引言
沙尘气溶胶是大气气溶胶的重要组成部分，全球每年约有1 000~3 000 Tg的沙尘气溶胶释放到大气中（Zender et al.，2004），相当于对流层气溶胶总量的50％左右（Cakmur et al.，2006），对区域和全球尺度气候变化有重要影响。沙尘气溶胶通过吸收和散射太阳辐射直接影响地-气系统的辐射平衡（Sokolik and Toon，1996；Heinold et al.，2011），作为云凝结核或冰核影响云微物理过程，进而间接影响降水和云的变化，沉降到冰雪表面，影响冰雪的反照率和融化速度（Bullard et al.，2016）。此外，沙尘气溶胶携带铁、磷等微量营养素沉降到海洋，能大幅度提高浮游植物的初级生产力（Jickells et al.，2005；Mahowald et al.，2005）。因此研究大气沙尘气溶胶的来源和数量对气候变化研究有重要意义。
沙尘排放是大气沙尘气溶胶的来源，沙尘排放机制长期受国内外学者广泛关注。目前已经确认的沙尘排放机制有3种：沙粒轰击、土壤团聚体分裂和空气动力夹带（Shao，2001；Shao，2008）。其中，沙粒轰击和土壤团聚体分裂被认为是最有效和最重要的排放机制，大多数区域和全球沙尘排放模型中主要关注这两种机制（Marticorena and Bergametti，1995；Alfaro and Gomes，2001；Shao，2004；Shao et al.，2010），且二者均伴随跳跃过程，称为跃移起沙（Saltation-bombardment and/or Aggregation-disintegration Dust Emission， SADE）。空气动力夹带的起沙通量通常比跃移起沙小一个量级（Shao et al.，1993；Loosmore and Hunt，2000），在以往的沙尘模拟中该机制的贡献往往被忽略（Laurent et al.，2006；Park et al.，2010），然而空气动力夹带频繁发生，长期累积的排放量十分可观（Koch and Renno，2005；Shao，2008；Klose et al.，2014）。
在晴朗弱风天气条件下，太阳辐射导致的对流湍流对沙尘的直接夹卷是空气动力夹带的主要形式（Klose and Shao，2012；Li et al.，2014），称为对流起沙（Convective Turbulent Dust Emission，CTDE）。2016年内蒙古奈曼旗科尔沁沙地对流起沙通量约占该地区所有沙尘排放的27%（Ju et al.，2018），说明这一机制的长期贡献不可忽视。对流起沙在较长时间尺度上对全球沙尘排放有较大贡献（Chkhetiani et al.，2012），在影响大气辐射收支平衡及海洋初级生产力等方面具有重要意义（Klose，2014）。因此，本文基于近年来对流起沙的相关研究成果，围绕对流起沙机制及参数化方案综述研究进展，从发生条件和起沙通量等方面比较对流起沙和跃移起沙、尘卷风的异同，并对未来对流起沙的观测研究及参数化方案的改进提出展望。
1 对流起沙及其对区域大气环境影响
1.1 对流起沙机理
图1
不同于跃移起沙由强水平风将高空动量输送到地表，对流起沙的动量来源主要依赖湍流的大涡结构，因此湍流活动的强度与对流起沙的强度密切相关，同时由于湍流活动的不确定性，对流起沙的发生也具有很大的随机性。
1.2 对流起沙影响因素
1.2.1 地表要素
土壤颗粒的粒径及分布是影响对流起沙的决定性因素，反映土壤释放沙尘的能力。对流起沙释放的沙尘粒径大致小于20 μm，主要是位于土壤表层细小松散的土壤颗粒。然而，在某些热对流湍流活动很强且平均风较弱情况下却没有观测到对流起沙事件，这是由于地表可以释放的沙尘颗粒数量有限（Ju et al.，2018）。
土壤湿度增加使得土壤颗粒间粘性力增大，细小沙尘颗粒聚集成大团聚体，从而减少沙尘排放。Klose等（2014）对土壤湿度对对流起沙影响进行了初步校正，但改进效果不理想，原因主要是缺乏观测数据。土壤湿度对对流起沙影响仍需结合更多观测数据做进一步研究，包括不同土壤类型及湿度条件下沙尘数据。
1.2.2 大气湍流特征量
1.3 对流起沙通量与大气湍流特征量的关系
利用WRF-Chem模式对2016年科尔沁沙地对流起沙进行数值模拟，起沙方案选择KS12方案（Klose and Shao， 2012），对科尔沁沙尘天气监测与观测实验站（Ju et al.，2018）附近模拟结果进行统计分析，得到对流起沙通量与大气湍流特征量的散点图（图2）。可以看出，对流起沙通量与对流速度尺度呈非线性正相关，即随着对流速度尺度增加起沙通量显著增加[图2（a）]，决定系数
图2
图2
WRF-Chem模式模拟的2016年科尔沁沙地对流起沙通量与对流速度尺度（a）、摩擦速度（b）、感热通量（c）、边界层高度（d）散点图
Fig.2
Scatter plots between dust emission flux and convective velocity scale （a）， friction velocity （b）， sensible heat flux （c）， planetary boundary layer height （d） simulated by WRF-Chem model at Horqin Sandy Land in 2016
1.4 对流起沙对区域大气沙尘含量影响
图3为2016年6月1—4日WRF-Chem模式模拟的沙尘柱质量浓度空间分布，可以看出科尔沁沙地对流起沙事件的传输过程。模拟结果显示，6月1日[图3（a）]在科尔沁沙地发生了对流起沙，此时沙尘范围较小；2日[图3（b）]沙尘的影响范围逐步扩大；3日[图3（c）]沙尘出现明显的向东传输直至到达日本上空；4日[图3（d）]出现一条明显的沙尘传输带，沙尘从日本本土继续向太平洋方向传输。总体来看，科尔沁地区的对流起沙事件对日本和太平洋地区沙尘具有一定贡献，传输的沙尘柱质量浓度约为1~10 mg·m-2。2016年科尔沁沙地全年对流起沙累积排放沙尘约1.588 Tg，对全球沙尘排放量的贡献约0.05%~0.16%，表明在沙尘数值模拟中应考虑对流起沙的影响。
图3
图3
WRF-Chem模式模拟的2016年6月1日（a）、2日（b）、3日（c）、4日（d）沙尘柱质量浓度空间分布（单位：mg·m-2）
（绿色方框区域为科尔沁沙地）
Fig.3
The spatial distribution of mass concentration of dust column simulated by WRF-Chem model on 1 （a）， 2 （b）， 3 （c）， 4 （d） June 2016 （Unit： mg·m-2）
（The green box area represents the Horqin Sandy Land）
2 对流起沙与其他起沙机制比较
除对流起沙外还存在其他起沙机制，主要有跃移起沙和尘卷风。跃移起沙主要发生在扬沙、浮尘和沙尘暴等强沙尘事件中，当摩擦速度
在起沙模型构建方面，Lu和Shao（1999）借鉴韧性金属侵蚀研究成果发展的跃移起沙体积模型已在沙尘模式中广泛应用（Shao，2001；Shao，2004；Shao et al.，2011）；赵建华等（2005，2012）类比于电子跃迁模型，提出了冲击起沙跃迁模型，通过理论推导提出气动起沙和冲击起沙条件。Klose和Shao（2012）基于微物理过程构建了对流起沙模型，目前已应用于塔克拉玛干沙漠和澳大利亚沙漠。Rennó等（1998）基于热力学理论提出尘卷风总起沙量经验公式，并广泛用于尘卷风起沙量的估算；Klose和Shao（2016）认为尘卷风是对流起沙的一部分，可以将对流起沙模型用于尘卷风起沙量的估算。
表1列出对流起沙与其他起沙机制特征比较。可以看出，对流起沙以热力起沙为主（Klose and Shao，2013），发生条件同时满足摩擦速度小于临界摩擦速度（
表1 对流起沙与其他起沙机制的特征比较
Tab.1
| 特征 | 对流起沙 | 跃移起沙 | 尘卷风 |
|---|---|---|---|
| 排放方式 | 热力起沙为主（Klose and Shao，2013） | 动力起沙为主（Shao，2008） | 热力起沙为主（Klose and Shao，2016） |
| 发生条件 | 同时满足 （Li et al.，2014） | 同时满足 （韩超信等，2021） | |
| 发生频率 | 高（Li et al.，2014） | 较低（李耀辉等，2004） | 高（Balme and Greeley，2006） |
| 主要时段 | 08：00—15：00（Li et al.，2014） | 无明显规律 | 12：00—18：00（栾兆鹏等，2016） |
| 单次事件时长 | 大部分小于3 h（Li et al.，2014） | 较长（段伯隆等，2021） | 大部分小于30 min（栾兆鹏等，2016） |
| 季节特征 | 夏季>秋季>春季>冬季（Li et al.，2014） | 春季最多（元天刚等，2016） | 夏季较多（栾兆鹏等，2016） |
| 水平尺度和 垂直尺度 | 尚不清楚 | 水平范围较大，近地面到对流层中上层（姜学恭等，2014） | 水平范围较小，几米至几千米不等 （Sinclair，1969；Sinclair，1973） |
| 起沙通量 | 0.0~10.0 µg·m-2·s-1 （Li et al.，2014） | 27.7~206.0 µg·m-2·s-1 （沈志宝等，2003；沈建国等，2008） | 约0.7×106µg·m-2·s-1 （Han et al.，2016） |
| 对总沙尘排放的贡献率 | 27.00%（Ju et al.，2018） | 65.17%~76.00%（Ju et al.，2018；刘莹等，2018） | 24.00%（刘莹等，2018） |
起沙通量方面，2002年4月敦煌戈壁沙漠的两次弱沙尘暴事件最大起沙通量为27.7 µg·m-2·s-1（沈志宝等，2003）；2006年3月26日内蒙古朱日和地区的沙尘暴事件平均起沙通量为60.0 µg·m-2·s-1，最大值为206.0 µg·m-2·s-1（沈建国等，2008）；相比之下科尔沁站观测的对流起沙通量约0.0~10.0 µg·m-2·s-1，偶尔达30.0 µg·m-2·s-1（Li et al.，2014），尘卷风的起沙通量为0.7×106 µg·m-2·s-1（Han et al.，2016），远大于对流起沙。可能原因有两点：一是尘卷风特殊的螺旋结构导致大量沙尘颗粒不断聚集和卷吸，沙尘浓度更高；二是计算对流起沙通量考虑的沙尘颗粒粒径小于20 µm，而尘卷风起沙通量的计算并没有粒径限制，大于20 µm的沙尘颗粒也包括在内。
贡献率方面，2006—2015年甘肃省民勤县强沙尘事件对总沙尘排放的贡献率平均为76.00%，其中尘卷风贡献率达24.00%（刘莹等，2018）；2016年科尔沁沙地跃移起沙对总沙尘排放的贡献率为65.17%，而对流起沙的贡献率约27.00%（Ju et al.，2018）。综上所述，对流起沙的贡献率与尘卷风相近，而跃移起沙的起沙通量和贡献率都明显高于对流起沙。然而，近几十年我国北方主要沙尘源地强沙尘事件的强度整体呈减弱趋势，且春季减弱趋势最显著（元天刚等，2016；曹晓云等，2021；祖拜旦和依马木，2015；赵霞和张中伟，2011），在强沙尘事件减少的气候背景下对流起沙的长期贡献可能愈加重要。
3 对流起沙参数化方案
3.1 基于观测的经验参数化方案
3.2 基于微物理过程的参数化方案
式中：z（m）为土壤表面的粘性亚层厚度；
4 当前对流起沙研究重点
4.1 加强野外观测
加强对流起沙野外观测主要包括3个方面：一是对沙尘源区土壤采样，完善不同类型土壤特征信息，包括土壤粒径分布、土壤湿度等；二是对近地面风速、气温等气象要素监测，计算相关大气湍流特征量；三是对沙尘浓度直接观测，进一步分析不同地区对流起沙发生频次、持续时间和空间变化。
4.2 下垫面影响因素校正
4.3 完善参数化方案
5 总结与展望
对流起沙是在白天大气热力对流旺盛且平均风较弱条件下，对流湍流直接将土壤表面松散细小的沙尘颗粒抬升进入大气的过程。相比跃移起沙，对流起沙发生更加频繁，累积排放时间和排放通量更加可观，在较长时间尺度上可能对全球沙尘气溶胶产生重要贡献。
基于当前研究现状，对未来对流起沙研究提出以下建议：（1）在对流起沙活跃地区加强外场观测，收集实时地面沙尘气溶胶观测资料，同时利用卫星观测优势，获取高分辨率的土壤湿度、植被覆盖度、地表粗糙度等资料（朱好和张宏升，2011）；（2）研究不同沙源地对流起沙的异同，尤其比较荒漠化草原和沙漠戈壁的对流起沙物理过程，尝试探索其发生机理；（3）利用风洞试验和大涡模拟等试验结果进一步探究不同沙源沙粒粒径对对流起沙的影响，改进对流起沙参数化方案，完善植被覆盖和土壤湿度修正函数，提升模式模拟性能。
参考文献
青藏高原沙尘及其可能的气候意义
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利用1961-2000年高原91个站的气象实测资料并结合高原沙区分布状况, 分析了近40a青藏高原沙尘暴的时空分布特征。结果表明, 高原具备发生沙尘暴的前提条件, 大片的流动沙丘和大片荒漠化土地为沙尘暴的发生提供了充足的沙源, 年沙尘暴发生频率非常高, 大体有以羌塘高原为中心向东南逐渐减少的趋势。从12月至翌年4月, 沙尘暴发生中心从藏南的雅鲁藏布江上游河谷地区依次逐渐向北扩展到羌塘高原南部、羌塘高原及塔里木盆地南部, 这种季节性摆动与副热带西风急流的位置变化密切相关, 加上高原海拔4000~5000m的高度, 细粒物质被轻松地扬升到西风急流区, 传往遥远的北太平洋地区, 高原成为远程传输最高效的沙尘源地之一。沉降在北太平洋的沙尘, 加强了海洋生物泵的效率, 进而可能对全球气候产生影响。
西北地区大风日数的时空分布特征
[J].利用选取的西北5省(区)以及内蒙古西部(110°E以西)分布均匀的127个气象站1960-2000年41a逐月大风出现日数资料, 分析研究了西北地区大风的空间、时间特征, 并具体分析了大风与沙尘暴的时空关系, 揭示了西北地区大风分布的一些新事实。西北大风天气可划分为较少区(年均大风日数小于10d)、较多区(年均大风日数10~50d)、多发区(年均大风日数50~100d)和频发区(年均大风日数大于100d)。西北地区大部分区域为大风较多区, 占总站数的614%, 大风频发区分布最小; 大风最频繁发生的地方在新疆西北部的阿拉山口, 年平均大风日数超过160d, 平均不到3d就有一次大风天气, 大风日数最少的地方是陕西北部延安, 平均每年发生大风天气的日数不到1d。大风日数空间分布与地形有很大关系, 两山之间的峡谷地带以及高山和青藏高原极易出现大风天气。西北地区多数台站近40a来大风呈减少趋势, 其中新疆西北部、甘肃河西走廊西部和陕西东部等地区减少最为明显, 大风增加的区域主要集中在新疆东北部到青海西部地区, 其代表站年均大风日数从20世纪60年代到80年代中期以后增加了近3倍, 达到190d。总体来讲, 西北地区大风天气最多的季节是春季, 以5月最多, 其次是夏季, 秋、冬季特别是秋季大风最少; 陕西、甘肃中南部夏季大风较多, 青海东南部则夏季最最少, 冬季大风更多一些。进一步分析表明, 西北地区大风频发区与沙尘暴频发区并不完全重合, 例如, 南疆是西北乃至我国沙尘暴最频发区之一, 但是南疆却是西北地区大风的较少区, 年大风日数远少于沙尘暴日数。同样是沙源丰富的沙漠地区, 也都是我国沙尘暴的主要频发区, 但是塔克拉玛干沙漠及其附近地区的沙尘暴日数远多于大风日数, 而巴丹吉林沙漠地区的大风日数却比沙尘暴日数明显偏多。最近40 a西北地区大风与沙尘暴发生次数随时间变化趋势一致, 基本呈线性减少特征, 这说明在下垫面状况不变或变化不大的情况下, 近年来沙尘暴次数减少可能主要是由于大风天气(沙尘暴驱动因子)减少而造成的。大风的时间变化可以决定沙尘暴随时间的变化。
塔克拉玛干荒漠-绿洲过渡带尘卷风活动特征——以肖塘为例
[J].利用1992-2011年塔克拉玛干沙漠北缘荒漠-绿洲过渡带肖塘气象站的观测资料，分析了该地区尘卷风的年、月变化规律及其与气象因子的关系。结果表明：（1）1992-2011年尘卷风发生日数总体呈波动递减趋势；尘卷风主要发生在3-9月，占全年总日数的90.9%，其中4-7月占全年总日数的70%左右。（2）尘卷风月发生日数随月平均地表与1.5 m高处温差的增大而线性增加（r=0.875，Pr=0.89，Pr=-0.869，P<0.01）。
沙尘暴期间戈壁沙地起沙率的观测结果
[J].利用中日合作"风送沙尘的形成、输送机制及其对气候与环境影响(ADEC)的研究"项目敦煌站的沙尘粒子数浓度观测资料,估算了2002年4月敦煌地区两次沙尘天气过程中戈壁沙地的起沙率和起沙量,并分析了地面起沙量(质量通量)的尺度分布。在两次强度较弱、持续时间较短的沙尘天气过程期间,戈壁沙地的平均起沙率为1.58×10<sup>-8</sup>和9.95×10<sup>-9</sup>kg·m<sup>-2</sup>·s<sup>-1</sup>,最大起沙率为2.77×10-8kg·m<sup>-2</sup>·s<sup>-1</sup>。地面沙尘释放量的73%以上为d>5.0μm的大粒子。最后讨论了起沙率与摩擦速度的关系。
一次强沙尘天气过程及其对PM10时空分布的影响
[J].2017年5月3—6日内蒙古出现了一次强沙尘天气，内蒙古各城市AQI值达到500。利用常规气象资料和MICAPS资料，结合HYSPLIT（hybrid single particle lagrangian integrated trajectory）模式分析本次沙尘天气成因。利用PM10小时监测值和AQI资料，从时空两方面评估沙尘天气对途经各城市PM10质量浓度分布的影响程度。结果表明：地面受冷高压和蒙古气旋影响，冷锋快速东移，高空槽和低涡东移发展，使高空强冷空气南下东移，配合有利的层结条件和外来沙尘的长距离输送，导致沙尘天气爆发；沙尘天气对PM10质量浓度的影响表现为前期主要影响西部和东部，中期对全区均有影响，后期主要对东部有影响。另外，中期为污染最严重时段。空间影响可划分为西部、中部、东部和通辽市4类，且从西到东、从北到南有一定的滞后性，滞后时间为1~10 h。
中国沙尘暴分布规律及研究方法分析
[J].在分析中国沙尘暴研究现状的基础上,对其时空分布规律、沙尘源地、移动路径、研究方法和手段进行了系统的总结。结果表明,中国沙尘暴分布与北方的沙漠、沙地、戈壁等荒漠化地区分布一致,存在4大沙尘源区。干枯的湖泊、弃荒土地、沙砾草场可能成为东北地区的主要沙源,应引起注意;沙尘暴移动路径主要有3条,分别归纳了各路径的特征;根据沙尘源区示踪方法的特点和实例,指出了适用条件和应用范围,为今后沙尘暴的研究和防治提供依据和思路。
1961—2010年中国北方沙尘源区沙尘强度时空分布特征及变化趋势
[J].利用1961—2010年我国北方沙尘源区134个地面气象站沙尘暴、扬沙和浮尘发生频率逐月资料，结合定义的沙尘指数，系统地分析了中国北方7大主要沙尘源区沙尘强度的时空分布特征及变化趋势。结果表明：西部的塔克拉玛干沙漠沙尘强度最高，多年平均沙尘指数高达235，其次是中部的阿拉善高原和鄂尔多斯高原沙漠群（182），东北部的呼伦贝尔沙地沙尘强度最小，多年平均沙尘指数仅为23。总体来看，近50 a来中国沙尘源区的沙尘强度呈明显减小趋势，沙尘指数在1972、1987和2000年出现突变。其中，中部的阿拉善高原和鄂尔多斯高原沙漠群沙尘强度减小趋势最为显著（-6.3 a-1），其次是西部的塔克拉玛干沙漠（-5.9 a-1）。EOF分析结果表明，中国北方沙尘源区各地的沙尘强度整体变化一致，塔克拉玛干沙漠、阿拉善高原和鄂尔多斯高原沙漠群是沙尘强度变化中心；在此基础上，东西部地区的沙尘强度呈明显的反相变化；此外，中国北方沙尘源区的沙尘强度在1980年代后期发生显著变化，沙尘指数至今处于较低值。
植被参数变化对沙尘起沙影响机理的数值模拟
[J].分析了叶面积指数和植被覆盖变化对沙尘暴起沙过程的影响机理。在一个集成的沙尘数值模拟预报系统中, 将模拟区域的叶面积指数分成了0, 0.5, 3.0和卫星反演的实测值4种, 结果表明, 叶面积指数对沙尘的数值模拟有较大的影响, 利用卫星反演的叶面积指数计算沙尘浓度时, 沙尘浓度的变化介于叶面积指数为0~0.5之间。将植被覆盖度数据分成0, 0.2和卫星反演的实测值3个类型。当植被覆盖度都为0时, 沙尘浓度最大; 当植被覆盖度为0.2时, 沙尘浓度出现的范围明显减少。
冲击起沙的概念模型
[J].冲击起沙是最重要的起沙方式。鉴于Lu和Shao提出的体积模型的不足,通过分析沙床受到冲击后应力的传递规律,类比于电子的跃迁模型,提出了冲击起沙的跃迁模型来解决冲击起沙问题。该模型的基本思想是,沙粒冲击沙床时,能量会沿冲击点向周围粒子扩散,当某一粒子获得的能量大于跃出所需要的能量时,该粒子即从床面跃出;多余的能量将转化为该粒子的跃出初动能。冲击起沙问题由此变成了一个研究跃出能量的大小和能量传输规律的问题。根据该模型,基于能量传输的吸收系数法和传输方程近似法,给出了两维和三维情形下冲击起沙释放的粒子数、速度分布和冲击坑形状的表达式。两维情形下显示,冲击坑的大小与释放的粒子数和粒径大小正比,而且伴随着冲击坑的形成,可能会发生崩塌现象。吸收系数法显示,两维冲击坑随着吸收系数的增大是先增大,后反而出现了收缩。传输方程近似法显示,两维冲击坑的大小正比于kt。
沙粒启动机制的理论分析
[J].从理论上对沙粒的初始启动与垂直抬升作了理论分析。结果指出,沙粒脱离地面的位置顺序是沙平面上凸拐点处、斜面上外突较大的地方、极大值点、水平面、极小值点以及凹槽的拐点处;提出了沙丘的平化运动、缩移运动与持相运动;气动力起沙的条件是:小粒径沙粒、大风、涡度场(与水平风同符号)、不稳定(层结不稳定与切变不稳定)以及粘性流;冲击起沙的条件是:大粒径沙粒、小风、涡度场(宜与水平风反符号)、稳定大气以及湍流;最后提出了沙尘暴启动的交替循环机制。
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