陆地表面是由结构多样、性质复杂、分布极不均匀的下垫面组成。自然界中下垫面的非均匀性可归纳为3类：植被分布或土壤性质差异造成的非均匀性；地形起伏产生的非均匀性；人类活动引起的非均匀性。在上述第1类非均匀性中最突出的是海-陆下垫面的非均匀性(洪雯等，2010)。观测表明，海-陆下垫面的非均匀特性可对局地雷暴等强对流天气产生重要影响，众多学者对此进行了分析。Merry等(1976)研究指出，海-陆下垫面粗糙度的差异可引起近地面风速的辐合。孔凡铀等(1987)研究发现，当积云移动入海后往往绕岸而行，并且，强度减弱。沈树勤(1990)指出，夏季午后强对流天气常常在海岸温度梯度较大的暖陆上发展。Xu等(1996)提出海-陆的热力非均匀性可影响到近地面感热通量和潜热通量的分布，进而影响不稳定能量的释放和水分的供应。Hodanish等(1997)针对海-陆局地的地理特征提出海岸线的曲率可增强局部辐合进而促进雷暴的发展。此外，在静风无云的天气里，海-陆的热力对比更为明显，甚至在近地面层激发出类似于海(陆)风的次级环流系统，并进一步影响沿岸积云对流系统的发生、发展(Crosman et al，2010)。Nicholls等(1991)的研究也表明，雷暴通常在海风环流的辐合区和上升气流附近加强。正是因为海-陆下垫面性质的差异，雷暴等强对流性天气在沿海地区频繁发生，并造成人员伤亡和财产损失(李庆宝等，2010)。

海-陆热力性质差异引起的局地环流可影响到雷暴等强对流天气，中外学者对此现象使用观测分析、诊断分析方法开展了大量的研究，并取得了一些成果。观测研究表明，潮湿的中低层海风辐合有利于雷暴云的发展；对流发展旺盛时，瞬时降水单体对应着海风辐合区；观测到的深对流的分布是海风辐合加强和对流层低层水汽累积共同作用的结果(Suresh，2007；Simpson et al，2008；Azorin et al，2009)。此外，Golding(1993)、Fankhauser等(1995)、Keenan等(2000)就海风环流对对流初始化的影响做了深入的研究，认为对流出流和海风锋的碰撞触发了对流的启动；近年来中国也有学者对此做了相关研究并得出了类似的结论(何群英等，2011；王彦等，2011)。为了更加深入地理解海-陆热力性质差异在对流发生、发展过程中的作用，中外学者相继开展了数值模拟研究。Lyons等(1987)、Nicholls等(1991)使用非静力的二维原始方程模式模拟了佛罗里达半岛的深对流，通过与实际积云模态的对比指出，下垫面引起海风的辐合主要控制快速发展的对流的位置和时间。余志豪等(1984)从理论上计算了水平非均匀加热引起不稳定热对流时水平温度梯度的临界值。孔凡铀等(1987)采用二维对称暖积云模式研究了冷水面对移动过境积云的影响，指出夏季午后水-陆环流辐合上升运动使移近水面的积云得到一定程度增强；水-陆环流的下沉运动和冷变性气层的共同作用使积云移入水面后发展受抑。

由以上分析可见，过去的研究大多采用观测分析和诊断分析的方法，而数值模拟研究多使用简化的二维模式，且以理想构造水体为研究对象，模式中参数化方案不完善，缺乏针对真实个例的研究。此外，对于以下问题的认识尚不明确：性质均匀的水体或陆地下垫面上雷暴过程会有何变化？本研究在已有研究的基础上，就上述问题展开进一步的探讨。宁波市位于中国沿海中部，长江三角洲的东南翼。由于东邻东海并另有杭州湾、象山港和三门湾深入陆地，宁波受海-陆下垫面影响显著，受其影响夏季雷暴天气频繁发生。因此，选取宁波及周边地区作为研究区域，用耦合Noah陆面过程的WRF模式对2009年6月5日傍晚发生在宁波地区的一次雷暴过程进行高分辨率的数值模拟，并实施改变下垫面覆盖的敏感性试验，以期揭示海-陆下垫面差异对雷暴过程的可能影响及影响机制。

2009年6月5日傍晚宁波地区出现雷暴天气，给部分站点带来短时强降水。2009年6月4日08时(北京时，下同)500 hPa天气图上主要影响系统为一个位于中国东北地区的低压槽。图 1分别是NCEP FNL 1°× 1°再分析资料给出的6月5日08时500和850 hPa等压面上的环流形势。可以看到，5日08时在500 hPa天气图上，宁波仍然受4日的东北低压影响，天气系统较为稳定；850 hPa受西北偏西风影响，风速较小。卫星云图云顶黑体亮温资料显示(图略)，宁波白天大部分时间为无云或少云区。日出后受短波辐射影响陆地表面强烈加热，至14时华东地区850与500 hPa温差普遍在30℃以上(图 1a、b温度的差值)。下层暖湿而上层干冷的垂直结构形成强烈的不稳定层结，为对流的发展提供了充足的能量。图 1的阴影区分别是14时的地面抬升指数和对流有效位能，此时宁波地区相对于周边具有较高的对流有效位能(CAPE)，地面抬升指数也为相对高的负值区，有利于强对流的爆发。

图 1 2009年6月5日08时由NCEP FNL1°×1°资料分析的流场、位势高度场(实线，单位：gpm)和14时温度场(虚线，单位：℃) (a. 500 hPa，阴影区为14时地面抬升指数； b. 850 hPa，阴影区为14时对流有效位能) Fig. 1 NCEP FNL 1°×1° reanalysis data for winds and geopotential height field(units: gpm)at 08:00 BT 5 June 2009 (a. 500 hPa，shaded area represents the lift index at 14:00 BT; b. 850 hPa，convective available potential energy for 14:00 BT shaded)

图选项

2009年6月5日GOES卫星红外云顶黑体亮温分布如图 2所示。可以看出，17—18时上海西南地区至浙江北部一带有一强对流云区，其南部弱对流到达杭州湾上空。随后，对流系统南移，主体云区到达杭州湾上空强度减弱(雷达图略)。其后，雷暴主体向南发展，登陆后强度加强，并伴随着活跃的雷电活动。19—20时，雷暴逐渐发展成熟，组合反射率因子最高值可达60 dBz，影响范围覆盖宁波中北部地区。至21时，象山港西北侧有较强的对流云区，而杭州湾上空的大面积对流区强度减弱。随后，雷暴系统向南偏东移动，移入东海后强度逐渐削弱，23时以后基本消散。此外，当天傍晚苏皖边境生成一次对流系统，于22—23时移经浙江省的金华—台州一带，随后向东南方向移出，本研究对该移动过程未作讨论。受此次雷暴过程影响，慈溪出现了雷雨大风天气，镇海及宁波市区发生了短时强降水，北仑出现了冰雹。在此次雷暴过程中，大尺度背景场较为稳定，局地环境条件的影响更为凸出，值得进一步研究。

图 2 2009年6月5日GOES卫星红外云顶黑体亮温 (a．18时，b．20时，c．21时，d．23时) Fig. 2 Observed evolution of TBB on 5 June 2009 from GOES (a. 18:00，b. 20:00，c. 21:00，d. 23:00 BT)

图选项

模拟研究采用中尺度WRF模式。WRF模式是新一代可压缩、非静力平衡的模式系统，重点考虑从云尺度到天气尺度重要天气的预报，水平分辨率重点考虑1—10 km。该模式已经成功应用于雷暴研究(隋迎久等，2010；Sow et al，2011；Niyogi et al，2011)。

本研究采用的模式版本为WRF ARW V3.2.1，模式的初始场和边界条件由NCEP FNL 1°×1°再分析资料提供。图 3为模拟时所采用的双向反馈四重嵌套网格示意图与最内层网格区域的地形及自动气象站的分布，四重嵌套格点水平分辨率分别为27、9、3和1 km(Miao et al，2008，2009)。最外层网格区域为中国中东大部分地区，提供大的背景强迫。 最内层区域覆盖了宁波及其周边地区，为本研究的区域，格点数160×166。垂直方向为不等间距的35个σ层，其中，2 km以下约为24层，模式层顶气压设为100 hPa。微物理过程选用Lin方案，长波辐射选用RRTM方案，短波辐射采用Dudhia方案，近地面层采用莫宁-奥布霍夫方案，边界层选用YSU方案，陆面过程采用Noah方案，积云对流采用Kain-Fritsch方案(D3、D4未采用)。积分时间为2009年6月4日08时—6日08时，各试验前16 h为模式积分起转调整(spin-up)时间，逐时输出模拟结果。

图 3 模拟区域示意图 (a. 模拟四重嵌套区域，b. D4网格区域的地形及自动气象站的分布) Fig. 3 Simulation domain settings:(a)coverege of Domains 1，2，3，and 4(denoted by D1，D2，D3，and D4，respectively); and (b)Model terrain in D4 and the distribution of the automatic weather stations

图选项

设计了3个试验，分别为：

(1)控制试验，CNTL试验。为了再现真实的雷暴过程，该试验中所有模拟区域均使用由NCEP提供的MODIS 30″的下垫面数据(20类)，能够相对准确地体现宁波地区的土地使用情况。

(2)敏感性试验1，SEA试验。第4层网格区域下垫面全部替换为水体，消除了海-陆的热力差异。

(3)敏感性试验2，LAND试验。第4层网格区域水体下垫面全部替换为第4层网格区域中除水体外所占比例最大的混合林覆盖类型，消除海-陆的热力差异，但是下垫面动力学特性不同于SEA试验。

图 4为3个试验的下垫面分布。除了下垫面类型外，3个试验中所有的物理过程和模式配置完全一致。需要指出的是，文中对模拟结果的讨论均是针对第4层网格区域的结果。

图 4 D4区域不同试验下垫面的土地覆盖类型 (a．CNTL，b．SEA，c．LAND) Fig. 4 L and cover category of D4 for the different experiments (a．CNTL，b．SEA，c．LAND)

图选项

为了评估CNTL试验模拟的结果，使用了宁波市气象台提供的宁波及周边地区自动气象站(图 3b)的逐时气温、风速、气压、相对湿度等资料。根据宁波地区自动气象站的经纬度坐标，将模拟生成的格点结果插值到相应的站点得到各站模拟结果，并与观测结果进行对比。

从6月5日余姚(YY)站CNTL试验模拟结果与实际观测的站点资料的逐时变化(图 5)可以看出，随着雷暴系统逐渐移近，CNTL试验模拟的气象要素表现为温度骤降，风速增大，气压涌升，以及相对湿度明显上升。其中，相对湿度的变化比较贴近观测，其最低值与观测非常接近，并且，均在16时迅速上升。在温度场上，CNTL试验模拟的温度下降时间比实际提前了1 h，且最高温度较实际低0.5℃。受雷暴大风的影响，模拟的风速在16—17时猛增至6 m/s，18时回落至3 m/s，风速波动的振幅比观测稍微大一些。在气压变化上，上升时间与实际较为吻合，模拟的最低值较观测高1 hPa。模拟误差存在的原因可能与模式参数化方案的局限性有关(黄安宁等，2008；蒙伟光等，2012)。其他各站CNTL试验也捕捉到了本次雷暴过境前后的变化特征(图略)。总体而言，CNTL试验模拟的近地面气象要素与实况变化趋势大体一致，能够贴切地反映出本次雷暴过境的特征。

图 5 2009年6月5日余姚(图 3b中YY)站CNTL试验模拟结果与实际观测的站点资料的逐时变化 (a．2 m高温度，b．10 m高风速，c．气压，d．相对湿度) Fig. 5 Site comparisons between the simulation from the CNTL experiment and the observation from 00:00 to 24:00 BT 5 June 2009 at Yuyao station (a. temperature at 2 m，b. wind speed at 10 m，c. pressure，d. relative humidity)

图选项

图 6a为CNTL试验模拟的16—20时累积降水量与观测值，可以看出，在宁波境内本次雷暴过程主要有2个降水中心，分别位于象山港的北侧和西侧，中心位置与实际观测相近。从降水强度随时间的演变(图略)看，观测到的最大降水强度超过10 mm/h，CNTL试验模拟的最大降水强度与观测一致。CNTL试验模拟的降水集中发生16—18时，17时最强，比观测提前约2 h。由上可见，CNTL试验基本能反映出本次雷暴过程的强降水分布特征，对降水强度的模拟也较为准确。此外，图 6b、c给出了2个敏感性试验的累积降水分布。在SEA试验(图 6b)中，宁波境内的两个降水中心消失，只在宁波西部仍保留着0.5—1 mm的累积降水量，降水主要发生在绍兴市。而在LAND试验(图 6c)中，整个区域内累积降水量明显增大，并且出现多个降水中心，0—10 mm的降水区范围扩大最明显。

图 6 模拟的2009年6月5日16—20时的累积降水量(阴影)与观测值(彩色圆点及数字，单位：mm) (a. CNTL，b. SEA，c. LAND) Fig. 6 Simulated 16:00-20:00 BT 5 June 2009 accumulated precipitation(shadow) and the observed accumulative precipitation(color dot and digital，units: mm) (a. CNTL，b. SEA，c. LAND)

图选项

下垫面的非均匀性可以引起近地面气温、空气密度和气压的区域性差异，并进一步产生局地环流。海-陆的局地环流由海风主导，并使得热量和水分在海-陆间交换。当大尺度背景风较弱时，海-陆间这种局地环流更为明显。Pielke等(1986)指出，海风的强弱由水陆间的水平温度梯度和温度扰动在大气中传播的深度决定，水-陆温度对比越强就意味着海风强度越大。图 7a、b分别给出雷暴发生前CNTL试验模拟的局地环流的演变。5日上午天气晴朗无云，随着太阳辐射的增强，海-陆热力对比逐渐增强。至12时，陆地表面与海面的温差达到6℃。此时海面上吹东南风，西部陆地上吹偏西风。海风集中在沿岸一带且强度较弱，风速为1—2 m/s，最大风速不超过3 m/s。在宁波东北部沿岸海风与背景风相遇形成一条沿着东北海岸的辐合带，其中心值达到2×10^-3s^-1。象山港南部陆地沿岸由于海岸线较为曲折海风风向并不一致，大体上垂直于海岸线，辐合区零星分布。随后海风进一步发展并不断地向内陆伸展，强度也持续增强。

图 7 模拟的2009年6月5日的模式第1层(约10 m)水平风场(矢量)、温度场(阴影区)、散度场(等值线为负值，单位：10-3s-1) (a．CNTL 12时，b．CNTL 15时，c．SEA 15时，d．LAND 15时，e．(CNTL-SEA)12时，f．(CNTL-SEA)15时) Fig. 7 Simulated wind(vector)at the first level(about 10 m)，temperature(shaded area) and divergence(contour，units: 10-3s-1)on 5 June 2009 (a. CNTL at 12:00 BT，b. CNTL at 15:00 BT，c. SEA at 15:00 BT，d. LAND at 15:00 BT，e. the difference between CNTL and SEA at 12:00 BT，f. the difference between CNTL and SEA at 15:00 BT)

图选项

至15时，海-陆温度对比达到最强，海风强度、速度及向岸穿透距离都达峰值。沿岸大部分地区受海风影响，风速最大达8 m/s，此时图 7a中位于东北海岸处的辐合区也移入内陆，距离海岸线达25 km。随着海风向内陆推进，海风与背景风形成的辐合区也由原来的零散辐合区变成增强的沿着海岸线的带状辐合区，南部的辐合带沿着海岸线并在奉化(图 3b中FH)附近形成中心。15—16时，北来的弱对流登陆宁波后与海风引起的辐合系统相遇迅速发展为雷暴。对比图 7b和6a可以发现，象山港北侧和西岸由海风引起的强辐合中心与随后累积降水的大值中心对应，这也进一步证实了海风与本次雷暴过程存在着较强的联系。16时雷暴特征已经非常明显，由于雷暴云中产生的下沉气流至近地面时向四周散开，近地面出现了几个强辐散中心(图略)。这几个辐散中心外围风速均大于10 m/s，甚至出现了17 m/s的大风，大风和周围的背景风强烈地辐合。受雷暴系统的风场掩盖，此时海风特征已经非常微弱，之后由于雷暴产生降水使陆地冷却降温而海风消失。随着雷暴的发展和移动，到17时近地面辐散加强，雷暴大风的覆盖范围也向东南扩展。之后太阳辐射消失，除海面上仍维持较弱的海风外，近地面由陆风主导。

SEA试验中，由于陆地被替换成均匀的水体，研究区域内海-陆热力对比消失，海风特征也明显消失，白天近地面主要受东南风影响，风场的日变化特征也不显著(图 7c)。而LAND试验中，区域内海-陆热力对比也消失，近地面由西北风主导，在区域东边界和北边界处仍然存在着与区域外水体的热力对比，因此，在研究区域的北边界和东边界附近出现了微弱的向岸风(图 7d)。图 7e、f为图 7a、b对应时刻CNTL试验和SEA试验的差值场，可见海-陆热力差异引起的海风及其引起的辐合特征与图 7a、b相似。

选择经过降水中心(29.7°N，121.5°E)的直线AB(图 3b)的垂直剖面做分析。图 8是15时沿着直线AB的纬向风、位温以及垂直速度的纬向剖面。可以看到，陆地上位温等值线陡直，呈明显的舌状分布，水平梯度很大，其扰动的高度(陆地边界层高度)达1.4 km，比起东边海面上空边界层顶约高了0.8 km，说明此时陆地边界层中的气流已充分垂直混合，这对于低层辐合流场发展十分有利。从海岸向西至距离海岸线约25 km的内陆上空边界层内海风特征非常明显，15时海风向内陆推进的最远处至121.6°E(海风锋的位置)。海风一直发展至0.6 km 的高度，同时边界层上空对应着由陆地指向海洋的高空回流，回流延伸至剖面之外，高度达4 km。海风锋前方气流抬升明显，最大垂直速度达到0.7 m/s。这股抬升气流可以将海风携带的丰富水汽向上输送，持续的垂直水汽输送聚集形成高含水量区，有利于对流云的形成。随着海风进一步向内陆推进，海风锋附近垂直运动不断发展增强。在地面强辐合和高空强烈的抬升运动的共同作用下雷暴开始发生。在SEA试验(图 8b)中，等位温线平直，大气层结稳定，边界层中主要受偏东风影响。由于海-陆热力对比消失，海风锋消失，触发对流的抬升运动也消失，因此，16—18时剖面内对流还没有发展起来。LAND试验(图 8c)中，由于研究区域下垫面全部被替换为陆地，受陆地的强烈加热作用影响等位温线陡峭。除了边界处有微弱的向岸风外，剖面中水平方向主要受西风影响。这是由于下垫面替换后海-陆热力不均匀性消失，导致海风减弱甚至消失。与SEA试验不同的是，LAND试验中抬升运动非常明显，随后的雷暴强度不仅没有减弱反而更强，这一现象下文中将详细讨论。

图 8 2009年6月5日15时模拟的纬向风(阴影)、位温(虚线，单位：K)及垂直速度(实线，单位：m/s)沿图 3b中直线AB的垂直剖面 (a．CNTL，b．SEA，c．LAND；图中蓝色、棕色粗实线分别表示海面、陆面) Fig. 8 Vertical cross section through AB in Fig. 3b of U-wind(color shades)，potential temperature(dashed line，units: K) and vertical velocity(contour，unit: m/s)at 15:00 BT 5 June 2009 (a. CNTL，b. SEA，c. LAND; the blue and brown solid line denote the coverage of Sea and L and ，respectively)

图选项

上述CNTL试验模拟的海风环流特征与过去的观测和模拟研究结果具有非常相似的特征(Fovell et al，2001；Talbot et al，2007)，对流正是在这样一些地面强辐合、近地面强上升区逐渐发展起来的。这进一步表明海-陆热力对比形成的局地环流及其产生的辐合抬升与对流的发生及其位置有直接联系。

对流有效位能(CAPE)是一个同时包含低层与高层空气特性的参数。在对流天气的分析中，对流有效位能已被普遍用于评估大气是否能产生对流。表 1给出了对流降水中心(29.7°N，121.5°E)在CNTL和LAND试验中的对流有效位能的变化。6月5日上午随着太阳辐射的强烈加热，陆地表面逐渐升温，对流不稳定能量迅速累积，至15时达到最大值，随后对流开始发展增强并出现了雷暴天气，随着雷暴的发展，对流不稳定能量也迅速释放。在这次雷暴过程中降水中心处CNTL试验释放的不稳定能量为730 J/kg，而LAND试验释放的不稳定能量高达926 J/kg。图 9给出了对流发生之前对流有效位能的水平分布，可见在CNTL试验中，对流开始发展前宁波西北部为对流有效位能的大值区，这与地面风场辐合引起的水汽增加有关(孙建华等，2004)。LAND试验由于陆地东扩，近地面不稳定层结增强使得对流有效位能大于600J/kg的区域东移，对流有效位能中心区也由宁波西北侧移动到宁波中部。图中还给出了随后雷暴强盛时期(17时)由CNTL试验和LAND试验模拟的强度为30 dBz 的对流回波区。CNTL试验模拟的回波特征与雷达实际观测结果(图略)具有较好的一致性。CNTL试验中30 dBz的回波区与海风形成的地面辐合中心区(图 7b)对应，而LAND试验中30 dBz的对流回波区域范围明显扩大。

图 9 2009年6月5日15时CNTL(a)和LAND(b)模拟的模式第1层对流有效位能(阴影区) (图中蓝色等值线为17时30 dBz的最大回波范围) Fig. 9 CNTL(a) and LAND(b)simulated CAPE(shaded area)at 15:00 BT 5 June 2009 (Blue contours denoted the simulated maximum echoes range of 30 dBz by CNTL and LAND at 17:00 BT)

图选项

云水是云系中的液态水粒子，可以清楚地看出雷暴云单体的发展、成熟及消散的过程。云水混合比是常见的反映云宏观特征的物理量(平凡等，2009)。图 10为雷暴发展过程中CNTL试验和LAND试验沿直线AB(图 3b)的云水混合比、东西向环流、上升运动的纬向剖面。CNTL试验中，15—16时为雷暴初始阶段，云水混合比不到0.2 g/kg，没有上升运动。16时对流单体逐渐发展起来(图 10a)，在121.4°E东西两侧各出现了一个浅对流云，对流呈孤立的单泡结构，云水中上升运动逐渐明显，最大上升速度为1.5 m/s，云顶为3—4 km，云水混合比最大为0.4 g/kg。在近地面层海风的作用下，水汽由东边的海区源源不断地向西边的陆地上空输送。两个对流云之间出现了微弱的下沉气流，作为雷暴的出流与上升运动碰撞使对流云不断发展增强，并形成雷暴云。17时雷暴发展至强盛期，图 10a中的云体明显升高，个别云体已经伸展至研究区域之上。16—17时，受海风垂直运动影响，近岸的陆地上空迅速生成一个对流单体，到17时该单体发展高度至7 km，垂直方向伸展范围约5 km，单体中心最大云水混合比超过1.2 g/kg。云中的上升运动非常显著，最大垂直风速达8 m/s。此外，在剖面中121.45°E处的对流云也发展强盛，由于该单体持续时间最长(超过2 h)，地面对应着累积降水量中心(图 6a象山港北侧的降水中心)。随后，海风东退，近地面受西风影响，水汽供应减少，单体迅速减弱。至18时(图 10c)云水混合比减弱至0.2 g/kg以下，垂直运动亦消失。

图 10 2009年6月5日沿直线AB(图 3b)的东西环流(矢量，w扩大了5倍)、云水混合比(阴影)、上升运动(虚线，单位：m/s)的纬向剖面 (a．CNTL 16时，b．CNTL 17时，c．CNTL 18时，d．LAND 16时，e．LAND 17时，f．LAND 18时；蓝色、棕色粗实线分别表示海面、陆面) Fig. 10 Vertical cross section through AB in Fig. 3b depicting the experiment differences of wind(vector，w×5)，cloud water(shaded area) and vertical velocity(dotted line，units: m/s)on 5 June 2009 (a. CNTL at 16:00 BT，b. CNTL at 17:00 BT，c. CNTL at 18:00 BT，d. LAND at 16:00 BT，e. LAND at 17:00 BT，f. LAND at 18:00 BT; the blue and brown thick solid line denote the coverage of Sea and L and ，respectively)

图选项

LAND试验(图 10d、e、f)中，对流云的强度明显增强，覆盖范围向东扩展，伸展高度更高，雷暴持续时间延长。17时云水混合比最大值超过2 g/kg，上升运动也明显增强，最大上升速度达10 m/s。如上所述，当区域中水体被替换成陆地后，区域内海-陆热力对比消失，上升运动却明显增强，显然这不是由于海风作用使得垂直运动增强。Merry等(1976)研究表明，由于粗糙度和稳定度的不同，陆地上空湍流垂直运动要远强于水体上空。由于LAND试验中地表的粗糙度增大，通过摩擦辐合作用使得垂直运动明显增强。因此，研究区域的东部雷暴单体个数增多，强度显著增强。这表明，海-陆下垫面动力学性质的差异对雷暴强度和位置的影响同样非常显著：陆地下垫面由于粗糙度较大、摩擦辐合较强，在研究区域东侧产生了强烈上升运动，有助于低层水汽被抬升至高空凝结，促进了云和降水的发展，使得雷暴产生的降水区域东扩，且强度较大。在全变为水体的SEA试验中，由于海面上相对冷空气和稳定层结阻挡了弱对流的移入和发展，整个区域表现为无云区(图略)。

海-陆的不均匀性可影响到地表通量的不均匀分布。地表通量是表征地-气相互作用过程的重要物理量，其变化特征可影响到边界层的热动力结构，从而进一步影响对流系统的发展(Clark et al，1995)。蒙伟光等(2005)研究指出，地表通量可通过对前期气压场、流场、温度场的影响从而对对流的启动和中尺度对流的形成起重要作用。感热通量与下垫面覆盖类型对应，白天其水平分布(图略)表现出明显的区域性差异：陆地上的感热通量和潜热通量通常比海洋上的大，午后海-陆交界处感热通量最大，西边由于地形较高及植被覆盖为混合森林，感热通量较低。图 11为3个试验的研究区域平均的地表感热通量、地表潜热通量、净辐射以及边界层高度随时间的变化。由图可见3个试验白天的差异最大。CNTL和LAND试验中，07时以后由于太阳辐射的增强使陆地表面温度升高，地表向大气输送感热通量，同时地表蒸发和蒸腾作用不断增强，潜热通量增大(张艳玲等，2009)，在14时前后均达到最大，之后随太阳短波辐射减弱地表通量呈减小的趋势。

图 11 2009年6月5日D4区域平均感热通量(a)、潜热通量(b)、净辐射(c)、边界层高度(d)的逐时变化 Fig. 11 Hourly area-averaged surface sensible heat flux(a)，surface latent heat flux(b)，net radiation(c) and boundary layer height(d)for the domain D4 on 5 June 2009

图选项

地表通量进一步影响边界层湍流运动的强弱，使得边界层高度与地表通量具有一致的变化趋势。夜晚，CNTL试验和LAND试验净短波辐射锐减，地表快速冷却，这时地表感热通量起冷却作用(负值)，地表蒸发消失，潜热通量值也变得很小。当陆地被替换成水体后，陆面作用消失，白天感、潜热通量交换也减少，必然导致边界层中湍流运动减弱，边界层高度变低，大气层结也变得稳定。虽然LAND试验地表通量和边界层高度的变化趋势与控制试验基本一致，但对应的量值大约是控制试验的1.5倍。这是由于水体被替换成陆地后，下垫面粗糙度变大，湍流运动更加活跃，有利于大气的不稳定层结和对流的发展。

利用耦合了Noah陆面模式的中尺度数值模式WRF，对2009年6月5日傍晚发生在宁波地区的一次雷暴过程进行了数值模拟，通过替换下垫面的敏感性试验探讨了海-陆下垫面特征对雷暴过程的影响，主要结论如下：

(1)WRF模式成功地模拟出了雷暴过程。从近地面气象要素变化趋势上看，模拟结果与实际观测比较接近。模拟的降水分布模态与实际观测基本一致，对降水强度的模拟较为准确。

(2)雷暴发生前期，由于海-陆下垫面的不均匀加热，海风环流特征明显。15时海风速度及向岸穿透距离都达到峰值，近地面风场形成沿着海岸线走向的强辐合带，辐合带相交处对应随后雷暴过程的累积降水量的大值区。海风在向内陆推进过程中与背景风相遇形成海风锋，在其前方气流抬升明显，垂直速度超过0.7 m/s。地面强辐合和高空强烈的上升运动与移入对流的共同作用触发了雷暴。

SEA试验中，白天近地面主要受东南风影响，垂直方向没有抬升运动；LAND试验中，白天近地面风场主要由西北风主导，在研究区域的北边界和东边界附近出现微弱的向岸风，上升运动非常显著，并且出现了多处垂直环流。

(3)与水体不同，陆地下垫面有独特的动力学性质。当研究区域中水体全部被替换成陆地后，地表的粗糙度增大，由于摩擦辐合产生强烈的上升运动，有助于低层水汽被抬升至高空凝结，促进雷暴单体的发展。LAND试验中，在研究区域东边由摩擦辐合产生的抬升运动区生成多个发展强盛的对流单体，使得雷暴产生的降水范围向东扩展、累积降水量增多、雷暴的持续时间延长，雷暴过程中释放了更多的对流有效位能。

(4)海面上，相对于陆地而言，白天地表通量较小，大气边界层不发展。陆面上，白天较高的地表热通量的存在减小了大气稳定度，使大气不稳定能量积聚，有利于对流的启动和雷暴的发展。