Konvekční planetární mezní vrstva - Convective planetary boundary layer

The konvekční planetární mezní vrstva (CPBL), také známý jako denní planetární mezní vrstva (nebo jednoduše konvektivní mezní vrstva, CBL, je-li v kontextu), je součástí spodní části troposféra nejvíce přímo ovlivněna solárním ohřevem zemského povrchu.^[1]

Tato vrstva sahá od zemského povrchu k uzavření inverze který se obvykle nachází ve výšce 1–2 km odpoledne nad pevninou. Pod uzavírací inverzí (10–60% hloubky CBL, nazývané také unášecí zóna ve dne), je CBL rozdělena do dvou dílčích vrstev: smíšená vrstva (35–80% hloubky CBL) a povrchová vrstva (5-10% hloubky CBL). Smíšená vrstva, hlavní část CBL, má téměř konstantní distribuci množství, jako je potenciální teplota, vítr rychlost, vlhkost a koncentrace znečišťujících látek kvůli silnému vztlak generované konvekční turbulentní míchání.

Parametrizace turbulentního transportu se používá k simulaci vertikálních profilů a časových variací sledovaných veličin kvůli náhodnosti a neznámé fyzice turbulence. Nicméně, turbulence ve smíšené vrstvě není zcela náhodná, ale je často organizována do identifikovatelných struktur, jako je termika a pera v CBL.^[2] Simulace těchto velkých víry se zcela liší od simulace menších vírů generovaných lokálním nůžky v povrchové vrstvě. Při parametrizaci by měla být zohledněna nelokální vlastnost velkých vírů.

Střední charakteristiky

Průměrné charakteristiky tří vrstev CBL jsou následující.

Svislé profily středních proměnných v konvektivní mezní vrstvě. Převzato z Stull 1988 „Úvod do meteorologie mezních vrstev“ strana 13

(1) Povrchová vrstva je velmi mělká oblast blízko země (spodní 5 až 10% CBL). Vyznačuje se superadiabatikem rychlost zaniknutí, vlhkost klesá s výškou a silná střih větru.^[2] Téměř veškerý střih větru a veškerý potenciální teplotní gradient v CBL jsou omezeny v povrchové vrstvě.

(2) Smíšená vrstva tvoří střední 35 až 80% CBL^[2] je charakterizována konzervovanými proměnnými, jako je potenciální teplota, rychlost větru a vlhkost.

(3) Unášecí zóna (nebo Capping inverze) může být docela silná, v průměru asi 40% hloubky CBL. Jedná se o oblast staticky stabilního vzduchu v horní části smíšené vrstvy, kde dochází k unášení vzduchu ve volné atmosféře směrem dolů a překročení termické teploty směrem nahoru.^[2] Potenciální teplota a rychlost větru prudce vzrostla přes převrácenou inverzi, zatímco vlhkost prudce poklesla.

Vývoj

Hloubka CBL má silný denní cyklus s 4fázovým růstem procesu^[3]

Vývoj konvektivní mezní vrstvy. Převzato z Stull 1988 „Úvod do meteorologie mezních vrstev“ strana 11

(1) Vytvoření mělké smíšené vrstvy: Během časného rána je smíšená vrstva mělká a její hloubka se pomalu zvyšuje kvůli silnému nočnímu stabilnímu inverznímu omezení.^[4]

(2) Rychlý růst : Do pozdního rána byl chladný noční vzduch ohřát na teplotu blízkou zbytkové vrstvě, takže termika během druhé fáze rychle proniká nahoru, což umožňuje, aby vršek smíšené vrstvy stoupal rychlostí až 1 km na 15 minut.^[4]

(3) Hluboká směsná vrstva téměř konstantní tloušťky: Když termika dosáhnou uzavírací inverze v horní části zbytkové vrstvy, setkávají se s odporem proti vertikálnímu pohybu a rychlost růstu smíšené vrstvy rychle klesá. Během této třetí fáze, která sahá po většinu odpoledne, je hloubka smíšené vrstvy relativně konstantní. Rychlost poklesu teploty v CBL je 1 ° / 100 m.^[4]

(4) Úpadek: Turbulence generováno uživatelem vztlak který pohání míchání se rozpadá po západu slunce a CBL se také zhroutí.

Turbulence v CBL

V mezní vrstvě atmosféry je střih větru zodpovědný za horizontální transport tepla, hybnost, vlhkost a znečišťující látky, zatímco při vertikálním míchání dominuje vztlak. Turbulence generuje vztlak a střih větru. Pokud vztlak dominuje nad smykovou produkcí, proudění mezní vrstvy je ve volné konvekci. Když je smykově generovaná turbulence silnější než turbulence generovaná vztlakem, je tok v nucené konvekci.

Normalizovaná turbulentní kinetická energie generovaná vztlakem a smykem povrchovým vztlakem. Převzato z Stull 1988 „Úvod do meteorologie mezních vrstev“ strana 155

V povrchové vrstvě smyková produkce vždy převyšuje vztlakovou produkci kvůli silnému smyku generovanému povrchovým odporem. Ve smíšené vrstvě je vztlak generovaný zahříváním z povrchu země hlavním hnacím motorem konvekčních turbulencí.^[5] Radiační chlazení z vrcholů mraků je také účinnou hnací silou konvekce. Vztlak generovaný turbulence vrcholí odpoledne, proto je tok mezní vrstvy po většinu odpoledne ve volné konvekci.

Vzestup a sestup proudění mezní vrstvy je primárním způsobem, kterým atmosféra pohybuje teplo, hybnost, vlhkost a znečišťující látky mezi zemským povrchem a atmosférou. Tedy mezní vrstva proudění je důležitý v globálním modelování klimatu, numerické predikci počasí, modelování kvality ovzduší a dynamice četných mezoscalových jevů.

Matematická simulace

Konzervační rovnice

Abychom kvantitativně popsali variaci veličin v CBL, musíme vyřešit konzervační rovnice. Zjednodušená forma konzervační rovnice pro pasivní skalár v typickém CBL je

${ displaystyle { frac { částečné { bar {c}}} { částečné t}} = - { frac { částečné { overline {w'c '}}} { částečné z}}}$

kde ${ displaystyle { bar {c}}}$ je střední hodnota množství ${ displaystyle c}$, což může být poměr míchání vodní páry ${ displaystyle q}$, potenciální teplota ${ displaystyle theta}$, pohybující se na východ ${ displaystyle u}$ a na sever ${ displaystyle v}$ rychlost větru. ${ displaystyle { overline {w'c '}}}$ je vertikální turbulentní tok ${ displaystyle c}$.

Udělali jsme několik aproximací, abychom získali výše uvedenou zjednodušenou rovnici: ignorujte zdroj těla, Bousinesqovu aproximaci, horizontální homogenitu a žádný pokles. Bousinesqova aproximace je ignorovat změnu hustoty způsobenou poruchami tlaku a udržovat změnu hustoty kvůli změně teploty. Toto je docela dobrá aproximace v CBL. Poslední dvě aproximace nejsou vždy účinné ve skutečném CBL. To je však v teoretickém výzkumu přijatelné. Pozorování ukazují, že turbulentní míchání představuje 50% z celkové variace potenciální teploty v typickém CBL.

Vzhledem k náhodnosti turbulencí a nedostatku znalostí o jejím přesném fyzickém chování je však v modelové simulaci nutná parametrizace turbulentního transportu. Na rozdíl od střižně ovládaných turbulencí v povrchové vrstvě, velké víry spojené se vzestupem balíků teplého vzduchu, které přenášejí teplo z horkého do studeného, ​​bez ohledu na lokální gradient výstupu prostředí pozadí ve smíšené vrstvě. Proto by měl být v simulaci modelu správně zastoupen nelokální proti-gradientní transport.

V numerických modelech se obecně používá několik přístupů k získání vertikálních profilů a časových variací veličin v CBL. Úplné směšovací schéma pro celou CBL, místní schéma pro regiony ovládané smykem, nelokální schéma a difúzní schéma shora dolů a zdola nahoru pro smíšenou vrstvu ovládanou vztlakem. V úplném směšovacím schématu se předpokládá, že všechna množství jsou rovnoměrně rozložena a že turbulentní toky jsou lineárně vztaženy k výšce, se skokem nahoře. V místním schématu je turbulentní tok zmenšen lokálním gradientem veličiny. V nelokálním schématu jsou turbulentní toky spojeny se známými veličinami v libovolném počtu bodů mřížky jinde ve vertikále.^[6] Při difúzi shora dolů a zdola nahoru je vertikální profil určen difúzí ze dvou směrů a turbulentní toky v dílčí mřížce jsou odvozeny od známých veličin nebo jejich vertikálních derivací ve stejném bodě mřížky.

Úplné schéma míchání

Úplné míchání je nejjednodušší reprezentací CBL v některých globálních modelech. Předpokládá se, že toky v této vrstvě lineárně klesají s výškou a střední proměnné si zachovávají svislý profil v každém časovém kroku simulace.^[7] Všechny střední proměnné jsou rovnoměrně rozloženy po celém CBL a mají skok v horní části CBL. Tento jednoduchý model se v meteorologii používá již dlouhou dobu a v některých globálních modelech rozlišení kurzů je i nadále oblíbeným přístupem.

Místní uzavření

Místní uzavření K-teorie je jednoduché a účinné schéma pro turbulentní transport ve povrchové vrstvě s převahou smyku. K-teorie předpokládá, že ke směšování pro teplo, vodní páru a koncentraci znečišťujících látek dochází pouze mezi sousedními vrstvami CBL a že velikost směšování je určena vířivým difúzním koeficientem ${ displaystyle K_ {c}}$ a lokální přechody odpovídajících skalárů ${ displaystyle { frac { částečné c} { částečné z}}}$.^[8]

${ displaystyle { overline {w'c '}} = - K_ {c} { frac { částečný c} { částečný z}}}$

Kde ${ displaystyle K_ {c}}$ je "koeficient vířivé difúze" pro ${ displaystyle c}$, což se obvykle bere jako funkce stupnice délky ${ displaystyle l_ {c}}$ a místní vertikální přechody ${ displaystyle c}$. Pro neutrální stav, ${ displaystyle K_ {c}}$ je parametrizován pomocí Teorie směšovací délky.

${ displaystyle K_ {c} = l_ {c} ^ {2} vlevo | { frac { částečné { bar {u}}} { částečné z}} pravé vert}$

Pokud turbulentní vír posune částku vzduchu o částku nahoru ${ displaystyle z}$ během nichž nedochází k míchání ani jiným změnám hodnoty ${ displaystyle c}$ uvnitř balíku, pak definujeme ${ displaystyle l_ {c}}$ podle

${ displaystyle l_ {c} = kappa z}$

kde ${ displaystyle kappa}$ je von Karmanova konstanta empiricky odvozená (0,35 nebo 0,4).

Teorie směšovací délky má své vlastní omezení. Teorie platí pouze pro staticky neutrální podmínky.^[9] Předpíná staticky stabilní a nestabilní podmínky.

Teorie směšovací délky selže, když je rychlost větru rovnoměrně rozložena, lidé využívají znalosti turbulentní kinetické energie (TKE) ke zlepšení parametrizace vířivého difúzního koeficientu ${ displaystyle K_ {c}}$ zohlednit velkou vířivou dopravu v typickém CBL. TKE nám dává míru intenzity a účinnosti turbulence a mohla by být měřena přesně.

${ displaystyle K_ {c} = Sl_ {c} e ^ { text {1/2}}}$

kde ${ displaystyle S}$ je bezrozměrná funkce stability a ${ displaystyle e}$ je TKE. Diagnostické rovnice použité k získání parametrů ${ displaystyle S}$ a ${ displaystyle l_ {c}}$ se liší v různých uzávěrech TKE.

Non-místní uzavření

V oblastech ovládaných vztlakem K-teorie selhává, protože vždy přináší nerealistický nulový tok v jednotném prostředí. Nelokální charakteristiky velkých vztlakových vírů se započítávají přidáním nelokální korekce do místního schématu. Tok jakéhokoli skaláru ${ displaystyle c}$ lze popsat pomocí^[10]

${ displaystyle { overline {w'c '}} = - K_ {c} ({ frac { částečné c} { částečné z}} - gamma _ {c})}$

kde ${ displaystyle gamma _ {c}}$ je oprava místního gradientu, která představuje transportní tok toku proti gradientu^{[je zapotřebí objasnění ]} rozsáhlé víry. Tento termín je ve stabilních podmínkách malý, a proto je v takových podmínkách opomíjen. V nestabilních podmínkách se však většina transportu provádí pomocí turbulentních vírů s velikostmi řádově podle hloubky mezní vrstvy.^[10] V takových případech,

${ displaystyle gamma _ {c} = b { frac { overline {(w'c ') _ {s}}} {w_ {s}}}}$

kde ${ displaystyle { overline {(w'c ') _ {s}}}}$ je odpovídající povrchový tok pro skalár ${ displaystyle c}$, a ${ displaystyle b}$ je koeficient proporcionality. ${ displaystyle w_ {s}}$ je stupnice rychlosti smíšené vrstvy definovaná z rychlosti povrchového tření a funkce profilu větru v horní části povrchové vrstvy.

Vířivá difuzivita pro hybnost je definována jako

${ displaystyle K_ {c} = kappa zw_ {s} (1 - { frac {z} {h}}) ^ {2}}$

kde ${ displaystyle kappa}$ je von Karmanova konstanta, ${ displaystyle z}$ je výška nad zemí, ${ displaystyle h}$ je výška mezní vrstvy.

Ve srovnání s plným směšovacím schématem nelokální schéma významně zlepšuje simulace vertikálních distribucí pro NO₂ a O.₃, jak bylo hodnoceno ve studii provedené v létě pomocí měření letadel. Snižuje také předpětí modelu na povrchu nad USA o 2 až 5 ppb pro vrchol O.₃ (Ó₃ koncentrace je 40-60ppb) odpoledne, jak je hodnoceno pomocí pozemních pozorování.^[7]

Difúze shora dolů a zdola nahoru

Unášecí toky množství nejsou v nelokálním systému zpracovávány. Ve schématu shora dolů a zdola nahoru jsou znázorněny jak povrchové toky, tak unášecí toky. Průměrné skalární toky jsou součtem dvou toků^[11]

${ displaystyle { overline {w'c '}} = { overline {(w'c') _ {s}}} (1-z / h_ {1}) + { overline {(w'c ' ) _ {l}}} (z / h_ {1})}$

Kde ${ displaystyle h_ {1}}$ je výška smíšené vrstvy. ${ displaystyle { overline {(w'c ') _ {l}}}}$ a ${ displaystyle { overline {(w'c ') _ {s}}}}$ jsou skalární tok v horní a dolní části CBL a měřítko jako

Modelovaný vertikální profil a turbulentní tok teploty virtuálního potenciálu. Převzato z Stull 1988 „An Introduction to Boundary layer meteorology“ strana 457 a Wyngaard and Brost, 1983

${ displaystyle { overline {(w'c ') _ {s}}} = K_ {s} { frac { parciální c_ {s}} { parciální z}}}$

${ displaystyle { overline {(w'c ') _ {l}}} = K_ {l} { frac { parciální c_ {l}} { parciální z}}}$

Kde ${ displaystyle K_ {s}}$ a ${ displaystyle K_ {l}}$ jsou

${ displaystyle K_ {s} = { frac {w _ {*} h_ {1} (1-z / h_ {1})} {g_ {s}}}}$

${ displaystyle K_ {l} = { frac {w _ {*} z} {g_ {l}}}}$

${ displaystyle w _ {*}}$ je stupnice konvektivní rychlosti ${ displaystyle w _ {*} = (g { overline {w_ {s} theta}} h_ {1} T) ^ { text {1/3}}}$. ${ displaystyle g_ {b}}$ je bezrozměrný přechod pro směr zdola nahoru, funkce ${ displaystyle z / h_ {1}}$. ${ displaystyle g_ {l}}$ je bezrozměrný přechod shora dolů. Svislý profil ${ displaystyle g_ {t}}$ a ${ displaystyle g_ {l}}$ jsou poskytnuty ve Wyngaard et al., 1983 ^[11]

Viz také

• Planetární mezní vrstva
• Smíšená vrstva
• Turbulentní

Reference