Page 128 - 《高原气象》2022年第1期

高 原 气 象 41 卷
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图2 2017年夏季花湖观测场地面风频率与地面温度场 图3 2017年夏季平均的水平风速在温度梯度方向
Fig. 2 Surface wind frequency chart and surface temperature 分量的日变化
of FLOF in the summer of 2017 Fig. 3 The diurnal variation of the horizontal component
of wind speed in the direction of the temperature
冷区为湖面。可以发现花湖观测场南北两侧下垫
gradient in the summer of 2017
面的热力性质差异明显，湖陆间温度梯度最高可达
-1
16 ℃·km 。这种显著的下垫面异质性可能会引发 后，随着净辐射的不断减弱、观测区域的温度梯度
周期变化的局地环流，即白天湖面存在下沉气流， 不断减小，水平热平流也开始减弱。傍晚由于温度
由于气压梯度力的作用，会产生由湖面吹向陆地的 梯度较小，且风场较弱，所以此时水平热平流量级
湖-陆风，而夜晚则与白天相反，产生陆-湖风。但 很小。白天（08:00-20:00）水平热平流的均值为
-2
由于背景风场以及观测场东侧山地的山谷风影响， 27. 9 W·m ，约为感热通量日均值的70. 0%。
这种理想的局地湖陆风环流并不典型。根据实际
观测，在温度梯度方向上，花湖观测场的风场主要
受到湖风（南风）的控制，呈现出白天受冷平流影响
而夜晚受暖平流影响的日变化特征。图 3是水平风
速在温度梯度方向上分量的平均日变化，即风场在
控制水平热平流中有效的部分（有效风速=水平风
速×cosθ， θ 为水平风向与温度梯度的夹角）。其中
正值表示风从湖面吹向陆地，负值表示风从陆地吹
向湖面。可以发现观测场的有效风速日变化呈双
峰型，正午和夜间均出现明显的由湖面吹向陆地的
风，可见湿地局地环流形式不是单一的湖陆热力环
流。但至少说明，影响观测场的水平热流主要受湖
面的热力性质控制。 图4 2017年夏季花湖观测场的湍流通量与水平热平流的
3. 3 水平热平流的日变化特征 平均日变化
基于水平热流对非均匀下垫面能量输送的机 Fig. 4 Average daily variation of turbulent flux and horizon‐
tal thermal advection in FLOF in the summer of 2017
理，结合湿地下垫面的热力特征和地面风数据，计
算了花湖观测场近地面的水平热平流。图 4是水平 夜间，湿地水平热平流通常呈负值，即湖面向
热平流的平均日变化图。由图 4 中可以看出，夏季 观测场输入热量。由于湖面和陆地比热容的差异，
湿地水平热平流与感热通量的日变化趋势相似，为 湖陆间温度梯度的日变化呈昼夜相反的特征。夜
单锋型，早晨热量平流随温度梯度和风速的增大而 间呈现出湖面暖，陆地冷的热力分布。当湖面暖空
变强，在 11:30 达到峰值，平均日变化的峰值可达 气受地面风的影响而向观测场输送时，外界热量不
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58. 7 W·m ，约为感热通量当日最大值的 90. 0%。 断输入观测区域，表现出与白天相反的能量收支特
在强风天气，水平热流最高可达352. 8 W·m 。11:30 征。夜间平均水平热流的最低值出现在 22:00，为
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