建筑物对周边气温影响的初步研究

随着城市化进程的加快,建筑物成为影响气温观测的最重要因素之一。为了定量研究建筑物对周边气温的影响,应用城市小区尺度模式,选取气象站观测的3个重要时刻(14∶00、20∶00以及02∶00,北京时间),模拟了草地下垫面上长60 m、宽20 m的孤立建筑物,在不同高度(6、18、30m)及不同初始风速(2、4、6、8、10 m·s~(-1))条件下建筑物下风方的气温变化。研究结果表明:(1)由于建筑物的存在,夏季晴天14∶00建筑物下风方最大增温可达2.4℃,夜间20∶00和02∶00建筑物下风方最大降温分别为1.0℃、2.4℃。(2)以影响幅度大于0.1℃为标准,建筑物对下风方气温影响的最大距离在14∶00为11.7倍建筑物高度;而在20∶00和02∶00分别达到36.7倍和21.7倍建筑物高度,超过气象探测环境保护条例规定标准。(3)建筑物导致下风方风速衰减,从而增加了湍流动能中机械产生项的作用,即风速衰减幅度越大,对气温变化影响作用越强;而在白天不稳定层结下,建筑物造成的太阳辐射遮蔽效应对气温变化也有一定影响,建筑物越高,反而会在一定程度上减弱增温效应。     

水体对气温观测影响的试验分析

2011年项目组设计了浙江省大型水体观测试验方案,选择较大水体,在其上、下风方向特定距离处布设自动气象站,同步观测各站气温,研究气温受水体影响的量化规律。结果表明,水体对周边陆地有白天降温、夜间增温效应,且离水体越近,这种效应越明显;夜间升温效应比白天降温效应显著,3—5月白天降温效应比1—2月明显;在一天中正午的降温影响最大;2km2的水域对下风向100m范围内温度观测有明显影响,100m以远影响不明显。该研究对量化水体影响的范围和量值进行了有益的探索,为气象站科学选址提供了依据。     

非冻结水体对气温影响的观测试验与模拟评估

为定量评估水体对温度的影响,通过观测试验和数值模拟研究不同尺度水体的影响范围,并进行敏感性试验分析,得到以下主要结果:(1)观测试验表明,冬、春季水体对周围的影响主要表现为夜间增温和白天降温,离水体越近,效果越明显,影响范围小尺度水体冬季可达200 m,春季影响距离减小,大尺度水体可达1 km,水体的增温作用存在背景风速阈值,小尺度水体的阈值为3 m·s~(-1),大尺度水体的阈值为4 m·s~(-1),当背景风速小于阈值时,增温作用显著,大于阈值时,增温作用不显著,白天降温作用受风速的影响不大。(2)数值模拟结果表明,不同尺度水体对温度均有白天降温、夜间升温的作用,以0.05℃为标准,小尺度水体对温度的影响范围达到100 m,以0.2℃为标准,大尺度水体的影响范围达到3.7 km左右。(3)对背景风速、初始温度、天气状况的敏感性分析表明,夜间,当风速小于对应阈值时,风速越大,水体对下风向的影响越大,大于对应阈值时,水体的影响不随风速变化而变化;白天,水体对下风向的影响受初始风速的影响不如夜间明显,夜间,温度越高,水体的影响距离越小,白天反之,水体对温度的影响随天气变化显著不同。     

土地扩张对城市边界层风热环境影响的模拟研究——以沈阳市为例

利用WRF模式中的UCM+AH城市冠层方案,以2005年8月两个晴天为天气背景,对比研究了1993年与2005年不同下垫面情况下,沈阳市城市扩张对近地层风热环境及边界层的影响。结果表明:UCM+AH方案能够较合理准确地模拟出城市范围的2 m气温与10 m风速的日变化特征,且对2 m气温的模拟效果要优于10 m风速;模拟2 m气温的日较差偏大,模拟10 m风速系统性偏高0.5—1.0 m·s-1;城市土地扩张后,城区普遍增温,且夜间增温幅度较大,扩建城区夜间最大增温能达到7℃,老城区在夜间增温幅度最大可达3℃,上风向增温幅度较大;城区日间增温不明显,在0—1℃;城市土地扩张后,老城区风速普遍减小,但减小值1 m·s-1;扩建城区风速减小近1 m·s-1,城区内可能出现的高温辐合中心对周围近地层风速有加速作用;城市扩张对边界层最显著的影响体现在午后,城区的扩张增大了湍流动能的影响范围,湍流动能在数值上增加0.2—0.3 m2·s-2;扩建城区上空的边界层高度在14时抬升100—200 m,且下风向边界层内部的局地环流与垂直上升运动增强。     

金塔绿洲解放村水库夏季晴天水文气象效应的数值模拟

利用非静力中尺度数值模式RAMS,模拟了金塔绿洲南部边缘面积约为6 km2的小水库(解放村水库)夏季晴天的水文气象效应。结果表明:金塔绿洲附近的解放村水库面积虽然很小,但水库水体具有比较明显的"暖湖"、"冷湖"和"湿岛"效应,且有明显的湖风出现。敏感性试验表明水库水体总的作用是冷却作用,最大降温幅度为2.2℃;水库水体对风场有加速作用,最大增幅为1.4 m.s-1;水库水汽的影响高度能达到650 m左右,下风岸影响的最大距离约为3 km,上风岸约为300 m。     

城市中水体的微气候效应研究

应用观测资料分析和数值模拟的方法来研究城市中水体的微气候效应, 结果表明, 城市中的水体对其周边的小气候有着明显的调节作用。城市中商业区温度最高、湿度最小; 交通区次之; 水体附近温度最低、湿度最大, 平均湿度比商业区高出约10%。水体区的月平均温度日较差比其他功能区明显大。水体区的月平均温度比其他功能区低0.37～1.15℃。水体对环境的影响主要发生在上风岸2 km以内和下风岸9 km以内, 以2.5 km以内最为明显。水体的面积和布局是影响小气候效应的重要因素。水体面积越大对环境影响越大, 单块的小于0.25 km2的水体对环境的影响不明显, 但是多块、密集分布的小面积水体会对环境的降温增湿效果更显著。在本文个例中, 与其他湖泊邻近的面积为1.25 km2的水体, 可以使2.5 km之内温差达到0.2～1.0℃, 水汽比湿增加0.1～0.7 g/kg。相对孤立的面积为2 km2的水体, 可以使1.0 km范围内降温幅度0.6℃, 水汽比湿增加0.1～0.4 g/kg。水体可以使地面风速增加, 一般能使风速增加0.1～0.2 m/s。     

公路典型环境对气温观测的影响分析

为了研究不同等级公路对气温观测的影响,在渭南市境内108国道和渭蒲高速公路进行公路典型环境特定观测试验,结果表明:当测站距国道50m以外,气温观测基本不受影响。当高速公路位于测站上风方时,其对气温的影响明显大于当其位于测站下风方时,且当风速1.0m/s,靠近高速公路的测站增温现象明显,这种影响延伸到距测站100m以内;当高速公路位于测站下风方时,距高速公路75m以内测站的气温受其影响增大或减小趋势呈明显的日变化特征。建议在气象观测站选址和观测环境保护时,充分考虑测站对公路路基回避距离的要求。     

边界层风场对深圳秋冬季灰霾天气的影响

为研究边界层风场对深圳秋冬季灰霾天气的影响,统计分析2011—2014年秋冬季深圳石岩边界层风廓线雷达各层风向风速数据和深圳国家基本气象站数据,结果表明:(1)秋冬季节边界层(1 500 m以下)风力越小灰霾出现的概率越大。(2)秋冬季400~1 500 m层风速与灰霾天气关系最密切,有霾时该层平均风速在4 m·s-1左右;无霾时平均风速明显加大到6 m·s-1。(3)秋冬季边界层为较弱的偏北方向风时易导致灰霾天气,而较强的偏南方向风有利于霾的消散。     

北京地区一次典型大雾天气过程的边界层特征分析

利用中国科学院大气物理研究所325 m铁塔15层风、温、湿梯度观测资料和3层超声资料,对2002年12月1~4日发生在北京地区的持续大雾天气过程进行近地面层大气边界层特征分析。结果表明,近地面大气边界层较大的相对湿度(70%)、较小的风速(3.0 m.s-1)和风速垂直切变(0.02 s-1)、稳定的层结结构以及较低的气温是北京持续大雾天气形成的主要原因。冷空气的侵入使得边界层相对湿度迅速减小,风速和风速垂直切变增大,破坏近地面大气边界层的结构,导致大雾的消散。分析还发现,大雾的维持与消散主要受风场等动力因素的影响,热力层结是大雾维持和消散的必要条件。冷空气的侵入自上而下影响平均风场,而对湍流风场的影响则是自下而上的。尺度分析结果表明,大雾期间,近地面边界层内中尺度动量通量和感热通量都大于湍流尺度的,中尺度动量通量与平均风速基本呈反相关;冷空气的侵入使得湍流通量显著加强,是导致大雾天气消失的主要原因。     

利用LAP-3000型风廓线雷达资料对深圳地区湍流耗散率特征的研究

利用2010年1-2月深圳LAP3000型风廓线雷达资料,对湍流耗散率进行了估算,针对典型晴天条件下的湍流耗散率ε、折射率结构常数C2n、水平风速和风切变,分析了其时空变化特征.得出如下结论:(1)深圳地区低空大气ε的量级在10-7 ～10-1 m2 ·s-3之间,与理论模拟值基本一致;(2)时间分布特征表现为,2 km以下ε有很明显的日变化特征,夜晚和上午ε较大,下午及傍晚减小;(3)空间分布特征表现为,ε随高度大致呈递减分布;ε量级达10-2.5 m2 ·s-3所在高度可作为深圳地区2010年1月14-15日边界层顶高度的判断依据.     

On the Climate Impact of the Local Circulation in the Itaipu Lake Area

The impact of the Itaipu Lake on the climate and local circulation is investigated here using the meteorological information available in the area. The Itaipu Lake is an artificial water reservoir of 1460 km² (approximately 170 km by 7.5 km), formed in 1982 as part of the Itaipu Power Plant. It is situated on the Brazil-Paraguay frontier, in the central portion of Parana River Valley. The analysis of the available meteorological data (air and water temperatures, air relative humidity, precipitation and radiosonde soundings) provides observational evidences supporting the hypothesis that the Itaipu Lake presence has an important impact in the local circulation, inducing a local circulation with lake breeze characteristics showing horizontal wind divergence over the lake during daytime and convergence during nighttime. From the regional point of view, the Itaipu Lake formation has reduced the thermal amplitude of the diurnal air temperature cycle. The precipitation data, investigated here, has not indicated any systematic effect associated to the lake formation. The reason for the apparent inconsistency is that others phenomena (e.g., valley-mountain circulation and El Niño events) could be masking the impact of the lake formation on the rain deficit in the region.     

Observations of the convective plume of a lake under cold-air advective conditions

Moderating effects of Lake Apopka, Florida on downwind surface temperatures were evaluated under cold-air advective conditions. Point temperature measurements north and south of the lake and data obtained from a thermal scanner flown at 1.6 km indicate that surface temperatures directly downwind may be higher than surrounding surface temperatures by as much as 5 °C under conditions of moderate winds (~4 m s^–1). No substantial temperature effects were observed with surface wind speed less than 1 m s^–1. Fluxes of sensible and latent heat from Lake Apopka were calculated from measurements of lake temperature, net radiation, relative humidity and air temperature above the lake. Bulk transfer coefficients and the Bowen ratio were calculated and found to be in agreement with reported data for non-advective conditions.IFAS Journal Series No. 1006.     

利用LAP-3000型风廓线雷达资料对深圳地区湍流耗散率特征的研究

利用2010年1-2月深圳LAP3000型风廓线雷达资料, 对湍流耗散率进行了估算, 针对典型晴天条件下的湍流耗散率ε、折射率结构常数C₂ⁿ、水平风速和风切变, 分析了其时空变化特征。得出如下结论: (1) 深圳地区低空大气ε的量级在10^-7~10^-1 m^-2·s^-3之间, 与理论模拟值基本一致; (2) 时间分布特征为, 2 km以下ε有很明显的日变化特征, 夜晚和上午ε较大, 下午及傍晚减少;(3) 空间分布特征表现为, ε随高度大致呈递减分布;ε量级达10^-2.5 m²·s^-3所在高度可作为深圳地区2010年1月14-15日边界层顶高度的判断依据。     

一次寒潮降温过程的等熵位涡和热力学分析

通过等熵位涡和热力学能量方程的各项诊断对2018年1月上旬我国东部一次寒潮天气过程进行分析,重点给出垂直运动在寒潮降温中的作用。结果表明：此次寒潮天气过程主要受蒙古国南部的横槽转竖影响,巴尔喀什湖东部和西伯利亚地区及其北部为引起这次寒潮的主要冷空气源地。欧亚大陆北部和极区对流层高层和平流层低层的高位涡强冷空气沿着等熵面向南向下平流,引导强冷空气侵袭我国东部。等熵位涡大值区的东侧对应上升运动区,有利于降水的产生。寒潮期间风场平流引起的850 hPa强降温区主要位于东南沿海地区,降温幅度最高可达6×10^-4 K·s^-1,而东北地区在整个寒潮期间冷平流强度较弱,最大降温幅度仅约为1×10^-4 K·s^-1。通过计算东南沿海和东北地区区域平均风场平流和垂直运动引起850 hPa温度变化,得出寒潮期间两地的温度总降幅约为1×10^-4 K·s^-1。东南沿海地区的寒潮主要由风场的冷平流引起,而东北地区则是由冷平流和垂直上升运动的共同作用引起。垂直方向上,东北地区冷空气能影响的高度要远高于东南沿海地区。     

广丰局地极端大风的雷达观测与成因分析

利用常规天气资料、自动站资料、江西WebGIS雷达拼图、风廓线雷达等资料,对2020年5月9日发生在江西省上饶市广丰区局地极端大风天气的回波演变特征和形成机理进行分析。结果表明：(1)广丰区国家气象观测站出现的35.5 m·s^-1极端大风,为该站建站以来的历史极值;(2)江西高空具有明显的高层辐散,配合高空槽、低层较强辐合和上干冷下暖湿的层结条件,为风暴发展提供了良好的动力条件;(3)导致广丰区极端大风天气的是A、B单体回波合并为超级单体回波后又发展成弓状回波结构所致;(4)江西东部走廊对大风的影响十分明显;极端大风过境时,具有气压上升,降水增大,风向突变,风速巨变,温度和露点下降等特征;(5)风廓线雷达上1 000 m以上低空突然风向逆转,风速突增是出现地面大风的信号。     

环境场对西北太平洋热带气旋快速增强过程的影响

利用美国联合台风预警中心整编的西北太平洋1970—2012年热带气旋(TC)最佳路径数据集及ERA-Interim再分析资料,利用极端天气法确定TC快速增强(RI)的阈值为30 kn,分析了快速增强(RI)TC的时空分布特征;从RI的样本中选取9个个例,采用动态合成分析法,对TCRI过程的环境场进行比分析。研究表明:(1)菲律宾群岛以东(10~15°N,130°E)海域为RI发生频数最多的区域,南海地区发生RI的情况明显偏少。(2)RI在1972年发生的概率最大,而在2005年发生的概率最小,1997年后,RI发生的概率波动性较大。(3)西风与西南风水汽输送结合150h Pa附近的反气旋强辐散作用,有利于TCRI过程的进行。(4)RI发生前24 h至RI发生后的6 h,TC中心附近区域平均东风切变较快增大,其值由0.5 m·s~(-1)增加到2.5 m·s~(-1)左右,之后保持在2.0~3.0 m·s~(-1),使TC处于一个有利于其RI过程的纬向风切变环境。     

The Atmospheric Boundary Layer In An Arctic Wintertime On-Ice Air Flow

A warm on-ice air flow from the open water over the Arctic sea ice in the Fram Straitwas, for the first time, systematically measured on 12 March 1998 by aircraft in thelowest 3 km over a 300-km long distance. The air mass modification and the processesinvolved are discussed.Over the water, air temperature was lower than water temperature so that a convectiveboundary layer (CBL) was present as initial condition. As soon as the CBL passed theice edge, a shallow stable internal boundary layer (IBL) was formed. In the residual CBL, turbulence and pre-existing convective clouds dissolved within about 20 km. Within about the same distance, due to the transition from unstable to stable stratification, the influence of surface friction increased in the IBL and decreased above the IBL with consequent generation of a low-level jet at IBL top. The IBL was strongly stratified with respect to both temperature and wind. The wind shear was around 0.1 s^-1 so that the Richardson number in the IBL was subcritical and turbulence was generated. The IBL top grew to about 145 m over 230 km distance. The growth of the IBL was not monotonic and was influenced by (a) inhomogeneous ice surface temperatures causedby both different ice thickness and changes in the cloud conditions, and (b) leads in theice deck. At the front side of the on-ice flow, the air mass boundary between the warmair and the cold Arctic air was sharp (12 K over 10 km) at low levels and tilted withheight. Observations suggest that the stratified IBL was lifted as a slab on top of thecold air.     

Boundary-layer observations over water and arctic sea-ice during on-ice air flow

Observations made on 8 and 9 May 1988 by aircraft and two ships in and around the marginal ice zone of the Fram Strait during on-ice air flow under cloudy and cloud-free conditions are presented.The thermodynamic modification of the air mass moving from the open water to the ice over horizontal distances of 100–300 km is only a few tenth of a degree for temperature and a few tenth of a gram per kilogram for specific humidity. This is due to the small temperature differences between sea and ice surfaces. During the day, the ice surface is even warmer than the sea surface. The stably stratified 200–400 m deep boundary layer is often topped by a moisture inversion leading to downward fluxes of sensible as well as latent heat.The radiation and energy balance at the surface are measured as functions of ice cover, cloud cover and sun elevation angle. The net radiationR _Nis the dominating term of the energy budget. During the day, the difference ofR _Nbetween clear and overcast sky is only a few W/m² over ice, but 100–200 W/m² over water. During the night,R _Nover ice is more sensitive to cloud cover.The kinematic structure is characterized by strong shears of the longitudinal and the transversal wind component. The profile of the latter one shows an inflection point near the top of the boundary layer. Dynamically-driven roll circulations are numerically separated from the mean flow. The secondary flow patterns have wavelengths of about 1 km and contribute substantially to the total variances and covariances.     

Spectrum Analysis of Wind Profiling Radar Measurements

Unlike previous studies on wind turbulence spectrum in the planetary boundary layer, this investigation focuses on high-altitude （1-5 km） wind energy spectrum and turbulence spectrum under various weather conditions. A fast Fourier transform （FFT） is used to calculate the wind energy and turbulence spectrum density at high altitudes （1-5 km） based on wind profiling radar （WPR） measurements. The turbulence spectrum under stable weather conditions at high altitudes is expressed in powers within a frequency range of 2 × 10-5-10-3 s-1, and the slope b is between -0.82 and -1.04, indicating that the turbulence is in the transition from the energetic area to the inertial sub-range. The features of strong weather are reflected less obviously in the wind energy spectrum than in the turbulence spectrum, with peaks showing up at different heights in the latter spectrum. Cold windy weather appears over a period of 1.5 days in the turbulence spectrum. Wide-range rainstorms exhibit two or three peaks in the spectrum over a period of 15-20 h, while in severe convective weather conditions, there are two peaks at 13 and 9 h. The results indicate that spectrum analysis of wind profiling radar measurements can be used as a supplemental and helpful method for weather analysis.     

两类不同风灾个例超级单体特征对比分析

采用分钟级加密自动气象站观测资料,盐城、淮安和岳阳、荆州雷达探测数据,以及欧洲中期天气预报中心（ECMWF）高分辨率的ERA-Interim全球再分析数据,对比分析了2016年6月23日江苏阜宁龙卷灾害和2015年6月1日湖北监利下击暴流大风灾害的环境特征与超级单体的结构特征。结果表明:（1）两次强对流大风灾害发生在相似的低空环流背景下:风灾发生在低空急流出口区左侧的暖区内、850 hPa低涡中心东侧6—7个经距的位置;环境大气的对流有效位能大于2000 J/kg。但是风灾的类型不同,江苏阜宁大风灾害主要由超级单体龙卷造成,监利“东方之星”沉船事故主要是超级单体触发的下击暴流造成。短时强降水中心与风灾中心的相对位置不同:阜宁龙卷移动方向的左侧伴随着最强短时降水;湖北监利沉船事件发生期间,风灾中心与短时强降水中心基本重合。鉴于不同性质的对流大风位置与超级单体母体的中心位置对应关系上存在差异,通过比较地面观测的瞬时大风与瞬时强降水中心的相对位置将有助于区分强对流大风的性质。（2）环境风垂直切变强度对对流风暴结构、发展、维持有重要影响:阜宁龙卷发生时,其上空0—6 km风垂直切变达4×10-3 s-1,超级单体有明显的向前倾斜结构,形成有界弱回波区;而监利强对流沉船位置0—6 km风垂直切变只有2.3×10-3 s-1左右,风暴单体中的上升气流近乎于垂直。阜宁超级单体中气旋,首先出现在0—1.5 km风垂直切变和0—3 km风暴相对螺旋度带状大值区,在向抬升凝结高度更低的环境移动过程中,其底部不断下降,形成龙卷;而在监利沉船区,中低层风切变和风暴相对螺旋度相对要弱得多,对应风暴单体中的中气旋强度、持续性较弱,中气旋底部高度维持在1.6 km左右。（3）环境湿度垂直结构特征不同可能是风暴单体形成不同类型灾害大风的重要环境因子。监利下击暴流造成的风灾发生时,在地面气温迅速下降过程中,气压变化呈现快速跳升又快速下降的“尖锥”形,气压峰值比降水峰值提前4 min出现。它与对流层中高层环境大气中较为深厚的干空气卷入对流风暴中造成水物质强烈蒸发、冷却过程有关。而阜宁风灾过程中,环境大气中层仅存在非常浅薄的干层,加之低层较为深厚的饱和大气环境,对应的地面冷池效应相对较弱。