大气边界层

维基百科,自由的百科全书
跳到导航 跳到搜索
影片描绘的是一个月内洛杉矶盆地英语Los Angeles basin上空大气边界层和风的运动。大气边界层的高度主要受对流影响,和地表温度的快速变化(例如日出日落)相关。灰色的“毯子”代表大气边界层的垂直运动,彩色箭头代表不同海拔高度的风速和风向。

气象学中,大气边界层(英语:atmospheric boundary layer, ABL),也称为行星边界层(英语:planetary boundary layer, PBL或peplosphere),是大气层中最接近行星表面英语Planetary surface的部分(边界层),大约占对流层的10%-20%。[1]:375由于地表摩擦力,大气边界层中存在湍流,垂直混合强烈,风速温度湿度等物理量快速波动。[2]大气边界层之上的部分称“自由大气”,[3]其风速风向近似是行星自转引起的,即地转风(平行于等压线)。[4]

形成原因[编辑]

大气边界层的形成主要是因为地表摩擦力的存在。一方面,近表面的空气分子受摩擦而减慢速度,类似静止,这些分子和流动的分子之间不断交换,总效果是减慢了空气流动。另一方面,更重要的是,在地表附近,空气会形成一系列不规则漩涡,变为湍流,从而对空气流动带来巨大阻力[2]

边界层湍流[编辑]

湍流是和层流相对的概念。在层流情况下,流体流动的速度和方向相似;但在湍流情况下,不同层之间存在尺度不同的涡旋,且湍流往往具有较强的不稳定性,能使不同层的流体之间互相混合。湍流的存在是大气边界层的重要特征。[1]:375边界层中的湍流尺度一般较小,在200m左右,表面层英语surface layer湍流尺度则更小,在20m左右。[1]:376

产生原因[编辑]

卡门涡街示意图
  • 风切变。地面摩擦力对大气运动产生明显影响,因此地面风速相对较小,有时风向也会改变,统称为风切变。
    • 卡门涡街:当大气流动经过小岛等阻流体时,会在其下游产生一系列的交错排列的涡旋。
  • 垂直对流。白天地面热空气上升,冷空气下降,产生热力原因的垂直对流。
  • 湍流级联英语Energy cascade。在大涡旋的边缘,由于大气的惯性,会产生较小的涡旋。[1]:376

湍流动能[编辑]

大尺度的湍流动能一般较高,小尺度的湍流动能较低,不过当尺度>2km后则相反。[1]:377相比高层大气,湍流在地表附近时一般更强且尺度更小。湍流动能会持续性地耗散,逐渐变小,最终转化为大气的内能。湍流能够持续,其主要能量来源是太阳辐射[1]:378

风速和风向[编辑]

通常情况下,由于空气动力学阻力,在距离地球表面仅几百米的地方(行星边界层的表面层),存在着一个风梯度。由于不滑移条件英语No-slip condition风速从零[5]开始随离地高度的增加而增大[6]

近地表风速的减小量是表面粗糙程度的函数,因此具不同地貌特征的地区,风速廓线英语log wind profile也不同。[6]粗糙、不规则的地表和地面上的人造建筑可使风速相对于地转风减小40%到50%;[7][8]对于开放水域或冰面,则可能只减少20%到30%。[9][10]这些因素会在选择风力发电机的建造位置时被考虑。[11][12]

在工程学上,人们常常用简单剪切英语simple shear来建模风梯度:假定风速垂直廓线按幂函数变化,并具有常数指数;假定存在一“梯度高度”,在此高度以上地表摩擦对风速影响很小,从而风速为常数,该风速称为“梯度风速”。[8][13][14]例如,对于大城市,预测的梯度高度的典型值是457 m,对于城市郊区来说是366 m,对于空旷地区来说是274 m,对于开放海域来说是213 m。[15]不过,这种近似尽管方便,却并无理论依据。[16]当温度廓线是绝热过程所导致,风速应该与高度成对数关系。[17]1961年在空旷地区进行的一次测量表明,对数拟合在100 m以下(表面层内)吻合良好,且平均风速在1000米高度以上接近恒定。[18]

近地表的障碍物除了降低风速以外,还会向风速引入与其方向垂直的随机的竖直和水平速度分量,使得其风向也与地转风不同。[19]从近地表到高空,风向从紊乱变为均匀,其变化幅度也与地表粗糙程度有关,在开放水域,风向与等压线的夹角约为10°,丘陵地域30°,在陆地当风速非常低时则可达40°-50°。[10]

高度[编辑]

正如纳维-斯托克斯方程所揭示,大气边界层中的湍流在地表附近的表面层中产生。该层具有最大风速梯度,约占边界层总高度的5%-10%。[1]:383在表面层之上,湍流逐渐消散,因为湍流动能因摩擦而损失,也有些动能被转化为势能[1]:380一些数值模型利用湍流动能产生速率与其耗散速率之间的平衡来计算边界层的高度。[20]

边界层高度差异很大。在陆地,边界层高度存在昼夜变化,白天边界层高度较高,在海洋则无显著昼夜变化。边界层高度也存在地域变化,一般在1~3 km,但有时也可从几十米到4 km或更多[1]:375,在青藏高原甚至达到5 km或更多。[21]这一变化的原因之一是地面潮湿程度,边界层在植被覆盖的潮湿区域较低,在干燥的地方较高。例如在洋面上边界层高度较低,这是由于水汽的竖直混合使得表面加热效果几乎不存在。[22]边界层高度还存在季节性变化,风暴、地形、城乡等因素也均能影响边界层的高度及形态。[1]:404[22]

演化[编辑]

结构[编辑]

白天,由于地球表面升温迅速,使得大气不稳定度增加。这种不稳定度的增加使得湍流也变得更为强烈,混合也较均匀,位温近似相同,形成混合层(英语:mixed layer)。而上升气流到边界层顶端后来回震荡,形成夹卷层(英语:entrainment zone)。夹卷层混有自由大气。[1]:398-399夜晚则地面冷却较快,近地表温度梯度增加,大气不稳定性英语Atmospheric instability也下降,[23]于是在近地面形成非常稳定的贴地逆温层,称为稳定边界层(英语:stable boundary layer),在高空则形成逆温层(英语:capping inversion)。不过白天的混合层仍有残留,称为残余层(英语:residual layer)。[1]:398-399

廓线[编辑]

昼夜边界层的温度和风速竖直廓线也有所不同。白天,地表升温较快,因而在表面层内温度随高度升高迅速下降,在混合层内稳定下降(位温近似统一),在夹卷层内升高;夜晚,地表降温也较快,因而在稳定边界层底部温度随高度升高迅速升高,在残余层则与白天混合层类似,在逆温层与白天夹卷层类似。风速则昼夜均是地面附近较小,高空较高,惟白天存在夹卷层,在此层风速趋势相反。随着高度增加,相对湿度也迅速下降。[1]:392-395

意义[编辑]

大气边界层中的湍流导致了非常强的能量和物质交换。由于地面的摩擦作用,大量大气动能在边界层内耗散掉,动能的耗散对大尺度风系统起着刹车的作用。[24]由于强混合作用几乎只存在于边界层内,大气边界层还是许多痕量气体气溶胶大气污染物的汇。[25]由于污染物基本存在于边界层内,污染物量相同情况下,边界层高度越低,近地污染物浓度越高。在没有逆温且对流足够强大之时,尤其是在夏季雷雨天气,雷暴会清除污染物,将其带到远在边界层以上的地方。[22]大气边界层的状态还能够影响土壤侵蚀作用。[26]经受热抬升到抬升凝结高度英语lifted condensation level而形成的边界层云的形态能够影响天气和气候,有些海洋区域大多数时候被其覆盖。[1]:401-402边界层云还起到对阳光的散射作用,这有利于生物圈中的光合作用,使之速率增加。[22]

参考资料[编辑]

  1. ^ 1.00 1.01 1.02 1.03 1.04 1.05 1.06 1.07 1.08 1.09 1.10 1.11 1.12 1.13 Wallace, John; Hobbs, Peter. Atmospheric Science. Academic Press. 2006. ISBN 978-0-12-732951-2 (英语). 
  2. ^ 2.0 2.1 Ahrens, C. Donald. Meteorology today : an introduction to weather, climate, and the environment Twelfth edition. Boston, MA. ISBN 978-1-337-61666-9. OCLC 1021858090. 
  3. ^ Free atmosphere - AMS Glossary. American Meteorological Society. [2020-06-02]. 
  4. ^ Geostrophic wind level - AMS Glossary. American Meteorological Society. [2020-06-02]. 
  5. ^ Wizelius, Tore. Developing Wind Power Projects. London: Earthscan Publications Ltd. 2007: 40. ISBN 978-1-84407-262-0. The relation between wind speed and height is called the wind profile or wind gradient. 
  6. ^ 6.0 6.1 Brown, G. Sun, Wind & Light. New York: Wiley. 2001: 18. ISBN 0-471-34877-5. 
  7. ^ Oke, T. Boundary Layer Climates. London: Methuen. 1987: 54. ISBN 0-415-04319-0. Therefore the vertical gradient of mean wind speed (dū/dz) is greatest over smooth terrain, and least over rough surfaces. 
  8. ^ 8.0 8.1 Crawley, Stanley. Steel Buildings. New York: Wiley. 1993: 272. ISBN 0-471-84298-2. 
  9. ^ Harrison, Roy. Understanding Our Environment. Cambridge: Royal Society of Chemistry. 1999: 11. ISBN 0-85404-584-8. 
  10. ^ 10.0 10.1 Thompson, Russell. Atmospheric Processes and Systems. New York: Routledge. 1998: 102–103. ISBN 0-415-17145-8. 
  11. ^ Maeda, Takao, Shuichiro Homma, and Yoshiki Ito. Effect of Complex Terrain on Vertical Wind Profile Measured by SODAR Technique. 2008-07-04. 
  12. ^ Lubosny, Zbigniew. Wind Turbine Operation in Electric Power Systems: Advanced Modeling. Berlin: Springer. 2003: 17. ISBN 3-540-40340-X. 
  13. ^ Gupta, Ajaya. Guidelines for Design of Low-Rise Buildings Subjected to Lateral Forces. Boca Raton: CRC Press. 1993: 49. ISBN 0-8493-8969-0. 
  14. ^ Stoltman, Joseph. International Perspectives on Natural Disasters: Occurrence, Mitigation, and Consequences. Berlin: Springer. 2005: 73. ISBN 1-4020-2850-4. 
  15. ^ Chen, Wai-Fah. Handbook of Structural Engineering. Boca Raton: CRC Press. 1997: 12–50. ISBN 0-8493-2674-5. 
  16. ^ Ghosal, M. 7.8.5 Vertical Wind Speed Gradient. Renewable Energy Resources. City: Alpha Science International, Ltd. 2005: 378–379. ISBN 978-1-84265-125-4. 
  17. ^ Stull, Roland. An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Boston: Kluwer Academic Publishers. 1997: 442. ISBN 90-277-2768-6. ...both the wind gradient and the mean wind profile itself can usually be described diagnostically by the log wind profile. 
  18. ^ Thuillier, R.H.; Lappe, U.O. Wind and Temperature Profile Characteristics from Observations on a 1400 ft Tower. Journal of Applied Meteorology (American Meteorological Society). 1964, 3 (3): 299–306. Bibcode:1964JApMe...3..299T. ISSN 1520-0450. doi:10.1175/1520-0450(1964)003<0299:WATPCF>2.0.CO;2. 
  19. ^ Dalgliesh, W. A. & D. W. Boyd. CBD-28. Wind on Buildings. Canadian Building Digest. 1962-04-01 [2007-06-30]. (原始内容存档于2007-11-12). Flow near the surface encounters small obstacles that change the wind speed and introduce random vertical and horizontal velocity components at right angles to the main direction of flow. 
  20. ^ Stensrud, D.J.; Coniglio, M.C.; Knopfmeier, K.H.; Clark, A.J. Model Physics Parameterization. Encyclopedia of Atmospheric Sciences. Elsevier. 2015: 167–180. ISBN 978-0-12-382225-3. doi:10.1016/b978-0-12-382225-3.00493-x (英语). 
  21. ^ Chen, Xuelong; Škerlak, Bojan; Rotach, Mathias W.; Añel, Juan A.; Su, Zhonbgo; Ma, Yaoming; Li, Maoshan. Reasons for the Extremely High-Ranging Planetary Boundary Layer over the Western Tibetan Plateau in Winter. Journal of the Atmospheric Sciences. 2016-05-01, 73 (5): 2021–2038. ISSN 0022-4928. doi:10.1175/JAS-D-15-0148.1 (英语). 
  22. ^ 22.0 22.1 22.2 22.3 Pielke, Roger; Hayden, Bruce. Planetary boundary layer. Encyclopædia Britannica, inc. 
  23. ^ Köpp, F.; Schwiesow, R.L.; Werner, C. Remote Measurements of Boundary-Layer Wind Profiles Using a CW Doppler Lidar. Journal of Applied Meteorology and Climatology (American Meteorological Society). January 1984, 23 (1): 153. Bibcode:1984JApMe..23..148K. ISSN 1520-0450. doi:10.1175/1520-0450(1984)023<0148:RMOBLW>2.0.CO;2. 
  24. ^ Pat Arnott. The Atmospheric Boundary Layer (pdf). [2020-06-24] (英语). 
  25. ^ Hadlock, Charles. Mathematical Modeling in the Environment. Washington: Mathematical Association of America. 1998. ISBN 0-88385-709-X. 
  26. ^ Lal, R. Encyclopedia of Soil Science. New York: Marcel Dekker. 2005: 618. ISBN 0-8493-5053-0.