外，从沿岸向内陆高原不稳定层结所占比例也相应增大.尤其在Dome A地区不稳定层结竟高达34.3%，这可能是因为夏季内陆高原地表接收的太阳辐射增强，加热雪冰表面，而内陆高原又没有下降风形成，风速很小，并且其常年存在近地层逆温结构，空气垂向混合能力很弱，致使地表上层空气加热明显滞后于地表加热，因而白天出现雪冰表面温度高于其上层(1~4 m)气温的频次明显多于其他站点.Dome A 地区夏季大气稳定度的这种分布情况与夏季白天在该地区近地表(4m 以下)经常能观测到的浅对流现象相一致.
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图 8 夏季各站点大气稳定度的概率密度(PDF)分布 Fig. 8 Probability distribution function (PDF) of the near surface atmospheric stability (z/L) at all the sites during summer |
图 9给出了4个站点夏季地表摩擦速度与风速的关系，其中还给出了中山站超声观测的结果(Sonic).可看出，各站点的u* 与U存在着良好的线性关系，这是因为几个观测站点方圆几公里的下垫面均为平坦的雪冰表面，各个方向的地表粗糙元无显著性变化.经过线性拟合得出各站点u* 与U的关系式如下:中山站为u* = 0.039U；LGB69 为u* =0.042U；EAGLE 为u* =0.040U；Dome A为u* =0.039U，并且两者的相关系数均接近于1.由此看来，我们可以近似用u* =0.04U(U为当地4m风速)来表示中山站至Dome A 考察断面下垫面的地表摩擦速度(速度尺度).在中山站，超声观测得出的u* 略大于由Louis方案参数化的u* ，虽然其与风速关系相对比较离散，但二者还是具有明显的线性关系:u* = 0.042U.地表摩擦速度与风速呈现良好的线性关系主要是由于南极内陆冰盖较稳定的风速和风向致使其下垫面比较平坦、均匀，地表粗糙度无明显变化，并且夏季近地表大气主要以近中性层结为主，由u* 的动力学参数方程公式(4)可看出，在假定z0 为常数且大气层结呈近中性时u*近似为U的线性函数.
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图 9 夏季各站点地表摩擦速度u*与风速U(4m)的关系 Fig. 9 Surface friction velocity (u*) asa function of the wind speed at4m height (U) |
通过对东南极中山站至Dome A 考察断面近地表湍流参数的时间变化和夏季的空间分布特征进行分析，我们初步得到以下结果，并加以讨论:
H和LE都具有明显的年变化和夏季日变化.LE在全年中均由雪冰表面向大气输送，但其只在沿岸地区的地表能量平衡中较为重要，在内陆高原其量值相当小，夏季日平均仅为2~4 W/m2.在冬季，近地层空气主要是以感热形式向雪冰表面输送热量，来补偿雪冰表面以近乎黑体形式所释放长波辐射所损失的能量，而地表向大气释放的潜热却很小(内陆高原日平均不到1 W/m2)，表现出南极冬季典型的地表能量平衡特征.在夏季，地表获得强的太阳辐射使雪冰表面快速增暖，致使近地表空气出现不稳定层结，从而出现雪冰表面以感热形式向大气输送热量的情况.因此，夏季雪冰表面除了以潜热形式向大气输送热量外，还有一定量的感热输送，特别是在中午大气层结不稳定时，尤其是Dome A 地区，其夏季最大日平均可高达10 W/m2.
夏季近地表湍流特征参数的空间分布表现为:LE由沿岸中山站的16.8 W/m2 向内陆地区随着海拔的升高、空气的变冷变干而快速减小，在陡坡区 LGB69减为12.4 W/m2，至内陆高原Dome A 已降为1.2 W/m2；H由沿岸中山站的-4.2 W/m2 快速增至内陆高原Dome A 的5.5 W/m2，这与大气稳定度的空间变化密切相关.中山站、LGB69、 EAGLE 和Dome A4站的z0 分别为2.68×10-4、3.05×10-4、2.23×10-4和1.45×10-4m；CD 分别为1.79×10-3、1.96×10-3、1.66×10-3和1.54×10-3；u* 分别为0.20、0.31、0.15和0.10m/s.这三种湍流动量参数均表现为在强下降风区(陡坡区)最大，然后向沿岸和内陆高原快速减小，在内陆高原的 Dome A 达到最小值，这与风速的变化特征相一致，表明它们与风速紧密相关.一般而言，地表粗糙度只取决于地表的物理属性而不受风速的影响，但在南极冰盖这种特殊的下垫面，风速的大小直接影响着地表雪面波纹的形成和发展、影响表层雪的密实化程度和雪粒度大小，因此风速对该地区的地表粗糙度有着决定性的作用.另外，南极内陆冰盖上的风速、风向较为稳定，致使雪冰表面物理属性不发生明显变化，从而使得地表摩擦速度为风速的线性函数.中山站至Dome A 沿线下垫面的地表摩擦速度(湍流速度尺度)可近似用u* =0.04U(U为当地4 m风速)来表示.
各站点夏季近地层大气主要呈近中性层结，中山站、LGB69、EAGLE 和Dome A 分别占85.4%，92.7%，87.4% 和52.5%；但往内陆高原稳定和不稳定层结所占比例明显增加，Dome A 稳定和不稳定层结分别占13.2%和34.3%.可看出，夏季强下降风区近地层大气近中性层结出现频率最高，稳定和不稳定情况较少，这可归因于该地区常年稳定的强下降风；而内陆高原由于其局地风速较小且常年存在明显近地层逆温结构，致使空气垂向混合较弱，当夏季中午太阳辐射加热地表达最强时，引起地表迅速升温，然而这种弱的垂向混合作用却严重阻碍了热量向上传输，致使上层大气加热明显滞后于地表加热，因此在夏季的中午近地层4m 以内大气会经常出现不稳定层结.
综上所述，我们初步得出了中山站至Dome A断面近地面湍流特征参数的季节变化、日变化和空间分布规律.但是，由于目前观测和边界层参数化方案的一些不确定性使得本文的定量分析不够十分精确.一方面，对地表温度的参数化会人为地引入一定的误差.VanAs等[29]的研究表明地表温度系统性的增加1℃，相当于长波辐射改变3.3 W/m2，这种增长使得近地表温度梯度减小有利于对流的产生，致使感热通量平均减小4.7 W/m2，潜热通量平均减小1.1 W/m2.可见地表温度在南极冰盖下垫面能量平衡中的重要性.另一方面，虽然文中所用的 Louis方案已被广泛应用于模式中，但稳定和强稳定条件下的湍流通量参数化目前还没有一个比较合理、普适的方案.因此，本文所得出的湍流通量只能简单地描述其时间和空间变化特点，其定量分析结果有待于我们使用更充足的观测资料以及更合适的参数方法去进一步研究与验证.
致谢感谢所有参与中山站至Dome-A 断面考察的中国南极考察队员和后勤人员，以及澳大利亚南极局的相关合作人员.
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