鄱陽湖對降水強(qiáng)度減弱的物理過程的數(shù)值模擬研究*

付 超 諶 蕓 尹絲雨 曾智琳 單九生 朱克云

1 福建省氣象臺，福州 350001 2 福建省災(zāi)害天氣重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，福州 350001 3 國家氣象中心，北京 100081 4 成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，成都 610225 5 中山大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，珠海 519082 6 江西省氣象臺，南昌 330096

提 要： 為量化分析研究湖泊對局地降水強(qiáng)度及性質(zhì)的影響，基于WRF3.8版本中尺度數(shù)值模式及NCEP/NCAR提供的1°×1°時間間隔為6 h的FNL分析資料，進(jìn)行控制性試驗(yàn)、湖泊陸面化的敏感性試驗(yàn)，對2011年6月14—15日鄱陽湖附近強(qiáng)降水的高值中心開展分析。結(jié)果表明：鄱陽湖水體下墊面白天作為“冷源”，對其附近100 km的水平范圍、800 m的垂直厚度大氣的溫度有明顯的“降溫”調(diào)節(jié)作用。這種熱力條件減弱影響了對流層中低層上升運(yùn)動的強(qiáng)度與持續(xù)時間，造成降水強(qiáng)度減弱、降水時長縮短，最終減少了湖泊附近10%左右的累積雨量;鄱陽湖水體下墊面僅能提高邊界層大氣水汽的飽和程度(相對濕度)，但“降低”了水汽的絕對含量(比濕)，是湖泊陸面化后的敏感性試驗(yàn)比控制性試驗(yàn)降水中心強(qiáng)度更大、強(qiáng)降水范圍更廣的原因之一;湖泊水體下墊面通過“降低”邊界層大氣溫度與絕對濕度，從而使大氣具有比敏感性試驗(yàn)更弱的對流有效位能，大氣低層(1 000～850 hPa)具有更弱的對流不穩(wěn)定度，探空反映控制性試驗(yàn)近地層有淺薄逆溫結(jié)構(gòu)，其比湖泊陸面化敏感性試驗(yàn)具有更低的CAPE，最終減弱控制性試驗(yàn)降水的對流性質(zhì)?？傮w而言，鄱陽湖水體下墊面通過調(diào)節(jié)邊界層大氣的溫度與絕對濕度，從而改變大氣低層的環(huán)境條件，并影響初始抬升氣塊的溫濕條件，延緩并減弱垂直運(yùn)動的持續(xù)時間與強(qiáng)度，減弱湖泊附近低層的對流，對大氣加熱有45%的抑制率，最終減小降水強(qiáng)度與范圍。

引 言

湖泊作為一種特殊的下墊面，與周圍的陸面相比有反照率、熱容量、地表粗糙度、能量轉(zhuǎn)換等方面的差別，在局地天氣變化中有著重要作用(Bonan，1995；Delire et al，2004；唐瀅等，2016)。由于湖陸熱容量的差異，導(dǎo)致湖泊在夏季是冷池，秋冬季是暖池(Rouse et al，2003)，這種熱差異，會產(chǎn)生湖陸風(fēng)、強(qiáng)降雪、雷暴等強(qiáng)對流天氣(Laird et al，2009；Notaro et al，2013b；許魯君等，2014)。湖泊能影響周圍的溫度、濕度、風(fēng)場、表面熱通量和大氣邊界層高度等，湖泊附近年平均氣溫呈現(xiàn)降溫趨勢，向下短波輻射每10年也有減幅，導(dǎo)致地表熱通量也呈下降趨勢(傅敏寧等，2013；Zhang et al，2014；許魯君和劉輝志，2015；蘇東生等，2018)。當(dāng)天氣系統(tǒng)經(jīng)過湖泊時，因季節(jié)不同會有不同的影響，冬季湖泊能增強(qiáng)(減弱)經(jīng)過湖面的低壓(高壓)系統(tǒng)；夏季能增強(qiáng)(減弱)經(jīng)過湖面的高壓(低壓)系統(tǒng)(Angel and Isard，1997；Notaro et al，2013a)，進(jìn)而影響湖泊附近的降水。

關(guān)于湖泊對氣象要素、邊界層特征及降水等方面影響的研究，通常利用探空、雷達(dá)、衛(wèi)星、地面等各類觀測資料以及數(shù)值模式，統(tǒng)計分析等方法，從天氣、氣候的角度開展研究。楊罡等(2011)通過數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)鄱陽湖湖陸之間最大溫差可達(dá)6℃，湖面白天(夜間)濕度層厚度低(高)。呂雅瓊等(2007)通過有無青海湖的敏感性試驗(yàn)認(rèn)為：青海湖白天是冷干島，夜間是暖濕島；白天能降低湖面的邊界層高度，夜間則相反。任俠等(2017)研究指出8月太湖對周邊60 km范圍內(nèi)溫度影響明顯。此外，湖泊對降水的影響也有季節(jié)性特征(Nicholls and Toumi，2014)，有觀測指出在暖季湖面降水要少于周圍的陸面降水，在冬季卻相反(Blust and DeCooke，1960)，特別是在冷季當(dāng)850 hPa溫度低于湖溫7℃以上時，常常能增強(qiáng)湖泊降水強(qiáng)度(Dewey，1979)，甚至在降雪天氣下會影響湖面順風(fēng)降雪的范圍和強(qiáng)度(Wright，2016)。

鄱陽湖是中國第一大淡水湖，位于江西省北部，面積為4 125 km2，湖區(qū)有41個島嶼和7個自然保護(hù)區(qū)。其周邊社會經(jīng)濟(jì)集中，人口密集。因此，研究大型湖泊對降水過程的影響，有助于了解湖泊效應(yīng)以及提升湖泊附近降水的預(yù)報能力。早期關(guān)于湖泊效應(yīng)方面的研究多偏氣候、觀測及統(tǒng)計分析，但利用數(shù)值模式研究湖泊對降水的影響相對較少，本文以一次強(qiáng)降水過程為例，研究湖泊對此次降水過程的影響。

1 降水過程簡介與大尺度環(huán)流背景

2011年6月13—15日在長江中下游地區(qū)出現(xiàn)大范圍持續(xù)性的強(qiáng)降水過程，湖北東南部、湖南中部局地、江西北部、安徽東南部、浙江北部、廣西東北部普降暴雨，局地大暴雨(黃威，2011)。其中，江西北部的強(qiáng)降水尤為明顯，暴雨到大暴雨量級的降水貫穿鄱陽湖，并呈東西帶狀走向(圖1a)，其中鄱陽湖附近的鄱陽縣饒河聯(lián)圩站過程累積降水量為256 mm，其降水集中時段為14日16時至15日12時，其中短時強(qiáng)降水(≥20 mm·h-1)占過程累計降水量的61.5%，14日23時至15日02時出現(xiàn)連續(xù)4 h的短時強(qiáng)降水(圖1c)，對流性質(zhì)非常明顯。整體而言，此次降水過程具有呈帶狀分布、對流性明顯、短時強(qiáng)降水持續(xù)時間長、鄱陽湖附近降水強(qiáng)度大等特點(diǎn)。

圖1b給出了此次過程的的大尺度背景環(huán)流場，分析發(fā)現(xiàn)副熱帶高壓位置偏東偏南，從華北到西南地區(qū)為東北—西南走向的高空槽，槽前為較平直的緯向環(huán)流。但槽前低層(850 hPa)長江中下游地區(qū)有明顯的低渦切變線活動，切變線南側(cè)來自南海、孟加拉灣的兩支強(qiáng)盛的暖濕氣流合并，向長江中下游輸送充沛的水汽，850 hPa水汽通量超過20 g·cm-1·hPa-1·s-1?？梢?，此次過程有高空槽提供天氣尺度強(qiáng)迫作用，低渦切變線提供了動力條件，西南急流提供了良好的水汽條件。

此次暴雨是一次典型的梅雨期暴雨過程，貴州省至長江中下游有一條西南—東北向的靜止鋒，鄱陽湖平原處在高空槽前的輻散氣流中，對流層低層切變線位于30°N附近，切變線以南是20 m·s-1的西南超低空急流和12 m·s-1的邊界層偏南急流，與500 hPa槽后引導(dǎo)的冷空氣形成上冷下暖的不穩(wěn)定層結(jié)。暴雨期間中尺度對流系統(tǒng)的TBB維持在-70℃的低亮溫，對流發(fā)展旺盛，暖云層厚度超過4 000 m，CAPE為1 601.6 J·kg-1，0～6 km有較強(qiáng)的垂直風(fēng)切變，500 hPa以下假相當(dāng)位溫梯度大，梅雨鋒斜壓區(qū)激發(fā)的氣旋環(huán)流在近地面誘發(fā)出4個低壓中心及2條中尺度輻合線，成為鄱陽湖平原強(qiáng)降水發(fā)生的重要觸發(fā)機(jī)制(圖1d，1e)。值得注意的是，鄱陽湖附近存在一個強(qiáng)降水中心，前述分析也表明該中心的短時強(qiáng)降水持續(xù)時間長，對流性質(zhì)明顯，鄱陽湖在其中起到什么作用呢？下文將重點(diǎn)針對鄱陽湖附近的降水中心，基于WRF高分辨率數(shù)值模擬進(jìn)行控制試驗(yàn)及改變鄱陽湖水體下墊面的敏感性試驗(yàn)，從熱力、水汽等角度定性與定量探究鄱陽湖對降水中心形成的作用。

2 資料來源及試驗(yàn)方案設(shè)計

文中所用資料包括NCEP/NCAR提供的水平分辨率為1°×1°、垂直層數(shù)為26層、時間間隔為6 h的FNL分析資料以及國家氣象信息中心提供的區(qū)域自動站逐小時降水資料。

本文利用WRF3.8版本的中尺度數(shù)值預(yù)報模式，模式起止時間分別為2011年6月14日02時、15日14時，共積分36 h，spin-up 14 h。采用水平分辨率為27、9、3 km的三層嵌套(圖2a)，中心經(jīng)緯度為23.873°N、105.305°E，垂直方向?yàn)?8層，模式頂層氣壓為100 hPa，嵌套區(qū)域的水平網(wǎng)格格點(diǎn)數(shù)分別為150×150、151×151、181×181，粗、細(xì)網(wǎng)格是每3、1 h 輸出一次結(jié)果。三層嵌套的參數(shù)化方案均為：微物理過程采用WSM3方案；長波輻射采用RRTM方案；短波輻射采用Goddard方案；近地面層采用MM5(Monin-Obukhov)方案；陸面過程采用Noah Land-Surface Model方案；邊界層采用YSU方案；積云參數(shù)化采用BMJ方案。

為量化分析鄱陽湖的作用，設(shè)計了兩組對比試驗(yàn)：第一組為有湖的控制性試驗(yàn)(簡稱HL，下同)，第二組為去湖的敏感性試驗(yàn)(簡稱NL，下同)，模式中將鄱陽湖(圖2a灰色陰影是鄱陽湖所處位置，對應(yīng)圖2b)所在水體區(qū)域(模式中下墊面指數(shù)為21)改為與其周圍相同的下墊面——農(nóng)田(如圖2c，2d所示，下墊面指數(shù)為12)。模式使用的是三層嵌套，本文僅對細(xì)網(wǎng)格3 km的模擬結(jié)果進(jìn)行分析。

文中定義物理量參數(shù)增幅率為：

圖1 2011年 6月(a)14日16時至15日12時累積降水量(單位：mm)，(b)14日14時850 hPa風(fēng)場(單位：m·s-1)、水汽通量(填色，單位：g·cm-1·hPa-1·s-1)及500 hPa位勢高度(紅線，單位：dagpm)，(c)14日21時至15日12時鄱陽縣饒河聯(lián)圩站小時降水(柱狀圖，對應(yīng)左刻度)及累積降水(折線圖，對應(yīng)右刻度)隨時間變化，(d)14日20時中尺度綜合分析圖(孫素琴等，2015)，(e)模擬的14日17時至15日14時江西省北部低壓及地面輻合線2的動態(tài)(孫素琴等，2015)

(1)

式中：PHL，PNL分別為有、無湖時的物理量，若ΔP>0，則表現(xiàn)出湖泊的增幅作用，反之為減弱作用。

3 模擬結(jié)果及成因診斷分析

3.1 模擬結(jié)果對比分析

對比圖3a，3b可以看出，HL試驗(yàn)對于江西北部的雨帶位置、走向以及整體強(qiáng)度的模擬效果較好，對于雨帶上鄱陽湖附近的降水中心(A區(qū)，28.8°～29.1°N、116.5°～116.9°E，圖中黑色方框內(nèi)，下同)的落區(qū)及量級也基本吻合，因此可認(rèn)為控制試驗(yàn)?zāi)M的結(jié)果可信度是比較高的。在此基礎(chǔ)上進(jìn)行的NL試驗(yàn)，結(jié)果發(fā)現(xiàn)當(dāng)把鄱陽湖下墊面改變?yōu)榕c其周邊相同區(qū)域后，鄱陽湖附近A區(qū)內(nèi)180 mm以上的范圍明顯擴(kuò)大，降水中心的強(qiáng)度也從HL試驗(yàn)的248 mm提升至274 mm，可見鄱陽湖可大約減少其附近區(qū)域(A區(qū))10%的降水。

考慮到HL試驗(yàn)A區(qū)的降水時段是在14日16—22時，那么降水發(fā)生之前鄱陽湖的下墊面是如何影響對流環(huán)境條件的呢？后文將基于HL與NL試驗(yàn)的模擬結(jié)果對比，重點(diǎn)從熱力、水汽以及大氣穩(wěn)定度等因素分析A區(qū)降水發(fā)生前6 h(14日10—15時，下同)的邊界層特征與物理參數(shù)，以探明在改變與不改變鄱陽湖水體下墊面因素對降水中心的影響。

圖2 (a)模式嵌套區(qū)域及地形高度，(b)鄱陽湖所處位置(陰影)，(c)HL試驗(yàn)和(d)NL試驗(yàn)下墊面指數(shù)分布

圖3 2011年6月14日16時至15日12時(a)實(shí)況，(b)HL試驗(yàn)，(c)NL試驗(yàn)累積降水量

3.2 湖泊水體陸面化對邊界層熱力條件的改善作用

不同的下墊面性質(zhì)對太陽輻射的吸收量是有顯著差異的，從而形成地表熱力強(qiáng)迫的區(qū)域差異，不同的熱力強(qiáng)迫是造成日變化氣候特征差異的主要原因，輻射加熱的日變化能調(diào)節(jié)降水日變化。如果改變鄱陽湖水體的下墊面性質(zhì)，必然會對其輻射過程產(chǎn)生影響，進(jìn)而影響地表熱力狀態(tài)，最終改變降雨形成所需的熱力條件。因此有必要分析下墊面性質(zhì)差異對于接收太陽短波輻射、以及地表長波輻射所帶來的熱力差異影響。

首先，量化對比分析鄱陽湖水體下墊面以及湖面陸面化后的感熱通量(SHF)與潛熱通量(LHF)，感熱通量與潛熱通量的表達(dá)式分別如式(2)和式(3)所示(Fairall et al，2003；周連童和黃榮輝，2008；閆俊岳等，2006)：

SHF=ChcpV10(Tsk-T2)

(2)

LHF=CeLeρV10(qs-q2)

(3)

式中：SHF為感熱通量(單位：W·m-2)；Ch是溫度的感熱交換系數(shù)，取值為(3.26±1.55)×10-3；cp是空氣的定壓比熱常數(shù),取值為1 004.67 J·kg-1·K-1；ρ是近地面空氣密度，取值為1.292 8 kg·m3；V10是10 m風(fēng)速(單位：m·s-1)；Tsk為地表溫度(單位:℃)；T2是近地面2 m氣溫(單位:℃)。LHF為潛熱通量(單位：W·m-2);Ce代表濕度的湍流交換系數(shù),取值為(1.1±0.2)×10-3；Le代表蒸發(fā)的潛熱，取值為2.46×106J·kg-1；qs、q2為地面飽和比濕和2 m比濕(單位：g·kg-1)。

為了定量考察鄱陽湖水體下墊面對大氣低層熱力的影響過程，診斷降水發(fā)生前6小時的平均感熱通量發(fā)現(xiàn)(圖4a)，在HL試驗(yàn)中，湖面感熱通量為負(fù)值區(qū)，湖心為感熱通量低中心(-10 W·m-2)，并從湖心向外顯著遞增。顯然，鄱陽湖水體下墊面的熱量是向下輸送的，即湖泊水體從大氣吸取熱量，不利于近地面大氣的增溫。然而，NL試驗(yàn)(圖4b)湖泊陸面化后，則感熱通量轉(zhuǎn)化為正值區(qū)，中心超過180 W·m-2，表明熱量是向上傳輸?shù)模创髿鈴南聣|面汲取熱量，因?yàn)榈乇淼母袩徇^程Ch與cp取值為常數(shù)，故Tsk、T2與V10共同決定著感熱通量值的大小。對比HL和NL試驗(yàn)，可見在降水發(fā)生前6小時平均10 m風(fēng)場無明顯差異，因此感熱通量的差異受Tsk與T2的影響。基于前文定義分別計算感熱通量增幅率(ΔSHF)與潛熱通量增幅率(ΔLHF)，由表1可見，ΔSHF在強(qiáng)降水集中時段前(19時前)均為負(fù)值，說明湖泊水體下墊面對近地面大氣的加熱有減幅作用，其在降水發(fā)生前最大減幅率為45%(16時)，降水初始階段(16—18時)變得不穩(wěn)定但仍為負(fù)值，強(qiáng)降水集中時段(19—22時)則轉(zhuǎn)變?yōu)闊嵬肯蛳隆?/p>

表1 A區(qū)鄱陽湖水體下墊面的ΔSHF(感熱通量增幅率)與ΔLHF(潛熱通量增幅率)逐小時演變(單位：100%)

圖4c，4d分別是HL、NL試驗(yàn)在降水前6小時平均2 m溫度分布。圖4c可以清楚地反映出湖面(圖4c黑色等值線)2 m溫度明顯低于周圍的陸面溫度，湖中心附近氣溫僅為22℃，湖中心向外溫度是遞增的，可見湖泊對近地面的溫度有顯著的調(diào)節(jié)作用，這種調(diào)節(jié)作用在白天可將湖泊視為“冷源”。對比NL試驗(yàn)的同區(qū)域(圖4d)，溫度明顯高于HL試驗(yàn)，湖中心附近兩者最大溫差達(dá)6℃?；谇懊娑x的物理量參數(shù)增幅率，計算A區(qū)內(nèi)的鄱陽湖水體下墊面所形成的ΔT，湖泊效應(yīng)可產(chǎn)生20%的降溫率。該結(jié)果直接表明，改變鄱陽湖水體下墊面后，在白天吸收同等太陽短波輻射的情況下，陸面農(nóng)田性質(zhì)的下墊面增溫是要快于湖面水體性質(zhì)下墊面的，結(jié)合前述分析的感熱通量向上輸送結(jié)果，從而使降水發(fā)生前6小時內(nèi)A區(qū)近地面具有更高的溫度。由此說明鄱陽湖水體下墊面在白天具有太陽短波輻射的條件下，湖面對近地面大氣的加熱強(qiáng)迫要弱于周邊的陸面，可在其周邊區(qū)域形成一“冷源”，即湖面的存在降低了局地大氣溫度。

為進(jìn)一步分析鄱陽湖水體下墊面的熱力強(qiáng)迫在垂直方向影響，沿穿過A區(qū)的28.9°N(圖2b處黑線)大氣邊界層進(jìn)行垂直剖面(圖4e)，將HL試驗(yàn)的溫度減去NL試驗(yàn)的溫度，結(jié)果發(fā)現(xiàn)降水發(fā)生前的6小時，在水平方向上鄱陽湖水體下墊面可影響100 km范圍內(nèi)(116°～117°E)的溫度，并且降低了其垂直方向800 m高度內(nèi)的溫度，湖中心的降溫高度可達(dá)1.2 km，其中對500 m高度內(nèi)的降低最為顯著，其比湖面陸面化試驗(yàn)的平均溫度低1℃以上。從計算A區(qū)的2 m平均溫度日變化也可反映出該特征(圖4f)，湖面陸面化結(jié)果在午后到傍晚的熱力增幅最為顯著，區(qū)域平均溫度差在A區(qū)降水集中時段前(13時)達(dá)到最大，其差值超過2℃。這2℃的熱力差異是如何對降水起到增幅作用呢？從A區(qū)平均的垂直速度逐小時演變來看(圖4g,4h)，HL與NL試驗(yàn)的垂直上升速度的起始時間基本一致，但在18—22時的強(qiáng)降水期間，NL試驗(yàn)在對流層中低層的垂直上升速度要更大些，并且其大于0.6 m·s-1的上升運(yùn)動從18時持續(xù)到23時，明顯較HL試驗(yàn)要更長些，從A區(qū)平均逐小時降水演變來看(圖4i)，18—23時內(nèi)，NL試驗(yàn)降水量基本大于HL試驗(yàn)，降水差有26 mm，累積降水量的變化梯度也集中在這個時段，降水時間與垂直速度對應(yīng)較好。所以，地表熱力差異可以改善對流層中低層垂直上升運(yùn)動的強(qiáng)度及上升運(yùn)動的持續(xù)時間，一方面起到增強(qiáng)降水強(qiáng)度，另一方面起到延長降水時間的作用，最終使得湖泊陸面化后的累積降水量更大。

3.3 湖泊陸面化對邊界層大氣濕度的影響分析

通常認(rèn)為湖泊對附近的降水具有增幅效應(yīng)。然而，通過HL與NL試驗(yàn)卻發(fā)現(xiàn)湖泊下墊面性質(zhì)對降水大值中心是負(fù)貢獻(xiàn)。因此，該部分內(nèi)容重點(diǎn)分析湖泊是如何影響大氣濕度的，并嘗試解釋其減弱降水中心強(qiáng)度的成因。

接前述式(3)，潛熱通量中的Ce、Le、ρ均取值為常數(shù)，HL與NL試驗(yàn)中V10差異較小，因此qs和q2是影響潛熱通量的兩個關(guān)鍵物理參數(shù)。對比圖5b和5c可發(fā)現(xiàn)，HL與NL試驗(yàn)中的潛熱通量也存在明顯差異，湖泊陸面化后的潛熱通量顯然高于湖泊水體下墊面本身，為何陸面化后潛熱通量會更大呢？

對比HL與NL試驗(yàn)2 m相對濕度發(fā)現(xiàn)，在湖泊水體下墊面調(diào)節(jié)作用下，A區(qū)平均相對濕度在90%左右(圖5d)，湖泊陸面化后，其相對濕度明顯降低(圖5e)，計算結(jié)果發(fā)現(xiàn)湖泊對2 m相對濕度有12%的增濕作用。鄱陽湖對相對濕度的影響范圍要小于溫度的影響范圍(圖4e填色)，垂直方向湖泊增濕厚度大致在800 m，湖中心增濕厚度接近1.5 km，因此鄱陽湖的濕度調(diào)節(jié)在大氣水汽飽和程度上是很明顯的。但是，從沿28.9°N剖面分析發(fā)現(xiàn)(圖5a)，HL試驗(yàn)中的q2(17 g·kg-1)明顯低于NL試驗(yàn)(22 g·kg-1)，可見鄱陽湖的水體下墊面并沒有增加，反而降低了近地面大氣的水汽含量，其原因如前述分析所示，湖泊水體下墊面首先降低了近地面大氣溫度，從而使其大氣飽和水汽壓更低，NL試驗(yàn)由于近地面大氣溫度更高，其可承載更多的水汽量，大氣具備更高的絕對濕度。故在NL試驗(yàn)在熱力條件更好、較強(qiáng)的垂直上升速度條件下，在A區(qū)產(chǎn)生比HL試驗(yàn)更大的降水。

顯然，湖泊效應(yīng)對近地層水汽的調(diào)節(jié)體現(xiàn)在大氣水汽的飽和程度上，而非大氣的絕對濕度，即湖泊水體下墊面在調(diào)節(jié)溫度后，反而降低其近地層大氣水汽的絕對含量，這很好地解釋了湖泊陸面化后A區(qū)降水中心強(qiáng)度更大、強(qiáng)降水范圍更廣。

3.4 湖泊水體下墊面降低大氣層結(jié)不穩(wěn)定分析

大氣層結(jié)穩(wěn)定度是影響降水強(qiáng)度及降水性質(zhì)的關(guān)鍵條件，假相當(dāng)位溫的垂直梯度(?θse/?p)是表征大氣對流穩(wěn)定度的有效物理參數(shù)。為進(jìn)一步考量鄱陽湖水體下墊面對大氣層結(jié)穩(wěn)定度的影響，對比HL與NL試驗(yàn)降水發(fā)生前6小時沿28.9°N(過A區(qū))的平均θse，湖泊水體下墊面降低了900 hPa以下的θse，表明湖泊對大氣溫濕耦合量的θse的調(diào)節(jié)同樣僅限于邊界層。結(jié)合前述分析，湖泊陸面化后的θse更大是邊界層具有更高的溫度與絕對濕度的結(jié)果。

從Δθse的逐小時演變(表2)分析，也可發(fā)現(xiàn)在降水發(fā)生前，湖泊陸面化后的Δθse明顯高于HL試驗(yàn)，其在降水發(fā)生前一刻差值最大，達(dá)9.8 K，說明陸面化后大氣邊界層具有更強(qiáng)的對流不穩(wěn)定，這是NL試驗(yàn)A區(qū)短時強(qiáng)降水持續(xù)時間長、對流性更明顯的原因之一。

因此，湖泊對大氣層結(jié)穩(wěn)定度的影響集中在邊界層內(nèi)，其水體調(diào)節(jié)通過降低邊界層溫度與絕對濕度，從而達(dá)到降低大氣對流不穩(wěn)定度的結(jié)果，最終使降水性質(zhì)發(fā)生變化。應(yīng)該指出，業(yè)務(wù)預(yù)報過程中常用Δθse(850～500 hPa)診斷對流穩(wěn)定度并不能反映湖泊水體下墊面的影響，應(yīng)當(dāng)對大氣邊界層的Δθse予以重點(diǎn)關(guān)注。

研究表明，對流有效位能(CAPE)對起始抬升氣塊的溫度與濕度狀態(tài)是敏感的(王秀明等，2012；鄭永光等，2017)，其中氣塊的絕對濕度比溫度對CAPE的影響更為顯著(Crook，1996；陶祖鈺等，2016)。由前文分析溫度與濕度結(jié)果可知，湖泊水體下墊面對邊界層大氣溫度與絕對濕度有明顯的減弱作用，為充分探明湖泊水體下墊面對CAPE的影響，選取降水發(fā)生前 A區(qū)中心點(diǎn)(28.9°N、116.52°E，圖2b 紅點(diǎn)處)的探空，對比其在HL與NL試驗(yàn)下的差異(圖6)。顯然，HL試驗(yàn)受湖泊水體下墊面影響，960 hPa以下存在淺薄的逆溫層，地面的溫度露點(diǎn)差雖然較為接近，但露點(diǎn)溫度低于NL試驗(yàn)，其狀態(tài)曲線與層結(jié)曲線所圍成的CAPE為1 654 J·kg-1，明顯低于NL試驗(yàn)湖泊陸面化后的CAPE(2 470 J·kg-1)。所以，陸面化后湖泊附近可具備更強(qiáng)的CAPE，造成NL試驗(yàn)湖泊附近產(chǎn)生的降水對流性更為顯著。

圖4 降水前6小時(a，b)平均感熱通量(填色)、10 m風(fēng)速(等值線，單位：m·s-1)，(c，d)平均2 m溫度，(e)HL與NL試驗(yàn)平均溫度差(等值線，單位：℃)、相對濕度差(填色，HL-NL)沿28.9°N的緯向-垂直剖面；A區(qū)2011年6月(f)14日02時至15日02時平均2 m溫度日變化，(g，h)14日10時至15日00時平均垂直速度隨時間變化，(i)14日16時至15日12時平均小時降水量及過程累積降水量逐小時演變(a,c,g)HL試驗(yàn)，(b,d,h)NL試驗(yàn)

圖5 降水前6小時(a)沿28.9°N經(jīng)向平均的qs和q2,(b,c)平均潛熱通量,(d,e)平均2 m相對濕度(b,d)HL試驗(yàn)，(c,e)NL試驗(yàn)

表2 HL與NL試驗(yàn)A區(qū)區(qū)域平均Δθse(1 000與850 hPa的θse差)的逐小時演變(單位：K)

4 湖泊冷效應(yīng)減弱降水的概念模型

根據(jù)前面分析結(jié)果，認(rèn)為湖泊對其附近的降水約有10%的減弱作用，這與前人研究結(jié)果及預(yù)報員一般的理解有矛盾，最后給出湖泊冷效應(yīng)減弱降水的概念模型圖(圖7)。

湖泊作為水體熱容量大于陸地，在吸收相同太陽短波輻射后，增溫要慢于陸地，因此造成湖陸有6℃的溫差。另外陸地會加熱大氣，而湖泊是向大氣吸收熱量，因此在湖面垂直方向800 m及水平100 km 的范圍內(nèi)其大氣溫度是低于陸面上方大氣的，二者溫差接近1℃。當(dāng)對流系統(tǒng)經(jīng)過湖區(qū)時，受湖泊降溫的影響，這種熱力條件減弱影響了對流層中低層垂直上升運(yùn)動的強(qiáng)度與持續(xù)時間，造成降水強(qiáng)度減弱、降水時長縮短，最終減少了湖泊附近10%左右的累積降水量。

圖6 (a，b)降水前6小時平均θse沿28.9°N的緯向-垂直剖面，(c,d)2011年6月14日14時A區(qū)中心點(diǎn)(28.9°N、116.52°E)的探空圖(a，c)HL試驗(yàn)，(b，d)NL試驗(yàn)(紅色陰影是CAPE，黑色、藍(lán)色實(shí)線分別為溫度、露點(diǎn)溫度曲線，紅色虛線為狀態(tài)曲線)

圖7 湖泊冷效應(yīng)減弱降水的概念模型圖(黑色方框是湖泊降溫區(qū)域)

5 結(jié) 論

本文利用中尺度數(shù)值模式WRF3.8開展了控制性試驗(yàn)(HL試驗(yàn))、湖泊陸面化敏感性試驗(yàn)(NL試驗(yàn))，從大氣熱力、大氣濕度及大氣對流穩(wěn)定度等角度，重點(diǎn)對比分析了湖泊下墊面性質(zhì)對2011年6月14—15日鄱陽湖附近強(qiáng)降水中心形成的影響，探討并解釋了湖泊效應(yīng)對降水中心減弱作用的可能物理過程機(jī)制，初步得出以下結(jié)論：

(1)鄱陽湖水體下墊面對大氣邊界層有顯著的降溫調(diào)節(jié)作用，在白天可視為一“冷源”。該“冷源”在降水發(fā)生前6小時的感熱通量增幅率(ΔSHF)為負(fù)值，湖泊水體下墊面對邊界層大氣的加熱有減弱作用，其在降水發(fā)生前最大降幅率可達(dá)45%。進(jìn)一步分析表明，鄱陽湖水體下墊面附近100 km的水平范圍、800 m的垂直厚度大氣的溫度有明顯的負(fù)的增幅率影響，其中對500 m高度內(nèi)的“降溫”調(diào)節(jié)超過1℃，臨近降水時刻2 m溫度最大“降溫”為2.0℃。NL試驗(yàn)下湖泊陸面化后，這種熱力作用是通過改善對流層中低層上升運(yùn)動的強(qiáng)度與持續(xù)時間，起到增強(qiáng)降水強(qiáng)度以及延長降水時間的作用，最終使得湖泊陸面化后的累積降水更大。

(2)潛熱通量與大氣濕度分析結(jié)果發(fā)現(xiàn)，鄱陽湖水體下墊面同樣對潛熱通量有減弱作用，并僅能調(diào)節(jié)(提高)邊界層大氣水汽的飽和程度，但不能改變大氣的絕對濕度。湖泊水體下墊面“降低”邊界層大氣溫度，進(jìn)而“降低”其邊界層大氣水汽的絕對含量，這解釋了湖泊陸面化后NL試驗(yàn)下降水中心強(qiáng)度更大、強(qiáng)降水范圍更廣的原因。

(3)由于湖泊水體下墊面對邊界層大氣溫度與絕對濕度有顯著的“降低”作用，結(jié)果使鄱陽湖附近大氣低層(1 000～850 hPa)具有比NL試驗(yàn)下更弱的對流不穩(wěn)定度。探空所反映HL試驗(yàn)受湖泊下墊面的調(diào)節(jié)影響，降水發(fā)生前近地層有淺薄逆溫結(jié)構(gòu)，并比湖泊陸面化NL試驗(yàn)具有更弱的對流有效位能，最終減弱了降水的對流性質(zhì)。

文章通過兩組對比模擬從熱力、水汽和濕度以及大氣對流穩(wěn)定度等角度初步探討了鄱陽湖水體下墊面對局地降水中心形成的影響與機(jī)制。然而結(jié)論是個例分析研究的結(jié)果，湖泊效應(yīng)減少降水量是否對所有對流性降水個例適用，日后需要選取更多的過程開展統(tǒng)計性分析，以期更深入挖掘湖泊對于局地降水的影響機(jī)理。

致謝：衷心的感謝福建省氣象臺劉德強(qiáng)博士的悉心指導(dǎo)！