西北地区陆面过程与大气边界层相互作用及其对夏季风进退的响应

发布时间：2020-08-06 10:36

【摘要】：大气边界层在整个大气层中是最重要的部分之一,而且边界层结构极其复杂,它与天气、气候的形成和发展互相影响。同时,大气中能量、动量、各类物质在近地层通过边界层交换。在我们生活的环境中,边界层结构不仅有突出的日变化,而且有地表分布不匀称带来的空间变化。我国西北干旱荒漠区,处于夏季风影响的边缘地带,由于地形复杂,并且干旱区白天地表强烈的加热作用,使得该地区大气边界层形成和发展过程具有明显的特点。目前,对于西北地区典型天气背景下边界层的发展消亡过程,该地区独特的陆面过程对东亚夏季风进退的响应还有待进一步的深入研究。本文利用1979-2016年ERA-Interim再分析资料,2006年夏季敦煌野外观测的探空资料,全国661个站点降水资料以及中国西北地区96个站点1982-2010年逐月地面平均观测资料,采用了经验正交函数(EOF)分解、双线性插值方法、线性趋势分析、空间相关合成分析以及位温廓线法研究了西北干旱区夏季不同典型天气大气边界层特征及其对陆面过程的响应,着重讨论了西北干旱、半干旱地区夏季边界层高度和近地面温度与感热通量的关系,还分析了西北地区地面感热场对夏季风进退的响应及其物理机制。得到如下主要结论:(1)夏季晴天对流边界层厚度可达3.5km,稳定边界能厚度达到900m左右,而阴天对流边界层厚度能到2.5km,稳定边界层只有200m。造成晴天、阴天边界层不同的原因主要是热力因子和动力因子差异。首先,强烈的太阳辐射、较大的感热通量转化率使得晴天比阴天热对流发展更加旺盛;其次,近地面水平风速晴天的速度比阴天大,这种以湍流形式的动力作用也为晴天边界层的发展高度大于阴天提供了一定的动力背景。(2)对流边界层在发展初期对净辐射、地表温度和感热通量具有很强的依赖性,但是一旦冲破了稳定边界层的限制,边界层高度就会迅速增长。净辐射、地表温度以及感热通量的日变化过程基本上和边界层的厚度有契合的对应关系,但是边界层的发展过程在时间上与这三者均表现出一定的滞后性,这可能与能量的转化和传输有关。(3)夏季西北干旱、半干旱地区感热通量强度的LV1为东-西反向型,PC1反映感热通量变化强度的变化趋势在1998年左右发生转折,1998年以后西(东)部感热通量开始增强(减弱)。LV2表现出东、西部感热通量强度的一致性,但是负值显著区域在东部,PC2从90年代初期转为负,进入21世纪后有正有负。(4)夏季西北干旱半干旱地区近地面2m温度自1980年开始为显著的增加趋势(0.057℃/a),在1998年左右近地面温度发生突变。夏季近地面温度的变化与感热通量有关,在感热通量更大的西北干旱区尤为明显,感热通量的大(小)导致大气热对流发展强(弱),垂直扩散加热率强(弱),进一步影响近地面温度的增加(减小)。在西北的东部地区处于夏季风过渡区,陆面特性显著,陆面过程复杂。(5)夏季由于独特的陆面过程和边界层空间分布,在西北干旱、半干旱地区对流层下层为上升运动,对流层上层为下沉运动,这是由于该区域夏季陆面感热和对流层低层的垂直扩散加热率很强,辐射冷却无法平衡垂直扩散加热,只能靠绝热上升冷却来平衡,600hPa以上辐射冷却起主要作用,因此主要靠绝热冷却下沉来平衡。(6)夏季风向北推进越快、向南撤退越慢,对西北地区感热通量强度的发展有抑制作用。向北推进越慢、向南撤退越快,对西北地区感热通量强度的发展有促进作用。造成这种现象的机理是:西北地区感热异常与大范围的大气环流有关,在西北感热强(弱)年,西太副高的位置就偏东(西),而副高位置的不同影响环流形势导致水汽输送变化。从水汽通量来分析,感热异常强年我国主要受日本海和长江淮海流域水汽的影响,夏季风过渡区没有充足的水汽;感热异常弱年我国中、东部受日本海、东海和长江淮河流域水汽影响,南部受来自南海的水汽影响。
【学位授予单位】：兰州大学
【学位级别】：硕士
【学位授予年份】：2018
【分类号】：P421.3;P425.42
【图文】：

分布情况,分布情况

敦煌观测站的探测场位置经纬度为40°9′N和94°41′E，海拔是11均大气压为 873hPa，观测场的下垫面以荒漠为主，能很好的反候特征（朱德琴，陈文等，2006）。站点布局及观测数据站位于敦煌干旱区，试验通过气象塔和超声仪器对风、温、湿等通量进行探测，同时设有 GFE（L）1 型测风雷达和 GTS1 型数空高度最高为 8.6km，这些观测每 10m 进行一次数据记录，温度，气压误差仅为 10hPa，湿度误差从之前的 10%缩小为 5%。本次 6 月 28 日至 7 月 17 日每天观测 8 次，平均每次观测的间隔为两小 07:00 至夜间 21:00 时结束（以上时间均为北京时间）。采用位界层高度相对可靠而且边界层内比湿的分布也很有研究意义，所气压（hPa）、温度 T（oC）以及相对湿度（%）转化成对应的位温 θ（k）、和比湿 q（g·kg-1）。

阴天,晴天,稳定边界层,对流边界层

阴天大气边界层结构的差异期间，2006 年 7 月 5 日至 7 日有一次弱降水过程，7 月其他时间为晴空天气。为了进一步对比晴天、阴天大气边 3.1 是整个观测期间大气边界层的日际变化，在这 20 天定边界层高度都较阴天的高，晴天对流边界层超过 3km的一半，其中有 2 天的高度甚至接近 4km，阴天日整体对晴天稳定边界层高度基本在 1km 左右，而阴天的高度稳定可见天气变化对边界层高度有举足轻重的影响。本文选取日阴天为研究样本，因为此两日前后的天气都为连续晴天具有代表性。位温属于判断大气边界层特征的重要因子（2）。由于局地风受地形影响较明显，风速廓线法并不是很线法在未引入假设前提下，用观测资料计算边界层的高0）

晴天,阴天,荒漠区,大气边界层

图 3.2 敦煌荒漠区夏季晴天、阴天大气边界层位温廓线特征(a.07:00, b.09:00, c.11:00, d.13:00, e.15:00, f.17:00, g.19:00, h.21:00)图 3.3 为晴天、阴天大气对流边界层、稳定边界层、残余层以及夹卷层顶高度的日变化特征。从图中可以发现，晴天和阴天对流边界层均从早上开始增长，至午后 15:00 左右厚度发展到鼎盛，17:00 以后开始出现衰退趋势。阴天时，对流边界层发展早于晴天时，这可能由于前一晚云层的逆辐射使得第二天早上地面温度高于晴天，反而比较有利于早晨对流边界层的形成。晴天、阴天的稳定边界层均是晚上 19:00 开始逐渐形成，晴天稳定边界层至第二天早晨 09:00 能发展到950m 左右的高度，但是 09:00 以后渐渐消失，对流边界层从 11:00 开始迅速成长，一旦冲破稳定边界层到达残余层后就会非常顺畅的发展（韦志刚，陈文等，2010）。相比之下，阴天时夜间稳定边界层发展强度偏小，究其原因，是因为云层的作用减缓了大气的辐射冷却强度，很不利于稳定边界层的扩展。不管是残余层

【参考文献】