大氣邊界層研究進展

車軍輝， 趙平， 史茜， 楊秋彥

1 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室, 北京 100081 2 南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心， 南京 210044 3 山東省氣象服務中心， 濟南 250031 4 山東省氣象臺， 濟南 250031

0 引言

大氣邊界層通常指大氣底部直接受地球表面影響的一層，其高度約為1～1.5 km，響應時間尺度小于1小時(Stull，1988)，是地球各個圈層相互作用的關鍵區域.受地面熱力與動力影響，該層大氣運動具有明顯的湍流性質，并且湍流過程對熱量、動量和水汽的垂直輸送導致氣象要素呈現顯著的日變化，因此多尺度大氣邊界層過程在中尺度氣象模式、大氣環流模式、天氣預報模式、氣候預測模式以及大氣環境質量預報模式中都具有十分重要的作用(劉樹華等，2013).大氣邊界層高度也是判斷湍流混合、垂直擾動、對流傳輸、云帶、大氣污染物擴散以及分析大氣環境容量的主要特征量(Therry and Lacarrère，1983；Holtslag and Boville，1993；Hong and Pan，1996；Beyrich，1997；Collier et al.，2005；劉樹華等，2013)，對云、對流以及大氣污染的發展、演變有重要影響，因此數值預報模式對邊界層高度的精細參數化不夠已經成為制約天氣、氣候數值預報模式和環境質量預報模式發展的瓶頸之一(Yanai and Li，1994；Garratt，1994；Baklanov et al.，2011；劉樹華等，2013；Miao et al.，2015).同時，由于大氣邊界層是人類活動空間區域所在地，發生在大氣邊界層內的相關環境問題直接關系人類的健康與生存，因此大氣邊界層的研究長期受到國際科學界的高度重視.

較早的邊界層研究主要集中在近地層(圖1)，其中湍流理論和大氣探測技術的發展推動了大氣邊界層研究(Monin and Obukhov，1954).從20世紀70年代開始，飛機、雷達、系留氣球、衛星遙感等大氣探測技術的發展以及數值模擬技術的出現，促使大氣邊界層研究逐漸從近地層擴展至整個邊界層.大氣邊界層一般可分為對流、穩定和中性三類，它們的物理性質有著明顯的差異.Clarke等(1971)和Kaimal等(1976)分別給出了穩定和對流邊界層氣象要素的垂直分布結構；Deardorff(1972)首次開展了對中性和對流邊界層的大渦數值模擬.這些研究極大地加深了對大氣邊界層特征的認識，特別是關于大氣邊界層的區域性特征.青藏高原作為全球最大的復雜地形，其邊界層過程的獨特性吸引著國內外學者的廣泛關注(如，葉篤正等，1958；Tao and Ding，1981；Xu et al.，2002；左洪超等，2004；Li and Gao, 2007；Sun et al.，2007；呂雅瓊等，2008；陳學龍等，2010；李茂善等，2011；趙平等，2018；Zhao et al.，2019).

當前非均勻或復雜下墊面、特殊地區和氣象條件下的大氣邊界層特征已經成為國際邊界層氣象學研究的重點，而外場觀測和數值模擬已經成為研究大氣邊界層特征和形成發展機制的重要方法(張強和胡隱樵，2001；胡非等，2003).劉輝志等(2013,2018)從理論研究、觀測試驗和數值模擬等方面總結了大氣邊界層物理和大氣化學國家重點實驗室在2009—2017年期間關于“邊界層湍流結構和物質、能量交換規律”的研究成果.近年來，通過采用更精細的探空數據以及新的再分析數據，邊界層氣象學在研究大尺度空間范圍大氣邊界層高度的氣候學統計特征方面取得新進展，特別是在超過4000 m的超高大氣邊界層高度的特征及其發展機理方面突破了傳統認識，為大氣邊界層參數化發展奠定了基礎.下面我們圍繞“大氣邊界層高度及其發展機理”，就大氣邊界層高度的分析方法、時空特征，極端氣候區的特殊邊界層結構和發展機理，邊界層參數化方案等方面的主要研究進展，以及有待深入研究的問題作簡要評述.

圖1 大氣邊界層研究進展的示意圖Fig.1 Schematic diagram of the research progress in atmospheric boundary layer (ABL)

1 大氣邊界層過程機理

由大氣邊界層氣象學(Stull，1988)得知，無論在陸地或海洋之上，大氣邊界層高度的共同特征是高氣壓區的邊界層高度比低氣壓區的低，海洋上空的邊界層高度時空變化比陸地的小.大氣邊界層的結構及其演變具有顯著的日變化特征.日出后(圖2)，太陽輻射對地面加熱，近地層產生的熱通量增加使湍流混合加強，大氣邊界層高度升高，邊界層內的熱力和動力混合均勻，風速、溫度和比濕隨高度變化較小，此時稱為混合層(即對流邊界層).日落后，地面長波輻射冷卻，湍流輸送減弱，近地層形成穩定邊界層，其上層混合層從地面向上抬升，大氣湍流特性顯著減弱，但仍保持白天混合層氣象要素分布特征，與上層自由大氣明顯不同，被稱為剩余層.由于大氣邊界層頂常有逆溫層存在，它抑制湍流混合向上發展，從而形成大氣邊界層與自由大氣的界線.

圖2 陸地上高壓區的大氣邊界層結構(對“http:∥www.zhihu.com/question/21763748/answer/31231125”圖進行了修改)Fig.2 The structure of the atmospheric boundary layer in a high pressure region over land (a modification of http:∥www.zhihu.com/question/21763748/answer/31231125)

地球表面通過混合層與自由大氣層進行熱量、動量和水汽交換，混合層過程是大氣邊界層的主要過程(圖2).在此過程中，首先，地面層和大氣邊界層之間的交換在混合層中達到充分混合；其次，充分混合的邊界層空氣穿越逆溫層，進入自由大氣層，實現大氣邊界層內大氣要素與自由大氣之間的交換.此外，由于混合層頂常有強逆溫層和下沉夾卷運動，進入逆溫層的湍渦往往會下沉返回混合層，實現逆溫層和混合層的交換.

2 大氣邊界層高度的計算方法

影響大氣邊界層高度的主要因素有：地表太陽輻射熱力擾動過程、地形動力擾動過程、大氣邊界層頂夾卷熱力動力過程以及水平和垂直擴散過程等.因此，大氣邊界層高度的時空變化是非定常的，無法通過常規氣象觀測直接獲取.大氣邊界層高度總體上可以通過大氣要素廓線觀測數據和參數化或模式計算得到(Seibert et al.，2000).依據觀測方式的不同，大氣要素廓線觀測數據方法又分為直接觀測(包括無線電探空、系留氣球、邊界層鐵塔和飛機觀測等)和遙感觀測(包括聲雷達、激光雷達、多普勒天氣雷達、邊界層風廓線雷達、微波輻射計等，可通過地基、機載和星載等多種方式)兩種；各種觀測平臺的數據具有各自的優勢與不足(表1).大氣邊界層高度參數化計算方法主要有：Deardorff (1972)方法，Pielke和Mahrer(1975)方法等；大氣邊界層高度模式計算方法主要有：MYJ(Mellor Yamada Janjic)和YSU(Yonsei University)參數化方案.

表1 計算大氣邊界層高度的觀測平臺及性能(Seibert et al.，2000)Table 1 Measuring platforms and their performances for the ABL height determination (Seibert et al.，2000)

2.1 無線電探空

無線電探空是計算邊界層高度最為常用的數據源，其原理為識別探空觀測要素或相關物理量自大氣邊界層轉變為自由大氣層所具有的特征高度(Seibert et al.，2000；Seidel et al.，2010)，通常由診斷探空觀測的溫度、濕度和風速廓線得到(表2)，其中基于位溫或虛位溫廓線判斷邊界層高度最為常用.如，用位溫梯度明顯不連續的高度(即位溫梯度法)(Liu and Liang，2010；Zhang et al.，2017)、白天對流發展時的混合層頂高度(即氣塊法)(Holzworth，1964)以及高抬的逆溫層頂高度(Seidel et al.，2010)均可定義對流邊界層高度；Bradley等(1993)以近地面逆溫層頂作為穩定邊界層高度；Liu和Liang(2010)通過近地層位溫層結狀態將邊界層細分為穩定、中性和不穩定三類.此外，Richardson數(Ri)算法也常常被用來估算邊界層高度(Troen and Mahrt，1986；Vogelezang and Holtslag，1996)，這種方法是將Ri達到指定閾值所對應的最低高度定義為邊界層頂，適用于穩定和對流邊界層，該算法對探空觀測數據的垂直分辨率要求不高，適合于大量數據統計

表2 基于廓線數據的大氣邊界層高度計算方法(Seidel et al.，2010)Table 2 Calculation methods of the ABL height with vertical profile data (Seidel et al.，2010)

(Seidel et al.，2012；Guo et al.，2016).采用無線電探空數據計算邊界層高度方法的優點是垂直分辨率較高，可以識別邊界層的精細結構和類型，其不足是數據的水平和時間分辨率較低.

2.2 激光雷達

激光雷達通過觀測氣溶膠或痕量氣體也能夠診斷大氣邊界層高度，其原理是基于大氣邊界層內氣溶膠粒子的輸送特征，氣溶膠粒子濃度的垂直突變可以識別邊界層高度(Torres et al.，2013；Huang et al.，2014).與其他遙感觀測相比，激光雷達數據反映了暖氣泡自地面產生、上升至破滅的過程，可以識別大氣邊界層的對流特征，能夠更好地測量大氣邊界層高度(Coulter，1979；Seibert et al.，2000)，是探測和研究邊界層高度的一種重要手段.基于激光雷達，邱金恒等(2003)開展了對流層高度的觀測試驗，王珍珠等(2008)對北京城區大氣邊界層結構也進行了研究.

2.3 衛星遙感

通過識別衛星信號在大氣邊界層頂的突變可以確定大氣邊界層高度.例如，利用CALIPSO衛星傳感器接受的激光雷達后向散射信息，診斷氣溶膠濃度的垂直分布，從而識別大氣邊界層的垂直結構(Jordan et al.，2010；McGrath-Spangler and Denning，2012；Korhonen et al.，2014；Zhang et al.，2016).此外，利用衛星反演的大氣垂直廓線數據也可以計算邊界層高度(Fetzer and Eric，2004；Wood and Bretherton，2004；Martins et al.，2010；Karlsson et al.，2010；Guo et al.，2011；周文等，2018)，例如近年來隨著GPS掩星對低層大氣探測準確度的明顯提高，Ao等(2012)利用梯度法和GPS掩星資料分析了全球大氣邊界層的時空分布.與無線電探空相比，衛星遙感能夠獲取同時刻大尺度空間范圍的大氣邊界層信息，尤其對一些無線電探空觀測缺少的復雜地形地區(Jordan et al.，2010；Zhang et al.，2016).但是，由于衛星遙感資料在邊界層內垂直分辨率較低，因而衛星遙感資料無法應用于研究邊界層的細微結構.

2.4 模式參數化

應用模式參數化方法可計算大氣邊界層高度.典型的有MYJ(Mellor Yamada Janjic)和YSU(Yonsei University)參數化方案.在MYJ方案中，大氣邊界層高度定義為湍流動能小于臨界值0.1 m2·s-2的最低高度；在YSU方案中，定義整體Ri數小于臨界值的高度，在張碧輝等(2012)和Miao等(2017)的研究中，整體Ri的臨界值取為0.25.在不同數值模式中計算大氣邊界層高度的方法差異較大(Seibert et al.，2000).Delage(1974)、Wyngaard(1975)及Estournel和Guedalia(1990)采用湍流能量法計算穩定大氣邊界層高度，Tennekes(1970)基于相似理論計算對流邊界層高度.這些方法的優點是可以分析更大范圍的邊界層物理特征，但是其缺點是不能排除模式帶來的誤差.

3 大氣邊界層高度的時空分布特征

3.1 大氣邊界層日變化特征

各類大氣邊界層的發生頻率具有明顯的日變化特征.Seidel等(2010)指出，就全球而言，近地逆溫層(穩定邊界層)在夜間出現頻率高，熱帶地區為50%，高緯度極區為80%左右；與夜間相比，穩定邊界層白天發生的頻率顯著偏低，在中、低緯地區為15%，極地為50%左右.美國的穩定邊界層夜間出現頻率超過70%，而白天(09∶00—18∶00 LST)低于5%；與之相反，對流和中性邊界層白天峰值時刻(15∶00 LST)的發生頻率高達90%，夜間則低于30%(Liu and Liang，2010).對中國而言，14∶00 BJT對流、中性和穩定邊界層出現頻率分別為70%、26%和4%(Zhang et al.，2017).很顯然，東亞的對流邊界層在白天占據主導地位，這與美國的相似.

大氣邊界層高度的頻率分布也表現出明顯的日變化特征.圖3a給出了中國夏季一個日循環內不同時刻大氣邊界層高度的頻率分布形態(Guo et al.，2016)，可以看到：中午時刻(14∶00 BJT)邊界層充分發展，邊界層高度最高；日落后(20∶00 BJT和02∶00 BJT)邊界層由白天的對流型向夜間穩定型過渡，并伴隨著邊界層高度降低；日出后(08∶00 BJT)，邊界層則由夜間穩定型向白天對流型轉換，邊界層高度開始升高.此外，不同類型的大氣邊界層高度頻率分布形態也不相同，以美國為例(Liu and Liang，2010)，穩定、中性和對流邊界層高度出現頻率服從三種不同形態的Gamma分布(圖3b)：穩定邊界層表現為狹窄的Gamma分布，邊界層高度分布區間窄，峰值頻率(300 m)為16%；對流邊界層呈現寬廣的Gamma分布，高度分布區間寬，峰值頻率(900 m)僅為4%；中性邊界層則介于兩者之間.

3.2 大氣邊界層高度空間分布特征

由于地形和下墊面熱力性質的差異，大氣邊界層高度呈現明顯的空間變化特征.在印度西南季風爆發前，新德里地區對流邊界層高度可以達到4700 m，而在西南季風發生地的班加羅爾地區，對流邊界層高度僅900 m左右(Raman et al.，1990)，這說明在不同天氣條件下大氣邊界層高度有明顯差異.Zhang等(2017)的研究指出，雖然中國塔克拉瑪干沙漠和珠江三角洲具有相似的邊界層發生頻率，但是塔克拉瑪干沙漠的平均大氣邊界層高度明顯偏高.青藏高原地區邊界層高度通常在2000～3000 m(葉篤正和高由禧，1979；Xu et al.，2002；周明煜等，2002；Zhang et al.，2003)，高于平原地區的1000～1500 m(趙鳴和苗曼倩，1992).宋正山等(1984)用第一次青藏高原科學試驗資料得到高原西部改則邊界層高度可以達到3000 m 以上；李家倫等(2000)、劉紅燕和苗曼倩(2001)和呂雅瓊等(2008)計算的邊界層高度則較低，當雄地區為1400～1800 m，納木錯湖區的對流邊界層高度最高在1750 m左右.青藏高原地區邊界層高度在干季和雨季有明顯差異(左洪超等，2004)，那曲邊界層高度在干季為2211～4430 m，在雨季為1006～2212 m(李茂善等，2011)，冬季改則地區有超過5000 m的超高邊界層(Chen et al.，2013，2016).因此，在不同地點及天氣背景下，邊界層高度差異較大，反映了青藏高原復雜地形和下墊面狀況對邊界層結構的影響.

圖3 (a) 中國2011年1月—2015年7月夏季02時(BJT；黑線)、 08時(紅線)、14時(藍線)和20時(綠線)大氣邊界層高度的發生頻率以及每個時刻的探空樣本數(N)和邊界層高度平均值(Guo et al.，2016)； (b) 美國穩定(stable)、中性(neutral)和不穩定(unstable)三類邊界層高度的發生頻率，括號內數字為各類邊界層觀測的樣本數，平滑曲線為擬合的各類邊界層高度頻率Gamma分布曲線，(k，s)表示Gamma分布參數值(Liu and Liang，2010)Fig.3 (a) Frequency distribution of the ABL height at 02∶00 BJT (black), 08∶00 BJT (red), 14∶00 BJT (blue), and 20:00 BJT (green) during the summertime from January 2011 to July 2015 in China, in which the number of soundings (N) and the mean value at each observed time are given (Guo et al.，2016); and (b) frequency distribution of the stable boundary layer (stable), neutral boundary layer (neutral), and unstable boundary layer (unstable) heights in United States, in which the sample number is listed in the legend in parentheses, and a smooth curve is drawn for the fitting Gamma distribution with the specified values of parameters (k,s) (Liu and Liang，2010)

Seidel 等(2012)指出日落時刻美國區域大氣邊界層高度存在較大空間尺度的東西向高度梯度(圖4a)，這與太陽高度角的緯向差異有關，在晝夜過渡時段，東部地區較西部更早進入夜間而轉為穩定邊界層.在中國區域，大氣邊界層高度存在三種較大尺度的空間分布型(圖4b，c，d)，即在日出時刻的西低-東高分布，日落時刻的東低-西高分布，以及中午時刻的南低-北高分布，其中：前兩種特征與美國地區的相似(這與太陽高度角緯向差異有關)，而第三種則可能與局地的地表和水文過程有關(Guo et al.，2016；Zhang et al., 2017).由于土壤水分影響著地面感熱通量強度，因而邊界層的發展對地面濕度很敏感(McCumber and Pielke，1981；Sanchez-Mejia and Papuga，2014；Rihani et al.，2015).中國華南地區土壤濕度高，近地面感熱較低，不利于大氣邊界層發展，而中國西北地區土壤水分偏低，感熱偏大，有利于大氣邊界層發展(Liu et al.，2004；Zhang et al.，2013；Dirmeyer et al.，2014).

圖4 (a)夏季平均的美國地區00時(UTC)(Seidel et al.，2012)和中國地區(b)08時、(c)14時、(d)20時(BJT)(Guo et al.，2016)ERA-Interim再分析(彩色陰影)和實測(彩色圓點)邊界層高度的空間分布,對圖(b)—(d)進行了修改Fig.4 Spatial distributions of summer mean ABL heights from the ERA-Interim reanalysis (color shaded) and sounding observation (color dots) at (a) 00∶00 UTC in United States (Seidel et al., 2012), and at (b) 08∶00 BJT, (c) 14∶00 BJT, and (d) 20∶00 BJT in China (Guo et al., 2016)， a modification of figure (b)—(d)

4 超高對流邊界層特征及其成因分析

4.1 超高對流邊界層特征

一般認為對流邊界層高度應該低于3000 m(Garratt，1992)，但是近年來隨著各類野外觀測試驗的開展，在一些特殊的地理環境地區(如印度新德里、非洲撒哈拉沙漠、中國西北荒漠和青藏高原等地區)(表3)均發現有超過4000 m的特殊邊界層(稱為超高對流邊界層)存在，其中撒哈拉沙漠和青藏高原地區超高對流邊界層高度可以發展到5000 m以上.研究指出(張強等，2004；Marsham et al.，2008；張強和王勝，2008；Messager et al., 2010；Chen et al.，2013；楊洋等，2016)，超高對流邊界層往往出現在連續多日的烈日晴天，出現前一日的邊界層高度超過3000 m，當日早晨近地層有逆溫層，其上存在高層的近中性殘余層(高度超過2000 m)，當日白天對流發展突破逆溫層進入殘余層后對流大氣邊界層高度呈現跳躍式發展，當日午后以干對流運動為主的混合運動使得邊界層內位溫均勻分布，邊界層高度超過4000 m(圖5).

圖5 青藏高原改則站2008年2月25日不同時刻(a)溫度、(b)位溫、(c)風速、(d)比濕廓線，廓線采樣時間分別為01時(BJT；黑線)、07時(紅線)、13時(藍線)和19時(紫線)，各顏色水平虛線表示相應時刻的對流邊界層頂，各顏色水平實線表示相應時刻的對流層頂，SL、RL、ML分別表示穩定層、殘余層和混合層(Chen et al.，2013)Fig.5 Profiles of (a) temperature, (b) potential temperature, (c) wind speed, (d) water vapor content at Gaize station of the Tibetan Plateau on 25 Feb 2008. Profiles were recorded at 01∶00 BJT (dark line), 07∶00 BJT (red line), 13∶00 BJT (blue line), and 19∶00 BJT (magenta line). The horizontal dashed lines are for the tops of the convective boundary layer and horizontal solid lines are for the positions of the tropopause. The stable layer (SL), residual layer (RL), and mixed layer (ML) are also marked (Chen et al.，2013)

表3 基于探空數據計算的超高對流邊界層高度Table 3 Radiosonde-retrieved heights of super deep convective boundary layer

4.2 超高對流邊界層發展成因

地表感熱加熱是影響超高對流邊界層發展的重要因子(張強和王勝，2008； Zhang et al.，2011).在中國西北干旱區，超高對流邊界層高度與地面同時次感熱通量的相關系數為0.03，而與地面累積感熱通量的相關系數高達0.78(圖6)，這表明超高對流邊界層的發展主要受白天感熱通量的累積效應影響(張強等，2019).但是，一些學者研究指出在日際時間尺度上日累積地表感熱通量與對流邊界層日極大高度的相關系數則沒有想象的那樣高(Cuesta et al.，2008；張強等，2019).楊洋等(2016)認為地面感熱通量能解釋30%左右的超高對流邊界層發展的總能量；張強等(2019)的計算表明，感熱通量能量占西北干旱區(最高大氣邊界層高度為4170 m)發展所需總能量的40.0%.因此，在超高對流邊界層發展過程中地表感熱加熱并非唯一能量來源.

圖6 對流邊界層厚度與實時感熱通量(a)和累積感熱通量(b)的關系(張強等，2019)Fig.6 Relationship between the convective boundary layer thickness and the real-time (a) and cumulative sensible heat fluxes (b)(Zhang et al.，2019)

殘余層能量的夾卷效應是影響超高對流邊界層發展的另一個重要因子.研究指出，對流邊界層上方覆蓋大氣的層結狀況會影響邊界層頂附近湍流夾卷速度，進而影響邊界層高度的發展(Freire and Dias，2013；Blay-Carreras et al.，2014；Reen et al.，2014).使用邊界層單柱發展模式的邊界層模擬結果顯示，邊界層上空大氣層結狀態對超高對流邊界層發展影響最大(Chen et al.，2016).在超高對流邊界層出現之前，當地中低層大氣存在近中性的殘余層，邊界層與殘余層耦合會呈現跳躍式發展，而在沒有近中性殘余層出現時，即便地表感熱通量較大，當天最大對流邊界層高度也偏低(Parker et al.，2005；Zhang et al.，2011；Han et al.，2012；趙采玲等，2016).張強等(2019)進一步給出了殘余層夾卷能量的定量計算(圖7)，如圖所示，殘余層的存在使得殘余層的近中性位溫廓線代替了無殘余層時的理想逆位溫廓線(AB線段)，殘余層夾卷的總能量等于兩條位溫廓線間的斜線區面積.因此，在超高對流邊界層發展的能量機制中必須考慮殘余層的夾卷能量效應.

圖7 殘余層夾卷能量計算方法的示意圖，線段AB表示無殘余層時的理想逆位溫廓線(張強等，2019)Fig.7 Schematic diagram of calculation method for entrainment energy in residual layer. The AB line represents the ideal inverted potential temperature profile without residual layer (Zhang et al.，2019)

通過熱力學數值模型可以揭示地表感熱加熱和浮力夾卷等熱力過程在超高對流邊界層發展中的作用.趙建華等(2011)針對西北干旱區一次夏季超高對流邊界層發展的研究表明，感熱對超高對流邊界層高度極大值的貢獻率為63.4%，而浮力夾卷為18.1%，兩者累積貢獻超過80%(圖8)，是驅動西北干旱區超高對流邊界層發展的主要因子.張強等(2019)概括了西北干旱區對流邊界層與殘余層之間的正反饋循環增長形成超高對流邊界層的物理過程.在超高對流邊界層形成的持續晴空期內，殘余層儲存前一天對流邊界層能量，成為當天對流邊界層發展的重要能量來源，因而殘余層的厚度由前一天對流邊界層厚度所決定，并且還影響著當日對流邊界層高度的增長，邊界層與殘余層間通過正反饋機制而循環增長，最終形成超高邊界層；強烈的地表感熱加熱作用則是對流邊界層與殘余層之間正反饋循環增長機制的關鍵因素.

圖8 2006年6月28日西北干旱區(a)感熱、潛熱日變化，(b)浮力夾卷熱通量日變化，(c)熱力數值模型模擬的對流邊界層高度日變化，(d)浮力夾卷引入后熱力數值模型模擬的對流邊界層高度日變化(趙建華等，2011)Fig.8 Diurnal variations of (a) sensible and latent heat fluxes, (b) buoyancy entrainment, and convective boundary layer height simulated by the thermal numerical model (c) without and (d) with the buoyancy entrainment in the drought region of northwestern China on 28 June 2006 (Zhao et al.，2011)

5 大氣邊界層參數化方案

鑒于大氣邊界層在天氣和氣候系統中的重要作用，一個成熟的數值模式必須考慮合理的邊界層過程描述方案.通常數值模式通過雷諾平均的方法刻畫邊界層過程，而湍流通量項的出現造成預報方程組無法閉合，因此對于湍流通量項的有效閉合成為邊界層參數化方案需要解決的首要問題.此外，由于大氣邊界層發展受下墊面湍流輸送、邊界層頂夾卷以及層積云長波輻射冷卻等物理過程影響，因而這些物理過程的描述是邊界層參數化方案需要解決的另一關鍵問題.

為了解決垂直湍流通量項的閉合問題，一階閉合方案基于K理論將湍流通量表達為湍流輸送系數與網格物理量梯度的乘積.早期K方案的湍流輸送系數K與湍流混合長有關(Louis，1979)，之后的K方案預先給定湍流輸送系數K的垂直廓線形式(Troen and Mahrt，1986；Holtslag and Boville，1993).為了便于在中尺度數值模式的邊界層方案中刻畫湍流通量和其他高階矩量，高階湍流閉合技術得以發展，如Rotta(1951)提出了2階閉合方案，Yamada和Mellor(1975)通過將湍流動能引入湍流輸送系數計算，建立了1.5階K閉合方案，該方案在閉合方程不太復雜的條件下兼顧了對高階矩的要求，應用比較廣泛.然而，由于對流邊界層內的湍流輸送具有很強的非局地性特征，大尺度湍渦可以引起非局地輸送，在對流邊界層的中上部會出現逆梯度輸送的情況.K方案是局地閉合理論，湍流輸送僅與局地垂直梯度有關，未能考慮對大氣邊界層發展有重要影響的逆梯度輸送以及邊界層頂夾卷等過程(Wyngaard and Brost，1984；Holtslag and Moeng，1991)，使得計算的邊界層高度系統性偏低和水汽在低層堆積，從而造成模式模擬大氣邊界層低層比實況的濕冷(圖9a，b).

圖9 模擬的波多黎各圣胡安(San Juan, Puerto Rico；18.3°N, 66°W)7月平均(a)溫度、(b)比濕、(c)湍流輸送系數、(d)比濕通量和(e)比濕傾向廓線.虛線表示局地邊界層方案(Local)模擬結果，實線為非局地邊界層方案(Nonlocal)模擬結果.(a)和(b)給出了探空觀測結果(帶點水平桿)(Holtslag and Boville，1993)Fig.9 The simulated profiles of July mean temperature (a), specific humidity (b), turbulence transfer coefficient (c), specific humidity flux (d), and specific humidity tendency (e) in a grid point near San Juan, Puerto Rico (18.3°N, 66°W). Solid lines are for the local diffusion scheme, and dashed lines are for the nonlocal diffusion scheme. In (a) and (b) radiosonde observational results are also given (dots with horizontal bars) (Holtslag and Boville，1993)

為了彌補K方案對負梯度輸送等過程的缺陷，Deardorff(1972b)、Holtslag和Boville(1993)發展了非局地模型，其做法是通過在K理論公式中加入逆梯度項的方式增強湍流垂直輸送(圖9c，d，e).Pleim(2007)采用直接混合的方法來描述對流邊界層的非局地特性；Siebesma等(2007)借鑒淺對流方案中的質量通量方案(Siebesma and Cuijpers，1995)，將局地的K理論與非局地的質量通量結合起來.此外，針對對流邊界層頂的夾卷過程，更多的大氣邊界層方案將夾卷通量轉化為對應的湍流輸送系數，或者在計算湍流通量時直接顯式地引入夾卷通量(Noh et al.，2003；Hong et al.，2006).

然而，非局地大氣邊界層方案未能考慮層積云頂輻射冷卻過程的影響，使非局地模式在有云覆蓋情況下湍流垂直輸送偏弱，容易產生虛假邊界層低云現象.為了解決上述問題，邊界層方案可以通過兩種方式增加層積云覆蓋邊界層的云頂輻射冷卻過程：一種是在1階閉合框架下采用雙K廓線法，即在原有給定的K廓線外，增加由云頂輻射冷卻作為湍流動力來源的湍流混合廓線(Lock et al.，2000；Sun et al.，2016)；另一種則是在2階和更高階的閉合框架下，將云頂輻射冷卻產生的浮力項通過隱式表達的方式寫入湍流動能收支方程(Bretherton et al.，2009；Konor et al.，2009).Sun等(2005)將Mellor/Yamada的湍流2階閉合方案與中尺度模式MM5(The fifth-generation mesoscale model)耦合，模擬了華南地區的一次暴雨過程.他們指出：與MM5中原有的1.5階邊界層方案相比，2階閉合方案能夠比較好地再現大氣邊界層中較短時間尺度的風速脈動，從而更好地模擬低渦、低空急流特征及降水分布.

6 結語

影響大氣邊界層高度的物理過程十分復雜，是大氣邊界層研究的重要內容之一.本文回顧了大氣邊界層高度的計算方法、大氣邊界層的時空分布特征、大氣邊界層發展成因以及大氣邊界層參數化方案和大氣邊界層模式等方面的主要研究進展，從多角度給出了大氣邊界層高度的診斷識別方法，揭示了混合對流、中性和穩定大氣邊界層形成機理及結構特征，下墊面狀況引起的大氣邊界層高度的空間差異性，特別是解釋了地面感熱和混合層頂夾卷對超高大氣邊界層形成的機理，分析了大氣邊界層參數化方案關于湍流輸送、夾卷和層積云輻射冷卻等重要過程的描述缺陷以及對模式預報結果造成的影響.