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2322
第 124 卷
第 124 卷
中期预报模式中的非局部边界层垂直扩散
SONG-YOU HONG* AND HuA-LU Pan
华盛顿特区国家环境预测中心环境建模中心
(1995 年 10 月 3 日收到手稿，1996 年 2 月 5 日定稿）
摘要
本文介绍了将简单的大气边界层扩散方案纳入 NCEP 中期预报模式的情况。对基于 Troen 和 Mahrt
非局部扩散概念的边界层扩散软件包进行了测试，以便在运行中实施。将这种方法的结果与局部扩
散方法的结果进行了比较，后者是目前的运行方案，并根据 1987 年 8 月 9 日至 10 日的 FIFE 观测结
果进行了验证。本地方法和非本地方法之间的比较扩展到 1995 年 5 月 15 日至 17 日的暴雨预报。还
研究了边界层的发展和降水预报对非局部扩散方案中调整参数的敏感性。特别注意了边界层过程与
降水前物理学的相互作用。还介绍了 1995 年 8 月并行运行的一些结果。
1. 导言
自 20 世纪 80 年代以来，美国国家 环境预报中心
（ National Centers for Environmental Prediction ） [
前 身 为 美 国 国 家 气 象 中 心 （ National Meteorological Center，NMC）]的中期预报模式（NCEP
不是局部特性来模拟。例如，这种方案无法处理大
气混合良好的情况，因为
反梯度通量" （Deardorff ，1972 年； Troen 和
Mahrt ，1986 年；Holtslag 和 Moeng ，1991 年；Stull
，1991 年等）。由于这些原因，这种方法在不稳
定条件下表现不佳。最近，在或
MRF ）就采用了基于风和潜在温度局部梯度的垂
直扩散方案，即所谓的局部 K 方法。自 20 世纪 80
年代初以来，美国国家环境预报中心（NCEP）的
中期预报模式（NCEP MRF ）一直采用这种方法
。在这种方案中，扩散系数被参数化为当地理查
森数的函数。由于这种方案计算成本低廉，而且
• 目前的工作单位：国家研究委员会（NRC）访问科学家，
NCEP，华盛顿特区。
通讯作者地址： Song-You Hong，NCEP/EMC，Room 207，
5200 Auth Road，Camp Springs，MD 20746。
电子邮件：shongHsunl.wwb.noaa.gov
在典型的大气条件下能得到合理的结果，因此被
广泛用于大气数值模式。然而，正如许多学者所
指出的（如 Wyngaard 和 Brost，1984 年；Holtslag
和 Moeng，1991 年；Stull，1993 年），这种方案
存在许多缺陷。最关键的批评是，行星边界层（
PBL）中的质量和动量传输主要是由最大的涡旋完
成的，这种涡旋应该用行星边界层的整体特性而
8QDXWKHQWLFDW
为了克服上述不足，在大气环流模式和天气预报模
式 中测试了 更复杂的物理参数化方案。一种方法
是采用梅洛和山田（1974 年）开发的高阶闭合方
法。Benoit等(1989)、Pan等(1994)和Janjic(1990)分
别 在 短 程 预 报 模 式 中 测 试 并 实 施 了 Mellor 和
Yamada的1.5、2.0和2.5级湍流闭合方案。他们的
研究表明，高阶闭合方法能够表示混合良好的边
界层结构。然而，由于需要加入预报湍流动能，
该 方 法 的 计 算 成 本 较 高 。 此 外 ， Ayotte 等 人 （
1996 年）的研究表明，从严格意义上讲，这种高
阶闭合方案是局部扩散方案，在存在强封顶反转
的情况下，有很强的夹带不足倾向。另一方面，
最近提出了另一种简单扩散方案，即所谓的非局
部 R 方法。Blackadar （1978 年）、Stull （1984
年）、Wyngaard 和 Brost （1984 年）、Troen 和
Mahrt （1986 年）以及 Pleim 和 Chang （1992 年
）提出了非局部扩散方案。Stull（1993 年）对非
局部方案进行了广泛的研究。在这些方案中，
Troen 和 Mahrt（1986 年）的概念是重点，因为它
有可能被应用到天气预报模式和气候模式中。该
方案利用了大涡度模拟再搜索的结果（Wyngaard
和 Brost，1984 年），计算效率高。由于其简单性
和 在混合良好的边界层内表示大涡旋的能力，该
方案已在大气环流模式和数值天气预报模式中进行
了广泛测试，并将进一步推广。
8QDXWKHQWLFDW
O T£3B2R 1996
(三)......(四)
eralization and reformulation ( Holtslag et al. 1990;
Giorgi et al. 1993; Holtslag and Boville 1993 ) 。
2323
扩散局部处理在内的 MRF 模型。1987 年 8 月 9-10
日和 1987 年 9 月 10 日 FIFE 案例的实验结果。
因 此 ，本研究选择了 Troen 和 Mahrt（1986 年）
方案。湍流扩散系数是根据规定的剖面形状计算出
来的，是边界层高度和根据相似性要求得出的尺度
参数的函数。除了在表层顶部和埃克曼层底部之间
的匹配条件上具有优势外，它还提供了由 O'Brien （
1970 年）提出的理想湍流扩散系数剖面，该剖面基
于物理耦合，即剖面及其一阶导数随高度的变化是
连续的，并符合表层的相似性要求（图 1）。
Holtslag 等 人 （1990 年）根据一维气团转换模型研
究表明，该方案可用于预测大气低层的温湿度剖面
、边界层结构、边界层高度和边 界 层云量等 短程天
气现象。Giorgi 等人（1993 年）在第二代区域气候
模式（RegCM2）中实施了这一方案，并显示了对
1979 年 1 月和 6 月欧洲区域气候模拟的影响。他们
的研究结果表明，该方案导致降水总 量 全面增加。
他们还指出，该方案降低了对流降水的模式，因为
低层水汽更快速地向上输送，导致低层更加干燥。
Holtslag 和 Boville（1993 年）在共同体气候模式第 2
版（CCM2）中 的 测试表明，就温度和湿度剖面而
言，该方案总体上优于局地扩散方案。他们表明，
热带地区的低云从模型的最低两级向上移动到 850
hPa 附近。他们指出，非局部方法很有前途，因为它
往往比局部方法更快地将水汽从地表输送出去。尽
管众所周知，在三维预报模式框架内，PBL 方案与
水文循环之间存在着 强耦合关系，但此前还没有任
何研究侧重于这两者之间的相互作用。
在本文中，我们介绍了以下方面的一些初步结果
在 NCEP MRF 模 式 中 测 试 基 于 Troen 和 Mahrt （
1986 年）的非局地边界层垂直扩散方案，以便在业
务上使用。以前的研究侧重于边界层的发展特征和
对照本地方案的预报的均方根误差统计，与此不同
，我们将侧重于边界层与降水物理学之间的相互作
用。
第 2 节介绍了基于边界层扩散非局部处理的非局
部垂直扩散软件包。第 3 节简要介绍了包括边界层
8QDXWKHQWLFDW
以及 Holtslag 和 Boville ( 1993) 中的公式一样，时刻
扩散系数的计算公式为
边界层
表面 La
图 1.奥布莱恩（1970 年）提出的边界层涡流粘度 K 随高
度变化的典型值。摘自 Stull (1988)。
第 4 节介绍了 1995 年 5 月 15 日 至 1 7 日 期间的一
次暴雨情况，其结果和讨论分别载于第 5 节和第 6
节。第 7 节还给出了 1995 年 8 月的部分运行结果
。第 8 节是总结和结 束 语 。
2-.非局部垂直扩散包
根 据 Deardorff （ 1972 年 ） 、 Troen 和 Mahrt （
1986 年 ） 、 Holtslag 和 Moeng （ 1991 年 ） 以 及
Holtslag 和 Boville（1993 年）的研究，预报变量（
C；ti，r，8，q）的湍流扩散方程可表示为
(1)
其中 K 是涡扩散系数，y 是对局部梯度的校正，它
包含了大尺度涡对总通量的贡献。这一修正适用于
本研究中混合边界层内的 d 和 q。Troen 和 Mahrt
（1986 年）、Holtslag et a1.( 1990) 以及 Holtslag 和
Boville ( 1993) 提出的非局部扩散方法用于混合层扩
散。在这一层之上，采用局部扩散法来计算自由大
气层的扩散。在自由大气层中，采用了基于最近观
测的混合长度和稳定公式（Kim，1991 年）。为帮
助理解模型结果，在此简要介绍模型的 计 算 方 法
， 包括为本研究而进行的修改。
a. 固定/无源扩散
与 Troen 和 Mahrt ( 1986) 、Holtslag et a1.( 1990)
8QDXWKHQWLFDW
2324
袦械褌邪谢谢懈褔械褋泻懈泄 泻芯屑锌邪
薪懈褔械褋泻懈泄
回顾
第 1 卷 24
( '+'
(2)
其中，p 是剖面形状指数，取 2；k 是 von Kàrmàn
常量（= 0.4）；Z 是距地表的高度；li 是 PBL 的
高度。混合层速度尺度表示为
r) 0
(9)
灰烬
其中，dT 是地表附近按比例计算的虚拟过剩温度
。在初步测试中，当地表风非常弱时，8 有时会
变得过大，导致 /i 不切实际地增大。由于不现实
的 8, 导致的 /i 过大并不会对结果造成影响，因为
其中，uz 是表层摩擦速度标度，d'q 是表层顶部的
风廓线函数。8 和 q 的反梯度项分别为
不同风速下的 /i 值是不一样的。
在这些情况下，温度和湿度的涡旋扩散系数通常
非常小，但对于诊断目的来说并不可取。因此，
(4)
其中，（w'c' ）是 8 和 q 对应的表面通量，b 是比
例系数。为了满足表层顶部和 PBL 底部之间的兼
我们将 bT 的最大限制设为 3 K 。温度和湿度的涡
普朗特数的关系，其公式为
Pr =
容性，使用了与表层物理学中相同的剖面函数。
首先，对于不稳定和中性条件 [ (w ' ) 0 ] 、
度扩散系数（K.
g, + bk 0.1/i
h
( 10)
其中，Pr 是整个混合边界层内的常数。
0.1/i -1f4
在数值上，边界层高度/i 是通过迭代获得的。
首先，在不考虑热过量 8t 的情况下，通过 (8) 估
算 ft。利用估算出的 /i 计算 (5) - (7) 中的剖面函数
、
d'p
=1 - 16
Q, =
1 - 16
为u和U
L
(5)
并计算 (3) 中的混合层速度 w。(9) 中的 w 和 8t fi
得到增强。增强后的
0.1/i "2
L
/i 和 w"K "由(2)求得，K "由(10)求得。( 1) 中的 8
为 8 和 q、
和 q 的逆梯度修正项也由 (4) 求得。
而对于稳定状态 [ (vr' 8.' ) > 0] 、
(6)
0.1ù
L
b. 自由大气扩散
对于自由大气，采用局部扩散方案，即所谓的
局部 K 方法（路易斯，1979 年）。
其中 ñ 又是边界层高度，L 是莫宁-奥布霍夫长度
尺度。面上层顶部估计为 0.1fi。为了确定（4）中
的 b 面，选择-1/3 iS 指数以确保边界层的高度和 L
球体。这是目前大气层的运行方案。在该方案中
，动量（m; u, b）和质量（r; 8, q ） 的垂直扩散系
数分 别 表示为
U
的长度尺度。
自由对流极限。因此，我们使用
近似值：
d'p
=1 - 16
Kg , -- /2 fp , (Rig)
0 16
L
0 1fi
"'
1 - 12 '
L
(11)
"'
.(7)
根 据 Troen 和 Mahrt ( 1986) 以 及 Holtslag et a1.(
8QDXWKHQWLFDW
1990) 的推导，(7) 的右边得出 b -- 7.8。边界层高
度为
用混合长度/、稳定函数 fp , (Rig) 和垂直风切变
dUf 0z 表示。稳定函数 fp , 用给定水平的局部梯度
( 8)
理查森数 [Rig = (g/ T)(d8 f dz) dU/dz )°2]表示。为防
止出现不切实际的不稳定状态，计算得到的 Rig 被
限定为- 1 0 0 。 混合长度尺度 / 的计算公式为
其中，"Rib "是临界体积理查森数、
U h）是 It 处的水平风速，ua 是虚拟风速。
1
1
1
1k f、 >o
( 12)
是模型最低层（在 MRF 模型的运行版本中，距离
其中，k 是 von Kàrmän 常量（= 0.4），z 是距地
地表约 30-50 米）的潜在温度，8,(ft) 是 /i 处的虚
表的高度，kg 是渐近长度尺度（= 30 米）。请注
拟潜在温度，8,是地表附近的适当温度。地表附近
意，在目前的运行模式中，k 为 250 米。这是因为
的温度定义为
非局部扩散方案 考虑到了混合层内 的 不稳定状态。
Kim ( 1991 )
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2325
HONGANDPAN
1996 年 10 月
根据飞机观测数据分析，提出中性自由大气的湍
该模型由 Mahrt 和 Pan（1984 年）、Pan 和 Mahrt
流混合长度尺度为 30 米。
（1987 年）建立，并在 Pan（1990 年）的基础上
稳定函数 /",(Rig)在稳定和不稳定状态下有所不
做了一些修改。土壤模型包括土壤热力学和土壤
同。对于 稳定分层的 自由大气球（Rig > 0），我
水力学，二者均以扩散过程建模。地表能量平衡
们采用 Kim ( 1991 ) 的公式：
中的蒸发过程由三部分组成：裸露土壤表面的直
接蒸发、通过叶片气孔的蒸腾和叶片截获降水的
0.15
(Rig ) = e 8-bRig
+ Rig + 3.0 '
( l3)
Pr = 1.5 + 3.08Rig.
对于中性和不分层大气（Rig 0），我们对表面使
用相同的稳定公式
除了用 Rig 代替 z/L 外，第 (5) 层的计算结果与第
(6) 层相同。
再蒸发。
天篷。
正如导言中所总结的那样，目前还没有任何前例
可循。
且最近发生了重大变化，因此目前将对这些参数进
行更详细的描述。
a. 表层和边界层物理学（局部扩散方案）
我们还引入了背景扩散（N, = 1 m2s ，以考虑数
值扩散，从而使通过 (2) - ( 13) 计算的 K, 限定在 1
到 1000 m2 s ' 之间。这里，Pr 设置在 0.25 和 4.0
之间。利用 (2) - ( 13)中计算的扩散系数和反梯度
修正项，对所有预后变量的扩散方程 ( 1 ) 进行数
值求解。采用 Kalnay 和 Kanamitsu（1988 年）开
发的光谱滤波器进行隐式时间积分，以消除偶尔
出现的大振幅振荡。
3. MRF 模型
NCEP MRF 模式是一个全球光谱模式（Sela，
1980 年）。国家气候中心开发部（1988 年）提供
了该模式的全面资料，Kanamitsu（1989 年）、
Kalnay 等（1990 年）和 Kanamitsu et a1.( 1991 ).本
研究采用的模式是截至 1995 年 6 月的现行业务预
报模式。模式物理包括长波和短波辐射、云-辐射
相互作用、平面边界层过程、深层和浅层对流、
大尺度冷凝、重力波阻力、增强地形、简单水文
以及垂直和水平扩散。模型初始数据来自 6 小时
全球数据同化系统（GDAS），采用光谱统计插值
（SSI）方法（Parrish 和 Derber，1992 年）。风
场和质量场之间没有进行其他初始调整。由于地
表、边界层和降水物理学对本研究非常重要，而
8QDXWKHQWLFDW
在当前的 MRF 模式中，边界层参数化是缺省的
大尺度降水算法检查预测比湿的过饱和情况，并
。边界层和自由大气都采用了第 2b 节描述的依
释放潜热以调整比湿和温度至饱和状态。凝结水
赖稳定性的局部扩散方案，即路易斯（1979 年）
平以下非饱和层的雨水蒸发也被考虑在内。
提出的所谓一阶局部-N 方法。扩散系数在 ( 1I )
目前运行的深对流方案（NCEP 方案）沿用了
和 ( 12 ) 中计算。与第 2b 节描述的方法相比，运
Pan 和 Wu
行垂直扩散方案的不同之处在于确定中性和不稳
Arakawa 和 Schubert （1974 年）为基础，Grell （
定分层大气的稳定参数 /p ，以及渐近长度尺度 k
1993 年）用饱和下沉气流对其进行了简化。Pan
。目前的 MRF 模式使用的渐近长度尺度为 250
和Wu （1995 年）与Grell （1993 年）的主要区
米。对于中性和不稳定分层大气，运行中的扩散
别在于闭合[NCEP
方案使用(6) 中的表层剖面函数综合公式，而不是
Schubert 闭合；Lord （1978 年）] 和对亚云层的
采用(13)。计算得到的扩散系数介于 0.1 和 300 m
处理（NCEP 方案允许上升气流的夹带和下降气流
之间2 s
的减弱）。在该方案中，云的质量通量是根据该阈值
b. 降水物理学
大尺度降水和对流参数化方案都会产生降水。
（1995 年）的方案，该方案以
方案使用原始的Arakawa-
云功函数的准平衡假设确定的。从地表到大约
400 hPa 之间的最大湿静态能量水平被用作上升气
流起源水平。当上升气流起始层与大气层之间的
深度达到一定程度时，对流将被抑制。
表层和自由对流水平超过一定临界值的详细描述。
目前运行的 MRF 中的边界层物理云顶由 Betts et a1.( 1996) .目前从最高模型层向下搜索的 M W 模型采
用了沃德的双层土壤模型。
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2326
每月天气回顾
第 124 卷
在本研究中，我们使用的是最新版的扫描方案。
第 6 节）。在该实验中，初始条件取自 T62 分辨率
与运行版本的主要区别如下。对方案进行了修改，
再分析数据集（Kal- nay et a1.1993; Kistler et a1.1994
允许在扰动大气条件下进行对流，以有效消除对流
）。我们还将介绍 1987 年 8 月 9 日-10 日的情况，
可用势能（CAPE），从云基向上而不是从对流层顶
并与当前运行的扩散方案（局部扩散方案）以及
向下搜索云顶，并允许浅层云在没有下沉气流的情
Betts 等人（1996 年）的观测结果进行比较。之所以
况下提前脱离。在初步实验中，这些改进消除了大
选择这个案例，不仅是因为它具有晴空万里、夏季
范围的小降水，并产生了更有组织的强降水，从而
边界层情况的特点，而且还因为 Betts 等人（1996 年
改善了降水预报。此外，通过自下而上搜索云顶，
）对本地扩散方案与观测结果的比较进 行 了详细记
对流降水的早晨发展被部分抑制，Betts 等人（1996
录。用于验证模式输出的 FIFE 表面通量、表面气象
年）指出这是一个问题。
数据和高空探测仪数据与 Betts 等人（1996 年）使用
的相同，数据制作的细节在 Betts et a1.( 1993) .为了
4. 实验设计
在本研究中，我们使用的是该模式的运行版本，
其水平分辨率与 T126（波长 126 处的三角截断）光
谱截断值相对应，垂直分辨率在西格玛（ ）坐标系
中为 28 层。最低模型层的 w 值为 0.995，相当于地
表以上约 30-50 米。
在三维模型框架内设计了三个不同的实验，表 1
汇总了这 些 实验。表中 "非局部扩散方案 "指的是第
2 节中描述的湍流扩散，而 "局部扩散方案 "指的是
第 3a 节中描述的方案。更新后的对流软件包包括第
3b 节中针对对流运行版本的 修改。
首先，24 小时预报试验的目的是对照本地方案
（LD）以及 1987 年第一次 ISLSCP（国 际卫星地
表气候项目）实地试验（FIFE）期间的高分辨率
观测结果，诊断非本地扩散包 （ND）的特性。该
试验旨在系统地区分 MRF 模式中本地和非本地方
法之间的内在差异，这反过来将有助于我们理解
边界层和降水物理学之间的相互作用（将在下文
中讨论）。
验证边界层结构，使用了每 90 分钟发射一次的高空
探测仪数据。我们使用从光 盘 上的 5 海帕间隔数据
平均出的 20 海帕间隔气压数据与模式结果进行比较
。在离 FIFE 站点最近的网格点，每 20 分钟进行一
次相关的模式预报输出。
此外，还利用非局部约束层方案进行了一系列运
行，以研究该方案各组成部分的敏感性。设计了四
种不同的敏感性实验：（i）通过去除 ( 1) 中的热过
量 (b -- 0) 来评估反梯度项的作用；（ii）通过将临界
理查森数 Rib 从 0.50 增加到 0.5，研究边界层高度的
敏感性；（iii）通过将临界理查森数 Rib 从 0.50 增
加到 0.5，研究边界层高度的敏感性。
0.75 英寸（8）；(iii) 将形状指数 p 从 2 增至 3（2
），以研究扩散率剖面形状的影响；(iv) 将热过量
比例参数 b 从 7.8 增至 l 1.7（2），以研究反梯度
项的影响。
(4) .除了去掉 (i) 中的逆梯度项（b-0）外，其他参数
都增加了 509c 倍。
根 据 Betts 等人（1996 年）的研究，MRF 模型所
产生的地表通量似乎可以满足 1987 年 FIFE 比较的
大部分要求。他们将这一成功归功于根据 Pan 和
Mahrt（1987 年）对蒸发过程的现实处理。关于边界
层结构，他们指出
8QDXWKHQWLFDW
1. 实验设计摘要。
实验 FIFE
1987
大雨情况
平行运行
代码
说明
LD
局部扩散实验 非局部扩散实验
OPN
LD
ND
运行物理实验 局部扩散实验
ND
MRY
MRX
对流方案
垂直扩散
已更新
本地 非本
已更新
地
非局部扩散实验
运行 更新 更新
本地 本地
运行物理实验 非局部扩散实验
运行更新
非本地
本地 非本
地
8QDXWKHQWLFDW
1996 年 10 月
2327
(二)......(三)
a)
b) K <(m +2/s) AUG 9& 0
x't(m+ 2/s) AUG 9& 10
690
690
720
720
压力 (hPo)
7b0
900
930
960
06Z
092
?*
151
181
小时（UTC）
2i2
001
052
062
091
小时（ UTC）
修复。2.用局部（虚线）和非局部（实线）方案计算的（a）热量和（ b）动量的 涡度扩散（m s °
） 的时间-压力截面。
由于目前的垂直扩散方案没有正确反映边界层顶
最后，将把 1995 年 8 月采用新的垂直扩散方案
部的夹带，因此模型通常对边界层深度的预测不
和修改后的对流方案（MRX）并行运行的降水验
足。这种缺陷在水汽剖面上比在潜在温度上更为
证得分与采用运行模式物理（MRY）预测的得分
严重。他们指出，边界层方案经常会将水汽截留
进行比较。
在表层之上，不能有效地将水汽向上混合。我们
希望通过采用非局部边界层扩散方案来克服这一
5. FIFE 1987 年 8 月 9-10 日试验
缺陷。
a. 局部和非局部扩散方案的比较
其次，短程预报试验是根据
图 2 比较了 PBL 与降水物理相互作用的 时间演变。 在这个实验中，初始数据来自质量和动量。其总
体特征与运行中的 GDAS（Kanamitsu，1989 年）相当。两种方案的模型相似。从 1995 年 5 月 15 日
12 时（世界协调时）开始，两个扩散系数都进行了 48 小时的积分。值得注意的是，扩散（ND）和局
地扩散（LD）方案在局地方案中大致产生了抛物线形状，并与观测结果进行了比较和验证。尽管对流
方案的变化系 数 是由局部决定的，但对白天垂直方向的 影响还是很大。这可能是由于第 3b 节通过
比较 LD 和 8 月 9 日和 10 日运行物理（OPN）实验的 PBL 发展情况进行了讨论。第(8)节中的 "Rib "对
降水预报的影响也得到了 证实。采用 bcrof 0.25 和 0.75 的详细结果。非局部方案在 ND 中给出了快速
发展和衰减，并与 Rib" 为 0.50 的对照运行进行了比较。此外，还讨论了在 1987 年 FIFE 试验中测试
的 ND 中其他参数的敏感性，这些参数在较 高水平时数值较大。由于预
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2328
中期审查
通过对抛物线剖面和表面通量关系的分析，非局域
方案实验得出的垂直方向涡旋扩散率剖面与图 1 中
第 1 卷 24
a)
FI FE
奥布莱恩（1970 年）提出的剖面相当。非局域方案
中扩散率的变化反映了 Yamada 和 Mellor（1975 年
）根据旺加拉案例模拟湍流动能 （TKE）得出的湍
流动能昼夜周期。关于 TKE，非局部方案的 扩散演
.
850
化表明，TKE 在昼夜周期内急剧增加。从清晨较小
的 TKE 值到午后较大的 TKE 值，表明空气中净储存
了 TKE。在下午晚些时候和傍晚，当消散和其它损
失超过湍流的产生时，TKE 会出现净损失。路易斯
等人（1983 年）通过地表观测发现了 TKE 的这种昼
潜在温度 (K)
夜变化。本研究采用的非局域方案在这方面具有优
势，因为其形式与地表能量预算密切相关。同时，
在局地方案中，日落后约 850 hPa 处的大扩散率意味
着边界层上方自由大气中的机械转率被高估了。这
b)"
750 -
-
FIFE
D
LD
可归因于 PBL 顶部的过度夹带。本地方案中使用的
250 米混合长度对于夜间的湍流混合来说可能过大，
而对于白天的混合层湍流来说是合适的。因此，
850
Betts 等 人 （1996 年）指出的日落后边界层顶部夹带
量被高估的问题，可以通过非局部扩散软件包得到
部分解决。另一个重要特征体现在动量 （ K,z ） 和质
950 -
量 （ K" ） 扩散率之间的差异 。 在局部扩散实验中，
N,p 和 K" 非常相似，而在非局部方案中，它们在大
i
小上有所不同。在非局部方案实验中，不稳定大气
FIFE.对于位势温度，很明显，在当地时间中午前
后（1845 UTC，图 3a）和下午晚些时候（2145
UTC，图 3b），局地方案产生了一个弱不稳定的
I
A8
34 0
潜在温度 (K}
层的 K" 较大，稳定大气层的 K" 较 小，这与 (5) 和
(6) 中的表面轮廓函数相吻合。
在图 3 中，电位温度的变化情况如下
profile for the local and nonlocal experiments are
com- pared with the observed radiosonde data from
'
此形成鲜明对比的是，非局部方案能够在 PBL 增
长过程中保持接近中性的热剖面，从而规避这些问
题。非局部方案往往会略微高估边界层深度 10-20
hPa。
边界层，PBL 深度比观测值低 30-40 hPa。这种不
稳定的浅边界层可归因于一个众所周知的问题，
即用局部变量表示湍流而不考虑反梯度修正。由
于这种方案不允许反梯度输送，因此模型热剖面
需要略微不稳定，以便向上输送热量和水分。与
8QDXWKHQWLFDW
小说3.(a) 1845 UTC 和 (b) 2145 UTC 时，8 月 9-10 日探测
仪平均值（阴影线）与非本地（实线）和本地（虚线）方案
平均值的边界层潜在温度（K）剖面比较。
在边界层上方有一个更稳定的层。图 4 中的混合比
剖面更突出地显示了局地和非局地扩散试验之间的
差异。非局地方案能够在正午附近（1845 UTC，图
4a）和下午晚些时候（2145 UTC，图 4b）再现更深
的混合层（30-40 hPa）和更好的垂直结构，其结果
更接近于观测结果。由于这样一个混合良好的边界
层是在分辨率相对较低的三维模式中产生的，因此
更加引人注目。另一方面，非局地方案往往低估了
湿度。
8QDXWKHQWLFDW
1996 年 10 月
2329
(二)......(三)
a)"
b. 非局部方案中参数的敏感性
图 5 显示了非局地方案与第 4 节讨论的各项感
750 -
应试验得出的 2145 UTC 潜在温度和混合比垂直剖
面图的比较。可以看出，消除逆梯度效应和增加指
,(e
数项 p 的影响相对较大。而 Rib "以及控制逆梯度
业务流程外包 -
g
混合和热过量的因子 h 的增加所产生的影响很小
c| )
。在取消反梯度项的实验中，反梯度效应引起的
非局部湍流混合显然在稳定结构和形成更深的边
界层深度方面发挥了作用。混合比比势温度曲线更
950 -
eu
IOOO
1
,
a
a
e
10
e
12
混合比（克/千克
）
清楚地表明了这一点。然而，反梯度项并不完全
是造成局部和非局部扩散方案差异的原因。反梯
度项的影响可以解释本地和非本地方案之间大约
nsse J, g
一半的差异。这意味着立方体形状在非局部方案
中也很重要。我们还发现
FIFE
75O -
*
-
无
- --
LD
但混合比反梯度效应导致的非局部混合的影响可以
忽略不计（未显示）。值得注意的是，外分量 p 的
影响与反梯度混 合 的影响相似。这是因为当 p 从 2
增 加 到 3 时 ，扩 散 率 下 降 ， 剖 面 最 大 值 降 低 [ 见
业务流
Troen 和 Mahrt（1986 年）的图 3]。换句话说，p 的
程外包 -
增加会减少边界层顶部的混合，因为夹带通量减少
了。临界理查森数的变化虽然导致混合略有增强，
但影响很小。这是因为在不稳定情况下，( 8) 中的边
950 -
界层深度 fi 主要取决于 bT，而对 Rib 的选择不敏感
I
。从 h 因子的实验中可以看出，包括反
1000
混合比（克/千克
"
'
）
梯度项在模拟混合良好的边界层结构中起着重要作
用，而其镁离 子 项则在模拟混合良好的边界层结构
中起着重要作用。
图 4.与图 3 相同，但为混合比（g kg ' ）。
由兼容模式物理的 GDAS 生成的，预计结果会有所
改善。同时，表层能量预算对局部和非局部扩散方
图 4a）。正如 Betts 等人（1996 年）所指出的那
法的敏感性并不明显（未显示）。
样，这种低估的水汽可能与初始时间低层大气剖
面比 FIFE 观测结果更冷、更干燥有关。需要注意
的是，本试验中作为初始数据的再分析数据是由
MRF 模式版本生成的，它没有包含第 3 节中描述
的模式物理的最新变化。因此，如果初始数据是
8QDXWKHQWLFDW
这 也 是 Holtslag 和 Boville （ 1993 年 ） 指 出 的 。
Holtslag 和 Boville（1993 年）也指出了这一点。
总之，在这种情况下，与(1)中的反梯度项和(2)
中的 p 因子相比，"Rib"(8)和 b(4)参数对边界层
结构的影响可以忽略不计，但正如第 6c 节所示
，这些参数对降水预报的影响却大不相同。
我们对 Betts et a1 中记录的晴朗天空下的其他
FIFE 案例进行了局部边界层和非局部边界层软
件包之间的实验。( 1996) .结果符合 8 月 9-10 日案
例中发现的一般特征。这些特征可归纳为：(i) 非
局部方案更准确地反映了白天边界层的增长，从
而得出结论，Betts 等人（1996 年）的垂直湿度
大梯度问题可以得到解决。
8QDXWKHQWLFDW
2330
上午 10 时至下午 1 时 r e v i e w
b) 协调世界时 8 月 9 日和 10 日 21
a) 协调世界时 8 月 9 日和 0 日 2
740
760
第 124 卷
时 145 分
时 45 分
740
780
760
800
780
压力 (hPo)
B00
820
cn
B60
B80
920
wD
940
-b = 0.0
920
'''
960
940
503 503.5 304 304.5 305 505.5 306 306.5 307 307?308
--
-----b =
]7
'
10
4
潜在温度 (K)
混合比（克/千克）
图 5.8 月 9-10 日 21 时 45 分（协调世界时）的边界层（a）势温（K）和（b）混合比（g kg*'）剖面比较，分别来自本地方案
实验（浅实线）、非本地对照实验（重实线）、无反梯度项'b-0'实验（长虚线）、增加 Rib"（短虚线）、增加 p（虚线-点）和增
加 b 因子（点）。
(ii) 和表层预算的敏感性并不显著。Betts 等人（1996
年）的研究表明，MRF 表层物理学在他们的全面验
证中表现良好。由于本研究测试的非局域方法与表
层能量收支密切相关，因此非局域方案实验的 成功
应归功于 MRF 模型对表层物理和辐射传输组合的真
州和密苏里州的交界处。到 5 月 16 日 1200 UTC 时（
图 6b），该反气旋已向东移动到弗吉尼亚州，其上方
的锋面正向东北方向推进，穿过密苏里州。在德克萨
斯州北部观测到了 与该锋面相关的降雨，同时还观测
到了一股东西向的
实再现。
6. 1995 年 5 月 15 日至 17 日的大雨情况
a. 地表同步演变和业务预报
图 6 显示了 1995 年 5 月 15 日、16 日和 17 日
1200 UTC 的地面分析图。该图是 NCEP 发布的每日
天气图的一部分。5 月 15 日 1200 UTC 时（图 6a）
，一个静止锋从得克萨斯州延伸到北卡罗来纳州。
在该锋面的北面，一个高压系统的中心位于堪萨斯
8QDXWKHQWLFDW
图 7a）。与 此 同 时 ，一个低压系统延伸到降水区
域以北。5 月 17 日 1200 UTC 时（图 6c），冷锋从
得克萨斯州北部向南延伸至美国东北部。冷锋前方
出现了大对流活动（图 7b）。密苏里州和伊利诺伊
州出现了一大片 24 小时累积雨量超过 32 毫米的地
区， 在这一强降雨的西面，怀俄明州东南部、内布
拉斯加州西部和科罗拉多州东部出现了较小的前期
降雨。这场降雨与沿落基山脉东部的上坡气流有关
（图 6c）。请注意，降雨连续两天出现在同一地区
，并导致该地区发生洪水。
图 8 显示了当前运行的 MRF 预测的 1995 年 5 月
16 日 1200 UTC 和 5 月 17 日 1200 UTC 的 24 小时
累积降水量。在 24 小时预报中（图 8a），业务模
式未能捕捉到堪萨斯州、密苏里州和伊利诺斯州的
降水。模式产生的降水区域集中在内布拉斯加州南
部和堪萨斯州东北部，位于观测到的前期降水的西北
部。此外，模式对美国南部降雨量的预测过高。在 48
小时预报中（图 8b'），模式没有正确捕捉到
8QDXWKHQWLFDW
O +OBFR 1996
H ON G A N D P A N
2331
实验得出的 24 小时和 48 小时预报时段的累积降水量
。
图 6.(a) 5 月 15 日 1200 UTC，(b) 5 月 15 日 1200 UTC，(c) 5 月
15 日 1200 UTC 的地表分析。
1995年5月16日和(c) 1995年5月17日12时。降水区域为阴影部分。
主要降水的分布。模式预测的强降雨集中在俄亥
俄州北部，而该地区位于观测到的降雨的东北部
。此外，模式还高估了俄克拉荷马州西部的降雨
量。
b. 局部和非局部扩散方案的比较
图 9 显示了本地扩散试验产生的 24 小时和 48
小时预报期的累积降水量。图 9 显示了本地扩散
8QDXWKHQWLFDW
与业务预报（图 8）和本次试验（图 9）之间的
差异主要归因于对流参数化方案的改变（见第 4
节）。与图 8 中的业务预报相比，修改后的对流
预报总体上改善了 24 小时预报的降水预报。其
中包括堪萨斯州降水量的南移和美国东南部降水
量的减少。在 48 小时预报中，密苏里州上空的
预报略有改善，但以俄亥俄州北部为中心的强降
水预报没有改善。这次试验还削弱了密西西比州
和阿拉巴马州的降水强度，从而改善了降水预测
。总体而言，对流方案的改变通过改变降水量对
降水预报产生了轻微的积极影响，但强降水的方
向和位置总体上没有改变。
与采用局地方案的结果相比，采用非局地方案
进行的 48 小时预报期降水量预报有明显改善（
图 10）。可以看出，垂直扩散方案的改变不仅
影响降水量，还影响其分布。24 小时预报的主
要改进体现在堪萨斯州和密苏里州的降水量上、
降水量 (mmc ot)
2Z 16, OBS
图 7.截至 1995 年 5 月 16 日（a）1200 UTC 和 5 月 17 日（b
）1200 UTC 的 24 小时累计降雨量（分钟）分析图。降雨量超
过 8 毫米的区域为阴影部分。数值为观测站数据中 T126 光谱
网格的方框平均值。
/recip (mm) ot 12Z 17, 0BS
8QDXWKHQWLFDW
2332
中期回顾
Pri2CiD (ITU
0t 12 Z 16、OPN
第 124 卷
在白天，局地方案的边界层较浅，导致水汽被困
在较低层，而另一方面，非局地方案的混合层在
30-50 hPa 处较深。如第 5 节所示，这种差异是由
于非本地方案的垂直湍流混合比本地方案更有效
。这种差异一直持续到日落时分，此时地表通量
停止。随着时间的推移，采用本地方案的边界层
变得足够不稳定，从而在 5 月 15 日 0300 UTC 时
释放出 CAPE。对流开始后，由于对流翻转引起
的水汽再分配，采用局地方案的模式在 400 hPa 以
下产生了更高的等效潜在温度。
b)
12Z T7 时的 "Preci"（毫米），OPN
点和 C 点 代表非本地方案比本地方案产生更多有组
织降水的区域。在 A 点的 24 小时预报中（图 11a 和
1lb），白天 850 hPa 以下的方案差异很大。图 11
FiCi.8.与图 7 相同，但为运行模式的 (a) 24
小时和 (b) 48 小时预报。
更接近观测结果。请注意，spu在局地扩散实验中，内布拉斯加州上空的强降水被移
除。在 48 小时的预报中 ，非本地扩散实 验 大大提
高了强降水的概率。
为了说明两种方案在预报上的差异，我们将比较
几个选定模式网格点上与 CAPE 有关的等效位势温
度的 时间演变。图 11 显示了本地和非本地试验得出
的等效潜在温度的时间演变。每个网格点的 降水预
报时段用差异场图底部的线条（非本地试验用实线
，本地试验用虚线）表示。选定的三个网格点（在
图 10 中标出）分别位于内布拉斯加州南部（A 点，
内布拉斯加州北普拉特附近）、堪萨斯州中部（B
点， 堪萨斯州威奇托附近）和密苏里州东北部（C
点，圣路易斯附近）。A 点代表本地方案产生虚假
降水的区域，而非本地方案没有产生虚假降水。B
8QDXWKHQWLFDW
与 A 点 相比 ， B 点的演变情况截然不同（图 11c
和 11d）。在白天，非本地方案在 800 hPa 以下产生
了较干燥的剖面，而在 800 和 700 hPa 之间则产生
了较潮湿的空气。随着时间的推移，采用非本地方
案的边界层随着混合层的增加而变得更加潮湿。日
落后，本地方案产生的混合层比非本地方案更深，
这导致 5 月 16 日 0200 UTC 时 750 hPa 处的湿度更
高。这导致局地模式下 750 hPa 以下的边界层不稳
定程度低 于 非局地模式。5 月 16 日 0400 UTC 之
后，非本地模式显示对流层中层湿度较高，对流层
下层湿度较低。
降水量（毫米） Ot 1 2Z 16, LD
音格9.与图 7 相同，但局部扩散实验采用了改进的对流方
案。
P recip ( nn ) at 1 2 Z 17, LD
8QDXWKHQWLFDW
郝安琪和潘安
1996 年 10 月
12Z 16 时的精度（毫米），ND(50)
2333
中显示的反梯度项和剖面形状因子的敏感性。不同
bcr 与对照（Rib" = 0.50）的降水量差异见图 8。
Frecip (v m) oI 12Z 17, N0(.ñ0)
小说10. 与图 7 相同，但为 Rib" = 0.50 的对照非局部扩散实验
。图 11 和图 13 中的 A、B 和 C 点 为 时间-高度横截面分析的测
站点。
这意味着由于释放了更多的 CAPE，对流翻腾更
强。C 点等效势温的演变（图 l1e 和 I lf）与 C 点
等效势温的演变具有相似的特征。
B.由于 C 点的降水开始较晚，因此显示的是 12-36
小时预报期的时间序列。与只有对流部分的 B 点
时间序列相比，密苏里州、伊利诺伊州和俄亥俄
州的预测降水既包括对流降水（子网格尺度），
也包括大尺度降水（网格尺度）。这导致了边界
层与水文过程之间复杂的相互作用。第 6d 节将进
一步讨论这一观点。
c. 非局部方案中参数的敏感性
在本节中，我们将展示分别使用（8）中 0.25 和
0.75 的 "里布 "进行试验的结果，并与选择 0.50 作为
对照进行比较。我们 还将讨论降水预报对 FIFE 试验
8QDXWKHQWLFDW
12.图 13 还显示了 A 点和 B 点的等效电位温差与
对照实验结果的时间变化。
0.75 的实验结果相似。因此
在这种情况下，模型预测对单个参数的敏感性与
总体而言，在这种情况下，bcron 对降水预报的
影响非常显著。Rib" = 0.25 时预测的降水模式位
于本地试验（图 9）和对照非本地试验（图 10）
模式的中 间 。 由于 Rib "降低，PBL 高度降低，
混合效果减弱，这很可能导致降水预报与本地方
案试验类似。另一方面，Rib" = 0.75 的非本地试
验在整个预报时段产生了更有组织的降水，这表
明更有效的混合提供了更有利的边界层结构，从
而使对流翻转发生在正确的位置。对 Rib" = 0.25
试验的等效势温演化进行分析（图 13）表明，边
界层过程对对流强度的影响与上一节讨论的结果
（图 11b 和 11d）非常相似，尽管这里的差异较
小。同时， bcr' 0.75 的实验显示了相反的演变方
向，导致堪萨斯上空的预对流比对照组更强。请
注意，随着 PBL 的塌缩，差异会越来越大，这表
明 Rib 的选择起着重要作用。还要注意的是，在
FIFE 情况下，"Rib "的影响可以忽略不计，因为
在不稳定条件下，热过剩比 "Rib "对确定 PBL 高
度更敏感。然而，随着地表热量的增加，"Rib "在
确定 PBL 深度时变得更加重要，从而导致边界层
顶部夹带量的不同。这种情况下，24 小时预报的
降水发生在傍晚到午夜，48 小时预报的降水发生
在早晨。因此，降水预报对 b-cr 的选择非常敏感
。从这些敏感性实验中，我们得出结论，在这种
情况下，有效的混合过程似乎对有组织的预降水
模式负有更大责任。然而，从对其他情况的初步
测试来看，高效混合有时会将低层水汽过快地向
上输送，导致对流开始的时间不切实际地推迟，
或在下午没有小降水，从而倾向于消除白天的对
流。
我们还测试了另外两个参数的灵敏度，即
在 FIFE 试验中讨论了 b 和 p 因子。在没有反梯
度湍流混合（b--0）的实验中，降水和等效势温的
总体变化与 p 系数从 2 增加到 3 的实验中的变化
非常相似，都沿用了 Rib" = 0.25 的实验结果，而
b 系数从 7.8 增加到 11.7 的实验结果与 Rib" =
8QDXWKHQWLFDW
2334
每月天气回顾
a
**'
A" 处的等效电位温度 ND:LD
小时" UTC)
B "处的等效电位温度 ND:LD
'**^
e
第 124 卷
b
差值 LD- ND ot "A"
小时' UTC) " " * "" "" ""
rms
B" 处的 LD- ND 差值
d
小时 UTC)
等效电位温度 ND:LD 在"'C "时
LD- ND 在 "C "时的差异
图 11.(a) 局部（ 虚线）和非局部（实线）实验的等效势能温度（K）的时间压力截面，(b) 图 10 中标注的网格点 A 的差异（局部减
去非局部），(c) 和 (d) B 点，以及 (e) 和
(f) 分别位于 C 点。差值区域底部的实线和虚线分别表示非本地和本地实验的 预测降水时段。
从 FIFE 试 验 和 Troen 和 Mahrt （ 1986 年 ） 以 及
Holtslag 和 Boville（1993 年）以前的结果可以看出
，这种情况下的降水对边界层结构更敏感。这是因为
在这种情况下，边界层塌陷时的预测降水量比边界层
发展时的预测降水量对边界层结构更敏感。这是因为
8QDXWKHQWLFDW
在边界层塌陷期比边界层发展期对边界层结构更敏感
。
美国上空的对流通常发生在傍晚或傍晚，我们的
结果表明对这些参数的影响更大。此外，由于方
案中不同参数的影响表现类似，我们认为只需改
变 Rib "就可以调整方案。
8QDXWKHQWLFDW
郝安琪和潘安
1996 年 10 月
2335
1 2Z 16，ND(.25)- N D ( .so)时的降水量差异（毫米） 12Z 16，ND(.75)- N D ( . 50)
2Z 17, ND(.25) -ND(. 2Z 17, ND(.25) - N D (. 50)
Precip D i f f ( mm) at
2Z
7, ND(.75) -ND(. S0)
图 12.采用 Rib" = 0.50 的非局部方案对照实验与采用 Rib" = 0.50 的实验结果之间的降水量差异。
(a)24-小时和(b)48-小时预报时的 Rib" = 0.25，以及与使用 Rib" = 0.75 时的结果的相应差异(c)和(d)。
d. 边界层过程引 起 的对流降水和大尺度降水的相
互影响
如第 6b 节所述，24-48 小时预报中的降雨部分是
之间的能量竞争远未得到很好的理解，正如 Molinari
和 Dudeck（1992 年）在他们对中尺度模式中对流参
数化方案的评论中所指出的 那 样 、
由大尺度（网格尺度）降水过程产生的，而 24 小时
预报中的降雨总量主要是由对流（子网格尺度）过程
产生的。图 14 显示了本地方案 24-48 小时预报的 24
小时累积降雨量，以及非本地方案 bcr
- 分别为 0.25、0.50 和 0.75。阴影部分代表
表示总降水量中的对流部分，虚线表示相应的大尺
度部分。很明显，随着混合层的增加，32 毫米以上
降水的分布情况有所改善。这种改善与对流降雨的
减少直接相关。在较浅的混合层中，对流部分一般
位于观测到的东北方向，而随着混合层的增大，模
式将对流转移到了西南方向，这更接近观测到的位
置。请注意，在所有实验中， 大尺度部分都产生在
对流部分的东北方向。由于对流降水和大尺度降水
8QDXWKHQWLFDW
我们无意判断对流降水和大尺度降水应占多大比
例。我们的研究结果表明，边界层结构对成功确
定降水预测起着重要作用。我们认为，一个好的
对流参数化方案应该在正确的位置启动对流，并
有效地去除 CAPE，使相应的大尺度部分与我们
预期的大尺度降水发生地相距不远。我们意识到
，在强降水情况下，目前模式中的大尺度降水部
分被高估了，这表明在潜热和低层水汽辐合之间
仍然存在一些非物理的反馈。(1988）等人所指出
的潜热和低层水汽辐合之间的一些非物理反馈。
从这一案例研究来看，降水预报对边界层物理的
敏感度相当高，而非局地方法则显著改善了降水预
报。非局部方案对降水预报的改善应归功于边界层
物理和对流过程之间的强耦合。
7. 1995 年 8 月的平行运行结果
根据目前的研究结果，新的物理软件包具有非局
部方案和修改后的
8QDXWKHQWLFDW
2336
上午 10 时至下午 1 时 r e v i e w
第 124 卷
差值 Ribcr=.25 在 "A "处
差值 Ribcr=.75 ot "A"
"B "处的 Ribcr=.25
d
小时 UTC)
1995
差值 Ribcr=.75 在 "B "处
小时' UTC） " " "" "" " " " " " " "
图 13.与图 11b 和 11d 相同，但(a)和(b) Rib" = 0.25 和(c)和(d) Rib" = 0.75 的实验结果不同。
自 1995 年 6 月以来，在 NCEP MRF 模式中对对
流方案进行了测试。在并行测试中，复制了整个
运行中的 GDAS，这样分析系统的第一个猜测就
是从新的模式系统中产生的。这是对模式变化最
量进行对比，计算出得分。在图 15a 中，与业务物
理预报（MRY）相比，新软件包（MRX） 在整个
降水量 类别 范围内都 显示出 普遍的改进， 这些降水
量类别在美国国家气象局进行常规评估。
真实的测试，因为它独立于当前运行的 GDAS 结
果。在图 15 中，我们将平行运行（MRX）得出
的降水技能统计与当前业务物理预报（MRY）进
行了比较。图中显示了 1995 年 8 月降水预报的公
平威胁分数（ETS）和降水偏差。简单的威胁分值
是观测到的降水区域和预报的降水区域的交叉点
除以这些区域的结合点的商，而 ETS 则通过考虑
仅从运行机会中获得的明显技能来完善这一定义
（Mesinger 和 Black，1992 年）。在美国，利用
12-36 小时时间范围内的预报降水量与每个模式网
格点内水文局雨量计数据平均值得出的预报降水
8QDXWKHQWLFDW
NCEP。特别是在降水阈值较高的类别上有明显
改善。降水偏差也得到了改善（图 15b）。降水
偏差简单地表示每个降水量类别的预测降水面积
与观测降水面积之比。新的物理预报减少了轻降
水类别的降水量，增加了强降水类别的降水活动
，从而使降水量与观测值更加一致。
正如 Giorgi 等人（1993 年）所指出的，降水
量从轻到重的过渡可能是由于非局地扩散方案加
强了低层水汽的向上输送。换句话说，如第 6 节
所示，局地扩散方案倾向于使低层焓值在白天保
持较高水平，从而在更强的对流形成之前就开始
产生虚假的轻降水。在这两个预报中，整个区域
的降水完全是对流性的。这与 Giorgi 等人（1993
年）的结论相矛盾。他们的研究表明，加入非局
地方案后，夏季陆地上的总降水量增加了 40%，
对流降水量的比例从 40% 降到了 40%。
8QDXWKHQWLFDW
郝安德
1996 年 10 月
a) 降水量(毫米)
ot2Z 17, LD
2337
12Z7降水量(毫米)
, ND(.50) C o n v :Large
b) 17 年 12 月 1 日降水量(毫米), ND(.25) Conv:Large d)12Z17时的降水量（毫米），ND(.75) Conv:Large
8
16
32
64
FiG.14.1995 年 5 月 17 日 1200 UTC 时，(a) Rib"=0.25、(c) Rib"=0.50、(d) Rib"=0.75 条件下 的 本地和非
本地试验的对流降雨量（阴影区域）和大尺度降雨量（虚线）（毫米）。
62% 到 279a-38%。这种差异可能部分是由于水平分
辨率的不同造成的，因为人们认识到对流量（亚网
格尺度降水）的比率会随着水平分辨率的增加而降
低。他们使用的网格间距为 70 公里，而本研究使用
8. 总结和结束语
在本文中，我们研究了非局部垂直扩散方案对表示
涡流的影响。
的 T126 的分辨率约为 100 公里。不过，更重要的因
素似乎是积云对流方案的不同，尽管他们也使用了
基于 Grell（1993 年）的方案。NCEP 方案与 Grell
方案的主要区别在于闭合和子云层处理（见第 3b 节
）。以后再探讨对流方案的 敏感性将是一项有趣的
工作。由于新软件包不仅采用了新的垂直扩散方案
，还采用了其他物理过程（第 4 节），因此很难只
量化边界层过程的影响。尽管如此，从第 6 节的暴
雨案例研究结果来 看 ，我们认为新的垂直扩散方案
至少部分地促进了这一改进。
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在 NCEP MRF 模式的大气边界中，存在着惰性混
合。对基于 Troen 和 Mahrt（1986 年）的非局部方
法进行了全面测试，并与目前正在运行的局部扩散
方法的结果进行了比较。对边界层和降水过程之间
的相互作用给予了特别关注。在 1987 年 8 月 9 日
至 10 日进行了试验，以根据 FIFE 的观测结果验证
该方案，并在 1995 年 5 月 15 日至 17 日进行了暴
雨试验。此外，还讨论了一些平行预报结果。
在利用 1987 年 FIFE 观测资料对局域和非局域方
案进行的相互比较中，非局域方案比局域方案更真
实地模拟了白天的边界层结构。正如 Holtslag 等人
（1990 年）、Holtslag 和 Boville（1993 年）等人
指出的那样，这是由于在不稳定条件下，非局域方
法真实地反映了混合层内的大涡通量。地表能量预
算对不同方法的敏感性并不明显。从非局部方案的
灵敏度实验来看，逆梯度项在稳定混合层和输送能
量方面起着重要作用。
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中期回顾
2338
0.4
第 I24 卷
a
因此，我们认为只需改变 "Rib "就可以调整预报方
案， 从而 得到合理的降水预报。在以前的研究中
，为了更好地预报降水和相关的动态演变，重点
0.2
主要放在对流参数化方案参数的调整和/或采用更
现实的网格尺度云属性处理上。然而，正如第 6c
0
0.01
0.1
0.25 0 .5
0.75
1
1.5
2
降水量（英寸）
MRX
的分布和预报量产生重大影响。因此，我们认为
，在大气数值模式中，改进地表和边界层的计算
MRY
1.4
1.2
1
0.8
0.6
节所示，边界层对流参数的微小变化都会对降雨
方法与改进降水参数的计算方法同样重要，是实
b
现更好降水预报的先决条件。
致谢。 这项工作是在第一作者担任美国国家研究
委员会--NOAA/NCEP 研究助理项目职位期间完成的
0.4
。第一作者要感谢 Eugenia Kalnay 博士的慷慨指导。
0.2
0
作者还要感谢 Larry Mahrt 博士和 Alan Betts 博士的
0.01 0
.10.25 0
.5
0.75 1
1.5
2
降水量（英寸）
图 15.1995 年 8 月，采用非局地扩散方案和改进的对流参数
化方案（MRX）并行运行得出的 （a）降水公平威胁分值和（
宝贵讨论，以及 Mike Baldwin 先生对手稿的仔细审
阅。作者还感谢
数
b）降水偏差分值，与现行业务模式物理参数（MRY）得出的
分 值的比较。
下层水汽上升。研究还发现，剖面形状因子对边界
层的发展非常重要。然而，预测的边界层结构对
逆梯度混合和临界理查德子数的增加的敏感性可
以忽略不计。由于我们测试的非局域方案与表层
物理学密切相关，我们的成功也应归功于 MRF 模
型对表层和辐射传递过程的现实处理。
在强降雨试验中，非局地方法通过增强对流翻转
和抑制虚假降雨，大大改善了降水预报。与 FIFE 期
间的干燥情况实验相反，修改临界理查森数、气流
梯度混合项和扩散性形状参数会显著影响降雨量。
这很可能是由于这种情况下的预报降水量对边界层
结构更敏感，即边界层坍塌时比边界层发展时更敏
感。考虑到美 国 上空的对流通常发生在傍晚或傍晚
，我们的敏感性结果或许可以推广。幸运的是，参
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感谢匿名审稿人的贡献，他们的意见和建议帮助改
进了文章。
参考文献
Arakawa, A., and W. H. Shubert, 1974: Interaction of a cumulus
ensemble with t h e large-scale environment.Part I. J.
Atmos.Sci., 31, 674-704.
Ayotte, K. W., and Coauthors, 1996 ： An evaluation of neutral and
convectively planetary boundary layer parameterizations relative to large eddy simulations.Bound.-La yer Meteor.
Benoit, R., J. Cote, and J. Mailhot, 1989: Inclusion of a TKE boundary layer parameterization in the Canadian regional finite-eIement model.Mon.Wea.Rev., 117, 1726- 1750.
Betts, A. K., J. H. Ball, and A. C. M. Beljaars, 1993：C. A. K., J. H.
Ball, and A. C. M. Beljaars, 1993: Comparison between land
surface response of the European Centre model and the FIFE1987 data.Quart.J. Roy.Meteor.Soc., 119, 975 - 1001.
S.-Y. Hong, and H.-L.Hong, and H.-L. Pan, 1996：Comparison
of
NCEPNCAR
reanalysis
with
1987
FIFE
data.Mon.Wea.Rev., 124、
1480- 1498.
Blackadar, A. K., 1978 ： Modeling pollutant transfer during
daytime convection.Preprints, Fourth Symp.Meteor.Soc., 443447.
Deardorff, J. W., 1972 ： Theoretical expression for the countergradient vertical heat flux.7.Geophys.Res., 77, 5900- 5904.
Giorgi, F., M. R. Marinucci, and G. T. Bates, 1993：Development of
a second-generation regional climate model (RegCM2) .Part 1:
Boundary-layer and radiative transfer processes.Mon.Wea.Rev.,
121, 2794-2813.
Grell, G. A., 1993：对《全球海洋观测系统》所使用假设的预后评
估
积云参数化。Mon.Wea.Rev., 121, 764-787.
Holtslag, A. A. M., and C.-H. Moeng, 1991: Eddy diffusivity and
countergradient transport in the convective atmospheric boundry layer.Moeng, 1991: Eddy diffusivity and countergradient
transport in the convective atmospheric bound- ary layer.J.
Atmos.Sci., 48, 1690- 1698.
and B. A. Boville, 1993：J. Climate, 6, 1825 -1842.J. Climate,
6, 1825 - 1 8 4 2 .
8QDXWKHQWLFDW
1996 年 10 月
2339
郝安琪和潘安
I. F. Bruijn, and H.-L. Pan, 1990 ： A high resolution air mass
transformation
model
for
shortrange
weather
forecasting.Mon.Wea.Rev., 118, 1561-1575.
Janjic, Z. I.. 1990 ： 阶 梯 山 eta 坐 标 ： Physical package.Mon.Wea.Rev., 118, 1429-1443.
Kalnay, E., and M. Kanamitsu, 1988: 强非线性阻尼方程的时间方案
。Mon. Wea.Wea.Rev., 116, 1945 -1958.
W. E. Baker, 1990 ： Global numerical weather pre d i c t i o n
at the National Meteorological Center.Bull.Amer.Me- teor.Soc.,
71, 1410-1428.
and coauthors, 1993: The NMC/NCAR reanalysis project.NMC
coordinate.Meteor.Atmos.50, 47 -60.
Molinari, J., and M. Dudeck, 1992：Molinari, J, and M. Dudeck, 1992:
Parameterization of convective precipitation in mesoscale
numerical models ： A critical review.Mon.Wea.Rev., 120, 326 344.
NMC 发展部，1988 年：Documentation of the research version of the
NMC
Medium-Range
Forecasting
Model,
504
pp.[NOAA/NWS/NCEP ， Environmental Model- ing Center ，
WWB，Room 207，Washington，DC 20233。］
Office Note 401, 42 pp.[ 可 从 NOAA/NWS / NCEP,
Environmental Modeling Center, WWB, Room 207,
Washington, DC 20233 获取]。
Kanamitsu, M., 1989 ： Description of the NMC global data assimilation and forecast system.Sea.Forecasting, 4, 335 -342.
和合作者，1991 年：Recent changes implemented into the
global forecast system at NMC.Wea.Forecasting, 6, 425-435.Kim, J.,
1991: Turbulent and Gravity Wave Transport in the Free
Atmosphere.Ph.D. dissertation, Oregon State University, 103
聚丙烯
Kistler, R., M. Kanamitsu, and E. Kalnay, 1994：概览
NMC /NCAR reanalysis system.Preprints, 10th Conf. on Numerical
Weather
Prediction,
Portland,
OR,
Amer.
Meteor.Meteor.Soc., 279-280.
Lord, S. J., 1978：Development and observational verification of cumulus cloud parameterization.Ph.D. dissertation, University of
California, Los Angeles, 359 pp.
Louis, J. F., 1979：A parametric model of vertical eddy fluxes in the
atmosphere.Bound.-Layer Meteor.，17，187 -202.
A. Weill, and D. Vidal-Madjar, 1983 ： Dissipation length in
stable layers.Bound.-25, 229 -243.
Mahrt, L., and H.-L. Pan, 1984：A two layer model of soil hydrology.
Bound.-Layer Meteor.，29，1-20。
Mellor, G. L., and T. Yamada, 1974：A hierarchy of turbulence closure models for planetary boundary layers.J. Atmos.Sc'i., 31,
1792- 1806.
Mesinger, F., and T. L. Black, 1992 ： On the impact of forecast accuracy
of
the
step-mountain
(Eta)
vs.
sigma
8QDXWKHQWLFDW
O'Brien, J. J., 1970 ： A note on the vertical structure of the eddy
exchange coefficient in the planetary boundary layer.J.
Atmos.Sci., 27, 1213 -1215.
stratiform precipitating weather systems with a meso-fi-scale
numerical.
型号。Quart.J. boy.Meteor.Soc., 114, 31-60.
Pan, H.-L., 1990：NMC 中期预报模式陆地蒸发蒸腾的 简单参数
化方案.Mon. Wea.Wea.Rev., 118, 2500-2512.
and L. Mahrt, 1987: Interaction between soil hydrology and
boundary layer developments.Bound.-Layer Meteor. ， 38 ， 185 202。
and W.-S.Wu, 1995: Implementing a mass flux convective
parameterization package for the NMC Medium-Range
Forecast Model.NMC office note 409, 40 pp.[Available from
NOAA/ NWS /NCEP, Environmental Modeling Center, WWB,
Room 207, Washington, DC 20233.)
Pan, Z., S. Benjamin, J. M. Brown, and T. Smirnova, 1994：MAPS
on different parameterization schemes for surface moisture flux
and boundary layer processes.Mon.Wea.Rev., 122, 449 -470.
Parrish, D. F., and J. C. Derber, 1992: The National
Meteorological Center's spectral statistical interpolation
analysis system. flow.Wea.Rev., 120, 1747 - 1 7 6 3 .
Pleim, J. E., and J. C. Chang, 1992：A non-local closure model for
vertical mixing in the convective boundary layer.Atmos.26A,
965 -981.
Sela, J., 1980 ： Sela, J., 1980: Spectral modeling at the National
Meteorological Cen- ter.Rev., 108, 1279 - 1 2 9 2 .
Stull, R. B., 1984: Transilient turbulence theory.Part 1: The concept
o f eddy mixing across finite distances.J. Atmos.Sci., 41,
3351- 3367.
1988: An Introduction to Boundary La yer Meteorolog y. Klu-
wer Academic Publishers，666 页。
, 1991: Static stability：更新。Bull.Amer.Meteor.Soc., 72, 15211529.
, 1993:Review of non-local mixing in turbulent atmospheres：
Transilient turbulence theory.Bound.-Lnyer ñfeteor.，62，21-96。
Troen, I., and L. Mahrt, 1986：A simple model of the atmospheric
boundary layer：Sensitivity to surface evaporation.Bound.
La yer Meteor》，37，129 - 1 4 8 。
Wyngaard, J. C., and R. A. Brost, 1984: Top-down and Bottom-up
diffusion of a scalar in the convective boundary
layer.7.Atmos.Sci., 41, 102- 112.
Yamada, T., and G. Mellor, 1975：A simulation of t h e Wangara
at- mospheric boundary layer data.7.Atmos.Sci., 32, 23092329.Zhang, D.-L., E.-Y.H. Hsie, and M. W. Moncrieff, 1988: A
comparison o f explicit and implicit predictions of convective a n d
8QDXWKHQWLFDW