2014, 25 (1): 59-70
2. 南京大学中尺度灾害性天气教育部重点实验室，南京 210093
2. Key Laboratory of Mesoscale Severe Weather/MOE, Nanjing University, Nanjing 210093
近年来，湖陆风的结构特征及其对区域气候的影响受到人们广泛关注[1-3]。但到目前为止，关于湖陆风对强对流天气影响的研究主要集中在北美的大湖区。如由加拿大气象局开展的ELBOW项目，使用雷达、卫星云图、地面观测等各类综合资料以及数值模式，从观测、理论、实际应用等方面对安大略地区的湖风锋及由其引发的强对流天气进行一系列的研究，认为湖泊对强对流天气的发生时间、地点及强度有重要影响，在弱的大尺度背景条件下，湖风易触发强对流天气[4-5]。而在国内，由于观测资料和技术方法的限制，相关研究工作开展较少，且多采用人为引入构造水体的方式来研究湖陆加热对强对流天气的影响[6-8]。近年来，随着我国高密度气象观测网的完善，为人们研究湖陆风对强对流天气的影响提供了条件。另外，在全球变暖的大背景下，近年来灾害性强对流天气频发，局地下垫面的热力和动力作用对强对流天气的影响不可忽略[9-12]，同时大型湖泊沿岸也往往是人口密集、经济活动高度集中的地区，这都要求加强对大型湖泊对强对流天气的影响研究。
作为中国东部近海区域最大的湖泊，太湖特有的湖陆下垫面特征使其近岸地区受湖陆风影响显著。而以往对太湖研究多从气候学角度讨论其气候效应，苗曼倩等[13]和李维亮等[14]分别从气候学角度探讨了太湖湖陆风对长江三角洲地区夏季降水的影响，得出湖陆风可沿湖岸形成切变线，有利于降水的发展和维持。太湖湖陆下垫面差异的存在是否会对雷暴等强对流天气的发生发展产生影响及其影响机制如何均值得深入研究。本文利用WRF中尺度数值模式，对2010年8月18日发生在太湖地区的一次雷暴过程进行高分辨率数值模拟，探讨湖陆风对雷暴过程形成和演变的作用及其物理机制，了解太湖地区湖陆下垫面差异对雷暴天气的可能影响。
1 模式简介和试验方案 1.1 模式简介本文采用中尺度数值模式WRF V3.2进行模拟研究。模式设置为四重双向嵌套网格 (图 1a)，水平格距分别为27 km, 9 km, 3 km, 1 km，对应水平格数为119×119, 105×105, 117×117, 93×93，最内层为本文研究区域。由图 1b可以看出, 太湖附近的地形大致呈西高东低，西边最高可达300 m。模式垂直方向上分为35层，2 km高度以下设24层，模式层顶为100 hPa[15-16]。模式模拟中分别采用Dudhia短波辐射方案、RRTM长波辐射方案、Lin微物理参数化方案、YSU边界层方案、Monin-Obukhov近地面方案、NOAH陆面方案。由于第3层和第4层区域中采用分辨率小于5 km的高分辨率模拟，对流已不完全是次网格尺度现象，故本文中Kain-Frisch积云对流参数化方案只应用于模式最外两层的较低分辨率的模拟中。
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| 图 1. 模拟区域地形分布 (a) 四重嵌套区域，(b) 第4层区域 (AB为本文所取剖面) Fig 1. The topography of simulation area (a) four nested domains, (b) area of domain 4 | |
1.2 试验方案
本文使用分辨率为1 km的MODIS土地利用资料。为了研究太湖对雷暴的影响作用，设计了1个控制试验和2个敏感性试验。控制试验 (CNTL) 保持原有下垫面特征，在研究区域内太湖周边植被类型主要有4种 (图 2)，其中水体约占32.2%，农田约占30.9%，混合森林约占18%，城市约占11%，农田和水体所占比例最大。
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| 图 2. 控制试验中第4层区域植被分布 Fig 2. Land use category for CNTL of domain 4 | |
敏感性试验1(EXP1) 是用农田替换掉太湖，除了湖区，其他下垫面特征无变化，从而消除了下垫面的水陆热力差异，通过与控制试验的对比来体现湖陆差异对局地环流的贡献及其对雷暴发生发展的影响。敏感性试验2(EXP2) 是将研究区域内所有格点都替换为水体，消除了由于植被不均匀分布引起的热力和动力差异，据此与控制试验对比分析湖陆下垫面对太湖地区局地环流的影响及其影响雷暴的物理机制。
试验初边界条件均由NCEP FNL分析资料提供，时间分辨率为6 h, 空间分辨率为1°×1°。积分时间为2010年8月17日08：00(北京时，下同)—2010年8月19日08：00，共计48 h。模式每半小时输出1次，前15 h作为模拟的spin-up时间。
2 雷暴过程概况选取2010年8月18日午后发生在太湖东岸的一次雷暴过程作为研究个例。由雷暴发生前期2010年8月18日08：00 500 hPa位势高度场 (图 3a) 可以看出，日本至我国东南部地区都为副热带高压控制，588 dagpm线一直延伸到110°E以西，之后副热带高压移动不明显，势力范围进一步向西扩展，太湖地区位于高压后部，副热带高压西部边缘偏南气流输送的暖湿空气，为雷暴的发生提供大尺度背景条件。850 hPa (图 3b) 江淮区域位于20℃以上的暖区，太湖地区受高压下的西南风控制，无切变线系统。这种上冷下暖的高低空温度配置，有利于不稳定能量的积聚并可能导致雷暴。
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| 图 3. 2010年8月18日08:00风场 (矢量)、位势高度场 (实线，单位：dagpm)和温度场 (虚线，单位：℃) (a)500 hPa，(b)850 hPa Fig 3. The wind (vector), geopotential height (solid line, unit:dagpm) and temperature (dashed line, unit:℃) at 0800 BT 18 August 2010 (a)500 hPa, (b)850 hPa | |
对流主要经历了发展、成熟、消散3个阶段。由雷达回波图 (图略) 可知，2010年8月18日11:00左右有较弱的回波带沿太湖北岸形成，回波强度仅为10~20 dBZ，高度在1 km以内，为湖风锋向岸扩展形成，回波带移动缓慢，沿湖岸线几乎呈准静止状态。之后回波沿湖岸增强，太湖东北岸无锡、苏州地区回波强度达40 dBZ以上。13:00左右雷暴发展成熟，无锡、苏州附近雷达回波强度达60 dBZ，并形成西北—东南向的对流回波带。随后强回波沿太湖湖岸向南移动，强度不断减小，雷暴进入消散阶段。
3 模拟结果验证图 4为2010年8月18日24 h累积降水量实况 (由于资料获取问题，仅给出江苏省内降水分布) 与控制试验模拟结果。由图 4可知，模式较好地模拟出降水分布和强度，降水主要集中在太湖东岸，模拟的最大降水中心值为77.8 mm，位于太湖以东的31.2°~31.3°N区域，对应实况降水量为71.8 mm，太湖东北侧的降水量中心也超过40 mm，强降水中心位置和强度与实况较为一致。只是对于太湖北侧的降水模拟存在偏差，未能模拟出无锡以北的降水中心。但WRF模式仍然较好地模拟出了此次雷暴过程的主要降水特征与分布。
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| 图 4. 2010年8月18日00:00—24:00 24 h累积降水量 (单位：mm) (a) 实况，(b) 模拟 Fig 4. The 24-h accumulated precipitation (unit:mm) from 0000 BT to 2400 BT on 18 August 2010 (a) observed, (b) simulated | |
本研究利用2010年8月18日宜兴站 (31.33°N，119.82°E) 与吴县站 (31.27°N，120.63°E) 的观测资料对模拟结果进行验证，这两个测站分别位于太湖东岸与西岸 (图 1b)。图 5分别给出宜兴站和吴县站2 m温度和10 m风速实况与模拟结果的时间序列图。由图 5可以看出，控制试验较好地模拟了近地面温度的日变化特征，温度模拟结果与温度实况变化趋势较为一致。但模式对最高、最低温度的模拟存在偏差，均高估了两个站的日最低气温，低估了两个站的日最高气温。这与模式中对于地表能量的计算偏差有关。受雷暴影响，2010年8月18日12：00吴县站温度下降，但是控制试验中温度模拟估算降幅较实况持续时间短，15：00之后增温明显，而实况则维持至16：00之后增幅缓慢。由两个站模拟风速变化趋势与实况基本一致，只是对于夜间风速的模拟与实况有较大偏差。这可能与模式本身误差及测站周围的建筑物有关。地形、建筑物等对风速的局地影响导致站点的局地代表性降低，从而导致模拟结果与实况出现偏差。
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| 图 5. 2010年8月18日2 m温度和10 m风速实况与模拟结果对比 Fig 5. Comparisons between the observed and the simulated of 2-m temperature, 10-m wind speed on 18 August 2010 | |
4 控制试验结果 4.1 湖陆风环流的演变特征 4.1.1 水平环流特征
图 6是去除背景风后的10 m风场与2 m温度分布图。由图 6可以看到，风场的日变化特征明显，2010年8月18日02：00太湖地区局地风场由太湖西部山区的山风主导，山风在山谷汇合使得太湖西南部山谷中风速相对较大。09：00湖风开始建立，风从湖心吹向岸边，此时湖风强度较弱，大部分湖风集中在湖面，未影响到陆地。随着太阳辐射加强，湖陆温度梯度不断加大，12：00湖陆温差达5℃，湖陆风已经发展成熟，湖风与背景风在沿岸形成辐合线，为湖风锋位置所在，湖风锋向岸最远推进到25 km。太湖西岸近岸山体热力作用的加强，使得西部地区湖风比东部地区深入内陆较远。同时，沿太湖东岸湖风锋前缘出现多处风场辐散中心，对应温度急剧减小，辐散区边缘风速明显大于外围风速，这是由于雷暴出现后，雷暴云中降水滴的拖曳作用产生下沉运动, 到达地面后与地面撞击形成强烈的水平辐散。之后由于降水的产生使湖周陆地冷却降温，湖风环流一度减弱。16：00雷暴消散，地面重新增温，湖风发展，但强度较12：00有所减弱。18：00随太阳短波辐射减弱，风由湖岸吹向湖中，并在湖中辐合。此时，湖风已开始转为陆风。
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| 图 6. 2010年8月18日模拟的2 m温度 (等值线，单位：℃) 和10 m风场 (已减去区域平均) 分布 (阴影表示地形，蓝色虚线代表湖风锋位置，下同) Fig 6. The simulated 2-m temperature (contour, unit:℃) and 10-m wind (minus area-averaged) on 18 August 2010 (the shaded denotes model terrain, the dashed blue line denotes the position of lake breeze front, the same hereinafter) | |
4.1.2 垂直环流特征
由于区域内雷暴沿太湖东岸31.4°N处开始发展，为研究雷暴形成机制，选取31.4°N作为本文的研究剖面 (图 1b)。图 7为2010年8月18日沿AB的u-w风场和垂直速度剖面图，由图 7所示，02:00风场波动不明显，主要为背景风偏东风控制。日出后陆面温度比湖面增加快，形成热力差异。湖风首先在湖面低层出现，随着湖风环流向内陆推进，环流的垂直伸展高度不断增加，在推进过程中形成一个风速梯度的最大值区，存在风向的突变，即为湖风锋面的位置 (如图 7中蓝色虚线所示)。太湖东西两岸湖风非对称发展明显，背景风相对西岸为向岸风，加强了西岸湖风的强度，湖风环流厚度达500 m，高空回流至4 km。11:00随湖风环流的发展 (图略)，湖风锋向内陆推进，与湖风锋相对应的上空存在明显的上升运动，最大达60 cm·s-1，对应假相当位温在357 K以上的高能区，低层湖风将能量向东输送，使得东岸在雷暴形成之前就已处在较强的对流不稳定状态中。12：00东西岸湖风环流强度、速度及向岸穿透距离都达峰值，湖风锋后部气流沿锋面剧烈抬升，最大垂直速度增强到300 cm·s-1，中心位于3.7 km高度，锋面以西低层湖风携带丰富的水汽将高湿度的空气向对流区输送，强烈的上升运动和垂直风切变进一步触发了对流不稳定能量的释放，引发雷暴。在雷暴区，垂直方向上等假相当位温线随高度近于垂直分布，漏斗状结构明显。雷暴体中部，湖风高空回流作为入流进入雷暴，有利于雷暴的发展和维持。低层1.2 km以下为弱的下沉运动，下沉气流在低层120.5°E处向东西方向辐散，与湖风在雷暴西侧产生辐合，最大上升速度为100 cm·s-1。16：00以后随雷暴消散，东岸湖风重新发展。18：00太阳短波辐射减弱，背景风加强，低层处于偏东风控制下，太湖东岸的上升气流主要由背景风与东岸较弱的陆风间产生风速上的辐合形成。此时湖风已经减弱，大范围的局地环流消失。
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| 图 7. 2010年8月18日沿AB的u-w场 (w扩大20倍)、假相当位温 (等值线，单位：K)和垂直速度 (阴影) 的东西向剖面图 (横坐标上黑色粗线表示湖面，下同) Fig 7. Vertical cross section of simulated wind field (the w-component is multiplied by a factor of 20), pseudo-equivalent potential temperature (contour, unit:K) and vertical velocity (shaded) along AB on 18 August 2010 (the lake surface is represented by solid black thick line, the same hereinafter) | |
4.2 对流发展过程
图 8为云水混合比和雨水混合比沿AB垂直剖面图，模式完整地模拟了强雷暴过程的各主要宏观发展阶段。2010年8月18日11:30为对流发展阶段，在太湖东岸，沿湖风锋前缘出现两个浅对流云，对流呈孤立的单泡结构，云中以初始的上升运动为主，最大上升速度小于100 cm·s-1，云顶在3 km高度以下，云水混合比仅为0.6 g·kg-1。在湖风的作用下，水汽由湖向东岸输送。12:00湖风发展强盛，两个浅对流云合并在对流层上部快速发展为雷暴。云体中云水、雨水与上升运动区配合较好，云顶被抬升至5.5 km以上，雨水混合比加强至1.4 g·kg-1。上升气流贯穿整个云体，产生了强烈的抬升运动，对应低层出现了下沉气流对对流云的发展有启动和加强的作用。12:30雷暴发展成熟，云水混合比强度、覆盖范围均增大，云内最大垂直速度达700 cm·s-1。受湖风锋影响，对流云体向东缓慢移动，太湖以东的区域都为云区覆盖，雷暴低层出流和西边的湖风辐合，在靠近太湖东岸处形成新的对流单体，云体明显小于其东部的雷暴云。13:00两雷暴云间下沉气流加强，隔断了湖风锋上升气流与雷暴云内上升区的联系，雷暴云中上升气流区缩小，雷暴进入消散阶段，对应水汽含量迅速减弱，雨水混合比减小至0.8 g·kg-1以下。
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| 图 8. 2010年8月18日模拟的云水混合比 (阴影) 和雨水混合比 (等值线，单位：g·kg-1) 沿AB东西向剖面图 Fig 8. Vertical cross section of simulated cloud water mixing ratio (shaded) and rain water mixing ratio (contour, unit:g·kg-1) along AB on 18 August 2010 | |
模拟结果表明，沿太湖东岸湖风锋产生的初始对流进一步发展加强导致了强雷暴的产生。之后，雷暴西部的向外出流又与湖风作用触发了新的雷暴。湖风的辐合不断为对流云发展提供水汽和能量。
5 敏感性试验 5.1 垂直风场对比图 9为两个敏感性试验2010年8月18日12:00的u-w风场和垂直速度沿AB垂直分布，对比图 9与图 7可以发现，下垫面水陆差异消失后，低层为一致的偏东风控制，无湖风环流以及风向的转变出现。与控制试验中等假相当位温线的漏斗状分布特征不同，敏感性试验1等假相当位温线水平方向分布相对均匀，低层保持弱的稳定层结。区域中部出现一较强辐合区，但垂直速度明显小于控制试验结果，最大上升速度仅为100 cm·s-1，低层无辐散气流出现，不利于对流的发展和加强，垂直运动的出现可能与局地下垫面粗糙度的增大有关。在120.6°E处也发展有25 cm·s-1的垂直运动中心，其西侧对应负垂直速度中心，中心最大值为100 cm·s-1，这可能是由于低层城市下垫面所致。因此，除了湖陆风环流之外，由太湖东岸城区的粗糙度引起的低层辐合可能在雷暴的发展和演变过程中也起了一定作用。
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| 图 9. 2010年8月18日12:00的u-w矢量场 (w扩大20倍)、假相当位温 (等值线，单位：K) 和垂直速度 (阴影) 沿AB东西向剖面图 Fig 9. Vertical cross section of simulated wind field (w-component is multiplied by a factor of 20), pseudo-equivalent potential temperature (contour, unit:K) and vertical velocity (shaded) along AB at 1200 BT 18 August 2010 | |
在敏感性试验2中，整个区域变为水体后，水陆热力差异消失，整个区域水平方向无明显温度差异，无对流出现。由于区域内水体相对区域之外的陆面为冷源，敏感性试验2在低层120.4°E处出现了分别吹向东西方向的风，东边为偏西风，西边盛行偏东风，最大速度为5 m·s-1。
5.2 雷暴发展的热力机制地气相互作用是一个相互反馈的过程，近地面气温的变化和各种通量密切相关。地表通量的改变不仅影响地表通量和水分平衡过程，也会引起其他一些影响深对流活动的因子发生变化，从而影响到对流系统的发展。蒙伟光等[17]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。
图 10为3个试验的地表感热通量，地表潜热通量，净辐射以及边界层高度的区域平均随时间的演变曲线。由图 10可以看到，夜间湖面潜热释放强，地表感热起冷却作用，感热通量无明显差异，3条曲线几乎重合。3个试验之间的差异主要集中在白天，06：00以后，控制试验及敏感性试验1中感热通量、潜热通量、净辐射均有一明显的增长过程，并在11:30达到最大，之后则迅速减小，地面热通量的减小与对流发展时间对应。在经历一段时间的减小后，敏感性试验1感热通量和潜热通量在12:30停止下降并重新增长，14：00之后随太阳短波辐射减弱而减弱，控制试验中下降趋势则维持至13：00。表明对流在敏感性试验1中很快消亡，在控制试验中则持续发展。对流发展前期，地面高热通量的形成，可降低大气稳定度，使大气不稳定能量积聚；辐射过程使云顶冷却、云底增温，从而促进对流运动。同时，雷暴发展过程中强的潜热释放将加强上升和下沉气流，进一步促进云和降水的发展。
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| 图 10. 2010年8月18日第4层区域平均的感热通量、潜热通量、净辐射和边界层高度随时间变化 Fig 10. Hourly area-averaged sensible heat flux, latent heat flux, net radiation and PBL height for simulations of domain 4 on 18 August 2010 | |
由图 10也可以看到，地面感热通量的减弱可降低边界层高度，对应地表通量减弱时刻，边界层高度也同样呈下降趋势。边界层高度降低，使大气的水分和热量被限制在较低的边界层中，为雷暴的维持提供水汽和能量。因此，在此次雷暴过程的形成发展中，陆面过程的作用也很重要，感热通量输送可改变边界层结构，使得低层不稳定能量易于释放，并通过潜热输送增加边界层湿度，进一步促进云和降水的发展。
5.3 雷暴发展的动力机制图 11为两个敏感性试验2010年8月18日12:00的云水混合比和雨水混合比沿AB垂直剖面图，由图 11与图 8可以看出，两个敏感性试验中对流云的强度、覆盖范围以及伸展高度远小于控制试验。敏感性试验1由于没有湖风锋的阻挡作用和持续性的抬升运动，3个浅对流云分散分布，其中两个云体平行分布于原来湖面的上空，云水混合比中心最大值为0.6 g·kg-1，云体大部主要集中在2 km左右，雨水混合比与控制试验相差1 g·kg-1以上。
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| 图 11. 2010年8月18日12:00云水混合比 (阴影) 和雨水混合比 (等值线，单位：g·kg-1) 沿AB的东西向剖面图 Fig 11. Vertical cross section of simulated cloud water mixing ratio (shaded) and rain water mixing ratio (contour, unit:g·kg-1) along AB at 1200 BT 18 August 2010 | |
上升气流区与水汽高值区位置不对应，导致对流云很快消散，即湖风锋的抬升和阻挡作用是对流云能够加强发展为雷暴的触发条件。敏感性试验2由于湖上相对冷的空气和稳定层结不利于对流的发展，整个区域表现为无云区，无降水产生。通过对比3个试验进一步证实，雷暴的产生主要是湖风锋的触发作用，湖风锋处产生强烈的水汽辐合及抬升运动，低层水汽被抬升至高空凝结，有助于云和降水的发展加强。垂直速度上升区与云水、雨水混合比对应较好，对对流云有胚胎和组织的作用。
6 小结本文利用WRF模式模拟了2010年8月18日太湖地区湖陆风环流和雷暴过程的演变特征，通过敏感性试验与控制试验的对比探讨了湖陆风环流对此次雷暴过程的影响机制。主要结论如下：
1) 湖风在2010年8月18日09：00建立，12：00加强，18：00减弱，白天太湖地区局地环流由湖风主导。在背景风以及西岸谷风的影响下，太湖东西岸湖风强度、厚度、穿透距离呈不对称发展。
2) 湖风在向内陆推进过程中与离岸风沿湖岸产生较强辐合带，形成湖风锋面，湖风锋向垂直方向延伸至2 km，锋面附近具有强上升运动，最大上升速度达700 cm·s-1。
3) 东岸湖风锋在向东推进过程中，湖风锋前缘浅对流进一步发展加强为强雷暴，湖风锋在此过程中起触发和加强作用。同时，发展成熟的雷暴低层出流又进一步与后部湖风作用产生了新的雷暴。湖风的辐合不断为对流云的发展提供水汽和能量。
4) 在雷暴的形成发展过程中，感热通量输送可改变大气边界层结构，使得低层不稳定能量易于释放；潜热释放将加强上升和下沉气流，增大边界层湿度，从而进一步促进云和降水的发展。
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