切变对流和热力对流的大涡模拟实验

切变对流和热力对流的大涡模拟实验大气边界层通常是指大气的最低部分受地面影响的一层，平均厚度约为地面以上1km范围1。大气边界层内空气的运动的根本特点是湍流。人们对湍流的研究已有近百年的历史，1839年，G.汉根在实验中首次观察到由层流到湍流的转变。1883年，O.雷诺又在圆管水流实验中找出了层流过渡到湍流的条件。在理论研究方面，1895年雷诺曾把瞬时风速分解为平均风速和叠加在上面的湍流脉动速度两部分，得到湍流运动方程组(雷诺方程)，提出湍流粘性力（雷诺应力）的概念。1925年，L.普朗特在此基础上提出了混合长度的概念，得出边界层内风速随高度变化的规律，即在对数坐标中风速随高度增加而呈线性增长2。在大气边界层中，此结果被许多实验所证实。1915年，G.I.泰勒提出了研究大气湍流微结构的统计理论。1920年，L.F.理查孙研究了大气温度分布对湍流的影响，研究结果表明温度的铅直分布对大气湍流的影响，取决于大气静力稳定度。一般可用理查孙数(R)判别稳定度对湍流的作用。1941年，A.H.科尔莫戈罗夫又提出了局地各向同性理论，以上这些理论，合理地解释了湍流中的微结构。当地表受热形成热泡或气流受到障碍物的阻挡发生扰流都能形成边界层湍流，当这种湍流进一步发展，就会形成对流。一般把边界层对流分成两种形式：切变对流和热力对流。边界层中切变对流其实主要与风切变有关，而风切变是气流的运动速度大小和方向突然发生变化，它可以出现在垂直方向上和水平方向上。近年来，边界层切变对流的研究受到越来越多的重视，例如受风切变影响较大的边界层顶夹卷过程是接影响对流边界层的发展, 并且对对流边界层与自由大气之间物质和能量交换有重要作用。Hoxit L R.的 研究表明,夹卷过程能够显著影响着边界层中的风廓线和湿度垂直分布, 对于数值天气预报模式和空气污染模式也是非常重要的一个过程3-5。以往对夹卷层的研究主要针对纯浮力驱动的对流边界层,对夹卷过程的参数化相对比较简单。 然而, 实际的对流边界层在大多数情况下是有水平风速的, 当风速比较大的时候切变产生的湍流就不能被忽视, 对流边界层顶部的切变往往比较大, 并且对夹卷过程有显著影响 。风切变除了影响边界层顶的夹卷过程外，它对边界层对流的强度和边界层对流发展的形式都有较大的影响6。 热力对流是指在地表接受太太阳辐射,由于下垫面受热不均匀,使得近下垫面的空气温度在水平方向上分布不均一,而产生较暖空气上升,较冷空气下降的运动,称为热力对流,简称热对流。热力对流的产生的条件是下垫面局部剧烈增温使近地层部分空气块温度高于周围空气, 这部分空气就会获得一个垂直向上的速度,形成了热力对流发生的冲击力。研究工作者对边界层热力对流也做了大量研究。殷雷等7运用大涡模拟方法研究了地表非均匀加热对边界层湍流特征的影响，通过对比非均匀加热算例与均匀加热算例的模拟结果，得出地表非均匀加热使混合层中的湍流特征发生了明显变化。混合层中的湍流温度方差因地表的非均匀加热而增大，非均匀尺度越大，温度方差的增幅也越大，但这种效应会随着边界层的发展而减弱以致消失。黄倩等8利用英国气象局高分辨率的边界层数值模式BLASIUS ，分析了在不同天气条件下山区上空的垂直速度场分布和对流特征以及地形对热力对流活动的影响。 当然，尽管切变对流（风切变）和热力对流（浮力）的本质都是湍流运动，但是产生湍流的机制是不同的，因此它们生成的湍流结构和强度也可能不同，本文主要以敦煌干旱区为研究区域，进一步深入分析只有风切变作用和只有浮力作用下对流边界层物理量(位温、垂直速度和示踪物，以及方差)水平和垂直分布的特征，研究边界层切变对流和热力对流的差异。本文利用“西北干旱区陆-气相互作用野外观测试验”观测期间2000年6月3日敦煌站的探空廓线资料，以及6月3日敦煌双墩子戈壁站的地表热通量观测资料，采用大涡模拟的方法研究边界层切变对流和热力对流的结构和演变特点，对比不同机理产生的边界层对流的强度及形式的差别，通过分析位温随高度变化、垂直速度的垂直分布、被动示踪物的垂直传输等，进一步了解边界层切变对流和热力对流的的差异。本论文设计了三个试验，即标准试验、切变对流试验和热力对流试验，其中标准试验是指同时受到风切变和浮力影响的试验，切变对流试验是指 只受到风切变影响的试验，浮力对流试验是指只受到浮力影响的试验。模拟结果与分析3.1 位温的演变特征图1是不同试验模拟的不同时次的位温廓线。图1（a）可以看出，只有风切变作用下的试验模拟的位温较低，混合层的平均位温约为302K，只有浮力作用的试验模拟的混合层平均位温增大到308K，而浮力和风切变共同作用下的试验模拟的混合层位温可以达到约309K。而且从图1（a）中可知，只有风切变作用时，边界层高度较低，只有200m左右，而只有浮力作用时，下的边界层高度较高，可以达到500m左右。随着时间的推移,边界层对流向上发展，地表热量向上输送加热边界层大气，混合层位温不断增加。从图1还可以看出，在只有风切变作用时，边界层位温随时间的变化幅度较小，位温仅仅升高约3K，而在只有浮力作用和浮力和风切变共同影响时，混合层位温变化幅度较大,而且两者升高的基本相同，约为8K。从图1（a）中还可以观察到，只有风切变作用时间，边界层厚度较低，约为200m，而浮力试验模拟的边界层厚度可以达到约500m，浮力和风切变共同作用下的边界层的厚度只是略低于浮力单独作用下的边界层厚度。而随着时间的推移 ，在只有风切变作用下的边界层厚度，在11：00至13:00变化不大，却在14:00时边界层厚度明显减小，这有可能是较弱的边界层对流导致的。而在只有浮力单独作用下的边界层厚度随着时间的推移变化最明显，不断的变厚，到14:00时达到最大，约为1000m。浮力和风切变共同作用下的边界层厚度随着时间的推移变化也比较变化明显，在不断的增大。而且从四幅图中我们还可以观察到，风切变和浮力共同作用下的混合运动更容易打通逆温层而与残留层混合成一层大气9 。 通过上述分析得到，只有浮力驱动的对流边界层厚度比只有风切变驱动的对流边界层厚度和风切变和浮力共同驱动的对流边界层厚度大，随着时间的推移，只有浮力作用下的试验模拟的混合层平均位温与风切变和浮力共同作用的试验模拟的混合层平均位温的升温要比只有风切变作用下的试验模拟的混合层平均位温升温快。图1 不同试验模拟的位温随高度的变化曲线，其中（a）、（b）、（c）和（d）分别表示11：00、12:00、13:00和14:00的模拟结果，蓝色、红色和黑色线分表表示切变对流试验、标准试验和热力对流试验结果。3.2垂直速度的垂直分布特征 图2是不同试验模拟的不同时次的垂直速度的垂直分布特征。从图2（a）、（c）、（e）可以看出，在同一时刻（11:00），在只有风切变作用下，只有浮力作用下和浮力和风切变共同作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布是不同的。在只有风切变驱动的边界层，热泡在垂直方向发展的高度比较高，最大可以达到500m。而且与浮力和风切变共同驱动下的试验模拟的热泡相比，前者的分布更加均匀对称。同时从图2（a）、(c)可以看出，在只有风切变作用下的试验模拟的垂直速度与浮力和风切变共同作用下的试验模拟的热泡都发生了倾斜，而只有浮力作用下的试验模拟的热泡垂直向上发展，对流热泡的倾斜可能与风切变有关，因为风切变主要产生的是水平方向的湍流，说明风切变能够影响热泡水平方向的变化，从而影响热泡的倾斜程度。而由图2（e）、（f）和图3（e）、（f）可知，随着时间的发展，热泡的高度虽然发生了变化，但它始终没有发生倾斜，因此进一步说明热泡的倾斜与风切变有关。图2 不同试验模拟的y-z方向的垂直速度的垂直剖面图。（a）、（b）代表切变对流试验的结果；（c）、（d）代表标准试验的结果；（e）、（f）代表热力对流试验的结果;（a）、（c）、（e）是11:00的模拟结果，（b）、（d）、（f）是12:00的模拟结果由图2（a）、（b）和图3（a）、（b）可知，在只有风切变作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布中的热泡随着时间的发展，热泡的高度和分布都发生了很大的变化。图2（a）中边界层对流高度约500 m，而随着时间的推移，在只有风切变的作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布中，边界层的对流高度在不断的增高，在13:00时边界层对流高度达到最大，约为1000 m，在14:00时边界层的对流高度又在减小，这有可能是较弱的边界层对流导致的。由图2（c）、（d）和图3（c）、（d）可知，在浮力和风切变共同作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布中，边界层对流高度在11:00、12:00、13:00时，前后变化不大，但在14：00时边界层高度迅速增大，约为1000 m，这可能是由于浮力的增大导致的。由图2（e）、（f）和图3（e）、（f）可知，在只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布中，边界层对流高度随着时间的推移在不断的增大，在14:00时达到最大，而且随着时间的推移，热泡都是垂直向上发展，没有发生倾斜。图3 不同试验模拟的y-z方向的垂直速度的垂直剖面图。（a）、（b）代表切变对流试验的结果；（c）、（d）代表标准试验的结果；（e）、（f）代表热力对流试验的结果;（a）、（c）、（e）是13:00的模拟结果，（b）、（d）、（f）是14:00的模拟结果 通过上述分析可以知道，只有在风切变作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布中，上升气流和下沉气流排列的比较规则，而只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度的垂直分布中的热泡在垂直方向向上发展时没有发生倾斜。3.3 示踪物的垂直传输由图4可以知道，不同条件下的对流的作用下，示踪物传输的高度是不同的。从图4（a）、（b）和图5（a）、（b）可知，只在风切变作用驱动下的试验模拟的示踪物传输高度在11:00时的高度是400 m左右，随着时间的推移，示踪物传输的高度在不断的上升，但是变化的幅度非常小，在14:00时示踪物传输的高度达到最大，约为600 m。而在风切变和浮力共同驱动作用下的试验模拟的示踪物高度与只在风切变作用驱动下的示踪物高度有明显的不同，从图4（c）、（d）和图5（c）、（d）可知，在风切变和浮力共同驱动作用下的试验模拟的示踪物高度在11:00时比只在风切变驱动作用下的试验模拟的示踪物传输高度高100 m左右，约为500 m，随着时间的推移，失踪物的传输高度在不断的上升，在12:00时，示踪物的高度与11:00时相比，变化不是很明显，在13:00时示踪物的传输高度明显增大，达到约700 m，而在14:00时，示踪物的传输高度明显上升，图4 不同试验模拟的y-z方向的示踪物传输高度的垂直剖面图。（a）、（b）代表切变对流试验的结果；（c）、（d）代表标准试验的结果；（e）、（f）代表热力对流试验的结果;（a）、（c）、（e）是11:00的模拟结果，（b）、（d）、（f）是12:00的模拟结果 而且变化特别大，高度达到约1000 m左右，有的地方示踪物传输高度甚至达到1500 m，比只在风切变作用下的试验模拟的示踪物传输高度明显要高。而在只有浮力作用下的试验模拟的示踪物传输高度与在风切变和浮力共同驱动下的试验模拟的示踪物的传输高度基本相同，只是在14:00时有一定的差异。由上所述，可以知道，只有浮力作用下的试验模拟的示踪物传输高度明显要比只有风切变作用下的试验模拟的示踪物传输高度要高。 通过上述分析我们可以知道，随着时间的变化，地表热通量在不断的增大，而增大地表热通量主要是增强了边界层对流的强度,也就是增大了上冲热泡的能量,从而使示踪物随着强的上升气流被传输到较高的高度，这个现象我们可以从图4（c）、（d）和图5（c）、（d）观察到。图5 不同试验模拟的y-z方向的示踪物传输高度的垂直剖面图。（a）、（b）代表切变对流试验的结果；（c）、（d）代表标准试验的结果；（e）、（f）代表热力对流试验的结果;（a）、（c）、（e）是13:00的模拟结果，（b）、（d）、（f）是14:00的模拟结果3.4 风速及位温方差分析从图6（c）、（e）可知，风切变和浮力共同作用下的试验模拟的水平速度方差与只有浮力作用下的试验模拟的水平速度方差在近地面有最大值，约为2 m/s，而且都随着高度的增加而递减，不同的是，图6（c）所代表的风切变和浮力共同作用下的试验模拟的水平速度方差在200m到450m左右，高度变化较小；而450m到600m，水平速度方差随高度递减明显增大；在600m以上，水平速度方差随高度的增加而递减，但变化较小；在1000m左右时，水平速度方差减小到0m/s。而图6（e）所代表的只有浮力作用下的试验模拟的水平速度方差在300m到500m左右，水平速度方差随高度变化较小；在500m以上，递减的幅度明显增大，在700m作用，水平速度方差减小到0m/s。图6（a）是只有风切变作用下的试验模拟的水平速度方差，它在近地面的水平速度方差值约为1.8m/s，从近地面到300m左右，水平速度方差是递减的，而300m到500m左右水平速度方差又是递增的，当增大到约为2.4m/s左右时，又开始随高度递减，当水平速度方差递减到1.7m/s左右时，水平速度方差又随着高度递增，在4000m左右，水平速度方差达到最大（约为6.2m/s），然后又随着高度递减，在6000m左右图6 试验（a)、(c)、(e）和（b）、（d）、（f）分别模拟和随高度的变化的廓线;（a）、（b）代表切变对流试验的结果；（c）、（d）代表标准试验的结果；（e）、（f）代表热力对流试验的结果时，水平速度方差减小到0m/s。比较图6（a）、（b）和图7(a)可知，它们在1000m以上图形基本相同，主要区别在1000m以下，从图上可观察到，图6（a）、（b）它们的水平速度方差相同，约为1.8m/s，而图6（c）的垂直速度方差比较小，约为0.5m/s左右。因此我们可以知道，风切变更有利于水平方向湍流的产生10。从图6（d）和图6（f）可观察到，它们在近地面的水平速度方差明显不同，而它们的区别在于图6（d）比图6（f）多了切变对流的作用，因此图6（d）的近地面的水平速度方差大于图6（f）的。而且它们在200m到400m的廓线也明显不同，图6（d）的水平速度方差随高度是递增的，而图6（f）的水平速度方差随高度是递减的，造成这个的主要原因就是因为切变对流的作用，可以观察到图7 试验（a)、(c)、(e）和（b）、（d）、（f）分别模拟和随高度的变化的廓线；（a）、（b）代表切变对流试验的结果；（c）、（d）代表标准试验的结果；（e）、（f）代表热力对流试验的结果在图6（b）200m到400m的水平速度方差廓线也是递增的。由图7（a）、（c）、（e）可观察到，在不同条件下，垂直速度方差明显不同，特别是只有风切变作用下的试验模拟的垂直速度方差廓线与只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度廓线。只在风切变作用下的试验模拟的垂直速度方差随高度的变化是，先递减，在递增，最后又递减，直到减为0m/s。而只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度方差随高度的变化是，先递增，然后递减，直到减为0m/s。观察图7（c）、（e）可知，它们的垂直速度方差基本相同，只是在200m左右出现的峰值大小各不同，明显只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度方差大，造成这个的主要原因还是因为风切变的作用。从图7（a）可以知道在200m以下，只有风切变作用下的试验模拟的垂直速度方差廓线是递减的，而只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度方差廓线是递增的，因此在风切变和浮力共同作用下的试验模拟的垂直速度方差廓线在200m左右出现的峰值要比只有浮力作用下的试验模拟的垂直速度方差廓线在200m左右的峰值要小。从图7（b）、（d）、（f）的位温方差廓线可以看出，位温方差的垂直分布是：位温方差随着高度的增加而减小,在边界层中部达到最小值,之后又随着高度的增加而增大,在夹卷层出现极大值后又随高度减小。近地面位温方差的值较大是由于地表热通量向上输送,热泡与周围相对较冷的空气的温度差异造成的,到边界层中部,由于较强的瑞流混合,使位温方差有最小值,而夹卷层中位温方差的增大与这一层中平均位温梯度的变化密切相关。因此我们明显可以看到，只有风切变作用下的试验模拟的位温方差在近地面的值小于只有浮力作用下的试验模拟的和风切变和浮力共同作用下的试验模拟的位温方差在近地面的值。而且我们还可以观察到在高度500m左右，只在风切变作用下的位温方差峰值远大于其余条件下的位温峰值。结论本研究利用大涡模拟的方法研究边界层切变对流和热力对流的结构和演变特点，对比不同机理产生的边界层对流的强度及形式的差别，通过分析位温随高度变化、垂直速度的垂直分布、被动示踪物的垂直传输等，进一步了解边界层切变对流和热力对流的的差异。模拟和诊断分析表明：（1） 只有浮力驱动下的试验模拟的