海面狀態(tài)參數(shù)化對海上大氣邊界層數(shù)值模擬的影響研究

李響，吳輝碇，王輝

（1.國家海洋信息中心，天津 300171；2．國家海洋環(huán)境預(yù)報中心，北京 100081）

海面狀態(tài)參數(shù)化對海上大氣邊界層數(shù)值模擬的影響研究

李響1，吳輝碇2，王輝2

（1.國家海洋信息中心，天津 300171；2．國家海洋環(huán)境預(yù)報中心，北京 100081）

由于海上大氣邊界層的下墊面是復(fù)雜多變的海面，因此海面狀態(tài)的參數(shù)化對海上大氣邊界層數(shù)值模擬起到十分關(guān)鍵的作用。采用高分辨的大氣邊界層模式進(jìn)行敏感性試驗研究，討論了不同海面參數(shù)化方案對海上大氣邊界層數(shù)值模擬產(chǎn)生的影響。結(jié)果表明：幾種海面粗糙度參數(shù)化方案在中低風(fēng)速下模擬垂直結(jié)構(gòu)主要的差異出現(xiàn)在邊界層和自由大氣分界面上；考慮到波浪的等海面狀況的影響，應(yīng)使用包含海面狀況的參數(shù)化方案來模擬海上大氣邊界層。

海上大氣邊界層；粗糙度；參數(shù)化；數(shù)值模擬

Abstract：As the surface of marine atmospheric boundary layer is complicated and changeable, the sea state parameterization plays a very crucial role in the numerical simulation of marine atmospheric boundary layer.In this paper, sensitivity test was carried on by using a high-resolution model of the marine atmospheric boundary layer, and the impact of numerical simulation of marine atmospheric boundary layer with several different sea surface parameterizations has been discussed.The results showed that: under the middle and low wind speed condition, the major differences appeared in the interface between atmospheric boundary layer and free atmosphere; it should use the parameters of the sea state parameterization to improve the simulation of the atmospheric boundary layer.

Keywords：marine atmospheric boundary layer；roughness length；parameterization；numerical simulation

1 引 言

人類活動和海洋之間的相互作用主要發(fā)生在海上大氣邊界層（Marine Atmospheric Boundary Layer）里。海上大氣邊界層是大氣和海洋表面相互影響和作用的結(jié)果，發(fā)生在里面的氣象現(xiàn)象因此也非常復(fù)雜。這些復(fù)雜的氣象現(xiàn)象對沿海居民的生產(chǎn)生活產(chǎn)生很大的影響。當(dāng)前在海上大氣邊界層模式和海上大氣邊界層物理過程的研究已經(jīng)取得了很大的進(jìn)展，但仍存在一些不足。我國對海上大氣邊界層的研究開展的相對較少，這主要是由于在海上觀測大氣邊界層存在一定的難度，觀測資料較少而且誤差較大的原因。數(shù)值模擬是科學(xué)認(rèn)識海洋海上大氣邊界層的重要手段之一，為了服務(wù)于社會經(jīng)濟的發(fā)展和海上軍事活動的需求，開展海上大氣邊界層數(shù)值模擬研究是十分必要的。

海上大氣邊界層下墊面是復(fù)雜多變的海面，其狀況直接受風(fēng)速變化影響，特別是和波浪發(fā)展?fàn)顩r有關(guān)。研究海表面狀況參數(shù)化方案對海上大氣邊界層數(shù)值模擬的影響有助于更加深入的認(rèn)識海上大氣邊界層物理過程和提高對其的模擬能力。

塊體（bulk）方法[1]普遍用于估計開闊海洋的動量和熱量通量。大氣對地球表面拖曳和風(fēng)速平方成正比，即式中拖曳系數(shù)是表面粗糙度的度量。拖曳系數(shù)可根據(jù)假定海洋上存在半對數(shù)風(fēng)廓線得到：

隨著對粗糙度認(rèn)識的加深，其參數(shù)化方案已由原來的只考慮與風(fēng)速的線性關(guān)系，逐漸發(fā)展為考慮越來越多海面物理過程（包括風(fēng)浪、涌浪、騎型波、毛細(xì)重力波和波浪的破碎作用等）的影響，主要的參數(shù)也包含波高、有效波高、波周期、波齡、波陡等。

Charnock（1955）[2]首先提出了粗糙度與摩擦風(fēng)速的關(guān)系為：=，其中α為經(jīng)驗常數(shù)，對于這一常數(shù)的取值后人做了大量的研究，被廣泛認(rèn)同的主要有：1） 近岸和淺海以及海浪未充分成長的情況下α＝0.017[3]或α＝0.0185[4]；2）在開闊的海面上α＝0.011[5,6]。

Charnock（1955）方案被廣泛的應(yīng)用，之后的參數(shù)化方案開發(fā)基本都是在此基礎(chǔ)上進(jìn)行的，即：不再認(rèn)為α為常數(shù)，而是與其他物理量相關(guān)的一個參數(shù)。概括起來粗糙度參數(shù)化的研究主要概括為以下幾類[7]：1）認(rèn)為粗糙度是常數(shù)或只與風(fēng)速相關(guān)的參數(shù)化方案，如：Charnock（1955）、Kitaigorodskii and Volkov（1965）[8]、Smith and Banke（1975）[9]、Geernaert et al.（1986）[10]、Smith et al.（1988）[6]、Yelland and Taylor（1996）[11]、Guan and Xie（2004）[12]等方案；2）認(rèn)為粗糙度主要依賴于波齡的參數(shù)化方案，如：Kitaigorodskii（1968）[13]、Toba（1972）[14]、Stewart（1974）[15]、Toba and Koga（1986）[16]、Masuda and Kusaba（1987）[17]、Maat et al.（1991）[18]、Smith et al.（1992）[19]、Oost et al.（2002）[20]、Oost and Oost（2004）[21]等方案；3）認(rèn)為粗糙度與波陡有關(guān)的參數(shù)化方案，如：Hsu（1974）[22]、Taylor and Yelland（2001）[23]等方案；4）認(rèn)為是其它變量的參數(shù)化方案，如破碎、毛細(xì)重力波、毛細(xì)波等。

由于選用不同的參數(shù)化方案會對海上大氣邊界層的模擬產(chǎn)生很大的影響，本文通過對比分析不同試驗的模擬結(jié)果來研究海上大氣邊界層垂直結(jié)構(gòu)和海氣之間的輻射和能量平衡對于海面動力學(xué)粗糙度參數(shù)化方案的響應(yīng)過程，為改善數(shù)值模式的模擬能力和深入認(rèn)識邊界層物理過程提供依據(jù)。

2 模式和方法

2.1 模式

本文在 Oregon 州立大學(xué)的一維大氣邊界層模式[24]（OSUPBL）基礎(chǔ)上通過修改下墊面邊界條件構(gòu)建適用于海上的高分辨率大氣邊界層模式。該模式采用局地K閉合，能夠節(jié)省機時，而且能夠較好的反映邊界層的過程，可以滿足數(shù)值模擬的需要。該模式已被修改后成為了 MM5的一個邊界層模塊——MRF邊界層方案。OSUPBL已經(jīng)被許多政府部門、工業(yè)部門和學(xué)術(shù)機構(gòu)用來做天氣預(yù)報、空氣污染等方面的研究。其被廣泛的應(yīng)用顯示了這個邊界層模式的優(yōu)越性，適合于本文發(fā)展海洋上大氣邊界層模式的要求，并進(jìn)行相關(guān)的物理過程和機制研究。模式中主要物理過程的參數(shù)化方案為：湍流輸送采用 Troen和 Mahrt方案[25]；短波輻射采用Collier和 Lockwood方案[26]；大氣長波輻射采用Satterlund方案[27]；邊界層中的云物理過程采用Ek和Mahrt方案[28]。

2.2 試驗方案設(shè)置

應(yīng)用高分辨率海上大氣邊界層模式在南海北部東沙島附近海域（20.71°N 116.72°E）進(jìn)行模擬試驗，選取南海季風(fēng)試驗期間模擬 72小時的天氣尺度發(fā)展過程（當(dāng)?shù)貢r間98年6月5日0時～6月8日0時），模擬高度為0～3 200 m，垂向分為58層，低層加密，最高分辨率可達(dá)10 m。溫度和比濕的初始場采用南海季風(fēng)試驗的觀測數(shù)據(jù)，風(fēng)速初始場假定u、v方向都為10m/s。海表面溫度設(shè)置為30℃，與表面溫度相對應(yīng)的表面比濕設(shè)置為26 g/kg。

為了研究海表面粗糙度參數(shù)化對海上大氣邊界層數(shù)值模擬的影響，我們對4種參數(shù)化方案設(shè)置了敏感性試驗，分別是 Smith（1988）方案和COARE3.0算法[29]中提供的3種方案（表1），且每種方案都考慮了的海面光滑流的動力學(xué)粗糙度。EXP1是控制試驗作為比較分析的基礎(chǔ)，采用經(jīng)典的Charnock關(guān)系參數(shù)化海面動力學(xué)粗糙度，α設(shè)置為常數(shù)（0.011）；EXP2采用Yelland and Taylor（1996）方案（簡寫為 YT96，下同），仍使用 Charnock關(guān)系但將α表示為風(fēng)速的分段線性函數(shù)；EXP3采用Taylor and Yelland（2001）方案（簡寫為TY01，下同），不再使用Charnock關(guān)系,主要考慮有效波高和波陡的影響；EXP4采用 Oost（2002）方案（簡寫為 Oost02，下同），不使用Charnock關(guān)系，而主要考慮波齡的影響。

表1 敏感性試驗的海表面動力學(xué)粗糙度設(shè)置Tab.1 Setup of sensitivity test for sea surface roughness

圖1給出了4種海表面粗糙度參數(shù)化方案和海面10 m風(fēng)速的對應(yīng)關(guān)系。對于低風(fēng)速條件下，由于都采用了 Smith（1988）提出光滑流粗糙度參數(shù)化方案4種并無明顯差別；在中等風(fēng)速下，除TY01的值較大外，其他3種方案量值上差別不大；在高風(fēng)速下，幾種方案有較大的不同，對應(yīng)同一風(fēng)速值，計算的海表面粗糙度由大到小排列依次為TY01方案、YT96方案、Oost02方案和Smith88方案，其中16 m/s風(fēng)速值對應(yīng)的粗糙度做比較，最大的TY01方案比最小的Smith88方案量值要大2倍多。不同的參數(shù)化方案之間的巨大差異必然會對海上大氣邊界層的模擬產(chǎn)生不同的影響。

圖1 4種參數(shù)化方案比較Fig.1 Comparison of four sea surface parameterizations

3 模擬結(jié)果分析

海上大氣邊界層高度、表面輻射和能量平衡以及垂直結(jié)構(gòu)特征是研究邊界層過程的主要問題。大氣邊界層高度是天氣預(yù)報模式和氣候系統(tǒng)模式中邊界層過程的重要參數(shù)。海－氣界面過程是連接大氣邊界層和海洋上混合層的紐帶，大氣對海洋的強迫和海洋對大氣的反饋作用都要通過海－氣界面過程來完成。上層海洋和低層大氣作為一個耦合系統(tǒng)，必須從整體上和全方位的研究其相互作用和交換過程，包括大氣邊界層、海－氣界面和海洋上混合層的通量和輸送過程。不僅大氣要素和上層海洋要素決定海－氣通量的分布，而且海-氣通量的變化也對大氣要素和上層海洋要素產(chǎn)生重要影響，而以往的試驗資料分析工作沒有結(jié)合大氣結(jié)構(gòu)的變化研究這種反饋的時間尺度和機制。

3.1 邊界層高度

大氣邊界層高度是大氣模式中一個關(guān)鍵的要素[30]。大氣邊界層高度會對低層云產(chǎn)生影響，如果高度太低，邊界層會與云層分離，這樣會限制從海洋表面到云層之間熱量、水汽和湍流動能的垂直輸運，并會加快云的消散；如果高度太高將會產(chǎn)生積云甚至層云。例如，CCM3與先前的版本相比做了全面改進(jìn)的一個主要原因是因為對診斷方程中的大氣邊界層高度做了相對較小的改變[31]。Matthew[32]用一維混合層模式研究了表面和中尺度強迫對海上大氣邊界層高度的影響，結(jié)果表明海表面的加熱過程、海洋上風(fēng)的成長和云的演變是影響邊界層高度的主要因子。

圖2 邊界層高度模擬結(jié)果比較Fig.2 Comparison of boundary layer height simulation

圖2給出了高分辨率海上大氣邊界層模式根據(jù)不同的海面粗糙度參數(shù)化方案計算出的邊界層高度模擬結(jié)果比較。左圖為4種不同方案模擬的結(jié)果，右圖為其他3種方案與Smith（1988）的差值比較。4種方案都模擬出了 72小時邊界層高度的發(fā)展過程，海上邊界層高度從0時刻的760 m左右經(jīng)72個小時的演變發(fā)展到了1240 m左右，期間從第40小時開始，模式趨于穩(wěn)定，邊界層高度基本保持不變（左圖）。雖然從整體上看 4種方案模擬的邊界層高度差別不大，但還是存在一定的差異，這里我們用YT96、TY01、Oost02 3種方案的模擬結(jié)果和控制試驗 Smith（1988）方案的模擬結(jié)果做差，可以發(fā)現(xiàn)他們的變化趨勢相對與控制試驗是完全不同的（右圖所示）。YT96、TY01的模擬結(jié)果要偏大與控制試驗，而Oost02的模擬結(jié)果偏小；其中YT96和Oost02的變化趨勢完全相反呈負(fù)相關(guān)，而YT96和TY01的變化趨勢則相同；從量值上講YT96和Oost02和控制試驗的模擬結(jié)果差別不大，而TY01案的差值較大，最大絕對誤差有12.92 m，最大相對誤差達(dá)1.84%。

3.2 表面輻射與能量平衡

對大氣邊界層物理過程和機制的討論能夠解決海洋－大氣之間相互作用的一些問題，同時也可作為開發(fā)參數(shù)化過程的理論背景。其中一個非常重要的問題是海洋表面動量、潛熱和感熱等的湍流通量參數(shù)化。海洋是為大氣提供水分主要的源，也是大氣中熱量的主要貢獻(xiàn)者。海洋吸收了大量的太陽短波輻射能量，這對維持大氣環(huán)流起重要作用。輻射、感熱和潛熱通量影響著海洋表面的能量平衡以及上層海洋和低層大氣的垂直結(jié)構(gòu)。大氣中的雷諾數(shù)非常大（107量級），所以邊界層中的湍流能夠充分的成長。在自由大氣和表面之間動量、熱量和水汽的垂直湍流輸送是主要過程。Reynolds和Taylor等對湍流有較經(jīng)典的描述。目前對許多湍剪切流中的規(guī)則運動有新的認(rèn)識，傳統(tǒng)的參數(shù)化過程不能描述大氣邊界層的一些本質(zhì)特征（如大渦）。海洋表面狀況強烈的影響著海氣界面的湍流交換過程。海表面溫度在一天中的變化很小，這是因為海水擁有較大的熱容量。海表面的粗糙度依賴于大氣表面層參數(shù)，因此也依賴于整個大氣邊界層的物理過程。大氣運動產(chǎn)生的波浪對大氣和海洋之間的湍流混合有非常重要的貢獻(xiàn)。

圖3 感熱通量模擬結(jié)果比較Fig.3 Comparison of sensible heat flux simulation

圖4 潛熱通量模擬結(jié)果比較Fig.4 Comparison of latent heat flux simulation

圖5 大氣長波輻射通量模擬結(jié)果比較Fig.5 Comparison of downward long-wave thermal radiation flux simulation

模式能夠模擬得到海表面的太陽短波輻射通量Sd（向下為正，↓）、大氣長波輻射通量Ld（↓）、海面長波輻射通量 Lu（向上為正，↑）、感熱通量SH（↑）、潛熱通量 LE（↑），并計算出海面凈輻射通量 Fnet↓＝Sd↓＋Ld↓－Lu↑和海面凈熱量收支Qnet↓＝Fnet↓－SH↑－LE↑。圖3-5畫出了感熱通量、潛熱通量和大氣長波的比較，在模式運行初期的幾個小時內(nèi)，不同參數(shù)化方案計算出的量值存在較大差異，隨后各種方案都趨于一致，其中TY01方案模擬的結(jié)果波動較大，且達(dá)到穩(wěn)定的所用的時間也較長（50 h左右）。分析3種方案與Smith88方案的絕對誤差（表2）和相對誤差（表3），大氣長波輻射通量的誤差較小，在實際應(yīng)用中這種差別是可以忽略不計的。感熱通量和潛熱通量的誤差比較大，3種方案中Oost02方案的誤差最小，TY01方案的誤差最大。其中TY01方案模擬的感熱通量結(jié)果和Smith88方案的結(jié)果相差1.66倍，這是由于海面的感熱通量較小（多數(shù)情況下絕對值不超過10W/m2），導(dǎo)致很小的偏差就會產(chǎn)生很大的相對誤差，這同時也體現(xiàn)了感熱通量的模擬較為困難。

表2 與Smith88方案的最大絕對誤差（W/m2）Tab.2 Max absolute error relative to Smith88 scheme（W/m2）

表3 與Smith88方案的最大相對誤差（%）Tab.3 Max relative error relative to Smith88 scheme (%)

3.3 垂直剖面廓線

在熱帶和副熱帶的海洋上，大氣邊界層中全年都存在對流。在實驗和模式研究的基礎(chǔ)上，我們可以示意性的描述界面層的結(jié)構(gòu)。在常值通量層之上是約1 km厚的混合層，這里位溫隨高度變化很小，并且混合由對流驅(qū)動的運動（如大渦）主導(dǎo)。在混合層之上是100～500 m厚的卷夾層，在這一層湍流是不連續(xù)的、間歇性的，大氣處于穩(wěn)定層結(jié)，可以觀測到內(nèi)波和少量的云。在這種理想化的結(jié)構(gòu)中，最易變化的是云層。如果沒有云形成，這樣大氣邊界層就終止在卷夾層；當(dāng)有非常厚的云產(chǎn)生，邊界層會并擴展到整個對流層（例如，氣旋下的表面輻聚和大尺度上升運動）。

圖6 風(fēng)速u（a）、風(fēng)速v（b）、溫度（c）和比濕（d）垂直廓線隨時間變化的模擬結(jié)果Fig.6 Simulation results of vertical profile, (a)wind u,(b)wind v,(c)temperature,(d)humidity

圖6，a～d給出了采用Smith88方案模擬的風(fēng)、溫、濕廓線結(jié)構(gòu)隨時間的演變過程。圖中清楚的顯示了邊界層由低到高逐漸成長，自由大氣和大氣邊界層被明顯的區(qū)分開來（位溫和比濕廓線最為明顯）。自由大氣中的各個氣象要素較為穩(wěn)定無明顯變化，而邊界層內(nèi)風(fēng)速在地轉(zhuǎn)風(fēng)的作用下旋轉(zhuǎn)變化、溫度和濕度在海表面加熱和加濕的作用中其量值逐漸升高，并將這一趨勢向上層擴散傳遞。由于水汽不斷增加，邊界層內(nèi)的相對濕度也逐漸升高，空氣中的水汽含量已達(dá)到過飽和狀態(tài)，具備了成云降雨的基本條件。

圖7（a） 風(fēng)速u散點圖比較（m/s）Fig.7 (a) Scatter-plot comparison of wind u (m/s)

圖7（b） 風(fēng)速v散點圖比較（m/s）Fig.7 (b) Scatter-plot comparison of wind v (m/s)

邊界層中的云在海上大氣邊界層內(nèi)起著重要的作用。海洋低層云覆蓋著大面積的海洋表面，它們對輻射收支非常重要，并在表面能量平衡和大氣水平衡中起重要作用。這些云也影響著垂直結(jié)構(gòu)和動量、水汽、熱量的湍流通量。分別將YT96、TY01、Oost02 3種方案模擬的風(fēng)速、溫度、濕度結(jié)果與Smith88方案的模擬結(jié)果做差，可以比較出他們在模擬各氣象要素垂直結(jié)構(gòu)上存在的差異，結(jié)果表明相差最大的地方都出現(xiàn)在邊界層上界，而自由大氣中和邊界層內(nèi)模擬結(jié)果差別都很小，這主要是由于邊界層和自由大氣之間存在一個卷夾層，在卷夾層內(nèi)存在一些非常復(fù)雜的物理過程（如湍流等），不同的參數(shù)化方案會對卷夾層產(chǎn)生不同的影響，從而導(dǎo)致模擬結(jié)果出現(xiàn)偏差。通過3種方案模擬的風(fēng)速、溫度、濕度散點圖（圖7a～d）可以定量的比較各種方案之間的差別。其中，橫坐標(biāo)為Smith88方案的模擬結(jié)果，縱坐標(biāo)分別為YT96方案（左上）、TY01方案（右上）、Oost02方案（下圖）的模擬結(jié)果與Smith88方案的差值。 3種方案中TY01的偏差最大，風(fēng)速模擬最大誤差在0.5 m/s左右，溫度最大相差0.6℃左右；YT96和Oost02模擬風(fēng)速和溫度偏差都能基本保持在±0.05以內(nèi)；而對于比濕的模擬3種方案都有較大的偏差。另外，YT96和TY01方案模擬結(jié)果的偏差與 Oost02方案相比呈反向變化。

圖7（c） 溫度T散點圖比較（℃）Fig.7 (c) Scatter-plot comparison of temperature (℃)

圖7（d） 比濕q散點圖比較（g/kg）Fig.7 (c) Scatter-plot comparison of humidity (g/kg)

4 結(jié)論和討論

本文將海上高分辨率大氣邊界層模式應(yīng)用到邊界層個例的模擬中，通過對不同試驗方案模擬結(jié)果的分析與對比，研究了不同海面動力學(xué)粗糙度參數(shù)化方案對大氣邊界層高度、海洋表面輻射和能量平衡以及風(fēng)、溫、濕等氣象要素垂直廓線數(shù)值模擬的影響。

4種方案都能較好的模擬海上大氣邊界層內(nèi)的物理過程，但還是存在一些細(xì)微的不同。TY01方案的模擬結(jié)果與其他方案存在明顯的區(qū)別；Smith88方案、YT96方案和Oost02方案的模擬結(jié)果較為相似，YT96方案和Oost02方案相對與控制試驗其模擬結(jié)果呈反向變化趨勢；當(dāng)模式運行 40～50個小時后，模式趨于穩(wěn)定，各種方案的模擬結(jié)果無明顯差別。另外，通過對比試驗也表明，當(dāng)海洋表面的粗糙度增大時，會使模式模擬的邊界層高度增加、感熱通量增加、潛熱通量減少、邊界層內(nèi)的溫度降低濕度增加。

4種方案的模擬結(jié)果出現(xiàn)較大差別主要有2處：1）在大氣邊界層與自由大氣的界面，即卷夾層附近，這里的物理過程較為復(fù)雜，給模式準(zhǔn)確模擬帶來很大的困難；2）海氣之間感熱通量和潛熱通量的模擬，本試驗中TY01方案計算出感熱通量的相對誤差最高已經(jīng)達(dá)到 166%，目前的湍流通量都是根據(jù)莫寧－奧布霍夫理論計算得到的，粗糙度會直接影響交換系數(shù)的計算從而影響湍流通量的模擬結(jié)果。

本文研究了不同海面參數(shù)化方案對海上大氣邊界層數(shù)值模擬產(chǎn)生的影響。研究結(jié)果表明，幾種海面粗糙度參數(shù)化方案在中低風(fēng)速下的模擬結(jié)果比較相似，但也存在細(xì)微的差別，其中TY01方案與其它方案相比模擬結(jié)果的量值較大；在模擬感熱和潛熱通量時不同方案之間有很大的差異，而對于垂直結(jié)構(gòu)模擬主要的問題出現(xiàn)在邊界層和自由大氣分界面上，這里的物理過程較為復(fù)雜給數(shù)值模擬帶來一定的困難?？紤]到波浪的等海面狀況的影響，在有足夠的海浪要素資料的情況下應(yīng)使用包含海面狀況的參數(shù)化方案（TY01和Oost02）來模擬海上大氣邊界層。

由于海上的邊界層觀測比較困難，這些區(qū)域的觀測資料十分稀少，而且以單點或走航觀測為主，很難獲得較大區(qū)域的同步觀測資料，本文只對一個個例進(jìn)行了模擬試驗研究。另外海上的觀測環(huán)境較為惡劣，對獲得的觀測數(shù)據(jù)的質(zhì)量也造成較大的影響。這也是目前對海上大氣邊界層過程研究相對滯后的一個主要原因。

在高風(fēng)速下邊界層層結(jié)結(jié)構(gòu)會被破壞，考慮到邊界層研究的特殊性，所以本文中未對高風(fēng)速條件下的參數(shù)化進(jìn)行討論，而只對中低風(fēng)速下的邊界層過程進(jìn)行了研究，未討論高風(fēng)速條件下的邊界層，也沒有考慮波浪破碎和海洋飛沫的影響。此外，邊界層內(nèi)的云和降水等物理過程，也會對海上大氣邊界層的模擬產(chǎn)生重要的影響。

[1]C W Fairall, E F Bradley, D P Rogers, et al.Bulk parameterization of air-sea fluxes for Tropical Ocean-Global Atmosphere Coupled-Ocean Atmosphere Response Experiment [J].J.Geophys.Res, 1996, 101(C2): 3 747-3 764.

[2]Charnock H.Wind stress on a water surface [J].Quart.J.Roy.Meteor.Soc,1955, 81: 639-640.

[3]Garratt J R.Review of Drag Coefficients over Oceans and Continents [J].Mon.Wea.Rev,1977, 105: 915-929.

[4]Wu J.Wind-stress coefficients over sea surface near neutral conditions - A revisit [J].J.Phys.Oceanogr, 1980, 13: 1 441-1 451.

[5]Smith S D.Wind stress and heat flux over the ocean in gale force winds.J.Phys.Oceanogr [J].1980, 10: 709-726.

[6]Smith S D.Coefficients for sea surface wind stress, heat flux, and wind profiles as a function of wind speed and temperature [J].J.Geophys.Res, 1988, 93: 15 467-15 472.

[7]Gao Z, Q Wang, S Wang.An alternative approach to sea surface aerodynamic roughness [J].J.Geophys.Res, 2006, 111(D22): doi:10.1029/2006JD007323.

[8]S A Kitaigorodskii, Y A Volkov.On the roughness parameter of the sea sueface and calculation of momentum flux in the near-water layer of the atmosphere [J].Izv.Atmos.Oceanic Phys, 1965, 1: 973-988.

[9]S D Smith, E G Banke.Variation of the sea surface drag coefficient with wind speed [J].Quart.J.Roy.Meteor.Soc, 1975, 101: 665-673.

[10]G L Geernaert, K B Katsaros, K Richter.Variations of the drag coefficient and its dependence on sea state [J].J.Geophys.Res, 1986, 91: 7 667-7 679.

[11]Yelland M, P K taylor.Wind Stress Measurements from the Open Ocean [J].J.Phys.Oceanogr, 1996, 26: 541-558.

[12]Guan C, L Xie.On the Linear Parameterization of Drag Coefficient over Sea Surface [J].J.Phys.Oceanogr, 2004, 34: 2847-2851.

[13]Kitaigorodskii S A.On the calculation of the aerodynamic roughness of the sea surface [J].Izv.Atmos.Oceanic Phys, 1968, 4: 498-502.

[14]Toba Y.Local balance in the air-sea boundary process, I.On the growth process of wind waves [J].J.Oceanogr.Soc.Japan, 1972, 28: 109-120.

[15]Stewart R W.The air-sea momentum exchange [J].Bound.-Layer Meteor, 1974, 6.

[16]Toba Y, M Koga.A parameter describing overall conditions of wave breaking, whitecapping, sea-spray production and wind stress [J].Oceanic Whitecaps, E.C.Monahan and G.M.Niocaill, Eds, Springer, New York, 1986: 37-47.

[17]Masuda A, T Kusaba.On the Local Equilibrium of Winds and Wind-Waves in Relation to Surface Drag [J].J.Oceanogr.Soc.Japan, 1987, 42: 28-36.

[18]Maat N, C Kraan, W A Oost.The Roughness of Wind Waves [J].Bound-Layer Meteor, 1991, 54: 89-103.

[19]Smith S D, R J Anderson, W A Oost, et al.Sea surface wind stress and drag coefficients [J].The hexos results.pdf.Bound-Layer Meteor, 1992, 60: 109-142.

[20]Oost W A, G J Komen, C M J Jacobs, et al.New evidence for a relation between wind stress and wave age from measurements during ASGAMAGE [J].Bound-Layer Meteor, 2002, 103: 409-438.

[21]Oost W A., E M Oost.An Alternative Approach to the Parameterization of the Momemtum Flux Over the Sea [J].Bound-Layer Meteor, 2004, 113: 411-426.

[22]Hsu S A.A Dynamic Roughness Equation and Its Application to Wind Stress Determination at the Air-Sea Interface [J].J.Phys.Oceanogr, 1974, 4: 116-120.

[23]Taylor P K, M J Yelland.The Dependence of Sea Surface Roughness on the Height and Steepness of the Waves [J].J.Phys.Oceanogr, 2001, 31: 572-590.

[24]Ek M M L.Daytime evolution of relative humidity at the boundary-layer top [J].Mon.Wea.Rev, 1994, 122: 2 709-2 721.

[25]Troen I L.Mahrt.A simple model of the atmospheric boundary layer: Sensitivity to surface evaporation [J].Bound.-Layer Meteor, 1 986, 37: 129-148.

[26]Collier L R, J G Lockwood.The estimation of solar radiation under cloudless skies with atmospheric dust [J].Quart.J.Roy.Meteorol.Soc, 1974, 100: 675-681.

[27]Satterlund D R.Improved equation for estimating long wave radiation from the atmosphere [J].J.Water Resources Res, 1979, 15: 1 649-1 650.

[28]Ek M M L.A formulation for boundary-layer cloud cover [J].Annales Geophysicae, 1991, 9: 716-724.

[29]Fairall C W, E F Bradley, J E Hare, et al.Bulk Parameterization of Air–Sea Fluxes: Updates and Verification for the COARE Algorithm [J].J.Climate, 2003, 16: 571-591.

[30]Zeng X, M A Brunke, M Zhou, et al.Marine Atmospheric Boundary Layer Height over the Eastern Pacific: Data Analysis and Model Evaluation [J].J.Climate, 2004, 17(21): 4 159-4 170.

[31]Kiehl J T, J J Hack, G B Bonan, et al.The National Center for Atmospheric Research Community Climate Model: CCM3 [J].J.Climate, 1998, 11: 1 131-1 149.

[32]Matthew J M.Evolution of Boundary Layer Height in Response to Surface and Mesoscale Forcing [D].Naval postgraduate school, 2005.

Impact of sea state parameterization for numerical simulation of marine atmospheric boundary layer

LI Xiang1, WU Hui-ding2, WANG Hui2

（1．National Marine Data and Information Service，Tianjin 300171, China；2．National Marine Environmental Forecast Center，Beijing 100081, China）

P732.6

A

1001-6932(2011)02-0180-08

2009-11-09；

2010-07-02

國家自然科學(xué)基金資助重點項目(40830746 )，國家海洋局青年海洋科學(xué)基金（2010214）。

李響 ( 1980－ )，男，博士，助理研究員，主要從事海氣相互作用和模式研究。電子郵箱：lixiang@mail.nmdis.gov.cn。