博斯騰湖流域戈壁地區(qū)大氣邊界層高度特征研究

楊洋 劉曉陽 陸征輝 李郝

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博斯騰湖流域戈壁地區(qū)大氣邊界層高度特征研究

楊洋?劉曉陽 陸征輝 李郝

北京大學物理學院大氣與海洋科學系, 北京 100871; ? E-mail: pku789@126.com

位于新疆博斯騰湖流域戈壁地區(qū)的大氣邊界層過程受湖泊和戈壁的共同作用, 大氣邊界層結(jié)構(gòu)具有特殊性。利用2013年5月21日至8月28日在博斯騰湖流域戈壁地區(qū)獲得的大氣邊界層探測試驗資料, 分析該地區(qū)大氣邊界層結(jié)構(gòu)特征。結(jié)果顯示, 博斯騰湖流域戈壁地區(qū)大氣邊界層最突出的特征是在夏季典型晴天時對流邊界層異常深厚, 在所統(tǒng)計的100天探空資料中, 有45天大氣邊界層高度達3000 m以上, 最高可達4400 m。同時, 探討深厚對流邊界層的形成機制, 認為博斯騰湖流域戈壁地區(qū)特殊的大氣熱力環(huán)境以及湖風切變等因素是形成深厚對流邊界層的重要原因。

邊界層高度; 博斯騰湖; 理查森數(shù); 湖陸風

大氣邊界層是地球與大氣之間動量、能量和各種物質(zhì)上下輸送的紐帶, 與天氣、氣候的形成和演化密切相關(guān)。隨著Wangara (澳大利亞)[1]和Minne-sota (美國)[2]等大氣探測試驗的開展, 科學家對典型均勻下墊面大氣邊界層結(jié)構(gòu)有了比較全面的認識。從20世紀80年代開始, 邊界層理論的研究從均勻下墊面發(fā)展到非均勻下墊面[3]。國內(nèi)外也開展了有針對性的大氣綜合觀測試驗, 如 NWC-ALIEX (敦煌戈壁)[4]、HEIFE (黑河流域)[5]、TIPEX (青藏高原)[6]、BOREAS (加拿大)[7]和HAPEX (法國)[8]等, 獲得區(qū)別于傳統(tǒng)水平均勻下墊面邊界層的新發(fā)現(xiàn)[9-11]。由于現(xiàn)有觀測資料十分有限, 湖泊和戈壁共同作用引起的復雜下墊面問題并沒有得到很好的解決, 限制了對類似地區(qū)大氣邊界層物理過程的認識和大氣數(shù)值模式參數(shù)化方案的改進[3]。

邊界層高度作為大氣數(shù)值模式和大氣環(huán)境評價的重要物理參數(shù), 是分析湍流混合、垂直擾動、對流傳輸以及大氣污染物擴散的重要指標[12-13]。一般認為, 對流邊界層高度應該低于 3000 m[14], 但是近年來隨著各類大氣觀測試驗的開展, 人們在戈壁、沙漠、高原等極端氣候和復雜地形地區(qū)探測到特殊的邊界層高度特征。Zhang 等[15]利用西北干旱區(qū)陸?氣相互作用野外觀測試驗(NWC-ALIEX)資料, 發(fā)現(xiàn)我國敦煌戈壁地區(qū)存在高達 4150 m 的對流邊界層現(xiàn)象。李茂善等[16]分析 2005 年 4—5 月在珠峰大本營附近(28.14°N, 86.85°E, 海拔5149 m)的無線電探空觀測資料, 發(fā)現(xiàn)邊界層高度日變化比較明顯, 因冰川風的存在, 大氣邊界層高度最高可達 3888 m。Marsham 等[17]在非洲撒哈拉沙漠中也探測到高達 5000 m 的深厚對流邊界層, 并且其殘余層特征十分突出。沙漠、戈壁以及高原地區(qū)的下墊面性質(zhì)不盡相同, 人們對深厚大氣邊界層形成的機理研究十分有限, 深厚邊界層的出現(xiàn)是否具有一定的普遍性, 尚需大量的實驗觀測進行證實[15]。

位于博斯騰湖東南沿岸的戈壁地區(qū)(簡稱博湖流域戈壁地區(qū))位于亞歐大陸腹地, 不僅具有干旱區(qū)戈壁下墊面特征, 其氣候還受博斯騰湖的影響。目前, 對該地區(qū)的邊界層過程了解較少。本文利用在博湖流域戈壁地區(qū)開展的大氣邊界層觀測試驗數(shù)據(jù), 分析該地區(qū)邊界層高度的日變化特征, 并進一步研究是否存在特殊對流邊界層高度現(xiàn)象。

1 觀測環(huán)境、資料與方法

博斯騰湖流域位于我國新疆天山中部南緣和塔克拉瑪干沙漠北緣, 地理坐標為41.17°—42.5°N, 85.33°—87.5°E。湖區(qū)水域面積約1002 km2, 容積近100億ｍ3, 湖面海拔高度1120 m。湖區(qū)的東側(cè)和南側(cè)是大面積戈壁灘, 常年干早少雨, 蒸發(fā)量大, 多為晴天少云天氣。

本研究所用資料來自在博斯騰湖東南側(cè)距湖7 km的戈壁地區(qū)開展的大氣邊界層綜合觀測試驗數(shù)據(jù)。地面資料是Vaisala自動氣象站2010—2013年探測的數(shù)據(jù)。自動氣象站每分鐘記錄一次距地面1.5 m的溫度、氣壓、相對濕度和距地面10 m的風向、風速。探空資料是L波段探空雷達和GZZ10型數(shù)字探空儀探測的數(shù)據(jù)。L波段雷達每秒鐘記錄一次溫度、相對濕度、氣壓、風向和風速, 探測高度可達20000 m。試驗小組在2013 年5 月 21 日至8 月 28 日每天 4 個時刻(08:00, 12:00, 16:00 和20:00, 本文所用時間均為北京時, 本地時間比北京時間晚 2 個小時)進行常規(guī)探空試驗。另外, 對 3個典型晴天進行加密探空試驗, 其中 8 月 23 日 17次(00:00, 01:00, 03:00—14:00 的每個整點, 16:00, 20:00和22:00), 7月 5 日 14次, 7 月 12 日 16次。在對探空數(shù)據(jù)進行飛點剔除、高度訂正等數(shù)據(jù)質(zhì)量控制后, 發(fā)現(xiàn) 3 個加密探空日的邊界層高度日變化情況較為相似, 本文選用探空次數(shù)最多的 8 月 23 日作為夏季典型晴天的代表個例進行分析。值得注意的是, 無線電探空氣球在上升過程中會受到風的影響而發(fā)生偏移, 在統(tǒng)計所有探空儀漂移路徑后, 發(fā)現(xiàn) 5 km 高度范圍內(nèi)探空儀的最大水平偏移距離為4.21 km, 且出現(xiàn)較大偏移距離時都是受湖風的影響, 氣球被吹向遠離湖區(qū)的方向, 因此探空資料在5 km高度范圍內(nèi)能夠代表戈壁上空的氣象要素特征。

大氣穩(wěn)定度用理查森數(shù)(Ri)確定。Ri 是綜合考慮熱力因子和動力因子, 用來判斷大氣狀態(tài)的穩(wěn)定度參數(shù)。Ric為大氣不穩(wěn)定條件的臨界值。當 Ri< Ric時, 湍流發(fā)展; 當 Ri>Ric時, 湍流減弱。理論上, 大氣的Ric=0.25[18]。Ri的表達式[19]為

邊界層高度的判斷方法有風速極值法、湍流能量法和位溫廓線法等。風速極值法要求大氣為定常、均勻的正壓大氣, 這在博湖流域戈壁地區(qū)不適用。湍流能量法對數(shù)據(jù)要求較高, 且在計算過程中引入許多假設條件。位溫廓線法在分析過程中未引入假設條件, 所需數(shù)據(jù)均可由探測儀器直接測得。博湖流域戈壁地區(qū)位溫廓線結(jié)構(gòu)特征清晰, 本文用位溫廓線法來確定邊界層高度較為合適。

2 博湖流域戈壁地區(qū)位溫廓線與邊界層高度特征

2.1 位溫廓線特征

分析2013 年 8 月 23 日 12 組代表性時刻位溫廓線結(jié)構(gòu)(圖 1)可知, 00:00—08:00, 位溫廓線呈現(xiàn)穩(wěn)定邊界層特征: 地面因長波輻射逐漸冷卻, 地表溫度比大氣溫度低, 大氣邊界層內(nèi)位溫隨高度升高而增大, 形成一層較淺的穩(wěn)定邊界層(SBL)。在穩(wěn)定邊界層的上方直到 3500 m 左右的高度, 位溫隨高度的變化很小, 這是白天殘留下來的的殘余層(RL)。殘余層上方是厚度為 200 m 左右的逆溫層(CIL)。逆溫層上方即自由大氣(FA)。12:00—20:00, 位溫廓線呈現(xiàn)對流邊界層廓線特征: 白天太陽輻射持續(xù)加熱地表, 地表溫度比大氣溫度高, 大氣邊界層內(nèi)位溫隨高度升高變化不大, 邊界層內(nèi)大氣充分混合, 直到 3400 m 左右的高度, 大氣位溫隨高度發(fā)生明顯的躍變, 可以認為是對流邊界層(CBL)的頂部。對流邊界上方是夾卷層(EA), 夾卷層上方即自由大氣(FA)。09:00—11:00 和 21:00—22:00, 大氣位溫廓線結(jié)構(gòu)還在發(fā)展階段, 大氣邊界層為弱不穩(wěn)定邊界層。

2.2 邊界層高度特征

用位溫廓線法對 8 月 23 日全天17組探空廓線進行分析, 確定該地區(qū)邊界層高度的日變化情況(圖 2)。從圖 2 可以看出, 夜間穩(wěn)定邊界層高度隨著時間的推移有增大的趨勢, 一直持續(xù)到早晨09:00, 穩(wěn)定邊界層最低出現(xiàn)在00:00 (高度只有140 m), 最高出現(xiàn)在07:00 (高度為730 m); 白天對流邊界層高度異常深厚, 從 12:00 開始形成, 并一直持續(xù)到 20:00, 平均高度達到 3460 m, 發(fā)展最旺盛的時刻為 14:00 (高度達到 3600 m); 全天大部分時間被穩(wěn)定和對流邊界層控制, 而兩類邊界層的過渡階段持續(xù)時間較短, 邊界層高度介于穩(wěn)定和對流邊界層之間。

博湖流域戈壁地區(qū)大氣邊界層最突出的特征是存在深厚對流邊界層。出現(xiàn)深厚對流邊界層的情況屬于某一個例還是普遍存在? 我們對 2013 年 5 月21 日至 8 月 27 日(共計 100 天)每天 16:00 的探空資料進行統(tǒng)計分析, 發(fā)現(xiàn)研究區(qū)在典型晴天經(jīng)常有深厚對流邊界層存在(表 1), 除 3 天陰雨天邊界層頂結(jié)構(gòu)特征不夠清晰外, 其余 97 天邊界層平均高度達到2690 m。對流邊界層高度大于3000 m有45 天, 最大高度出現(xiàn)在 6 月 2 日(高度達到 4400 m), 最低高度出現(xiàn)在 7 月 20 日(高度只有 1200 m)。5—8 月都有異常深厚的對流邊界層出現(xiàn), 其分布按月份沒有明顯的差別。然而, 根據(jù)每小時記錄的天氣情況來看, 深厚邊界層出現(xiàn)的日期往往是晴空少云的烈日天氣。在博湖流域戈壁地區(qū)探測到的最高對流邊界層高度為 4400 m, 比敦煌戈壁地區(qū)的 4150 m[15]對流層和青藏高原珠峰大本營附近的 3888 m[16]對流層都要高。

表1 2013年5月21日到8月27日每天16:00對流邊界層高度統(tǒng)計

3 博湖流域戈壁地區(qū)出現(xiàn)深厚對流邊界層的原因分析

影響對流邊界層高度發(fā)展的因素主要有太陽輻射強度、地理環(huán)境、大氣熱力和動力等[20-22]。就對流邊界層發(fā)展的物理本質(zhì)而言, 是由于地面加熱而觸發(fā)的對流熱泡在邊界層內(nèi)做湍流運動的結(jié)果。博湖流域戈壁地區(qū)常年干旱少雨, 年平均降水量不足90 mm, 夏季日平均最高氣溫達到36.5oC。土壤成分以細沙和礫石為主, 熱容量很小, 蒸發(fā)力強, 下墊面感熱通量加熱大氣的效率非常高[23], 夏季炎熱的戈壁下墊面具備觸發(fā)對流熱泡的熱力基礎。與敦煌均勻的戈壁下墊面[15]和青藏高原凹凸的山地下墊面[10]性質(zhì)不同, 博湖流域戈壁地區(qū)大氣邊界層的物理過程還受博斯騰湖的影響, 大氣邊界層高度也與其特殊的區(qū)域環(huán)境有關(guān)。

3.1 大氣熱力環(huán)境分析

3.1.1 大氣熱力性質(zhì)分析

通過分析博湖流域戈壁地區(qū)的大氣熱力環(huán)境, 發(fā)現(xiàn)對流邊界層大氣的垂直減溫率異常偏高, 大氣有較高的靜力不穩(wěn)定度。圖3是2013年8月23日各代表性時刻的溫度廓線結(jié)構(gòu), 可以看出, 在對流邊界層形成前(03:00, 05:00, 07:00, 09:00和10:00), 大氣底部有明顯的逆溫層。逆溫層是穩(wěn)定層結(jié), 會抑制湍流的發(fā)展。對流邊界層形成后(12:00, 13:00, 14:00, 16:00和20:00), 炎熱的戈壁下墊面持續(xù)加熱靠近地面的大氣, 近地層大氣運動為超絕熱過程, 處于靜力不穩(wěn)定狀態(tài), 超絕熱層內(nèi)大氣不斷有對流運動產(chǎn)生, 并與其上方的大氣充分混合, 直到 3500 m左右的高度出現(xiàn)約200 m厚的夾卷層, 即對流邊界層頂?shù)奈恢?。在整個邊界層高度范圍內(nèi), 12:00, 13:00, 14:00, 16:00和20:00, 大氣垂直減溫率分別達到8.276, 8.633, 9.081, 9.286和8.991 oC/km。其中, 13:00和14:00在1000 m以下的大氣垂直減溫率甚至超過大氣的干絕熱減溫率(9.8 oC/km), 達到10.1 oC/km。從大氣的靜力穩(wěn)定度來看, 大氣垂直減溫率越高, 大氣的運動狀態(tài)越不穩(wěn)定, 也更易觸發(fā)對流運動[24]。

3.1.2 大氣熱力結(jié)構(gòu)分析

在分析圖 1 中大氣邊界層位溫廓線結(jié)構(gòu)時, 發(fā)現(xiàn)大氣邊界層在白天充分對流混合后, 殘留在夜間的大氣殘余層(RL)依然保持白天對流混合時的位溫廓線結(jié)構(gòu), 殘余層上方是約 200 m 厚的逆溫層(CIL), 逆溫層高度約為 3500 m。逆溫層能夠抑制其下方的能量通量向上傳輸, 很好地儲存白天用于支持對流邊界層發(fā)展的能量。當白天對流發(fā)展突破夜間形成的穩(wěn)定邊界層后, 對流活動在殘余層的發(fā)展會十分順暢。在統(tǒng)計 2013 年夏季 100 天的對流邊界層高度特征時發(fā)現(xiàn), 博湖流域戈壁地區(qū)深厚對流層不是一天就能形成的。深厚對流邊界層往往出現(xiàn)在連續(xù)多日的烈日晴天, 而在陰雨天后, 即便是立即晴天, 對流邊界層也無法達到 3000 m 以上的高度。一般形成深厚對流邊界層需要連續(xù)3~5個晴天的能量積蓄過程。深厚對流邊界層形成后, 在沒有大的天氣系統(tǒng)影響下, 很大一部分能量留存在夜間的大氣當中, 用于維持大氣熱力結(jié)構(gòu)的平衡。大氣儲存的能量會對白天對流邊界層的發(fā)展形成一個正反饋機制, 為深厚對流邊界層的發(fā)展提供有利的熱力環(huán)境。

為研究大氣結(jié)構(gòu)儲存的能量在對流邊界層發(fā)展過程中所起的作用, 我們對單位面積空氣柱做定量分析: 假定空氣柱為干空氣, 某天對流邊界層發(fā)展的最大高度為4000 m, 白天地表向上的平均感熱通量為=200W/m2, 地面向上的感熱通量全部用于加熱空氣柱, 感熱通量加熱空氣柱的持續(xù)時間為=10 h, 4000 m高空氣柱的平均密度是1.2 kg/m3, 干空氣比定壓熱容為p=1004.07J/(kg·K), 從對流發(fā)展開始到最大對流邊界層高度, 空氣柱內(nèi)的平均溫度升高4 K。做如下計算。

1) 白天向上的感熱通量所提供的支持對流發(fā)展的能量為

1=×= 200 W/m2× 10 × 3600 s = 7.2 MJ/m2。

2) 空氣柱到達最大對流邊界層高度所增加的能量為

2= Δ×p×× 4000 m

= 4 K × 1004.07

J/(kg·K) × 1.2 kg/m3× 4000 m

≈ 19.28 MJ/m2。

我們發(fā)現(xiàn),2比1大兩倍多, 這就解釋了為什么博湖流域戈壁地區(qū)深厚邊界層的發(fā)展需要 3~5 天的能量積蓄過程, 同時也說明大氣會存儲一部分能量, 用于維持大氣結(jié)構(gòu)的平衡和支持對流邊界層的發(fā)展。

3.2 大氣動力環(huán)境分析

博湖流域戈壁地區(qū)大氣邊界層具備天然的動力條件, 晴天時, 湖泊與戈壁的溫度差異能夠激發(fā)較強的湖陸風[25]。圖4顯示2010—2013年夏季地面風向概率分布, 圖5顯示2010—2013年各代表性月份(1, 4, 7, 10月)地面平均風速的日變化。從圖4和 5 可以看出, 夏季戈壁地區(qū)具有明顯的湖陸風特征。12:00—21:00 吹湖風, 以偏北風為主, 概率在85%以上。夏季地面平均風速為4.2 m/s, 最大平均風速出現(xiàn)在午后兩小時, 風速為5.0 m/s。由于湖陸風的存在, 邊界層內(nèi)往往伴有風切變特征, 低空弱急流軸出現(xiàn)在200~600 m之間。據(jù)歷史資料(內(nèi)部資料), 夏季最大低空風急流可達22.7 m/s, 垂直風切變可達16 m/(s·100 m)。風切變應力能夠使大氣產(chǎn)生更多的湍流運動, 增加大氣的不穩(wěn)定度。用穩(wěn)定度參數(shù) Ri 來判斷大氣的湍流狀態(tài), 能夠反映水平風的垂直切變對大氣穩(wěn)定度的影響[26]。圖6是8月23日對流邊界層階段4個時刻的風廓線, 分析從地面到湖風峰值高度之間的氣層穩(wěn)定度情況,12:00, 13:00, 14:00和16:00的Ri值分別為0.097, ?0.157, ?0.852和0.019。當氣層頂部位溫小于地面位溫時(13:00和14:00), Δ<0, Ri<0, 該層大氣為靜力不穩(wěn)定, 大氣運動狀態(tài)為湍流。當氣層頂部位溫大于地面位溫時(12:00 和 16:00), Δ> 0, 此時 Ri與風切變值((Δ)2+(Δ)2)呈反比, 風切變值越大, Ri越小, 當 Ri 小于大氣不穩(wěn)定條件的臨界值 0.25 時, 大氣為動力不穩(wěn)定, 大氣運動狀態(tài)為湍流?？梢钥闯? 風切變能夠通過增加擴散能力和夾卷作用, 增加大氣的不穩(wěn)定度, 提高浮力通量的對流效率, 同樣有助于對流邊界層高度的進一步抬升。

4 結(jié)論與討論

博湖流域戈壁地區(qū)夏季典型晴天大氣邊界層最突出的特征是存在深厚對流邊界層現(xiàn)象。在所統(tǒng)計的100天探空資料中, 有45天對流邊界層高度達3000 m以上, 最大可達4400 m。

博湖流域戈壁地區(qū)深厚對流邊界層現(xiàn)象與炎熱的戈壁下墊面性質(zhì)、大氣熱力環(huán)境以及湖風切變等因素有關(guān)。具體而言, 戈壁下墊面加熱近地面空氣的作用更加突出, 強浮力通量具有產(chǎn)生深厚對流邊界層的能量基礎。大氣溫度垂直遞減率偏高使得對流邊界層內(nèi)大氣有較高的熱力敏感度, 夜間深厚的大氣殘余層也為白天對流邊界層的發(fā)展提供了一個非常有利的熱力環(huán)境。同時, 湖風會在邊界層內(nèi)形成風切變, 能夠加強大氣的湍流混合能力, 提供邊界層對流發(fā)展的良好動力環(huán)境。

博斯騰流域戈壁地區(qū)大氣邊界層過程是十分特殊和復雜的物理過程, 如日出后一個小時, 大氣位溫廓線仍保持穩(wěn)定邊界層的廓線結(jié)構(gòu), 這是否與博斯騰湖的影響有關(guān), 還需用大氣數(shù)值模式和更加綜合的大氣邊界層觀測試驗資料做進一步研究。

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Study on Depth of Atmospheric Boundary Layerin Gobi Desert Regions of the Bosten Lake Basin

YANG Yang?, LIU Xiaoyang, LU Zhenghui, LI Hao

Department of Atmospheric and Oceanic Sciences, School of Physics, Peking University, Beijing 100871; ? E-mail: pku789@126.com

Due to the combined effects of lake and Gobi, the atmospheric boundary layer located in Gobi desert regions of the Bosten Lake basin is found to possess some special regional characteristics. Based on the data of the developing meteorological observation experiments conducted in the Bosten Lake of Xinjiang Province, the height characteristics of the atmospheric boundary layer from May 21 to August 28, 2013 are analyzed. The result shows that the most prominent feature of the Gobi area of the Bosten Lake Basin is that the boundary layer often has the deep convection during the typical sunny days in the summer. The statistics also shows that in 45 days out of 100 days, the average height of the atmospheric boundary layer is above 3000 m, and the maximum height reaches 4400 m. The causes of forming the deep convective boundary layer are explored. It is argued that the atmospheric thermodynamic properties and the lake wind shear are important factors to form the deep convective boundary layer.

boundary layer height; the Bosten Lake; Richardson number; land lake breeze

10.13209/j.0479-8023.2015.145

P416

2015-04-09;

2015-06-11; 網(wǎng)絡出版日期: 2016-03-21

國家自然科學基金(41075011)資助