干濕地表的湍流特征及其對深對流影響的大渦模擬*

張 璐 黃 倩 張宏昇 張 強 田紅瑛

1.蘭州大學大氣科學學院，半干旱氣候變化教育部重點實驗室，蘭州，730000

2.北京大學物理學院大氣與海洋科學系，氣候與海-氣實驗室，北京，100871

3.中國氣象局蘭州干旱氣象研究所/甘肅省干旱氣候變化與減災重點實驗室/中國氣象局干旱氣候變化與減災重點開放實驗室，蘭州，730020

4.甘肅省氣象局，蘭州，730020

1 引言

土壤濕度與降水的相互作用是氣候系統(tǒng)中的一個重要過程（張人禾等，2016；張述文等，2016），它不僅與突發(fā)、多發(fā)的中尺度災害天氣過程相聯(lián)系，而且還影響到不同空間尺度的水循環(huán)，尤其是在干旱半干旱地區(qū)的表現(xiàn)更加顯著（Taylor，et al，2012；張強等，2019）。影響土壤濕度與降水相互作用的關鍵在于土壤濕度如何通過地表能量分配、邊界層過程以及與云的耦合影響深對流觸發(fā)（Dirmeyer，et al，2014；Santanello，et al，2018）。

目前，中外許多學者認為深對流觸發(fā)主要存在兩種可能的作用機制。第一種機制主要考慮中尺度環(huán)流的作用。模式研究（Adler，et al，2011；Maronga，et al，2013；Rieck，et al，2014；Kang，2016；Lee，et al，2019）表明：在適當?shù)拇蟪叨攘鲌鰲l件下，土壤濕度的非均勻分布可引發(fā)二級環(huán)流，低層大氣的水平輻合使上升運動加強，空氣塊很容易被抬升到自由對流高度并釋放對流有效位能，有利于深對流的觸發(fā)。這種情況的深對流多形成于相對干旱的地區(qū)，并被許多觀測研究證實（Taylor，et al，2010，2012；Taylor，2015）。第二種機制側重于邊界層熱力學演變。土壤濕度的不同導致地表感熱和潛熱通量分配的不同，使地表向邊界層輸送的熱量和水汽存在差異，影響邊界層溫、濕度結構和演變規(guī)律，進而影響深對流觸發(fā)。利用一維邊界層模式，發(fā)現(xiàn)深對流首先發(fā)生于濕潤或是干旱下墊面很大程度上取決于模式設置的大氣初始狀況（Ek，et al，1994；Findell，et al，2003 ；Gentine，et al，2013；Tawfik，et al，2015；Yin，et al，2015；Bhowmick，et al，2018）。然而，由于“土壤濕度—邊界層過程—深 對流發(fā)生”物理過程十分復雜（Ford，et al，2015；Guillod，et al，2015 ；Tuttle，et al，2016；Santanello，et al，2018；欒瀾等，2018），受大氣初始狀況影響的深對流觸發(fā)機制尚未得到系統(tǒng)理論解釋。以往的研究多集中于土壤濕度的非均勻分布對深對流的影響（Maronga，et al，2013；Kang，2016；Cao，et al，2018），側重于二級環(huán)流的動力作用。較少探討湍流作用下大氣邊界層如何響應土壤濕度變化、如何傳遞并導致深對流觸發(fā)，以及初始大氣溫濕狀況對干、濕地表上深對流形成和發(fā)展的影響等。

利用大渦模式模擬研究水平均勻的濕潤和干旱下墊面上湍流的結構特征以及深對流的形成和演變過程，通過改變不同大氣初始狀況下地表鮑恩比的敏感性數(shù)值試驗，研究不同初始大氣狀況下濕潤和干旱下墊面對對流邊界層結構、湍流特征、對流形式和強度以及各氣象要素水平分布的影響，并進一步探討濕潤和干旱下墊面上深對流的觸發(fā)機制和演變過程。鑒于深對流觸發(fā)一直是數(shù)值天氣預報的瓶頸問題，該研究結果有助于對災害對流天氣預報能力的提高，以及區(qū)域尺度到全球尺度的邊界層參數(shù)化方案和積云對流參數(shù)化方案的改進。

2 大渦模式及數(shù)值試驗

采用的大渦模式是英國氣象局的Large Eddy Model（LEM，Version 2.4）（Gray，et al，2001）。LEM 是一種高分辨率、非靜力平衡大氣數(shù)值模式，它利用譜濾波方式對Navier-Stokes 方程組求網(wǎng)格體積平均，從而準確求解大尺度湍流渦旋的運動，而對于小尺度湍流通量和湍流能量采用Smagorinsky-Lilly 次網(wǎng)格模型進行模擬（黃倩等，2014）。LEM 的三相云微物理參數(shù)化方案中包含了34 種水在不同相態(tài)之間轉化的微物理過程。LEM 可以模擬湍流和邊界層干、濕對流過程（包括淺層對流和層積云）（Huang，et al，2010；王蓉等，2015；任燕等，2018；Huang，et al，2018；張?zhí)N帥等，2021），也可用于研究中尺度對流系統(tǒng)的降水對流云問題（Sang，et al，2018）。

本研究設計了6 組采用不同初始溫、濕度廓線的濕潤和干旱下墊面試驗進行對比，利用大渦模式模擬邊界層對流和深對流（表1），試驗名稱的第1 個字母表示對流類型：B 為邊界層對流，D 為深對流；第2 個字母表示下墊面類型：W 為濕潤下墊面，D 為干旱下墊面；第3 個字母表示初始位溫；第4 個字母表示初始比濕。所有試驗均采用Arakawa-C 交錯網(wǎng)格，水平方向上為50×50 個等距網(wǎng)格，垂直方向為120 層上疏下密的張弛網(wǎng)格，結合邊界層對流和深對流的時空尺度和模式特點（Agee，et al，1999；Findell，et al，2003；張強等，2008，2019；Kang，2016；Cioni，et al，2017；Wang，et al，2019；王蓉等，2019；張?zhí)N帥等，2021），兩類試驗的模擬區(qū)域、模擬高度、水平分辨率和模擬時長的設置如表2 所示；根據(jù)實際大氣在清晨的溫濕分布特征，圖1 給出了理想初始位溫和比濕廓線，在0.9 km 以上設置3 個不同強度的逆溫層（表3）。本研究只考慮熱力湍流的作用，初始風場設置為0。根據(jù)地表能量平衡理論，有式中，Rn為地表凈輻射，H為地表感熱通量，LE為地表潛熱通量，G為土壤熱通量，ΔQ為地表能量殘余。不考慮地表能量殘余并忽略土壤熱通量，由于土壤濕度的差異會引起地表感熱和潛熱通量分配的差異，綜合夏季午后干旱和濕潤下墊面的觀測和模擬結果（呂世華等，1995；張強等，2003；Zhang，et al，2011；周甘霖等，2019），所有試驗的地表感熱和潛熱通量之和均取500 W/m2，干旱下墊面的地表感熱和潛熱通量分別設定為400和100 W/m2，即地表鮑恩比為4，而濕潤下墊面與此相反，地表鮑恩比為0.25。

圖1 初始位溫（θ1、θ2）廓線和比濕（q1、q2、q3）廓線Fig.1 Initial profiles of potential temperature（θ1，θ2）and specific humidity（q1，q2，q3）

表1 不同初始位溫廓線（θ1、θ2）和比濕廓線（q1、q2、q3）條件下濕潤和干旱下墊面的邊界層對流和深對流試驗Table 1 Experiments for boundary-layer convection and deep convection cases initialized by different potential temperature（θ1，θ2）and specific humidity（q1，q2，q3）profiles over wet and dry surfaces

表2 邊界層對流和深對流試驗的模擬范圍、水平分辨率和模擬時間長度Table 2 Model domain，horizontal resolution and simulation period for boundary-layer convection and deep convection cases

表3 不同高度處初始位溫（θ1、θ2）的逆溫強度Table 3 Initial inversion intensity at different heights

模式的側邊界采用周期側邊界條件，上、下邊界采用剛性邊界條件，并在距模式頂約2/3 高度以上加入Newtonian阻尼層，以吸收模式上邊界反射的重力內波。模式的下邊界條件由Businger-Dyer方案給出。為了激發(fā)湍流運動，在初始時刻對1 km高度以下的位溫和比濕場加入±0.2 K 和±0.05 g/kg的隨機擾動。模式對時間和空間均采用中央差分方案進行數(shù)值計算，積分時間步長為0.01 s，模擬1 h后輸出第一次數(shù)據(jù)，以后每隔15 min輸出一次數(shù)據(jù)。

3 模擬結果及分析

3.1 濕潤和干旱下墊面邊界層結構

從不同大氣初始條件下濕潤和干旱下墊面上平均虛位溫和水汽混合比廓線2和6 h 的模擬結果（圖2）可以看出，由于湍流作用將地表熱量和水汽向上輸送，從2—6 h 平均虛位溫升高，混合層向上發(fā)展。干旱下墊面上混合層厚度較濕潤下墊面大，但后者的混合層較前者濕潤。初始位溫θ1在0.9—1 km 是強度較大的逆溫層（圖1），逆溫強度為初始位溫θ2的2 倍（表3）。對比圖2a、b 發(fā)現(xiàn)，2 h后，初始位溫為θ2時，濕潤下墊面上混合層已經發(fā)展到1 km 以上，而初始位溫為θ1時，濕潤下墊面上混合層的垂直發(fā)展受0.9—1 km 的逆溫層中較大負浮力的影響而被限制在1 km 以下。6 h 后，該逆溫層對濕潤下墊面上混合層的影響仍然存在，而初始位溫為θ1的干旱下墊面上較強的熱力湍流使混合層在2 h 后已經穿透該逆溫層并迅速向上發(fā)展，6 h 后混合層高度甚至接近3 km（圖2c）。然而，同一時間初始位溫為θ2的干旱下墊面上混合層高度約為2.4 km（圖2d），這是因為初始位溫θ1在1 km以上的逆溫強度較小，為邊界層的發(fā)展提供了有利條件，雖然在3 km 以上穩(wěn)定度再次增大，但是至模式運行結束（8 h），邊界層并沒有到達該高度，所以3 km 以上的逆溫層對邊界層發(fā)展的影響很小。另外，所有試驗中湍流均能貫通0.9—1 km 高度上的逆溫層，因此，影響邊界層發(fā)展高度的關鍵因素為1—3 km 的逆溫強度?；旌蠈觾人旌媳入S高度升高而略減小，尤其是混合層發(fā)展到1 km 附近時，由于其上水汽混合比較小，干空氣夾卷進入混合層使水汽混合比降低。干旱下墊面上混合層因垂直增長而變干，而濕潤下墊面上混合層則因較大的地表潛熱通量而進一步變濕。

圖2 濕潤和干旱下墊面平均虛位溫（實線）和水汽混合比（虛線）垂直廓線2 h（a、b）和6 h（c、d）的模擬結果（a、c.θ1，b、d.θ2）Fig.2 Vertical profiles of averaged virtual potential temperature（solid lines）and water vapor mixing ratio（dashed lines）over wet and dry surfaces after 2 h（a，b）and 6 h（c，d）of integration（a，c.θ1，b，d.θ2）

圖3 給出了不同大氣初始狀況下濕潤和干旱下墊面上垂直速度、水汽混合比以及相當位溫在邊界層不同高度上概率密度函數(shù)（PDF）的6 h 模擬結果。從垂直速度來看（圖3a、d、g），其PDF 呈正傾斜（峰值在左側）分布，說明上升氣流強于下沉氣流但下沉氣流多于上升氣流。到zi高度處，正傾斜分布更加明顯，這是因為在邊界層低層，地表加熱使氣塊受到浮力作用而上升，但是隨高度的升高，浮力作用減弱，只有少量發(fā)展很強的上升氣流才能到達（甚至進入）自由大氣。水汽混合比的PDF 在邊界層內呈負傾斜分布（圖3e、h），Couvreux 等（2005）認為這主要與由夾卷層向下延伸的干舌有關。干舌的侵入使混合層中空氣變干，PDF 表現(xiàn)為長尾拖向左側，在高度上最顯著。而在邊界層頂，較強的上升運動將邊界層低層濕潤的空氣帶到較干的夾卷層，上升運動和干空氣夾卷的共同作用使水汽混合比的PDF 趨于平緩（圖3b），隨著高度的升高，上升運動對水汽場產生的正擾動增大，使得水汽混合比的PDF 在1.1zi高度上變?yōu)檎齼A斜分布（圖略）。在邊界層內，相當位溫受水汽影響較大，PDF 呈負傾斜分布（圖3f、i）；而在邊界層頂，受自由大氣中干暖空氣的夾卷作用影響，相當位溫的PDF 分布更加平緩（圖3c）。

從圖3 還可以看出，濕潤下墊面上垂直速度的分布范圍比干旱下墊面窄，說明上升和下沉氣流的強度均弱于干旱下墊面。此外，在邊界層內，干旱下墊面上由于強烈的湍流混合作用，水汽混合比和相當位溫的分布更加集中；而在邊界層頂，PDF 的偏度值大于濕潤下墊面，表明干旱下墊面上較強的夾卷作用對水汽混合比和相當位溫場產生較大的負擾動。進一步考慮初始位溫的影響，在相同的下墊面上，邊界層頂?shù)哪鏈貜姸仍饺酰接欣谶吔鐚釉鲩L，從而為垂直運動提供有利的發(fā)展條件，使得邊界層內較強上升和下沉速度的概率密度越大（圖3d、g）；而在邊界層頂，由于直接受逆溫層的阻擋，隨著逆溫強度的增大，較強上升和下沉運動的概率密度均減?。▓D3a）。同時，初始位溫通過影響邊界層的高度進而影響邊界層的溫、濕狀況，即當?shù)乇砀袩幔摕幔┩恳欢〞r，邊界層越低，熱量（水汽）在越薄的氣層中混合，邊界層越暖（濕），反之亦然。初始比濕對氣象要素水平分布的影響較?。▓D略）。

圖3 不同初始位溫條件下濕潤和干旱下墊面垂直速度（a、d、g）、水汽混合比（b、e、h）和相當位溫（c、f、i）在 zi（g—i）、（d—f）和 （a—c）高度處概率密度函數(shù)的6 h 模擬結果Fig.3 Probability density functions of vertical velocity（a，d，g），water vapor mixing ratio（b，e，h）and equivalent potential temperature（c，f，i）at the heights of （g—i），（d—f）and（a—c）over wet and dry surfaces under different initial potential temperatures after 6 h of integration zi

3.2 濕潤和干旱下墊面邊界層對流特征

邊界層內存在多種形式的對流，如泡狀對流、卷狀對流等，不同形式的邊界層對流發(fā)展對深對流的觸發(fā)過程也不同（Weckwerth，2000；Huang，et al，2009；Salesky，et al，2017；Lee，et al，2019）。圖4給出了濕潤（圖4a、c）和干旱（圖4b、d）下墊面上邊界層對流2和6 h 的模擬結果。僅在熱力湍流的作用下，濕潤和干旱下墊面上對流形式基本一致，均為泡狀對流（王敏仲等，2018）。2 h 后，濕潤下墊面對流邊界層高度為0.9 km，上升和下沉氣流排列規(guī)則。在水平方向上，上升氣流呈網(wǎng)狀結構，中間為下沉氣流（圖略）。同一時間，干旱下墊面上升氣流和下沉氣流均強于濕潤下墊面，但分布不規(guī)則，下沉氣流范圍較大。隨著對流發(fā)展，濕潤下墊面上熱泡發(fā)生傾斜和合并，而干旱下墊面上由于地表持續(xù)的加熱作用，邊界層內形成兩個強上升區(qū)，垂直尺度達2.8 km，水平尺度約1.3 km，熱泡內最大上升速度為9.4 m/s。部分熱泡上升進入夾卷層后，受到負浮力的作用，上升運動減弱，并返回混合層，在邊界層頂附近形成獨立的下沉運動中心，如y=?1.3 km（圖4a）、y=3 km（圖4d）等。

圖4 模擬的濕潤（a、c，試驗BWθ1q1）和干旱（b、d，試驗BDθ1q1）下墊面垂直速度沿x=0 km 的垂直剖面（a、b.2 h,c、d.6 h；虛線為邊界層頂高度）Fig.4 The y-z cross sections of vertical velocity w along the line of x=0 km over wet（a，c for case BWθ1q1）and dry（b，d for case BDθ1q1）surfaces after 2 h（a，b）and 6 h（c，d）of integration（The height of the boundary layer is plotted by dashed line）

改變兩種下墊面的初始位溫和初始比濕，進一步驗證了以上結論，并發(fā)現(xiàn)初始比濕對濕潤和干旱下墊面上邊界層對流差異的影響較小，初始位溫的影響主要體現(xiàn)在當1—3 km 的逆溫強度增大時，熱泡的垂直發(fā)展受到抑制，水平尺度增大，且水平方向上的網(wǎng)狀結構隨時間消散緩慢，6 h 后仍可分辨（圖略）。

3.3 濕潤和干旱下墊面湍流特征

圖5 給出了平均水平和垂直脈動速度方差（以下簡稱速度方差）和脈動虛位溫方差（以下簡稱虛位溫方差）廓線的6 h 模擬結果，其中速度方差和虛位溫方差分別采用對流速度尺度（w?）和溫度尺度（θv?）進行歸一化（Stull，1988），即

式中，g為重力加速度，文中取9.8 m/s2，zi為對流邊界層頂?shù)母叨?，θv為混合層內平均虛位溫，為地表動力學感熱通量。圖5a、d 顯示，水平速度方差在地表受摩擦的影響有最大值，隨高度的升高而迅速減小，在（0.3—0.7）zi隨高度的變化較小，而在混合層頂附近，上升運動受逆溫層的阻擋轉變?yōu)樗竭\動，使水平速度方差又略微增大，1—3 km 的逆溫強度越大（θ2），增幅越明顯（圖5d），然后水平速度方差再次減小。垂直速度方差從地表向上迅速增大，在處達到最大值，之后隨高度的升高而減小。與水平速度方差相比，干旱下墊面上垂直速度方差較濕潤下墊面增大更明顯，說明干旱下墊面更有利于熱力湍流的發(fā)生和發(fā)展。初始位溫為θ2時，兩種下墊面上方差差異減?。▓D5d—f），說明逆溫強度的增大使湍流強度對下墊面的熱力響應降低。

由于對流泡在近地面形成，虛位溫方差在近地面出現(xiàn)極大值，在邊界層中部因較強的湍流混合，數(shù)值較小且?guī)缀醪浑S高度變化，在夾卷層中受冷空氣上沖和暖空氣夾卷的共同影響出現(xiàn)極大值。對比圖5c、f 發(fā)現(xiàn)，初始位溫為θ2時，夾卷層中虛位溫方差較大，這與1—3 km 高度較強的逆溫有關，從圖2d 也可以看出，初始位溫為θ2時，6 h 后邊界層頂附近的虛位溫梯度較大，這將在夾卷層中產生較大的虛位溫擾動。此外，初始位溫為θ1時，受初始時刻0.9—1 km 高度強逆溫層的影響（圖2c），濕潤下墊面上虛位溫方差在夾卷層的極大值略大于干旱下墊面（圖5c）；而初始位溫為θ2時，6 h 后濕潤和干旱下墊面上虛位溫方差基本一致（圖5f）。初始比濕對湍流統(tǒng)計量的影響較小，可以忽略。

圖5 模擬的6 h 不同初始狀況下濕潤和干旱下墊面無量綱水平速度方差（a、d）、無量綱垂直速度方差（b、e）和無量綱虛位溫方差（c、f）廓線（a、b、c.θ1，d、e、f.θ2）Fig.5 Vertical profiles of normalized horizontal velocity variance（a，d），vertical velocity variance（b，e）and virtual potential temperature variance（c，f）over wet and dry surfaces after 6 h of integration under different initial potential temperature and specific humidity conditions（a，b，c.θ1，d，e，f.θ2）

通過對比分析濕潤和干旱下墊面上邊界層對流試驗的結果，發(fā)現(xiàn)濕潤和干旱下墊面上對流邊界層的結構和湍流特征有較顯著的差異，而湍流動能（TKE）是湍流強度的度量。圖6 給出了濕潤（試驗BWθ2q1）和干旱（試驗BDθ2q1）下墊面上TKE 的源（浮力項）和匯（耗散項）隨高度分布的6 h 模擬結果，并考慮了大（網(wǎng)格）尺度湍渦和小（次網(wǎng)格）尺度湍渦對湍流動能產生的貢獻。浮力項在近地面最大，隨高度線性遞減，到夾卷層減為負值并消耗湍流動能。盡管圖6 中兩個試驗采用了相同的初始溫濕廓線且地表感熱和潛熱通量之和一致，但干旱下墊面上湍流動能的產生卻強于濕潤下墊面，這種差異是由地表能量分配的差異造成的：干旱下墊面上較大的浮力項來源于較大的地表感熱通量，而濕潤下墊面上地表潛熱通量的增加雖然補償了地表感熱通量的減小，但是地表感熱通量對于熱力湍流形成的作用更強。在近地面受地表摩擦的影響，湍渦尺度較?。辉谳^大高度上，湍渦的發(fā)展不再受地表的限制，能夠形成較大尺度的湍渦，因此耗散項的最大值出現(xiàn)在近地層，并隨高度減小。大尺度湍渦在近地層之上的混合層對浮力項有主要貢獻，而小尺度湍渦在近地層對浮力項的貢獻不能忽略，約占浮力項的40%。

圖6 濕潤（藍線，試驗BWθ2q1）和干旱（紅線，試驗BDθ2q1）下墊面湍流動能收支方程中浮力項（Buo）和耗散項（Diss）隨高度分布的6 h 模擬結果（BuoCN 和BuoSG分別代表網(wǎng)格尺度和次網(wǎng)格尺度湍渦對浮力項的貢獻）Fig.6 Vertical profiles of the buoyancy term（Buo）and dissipation term（Diss）in the turbulence kinetic energy budget equation over wet（blue lines，case BWθ2q1）and dry（red lines，case BDθ2q1）surfaces after 6 h of integration（BuoCN and BuoSG represent the contributions of grid-scale and subgrid-scale turbulence eddies to buoyancy term respectively）

3.4 濕潤和干旱下墊面深對流觸發(fā)過程

未飽和的氣塊在地表受熱后沿干絕熱線上升，其位溫和水汽混合比保持不變，但溫度卻以干絕熱遞減率降低，使氣塊中的水汽逐漸趨于飽和。達到抬升凝結高度后，水汽發(fā)生凝結并釋放潛熱，位溫增大，溫度遞減率降低，氣塊溫度按濕絕熱遞減率降低。在整個過程中，相當位溫始終保持不變。當氣塊達到自由對流高度后，由于溫度高于周圍環(huán)境大氣，受浮力作用將產生向上的加速度而持續(xù)上升。當其他條件不變時，增大低層大氣的水汽含量，會使抬升凝結高度降低，相當位溫增大，進而自由對流高度降低；而升高低層大氣的溫度，則會使抬升凝結高度升高，但相當位溫升高，自由對流高度降低。

從圖7 來看，初始大氣在910 hPa 高度附近均存在較強的逆溫。初始位溫θ1在900—705 hPa 高度的溫度遞減率接近于干絕熱遞減率，而在705—545 hPa 高度的溫度遞減率更接近于濕絕熱遞減率，在這種層結中，較小的相當位溫增量都將引起對流有效位能的顯著增加；而初始位溫θ2則在900—705 hPa 高度的溫度遞減率接近于濕絕熱遞減率，在705—545 hPa 高度的溫度遞減率接近于干絕熱遞減率，由于900—705 hPa 高度的層結曲線斜率較小，狀態(tài)曲線與層結曲線相交于該氣層時，較小的相當位溫增量都將引起自由對流高度明顯下降。從圖7 還可以發(fā)現(xiàn)，初始大氣溫度隨著高度升高而降低，溫度露點差也隨之減小，空氣更容易達到飽和，在745 hPa 高度之上，初始比濕q1、q2和q3的溫度露點差依次減小，且初始比濕為q3時，547 hPa（4.7 km）高度以上的空氣處于飽和狀態(tài)（圖7e、f），更易形成較厚的云層。

圖7 6 種初始大氣狀況（a.θ1 q1，b.θ2 q1，c.θ1 q2，d.θ2 q2，e.θ1 q3，f.θ2 q3）的斜溫圖（黑實線為層結曲線，藍實線為露壓曲線，紅虛線為狀態(tài)曲線）Fig.7 Thermodynamic profiles（i.e.，skewT-lgp diagrams）of six atmospheric conditions combined freely by the potential temperature θ1，θ2 and specific humidity q1，q2，q3 at the initial time（a.θ1 q1，b.θ2 q1，c.θ1 q2，d.θ2 q2，e.θ1 q3，f.θ2 q3；Temperature is represented by black solid line and dew point temperature by blue line，the red dashed line represents the state curve profiles）

為了進一步研究不同初始位溫和比濕條件下濕潤和干旱下墊面上湍流特征對深對流的發(fā)生和發(fā)展的影響，圖8 給出了深對流試驗模擬的云水凝結物（液態(tài)水和冰水）混合比、邊界層高度、抬升凝結高度、自由對流高度隨時間的變化。初始位溫為θ1時（圖8a—f），隨著地表熱量的輸送，相當位溫增大，引起對流有效位能持續(xù)增加（圖略）。濕潤下墊面上對流有效位能（最大為360.3 J/kg）明顯大于干旱下墊面（最大值為62.3 J/kg），Yin 等（2015）在采用美國南部大平原實測資料初始化的模擬研究中也得出了相似的結論，Taylor 等（2010）在對Sahel地區(qū)中尺度對流系統(tǒng)的個例分析中指出由于較大的地表潛熱通量，濕潤下墊面上相當位溫較大，使對流有效位能大于干旱下墊面。由于1—3 km 的逆溫強度較弱，干旱下墊面上邊界層對流穿透0.9—1 km 的初始逆溫層后迅速向上發(fā)展，并于3 h 后與抬升凝結高度相交（圖8d—f）。雖然濕潤下墊面上邊界層增長緩慢，但是湍流向上輸送了較多水汽，使邊界層增濕，因此抬升凝結高度較低且基本不隨時間變化，邊界層頂與抬升凝結高度在7 h 后相交（圖8a—c）。在抬升凝結高度之上，上升氣流中水汽發(fā)生凝結，云層開始形成。自由對流高度則隨著地表熱量的輸入而不斷降低，與抬升凝結高度幾乎同時和邊界層頂相交。當邊界層頂發(fā)展到自由對流高度后，對流有效位能轉化為動能，垂直速度迅速增大（濕潤下墊面上由2 m/s 增大到12 m/s，干旱下墊面上由4 m/s 增大到7 m/s），云層急劇增厚，上升運動不再受到抑制，因此認為邊界層頂與自由對流高度相交時，深對流被觸發(fā)（Findell，et al，2003；Bhowmick，et al，2018）。從圖8a—f 可以看出，當初始大氣在1—3 km 的逆溫強度較弱時，深對流先在干旱下墊面上發(fā)生，這與Findell 等（2003）得出的結論一致。由于對流有效位能較小，干旱下墊面上的云層厚度小于濕潤下墊面。隨著深對流的發(fā)展，邊界層頂以上初始比濕較大時濕潤下墊面（試驗DWθ1q3）在10 h 后對流有效位能出現(xiàn)次峰值（196.4 J/kg），Cioni 等（2017）研究中也發(fā)現(xiàn)當深對流優(yōu)先在干旱下墊面上發(fā)生時，濕潤下墊面上對流有效位能形成兩個峰值。這是因為在濕潤下墊面上較厚云層的形成過程中，水汽的凝結釋放大量潛熱，使對流有效位能增加并形成極大值，而在初始位溫為θ1的其他兩組對比試驗中，由于745 hPa 高度以上水汽含量較低（圖7a、c），對流有效位能僅形成一個峰值。

增大1—3 km 的逆溫強度（圖8g—l），云層的形成滯后，云層厚度也明顯減小，僅當邊界層頂以上初始比濕較大時（試驗DWθ2q3和DDθ2q3）有深對流發(fā)生，深對流仍然先發(fā)生于干旱下墊面（圖8i、l）。而Findell 等（2003）則認為當1—3 km 的溫度遞減率接近濕絕熱遞減率時，干旱下墊面（鮑恩比為1.4—1.6）上邊界層的發(fā)展受到抑制，而濕潤下墊面（鮑恩比為0.3—0.4）上邊界層的增濕將有利于自由對流高度降低，并與邊界層頂相交，從而觸發(fā)深對流。在本研究中，雖然濕潤下墊面（試驗DWθ2q3）自由對流高度在10 h 后明顯降低（圖8i），但是干旱下墊面（試驗DDθ2q3）邊界層的增長并沒有受到抑制，并且由于3 km 以上較低的逆溫強度（表3），邊界層高度甚至略高于試驗DDθ2q3。造成這種差異的原因可能是本研究中干旱下墊面上較大的鮑恩比（值為4）更有利于邊界層的發(fā)展，削弱了覆蓋逆溫增強對邊界層增長的抑制作用，導致深對流先在干旱下墊面上發(fā)生。雖然濕潤下墊面上對流有效位能和邊界層以上的水汽含量均高于干旱下墊面，但是后者云水凝結物的含量和云層厚度均大于前者。云水凝結物主要有兩個來源：（1）由湍流將地表蒸發(fā)的水汽輸送到抬升凝結高度發(fā)生凝結（用水汽垂直輸送最大量表征其強度），（2）自由大氣因增濕降溫達到飽和而發(fā)生凝結（用溫度露點差表征其強度）。由于深對流發(fā)生前濕潤下墊面上最大垂直速度較?。ㄐ∮? m/s），濕潤下墊面抬升凝結高度以上的水汽垂直輸送最大量明顯小于干旱下墊面（圖9a），由湍流輸送引起的水汽凝結受到抑制；另外，雖然濕潤下墊面上邊界層頂附近的平均水汽垂直輸送量較大（圖9b），但是干旱下墊面上較強的上升氣流（貫穿對流）一方面增加了自由大氣中的暖空氣向下夾卷混合（圖9c），另一方面較冷的混合層空氣穿透邊界層頂進入自由大氣，使邊界層頂以上的空氣顯著冷卻（Ek，et al，1994；Westra，et al，2012；Gentine，et al，2013），溫度露點差減小且明顯低于濕潤下墊面，在1.2zi以上甚至接近0（圖9d），水汽向液態(tài)水轉化的效率增大，因此干旱下墊面上云層厚度大于濕潤下墊面。但當深對流發(fā)生后，隨著最大垂直速度的增大，濕潤下墊面上云層開始增厚（圖8i）。

圖9 濕潤（藍線，試驗DWθ2q3）和干旱（紅線，試驗DDθ2q3）下墊面（a）水汽垂直輸送最大值、（b）平均水汽垂直輸送量、（c）平均熱量垂直輸送量和（d）溫度露點差隨高度分布的10 h 模擬結果（虛線為抬升凝結高度，點劃線為自由對流高度）Fig.9 Profiles of the maximum（a）and the mean（b）vertical transport of water vapor，mean vertical transport of heat（c）and mean dew-point depression（d）after 10 h of integration over wet（blue lines，case DWθ2q3）and dry（red lines，case DDθ2q3）surfaces（The lifting condensation level is plotted by dashed line and the level of free convection by is denoted by dash-dotted line）

4 結論和討論

利用大渦模式模擬了對流邊界層發(fā)展以及深對流的觸發(fā)過程。通過改變不同大氣初始條件下地表鮑恩比的敏感性試驗，研究濕潤和干旱下墊面邊界層結構、湍流特征及其對深對流觸發(fā)的影響。結果表明：

（1）干旱下墊面的混合層干而暖，厚度較大，濕潤下墊面則相反。邊界層內，干旱下墊面的上升和下沉運動均強于濕潤下墊面，且干旱下墊面上強烈的湍流混合作用使水汽混合比和相當位溫更加均一；而在邊界層頂，干旱下墊面上較強的夾卷作用對水汽混合比和相當位溫造成了較大的負擾動。1—3 km 高度的逆溫強度是影響邊界層高度的關鍵因素，且初始位溫主要通過影響邊界層的高度間接影響邊界層內水汽混合比、相當位溫等變量的分布。

（2）僅考慮熱力湍流作用，濕潤和干旱下墊面的對流運動均表現(xiàn)為泡狀對流，水平方向上呈網(wǎng)狀結構。由于地表感熱通量比地表潛熱通量對熱力湍流形成的作用更強，干旱下墊面對流強度和對流尺度均比濕潤下墊面大。1—3 km 的逆溫強度增大，下墊面對湍流強度的影響減弱，濕潤和干旱下墊面熱泡的垂直發(fā)展受到抑制，水平尺度增大，網(wǎng)狀結構維持時間增加；初始比濕對濕潤和干旱下墊面邊界層對流差異的影響較小。

（3）不同下墊面深對流的觸發(fā)和發(fā)展與大氣初始溫濕狀況有關。當初始大氣在1—3 km 的逆溫強度較弱時（0.15 K/（100 m）），邊界層內湍流迅速發(fā)展，干旱下墊面首先發(fā)生深對流，但因對流有效位能較小，云層厚度小于濕潤下墊面。1—3 km 的逆溫強度增加到0.55 K/（100 m），對流云形成時間滯后，云層厚度明顯減小，僅在邊界層頂水汽飽和度較高的初始比濕條件下有深對流發(fā)生，且深對流仍然首先發(fā)生在干旱下墊面，考慮熱泡的貫穿對流過程在邊界層頂引起的較強冷卻，云層厚度大于濕潤下墊面。

以往關于深對流觸發(fā)機制的研究或側重于土壤濕度非均勻分布誘發(fā)的次級環(huán)流上升支的抬升作用，或僅采用一維邊界層模式獲取邊界層的熱力演變，而沒有給出湍流過程對它的影響。文中針對熱力湍流在不同大氣溫濕狀況下對水汽、熱量的垂直輸送在“土壤濕度—邊界層熱力演變—深對流”物理過程中的作用等方面開展研究。研究結果有助于深入理解深對流的觸發(fā)過程，改進積云對流參數(shù)化方案，進而提高對災害對流天氣的預報能力。由于本研究使用的初始溫、濕廓度線均是理想的廓線，結果具有一定的局限性。下一步的工作將利用實測的探空資料對模式初始化，進行個例模擬，對該研究結果進一步充實。