1 引言

对流边界层也称为混合层，它是对流层中直接受地表影响的最低一层大气。对流边界层中的空气由于热泡对流和风切变作用而充分混合。浮力和风切变是影响对流边界层湍流发展和物理量时空分布的重要机制，但是浮力和风切变对边界层发展的影响是不同的。Deardorff(1972)指出在极不稳定时，摩擦速度不再对湍流强度产生影响，并且给出了分别由浮力和风切变主导边界层气流运动的不同尺度参数。虽然在极不稳定时，磨擦速度不再影响湍流强度，但它对边界层对流形式的影响不能忽略。早期的研究(LeMone，1973)曾指出，地表热通量决定边界层对流的强度，而风切变有助于将边界层对流组织成不同的形式。Sykes等(1989)用摩擦速度(u_*)和对流速度尺度(w_*)之比的大小说明风切变对有组织的边界层对流形成的重要作用。风切变对边界层对流形式的影响也得到了其他研究者的证实(Grossman，1982；Weckwerth，et al，1997；Huang，et al，2009)。

对流边界层的发展对一些天气现象，如云的形成、沙尘暴的产生以及污染物的传输等有直接影响。除了地表热量向上传输加热边界层大气从而使边界层向上发展以外，对流边界层之上自由大气中浮力较强的暖空气向下混合进入边界层，以及来自边界层的上冲热泡形成的夹卷过程对对流边界层增长的贡献也不容忽略。尽管自由对流的大涡模拟试验结果表明，由于热泡与对流边界层之上自由大气的相互作用，在热泡中形成较强的涡旋，从而将自由大气界面向下折卷，导致逆温层中的暖空气卷入对流边界层是形成夹卷作用的重要机理(Sullivan，et al，1998)，但是风切变对夹卷过程的影响也受到广泛地关注。Kim等(2003)认为在强风切变情况下，有组织的边界层对流增强了夹卷层中开尔文-亥姆霍兹波的形成，从而加强了夹卷层与自由大气的湍流交换，而且增大风切变使夹卷层显著增厚。Pino等(2003)和Conzemius等(2006)也都认为风切变能增强夹卷通量，从而有利于对流边界层厚度的抬升。近年来随着对风切变对夹卷热通量(Kim，et al，2006；Pino，et al，2006；Sun，et al，2009)、夹卷层厚度(袁仁明，2005；林恒等，2010)的参数化研究，对风切变对夹卷过程的影响有了更深入的了解。

通过以往的研究，虽然对风切变对有组织的边界层对流、边界层增厚及对流夹卷过程等的影响有一定的认识，但是对风切变对对流边界层以及夹卷层中不同高度的物理量，如位温和垂直速度等水平分布的影响，以及风切变对对流边界层中示踪物传输高度的影响尚不明确。本研究以敦煌干旱区为研究区域，进一步深入分析风切变对对流边界层物理量(位温、垂直速度和示踪物)水平分布的影响，研究风切变对示踪物传输高度的影响。这些研究结果将为今后进一步研究干旱和半干旱区边界层对流对沙尘抬升和传输高度的影响补充知识。 2 大涡模式及数值试验

利用“西北干旱区陆-气相互作用野外观测实验”2000年5—6月在甘肃敦煌进行的加强观测期间6月3日敦煌站的小球探空资料，以及6月3日敦煌双墩子戈壁站的地表热通量观测资料，采用英国气象局提供的大涡模式LEM version2.4(Gray，et al，2001)模拟研究干旱区边界层结构及演变特征，并利用敏感性数值试验诊断分析风切变对对流边界层发展及示踪物垂直传输的影响。

LEM version2.4是一个用于模拟湍流尺度和云尺度问题的三维高分辨率数值模式，其基本方程组为

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该模式利用滤波方法对纳维-斯托克斯方程组求网格体积平均，从而准确计算大湍流涡旋的运动，而对小尺度湍流通量和能量采用一阶湍流闭合的次网格模式模拟。模式中次网格切应力τ_ij和标量通量h_n，i可以由以下两式给出

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模式水平方向的侧边界条件是周期性的。上下边界采用钢性边界层条件，为了减少由于模式上边界引起的重力波反射，在距模式顶约2/3高度以上加入牛顿阻尼吸收层。模式下边界采用莫宁-奥布霍夫相似理论计算地表切应力及地表感热和潜热通量。另外，为了使边界层对流在模式中发展，在模式1 km高度以下对位温和水汽场分别进行了±0.2 K和±0.05 g/kg的随机扰动(Huang，et al，2010)。模式水平方向的模拟区域是5 km×5 km，分辨率是100 m，垂直方向的模拟高度是5 km，垂直方向采用张弛网格，最小垂直格距在近地面，取为2.7 m，最大格距在模式4 km高度以上，为150 m。模式中使用的地表地转风由美国国家环境预报中心/国家大气研究中心(NCEP/NCAR)2.5°×2.5°再分析资料计算得到，地转风切变由小球探空资料1 km高度的风速和地表地转风资料求得。模式在计算时采用有限差分方法，模拟时间是10 h，每隔0.5 h输出一次数据。

为了模拟风切变对对流边界层演变以及对位温、垂直风速等物理量分布的影响，设计了4个不同风切变的数值试验，试验的初始位温和水汽混合比廓线都取2000年6月3日07时(北京时，下同)的小球探空观测廓线，所用地表热通量都是6月3日敦煌双墩子戈壁站的观测资料。试验B是仅有浮力驱动边界层发展的试验，此试验中初始风场和地转风速都为0。试验BG、BT、BGT是浮力和风切变共同驱动边界层发展的试验，这些试验中的地表热通量与试验B中使用的相同，所不同的是BG试验中的地转风切变存在于地面向上100 m厚度的近地层内；而试验BT的地转风切变存在于1 km高度向下的100 m厚度的气层内；试验BGT中地转风切变存在于整个对流边界层内(图 1b中分别给出了试验BG、BT和BGT的地转风廓线)。为了研究风切变对对流边界层物质传输的影响，在所设计的4个试验中，从地面向上到100 m厚度的气层内加入绝对浓度为100的被动示踪物。

图 1(a)大涡模式模拟的位温廓线(红线：将平均位温和水汽混合比廓线收敛到实测值；蓝线：将平均位温、水汽混合比和风速廓线收敛到实测值)与实测位温廓线(黑线)，(b)试验BG(黑实线)、试验BT(蓝虚线)及试验BGT(红点线)中的地转风廓线 Fig. 1(a)Simulated profiles of potential temperature with large-scale forcings(red lines: relaxing averaged horizontally potential temperature and water vapour mixing ratio to those observed; blue lines: relaxing averaged horizontally potential temperature，water vapour mixing ratio and wind to those observed) and observed profiles of potential temperature(black line)at the different times，and (b)geostrophic winds from Exp BG(black solid line)，BT(blue dashed line) and BGT(red dotted line)

图选项

图 1是2000年6月3日不同时次实测和模拟的位温廓线。为了考虑背景场的影响，大涡模式可以在模拟过程中将水平平均位温、水汽混合比和风速廓线以2 h的时间间隔收敛到实测探空廓线(Marsham，et al，2008；Huang，et al，2009)。图 1中红线代表以2 h的时间间隔把位温和水汽混合比收敛到实测值的模拟结果，而蓝线代表以2 h的时间间隔把位温、水汽混合比和风速同时收敛到实测值的模拟结果。另外，通过分析模拟的湍流动能随时间的演变特征，发现模拟初期模式的调整时间约为2.5 h，所以分析结果从10时开始。图 1的模拟结果和实测结果都显示，在12时约为500 m厚的对流边界层之上是厚度约1 km的逆温层，逆温层以上的残留层清晰可辨；14时由于混合层中的对流向上发展已逐渐侵蚀对流层之上逆温层，到16时对流边界层扩展到4 km的高度，对流边界层与残留层已经混合成一层深厚的大气边界层(张强等，2004)。Zhang等(2006)通过对敦煌干旱区实测探空资料的分析，指出辐射、地表特征和风切变等热力和动力因子是引起敦煌地区超厚边界层的主要原因，并深入研究了地表过程的热力特征对敦煌干旱区超厚边界层形成的贡献(Zhang，et al，2011)。本研究将从动力因子角度出发，进一步解释风切变对敦煌干旱区超厚边界层的影响。另外，模式同时考虑背景动力和热力强迫影响(将位温、水汽混合比和风速收敛到实测值)的模拟结果与实测值更接近，这说明大涡模式能够模拟出与实际观测一致的对流边界层的平均结构及演变特征。

为了便于比较有风切变和无风切变的敏感性试验结果，试验B、BG、BT和BGT都没有把模拟的位温、水汽混合比和风速平均廓线值收敛到实测探空廓线。对比试验B、BG、BT和BGT模拟的不同时次的平均位温和示踪物浓度随高度的变化(图 2)可以看出，13时浮力驱动的对流边界层厚度约为600 m，浮力和风切变共同驱动的对流边界层厚度约为700 m，随着时间推移对流边界层不断变暖，对流边界层顶的高度也逐渐升高，到16时试验B中的对流边界层的厚度为1.6 km，而试验BGT中的对流边界层的厚度达到2.5 km。通过分析得到在相同条件下，浮力驱动的对流边界层厚度比浮力和风切变共同驱动的对流边界层厚度小，而浮力和风切变共同驱动的对流边界层比浮力驱动的对流边界层升温更快，其中试验BGT中的对流边界层升温最快。通常边界层之上覆盖有逆温层，白天一方面由湍流运动将地表的热量向上输送加热边界层大气，另一方面混合层顶以上的夹卷过程将上部逆温层中的暖空气向下夹卷进入混合层也加热边界层大气。由于试验BG、BT和BGT与试验B的唯一区别是试验BG、BT、BGT中考虑了风切变对边界层发展的影响，而强风切变可以增加对流边界层的夹卷热通量(Moeng，et al，1994)，因此有风切变的对流边界层(试验BG、BT、BGT)比仅有浮力驱动的对流边界层升温快，厚度也较大，而且对流边界层中的垂直混合运动更容易打通逆温层而与残留层混合成一层大气(张强等，2004)。

图 2 模式模拟的13时(a、e)、 14时(b、f)、 15时(c、g)及16时(d、h)平均位温及示踪物浓度廓线 Fig. 2 Simulated profiles of potential temperature(K) and tracer concentration from the Exp B(black)，BG(blue)，BT(red) and BGT(green)at 13:00 BT(a，e)，14:00 BT(b，f)，15:00 BT(c，g) and 16:00 BT(d，h)，respectively

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从图 2给出的平均示踪物浓度随高度变化的分布中看出，示踪物被传输的高度与对流边界层的发展密切相关，随着边界层内对流向上发展，对流边界层顶的高度不断升高，近地层的示踪物也被传输到较高的高度。其中，有切变影响的对流边界层中示踪物传输的高度比只有浮力驱动的对流边界层中示踪物传输得高，而且从图 2可以看出，随着风切变增大(试验BGT)，夹卷过程增强，示踪物传输的高度更高。3.1.2 风切变对物理量水平分布的影响

图 3给出了模式模拟的边界层不同高度示踪物浓度、位温及垂直速度的概率密度函数(PDFs)分布。垂直速度的概率密度函数(图 3c、f、i)分布显示，无论是浮力驱动的边界层对流还是浮力和风切变共同驱动的边界层对流中，在边界层低层(0.3Zi，其中Z_i代表对流边界层顶的高度)，上升气流和下沉气流的强度基本一致，只是下沉气流略多于上升气流；而在边界层中上部(0.7Z_i)，下沉气流比上升气流多，但是上升气流强度比下沉气流的强；在边界层顶部(1.0Zi)，这种下沉气流多而弱、上升气流少而强的分布特征更加明显。垂直速度的这些特征与Moeng等(1990)和LeMone(1990)的研究结果一致，即由地表热力驱动的边界层大气中，边界层底部具有不规则的上升运动，而只有少数较强的上升气流能达到边界层顶部。另外，从图 3c、f、i还能看出，在有风切变的个例中，边界层中上层的下沉气流增多而且其速度增大，而上升气流的强度减弱，这种现象在边界层顶部更明显。由位温的概率密度函数分布看出(图 3b、e、h)，从0.3Z_i到0.7Zi为正倾斜(概率密度函数的峰值在左侧)分布，即上升气流较下沉气流暖，到1.0Z_i位温的概率密度函数分布趋于平缓，尤其是在考虑风切变的影响后，概率密度函数分布变得更平缓。这主要是因为受地表加热影响，边界层中下层上升气流为暖空气，而下沉气流是相对较冷的空气，到边界层顶部，由于夹卷作用，上部逆温层的暖空气被夹卷进入边界层从而也加热了边界层大气，因此靠近边界层顶的大气位温的概率密度函数分布相对更平缓(Couvreux，et al，2005；Huang，et al，2009)。示踪物绝对浓度的概率密度函数分布显示(图 3a、d、g)，从0.3Zi到0.7Z_i为负倾斜(概率密度函数的峰值在右侧)，即上升气流对应的示踪物浓度较小，在1.0Z_i处，由于上部不含示踪物空气的夹卷，其概率密度函数的分布也变得更平缓，这一特征在有风切变的试验(分别为试验BT和BGT)中更为突出。

图 3 14时30分不同高度示踪物浓度(a、 d、 g)、 位温(b、 e、 h)、 垂直速度(c、 f、 i)的概率密度函数(PDFs)分布 Fig. 3 PDFs of tracer concentration(a，d，g)，potential temperature(b，e，h)，and vertical velocity(c，f，i)from the Exp B(black lines)，BG(blue lines)，BT(red lines) and BGT(green line)at 14:30 BT for the different heights

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从边界层顶以上1.1Z_i、1.2Z_i和1.3Z_i处示踪物浓度、位温及垂直速度的概率密度函数分布(图 4)中可以看出(图 4c、f、i)，浮力和风切变共同驱动的边界层对流中，上升气流和下沉气流的强度变化范围比浮力驱动的边界层对流的变化范围大，而且风切变越大上升气流和下沉气流的强度变化范围也越大。在1.1Zi，试验B模拟位温的概率密度函数呈正倾斜分布，而从1.2Zi到1.3Zi，位温的概率密度函数分布变为负倾斜(图 4b、e、h)，也就是说在1.1Z_i高度，上升气流比下沉气流暖，而从1.2Z_i到1.3Z_i高度下沉气流要比上升气流暖，这说明越靠近上部夹卷层，向下卷入的气流越暖。从图中容易看出，如果考虑风切变的影响，试验BG、BT和BGT中位温的概率密度函数分布更平缓些，其中，整层边界层都存在风切变时(试验BGT)，位温的概率密度函数分布从1.1Z_i到1.3Z_i都较平坦。图 4a、d、g也显示考虑风切变的影响，边界层顶以上的示踪物浓度的概率密度函数分布相对平缓。

图 4 同图 3但高度分别为1.1Zi、 1.2Zi、 1.3Zi Fig. 4 As in Fig. 3 but for the heights 1.1Zi，1.2Zi，and 1.3Zi

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3.2 风切变对夹卷层的影响 3.2.1 热通量及湍流特征量随高度的变化

从不同模拟试验得到的动力学热通量廓线(图 5)可以看出，热通量在地面有最大值，约为0.33 K·m/s，随高度增加热通量线性递减，到混合层顶附近减小为0，再往上热通量出现负值区，而且在边界层顶热通量达到负的最大值。热通量的负值区通常称为夹卷层，夹卷层之上热通量为0。图 5还显示边界层风切变对夹卷层厚度和夹卷强度(用负的最大热通量值表示)有较大影响。在仅有浮力驱动的试验B中，夹卷层的厚度只有0.6Z_i，其强度也只有-0.05 K·m/s左右；当近地层或边界层顶有风切变时(试验BG和BT)，夹卷层的厚度和夹卷强度分别增大到1.0Z_i和-0.1 K·m/s左右；当边界层整层存在风切变时(试验BGT)，夹卷层厚度增大到1.6Z_i，而夹卷强度增大到-0.18 K·m/s。另外，还可以注意到，当边界层整层存在风切变时，其混合层厚度比无风切变、近地层有风切变或边界层顶有风切变模拟试验中的都小。这是由于增大边界层风切变使边界层对流的强度减弱(Huang，et al，2009)，即上冲热泡的速度减小，从而抑制混合层向上发展，导致其厚度减小。图 5显示随着风切变增大，夹卷层厚度也增大，这是因为风切变使机械作用加强，进而导致夹卷作用增强和夹卷层增厚，图 5中显示的特征与Kim等(2003)的研究结果一致。

图 5 14时30分的动力学热通量廓线 Fig. 5 Profiles of the kinematic heat flux at 14:30 BT

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图 6a、b、c分别是无量纲速度方差(、，以下简称为水平速度方差，以下简称为垂直速度方差)的垂直分布，图 6d是无量纲位温方差，以下简称为位温方差)的垂直分布。其中w_*和θ_*分别是对流速度尺度和温度尺度，即

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图 6 14时30分无量纲湍流统计量u方差(a)、v方差(b)、w方差(c)和位温方差(d)廓线 Fig. 6 Vertical distribution of the dimensionless turbulent statictical quantities of u variances(a)，v variances(b)，w variances(c) and potential temperature variances(d)at 14:30 BT

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从无量纲位温方差的垂直分布(图 6d)可以看出，位温方差随高度的增加而减小，在边界层中部达到最小值，之后又随着高度的增加而增大，在夹卷层出现极大值后又随高度减小。夹卷层中位温方差的增大是由于自由大气的暖夹卷空气与冷的上冲热泡之间的较大差别造成的。图 6d还显示试验B夹卷层的位温方差比试验BG、BT或BGT的小，这是因为试验B中夹卷热通量明显小于其他3个试验的夹卷热通量。另外，从试验BG、BT和BGT夹卷层的位温方差看出，虽然试验BGT的夹卷热通量最大，但是BGT夹卷层的位温方差却小于试验BG或BT的值，这也许与夹卷层中平均位温梯度的变化有关，如图 2b、c显示，试验BG与BT夹卷层的位温梯度比试验BGT的大。3.2.2 湍流动能的收支

通过对比分析浮力驱动边界层对流和浮力与风切变共同驱动边界层对流的试验结果，可以发现风切变对对流边界层物理属性有较显著的影响，特别是对夹卷层厚度及夹卷强度有重要影响，因此有必要进一步分析风切变对决定边界层发展的湍流动能收支及其垂直分布有何影响。一般在水平均匀、略去下沉的条件下，湍流动能收支方程可以表示为

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从图 7a看出，试验B中浮力项是湍流动能的源项，由式(15)知在准平衡状态下，当切变产生项为0时，浮力项、湍流传输项和气压传输项之和与耗散项是相平衡的。图 7a还显示，近地层以上湍流动能的耗散项随高度的变化较小，而且湍流传输项有随高度线性递增的变化趋势，这与浮力产生项随高度线性递减有很好的对应。这一结果与以往的观测和模拟研究结果都有较好的一致性(Lenschow，1974；Moeng，et al，1994；Pino，et al，2003)。图 7b是试验BG中湍流动能收支随高度的变化，可以看出，近地层的风切变不仅使湍流动能的切变产生项增加，而且还影响其他项的大小，如风切变对浮力项在边界层顶部的影响比底部和中部的影响更明显。从图 7b还能看出，切变产生项在近地面有最大值，然后随高度的增加而减少，在边界层中部减少到最小后基本不随高度变化，到边界层顶部又逐渐随高度增加，在夹卷层增大到最大，最后又随高度的增加而减小到0。由于模式的研究区域是敦煌干旱沙漠地区，较大的地表热通量形成尺度较大的热泡，热泡在垂直方向充分混合，从而减小了边界层中部的风切变，因此切变产生项在边界层中部较小。另外，与无风切变试验中的湍流动能的耗散项比较，当近地层加入风切变时耗散项在近地层和夹卷层都有所增大。因为湍流动能的耗散与小尺度湍涡有关(Stull，1988)，这也进一步说明由于下垫面的阻挡，风切变在近地层产生的湍涡尺度较小，而且近地层风切变还能增强夹卷层内的小尺度湍流运动。图 7c显示，在1 km高度加入风切变后，湍流动能收支中各项的垂直分布与近地层加入风切变所对应的湍流动能收支基本一致，这说明近地层风切变对夹卷层湍流动能的贡献不容忽视。图 7d显示当边界层整层存在风切变时湍流动能的切变产生项在夹卷层明显增大，而且为了平衡湍流动能切变产生项的增大，耗散项也增大了。另外，湍流输送项和气压传输项在垂直方向有相互补偿的特点。通过比较有风切变和无风切变敏感性试验中湍流动能收支在垂直方向的分布，发现增大边界层风切变，夹卷层中湍流动能的产生也增强，而夹卷层中湍流活动的增强又有利于上部逆温层中暖空气的向下夹卷，因此在研究夹卷通量的参数化问题时正确引入风切变的影响有重要意义。

图 7 14时30分试验B(a)、 BG(b)、 BT(c)、 BGT(d)的湍流动能收支中各项随高度的变化(实线:浮力项B，点线:切变产生项S，虚线:湍流输送项T，点划线:气压传输项P，点点划线:粘性耗散项D) Fig. 7 Vertical distribution of the various terms in the TKE budget for the cases B(a)，BG(b)，BT(c) and BGT(d)at 14:30 BT(the solid line st and s for term B，dotted line for term S，dashed line for term T，dotted-dashed line for term P and dotted-dotted-dashed line for term D)

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从不同模拟试验在不同时次的垂直速度及示踪物浓度的垂直分布结果(图 8)明显看出，仅有浮力驱动的对流边界层，对流泡在垂直方向发展的高度较高，有的对流泡可以从地面向上发展到整个对流边界层，如图 8a中水平方向-2 km处、图 8b中水平方向-0.5 km处、图 8c中水平方向-1.5 km和1.1 km处的对流泡。而在浮力和风切变共同驱动的对流边界层中，对流泡在垂直方向上发展时，很难从地表向上发展到整个对流边界层，尤其当边界层风切变增大时(如图 8j)这一现象更明显。另外，还注意到，有风切变时向上发展的对流泡发生倾斜，如图 8l中水平方向-1 km处的对流泡和水平方向0.5 km处的对流泡，这里对流泡的不同倾斜方向也许与对流泡中的不同涡旋方向有关。对流泡的倾斜与风切变有关，由图 6a、b的分析可知，风切变加强了边界层顶对流泡的垂直动量向水平动量的转化，因此倾斜的对流泡在边界层顶更容易将夹卷层空气向下混合，从而使对流边界层进一步增暖、变厚。这与Kim等(2003)研究风切变对夹卷层涡旋结构影响的结果一致，即风切变越大，边界层顶的涡旋运动也越强，从而导致较强的夹卷作用。

图 8 试验B(a、b、c)、 BG(d、e、f)、 BT(g、h、i)、BGT(j、k、l)模拟的不同时刻垂直速度(m/s)及示踪物绝对浓度(色阶)在y-z剖面的分布(a、d、g、j. 12时30分，b、e、h、k. 13时30分，c、f、i、l. 14时30分；实线代表上升气流，点线代表下沉气流) Fig. 8 Instantaneous y-z cross sections of the vertical velocity(m/s) and the tracer concentration(shaded)at 12：30 BT(a，d，g，j)，13:30 BT(b，e，h，k) and 14:30 BT(c，f，I，l)from Exp B(a，b，c)，Exp BG(d，e，f)，Exp BT(g，h，i) and Exp BGT(j，k，l)(the solid line st and s for upward flow，and dotted line for downward flow)

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从图 8示踪物浓度的垂直分布看出，随着边界层对流的向上发展，示踪物在垂直方向上传输的高度也在不断增加。比较试验B和试验BG中示踪物传输的高度发现，尽管风切变仅存在于近地层中，但示踪物传输的高度明显升高。而试验BT中示踪物传输的高度与试验BG的差别不大。当增大边界层风切变时(试验BGT)，在12时30分，混合层顶之上就有一层明显增厚的存在示踪物的气层，如图 8j中垂直方向0.7—2 km，而在相同时刻试验B中这一层的厚度不足150 m。这也进一步证明了风切变有利于夹卷运动，从而促进了混合层与残留层的贯通，使示踪物在垂直方向被传输到更高的高度。3.3.2 示踪物在垂直方向的概率分布

从示踪物浓度在垂直方向的概率密度函数(PDFs)分布(图 9)可以看出，在只有浮力驱动的边界层对流试验中(图 9a)，示踪物浓度在垂直方向的概率密度函数分布较对称，即随着高度增加示踪物浓度的概率密度函数没有发生倾斜，浓度的变化范围为7.5—12.1，到边界层顶附近浓度迅速递减，而且示踪物传输的最大高度约为1.3 km。如果在边界层底部加入风切变(图 9b)，示踪物浓度的概率密度函数从地面到500 m高度为垂直递减的分布，从500 m到边界层顶，示踪物浓度的概率密度函数分布不仅随高度递减，还随高度发生倾斜，即浓度随高度逐渐减小，而且示踪物传输的最大高度大约是1.7 km。图 9c显示的示踪物传输的最大高度与图 9b的相近，只是概率密度函数分布从近地层向上就开始倾斜，而且在混合层内同一高度浓度的变化也略小于图 9b的结果。当边界层整层存在风切变时(图 9d)，示踪物传输的最大高度可以达到2 km，其浓度的概率密度函数分布在垂直方向倾斜最明显，即示踪物浓度随高度递减更迅速，而且在同一高度浓度变化范围也较大。通过比较图 9中仅有浮力驱动的边界层对流与浮力和风切变共同驱动的边界层对流中示踪物浓度的概率密度函数垂直分布可以发现，浮力作用使示踪物浓度的概率密度函数分布在垂直方向不发生倾斜，这与浮力产生的较大尺度对流泡的上冲密切相关。

图 9 14时30分示踪物浓度在垂直方向的概率密度函数分布(a.试验B，b. 试验BG，c. 试验BT，d. 试验BGT) Fig. 9 Vertical distribution of PDFs of the tracer concentration from the Exp B(a)，Exp BG(b)，Exp BT(c) and Exp BGT(d)at 14:30 BT

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为了进一步解释增大风切变示踪物浓度随高度递减的原因，又计算了边界层顶示踪物浓度的垂直通量(图 10)，可以看出，试验BG、BT和BGT边界层顶示踪物浓度的垂直通量都比试验B的大，即风切变加强了示踪物在边界层顶的向上输送，从而导致边界层中上部示踪物浓度随高度递减。试验BGT显示示踪物浓度的概率密度函数分布在垂直方向倾斜最明显，随高度递减最快，这与图 10d中边界层顶示踪物浓度向上通量最大有很好的一致性。

图 10 14时30分对流边界层顶处示踪物浓度的垂直通量(a.试验B，b. 试验BG，c. 试验BT，d. 试验BGT) Fig. 10 Vertical flux of tracer at the top of the CBL from the Exp B(a)，Exp BG(b)，Exp BT(c) and Exp BGT(d)at 14:30 BT

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本研究利用大涡模式模拟研究了干旱区下垫面上空对流边界层的演变，通过对比分析了浮力驱动的与浮力和风切变共同驱动的边界层结构、物理属性的差异，给出了风切变对边界层对流及示踪物垂直传输的影响特征及机理。模拟和诊断分析结果表明：

(1)浮力和风切变共同驱动的对流边界层较仅有浮力驱动的对流边界层增暖快，厚度也较大，而且有风切变的边界层对流更容易打通逆温层之上的残留层。在边界层下部，上升气流和下沉气流分布较对称；而在边界层中上层，上升气流的区域虽然少于下沉气流，但是上升气流的强度较大。风切变不仅使下沉气流的区域变大，还使下沉气流的强度增强。另外，由于边界层顶的夹卷作用，位温和示踪物浓度的概率密度函数分布趋于平缓，这一特征在加入风切变的试验中更突出。

(2)在仅有浮力驱动边界层发展的条件下，湍流动能收支中湍流传输项随高度线性递增，浮力产生项随高度线性递减。在相同地表热通量的条件下，增大风切变，夹卷层厚度和夹卷强度都增大。在边界层顶，增大风切变有利于热泡的垂直动量转化为水平动量。另外，增大风切变使夹卷层中湍流动能增强，同时夹卷层中湍流动能的耗散也增大，说明夹卷作用主要是由小尺度湍涡运动所致。

(3)在仅有浮力驱动的对流边界层中，边界层对流的强度较相同条件下有风切变的大，而且对流泡发展的高度也较高。有风切变的情况下，边界层对流泡发生倾斜，这种倾斜的对流泡与垂直的对流泡相比，在边界层顶更容易将上部逆温层中的暖空气向下夹卷混合，从而使边界层进一步增暖，增厚。因此示踪物在浮力和风切变共同驱动的边界层中比浮力驱动的边界层中传输的高度更高，但是示踪物浓度随高度递减，而浮力驱动的边界层中对流泡的强烈垂直混合及夹卷活动相对较弱，示踪物浓度的概率密度函数分布在垂直方向不发生倾斜。