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城市化对北京市区夏季冷锋降水过程的影响机制

SHI ZHONG XIU-QUN YANG

南京大学大气科学学院，南京

（2014年10月7日收到的手稿，最后形式来自于2015年2月23日）

摘要：

利用WRF-诺亚-城市冠层模式(UCM)耦合模拟系统，研究了城市化过程对2008年6月发生在北京市区的一次典型锋面降水事件的影响。通过假设有无城市化效应的存在，对两个试验结果比较表明，由于城市化效应的影响，在北京的顺风地区可以产生更多的降水，而中心城区的逆风地区的降雨量较少。城市化效应延缓了北京降水的开始，但在降雨强度较强的情况下保持了较长的持续时间。城市下垫面不仅阻碍了冷锋运动，而且有利于潮湿和不稳定大气的发展。这就解释了为什么在城市地区降雨强度较高的情况下，降水可以持续更长的时间。通过对一个密度流速度方程的分析，发现锋面过境时气压剧增对冷锋移动有重要影响。使用一个源于地面气压倾向方程的方法，探讨了城市对冷锋系统影响的机制。城市陆面试验的冷平流强度比以农田代替城市地区的试验要小。因此，在北京市区弱于正常的冷平流和锋面过境后较小的气压升高是城市化效应背后的主要机制，导致了其上冷锋运动的延迟和上空降水的迟起。

1.引言

随着自然地表向人工城市地表的转变，土地表面特征正经历着城市化进程中前所未有的突变。地表特性的变化不仅导致热力学性质和动力学特性的改变，例如，表面反照率、热容和粗糙度，而且还导致地表热量平衡的改变(如, Shepherd 2005; Mahmood 等2014)。城市热岛是城市化效应的一个很好的例子。(Clarke 1969; Rozoff等2003; Chen 等2007; Lo 等2007; Ren 等2008; Zhang 等2011). 与周围的农村地区相比，城市地区的热岛效应可能导致地表温度上升2°-10°C ( Shepherd 2005)。城市热岛效应的大小(如,城市和农村地区的不同地表气温)与城市规模（Oke 1981）成正比，日落后(Oke 1987)最明显。然而，由于日间和夜间的气压和垂直分布的差异，据观测，日间比夜间的城市热岛环流更为清晰(Shreffler 1978; Fujibe 和Asai 1980)。

人们发现，城市地表覆盖对降雨模式，数量和分布有重要影响。早期的调查发现，主要城市以及顺风区的暖季降雨量增加了9%-17% (Changnon 1968; Landsberg 1970)。根据大都会气象试验(METROMEX)的结果，在夏季期间，城市化影响会使城市及其50至75公里下风区内的降水量增加5%-25%(Changnon 1979; Changnon等 1977, 1981; Huff 1986)。也有越来越多的证据表明，城市环境可能会影响城市边缘下风区的对流活动(Thielen 等2000; Rozoff等2003; Baik 等2001, 2007; Kim and Baik 2002; Shepherd and Carter 2010), 影响雷暴的形成和运动(Chen等2007; Ntelekos等2007), 增加城市地区的降水频率(Yang等2012;Zhang等2011). 此外，最近利用长期数据进行的实验研究发现，城市化也对降雨气候学产生重要影响。(Smith 等2012; Kellner 和Niyogi 2014)。

中尺度模式作为一个重要的研究工具，有助于我们进一步了解与城市土地覆盖和中尺度环流有关的物理过程，以及城市环境对降水影响的可能机制。城市对降水变化的影响主要有三种机制。第一个机制是由于城市热岛的热力学扰动引起的不稳定。强烈的城市热岛环流及其下游平流与垂直大气混合和水汽输送有关，导致边界层非常不稳定，从而增加了城市及其下风区的降水(Shepherd和Burian 2003; Wan等2013)。城市边界层中由于热岛效应诱导的热扰动在对流增强(Baik 等2007; Trusilova等2008)和降水频率变化中起主导作用。第二种机制是由于城市粗糙度的增加。增强的辐合有利于垂直速度的增加，从而导致更多的风暴在城市地区发生(Hjelmfelt 1982; Bornstein 和Lin 2000)。此外，由于城市冠层的建筑阻碍作用，降水系统也会在城市化地区附近移动，从而导致城市内外降雨分布的分支。(Bornstein 和LeRoy 1990; Bornstein 和Lin 2000; Guo等 2006;Miao等2011) 。第三种机制是城市化地区的城市污染。人们观测到城市地区产生的空气污染通过增加云凝结核的浓度而影响降水的变化，(CCN;如, Warner 1968; Rosenfeld 1999; Yin等 2000; Ramanathan等2001; Rosenfeld等2007)，这对流云和随后的对流风暴的动力学和微观物理产生了影响(van den Heever and Cotton 2006; Tao等 2012; Fan 等2013)。

到目前为止，人们在了解城市化对与当地暖季对流系统有关的降水的影响方面已经取得了很大的进展。然而，我们对城市化对各种天气系统及其相关降雨过程的影响的认识尚不完整。因此，有必要进一步研究城市效应如何改变区域大气环流，为探讨城市化对降水过程的潜在影响机制提供依据。

在我们先前的研究中(Zhong 和Yang 2015)，我们用整体模拟的方法研究了中国北京大都市区的一个典型锋面系统的城市效应。城市污染不包括在集合模拟中，因此在这种情况下对降水过程的影响是由于该地区的城市土地覆盖变化所致。下垫面不仅影响降水的空间分布，而且减缓降水过程中的冷锋运动。下垫面不仅影响降水的空间分布，而且减缓降水过程中的冷锋运动。此外，缓慢移动的冷锋延迟了峰值降水的发生，但增加了最大降水强度。在本研究中，我们将进一步探讨此案例中城市对冷锋系统的影响从而导致高峰降水的延迟发生和最大降水强度的增加的主导机制。这篇论文组织如下。第二节对案例进行了概述，并对模型配置进行了描述。第三节探讨了城市对降水的影响，并探讨了城市化对冷锋系统的作用机理。结论见第4节。

2.案例概述及模型配置

a.案例概述

本研究选取2008年6月27日至28日发生在上的强降水事件作为研究对象。降雨前，主要天气系统的特点是在内蒙古上空形成了一个低压系统，随着之后的几个小时迅速向东南移动这一系统加强了。这种天气环流模式是北京大都市区上空出现大量对流天气现象的主要特征。在这次强降水过程中，低层辐合气流对中尺度对流云的形成和发展也起着重要作用(Wang等2011)。图1根据气候预测中心变形技术(CMORPH)数据集，显示了6月

27日14时至6月28日02时的总降水量的空间分布。CMORPH是利用地球静止卫星红外图像的运动矢量，以很高的时空分辨率提供的全球降水再分析数据集。观测到北京南部和西南部的西南-东北延伸雨带和两个降水高值中心(图1a中的矩形R1和R2)，此12小时期间最大降水量分别为118.1mm和92.5mm。图1c展示出了在这两个降水高值中心上观测到的降水日周期。降雨中心R1(R2)的降水开始于15时，6月27日19时（18时）达到最大值19.86(17.95) 。降水持续到6月28日02时，但降雨强度下降。

图1.分别来自于(a)CMORPH 资料和(b)CTRL模拟 (等值线间隔5mm)的从2008年6月27日14时至2008年6月28日02时最内部的d03区域累积降水量(mm)分布。(c) 在(a)中所示的R1(实线)和R2(虚线)区域的CMORPH的平均降水日变化()数据。

b.模型配置

本研究采用与单层城市冠层模式耦合(UCM;如, Kusaka 和Kimura 2004; Chen et al. 2011)的天气研究与预报(WRF, 版本3.3)模型(Skamarock 等2008)，研究城市对冷锋降水过程的影响机理。以往的模式研究表明，利用WRF的高分辨率模式可以很好地模拟与冷锋相关的降水的分布和演化 (Zhang 等2009; Li 等2013)。模型域为三重嵌套(d01、d02和d03)，网格间距为36、12和4km。三个区域的相应网格点分别为东西方向和南北方向的170x238,186x207, 258x258 (Fig. 2a)。区域中心位于40.168°N, 117.628°E 。从地面到50 hpa的垂直方向上有35个水平格点，其中最低的13个在1km以下，以获得更好的分辨率。

为了研究城市对这一夏季暴雨事件的影响，利用WRF–Noah–UCM耦合模式对降水对不同土地利用情景的敏感性进行了检验。对于控制箱(CTRL，这三个区域的土地利用都是由MODIS的土地用途类型确定的，分辨率为3000，但城市地区是从2008年的稳定的1公里空间分辨率的版本4夜间照明产品中更新的(国家地球物理数据中心提供了夜间照明产品)

http://ngdc.noaa.gov/eog//dmsp/downloadV4composites.html). 图2b显示了最内部区域内城市和非城市土地利用类型之间的区别。土地利用类型如图2c所示。该模型还包括人为热的贡献，“低强度住宅”、“高强度住宅”和“工业或商业”土地利用类别的人为热量分别为20、50和90。在没有城市化的敏感性运行(NU)中，d03的所有城市地区都被农田所取代，因为它是中国最常见的围绕北京大都市区的土地利用类型。为重现这场降雨事件，模拟期间为2008年6月25日08时至2008年6月28日08时，总积分时间为72h。这两种模拟都是由

国家环境预测再分析数据集驱动的，分辨率为1°x1°，每隔6小时一次。 这两个实验的唯一区别是在土地利用方面。模型结果每隔1小时输出一次. 在我们的上一篇论文中(Zhong和

图2. (a) 对于区域d01、d02和d03，模型网格的分辨率分别为36、12和4km。(b) 2008年最内部子域的夜光产品，具有1公里的空间分辨率，和(c)在最内部的子域上的土地使用类别。

Yang2015)，进行了耦合模拟，由48名成员组成来控制模拟和敏感性实验，研究了城市对这一夏季锋面降雨事件的影响。结果表明，实际城市土地利用类型的控制运行能够较好地再现GBMA上降水的空间分布和时间变化。作为对城市化影响研究的延续，本研究重点在于城市对典型夏季锋面降雨过程的影响机理。本研究采用了我们先前的研究中表现最好并在模拟和观测到的降水与GBMA中的降水之间具有最高相关系数的成员。相应的模型物理方案包括WRF单矩6级微物理方案(Hong和 Lim 2006)、快速辐射传输模型长波辐射方案(Mlawer等1997年)、Dudhia短波辐射方案(Dudhia 1989)和Mellor-Yamada-

janji行星边界层方案(Suselj and sood 2010)。这些方案适用于所有三个嵌套模型域。Kain-Fritsch积云参数化方案(Kain 2004)适用于这两个外部区域，但在最内部区域被关闭。

图1b显示了6月27日14时至6月28日02时期间的总降水量的空间分布情况，用于观测和CTRL模式模拟。模拟结果表明，与CMORPH数据比较，模拟结果较好地反映了北京南部和西南部的西南-东北延伸雨带和两个高降水中心。另两个位于河北省西南角和东北部较弱的降水中心(如图1a所示的C1和C2)也能很好地重现。在下一节中，我们将进一步研究城市化(如边界层的动态和热力学结构)对大气性质的影响，以探讨城市对降水过程影响的潜在机制。

3.结果

a.城市化对降水的影响

图3显示了叠加在同期平均地面风矢量上的CTRL和NU模拟(CTRL-NU)从6月27日14时到6月28日02时的12 h累积降水的差异。由于南风气流控制着GBMA，城市及其下游(西北)地区因城市土地利用而产生的降水较多，北京西北部最大增加幅度超过25 mm。然而，在逆风(东南)地区，降雨量较少，最大

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