雷暴是在发展旺盛的积雨云中产生的，常伴有雷电、大风和阵性降水.随着社会经济的迅速发展以及城市化进程的不断加快，雷暴作为一种常见的灾害性强对流天气，一直受到科学家们的高度关注(Kuhn et al.，1971; Rust and Doviak，1982; Dickerson et al.，1987; 徐蓉等，2013).雷暴的发展依赖于大气的动力、热力和水汽条件，常由近地面中尺度系统触发(Moncrieff and Miller，1976; Colby，1984; Wang et al.，2013; 汪雅等，2013; 杨薇等，2014; 苗峻峰，2014).

海风(Sea Breeze，SB)是沿海地区重要的中尺度环流现象之一，是由海陆热力差异所引起的局地大气环流(曹德贵，1993；薛德强等，1995；Miao et al.，2003，2009; Miller et al.，2003; Crosman and Horel，2010).海风锋(Sea Breeze Front，SBF)作为一种边界层中尺度辐合线，与沿海地区雷暴的产生、组织和发展关系密切(Carey and Rutledge，2000; Crook，2001; Fovell，2005; Azorin-Molina et al.，2015).海风能提供抬升条件，诱发雷暴产生，同时雷暴的发展又能影响该地区的海风和海风锋(Chen et al.，2014).本文把这种由海风(锋)引发的雷暴称之为海风雷暴(Sea Breeze Thunderstorm)(Pielke et al.，1991; May et al.，2002; Azorin-Molina et al.，2014).

Pearce(1955)利用非线性方程计算了海陆风环流的变化，为海风环流的数值模拟研究奠定了基础.随后，Estoque(1961)改进了Pearce的加热函数，模拟出了海风的锋面特征.早期的二维模式只能从侧面反映出海风雷暴的存在，不能模拟出完整的海风雷暴.Pielke(1974)，Pielke和Mahrer(1978)引入实际海岸线和地形并改进地面加热部分，建立了首个比较完善的三维原始方程模式，模拟了佛罗里达地区的一次对流天气过程，并用观测资料对其进行了验证，发现模式能大概地模拟出雷暴等强对流天气的发生时间和地点，对近地面风场和温度的模拟效果较好，这标志着海风雷暴数值模拟研究的真正开始.随着计算机的发展和模式的不断改进，气象学家通过数值模拟探讨了海风雷暴发生的热力和动力学条件、结构和特征、发展演变过程及其触发机制.Keenan等(1994)在对海风雷暴的结构进行研究时发现，海风雷暴的垂直结构与内陆一般雷暴相似，海风锋可以触发多个复杂的雷暴单体，这些单体不断合并加强，最终沿着海风辐合线形成有组织的雷暴.Laird等(1995)对佛罗里达地区的一次雷暴事件进行了讨论，揭示出海风锋与天气系统扰动、近地面辐合线以及雷暴出流等系统的相互作用能导致成片雷暴的产生.Wissmeier等(2010)对达尔文岛附近的海风雷暴进行了数值模拟，结果表明海风锋对地面有明显的增湿作用，同时还能提供辐合上升运动，在雷暴发生发展过程中起着胚胎和组织对流的作用.由于资料和技术的限制，国内外海风雷暴的相关研究主要集中在佛罗里达、澳大利亚和以天津为代表的渤海湾地区(Cooper et al.，1982; Keenan et al.，1989; Goler et al.，2006; 易笑园等，2012，2014; Liang and Wang，2015).

海南岛四面环海，受海洋的影响大，海陆风强盛(朱乾根等，1983).当地大气中含有丰富的水汽，在山谷风、海陆风等局地环流的作用下，对流天气发生频繁，是我国著名的雷暴高发区，几乎全年都有可能产生海风雷暴(辛吉武等，2008).海南岛地处热带，太阳辐射强，植被覆盖面积大，海岸线和地形相对复杂，使得当地的海风雷暴具有一定的特殊性和复杂性.海风雷暴的研究工作主要集中在沿海地区，很少涉及海南这样的孤立岛屿，科学家们重点探讨了海风(锋)触发沿海雷暴的机制以及海风雷暴的基本结构，并对此形成了一定的了解，但是海风(锋)提供的抬升运动相对较弱，通常需要与其他系统相互作用才能触发雷暴(王彦等，2014; 刘彬贤等，2015)，从整个岛屿的角度讨论多条单纯海风(锋)相互作用触发雷暴的工作相对较少；并且海风雷暴的发生区域多为沿海平坦地区，复杂地形下海风雷暴的研究并不多；另外大部分数值模拟所使用的是理想化模式，而且模式的分辨率比较低，无法捕捉到完全物理过程和真实下垫面情况下海风雷暴的精细结构.本文利用高分辨率WRF(Weather Research and Forecasting)模式对海南岛的一次海风雷暴过程进行了数值模拟，揭示了复杂地形下海风雷暴的结构、发展演变过程及其触发机制，以利于更好地了解海风诱发雷暴的机理，提高其预报预警水平.

本文所选用的资料主要包括气象台站温、压、湿、风等常规观测数据和当地雷达数据，NCEP-FNL提供的1°×1°逐6 h全球分析场资料，自动站与CMORPH(The Climate Prediction Center Morphing Method)融合的1°×1°逐时降水资料，国家卫星气象中心的风云卫星遥感资料，欧洲中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)的ERA-Interim资料，NOAA/ESRL(National Oceanic and Atmospheric Administration/Earth System Research Laboratory)提供的探空资料.

2012年7月20日下午，海南岛南北两侧的海风在向内陆传播的过程中发生碰撞，造成了局地强雷暴天气.整个雷暴过程从15∶00 BST(北京时，下同)左右开始，到18∶00趋于结束，强降水主要集中在南部地区.从当天的天气形势可以看出(图略)，500 hPa西风槽位于贝加尔湖至内蒙古一带，华南地区受副热带高压外围控制，海南处于副高的底后部；850 hPa海南周围的等值线稀疏，水平气压梯度较小，背景风场相对较弱，没有明显的天气系统.

此次雷暴过程的降水落区主要集中在南部的保亭和五指山等地，局地性较强，同时岛屿的东北部也存在着对流活动，并在定安附近形成了小雨量级的降水(图 1a).地面观测数据显示，在此次雷暴过程中保亭站的降水量最大，单站小时降水量达到了61 mm.在该站的温度-对数压力图上(图 1b)，当地对流有效位能(Convective Available Potential Energy，CAPE)达到了2523 J·kg^-1，而对流抑制能量(Convective Inhibition，CIN)很小，有利于强对流和雷暴的形成，可降水量(Precipitable Water，PW)大于5 cm，降水条件相对较好.相当黑体亮温(Black Body Temperature，TBB)能反映出降水和对流活动的分布情况，其量值大小与降水强度存在较好的对应关系，亮温越低表示对流越活跃(刘韻蕊和张熠，2011; 卓鸿等，2012).从云顶亮温的演变(图 2)可以看出，下午15∶00左右海南南部和东北部有对流活动形成，对应着保亭、五指山和定安降水过程的开始，16∶00—17∶00对流活动的范围迅速扩大，强度明显增强，之后系统逐渐减弱消散，雷暴过程趋于结束.

图 1

Fig. 1

图 1 (a) 2012年7月20 日自动站与CMORPH融合资料的24 h累积降水(单位：mm)；(b) 2012年7月20 日14∶00保亭站的T-lnP图 Fig. 1 (a) Accumulated precipitation (unit: mm) on 20 July 2012 from the automatic station and CMORPH data, (b) the T-lnP diagram in Baoting at 14∶00 BST (Beijing Standard Time, the same below)

图 2

Fig. 2

图 2 2012年7月20 日的相当黑体亮温(单位：℃) (a) 15∶00； (b) 16∶00； (c) 17∶00； (d) 18∶00. Fig. 2 Observed of TBB (unit: ℃) (a) 15∶00; (b) 16∶00; (c) 17∶00; (d) 18∶00.

此次海风雷暴发生在较为稳定的环流形势中，具有突发性特征，持续时间短、降水强度大、局地性强，是一次典型的雷暴单体事件，其发生发展与低层的海风环流有关.本文选取此次海风雷暴过程作为研究对象，对其进行观测诊断和数值模拟分析，探讨海风与雷暴之间的关系.

本文采用中尺度模式WRF-ARW V3.6(Skamarock et al.，2008)对此次海风雷暴的演变过程和三维结构进行了数值模拟.WRF-ARW模式是新一代可压缩的非静力平衡模式，正广泛应用于中小尺度对流系统的模拟，对海风雷暴有一定的模拟能力(Wissmeier et al.，2010).

此次模拟的起始时间为2012年7月19日02∶00 BST，积分46 h，前22 h为模式调整(spin-up)时间.试验所选用的物理参数化方案如表 1所示，其中D3和D4区域因为水平格距小于5 km，所以并未使用积云对流参数化方案(Wang et al.，2015).模式的初始场和边界条件由NCEP-FNL 1°×1°的再分析资料提供，模拟采用双向反馈的四重嵌套方案(图 3a)，模式的最外层区域覆盖了亚洲大部分地区，包含了各个尺度的背景强迫信息；模式最里层嵌套区域为海南岛及其周边海域，陆地和海洋的比例约为1∶1，有利于海风的充分激发.模式嵌套区域的水平分辨率分别为27、9、3、1 km；垂直方向为不等间距的35个σ层，模式层顶气压为100 hPa.模式采用了WRF(V3.6)中新的地理数据和NCEP的MODIS_30s土地利用类型数据，能够相对准确地反映出海南岛的地形和土地利用情况.

表 1(Table 1)

表 1 模式重要物理参数化方案的设置 Table 1 Setting of the important simulation experiments 物理过程 选用的参数化方案 短波辐射 Dudhia方案(Dudhia, 1989) 长波辐射 RRTM方案(Mlawer et al., 1997) 微物理学 Lin et al. 方案(Lin et al., 1983) 积云参数化(仅D1、D2) Kain-Fritsch方案(Kain, 2004) 边界层 YSU方案(Hong et al., 2006) 陆面过程 Noah方案(Chen and Dudhia, 2001)

表 1 模式重要物理参数化方案的设置 Table 1 Setting of the important simulation experiments

图 3

Fig. 3

图 3 模拟区域示意图 (a) 模式嵌套区域；(b) D4区域的地形(单位：m)；(c) D4区域的土地利用类型. Fig. 3 Modeling domain settings of the simulation (a) Coverage of model domains 1, 2, 3 and 4 (denoted by D1, D2, D3,and D4, respectively); (b) Model terrain (unit: m) in D4; (c) Land use category in D4.

海南岛地势复杂，西南部山地高耸，以五指山、雅加大岭和鹦哥岭三大山脉为核心，向外逐级递减，构成了典型的环形层状地貌(图 3b)，是研究复杂地形下海风雷暴的理想区域.海南的土地利用类型以农田(黄色)和森林(绿色)为主，城市(红色)多分布在以海口和三亚为代表的沿海地区(图 3c).

本文利用台站提供的实际观测资料，选取琼海、陵水、东方、海口四个站点，分别代表海南岛东南西北四个方向，将各站点实际观测的近地面风场与模拟结果进行对比，检验此次过程的模拟效果，同时了解当天海南岛的风场特征和海陆风的具体表现.在亚洲夏季风的影响下，海南岛月平均(2012年7月)近地面风场主要表现为偏南风，风向在白天出现了较小的扰动，但在总体上基本保持稳定(图 4).雷暴发生当天风向的日变化与平均后的演变相差较大，岛屿的东部、南部和北部都存在明显的风向转变，由夜间的离岸风变为白天的向岸风，转向的角度接近于180°；风速在白天有着显著的增加，与平均场的变化基本一致，但午后最大风速要略大于平均的最大风速，表现出了典型的海风特征.由于偏西背景风的存在，岛屿西部东方站的风向变化较小，一直维持着海洋吹向陆地的偏西风.各站风速的日变化曲线比较相似，随着海风的发展，风速逐渐变大，最大风速都出现在午后，说明白天海风的强度大于夜间陆风，在偏西背景风的影响下，海风在各站的表现有所不同，西部东方站风速偏大，东部琼海站风速偏小.岛屿东西两侧的海陆风特征与偏西背景风密切相关，琼海站海风的开始时间相对较晚，直到午后才逐渐形成海风，东方站全天都表现为向岸风，在背景风的阻挡下夜间陆风难以形成；而岛屿南北两侧受背景风的影响较小，海风都在上午爆发，持续到傍晚结束，但是南北两侧的海风也存在差异，在岛屿南部复杂地形的作用下，陵水站海风的开始时间迟于北部海口站，该站风向风速波动频繁，演变过程没有海口站规律.通过观测和模拟的对比可以发现，两者的日变化曲线接近，说明模式对近地面风场有着较好的模拟能力，反映出了海风的主要特征.

图 4

Fig. 4

图 4 2012年7月20日模拟、观测以及月平均风向(左侧，单位：°)、风速(右侧，单位：m·s-1)的比较 (a) 琼海站； (b) 陵水站； (c) 海口站； (d) 东方站. Fig. 4 Observed, simulated and averaged wind direction (left panels, unit: °) and wind speed (right panels, unit: m s-1) on 20 July 2012 (a) Qionghai; (b) Lingshui; (c) Haikou; (d) Dongfang.

从海口站风廓线的对比(图 5a)来看，模拟风速、风向随高度的变化与观测结果较为吻合，变化趋势和转折点基本一致，说明模式较好地模拟出了雷暴发生当天大气的垂直结构.图 5b是7月20日15∶00—18∶00累计降水量的对比，从图中可知，本次海风雷暴过程的局地性比较强，降水主要集中在保亭、五指山附近，保亭的降水达到了暴雨量级，模拟的降水区域和降水强度与观测结果基本相同.模拟的最大降水不是正好出现在保亭站，而是在其南侧，这可能是由于观测站的分布不够密集，造成了观测的最大降水出现在保亭的假象，使得观测和模拟的降水落区出现了小的偏差.从雷达观测数据与模拟结果的对比(图 6)可以看出，模式能较好地模拟出雷暴出现的时间和地点，模拟的雷达反射率强度与观测值相差不大，对流中心的强度大致保持在50 dBZ以上.总的来说，此次海风雷暴过程的模拟效果相对较好，能基本反映出雷暴单体的相关信息.

图 5

Fig. 5

图 5 (a) 2012年7月20日08:00海口站模拟与观测风速(WS, 单位：m s-1)、风向(WD, 单位：°)的比较；(b) 2012年7月20日15∶00—18∶00模拟(阴影)和观测(数值)累计降水量(单位：mm)的比较 Fig. 5 Comparisons of (a) wind speed (WS, unit: m·s-1) and wind direction (WD, unit: °) profile between simulation and observation in Haikou at 08∶00 BST on 20 July 2012, (b) accumulated precipitation (unit: mm) between 15∶00 and 18:00 BST on 20 July 2012 from simulation (shaded) and observation (numbers)

图 6

Fig. 6

图 6 2012年7月20日16:00反射率的比较 (a) 雷达观测的反射率(单位：dBZ)； (b) 模拟的反射率(单位：dBZ). Fig. 6 Comparisons between simulation and observation at 16:00 BST on 20 July 2012 (a) Reflectivity (unit: dBZ) from radar observation; (b) Reflectivity (unit: dBZ) from simulation.

雷暴是一种剧烈的天气现象，在其发生发展期间会产生强烈的垂直运动，从而导致近地面的各种气象要素发生变化(陈洪滨和朱彦良，2012).随着海风雷暴的逐渐移近，保亭站的气象要素表现为气压涌升、气温骤降、风速增大(图略)，这种气象要素的明显变化对雷暴的发生有一定的指示作用，能为强对流天气的预报提供一些先兆特征.

海南岛四面环海，在热带海洋的影响下，常年都具有较好的水汽条件(图 7b)，这使得海南当地的对流以湿对流为主，雷暴过程常伴有降水产生.在此次

图 7

Fig. 7

图 7 (a) 2012年7月20 日15∶00的10 m风场(单位m·s-1)和2 m相对湿度场(单位：%)；(图中黑色粗线所标记的位置为海风辐合带)(b) 海南岛近30年7月份平均的2 m相对湿度场(单位：%) Fig. 7 (a) Simulated 10 m wind (vector, unit: m·s-1) and 2 m relative humidity (shaded, unit: %) at 15∶00 BST on 20 July 2012, (b) the 2 m relative humidity (unit: %) for July during 1985—2014 (the location marked by thick black line represent sea breeze convergence zone)

雷暴发生之前，保亭、五指山等南部山区的相对湿度达到了90%以上(图 7a)，为这次雷暴过程在该地区的降水提供了条件.海南岛低层海风相互作用形成了一条海风辐合带(图中用黑色粗线标记)，在该辐合带的影响下，岛屿东南沿海存在一条水汽高值带与之相对应.而南部山区充沛的水汽可能与植被覆盖有关，植被的蒸腾作用能使局地的水汽含量增加，同时森林中风速小、气温低，有利于水汽的保持(Kelliher et al.，1997).五指山、鹦哥岭等山区的下垫面以常绿林为主(图 3b)，森林覆盖率接近100%，因此该地区的水汽含量比较高，同时相对湿度的气候场也表现出了森林覆盖区的水汽含量大于其他下垫面区域的特征(图 7b).

热带地区水汽源汇和动力输送是约束水汽循环、影响水汽分布的有效机制(平凡和罗哲贤，2007)，考虑到此次雷暴主要是由海南岛南北两侧经向海风相互碰撞造成的，为了讨论在海风输送作用和地形动力阻挡下当地水汽条件的变化，本文经雷暴中心(18.65°N，109.7°E)作一条经向剖面(图 3b中AB线)，讨论海风向内陆推进过程中物理量的垂直分布情况.图 8给出了该剖面图上水汽混合比的分布，从图中可以看出09∶00混合比的等值线相对平稳，陆地上的水汽低于两侧的海洋，等值线呈现两侧高中间低的“V”字型，这是因为海洋下垫面的含水量比陆地高得多，从而影响了低层的湿度；随着时间的推移，两侧的海风开始向内陆输送水汽，使得内陆的水汽含量逐渐增加，并产生了波动，同时随着太阳辐射能量在地面的积聚，下垫面的蒸发作用迅速增强，湍流、对流等垂直运动越发活跃，更易将低层的水汽输送到高层，“V”字型逐渐变成了“A”字型，表示陆地上空的湿度高于海洋.保亭、五指山等强降水区的混合比在15∶00达到最高，近地面超过了20 g·kg^-1，为该地区的降水提供了条件，这与图 7中显示的结果是一致的.

图 8

Fig. 8

图 8 2012年7月20日沿图3b中AB线水汽混合比(单位：g·kg-1)的垂直剖面图 (a) 09∶00； (b) 12∶00； (c) 15∶00； (d) 18∶00. 横坐标上的蓝色区域代表海洋，灰色区域代表陆地；白色区域是被地形覆盖的部分. Fig. 8 Vertical cross section along line AB in Fig. 3b of simulated water vapor mixing ratio (unit: g kg-1) on 20 July 2012 (a) 09∶00; (b) 12∶00; (c) 15∶00; (d) 18∶00. The ocean and land are outlined respectively in red and grey along the x-axis, the white part represent the area covered with terrain.

假相当位温θ_se是体现温度、气压、湿度等综合特征的物理量，它对强对流天气的发生发展有着较好的指示意义(郑永光等，2007).由于海南岛的最高地形在1.8 km左右，常规意义上的850 hPa高度层上存在被地形覆盖的虚假信息.为了便于分析，本文选择在2.0 km(约800 hPa)高度层上讨论相关物理量的变化.从2 km高度上θ_se的分布(图 9a)可以看出，海南岛南部山区和东部沿海为θ_se的高值区，最大值在360 K以上，对应着高能暖湿气流区，暖湿气流的存在能有效地加强当地的对流不稳定(刘建勇等，2012)，造成了南部保亭、五指山以及东北部定安等地的对流活动.假相当位温随高度的变化是引起对流性不稳定局地变化的主要原因之一(韩丁等，2013)，在图 9b中，假相当位温呈现出随高度增加而减小的总体趋势，在热带海洋的影响下，海南岛南北两侧及其邻近海域低层的假相当位温都超过了360 K，但海洋上θ_se高值区的厚度明显小于陆地的，其344 K等值线处于2 km以下，而在陆地上却接近3 km.海南岛南部的θ_se随高度增加严格减小，低层等值线比较密集，垂直递减率大，表示该地区低层受暖湿气流控制，高层为较为干冷的气流，属于对流不稳定性层结，一旦有合适的扰动就能触发对流上升运动；而在海南岛北部19.7°N附近，1 km以下的θ_se等值线呈钩状，表示有冷空气侵入到近地面层，干冷与暖湿空气在此处交汇，下暖上冷的不稳定层结遭到破坏，使得海南岛北部对流活动的形成变得相对困难.

图 9

Fig. 9

图 9 2012年7月20日15∶00的(a)2 km高度假相当位温水平分布(单位：K)；(b)沿图3b中AB线的垂直剖面(单位：K) Fig. 9 Simulated (a) pseudo-equivalent potential temperature (unit: K) at 2 km, (b) vertical cross section along line AB in Fig. 3b at 15:00 BST on 20 July 2012 (unit: K)

海风雷暴发生当天，海南岛背景风场较弱，没有明显的天气系统，海-陆间的局地环流比较清楚，容易被识别和捕捉.从风场随时间的演变(图 10)可以看出，20日上午海南受偏西背景风控制(图 10a)，气流受到山区的阻挡，出现绕流和爬坡.爬坡的气流到达山区时不再呈现规则的西南风，而是表现为比较混乱的风场；绕流的部分在海南东北部形成偏西、西北气流.岛屿的北侧海域存在较弱的偏北风，可能是受到了南亚大陆残余陆风的影响.随着太阳辐射的增强，海陆热力差异逐渐增加，海风开始在沿海地区形成(图 10b)，东部沿海出现了海风的辐合，随后海风进一步增强发展并不断地向内陆推进.15∶00—18∶00海风发展到最为强盛的阶段(图 10c和图 10d)，在海南岛的东部沿海到南部山区一带，形成了明显的辐合系统，分别对应着保亭、五指山以及定安的对流活动和降水(图 1a).海南岛海风的这种分布规律、发展过程和持续时间与之前张振州等人(2014)所得到的结论是一致的.当地的海风辐合线通常由向内陆传播的北部海风与受地形阻挡的南部海风相遇形成，同时在热带海洋的影响下，当地海风消散得比较晚，持续时间较长，直到傍晚仍然保持活跃.

图 10

Fig. 10

图 10 2012年7月20日的10 m风场(单位：m·s-1) (a) 09∶00； (b) 12∶00； (c) 15∶00； (d) 18∶00.图中阴影表示地形高度(单位：m) Fig. 10 Simulated 10 m wind (vector, unit: m·s-1) on 20 July 2012 and terrain height (shaded, unit: m) (a) 09∶00; (b) 12∶00; (c) 15∶00; (d) 18∶00

沿海复杂地形是影响海陆风和海风雷暴的重要因子之一(Sow et al.，2011).海南岛地势复杂，表现为典型的环形层状地貌，是研究复杂地形下海风雷暴的理想区域.从10 m风场和地形的剖面图(图 11)可以看出，早上07∶00左右岛屿北部沿海已经开始有海风形成，随着时间的推移逐渐向南传播，传播的过程中海风得到发展，风向发生调整，风速逐渐增大.南部海风的形成相对较晚(11∶00左右)，但是海风形成初期风速就比较强，接近4 m·s^-1，这可能是由于岛屿南部地形复杂，较弱的海风难以维持和传播；只有当海陆温差足够大，海风比较强时，它才能克服山地的阻挡，逐渐向内陆传播.南北两支海风向内陆传播的距离明显不同，北部地势相对平坦，有利于海风的侵入，海风向内陆传播的距离长，同时海风在向内陆传播的过程中逐渐增强，海风抵达鹦哥岭山脉(19.3°N)时，偏北风速已经达到6 m·s^-1，使得海风能越过山脉继续向南传播，海风越山后强度有所减弱，风速变成了4 m·s^-1；而南部海风的形成和发展受到了地形的阻挡，向北传播的距离相对较短，未能形成明显的越山气流.15∶00左右南北两支海风在山脉南侧的保亭(18.65°N，109.7°E)附近相遇，并造成了当地的雷暴天气和强降水活动.

图 11

Fig. 11

图 11 2012年7月20日沿图3b中AB线的10 m风场(矢量箭头，单位：m·s-1)时间-经向剖面图(图中虚线包围的部分表示北部海风，实线包围的表示南部海风)；图形右侧是对应的地形剖面 (横坐标为地形高度，单位：m) Fig. 11 The time-meridional cross section along line AB in Fig.3b of simulated 10 m wind (unit: m·s-1) on 20 July 2012 (the area surrounded by dashed and solid line represent northern and southern sea breeze, respectively) and the right panel show the terrain

气象雷达可以扫描对流系统的三维层面，展现其平面影像和垂直状况，能直接反映出雷暴的结构和强度，同时雷达反射率与降水强度之间也存在着指数关系(Uijlenhoet，2001).图 12表示雷暴发生期间雷达反射率的演变，从中可以看出，雷暴形成阶段(图 12a)，雷达反射率的分布比较散乱，强度较弱，最大反射率在40 dBZ左右，这种大范围的零散对流主要是由午后辐射增暖所造成的.雷暴成熟阶段(图 12b)，保亭及其西侧逐渐发展形成了两条西北-东南走向的强回波带，图 6a中观测的雷达回波以及图 5b中模拟的降水也呈现出了类似的带状分布，表明除了保亭有雷暴发生之外，其西南侧也存在弱的雷暴单体，但是由于当地没有观测站记录，所以在实况上未能发现该地区的雷暴活动和降水，这也表明常规观测不易捕捉到完整的雷暴信息.17∶00—18∶00太阳辐射的变化导致了海风强度的减弱，从而无法为对流提供足够的抬升条件，雷暴开始进入消散阶段，整个雷暴过程趋于结束(图 12c和图 12d).

图 12

Fig. 12

图 12 2012年7月20日的模拟反射率(阴影，单位：dBZ) (a) 15∶00； (b) 16∶00； (c) 17∶00； (d) 18∶00. Fig. 12 Simulated reflectivity (shaded, unit: dBZ) on 20 July 2012 (a) 15∶00; (b) 16∶00; (c) 17∶00; (d) 18∶00.

海风辐合带不仅能够影响低层环流场和水汽的分布，还能改变当地的散度和涡旋特征，为对流的发展提供动力学条件.图 13a是雷暴发展旺盛时期(16∶00)海南岛2 km高度散度场和降水量的叠加，图中的散度低值区与风场上的辐合带相对应.虽然海风辐合带附近存在有利的水汽条件和上升运动，但此次雷暴过程主要发生在辐合带南端的保亭站附近，东部沿海辐合区并未形成明显的降水.雷暴的发生发展需要充沛的水汽、较强的抬升运动以及不稳定层结等条件，所以东部沿海辐合线上没有形成强对流可能是受到了当地层结状况和不稳定能量的限制，该问题将在后面加以讨论.垂直螺旋度(Vertical Helicity)是垂直速度与涡度垂直分量的乘积，是描述环境风场气流旋转程度和运动强弱的动力参数，可以有效地表征潜在不稳定能量的释放，准确地反映强对流系统的动力场结构(Lilly，1986; Molinari and Vollaro，2008; 冉令坤和楚艳丽，2009).从垂直螺旋度的分布(图 13b)可以看出，雷暴发生期间保亭、五指山等地的低层存在一个等值线高值区，与该时刻的雷达反射率以及降水的分布一致，表明该区域有较强的涡旋和垂直运动.此次雷暴与低层海风所形成的辐合带密切相关，辐合带南端的动力学条件有利于雷暴的发展，海风辐合能引发低层的涡旋和垂直运动，触发局地强对流活动.

图 13

Fig. 13

图 13 2012年7月20 日16∶00的(a)2 km高度水平散度场(等值线，单位：10-4 S-1)和小时降水量(阴影，单位：mm)；(b)2 km高度垂直螺旋度(等值线，单位：10-6 m·s-2)和模拟的2D反射率(阴影，单位：dBZ) Fig. 13 Simulated (a) divergence at 2 km (contour, unit: 10-4 S-1) and precipitation (shaded, unit: mm), (b) vertical helicity at 2 km (contour, unit: 10-6 m·s-2) and 2D reflectivity (shaded, unit: dBZ) at 16:00 BST on 20 July 2012

上述水平风场和环流场的分布揭示出雷暴的发生发展与低层的海风辐合密切相关.为了更加深入地了解低层海风增强垂直运动从而诱发雷暴产生的具体过程，本节对海风雷暴的垂直结构进行了讨论.首先从风场的垂直分布(图 14a)可以看出，海南岛低层表现为南北海风的辐合，岛屿北部的海风相对强盛，低层的偏北风达到了6 m·s^-1以上，海风的厚度接近2 km；岛屿南部的海风相对较弱，风速不大，海风厚度不到1 km，但其海风环流结构比较完整，18.7°N附近表现出了海风头部(Sea Breeze Head，SBH)的特征，而且在1 km高度上存在明显的海风回流，这可能与地形和高空风有关，南部的陡峭地形，阻挡了海风的推进，强迫气流抬升从而形成了高空回流；同时高空的气流也有利于海风回流的形成.向南传播的北部海风克服地形阻挡与南部较为浅薄的海风在保亭(18.65°N，109.7°E)附近相遇，并与海风回流和越山气流相互作用，造成了该地区的垂直运动，但其表现得并不是特别的强盛，中心垂直风速约为2.0 m·s^-1.地形的阻挡减弱了海风的强度，导致其辐合产生的强垂直运动主要集中在2~3 km以下，未能伸展得太高.低层上升运动对应着强的正螺旋度中心，但是由于受到垂直运动延伸高度的限制，高层只显示出弱的螺旋度负值区，并未形成强的负值中心.图 14b给出的是保亭站垂直速度和雨水混合比随时间和高度的变化，等值线所表示的垂直速度与阴影区所表示的雨水混合比之间有着很好的对应关系，雷暴发生期间存在较强的垂直运动和较大的雨水混合比，垂直速度的最大值约为2.0 m·s^-1，出现在2 km附近，雨水混合比的高值中心为2.0 g·kg^-1，出现在1 km附近.虽然垂直运动和雨水混合比的高值中心都出现在低层，但其在垂直方向上却伸展得比较高，雨水混合比0.2 g·kg^-1的阴影区甚至延伸到了5~6 km高度处.

图 14

Fig. 14

图 14 (a) 2012年7月20日16∶00沿图3b中AB线风场(矢量箭头，w扩大10后合并，单位：m·s-1)、垂直速度(阴影，单位：m·s-1)和垂直螺旋度(等值线，单位：10-5 m·s-2)的剖面图； (b) 2012年7月20日的垂直速度(等值线，单位：m·s-1)和雨水混合比(阴影，单位：g·kg-1)的时间-高度剖面图 Fig. 14 (a) Vertical cross section along line AB in Fig.3b of simulated wind field (vector, unit: m·s-1, w×10), vertical wind speed (shaded, unit: m·s-1) and vertical helicity (contour, unit: 10-5 m·s-2) at 16∶00 BST, (b) the time-height cross section of simulated vertical wind (contour, unit: m·s-1) and rain water mixing ratio (shaded, unit: g·kg-1) in Baoting on 20 July 2012

沿保亭(18.65°N，109.7°E)分别作经向和纬向剖面(图 15和图 16)，以便讨论雷暴的发生发展在经纬向上的差异，图中反射率的演变能直接反映出雷暴强度和位置的变化.由于受到地形分布的影响，雷暴在经向和纬向上的表现明显不同.从雷暴形成到消散的过程中(15∶00—17∶00)，雷暴单体向北移动了10 km左右，但向西却移动了近30 km，雷暴向北移动的距离明显小于向西移动的距离；同时雷暴在北移的过程中减弱消散的速度相对较快，17∶00已经趋向于消亡，回波主体强度小于30 dBZ，但雷暴的西移受地形影响较小，雷暴在17∶00仍然表现得比较强盛，雷达回波接近50 dBZ.此次海风雷暴的垂直结构与一般内陆雷暴基本相似，但也存在不同于常规雷暴的地方.此次雷暴的发生发展过程中，虽然当地的垂直运动没有超过3 km，垂直风速也不是太强，但是雨水混合比的分布却达到了5~6 km(图 14)，雷达反射率更是伸展到了10 km以上.海南岛位于低纬地区，受热带海洋影响大，水汽、动力和热力条件都比较有利，所以海风辐合和垂直抬升条件不需要太强就能克服对流抑制达到自由对流高度，自主的发展对流，这也是海南岛常年雷暴频发的主要原因之一.

图 15

Fig. 15

图 15 2012年7月20日沿保亭(18.65°N, 109.7°E)的模拟反射率经向剖面图(单位：dBZ)，(a)15∶00，(b)16∶00，(c)17∶00，(d)18∶00和(e)地形高度剖面图(单位：m)以及雷暴各阶段的位置(箭头) Fig. 15 Meridional cross section along Baoting (18.65°N, 109.7°E) of simulated reflectivity (unit: dBZ) on 20 July 2012，(a) 15∶00， (b) 16∶00， (c) 17∶00， (d) 18∶00， (e) terrain height (unit: m) and location of various stages of thunderstorm

图 16

Fig. 16

图 16 2012年7月20日沿保亭(18.65°N, 109.7°E)的模拟反射率纬向剖面(单位：dBZ)，(a)15∶00,(b)16∶00,(c)17∶00,(d)18∶00和(e)地形高度剖面(单位：m)以及雷暴各阶段的位置(箭头) Fig. 16 Zonal cross section along Baoting (18.65°N, 109.7°E) of simulated reflectivity (unit: dBZ) on 20 July 2012，(a) 15∶00, (b) 16∶00, (c) 17∶00, (d) 18∶00, (e) terrain height (unit: m) and location of various stages of thunderstorm

前文在分析雷暴的水平结构时发现岛屿东部沿海的海风辐合未能诱发雷暴的原因可能与当地的层结状况和不稳定能量有关，本文将在这一部分对局地能量和层结状况进行重点讨论.在描述大气对流潜势的参数中，对流有效位能和对流抑制能量的物理意义最为清晰(Moncrieff and Miller，1976; Colby，1984)，对流有效位能越大，对流抑制能量越小，则雷暴或深厚湿对流就越容易发生.图 17a是对流有效位能的分布情况，其分布类型与相对湿度(图 7a)以及低层散度(图 13a)一致，高值区在东南沿海的海风辐合带附近，有利于该区雷暴等强对流天气的发生发展，但在图 17b中东部沿海基本处于阴影区，表示该地区有着较高的的对流抑制能量，强对流难以形成和发展.东南沿海地区低层海风辐合所产生的抬升运动只能促使对流抑制能量较低的南端产生对流活动，而东部沿海虽然位于辐合带上，但同时也处在较大的对流抑制区中，海风的垂直运动无法克服当地的对流抑制，从而不能形成有组织的对流.

图 17

Fig. 17

图 17 2012年7月20 日15∶00的(a)对流有效位能(CAPE),(b)对流抑制能量(CIN)的水平分布(单位：J·kg-1) Fig. 17 Simulated (a) CAPE (unit: J·kg-1) and (b) CIN (unit: J·kg-1) at 15∶00 BST on 20 July 2012

考虑到保亭单站对流参数演变的随机性太强，文中根据雷暴的发生发展过程(图 12)，对雷暴发生区域(18.4—18.9°N，109.4—110°E)的对流参数进行平均，得到相关物理量的演变曲线(图 18).图 18a中显示出雷暴发生前CAPE比较大，超过了2000 J·kg^-1，CIN比较小，处于10 J·kg^-1以下，为雷暴的形成提供了有利的条件.两者在15∶00左右都存在一个明显的拐点，这恰好是雷暴发生的时间.雷暴发生后不稳定能量得到释放，有效位能迅速衰减，对流抑制能量上升，对流潜势减弱，层结逐渐趋于稳定.因此分析对流参数演变曲线的突变位置，对雷暴发生的时间有一定的指示和预报意义.边界层高度(Planetary Boundary Layer Height，PBLH)和自由对流高度(Level of Free Convection，LFC)能反映出低层大气的湍流活动和层结状况(图 18b).随着时间的推移，通常太阳辐射会逐渐增强，边界层高度不断增加，当太阳辐射减弱时，边界层高度会随之减小，但是由于雷暴的存在，在其强垂直运动的影响下，保亭站附近的边界层高度在1 km左右维持了一段时间，直到雷暴活动结束才再次开始减小.在自由对流高度之下，气块的抬升需克服对流抑制，当气块突破该高度层后可以通过浮力做功来获得能量，从而使对流得到发展，在雷暴发生过程中自由对流高度较低，位于700 m附近，意味着当地对流的触发不需要太强的扰动，单纯的海风辐合完全可以诱发雷暴的产生.

图 18

Fig. 18

图 18 2012年7月20 日雷暴区域的(a)对流有效位能(CAPE)、对流抑制能量(CIN)(单位：J·kg-1),(b)边界层高度(PBLH)、自由对流高度(LFC)随时间的演变(单位：m) Fig. 18 Diurnal variation of (a) CAPE and CIN (unit: J·kg-1), (b) PBLH and LFC (unit: m) in thunderstorm area on 20 July 2012

本文利用WRF-ARW模式(V3.6)，对2012年7月20日发生在海南的一次海风雷暴过程进行了数值模拟，结合台站常规观测资料、雷达资料、卫星资料以及探空资料分析了此次雷暴的三维结构、发展演变过程及其触发机制，讨论了海南岛复杂地形下海风雷暴的特征.

海风雷暴发生当天，岛屿四周存在明显的风向转变，海风特征典型，同时WRF模式较为准确地反映出了海风的主要特征以及雷暴的相关信息.海南岛的低层海风和植被覆盖造成了独特的水汽分布形式，为当地雷暴活动产生降水提供了有利条件.雷暴发生当天，海南岛南部表现为对流不稳定性层结，有利于对流活动的形成和发展；而在岛屿北部，低层冷空气的入侵破坏了下暖上冷的不稳定层结，使得该地区对流的触发变得相对困难.海南岛的海风形成后，逐渐发展并向内陆推进，在地形的作用下，南北两支海风在保亭附近相遇，形成了显著的海风辐合区，影响当地的散度和涡旋特征，为对流的发展提供了有利的动力学条件，最终造成了当地的雷暴天气.

沿海雷暴特别是强雷暴的产生通常依赖于海风与其他中尺度系统的相互作用，单纯的海风辐合是难以形成触发机制的(Carbone et al.，2000;王彦等，2011)，但是由于海南岛位于低纬地区，受热带海洋的影响较大，水汽和热力条件长期保持着有利于对流发展的状态，抬升条件只需要使气块克服对流抑制达到自由对流高度，不稳定能量就能得到强烈的释放，对流可以自主地发展和加强，因此海南岛单纯海风的辐合也能触发当地的强雷暴.

海南岛地理位置特殊，自由对流高度通常比较低，容易触发对流，只要局地对流抑制不强，微弱的扰动都有可能触发强对流的产生，所以在探讨海南岛的海风雷暴时，不仅要关注海风(锋)的发展情况，还需要分析当地对流抑制能量的分布状况.同时局地能量和对流参数的演变能够指示和预报海风雷暴发生的区域和时间.雷暴发生前CAPE比较大，CIN小，为雷暴的发生发展提供了有利条件，雷暴发生后不稳定能量得到释放，有效位能迅速衰减，对流抑制能量开始上升，标志着雷暴系统进入消亡阶段.

在整个海风雷暴的发生发展过程中，地形的作用不可忽视(洪雯和王毅勇，2010)，复杂的地形影响着当地海风雷暴的发生地点、移动距离以及雷暴的主体强度.本文考虑了地形对海风雷暴的动力阻挡作用，对地形热力效应并没有展开过多的讨论.海风在诱发沿海雷暴的同时，雷暴也能影响海风，海风雷暴的发生发展能改变地表的气象要素，使近地面形成中尺度高压，抑制海风的发展，导致海风的维持时间明显缩短，陆风提前爆发(Chen et al.，2014).文中主要分析了海风对雷暴的触发作用，并没有讨论雷暴影响海风的具体表现，希望在今后的工作中能进行更加深入的研究.此外，本文仅探讨了一次海风雷暴过程，仍需要大量的个例研究来验证相关结论.