鄱阳湖地区地表通量特征及影响因素

2021-09-27饶志娟刘熙明汪如良

气象与减灾研究 2021年1期

饶志娟，刘熙明，汪如良

1. 江西省气象学会秘书处，江西南昌 3300962. 江西省气象科学研究所，江西南昌 3300963. 江西省气象服务中心，江西南昌 330096

0 引言

离地面1—2 km左右的大气边界层是人类生活和生产活动的主要空间，是地球大气动量、能量和各种物质(水分、CO2和其它温室气体及各种大气污染物质)上下输送的通道，全球变化的区域响应以及地表变化和人类活动对气候的影响也是通过大气边界层过程来实现的(Dalu and Pielke，1993)。由于地表状态的不同，发生在边界层内的地气之间热量、水汽和动量的交换过程也不同，由此影响到自由大气，产生了各种不同的天气气候变化(Chen and Avissar，1994)。合理、准确地描述时空非均匀下垫面动量、能量、水分和物质通量交换，不仅是当前陆面过程研究的难点，也是影响和制约现阶段气候系统模式模拟和预测能力的重要原因之一。

低层大气运动的主要形式是湍流运动，其产生的湍流通量是地球和大气间相互作用的重要物理量，对区域气候甚至全球气候都能产生深远影响，是气候变化研究的重要内容之一(Vickers and Mahrt，2003)。研究表明，对于地气系统热平衡的基本状况，大气直接吸收太阳辐射为19%，通过地面吸收短波辐射后转化成其他形式能量为45%，可见大气热量主要来源于地面(刘树华等，2005)。因此，地表通量的观测和计算对大气热量等的研究极为重要。湖泊生态对区域气候变化的影响是研究的热点问题，国内外学者对湖泊水文过程、表面通量等进行了大量的综合性观测实验。早在1950年，Wiggin(1950)就对美国五大湖的湖效应降水进行了研究。Enalainen等(1998)对两个不同大小的湖泊进行了观测，研究了森林茂密湖泊的潜热通量与过水流量的关系。Bussieres和Schertzer(2003)利用NOAA的AVVHRR热红外观测数据，反演了Mackenzie流域的水体温度，并进一步分析了辐射平衡特征。国内开展的HEIFE实验是以水分和热量交换为主要研究内容的综合性观测实验，并对干旱气候的成因和相应的陆面过程进行了研究，为气候模式的中纬度干旱和半干旱地带水份和能量收支的参数化提供观测依据，以提高气候预报能力(胡隐樵等，1994；陶泽宏等，1994)。淮河流域试验(HUBEX)是全球能量与水分循环试验/亚洲季风试验(GEW EX/GAM E)在东亚副热带半湿润地区开展的气象、水文观测试验(张雁，2000)。随着计算机的发展，许多学者对湍流开展了数值模拟，极大地提升了湍流的研究。韩永翔等(2016)研究了对流边界层湍流通量及逆梯度输送的参数化，对比分析了三种修正地梯度输送方案优劣。张蕴帅等(2021)对黄河源区鄂陵湖湖面和湖边草地对流边界层湍流结构特征进行了大涡模拟，通过改变模式水平分辨率的敏感性试验，分析了不同尺度的湍涡对草地与湖上湍能的贡献，对流的形式和强度以及物理量空间分布的影响，还分析了不同尺度范围的波对湍流通量的贡献。这些观测和研究成果极大地丰富了大气边界层通量输送和能量平衡研究的发展。

鄱阳湖是我国第一大淡水湖，位于低纬度地区，属于亚热带温暖湿润季风气候，夏季炎热潮湿，冬季干燥寒冷，是长江流域一个过水性、吞吐型、季节性的重要湖泊。鄱阳湖周边地形地貌复杂，东、南、西三面环山。研究表明，鄱阳湖地区具有明显的湖陆风现象，湖陆风加上地形的狭管效应使湖的北侧和西侧风速明显加大，夏季白天湖陆风环流对于移经上方的对流系统有明显减弱作用(曹渐华等，2015；吴楠等，2019)，湖—气温差和湖—陆温差是湖效应降水形成的关键(刘熙明和胡非，2007；孔萍，2013)。湖—气温差实际上反映了大气低层的稳定条件，湖—陆温差反映了湖—气之间的热量和水汽交换情况。因此，研究鄱阳湖地区地表通量特征对局地天气预报、边界层特征数值模拟等具有重要意义。文中拟利用2013年7月1日—2014年6月30日鄱阳湖东岸70 m铁塔的涡动相关观测资料，分析动量、感热、潜热通量的变化特征及其影响因素，以期为鄱阳湖地区局地气候和大气循环研究提供参考。

1 数据来源及处理

文中使用的数据来自鄱阳湖东岸的70 m观测塔。观测塔位于鄱阳湖东岸的江西省鄱阳县白沙洲乡(29.16°N，116.61°E)，距离鄱阳县气象基准站18.0 km，铁塔周边地形平坦，下垫面主要为低矮灌木。实验所采用的EC150开路涡动相关观测仪安装在铁塔的44.0 m处，超声风速仪(CAST3，Campbell)数据采集器为CR3000 Campbell，采集数据包括风速、风向、温度、湿度以及仪器输出的摩擦速度，采样频率为10 Hz，观测时间为2013年7月1日—2014年6月30日。降水数据来源于鄱阳县气象基准站。

首先对原始数据通过去野点、去趋势、坐标旋转等，计算30 min平均数据，结合鄱阳县气象基准站降水数据，删除降水日的观测资料。其次，根据整体湍流特征(Internal Turulence Characteristics，简称ITC)选取ITC<30%(湍流充分发展)的数据(Irwin，1979)。

2 鄱阳湖地区风、温及通量足迹分布

2.1 风速和温度变化

鄱阳湖地区受季风影响，夏季主要以南风、西南偏南风和东南偏南风为主；冬季主要以西北风、西北偏北风等偏北风为主。图1给出了2013年7月1日—2014年6月30日观测塔和鄱阳站日平均风速、温度的变化。分析可知，观测塔观测的风速明显大于鄱阳站风速，观测塔全年日平均风速在2—12 m/s，年平均风速为4.3 m/s，10 m/s以上大风主要出现在午后，极大值风速为14.3 m/s，出现在15时。秋季风速较强，最大的半小时平均风速可达11.4 m/s；春季次之，夏季最小。分析温度变化可知，夏季观测塔温度低于鄱阳站，冬季高于鄱阳站；两站的温度变化趋势一致，但观测塔的温度变化要稍落后于鄱阳站。

图1 2013年7月1日—2014年6月30日观测塔和鄱阳站日平均风速(a)、温度(b)的变化Fig. 1 Variation of daily average wind speed (a) and temperature (b) from July 1，2013 to June 30，2014

2.2 通量足迹分布

图2给出了不同稳定度条件下90%通量贡献区范围随风向的变化。分析可知，通量足迹分布比较集中、均匀，整体呈准南北走向。在不稳定条件下，通量足迹的变化范围在21—434 m，平均值为145 m，其中30—200 m范围为通量贡献的密集区。从不同方位上看，通量足迹在南、北方向密集，在西南和东北方向稀疏。在稳定条件下，通量足迹的变化范围在2 600—18 400 m，平均值为4 988 m，其中3 000—5 000 m范围为通量贡献的密集区。从方位上看，通量足迹在北偏东方向密集，偏南方向较为密集，其余方向均稀疏。显然，稳定层结条件下的通量足迹远大于不稳定层结。这是因为通量源区本质上是一个特定的范围，此范围的湍流通量通过湍流运动有充足的时间到达仪器测量高度。大气层结越不稳定，湍流混合越充分，湍流信息到达仪器测量高度的时间也越短，从而通量源区越向观测点“收缩”。

图2 鄱阳湖地区不稳定(a)、稳定(b)条件下90%通量贡献区范围随风向的变化Fig. 2 Variation of 90% flux contribution area with wind direction under unstable (a) and stable (b) conditions over Poyang Lake area

3 湍流通量变化特征及其影响因素

相对于分子的热交换，大气湍流的热交换效率更高。湍流热交换发生的运动尺度可以从毫米到千米量级。大尺度的湍流单元从平均运动中获得能量，并通过逐级传递把能量输送给小尺度的湍流单元，最小尺度的湍流单元释放能量而消失。物理上，通量定义为单位时间、单位面积物质的输送。大气湍流中经常用到的通量有动量通量、感热通量和潜热通量，以及物质通量(张宏昇，2014)。

在均匀、平稳和各项同性的条件下，某一层大气的湍流场中任一种物理量s，其属性满足：

(1)

在该层内对高度做积分，则得到湍流通量：

(2)

其中，A为系数，w′为w方向的风速脉动值，s′为物理量s的脉动值，z为高度。可见湍流通量实际是大气参量的协方差。将水平纵向风速u、温度θ、比湿q等代入式(2)中，则有动量通量：

(3)

(4)

潜热通量：

(5)

其中，Lv为水的汽化潜热，ρ为空气密度，Cp为空气比热，u′为u方向的风速脉动值，θ′、q′分别为温度θ和比湿q的脉动值。

3.1 动量通量

图3给出了动量通量的日平均和周平均及标准差变化。分析可知，鄱阳湖地区的动量通量在数值上表现为夏、秋季较大，冬、春季较小。动量通量的分布范围在0—0.2 kg/(m·s2)，占总量的98%，整体变化范围为0—0.6 kg/(m·s2)。分析动量通量的周平均可知，动量通量从夏季到冬季呈波动下降趋势，冬季有一个小幅度的上升，随后又波动下降，到春季趋于平稳。分析其标准差可知，夏季(7月)和秋季(9月)的变化幅度较大，冬季(12月)较小。

图3 鄱阳湖地区动量通量的日平均(a)、周平均和标准差(b)变化Fig. 3 Variation of daily average (a), weekly average and standard deviation (b) of momentum flux over Poyang Lake area

3.2 感热通量

图4给出了感热通量的日平均和周平均及标准差变化。分析可知，鄱阳湖地区的感热通量在数值上表现为秋季最大，春季次之，夏季最小。感热通量的变化范围为-100—350 W/m2，密集区在-20—50 W/m2。9—11月的感热通量可达350 W/m2，到7月则降至50 W/m2以下。分析感热通量的周平均可知，感热通量从夏季到秋季呈波动上升趋势，秋季到冬季波动下降，到春季有一个小幅上升趋势。分析标准差可知，秋季整体的变化幅度都较大，夏季整体较小；9月的变化幅度最大，7月最小。

图4 鄱阳湖地区感热通量的日平均(a)、周平均和标准差(b)变化Fig. 4 Variation of daily average (a), weekly average and standard deviation (b) of sensible heat flux over Poyang Lake area

3.3 潜热通量

图5给出了潜热通量的日平均和周平均及标准差变化。分析可知，潜热通量在数值上表现为夏季最大，冬季最小。潜热通量的变化范围为-100—400 W/m2，集中分布在0—100 W/m2。分析周平均可知，潜热通量在8月下旬左右达到最大，然后呈波动下降趋势，到春季又开始波动上升。分析标准差可知，夏季整体的变化幅度较大，冬季整体较小。

图5 鄱阳湖地区潜热通量的日平均(a)和周平均及标准差(b)变化Fig. 5 Daily average (a), weekly average and standard deviation (b) of latent heat flux over Poyang Lake area

3.4 湍流通量的影响因素

图6为动量通量、感热通量和潜热通量随风向的变化。分析可知，动量通量的变化呈明显的双峰形变化，且对风向具有很强的依赖性。在315°—60°—45°和180°—225°方向上变化幅度较大，变化范围为0—0.35 kg/(m·s2)，离散程度较大；在45°—180°和225°—315°方向上变化较平缓，离散程度较小且值较小，大部分在0.1 kg/(m·s2)以下。

图6 鄱阳湖地区动量(a)、感热(b)和潜热(c)通量随风向的变化Fig. 6 Momentum (a), sensible heat (b), and latent heat (c) flux change by wind direction over Poyang Lake area

感热通量的变化范围在-100—350 W/m2，离散程度较动量通量大，但总体变化趋势较一致。感热通量在135°—180°方向也较为平缓，但是180°—360°方向离散程度都较大，与动量通量的趋势略不同。

通过以上的分析可知，动量通量、感热通量和潜热通量对风向的依赖性不同。由动量通量随风向的变化可知，摩擦速度取决定性作用。分析观测塔周围下垫面特征可知，来流风向的变化就体现了下垫面物理性质在空间上的变化。当来流为在315°—360°—45°和180°—225°方向时，下垫面性质为湖面水体以及水体与陆地接壤的低矮灌木，地面粗糙度依次明显增大，这使得铁塔周围近地面风切变逐渐增强，因而平均动能转化为湍流动能增多，从而使得摩擦速度和动量通量显著增大。

图7给出了潜热通量与平均水汽密度和不同方向潜热通量的月变化。分析可知，潜热通量的变化与水汽密度的变化一致，平均水汽密度在7月中旬达到最大，潜热通量最大值稍延后，在8月左右达到最大。结合观测塔周边环境，文中定义风向为270°—360°的通量来自湖面，风向为0°—270°的通量来自陆地。总体而言，来自湖面的潜热通量较大，而来自陆地的较小。这是因为潜热通量与水的相变密切相关，由于水体的热容量较陆地大，水面蒸发量大，因而潜热通量较大。

图7 鄱阳湖地区潜热通量与平均水汽密度(a)和不同方向潜热通量(b)的月变化Fig. 7 Monthly variation of latent heat flux and mean water vapor density (a) and latent heat flux in different directions (b) over Poyang Lake area

感热通量是由于温度变化而引起的大气与下垫面之间发生以湍流形式呈现的热交换，很显然，它与大气的热状态、物体的加热或冷却过程密切相关。进一步分析感热通量的计算式(4)可知，感热通量主要由大气稳定度和摩擦速度决定。根据表1给出的稳定度分类标准，计算不同大气状态下，感热通量随风向的变化(图8)。分析可知，当大气处于稳定状态(E类和F类)时，感热通量为负值，数据的离散程度很小，值为-25—0 W/m2。当大气处于不稳定状态(A类、B类和C类)时，感热通量显著增加，数据变化范围很大，为-50—350 W/m2。大气为中性层结时，感热通量的大幅变化主要发生在0—225°方向(来流为陆地)；而小幅变化主要发生在225°—360°方向(来流为湖面)，这是因为陆地的热力和动力作用均很强烈，从而使感热通量明显偏大，而湖面的增温较慢，因此感热通量较小。从观测的数据还可以看出，鄱阳湖地区大气层结以不稳定为主，中性层结次之，稳定层结较少。

图8 鄱阳湖地区不同稳定度条件下感热通量Hs随风向的变化(a,大气极不稳定；b，大气不稳定；c，大气弱不稳定；d，大气为中性层结；e，大气弱稳定；f，大气稳定)Fig. 8 Variation of sensible heat flux with wind direction under different stability conditions over Poyang Lake area (a, extremely unstable; b, unstable; c, the weakly unstable; d, neutral stratification; e, weakly stable; f, stable)