强对流是我国重要的灾害性天气，包括雷暴、冰雹和短时强降水，有时还会产生下击暴流和地面大风^[1]，严重危害人民生命财产、经济生产、交通运输和基础设施安全。在强对流系统的发展演变过程中，对流在何处触发，已经形成的对流系统，哪部分会减弱、分散，哪部分会发展加强，如何判断其发展演变趋势，是短时临近预报的难题。

对流的发生发展需要具备不稳定层结、水汽、抬升机制3个基本条件^[2-3]。此外，非均匀下垫面的热力、动力作用对对流天气的形成、发展也有明显影响。胡艳^[4]统计发现，珠江三角洲地区闪电频次城市群地区明显大于非城市群地区，上海地区的热岛效应在一定程度上增加了城区和城乡交界地区雷暴发生的频数。蒙伟光等^[5]研究表明，对流易于在城市热岛显著的时段和地区发生，雷暴经过城市会得到发展。杨薇等^[6]模拟研究了太湖地区湖面对雷暴的影响。黄荣等^[7]、陈双等^[8]分析了山谷下垫面对雷暴的影响，解释了雷暴在下山过程中的增强机制。孙继松等^[9]、王华等^[10]研究也表明, 北京城市与郊区下垫面物理属性造成的热力差异在强对流天气的发生发展过程中有重要作用。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，国内外众多学者对此进行了分析。Merry等^[11]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。沈树勤^[12]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^[13]提出海陆的热力非均匀性可影响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供应。Hodanish等^[14]提出海岸线的曲率可增强局部辐合进而促进雷暴的发展。汪雅等^[15]采用耦合Noah陆面过程的模式对宁波地区的一次雷暴过程进行数值模拟，探讨海洋和陆地下垫面对雷暴过程的影响，结果表明：海风引起的抬升运动触发了雷暴，海风形成的强辐合区对应雷暴过程累积降水量的大值区。浙北地处中国东部沿海，是浙江省夏季对流系统的主要汇聚地之一^[16]。而浙北独特的海岸线结构，使对流系统从陆地移入海洋的过程中强度易发生变化，增加了浙北入海对流的预报难度。已有一些工作对浙北的入海对流个例开展了研究^[17-19]。陈淑琴等^[20]统计了2007年1月-2010年6月在杭州湾入海的对流单体，较系统分析了浙北入海对流风暴的强度变化特征和可能的原因。但关于对流发展趋势和下垫面的对比方面的研究开展得还比较少，海岸边界上对流的发展问题也非常复杂，值得进一步研究，为强对流天气的短时临近预报提供参考。

造成强对流天气的对流系统中，飑线具有组织性强、生命期较长等特点，常伴有雷暴大风、对流暴雨、冰雹甚至龙卷等破坏力极强的强对流天气^[21-23]。研究表明，华东地区夏季多次受到致灾性飑线影响^[24-26]。2008年7月2日在浙江北部地区连续出现了3次飑线过程，最后在舟山东部海域形成了一个大型的弓形飑线。本文利用雷达和地面加密自动气象站资料、日本气象厅 (JMA) 区域谱模式 (RSM) 水平分辨率为20 km×20 km的再分析资料，分析3次飑线发展过程的环境条件，侧重对比分析下垫面的不同情况与对流发展关系，尤其是海陆边界对对流新生与加强的作用。从水平、垂直方向分析了第3条典型弓形飑线形成过程中单体的发展、减弱、出流、入流、新单体生成、传播等过程，并探讨了3条飑线形成过程中的相互关系，总结出此次槽前型飑线的天气学概念模型。

2008年7月2日浙江省刚刚出梅，由08：00(北京时，下同) 的综合分析图 (图略) 可知，从渤海经山东、安徽到湖北有深厚的高空槽 (700 hPa，850 hPa槽线与500 hPa槽线几乎重合)，槽前具有较强的正涡度平流，高空槽后伴有冷槽，且高空槽超前于925 hPa的切变线，这非常有利于强对流天气的发生。可见光云图上江苏、安徽、湖北一带有云系，湖北的云系已显示对流特征。位于中低层槽前的山东、江苏、安徽部分地区已经出现雷暴。588 dagpm线在浙江中部穿过，500~850 hPa贵州-云南有一槽线，槽前为比较明显的西南急流，急流轴位于广西-湖南-江西-安徽南部-江苏南部一带，500 hPa风速中心位于江西北部-安徽和江苏南部附近，风速超过20 m/s。850 hPa华东地区为20℃等温线包围的高温区，同时露点温度高值区从西南向华东地区伸展。在西南低空急流的作用下，低层有暖湿平流向华东地区输送。在西南急流和副热带高压的共同作用下，浙江全省范围天气晴好、气温较高，大部分地区地面最高气温超过35℃。几乎全省范围850 hPa与500 hPa温度差超过25℃，表明对流层中低层环境大气的温度垂直递减率明显超过湿绝热递减率，处于条件不稳定状态。根据丁一汇等^[27]的分类，此次飑线过程应属于槽前型。

午后到夜间浙北共受到3次飑线过程影响。第1条飑线16:18形成于嘉兴、上海一带 (图 1a)，45 dBZ以上强回波长约100 km，强中心达60 dBZ，在嘉兴和上海产生了8级西北风，地面降温幅度普遍在4℃以上，最大降温为9℃, 并在杭州湾北岸形成了1条阵风锋。飑线入海后，强度很快减弱。同时在杭州境内，有很多零散的强回波逐渐形成带状，18:30前后在杭州湾入海口到绍兴、杭州一带形成飑线 (图 1b)，45 dBZ以上强回波长约150 km，强回波中心位于杭州湾入海口。飑线附近18：00的1 h升压超过2 hPa，1 h降温超过5℃，最强达到10℃。其后该飑线逐渐分散开来。其中位于杭州湾的强单体入海后先加强后减弱，进入舟山海域时，出现了12级大风。南部绍兴、宁波等地也有一些强的单体发展合并，随着系统东移发展，在舟山海域和宁波沿海形成了1条典型的弓形回波 (图 1c)，长度近200 km，舟山海域出现了10~12级大风。20：00弓形回波区域大部分地区1 h升压超过2 hPa，1 h降温在3~5℃以上，最强达到9℃。整个过程主要影响浙北沿海地区，从陆地移到海上。

图1

图1 2008年7月2日舟山雷达组合反射率因子 (a)16:18，(b)18:32，(c)20:40 Fig.1 The composite reflectivity of Zhoushan radar on 2 Jul 2008 (a)1618 BT, (b)1832 BT, (c)2040 BT

采用日本气象厅 (JMA) 区域谱模式 (RSM)(JMA/RSM) 水平分辨率为20 km×20 km再分析资料分析高空形势 (图略)。2008年7月2日08：00位于安徽中部上空500 hPa的高空槽14：00移入江苏境内，槽底在安徽、浙江交界处，槽前浙北的西南急流风速增大，风速由08：00的20 m/s增大到24 m/s。08：00在安徽、江苏南部、浙江北部上空700 hPa，850 hPa有20 m/s以上的风速中心，14：00向东北方向推进。槽前型飑线常出现在低空急流发展较强时^[27]，低空急流轴上常有一两个最大风速中心向北或东北传播，该风速中心为中尺度扰动，可能对飑线发生起触发作用。伴随低空急流的发展，有暖平流和湿舌向北伸展。根据14:00上海站探空资料，上海站对流有效位能 (CAPE) 达4260 J/kg，且0~6 km垂直风切变为22 m/s。

7月2日08:45 FY-2D气象卫星可见光云图显示，从山东、安徽到湖北有1条明显的锋面云系，其中在安徽、湖北可看见很多对流泡，暗影非常清楚 (图略)。此后几小时，锋面云系快速东移，14:15冷锋云系前沿已经到达安徽、浙江边境 (图略)，冷锋云系的前沿仍可见一些孤立的对流单体。与此同时，杭州雷达站已观测到在安徽南部有中等强度 (约30~45 dBZ) 的带状回波从湖州进入浙江境内。14：00地面中尺度气象站资料显示，地面锋区 (等温线密集区) 到达安徽南部、浙北的湖州地区 (图略)，锋后温度仅22~24℃，锋前为32~34℃，锋区宽度不到100 km，温度水平梯度约为0.1℃/km。锋面附近风的水平切变也非常明显，锋前为西南风3~6 m/s，锋后为西北风6~10 m/s (图略)，这样的水平辐合切变产生动力抬升作用，使该区域回波快速发展加强。

杭州雷达显示，7月2日12:39开始安徽南部中等强度的对流从浙北的湖州进入浙江境内，回波中心强度约50~55 dBZ (图略)。进入浙北后，该对流东移减弱。其后在浙北西部有多个对流单体新生、发展 (回波强度在45 dBZ左右)，14:03湖州附近可见出流边界 (图 2a)，此边界在14:00地面图表现为中尺度冷高压前的辐合线 (图 2c)，湖州辐合线南侧以及嘉兴地区的温度超过32℃，露点在20~24℃，在边界层以上层结相似的情况下，嘉兴地区比湖州具有更高的不稳定能量，所以对流系统在东移到嘉兴的过程中发展加强。随着地面辐合线移入嘉兴地区，15：03在湖州、嘉兴交界处对流生成，中心强度达55 dBZ (图 2b)，地面出现明显降温，1 h降温达9℃(图 2d)。15：00地面 (图 2d) 辐合线后侧为一致的西北风，平均风速为4~10 m/s，与辐合线前侧的西南风形成明显的切变，非常有利于对流在这条辐合线上发展，最终形成了1条长约100 km、宽约15 km的飑线 (按照大于45 dBZ区域划分，图 1a)，强回波中心达60 dBZ。但该飑线维持时间短，在嘉兴东部入海以后，很快减弱消失。这是因为海面上气温更低，所以飑线入海后热力条件明显变差；其次是地面的辐合抬升变弱，15：00(图 2d) 辐合线后面的西北风为4~10 m/s，16：00辐合线后面的西北风仅2~6 m/s (图略)。根据Rotunno等^[28]的研究，较大的低层垂直风切变有利于飑线的组织化和维持较长时间。利用JMA/RSM再分析资料计算0~3 km垂直风切变可以看到，14：00杭州湾北岸 (图 5c)0~3 km垂直风切变梯度很大，第1条飑线入海时，0~3 km垂直风切变由15 m/s很快降至12 m/s，不利于其维持。因此，飑线入海后很快减弱。

图2

图2 2008年7月2日14:03(a) 和15:03(b) 杭州雷达1.5°仰角反射率因子及14:00地面平均风场与地面温度 (红线，单位：℃)、海平面气压 (蓝线，单位：hPa)(c) 和15:00地面平均风场、1 h变温 (散点，单位：℃)、露点温度 (绿色等值线，单位：℃)(d) Fig.2 The reflectivity of Hangzhou radar at 1.5° elevation at 1403 BT (a), 1503 BT (b), surface wind, temperature (red lines, unit:℃) and pressure (blue lines, unit:hPa) at 1400 BT (c), surface wind, temperature change (dots, unit:℃) in an hour and dew point (green lines, unit:℃) at 1500 BT (d) on 2 Jul 2008

在嘉兴-上海的第1条飑线向东发展的同时，安徽东部仍有多个对流单体移入到杭州境内。因为地面辐合线的存在，临安以西有新生单体在辐合线靠南一侧生成 (即风暴传播矢量的方向向南)，同时风暴承载层的平均风 (风暴平流矢量) 为西南风，合成后对流系统向偏东方向移动。多个单体的出流边界形成东北-西南走向的阵风锋辐合线，阵风锋向东南移动。7月2日16:17逐渐形成东北-西南向准带状回波，中心强度达55~60 dBZ，杭州临安境内出现一中气旋 (图略)。杭州14：00对流有效位能高达2670 J/kg，0~6 km风矢量差为11 m/s, 风向随高度顺转，表明很可能会出现高度组织化的风暴结构。17：00前后雷暴系统在浙北地区产生了强降温 (-9~-4℃/h)，前方伴有辐合线 (图略)，相比而言，辐合线南侧的暖湿条件远好于辐合线北侧 (温度大于32℃，露点温度大于23℃)。因此，在较好的不稳定能量和垂直风切变的环境条件下，地面辐合线的触发，17:30在杭州城区出现了多个65 dBZ的强回波中心，在当地产生了8~9级西北大风。系统东移过程中，进入地面高温高湿区 (温度为34~35℃，露点温度大于24℃)，更有利于对流系统的发展，因此，1 h后系统的范围和组织结构性均得到加强，45 dBZ以上强度的回波长度达200 km，宽度约20~30 km，形成1条大范围的飑线 (图 1b)。

第2条飑线的北部杭州湾入海口处有一个强单体A (图 3a)，入海后继续增强，18:39强中心达65 dBZ，18:48杭州雷达识别出中气旋。但同一条飑线上南段减弱明显，逐渐分散为孤立的单体。同一飑线上强度变化不同的主要原因可能与海陆差异有关。陈淑琴等^[20]研究认为，傍晚到凌晨在杭州湾北岸入海的对流单体加强的几率较大，单体强度的变化与海岸线附近的温湿特性、地面风的辐合等情况有关。由18:00地面比湿场 (图 3b) 可以看到，杭州附近比湿小于16 g/kg，杭州湾喇叭口向东，比湿逐渐加大，单体A入海后，水汽条件更好，有利于单体A加强。

图3

图3 2008年7月2日18:39舟山雷达组合反射率因子 (a) 及18：00地面比湿 (单位：g/kg)(b) Fig.3 The composite reflectivity of Zhoushan radar at 1839 BT (a) and specific humidity at 1800 BT (unit:g/kg)(b) on 2 Jul 2008

利用舟山雷达基数据，通过垂直剖面对强单体A进行讨论，剖面位置接近图 3a中黑色直线位置。7月2日18：45(图 4a) 强中心达60 dBZ，结构非常紧密，强中心位于6 km高度附近，50 dBZ以上的强回波高度达到8 km，前侧的回波悬垂比较明显。18：57(图略) 强回波核心减弱到55 dBZ，50 dBZ以上强回波区高度明显下降。径向速度垂直剖面图显示，18：45(图 4b) 在强回波中心的中层，距离雷达100 km附近，9 km高度附近出现径向辐合，正负速度差值约为10~20 m/s，低层有速度模糊。18：51(图略) 径向辐合区正负速度差值约为15~25 m/s。这时辐合区的高度开始下降，底层的速度模糊区加大，说明下沉气流加强，底层水平风加大。由舟山雷达0.5°仰角径向速度产品可知，18：26开始在杭州湾水面上有一大风区，风速迅速增大，18：26-18：51速度模糊从1个色标级别达到了3个级别，经过主观退模糊，最大风速达39~44 m/s，该大风区经过的测站出现了12级大风。

图4

图4 2008年7月2日18:45舟山雷达反射率因子 (a) 及径向速度 (b) 沿291°方位的垂直剖面 Fig.4 The vertical cross section of reflectivity (a) and radial velocity (b) along 291° direction at 1845 BT 2 Jul 2008

7月2日18:51第2条飑线中的强单体A开始减弱，出现强的下沉气流。地面中尺度站观测资料显示，19:00宁波、绍兴等地气压升高，1 h正变压中心值达4.4 hPa，1 h降温超过5℃，最强达到10℃(图 5a)。第2条飑线前侧冷出流已影响舟山中部和宁波地区，在地面产生较大的西北风，而辐散气流还未到达舟山东部、宁波沿海地区，为偏东风或偏南风，这样形成很多小尺度的风向辐合区，同时又为新单体的生成提供了动力抬升条件。而且辐合线前方为高温高湿区，温度高于32℃，露点温度大于24℃，所以在宁波、舟山地区有风向辐合的地方又产生了很多新的强单体。舟山雷达回波产品显示，19:33(图 6a) 第2条飑线中单体A的下沉气流辐散后在舟山海域形成弧形的阵风锋，强度为0~15 dBZ。暖湿气流在阵风锋上向后抬升，在阵风锋的后侧又有很多新的单体生成 (记为B，C，D)。杭州湾南岸宁波境内也有一些零散的新单体生成，其前方也有阵风锋，强度为15~30 dBZ。19:45(图 6b) 在宁波海岸线的阵风锋上 (图 5a中黄圈位置) 发展出新的单体E。19:58(图 6c) 宁波海岸线上的单体E发展成为新的强中心，组合反射率因子达65 dBZ，0.5°仰角的反射率因子也达到60 dBZ，顶高14 km。利用JMA/RSM再分析资料计算的20:00 (图 5d)0~3 km垂直风切变从杭州湾到舟山海域迅速增大，宁波-舟山地区有一大值中心，达15 m/s，这也有利于强单体E的发展。20:00舟山对流有效位能较14:00有所减弱，约为1500 J/kg，但对流抑制加大，850 hPa以下温度层结接近干绝热递减率，且700 hPa的干层显著，因此，有利于在地面产生雷暴大风^[1]。20:00舟山地区 (图 5b) 地面西北风明显增大，平均风速达12~20 m/s，红圈位置在舟山岛东部的普陀站为偏东风，与周围环境的西南风不一致，从而在舟山岛形成西北风和偏东风的辐合，使该地辐合最为强烈，因此，形成新的单体G (图 6d)。该单体迅速加强，演变成下一阶段的强中心，20:28单体G达到了65 dBZ (图 6e)，顶高达18 km，其后侧原强回波带中的单体减弱到45 dBZ以下。而后弧形阵风锋附近的回波继续加强，20:40形成了1条非常典型的弓形回波 (图 6f)，长度近200 km。沿图 6c中黑线位置进行剖面分析，从强回波主体到前侧阵风锋上 (图 6g) 可以看到，在地面阵风锋的上空5 km处已有较强回波生成，两个体扫以后强中心发展到60 dBZ (图 6h)，55 dBZ的强回波从中层向上下发展，顶高超过10 km，下一个体扫强回波范围进一步加大 (图 6i)，顶高超过12 km。径向速度剖面显示，19:58阵风锋附近低层均为流出气流 (图 6j)，20:10流出气流的范围和强度加大 (图 6k)，低层风速超过20 m/s，远大于周围的环境风，形成一冷楔，使得其前侧偏南暖湿气流沿此冷楔抬升，在流出气流的上面出现了入流，之后出流和入流均有所加强 (图 6l)，形成强对流单体。Merry等^[11]提出海陆下垫面粗糙度的差异可引起近地面风速的辐合，因为海岸线两侧地转风与实际风的交角不同，造成风的不连续产生辐合抬升；Hodanish等^[14]提出的海岸线曲率可增强局部辐合进而促进雷暴发展。本次过程海岛岸线附近地面风力不连续，两次阵风锋与海岸线相交的地方均产生了新的强回波中心，与他们的分析一致。

图5

图5 2008年7月2日19:00(a)、20:00(b) 平均风场、地面自动气象站1 h降温 (散点，单位：℃) 和露点温度 (等值线，单位：℃) 及基于JMA/RSM再分析资料计算的14:00(c)、20:00(d)0~3 km垂直风切变 (单位：m/s) Fig.5 Surface wind field, 1 h temperature change (dots, unit:℃) and dew point (contours, unit:℃) at 1900 BT (a) and 2000 BT (b) and the vertical wind shear of 0-3 km (unit:m/s) based on JMA/RSM reanalysis at 1400 BT (c) and 2000 BT (d) on 2 Jul 2008

图6

图6 2008年7月2日舟山雷达0.5°仰角19:33(a)、19:45(b)、19:58(c)、20:10(d)、20:16(e)、20:40(f) 反射率因子和对流单体G的19:58(g)、20:10(h)、20:16 (i) 反射率因子及19:58(j)、20:10(k)、20:16(l) 径向速度剖面 (图 6c，6d, 6e黑直线为剖面位置) Fig.6 The reflectivity factor with 0.5° elevation of Zhoushan radar at 1933 BT (a), 1945 BT (b), 1958 BT (c), 2010 BT (d), 2028 BT (e), 2040 BT (f) on 2 Jul 2008, profiles of reflectivity factor at 1958 BT (g), 2010 BT (h), 2016 BT (i) and radial velocity at 1958 BT (j), 2010 BT (k) and 2016 BT (l) of convection cell G (black line is profile position in Fig.6c, 6d and 6e)

此次过程在浙北共形成了3条飑线，其中最后在舟山海域形成的弓形飑线非常典型，回波形态非常完整，范围也比较大，3条飑线并不孤立，2008年7月2日上午安徽南部、浙江北部处于副热带高压边缘，受西南急流影响，天气晴好，气温高，形成强的不稳定层结，中午北方弱冷锋到达此处，提供抬升作用，在冷锋附近形成了一些对流单体。对流单体中的下沉辐散气流与环境中原来的西南气流相遇，形成地面辐合线，触发新的对流系统，垂直风切变增大，在浙江嘉兴、上海附近形成第1条飑线。在杭州附近由于午后较大的对流有效位能 (2000 J/kg) 和强的0~6 km垂直风切变 (21 m/s)，在锋面附近产生很多对流单体，并逐渐组织形成第2条飑线。第2条飑线北段进入杭州湾水面，下垫面比湿增大，水汽条件变好，在杭州湾中部形成一个很强的对流单体A，产生很强的出流 (地面12级雷雨大风) 和阵风锋，在阵风锋的附近又产生新的对流单体B，C，D，F等。在系统东移过程中，单体A逐渐减弱，B，C，D，F发展加强，形成弓形回波。第2条飑线南段在进入绍兴时减弱分散，但朝东南方向移动过程中，由于下垫面暖湿条件有利，垂直风切变加大，地面辐合明显，又有一些新的强单体生成，其中在宁波海岸线上的单体E强烈发展，其出流形成阵风锋，此阵风锋在经过舟山岛海岸线时又产生单体G并强烈发展。海岸线附近由于湿度梯度大和风的不连续形成辐合，也有利于对流系统的发展。最后单体G发展为新的强中心，并连接舟山海域和宁波的对流系统，形成大型的弓形飑线。

根据以上的分析总结出这次槽前型对流系统发生发展的概念模型 (图 7)，500 hPa处于槽前副热带高压范围内，地面天气晴好，温度高，低层有很强的西南急流和暖湿舌，形成不稳定层结，对流有效位能超过2000 J/kg，500 hPa有大风速带通过，形成较大的0~6 km垂直风切变，具有形成强对流风暴的潜势，在地面冷锋的触发下，产生强对流系统。低空急流使0~3 km产生较大的垂直风切变，对流强度维持不易减弱。强对流系统在东移的过程中，部分单体减弱，下沉气流在近地面形成冷池，其前侧冷空气向外辐散形成阵风锋 (或者说地面辐合线)，迫使阵风锋锋前暖湿气流在冷池上抬升，在阵风锋附近产生新的对流单体，这些新的对流单体加强后又在前侧形成阵风锋，形成对流系统的传播。

图7

图7 槽前型对流系统发生发展的概念模型 Fig.7 A conceptual model of MCS in front of trough development

本文利用多种观测资料，结合日本气象厅 (JMA) 区域谱模式 (RSM) 再分析资料，分析了2008年7月2日浙北连续的3次飑线过程演变中的各种环境条件，尤其是下垫面情况，得出如下结论：

1) 槽前型对流系统发生发展是500 hPa处于槽前副热带高压范围内，地面天气晴好，温度高，低层有很强的西南急流和暖湿舌，形成不稳定层结，500 hPa有大风速带通过，形成较大的0~6 km垂直风切变，具有形成强对流风暴的潜势，在地面冷锋的触发下，产生强对流系统。低空急流使0~3 km产生较大垂直风切变。0~6 km垂直风切变超过20 m/s时易形成飑线，0~3 km垂直风切变超过13 m/s时有利于飑线的维持。

2) 在天气背景相似的小范围区域内，对流单体的新生与对流系统各部分的发展趋势，与下垫面条件密切相关，气温高、湿度大之处、锋面、阵风锋等边界层辐合线附近以及海岸线附近容易新生单体和加强对流。一般情况下，地面温度大于32℃，露点温度大于23℃，地面温度梯度大于0.1℃/km，地面水平风切变大于5 m/s，有利于对流的发展加强。

3) 强对流系统对下垫面也有反馈作用，进而影响对流系统的发展变化：强雷暴单体的下沉气流在近地面形成冷池，其前侧冷空气向外辐散形成阵风锋，迫使阵风锋锋前暖湿气流在冷池上抬升，在阵风锋附近产生新的对流单体，这些新的对流单体加强后又在前侧形成阵风锋，形成了对流系统的传播。此次典型的弓形飑线就是经过多次传播形成的。

4) 对流系统入海后，白天下垫面温度下降，能量减小，系统易减弱，而晚上温度升高，湿度增大，易加强。海面摩擦小，海表面风速加大，加强了水平风辐合，有利于系统加强。海岸线两侧由于粗糙度的差异造成风的不连续产生辐合抬升，包括风速的不连续和风向的不连续，易产生风速和风向的辐合，所以强对流单体常在海岸线附近生成、加强，尤其是阵风锋与海岸线相交时。