付 超 諶 蕓 尹絲雨 曾智琳 單九生 朱克云

1 福建省氣象臺(tái)，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(guó)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(tái)，南昌 330096

提 要： 為量化分析研究湖泊對(duì)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(shí)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(duì)2011年6月14—15日鄱陽(yáng)湖附近強(qiáng)降水的高值中心開(kāi)展分析。結(jié)果表明：鄱陽(yáng)湖水體下墊面白天作為“冷源”，對(duì)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(duì)流層中低層上升運(yùn)動(dòng)的強(qiáng)度與持續(xù)時(shí)間，造成降水強(qiáng)度減弱、降水時(shí)長(zhǎng)縮短，最終減少了湖泊附近10%左右的累積雨量;鄱陽(yáng)湖水體下墊面僅能提高邊界層大氣水汽的飽和程度(相對(duì)濕度)，但“降低”了水汽的絕對(duì)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(guò)“降低”邊界層大氣溫度與絕對(duì)濕度，從而使大氣具有比敏感性試驗(yàn)更弱的對(duì)流有效位能，大氣低層(1 000～850 hPa)具有更弱的對(duì)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(duì)流性質(zhì)?？傮w而言，鄱陽(yáng)湖水體下墊面通過(guò)調(diào)節(jié)邊界層大氣的溫度與絕對(duì)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(dòng)的持續(xù)時(shí)間與強(qiáng)度，減弱湖泊附近低層的對(duì)流，對(duì)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(huì)產(chǎn)生湖陸風(fēng)、強(qiáng)降雪、雷暴等強(qiáng)對(duì)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(chǎng)、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(shì)，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(shì)(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(guò)湖泊時(shí)，因季節(jié)不同會(huì)有不同的影響，冬季湖泊能增強(qiáng)(減弱)經(jīng)過(guò)湖面的低壓(高壓)系統(tǒng)；夏季能增強(qiáng)(減弱)經(jīng)過(guò)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(duì)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(cè)資料以及數(shù)值模式，統(tǒng)計(jì)分析等方法，從天氣、氣候的角度開(kāi)展研究。楊罡等(2011)通過(guò)數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)鄱陽(yáng)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(guò)有無(wú)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(duì)周邊60 km范圍內(nèi)溫度影響明顯。此外，湖泊對(duì)降水的影響也有季節(jié)性特征(Nicholls and Toumi，2014)，有觀測(cè)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(shí)，常常能增強(qiáng)湖泊降水強(qiáng)度(Dewey，1979)，甚至在降雪天氣下會(huì)影響湖面順風(fēng)降雪的范圍和強(qiáng)度(Wright，2016)。

鄱陽(yáng)湖是中國(guó)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(gè)島嶼和7個(gè)自然保護(hù)區(qū)。其周邊社會(huì)經(jīng)濟(jì)集中，人口密集。因此，研究大型湖泊對(duì)降水過(guò)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(bào)能力。早期關(guān)于湖泊效應(yīng)方面的研究多偏氣候、觀測(cè)及統(tǒng)計(jì)分析，但利用數(shù)值模式研究湖泊對(duì)降水的影響相對(duì)較少，本文以一次強(qiáng)降水過(guò)程為例，研究湖泊對(duì)此次降水過(guò)程的影響。

1 降水過(guò)程簡(jiǎn)介與大尺度環(huán)流背景

2011年6月13—15日在長(zhǎng)江中下游地區(qū)出現(xiàn)大范圍持續(xù)性的強(qiáng)降水過(guò)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(jí)的降水貫穿鄱陽(yáng)湖，并呈東西帶狀走向(圖1a)，其中鄱陽(yáng)湖附近的鄱陽(yáng)縣饒河聯(lián)圩站過(guò)程累積降水量為256 mm，其降水集中時(shí)段為14日16時(shí)至15日12時(shí)，其中短時(shí)強(qiáng)降水(≥20 mm·h-1)占過(guò)程累計(jì)降水量的61.5%，14日23時(shí)至15日02時(shí)出現(xiàn)連續(xù)4 h的短時(shí)強(qiáng)降水(圖1c)，對(duì)流性質(zhì)非常明顯。整體而言，此次降水過(guò)程具有呈帶狀分布、對(duì)流性明顯、短時(shí)強(qiáng)降水持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)、鄱陽(yáng)湖附近降水強(qiáng)度大等特點(diǎn)。

圖1b給出了此次過(guò)程的的大尺度背景環(huán)流場(chǎng)，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(zhǎng)江中下游地區(qū)有明顯的低渦切變線活動(dòng)，切變線南側(cè)來(lái)自南海、孟加拉灣的兩支強(qiáng)盛的暖濕氣流合并，向長(zhǎng)江中下游輸送充沛的水汽，850 hPa水汽通量超過(guò)20 g·cm-1·hPa-1·s-1。可見(jiàn)，此次過(guò)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(dòng)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(guò)程，貴州省至長(zhǎng)江中下游有一條西南—東北向的靜止鋒，鄱陽(yáng)湖平原處在高空槽前的輻散氣流中，對(duì)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(duì)流系統(tǒng)的TBB維持在-70℃的低亮溫，對(duì)流發(fā)展旺盛，暖云層厚度超過(guò)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(gè)低壓中心及2條中尺度輻合線，成為鄱陽(yáng)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(yáng)湖附近存在一個(gè)強(qiáng)降水中心，前述分析也表明該中心的短時(shí)強(qiáng)降水持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，對(duì)流性質(zhì)明顯，鄱陽(yáng)湖在其中起到什么作用呢？下文將重點(diǎn)針對(duì)鄱陽(yáng)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(yáng)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(yáng)湖對(duì)降水中心形成的作用。

2 資料來(lái)源及試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)

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(shí)間間隔為6 h的FNL分析資料以及國(guó)家氣象信息中心提供的區(qū)域自動(dòng)站逐小時(shí)降水資料。

本文利用WRF3.8版本的中尺度數(shù)值預(yù)報(bào)模式，模式起止時(shí)間分別為2011年6月14日02時(shí)、15日14時(shí)，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(guò)程采用WSM3方案；長(zhǎng)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(guò)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(yáng)湖的作用，設(shè)計(jì)了兩組對(duì)比試驗(yàn)：第一組為有湖的控制性試驗(yàn)(簡(jiǎn)稱HL，下同)，第二組為去湖的敏感性試驗(yàn)(簡(jiǎn)稱NL，下同)，模式中將鄱陽(yáng)湖(圖2a灰色陰影是鄱陽(yáng)湖所處位置，對(duì)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(duì)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(shí)至15日12時(shí)累積降水量(單位：mm)，(b)14日14時(shí)850 hPa風(fēng)場(chǎng)(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(shì)高度(紅線，單位：dagpm)，(c)14日21時(shí)至15日12時(shí)鄱陽(yáng)縣饒河聯(lián)圩站小時(shí)降水(柱狀圖，對(duì)應(yīng)左刻度)及累積降水(折線圖，對(duì)應(yīng)右刻度)隨時(shí)間變化，(d)14日20時(shí)中尺度綜合分析圖(孫素琴等，2015)，(e)模擬的14日17時(shí)至15日14時(shí)江西省北部低壓及地面輻合線2的動(dòng)態(tài)(孫素琴等，2015)

(1)

式中：PHL，PNL分別為有、無(wú)湖時(shí)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(duì)比分析

對(duì)比圖3a，3b可以看出，HL試驗(yàn)對(duì)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(duì)于雨帶上鄱陽(yáng)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(jí)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(yáng)湖下墊面改變?yōu)榕c其周邊相同區(qū)域后，鄱陽(yáng)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(jiàn)鄱陽(yáng)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(shí)段是在14日16—22時(shí)，那么降水發(fā)生之前鄱陽(yáng)湖的下墊面是如何影響對(duì)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(duì)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(shí)，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(yáng)湖水體下墊面因素對(duì)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(yáng)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(shí)至15日12時(shí)(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(duì)邊界層熱力條件的改善作用

不同的下墊面性質(zhì)對(duì)太陽(yáng)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(yáng)湖水體的下墊面性質(zhì)，必然會(huì)對(duì)其輻射過(guò)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(duì)于接收太陽(yáng)短波輻射、以及地表長(zhǎng)波輻射所帶來(lái)的熱力差異影響。

首先，量化對(duì)比分析鄱陽(yáng)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(yáng)湖水體下墊面對(duì)大氣低層熱力的影響過(guò)程，診斷降水發(fā)生前6小時(shí)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(yáng)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(guò)180 W·m-2，表明熱量是向上傳輸?shù)?，即大氣從下墊面汲取熱量，因?yàn)榈乇淼母袩徇^(guò)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(duì)比HL和NL試驗(yàn)，可見(jiàn)在降水發(fā)生前6小時(shí)平均10 m風(fēng)場(chǎng)無(wú)明顯差異，因此感熱通量的差異受Tsk與T2的影響?；谇拔亩x分別計(jì)算感熱通量增幅率(ΔSHF)與潛熱通量增幅率(ΔLHF)，由表1可見(jiàn)，ΔSHF在強(qiáng)降水集中時(shí)段前(19時(shí)前)均為負(fù)值，說(shuō)明湖泊水體下墊面對(duì)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(shí))，降水初始階段(16—18時(shí))變得不穩(wěn)定但仍為負(fù)值，強(qiáng)降水集中時(shí)段(19—22時(shí))則轉(zhuǎn)變?yōu)闊嵬肯蛳隆?/p>

表1 A區(qū)鄱陽(yáng)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(shí)演變(單位：100%)

圖4c，4d分別是HL、NL試驗(yàn)在降水前6小時(shí)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(jiàn)湖泊對(duì)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(duì)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(jì)算A區(qū)內(nèi)的鄱陽(yáng)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(yáng)湖水體下墊面后，在白天吸收同等太陽(yáng)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(shí)內(nèi)A區(qū)近地面具有更高的溫度。由此說(shuō)明鄱陽(yáng)湖水體下墊面在白天具有太陽(yáng)短波輻射的條件下，湖面對(duì)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(yáng)湖水體下墊面的熱力強(qiáng)迫在垂直方向影響，沿穿過(guò)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(shí)，在水平方向上鄱陽(yáng)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(duì)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(jì)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(shí)段前(13時(shí))達(dá)到最大，其差值超過(guò)2℃。這2℃的熱力差異是如何對(duì)降水起到增幅作用呢？從A區(qū)平均的垂直速度逐小時(shí)演變來(lái)看(圖4g,4h)，HL與NL試驗(yàn)的垂直上升速度的起始時(shí)間基本一致，但在18—22時(shí)的強(qiáng)降水期間，NL試驗(yàn)在對(duì)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(dòng)從18時(shí)持續(xù)到23時(shí)，明顯較HL試驗(yàn)要更長(zhǎng)些，從A區(qū)平均逐小時(shí)降水演變來(lái)看(圖4i)，18—23時(shí)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(gè)時(shí)段，降水時(shí)間與垂直速度對(duì)應(yīng)較好。所以，地表熱力差異可以改善對(duì)流層中低層垂直上升運(yùn)動(dòng)的強(qiáng)度及上升運(yùn)動(dòng)的持續(xù)時(shí)間，一方面起到增強(qiáng)降水強(qiáng)度，另一方面起到延長(zhǎng)降水時(shí)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(duì)邊界層大氣濕度的影響分析

通常認(rèn)為湖泊對(duì)附近的降水具有增幅效應(yīng)。然而，通過(guò)HL與NL試驗(yàn)卻發(fā)現(xiàn)湖泊下墊面性質(zhì)對(duì)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(gè)關(guān)鍵物理參數(shù)。對(duì)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(huì)更大呢？

對(duì)比HL與NL試驗(yàn)2 m相對(duì)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(duì)濕度在90%左右(圖5d)，湖泊陸面化后，其相對(duì)濕度明顯降低(圖5e)，計(jì)算結(jié)果發(fā)現(xiàn)湖泊對(duì)2 m相對(duì)濕度有12%的增濕作用。鄱陽(yáng)湖對(duì)相對(duì)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(yáng)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(jiàn)鄱陽(yáng)湖的水體下墊面并沒(méi)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(duì)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(duì)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(duì)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(duì)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(duì)流穩(wěn)定度的有效物理參數(shù)。為進(jìn)一步考量鄱陽(yáng)湖水體下墊面對(duì)大氣層結(jié)穩(wěn)定度的影響，對(duì)比HL與NL試驗(yàn)降水發(fā)生前6小時(shí)沿28.9°N(過(guò)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(duì)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(duì)濕度的結(jié)果。

從Δθse的逐小時(shí)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(shuō)明陸面化后大氣邊界層具有更強(qiáng)的對(duì)流不穩(wěn)定，這是NL試驗(yàn)A區(qū)短時(shí)強(qiáng)降水持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)、對(duì)流性更明顯的原因之一。

因此，湖泊對(duì)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(guò)降低邊界層溫度與絕對(duì)濕度，從而達(dá)到降低大氣對(duì)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(bào)過(guò)程中常用Δθse(850～500 hPa)診斷對(duì)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(duì)大氣邊界層的Δθse予以重點(diǎn)關(guān)注。

研究表明，對(duì)流有效位能(CAPE)對(duì)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(duì)濕度比溫度對(duì)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(duì)邊界層大氣溫度與絕對(duì)濕度有明顯的減弱作用，為充分探明湖泊水體下墊面對(duì)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(duì)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(duì)流性更為顯著。

圖4 降水前6小時(shí)(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(duì)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(shí)至15日02時(shí)平均2 m溫度日變化，(g，h)14日10時(shí)至15日00時(shí)平均垂直速度隨時(shí)間變化，(i)14日16時(shí)至15日12時(shí)平均小時(shí)降水量及過(guò)程累積降水量逐小時(shí)演變(a,c,g)HL試驗(yàn)，(b,d,h)NL試驗(yàn)

圖5 降水前6小時(shí)(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(duì)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(shí)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(duì)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(bào)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(yáng)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(huì)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(duì)流系統(tǒng)經(jīng)過(guò)湖區(qū)時(shí)，受湖泊降溫的影響，這種熱力條件減弱影響了對(duì)流層中低層垂直上升運(yùn)動(dòng)的強(qiáng)度與持續(xù)時(shí)間，造成降水強(qiáng)度減弱、降水時(shí)長(zhǎng)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(shí)平均θse沿28.9°N的緯向-垂直剖面，(c,d)2011年6月14日14時(shí)A區(qū)中心點(diǎn)(28.9°N、116.52°E)的探空?qǐng)D(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(kāi)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(duì)流穩(wěn)定度等角度，重點(diǎn)對(duì)比分析了湖泊下墊面性質(zhì)對(duì)2011年6月14—15日鄱陽(yáng)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(duì)降水中心減弱作用的可能物理過(guò)程機(jī)制，初步得出以下結(jié)論：

(1)鄱陽(yáng)湖水體下墊面對(duì)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(shí)的感熱通量增幅率(ΔSHF)為負(fù)值，湖泊水體下墊面對(duì)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(yáng)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(duì)500 m高度內(nèi)的“降溫”調(diào)節(jié)超過(guò)1℃，臨近降水時(shí)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(guò)改善對(duì)流層中低層上升運(yùn)動(dòng)的強(qiáng)度與持續(xù)時(shí)間，起到增強(qiáng)降水強(qiáng)度以及延長(zhǎng)降水時(shí)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(yáng)湖水體下墊面同樣對(duì)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(duì)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(duì)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(duì)邊界層大氣溫度與絕對(duì)濕度有顯著的“降低”作用，結(jié)果使鄱陽(yáng)湖附近大氣低層(1 000～850 hPa)具有比NL試驗(yàn)下更弱的對(duì)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(duì)流有效位能，最終減弱了降水的對(duì)流性質(zhì)。

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

致謝：衷心的感謝福建省氣象臺(tái)劉德強(qiáng)博士的悉心指導(dǎo)！