大气边界层是大气流动和下垫面相互作用的结果，湍流垂直交换显著.主要物理过程包括:动量输送、热量输送、水汽输送、摩擦效应和地形强迫等，它对于地面和大气之间的动量、热量以及水汽交换起着十分重要的作用^[1].长期以来许多学者通过不同的方法对大气边界层的特征进行了大量的数值模拟、试验观测和理论研究.Zhang等^[2]利用MM5模式中的5种边界层参数化方案对低层风温的日变化以及边界层结构进行模拟对比.刘树华和刘振鑫等^[3]应用中尺度非静力模式MM5，模拟了京津冀地区不同季节温度场和风速场等边界层特征量及其变化特征.胡小明和刘树华等^[4]对北京地区2000年夏季的风速和温度场等边界层特征进行过模拟.陈世强等^[5]利用2004 年6~8 月在河西走廊金塔陆-气相互作用试验的观测资料，分析了该地区夏季夜间和中午风、温、湿的垂直结构特征.佟华和桑建国^[6]用北京大学的三维复杂地形中尺度数值模式模拟了北京海淀地区大气边界层的风、温场结构以及污染物浓度分布，进而模拟了由于汽车尾气的排放而转化成的气溶胶的浓度分布.

此外大气边界层还有着明显的日变化.日出以后地表不断吸收太阳的短波辐射，近地面层的大气不断吸收地表热量，边界层开始发展，随着热量的增加会产生自由热对流把热量不断地传到边界层，而由上向下输送动量使得下部的气流加速，同时暖空气的热泡从地面上升，渗入到逆温层，形成卷挟，混合层的质量场和风场不断调整，直到午后边界层高度最高时达到平衡；日落时地表辐射消失，通常会在空中发展出一个悬浮逆温层，在城市上空尤为明显^[1].国内学者对于这方面研究也有很多，大部分以数值模拟和实测资料相结合的方式为主要研究方法.杨玉华等^[7]利用MM5 模式很好地模拟出了北京冬季的热岛效应.苏从先等^[8]早在20世纪80 年代通过河西地区近地层气象梯度观测研究，分析了河西绿洲的小气候特征，发现白天存在“绿洲冷岛"效应.佟华和刘辉志等^[9]通过遥感技术与地面测定相结合的方法，对北京“城市热岛"现状作观测研究，得到北京城市地面的温度分布特点.姜大膀等^[10]利用1988~1992年兰州市气象站常规气象探空资料，分析出了兰州市区一年四季皆有逆温层存在.

大气边界层的研究主要有三种方法:外场观测、实验室研究和数值模拟.外场观测可以直接获得大气边界层要素廓线，了解大气运动的基本规律.另外，还可为大气边界层数值模拟提供要素初始值及其基本参数，其主要观测手段有地面观测站、气象观测塔、低空探空及雷达和卫星遥感等.实验室研究主要有物理模拟研究，例如:环境风洞、水槽模拟等.实验室物理模拟研究很难模拟地表热力学特征及复杂地形动力学特征对边界层的影响.大气边界层数值模式研究方法是依据基本的大气动力学方程、热力学方程、及其约束闭合条件和地表热力、动力、辐射等特征参数化，模拟大气边界层要素场和廓线特征等^[11].由于边界层的特性和结构不是常规气象观测的内容，对它的研究依赖于特定的实验项目，观测资料在时间和空间上都是有限的，所以可以应用数值模式对边界层的特性进行更深入的研究.

鄱阳湖位于江西省北部，长江中下游的南岸，地理坐标为28°24′N~29°46′N，115°49′E~116°46′E.鄱阳湖与赣江、抚河、信江、饶河、修河等五大河流相接，湖区似盆状天然凹地，地势平坦，但其周围地形却非常复杂，北侧紧邻庐山，东侧为江西最高峰黄岗山海拔2157m, 其东北、西北和西侧均为山地.由地形、山谷风、湖陆风的相互作用，形成复杂的大气边界层结构、局地气候和风能资源的分布.本文采用WRFV2.2中尺度数值模式，选取2009年初冬的一次晴好天气过程，模拟了鄱阳湖地区200km×200km范围内，不同高度上的风、温、湿的分布规律和大气边界层物理特征，可为鄱阳湖地区局地天气预报、风能资源开发、环境保护等提供科学依据.

WRF(Weather Research and Forecast)模式系统是由美国国家大气研究中心(NCAR)，国家海洋与大气管理局(国家环境预报中心(NCEP)及预报系统实验室(FSL)，空军气象局(AFWA)，海军研究实验室，奥克拉荷马大学及联邦航空管理局(FAA))共同参与开发的新一代中尺度预报模式和同化系统.重点解决水平分辨率为1~10km, 时效为60h以内的有限区域天气预报和模拟问题.具有全球各地设置使用、实时输入资料、采用先进的物理过程参数化方案、可在不同的计算机平台上运行等诸多特点.WRF 模式在天气预报、大气化学、区域气候等方面有广泛的应用前景，它使新的科研成果运用于业务预报模式更为便捷^[12]，有利于针对我国不同下垫面类型、不同地域特点天气过程的高分辨率数值预报和模拟研究.此外WRF 模式还是一个完全可压缩非静力模式，采用了在计算散度和涡度时具有高精度优点的Arakawa.C 网格点，垂直坐标采用地形追随坐标(欧拉质量坐标).本文采用的是WRFV2.2版本，运行稳定.

本文模拟区域的中心坐标位于29°00′N、116°30′E，采用NCEP提供的全球再分析资料每6h 输入一次.模式所选取的积分时间段为:2009年11月5日00∶00至2009年11 月6 日12∶00(世界时)，共积分36h, 每隔1h 输出一次模拟结果.投影方式为Lambert投影，积分时间步长为100s.模拟区域采用三层网格双向嵌套设计，最外层区域(domain1)分辨率为25km, 网格数为100×100，组成一个2500 km ×2500 km 范围的区域，为其子区域(domaiN₂)提供初始场边界条件；次外层区域(domaiN₂)分辨率为5km, 网格数为150×150，范围包括了长江中下游的大部分地区；最内层区域(domain3)分辨率为1km, 网格数为200×200，范围覆盖鄱阳湖区域以及周围山地和平原地区(模拟区域分布及相互位置关系见图 1).模式在垂直方向上共分为34层，采用下密上疏的划分方法，其划分的比例为:σ=1.000，0.998，0.994，0.988，0.980，0.970，0.958，0.945，0.932，0.923，0.912，0.901，0.886，0.854，0.821，0.769，0.701，0.653，0.598，0.523，0.476，0.423，0.375，0.324，0.279，0.227，0.188，0.152，0.121，0.093，0.069，0.048，0.029，0.014，0.000.这里σ= (P-P_top)/(P_bottom-P_top)，其中P_bottom 为模式地面气压，P_top为模式顶气压，在本文设定模式顶气压高度为300hPa.模式的主要参数化方案包括:Lin等微物理过程方案(水汽、雨、雪、云水、冰、冰雹)、rrtm 长波辐射方案、Dudhia短波辐射方案、MYJ近地面层方案、Noah陆面过程方案、EtaMellor-Yamada-JanjicTKE(湍流动能)边界层方案.由于本文模拟的domain3 网格距小于5km, 且模拟期间以晴朗少云天气为主，故不使用积云对流参数化方案.在本文中模拟区域地形和土地利用类型的数据均来源于NCEP提供的全球30s地形资料，其中鄱阳湖区域(domain3)的地形特点如图 2所示，除了北侧和西侧高山外，鄱阳湖主体部分地势平坦.此外为了更加准确地反映出土地利用类型对模拟结果的影响，模式本身还提供了24种土地利用类型，但在本文的模拟区域中只采用了其中的19种，并使用颜色区别不同的下垫面类型(见表1)绘制了模拟区域的土地利用类型示意图(图 3).

图 1

Fig. 1

图 1 模拟区域分布及相互位置关系 Fig. 1 The distribution and position relationship of simulation area

图 2

Fig. 2

图 2 模拟区域(domain3)及地形(坐标轴单位:1km) Fig. 2 Simulated area (domain3) and topography (axis unit: 1 km)

图 3

Fig. 3

图 3 土地利用类型示意图(a)最外层区域(坐标轴单位:25km)；(b)次外层区域(坐标轴单位:5km)；(c)最内层区域(坐标轴单位:1km). 1 城市Urban；2 旱地Dryland；3 灌溉农田IrrigatedCropland；4 旱地/灌溉农田Dryland/IrrigatedCropland；5 耕地/草原Cropland/Grassland；6 耕地/林地Cropland/Woodland；7 草原Grassland；8 灌木林Shrubland；9 灌木林/草原Shrubland/Grassland；10 稀树草原Savanna；11 落叶阔叶林DeciduousBroadleaf；12 落叶针叶林DeciduousNeedleleaf；13 常绿阔叶林EvergreenBroadleaf；14 常绿针叶林EvergreenNeedleleaf；15 混交林MixedForest；16 水Water；17 草本湿地HerbaceousWetland；18 木本湿地Wooden Wetland； Fig. 3 Land use type of different domains(a) domain 1 (axis unit: 25 km) ； (b) domain 2 (axis unit: 5 km) ； (c) domain3 (axis unit: 1km).

本文所用的天气图资料为北京大学物理学院大气与海洋科学系所提供的KMA天气实况图，以及庐山机场和向塘机场所提供地面观测资料.图 4a，4b分别给出了11月5日14∶00(北京时)地面天气实况图和11月5日20∶00(北京时)850hPa的高空天气实况图.从高空图上可以看出江西地区处于高空槽前，受较弱的偏南暖湿气流控制，气压梯度不大，且没有明显的温度平流影响.地面图上江西地区处于弱高压场控制，天气晴好，风力不大.在这期间鄱阳湖地区天气晴好，并且天气实况和卫星云图均显示在此时间段内没有大尺度天气系统过境，因此可以用来代表典型的鄱阳湖区域秋季天气.图 4c，4d是与图 4a，4b 对应时间的最外层区域(domain1)天气模拟图，模拟的结果可以看出，风场、冷暖中心和高低压中心的位置都与实况图相一致，说明WRF对此次天气过程的模拟是成功的.

表 1(Table 1)

表 1 不同颜色代表的下垫面类型 Table 1 Colors representing different types of underlying surface

表 1 不同颜色代表的下垫面类型 Table 1 Colors representing different types of underlying surface

图 4

Fig. 4

图 4 天气分析图与模拟图的比较(北京时，坐标轴单位:25km) (a)11月5日14∶00地面图；(b)11月5日20∶00850hPa的高空图；(c)地面气压场(蓝线)和风场模拟图，时间同(a)；(d)850hPa位势高度(蓝线)、温度(红线)和风场模拟图，时间同(b). Fig. 4 The comparison between weather analysis chart and simulation map (Beijing local time, axis unit: 25 km) (a) The surface weather map at 14 :00，Nov 5 ； (b) The 850-hPa upper weather map at 20 :00，Nov 5 ； (c) The simulated map of the surface pressure field and wind field at 14 :00，Nov 5 ； (d) The simulated map of 850-hPa geopotential height (blue line) » temperature (redline) and wind field at 20 : 00，Nov 5.

为了进一步验证模式模拟的情况，图 5给出了向塘机场(28°43′N、115°95′E)和庐山机场(29°28′N、115°48′E)36h地面温度的实测值与模拟值的对比情况.可以看到模拟值与实测值的日变化规律基本是一致的，最小值与最大值出现的时间也非常吻合，但模拟值的变化范围要小于实测值.庐山机场模拟的结果和实测值有较大的差别，这可能是由于WRF模式中所提供的下垫面类型的数据是经过平均计算得来的与实际的下垫面类型有所差别.当模式的分辨率为1km 的时候，由于庐山机场周围绿色植被较多，附近的城市建筑物范围较小，下垫面类型经过平均后部分地区的建筑物可能被植被所取代，从而导致模拟值与实测值的差别.

图 5

Fig. 5

图 5 不同机场地面气温模拟值与实测值的比较(11月5日00∶00~11月6日12∶00) (a)向塘机场；(b)庐山机场. Fig. 5 The comparison between the simulation and observation at different airports from 00 :00，Nov 5 to 12 :00，Nov 6 (a) Xiangtang airport； (b) Lushan airport.

海陆风在世界范围内针对不同目的被广泛研究，国内对于海陆风^[13]模拟研究的文章也非常多，但对于湖面与陆地之间形成的湖陆风的研究却非常少.本文分析了10，20，30，50，80，120 m 不同高度风场的分布情况.对比发现鄱阳湖与陆地之间确实存在着湖陆风，并且风速、风向随高度都有明显的变化.图 6给出的是鄱阳湖地区11月6日一天4个时间段(00∶00，10∶00，15∶00，20∶00，北京时)10 m高度风场的变化情况.日落后由于强烈的长波辐射作用山区地表温度急剧降低，东北部山区最为明显，西北部山区次之.地表降温使得这两个山区成为局地小尺度冷空气的源头.在两股“冷空气"的作用下风从陆地吹向湖面，并在鄱阳湖水面上形成了一条东北向西南走向的辐合带，长度大约150km, 这种由陆地吹向湖面的风就是陆风(图 6a，6d).日出后湖陆之间的温差逐渐减小，随之辐合带也减弱，这条辐合带可能与污染物的输送和扩散有着密切关系，这需要进一步与实测资料进行对比研究.由于山区升温速度的不同使得风向不断地发生改变，甚至在湖中心以南的区域形成了小的局地环流(图 6b)，这个小环流维持的时间大约有2~3h.但它可能会使夜间输送过来的大气污染物在此处形成循环不利于污染物的扩散.午后由于水的比热容系数非常大，同样接受太阳短波辐射时水的升温比陆地缓慢从而形成温差，下垫面温差的不同又导致近地面层大气温度的不同，从而使空气由冷的下垫面流向暖的下垫面，形成由湖面吹向陆地的风即湖风(图 6c).由于地形的狭管效应在湖的北侧以及西侧风速明显变大.特别是在庐山以东鄱阳湖入江口的江面上风速较大，这与实际情况非常符合，历史上这片水域由于风浪原因，经常有沉船事故发生.

图 6

Fig. 6

图 6 11月6日00∶00~20∶0010m 高度风场模拟图(坐标轴单位:1km) (a) 00:00LT； (b) 10:00LT； () 15:00LT； (d) 20:00LT. Fig. 6 The simulation of 10 m wind field from 00 : 00，Nov 6 ^o 20 :00，Nov 6 (axis unit: 1 km)

从图 6c中还可以看出在A，B 之间湖风为偏北风，它会与背景风场的偏南风(从domaiN₂ 中可以模拟出白天的背景风场为偏南风)有叠加的作用，所以在中心偏西南的位置风的垂直运动明显.为了清楚起见，图 7给出相应时刻的垂直剖面图.图 7a模拟的是图 6c中网格点A(60，120)、B(100，90)之间风场和湿度场叠加在一起的垂直剖面图.蓝色等值线模拟的是0~2km 高度垂直风场的分布情况.可以看出在1km 以下的区域对流运动非常明显，其中距A 点40km 区域辐合上升非常强，其向上最大风速有1.2 m/s 左右.颜色填充区域表示的是0~2km高度湿度场分布情况，湖面上空约1km 处的黄色区域是一条明显的干湿区分界线，并且各个高度层的湿度分布都比较均匀，这是由于强烈的上升和下沉运动使得水汽在这里能够充分混合.图 7b模拟的是图 6c中网格点A(60，120)、B(100，90)之间2km 高度范围内温、湿度的分布情况.从图中可以看出温度波动的波谷区域对应湿度的大值区，且低层湿区的温度梯度要大于高层干区的温度梯度.

图 7

Fig. 7

图 7 11月6日15∶00A-B之间风场(单位:cm/s)和温度场的垂直剖面图 The section of A-B vertical wind (unit: cm/s) and temperature at 15 :00，Nov 6 Fig. 7 (a)风速和比湿垂直廓线；(b)温度和比湿垂直廓线. (a) Wind and specific humidity vertical profiles； (b) Temperature and specific humidity vertical profiles.

到了高层风向受较低地形的影响减弱，湖面风向比较一致，且风速也比低层风速增加许多，夜间的东北西南走向的辐合带变得更宽，风速也更大.图 8给出的是鄱阳湖地区11 月6 日一天4 个时间段(00∶00，05∶00，15∶00，20∶00，北京时)120m 高度风场的变化情况.其中庐山以东的湖面上白天和夜间风速都非常大，白天以偏南风为主，夜间以偏北风为主.这与刘晓燕和徐卫民等^[14]对老爷庙地区风能资源统计分析的结论(老爷庙各铁塔测点各高度多年年平均风速值在4.8~6.6m/s范围内.铁塔测点不同高度均以偏北或偏南风出现频率较多，以偏北或偏南风为主导能量风向，风向稳定)是一致的.东南侧靠近山地的区域夜间的风速也非常大，风向与地形走势基本一致.根据国内外风能利用经验，年平均风速达到3m/s以上地区的风能资源就有开发价值.所以无论是10 m 高度还是120 m 高度鄱阳湖周围地区的风能资源是相当丰富的.开发风能资源不仅有利于减少化石燃料对环境的污染，还有利于鄱阳湖周围生态环境的保护.

图 8

Fig. 8

图 8 11月6日00∶00~20∶00120m 高度风场模拟图(坐标轴单位:1km) (a) 00:00LT；(b) 05:00LT；(c) 15:00LT；(d) 20:00LT. Fig. 8 The simulation of 120 m wind field from 00 :00，Nov 6 to 20 : 00，Nov 6 (axis unit: 1 km)

为了进一步了解鄱阳湖北部区域风能资源分布情况，根据大风区分布特点以及鄱阳湖地区风电场分布情况，本文对庐山以东60km×80km区域(domain3中东西向网格数65~125 个，南北向网格数120~200个所围成的区域)内不同高度(0.08，0.10，0.12，0.15，0.2，0.25，0.3，0.4，0.5，0.6，0.8，1km)的风场和环流场进行了分析.通过分析发现当高度大于200m 时该区域的风场与背景风场相一致，地形以及下垫面的土地利用类型对于风速风向的影响很小.当高度小于200m 时该区域的风场受到局地小尺度环流的影响.夜间在狮子山至老爷庙区域存在一条南北走向长度为40km, 宽度大约为20km 的大风区，而白天此大风区域会变宽或消失.其主要原因是由于湖陆风、山谷风和地形的狭管效应共同作用形成的.图 9 给出的是鄱阳湖北部地区2009 年11月6日4个时段(00∶00，05∶00，15∶00，20∶00，北京时)120m 高度风场情况.夜晚由于陆风作用鄱阳湖北部区域以偏北风为主(图 9a)，但受到地形狭管效应的影响狮子山至老爷庙区间地势低洼区的风速会加大，同时由于该区域两侧为山地特别是庐山的作用会有明显的山风效应，因此会形成一条狭窄的南北走向的大风区.白天由于湖风作用鄱阳湖北部区域以偏南风为主(图 9c)，同时受到狭管效应的影响地势低洼区的风速会加大，但此时由于谷风作用使得狮子山至老爷庙区间的大风区域发散变宽或消失.这条南北走向的大风区的存在也证明了在此处建立风力发电场的合理性.

图 9

Fig. 9

图 9 鄱阳湖北部地区11月6日00∶00~20∶00的120m 高度风场模拟图(坐标轴单位:1km) (a) 00:00LT；(b) 05:00LT；(c) 15:00LT；(d) 20:00LT. Fig. 9 The simulation of 120 m wind field in north of Poyang Lake area from 00:00，Nov 6 to 20 : 00，Nov 6 (axis unit: 1 km)

为了了解鄱阳湖区域近地层大气的温度分布特征，本文分析了0.1，0.5，0.8，1.2，2.0km 不同高度温度的分布情况.图 10给出的是11月6日00∶00和15∶00的0.1km高度温度分布图.可以看出夜间(图 10a)湖面温度高于周围山区温度，表现为热岛效应.而在白天(图 10b)湖面温度又低于周围山区温度，表现为冷岛效应.同时由于城市热岛效应无论是白天还是夜晚城市的温度都要略高于周围山区的温度，但从模拟的情况看城市热岛效应还很有限，对周围山区温度的影响还很小，不足以影响到整个山区温度环流的分布，不过随着城市化进程的不断发展，这种影响将会越来越明显.湖面上空冷热岛现象交替出现，具有非常明显的日变化，其湖陆之间最大温差可达5~6 ℃左右主要是湖陆地表热力作用形成的.冷暖温差为湖陆风的产生不断地提供能量来源，这可能会比单纯的热岛效应产生温差所提供的能量要多.

图 10

Fig. 10

图 10 不同时间0.1km 高度温度模拟图(坐标轴单位:1km) (a) 00 : 00，Nov 6 ； (b) 15 : 00，Nov 6. Fig. 10 The simulation of 0.1 km temperature at ditferent time (axis unit:1 km)

图 11给出的是图 10 中网格点C(10，120)、D(190，120)之间2km高度温、湿度叠加在一起的垂904直剖面图，从温度等值线中可以看出，夜间(图 11a)湖面上空为暖中心，高度大约为300 m 左右，白天(图 11b)湖面上空为冷中心，高度大约也在300 m左右.此外无论是白天还是夜晚湖面右侧的湿度总要明显大于湖面左侧的湿度，这可能是由于湖面左侧山地较多，复杂地形阻碍了湿空气的传播，而湖的右侧地势较平坦，有利于风对水汽的输送.对比两个时刻湿度分布情况可以看出，白天湖面上空的湿度要大于夜晚，并且白天湖面上空湿度层高度(1km)要比夜晚(1.7km)低，模拟还发现白天湖面上空的湿度场呈“凹型槽"式的分布特征，这与安兴琴等^[15]的研究结论是一致的.分析其原因主要是由于白天以湖风为主，湖面上空为下沉气流不利于湿空气向上扩散，而夜晚以陆风为主，湖面上空为上升气流有利于湿空气向上扩散.

图 11

Fig. 11

图 11 不同时间C-D 之间温度、湿度垂直剖面图 (a) 00 : 00 ，Nov 6 ； (b) 15 : 00 ，Nov 6. Fig. 11 The section of C-D vertical temperature and humidity at different time

为了进一步了解由于鄱阳湖冷、热岛效应对区域大气边界层的影响，图 12a，12b分别给出了鄱阳湖中心(29°05′N，116°53′E)及偏南陆地位置(28°43′N，115°95′E)的温度廓线的日变化特征.对比可以看出，在夜间近地面都有逆温层出现，但二者强度明显不同，00∶00时刻湖面上空的温度梯度要小于陆地上空的温度梯度.这主要是由于夜间近湖面大气层处于热对流中心，空气有上升运动，使得那里的湍流活动旺盛不利于逆温层的形成.图 12(c~f)给出了鄱阳湖中心及偏南陆地位置不同时间风速、风向随高度的变化图.总的来说夜间的风速随高度变化要大于白天的风速，1000m 以上湖中心与偏南陆地的风速、风向随时间的变化规律基本一致.但在1000 m以下湖中心与偏南陆地风速、风向的变化都十分明显，且各有不同.在05∶00 湖中心上空约800 m 处分别出现了风速极值区，风向偏南，这可能与边界层急流有关.此外在湖中心低层200m 和偏南陆地低层200 m 都出现了风速极值区，但时间有所不同.图 12g，12h分别给出了鄱阳湖中心及偏南陆地位置不同时间风随高度的变化图.图 12g中00∶00时风随高度是顺转的，但到了15∶00时在低层风随高度则出现了逆转到了高层又变为风随高度顺转，说明此时低层为浅薄的冷平流，这与冷岛效应所导致的湖面上空温度降低的结论是对应的，且高度也与图 11b相一致.在图 12h中各个时刻风随高度都是顺转的，说明有较深厚的暖平流，这与热岛效应所导致的城市上空温度升高的结论是对应的.

图 12

Fig. 12

图 12 鄱阳湖中心(29°05′N，116°53′E)(a, c, e, g)及偏南陆地位置(28°43′N，115°95′E)(b, d, f, h)的温度、风速、风向及风场廓线图 Fig. 12 The temperature profile graph, wind velocity, wind direction and wind field profile graph in (a, PoyangLake center (29°05'N，116°53E) and (b, d, f, h)southerly land (28°43'N，115°95'E)

本文利用WRF 模式对2009 年11 月5 日~2009年11月7日36h内鄱阳湖地区的大气边界层气象要素进行了数值模拟和诊断分析，得出以下结论:

(1) WRF模式在高分辨率(1km)的情况下，能够很好地模拟出鄱阳湖地区大气边界层特征，对由于湖水下垫面所引起的冷、热岛效应以及复杂地形下的风场及湿度场具有较强的模拟能力.

(2) 在鄱阳湖地区夜间由于陆风和地形的共同作用，会形成一条东北-西南走向长度大约为150km的辐合带，这条辐合带可能会对鄱阳湖地区的污染物的传播和扩散产生影响.此外当夜间的温差增加时，辐合带的风速也开始加大，但会有一定的滞后效应，大概会落后温差最大值时刻1~2h.

(3) 在没有大尺度天气系统的背景下，鄱阳湖地区白天会形成以湖中心向外辐散的湖风，湖面上空以下沉气流为主，陆地上空以上升气流为主，同时由于地形和上升气流的作用湖右侧的空气湿度值和高度都要大于湖左侧.

(4) 冷、热岛效应使湖内风速与环境风速叠加，方向相同会使水平风速增加，相反时则会使水平风速减小，垂直方向的对流运动增强.

(5) 随着高度的增加摩擦力的减小，风速也逐渐加大.其中庐山附近及东南地势平坦地区风能资源丰富.

(6) 模拟还发现白天湖面上空的湿度场呈“凹型槽"式的分布特征，白天湖面上空的湿度要大于夜晚，并且白天湖面上空湿度层高度(1km)要比夜晚(1.7km)低.

本文只是针对2009年初冬的一次没有大尺度天气系统影响的晴好天气过程，对鄱阳湖地区200km×200km 范围内，不同高度上的风、温、湿的分布规律的个例模拟结果.对鄱阳湖地区其他季节及年度平均等的模拟结果，特别是对风能资源开发利用具有重要意义的距地面高度150m 范围内，水平分辨率为200m×200m, 垂直分辨率为10m 的月、年平均风速分布、平均功率密度、风向风速频率、风能方向频率及垂直风廓线指数的研究结果将在另文发表.