1、非绝热近地边界层非绝热近地边界层均匀定常行星边界层 无约束边界层无约束边界层（非均匀定常大气边界层）（非均匀定常大气边界层） 5 Diabatic surface boundary layers5 Diabatic surface boundary layers 第五章第五章 非绝热近地边界层非绝热近地边界层5.1 Heat flux in the surface layer5.1 Heat flux in the surface layer 近地层的热通量近地层的热通量5.2 The Richardson number and the criterion of 5.2 The Richard
2、son number and the criterion of turbulence turbulence 理查逊数和湍流判据理查逊数和湍流判据5.3 Wind profile similarity5.3 Wind profile similarity 风廓线相似性风廓线相似性5.4 Profiles of mean temperature5.4 Profiles of mean temperature 平均温度廓线平均温度廓线5.5 Some useful relationships5.5 Some useful relationships 一些有用的关系一些有用的关系6 Homogeneo
3、us stationary Planetary layers 第六章均匀定常行星边界层6.1 The Ekman spiral Ekman螺线6.2 A two-layer model of the PBL 行星边界层的二层模型6.3 Universal wind hodograph and the resistance laws 普适风速矢端迹和阻力规律6.4 The mixed layer of the Ocean 海洋混合层 7 Unconstrained Boundary Layers无约束边界层（非均匀定常大气边界层）无约束边界层（非均匀定常大气边界层）7.1 Flow downwi
4、nd of a change of roughness粗糙度改变对下风风廓线的影响（非均匀大气边界层）（非均匀大气边界层）7.2 Non-stationary boundary layers非平稳边界层（非定常大气边界层）（非定常大气边界层）7.3 The surface heat balance equation表面热平衡方程7.4 Daytime conditions in the PBL日间边界层7.5 The planetary boundary layer at night夜间边界层7.6 Model simulation of the PBL边界层的模式模拟 下垫面不同，边界层结构
5、不同！辐射平衡辐射平衡能量平衡能量平衡地表粘滞地表粘滞应力应力湍流应力湍流应力动量通量动量通量热量通量热量通量水汽通量水汽通量地面的性质地面的性质反照率、反照率、辐射率、辐射率、粗糙度、粗糙度、热传导率、热传导率、热容量、热容量、渗透率、渗透率、植被阻抗植被阻抗等等边界层边界层结构结构变化变化城市边界层、海洋边界层、极地边界层、沙漠边界层、绿洲边界层.这个图不能适用于稳定条件； 稳定条件下，很容易采用分析方法获得结果。将（5.15）代入（5.18），得： 公式同样适用于递减条件下很小的-z/L值，因此时廓线起点梯度不存在不连续点。低层廓线满足对数律。在粗糙度Z0处平均风速接近于0，在某些高度，
6、廓线开始逐渐偏离对数律，这由Monin长度尺度决定。在递减条件下，风速、风切变均小于中性条件下对应值，但大于逆温条件下对应值。图5.2给出了典型的由实际观测资料绘制的三条廓线。 大气边界层相关研究 6 Homogeneous stationary Planetary layers 第六章均匀定常行星边界层6.1 The Ekman spiral Ekman螺线6.2 A two-layer model of the PBL 行星边界层的二层模型6.3 Universal wind hodograph and the resistance laws 普适风速矢端迹和阻力规律6.4 The mix
7、ed layer of the Ocean 海洋混合层 均匀定常行星边界层均匀定常行星边界层 行星边界层（简称PBL，也叫大气边界层ABL）定义为这样一个边界层：边界层内大气性质直接受与之相接触的地球表层影响。自由大气中湍流无时不在，我们所关注的湍流通量，主要由与地球表面相互作用而引起。湍流通量值随高度递减，至PBL顶层等于零。在近地层可以忽略通量随高度的垂直变化，这种方法在PBL高层或外层已不再适用。 最初研究PBL上层即埃克曼层时继续假定大气水平均匀和定常，以便简化分析。PBL上层定常假定不再适用，因为它与定常PBL不同，陆地上层大气月变化幅度很大，表明通量随高度变化。尽管如此，上述的简化
8、有助于我们去了解该层大气的重要特性。 有关不定常变化的影响将在第七章讨论。定常即指表面没有通量流入流出，大气性质在边界层没有源与汇。前面已假定边界层上层没有通量流入流出，所以定常的假设要求边界层下层也无通量流入流出，而且通量随高度不变。定常也意味着边界层大气是中性层结。反之，比如，在表层有显著热通量，边界层大气温度会随时间升高，这就不满足定常假定。动量通量例外，因为科氏力是动量源，因而动量通量随高度有变化。通常，动量通量在埃克曼层顶为零，在地面取值最大。实际大气很难满足定常假定，然而由这种假定出发推导出的结论接近典型大气的状况。1110d upfvd txd vpfud typgx gzpfu
9、ypfvxp101010一级简化二级简化 7 Unconstrained Boundary Layers无约束边界层（非均匀定常大气边界层）无约束边界层（非均匀定常大气边界层）7.1 Flow downwind of a change of roughness粗糙度改变对下风风廓线的影响（非均匀大气边界层）（非均匀大气边界层）7.2 Non-stationary boundary layers非平稳边界层（非定常大气边界层）（非定常大气边界层）7.3 The surface heat balance equation表面热平衡方程7.4 Daytime conditions in the PB
10、L日间边界层7.5 The planetary boundary layer at night夜间边界层7.6 Model simulation of the PBL边界层的模式模拟 第七章非均匀定常大气边界层第七章非均匀定常大气边界层 实际大气中不可能存在均匀水平表面，也不可能存在稳定条件下的陆地满足我们所做的一些假定。然而，前述那些简化有助于我们去理解大气的基本情况，要更深入的探讨大气实际状况就要求我们考察更复杂的系统。 非均匀表面适用于任何形状、范围的大气，而且，一旦结合时间变率，将变得非常复杂，以致于它的处理需要用三维时间积分模式，后者适用尺度范围更小，但其复杂性不亚于预报天气的全球环
11、流模式。 这种模式在大型计算机出现后才变的可行。但它的应用仍受到闭合方法不确定性的限制，它要求的闭合方法将比均匀模式更为困难。7.1 粗糙度改变对下风风廓线的影响粗糙度改变对下风风廓线的影响最简单的不均匀性系统是表面粗糙度的突变。人们从理论和观测上对这种情况下的风流线进行过详细探讨。我们不妨假设风在穿过粗糙下表面时达到平衡状态，并从此突然遇到光滑表面。我们也假定两个不同表面之间的划界线垂直于风向。这样，各种量的分布仅仅是x、z的函数。在中性层结下，风廓线在粗糙表面上满足对数律，切应力与应力无关。当大气流向平滑下表面时，大气最下层受到影响，而上层要晚些时候才受影响。不妨设定一个平面，将下表面分成
12、两半，这个截面与下表面分界线相截，并向平滑面倾斜。在这个截面上部空气，未受到光滑面影响；而截面以下部分，大气流处于转变阶段，它开始加速，切应力也随高度变化。这个截面在图7.1中画出，梯度通常在1/10左右。如果在图A点竖立一直杆，该点所观测的风廓线在图7.2中由AA线表示，将AA投射到=0 上，就是粗糙表面粗糙度。B点直杆对应风廓线在图7.2中以BB2B表示，折线上部与A点观测风廓线一致，下部则近似满足对数律。如果再向下延长，使它与=0相交于某高度，它将对应一个新的粗糙度。与前述平衡态风廓线不同，对数律对应廓线的梯度不能用于求u*。其原因在于：在稍低的区域内，风速在加速。同样，在点线A B1以
13、下部分存在第二个表层，这层大气已完成向新的下表面条件的调整过程。也就是，这层大气平均风不再加速，切应力也与高度无关。这个切面的梯度约等于1/100，这个梯度值给定了一个要观测平衡态风流线的严格条件，即：要远在100倍于观测高度的上风向距离之外没有粗糙度的显著变化。同样，从平滑下表面吹向粗糙下表面的情况可以类似讨论。7.2非平稳边界层陆地上每天的加热，冷却循环导致气流的显著时间变化。一般说来，定常近似在近地层仍可接受, Monin-Obukhov风廓线仍然适用。然而，在埃克曼层，与包含随高度变化的切应力含量的变化项相比，不能忽略。研究该层大气现象的学科不止是湍流学、气象学，还有其他几门学科。下面
14、我们会有所涉及，但不可能面面俱到，深入探讨。关于边界层模式更深入的探讨其特征将会在本书所附光盘中提到。利用这张光盘，读者能获知边界层大气对不同环境变量特征的敏感度。7.3 地面热平衡方程地面热平衡方程下面，我们讨论活性表面，即能拦截太阳辐射或日射的表面。最简单的例子是地表们，稍复杂些的例子是由地面和植被组成的表面。对于海洋，我们认定海洋表面自身是活性表面，尽管有些辐射能穿过表面，并被下面的海水所吸收，而这种情况将在下面通过改进通量的定义来加以解决。这个表面其重要性在于它是大气的边界，对它的特征的了解是描述不稳定大气的边界条件所必须的。它是表面，所以不能储藏热量，它所拦截的热量总量应等于逃离它的
15、热量总量。反映这个平衡过程的方程叫做地面热平衡方程。它可以写作：下面给出方程中所用符号的定义及其讨论。进入地面的热通量对热传导率和土壤比热较敏感，它与地面垂直温度梯度成正比。这样，沿估计土壤热通量就要考察土壤中不同温度分布的模型。这些温度变量控制方程是(4.16)到(4.18)，其中采用了诊断和数值方法，表明：当地面温度在白天循环中经历正弦变化时，地面热通量G0将在地面温度取最大值之后的3个小时左右，也就是910am，取最大值。在海洋，G0取决于大气中温度平流和大气海洋温差。在热带或者其他平流较弱的地方，太阳光线能照射到地表面，并影响稳定度和地面温度。 余下两项分别是感热、潜热通量，它们在近地
16、层几乎不随高度变化，所以是否讨论湍流和实际内接面都无关重要。地面热平衡方程的一个重要用途就是通过求其他各项来确定感热潜热通量。进一步研究波文比：kkxhctT1kkxTh2222kkxTxTctT只有当上述所有各项都能精确求出，才能利用地面热平衡方程作为一个边界条件去求感热通量H0 。由于大气从地面活动大部分热量，因此，为了有效预报温度最高值、最低值，混合层高度，以及其他由上述量决定的气象要素，就必须准确求出H0 ，然而遗憾的是，气象观测不能用以确定土壤温度和湿度含量，而正如模式所示，地面热平衡方程各项与上述两个物理量关系密切。图7.3给出了美国中西部草原上地面热平衡方程中各项都典型日变化过程
17、，它是由1953年在 ONeill,Nebraska上观测资料分析所得。1兰雷/min是1cal.cm-2.min-1 ，等于697.5Wm-2 ，或者约1/2太阳常数。7.4 白天白天PBL演变过程演变过程白天，通常有一个云盖逆温限制对流的发展高度。在白天的较早阶段，限制性逆温层是早先夜间逆温的残余部分。它一旦消失，对流层迅速发展，直到到达下沉逆温层，这个逆温层在较好天气状况下通常在12km高度。通常在夜间逆温层存在时，地面温度迅速上升，这是因为热量不易散失。随着对流加深，温度增长受滞，即使感热在地面逐渐加大。图7.4给出了这种特征，它是一个例子以标征陆地上某点观测到的白天温度变化过程。白天
18、，对流可分为两种：强迫对流，自由对流。强迫对流与强风或地面小H0值相对应。湍流能量要是机械产生，涡度较小，满足K-混合条件。通量主要由局地梯度决定，而交换混合主要发生在相邻层之间。自由对流特征在于小风和强加热条件。近地层增温，大气热力上升直至气泡密度小于环境密度。上升时，气泡通过夹卷与周围空气进行热力交换，这样，交换主要在近地层与其上各层之间进行，而不是相邻各层之间。热力上升继续直至遇到云盖逆温。通常，气块有足够的动能使其穿过逆温层到达稳定层。这样，将逆温层上部部分大气夹卷入混合层。逆温层也因此而抬高，混合层加深。除了受热的近地层，对流层温度递减率近似于非绝热变化。强迫对流中，位温随高度递减至
19、少几度，使得热量向上传。相反，自由对流中只需近地层大气位温稍暖于上层，甚至能经常观察到位温，在表面附近向上随高度增加而缓慢增高。逆温层中位温变化控制方程：（水平均匀条件）7.5 夜间行星边界层夜间行星边界层由于红外辐射支出项超过收入项，太阳落山前净辐射变为负值，有时甚至在太阳落山前一小时开始。那时，太阳仍在，就已经存在一个浅薄逆温层。温度，从午后达到最高温开始一直下降，在日落时下降最快。稍晚些时间，由于下述要讨论的原因，温度下降率减小，甚至在短期内出现增温；见图7.4。白天近地层风大于晚上，近地层以上几十米则反之。风切变在近地层经常很强，减少了理查逊数，有利于湍流发展。一旦如此，热量及其它特征
20、量向下传，逆温层也随之抬升。计算发现，如果仅仅有辐射输送，夜间冷却层将至多扩展到地面以上几十米高。实际上，我们发现的典型扩展高度达几百米，这表明了夜间湍流的重要性。19161918年，美国气象局做了一个大型探空风筝实验，希望它能用以作高空气象学探测。它很象当时的飞机，形状很大，通过使用各种各样的风筝支托起很长的用绳相互系住的钢线，这种风筝能上升到5km 。它能用来在夜间反复作缓慢上升、下降观测，并记录许多夜间具体的探测资料。有一结果表明，在地面风速小于3 m/s, 180m高空竟达到40m/s 。此次实验和观测资料组成了每月天气回顾的前18部分内容。这次实验较好记录了有关低空急流的许多特征，对
21、解释上述现象提供了线索。首先，风速超地转的记录次数在下午大致相当于次地转风速次数。见图7.7。其次，风速极值高度通常与夜间冷却层高度相一致，见图7.8。这些线索有助于理解急流廓线产生过程的特征，以及地面冷却的类时演化。先考察简单情况，不妨假定应力梯度不随高度变化。在日落时，高空风很弱，地面上有较强的前逆温层发展。理查逊数在逆温层中相当大，湍流受压制或消失。这样，较高层白天被对流强烈抑制；突然间，大气湍流从地面减弱，变成自由移动，所受阻力很小或没有。这样，下午受抑制的惯性振荡开始在各层发展。参考图7.9， w0表征太阳落山时的速度亏损。不考虑表面摩擦，并假定地转风不变。这个速度亏损矢在北半球向右
22、转，旋转角速度等于科氏参数。对于这种现象，可以较方便的用钟摆 除以纬度正弦来测量。最大风速出现在太阳落山后1/4摆日，假定这时湍流混合还未影响到风平流。在北纬450 ，对应时间出现在日落后9小时左右。如果地转风速与高度无关，风速最大值出现高度等于白天阻滞程度最大的高度。这通常指的是晚上未演变成湍流运动的最低层。美国中西部低空急流在平流由南向北转变时最为壮观。这很可能表明：在这些地区，有其他因素促进边界层高层大的风速日变化。还有观测表明：大尺度平原的坡度，尽管很小（1/600），它的形成与应力梯度的日变化有关。简单惯性振荡的特征在于实际风速矢图呈椭圆形，而不是圆形。近地层逆温层以上，风速递增，逆
23、温层风切变增大，足以使理查逊数明显减少。于是，湍流发展，热量向下转到地面，冷却率下降，或在极端情况下，开始增温。动量也一样向下传，减少风切变，限制湍流发展。这样，夜间得以保持一种微弱的、可能是间歇性湍流，导致层界缓慢上升。急流将出现在夜间逆温层顶部，因为湍流既产生逆温，又能消除惯性驱动层以上高度的动量。现在，我们找一个有关夜间逆温层高度h和风、温分布的近似关系。假定，对夜间逆温层每一层，理查逊数保持在其临界值。如果，假设所有平均量与高度成正比，我们就可以从地面和逆温层顶的位温和风速来求得理查逊数，结果是：夜间层界发展可分为两个时间尺度。第一个尺度由夜间早期温度递减率决定，并与下层的热力特征有关
24、。传导率低，热容量小的层结冷却较快，有利于强浅逆温层在日落后迅速生成。第二个时间尺度，特征是科氏参数取倒数，它由地球自转决定，并用小时单位计量而非分钟。理查逊数的分子由较短的时间尺度控制，并决定夜间早期大气运动。第二个时间尺度表征风切变发展，后者在理查逊数分母中体现，并且以平方项出现。这样，湍流在后半夜更突出，导致地面温度下降变缓。当出现间歇湍流时，有可能在地面温度下降前出现短期增温现象。图7.10反映了其中的几个间歇增温时间段。7.6 PBL模式运行模式运行随书附送一张光盘，包含有随时间演变的一维行星边界层模式。它适用于陆地上均匀条件。所有程序、附属文件均由作者编写。模式运行要求PC配置彩色
25、图解显示，WINDOWS 3.1或WINDOWS95以上。运行模式时要求一定速度，因此，尽可能要配置数学协处理器。附录D对模式及安装方法作了总体介绍。模式一个主要特征在于，有22个默认的参数或操作可供选择，每一个都允许读者通过指针或输入新值作修改。读者可借助help文档显示每一个参数（结合其它有效信息）对模式的重要性 本文提供的模式是一种有效的实验工具。我期望读者能对每个参数多运行几次。第一次运行可以不改变缺省值，后者是观测资料。接下来运行最好是一次只改变一个参数。这样能较清楚的看到该参数对结果的影响。通过这种办法，读者能熟知一些实际很难遇到的复杂大气系统。人是不大可能在实验中去控制实际大气的
26、。 运行模式的第二步是选择数据组。点击主菜单上“SELECT CASE”，可供选择用以讨论的文件有：Oneil3.04d、Giffrd.21d、Bogusw.06d 。 模式开始运行时，显示的是2km高度以内风、温、露点廓线随时间的变化情况。模式缺省时间单位是2min，读者可以修改显示的每个时间单位或每五个时间单位。各变量的值是100m高度及以后每递增60m高的对应值，各实际高度对应值被连成了直线。 5m 高的地面值在横坐标上第一象限显示，而实际地面物理量值在横坐标有色线段的末端。在ONeill模式中的中午时间段，地面温度（地面与草叶温度的均值）要高于实际大气几度，而60m高度要冷23度，这样
27、的设置是为了显示干绝热条件下PBL。 模式中，夜间和早晨大气处于强迫对流中。通过一套垂直黄色波浪线和蓝色符号 能改变强迫对流为自由对流，上述符号表征热力穿透高度。 在显示屏右上端显示的是地面热平衡方程各项的发展清理。各项通过颜色加以区分，旁边附了解释。注意，G0 、H0 和LE0 总和要等于驱动项（净辐射）。显示屏上有一个光亮点，它模拟太阳升上地平线以及白天在天空的演化过程，当然是按地方时。 若某层含有水汽，会有#显示在对应高度。若近地层含有水汽，则用=符号表示。当选择了红外辐射传输选项，模式会将含有水汽的层结处理成黑块。 附录D将对模式结构及其操作更具体的解释。下面对前述三套资料的注解及部分
28、结论作一些讨论。（一）Oneil3.04d资料源于1952年8月在 观测获得。 观测始于早上4点钟，当时风速廓线呈现出一个低空急流，并有强夜间逆温。太阳升起，风温特征量经历一个典型的向自由对流转变的过程。在默认的递减条件下，热力上升至2km以上。 请注意夜间逆温如何在傍晚（日落前半小时成长。地面温度在日落时急剧下降。降低率从默认的1cm/s调到3cm/s，将会发现一个有趣的现象。递减率的影响很容易觉察。注意，最初在2km以上存在的下沉逆温层迅速下降到1km。在这时，它还未因为热力穿透而破坏；而后者在傍晚将会产生一个更高的逆温层。还可以改变土壤湿度，看这些变化对最高温、最低温的影响。（二）Gif
29、frd.21d 关于低空急流的较经典的观测实验，观测中，晚上会有地面温度上升的阶段。 实验从地方时晚上9点开始，当时已存在一个强逆温。注意观察低空急流的发展和其下风切变的逐渐增长。在午夜，热通量向下传输非常强烈，地面温度有时出现增温。伴随下传热通量的动量通量向下传输，导致逆温层顶和最高风速出现高度也随之抬升。取不同的地转风速和纬度，不断运行模式。 同样要注意，在更高纬，低空急流在日落很久之前开始消失，表明它是一个惯性现象而不是对加热、冷却循环的简单响应。（三）Bogusw.06d是根据法国区域的原始资料假想出来的。由于较好的资料常在反气旋天气状况下获得，而实际又没有充足的水分供应2km以下的层
30、云、层积云。所以，人为的在输入数据的时增加了水汽资料。 云常在12km及较低的两层大气中形成，由于云盖的存在，太阳不断爬升，但很少辐射到达地面。这样，近地层逆温整天存在。每小时都有下沉干空气进入云层，云层保持不变。对温度、露点廓线仔细研究会发现，夜间逆温层上存在一个混合层的线索：绝对递减率、云下干绝热、云中湿绝热，而露点递减率伴随一个云下常定混合率。这样，很清楚看到不稳定不是下层加热的结果，实际上它是云层上部红外辐射的冷却造成的。尽管层结下降加热云层，层结在缓慢冷却，云顶形成一个强逆温层。这种层云在欧洲、美国西部的冬天很普遍。关于层云有红外辐射引起，可以通过设定红外辐射等于零，来加以检验（证实）。（这个操作并不影响地面热平衡方程中红外辐射项，但它能防止辐射冷却影响近地层以上大气）。读者会看到，没有辐射冷却，层云将会在几小时内消失。？
