Конвективный планетарный пограничный слой - Convective planetary boundary layer
В конвективный планетарный пограничный слой (CPBL), также известный как дневной планетарный пограничный слой (или просто конвективный пограничный слой, CBL, когда в контексте), является частью нижнего тропосфера наиболее напрямую зависит от солнечного нагрева поверхности земли.[1]
Этот слой простирается от поверхности земли до насыпи. инверсия который обычно располагается на высоте 1-2 км к полудню над сушей. Ниже инверсии перекрытия (10-60% глубины CBL, также называемой зоной увлечения в дневное время) CBL делится на два подслоя: смешанный слой (35-80% глубины CBL) и поверхностный слой (5-10% глубины CBL). Смешанный слой, основная часть CBL, имеет почти постоянное распределение количеств, таких как потенциальная температура, ветер скорость, влажность и концентрация загрязняющих веществ из-за сильного плавучесть генерируется конвективное турбулентное перемешивание.
Параметризация турбулентного переноса используется для моделирования вертикальных профилей и изменения интересующих величин во времени из-за случайности и неизвестной физики турбулентности. Тем не мение, турбулентность в смешанном слое не является полностью случайным, но часто организован в идентифицируемые структуры, такие как термики и перья в CBL.[2] Моделирование этих больших водовороты сильно отличается от моделирования небольших вихрей, создаваемых локальными ножницы в поверхностном слое. При параметризации следует учитывать нелокальные свойства больших вихрей.
Средние характеристики
Средние характеристики трех слоев CBL следующие.
(1) Поверхностный слой это очень мелководный участок, расположенный близко к земле (нижние 5-10% CBL). Он характеризуется суперадиабатическим скорость отклонения, влажность уменьшается с высотой и сильным сдвиг ветра.[2] Практически весь сдвиг ветра и весь потенциальный градиент температуры в CBL сосредоточены в приземном слое.
(2) Смешанный слой составляя от 35 до 80% CBL[2] характеризуется сохраняемыми переменными, такими как потенциальная температура, скорость ветра и влажность.
(3) Зона увлечения (или инверсия кэппинга) может быть довольно толстой, в среднем около 40% глубины CBL. Это область статически стабильного воздуха наверху смешанного слоя, где свободный атмосферный воздух уносится вниз, а термические потоки выходят вверх.[2] Потенциальная температура и скорость ветра резко возрастает через инверсию покровного слоя, тогда как влажность резко падает.
Эволюция
Глубина CBL имеет сильный суточный цикл с 4-фазным процессом роста.[3]
(1) Формирование неглубокого перемешанного слоя: Ранним утром смешанный слой неглубокий, и его глубина медленно увеличивается из-за сильного ночного стабильного инверсионного покрова.[4]
(2) Стремительный рост : К позднему утру прохладный ночной воздух нагрелся до температуры, близкой к температуре остаточного слоя, поэтому термики быстро проникают вверх во время второй фазы, позволяя верхней части смешанного слоя подниматься со скоростью до 1 км за 15 минут.[4]
(3) Глубокий смешанный слой почти постоянной толщины: Когда термики достигают инверсии перекрытия в верхней части остаточного слоя, они сталкиваются с сопротивлением вертикальному движению, и скорость роста смешанного слоя быстро уменьшается. Во время этой третьей фазы, которая длится большую часть дня, глубина смешанного слоя относительно постоянна. Перепад температуры в CBL составляет 1 ° / 100 м.[4]
(4) Разлагаться : Турбулентность создано плавучесть который приводит к затуханию смешения после захода солнца, а также к коллапсу CBL.
Турбулентность в CBL
В пограничном слое атмосферы сдвиг ветра отвечает за горизонтальный перенос тепла, импульс, влажность и загрязняющие вещества, в то время как плавучесть преобладает при вертикальном перемешивании. Турбулентность вызывается плавучесть и сдвиг ветра. Если плавучесть преобладает над созданием сдвига, поток в пограничном слое находится в состоянии свободной конвекции. Когда турбулентность, создаваемая сдвигом, сильнее, чем турбулентность, создаваемая плавучестью, поток находится в состоянии принудительной конвекции.
В поверхностном слое производство сдвига всегда превышает производство плавучести из-за сильного сдвига, создаваемого сопротивлением поверхности. В смешанном слое плавучесть, создаваемая нагревом от поверхности земли, является основным фактором конвективной турбулентности.[5] Радиационное охлаждение из верхних слоев облаков также является эффективным драйвером конвекции. Пики турбулентности, создаваемой плавучестью, достигаются во второй половине дня, следовательно, поток в пограничном слое находится в состоянии свободной конвекции большую часть дня.
Восходящая и нисходящая конвекция пограничного слоя - это основной способ, которым атмосфера перемещает тепло, импульс, влагу и загрязнители между поверхностью Земли и атмосферой. Таким образом, пограничный слой конвекция играет важную роль в моделировании глобального климата, численном прогнозировании погоды, моделировании качества воздуха и динамике многочисленных мезомасштабных явлений.
Математическое моделирование
Уравнение сохранения
Чтобы количественно описать изменение величин в CBL, нам необходимо решить уравнения сохранения. Упрощенная форма уравнения сохранения для пассивного скаляра в типичном CBL имеет вид
куда это среднее количество , который может быть соотношением смешивания водяного пара , потенциальная температура , движущийся на восток и движущихся на север скорость ветра. вертикальный турбулентный поток .
Мы сделали несколько приближений, чтобы получить приведенное выше упрощенное уравнение: игнорировать источник тела, приближение Бусинеска, горизонтальную однородность и отсутствие проседания. Приближение Бусинеска состоит в том, чтобы игнорировать изменение плотности из-за возмущения давления и сохранять изменение плотности из-за изменения температуры. Это довольно хорошее приближение в CBL. Последние два приближения не всегда эффективны в реальном CBL. Но это допустимо в теоретических исследованиях. Наблюдения показывают, что турбулентное перемешивание составляет 50% от общего изменения потенциальной температуры в типичном CBL.
Однако из-за случайности турбулентности и отсутствия у нас знаний о ее точном физическом поведении при моделировании требуется параметризация турбулентного переноса. В отличие от турбулентности с преобладанием сдвига в поверхностном слое, большие водовороты, связанные с подъемом частиц теплого воздуха, переносят тепло от горячего к холодному, независимо от локального градиента фоновой среды, выходящей в смешанный слой. Следовательно, нелокальный противоградиентный перенос должен быть должным образом представлен в моделировании модели.
В численных моделях обычно используются несколько подходов для получения вертикальных профилей и временных изменений величин в CBL. Схема полного смешения для всего CBL, локальная схема для областей с преобладанием сдвига, нелокальная схема и схема диффузии сверху вниз и снизу вверх для смешанного слоя с преобладанием плавучести. В схеме полного перемешивания предполагается, что все величины распределены равномерно, а турбулентные потоки линейно связаны с высотой со скачком вверху. В локальной схеме турбулентный поток масштабируется локальным градиентом величины. В нелокальной схеме потоки турбулентности связаны с известными величинами в любом количестве узлов сетки в другом месте по вертикали.[6] При нисходящей и восходящей диффузии вертикальный профиль определяется диффузией с двух направлений, а турбулентные потоки в подсеточном масштабе выводятся из известных величин или их вертикальных производных в одной и той же точке сетки.
Полная схема смешивания
Полное смешивание - это простейшее представление CBL в некоторых глобальных моделях. Предполагается, что потоки в этом слое линейно уменьшаются с высотой, а средние переменные сохраняют свой вертикальный профиль на каждом временном шаге моделирования.[7] Все средние переменные равномерно распределены по всей CBL и имеют скачок в верхней части CBL. Эта простая модель долгое время использовалась в метеорологии и продолжает оставаться популярным подходом в некоторых глобальных моделях разрешения курсов.
Закрытие на месте
Местное закрытие K-теория представляет собой простую и эффективную схему турбулентного переноса с преобладанием сдвига в поверхностном слое. K-теория предполагает, что смешение тепла, водяного пара и концентрации загрязняющих веществ происходит только между соседними слоями CBL, и что величина смешения определяется коэффициентом вихревой диффузии и локальные градиенты соответствующих скаляров .[8]
Где "коэффициент диффузии вихрей" для , которая обычно берется как функция масштаба длины и локальные вертикальные градиенты . Для нейтрального состояния параметризуется с помощью Теория смешанной длины.
Если турбулентный вихрь перемещает воздушный поток вверх на величину в течение которого не происходит перемешивания или других изменений значения внутри посылки, то мы определяем к
куда константа Кармана, полученная эмпирическим путем (0,35 или 0,4).
У теории длины смешения есть свои ограничения. Теория применима только к статически нейтральному состоянию.[9] Он склоняется к статически стабильным и нестабильным условиям.
Теория длины смешения не работает, когда скорость ветра равномерно распределена, люди используют знания о турбулентной кинетической энергии (TKE), чтобы улучшить параметризацию коэффициента диффузии вихрей. для учета переноса крупных вихрей в типичном CBL. TKE дает нам меру интенсивности и эффективности турбулентности, и ее можно точно измерить.
куда - безразмерная функция устойчивости, а это ТКЕ. Диагностические уравнения, используемые для получения параметров и отличаются разными затворами ТКЕ.
Нелокальное закрытие
В областях с преобладанием плавучести K-теория не работает, поскольку она всегда дает нереалистичный нулевой поток в однородной среде. Нелокальные характеристики больших вихрей плавучести учитываются путем добавления нелокальной поправки к локальной схеме. Поток любого скаляра можно описать с помощью[10]
куда является поправкой к локальному градиенту, чтобы представить встречный перенос потока градиента[требуется разъяснение ] крупномасштабные водовороты. В стабильных условиях этот член невелик, и поэтому им пренебрегают. Однако в нестабильных условиях большая часть переноса осуществляется турбулентными вихрями с размерами порядка глубины пограничного слоя.[10] В таких случаях,
куда - соответствующий поверхностный поток для скалярной , и коэффициент пропорциональности. - масштаб скорости смешанного слоя, определяемый на основе скорости поверхностного трения и функции профиля ветра в верхней части поверхностного слоя.
Коэффициент диффузии вихрей для импульса определяется как
куда - постоянная Кармана, высота над землей, - высота пограничного слоя.
По сравнению со схемой полного смешивания нелокальная схема значительно улучшает моделирование вертикальных распределений NO.2 и O3, как было оценено в исследовании, проведенном летом с использованием измерений с самолетов. Это также снижает систематические ошибки модели на поверхности над США на 2-5 частей на миллиард для пика O3 (O3 концентрация составляет 40-60ppb) днем, как было оценено с помощью наземных наблюдений.[7]
Распространение сверху вниз и снизу вверх
В нелокальной схеме потоки увлечения величин не рассматриваются. В схемах сверху вниз и снизу вверх представлены как поверхностные потоки, так и потоки уноса. Средние скалярные потоки - это сумма двух потоков[11]
Где высота смешанного слоя. и - скалярный поток вверху и внизу CBL и масштабируется как
Где и находятся
- конвективный масштаб скорости . - безразмерный градиент для направления снизу вверх, функция . - безразмерный градиент сверху вниз. Вертикальный профиль и представлены в Wyngaard et al., 1983 [11]
Смотрите также
Рекомендации
- ^ Kaimal, J.C .; Дж. К. Вингаард; Д.А. Haugen; ИЛИ ЖЕ. Кот; Ю. Идзуми (1976). «Структура турбулентности в конвективном пограничном слое». Журнал атмосферных наук. 33 (11): 2152–2169. Bibcode:1976JAtS ... 33,2152K. Дои:10.1175 / 1520-0469 (1976) 033 <2152: tsitcb> 2.0.co; 2.
- ^ а б c d Стулл, Ролальд Б. (1988). Введение в метеорологию пограничного слоя. Kluwer Academic Publishers. п. 441.
- ^ Стулл, Ролальд Б. (1988). Введение в метеорологию пограничного слоя. Kluwer Academic Publishers. п. 451.
- ^ а б c Стулл, Ролальд Б. (1988). Введение в метеорологию пограничного слоя. Kluwer Academic Publishers. п. 452.
- ^ Стулл, Ролальд Б. (1988). Введение в метеорологию пограничного слоя. Kluwer Academic Publishers. п. 12.
- ^ Стулл, Ролальд Б. (1988). Введение в метеорологию пограничного слоя. Kluwer Academic Publishers. п. 200.
- ^ а б Линь, Цзинь-Тай; Майкл Б. Мэлрой (2010). «Воздействие перемешивания пограничного слоя на вертикальные профили загрязняющих веществ в нижней тропосфере: последствия для спутникового дистанционного зондирования». Атмосферная среда. 44 (14): 1726–1739. Bibcode:2010AtmEn..44.1726L. Дои:10.1016 / j.atmosenv.2010.02.009.
- ^ Holtslag, A.A.M .; Б.А. Бовилль (1993). «Локальная и нелокальная диффузия пограничного слоя в глобальной климатической модели». Журнал климата. 6 (10): 1825–1842. Bibcode:1993JCli .... 6.1825H. Дои:10.1175 / 1520-0442 (1993) 006 <1825: lvnbld> 2.0.co; 2.
- ^ Стулл, Ролальд Б. (1988). Введение в метеорологию пограничного слоя. Kluwer Academic Publishers. п. 208.
- ^ а б Хонг, Сон-Ю; Хуа-Лу Пан (1996). «Вертикальная диффузия нелокального пограничного слоя в модели среднесрочного прогноза». Ежемесячный обзор погоды. 124 (10): 2322–2339. Bibcode:1996MWRv..124.2322H. Дои:10.1175 / 1520-0493 (1996) 124 <2322: nblvdi> 2.0.co; 2.
- ^ а б Wyngaard, John C .; Ричард А. Брост (1983). «Сверху вниз и снизу вверх диффузия скаляра в конвективном пограничном слое». Журнал атмосферных наук. 1. 41 (1): 102–112. Bibcode:1984JAtS ... 41..102W. Дои:10.1175 / 1520-0469 (1984) 041 <0102: tdabud> 2.0.co; 2.