黃河源區(qū)鄂陵湖湖面和湖邊草地對流邊界層湍流結(jié)構(gòu)特征的大渦模擬研究

張?zhí)N帥黃倩馬耀明,2,3,4王蓉,5田紅瑛王嬋李照國

1蘭州大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院半干旱氣候變化教育部重點(diǎn)實驗室，蘭州730000

2中國科學(xué)院青藏高原環(huán)境變化與地表過程重點(diǎn)實驗室，北京100101

3中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心，北京100101

4 中國科學(xué)院大學(xué)，北京100101

5甘肅省人工影響天氣辦公室，蘭州730020

6中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院/寒旱區(qū)陸面過程與氣候變化重點(diǎn)實驗室，蘭州730000

1 引言

作為人類生活和生產(chǎn)活動主要場所的大氣邊界層是地球—大氣之間物質(zhì)和能量交換的橋梁，受地球表面的影響最大（張強(qiáng),2003;劉輝志等,2013;Zhang et al.,2018）。湍流作為大氣邊界層的主要特性，在地表和上層自由大氣間的熱量、動量、水汽和物質(zhì)的傳輸過程中扮演了重要角色（Gousseau et al.,2012;Liang et al.,2014）。自然界中存在多種類型的下墊面，不同下墊面與上層大氣間物質(zhì)、能量、水分的交換和輸送特征是不同的，已有很多學(xué)者利用觀測和數(shù)值模擬試驗研究不同類型的陸地下墊面（如城市、干旱半干旱、沙漠）上白天、夜間大氣邊界層內(nèi)湍流，例如Yue et al.（2015）對黃土高原復(fù)雜地形觀測研究得到白天不穩(wěn)定條件下浮力和切變共同作用產(chǎn)生湍流動能，而切變是夜間產(chǎn)生湍流的主要機(jī)制；趙采玲等（2014）利用WRF模擬得到夏季巴丹吉林沙漠白天地表湍流熱通量主導(dǎo)邊界層發(fā)展，但夜間穩(wěn)定邊界層發(fā)展的影響因素較多。另外，張強(qiáng)等（2017）探討復(fù)雜條件陸—?dú)庀嗷プ饔醚芯款I(lǐng)域有關(guān)科學(xué)問題時，指出對大型湖泊所在地區(qū)進(jìn)行觀測研究為今后深入了解湖—?dú)饨粨Q機(jī)制及湖泊對區(qū)域氣候變化的影響提供參考，同時也為湖泊表面輻射和能量平衡等問題的研究提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。已有部分研究工作為得到更準(zhǔn)確的近湖面熱量、動量和水分的交換系數(shù)，在太湖（Xiao et al.,2013）、青海湖（Li et al.,2016）、納木錯湖（Wang et al.,2017）等湖泊下墊面上開展觀測，并發(fā)現(xiàn)湖泊表面能量收支的年變化與陸地表面存在顯著差異。

被稱為“世界屋脊”的青藏高原對區(qū)域和全球尺度的天氣和氣候具有重要影響（吳國雄等,2004,2016），與高原大氣邊界層密不可分（Chen et al.,2016;Xu et al.,2016），而高原對大氣的熱力及動力作用主要是通過湍流輸送進(jìn)行物質(zhì)與能量交換而實現(xiàn)的（馮璐等,2016）。自1979年第一次青藏高原大氣科學(xué)試驗后，1998年在高原的東、中、西部又進(jìn)行了第二次青藏高原大氣科學(xué)試驗，獲得了對高原不同地區(qū)大氣邊界層特征的認(rèn)識（李家倫等,2000;陳陟等, 2002;卞林根等,2001），進(jìn)一步驗證了高原不同地區(qū)草地下墊面上近地層風(fēng)速脈動方差與穩(wěn)定度之間滿足Monin-Obukhov 相似理論的“1/3次冪”定律（卞林根等,2001;馬耀明等,2002;吳灝等,2013;楊麗薇等,2017）。作為亞洲許多主要河流發(fā)源地的青藏高原也被稱為“亞洲水塔”，除分布著廣泛的冰川、積雪和凍土外（Qiu，2008），大約37%的高原面積是被湖泊覆蓋的。據(jù)統(tǒng)計，青藏高原約有32,843個湖泊，占我國湖泊總數(shù)的50%，占中國大陸湖泊總面積的近75%，為高原上對流云和降水的頻繁發(fā)生提供了豐富的水汽條件（Biermann et al.,2014;Wang et al.,2017）。湖泊表面和大氣間的能量水分傳輸與陸—?dú)忾g的完全不同，近年來針對高原湖泊與上層大氣間湍流輸送的觀測和模擬研究成為熱點(diǎn)問題，如納木錯湖面近地層湍流特征的研究表明（Biermann et al.,2014;Wang et al.,2015）被濕草地環(huán)繞的納木錯湖的湍流通量其實非?？捎^，但在模式中它們卻常被低估；沈鵬珂和張雪芹（2019）對高原南部羊卓雍錯湖面觀測研究結(jié)果表明湍流對熱量的和動量的輸送在下午時段存在峰值。通過這些研究，增進(jìn)了我們對高原不同地區(qū)大氣邊界層結(jié)構(gòu)以及高原草地和湖泊邊界層內(nèi)近地層湍流特征和湍流交換規(guī)律的認(rèn)識。

黃河源區(qū)（簡稱SRYR）地處青藏高原東北部，總面積約1.22×105km2，是涵養(yǎng)水源的重要區(qū)域，也是我國生態(tài)環(huán)境敏感區(qū)和氣候變化的啟動區(qū)，同時擁有典型的復(fù)雜下墊面，是大氣邊界層研究的理想?yún)^(qū)域（李照國等,2012a;楊顯玉和文軍,2012;唐恬等,2013）。鄂陵湖和扎陵湖是黃河源區(qū)兩個最大的湖泊（Wen et al.,2015），1976～2014年間兩湖面積發(fā)生先萎縮后擴(kuò)張的變化過程（段水強(qiáng)等,2015），湖泊等水資源在內(nèi)的變化對區(qū)域甚至下游地區(qū)的降水、水文和生態(tài)系統(tǒng)都存在很大影響（Iqbal et al.,2018）。由于地形復(fù)雜和生態(tài)系統(tǒng)脆弱，黃河源區(qū)對全球氣候變化十分敏感，研究表明源區(qū)自20世紀(jì)50年代以來平均溫度以每10年上升0.3°C的趨變化，是全球平均水平的三倍（Iqbal et al.,2018），由此帶來包括冰川退縮（蔣宗立等,2018），濕地和徑流減少，永久凍土融化，植被退化，荒漠化加速（封建民等,2004）等一系列生態(tài)環(huán)境的惡化。因此深入研究該區(qū)域草地和湖泊下墊面與大氣之間的物質(zhì)和能量交換的過程，對于理解該地區(qū)生態(tài)環(huán)境和水資源受氣候變化等相關(guān)因素帶來的影響具有重要意義。近年來，國內(nèi)學(xué)者開展了有關(guān)“兩湖”（鄂陵湖和扎陵湖）地區(qū)大氣邊界層湍流交換的研究工作，李照國等（2012b）通過分析2010年夏季鄂陵湖湖濱地區(qū)試驗觀測資料發(fā)現(xiàn)，湖濱地區(qū)湍流輸送以潛熱為主；唐恬等（2013）利用2010年6～7月鄂陵湖野外試驗的近地層觀測數(shù)據(jù)表明，鄂陵湖區(qū)的地表能量平衡中，潛熱通量占主導(dǎo)，感熱和地表土壤熱通量次之；Li et al.（2015）通過鄂陵湖地區(qū)兩年無冰期的觀測資料研究發(fā)現(xiàn)，在觀測期內(nèi)大部分時段湖面水溫高于氣溫，湍流對熱量的輸送始終為正，湖面上空全天幾乎都維持不穩(wěn)定層結(jié)。這些觀測研究加深了我們對SRYR 地表和上層大氣間熱量和水分交換規(guī)律的認(rèn)識，然而對大氣邊界層湍流的進(jìn)一步研究受限于高時空分辨率觀測資料的缺乏，目前仍然缺少專門針對SRYR大氣邊界層湍流結(jié)構(gòu)和湍流特征的研究,尤其是缺少對SRYR 大氣邊界層內(nèi)對流的形式和強(qiáng)度及其對位溫、水汽混合比等物理量分布影響的深入研究。需要明確的是，對SRYR 邊界層湍流的深入分析不僅能為青藏高原東北部SRYR 的能量物質(zhì)輸送過程和影響機(jī)理的研究奠定基礎(chǔ)，還能為進(jìn)一步改進(jìn)氣候模式中非均勻下墊面上邊界層過程的參數(shù)化方案提供定量的參考。

對湍流精細(xì)結(jié)構(gòu)的分析，可以更準(zhǔn)確描述邊界層湍流的輸送特征（張強(qiáng)和胡隱樵,2001），大渦模擬（LES）在細(xì)致描繪湍流特征方面具有獨(dú)特優(yōu)勢。本文首次利用大渦模擬的方法，以黃河源區(qū)鄂陵湖流域的實測資料為背景，分別對兩個不同下墊面（草地和湖泊）上對流邊界層（CBL）的結(jié)構(gòu)、演變特征和湍流精細(xì)結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行模擬研究。通過改變模式水平分辨率的敏感性試驗，分析不同尺度的湍渦對兩個不同下墊面上CBL的湍能貢獻(xiàn)、對流的強(qiáng)度和形式以及物理量空間分布的影響，討論不同尺度范圍的波對湍流通量貢獻(xiàn)，并給出了模擬草地和湖泊CBL 時模式分辨率選擇的建議。希望通過本文的研究結(jié)果能為今后進(jìn)一步開展黃河源區(qū)非均勻下墊面上大氣邊界層湍流的時空分布特征及其對物質(zhì)和能量輸送影響的研究提供參考。

2 大渦模式及資料介紹

本文使用的模式為英國氣象局的大渦模式[Large Eddy Model(LEM) Version 2.4（Gray et al.,2001）]。它是一個可用于模擬范圍廣泛的湍流尺度和云尺度問題的高分辨率、非靜力平衡的三維數(shù)值模式。在本文的模擬研究中，水平方向采用等距網(wǎng)格點(diǎn)，垂直方向采用隨高度變化的張弛網(wǎng)格。水平方向模擬區(qū)域為10 km×10 km，標(biāo)準(zhǔn)試驗中水平網(wǎng)格距為50 m；模式高度取為6 km，垂直方向最小的格距在近地面，約為1.1 m，從模式底到2 km 高度的最大垂直格距是64.8 m。模式的側(cè)邊界條件是周期的，上下邊界層條件是剛性的。為減少模式頂對重力波的反射作用，在距離模式頂大約2/3（3500 m）的高度上設(shè)置了牛頓阻尼吸收層。模式的地表邊界條件是由相似理論的Businger-Dyer 方程給出的。大渦模式中的次網(wǎng)格模型采用的是Smagorinsky-Lilly 方案（Brown et al.,1994）。

本文使用的觀測資料是2012年夏季黃河源區(qū)鄂陵湖流域野外觀測實驗期間的數(shù)據(jù)。研究區(qū)域的環(huán)境及觀測站點(diǎn)的位置如圖1[引自Li et al.（2017）]所示。觀測站分別為鄂陵湖西岸架設(shè)的梯度觀測塔（TS），進(jìn)行渦動相關(guān)觀測的鄂陵湖西北部湖面（LS）測站和鄂陵湖西岸草地（GS）測站。鄂陵湖探空實驗在湖西岸（TS附近）開展，為了觀測不受湖泊影響的陸地邊界層，在海拔相近的鄂陵湖以東30 km 外的瑪多氣象站（MD）進(jìn)行了同步探空觀測。本文使用的是2012年7月28日至7月31日瑪多氣象站（MD）和7 月23日到8月1日鄂陵湖西岸（TS附近）的探空觀測資料以及2012年7月鄂陵湖西北部湖面（35.026°N，97.652°E）、鄂陵湖西岸草地（34.913°N，97.553°E）的湖面與草地渦動觀測資料，對野外觀測實驗、探空及渦動資料的質(zhì)量控制和footprint 分析校正處理等詳細(xì)介紹見Li et al.（2015）和Li et al.（2017）。7月28日和29日均為晴空天氣，每隔3 h 釋放一次探空儀，探測所得資料連續(xù)性較好，因此本文選取這兩日作為夏季晴天的研究個例。文中以2012年7月29日06:30（本文時間均為地方時；北京時＝地方時＋1.5 h）瑪多氣象站以及7月28日18:30鄂陵湖西岸（梯度觀測塔附近）觀測所得位溫、水平風(fēng)速（u和v）以及比濕的探空廓線分別作為白天草地與夜間湖面模擬試驗的初始場，用鄂陵湖西北部湖面（LS）測站和鄂陵湖西岸草地（GS）測站的地表熱通量驅(qū)動大渦模式。草地和湖上模擬試驗所需初始時刻的虛位溫、比濕以及水平風(fēng)的廓線均已在圖2c和圖2d 中給出。另外，模式中使用的地表地轉(zhuǎn)風(fēng)以及地轉(zhuǎn)風(fēng)切變由ECMWF（歐洲中期天氣預(yù)報中心）的1°×1°再分析資料得到，地轉(zhuǎn)風(fēng)計算公式為d ug/d z=(ug-u0)/(z-z0)，d vg/d z=(vg-v0)/(z-z0)，其中草地以及湖面地表z0高度處的地表地轉(zhuǎn)風(fēng)為u0、v0，邊界層頂z 高度處地轉(zhuǎn)風(fēng)為ug、vg。模式模擬時間為12 h，設(shè)定每隔0.5 h 輸出一次數(shù)據(jù)。

為了研究黃河源區(qū)白天草地和夜間湖上CBL的精細(xì)湍流結(jié)構(gòu)特征，本文采用高分辨率的大渦模式（LEM）對比分析這兩種不同下墊面上CBL的湍流結(jié)構(gòu)和演變特征。另外，為研究不同尺度的湍流渦旋對湍流動能貢獻(xiàn)、對流的形式和強(qiáng)度、物理量的空間分布的影響以及不同尺度范圍的波對湍流通量貢獻(xiàn)，本文還設(shè)計了不同模式水平分辨率的敏感性試驗，除水平網(wǎng)格距不同外，各試驗的其它模擬條件均相同。不同試驗的水平網(wǎng)格距和格點(diǎn)數(shù)如表1所示，其中RG50和RL50為標(biāo)準(zhǔn)試驗。

圖1 使用LandSat 數(shù)據(jù)繪制的研究區(qū)域衛(wèi)星影像圖，圖中黃色五角星標(biāo)記的是觀測站位置。湖面測站（LS）和草地測站（GS）測量湍流通量、輻射分量和標(biāo)準(zhǔn)大氣變量。五層的梯度觀測塔（TS）測量標(biāo)準(zhǔn)大氣變量（風(fēng)速和風(fēng)向、空氣溫度、相對濕度等）。瑪多氣象站（MD）是中國氣象局的固定氣象觀測站[圖1 引自Liet al.（2017）中的圖1 c]Fig.1 Map of the study area using Landsat data,with the location of the observation stations marked by yellow stars.Turbulent fluxes,radiation components,and standard atmospheric variables were measured at lake station and grassland station.At the tower station,the standard atmospheric variables(wind speed and wind direction,air temperature,relative humidity,etc.)were observed at five levels.Madoistation isa fixed meteorological observatory of the China Meteorological Administration [Fig.1 isquoted from Fig.1c of Liet al.(2017)]

表1 不同水平分辨率敏感性數(shù)值試驗中模式水平網(wǎng)格距和水平方向格點(diǎn)數(shù)Table 1 Horizontal grid spacings and grid points in sensitivity numerical tests with different horizontal resolutions

3 模擬結(jié)果及分析

3.1 草地與湖面的對流邊界層結(jié)構(gòu)及演變過程

圖2是草地（圖2a）與湖面（圖2b）虛位溫隨高度的變化，其中實線代表實測結(jié)果，虛線代表試驗RG50（草地白天09:30～18:30）和試驗RL50（湖面夜間21:30～06:30）的模擬結(jié)果。為考慮大尺度背景溫度場和風(fēng)場的影響，在模擬過程中將模擬的水平平均位溫、比濕及風(fēng)速廓線以3 h 的時間間隔收斂到實測探空廓線（Marsham et al.,2008;Huang et al.,2009）。從圖2可以看出草地上夜間至白天由穩(wěn)定邊界層向?qū)α鬟吔鐚拥陌l(fā)展過程，這與陸地上的邊界層結(jié)構(gòu)演變過程基本一致（張強(qiáng)和胡隱樵,2001）。由于冷湖（白天）和暖湖（夜間）效應(yīng)的影響（李照國等, 2012a;楊顯玉和文軍,2012），湖泊下墊面上夜間是對流邊界層的發(fā)展。標(biāo)準(zhǔn)試驗?zāi)M所得動能的時間序列顯示模式的平衡時間約為3 h（圖略），所以本文對白天草地與夜間湖面上的分析分別從09:30和21:30開始。圖2a的實測和模擬結(jié)果都顯示白天草地邊界層底層有不穩(wěn)定的超絕熱層，其上是混合層，混合層頂覆蓋著逆溫層。09:30草地上CBL的厚度約為0.7 km，其上是厚度約為0.4 km 的覆蓋逆溫層，逆溫層之上的殘余層延伸至2.0 km 高度。隨著草地吸收的太陽輻射增多，邊界層湍流不斷增強(qiáng)，到12:30 CBL厚度增長到約1.1 km；12:30之后覆蓋逆溫層完全被混合層的湍流侵蝕穿透，CBL高度從15:30的1.5 km 發(fā)展到18:30的1.9 km 左右。由于邊界層湍流運(yùn)動將地表的熱量不斷向上輸送，草地CBL也逐漸變暖，從09:30到18:30草地虛位溫增加了約7 K。

由于水的熱容量較大，白天湖水儲存熱量，水溫低于氣溫，因此白天湖面邊界層主要是逆溫層，而夜間湖水釋放潛熱使得水溫高于氣溫，夜間湖面上空形成混合層（Stevens et al.,2005），李照國等（2016）的研究也表明鄂陵湖上空白天為穩(wěn)定邊界層，夜間發(fā)展為對流邊界層。圖2b顯示湖上21:30 CBL 的厚度約為0.25 km，00:30 CBL 厚度增加到0.35 km，到03:30 CBL發(fā)展到約0.5 km。夜間湖上的CBL厚度明顯小于白天草地的，而且夜間湖上CBL的平均虛位溫隨時間逐漸減小，這與湖水表面的溫度隨時間降低有關(guān)（0.05 m 深的實測湖水溫度顯示從03:30到07:30，溫度下降0.6 K）。實測的夜間湖面邊界層較模擬的冷約0.8 K，這可能是因為低空夜間吹偏東南風(fēng)（圖略），探空儀由湖向西岸陸地上空飛去，較低的夜間岸邊草地氣溫導(dǎo)致觀測的湖面邊界層較模擬的冷。實際觀測表明白天草地和夜間湖面的感潛熱通量均為正值（圖略），向上輸送的感熱促進(jìn)了草地和湖上CBL 的發(fā)展，且湖上的感熱通量較草地上的小，這也是夜間湖上CBL厚度小于白天草地的主要原因。另外，從圖2可以看出，模擬與實測的虛位溫基本一致，這也說明LEM 適用于黃河源區(qū)草地和湖上邊界層結(jié)構(gòu)的模擬。

3.2 草地與湖上的邊界層對流

為分析白天草地和夜間湖上邊界層對流隨高度的變化特征，圖3（zi代表CBL 高度）給出了模擬的草地15:30（圖3a、b、c、d）和湖面上03:30（圖3e、f、g、h）邊界層對流充分發(fā)展時不同高度垂直速度的水平分布。圖3顯示，白天草地邊界層對流的強(qiáng)度隨高度逐漸降低，且上升氣流減少，這與Moeng and Sullivan（1994）和Xu et al.（2018）的研究結(jié)果一致。在低層（圖3a，0.3zi）上升氣流的最大速度約4.8 m s-1，在CBL 頂部（圖3d，1.0zi）上升氣流的最大速度為4.4 m s-1。雖然下沉氣流占主導(dǎo)，但是邊界層頂也存在少數(shù)較強(qiáng)的上升氣流，甚至穿透邊界層頂（圖略），這對黃河源區(qū)水汽的垂直輸送有重要影響。

圖 2 2012 年7 月28 日21:30（地方時，下同）至2012 年7 月29 日18:30（a）草地與（b）湖面虛位溫隨高度的變化，實線代表實測結(jié)果，虛線代表草地白天（試驗RG50）和湖面夜間（試驗RL50）的模擬結(jié)果；草地和湖面上（c）位溫、比濕和（d）水平風(fēng)的初始廓線Fig. 2 Change in virtual potential temperature of (a) grassland and (b) lake surface with height from 2130 LT on July 28, 2012 to 1830 LT on July 29, 2012; solid lines and dashed lines show the observations and simulations of daytime over grassland (RG50) and night over lake (RL50). The initial profiles of potential temperature, specific humidity, and horizontal wind over grassland and lake are shown in (c) and(d), respectivel y

圖 3 試驗RG50 和RL50 模擬的2012 年7 月29 日15:30 草地（第一行）和03:30 湖面上（第二行）各高度垂直速度（單位：m s-1）的水平分布：（a、e）0.3zi、（b、f）0.5zi、（c、g）0.7zi、（ d、h）1.0zi。zi 為相應(yīng)時刻的CBL（對流邊界層）高度Fig. 3 Simulated horizontal distribution of vertical velocity (units: m s-1) at CBL (convective boundary layer) heights of (a, e) 0.3zi, (b, f) 0.5zi, (c, g) 0.7zi, and (d, h) 1.0zi above grassland at 1530 LT (Local time) from RG50 (top line) and above the lake at 0330 LT from RL50 (bottom line) on July 29, 2012

夜間湖上CBL 低層對流泡較小、上升氣流強(qiáng)度較弱（0.3zi處垂直速度的最大值為2.0 m s-1），隨著高度增加熱泡逐漸增大，對流的強(qiáng)度也略有增加（如圖3f、g、h 中從0.5zi到1.0zi最大垂直速度從2.0 m s-1增加到2.3 m s-1）。另外，夜間湖上較小的熱通量使得邊界層對流的強(qiáng)度較白天草地的弱(白天草地邊界層內(nèi)上升氣流的最大速度為5.7 m s-1）。夜間湖上CBL內(nèi)上升氣流和下沉氣流排列較規(guī)則，即夜間湖上呈現(xiàn)出有組織的對流卷特征，且在CBL 上層對流卷的信號更加明顯（圖3h），已有研究也表明夜間水面上空邊界層內(nèi)存在有組織的對流形式（Sikora and Ufermann,2004;Li et al.,2013）。Moeng and Sullivan（1994）的研究表明，地表熱通量的大小影響邊界層對流的強(qiáng)度，而不同大小的風(fēng)切變會將邊界層對流組織成不同的形式，因此夜間湖面較小的熱通量和較大的風(fēng)切變是形成有組織的對流卷的主要原因。

3.3 草地與湖上邊界層湍流結(jié)構(gòu)特征

3.3.1湍流動能的收支

湍流動能的大小不僅關(guān)系到邊界層的發(fā)展高度，還影響邊界層的動量、熱量和水汽的輸送（McBean and Elliott,1975）。為了進(jìn)一步對比草地和湖上CBL的湍流結(jié)構(gòu)特征，這里首先分析了湍流動能收支方程中等號右邊各項的垂直分布。湍流動能（TKE）收支方程（Stull,1988）可以表示為

其中，u'、v'、w'是脈動速度分量；u、v 是平均風(fēng)速的水平分量；p 是氣壓； ρ0是標(biāo)準(zhǔn)密度； θv是背景虛位溫；e 是湍流動能，根據(jù)Stull（1988）的定義可以表示為

湍流動能收支方程（1）式等號左邊表示TKE的局地儲存，等號右邊依次表示湍流動能的切變產(chǎn)生項（S）、浮力項（B）、湍流輸送項（T）、氣壓傳輸項（P）和耗散項（D），其中切變產(chǎn)生項和浮力項是湍流動能的源，耗散項是湍流動能的匯，湍流輸送項與氣壓傳輸項既不產(chǎn)生湍能也不消耗湍能，只在垂直方向上對湍能起再分配的作用。

從圖4a 中可以看到，浮力項在近地面有最大值，而且隨高度線性遞減至0，在夾卷層浮力項變?yōu)樨?fù)值且存在負(fù)的最大值。切變項對TKE都是正貢獻(xiàn)，由于地表的摩擦作用切變項在近地面有最大值；混合層內(nèi)湍流充分混合，因此切變產(chǎn)生項較小。浮力項對湍流動能的貢獻(xiàn)較切變產(chǎn)生項的大，這說明浮力產(chǎn)生的熱泡是白天草地CBL 發(fā)展的主要驅(qū)動力。另外，傳輸項T+P在下層為負(fù)上層為正。對湍流動能的耗散（D項）主要發(fā)生在近地層，這是由于近地層湍渦尺度較小造成的（Stull,1988）。從圖4a 的分析可知白天草地上湍流動能收支中各項隨高度的變化與已有的研究結(jié)果基本一致（Moeng,1984;Moeng and Sullivan,1994;Catalano and Moeng,2010）。

圖4 試驗RG50和RL50模擬的2012年7月29日（a）白天草地15:30和（b）夜間湖面上03:30的湍流動能收支方程中各項隨高度的變化（實線：浮力項B；點(diǎn)線：切變產(chǎn)生項S；虛線：耗散項D；點(diǎn)劃線：湍流輸送項T+氣壓傳輸項P）Fig.4 Vertical profilesof the budget termsin theturbulent kinetic energy balanceabove(a) the daytimegrassland from test RG50 at 1530 LT and (b)the nighttime lake from test RL50 at 0330 LT on July 29,2012.Solid line, buoyancy term B;dotted line,shear production term S;dashed line,dissipative term D;dot/dash line, turbulent transport term T and pressure transport term P

圖4b顯示浮力項對夜間湖面混合層湍能的貢獻(xiàn)較多，夜間湖上近地層與夾卷層熱通量的最大值基本一致，單位時間內(nèi)約為0.001 m2s-3。切變產(chǎn)生項對近湖面及夾卷層湍流動能的貢獻(xiàn)較大，這與近湖面較大的風(fēng)速有關(guān)（圖略）；在夾卷層，由于覆蓋逆溫層阻擋了熱泡繼續(xù)上升，熱泡的垂直動量轉(zhuǎn)化為水平動量，使得水平方向風(fēng)切變增大，另外夜間夾卷層風(fēng)速也較大（圖略）。這也進(jìn)一步說明夜間湖上CBL頂部對流卷信號增強(qiáng)（圖3h）與夾卷層風(fēng)切變增加有關(guān)。另外，圖4b還顯示在夾卷層對TKE的耗散也增大，意味著夾卷層有更多的小尺度湍渦（Conzemius and Fedorovich,2006）。另外，近地層風(fēng)切變也能增強(qiáng)夾卷層內(nèi)的小尺度湍流運(yùn)動（黃倩等,2014）。

3.3.2湍流統(tǒng)計量的垂直分布

圖5 試驗RG50和RL50模擬的2012年7月29日草地15:30與湖面上03:30無量綱湍流統(tǒng)計量（a）u方差、（b）v 方差、（c）w 方差和（d）θ 方差廓線Fig.5 Dimensionless turbulence statistics above grassland at 1530 LT from test RG50 and above the lake at 0330 LT from test RL50 on July 29,2012.Shown aretheprofilesof (a) u variance,(b)v variance,(c)w variance and (d)θ variance profile

圖5a 和b中夜間湖面上（虛線）水平速度方差隨高度的變化趨勢和白天草地的相同，但是水平速度方差在近地面和混合層較小，在夾卷層較大，這主要是由于白天草地表面較大的粗糙度長度（z0=0.12 m，湖面z0=0.001 m）引起較大的風(fēng)切變，有利于白天草地近地面水平方向的湍流形成，而與草地相比，湖上夾卷層較大的風(fēng)速（圖略）有利于產(chǎn)生較大的水平速度方差。另外，圖5c顯示，夜間湖上混合層內(nèi)垂直速度方差也較小，這與湖上熱通量較小有關(guān)。受夾卷作用的影響，湖上夾卷層垂直速度方差又較草地上的大。湖上夾卷層中較強(qiáng)的湍流活動也有利于自由大氣的暖空氣的向下卷入混合層，因此夜間湖上夾卷層的位溫方差明顯大于白天草地的（圖5d）。另外，從圖2的分析可知湍流充分發(fā)展時湖上較草地上的覆蓋逆溫強(qiáng)度大，這也是導(dǎo)致湖上夾卷層位溫方差較大的一個原因。Kim et al.（2003）的研究結(jié)果也指出“風(fēng)切變能增強(qiáng)邊界層頂?shù)耐牧鬟\(yùn)動從而導(dǎo)致較強(qiáng)的夾卷作用”，因此，結(jié)合圖4的分析可知較大的風(fēng)切變是導(dǎo)致黃河源區(qū)湖上邊界層夾卷作用較強(qiáng)的主要原因。另外，草地和湖泊下墊面上模擬的近地層水平速度方差較垂直速度方差大，這與楊麗薇等（2017）以及沈鵬珂和張雪芹（2019）對高原其他地區(qū)的草甸和湖泊下墊面上觀測資料的研究結(jié)果一致。

3.4 模式水平分辨率對模擬結(jié)果的影響

3.4.1 模式水平分辨率對邊界層對流模擬的影響

為了分析不同尺度湍渦對白天草地與夜間湖面邊界層結(jié)構(gòu)的影響，圖6給出了不同水平分辨率試驗?zāi)M的草地（15:30）與湖面上（03:30）混合層的虛位溫廓線。從圖6a 和b可以看出，提高模式水平分辨率，模擬的混合層虛位溫相差不大，如草地上試驗RG50和RG500模擬的混合層最大溫差約為0.01 K，而試驗RL50較試驗RL500模擬的混合層最大溫差約是0.09 K。另外，試驗RL500模擬的不同時次湖上混合層虛位溫比實測值偏暖約0.5 K（圖略），這也說明了圖2b中模擬的湖上混合層虛位溫較實測結(jié)果偏暖并不是由于模式的水平分辨率造成的。

大渦模擬是直接計算含有主要能量的大尺度（RES）渦旋的運(yùn)動，而對次網(wǎng)格尺度（SGS）渦旋的貢獻(xiàn)進(jìn)行參數(shù)化（Moeng,1984），在大渦模式中提高水平分辨率意味著直接計算的湍流渦旋較多，進(jìn)行次網(wǎng)格參數(shù)化的小尺度渦旋較少，理論上模擬的各種渦旋對湍流場的貢獻(xiàn)更符合實際。圖7給出了不同水平分辨率試驗?zāi)M的草地15:30 與湖面上03:30湍流動能收支方程中浮力項和切變項的廓線，并將大渦旋（實線）和SGS渦旋（虛線）對浮力項和切變產(chǎn)生項的貢獻(xiàn)分開討論。圖7a、c顯示，草地和湖上近地層SGS渦旋對湍流動能的貢獻(xiàn)較大。草地上邊界層中部以及頂部存在由大渦貢獻(xiàn)的切變產(chǎn)生項的兩個峰值，SGS渦旋的貢獻(xiàn)在邊界層中部較小而在頂部較大（圖7a），湖上僅在邊界層頂附近存在一極大值（圖7c），且湖上邊界層頂處的切變產(chǎn)生項較草地上的大。圖7b顯示白天草地上SGS渦旋對近地層浮力通量貢獻(xiàn)較大，在z/zi=0.2高度以上貢獻(xiàn)近似為0，但是SGS渦旋對夜間湖上近地層和夾卷層浮力通量的貢獻(xiàn)較大（圖7d），這些結(jié)果可作為改進(jìn)天氣預(yù)報或大尺度模式中邊界層參數(shù)化方案的定量參考。此外，從圖7中還注意到提高分辨率，大渦旋對浮力通量和切變產(chǎn)生項的貢獻(xiàn)有所增加，而SGS渦旋的貢獻(xiàn)卻減小。該結(jié)果與Floreset al.（2013）以及Shin and Dudhia（2016）的研究結(jié)果一致，即分辨率越高準(zhǔn)確計算的湍渦（大渦旋）對湍流動能和湍流通量的貢獻(xiàn)就越多，而由次網(wǎng)格模型模擬得到的小湍流渦旋的貢獻(xiàn)就越少。另外，從圖7還可以看出，改變模式水平分辨率對湖上夾卷層的影響較草地的大，這可能是因為湖上湍渦尺度較草地上的小?？傊?，提高大渦模式的水平分辨率，能夠模擬出更多的小尺度湍流渦旋，而小尺度湍渦對邊界層頂附近的夾卷及熱量的輸送有重要影響（Moeng and Sullivan,1994;Pino et al.,2003;Shen et al.,2016），并且也有助于混合層的增暖。

圖6 不同水平分辨率試驗?zāi)M的2012年7月29日（a）草地上15:30與（b）湖面上03:30混合層虛位溫廓線Fig.6 Virtual potential temperatures in the mixed layer above(a)grassland at 1530 LT and above(b)lake at 0330 LT on July 29,2012 from tests with horizontal grid spacing of 50,100,200 and 500 m

圖8是不同水平分辨率試驗?zāi)M的草地15:30和湖面上03:30垂直速度的垂直剖面圖。從圖8可以看出，水平分辨率較高模擬的對流泡較小、對流強(qiáng)度較強(qiáng)，如試驗RL50模擬的上升氣流的最大速度為2.1 m s-1，下沉氣流的最大速度是2.2 m s-1，而試驗RL500模擬的上升和下沉氣流的最大強(qiáng)度分別為0.4 m s-1和0.4 m s-1；較高的模式水平分辨率能夠模擬出近地層（z/zi=0.2）和夾卷層（z/zi=1.0）中較小的對流泡[如試驗RG50（圖8a）和RL50（圖8e）]。與湖上相比，草地上對流泡的水平尺度較大、強(qiáng)度較強(qiáng)，但夾卷層的對流泡較少（圖8a-d），這說明草地上的夾卷作用較湖上的弱。夜間湖上不同分辨率的模擬結(jié)果也顯示（圖8eh），湖上CBL 內(nèi)上升、下沉氣流有規(guī)律地間隔排列，且隨著網(wǎng)格間距增大這種有組織的對流現(xiàn)象更明顯。結(jié)合夜間湖泊下墊面上垂直速度的垂直（圖8）和水平（圖3）剖面分析，我們模擬得到黃河源區(qū)夜間鄂陵湖上空存在有組織的對流運(yùn)動，而徐祥德等（2001）以及陳陟等（2002）通過觀測發(fā)現(xiàn)當(dāng)雄地區(qū)大氣邊界層內(nèi)存在窄長的有組織的對流泡。圖8說明模式水平分辨率的選取對邊界層對流的模擬有較大影響；分辨率較高模擬的邊界層對流強(qiáng)度較大，模擬的小尺度對流泡也較多，即模擬的對流結(jié)構(gòu)更精細(xì)（Tian et al.,2003;任燕等,2018;王蓉等,2019）。

3.4.2對邊界層物理量水平分布的影響

為了進(jìn)一步理解湍渦尺度對白天草地與夜間湖面對流邊界層內(nèi)不同高度上物理量分布的影響，圖9和圖10分別給出了不同水平分辨率試驗?zāi)M的15:30草地和03:30湖面上對流邊界層0.3zi、0.7zi和1.0zi高度處的垂直速度、位溫和水汽混合比的概率密度函數(shù)（PDFs）分布。草地上垂直速度的PDFs（圖9a、d、g）顯示，從0.7zi到1.0zi（圖9d、g）垂直速度呈正傾斜分布（峰值在左側(cè)），下沉氣流較上升氣流較多，但上升氣流的強(qiáng)度較大，這與Huang et al.（2009）模擬的浮力驅(qū)動的邊界層對流的結(jié)果一致。CBL頂部這些少而強(qiáng)的上升氣流會對降水和暴雨的發(fā)生和演變、云的形成以及污染物的擴(kuò)散具有重要的影響（Zhong et al.,2015;Zhao et al.,2019）。此外，試驗RG50得到的垂直速度PDFs分布最寬。

圖7 不同水平分辨率試驗?zāi)M的2012年7月29日（a、b）草地上15:30 與（c、d）湖面上03:30混合層內(nèi)浮力作用項（右列）、切變產(chǎn)生項（左列）廓線。實線表示直接計算所得大渦旋的貢獻(xiàn)，虛線表示次網(wǎng)格渦旋的貢獻(xiàn)Fig.7 Vertical profiles of buoyant production term(left column)and shear production term(right column)in the mixed layer(a, b)above grassland at 1530 LT and (c,d)above the lake at 0330 LT on July 29,2012 from tests with horizontal grid spacing of 50,100,200 and 500 m.The resolved and sub-grid results are presented in solid linesand dashed lines,respectively

從0.3zi到0.7zi位溫也呈正傾斜分布（圖9h、e），上升氣流較下沉氣流暖，而且分辨率較高的試驗?zāi)M的上升氣流較暖，因此RG50模擬的CBL 平均位溫最大，這與較高分辨率試驗?zāi)M的越多小尺度熱泡有關(guān)（王蓉等,2019）。在對流邊界層低層和中上層（圖9i、f），水汽混合比的PDFs呈負(fù)傾斜分布（峰值在右側(cè)）。在對流邊界層頂（圖9b、c），位溫和水汽混合比的PDFs分布趨于平緩，這是由于對流邊界層頂?shù)膴A卷作用把覆蓋逆溫層中相對較暖和較干的空氣向下卷入混合層。從圖9的分析可知，提高大渦模式水平分辨率，模擬的白天草地CBL的垂直速度、位溫和水汽混合比的PDFs分布有增寬的特征，這說明小尺度湍渦對CBL 的湍流通量和夾卷通量有重要影響，從而影響草地CBL 物理量的分布特征。

夜間湖上垂直速度的PDFs分布（圖10a、d、g）顯示，上升氣流與下沉氣流的強(qiáng)度基本一致，這與湖面上有組織的邊界層對流形式有關(guān)，且較高的分辨率能夠模擬出垂直速度PDFs的“尾部”分布特征。另外，湖上500 m 分辨率的試驗RL500較草地上試驗RG500模擬的PDFs更窄，這也進(jìn)一步說明湖上有更多的小尺度湍渦，但位溫的PDFs分布規(guī)律（圖10b、e、h）和草地上的基本一致。在對流邊界層低層（圖10i），水汽混合比的PDFs分布較為對稱，隨高度升高水汽混合比的PDFs變?yōu)檎齼A斜分布（圖10c、f），即下沉氣流較干燥而上升氣流較濕潤。與草地不同（圖9c），大渦模式分辯率較高，模擬的湖上對流邊界層頂較濕潤（圖10c中試驗RL50、RL100、RL200和RL500模擬的水汽混合比最大值分別約為9.8 g kg-1、9.8 g kg-1、9.5 g kg-1和8.9 g kg-1），這是因為湖上水汽混合比較草地上的大，而且湖上混合層與覆蓋逆溫層的水汽混合比差別（約為0.5 g kg-1）較草地上的?。s為1.5 g kg-1），因此湖上夾卷進(jìn)入混合層的空氣較草地上的濕潤。

3.4.3實測和模擬的湍流通量的比較

圖9 試驗RG50、RG100、RG200和RG500模擬的2012年7月29日15:30草地對流邊界層中z=1.0zi（第一行），z=0.7zi（第二行），z=0.3zi（第三行）高度處垂直速度（左列）、位溫（中間列）、水汽混合比（右列）的概率密度函數(shù)（PDFs）分布Fig.9 PDFs(Probability Density Functions)of vertical velocity(left column),potential temperature(middle column),and water vapor mixing ratio(right column)above grassland from test RG50,RG100,RG200,and RG500 at 1530 LT on July 29,2012 from z=0.3zi (bottom line),z=0.7zi (second line)and z=1.0zi (top line)

圖11是實測（3.2 m）和不同分辨率試驗?zāi)M（3.5 m）的近地面的湍流應(yīng)力、湍流動能、熱通量和水汽通量隨時間的變化。從圖11a 中可以看到，白天草地上不同分辨率試驗?zāi)M得到的湍流應(yīng)力與實測之間最大差值為0.15 kg m-1s-2，且不同分辨率試驗?zāi)M的湍流應(yīng)力接近，實測湍流應(yīng)力的均值約0.03 kg m-1s-2；熱通量和水汽通量的模擬和實測值變化趨勢基本一致，分別比實測的熱通量和水汽通量小約0.07°C m s-1和0.03 g m-2s-1（圖11c、d）；模擬的湍流動能均比實測值高出至少0.7 m2s-2，且分辨率較高的試驗得到的模擬值更接近實測結(jié)果（圖11b）。

夜間湖上模擬的熱通量和水汽通量與實測值間的差別比白天草地上的小，分別約為0.04°C m s-1和0.01 g m-2s-1（圖11g、h）；湖上模擬的湍流動能與實測值在04:30之前較接近且隨著分辨率的升高而增大，但模擬與實測結(jié)果在04:30 到06:30之間差別較大（圖11f）；草地和湖上實測應(yīng)力的均值約0.03 kg m-1s-2，但湖上的模擬結(jié)果比草地上的更接近實測值（圖11e），這也許與草地的模擬試驗中選取的粗糙度較大有關(guān)。另外，湖上實測湍流應(yīng)力和湍流動能在04:00以后出現(xiàn)大的波動主要與此時段內(nèi)湖上較大的風(fēng)切變有關(guān)（圖略）。

比較實測和模擬的近地面湍流通量與湍流動能發(fā)現(xiàn)，不同水平分辨率試驗?zāi)M的草地和湖上的熱通量和水汽通量與實測結(jié)果較接近，但湍流應(yīng)力和湍流動能與實測差別較大。另外，水平分辨率對近地面（近湖面）的湍流應(yīng)力和湍流動能的模擬結(jié)果影響較大，尤其是對草地上湍流動能的影響，這說明草地上近地面湍渦尺度的變化范圍較大。

3.4.4不同尺度波對湍流通量貢獻(xiàn)

圖10 同圖9 ，但為試驗RL50、RL100、RL200和RL500模擬的2012年7月29日03:30 湖面上的結(jié)果Fig.10 Sameas Fig.9, but for the lake at 0330 LT on July 29,2012 from test RL50,RL100,RL200 and RL500

圖12是不同分辨率試驗?zāi)M的白天草地與夜間湖上不同尺度的波對熱通量和水汽通量的貢獻(xiàn)，即熱通量和水汽通量的Ogives函數(shù)[本文采用Brooks and Rogers（2000）介紹的方法計算Ogives函數(shù)，它表示不同波數(shù)的波對通量的累積貢獻(xiàn)（Friehe et al.,1991）]。圖12中4個不同水平分辨率試驗中波數(shù)最大值分別為100、50、25、10 m-1，對應(yīng)的波長最小值分別為0.01、0.02、0.04、0.1 m（波長=1/波數(shù)），也就是說，降低模式分辨率模擬的波長尺度的變化范圍減小，100 m、200 m、500 m 分辨率試驗相對50 m 分辨率試驗?zāi)M的波長范圍分別縮減了1%、3%和9%。圖12的結(jié)果顯示湍流通量隨波數(shù)的增加而增大，增加到約總波數(shù)的2/5后保持不變，而且相同波數(shù)范圍內(nèi)白天草地各種尺度的波對熱通量的累積貢獻(xiàn)都大于夜間近湖面的。當(dāng)模擬的波長尺度范圍較大時（圖12a、c中的紅線所示），各種尺度的波對熱通量貢獻(xiàn)在0～32 W m-2之間，波長的尺度范圍縮減3%和9%后（圖12e、g），對熱通量的貢獻(xiàn)減少至0～23 W m-2和0～9 W m-2。夜間湖上模擬結(jié)果顯示湍流熱通量隨模擬的波長尺度范圍縮減而減小，波長尺度范圍縮減9%后，不同尺度的波對熱通量的最大累積貢獻(xiàn)由16 W m-2減小到約0.01 W m-2（如圖12a、g 中藍(lán)線）。對于水汽通量而言，水平分辨率高于200 m 時，草地上各種尺度波對水汽通量的累積貢獻(xiàn)最大值在3×10-6kg m-2s附近（圖12b、12d、f 中紅線），而湖上的累積貢獻(xiàn)最大值維持在2×10-6kg m-2s左右（圖12b、d、f中藍(lán)線）。當(dāng)湖上波長的尺度范圍縮減9%，各種尺度的波對水汽通量的累計貢獻(xiàn)基本為零，說明小尺度湍渦對水汽輸送更有效，分辨率較高的試驗?zāi)M的夜間湖上水汽混合比較大（圖略）也進(jìn)一步證明了這個結(jié)論。另外，從圖12可以看出，50 m 和100 m 分辨率的試驗?zāi)M的各種尺度的波對熱通量和水汽通量的累積貢獻(xiàn)較為相近，夜間湖上選取較低分辨率時不同尺度的波對湍流通量的累積貢獻(xiàn)明顯減少。

4 總結(jié)與討論

4.1 總結(jié)

圖11 白天草地（左列）與夜間湖面上（右列）模擬（高度：3.5 m）和實測（高度：3.2 m）的2012年7月29日（a、e）湍流應(yīng)力（TS）、（b、f）湍流動能（TKE）、（c、g）熱通量（HF）和（d、h）水汽通量（WVF）隨時間的變化Fig.11(a,e)Turbulent stress(TS),(b,f)turbulent kinetic energy(TKE),(c,g)heat flux(HF)and(d,h)water vapor flux(WVF)for daytime grassland(left column)and nighttime lakes(right column)from simulations(height:3.5 m)and observations(height:3.2 m)on July 29,2012,respectively

本文利用黃河源區(qū)（SRYR）鄂陵湖流域?qū)崪y資料，首次利用大渦模式（LEM）對比分析了白天草地與夜間湖面對流邊界層（CBL）中精細(xì)的湍流結(jié)構(gòu)特征，通過改變模式水平分辨率的敏感性試驗，分析了不同尺度的湍渦對草地與湖上湍能的貢獻(xiàn)、對流的形式和強(qiáng)度以及物理量空間分布的影響，還分析了不同尺度范圍的波對湍流通量的貢獻(xiàn)。本文的模擬結(jié)果加深了目前對于SRYR 兩種不同類型下墊面（草地和湖泊）上的邊界層湍流結(jié)構(gòu)及時空分布特征的研究，同時對草地和湖泊這兩種類型的CBL 模擬提出了模式分辨率選擇的建議。本文所得模擬和診斷的結(jié)果表明：（1）利用LEM模擬得到草地和湖面的CBL結(jié)構(gòu)和演變與觀測結(jié)果吻合較好。白天草地較大的感潛熱通量促使CBL 增厚變暖，CBL高度可達(dá)1.5 km 以上，而夜間湖上CBL增厚變冷，CBL厚度約0.5 km；對比白天草地和夜間湖上湍流結(jié)構(gòu)及特征發(fā)現(xiàn)，白天草地的湍能收支、湍流強(qiáng)度變化和熱泡結(jié)構(gòu)特征均與陸地上熱力驅(qū)動的CBL的研究結(jié)果一致；較大的風(fēng)切變使夜間湖上出現(xiàn)有組織的邊界層對流；較大的風(fēng)切變以及較強(qiáng)的逆溫增大了夜間湖上夾卷層的湍流強(qiáng)度，但白天草地近地面的湍強(qiáng)更大。（2）白天草地和夜間湖上的對流強(qiáng)度和對流泡個數(shù)隨模式水平分辨率的提高而增加；準(zhǔn)確計算的湍渦對湍流動能的貢獻(xiàn)隨水平分辨率提高而增多，而次網(wǎng)格渦旋的貢獻(xiàn)卻減?。环直媛试礁?，草地與湖上物理量的PDFs分布越寬，且白天草地垂直速度的PDFs 分布為正傾斜，而夜間湖上垂直速度的PDFs呈對稱分布。與白天草地相比，夜間湖上風(fēng)切變對夾卷層湍流動能的貢獻(xiàn)較大，且近地層和夾卷層中次網(wǎng)格尺度渦旋對湍流動能的貢獻(xiàn)不能忽略。（3）白天草地和夜間湖上，不同分辨率試驗?zāi)M的湍流熱通量和水汽通量與實測結(jié)果較接近，水平分辨率對草地上湍流動能的影響較大。另外，不同尺度范圍的波對湍流通量的貢獻(xiàn)隨波數(shù)的增加而增加，增加到約總波數(shù)的2/5后基本不變。白天草地近地面各個尺度范圍的波對湍流通量的貢獻(xiàn)均大于夜間近湖面的。與草地相比，較低的水平分辨率會低估夜間湖上不同尺度的波對湍流通量的累積貢獻(xiàn)。

圖12 （a、b）50 m、（c、d）100 m、（e、f）200 m 和（g、h）500 m 分辨率試驗?zāi)M的2012年7月29日白天草地15:30與夜間湖面上03:30 30 m 高度處不同尺度的波（不同波數(shù)）對熱通量（左列；HF）和水汽通量（右列；WVF）的累積貢獻(xiàn)Fig.12 Contribution of waves with different wavenumbers to heat fluxes(left column;HF)and water vapor fluxes(right column;WVF)at 1530 LT over grassland and at 0330 LT over lake from (a,b)50 m,(c,d)100 m,(e,f)200 m,and (g,h)500 m resolution runson July 29,2012

因此，在不同水平分辨率模擬的CBL 結(jié)構(gòu)以及湍流通量與實測結(jié)果基本一致的前提下，對于湖上CBL模擬的水平分辨率應(yīng)選擇50～100 m。對于草地CBL 的模擬，考慮到模式分辨率的提高可能帶來噪音信號的影響和計算時間增長等問題（Chow and Moin,2003），建議選擇網(wǎng)格距在100～200 m 之間。

4.2 討論

我國的青藏高原地區(qū)及其相鄰的西北干旱半干旱區(qū)同為氣候敏感區(qū)（王蓉等,2020）。西北極端干旱荒漠區(qū)夏季晴天具有獨(dú)特的深厚CBL，這是因為干旱的荒漠地表強(qiáng)烈吸收太陽輻射導(dǎo)致較大的地表凈輻射，然后被高效的轉(zhuǎn)化成地表感潛熱通量；夜間地面強(qiáng)的輻射冷卻使深厚的穩(wěn)定邊界層得以發(fā)展（張強(qiáng)等,2007）。黃河源區(qū)白天草地上CBL 的形成機(jī)理與西北干旱區(qū)晴天邊界層的一致，只是黃河源區(qū)較濕潤的下墊面上沒有形成深厚的CBL。另外，與西北干旱區(qū)夜間形成穩(wěn)定邊界層有所不同的是，由于湖水熱容量較大，夜間釋放出白天儲存的熱量，使得湖面與大氣間也維持著正的感潛熱通量，促進(jìn)了夜間湖上CBL的發(fā)展。

黃河源區(qū)白天草地CBL 內(nèi)是典型的熱力湍流，但是邊界層對流和湍流強(qiáng)度較西北干旱區(qū)的低。夜間由于水平風(fēng)速帶來的動力條件以及“暖湖效應(yīng)”引起的熱量輸送，形成夜間湖上湍流交換旺盛的特征，而且模擬顯示夜間存在有組織的邊界層對流卷特征，這與王蓉等（2015）研究熱通量和風(fēng)切變對西北干旱區(qū)邊界層對流特征影響得到的結(jié)論是一致的?？傊S河源區(qū)白天草地與夜間湖上CBL 的結(jié)構(gòu)特征和湍流特征與青藏高原夏季白天輻射強(qiáng)，晝夜溫度變化顯著以及風(fēng)速較大等獨(dú)特的高原氣候環(huán)境特點(diǎn)密切相關(guān)。

致謝 感謝中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院若爾蓋高原濕地生態(tài)系統(tǒng)研究站提供觀測數(shù)據(jù)。