热带穿透对流的理想大涡模拟 

热带穿透对流的理想大涡模拟

摘 要

本文以在西太平洋暖池地区进行的“TOGA-COARE”观测计划1992年12月20日0时（南纬2.0°，东经156°）的资料为基础，采用湿热泡触发对流的方法，通过大涡模拟来进行热带穿透对流的理想数值模拟。在模拟区域底部加入一个水平尺度10×10 km、垂直尺度2 km的湿热泡，对流泡温度扰动为为5.5 K，水汽扰动为为4.5 g/kg。通过对比分析水汽混合比、水汽混合物混合比、冰晶混合比和被动示踪物浓度等，了解暖池地区的热带穿透对流的结构，强度及演变特点。通过分析，暖池地区的对流层顶高度在16km左右，穿透对流发生时，云顶高度达到最大值，最大垂直速度也达到最大。最小垂直速度达到最小值的时间相比最大垂直速度有些滞后。水汽混合物、被动示踪物和冰晶容易穿过对流层到达平流层，对流层顶附近有夹卷作用。

关键词：湿热泡，大涡模拟，穿透对流，对流层顶

第一章 引言

1.1 大气的垂直分层

大气的垂直结构可以按不同的方法分为不同的层结，按照大气温度的垂直

分布一般可将大气从地面垂直向上分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。

在对流层内，温度随高度的升高而降低，其厚度一般在10km左右。对流层厚度随时间和空间发生变化，低纬地区在16km左右，高纬地区一般在8km左右，并且夏季高于冬季。对流层中的大气除了有系统的水平运动以外，还有强烈的垂直运动，使得这一层中的温湿分布极不均匀。大气中的水汽和云、雨、雾、雪等天气现象大都在这一层中。平流层在对流顶以上，其上界在55km左右。这层一开始温度随高度升高而增加，这与臭氧吸收太阳辐射而增温有关。平流层中臭氧浓度的垂直分布不均匀，导致温度随高度递增的速率不同，从对流层顶到30km以上时，气温升高较快，55公里处气温可达到—3℃。中间层在55—80km。这

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一层温度随高度升高而迅速降低，在顶部气温可降到一90℃并且有强烈的对流运动。暖层在85—800km。暖层气温随高度升高而迅速增加。在300公里处气温可达1000K以上。暖层以上是散逸层，逸散层大气非常稀薄并向外层空间散逸，气温随高度升高而升增加[1]。

对流层位于大气的最低层，集中了约75%的大气的质量和90%以上的水汽质量。对流边界层的发展对一些天气现象，如云的形成、沙尘暴的产生以及污染物的传输等有着直接的影响[2]，且担负了大部分热量水汽及污染物向整个大气层传送和稀释的作用。

1.2 对流层顶

对流层顶自从19世纪末被发现以后[3]，就成为了人们研究的一个对象。科

学家们先后从热力学和动力学角度定量给出了对流层顶定义。1957 年WMO 给对流层顶作了如下定义[4]:500hPa等压面之上温度递减率小到2℃/km 或以下的最低高度，而且在此高度与其上2 km气层内的温度平均递减率不超过2℃/km，这就是通常所说的对流层顶的“热力学”定义。20世纪50年代还提出了一个基于位势涡度的动力学定义[5]。科学家们一方面从气候学角度分析了全球尺度对流层顶的季节变化规律及分布特征，提出了热带对流层顶、热带外对流层顶和对流层顶断裂带等相关概念；另一方面也从许多个例出发研究了对流层顶分布的一些特殊现象(如对流层顶折叠)的动力学和热力学结构特征[6]。

对流层顶是平流层与对流层之间的分界，它的一个基本的特征是静力稳定度(温度递减率)在穿过此界面时发生了剧烈的变化。在热带地区，人们普遍认为对流层顶作为一个转换层更加有意义，并且称之为热带对流层顶层或者热带转换层。不再把热带对流层顶视为一个物质界面，而是将它看作是垂直数公里厚的一个区域，其厚度一般在在几百米至2km[7]。该区域中的空气具有对流层和平流层的特征，平流层Brewer-Dob-son环流所引起的垂直质量通量和对流层对流过程所引起的垂直质量通量之间的转换区域。该层是大气成分(如水汽)通向平流层的大门，在平流层化学和全球气候中有着极为重要的作用。

热带对流层顶层既然作为一个转换层，自然有着上边界及下边界。对于热带对流层顶层的下边界。gettelman A和de ForsterPM提出以最小位温递增率高度[8]作为热带对流层顶层的下边界。这是因为在热带对流层顶层的上方，辐射过程是引起气流运动的主要机制，而在对流层顶的下方，对流调整占据着主导地位。对于干绝热过程，位温是守恒量，也就是位温不随高度发生变化。本文位温递增率最小的最大高度作为对流影响最大的高度。该观点把对流对热力结构影响最大的

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高度定为热带对流层顶层的底部。卞建春在地球科学进展中的研究中指出，位温递增率最小高度位于10—14km (250—150hPa)[9]。另一种观点认为该高度太低，其中的空气仍然有着对流层的典型特征，不同时具有平流层和对流层共同特征。在这一种观点中，热带对流层顶层的底部被定义为净辐射加热为零的高度，大致在14.5—15km附近(150hPa)[10]。

关于热带对流层顶层上边界，一种观点根据温度廓线选取冷点对流层顶，定义为垂直温度廓线上温度最低点所对应的层结高度[11]。另外一种观点认为传统的对流层顶高度的空气在很多方面有着热带对流层顶层的特征，因此认为这是其中的一部分，而不是热带对流层顶层的上边界。这种观点把热带对流层顶层的上边界定为70hPa，该观点认为此高度以下的水平流场型式受到热带对流层过程的影响。同时，静力稳定度最大的高度也是在70hPa。该高度与热带质量垂直通量廓线分布也比较一致。Holton[12]等通过分析17km以上垂直质量通量廓线所确定的热带对流层顶层顶部在19km左右。

1.3 穿透对流

穿透对流是指使不稳定层中产生的对流运动能穿透位于其上的稳定层的一种过程，也称为深对流。

地球同步卫星观测到的长波辐射资料显示，热带地区的深对流有着显著的日变化[13]。热带地区来源于深对流的对流层上部水汽对维持大气层的自然温室效应起极为重要的作用。并且深对流能够在相对较短的时间内把含有各种气溶胶和痕量气体的大气由边界层源区输送到对流层上层甚至是平流层低层[14]，这对于我们研究大气中污染物的扩散有着重要的作用。

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第二章 资料与方法介绍

本文采用大涡模式进行理想数值模拟，模式中的初始场是西太平洋暖池地区进行的“TOGA-COARE”观测计划1992年12月20日0时（南纬2.0°，东经156°）的探空廓线和随时间变化的海平面温度。

本文中的数值实验采用湿热泡触发对流的方法，进行热带穿透对流的理想数值模拟。在模拟区域底部加入一个水平尺度为10×10km、垂直尺度为2km的湿热泡，对流泡温度扰动取为5.5K，水汽扰动取为4.5g/kg，来设计三维实验。另外，为了研究穿透对流对污染物的垂直传输，在热泡里加入了绝对浓度为100的被动示踪物。实验中模式水平方向的格距为1000m，模拟区域是200km；垂直方向采用张弛网格，最小取在边界层约35m，垂直方向的模拟高度为25km。模拟时间是3 h。

大涡模拟是直接模拟原理和计算机能力的局限二者之间在某种程度上的折中。大涡模拟的主要思想是：大尺度湍流直接使用数值求解，只对小尺度湍流脉动建立模型。小尺度习惯上是指小于计算网格的尺度。而大于网格尺度的湍流脉动可以通过数值计算获得[15]。这种方法的优点是对空间分辨率的要求比直接数值模拟的方法要小得多。在现有的计算机条件下，可以模拟较高雷诺数和较复杂的湍流运动。在另一方面，它可以获得比雷诺平均模拟更多的湍流信息，例如，压强脉动和大尺度的速度，这些动态信息对于工程设计和自然环境预报是非常重要的。

Deardorff(1972)是最先将大涡模拟用于边界层湍流的人。Deardorff(1972)利用三维大涡模式模拟了中性及不稳定行星大气边界层的湍流结构，并且得到了边界层对流发生的尺度参数。Moeng (1984)采用有限差分法和伪谱法的大涡模式进行了对流边界层的流动的模拟。结果显示大尺度湍涡含有更多的湍流动能并且能传输更多的热量，相反次网格尺度湍涡主要是损耗湍流动能，并且在近地层之上对热量传输无贡献。这与早先提出的湍流能量串级理论基本一致。Huang et al(2010)是将大涡模式用于模拟极端干旱的撒哈拉沙漠地区的深厚边界层对流，结果显示了撒哈拉沙漠地区白天深厚对流边界层的结构特点，与实测结果有较好的一致性。蔡旭晖等[16]建立了一个伪谱方法的大涡模式，并且对对流边界层（Convective Boundary Layer,CBL）中的泡状结构进行了模拟研究[12]。Sullivan等利用嵌套网格大涡模式研究了CBL顶部夹卷层结构，将无量纲夹卷速度We/W*与对流Richardson数Ri*拟合为We/W*=A(Ri*)-1的形式，对进一步量化分析夹卷层湍流特征具有重要意义[17]。Lewellen[18]用大涡模拟研究了各种条件下的

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不同边界层夹卷特征。Deardorff等用大涡模拟分别研究了层积云及层云覆盖的边界层的结构特征、廓线和通量的分布和变化的规律，并且和晴空混合层进行了比较[19]。

大气科学研究工作者们已将大涡模式成功用于研究大气边界层的结构、边界层对流运动特征及夹卷层的湍流运动等问题，为大尺度及中尺度数值模式中边界层过程的参数化研究提供了更准确的理论参考。但是将大涡模式用于热带穿透对流方面的研究工作较少。本文拟以模拟热泡上升实验，通过大涡模拟来对热带地区的穿透对流进行理想数值研究，进一步了解热带穿透对流的形式及发展规律，这对研究热带地区的天气形势及污染物的扩散具有重要的意义。

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