湖泊是地球表面的重要下垫面之一。与其他地表下垫面相比，湖泊具有独特的物理性质(热容量大、热导率低、粗糙度小、反照率低)，导致湖泊与大气湍流交换与其他陆-气相互作用存在明显差异(Adams et al，2000;Rouse，2009)。较典型的湖泊局地天气现象是湖泊效应降水和雪暴(Steiger et al，2009; Zhao et al，2012)。比如在北美五大湖区域秋末及冬季，湖泊常会使边界层大气升温增湿，导致湖区附近引发降水和雪暴过程(Liu et al，2004; Laird et al，2009)。同时低纬度不结冰的湖泊使温度日较差减小(Samuelsson et al，2001)，高纬度的湖泊则会增加感热通量的输送(Lofgren，1997)。湖泊对区域天气、气候有着重要影响，是湖区气候变化、环境变异的指示器(Long et al，2007;Adrian et al，2009)。

湖陆热力性质差异形成湖陆风，该局地环流对污染物的扩散有重要影响(Makar et al，2010; VanCuren et al，2012)。已有研究发现，湖陆风影响的水平距离可达15—45 km(Ryznar et al，1981)。此外，湖泊还是生态系统的重要组成部分，影响着陆地生态系统和大气间的CO₂、CH₄、有机碳的收支(Sobek et al，2003;Karlsson et al，2007)。

中国湖泊众多，共有自然湖泊2693个，其中，39.2%的湖泊分布于青藏高原湖区(马荣华等，2011)。湖泊的热力和动力作用不仅会影响低层大气的辐射收支和能量传输，还会改变温度、湿度、动量交换，对青藏高原乃至东亚天气、气候产生重要影响(李林等，2008)。青海湖白天具有降温作用，夜间则有保温效应(吕雅琼等，2007)。Gerken等(2013)用ATHAM模式模拟了西藏纳木错湖陆风与背景场的相互作用。Biermann等(2014)用HM和SEWAB模式再现了纳木错湖的湍流通量特征。吕雅琼等(2008)研究发现，纳木错湖区地方性环流是局地中小尺度天气变化的重要原因。Wen等(2012)用WRF_CLM模式模拟发现鄂陵湖和扎陵湖能增加全年降水，并在夏季至初冬起到加热湖区的作用。许鲁君等(2014)用WRF_CLM模式模拟得到湖陆风、山谷风、峡谷风共同作用形成大理下关风。

洱海位于云南省大理市，是中国的七大淡水湖泊之一。湖面南北长42.6 km，东西最大宽度9 km，平均宽度6.3 km，面积约256.7 km²，最大湖深20.7 m，平均湖深10 m，平均海拔1972 m。洱海属澜沧江水系，主要水源来自降水。湖水终年不结冰，属低纬度高原型季风气候，四季温差小，干湿季分明。洱海地处青藏高原东南边缘地区，云贵高原与横断山脉南端结合部，位于断陷山谷盆地中。盆地内地势西高东低，海拔高度差异悬殊，从西北至东南呈现一个不规则的狭长带，四面环山。洱海东邻玉案山，西及点苍山，处于南北走向的峡谷之中。独特的地理条件使洱海地区形成湖陆风、山谷风、峡谷风叠加的局地环流。

目前，中国对湖泊效应的研究甚少。本研究利用耦合湖泊模型的WRF3.2_CLM3.5模式讨论大理洱海的湖泊效应，分析季风期和非季风期洱海存在与否对局地环流及大气边界层高度等的影响。

验证和校验湖泊模式所用的观测资料来源于大理洱海水上观测站和大理国家观象台的农田下垫面观测站，模式最内层区域地形及观测点位置见图 1，观测资料均采用Foken等(2004)的方法进行过质量控制。洱海水上观测站(以下简称洱海站)位于大理市南潘溪村附近的湖面上(25°46′N，100°09′E)，海拔1979.2 m，水深约10 m。观测点离洱海西岸约100 m，西岸为低矮房屋组成的小村庄，村庄往西为大片的农田，地势平坦。观测点的东侧为开阔的湖泊水域，离洱海东岸约7 km。用于观测的涡动相关系统建在距离水面1.5 m的观测平台上，主要包括超声风速温度仪和开路式的气体分析仪。观测项目主要有2 m风向风速、温湿度、辐射4分量(向下短波辐射、向上短波辐射、向下长波辐射、向上长波辐射)、水面温度及8层水温廓线(水面下5、20、50 cm及1、2、4、6、8 m)(刘辉志等，2014)。

图 1 最内层模拟区域的海拔高度(单位：m)以及洱海水上观测站(洱海站)与大理国家观象台(大理站)位置 Fig. 1 Topography (unit: m) and the observation site over the water surface (Erhai Station) and land surface (Dali Station) of the innermost region

图选项

大理国家观象台(以下简称大理站)(25°42′N，100°11′E)，海拔1990.5 m，西距苍山山脉4 km，东距高原湖泊洱海约为2 km，场地四周为大理农田保护区，所测资料基本代表了低纬度高原陆地边界层特征。该系统主要是常规气象要素的观测，主要包括4层(2、4、10、20 m)风向风速及温湿度、土壤温湿度、土壤热通量、红外地表温度、气压及降水等(徐安伦等，2013)。大理站与洱海站的空间直线距离约为8 km。

采用耦合湖泊模型的WRF3.2_CLM3.5模式(以下简称WRF_CLM)3层嵌套网格进行模拟，从外层向内层的格点数分别为60×80、70×91、97×100，分辨率依次为9、3、1 km。湖泊深度设置10 m。最内层区域覆盖大理洱海盆地。模式垂直分为33层，大气顶气压50 hPa。模式输入资料为NCEP的1°×1°再分析资料，6 h 输入一次，地形资料为USGS(30 ″)格点资料。模式微物理过程选用Lin方案，包括冰、雪、霰等复杂的参数化过程。辐射方案选择RRTM长波的辐射方案和Dudhia短波辐射方案。采用Grell-Devenyi积云对流参数化方法、YSU大气边界层方案及CLM陆面过程方案。

在洱海地区应用耦合湖泊模型的WRF_CLM模式，需要对模式参数进行调整。湖表面的动量粗糙度长度z₀对于湖表温度的模拟有很大影响。模式默认动量粗糙度长度z₀为0.01 m，而广阔水面的动量粗糙度长度z₀通常为10^-4—10^-3 m，海洋z₀值通常为0.0002 m(Stull，1988)。水面反照率与水质、混浊度、透明度以及太阳入射角有关。湖泊中的富营养化程度以及悬浮物质的浓度会影响太阳辐射的传输，改变湖泊能量分布和温度变化(费骥慧等，2011; 杨顺益等，2012)。模式默认湖水清澈，消光系数η₀取值1.1925，吸收系数为0.4。而目前洱海水质不断恶化，多次爆发水华，从中度营养向富营养化转变，整体表现为上游污染小，中游一定程度上影响农业，下游严重污染。Huang等(2009)发现太湖的吸收系数β为0.55—0.8，在对同为低纬度高原湖泊的抚仙湖的研究中，得到吸收系数达0.8。为此需进行敏感试验。敏感试验中，z₀分别取值0.001和0.0002 m，吸收系数β将分别取0.4、0.8，并通过增大消光系数η₀而将洱海水体富营养化考虑进去，η₀分别取值1.1925、2×1.1925、3×1.1925，并对模拟湖温与观测进行对比，得到与观测湖温相关最高的参数配置。得到的最佳参数配置为洱海湖水表面的动量粗糙度长度z₀取值0.001 m，吸收系数β取值0.8，并通过增大3倍消光系数η₀将洱海水体富营养化考虑进去。

采用WRF_CLM模式模拟季风期和非季风期山谷盆地的湖泊效应，并进行模式验证。非季风期模拟时段为2013年1月17日02时—28日08时(北京时，下同)，模拟时段内大理受到青藏高原南支西风气流控制，天气晴朗少云(非季风期模拟以下简称CL)。并进行去湖试验(以下简称NL)，将原来的水体区域用与周围植被相同的农田代替，其他模式设置与CL试验相同。季风期模拟时段为2013年7月10日08时—29日00时，模拟时段内西风带北移，大理主要受夏季风气流控制，为降雨天气，尤其7月19和20日为中到大雨，其他模式设置与CL试验中相同。

图 2为非季风期模拟时段内湖面温度的观测资料、去湖试验(NL)有湖试验(CL)的模拟结果对比。由图可见，CL试验的模拟结果与观测资料一致，证明参数优化后的WRF_CLM模式在大理洱海地区模拟效果较好。NL试验模拟结果白天表面温度可达24.6℃，比实际观测的湖表温度高12.5℃，夜间最低温度2.3℃，比相应时刻实测低7.9℃。可见洱海白天起冷湖作用，使水域降温，夜间起暖湖作用，使水域增温，这与Wilson等(2013)对美国太浩湖的研究结果一致。

图 2 非季风期湖表温度的观测资料、去湖试验(NL)、有湖试验(CL)的模拟结果对比 Fig. 2 Water surface temperature of observed and simulated by the NL and CL experiments during the non-monsoon period

图选项

为检验季风期WRF_CLM模式对气象要素的模拟能力，给出了大理和洱海站的模拟结果与观测结果的对比(图 3)并进行统计分析(表 1)。大理站2013年7月19日10时以后的观测资料缺测，这里只给出大理站7月10日08时—19日10时的对比结果。洱海站在模拟时段内湍流通量缺测，以下分析中不对洱海站的湍流通量进行对比分析。从气温对比结果可以看出(图 3a、b)，模拟气温的变化趋势与观测资料一致，温度的日变化范围略小于观测，模拟平均气温低于观测1.1℃(表 1)。洱海站平均气温的模拟值也低于观测值。气温模拟与观测存在一定偏差，这可能与季风期天气形势变化较快、模式反应滞后有关。不同下垫面效应导致洱海站升温滞后于大理站(Haginoya et al，2012)。大理站风速为0—4 m/s，平均风速1.94 m/s(表 1)，白天风速大，夜间风速小(图 3c)。洱海站平均风速2.92 m/s(表 1)，大于大理站，风速日变化范围为0—8 m/s(图 3d)。7月19—22日受降水天气影响，风速较小。大理站风向分布为白天东南风，夜间西北风。大理站和洱海站平均均为东南风(表 1)。洱海站7月10—14日及16—18日盛行东南风，模拟结果与观测一致。7月19日之后模式对西风的模拟有一定偏差，这可能是因为模式对相应时刻的风速模拟偏大，风向转变较慢，风速越大风向差越小(Jiménez et al，2013)。大理站感热通量值为-30—200 W/m²，模式对峰值的模拟结果偏高。潜热通量值为-50—600 W/m²，模拟平均值略高于观测。总体来看，不同下垫面效应大于模式误差，模式尚能反映出气象要素变化的基本特征。

图 3 大理和洱海站模拟(黑点)与观测值(红点)对比 (a. 大理站气温,b．洱海站气温，c. 大理站风速、d. 洱海站风速，e. 大理站风向,f. 洱海站风向，g. 大理站感热通量，h. 大理站潜热通量) Fig. 3 Observed (red) and simulated (black) results of Dali and Erhai Station (a, b. air temperature of Dali, Erhai Station; c, d. wind speed of Dali, Erhai Station; e, f. wind direction of Dali, Erhai Station; g. sensible heat flux of Dali Station; h. latente heat flux of Dali Station)

图选项

非季风期模拟时段内大理天气晴朗稳定，无高影响天气系统过境，高空为西风气流。从图 4a可以看出，12时湖面呈辐散状态，局地风表现为湖风。但在NL试验中(图 4b)，由于缺少湖泊的热力、动力作用，原来的湖泊区域为明显的西风，尤其是湖泊南部，明显被西南向的峡谷风控制。并且，由于缺少湖风的共同作用，苍山山谷风不明显，没有山谷风环流的形成。夜间(图 4c)湖面被陆风环流控制，在山风、陆风环流的共同作用下，湖泊南部、北部均存在一个明显的气旋式环流。Pan等(2002)用SCRUM模式模拟以色列Kinneret海局地环流，指出湖泊在复杂地形、湖风和地中海海风的系统作用下产生一个逆时针及两个顺时针环流。系统风与湖陆风风向相同时易建立起深厚的环流系统(Gerken et al，2013)。NL试验中(图 4d)，夜间山风作用明显，两侧山风同时作用在山谷。从图 4中CL和NL试验水平风场的差异可以发现湖泊对大理洱海盆地的局地环流有显著影响。白天，湖风与苍山山谷风叠加，在苍山脚下形成明显的山谷风环流。夜间，陆风和两侧山风的共同作用在湖泊南部形成气旋式环流。若没有湖泊的作用，则白天谷风较弱，没有明显的谷风环流形成，夜间山风较强，两侧山风共同作用在山谷，西岸苍山山风强盛于东岸玉案山山风。不同于地中海区域Tyrrhenian海夜间受大尺度环流影响(Petenko et al，2011)，由于苍山的阻挡作用，洱海的低层环流发展充分，受系统风影响小。

图 4 大理洱海盆地10 m水平风场 (a. 12时 CL试验，b. 12时NL试验，c. 00时CL试验，d. 00时NL试验) Fig. 4 Simulated 10 m horizontal wind of the Erhai lake basin in Dali (a. 12:00 BT from CL, b. 12:00 BT from NL, c. 00:00 BT from CL, d. 12:00 BT from NL)

图选项

为了进一步分析局地环流特征，沿25.65°N做100.1°—100.4°E的垂直风矢量及温度场剖面。从垂直风矢量和温度场分布可以发现，12时湖面上空为下沉气流(图 5a)，湖风与苍山山谷风共同作用，在苍山脚下形成明显的谷风环流，环流高度约为800 m。湖面温度低于陆地温度。吕雅琼等(2008)对西藏纳木错湖的去湖对比试验发现，湖风与谷风叠加的局地环流产生强烈的不稳定运动，造成局地天气变化多端。与吕雅琼等(2008)的研究结果一致，洱海湖风与苍山山谷风叠加的上升对流运动同样导致苍山东坡降水增多。在NL试验中(图 5b)，没有明显的谷风环流形成，缺少了湖风的作用，苍山山谷风只能上升至约200 m的高度。这也与吕雅琼等(2008)的研究结果一致。而在夜间洱海南部被气旋式环流控制(图 5c)，湖面温度高于陆地温度。在NL试验中(图 5d)，两侧山风强盛，在山谷形成明显的山风环流，环流高度约为600 m。白天CL试验的气温低于同高度上NL试验的气温，夜间相反。究其原因，白天湖泊吸收热量，使湖泊上空温度降低，而夜间则相反。

图 5 大理洱海盆地垂直风矢量和温度场(等值线，℃) (a. 12时CL, b. 12时NL，c. 00时CL，d. 00时NL) Fig. 5 Simulated vertical wind (vector) and temperature (contour, ℃ ) of the Erhai lake basin in Dali (a. 12:00 BT from CL, b. 12:00 BT from NL, c. 00:00 BT from CL, d. 00:00 BT from NL)

图选项

下面讨论湖泊存在与否对大理局地环流及大气边界层特征的影响。对非季风期CL试验与NL试验第3层的模拟结果做合成分析，得到CL与NL试验的差值场。

由于大理洱海盆地四面环山，地形复杂，湖泊对大理洱海地区的影响范围仅局限于湖泊水域附近地区。从地表温度的合成分析图(图 6a)上可以发现，湖泊白天使湖区表面温度约降低10℃，夜间使温度约升高4℃(图 6b)。近地面气温也呈现出相同的分布，白天湖泊使湖区上空近地层气温约降低4℃(图 6c)，夜间使气温约升高3℃(图 6d)，小于鄱阳湖的调控温差(杨罡等，2011)。可见湖泊可以改变局地的大气温度场。从湍流通量的合成分析结果来看，湖泊使湖区潜热通量白天降低120 W/m²(图 6e)，夜间升高50 W/m²(图 5f)，使感热通量白天降低50 W/m²(图 6g)，夜间升高20 W/m²(图 6h)。湖泊白天吸收热量，使边界层高度降低约600 m(图 6i)，夜间释放热量，使边界层高度上升约200 m(图 6j)。

图 6 12时(a、c、e、g、i)和00时(b、d、f、h、j)CL与NL试验差值场合成分析 (a、b．地表温度，c、d．近地面气温 ，e、f．潜热，g、h．感热，i、j．边界层高度) Fig. 6 Composite analyses of CL and NL experiments at 12:00 BT (a，c，e，g，i) and 00:00 BT (b，d，f，h，j) (a,b. land surface temperature, c, d. air temperature; e,f. latent heat flux; g,h.sensible heat flux; i,j. boundary layer height)

图选项

由上述合成分析结果可以发现，湖泊对大理洱海地区边界层结构有显著影响。Babel(2013)对西藏纳木错湖的研究指出，夜间湖泊蒸发作用明显，使表面温度升高。洱海同样在夜间向大气输送感热和潜热通量，导致湖泊上空的近地面气温高于陆地。夜间湖区湍流通量发展较陆地强盛，边界层高度高于陆地。夜间边界层高度低于白天，该结果与Tsujimoto等(2013)的研究结果一致，即夜间边界层稳定，边界层高度低于白天混合边界层高度。

季风期模拟时段内大理受夏季风影响，降水充沛。沿25.65°N做100.1°—100.4°E的垂直风矢量及温度场剖面(图 7)。从水平风场图 7a中可以发现，白天湖泊南部有一个明显的辐散中心，受降水天气影响，全场风速小于非季风期风速，夜间湖泊南部有气旋式环流形成(图 7c)。与许鲁君等(2014)的研究结果一致，在季风期的降水天气过程中，湖泊南部同样在白天出现辐散中心，夜间出现气旋式环流，这可能是因为苍山对西风气流的阻挡作用使得大理洱海盆地建立起山谷风与湖陆风相互作用的局地环流，并与湖泊西南方常年存在的峡谷风共同作用，形成大理洱海地区局地环流的典型特征。庄智福等(2011)在对洪泽湖的研究中发现，地形对风场影响显著。而CL试验中，白天湖泊上空水平风场没有形成辐散中心，谷风较弱。夜间在两岸陆风、西南部峡谷风、玉案山山风共同作用下，湖泊南部形成气旋式环流。CL和NL试验对比可以发现季风期水平风场受降水天气影响大，湖泊作用没有非季风期明显。

图 7 大理洱海盆地10 m水平风场 (a. 12时CL， b. 12时NL， c. 00时CL， d. 00时NL) Fig. 7 Simulated 10 m horizontal wind of the Erhai lake basin in Dali (a. 12:00 BT from CL, b. 12:00 BT from NL, c. 00:00 BT from CL, d. 00:00 BT from VL )

图选项

从垂直风矢量和温度场中可以发现，白天局地环流高度约只有600 m，季风期环流高度低于非季风期高度。季风期湖风与两侧谷风叠加的上升对流运动弱于非季风期。受西风气流影响，温度场分布比较平均。而NL试验中，白天无明显环流形成。夜间(图 8c)，局地环流高度约400 m。湖泊西岸陆风环流高度为200 m，湖泊东岸陆风与玉案山山风叠加，形成强盛的陆风环流。Tsujimoto等(2013)在对洞里萨湖的研究中发现，山风与陆风在夜间共同作用建立起的环流持续而稳定。在洱海，无论是季风期还是非季风期，夜间均会形成这种稳定的气旋式环流，近地层湖泊上空气温明显高于陆地。这与平原地区的太湖明显不同，太湖周围地形的影响会使夜间湖区陆风表现得不明显(逄勇等，1995)，而高原山地的屏蔽作用会使洱海夜间局地环流得以建立。NL试验中，夜间湖泊上空陆风环流弱。无论是白天还是夜间，季风期局地环流高度均小于非季风期高度。

图 8 大理洱海盆地垂直风矢量和温度场(等值线，℃) (a. 12时CL， b. 12时NL， c. 00时CL， d. 00时NL) Fig. 8 Simulated vertical wind (Vector) and temperature (isolines, ℃) of the Erhai lake basin in Dali (a. 12:00 BT from CL, b. 12:00 BT from NL, c. 00:00 BT from CL, d. 00:00 BT from VL )

图选项

受降雨天气影响，7月19日温度日较差比晴天时小。白天湖表温度20℃，近地层气温18—24℃，湖泊附近地表温度22℃，近地层气温达30℃(图略)。从CL、NL试验的合成分析结果可以看出，湖泊使湖区表面温度约降低9℃(图 8a)，使近地层气温约降低3℃。夜间湖表温度17—19℃，近地层气温约19℃，湖泊附近地表温度15—18℃，近地层气温13—17℃(图略)。湖泊夜间使湖表温度约升高3℃，使近地层气温升高1—2℃。降水时温度日变化小与湍流通量的释放有关。

从图 9可以看出湖泊的存在导致湖区潜热通量白天降低100 W/m²，夜间增加200 W/m²。许鲁君等(2014)的观测资料同样显示白天湖面潜热小于陆面，夜间大于陆面。虽然湖面水汽充足，但白天湖面温度低，蒸发并不大，这与吕雅琼等(2007)对青海湖的研究结果一致。夜间湖面潜热通量值较大是因为湖面温度高于近地面气温，且水汽充足，蒸发较大。湖泊导致感热通量白天降低100 W/m²，夜间增加30 W/m²。白天湖泊感热通量值较小，可能是因为季风期湖泊储存热量使湖水升温。刘辉志等(2014)研究发现洱海在春季之后开始吸收热量使湖水温度逐渐升高，到秋季来临时释放热量导致湖水温度降低。夜间，湖面温度高于近地面气温，湖泊向大气输送感热通量。湖泊对热量输送的影响导致白天边界层高度约降低100 m，夜间约升高200 m。湖泊部分区域的边界层高度白天低于夜间，这是因为水汽凝结成云，通常将对流云底高度作为大气边界层高度。

图 9 12时(a、c、e、g、i)和00时(b、d、f、h、j)大理洱海盆地季风期边界层特征 (a、b. 地表温度，c、d. 近地面气温，e、f.潜热通量，g、h. 感热通量，i、j. 边界层高度) Fig. 9 Characteristics of the boundary layer in the Erhai lake basin at 12:00 BT (a, c, e, g, i) and 00：00 BT (b, d, f, h, j)) during the monsoon period (a, b. land surface temperature; c, d. air temperature; e, f. latent heat flux; g, h. sensible heat flux; and i, j. boundary layer height)

图选项

总体来看，季风期降水天气过程中，白天由于太阳辐射加热作用，陆地气温上升很快。湖泊吸收太阳辐射升温，湖泊部分区域湖气温差变为负值，感热通量也为负值(图 9g)，大气向湖面传输热量，这与刘辉志等(2014)观测得到的结果一致。水汽压差大，湖泊潜热释放较多，加热近地层大气。湖气温差小，湖泊大部分区域感热通量值较小。降水期间有云形成，到达地表的太阳辐射变少，地表升温相应地变小。云的形成同样抑制了湍流的向上发展，边界层高度低。在夜间，湖气温差变为正值，感热通量为正值，湖面向大气传输热量。湖面温度高，水汽压差大，湖泊夜间潜热通量值大，湖面向大气输送潜热通量。夜间边界层高度反而比白天高。

利用耦合的WRF_CLM模式模拟了高原湖泊盆地——大理洱海的局地环流特征，讨论了湖泊存在与否对洱海湖滨局地环流及边界层结构特征的影响，发现：

(1)非季风期湖泊对局地环流及边界层状态影响显著。相对于陆地来说，湖泊白天对湍流通量的输送少，湖泊温度低于陆地，湍流发展没有陆地强盛，边界层高度相对陆地低。湖陆风环流与山谷风环流共同作用，在湖泊南部形成辐散中心。湖泊夜间释放感热通量和潜热通量，起暖湖效应，增加边界层高度。夜间形成的陆风与强盛的山风协同作用，在湖泊南部形成明显的气旋式环流。如果没有湖泊的作用，在大理洱海盆地白天谷风较弱，没有明显的谷风环流形成，缺少了湖风的作用，苍山谷风只能上升至约200 m的高度，夜间山风较强，两侧山风共同作用在山谷，环流高度约600 m。

(2)季风期受降水天气影响，局地环流发展不充分，湖泊效应没有非季风期明显。湖泊白天表现为降温效应，夜间表现为增温效应。相对于陆地，白天湖泊减小水汽压差，降低潜热释放。同时，湖泊减少感热释放。云的形成抑制了湍流的向上发展，同时将云底定义为边界层顶，边界层高度低。夜间，季风期湖泊效应明显强盛于非季风期。湖泊的存在增大了潜热、感热释放。此时，湍流发展，没有了云的作用，夜间边界层反而比白天高。

本研究模拟个例有限，云的作用未充分考虑。下一步将增加对云的描述，增加模拟个例；同时讨论复杂地形局地环流对陆面-大气间的物质和能量输送过程的影响。