科技信息快递

2019年

  1. 2024年
  2. 2023年
  3. 2022年
  4. 2021年
  5. 2020年
  6. 2019年
  7. 2018年
  8. 2017年
  9. 2016年
  10. 2015年
  11. 2014年

第十一期

  1. 第一期
  2. 第二期
  3. 第三期
  4. 第四期
  5. 第五期
  6. 第六期
  7. 第七期
  8. 第八期
  9. 第九期
  10. 第十期
  11. 第十一期
  12. 第十二期
  13. 第十三期
  14. 第十四期
  15. 第十五期

AMS百年评述论文译介

首页 > 《科技信息快递》 >2019年>第十一期>AMS百年评述论文译介
边界层气象学100年进步 发布日期 :2024-04-07  

  边界层气象学100年进步

  作者:MargaretA.LeMone(NCAR),WayneM.Angevine(科罗拉多大学,NOAA),ChristopherS.Bretherton(华盛顿大学),FeiChen(NCAR),JimyDudhia(NCAR),EvgeniFedorovich(俄克拉荷马大学),KristinaB.Katsaros(美国西北研究院),DonaldH.Lenschow(NCAR),LarryMahrt(美国西北研究院),EdwardG.Patton(NCAR),JielunSun(NCAR,美国西北研究院),MichaelTjernstr?m(斯德哥尔摩大学,瑞典),JeffreyWeil(NCAR)

  编译:李婧华贾朋群

  摘要:在过去的100年里,边界层气象学从以近地面观测为主的学科,发展为涵盖全球各种大气边界层(ABL)的领域。从一开始,研究人员就从不断扩展的学科——热力学、土壤和植物研究、流体动力学和湍流、云微物理学和气溶胶等汲取经验。为了研究颗粒物和痕量气体的扩散,研究范围向上扩大到包括整个ABL,之后研究延伸到在数值天气气候模式表征ABL(从1970—1980年代开始),并利用其他领域的发展带来的机会,包括大涡模拟(1970年代)、直接数值模拟(1990年代)和从地面、大气和空间中对边界层进行外场和远程采样的仪器。1940—1970年代,近地面通量廓线关系研究迅速发展,当时迅速发展的领域转向了晴朗天气对流边界层(CBL),尽管热带CBL研究可以追溯到1940年代。1980年代,ABL研究开始包括ABL与地面和云的相互作用,并出现了第一个ABL参数化方案;陆面和海面模式也蓬勃发展。随后几十年中,研究侧重于更为复杂的ABL,往往是由于天气气候模式的缺陷或不确定性而发现的,包括稳定边界层、北极边界层、阴天边界层和非均匀地面(包括城市)上的ABL。最后进行了简要概述,总结了一些经验教训,并展望了未来。

  

   1引言

  如何定义大气边界层(ABL)?下面是教科书中的一些定义:

  “……对流层中受地面直接影响的部分,并在大约一小时或更短的时间尺度内对地面强迫做出响应”(Stull1988,P.2)

  “……紧挨着地面的一层空气,受到地面影响(摩擦、加热和冷却)会在不到一天的时间尺度上有直接响应,在这层空气中,动量、热量或者物质的通量是以边界层深度或更小的深度为尺度的湍流运动输送的。”(Garratt1992,P.1)

  “……大气中最低的几公里……”或“……大气中最低的部分,与地面强烈地交换热量、质量和动量”(Sobjan1989,P.1)

  这些定义中时间尺度是基本的,但是根据量级、背景和应用中的作用而变化。在短时间内,上升气流中的空气需要数分钟从强烈受热的地面上升到离地面1000米的高度,在那里它可以沉积污染物或形成云;在24小时内,边界层的温度变化比高空空气更剧烈,这可能导致在风力较弱的晴朗夜晚出现致命的霜冻。最低层大气中的风场、温度场、气压场以及其它气流变量场基本上是湍流-复杂的、三维、不规则和随机的。ABL中的湍流运动驱动着地面和大气之间的动量、热量和水分的交换,并且强烈地影响人类活动。

  “边界层”在理论和实验流体动力学中具有特定的意义,ABL与这些边界层既相似又不同。在直接受地面影响的情况下是相似的,但尺度不同(在千米的数量级上,而不是米或更小)1。实验室气流具有明确限定的边界条件,而对地面的非均质性、辐射变化和天气条件则表现较差。然而,利用温度、风和湍流强度的垂直分层,边界层可以方便地划分为内层(“近地”层)和外层。

  教科书对近地层给出了粗略的定义:“……整个ABL的最低10%,约为100至102m”(Sobjan1989);“在边界层底部的区域,其湍流通量和应力的变化小于其大小的10%”(Stull1988)。对于通常研究的对流边界层(CBL),这两个定义是等价的,其通量几乎与高度呈线性变化。

  本文主要局限于晴天ABL,遵循大多数边界层研究的传统。从“初始条件”开始,认识到经典化学和物理学的成就,之后是关注农业的早期气象学家以及关注湍流和湍流边界层以支持飞机设计的早期流体动力学家,接着是1960年代末开始发展的大涡模拟。在过去的100年里,我们在认知中的发现和纠正,也得益于外场观测和实验室中仪器的发展,Stithetal.(2019)对此进行了总结。接下来的内容按主题组织,从陆地和海洋的表层开始,然后是“理想”条件下(晴天,无云)上移到整个ABL及其演化。之后探讨非均匀地面和云层的复杂情况,以及北冰洋边界层。接着是对近地层、边界层和云过程的认识在扩散模型中综合,以及在天气气候模式中陆面和ABL参数化进行了简要总结。最后梳理出历史概要和一些经验教训,以及未来的挑战和机遇。

  2历史起源

  a.早期背景

  对地面过程的认识最早来自农业。例如,农民知道在低洼地区夜间发生霜冻的可能性更大。McAdie(1915)讨论了冷空气与低海拔的联系以及冷迳流的作用。于此同时,科学家们正在探索一天中不同时间段内温度与高度的关系。例如,Dines(1882)比较了5英尺和50英尺处的最高和最低温度,发现5英尺处的平均最低气温比50英尺处低约1℉;而平均最高气温比50英尺处高0.5~2.3℉,且在晴天差异最大。通过观测夜间雾堤上部和下部的温度下降,他得出结论,雾堤顶部由于向外红外辐射而变冷。不久之后,可用于验证的必要测量手段就出现了:1890年代发明了第一个长波辐射计(Hanschetal.2006),19世纪中叶进行了太阳辐射测量。这两种测量方法都可能在1900年后不久就用于农业研究(Geiger1966)。

  理想气体定律、绝热过程和凝结水释放潜热的概念都是在1841年发展起来的,JamesPollardEspy在《风暴的哲学》中描述了地面加热的一缕空气是如何上升形成云的(Kutzbach,1979)。他为描述白天边界层如何升温奠定了基础,指出气块受地面加热和蒸发所产生的浮力,在上升时会以干绝热方式冷却,直到达到凝结层,因潜热释放而减缓冷却。18世纪和19世纪的载人气球飞行使许多人意识到温度随高度的变化,在1850—1870年前后进行了更加系统的测量(Kutzbach1979)。1885—1897年,Pomortsev在俄罗斯进行了一系列载人气球飞行,记录了风速随高度的变化,他将这种变化与摩擦联系起来(与风速的平方成正比)。他还观测到温度和湿度的突变(很可能在ABL顶的逆温层),以及在接近绝热递减率的高度之下有温度下降(Khrgian,A.Kh,1959,p.270)。

  b.湍流理论的早期发展

  现代边界层气象学的兴起,很大程度上得益于20世纪初流体力学的发展。边界层一词是由德国人工程师LudwigPrandtl(1905)提出的,他证明了绕固体的流动可以分成两个区域:一是物体附近很薄的一层(边界层),其中摩擦起着主要的作用;二是该层以外的其余区域,这里摩擦可以忽略不计。另一方面,在19世纪上半叶,人们认识到了两种截然不同的流体运动类型——层流和湍流。湍流一词很可能是1887年由英国著名物理学家和数学家WilliamThomson爵士在流体力学背景下首次提出的2。法国数学家和物理学家JosephBoussinesq提出了广泛应用于大气边界层理论和模型的湍流(涡流)扩散率的概念,1897年他在书中将速度的湍流波动描述为剧烈的运动或涡流扰动。

  19世纪末,英国数学家、工程师OsborneReynolds奠定了现代湍流理论的基础。在1883年和1895年的开创性著作中,Reynolds着重研究了决定圆管内流体的层流与湍流特性的条件,并提出了一个无量纲参数(雷诺数Re),作为粘性不可压缩流体动力相似性的判据。这个数字可以解释为惯性力产生的动能与粘性力耗散的能量之比,通常写为Re=UD/v,其中U是速度特征尺度,D是长度特征尺度,v是运动学黏性系数。Re数高的流动是湍流,Re数低的流动是层流。

  

  瑞典海洋学家VagnEkman(1905)首次在地球物理背景下对边界层流动进行了分析,他利用黏性流体的动量平衡方程解释了海面海冰在盛行风向偏右20°~40°的现象。Ekman对湍流(特别是湍流摩擦)的处理相当直接。考虑到流体运动层间的动量传输“由于涡旋的不规则形成”会比“仅由于摩擦”更加“强烈”,他引入了一个比实际分子黏度“大得多”的虚拟黏度(Ekman很可能不知道Boussinesq引入了涡旋粘滞性)。

  英国数学家、物理学家GeoffreyTaylor在1915年发表的一篇关于大气涡旋运动的论文中,进一步提出了大气湍流交换是“类似于分子传导但更为剧烈的过程”(Taylor1915)。他提出了“相干流体质量”的概念,即“带着其可转移的特性,垂直向上或向下移动一定距离,然后与其所处的环境混合”。1925年,LudwigPrandtl提出了“混合长”,用来指代这种距离。有趣的是,Taylor在1921年发表的著名的关于湍流扩散性质的论文中,放弃了混合长的概念,他指出了不同场变量的湍流波动的协方差作为度量湍流中物质传输的关键作用。然而,在Prandtl的著作中,混合长的概念被广泛利用,并且为半经验湍流理论(MoninandYaglom1971)方法奠定了基础。

  另一方面的工作可以追溯到1920年代和1930年代,研究集中在认识湍流的物理机制上。英国数学家和气象学家LewisRichardson在1922年假设,湍流由大小不同的涡旋组成,气流的动能按照从大到小的运动尺度分级递减。Richardson认为,某一特定大小的涡旋是由于大涡旋的不稳定性而产生,它从这些不稳定的涡旋中获得能量,失去自身的稳定性,将能量转移到较小的涡旋中后消散。1926年,Richardson对湍流扩散理论作出了突破性的贡献,他通过物理论证确定了发展的湍流中,被动成分烟羽的有效扩散系数与烟羽特征长度尺度的3/4次方成正比。在1940年代初Kolmogorov和Obukhov的开创性著作之前,这是对小尺度湍流物理行为的唯一定量预测(MoninandYaglom1971)。Richardson(1920)也发展了层状切变流中湍流崩溃(turbulencebreakdown)的判据,今天被称为Richardson数。

  另一个对认识小尺度湍流运动的重要贡献,是Taylor在1935年提出了均匀湍流和各向同性湍流的概念,无论坐标系的平移、反射或方向如何,流体变量的概率分布都是相同的。虽然对于任何实际的大气湍流,均匀湍流和各向同性湍流的假设都是不能满足的,但为这种理想湍流状态所开发的数学工具,对于描述大雷诺数的实际流动(包括大气湍流)中的统计湍流结构非常有用,其中小尺度湍流可以被认为是局部均匀和各向同性的。

   c.大涡模拟

  尽管大涡模拟(LES)早在20世纪就已经出现,但对边界层气象学的意义却值得用简短的历史来叙述。ABL中的涡旋大小从几公里到几毫米不等——即使是当前最先进的计算机也无法直接解析,因此LES是为了解析一个子集——大涡,它是湍流动能和通量的主要来源,同时也对小涡影响进行了参数化。到了20世纪中叶,计算机促进了数值天气预报(NWP)3和大气环流模式(GCM)进步(Randalletal.2019,Benjaminetal.2019),为LES发展奠定了基础。

  1960年代末,美国国家大气研究中心(NCAR)的JamesW.Deardorff开发了第一个LES。与NWP模式和GCM的情况一样,其思想是在网格上求解相关流变量的速率方程,同时用某种参数化来表示次网格效应(较小的、未解析的尺度)。但与NWP模式和GCM不同的是,LES使用的网格间距足够精细,因此模拟生成了三维时间相关的随机场,即LES解在时空上是随机的。早期LES采用水平周期边界条件(与水平均匀性假设一致),有效地生成了计算所需的湍流流入和流出条件。

  之后,不断的修正使LES更加接近真实大气,Deardorff(1974a)中包含了辐射,Sommeria(1976)中包含了云及水平平流和下沉的影响。这些早期LES的域在水平方向为2~5km,垂直方向为2km,水平网格间距为50~125m,垂直间距为50m。由于需要更精细的分辨率来解析大涡以及有限的计算机能力,MasonandDerbyshire(1990)用了10多年才成功地完成了稳定边界层的第一个LES。

  随着LES越来越复杂,它们越来越多地被用于改进天气和气候模式中的行星边界层(PBL)参数化方案(见第10节)。例如,在后来成为Mellor-Yamada-Janjic(MYJ)PBL参数化方案的早期测试中,YamadaandMellor(1975)使用了Deardorff(1974a,b)中的Wangara试验模拟(Clarkeetal.1971)。LES在NakanishiandNiino(2009)中发挥了更重要的作用,最终形成了MYNN(Mellor-Yamada-Nakanishi-Niino)PBL方案。与这些基于湍流方差和通量趋势方程的模式相比,Yonsei大学(YSU)方案(Hongetal.2006)也利用了大量LES结果以及KH(热量涡动交换系数)和KM(动量涡动交换系数)的观测结果(Nohetal.2003)。LES在开发海洋模式中使用的K廓线参数化方面也发挥了重要作用(Largeetal.1994)。第8节将给出目标观测与LES的相互作用如何引起在理解和表征层积云顶PBL方面取得重大进展,特别是在过去20年中。同样,第10a节揭示了LES在频散研究中的重要作用。

  中尺度或数值预报模式的LES发展为研究非均匀表面上不断演变的边界层提供了新的选择,为云、陆面和近地层提供了一套物理参数化选项。目前,许多精细网格天气或中尺度模式提供LES选项,其中的第一个可能是科罗拉多州立大学(CSU)区域大气模拟系统(RAMS)模式(Pielkeetal.1992)。自此,其他国家也出现了类似的LES,包括法国Meso-NH(Cuxartetal.2000)。英国气象局统一模式(BeareandMacVean2004)、COAMPSTM(Hodur1997)、高级区域预报系统(ARPS,例如Xueetal.2001)、COSMO(COSMO-LES,Loeweetal.2017)以及WRF模式(Mirochaetal.2010)。

  3近地层

  如引言中所述,为方便起见,将近地层定义为具有与高度无关的通量,在多风、对流条件下与厚度接近100米,在稳定条件下则更浅。对于通量随高度的线性变化,相当于边界层深度的10%(常被作为地面层深度)上的大约10%的差异。当存在地面粗糙度(石头、植被、建筑物、波浪等),近地层位于粗糙次层之上,可以受到单个粗糙元的影响(如Katuletal.1999;Finnigan2000),这意味着厚度大约是粗糙元高度的2~5倍(Raupachetal.1991)。

  a.地表能量收支

  近地层和PBL稳定性以及水汽在浮力和云形成中的作用受近地面温度T和比湿q及其湍流通量的影响,而这些又受到地表能量收支(SEB)的影响。因此,在天气和气候数值模式(第10节)中表征ABL需要准确地表示SEB。忽略植被和平流的影响,SEB由以下几个方面组成:

  QR0=QH0+QE0+QG0(1)

  其中,四项分别为入射净辐射、地面到空气的感热通量和潜热通量,以及地面(或表面)的热通量,单位为Wm-2。在实际中,这些项是在远离地面的情况下测量,并修正为地面值,假定空气和土壤层的热量和水分含量变化是由垂直通量散度造成,水平输送和植被影响往往是估计的。