大理蒼山—洱海局地環(huán)流的數(shù)值模擬

許魯君1, 2 劉輝志1 曹杰2

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大理蒼山—洱海局地環(huán)流的數(shù)值模擬

許魯君劉輝志曹杰

1中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣邊界層物理和大氣化學(xué)國家重點(diǎn)實驗室，北京100029;2云南大學(xué)大氣科學(xué)系，昆明650091

利用耦合了湖泊模型的WRF_CLM模式模擬了秋季大理蒼山—洱海地區(qū)的局地環(huán)流特征。結(jié)果表明：模式對近地面溫度、風(fēng)向、風(fēng)速的模擬與觀測基本一致，模擬結(jié)果能較好地再現(xiàn)該地區(qū)山谷風(fēng)和湖陸風(fēng)相互作用的局地環(huán)流特征。在秋季，大理蒼山的谷風(fēng)起止時間為08:00～17:00（北京時，下同），湖風(fēng)起止時間為09:00～19:00。局地環(huán)流受高山地形及洱海湖面影響明顯，山谷風(fēng)形成早于湖陸風(fēng)1 h，夜間山風(fēng)、陸風(fēng)強(qiáng)盛于白天谷風(fēng)、湖風(fēng)。白天蒼山谷風(fēng)與洱海湖風(fēng)的疊加作用會驅(qū)動谷風(fēng)到達(dá)2600 m的高度，而傍晚最先形成的蒼山山風(fēng)則會減弱洱海的湖風(fēng)環(huán)流。夜間盆地南部在兩側(cè)山風(fēng)、陸風(fēng)的共同作用下，形成穩(wěn)定而持續(xù)的氣旋式環(huán)流。日出以后，對流邊界層迅速發(fā)展，邊界層高度逐漸增高。陸地17:00溫度達(dá)到最高，邊界層高度也達(dá)到峰值2000 m，之后逐漸降低。日落后形成穩(wěn)定邊界層，邊界層高度在夜間基本保持在100 m。相對于陸地，湖面白天邊界層高度低300 m，夜間邊界層高度高100 m。

WRF_CLM模式 湖陸風(fēng) 山谷風(fēng) 局地環(huán)流

1 引言

大氣的動力和熱力作用主要是通過下墊面與大氣相互作用，并以湍流方式進(jìn)行物質(zhì)和能量交換而實現(xiàn)的（Stull，1988；Arya，2001）。復(fù)雜地形和下墊面的動力作用及加熱不均勻性會使流場發(fā)生形變，產(chǎn)生氣流的輻合與輻散，增強(qiáng)氣流的切變，引起局地環(huán)流（盛裴軒等，2005）。高原湖泊湖區(qū)地形復(fù)雜多樣，湖陸環(huán)流與山谷環(huán)流同時出現(xiàn)、相互作用，形成獨(dú)特的局地環(huán)流。局地的下墊面特征影響著陸氣之間感熱、潛熱、水分及動量的交換，而大氣過程（包括中尺度環(huán)流以及云和降水系統(tǒng)的形成過程）在很大程度上依賴于地表的水汽和熱量通量（徐祥德，2002）。

近幾十年來，對局地環(huán)流的研究廣泛開展并取得一定成果。Jeffreys（1922）最先提出海陸風(fēng)的理論，認(rèn)為海陸溫差引起的氣壓梯度力與摩擦力的平衡產(chǎn)生的摩擦風(fēng)即是海陸風(fēng)。Whiteman（1990）和Schmidli et al.（2011）對由熱力驅(qū)動的山谷風(fēng)系統(tǒng)做了理論解釋。Biggs and Graves（1962）利用量綱分析和相似原理定義了湖陸風(fēng)指數(shù)。局地環(huán)流的早期研究是以觀測作為主要方法。Fisher（1960）首先用船舶和飛機(jī)對包括海洋和陸地的海陸風(fēng)系進(jìn)行觀測，Davidson and Rao（1963）從觀測得到山谷風(fēng)的演變特征，King et al.（2003）用衛(wèi)星觀測資料得到湖風(fēng)能增強(qiáng)低層大氣的水汽輻合和風(fēng)切變，而這兩者都是激發(fā)極端對流天氣發(fā)生的重要條件。然而局地環(huán)流的形成與演變不僅受到熱力因素的影響，還與地形、環(huán)境風(fēng)場等動力因素及下墊面植被有關(guān)（Arritt and Pielke，1986；Gross，1987；Barr and Orgill，1989；Clements et al.，1989；Doran，1991）。

局地環(huán)流的數(shù)值模擬起源于海陸風(fēng)，Estoque et al.（1961，1962，1976）建立了海陸風(fēng)的數(shù)值模式，為后來海陸風(fēng)的數(shù)值研究奠定了基礎(chǔ)，并探究了山地地形對湖陸風(fēng)的影響；Thyer（1966）和Segal et al.（1983）對深峽谷里的湖泊進(jìn)行了數(shù)值模擬。隨后國內(nèi)也開展了這方面的工作，張雷鳴（1994）進(jìn)行了滇池區(qū)域性環(huán)流的模擬；呂雅瓊等（2007，2008）又用MM5模式對青海湖、納木錯湖的局地環(huán)流進(jìn)行模擬。另外，很多研究驗證了WRF（Weather Research and Forecasting Model）模擬結(jié)果的可靠性。Carvalho et al.（2012）的研究表明WRF模式能較好地模擬海陸風(fēng)環(huán)流發(fā)生發(fā)展的完整過程。Catalano and Moeng（2010）還用WRF對山谷中上坡流進(jìn)行大渦模擬，發(fā)現(xiàn)WRF可以再現(xiàn)山谷中復(fù)雜的湍流結(jié)構(gòu)特征。

在云貴高原，湖泊常常處于山谷的盆地，形成湖陸風(fēng)與山谷風(fēng)疊加的局地環(huán)流，但目前對此研究并不太多。湖泊下墊面與陸地相比，具有反照率高、熱容量大、粗糙度小、熱導(dǎo)率低等獨(dú)特的物理特性，導(dǎo)致湖泊與大氣之間的動量、熱量、水汽交換與其他陸地下墊面存在明顯的差異（Bates et al.，1993；Goyette et al.，2000；Liu and Moore，2004；Laird et al.，2009）。受地域、季節(jié)、湖水成分等因素影響，不同湖泊對邊界層熱力和水汽傳輸?shù)挠绊懡厝徊煌?，湖泊效?yīng)表現(xiàn)復(fù)雜多樣。低緯度地區(qū)湖泊常年呈現(xiàn)出增大潛熱輸送、減小感熱輸送的效果（Dutra et al.，2010）。中高緯地區(qū)湖泊夏季表現(xiàn)為降溫效應(yīng)，減弱低層大氣的不穩(wěn)定能量，減少對流性天氣過程的發(fā)生（Estoque，1981；Sills et al.，2011）；秋、冬季湖水翻轉(zhuǎn)和凍結(jié)過程則對邊界層起到加熱和增濕的作用，增加湖區(qū)低層大氣的不穩(wěn)定性，引發(fā)湖泊效應(yīng)降水（Maglaras et al.，1995；Ballentine et al.，1998；Steiger et al.，2009）。湖溫及湖泊鹽度、養(yǎng)分還會影響浮游生物的生長，引起周圍生態(tài)環(huán)境的變化（Adrian et al., 2009）。

當(dāng)前的數(shù)值預(yù)報模式，無論是區(qū)域氣候模式還是全球氣候模式，對湖泊的處理都過于簡單。目前被廣泛采用的新一代中尺度天氣預(yù)報模式WRF采用簡單的插值方法得到湖泊表面溫度和湖泊冰，再通過近地層方案計算動量通量和水汽通量等（Skamarock et al.，2008）。最新版本的WRF3.5耦合進(jìn)CLM（Community Land Model）有了專門的湖泊模型，但湖深設(shè)定50 m定值。把湖模式耦合到數(shù)值模式中是耦合數(shù)值模式發(fā)展的前沿問題之一。單純的湖泊模式主要有混合層模型和熱力傳輸模型。前者假定湖面到湖底或某一深度為一個完全混合、均勻分布的整體，如Flake（Mironov，2008）；后者在垂直方向上將水體分層，通過有限差分法求解一維熱擴(kuò)散方程（任曉倩等，2013），如Hosteler（Hostetler and Bartlein，1990）模式。另外還有復(fù)雜的湍流模型（Goudsmit et al., 2002）和三維動力湖泊模型（Long et al., 2007），考慮到湖泊模式的復(fù)雜性及計算機(jī)的運(yùn)算能力，目前耦合進(jìn)數(shù)值模式的一般是一維湖泊模型，例如Hosteler湖模式被耦合到陸面模式CLM（Oleson et al., 2004）和中尺度天氣預(yù)報模式WRF中。

大理洱海盆地位于青藏高原的東南邊緣地區(qū)，云貴高原與橫斷山脈南端結(jié)合部，地勢西高東低，海拔高度差異懸殊。盆地從西北到東南呈現(xiàn)一個不規(guī)則的狹長帶，四面環(huán)山，是典型的山谷盆地。位于盆地中的洱海，是全國七大淡水湖泊之一，云南省的第二大高原湖泊。湖面南北長約42.6 km，東西最大寬度9 km，面積約256.7 km，平均湖深10 m，最大湖深20.7 m。洱海東臨玉案山，西及點(diǎn)蒼山，處于南北走向的峽谷之中。這樣一個平均海拔2000 m左右，東部為洱海斷陷盆地，西部是西高東低的狹長緩坡的山谷盆地中的大氣邊界層呈現(xiàn)出特殊的特征，在洱海盆地上空激發(fā)出湖陸風(fēng)、山谷風(fēng)，在兩者疊加效應(yīng)的驅(qū)動下，形成典型的局地環(huán)流。本文利用耦合一維湖泊模型Hosteler的WRF_CLM模式對高原湖泊洱海的局地環(huán)流進(jìn)行模擬，分析洱海湖濱局地環(huán)流特征，并探討大氣邊界層結(jié)構(gòu)特征。本研究可以加深對高原東南邊緣地區(qū)局地環(huán)流及大氣邊界層過程的認(rèn)識。

2 資料和方法

2.1 模式介紹

本文采用耦合湖泊模型的WRF_CLM模式對局地環(huán)流進(jìn)行模擬。WRF是以美國國家大氣研究中心（NCAR）、美國環(huán)境監(jiān)測中心（NCEP）等科研機(jī)構(gòu)為中心開發(fā)的新一代中尺度天氣預(yù)報模式和同化系統(tǒng)，各模式應(yīng)用行業(yè)可以便攜的將各自的預(yù)測模式耦合銜接于該模式。它在MM5模式的基礎(chǔ)上進(jìn)行了改進(jìn)，是一個完全可壓縮的非靜力模式，水平網(wǎng)格采用Arakawa C格點(diǎn)，時間積分采用四階Runge-Kutta時間積分方案，小步長水平顯式，垂直方向隱式（Skamarock et al.，2008）。

本文所采用的湖泊模式是在Hosteler一維熱擴(kuò)散湖泊模型基礎(chǔ)上發(fā)展而來的（Henderson-sellers，1985；Dai et al., 2003；Hostetler and Bartlein，1990），包含在CLM陸面參數(shù)化方案里，由Subin et al.（2011）耦合到WRF中。模式假設(shè)湖泊各深度的截面積相等、湖水水平均一，湖深可調(diào)節(jié)，適合于淺湖的模擬（Martynov et al.，2010）。最頂層的邊界條件是由表層進(jìn)入湖泊的熱量通量決定，底部的邊界條件設(shè)為零通量層，湖中熱量的分配主要由垂直交換引起。垂直渦旋擴(kuò)散系數(shù)K的方程可以寫成如下形式：

這里假設(shè)湖水分為10層，其中，=0.4，=1，z為湖泊各層深度，w為表面摩擦速度，，T為湖表面溫度，T為凍結(jié)溫度，為湖泊各層索引數(shù)（Skamarock et al.，2008）。

模式具體介紹參見Oleson et al.（2004）。

2.2 方法

溫度、風(fēng)速的模式結(jié)果驗證采用求平均值、標(biāo)準(zhǔn)差的方法。風(fēng)向的模擬受周圍地形影響很大，風(fēng)向誤差的評估方法也不同。本文采用Jiménez and Dudhia（2013）的方法，對風(fēng)向偏差進(jìn)行評估，計算風(fēng)向偏差（單位為度）、標(biāo)準(zhǔn)差RMSE、相對標(biāo)準(zhǔn)差RMSEr、平均絕對誤差MAE的公式如下：

RMSE, （3）

RMSE, （4）

MAE, （5）

其中，為模擬結(jié)果，為觀測結(jié)果，為觀測頻數(shù)，為索引數(shù)。

2.3 試驗設(shè)計

采用WRF三層嵌套網(wǎng)格進(jìn)行模擬，最內(nèi)層區(qū)域分辨率達(dá)到較高的1 km，覆蓋大理洱海盆地，模式區(qū)域地形及植被分布如圖1。模式垂直層分為33層，大氣頂氣壓50 hPa，模式積分48 h，模式啟動時間24 h。模式參數(shù)設(shè)置如表1。本文的模擬時段為2012年10月19日00:00至2012年10月21日00:00（北京時，下同），模擬時段內(nèi)大理洱海地區(qū)為高壓控制，天氣晴朗，沒有天氣系統(tǒng)過境，有利于局地環(huán)流的發(fā)生發(fā)展。取2012年10月20日00:00至2012年10月21日00:00的模擬結(jié)果進(jìn)行分析。

圖1 最內(nèi)層模擬區(qū)域的（a）海拔高度（單位：m）以及（b）水面觀測點(diǎn)（洱海站）與陸面觀測點(diǎn)（大理站）位置示意圖及地表植被類型（1 城市；2 旱地；3 灌溉農(nóng)田；4 旱地/灌溉農(nóng)田；5 耕地/草原；6 耕地/林地；7 草原；8 灌木林；9 灌木林/草原；10 稀樹草原；11 落葉闊葉林；12 落葉針葉林；13 常綠闊葉林；14 常綠針葉林；15 混交林；16 水；17 草本濕地；18 木本濕地；19 稀疏植被）

2.4 資料來源

模式輸入初始場和最外層側(cè)邊界條件采用NCEP（1°×1°）再分析資料，每6 h輸入一次。為了驗證模式模擬效果，選用大理國家觀象臺（下稱大理站）（徐安倫等，2011）及洱海水上渦動觀測（下稱洱海站）（劉輝志等，2014）資料進(jìn)行對比分析。大理國家觀象臺（25°42N，100°11E）海拔1990.5 m，西距蒼山山脈4 km，東距高原湖泊洱海約為2 km，場地四周為大理農(nóng)田保護(hù)區(qū)，所測資料基本代表了低緯高原陸地邊界層特征。洱海水上觀測系統(tǒng)安裝在大理市南潘溪村（25°46N，100°09E），海拔1979.2 m，離洱海西岸約100 m，離洱海東岸約7 km，水深約10 m。該系統(tǒng)主要是常規(guī)氣象要素以及水文要素的觀測。大理站與洱海站直線距離約為8 km（如圖1b）。

表1 WRF_CLM模式參數(shù)配置

3 結(jié)果分析

3.1 模式結(jié)果驗證

利用2012年10月20日00:00至2012年10月21日00:00大理國家氣候觀象臺和洱海水上渦動觀測系統(tǒng)的常規(guī)氣象觀測資料，與模擬的近地面溫度和風(fēng)向、風(fēng)速進(jìn)行對比分析，以驗證模式結(jié)果，并分析洱海地區(qū)湖、陸不同下墊面的氣象要素特征。

圖2為大理站2 m溫度、10 m風(fēng)向、10 m風(fēng)速的模擬結(jié)果和觀測值。模式很好地模擬了近地面溫度的日變化特征，模擬和觀測的近地面溫度變化趨勢一致，兩者相關(guān)系數(shù)0.9619，峰值出現(xiàn)時間相同（圖2a）。模擬的日平均溫度相對于觀測偏差0.22°C，但模式對夜間溫度的模擬偏低，主要原因可能是模式低估了湖體附近陸地的土壤濕度，從而低估了湖表附近陸地的比熱容。大理站日平均風(fēng)速1.46 m s，夜間風(fēng)速最小，日出后逐漸增大，16:00風(fēng)速達(dá)到最大，然后逐漸減?。▓D2b），這與徐安倫的統(tǒng)計結(jié)果一致（徐安倫等，2010）。模擬的風(fēng)速與觀測較為一致，平均風(fēng)速1.53 m s。夜間模式對風(fēng)速的模擬在數(shù)值上小于觀測值，這是由于湍流的隨機(jī)性導(dǎo)致風(fēng)速的不確定性，另外復(fù)雜的地形條件也是影響風(fēng)速模擬的重要原因（Louis et al.，1979）。從近地面風(fēng)向的對比結(jié)果（圖2c）可以看出，白天主要是東風(fēng)和東南風(fēng)，夜間為偏西風(fēng)。模擬風(fēng)向與觀測較為吻合。模擬風(fēng)向的相對標(biāo)準(zhǔn)差37%，研究表明，受地形的次網(wǎng)格作用影響，復(fù)雜地形下風(fēng)向的模擬偏差可達(dá)44%（Jiménez and Dudhia，2013）。

圖2 大理站模擬值與觀測值的比較：（a）2 m溫度（單位：°C）；（b）10 m風(fēng)速（單位：m s?1）；（c）10 m風(fēng)向

洱海水上站的溫度峰值出現(xiàn)時間比大理站晚1 h，模擬結(jié)果與觀測一致，模擬值與觀測值相關(guān)系數(shù)0.96，日平均溫度較觀測低0.1°C。上午模擬溫度暖偏差是太陽輻射吸收系數(shù)偏大的結(jié)果，夜間同樣存在溫度冷偏差的現(xiàn)象（圖3a）。洱海站風(fēng)速變化范圍在0～5 m s，均值2.89 m s，模擬的風(fēng)速與觀測趨勢一致，平均風(fēng)速比觀測低0.57 m s（圖3b）。風(fēng)向在04:00由西南風(fēng)轉(zhuǎn)向東南風(fēng)，18:00又轉(zhuǎn)向西南風(fēng)，模擬與觀測較為吻合（圖3c），相對標(biāo)準(zhǔn)差只有34%。21:00以后存在風(fēng)向風(fēng)速的偏差。總體來看，近地面溫度及風(fēng)場的模擬結(jié)果與觀測基本吻合，表明模式的模擬性能良好。

圖3 同圖2，但為洱海站

從洱海站與大理站的觀測資料可以發(fā)現(xiàn)，09:00以后洱海站溫度低于大理站2°C左右，18:00水體溫度達(dá)到最高，之后洱海站溫度高于大理站。這是因為與陸地下墊面相比，水體比熱容大，日出以后陸地吸收太陽輻射增溫快，溫度高于水體；而日落后陸地輻射冷卻降溫也快，溫度比水體低。水面的日平均溫度高于陸地1.29°C。白天表現(xiàn)為冷湖效應(yīng)，夜間為暖湖效應(yīng)，這與呂雅瓊（2007）對青海湖的模擬結(jié)果一致。水面的粗糙度相對于陸地來說較小，洱海站平均風(fēng)速比大理站大1.43 m s，兩站風(fēng)速變化趨勢一致。在風(fēng)向方面，洱海站模擬偏差小于大理站。洱海站白天東南風(fēng)，大理站風(fēng)向較洱海站偏南；夜間洱海站東南風(fēng)，而大理站則為西北風(fēng)，風(fēng)向受次網(wǎng)格地形作用明顯。

3.2 局地環(huán)流特征分析

由于大理東臨洱海、西靠蒼山，海拔高度差異2000多米的復(fù)雜地理條件，大理洱海盆地中不僅存在因山坡與山谷之間受熱不均而形成的山谷風(fēng)環(huán)流，還有洱海與陸地間熱力性質(zhì)不同所引起的湖陸風(fēng)，以及南部點(diǎn)蒼山與玉案山兩山對峙的峽谷地帶所形成的峽谷風(fēng)。以下將對水平場、垂直場、近地面邊界層特征進(jìn)行分析，以便了解洱海局地環(huán)流情況。模擬時段內(nèi)大理天氣晴朗，沒有天氣系統(tǒng)過境，背景風(fēng)向為西風(fēng)，日出時間07:20，日落時間18:45。

3.2.1 近地層水平流場特征

受蒼山和哀牢山山脈走向以及洱海等因素影響，大理洱海盆地的局地環(huán)流可分別以25.75°N、25.85°N為界分為三部分。06:00在兩側(cè)山風(fēng)及陸風(fēng)環(huán)流的共同作用下，洱海盆地中部和南部分別形成反氣旋式、氣旋式環(huán)流中心，并持續(xù)存在（如圖4a）。08:00（圖略）地面接受太陽輻射加熱，洱海西岸的蒼山東坡輻射增溫快，導(dǎo)致山坡上空氣溫度高于山谷，在氣壓梯度力的作用下最先形成從山谷流向山坡的谷風(fēng)。蒼山的海拔高于玉案山，且上午蒼山為向陽面，玉案山為背陰面，使得洱海東岸的玉案山谷風(fēng)環(huán)流弱且建立時間晚于西岸蒼山。09:00洱海湖風(fēng)形成，這是因為洱海水體熱容量大于陸地土壤的熱容量，地面升溫比水面升溫快，熱力差異導(dǎo)致低層形成從水面吹向陸地的湖風(fēng)。白天谷風(fēng)風(fēng)速約為3 m s；湖風(fēng)風(fēng)速大多2 m s。由12:00（圖4b）的水平流場可以看出，洱海區(qū)域存在明顯的湖風(fēng)的輻散。谷風(fēng)與湖風(fēng)疊加，增大輻散區(qū)域至蒼山腳下，并達(dá)到2500 m的高度。

18:00（圖4c）地表長波輻射冷卻降溫，山坡降溫比山谷快，而由于土壤熱容量小于水體，地面降溫比水面快，南部蒼山山風(fēng)最先形成，并減弱南部湖風(fēng)環(huán)流。與此同時，蒼山山脈與玉案山山脈在東南部兩山對峙的峽谷中，峽谷風(fēng)逐漸強(qiáng)盛，并與南部蒼山山風(fēng)疊加，形成有名的大理下關(guān)風(fēng)，對洱海盆地南部局地環(huán)流有顯著影響。日落后20:00（圖略）陸風(fēng)環(huán)流建立，受蒼山較強(qiáng)山風(fēng)影響，西岸陸風(fēng)環(huán)流明顯弱于東岸。22:00山風(fēng)達(dá)到最大，最大風(fēng)速為8 m s，山風(fēng)強(qiáng)盛階段為21:00～01:00；陸風(fēng)23:00達(dá)到最大風(fēng)速6 m s，陸風(fēng)強(qiáng)盛階段為21:00～03:00。另外，南部峽谷風(fēng)17:00開始逐漸增強(qiáng)至20:00的10 m s，之后維持8 m s至01:00后逐漸減弱。由圖4d 00:00的水平流場發(fā)現(xiàn)，盆地北部夜間是以蒼山西風(fēng)為主導(dǎo)。中部在兩岸山風(fēng)、陸風(fēng)的共同作用下，形成反氣旋式環(huán)流。南部于日落以后一小時，在蒼山東南向山風(fēng)、峽谷風(fēng)及西岸西南風(fēng)的共同作用下，在洱海湖面形成明顯的氣旋式環(huán)流，環(huán)流穩(wěn)定且持續(xù)存在至日出前一小時。

圖4 大理洱海盆地10 m水平風(fēng)場（單位：m s?1）：（a）06:00；（b）12:00；（c）18:00；（d）00:00。圖中陰影部分為洱海

整體來看，大理洱海盆地的水平流場受地形及洱海影響明顯，山谷風(fēng)形成早于湖陸風(fēng)一小時，西岸蒼山山谷風(fēng)強(qiáng)盛于東岸玉案山山谷風(fēng)，夜間山風(fēng)、陸風(fēng)強(qiáng)盛于白天谷風(fēng)、湖風(fēng)。夜間盆地南部在兩側(cè)山風(fēng)、陸風(fēng)的共同作用下，形成穩(wěn)定而持續(xù)的氣旋式環(huán)流。

3.2.2 垂直流場特征

為了更好地分析局地環(huán)流特征，沿25.65°N作100.1°E至100.4°E的垂直風(fēng)矢量剖面。從垂直風(fēng)矢量剖面來看，00:00（圖5a）玉案山山風(fēng)與洱海東岸陸風(fēng)疊加，形成明顯的局地環(huán)流，環(huán)流中心高度500 m。日出以后09:00，谷風(fēng)環(huán)流、湖風(fēng)環(huán)流逐步形成，14:00達(dá)到強(qiáng)盛時段（如圖5b），局地環(huán)流高度達(dá)到1800 m。洱海東臨玉案山，西靠蒼山山脈，兩山海拔差異900多米，受復(fù)雜地形影響，湖泊兩岸環(huán)流情況不同。西岸蒼山谷風(fēng)在疊加湖風(fēng)的作用下爬升到2600 m，湖泊中心最大下沉速度5 cm s。東岸玉案山谷風(fēng)受背景風(fēng)場影響，環(huán)流不明顯。溫度則主要受地形影響，隨著海拔高度的上升，溫度逐漸降低。傍晚17:00（如圖5c），蒼山背陰面山風(fēng)最先形成，并形成強(qiáng)盛的山風(fēng)環(huán)流。山風(fēng)環(huán)流減弱了湖區(qū)的湖風(fēng)環(huán)流，使湖風(fēng)環(huán)流中心降低至200 m。而此時東岸湖風(fēng)受蒼山山風(fēng)影響相對較弱。日落后，兩岸陸風(fēng)逐漸形成，蒼山山風(fēng)強(qiáng)盛，與西岸陸風(fēng)疊加削弱了東岸陸風(fēng)。

總體來看，大理洱海盆地局地環(huán)流受西部蒼山山脈影響較大，蒼山對系統(tǒng)風(fēng)的阻擋作用導(dǎo)致蒼山背風(fēng)坡局地環(huán)流發(fā)展較好。在熱力作用下形成的山谷風(fēng)形成時間早于湖陸風(fēng)，風(fēng)速大于湖陸風(fēng)。白天蒼山腳下谷風(fēng)與湖風(fēng)的疊加作用會使谷風(fēng)到達(dá)2600 m的較高高度，而傍晚最先形成的蒼山山風(fēng)則會減弱洱海西岸的湖風(fēng)環(huán)流，使其東移且風(fēng)速減小、環(huán)流中心高度降低。夜間湖泊中心的上升氣流區(qū)與高溫區(qū)相對應(yīng)，玉案山陸風(fēng)環(huán)流穩(wěn)定且持續(xù)時間較長。

圖5 大理洱海盆地垂直風(fēng)（單位：m s?1）：（a）00:00；（b）14:00；（c）17:00，縱坐標(biāo)為高度（單位：m）

4 位溫廓線及大氣邊界層特征

局地環(huán)流的形成不僅受熱力因素影響，還與地形起伏、下墊面等因素有關(guān)。大理洱海盆地地形復(fù)雜，形成山谷風(fēng)、湖陸風(fēng)、峽谷風(fēng)相疊加的特殊局地環(huán)流情況。Heffter（1980）等曾指出邊界層的高度可以由位溫垂直廓線來確定，因為大氣邊界層頂部通常存在一個明顯的頂蓋逆位溫，通過位溫廓線可以得到白天對流邊界層的覆蓋逆溫高度及夜間穩(wěn)定邊界層的高度。為了進(jìn)一步了解大理洱海盆地的局地環(huán)流結(jié)構(gòu)特點(diǎn)，分別取大理站（農(nóng)田）、湖面洱海站（水體）不同下墊面作出位溫廓線圖（如圖6）。

圖6 洱海站和大理站位溫廓線（單位：K）：（a）00:00；（b）17:00

白天位溫跳躍非常明顯的逆位溫層底部為對流邊界層厚度。從圖6b 17:00的位溫廓線圖中可以看到大理站的位溫廓線大體垂直，湍流混合充分，白天對流邊界層發(fā)展迅速，在溫度最高時，大理站邊界層高度達(dá)到峰值1800 m，洱海站邊界層高度達(dá)到1500 m，水面的邊界層高度明顯小于陸地。研究表明熱力產(chǎn)生的上坡流對對流邊界層的發(fā)展有明顯的促進(jìn)作用，而下泄流則會抑制邊界層內(nèi)湍流的混合高度（Kalthoff et al.，1998；Kossmann et al.，1998）。白天氣流在湖面下沉，降低了湖面垂直方向的湍流混合，同時湖面的熱力加熱作用小于陸地，使得湖面邊界層高度較陸地要低。這也造成湖區(qū)大氣中有限的水分和熱量保存在較低的邊界層中，對當(dāng)?shù)氐纳鷳B(tài)系統(tǒng)起到了很好的保護(hù)作用（呂雅瓊等，2007）。而湖面的輻散氣流與熱力形成的谷風(fēng)作用相疊加，使氣流沿蒼山山坡爬升到較高的高度，然后到盆地上空輻合下沉。

根據(jù)位溫廓線的特性，夜間取等位溫層（位溫隨高度幾乎為常數(shù)）厚度比較明顯的底部為穩(wěn)定邊界層厚度（徐安倫等，2010）。從圖6a 00:00的位溫廓線圖中發(fā)現(xiàn)，夜間兩站都處于穩(wěn)定層結(jié)。地面夜間輻射冷卻降溫，地表凈輻射為負(fù)值，下墊面冷卻導(dǎo)致地面從下往上降溫，從而形成穩(wěn)定層結(jié)。湖水熱容量大于土壤，冷卻降溫小，洱海站邊界層高度200 m，大于大理站的100 m。這與徐安倫等（2010）探空資料的分析結(jié)果一致。

圖7為10月20日山坡、山腳、湖面的邊界層高度變化圖，這里采用理查德森數(shù)來定義邊界層高度（Hara et al, 2009）。日出以后，因太陽輻射加熱，近地面溫度逐漸增高，穩(wěn)定邊界層消亡，對流邊界層快速發(fā)展。17:00溫度達(dá)到最高，邊界層高度也達(dá)到峰值，之后逐漸降低。日落后地面因長波輻射冷卻，溫度低于大氣，形成穩(wěn)定邊界層，邊界層高度在夜間基本保持穩(wěn)定。同位溫廓線的分析結(jié)果一致，湖面白天邊界層高度較低，峰值只有1700 m，與納木錯湖的1750 m（呂雅瓊，2008）相近，夜間邊界層高度高；大理站白天邊界層高度較高，峰值達(dá)到2000 m。

圖7 洱海站和大理站邊界層高度的時間變化（單位：m）

圖8為大理站和洱海站潛熱通量和感熱通量的觀測與模擬結(jié)果。從圖8a可以發(fā)現(xiàn)大理站潛熱 變化范圍－20～250 W m，模擬潛熱夜間高于觀測，白天略低于觀測。感熱變化范圍－20～150 W m，模擬感熱白天明顯偏高（圖8b）。感熱通量白天為正值，地面向大氣輸送熱量，夜間為負(fù)值，地面吸收熱量。洱海站的潛熱明顯不同于大理站，全 天均為正值，夜間湖面亦向大氣輸送水汽，這與陸面不同。洱海站潛熱的日變化范圍小于大理站，模擬結(jié)果與觀測一致（圖8c）。而感熱日變化范圍為 －10～30 W m（圖8d），明顯小于大理站。模擬感熱14:00達(dá)到峰值24.4 W m，相對于觀測，模擬結(jié)果日變化明顯?？傮w來看，不同下墊面的熱通量情況有很大差別，水體熱容量大，升溫、降溫慢，水氣溫差小于陸地，洱海站感熱通量明顯小于大理站，這與Haginoya（2012）的研究結(jié)果一致。

圖8 （a、b）大理站和（c、d）洱海站熱通量（單位：W m?2）模擬值與觀測值的比較：（a、c）潛熱通量；（b、d）感熱通量

5 結(jié)論與討論

（1）從模式結(jié)果來看，WRF_CLM能很好的模擬大理洱海的局地環(huán)流特征。模式對近地面溫度、風(fēng)向、風(fēng)速的模擬與觀測基本一致。最高溫度的模擬值偏低，可能是下墊面植被類型不同，沒有考慮城市等人為因素造成的。湖面風(fēng)速比陸地大1 m s。近地面風(fēng)向白天為東風(fēng)及東南風(fēng)，夜間為西風(fēng)和西北風(fēng)。

（2）大理洱海的谷風(fēng)起止時間為08:00～17:00，湖風(fēng)起止時間為09:00～19:00。水平流場受地形及洱海影響明顯，山谷風(fēng)形成早于湖陸風(fēng)一小時，西岸蒼山山谷風(fēng)強(qiáng)盛于東岸玉案山山谷風(fēng)，夜間山風(fēng)、陸風(fēng)強(qiáng)盛于白天谷風(fēng)、湖風(fēng)。白天蒼山腳下谷風(fēng)與湖風(fēng)的疊加作用會使谷風(fēng)到達(dá)2600 m的較高高度，而傍晚最先形成的蒼山山風(fēng)則會減弱西岸的湖風(fēng)環(huán)流，使其東移且風(fēng)速減小、環(huán)流中心高度降低。夜間盆地南部在兩側(cè)山風(fēng)、陸風(fēng)及山谷風(fēng)的共同作用下，形成穩(wěn)定而持續(xù)的氣旋式環(huán)流。

（3）日出以后，穩(wěn)定邊界層消亡，因太陽輻射加熱，對流邊界層逐步發(fā)展，邊界層高度逐漸增高。17:00溫度達(dá)到最高，邊界層高度也達(dá)到峰值2000 m，在夜間基本穩(wěn)定在100 m。相對于陸地，湖面白天邊界層高度低300 m，夜間邊界層高度高100 m。

本文利用耦合了湖泊模型的WRF_CLM模式模擬了秋季大理蒼山洱海地區(qū)的局地環(huán)流特征。與楊罡等（2011）的研究結(jié)果一致，白天會形成以湖中心向外輻散的湖風(fēng)，湖面上空以下沉氣流為主。但由于大理洱海地區(qū)特殊的地理條件，晴天時蒼山對系統(tǒng)風(fēng)有明顯的屏蔽作用，使得當(dāng)?shù)鼐值丨h(huán)流發(fā)展充分，湖風(fēng)與谷風(fēng)疊加增強(qiáng)局地東南風(fēng)。在夜間山風(fēng)與陸風(fēng)共同作用形成獨(dú)特的氣旋式環(huán)流。但本文只是針對2011年秋季沒有大尺度天氣系統(tǒng)過境的晴天進(jìn)行模擬，對洱海地區(qū)其他季節(jié)及去掉湖泊的模擬結(jié)果將在以后的工作中進(jìn)行探討。

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Numerical Simulation of Local Circulation over the Cangshan Mountain?Erhai Lake Area in Dali, Southwest China

XU Lujun, LIU Huizhi, and CAO Jie

1,,,100029;2,,650091

The characteristics of local circulation in autumn over Cangshan Mountain-Erhai Lake in Dali were simulated using the WRF_CLM model, which includes a lake module. Simulated near-surface temperature, wind speed, and wind direction by the WRF_CLM model show good agreement with the observation data. In autumn, valley breezes start at 0800 BT (Beijing Time) and end at 1700 BT, while lake breezes last from 0900 BT to 1900 BT. The local alp terrain and Erhai Lake have a large impact on the local circulation. Starting time of the mountain–valley breeze is 1 hour earlier than that of the lake–land breeze. Mountain and land breezes at night are stronger than valley and lake breezes in daytime. Valley and lake breezes cooperate, reaching up to 2600 m in height during the day, while lake–land circulation is weakened by mountain breezes from Cangshan at dusk. A cyclonic circulation is maintained by the combination of mountain breeze and land breeze in the south of the basin at night. The convective boundary layer develops quickly after sunrise, and reaches a peak height of 2000 m at 1700 BT, then decreases to 100 m at night over the land surface.The boundary layer height over the lake surface is 300 m lower at daytime than over the land surface and 100 m higher at night.

WRF_CLM model, Lake–land breeze, Mountain–valley breeze, Local circulation

1006–9895(2014)06–1198–13

P434

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1401.13293

2013?10?24，2014?01?15收修定稿

國家自然科學(xué)基金項目41030106，中國科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項項目XDA05110102

許魯君，女，1988年出生，碩士研究生，主要從事大氣邊界層物理研究。E-mail: xulujun@163.com