沙尘暴过程中沙尘气溶胶对气象场的影响
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  高原气象  2017, Vol. 36 Issue (5): 1422-1432  DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00110
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周旭, 张镭, 陈丽晶, 等. 2017. 沙尘暴过程中沙尘气溶胶对气象场的影响[J]. 高原气象, 36(5): 1422-1432. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00110
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Zhou Xu, Zhang Lei, Chen Lijing, et al. 2017. Influence of the Dust Aerosols on Meteorological Fields during Dust Storm[J]. Plateau Meteorology, 36(5): 1422-1432. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00110.
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资助项目

国家重大科学研究计划项目(2012CB955302)

通讯作者

张镭.E-mail:zhanglei@lzu.edu.cn

作者简介

周旭(1984-), 男, 安徽宿州人, 博士研究生, 主要从事起沙参数化、沙尘气溶胶数值模拟研究, E-mail:xzhou11@lzu.edu.cn

文章历史

收稿日期: 2016-04-06
定稿日期: 2016-10-21
沙尘暴过程中沙尘气溶胶对气象场的影响
周旭1,2, 张镭1, 陈丽晶1, 郭琪1     
1. 兰州大学大气科学学院/半干旱气候变化教育部重点实验室, 兰州 730000;
2. 中国气象局/云雾物理环境重点开放实验室, 北京 100081
摘要: 沙尘暴是干旱区常见的天气现象,沙尘暴天气过程中,边界层内气象要素发生剧烈的变化。利用WRF/Chem模式结合Shao 2004的参数化方案,模拟了发生在2010年4月24-26日的一次沙尘天气过程,通过控制沙尘气溶胶是否排放到大气中,对比分析沙尘暴过程中沙尘气溶胶对边界层中气象要素的影响。结果发现,在沙尘暴过程中,夜间在沙尘层以下,沙尘气溶胶具有加热大气的作用,使得温度升高,最大值约1.8 K,这种"保温"作用还与地表反照率有关,反照率越大"保温"作用越强;而在沙尘气溶胶层内的中上部具有降温的作用,温度降低,最大值约3 K。夜间沙尘气溶胶能够抬升边界层高度,最大达1000 m;白天则降低,可降低700 m;沙尘气溶胶导致水平风速增大约1.0 m·s-1,使垂直风速在沙尘层下增大,在沙尘层以上减小。
关键词: 沙尘暴    沙尘气溶胶    数值模拟    边界层    气象要素    
1 引言

沙尘吸收太阳辐射的特性, 决定了其对大气的加热作用, 沙尘气溶胶的直接效应可以导致东亚大部分地区降水减少, 平均减幅为4.5%, 尤其100°E以东大陆降水减少幅度较为显著(宿兴涛等, 2016), 沙尘暴过程中排放到大气中的沙尘具有一定的垂直分布特点(周碧等, 2014), 沙尘只能输送到一定的高度, 在沙尘天气下, 处于贺兰山背风坡海拔较高区域的沙尘可以被抬升到对流层中层以上(常倬林等, 2015), 且沙尘层之上沙尘通过向外辐射长波辐射对大气进行加热, 白天由于沙尘气溶胶的吸收和散射作用阻挡了到达地面的太阳辐射, 对地面具有一定的冷却作用。沙尘气溶胶通过吸收太阳短波辐射和后向散射能够减小到达地面的太阳辐射, 增加沙尘层以下的大气加热率, 沙尘气溶胶通过发射向外的长波辐射, 使得地面的热辐射强迫通常为正(Haywood and Boucher, 2000; Hansell et al, 2010), 晴天、浮尘和扬沙天气总辐射最大可达1000 W·m-2以上, 而沙尘暴天气最大仅为700 W·m-2 (金莉莉等, 2014)。也就是说, 当只有长波辐射作用的夜间, 沙尘气溶胶具有加热地面的作用。沙尘气溶胶的直接辐射强迫往往还取决于大气中沙尘气溶胶层以下的地表反照率(Liao and Seinfeld, 1998)。苏婧(2010)利用Fu-Liou计算了一次沙尘过程中沙尘气溶胶的垂直加热率, 指出沙尘气溶胶在沙尘层厚度较小、中等和较厚的情形下, 沙尘气溶胶层的短波辐射加热率分别为1, 2和3 K·d-1, 另外, 沙尘气溶胶通过长波辐射造成的沙尘层下大气的增暖作用在地面较为明显, 可以达到0.5 K·d-1。在沙尘暴过程中, 沙尘对大气的加热率可以到达4 K·d-1, 个别地区甚至能够到达9 K·d-1, 其加热率与沙尘浓度有关(Prakash et al, 2015)。当沙尘层很低且持续数天时, 沙尘气溶胶甚至在白天都能对地面具有较强的加热作用, 当沙尘气溶胶向上扩散后, 沙尘气溶胶便起到了降低2m处温度的作用, 正午时刻降温幅度达4 K(Lorenzo et al, 2010)。沙尘气溶胶在不同高度对气温有不同的影响, 春季在400~300 hPa的高度出现升温区(宿兴涛等, 2011), 沙尘气溶胶在沙尘层以上的加热作用和对地面的冷却作用增加了边界层的稳定度, 减弱了对流的强度, 从一定程度上阻止了边界层的发展和湍流混合作用, 减小了水平动量的垂直交换, 导致近地面风速的降低、沙尘层以上高空风速的增加(Miller et al, 2004; Choobari et al, 2012)。尽管沙尘气溶胶的辐射强迫通常能够使地面温度降低, 但现有的研究表明对于深对流区域, 沙尘气溶胶吸收热量后进行的垂直交换可以部分抵消因沙尘气溶胶直接辐射强迫带来的地面冷却降温(Miller and Tegen, 1998, 1999)。此外, 有研究表明沙尘气溶胶的辐射效应是沙尘层高度的函数(Zhu et al, 2007; Forster et al, 2007), 在高度低的沙尘层, 大气可以通过垂直混合和边界层内的湍流通量交换, 从沙尘层吸收热量部分地抵消地面冷却, 因此高度低的沙尘层只能少量引起地面的降温; 然而, 均匀分布并且沙尘层深厚的沙尘气溶胶可以明显地降低地面温度(Chung and Zhang, 2004), 同时深厚的沙尘层, 因其对边界层以上大气的加热作用, 可以增加稳定度、减少垂直混合和湍流通量。研究表明撒哈拉地区近地面风速减小4%(Heinold et al, 2008), 中国地区近地面风速由于沙尘气溶胶的直接辐射强迫能够减小8%(Jacobson and Kaufman, 2006)。与沙尘气溶胶白天通过减少辐射减弱近地面风速相比, 夜间沙尘气溶胶则通过长波辐射加热大气, 能够使得地面逆温减弱, 导致近地面风速增加, 而当风速大于临界沙粒的摩擦速度时, 地面的沙粒便可以卷入到大气中, 形成沙尘气溶胶的排放, 因此, 沙尘气溶胶排放与大气影响的反馈机制便可以建立了(Yue et al, 2010)。

沙尘气溶胶可以改变地面温度, 增强温度梯度, 导致地面风速增大(Stanelle et al, 2010)。利用模式研究表明沙尘导致撒哈拉地面平均降温1.3 K, 北部和南部分别降温2.3 K和5.7 K (Heinold et al, 2008), 白天沙尘气溶胶对短波辐射强迫起主导作用, 导致地面最大降温达-7 K, 风速最大可减少1 m·s-1, 而在夜间沙尘气溶胶的长波辐射强迫起主导作用, 使得地面温度升高1 K, 风速增大1 m·s-1, 并导致下游地区地面温度降低(Han et al, 2013), 对于短波辐射来说, 沙尘气溶胶能够降低底层的最低气温, 增强底层大气的稳定度, 从而引起地面风速的降低和沙尘跃移过程的减弱, 而沙尘气溶胶的长波辐射有着相反的作用, 能够增加风速和沙尘排放, 在夜间减少边界层的稳定度, 有助于边界层高度的抬高, 其研究还发现了沙尘气溶胶的辐射强迫导致的次生效应, 地面温度的增加引起沙尘羽边缘的温度梯度增加, 因热成风效应会使得局地风速增大(Rémy et al, 2015)。此外, 沙尘暴发生期间, 出现了稳定与不稳定层相间的情形, 对流减弱, 抑制了沙尘暴的发展(岳平等, 2008)。

综上, 沙尘气溶胶能够引起辐射的改变, 进而导致地面温度的变化, 进一步引起边界层高度和风速等气象场变化, 为确切的描述沙尘气溶胶对气象场的影响, 利用耦合了Shao 2004起沙参数化方案(Shao, 2004)的WRF/Chem模拟分析2010年发生在民勤地区的一次沙尘天气过程中沙尘气溶胶对于边界层温度、风速等的影响。为了找出沙尘气溶胶的影响, 分别进行了两次数值实验, 第一次数值实验中将Shao 2004参数化方案开启(WRF_D), 该次数值实验能够模拟出沙尘气溶胶的排放、扩散过程; 第二次数值实验修改Shao 2004起沙参数化方案中的参数(WRF_ND), 使其在模拟过程中水平沙尘通量为0 mg·m-2·s-1, 则排放到大气中的沙尘气溶胶也为0 mg·m-2, 最后将两次数值实验中的相关结果进行对比分析。

2 沙尘模式简介及天气过程 2.1 模式简介

沙尘暴的集成预报系统包含地理信息系统、大气模式、风蚀过程、陆面过程以及沙尘的输送过程等(Shao, 2004)。

采用的大气模块是WRF中尺度天气预报模式, 起沙参数化方案采用Shao 2004参数化方法(Shao, 2004)。该方案的跃移水平沙通量表示为:

$ Q = c\frac{{{\rho _a}}}{g}u_*^3\left({1 - \frac{{{u_{*t}}}}{{{u_*}}}} \right)\left[ {\left({1 + \frac{{{u_{*t}}}}{{{u_*}}}} \right)} \right], $ (1)

式中: c为系数; ρa为空气密度; g为重力加速度; u*u*t分别表示摩阻风速和临界摩阻风速。则沙尘垂直通量表示为:

$ f\left({i, j} \right) = {c_\gamma }\left[ {\left({1 - \gamma } \right) + \gamma \frac{{{p_m}({d_j})}}{{{p_f}({d_j})}}} \right]\frac{{{Q_s}\left(i \right)g}}{{u_*^2}}(1 + {\sigma _m}), $ (2)

式中: cy是比例系数; γ是表示沙尘粒径分布的权重因子; pm(dj)和pf(dj)分别表示为粒径的全分布和最小分布; g表示重力加速度; u*表示摩擦速度; p表示土壤塑型压力; Qs(i)为沙尘粒径为di的沙粒通量; σm为沙尘粒子的轰击效率。根据Shao(2004)给出的结果可表达为:

$ {\sigma _m} = 12u_*^2\frac{{{\rho _s}}}{p}\left({1 + 14{u_*}\sqrt {\frac{{{\rho _s}}}{p}} } \right), $ (3)

式中: ρs表示沙尘密度, 通常取2650 kg·m-3; 式(2) 中, γ为一权重, 使得

$ \gamma = {\rm{exp}}\left[ { - {{({u_*} - {u_{*t}})}^3}} \right], $ (4)
$ p\left(d \right) = \gamma {p_m}\left(d \right) + \left({1 - \gamma } \right){p_f}\left(d \right), $ (5)

将上述方程离散化便可耦合到WRF/Chem模式中。

利用该沙尘预报系统分别模拟了4月24-26日的沙尘天气, 模拟区域的中心取在(35°N, 105°E), 模式的水平分辨率为30 km, 纬向共有200个格点, 经向有150个格点, 垂直方向分为28层, 时间步长为3 min, 边界层方案选取YSU方案, 用来确定边界层高度等边界层内大气特性。模拟的范围主要包括蒙古、内蒙古以及华北和东北地区。气象模式的初始场和驱动场采用1°× 1°分辨率的NCEP再分析数据, 并且每6 h更新一次, 下垫面土壤类型信息采用Shao(2004)给出的土壤信息, 其值越接近1.0表示越容易风蚀, 塔克拉玛干、巴丹吉林、腾格里等沙漠地区是极易风蚀的区域。利用该土壤类型信息和植被盖度资料, 对2002年3月19-22日发生在东亚地区的强沙尘暴过程进行模拟, 模拟的沙尘浓度与观测较为一致(吴成来和林朝晖, 2014)。周旭等(2011, 2016)和衣娜娜(2016)对该模式的模拟性能进行了详细的分析验证, 通过模拟结果与观测对比发现该模式在沙尘浓度模拟、时空分布等方面具有很好的模拟能力, 对西北干旱半干旱地区的沙尘暴模拟具有较好的代表作用。

2.2 沙尘天气过程

2010年4月24-26日, 受冷锋和蒙古气旋共同影响, 南疆盆地和新疆东部、青海西北部、内蒙古西部、甘肃河西地区和宁夏等地出现大风天气, 并伴有沙尘天气, 部分地区出现了沙尘暴。分析此次沙尘天气过程500 hPa天气形势的演变过程, 发现24日08:00(北京时, 下同)500 hPa低压槽位于新疆中东部, 14:00锋面东移到达酒泉, 锋前张掖以东大部分地区均处在低压中。随后, 冷锋继续东移, 河西走廊中部自西向东出现强沙尘暴, 张掖于16:30前后爆发了能见度几乎为0 m的特强沙尘暴。到17:00, 冷锋移至张掖和武威之间, 锋前低压中心值降低到1000 hPa。从24日20:00 500 hPa天气形势图(图略)来看, 此时3 h变压增大到9 hPa, 形成了一强气压梯度带, 民勤出现了8~9级大风, 导致民勤于19:09和20:00出现两次“黑风”。25日08:00, 低压槽抵达甘肃东部, 此时宁夏大部分地区和兰州出现了沙尘天气。25日20:00低压槽转竖, 出现的大风源源不断的将河西地区的沙尘输送到华中地区。此次沙尘暴过程甘肃全省有16个观测站出现大风沙尘暴天气, 其中鼎新、临泽、张掖、民乐、民勤和酒泉出现特强沙尘暴, 酒泉和民勤最小能见度为0 m(郭萍萍等, 2011; 沈洁等, 2014; 赵璇等, 2012)。此次沙尘天气过程, 与发生在2000年4月12日的河西地区的强沙尘暴均是西北路径的强冷空气引发的锋后偏西大风沙尘暴天气过程, 发生在500 hPa环流形势由纬向转为经向的过程中, 前期持续增温为沙尘暴的发生提供了有力的热力条件(徐建芬等, 2001; 郭萍萍等, 2011), 但是该沙尘天气过程具有沙尘强度大、发展速度快以及影响范围广等特点, 对西北地区的强沙尘过程具有较好的代表作用。

2.3 沙尘天气过程沙尘气溶胶的时空变化

2010年4月24-26日, 受冷空气影响西北地区自西向东发生了一次沙尘过程, 通过沙尘天气过程中地面不同时刻细颗粒物PM10的时空分布(图 1)可以看出, 沙尘气溶胶跟随冷空气的输送路径, 24日18:00沙尘气溶胶主要分布在新疆的东部和甘肃西部, 19:00左右甘肃的金昌、武威、民勤等地出现了强沙尘暴, 25日00:00细颗粒物PM10的分布区域扩大到了甘肃的中东部、内蒙古西部地区, 12:00前后, 民勤再次出现强沙尘暴, PM10浓度较大的区域有所扩大, 内蒙古中部出现高浓度区域, 到了26日00:00 PM10已经输送到了华中的河南、湖北等地和华东的安徽等地。由此可见, 西北地区的沙尘粒子随冷空气启动扩散到大气中, 可以进行远距离的传输, 这与岳平等(2008)的研究成果较为一致。

图 1 2010年4月24-26日沙尘天气过程PM10时空分布(单位: mg·m-3) (a) 24日18:00, (b) 25日00:00, (c) 25日12:00, (d) 26日00:00 Figure 1 Spatial-temporal distribution of PM10 during dust storm from 24 to 26 April 2010.Uint: mg·m-3. (a) at 18:00 on 24, (b) at 00:00 on 25, (c) at 12:00 on 25, (d) at 00:00 on 26
3 沙尘气溶胶对气象要素的影响 3.1 沙尘对2 m处温度的影响

2010年4月24日19:00左右发生在民勤的沙尘天气致使大气中细颗粒物PM10的瞬时浓度达到61.8 mg·m-3。此次沙尘天气中民勤是主要的风蚀区, 图 2给出了民勤测站的细颗粒物PM10浓度及WRF_D和WRF_ND两组数值实验中2 m处温度模拟结果的差值。

图 2 2010年4月24-26日民勤站PM10浓度及WRF_D和WRF_ND模拟的2 m处温度差 Figure 2 Simulated temperature difference between WRF_D and WRF_ND in Minqin during 24-26 April 2010

根据图 2可知, 24日19:00开始, PM10浓度开始增加, 沙尘爆发, 大气中混合了大量的沙尘气溶胶, 2 m处的温度因沙尘气溶胶的长波辐射效应而升高, 其“保温”作用很显著, 至21:00可使2 m处温度升高约1.8 K; 25日05:00, 随着PM10浓度的降低, 这种升温作用减弱, 25日07:00, 沙尘气溶胶的短波辐射效应处于支配地位, 导致2 m温度降低, 沙尘气溶胶具有冷却作用。随着沙尘浓度的持续增加, 2 m温度降低3 K, 因此导致大气稳定度升高, 沙尘浓度迅速降低。25日15:00, 随着沙尘气溶胶对短波辐射的充分吸收, 自身发射的长波辐射能够加热大气, 同时输送而来的沙尘气溶胶携带的热量也能对大气进行加热, 此时, 沙尘气溶胶在低层表现为增温的作用, 这与苏婧等(2010)认为的深厚沙尘层的短波辐射加热率为3 K·d-1是一致的, 也与Han et al (2013)所认为的风蚀区域沙尘气溶胶能够使得地面温度升高1 K相吻合。

由25日12:00沙尘气溶胶对2 m温度的影响和地面PM10浓度的分布(图 3)可以看出, 新疆西部和青海中西部地区的沙尘气溶胶是由上游吐鲁番地区输送而来, 此时的沙尘气溶胶已经扩散到高空, 沙尘层深厚(图 3b)。已有的研究结果表明, 深厚的沙尘气溶胶层的短波效应大于长波效应, 沙尘气溶胶起到降温作用(Stanelle et al, 2010), 因此这些地区2 m处的温度降低了0~2 K(图 3a)。其次, 图 3b中甘肃中部地区和内蒙古的西部地区的沙尘气溶胶是由于局地大风通过风蚀作用将沙尘排放大气中, 此时沙尘层较低, 刚刚排放在大气中的沙尘气溶胶携带着大量的热量, 其具有加热大气的作用, 导致距离地面2 m处温度升高0~2 K, 部分地区超过2 K(图 3a)。因此, 沙尘气溶胶的浓度和沙尘层厚度不同, 可以导致区域2 m处的温度升高, 也能使区域2 m处温度降低。

图 3 2010年4月25日12:00沙尘气溶胶对2 m处温度的影响(a, 单位: K)和PM10浓度的分布(b, 单位: mg·m-3) Figure 3 Dust aerosol influence on temperature at 2 meters (a, unit: K) and distribution of PM10 (b, unit: mg·m-3) at 12:00 on 25 April 2010

通过民勤站和兰州大学半干旱气候与环境观测站(SACOL)沙尘暴爆发后温度廓线的差值(图 4)可以看出, 民勤站和SACOL站模式模拟的最低层28 m处的温度分别升高2.5 K和1.8 K, 且随着高度增加, 升温减小, 到3000 m附近时这种升温减小到0 K, 说明沙尘气溶胶对有沙尘分布的中低层0~3000 m以下具有加热大气的作用, 这与Han et al (2013)的结果基本一致。此外, 民勤站底层沙尘气溶胶的加热幅度大于SACOL站, 这是因为民勤的地表反照率大于SACOL的地表反照率, 他们分别为0.286和0.216, 由此可见地表反照率越大沙尘层加热越强。随着高度的增加, 沙尘气溶胶的加热作用迅速减小, 沙尘层高度在3000 m附近时沙尘气溶胶的加热作用消失, 开始表现出降温作用。以往的研究表明沙尘气溶胶的传输高度多集中在0~4000 m(柳丹等, 2014), 当高度大于4000 m时, 到达沙尘层的顶部, 此时沙尘气溶胶再次表现出显著加热大气的作用, 这是由于沙尘气溶胶层之上, 沙尘气溶胶通过散射作用将辐射截留在大气中。综上, 沙尘气溶胶在中层具有冷却大气, 沙尘层以上具有加热大气的作用, 这一结果与Miller et al (2004)的结果较为一致。

图 4 2010年4月25日02:00民勤站(a)和SACOL站(b)沙尘暴爆发后WRF_D和WRF_ND模拟的不同高度温度廓线差值 Figure 4 The profile of temperature difference between WRF_D and WRF_ND after the dust storm break in Minqin (a) and SACOL (b) at 02:00 on 25 April 2010
3.2 沙尘气溶胶对不同高度处温度的影响

沙尘气溶胶的浓度分布能够影响太阳辐射, 而沙尘气溶胶自身向外辐射的长波辐射对地面具有一定的加热作用, 同时沙尘气溶胶也能够阻挡地面向上的长波辐射, 具有一定的“保温”作用。由25日00:00沙尘气溶胶长波辐射对不同高度处温度的影响(图 5)可以看出, 夜间不同高度处沙尘气溶胶对温度的影响不同, 这是由沙尘气溶胶的浓度分布不均匀导致的。低层浓度大的区域沙尘气溶胶具有加热大气的作用, 主要包括甘肃的西部, 内蒙古西部地区, 加热幅度为2 K左右, 而新疆东部、青海西部、甘肃东部、宁夏和华中等地为沙尘浓度小的区域, 该区域的沙尘气溶胶具有降温的作用, 降温幅度在2 K左右。这一结果与Stanelle et al (2010)的研究结果一致。随着高度的增加, 沙尘气溶胶的浓度减小, 增温的范围和幅度都在减小, 3350 m处沙尘气溶胶增温的幅度集中在1 K左右。

图 5 2010年4月25日00:00不同高度处沙尘气溶胶对温度的影响(单位: K) (a) 28 m, (b) 1200 m, (c) 2127 m, (d) 3350 m Figure 5 The influence of dust aerosols for temperature in different height at 00:00 on 25 April 2010.Unit: K

由25日12:00不同高度处沙尘气溶胶对温度的影响(图 6)可以看出, 沙尘气溶胶的底层存在加热区域和冷却区域, 加热区域分别为甘肃的中部、内蒙古的西部和宁夏等地, 冷却作用的区域分别为新疆的东部和青海的西北部地区, 这是由于这两个区域的沙尘气溶胶浓度不同所导致的, 其中民勤PM10浓度为71.59 mg·m-3, 哈密PM10浓度为0.07 mg·m-3。随着高度的增加沙尘气溶胶的降温作用越来越强, 增温作用减弱, 这是因为随着高度的增加沙尘气溶胶的浓度减小, “保温”作用减弱, 从而导致降温幅度达到2 K左右。

图 6 2010年4月25日12:00不同高度处沙尘气溶胶对温度的影响(单位: K) (a) 28 m, (b) 1200 m, (c) 2127 m, (d) 3350 m Figure 6 The influence of dust aerosols for temperature in different height at 12:00 on 25 April 2010.Unit: K
3.3 沙尘气溶胶对边界层高度的影响

沙尘气溶胶能够影响太阳辐射, 从而影响地面温度、感热通量和湍流动能的交换, 因此沙尘气溶胶能够对边界层高度产生一定的影响。根据民勤站实验WRF_D和实验WRF_ND模拟的边界层高度的差值以及WRF_D模拟的PM10的浓度变化(图 7)可知, 夜间沙尘气溶胶导致边界层高度抬升, 平均约400 m, 最高可达1000 m, 白天沙尘气溶胶导致边界层高度降低约700 m。24日19:00左右民勤开始出现沙尘天气, 大量的沙尘气溶胶排放到大气中, 因沙尘的密度远大于空气的密度, 空气的一部分动量传递给了沙尘粒子, 因此能够减小动量通量, 导致边界层高度降低约500 m。具体来说, 24日21:00沙尘气溶胶的夜间加热作用导致大气温度升高、湍流增强, 边界层高度升高, 这种状态一直维持到25日08:00, 08:00-15:00沙尘气溶胶的冷却作用占主导地位, 导致大气边界层稳定度增强, 边界层高度降低, 15:00之后, 随着沙尘气溶胶逐渐由冷却作用变为加热作用, 沙尘气溶胶对边界层高度的影响由降低边界层高度转变为抬升边界层高度, 另一方面输送而来的沙尘粒子也携带了一部分热量, 也能够加热大气。

图 7 2010年5月24-26日民勤站沙尘气溶胶及边界层高度随时间的变化 Figure 7 The variation of dust aerosol and boundary layer height with time at Minqin from 24 to 26 May 2010
3.4 沙尘气溶胶对风速的影响

大气的温度、地表植被状况、土壤湿度和地面风速等条件决定了沙尘粒子的排放, 排放到大气中的沙尘粒子形成沙尘气溶胶, 可以肯定的是风速是决定沙粒排放的主要驱动因子, 由于沙尘粒子的密度约为2650 kg·m-3, 远远大于空气的密度, 其所形成的气溶胶粒子粒径能达到甚至超过20 μm, 如此大的粒子在大气中悬移必定影响大气的运动状态, 本节分别模拟了包含沙尘气溶胶时大气不同高度处的风速和不包含沙尘气溶胶时风速的情况, 通过对比分析给出沙尘气溶胶对大气风速的影响。

由模拟的24日16:00中国西北地面风速分布(图 8)可以看出, 大风(> 10 m·s-1)出现在新疆中东部、青海西北部和甘肃的西部地区。此时该地区出现了沙尘暴天气。

图 8 模拟2010年4月24日16:00中国西北地区地面风速分布(单位: m·s-1) Figure 8 Modelling distribution of surface wind velocity in Northwest China at 16:00 on 24 April 2010.Unit: m·s-1

通过SACOL站25日18:00 WRF_D和WRF_ND模拟实验的风速廓线差值和PM10浓度廓线(图 9)可以看出, 沙尘气溶胶导致了风速增大, 低于3000 m时水平风速增大约1.0 m·s-1, 最大约1.4 m·s-1(图 9a)。随着高度的增加, 水平风速的增加值减小, 5000 m时仅增加约0.3 m·s-1。同时沙尘气溶胶与大气间动量的交换也能导致垂直风速增大, 最大增加约0.2 m·s-1 (图 9b)。水平风速和垂直风速的增加导致动量通量增加, 更有利于湍流扩散, 将低层沙尘卷入到高层, 高度可达4000 m以上(图 9c), 为沙尘的远距离输送提供了条件。

图 9 2010年4月25日18:00沙尘气溶胶对SACOL站水平风速(a)和垂直风速(b)的影响及PM10浓度廓线(c) Figure 9 Dust aerosol effect on the horizontal wind speed (a), vertical speed (b) and vertical profiles of PM10 (c) at SACOL at 18:00 on 25 April 2010
4 结论与讨论

(1) 沙尘气溶胶对地面温度的作用与沙尘层的高度、浓度和时段有一定的关系, 在夜间, 高浓度的沙尘气溶胶能够加热低层大气, 可以使得低层大气升高1 K以上, 最高可接近2 K, 且与地表反照率有关, 白天沙尘气溶胶在低层具有降温作用, 导致地面2 m温度降低达3 K。此外, 沙尘气溶胶垂直分布导致不同高度对大气作用存在差异。

(2) 夜间沙尘气溶胶的加热作用能够使得边界层高度抬高, 最高可达1000 m; 白天沙尘气溶胶的冷却作用导致边界层高度降低约700 m。

(3) 沙尘气溶胶能够导致SACOL站风速廓线的改变, 水平风速增大, 增幅约1.0 m·s-1以上, 垂直风速也增大, 最大值约0.2 m·s-1。风速的增加能够引起沙尘排放的增多, 并为沙尘气溶胶扩散到高空提供了有力条件。

利用模式模拟研究沙尘气溶胶对边界层内气象要素的影响, 为认识沙尘气溶胶与边界层的相互作用提供了一种解决途径, 但是限于模式的误差以及模式中所考虑的因素限制, 文章只在一定程度上反映了沙尘气溶胶对边界层的影响, 还需要通过考虑多因素、反复验证等方面, 才能从根本上认识沙尘气溶胶对气象要素的短时影响。

致谢 采用的起沙参数化方案由邵亚平提供, 对他的指导表示感谢; 民勤站PM10的观测数据由兰州大学西部灾害与环境力学教育部重点实验室提供, 激光雷达数据由兰州大学半干旱气候与环境观测站(SACOL)提供, 在此一并表示感谢。
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Influence of the Dust Aerosols on Meteorological Fields during Dust Storm
ZHOU Xu1,2 , ZHANG Lei1 , CHEN Lijing1 , GUO Qi1     
1. Key Laboratory of Semi-Arid Climate Changes with the Ministry of Education, College of Atmospheric Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000, China;
2. Key Laboratory for Cloud Physics, Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing 100081, China
Abstract: Dust storm is a normal seen weather phenomenon occuring in the dry-land.During the dust storm process, the key factors of boundary layer will witness a dramatically change.By using the combination of WRF/Chem modelling and parametric scheme given by Y.Shao in 2004, simulated a dust weather process happened on 24-26 April 2010.By controlling whether the dust aerosol is emitted into the atmosphere, compared and analyzed the effect of boundary layer atmospheric factors during the dust storm process.We found that in the night under the dust layer, the dust aerosol has the effection of heating the atmosphere, the maximum value is 1.8 K.This "heating" effect is related to the surface albedo also:The larger of the albedo the stronger of the "heating" effect.In the middle-up layer the dust aerosol have a "cooling" effect, the maximum of temperature decreased value is 3 K.Dust aerosol can raise the boundary layer in the night, 1000 meters to the maximum, opposite effect during the day time is approximate to 700 meters.Dust aerosols results in the horizontal wind speed up, about 1.0 m·s-1.Dust aerosol can also increase the vertical wind speed blow dust aerosols layer, but decrease above the dust layer.
Key Words: Dust storm    Dust aerosol    Numerical modeling    Boundary layer    Meteorological parameters