城市热岛效应对湖风锋面运动的影响外文翻译资料

 2022-12-07 04:12

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城市热岛效应对湖风锋面运动的影响

JASON M.KEELER

美国伊利诺伊大学厄巴纳–香槟分校大气科学系，伊利诺伊州水资源调查部大气科学中心，伊利诺伊州草原研究所

DAVID A.R.KRISTOVICH

伊利诺伊州水资源调查部大气科学中心，伊利诺伊州草原研究所，

美国伊利诺伊大学厄巴纳–香槟分校

（于2011年8月5日收到稿件，定稿于2011年11月23日）

摘 要 由于环流对热浪缓解、能源使用、降水和污染物扩散的影响，湖泊和海风的预测对于大的沿海人口中心尤为重要。虽然最近的数值模拟研究表明，由于城市热岛（UHI）循环，海风或湖风穿过城市比周围的郊区更慢，但很少有定量的观测研究来评估这些结果。本研究利用高分辨率的天气监测雷达—1988 Doppler（WSR-88D）的观测值确定城市热岛对通过芝加哥，伊利诺斯和附近的郊区的湖风锋面运动的影响。对从2005年4月至9月共44的湖风实例进行了考察。该湖风锋（LBF）内陆运动通过跟踪垂直于密歇根湖海岸线的不同截面的雷达反射率细线来计算。该湖风锋内陆平均传播速度为5km/h；传播过程中有大量的空间和时间的变化。芝加哥城市热岛强度在有湖风的日子表现出夜间平均最大城乡温差，近4.5℃，午后最小，近0℃。通过观察白天热岛幅度并没有与通过芝加哥的湖风锋面运动有一个显著的关系。然而，夜间热岛在湖风发展前的最大值被发现与一个在芝加哥西南郊区（内陆）移动的湖风锋速度的降低是密切相关的。这种关系与以前关于城市热岛环流日变化的研究相一致，可以作为预测湖风内陆运动的一种有效方法。

1.引言

海和湖风对人口密集的沿海区域气候和空气质量有重要影响。例如，在1995年7月的芝加哥，伊利诺斯，热浪，湖风引起的近岸日最高温度比在内陆地区低了超过3.7℃（Changnon et al.1996），减少了电力消耗，降低了电力需求。数名作者都对于沿海大气环流对污染的影响发表了评论。从芝加哥和印第安那北部的排放物被湖风环流带进内陆后可以穿过密歇根湖，导致空气质量不佳（Lyons and Cole 1976；Keen and Lyons 1978）。

在最近的几十年里，已经有几个利用数值模拟技术为主考察海风或湖风和城市热岛（UHIs）之间的相互作用的研究。一些研究在数值模拟中通过改变表面特性以消除城市或改变其与海的相对位置和/或大小已经推断出城区对海风循环的影响。Yoshikado（1992）使用二维模型模拟在海风附近的地形平坦地区的热岛环流。在他的模拟中，由于海风和空气流向城市的中心收敛（UHI流入）海风最初先迅速进入内陆然后放缓。Freitas et al.（2007）也有类似的发现。在一个类似的二维模拟中，Sarkar et al.（1998）发现市区的存在使海风锋的内陆渗透轻微下降。此外，Sarkar et al.发现，越来越多的城市热通量增加了热岛环流强度和与海风有关的低流量。

Kusaka et al.（2000）运行了基于东京在1900、1950和1985年的区域土地利用的海风和城市热岛效应的相互作用的三维模拟。在这期间东京市区的水平尺度从10km扩张至40km。Kusaka et al.发现在东京的水平尺度的增加导致了城市热岛效应强度增加，内陆海风运动减慢，海风锋更清晰。具体而言，基于1985年土地利用数据的模拟中海风锋到达一个特定的内陆地区比基于1900年土地利用数据的模拟中的海风锋多花了2个多小时。

（图1。（上）一个在2005年6月21日约2115 UTC（1615LT）由可见卫星看到的微风的例子（来源：NOAA 2005），和（下）雷达基本反射率（dBZ）。在细线上雷达反射率值分别约为10–30 dBZ，雷达图像域是在前面板上一个白色框内。KLOT WSR-88D的位置用在底部面板的黑星表示。）

关于城市热岛环流或城区对海风的影响的观测研究较少。Yoshikado和Kondo（1989）发现，海风在东京城区的内陆移动速度往往比在更多郊区更慢。这与Barbato（1978）的结果类似，他分析了40个波士顿，马萨诸塞州区域地面观测的海风实例。在海岸和波士顿（Kenmore Square）之间的海风锋内陆移动平均速度为11.7km/h。位于约20公里的内陆的市区和马萨诸塞州沃尔瑟姆的数据点之间，海风锋深入内陆速度只有4.7km/h。Barbato认为海风锋最初的内陆传播速度会更快是由于市区和海岸之间的高温度梯度。

Bornstein and Thompson（1981）部署了一个结合了纽约大学/纽约市（纽约大学/纽约）城市污染空气动力学项目的地表风速高密度网络。这些风的数据被用来分析海风锋2天内的内陆运动。相对周边位置，纽约市中心的海风锋的内陆运动是特别慢的。Bornstein and Thompson认为观察到的海风锋在纽约的减慢是由于相对于它的周围城市中局部较高的表面摩擦。这与之前从数值模拟研究得出的强调城市热岛环流的影响的结论是相对照的。

目前的研究扩展了这些先前研究的努力，利用高分辨率雷达数据探讨湖风锋（LBF）的空间非均匀性传播。这些数据允许通过城市热岛效应对湖风锋的内陆运动的数值模拟，进行更深入的评价。具体而言，本研究的目标是利用雷达和地面观测来研究不同城市热岛效应程度对通过芝加哥及其周围郊区的湖风锋传播的影响。

  1. 资料与方法

芝加哥地区由于其对于湖风-城市热岛相互作用研究和方便高分辨率的天气监测雷达—1988 Doppler（WSR-88D）的使用的优越的地理位置成为本研究的焦点（图1）。此外，此区域以往的气候与湖风的数据收集被完善（Lyons 1972；Ackerman 1985；Laird et al. 2001），允许了与目前调查结果的相比较。最后，海岸线大致简洁，没有大的内陆水体或显著的地形特征。

众所周知，城市热岛与湖风（LB）都表现出很强的季节性；因此，我们研究湖风从2005年3月1日至11月30日，春季到秋季的发展实例。在这段时间内，如果此区域的可见卫星图像显示阴天条件下整个地区的层积云或观察到湖上发展（表示一个湖面，比大气温暖）则忽略雷达反射率平面图像中可能的湖面风特征（即反射率，速度，或谱宽领域的方向大致平行于湖岸的细线），对剩余的日期中，我们使用GR2Anayst软件在更多细节方面研究了94个可能有湖风特征的实例（Gibson Ridge，1.44版），分析了来自于KLOT WSR-88D的 II级数据（国家气候数据中心2008）。

( 图2。在2005年6月21日2043 UTC（1543LT）湖风经过密歇根湖时的表面情况的例子。表面所显示的是灰色的（水）和白色（土地）。每一个短和长的风钩分别对应于2.5m/s和5m/s的风速。注意密歇根湖的差异，在芝加哥的西侧，以及在温度较低的密歇根湖的沿岸的差异。(来源：大学大气研究-研究应用实验室，2008。)

对这94个日期的表面温度和风数据进行了考察，以确定观察到的细线是湖风锋，而不是其他的现象导致的类似的细线，如水平对流轴或对流降水系统的外流边界。考虑到一个湖风锋，细线必须对应一个地面辐合区，更冷的地表温度必须在细线更靠近密歇根湖的一侧出现。这些标准都可以在图1和图2分别显示的密歇根湖西岸线的雷达图像和表面图中看到。一共有49个湖风实例符合上述标准。

通过雷达观测到的细线表示湖风锋每小时的位置，用几个通过芝加哥地区大致垂直的截面来记录（图3）。选择这样的横截面使通过芝加哥市区及周边郊区的湖风锋内陆运动速度量化。这7个截面沿海岸线排列，相距约15km，覆盖了湖风锋通常可以由KLOT WSR-88D观测到的范围。在每个实例中，计算了每个小时中沿图3所示的截面的锋面移动速度。这些分析在湖风的起始和终止之间，定义为第一个和最后一个湖风锋可以识别的时间内多次进行。然而，由于湖风锋没有持续到3个小时，每个小时内湖风锋移动速度的分析就不能完成。5个实例因缺乏足够的雷达观测数据而被排除，导致本研究只有44例的分析结果。

在个别基本反射率图像中的细线的位置的缺口，由使用基准速度或光谱宽度观测值填补。如果是由本研究中所使用的所有雷达产品（雷达反射率，速度和光谱宽度）表现出来的在细线中的小差距（约10km或更少），则在细线中对湖风锋的位置进行手动插值。如果一个特定的横截面的数据缺失超过一个小时的话，则不在湖风锋的位置进行插值。

自动地面观测系统（ASOS）网被用来表征在这44个有湖风的日期的城市热岛和区域大气条件。每时选定的ASOS表面数据的位置（中西部区域气候中心2008）如图4所示。使用地表和WSR-88D观测值使城市热岛环流从其他流通模式中孤立出来的尝试没有成功。这个问题已经由几个以前的研究指出。[see summary in Keeler（2010）]。因此，热岛环流强度可以由温度差近似表示为：

(图3。KLOT WSR-88D在 2005年10月1601 LT的基本反射率。湖风锋每小时的位置用彩色线表示。通过芝加哥地区的横截面编号为1 - 7。)

UHI magnitude = T airMDW - T airARR ,

其中T airMDW和T airARR分别是芝加哥米德韦机场和伊利诺斯州奥罗拉市的地表气温。就像Ackerman（1985）的气候研究中，MDW被选来表示芝加哥热岛空气温度。MDW通常比周围的ASOS网上湖风的夜间温度更高。阿贡国家实验室的温度数据被Ackerman（1985）用来表示芝加哥郊区农村的温度，但是在她研究后芝加哥郊区有所扩展。因此，15km远的西部的奥罗拉市的数据（ARR）被用来表示芝加哥城市热岛效应的空气温度。应该注意的是，奥罗拉的数据表现出相对于附近的位置轻微的冷偏移。与其他郊区网络（DuPage and Rockford,Illinois）相比，在这项研究中使用的奥罗拉数据只有平均0.5℃的冷偏差。这冷偏差被认为是由于奥罗拉市比周围低的海拔的地形产生的（E. Lenning,National Weather Service-Romeoville，2010，personal communication）。由于本研究的44个实例中的米德韦—奥罗拉温度扰动平均值为1.8℃，可以认为，这个温度差的很大一部分是城市热岛造成的。

  1. 结果

研究了2005年4月至9月共44个湖风天实例。每个月研究的有湖风的天数由4月的5天逐渐增加到8月的12天，然后又下降到9月的10天，类似于由Laird et al.（2001）对气候分析的研究。Laird et al.（2001）假设了暖季前的更强风，在本研究中也被发现导致了密歇根湖湖风后期的频率峰值。本研究中对于季初更少的湖风天的数目的另一种解释是由于季初缺乏散射体（如昆虫），雷达无法探测到湖风锋。然而，Laird et al.（2001）发现使用表面观测而不是雷达使用每月相同的模式观测湖风是不可能的，这是因为雷达探测散射体的可用性在季节变化的观测中起主要作用。

（图4。Terra卫星上的中分辨率成像光谱仪（MODIS）密歇根湖西南方位在2002年10月1日的真彩图像（NASA 2010）。被用来计算城市热岛强度的表面数据站的位置用星星表示。与湖岸线的横截面的交点由编号的白点表示。I-294号和I-355号，I -55号公路的交汇处分别由圆圈标记为A和B。从密歇根湖到MDW、A点、B点距离分别为13km、25km、39km。密歇根湖沿线的大面积灰色地带是芝加哥市区。）

（图6。2005年4月–9月期间湖风天每时平均热岛强度的日变化（黑线）。黑色虚线表示25%和75%小时时城市热岛效应强度。与湖风锋特定时间点观察得到的比例用累积灰度曲线表示。）

（图5。沿（左）芝加哥北至（右）东南部的湖风锋沿每一个截面的平均速度。图3中，湖风锋向内陆经过横截面1，7移动的整体平均速度5km/h用黑色粗线标出。城市区域的大致位置由沿x轴线方向的水平线标出。）

图5显示了LBF内陆运动基于雷达细线每小时沿如图3所示的七个截面的平均速度的位置。在2005年该湖风锋内陆运动的整体平均速度为5km/h。一般来说，在芝加哥北部的湖风锋（横截面1- 3，图5 ）比较近或以南的城市的湖风锋更迅速地移动到内陆。这与对大型风的速度的预期是一致的。在Rockford（RFD）2005年4月–9月的研究中表明最常是从西北和西南偏南（未显示）的风，后者发生的较为频繁。这面风的方向往往会阻碍有近乎东西走向的海岸线的更南部的芝加哥的湖风锋的内陆运动。需要注意的是，图5中的分析没有忽略城市热岛的存在或强度。因此，没有证据表明通过大部分城市地区的截面湖风锋有所减缓也不足为奇（横截面4–6）。

在湖风实例中城市热岛效应的日变化幅度（图6）在黎明前有一个峰值，在下午达到一个最低值。平均城市热岛强度达到了一个介于0300 LT与0600 LT之间的峰值，然后迅速下降到0600 LT和1000 LT之间。当18%（8/44）湖风锋已通过米德韦机场时，平均热岛强度将一直保持上升直到达到1400 LT。一旦湖风锋穿过了米德韦机场，空气通常变得比在奥罗拉市的时候更凉快。正如前面的小节所提到的，在上午或下午的时候表面风模式与城市热岛环流相关性不明显，几个以前的观察性研究也同样指出这点。

如果城市热岛环流对湖风锋的内陆运动存在重要影响，那么预计城市热岛强度和通过最内陆城区截面的湖风锋之间的相关性最高。在北部和南部郊区的相关性要弱，由于城市热岛的表面流入将平行于湖风锋，因此对湖风锋的内陆运动的影响不大。将沿单个横截面的湖风锋每时的内陆运动与

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