干湿地表的湍流特征及其对深对流影响的大涡模拟*

张 璐 黄 倩 张宏昇 张 强 田红瑛

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.北京大学物理学院大气与海洋科学系，气候与海-气实验室，北京，100871

3.中国气象局兰州干旱气象研究所/甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室/中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室，兰州，730020

4.甘肃省气象局，兰州，730020

1 引言

土壤湿度与降水的相互作用是气候系统中的一个重要过程（张人禾等，2016；张述文等，2016），它不仅与突发、多发的中尺度灾害天气过程相联系，而且还影响到不同空间尺度的水循环，尤其是在干旱半干旱地区的表现更加显著（Taylor，et al，2012；张强等，2019）。影响土壤湿度与降水相互作用的关键在于土壤湿度如何通过地表能量分配、边界层过程以及与云的耦合影响深对流触发（Dirmeyer，et al，2014；Santanello，et al，2018）。

目前，中外许多学者认为深对流触发主要存在两种可能的作用机制。第一种机制主要考虑中尺度环流的作用。模式研究（Adler，et al，2011；Maronga，et al，2013；Rieck，et al，2014；Kang，2016；Lee，et al，2019）表明：在适当的大尺度流场条件下，土壤湿度的非均匀分布可引发二级环流，低层大气的水平辐合使上升运动加强，空气块很容易被抬升到自由对流高度并释放对流有效位能，有利于深对流的触发。这种情况的深对流多形成于相对干旱的地区，并被许多观测研究证实（Taylor，et al，2010，2012；Taylor，2015）。第二种机制侧重于边界层热力学演变。土壤湿度的不同导致地表感热和潜热通量分配的不同，使地表向边界层输送的热量和水汽存在差异，影响边界层温、湿度结构和演变规律，进而影响深对流触发。利用一维边界层模式，发现深对流首先发生于湿润或是干旱下垫面很大程度上取决于模式设置的大气初始状况（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“土壤湿度—边界层过程—深 对流发生”物理过程十分复杂（Ford，et al，2015；Guillod，et al，2015 ；Tuttle，et al，2016；Santanello，et al，2018；栾澜等，2018），受大气初始状况影响的深对流触发机制尚未得到系统理论解释。以往的研究多集中于土壤湿度的非均匀分布对深对流的影响（Maronga，et al，2013；Kang，2016；Cao，et al，2018），侧重于二级环流的动力作用。较少探讨湍流作用下大气边界层如何响应土壤湿度变化、如何传递并导致深对流触发，以及初始大气温湿状况对干、湿地表上深对流形成和发展的影响等。

利用大涡模式模拟研究水平均匀的湿润和干旱下垫面上湍流的结构特征以及深对流的形成和演变过程，通过改变不同大气初始状况下地表鲍恩比的敏感性数值试验，研究不同初始大气状况下湿润和干旱下垫面对对流边界层结构、湍流特征、对流形式和强度以及各气象要素水平分布的影响，并进一步探讨湿润和干旱下垫面上深对流的触发机制和演变过程。鉴于深对流触发一直是数值天气预报的瓶颈问题，该研究结果有助于对灾害对流天气预报能力的提高，以及区域尺度到全球尺度的边界层参数化方案和积云对流参数化方案的改进。

2 大涡模式及数值试验

采用的大涡模式是英国气象局的Large Eddy Model（LEM，Version 2.4）（Gray，et al，2001）。LEM 是一种高分辨率、非静力平衡大气数值模式，它利用谱滤波方式对Navier-Stokes 方程组求网格体积平均，从而准确求解大尺度湍流涡旋的运动，而对于小尺度湍流通量和湍流能量采用Smagorinsky-Lilly 次网格模型进行模拟（黄倩等，2014）。LEM 的三相云微物理参数化方案中包含了34 种水在不同相态之间转化的微物理过程。LEM 可以模拟湍流和边界层干、湿对流过程（包括浅层对流和层积云）（Huang，et al，2010；王蓉等，2015；任燕等，2018；Huang，et al，2018；张蕴帅等，2021），也可用于研究中尺度对流系统的降水对流云问题（Sang，et al，2018）。

本研究设计了6 组采用不同初始温、湿度廓线的湿润和干旱下垫面试验进行对比，利用大涡模式模拟边界层对流和深对流（表1），试验名称的第1 个字母表示对流类型：B 为边界层对流，D 为深对流；第2 个字母表示下垫面类型：W 为湿润下垫面，D 为干旱下垫面；第3 个字母表示初始位温；第4 个字母表示初始比湿。所有试验均采用Arakawa-C 交错网格，水平方向上为50×50 个等距网格，垂直方向为120 层上疏下密的张弛网格，结合边界层对流和深对流的时空尺度和模式特点（Agee，et al，1999；Findell，et al，2003；张强等，2008，2019；Kang，2016；Cioni，et al，2017；Wang，et al，2019；王蓉等，2019；张蕴帅等，2021），两类试验的模拟区域、模拟高度、水平分辨率和模拟时长的设置如表2 所示；根据实际大气在清晨的温湿分布特征，图1 给出了理想初始位温和比湿廓线，在0.9 km 以上设置3 个不同强度的逆温层（表3）。本研究只考虑热力湍流的作用，初始风场设置为0。根据地表能量平衡理论，有式中，Rn为地表净辐射，H为地表感热通量，LE为地表潜热通量，G为土壤热通量，ΔQ为地表能量残余。不考虑地表能量残余并忽略土壤热通量，由于土壤湿度的差异会引起地表感热和潜热通量分配的差异，综合夏季午后干旱和湿润下垫面的观测和模拟结果（吕世华等，1995；张强等，2003；Zhang，et al，2011；周甘霖等，2019），所有试验的地表感热和潜热通量之和均取500 W/m2，干旱下垫面的地表感热和潜热通量分别设定为400和100 W/m2，即地表鲍恩比为4，而湿润下垫面与此相反，地表鲍恩比为0.25。

图1 初始位温（θ1、θ2）廓线和比湿（q1、q2、q3）廓线Fig.1 Initial profiles of potential temperature（θ1，θ2）and specific humidity（q1，q2，q3）

表1 不同初始位温廓线（θ1、θ2）和比湿廓线（q1、q2、q3）条件下湿润和干旱下垫面的边界层对流和深对流试验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 边界层对流和深对流试验的模拟范围、水平分辨率和模拟时间长度Table 2 Model domain，horizontal resolution and simulation period for boundary-layer convection and deep convection cases

表3 不同高度处初始位温（θ1、θ2）的逆温强度Table 3 Initial inversion intensity at different heights

模式的侧边界采用周期侧边界条件，上、下边界采用刚性边界条件，并在距模式顶约2/3 高度以上加入Newtonian阻尼层，以吸收模式上边界反射的重力内波。模式的下边界条件由Businger-Dyer方案给出。为了激发湍流运动，在初始时刻对1 km高度以下的位温和比湿场加入±0.2 K 和±0.05 g/kg的随机扰动。模式对时间和空间均采用中央差分方案进行数值计算，积分时间步长为0.01 s，模拟1 h后输出第一次数据，以后每隔15 min输出一次数据。

3 模拟结果及分析

3.1 湿润和干旱下垫面边界层结构

从不同大气初始条件下湿润和干旱下垫面上平均虚位温和水汽混合比廓线2和6 h 的模拟结果（图2）可以看出，由于湍流作用将地表热量和水汽向上输送，从2—6 h 平均虚位温升高，混合层向上发展。干旱下垫面上混合层厚度较湿润下垫面大，但后者的混合层较前者湿润。初始位温θ1在0.9—1 km 是强度较大的逆温层（图1），逆温强度为初始位温θ2的2 倍（表3）。对比图2a、b 发现，2 h后，初始位温为θ2时，湿润下垫面上混合层已经发展到1 km 以上，而初始位温为θ1时，湿润下垫面上混合层的垂直发展受0.9—1 km 的逆温层中较大负浮力的影响而被限制在1 km 以下。6 h 后，该逆温层对湿润下垫面上混合层的影响仍然存在，而初始位温为θ1的干旱下垫面上较强的热力湍流使混合层在2 h 后已经穿透该逆温层并迅速向上发展，6 h 后混合层高度甚至接近3 km（图2c）。然而，同一时间初始位温为θ2的干旱下垫面上混合层高度约为2.4 km（图2d），这是因为初始位温θ1在1 km以上的逆温强度较小，为边界层的发展提供了有利条件，虽然在3 km 以上稳定度再次增大，但是至模式运行结束（8 h），边界层并没有到达该高度，所以3 km 以上的逆温层对边界层发展的影响很小。另外，所有试验中湍流均能贯通0.9—1 km 高度上的逆温层，因此，影响边界层发展高度的关键因素为1—3 km 的逆温强度。混合层内水汽混合比随高度升高而略减小，尤其是混合层发展到1 km 附近时，由于其上水汽混合比较小，干空气夹卷进入混合层使水汽混合比降低。干旱下垫面上混合层因垂直增长而变干，而湿润下垫面上混合层则因较大的地表潜热通量而进一步变湿。

图2 湿润和干旱下垫面平均虚位温（实线）和水汽混合比（虚线）垂直廓线2 h（a、b）和6 h（c、d）的模拟结果（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）

图3 给出了不同大气初始状况下湿润和干旱下垫面上垂直速度、水汽混合比以及相当位温在边界层不同高度上概率密度函数（PDF）的6 h 模拟结果。从垂直速度来看（图3a、d、g），其PDF 呈正倾斜（峰值在左侧）分布，说明上升气流强于下沉气流但下沉气流多于上升气流。到zi高度处，正倾斜分布更加明显，这是因为在边界层低层，地表加热使气块受到浮力作用而上升，但是随高度的升高，浮力作用减弱，只有少量发展很强的上升气流才能到达（甚至进入）自由大气。水汽混合比的PDF 在边界层内呈负倾斜分布（图3e、h），Couvreux 等（2005）认为这主要与由夹卷层向下延伸的干舌有关。干舌的侵入使混合层中空气变干，PDF 表现为长尾拖向左侧，在高度上最显著。而在边界层顶，较强的上升运动将边界层低层湿润的空气带到较干的夹卷层，上升运动和干空气夹卷的共同作用使水汽混合比的PDF 趋于平缓（图3b），随着高度的升高，上升运动对水汽场产生的正扰动增大，使得水汽混合比的PDF 在1.1zi高度上变为正倾斜分布（图略）。在边界层内，相当位温受水汽影响较大，PDF 呈负倾斜分布（图3f、i）；而在边界层顶，受自由大气中干暖空气的夹卷作用影响，相当位温的PDF 分布更加平缓（图3c）。

从图3 还可以看出，湿润下垫面上垂直速度的分布范围比干旱下垫面窄，说明上升和下沉气流的强度均弱于干旱下垫面。此外，在边界层内，干旱下垫面上由于强烈的湍流混合作用，水汽混合比和相当位温的分布更加集中；而在边界层顶，PDF 的偏度值大于湿润下垫面，表明干旱下垫面上较强的夹卷作用对水汽混合比和相当位温场产生较大的负扰动。进一步考虑初始位温的影响，在相同的下垫面上，边界层顶的逆温强度越弱，越有利于边界层增长，从而为垂直运动提供有利的发展条件，使得边界层内较强上升和下沉速度的概率密度越大（图3d、g）；而在边界层顶，由于直接受逆温层的阻挡，随着逆温强度的增大，较强上升和下沉运动的概率密度均减小（图3a）。同时，初始位温通过影响边界层的高度进而影响边界层的温、湿状况，即当地表感热（潜热）通量一定时，边界层越低，热量（水汽）在越薄的气层中混合，边界层越暖（湿），反之亦然。初始比湿对气象要素水平分布的影响较小（图略）。

图3 不同初始位温条件下湿润和干旱下垫面垂直速度（a、d、g）、水汽混合比（b、e、h）和相当位温（c、f、i）在 zi（g—i）、（d—f）和 （a—c）高度处概率密度函数的6 h 模拟结果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 湿润和干旱下垫面边界层对流特征

边界层内存在多种形式的对流，如泡状对流、卷状对流等，不同形式的边界层对流发展对深对流的触发过程也不同（Weckwerth，2000；Huang，et al，2009；Salesky，et al，2017；Lee，et al，2019）。图4给出了湿润（图4a、c）和干旱（图4b、d）下垫面上边界层对流2和6 h 的模拟结果。仅在热力湍流的作用下，湿润和干旱下垫面上对流形式基本一致，均为泡状对流（王敏仲等，2018）。2 h 后，湿润下垫面对流边界层高度为0.9 km，上升和下沉气流排列规则。在水平方向上，上升气流呈网状结构，中间为下沉气流（图略）。同一时间，干旱下垫面上升气流和下沉气流均强于湿润下垫面，但分布不规则，下沉气流范围较大。随着对流发展，湿润下垫面上热泡发生倾斜和合并，而干旱下垫面上由于地表持续的加热作用，边界层内形成两个强上升区，垂直尺度达2.8 km，水平尺度约1.3 km，热泡内最大上升速度为9.4 m/s。部分热泡上升进入夹卷层后，受到负浮力的作用，上升运动减弱，并返回混合层，在边界层顶附近形成独立的下沉运动中心，如y=−1.3 km（图4a）、y=3 km（图4d）等。

图4 模拟的湿润（a、c，试验BWθ1q1）和干旱（b、d，试验BDθ1q1）下垫面垂直速度沿x=0 km 的垂直剖面（a、b.2 h,c、d.6 h；虚线为边界层顶高度）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）

改变两种下垫面的初始位温和初始比湿，进一步验证了以上结论，并发现初始比湿对湿润和干旱下垫面上边界层对流差异的影响较小，初始位温的影响主要体现在当1—3 km 的逆温强度增大时，热泡的垂直发展受到抑制，水平尺度增大，且水平方向上的网状结构随时间消散缓慢，6 h 后仍可分辨（图略）。

3.3 湿润和干旱下垫面湍流特征

图5 给出了平均水平和垂直脉动速度方差（以下简称速度方差）和脉动虚位温方差（以下简称虚位温方差）廓线的6 h 模拟结果，其中速度方差和虚位温方差分别采用对流速度尺度（w∗）和温度尺度（θv∗）进行归一化（Stull，1988），即

式中，g为重力加速度，文中取9.8 m/s2，zi为对流边界层顶的高度，θv为混合层内平均虚位温，为地表动力学感热通量。图5a、d 显示，水平速度方差在地表受摩擦的影响有最大值，随高度的升高而迅速减小，在（0.3—0.7）zi随高度的变化较小，而在混合层顶附近，上升运动受逆温层的阻挡转变为水平运动，使水平速度方差又略微增大，1—3 km 的逆温强度越大（θ2），增幅越明显（图5d），然后水平速度方差再次减小。垂直速度方差从地表向上迅速增大，在处达到最大值，之后随高度的升高而减小。与水平速度方差相比，干旱下垫面上垂直速度方差较湿润下垫面增大更明显，说明干旱下垫面更有利于热力湍流的发生和发展。初始位温为θ2时，两种下垫面上方差差异减小（图5d—f），说明逆温强度的增大使湍流强度对下垫面的热力响应降低。

由于对流泡在近地面形成，虚位温方差在近地面出现极大值，在边界层中部因较强的湍流混合，数值较小且几乎不随高度变化，在夹卷层中受冷空气上冲和暖空气夹卷的共同影响出现极大值。对比图5c、f 发现，初始位温为θ2时，夹卷层中虚位温方差较大，这与1—3 km 高度较强的逆温有关，从图2d 也可以看出，初始位温为θ2时，6 h 后边界层顶附近的虚位温梯度较大，这将在夹卷层中产生较大的虚位温扰动。此外，初始位温为θ1时，受初始时刻0.9—1 km 高度强逆温层的影响（图2c），湿润下垫面上虚位温方差在夹卷层的极大值略大于干旱下垫面（图5c）；而初始位温为θ2时，6 h 后湿润和干旱下垫面上虚位温方差基本一致（图5f）。初始比湿对湍流统计量的影响较小，可以忽略。

图5 模拟的6 h 不同初始状况下湿润和干旱下垫面无量纲水平速度方差（a、d）、无量纲垂直速度方差（b、e）和无量纲虚位温方差（c、f）廓线（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）

通过对比分析湿润和干旱下垫面上边界层对流试验的结果，发现湿润和干旱下垫面上对流边界层的结构和湍流特征有较显著的差异，而湍流动能（TKE）是湍流强度的度量。图6 给出了湿润（试验BWθ2q1）和干旱（试验BDθ2q1）下垫面上TKE 的源（浮力项）和汇（耗散项）随高度分布的6 h 模拟结果，并考虑了大（网格）尺度湍涡和小（次网格）尺度湍涡对湍流动能产生的贡献。浮力项在近地面最大，随高度线性递减，到夹卷层减为负值并消耗湍流动能。尽管图6 中两个试验采用了相同的初始温湿廓线且地表感热和潜热通量之和一致，但干旱下垫面上湍流动能的产生却强于湿润下垫面，这种差异是由地表能量分配的差异造成的：干旱下垫面上较大的浮力项来源于较大的地表感热通量，而湿润下垫面上地表潜热通量的增加虽然补偿了地表感热通量的减小，但是地表感热通量对于热力湍流形成的作用更强。在近地面受地表摩擦的影响，湍涡尺度较小；在较大高度上，湍涡的发展不再受地表的限制，能够形成较大尺度的湍涡，因此耗散项的最大值出现在近地层，并随高度减小。大尺度湍涡在近地层之上的混合层对浮力项有主要贡献，而小尺度湍涡在近地层对浮力项的贡献不能忽略，约占浮力项的40%。

图6 湿润（蓝线，试验BWθ2q1）和干旱（红线，试验BDθ2q1）下垫面湍流动能收支方程中浮力项（Buo）和耗散项（Diss）随高度分布的6 h 模拟结果（BuoCN 和BuoSG分别代表网格尺度和次网格尺度湍涡对浮力项的贡献）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 湿润和干旱下垫面深对流触发过程

未饱和的气块在地表受热后沿干绝热线上升，其位温和水汽混合比保持不变，但温度却以干绝热递减率降低，使气块中的水汽逐渐趋于饱和。达到抬升凝结高度后，水汽发生凝结并释放潜热，位温增大，温度递减率降低，气块温度按湿绝热递减率降低。在整个过程中，相当位温始终保持不变。当气块达到自由对流高度后，由于温度高于周围环境大气，受浮力作用将产生向上的加速度而持续上升。当其他条件不变时，增大低层大气的水汽含量，会使抬升凝结高度降低，相当位温增大，进而自由对流高度降低；而升高低层大气的温度，则会使抬升凝结高度升高，但相当位温升高，自由对流高度降低。

从图7 来看，初始大气在910 hPa 高度附近均存在较强的逆温。初始位温θ1在900—705 hPa 高度的温度递减率接近于干绝热递减率，而在705—545 hPa 高度的温度递减率更接近于湿绝热递减率，在这种层结中，较小的相当位温增量都将引起对流有效位能的显著增加；而初始位温θ2则在900—705 hPa 高度的温度递减率接近于湿绝热递减率，在705—545 hPa 高度的温度递减率接近于干绝热递减率，由于900—705 hPa 高度的层结曲线斜率较小，状态曲线与层结曲线相交于该气层时，较小的相当位温增量都将引起自由对流高度明显下降。从图7 还可以发现，初始大气温度随着高度升高而降低，温度露点差也随之减小，空气更容易达到饱和，在745 hPa 高度之上，初始比湿q1、q2和q3的温度露点差依次减小，且初始比湿为q3时，547 hPa（4.7 km）高度以上的空气处于饱和状态（图7e、f），更易形成较厚的云层。

图7 6 种初始大气状况（a.θ1 q1，b.θ2 q1，c.θ1 q2，d.θ2 q2，e.θ1 q3，f.θ2 q3）的斜温图（黑实线为层结曲线，蓝实线为露压曲线，红虚线为状态曲线）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）

为了进一步研究不同初始位温和比湿条件下湿润和干旱下垫面上湍流特征对深对流的发生和发展的影响，图8 给出了深对流试验模拟的云水凝结物（液态水和冰水）混合比、边界层高度、抬升凝结高度、自由对流高度随时间的变化。初始位温为θ1时（图8a—f），随着地表热量的输送，相当位温增大，引起对流有效位能持续增加（图略）。湿润下垫面上对流有效位能（最大为360.3 J/kg）明显大于干旱下垫面（最大值为62.3 J/kg），Yin 等（2015）在采用美国南部大平原实测资料初始化的模拟研究中也得出了相似的结论，Taylor 等（2010）在对Sahel地区中尺度对流系统的个例分析中指出由于较大的地表潜热通量，湿润下垫面上相当位温较大，使对流有效位能大于干旱下垫面。由于1—3 km 的逆温强度较弱，干旱下垫面上边界层对流穿透0.9—1 km 的初始逆温层后迅速向上发展，并于3 h 后与抬升凝结高度相交（图8d—f）。虽然湿润下垫面上边界层增长缓慢，但是湍流向上输送了较多水汽，使边界层增湿，因此抬升凝结高度较低且基本不随时间变化，边界层顶与抬升凝结高度在7 h 后相交（图8a—c）。在抬升凝结高度之上，上升气流中水汽发生凝结，云层开始形成。自由对流高度则随着地表热量的输入而不断降低，与抬升凝结高度几乎同时和边界层顶相交。当边界层顶发展到自由对流高度后，对流有效位能转化为动能，垂直速度迅速增大（湿润下垫面上由2 m/s 增大到12 m/s，干旱下垫面上由4 m/s 增大到7 m/s），云层急剧增厚，上升运动不再受到抑制，因此认为边界层顶与自由对流高度相交时，深对流被触发（Findell，et al，2003；Bhowmick，et al，2018）。从图8a—f 可以看出，当初始大气在1—3 km 的逆温强度较弱时，深对流先在干旱下垫面上发生，这与Findell 等（2003）得出的结论一致。由于对流有效位能较小，干旱下垫面上的云层厚度小于湿润下垫面。随着深对流的发展，边界层顶以上初始比湿较大时湿润下垫面（试验DWθ1q3）在10 h 后对流有效位能出现次峰值（196.4 J/kg），Cioni 等（2017）研究中也发现当深对流优先在干旱下垫面上发生时，湿润下垫面上对流有效位能形成两个峰值。这是因为在湿润下垫面上较厚云层的形成过程中，水汽的凝结释放大量潜热，使对流有效位能增加并形成极大值，而在初始位温为θ1的其他两组对比试验中，由于745 hPa 高度以上水汽含量较低（图7a、c），对流有效位能仅形成一个峰值。

增大1—3 km 的逆温强度（图8g—l），云层的形成滞后，云层厚度也明显减小，仅当边界层顶以上初始比湿较大时（试验DWθ2q3和DDθ2q3）有深对流发生，深对流仍然先发生于干旱下垫面（图8i、l）。而Findell 等（2003）则认为当1—3 km 的温度递减率接近湿绝热递减率时，干旱下垫面（鲍恩比为1.4—1.6）上边界层的发展受到抑制，而湿润下垫面（鲍恩比为0.3—0.4）上边界层的增湿将有利于自由对流高度降低，并与边界层顶相交，从而触发深对流。在本研究中，虽然湿润下垫面（试验DWθ2q3）自由对流高度在10 h 后明显降低（图8i），但是干旱下垫面（试验DDθ2q3）边界层的增长并没有受到抑制，并且由于3 km 以上较低的逆温强度（表3），边界层高度甚至略高于试验DDθ2q3。造成这种差异的原因可能是本研究中干旱下垫面上较大的鲍恩比（值为4）更有利于边界层的发展，削弱了覆盖逆温增强对边界层增长的抑制作用，导致深对流先在干旱下垫面上发生。虽然湿润下垫面上对流有效位能和边界层以上的水汽含量均高于干旱下垫面，但是后者云水凝结物的含量和云层厚度均大于前者。云水凝结物主要有两个来源：（1）由湍流将地表蒸发的水汽输送到抬升凝结高度发生凝结（用水汽垂直输送最大量表征其强度），（2）自由大气因增湿降温达到饱和而发生凝结（用温度露点差表征其强度）。由于深对流发生前湿润下垫面上最大垂直速度较小（小于3 m/s），湿润下垫面抬升凝结高度以上的水汽垂直输送最大量明显小于干旱下垫面（图9a），由湍流输送引起的水汽凝结受到抑制；另外，虽然湿润下垫面上边界层顶附近的平均水汽垂直输送量较大（图9b），但是干旱下垫面上较强的上升气流（贯穿对流）一方面增加了自由大气中的暖空气向下夹卷混合（图9c），另一方面较冷的混合层空气穿透边界层顶进入自由大气，使边界层顶以上的空气显著冷却（Ek，et al，1994；Westra，et al，2012；Gentine，et al，2013），温度露点差减小且明显低于湿润下垫面，在1.2zi以上甚至接近0（图9d），水汽向液态水转化的效率增大，因此干旱下垫面上云层厚度大于湿润下垫面。但当深对流发生后，随着最大垂直速度的增大，湿润下垫面上云层开始增厚（图8i）。

图9 湿润（蓝线，试验DWθ2q3）和干旱（红线，试验DDθ2q3）下垫面（a）水汽垂直输送最大值、（b）平均水汽垂直输送量、（c）平均热量垂直输送量和（d）温度露点差随高度分布的10 h 模拟结果（虚线为抬升凝结高度，点划线为自由对流高度）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 结论和讨论

利用大涡模式模拟了对流边界层发展以及深对流的触发过程。通过改变不同大气初始条件下地表鲍恩比的敏感性试验，研究湿润和干旱下垫面边界层结构、湍流特征及其对深对流触发的影响。结果表明：

（1）干旱下垫面的混合层干而暖，厚度较大，湿润下垫面则相反。边界层内，干旱下垫面的上升和下沉运动均强于湿润下垫面，且干旱下垫面上强烈的湍流混合作用使水汽混合比和相当位温更加均一；而在边界层顶，干旱下垫面上较强的夹卷作用对水汽混合比和相当位温造成了较大的负扰动。1—3 km 高度的逆温强度是影响边界层高度的关键因素，且初始位温主要通过影响边界层的高度间接影响边界层内水汽混合比、相当位温等变量的分布。

（2）仅考虑热力湍流作用，湿润和干旱下垫面的对流运动均表现为泡状对流，水平方向上呈网状结构。由于地表感热通量比地表潜热通量对热力湍流形成的作用更强，干旱下垫面对流强度和对流尺度均比湿润下垫面大。1—3 km 的逆温强度增大，下垫面对湍流强度的影响减弱，湿润和干旱下垫面热泡的垂直发展受到抑制，水平尺度增大，网状结构维持时间增加；初始比湿对湿润和干旱下垫面边界层对流差异的影响较小。

（3）不同下垫面深对流的触发和发展与大气初始温湿状况有关。当初始大气在1—3 km 的逆温强度较弱时（0.15 K/（100 m）），边界层内湍流迅速发展，干旱下垫面首先发生深对流，但因对流有效位能较小，云层厚度小于湿润下垫面。1—3 km 的逆温强度增加到0.55 K/（100 m），对流云形成时间滞后，云层厚度明显减小，仅在边界层顶水汽饱和度较高的初始比湿条件下有深对流发生，且深对流仍然首先发生在干旱下垫面，考虑热泡的贯穿对流过程在边界层顶引起的较强冷却，云层厚度大于湿润下垫面。

以往关于深对流触发机制的研究或侧重于土壤湿度非均匀分布诱发的次级环流上升支的抬升作用，或仅采用一维边界层模式获取边界层的热力演变，而没有给出湍流过程对它的影响。文中针对热力湍流在不同大气温湿状况下对水汽、热量的垂直输送在“土壤湿度—边界层热力演变—深对流”物理过程中的作用等方面开展研究。研究结果有助于深入理解深对流的触发过程，改进积云对流参数化方案，进而提高对灾害对流天气的预报能力。由于本研究使用的初始温、湿廓度线均是理想的廓线，结果具有一定的局限性。下一步的工作将利用实测的探空资料对模式初始化，进行个例模拟，对该研究结果进一步充实。