梁捷寧，張鐳＊，田鵬飛，曹賢潔，王宏斌，閉建榮

1半干旱氣候變化教育部重點實驗室，蘭州大學大氣科學學院，蘭州 730000

2南京信息工程大學中國氣象局氣溶膠與云降水重點開放實驗室，南京 210044

3江蘇省氣象科學研究所，南京 210009

1 引言

穩(wěn)定邊界層中，湍流常形成自上而下的垂直混合事 件 （Poulos etal.，2002；Tjernstr?m etal.，2009），改變夜間邊界層結構和污染物的垂直分布（Hu etal.，2013a）.夜間出現(xiàn)的垂直混合事件將殘留層的O3、NOx等污染物向下傳遞，導致夜間穩(wěn)定邊界層內O3濃度會出現(xiàn)短時峰值（Reitebuch etal.，2000；Salmond etal.，2002；Stutz etal.，2004；Talbot etal.，2005；Hu etal.，2012）.Hidy（2000）的研究發(fā)現(xiàn)風速和湍流混合過程的垂直結構重要性超過低層化學生成和水平平流輸送，是影響穩(wěn)定邊界層近地層O3濃度的首要因素.大量研究表明，夜間湍流垂直混合事件與邊界層低空急流（low-level jet，LLJ）密切相關（Reitebuch etal.，2000；Banta etal.，2003；Mathieu etal.，2005；Banta etal.，2006；Balsley etal.，2007；Hu etal.，2013a；Hu etal.，2013b）.

低空急流（LLJ）是穩(wěn)定邊界層中經常發(fā)生的中尺度運動現(xiàn)象，在各種下墊面上廣泛存在（Beyrich，1994；Banta etal.，2002；Song etal.，2005；Zhang etal.，2006；Kallistratova etal.，2009），垂直尺度通常為幾十到幾百米，水平尺度可超過幾百千米（Kallistratova etal.，2012）.LLJ對穩(wěn)定邊界中湍流有重要的影響，其剪切生成作用通常是夜間湍流活動的能量來源 （Banta etal.，2002；Mathieu etal.，2005），急流軸和地表之間的剪切可增強地表附近的湍流活動，甚至對穩(wěn)定邊界層湍流通量輸送起決定性作用（Corsmeier etal.，1997；Karipot etal.，2009），Banta等（2003）認為有可能借助LLJ的強度和高度信息，來診斷近地層湍流通量.與湍流在地表附近產生并向上傳遞的傳統(tǒng)邊界層不同，LLJ發(fā)生時，湍流在上層產生并向下傳遞，形成向下傳遞的穩(wěn)定邊界層（“Upside Down”SBL）（Banta etal.，2002；Mahrt etal.，2002）.Karipot等（2008）在Florida森林上的觀測發(fā)現(xiàn)，LLJ的存在改變冠層上方CO2輸送的強度和方向，造成長期生態(tài)系統(tǒng)凈碳交換（net ecosystem exchange，NEE）估計的不確定性.

由于其對深入理解地氣之間物質交換和能量傳遞、穩(wěn)定邊界結構及污染物擴散、環(huán)境評價等方面均具有重要的理論和現(xiàn)實意義，近年來，在國外關于LLJ對穩(wěn)定邊界層近地層湍流活動的影響給予廣泛關注，并通過雷達觀測（Banta etal.，2002；Mahrt etal.，2002；Song etal.，2005；Karipot etal.，2008）、數(shù)值模擬（Andreas etal.，2000；Conangla etal.，2006；Hu etal.，2013a；Hu etal.，2013b）、風洞試驗（Ohya etal.，2008）、探空觀測（Andreas etal.，2000）等多種手段展開研究.在國內，盡管復雜地形、非均勻植被、穩(wěn)定層結等非理想條件下的湍流特征日益受到關注（羅濤等，2008；劉樹華等，2009；Liu etal.，2011；姜海梅等，2012；陳晉北等，2012；姜海梅等，2013；劉輝志等，2013），但由于大多數(shù)站點難以獲得空間流場信息，關于穩(wěn)定邊界層中LLJ對近地層湍流活動的影響研究較少.特別是在黃土高原半干旱區(qū)，下墊面溝壑梁峁縱橫，地形起伏，不均勻性顯著，近地層流場有其獨特的復雜性（Zhang etal.，2011；梁捷寧等，2013a；梁捷寧等，2013b），加之站點稀少，關于LLJ對近地層湍流活動影響的研究還很匱乏，制約了人們對黃土高原半干旱區(qū)地表過程與大氣相互作用的理解.

基于以上研究的重要性和困難性，借助中尺度氣象數(shù)值模式WRF（Weather Research and Forecasting Model）以獲取風場空間特征，利用蘭州大學半干旱氣候與環(huán)境觀測站（Semi-Arid Climate and Environment Observatory of Lanzhou University，SACOL）的相關觀測資料，分析黃土高原復雜地形上穩(wěn)定邊界層LLJ對近地層湍流特征的影響.文中所涉及時間，除特別說明外均指北京時BJT，北京時比SACOL地方時早1小時4分鐘，比世界時UTC早8小時.

2 站點與資料

2.1 觀測站點

SACOL位于黃土高原海拔1965.8m的萃英山塬上（35.946°N，104.137°E），坐落于黃河南岸，在蘭州市區(qū)東南方向約48km處.下墊面屬于典型的黃土高原地貌，溝壑梁峁縱橫，屬溫帶大陸性半干旱氣候，可以代表方圓幾百公里半干旱地區(qū)氣候狀況.擁有國際先進的觀測儀器，是繼中國科學院吉林通榆站之后，第二個由我國自主建設的半干旱區(qū)長期觀測站.已被批準加入國際協(xié)同觀測計劃項目（The Coordinated Enhanced Observing Period），并作為此計劃的全球協(xié)同加強觀測站之一.

從大尺度來看，萃英山位于一東南-西北走向的山谷中 （圖1），谷底平均海拔約1700m，西南方是海拔3000m以上的興隆山，東北方山脈海拔約2400m.站點主導風向沿山谷走向，常年以西北和東南風為主，年平均風速約1.6m·s-1.從中尺度上來看，萃英山是一座大致呈南北走向的平頂山塬，相對高度約200m，東側山腳是蘭州大學榆中校區(qū)，西側是另一座更高的平頂山，中間山谷寬度約1km.

地表湍流通量觀測場地基本平坦，東西方向約200m，南北方向超約1000m.站點植被基本為原生自然狀態(tài)，以長芒草為主，伴生著少量的冷蒿和賴草（左金清等，2010）；地表植被冬季高約0.10m，夏季約0.24m；土壤為第四紀黃土風蝕形成的灰鈣土.關于SACOL的詳細信息，可參考Huang等（2008）的相關介紹.

2.2 觀測儀器

邊界層梯度觀測塔高32.5m，風速、溫度、濕度的梯度變化分別由安裝在1、2、4、8、12、16、32m高度上的風速（014A-L，Met One）、氣溫和濕度（HMP45CL，Vaisalla）傳感器觀測記錄，并在8m處安裝了風向傳感器（034B-L，Met One）.分別用CS105氣壓傳感器、精密紅外溫度傳感器（IRTS-P，Apogee）和TE525MM-L雨量筒來探測記錄大氣壓、地表溫度和降水.每半小時自動觀測并記錄一次數(shù)據(jù).渦動相關系統(tǒng)（eddy-covariance system，EC）采用三維超聲風速儀（CSAT3，Campbell）測量三維風速，細線熱電偶（FW05，CSI）和開路紅外氣體分析儀（LI7500，LI-COR）測量溫度和CO2／H2O濃度.感應器離地面3m，以10Hz頻率采樣.

主要使用SACOL 2008年12月夜間00-06時EC觀測數(shù)據(jù)，資料完好率高，并結合對應時段梯度觀測，分析LLJ對穩(wěn)定邊界層湍流活動的影響.對EC資料，分別在各自的平均時段上進行去野點和二次坐標旋轉，進而計算相應的通量參數(shù)；穩(wěn)定度參數(shù)由邊界層梯度觀測塔在2m和4m兩個高度上的廓線觀測計算得到.

3 WRF對空間氣流結構的模擬

借助WRF模擬SACOL邊界層風場，模擬中心位于（35.95°N，104.13°E），水平方向采用三重嵌套網格，格距分別為25000、5000和1000m，圖1是最內層模擬區(qū)域的地形特征，圖中黑色圓點表示SACOL位置.為更細致地描述穩(wěn)定邊界層流場特征，采用地形追隨η坐標系，垂直方向上分39層，其中1000m以下29層；采用WRF模擬SACOL所在地區(qū)穩(wěn)定邊界層結構已有較多模式驗證和應用，有相對完善的參數(shù)化方案選擇（王瑾等，2012；張龍等，2012；趙世強等，2012；王騰蛟等，2013），主要包括MYJ邊界層方案、WSM3微物理方案、RRTM長波輻射方案、Dudhia短波輻射方案、Monin-Obukhov近地層方案、Noah陸面過程方案等.初始場選用NCEP（the National Centers for Environmental Prediction Climate Forecast System Reanalysis）1°×1°再分析資料，采用NCEP提供的全球30″地形數(shù)據(jù)；時間步長為6s；模式積分時間為相應日期的06時至24時UTC，對應于BJT 14時至次日08時.

圖1 模擬區(qū)域最內層地形海拔高度.圖中黑色圓點標注SACOL位置Fig.1 Contour of the terrain elevation of the simulation domain with 1km resolution.Location of SACOL is marked with black dot

圖2 模擬值與觀測值比較（a）2m氣溫T2；（b）風速U；（c）風速梯度GU.Fig.2 Comparing simulated and observed values（a）Temperature at the height of 2m；（b）Horizontal wind speed；（c）Velocity gradient.

選取2008年12月4、9、10和13日4個夜間00—06時作為研究時段，分析LLJ對近地層湍流活動的影響.其中4、13和9日分別對應于強LLJ、LLJ相對較弱和無LLJ情形，4日和13日LLJ連續(xù)維持3h以上，10日則是00—02時有LLJ發(fā)生，之后消散.圖2給出了這4天的模擬值和對應觀測值的比較.圖2a是2m氣溫的模擬值和觀測值；圖2b中風速的模擬值對應于模式第2層（2.5m高度處），風速觀測高度分別為2m和4m.WRF模式能夠很好地反映SACOL氣溫的變化特征；受復雜地表影響，風速模擬值與觀測值存在一定差異，但仍能較好地反映風速的變化趨勢.圖2c是水平風速在垂直方向上的梯度的模擬值與觀測值，模擬值由模式第2、第3兩層（分別對應高度2.5m和5.4m）水平風速計算所得，觀測值由2m和4m兩個高度層上的風速觀測資料計算所得.

對比表明，WRF能較好地模擬出SACOL風速、溫度的變化特征，能在一定程度上描述SACOL周圍穩(wěn)定邊界層中LLJ的空間、強度等特征.

4 低空急流對近地層湍流的影響

LLJ對應于地表以上幾百米范圍內風速廓線上的極大值，是一層快速流動的空氣薄層（Banta etal.，2002；李炬等，2008）.由于其形成原因還不完全清楚，觀測特征上也存在較大差異，目前對辨別LLJ沒有通用標準.Blackadar（1957）把風廓線上出現(xiàn)極大值，極大值比其上層的極小值大2.5m·s-1以上，且該層氣流超地轉時定義為LLJ發(fā)生；Rider等（1971）認為極大值要比極小值大出3.0m·s-1；Conangla等（2006）則認為該判別標準取0.5m·s-1比較合適；Kallistratova等（2012）在分析中發(fā)現(xiàn)1.0m·s-1是比較合適的判別LLJ的標準.這里，在判別LLJ時，沿用Andreas等（2000）的標準，即在穩(wěn)定邊界層中，某一高度處出現(xiàn)風速極大值，且比其上層和下層相鄰的極小值大2.0m·s-1以上時，認為有LLJ發(fā)生.Banta等（2 0 0 2）采用這一標準研究了CASES-99試驗（1999Cooperative Surface-Atmosphere Exchange Study）期間Kansas上空穩(wěn)定邊界層LLJ特征；Karipot等 （2008）沿用該判別方法考察了Florida夜間低空急流對森林冠層高度附近湍流活動的影響.

4.1 個例分析

以2008年12月10日00—06時為例說明低空急流對近地層湍流的影響.圖3是10日00—06時WRF模擬的SACOL風廓線.

00—02時，SACOL上方幾十至400m高度范圍內出現(xiàn)風速大值區(qū)，最大風速為9.0m·s-1，以西北風為主，近地層風向與之一致.圖4給出了12月10日01時通過SACOL，沿東南—西北走向的垂直剖面，該剖面大致沿山谷走向.可以清楚地看出該風速極大值區(qū)沿著山谷走向，水平尺度超過40km，厚度為200m左右，其上層和下層的風速極小值區(qū)水平風速均不超過4.0m·s-1；沿氣流走向，特別是SACOL上風向溫度分布基本均勻，這種流場結構相對比較穩(wěn)定.

圖3和圖4的尺度和結構特征表明00—02時，SACOL上方有LLJ發(fā)生.急流軸高度在地表以上300m左右，急流層厚度約200m.Andreas等（2000）在ISW（Ice Station Weddell）的探空觀測發(fā)現(xiàn)，急流軸高度始終在425m以下，其中2／3發(fā)生在25～175m之間，急流軸風速大多在4～10m·s-1；Conangla等 （2006）發(fā) 現(xiàn)SABLES 98試 驗 （the Stable Boundary Layer Experiment in Spain，1998）期間，急流軸高度在21～137m之間，最大風速在3.5～11.5m·s-1范圍內；Karipot等（2008）在Florida森林上方的觀測表明，LLJ最大風速在4～16m·s-1之間，超過半數(shù)的LLJ急流軸高度在200～400m.這些觀測的LLJ高度等特征與SACOL類似，急流軸高度基本都在400m以下.但在SACOL，受復雜地形的影響，LLJ維持的時間相對于平坦站點較短，常表現(xiàn)為間歇LLJ.連續(xù)穩(wěn)定的LLJ通過其剪切作用加強近地層湍流活動和通量輸送，湍流平穩(wěn)性好（Banta etal.，2002；Mathieu etal.，2005；Karipot etal.，2008）；而間歇LLJ的影響則表現(xiàn)為分散的垂直混合事件（Karipot etal.，2006）.

圖3 2008年12月10日00—06時WRF模擬的SACOL風廓線等值線是水平風速，箭頭表示對應時刻和高度上的水平風向；縱軸表示離地面高度.Fig.3 Time-height section of simulated wind profile at SACOL from 00to 06BJT on 10，Dec.2008The contours and the arrows represent horizontal wind speed and horizontal wind direction，respectively；the vertical axis is the height above surface.

LLJ的形成最早被歸因于慣性振蕩機制（Blackadar，1957），夜間，提供摩擦力的大尺度湍渦迅速消散，氣流受力不平衡，在科氏力作用下向右偏轉并加速形成超地轉風，形成地表以上幾百米范圍內垂直風廓線上的極大值.在平坦的站點上方，LLJ常由慣性振蕩機制引起，通常能維持整個夜間（Banta etal.，2002；Sun etal.，2002；Karipot etal.，2008；Kallistratova etal.，2012）.Holton（1967）提出熱成風振蕩機制，補充了LLJ的形成機理，即斜坡地形上受熱的日循環(huán)特征導致熱成風周期變化，形成低層風振蕩.純慣性振蕩或熱成風振蕩很少單獨出現(xiàn)，常伴隨著其他影響因素，如海陸風、山谷風、斜壓性、鋒面活動等等多種大氣過程均對穩(wěn)定邊界層中LLJ的形成和維持有重要作用（Burk etal.，1996；Parish，2000；Lundquist，2003；Baas etal.，2009）.

圖4 12月10日01時東南—西北走向的垂直剖面圖彩色填充圖和藍色等值線分別表示水平風速（m·s-1）和溫度（℃）的模擬值；橫軸表示離SACOL的水平距離，縱軸表示海拔高度；黑色陰影表示沿東南—西北走向的地形特征.Fig.4 Vertical section of simulated temperature and wind speed along the southeast-northwest direction at 01∶00on 10，Dec.2008 Color map and the blue contours represent horizontal wind speed and temperature，respectively；the calibration of horizontal axis is the distance from SACOL，and the vertical axis is elevation；black shadow is the topography along the southeast-northwest direction.

圖5 12月10日01時WRF模擬的地表高度100m左右風場綠色圓點標注SACOL位置；橫軸和縱軸表示距SACOL的水平距離；彩色填充圖是垂直速度，箭頭表示水平風場.Fig.5 The simulated wind field about 100mabove ground Location of SACOL is marked with green dot；the calibration of axis is the horizontal distance from SACOL；color map and the arrows represent simulated vertical velocity and horizontal wind field，respectively.

圖5 給出了WRF模擬的12月10日01時離地面100m左右高度處的風場信息.SACOL所在的萃英山位于一東南—西北走向的山谷中，受地形限制，氣流沿山谷從西北吹向東南方向，同時沿氣流走向地形起伏顯著.LLJ的出現(xiàn)伴隨著強烈的垂直運動，地形的強迫作用引發(fā)的局地環(huán)流對LLJ的形成和維持有重要影響，清晰認識SACOL所處的復雜地形上LLJ的形成機制還需要大量的觀測和進一步研究.

從圖3可以看出，1 0日00—02時SACOL上空有LLJ出現(xiàn)，受上層氣流拖曳作用，近地層風向與LLJ一致，相對較穩(wěn)定；02時之后LLJ消散；03時之后，地表高度600m以上出現(xiàn)新的風速極大區(qū)，風向為北偏東方向，但高度較高，對近地層影響很小，受復雜地表引發(fā)的各種非平穩(wěn)運動影響，近地層風向復雜多變.這里，非平穩(wěn)運動統(tǒng)稱地形波、密度流等穩(wěn)定邊界層中陣發(fā)性的運動過程，這些運動的時間尺度通常為幾到20min，表現(xiàn)為湍流觀測序列中風向或風速的突然改變.為分析LLJ對近地層湍流活動的影響，這里只關注地表高度400m以下的LLJ.為了解近地層湍流結構，對12月10日00—06時EC觀測的水平風速u分量進行Morlet小波分析（圖6）.與傳統(tǒng)的傅里葉變換相比，小波分析的最大優(yōu)點是能夠提供時間域和頻率域的二維描述.因此，能夠用來描述不同尺度運動特征，確定各種尺度運動的開始時間以及持續(xù)時長和強度信息.小波系數(shù)的模平方用來表示能量分布狀況，00—02時，LLJ的出現(xiàn)使得氣流相對平穩(wěn)，LLJ造成的垂直剪切對小尺度湍流有強烈的生成作用，時間尺度在5min以下的小尺度湍渦相對活躍，隨LLJ減弱而減弱.02時之后LLJ消散，伴隨著時間尺度在5～10min的幾次非平穩(wěn)運動過程，湍流表現(xiàn)為顯著的間歇性.無LLJ時，近地層湍流以間歇性為主，非平穩(wěn)運動起主要作用；LLJ發(fā)生時，非平穩(wěn)運動被壓制，剪切作用生成的小尺度湍渦活動加強.

對站點湍流觀測資料的尺度分解表明，穩(wěn)定邊界層局地層結和下墊面作用生成湍流的時間尺度為幾分鐘 （梁捷寧等，2013a）.用10min的平均窗區(qū)，對EC以10Hz頻率采樣的數(shù)據(jù)進行處理計算湍動能e.00—02時，e在0.25～0.51m2·s-2之間變化；02—04時，湍流活動較弱且相對平穩(wěn)，e約為0.15m2·s-2；04—06時無LLJ存在，但站點周圍復雜地形引發(fā)的重力波等非平穩(wěn)運動造成湍流呈顯著的間歇性，e在0.15～0.45m2·s-2之間變化，起伏較大.

4.2 LLJ對湍流強度和湍流輸送方向的影響

為進一步了解LLJ對近地層湍流活動強度和輸送方向的影響，選取12月4、13和9日進行分析.WRF模擬結果表明，12月4日和13日SACOL上方分別存在不同強度的LLJ，12月9日夜間無LLJ存在.圖7是WRF模擬的3個夜間00—06時SACOL上方風廓線的時間變化特征，對應于從00時開始每30min一個記錄.

12月4日，自00時起，LLJ開始建立發(fā)展，00∶30—02∶30時段LLJ最強，急流軸最大風速Um達到12m·s-1，急流層厚度近300m，急流軸沿東南-西北走向，風向為160°；03時之后風向逐漸偏轉，LLJ變弱；03∶30風向轉至180°，LLJ瓦解；之后，風向逐漸轉變至300°，并于04∶30形成新的LLJ，急流軸內氣流自西北吹向東南方向.12月13日則是在01時之后在100m以下形成LLJ，急流層內風向為330°，并持續(xù)到05∶30；LLJ于03時達最強，急流軸風速為9.0m·s-1，之后逐漸減弱，05時Um減小至6.0m·s-1.

圖6 2008年12月10日00—06時EC觀測的風速u分量的能量分布（m2·s-2）Fig.6 Energy distribution by wavelet analysis for ucomponent of the horizontal wind measured by EC，from 00to 06BJT on 10，Dec.2008

圖7 模擬的SACOL夜間風廓線，自上而下依次為12月4、13和9日.縱坐標表示離地面高度Fig.7 The simulated wind profile over SACOL on December 4，13and 9.The vertical axis is the height above surface

圖8 EC觀測的湍動能e隨梯度理查森數(shù)Ri的分布灰色三角形和空心圓分別表示LLJ存在與否的情形.Fig.8 Scatterplots of turbulent kinetic energy e versus Gradient Richardson number Ri Gray triangle and open circles denote situations with the presence of LLJ or not.

以EC觀測的每10min長度的資料作為1個記錄，每個記錄有6000組數(shù)據(jù)點，對應于這三個夜間，共獲得108個記錄，將這些數(shù)據(jù)按LLJ存在與否進行分類，圖8給出不同類型湍流e與梯度理查森數(shù)Ri的關系.存在LLJ時，87.3%的點落在Ri＜0.25一側；與此相反，不存在LLJ時，65.4%的點分布在Ri＞0.25一側.Banta等（2003）在平坦站點的分析發(fā)現(xiàn)，LLJ的存在造成Ri＜0.3的弱穩(wěn)定層結和e＞0.2m2·s-2的強湍流活動，Banta等（2006）的研究進一步支持了這一觀點；Karipot等（2008）在森林上方的觀測表明，強LLJ導致Ri＜0.2，e＞0.2m2·s-2；Hu等 （2013a）用WRF模 式 模 擬Oklahoma上方LLJ特征，分析了其對近地層湍流的影響，LLJ加強夜間邊界層的湍流混合，減弱層結穩(wěn)定度，e＞0.4m2·s-2.這些結果與SACOL相似，LLJ的剪切作用造成強烈的湍流活動和弱層結穩(wěn)定性，改變地氣之間的物質輸送和能量交換.同時也說明，選擇的這些數(shù)據(jù)能夠較好地反映SACOL上方LLJ對近地層湍流活動的影響.

另一方面，在沒有LLJ存在的強穩(wěn)定情形，Banta等（2003）、Karipot等（2008）和Hu等（2013a）的研究都發(fā)現(xiàn)湍流迅速衰退，e為0.1m2·s-2甚至更??；而在SACOL，e沒有象平坦站點那樣急劇減小，受復雜地形誘發(fā)的非平穩(wěn)運動影響，e變化范圍大，湍流間歇性強.

圖9給出LLJ存在與否時的三維風速平均功率譜.在垂直方向上，以小尺度湍流為主，能量主要集中在頻率大于0.1Hz的高頻端；存在LLJ時，譜峰在0.1～0.3Hz之間，跨度很寬，受LLJ的剪切生成和復雜地表的摩擦作用，湍流活動強；不存在LLJ時，多為Ri＞0.25的強穩(wěn)定層結，湍流能量弱.不存在LLJ時，水平風速功率譜在低頻端迅速增大，斜率接近-2，是由復雜地形激發(fā)的地形波等非平穩(wěn)運動過程造成的，同樣的現(xiàn)象在其他站點也有出現(xiàn)，并被一些作者稱為浮力副區(qū)（Cava etal.，2001；H?gstr?m etal.，2002；劉樹華等，2005）；而LLJ發(fā)生時，急流剪切作用居優(yōu)勢地位，非平穩(wěn)運動被壓制，浮力副區(qū)消失.對于頻率高于0.01Hz的小尺度湍流，LLJ存在時湍流能量顯著高于LLJ不存在的情形，反映了LLJ產生的垂直方向上的風速剪切對小尺度湍流的生成作用.

圖9 EC觀測的三維風速平均功率譜（a）u譜；（b）v譜；（c）w譜.u、v和w分別表示平均氣流方向、橫風方向和垂直方向的風速分量；圖中黑色和灰色線條分別表示LLJ存在與否的情形.Fig.9 The average of power spectra for（a）u，（b）vand（c）w u，vand wrepresent velocity component in mean flow direction，cross wind direction and vertical direction，respectively；black curves indicate the situation with presence of LLJ，while gray curves indicate that with no LLJ.

圖10 12月4、9和13日00—06時EC觀測的近地層湍流特征（a）湍動能e；（b）湍動能通量.Fig.10 Turbulent characteristics obtained from EC data during 00∶00—06∶00on December 4，13and 9 The turbulence kinetic energy e and the flux of turbulence kinetic energy，are exhibited in the left and right panel，respectively.

以湍動能e為湍流活動強度指標，分析了12月4日、13日和9日的湍流強度和輸送特征，見圖10.湍流活動強度受到LLJ顯著影響.12月9日沒有LLJ，e維持在0.2m2·s-2左右；在12月4日LLJ相對較強的前3個小時內，湍流活動強烈，e最大為0.55m2·s-2，之后3個小時，隨著LLJ減弱e減??；同樣，在12月13日，自02時起隨著LLJ的發(fā)展，e增大，05—06時盡管LLJ風速減弱，但高度降低，造成近地層切變加強，湍流活動強烈.不存在LLJ或LLJ較弱時，湍動能通量基本為正，湍流在近地層產生向上傳遞，e輸送強度在10-4m3·s-3量級；而在強LLJ條件下，為負，出現(xiàn)“Upside Down”SBL，e輸送強度增大1個量級，在-3×10-3m3·s-3左右，最強達-7.7×10-3m3·s-3，輸送強度受LLJ的最大風速和急流軸高度影響.“Upside Down”SBL中，污染物被向下輸送在近地層積累，造成瞬時濃度的極大值，甚至超過一定閾值嚴重影響人類生產生活.在空氣污染治理方面，應對LLJ及其對近地層湍流活動的影響給予更多關注.

5 總結與討論

利用蘭州大學半干旱氣候與環(huán)境觀測站（SACOL）的湍流觀測資料，結合WRF模擬結果，分析了SACOL代表的黃土高原復雜地形上穩(wěn)定邊界層LLJ對近地層湍流活動的影響.

（1）地形作用引發(fā)的局地環(huán)流對SACOL上方LLJ的形成和維持有重要影響，LLJ多表現(xiàn)為間歇性，持續(xù)時間多為2～3個小時.以2008年12月10日00—06時為例，討論了LLJ對近地層湍流活動的影響.近地層湍流受LLJ強烈影響，存在LLJ時近地層湍流活動加強，e在0.25～0.51m2·s-2之間，以高頻湍渦為主；不存在LLJ時，受重力波等非平穩(wěn)運動的影響，湍流活動表現(xiàn)出顯著的間歇性，e在0.15～0.45m2·s-2之間變化，起伏較大.

（2）存在LLJ時，87.3%的觀測數(shù)據(jù)表現(xiàn)為弱穩(wěn)定情形，Ri＜0.25，湍流活動強；不存在LLJ時，大多是強穩(wěn)定情形，Ri＞0.25，e變化范圍大，湍流間歇性強.LLJ通過增大剪切作用、改變層結穩(wěn)定度影響近地層的湍流活動強度，此時非平穩(wěn)運動受到抑制，湍流平穩(wěn)性較好；沒有LLJ時，地形等因素誘發(fā)的非平穩(wěn)運動處于主要地位，低頻運動成分對湍流能量貢獻顯著.

（3）無LLJ和弱LLJ時，湍流在近地層產生并向上傳遞，e輸送強度為10-4m3·s-3量級；而強LLJ發(fā)生時，湍流在上層產生并向下傳遞，并且輸送強度受LLJ的最大風速和急流軸高度影響，增大一個量級，為-3×10-3m3·s-3左右.LLJ及其導致的“Upside Down”SBL，在空氣污染治理和陸氣交換研究方面應受到重視.

致謝 本文使用了蘭州大學半干旱氣候與環(huán)境觀測站（SACOL）的觀測資料，使用了NCEP／NCAR 1°×1°再分析資料，在此一并深表謝意；感謝甘肅省超級計算中心提供數(shù)值模擬計算平臺.

Andreas E L，Claffy K J，Makshtas A P.2000.Low-level atmospheric jets and inversions over the western Weddell Sea.Bound.-Layer Meteor.，97（3）：459-486.

Baas P，Bosveld F C，Klein Baltink H，etal.2009.A climatology of nocturnal low-level jets at Cabauw.J.Appl.Meteorol.Clim.，48（8）：1627-1642.

Balsley B B，Svensson G，Tjernstr?m M.2007.On the scaledependence of the gradient richardson number in the residual layer.Bound.-Layer Meteor.，127（1）：57-72.

Banta R M，Newsom R K，Lundquist J K，etal.2002.Nocturnal low-level jet characteristics over Kansas during CASES-99.Bound.-Layer Meteor.，105（2）：221-252.

Banta R M，Pichugina Y L，Brewer W A.2006.Turbulent velocityvariance profiles in the stable boundary layer generated by a nocturnal low-level jet.J.Atmos.Sci.，63（11）：2700-2719.

Banta R M，Pichugina Y L，Newsom R K.2003.Relationship between low-level jet properties and turbulence kinetic energy in the nocturnal stable boundary layer.J.Atmos.Sci.，60（20）：2549-2555.

Beyrich F.1994.Sodar observations of the stable boundary layer height in relation to the nocturnal low-level jet.Meteorol.Z.，3（1）：29-34.

Blackadar A K.1957.Boundary layer wind maxima and their significance for the growth of nocturnal inversions.Bull.Amer.Meteor.Soc.，38（5）：283-290.

Burk S D，Thompson W T.1996.The summertime low-level jet and marine boundary layer structure along the California coast.Mon.Wea.Rev.，124（4）：668-686.

Cava D，Giostra U，Tagliazucca M.2001.Spectral maxima in a perturbed stable boundary layer.Bound.-Layer Meteor.，100（3）：421-437.

Chen J B，LüS H，Yu Y.2012.Comparison of heat and matter transfer characteristics in the surface layers of oasis and Gobi.Chinese J.Geophys.（in Chinese），55（6）：1817-1830.

Conangla L，Cuxart J.2006.On the turbulence in the upper part of the low-level jet：An experimental and numerical study.Bound.-Layer Meteor.，118（2）：379-400.

Corsmeier U，Kalthoff N，Kolle O，etal.1997.Ozone concentration jump in the stable nocturnal boundary layer during a LLJ-event.Atmos.Environ.，31（13）：1977-1989.

H?gstr?m U，Hunt J C R，Smedman A-S.2002.Theory and measurements for turbulence spectra and variances in the atmospheric neutral surface layer.Bound.-Layer Meteor.，103（1）：101-124.

Hidy G M.2000.Ozone process insights from field experiments—Part I：overview.Atmos.Environ.，34（12）：2001-2022.

Holton J R.1967.The diurnal boundary layer wind oscillation above sloping terrain 1.Tellus.19（2）：199-205.

Hu X-M，Doughty D C，Sanchez K J，etal.2012.Ozone variability in the atmospheric boundary layer in Maryland and its implications for vertical transport model.Atmos.Environ.，46：354-364.

Hu X-M，Klein P M，Xue M，etal.2013a.Impact of low-level jets on the nocturnal urban heat island intensity in Oklahoma city.J.Appl.Meteorol.Clim.，52（8）：1779-1802

Hu X-M，Klein P M，Xue M，etal.2013b.Impact of the vertical mixing induced by low-level jets on boundary layer ozone concentration.Atmos.Environ.，70：123-130.

Huang J，Zhang W，Zuo J，etal.2008.An overview of the semi-arid climate and environment research observatory over the Loess Plateau.Adv.Atmos.Sci.，25（6）：906-921

Jiang H M，Liu S H，Liu H P.2012.A study on energy budget characteristics over a heterogeneously irrigated cotton field.Chinese J.Geophys.（in Chinese），55（2）：428-440.

Jiang H M，Liu S H，Zhang L，etal.2013.A study of turbulent heat flux corrections and energy balance closure problem on the surface layer in EBEX-2000.Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis（in Chinese），3：015.

Kallistratova M，Kouznetsov R D，Kuznetsov D D，etal.2009.Summertime low-level jet characteristics measured by sodars over rural and urban areas.Meteorol.Z.，18（3）：289-295

Kallistratova M A，Kouznetsov R D.2012.Low-level jets in the Moscow region in summer and winter observed with a sodar network.Bound.-Layer Meteor.，143（1）：159-175

Karipot A，Leclerc M Y，Zhang G.2009.Characteristics of nocturnal low-level jets observed in the north Florida area.Mon.Wea.Rev.，137（8）：2605-2621

Karipot A，Leclerc M Y，Zhang G，etal.2008.Influence of nocturnal low-level jet on turbulence structure and CO2flux measurements over a forest canopy.J.Geophys.Res.，113（D10）：D10102.

Karipot A，Leclerc M Y，Zhang G，etal.2006.Nocturnal CO2exchange over a tall forest canopy associated with intermittent low-level jet activity.Theor.Appl.Climatol.，85（3-4）：243-248.

Li J，Shu W J.2008.Observation and analysis of nocturnal low-level jet characteristics over Beijing in summer.Chinese J.Geophys.（in Chinese），51（2）：360-368.

Liang J N，Zhang L，Bao J，etal.2013a.Turbulence influenced by mesoscale motions in the stable boundary layer over complex terrain of the Loess Plateau.Chinese J.Atmos.Sci.（in Chinese），37（1）：113-123.

Liang J N，Zhang L，Zhang W，etal.2013b.Energy balance analysis over Loess Plateau and the consequences for carbon dioxide flux.Acta Phys.Sin.，62（9）：099203.

Liu H Z，F(xiàn)eng J W，Wang L，etal.2013.Overview of recent studies on atmospheric boundary layer physics at LAPC.Chinese J.Atmos.Sci.（in Chinese），37（2）：467-476.

Liu H，Sang J.2011.Numerical simulation of roll vortices in the convective boundary layer.Adv.Atmos.Sci.，28（3）：477-482.

Liu S H，Li J，Liu H P，etal.2005.Characteristics of turbulence spectra and local isotropy in EBEX-2000.Chinese J.Atmos.Sci.（in Chinese），29（2）：213-224.

Liu S H，Pan Y，Hu F，etal.2009.Numerical simulation of summmer land surface energy budget in desert and oasis regions.Chinese J.Geophys.（in Chinese），52（5）：1197-1207.

Lundquist J K.2003.Intermittent and elliptical inertial oscillations in the atmospheric boundary layer.J.Atmos.Sci.，60（21）：2661-2673.

Luo T，Yuan R M，Wu X Q，etal.2008.Turbulent characteristics of atmospheric boundary layer under complex underlying using discrete orthogonal wavelet transform.Plateau Meteorology（in Chinese），27（6）：1195-1204.

Mahrt L，Vickers D.2002.Contrasting vertical structures of nocturnal boundary layers.Bound.-Layer Meteor.，105（2）：351-363.

Mathieu N，Strachan I B，Leclerc M Y，etal.2005.Role of low-level jets and boundary-layer properties on the NBL budget technique.Agric.For.Meteorol.，135（1-4）：35-43.

Ohya Y，Nakamura R，Uchida T.2008.Intermittent bursting of turbulence in a stable boundary layer with low-level jet.Bound.-Layer Meteor.，126（3）：349-363.

Parish T R.2000.Forcing of the summertime low-level jetalong the California coast.J.Appl.Meteorol.，39（12）：2421-2433.

Poulos G S，Blumen W，F(xiàn)ritts D C，etal.2002.CASES-99：A comprehensive investigation of the stable nocturnal boundary layer.Bull.Am.Meteorol.Soc.，83（4）：555-581.

Reitebuch O，Strassburger A，Emeis S，etal.2000.Nocturnal secondary ozone concentration maxima analysed by sodar observations and surface measurements.Atmos.Environ.，34（25）：4315-4329.

Rider L J，Armendariz M.1971.Nocturnal maximum winds in the planetary boundary layer at White Sands Missile Range，New Mexico.J.Appl.Meteorol.，10：1154-1161.

Salmond J A，McKendry I G.2002.Secondary ozone maxima in a very stable nocturnal boundary layer：observations from the Lower Fraser Valley，BC.Atmos.Environ.，36（38）：5771-5782.

Song J，Liao K，Coulter R L，etal.2005.Climatology of the lowlevel jet at the southern Great Plains atmospheric boundary layer experiments site.J.Appl.Meteorol.，44（10）：1593-1606.Stutz J，Alicke B，Ackermann R，etal.2004.Vertical profiles of NO3，N2O5，O3，and NOxin the nocturnal boundary layer：1.Observations during the Texas Air Quality Study 2000.J.Geophys.Res.，109（D12）：D12306.

Sun J，Burns S P，Lenschow D H，etal.2002.Intermittent turbulence associated with a density current passage in the stable boundary layer.Bound.-Layer Meteor.，105（2）：199-219

Talbot R，Mao H，Sive B.2005.Diurnal characteristics of surface level O3and other important trace gases in New England.J.Geophys.Res.，110（D9）：D09307.

Tjernstr?m M，Balsley B B，Svensson G，etal.2009.The effects of critical layers on residual layer turbulence.J.Atmos.Sci.，66（2）：468-480.

Wang J，Zhang L，Wang T J，etal.2012.Comparative analysis of mountain-valley wind circulation characteristics over semi-arid areas nearby Lanzhou.Journal of Arid Meteorology（in Chinese），30（2）：169-177.

Wang T J，Zhang L，Hu X J，etal.2013.Numerical simulation of summer boundary layer structure over undulating topography of Loess Plateau simulated by WRF model.Plateau Meteorology（in Chinese），32（5）：1261-1271.

Zhang D L，Zhang S，Weaver S J.2006.Low-level jets over the mid-Atlantic states：Warm-season climatology and a case study.J.Appl.Meteorol.Clim.，45（1）：194-209.

Zhang L，Zhang L，Wang Y，etal.2012.Simulation of daily variations about surface meteorological factor in Loess Plateau hilly region in winter based on different PBL schemes of WRF.Journal of Arid Meteorology（in Chinese），30（2）：158-168.

Zhang Q，Li H，Zhao J.2011.Modification of the land surface energy balance relationship by introducing vertical sensible heat advection and soil heat storage over the Loess Plateau.Sci.China Earth Sci.，55（4）：580-589.

Zhao S H，Zhang L，Wang Z，etal.2012.Boundary layer height estimate insummer over the Lanzhou suburb in the Yuzhong area using lidar measurement and numerical model.Climatic and Environmental Research（in Chinese），17（5）：523-531.

Zuo J Q，Wang J M，Huang J P，etal.2010.Estimation of ground heat flux for a simi-area grassland and its impact on the surface energy budget.Plateau Meteorology（in Chinese），29（4）：840-848.

附中文參考文獻

陳晉北，呂世華，余曄.2012.綠洲和戈壁近地面層熱量和物質輸送特征對比.地球物理學報，55（6）：1817-1830.

姜海梅，劉樹華，劉和平.2012.非均勻灌溉棉田能量平衡特征研究.地球物理學報，55（2）：428-440.

姜海梅，劉樹華，張磊，等.2013.EBEX-2000湍流熱通量訂正和地表能量平衡閉合問題研究.北京大學學報 （自然科學版），3：015.

李炬，舒文軍.2008.北京夏季夜間低空急流特征觀測分析.地球物理學報，51（2）：360-368.

梁捷寧，張鐳，鮑婧等.2013a.黃土高原復雜地形受中尺度運動影響的穩(wěn)定邊界層湍流特征.大氣科學，37（1）：113-123.

梁捷寧，張鐳，張武等.2013b.黃土高原半干旱區(qū)地表能量不閉合及其對二氧化碳通量的影響.物理學報，62（9）：099-203.

劉輝志，馮健武，王雷等.2013.大氣邊界層物理研究進展.大氣科學，37（2）：467-476.

劉樹華，李潔，劉和平等.2005.在EBEX-2000實驗資料中湍流譜和局地各向同性特征.大氣科學，29（2）：213-224.

劉樹華，潘英，胡非等.2009.沙漠綠洲地區(qū)夏季地表能量收支的數(shù)值模擬.地球物理學報，52（5）：1197-1207.

羅濤，袁仁民，吳曉慶等.2008.正交小波變換研究復雜下墊面邊界層的湍流特征.高原氣象，27（6）：1195-1204.

王瑾，張鐳，王騰蛟等.2012.蘭州附近山谷典型日環(huán)流特征對比分析.干旱氣象，30（2）：169-177.

王騰蛟，張鐳，胡向軍等.2013.WRF模式對黃土高原丘陵地形條件下夏季邊界層結構的數(shù)值模擬.高原氣象，32（5）：1261-1271.

張龍，張鐳，王穎等.2012.基于WRF不同邊界層方案的黃土高原丘陵冬季地面氣象要素日變化模擬分析.干旱氣象，30（2）：158-168.

趙世強，張鐳，王治廳等.2012.利用激光雷達結合數(shù)值模式估算蘭州遠郊榆中地區(qū)夏季邊界層高度.氣候與環(huán)境研究，17（5）：523-531.

左金清，王介民，黃建平等.2010.半干旱草地地表土壤熱通量的計算及其對能量平衡的影響.高原氣象，29（4）：840-848.