鄱阳湖地区复杂地表条件下一次强降水过程的近地面边界层特征

傅敏宁，郑有飞，邓玮，刘熙明

(1.南京信息工程大学，江苏南京210044;2.江西省气象科学研究所，江西 南昌330046;3.萍乡市气象局，江西萍乡337000)

0 引言

暴雨是对社会经济和人民生命财产安全有重大影响的灾害性天气。受全球变化影响，近年来，暴雨过程呈现强度大、局地性强、持续时间短的特点。研究表明:大的湖体对区域水分和能量循环有显著影响，进而影响气温、蒸发、降水等区域气候(Liu and Stewart，2003;Mackay et al.，2003;Long et al.，2007)。并且，由于水陆地表性质的不均匀性，会导致地表的热力差异，影响感热和潜热通量的分布，对积云和降水的形成(Clark and Arritt，1995)以及边界层的温、湿场结构(Schwartz and Karl，1990;王俊勤等，1994)有显著影响，并可能导致非典型中尺度环流的形成(Segal and Arritt，1992)，影响降水量和降水的分布(吕世华和陈玉春，1995)。Grover and Sousounis(2002)通过统计过去60 a的降水天气过程，总结了在不同天气背景下五大湖对降水的影响。湖体主要通过热量输送和水汽交换对降水产生影响，而湖体的作用因季节而不同，Laird and Kristovich(2002)对Huron湖的通量观测得到:4—7月湖面热通量主要为负值，8—11月热通量为正值，通量极值与海平面气压变化有关。暖季向冷季转变时，湖体作为暖区，湖、陆温差变大，对局地降水作用凸显，Miner and Fritsch(1997)认为Erie湖对其下风方降水的影响是从夏末开始的。Wilson(1977)结合雷达和卫星资料分析得到，在暖季，较低温度的湖体可抑制午后对流发展;而在冷季，当850 hPa温度低于湖面7℃时可增加降水。Laird et al.(2009)研究了冬季纽约Finger湖对降水的影响，结果表明:在冬季，湖体对降水有增强作用，可促进中尺度雨带发展，其作用与湖体大小有关。Angel and Isard(1998)对横穿五大湖区的气旋及其与区域温度、降水的关系进行分析得到，20世纪该地区冷季的强气旋数量是明显增加的，气旋发生的频率与区域温度呈负相关关系，并直接影响区域降水。

湖、陆的温度差异还可影响局地风场，对降水产生作用。Nicosia et al.(1999)对一次在湖体作用下加强的致洪暴雨过程进行研究，结果表明:湖、陆巨大的温差可以促进低层辐合，加强对流雨带的发展，且低层的无切变层有利于湖面水汽输送。Laird and Kristovich(2001)对Michigan湖的湖陆风观测资料进行分析，认为湖气温差为湖陆风环流提供了局地强迫因素，70%湖陆风发生时最大湖气温差在12℃以内，海平面气压与风场的变化相关。King et al.(2003)分析卫星资料认为，Ontario湖的湖陆风辐合云带与风向有关，风场对降水也有作用。

我国学者也对水陆非均匀边界层物理过程展开过观测试验。胡非等(2006)在白洋淀地区的秋季综合观测得到，水域上近地面层以下沉气流为主，夜间存在水汽向下输送的逆湿现象。刘熙明等(2008)发现，夏末季节白洋淀地区潜热通量比感热通量大，净辐射主要消耗于地表的水汽蒸发。

鄱阳湖是我国最大的淡水湖(平均水域面积为3 900 km2)，位于江西省北部长江中下游分界处的南岸，其周边地表特征非常复杂，西北和东北部分别为平均海拔800 m的幕阜山和怀玉山。鄱阳湖地区也是气象灾害多发地区，常有局地性强降水发生。分析该地区复杂地表条件下强降水天气过程的大气边界层特征有利于提升我们对典型天气过程的预报能力。

本文使用鄱阳湖北部70 m气象观测塔的风温湿梯度(采样频率1次/(10 min))和20 Hz的湍流观测数据，以及江西省中尺度自动气象站观测网逐小时降水数据，分析2011年6月6日夜间江西北部地区一次强降水过程的边界层气象要素和相关湍流特征量的演变以及对强降水的影响，以期为预报服务提供参考。气象观测塔位于江西省北部的九江市永修县境内吉山岛(海拔高度为107 m，经纬度为116.071 5°E、29.230 6°N)，距永修县国家气象站26 km。吉山岛呈东西走向(东西长约12 km，南北宽2～3 km)，位于鄱阳湖主湖体北部。风速仪安装于10 m、30 m、50 m、70 m 高度，风向仪安装于10 m、50 m、70 m，相对湿度观测安装在10 m和70 m高度，温度观测安装在10 m、30 m、50 m、70 m，湍流观测安装在70 m高度，湍流观测要素包括三维风速(u，v，w)、超声虚温、水汽和 CO2。

1 天气过程

2011年6月5 日08:00(北京时间，下同)，中低层西南急流开始影响江西省中北部地区，20:00，500 hPa上四川地区有高空低槽缓慢东移(图略)，赣北位于江淮切变线南面。受高空槽和中低层西南急流共同作用，5日08:00—6日08:00，江西北部普降大到暴雨(图1，塔的位置为图中红圆点)。强降水中心位于江西西北部，雨带呈东西走向。永修县国家气象站(115.81°E，29.05°N)24 h 降水为93 mm，强降水主要发生在5日夜间至6日早晨。

图1 2011年6月5日08:00—6日08:00江西省雨量分布(单位:mm)Fig.1 Distribution of precipitation in Jiangxi Province during 5—6 June 2011(units:mm)

永修县国家气象站6日00:00—08:00降水量为91.9 mm。图2为6月5日18:00—6日12:00永修站逐时雨量的时间序列。可知，此次暴雨过程持续时间较短，降水强度大;强降水主要集中在6日02:00—07:00，达84.4 mm，其中04:00—05:00降水强度最大，为21.8 mm/h，07:00后降水逐渐结束。

图2 2011年6月5日18:00—6日12:00永修站降水量的逐时变化(单位:mm)Fig.2 Temporal variation of hourly rainfall at Yongxiu station during 18:00 BST 5—12:00 BST 6 June 2011(units:mm)

2 近地面边界层特征

根据图3a所示，在强降水发生过程中，四个高度的温度变化趋势比较接近，5日18:00后温度持续递减，但从00:00降水开始至07:00降水结束的过程中，温度递减趋势较之前减缓。另外可以看到，6日00:00—06:00，四层温度存在1个约3 h的波动，且与风速的变化周期相近(图3c)，表明该地区复杂地表存在中尺度运动。日出后，地面辐射使大气迅速增温。

近地面层风主要受地面气压场影响。从图3b可以看到，三个高度风向无明显切变，有利湖面的水汽输送。5日20:00之前，受东北风影响，整个近地面层风速较小，基本维持为1.6 m/s(图3c);5日20:00—6日02:00暴雨发生前，随着沿海地区高压移出，风向逐渐由东北风转为东南风(其中，22:00左右为东北风)，同时30～70 m的风速加大(图3c)，表明暴雨发生前近地面边界层中赣北受来自南部湖体的暖平流影响，有助于湖面向陆地输送暖湿气流，对降水产生影响。

强降水发展时，03:00风向由东南风转为东北风，随着高空短波槽东移，02:00—05:00，赣北地区位于地面高压东侧的东北气流中，地面辐合加强，整个近地面层风速增加至3 m/s，其中04:00—05:00，降水强度达到最大。05:00后，地面高压移过，近地面逐渐转为高压后部的西北气流，风向由东北风转为西北风，风速自上而下增加，70 m风速可达5.6 m/s，强降水过程结束。

图3 2011年6月5日18:00—6日12:00各高度上温度(a)、风向(b)、风速(c)和温度梯度(d)的时间演变Fig.3 Temporal variations of(a)temperature，(b)wind direction，(c)wind speed and(d)temperature gradient at different heights from 18:00 BST 5 to 12:00 BST 6 June 2011

图3d为使用10 m、30 m、50 m和70 m四层观测的半小时平均气温计算的20 m、40 m、60 m的气温梯度:

其中:下标 i=1，2，3 为观测层;Ti、hi分别是第 i层的温度和观测高度;(ΔT/Δh)i的单位为℃/(100 m)。根据图3a，5日18:00—6日00:00(降水发生前)，受暖气流影响，低层温度递减较高层慢。因为低层温度较中、高层高，使大气趋于不稳定层结。由前可知，00:00存在温度波动(图3a)，20 m处有“热泡”发展(图3d)，温度梯度较大，大气不稳定度增加，并向上发展，其时降水开始;低层的不稳定“热泡”与降水强度随时间的变化趋势基本一致，先向上发展再逐渐减弱，表明低层有不稳定能量上传。00:00—06:00的强降水过程中，50 m中层温度梯度增加(图3d)，不稳定度减弱，中层的温度梯度随高度的变化趋势与低层相反，随着雨强增加向中性发展，可能是向上辐合抬升与降水粒子拖曳力相互作用的结果。07:00降水结束，50 m中层温度梯度增加趋于零值，近地面层向稳定层结发展。

图4a为70 m高度气压以及10 m与70 m高度之间相对湿度差随时间的变化。其中，70 m高度气压是利用该高度的相对湿度，由湿空气状态方程计算得到。从图4可以看到，70 m湿度始终稍高于10 m，5日18:00—6日02:00，受偏南暖平流作用时，两层高度的湿度都增加(图4b)且低层10 m的风向更偏南(图3b)，湖面水汽的输送使得低层湿度增加迅速，两层的湿度差异逐渐减小(图4a)。从图4还可以看到，6日01:30左右，70 m高度气压急剧上升，且一直维持到07:30，表明该时段近地面有冷空气侵入，受此影响，强降水开始。同时，降水消耗水汽，使得近地面层中湿度维持稳定;07:30后，70 m高度的气压开始下降，表明自此近地面高压移出，湿度迅速减弱，降水逐渐停止。日出后，蒸发加剧，10 m相对湿度降至80%以下。

图4 2011年6月5日18:00—6日12:00 70 m与10 m相对湿度的差值、70 m气压随时间的变化(a)，以及10 m和70 m相对湿度的时间演变Fig.4 Temporal variations of humidity and pressure from 18:00 BST 5 to 12:00 BST 6 June 2011 a.difference of relative humidity between 70 m and 10 m and the pressure at 70 m;b.relative humidity at 10 m and 70 m

由上可知，强降水发生前受来自湖面的偏南暖湿平流作用，近地面层出现水汽累积，同时不稳定层结发展。随着地面弱冷空气的入侵，降水加强，近地面有不稳定扰动，并向上发展;随着雨强的加剧，中层由不稳定趋于中性层结。降水结束后，近地面转为西北风控制，湿度锐减。

3 近地面边界层的湍流特征

使用涡动相关法计算得到感热通量和潜热通量随时间的变化(图 5)。可见，5日 18:00—6日02:00，近地面感热通量较小。强降水发生时(6日02:00)，感热通量迅速增加至206 W·m－2，此时低层有不稳定层结发展(图3d)，03:00—04:00，感热通量迅速增加至最大值306 W·m－2，低层感热上传明显，表明近地面抬升力加强，强降水发展。04:00—05:00，降水强度最大为21.8 mm/h(图2)，受强降水影响，感热通量趋于小值，近地面层趋于中性(图3d)。雨强减弱后，感热通量继续上传并维持在200 W·m－2。07:00，强降水结束后感热通量减弱为负值，此时环境风转西北风，近地面层结趋于稳定，感热通量向下传输，绝对值不断增加，最小为－149 W·m－2;09:00—12:00感热通量的峰值主要为日变化特征。

图5 2011年6月5日18:00时—6日12:00时70 m感热通量(a)和潜热通量(b)随时间的变化Fig.5 Temporal variations of(a)sensible heat flux and(b)latent heat flux at 70 m from 18:00 BST 5 to 12:00 BST 6 June 2011

5日18:00 后，随着东南气流的发展，近地面层趋于不稳定，潜热通量出现一定上传(图5b)，使得两层湿度差不断减少(图4a)。6日02:00起，地面高压过境，潜热通量迅速增加至15 W·m－2，表明强降水发生前，边界层有水汽累积并有潜热通量上传，为降水提供水汽条件。伴随降水的加剧，6日04:00—05:00，潜热通量与感热通量一样趋于小值;随着雨强增加，潜热通量再度增加至19 W·m－2。在整个强降水过程中，低层辐合上升作用使得水汽向上传输，保证了强降水的发展。降水结束后，潜热通量逐渐减小并趋于零值。09:00起，潜热通量日变化趋势与感热通量基本一致。

湍流动量通量的演变如图6所示。强降水发生前，垂直方向的动量通量u'w'输送接近于零值，6日02:00降水发生时，由于液态水的拖曳作用，u'w'迅速下降并接近－1.5 m2·s－2，近地面层有u'w'向下输送(图6a);随着降水的进一步发展，低层辐合抬升运动增大，同时环境风速加强，u'w'开始增加并向0值逼近，绝对值不断减小但仍维持负值;04:00—06:00，降水剧烈，同时风向由南风转为东北风，u'w'迅速减小至－2.5 m2·s－2，降水集中期有强烈的向下动量输送。

水平动量输送u'v'的变化趋势与u'w'相反(图6b)，6日02:00起，u'v'迅速增加，在暴雨过程中(6日 04:00—05:00)u'v'迅速增加至 5.6 m2·s－2。说明在强降水过程中，由东南风转为东北风时，水平方向的动量输送十分剧烈，鄱阳湖为暴雨的发生输送了大量水汽;当风向转为西北风时，降水结束，水平动量输送也相应削弱。

比较强降水过程中湍流动能和平均动能的变化(图7)可知:在强降水过程中，湍流动能不断增加，最大可达18 m2·s－2;平均动能的变化趋势与平均风速一致(图3c)，降水结束后风速增大，平均动能出现最大值14.5 m2·s－2，说明鄱阳湖的复杂地表对湍流场作用明显。降水剧烈时，近地面层有强烈的湍流能量传输，湍流场比平均风场动力变化更剧烈，为降水提供动力条件。

4 近地面边界层的中尺度通量特征

由上述温度和风场分析可知，该地区存在低频中尺度运动。利用6月5日18:00—6日12:00超声风速仪资料，计算u、v、w、T的谱分布(图8)。可以看到，惯性子区基本位于频率大于0.01 s－1的高频段上。图中两个峰值对应频率f为0.000 25 s－1、0.02 s－1，反映了中尺度和湍流运动。中尺度运动对应的时间尺度为1.1 h，空间尺度约为20 km。其中w谱能的值较u、v、T小，在此次强降水过程中，由于湖、陆分布复杂，水平方向上运动较垂直方向运动剧烈。

图6 2011年6月5日18:00—6日12:00湍流动量的时间演变(单位:m2·s－2) a.垂直方向的湍流动量通量;b.水平方向的湍流动量通量Fig.6 Temporal variations of turbulent momentum fluxes from 18:00 BST 5 to 12:00 BST 6 June 2011(units:m2·s－2) a.vertical turbulent momentum flux;b.horizontal turbulent momentum flux

图7 2011年6月5日18:00—6日12:00湍流动能(a)和平均动能(b)随时间的变化Fig.7 Temporal variations of(a)turbulent kinetic energy and(b)mean kinetic energy at 70 m from 18:00 BST 5 to 12:00 BST 6 June 2011

图8 2011年6月5日18:00—6日12:00期间 u、v、w、T的谱分布(直线斜率为－2/3)Fig.8 Spectral distributions of u，v，w and T from 18:00 BST 5 to 12:00 BST 6 June(the slope of straight line is－2/3)

根据谱分布可知，在强降水中存在中尺度过程，观测地区附近水、陆差异巨大可能是由于下垫面突变，激发了中、小尺度环流(陈陟等，2000)。使用时间尺度将中尺度、湍流运动进行分离，将时间尺度小于5 min的运动看做湍流运动，5 min至3 h的运动视为中尺度运动(刘熙明等，2010)。使用尺度分离方法，对强降水过程的中尺度和湍流运动的动量通量进行计算。

图9为半小时平均的中尺度和湍流运动的动量通量结果。可以看到，降水前(图9a)比降水期间(图9b)的动量通量小两个数量级。在降水前，中尺度动量通量始终大于湍流动量通量;风向对中尺度动量通量有影响，入夜后中尺度动量通量向下增加，其中，5日21:30—23:00，风场转为偏南气流，在暖湿平流作用下，自湖面传送的动量使近地面边界层大气不稳定度增加，中尺度动量通量逐渐由向下传转为向上输送，且强度不断增加。6日00:00起降水开始，动量通量转为下传，同时湍流动量通量增加迅速并大于中尺度动量通量。强降水发展期间(图9b)，向下的湍流动量通量远大于中尺度动量通量。06:00降水结束后，近地面层中尺度动量通量和湍流动量通量迅速减少。

5 讨论与结论

鄱阳湖作为我国最大的淡水湖，由于该地区复杂的地形和水陆地表性质不均匀性，对大气中低层的温湿结构和边界层物理过程有显著影响，进而影响经过鄱阳湖的中小尺度对流天气系统的发生、发展和消亡，致使严重灾害时有发生。在实际业务当中预报难度也比较大。虽然在国外早就开展了有关湖泊对局地天气气候的影响研究，例如北美洲的五大湖及大盐湖的湖效应降水(lake-effect precipitation)。但由于东亚大陆与欧美的环境条件很不相同，这里西靠世界最高的高原，东临最大的海洋，加之特有的冬季风和夏季风的影响，冷暖空气交绥频繁，对长江流域，尤其是鄱阳湖地区的天气气候有很大的影响。国外已有的关于湖泊对局地天气的影响研究结果，难于直接借鉴。

由于缺乏必需的观测资料和技术方法，国内关于水体对天气的影响研究主要集中在洋面的影响方面，湖泊对区域天气的影响研究工作开展甚少。本文应用鄱阳湖北部的70 m气象塔湍流和梯度观测数据，分析了2011年6月6日夜间一次强降水过程中近地面边界层特征，得到以下结论:

图9 2011年6月5日18:00—6日09:00期间中尺度动量通量和湍流动量通量的时间序列Fig.9 Temporal variations of mesoscale momentum flux and turbulent momentum flux from 18:00 BST 5 to 09:00 BST 6 June 2011

1)此次过程是在高空低槽和西南急流的天气背景下，受鄱阳湖地区复杂地表影响产生的局地性强降水;降水发生前受东南暖平流影响，近地面层中鄱阳湖为强降水提供水汽，且不稳定性发展。

2)强降水过程中感热和潜热通量向上输送，降水发生时垂直方向的湍流动量下传和水平方向的湍流动量输送加大，降水强度最大时，近地面层趋于中性层结，感热和潜热通量减弱。

3)强降水发展时近地面层湍流动能增加，地表作用明显，湍流场为暴雨提供动力影响。

4)降水发生前受偏南气流影响时，中尺度动量通量占主要地位;近地面层中尺度动量通量逐渐转为向上传输;降水过程中，湍流动量通量显著加强。

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