太湖地區(qū)湖陸風(fēng)對(duì)雷暴過(guò)程影響的數(shù)值模擬

楊 薇苗峻峰＊談?wù)苊?/p>

1）（南京信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，南京210044）

2）（南京大學(xué)中尺度災(zāi)害性天氣教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京210093）

太湖地區(qū)湖陸風(fēng)對(duì)雷暴過(guò)程影響的數(shù)值模擬

楊 薇1）苗峻峰1）＊談?wù)苊?）

1）（南京信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，南京210044）

2）（南京大學(xué)中尺度災(zāi)害性天氣教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京210093）

利用耦合了NOAH陸面模式的WRF中尺度數(shù)值模式，對(duì)2010年8月18日發(fā)生在太湖地區(qū)的一次強(qiáng)雷暴過(guò)程進(jìn)行數(shù)值模擬，并將模擬結(jié)果與實(shí)況進(jìn)行對(duì)比。結(jié)果表明：模式能較合理地模擬出雷暴演變過(guò)程及近地面要素變化。此次雷暴天氣過(guò)程發(fā)生在湖風(fēng)發(fā)展強(qiáng)盛時(shí)期，雷暴沿東岸湖風(fēng)與背景風(fēng)形成的輻合線發(fā)展。通過(guò)兩個(gè)敏感性試驗(yàn)，研究了太湖地區(qū)湖陸風(fēng)對(duì)雷暴過(guò)程的影響。湖風(fēng)鋒對(duì)雷暴過(guò)程起觸發(fā)和增強(qiáng)作用，湖風(fēng)鋒的阻擋和抬升作用導(dǎo)致此次雷暴的產(chǎn)生。在湖風(fēng)鋒前緣形成的初始對(duì)流進(jìn)一步發(fā)展加強(qiáng)為雷暴，發(fā)展成熟的雷暴低層出流又與湖風(fēng)作用形成新的雷暴，湖風(fēng)的輻合為對(duì)流云的發(fā)展提供水汽和能量。在雷暴的形成發(fā)展過(guò)程中，感熱通量輸送可改變大氣邊界層結(jié)構(gòu)，使低層不穩(wěn)定能量較易釋放，潛熱釋放加強(qiáng)上升和下沉氣流，使邊界層濕度增大，對(duì)流進(jìn)一步發(fā)展增強(qiáng)。

湖陸風(fēng)；WRF模式；雷暴；數(shù)值模擬

引 言

近年來(lái)，湖陸風(fēng)的結(jié)構(gòu)特征及其對(duì)區(qū)域氣候的影響受到人們廣泛關(guān)注［1－3］。但到目前為止，關(guān)于湖陸風(fēng)對(duì)強(qiáng)對(duì)流天氣影響的研究主要集中在北美的大湖區(qū)。如由加拿大氣象局開展的ELBOW項(xiàng)目，使用雷達(dá)、衛(wèi)星云圖、地面觀測(cè)等各類綜合資料以及數(shù)值模式，從觀測(cè)、理論、實(shí)際應(yīng)用等方面對(duì)安大略地區(qū)的湖風(fēng)鋒及由其引發(fā)的強(qiáng)對(duì)流天氣進(jìn)行一系列的研究，認(rèn)為湖泊對(duì)強(qiáng)對(duì)流天氣的發(fā)生時(shí)間、地點(diǎn)及強(qiáng)度有重要影響，在弱的大尺度背景條件下，湖風(fēng)易觸發(fā)強(qiáng)對(duì)流天氣［4－5］。而在國(guó)內(nèi)，由于觀測(cè)資料和技術(shù)方法的限制，相關(guān)研究工作開展較少，且多采用人為引入構(gòu)造水體的方式來(lái)研究湖陸加熱對(duì)強(qiáng)對(duì)流天氣的影響［6－8］。近年來(lái)，隨著我國(guó)高密度氣象觀測(cè)網(wǎng)的完善，為人們研究湖陸風(fēng)對(duì)強(qiáng)對(duì)流天氣的影響提供了條件。另外，在全球變暖的大背景下，近年來(lái)災(zāi)害性強(qiáng)對(duì)流天氣頻發(fā)，局地下墊面的熱力和動(dòng)力作用對(duì)強(qiáng)對(duì)流天氣的影響不可忽略［9－12］，同時(shí)大型湖泊沿岸也往往是人口密集、經(jīng)濟(jì)活動(dòng)高度集中的地區(qū)，這都要求加強(qiáng)對(duì)大型湖泊對(duì)強(qiáng)對(duì)流天氣的影響研究。

作為中國(guó)東部近海區(qū)域最大的湖泊，太湖特有的湖陸下墊面特征使其近岸地區(qū)受湖陸風(fēng)影響顯著。而以往對(duì)太湖研究多從氣候?qū)W角度討論其氣候效應(yīng)，苗曼倩等［13］和李維亮等［14］分別從氣候?qū)W角度探討了太湖湖陸風(fēng)對(duì)長(zhǎng)江三角洲地區(qū)夏季降水的影響，得出湖陸風(fēng)可沿湖岸形成切變線，有利于降水的發(fā)展和維持。太湖湖陸下墊面差異的存在是否會(huì)對(duì)雷暴等強(qiáng)對(duì)流天氣的發(fā)生發(fā)展產(chǎn)生影響及其影響機(jī)制如何均值得深入研究。本文利用WRF中尺度數(shù)值模式，對(duì)2010年8月18日發(fā)生在太湖地區(qū)的一次雷暴過(guò)程進(jìn)行高分辨率數(shù)值模擬，探討湖陸風(fēng)對(duì)雷暴過(guò)程形成和演變的作用及其物理機(jī)制，了解太湖地區(qū)湖陸下墊面差異對(duì)雷暴天氣的可能影響。

1 模式簡(jiǎn)介和試驗(yàn)方案

1.1 模式簡(jiǎn)介

本文采用中尺度數(shù)值模式 WRF V3.2進(jìn)行模擬研究。模式設(shè)置為四重雙向嵌套網(wǎng)格（圖1a），水平格距分別為27km，9km，3km，1km，對(duì)應(yīng)水平格數(shù)為119×119，105×105，117×117，93×93，最內(nèi)層為本文研究區(qū)域。由圖1b可以看出，太湖附近的地形大致呈西高東低，西邊最高可達(dá)300m。模式垂直方向上分為35層，2km高度以下設(shè)24層，模式層頂為100hPa［15－16］。模式模擬中分別采用Dudhia短波輻射方案、RRTM長(zhǎng)波輻射方案、Lin微物理參數(shù)化方案、YSU邊界層方案、Monin－Obukhov近地面方案、NOAH陸面方案。由于第3層和第4層區(qū)域中采用分辨率小于5km的高分辨率模擬，對(duì)流已不完全是次網(wǎng)格尺度現(xiàn)象，故本文中Kain－Frisch積云對(duì)流參數(shù)化方案只應(yīng)用于模式最外兩層的較低分辨率的模擬中。

圖1 模擬區(qū)域地形分布 （a）四重嵌套區(qū)域，（b）第4層區(qū)域（AB為本文所取剖面）Fig.1 The topography of simulation area （a）four nested domains，（b）area of domain 4

1.2 試驗(yàn)方案

本文使用分辨率為1km的MODIS土地利用資料。為了研究太湖對(duì)雷暴的影響作用，設(shè)計(jì)了1個(gè)控制試驗(yàn)和2個(gè)敏感性試驗(yàn)?？刂圃囼?yàn)（CNTL）保持原有下墊面特征，在研究區(qū)域內(nèi)太湖周邊植被類型主要有4種（圖2），其中水體約占32.2%，農(nóng)田約占30.9%，混合森林約占18%，城市約占11%，農(nóng)田和水體所占比例最大。

敏感性試驗(yàn)1（EXP1）是用農(nóng)田替換掉太湖，除了湖區(qū)，其他下墊面特征無(wú)變化，從而消除了下墊面的水陸熱力差異，通過(guò)與控制試驗(yàn)的對(duì)比來(lái)體現(xiàn)湖陸差異對(duì)局地環(huán)流的貢獻(xiàn)及其對(duì)雷暴發(fā)生發(fā)展的影響。敏感性試驗(yàn)2（EXP2）是將研究區(qū)域內(nèi)所有格點(diǎn)都替換為水體，消除了由于植被不均勻分布引起的熱力和動(dòng)力差異，據(jù)此與控制試驗(yàn)對(duì)比分析湖陸下墊面對(duì)太湖地區(qū)局地環(huán)流的影響及其影響雷暴的物理機(jī)制。

圖2 控制試驗(yàn)中第4層區(qū)域植被分布Fig.2 Land use category for CNTL of domain 4

試驗(yàn)初邊界條件均由NCEP FNL分析資料提供，時(shí)間分辨率為6h，空間分辨率為1°×1°。積分時(shí)間為2010年8月17日08：00（北京時(shí)，下同）—2010年8月19日08：00，共計(jì)48h。模式每半小時(shí)輸出1次，前15h作為模擬的spin－up時(shí)間。

2 雷暴過(guò)程概況

選取2010年8月18日午后發(fā)生在太湖東岸的一次雷暴過(guò)程作為研究個(gè)例。由雷暴發(fā)生前期2010年8月18日08：00 500hPa位勢(shì)高度場(chǎng)（圖3a）可以看出，日本至我國(guó)東南部地區(qū)都為副熱帶高壓控制，588dagpm線一直延伸到110°E以西，之后副熱帶高壓移動(dòng)不明顯，勢(shì)力范圍進(jìn)一步向西擴(kuò)展，太湖地區(qū)位于高壓后部，副熱帶高壓西部邊緣偏南氣流輸送的暖濕空氣，為雷暴的發(fā)生提供大尺度背景條件。850hPa（圖3b）江淮區(qū)域位于20℃以上的暖區(qū)，太湖地區(qū)受高壓下的西南風(fēng)控制，無(wú)切變線系統(tǒng)。這種上冷下暖的高低空溫度配置，有利于不穩(wěn)定能量的積聚并可能導(dǎo)致雷暴。

對(duì)流主要經(jīng)歷了發(fā)展、成熟、消散3個(gè)階段。由雷達(dá)回波圖（圖略）可知，2010年8月18日11：00左右有較弱的回波帶沿太湖北岸形成，回波強(qiáng)度僅為10～20dBZ，高度在1km以內(nèi)，為湖風(fēng)鋒向岸擴(kuò)展形成，回波帶移動(dòng)緩慢，沿湖岸線幾乎呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)。之后回波沿湖岸增強(qiáng)，太湖東北岸無(wú)錫、蘇州地區(qū)回波強(qiáng)度達(dá)40dBZ以上。13：00左右雷暴發(fā)展成熟，無(wú)錫、蘇州附近雷達(dá)回波強(qiáng)度達(dá)60dBZ，并形成西北—東南向的對(duì)流回波帶。隨后強(qiáng)回波沿太湖湖岸向南移動(dòng)，強(qiáng)度不斷減小，雷暴進(jìn)入消散階段。

圖3 2010年8月18日08：00風(fēng)場(chǎng)（矢量）、位勢(shì)高度場(chǎng)（實(shí)線，單位：dagpm）和溫度場(chǎng)（虛線，單位：℃）（a）500hPa，（b）850hPaFig.3 The wind（vector），geopotential height（solid line，unit：dagpm）and temperature（dashed line，unit：℃）at 0800BT 18August 2010 （a）500hPa，（b）850hPa

3 模擬結(jié)果驗(yàn)證

圖4為2010年8月18日24h累積降水量實(shí)況（由于資料獲取問(wèn)題，僅給出江蘇省內(nèi)降水分布）與控制試驗(yàn)?zāi)M結(jié)果。由圖4可知，模式較好地模擬出降水分布和強(qiáng)度，降水主要集中在太湖東岸，模擬的最大降水中心值為77.8mm，位于太湖以東的31.2°～31.3°N區(qū)域，對(duì)應(yīng)實(shí)況降水量為71.8mm，太湖東北側(cè)的降水量中心也超過(guò)40mm，強(qiáng)降水中心位置和強(qiáng)度與實(shí)況較為一致。只是對(duì)于太湖北側(cè)的降水模擬存在偏差，未能模擬出無(wú)錫以北的降水中心。但WRF模式仍然較好地模擬出了此次雷暴過(guò)程的主要降水特征與分布。

本研究利用2010年8月18日宜興站（31.33°N，119.82°E）與吳縣站（31.27°N，120.63°E）的觀測(cè)資料對(duì)模擬結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證，這兩個(gè)測(cè)站分別位于太湖東岸與西岸（圖1b）。圖5分別給出宜興站和吳縣站2m溫度和10m風(fēng)速實(shí)況與模擬結(jié)果的時(shí)間序列圖。由圖5可以看出，控制試驗(yàn)較好地模擬了近地面溫度的日變化特征，溫度模擬結(jié)果與溫度實(shí)況變化趨勢(shì)較為一致。但模式對(duì)最高、最低溫度的模擬存在偏差，均高估了兩個(gè)站的日最低氣溫，低估了兩個(gè)站的日最高氣溫。這與模式中對(duì)于地表能量的計(jì)算偏差有關(guān)。受雷暴影響，2010年8月18日12：00吳縣站溫度下降，但是控制試驗(yàn)中溫度模擬估算降幅較實(shí)況持續(xù)時(shí)間短，15：00之后增溫明顯，而實(shí)況則維持至16：00之后增幅緩慢。由兩個(gè)站模擬風(fēng)速變化趨勢(shì)與實(shí)況基本一致，只是對(duì)于夜間風(fēng)速的模擬與實(shí)況有較大偏差。這可能與模式本身誤差及測(cè)站周圍的建筑物有關(guān)。地形、建筑物等對(duì)風(fēng)速的局地影響導(dǎo)致站點(diǎn)的局地代表性降低，從而導(dǎo)致模擬結(jié)果與實(shí)況出現(xiàn)偏差。

圖4 2010年8月18日00：00—24：00 24h累積降水量（單位：mm）（a）實(shí)況，（b）模擬Fig.4 The 24－h(huán) accumulated precipitation（unit：mm）from 0000BT to 2400BT on 18August 2010（a）observed，（b）simulated

圖5 2010年8月18日2m溫度和10m風(fēng)速實(shí)況與模擬結(jié)果對(duì)比Fig.5 Comparisons between the observed and the simulated of 2－m temperature，10－m wind speed on 18August 2010

4 控制試驗(yàn)結(jié)果

4.1 湖陸風(fēng)環(huán)流的演變特征

4.1.1 水平環(huán)流特征

圖6是去除背景風(fēng)后的10m風(fēng)場(chǎng)與2m溫度分布圖。由圖6可以看到，風(fēng)場(chǎng)的日變化特征明顯，2010年8月18日02：00太湖地區(qū)局地風(fēng)場(chǎng)由太湖西部山區(qū)的山風(fēng)主導(dǎo)，山風(fēng)在山谷匯合使得太湖西南部山谷中風(fēng)速相對(duì)較大。09：00湖風(fēng)開始建立，風(fēng)從湖心吹向岸邊，此時(shí)湖風(fēng)強(qiáng)度較弱，大部分湖風(fēng)集中在湖面，未影響到陸地。隨著太陽(yáng)輻射加強(qiáng)，湖陸溫度梯度不斷加大，12：00湖陸溫差達(dá)5℃，湖陸風(fēng)已經(jīng)發(fā)展成熟，湖風(fēng)與背景風(fēng)在沿岸形成輻合線，為湖風(fēng)鋒位置所在，湖風(fēng)鋒向岸最遠(yuǎn)推進(jìn)到25km。太湖西岸近岸山體熱力作用的加強(qiáng)，使得西部地區(qū)湖風(fēng)比東部地區(qū)深入內(nèi)陸較遠(yuǎn)。同時(shí)，沿太湖東岸湖風(fēng)鋒前緣出現(xiàn)多處風(fēng)場(chǎng)輻散中心，對(duì)應(yīng)溫度急劇減小，輻散區(qū)邊緣風(fēng)速明顯大于外圍風(fēng)速，這是由于雷暴出現(xiàn)后，雷暴云中降水滴的拖曳作用產(chǎn)生下沉運(yùn)動(dòng)，到達(dá)地面后與地面撞擊形成強(qiáng)烈的水平輻散。之后由于降水的產(chǎn)生使湖周陸地冷卻降溫，湖風(fēng)環(huán)流一度減弱。16：00雷暴消散，地面重新增溫，湖風(fēng)發(fā)展，但強(qiáng)度較12：00有所減弱。18：00隨太陽(yáng)短波輻射減弱，風(fēng)由湖岸吹向湖中，并在湖中輻合。此時(shí)，湖風(fēng)已開始轉(zhuǎn)為陸風(fēng)。

圖6 2010年8月18日模擬的2m溫度（等值線，單位：℃）和10m風(fēng)場(chǎng)（已減去區(qū)域平均）分布（陰影表示地形，藍(lán)色虛線代表湖風(fēng)鋒位置，下同）Fig.6 The simulated 2－m temperature（contour，unit：℃）and 10－m wind（minus area－averaged）on 18August 2010（the shaded denotes model terrain，the dashed blue line denotes the position of lake breeze front，the same hereinafter）

4.1.2 垂直環(huán)流特征

由于區(qū)域內(nèi)雷暴沿太湖東岸31.4°N處開始發(fā)展，為研究雷暴形成機(jī)制，選取31.4°N作為本文的研究剖面（圖1b）。圖7為2010年8月18日沿AB的u－w風(fēng)場(chǎng)和垂直速度剖面圖，由圖7所示，02：00風(fēng)場(chǎng)波動(dòng)不明顯，主要為背景風(fēng)偏東風(fēng)控制。日出后陸面溫度比湖面增加快，形成熱力差異。湖風(fēng)首先在湖面低層出現(xiàn)，隨著湖風(fēng)環(huán)流向內(nèi)陸推進(jìn)，環(huán)流的垂直伸展高度不斷增加，在推進(jìn)過(guò)程中形成一個(gè)風(fēng)速梯度的最大值區(qū)，存在風(fēng)向的突變，即為湖風(fēng)鋒面的位置（如圖7中藍(lán)色虛線所示）。太湖東西兩岸湖風(fēng)非對(duì)稱發(fā)展明顯，背景風(fēng)相對(duì)西岸為向岸風(fēng)，加強(qiáng)了西岸湖風(fēng)的強(qiáng)度，湖風(fēng)環(huán)流厚度達(dá)500m，高空回流至4km。11：00隨湖風(fēng)環(huán)流的發(fā)展（圖略），湖風(fēng)鋒向內(nèi)陸推進(jìn)，與湖風(fēng)鋒相對(duì)應(yīng)的上空存在明顯的上升運(yùn)動(dòng)，最大達(dá)60cm·s－1，對(duì)應(yīng)假相當(dāng)位溫在357K以上的高能區(qū)，低層湖風(fēng)將能量向東輸送，使得東岸在雷暴形成之前就已處在較強(qiáng)的對(duì)流不穩(wěn)定狀態(tài)中。12：00東西岸湖風(fēng)環(huán)流強(qiáng)度、速度及向岸穿透距離都達(dá)峰值，湖風(fēng)鋒后部氣流沿鋒面劇烈抬升，最大垂直速度增強(qiáng)到300cm·s－1，中心位于3.7km高度，鋒面以西低層湖風(fēng)攜帶豐富的水汽將高濕度的空氣向?qū)α鲄^(qū)輸送，強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)和垂直風(fēng)切變進(jìn)一步觸發(fā)了對(duì)流不穩(wěn)定能量的釋放，引發(fā)雷暴。在雷暴區(qū)，垂直方向上等假相當(dāng)位溫線隨高度近于垂直分布，漏斗狀結(jié)構(gòu)明顯。雷暴體中部，湖風(fēng)高空回流作為入流進(jìn)入雷暴，有利于雷暴的發(fā)展和維持。低層1.2km以下為弱的下沉運(yùn)動(dòng)，下沉氣流在低層120.5°E處向東西方向輻散，與湖風(fēng)在雷暴西側(cè)產(chǎn)生輻合，最大上升速度為100cm·s－1。16：00以后隨雷暴消散，東岸湖風(fēng)重新發(fā)展。18：00太陽(yáng)短波輻射減弱，背景風(fēng)加強(qiáng)，低層處于偏東風(fēng)控制下，太湖東岸的上升氣流主要由背景風(fēng)與東岸較弱的陸風(fēng)間產(chǎn)生風(fēng)速上的輻合形成。此時(shí)湖風(fēng)已經(jīng)減弱，大范圍的局地環(huán)流消失。

圖7 2010年8月18日沿AB的u－w場(chǎng)（w擴(kuò)大20倍）、假相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）和垂直速度（陰影）的東西向剖面圖（橫坐標(biāo)上黑色粗線表示湖面，下同）Fig.7 Vertical cross section of simulated wind field（thew－component is multiplied by a factor of 20），pseudo－equivalent potential temperature（contour，unit：K）and vertical velocity（shaded）alongABon 18August 2010（the lake surface is represented by solid black thick line，the same hereinafter）

4.2 對(duì)流發(fā)展過(guò)程

圖8為云水混合比和雨水混合比沿AB垂直剖面圖，模式完整地模擬了強(qiáng)雷暴過(guò)程的各主要宏觀發(fā)展階段。2010年8月18日11：30為對(duì)流發(fā)展階段，在太湖東岸，沿湖風(fēng)鋒前緣出現(xiàn)兩個(gè)淺對(duì)流云，對(duì)流呈孤立的單泡結(jié)構(gòu)，云中以初始的上升運(yùn)動(dòng)為主，最大上升速度小于100cm·s－1，云頂在3km高度以下，云水混合比僅為0.6g·kg－1。在湖風(fēng)的作用下，水汽由湖向東岸輸送。12：00湖風(fēng)發(fā)展強(qiáng)盛，兩個(gè)淺對(duì)流云合并在對(duì)流層上部快速發(fā)展為雷暴。云體中云水、雨水與上升運(yùn)動(dòng)區(qū)配合較好，云頂被抬升至5.5km以上，雨水混合比加強(qiáng)至1.4g·kg－1。上升氣流貫穿整個(gè)云體，產(chǎn)生了強(qiáng)烈的抬升運(yùn)動(dòng)，對(duì)應(yīng)低層出現(xiàn)了下沉氣流對(duì)對(duì)流云的發(fā)展有啟動(dòng)和加強(qiáng)的作用。12：30雷暴發(fā)展成熟，云水混合比強(qiáng)度、覆蓋范圍均增大，云內(nèi)最大垂直速度達(dá)700cm·s－1。受湖風(fēng)鋒影響，對(duì)流云體向東緩慢移動(dòng)，太湖以東的區(qū)域都為云區(qū)覆蓋，雷暴低層出流和西邊的湖風(fēng)輻合，在靠近太湖東岸處形成新的對(duì)流單體，云體明顯小于其東部的雷暴云。13：00兩雷暴云間下沉氣流加強(qiáng)，隔斷了湖風(fēng)鋒上升氣流與雷暴云內(nèi)上升區(qū)的聯(lián)系，雷暴云中上升氣流區(qū)縮小，雷暴進(jìn)入消散階段，對(duì)應(yīng)水汽含量迅速減弱，雨水混合比減小至0.8g·kg－1以下。

圖8 2010年8月18日模擬的云水混合比（陰影）和雨水混合比（等值線，單位：g·kg－1）沿AB東西向剖面圖Fig.8 Vertical cross section of simulated cloud water mixing ratio（shaded）and rain water mixing ratio（contour，unit：g·kg－1）alongABon 18August 2010

模擬結(jié)果表明，沿太湖東岸湖風(fēng)鋒產(chǎn)生的初始對(duì)流進(jìn)一步發(fā)展加強(qiáng)導(dǎo)致了強(qiáng)雷暴的產(chǎn)生。之后，雷暴西部的向外出流又與湖風(fēng)作用觸發(fā)了新的雷暴。湖風(fēng)的輻合不斷為對(duì)流云發(fā)展提供水汽和能量。

5 敏感性試驗(yàn)

5.1 垂直風(fēng)場(chǎng)對(duì)比

圖9為兩個(gè)敏感性試驗(yàn)2010年8月18日12：00的u－w風(fēng)場(chǎng)和垂直速度沿AB垂直分布，對(duì)比圖9與圖7可以發(fā)現(xiàn)，下墊面水陸差異消失后，低層為一致的偏東風(fēng)控制，無(wú)湖風(fēng)環(huán)流以及風(fēng)向的轉(zhuǎn)變出現(xiàn)。與控制試驗(yàn)中等假相當(dāng)位溫線的漏斗狀分布特征不同，敏感性試驗(yàn)1等假相當(dāng)位溫線水平方向分布相對(duì)均勻，低層保持弱的穩(wěn)定層結(jié)。區(qū)域中部出現(xiàn)一較強(qiáng)輻合區(qū)，但垂直速度明顯小于控制試驗(yàn)結(jié)果，最大上升速度僅為100cm·s－1，低層無(wú)輻散氣流出現(xiàn)，不利于對(duì)流的發(fā)展和加強(qiáng)，垂直運(yùn)動(dòng)的出現(xiàn)可能與局地下墊面粗糙度的增大有關(guān)。在120.6°E處也發(fā)展有25cm·s－1的垂直運(yùn)動(dòng)中心，其西側(cè)對(duì)應(yīng)負(fù)垂直速度中心，中心最大值為100cm·s－1，這可能是由于低層城市下墊面所致。因此，除了湖陸風(fēng)環(huán)流之外，由太湖東岸城區(qū)的粗糙度引起的低層輻合可能在雷暴的發(fā)展和演變過(guò)程中也起了一定作用。

圖9 2010年8月18日12：00的u－w矢量場(chǎng)（w擴(kuò)大20倍）、假相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）和垂直速度（陰影）沿AB東西向剖面圖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）alongABat 1200BT 18August 2010

在敏感性試驗(yàn)2中，整個(gè)區(qū)域變?yōu)樗w后，水陸熱力差異消失，整個(gè)區(qū)域水平方向無(wú)明顯溫度差異，無(wú)對(duì)流出現(xiàn)。由于區(qū)域內(nèi)水體相對(duì)區(qū)域之外的陸面為冷源，敏感性試驗(yàn)2在低層120.4°E處出現(xiàn)了分別吹向東西方向的風(fēng)，東邊為偏西風(fēng)，西邊盛行偏東風(fēng)，最大速度為5m·s－1。

5.2 雷暴發(fā)展的熱力機(jī)制

地氣相互作用是一個(gè)相互反饋的過(guò)程，近地面氣溫的變化和各種通量密切相關(guān)。地表通量的改變不僅影響地表通量和水分平衡過(guò)程，也會(huì)引起其他一些影響深對(duì)流活動(dòng)的因子發(fā)生變化，從而影響到對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)展。蒙偉光等［17］研究指出地表通量可通過(guò)對(duì)前期氣壓場(chǎng)、流場(chǎng)、溫度場(chǎng)的影響，從而對(duì)對(duì)流的啟動(dòng)和中尺度對(duì)流的形成起重要作用。

圖10為3個(gè)試驗(yàn)的地表感熱通量，地表潛熱通量，凈輻射以及邊界層高度的區(qū)域平均隨時(shí)間的演變曲線。由圖10可以看到，夜間湖面潛熱釋放強(qiáng)，地表感熱起冷卻作用，感熱通量無(wú)明顯差異，3條曲線幾乎重合。3個(gè)試驗(yàn)之間的差異主要集中在白天，06：00以后，控制試驗(yàn)及敏感性試驗(yàn)1中感熱通量、潛熱通量、凈輻射均有一明顯的增長(zhǎng)過(guò)程，并在11：30達(dá)到最大，之后則迅速減小，地面熱通量的減小與對(duì)流發(fā)展時(shí)間對(duì)應(yīng)。在經(jīng)歷一段時(shí)間的減小后，敏感性試驗(yàn)1感熱通量和潛熱通量在12：30停止下降并重新增長(zhǎng)，14：00之后隨太陽(yáng)短波輻射減弱而減弱，控制試驗(yàn)中下降趨勢(shì)則維持至13：00。表明對(duì)流在敏感性試驗(yàn)1中很快消亡，在控制試驗(yàn)中則持續(xù)發(fā)展。對(duì)流發(fā)展前期，地面高熱通量的形成，可降低大氣穩(wěn)定度，使大氣不穩(wěn)定能量積聚；輻射過(guò)程使云頂冷卻、云底增溫，從而促進(jìn)對(duì)流運(yùn)動(dòng)。同時(shí)，雷暴發(fā)展過(guò)程中強(qiáng)的潛熱釋放將加強(qiáng)上升和下沉氣流，進(jìn)一步促進(jìn)云和降水的發(fā)展。

由圖10也可以看到，地面感熱通量的減弱可降低邊界層高度，對(duì)應(yīng)地表通量減弱時(shí)刻，邊界層高度也同樣呈下降趨勢(shì)。邊界層高度降低，使大氣的水分和熱量被限制在較低的邊界層中，為雷暴的維持提供水汽和能量。因此，在此次雷暴過(guò)程的形成發(fā)展中，陸面過(guò)程的作用也很重要，感熱通量輸送可改變邊界層結(jié)構(gòu)，使得低層不穩(wěn)定能量易于釋放，并通過(guò)潛熱輸送增加邊界層濕度，進(jìn)一步促進(jìn)云和降水的發(fā)展。

圖10 2010年8月18日第4層區(qū)域平均的感熱通量、潛熱通量、凈輻射和邊界層高度隨時(shí)間變化Fig.10 Hourly area－averaged sensible heat flux，latent heat flux，net radiation and PBL height for simulations of domain 4on 18August 2010

5.3 雷暴發(fā)展的動(dòng)力機(jī)制

圖11為兩個(gè)敏感性試驗(yàn)2010年8月18日12：00的云水混合比和雨水混合比沿AB垂直剖面圖，由圖11與圖8可以看出，兩個(gè)敏感性試驗(yàn)中對(duì)流云的強(qiáng)度、覆蓋范圍以及伸展高度遠(yuǎn)小于控制試驗(yàn)。敏感性試驗(yàn)1由于沒(méi)有湖風(fēng)鋒的阻擋作用和持續(xù)性的抬升運(yùn)動(dòng)，3個(gè)淺對(duì)流云分散分布，其中兩個(gè)云體平行分布于原來(lái)湖面的上空，云水混合比中心最大值為0.6g·kg－1，云體大部主要集中在2km左右，雨水混合比與控制試驗(yàn)相差1g·kg－1以上。

圖11 2010年8月18日12：00云水混合比（陰影）和雨水混合比（等值線，單位：g·kg－1）沿AB的東西向剖面圖Fig.11 Vertical cross section of simulated cloud water mixing ratio（shaded）and rain water mixing ratio（contour，unit：g·kg－1）alongABat 1200BT 18August 2010

上升氣流區(qū)與水汽高值區(qū)位置不對(duì)應(yīng)，導(dǎo)致對(duì)流云很快消散，即湖風(fēng)鋒的抬升和阻擋作用是對(duì)流云能夠加強(qiáng)發(fā)展為雷暴的觸發(fā)條件。敏感性試驗(yàn)2由于湖上相對(duì)冷的空氣和穩(wěn)定層結(jié)不利于對(duì)流的發(fā)展，整個(gè)區(qū)域表現(xiàn)為無(wú)云區(qū)，無(wú)降水產(chǎn)生。通過(guò)對(duì)比3個(gè)試驗(yàn)進(jìn)一步證實(shí)，雷暴的產(chǎn)生主要是湖風(fēng)鋒的觸發(fā)作用，湖風(fēng)鋒處產(chǎn)生強(qiáng)烈的水汽輻合及抬升運(yùn)動(dòng)，低層水汽被抬升至高空凝結(jié)，有助于云和降水的發(fā)展加強(qiáng)。垂直速度上升區(qū)與云水、雨水混合比對(duì)應(yīng)較好，對(duì)對(duì)流云有胚胎和組織的作用。

6 小 結(jié)

本文利用WRF模式模擬了2010年8月18日太湖地區(qū)湖陸風(fēng)環(huán)流和雷暴過(guò)程的演變特征，通過(guò)敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)的對(duì)比探討了湖陸風(fēng)環(huán)流對(duì)此次雷暴過(guò)程的影響機(jī)制。主要結(jié)論如下：

1）湖風(fēng)在2010年8月18日09：00建立，12：00加強(qiáng)，18：00減弱，白天太湖地區(qū)局地環(huán)流由湖風(fēng)主導(dǎo)。在背景風(fēng)以及西岸谷風(fēng)的影響下，太湖東西岸湖風(fēng)強(qiáng)度、厚度、穿透距離呈不對(duì)稱發(fā)展。

2）湖風(fēng)在向內(nèi)陸推進(jìn)過(guò)程中與離岸風(fēng)沿湖岸產(chǎn)生較強(qiáng)輻合帶，形成湖風(fēng)鋒面，湖風(fēng)鋒向垂直方向延伸至2km，鋒面附近具有強(qiáng)上升運(yùn)動(dòng)，最大上升速度達(dá)700cm·s－1。

3）東岸湖風(fēng)鋒在向東推進(jìn)過(guò)程中，湖風(fēng)鋒前緣淺對(duì)流進(jìn)一步發(fā)展加強(qiáng)為強(qiáng)雷暴，湖風(fēng)鋒在此過(guò)程中起觸發(fā)和加強(qiáng)作用。同時(shí)，發(fā)展成熟的雷暴低層出流又進(jìn)一步與后部湖風(fēng)作用產(chǎn)生了新的雷暴。湖風(fēng)的輻合不斷為對(duì)流云的發(fā)展提供水汽和能量。

4）在雷暴的形成發(fā)展過(guò)程中，感熱通量輸送可改變大氣邊界層結(jié)構(gòu)，使得低層不穩(wěn)定能量易于釋放；潛熱釋放將加強(qiáng)上升和下沉氣流，增大邊界層濕度，從而進(jìn)一步促進(jìn)云和降水的發(fā)展。

［1］ Shen J.Numerical modelling of the effects of vegetation and environmental conditions on the lake breeze.Bound－Layer Meteor，1998，87：481－498.

［2］ Daggupaty S M A.Case study of the simultaneous development of multiple lake－breeze fronts with a boundary layer forecast model.J Appl Meteor，2001，40：289－311.

［3］ 逄勇，濮培民.太湖區(qū)域三維湖陸風(fēng)場(chǎng)數(shù)值模擬.大氣科學(xué)，1995，19（2）：243－251.

［4］ King P A.Long－lasting Squall Line Induced by Interacting Lake Breezes.18th Conference on Severe Local Storms，1996：764－767.

［5］ King P，Leduc M J，Sills D M L，et al.Lake breezes in southern Ontario and their relation to tornado climatology.Wea Forecasting，2003，18：795－807.

［6］ 孔凡鈾，黃美元，徐華英.冷水面對(duì)積云的影響－數(shù)值試驗(yàn).大氣科學(xué)，1987，11（2）：160－166.

［7］ 杜華武，顏宏.下墊面特征對(duì)一次短期天氣過(guò)程影響的數(shù)值試驗(yàn)（Ⅰ）.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，1993，4（2）：129－136.

［8］ 杜華武，顏宏.下墊面特征對(duì)一次短期天氣過(guò)程影響的數(shù)值試驗(yàn)（Ⅱ）.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，1993，4（4）：385－393.

［9］ 陳江，陳萬(wàn)隆，陳宇能，等.中尺度非均一邊界層氣候的數(shù)值研究：（Ⅰ）敏感性試驗(yàn).應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，1992，3（4）：394－401.

［10］ 陳江，陳萬(wàn)隆，陳宇能，等.中尺度非均一邊界層氣候的數(shù)值研究：（Ⅱ）夏季的數(shù)值試驗(yàn).應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，1993，4（1）：30－37.

［11］ 董佩明，張維桓，沈桐立.下墊面強(qiáng)迫對(duì)京津冀大暴雨作用的數(shù)值研究.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，1999，10（4）：436－444.

［12］ 王彥，于莉莉，李艷偉，等.邊界層輻合線對(duì)強(qiáng)對(duì)流系統(tǒng)形成和發(fā)展的作用.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，2011，22（6）：724－731.

［13］ 苗曼倩，唐有華.長(zhǎng)江三角洲夏季海陸風(fēng)與熱島環(huán)流的相互作用及城市化的影響.高原氣象，1998，17（3）：59－68.

［14］ 李維亮，劉洪利，周秀驥，等.長(zhǎng)江三角洲城市熱島與太湖對(duì)局地環(huán)流影響的分析研究.中國(guó)科學(xué)：D輯，2003，33（2）：97－104.

［15］ Miao J F，Chen D，Wyser K，et al.Evaluation of MM5mesoscale model at local scale for air quality applications over the Swedish west coast：Influence of PBL and LSM parameterizations.Meteor Atmos Phys，2008，99：77－103.

［16］ Miao J F，Wyser K，Chen D，et al.Impacts of boundary layer turbulence and land surface process parameterizations on simulated sea breeze characteristics.Ann Geophys，2009，27：2303－2320.

［17］ 蒙偉光，李江南，王安宇，等.凝結(jié)加熱和地表通量對(duì)華南中尺度對(duì)流系統(tǒng)（MCS）發(fā)生發(fā)展的影響.熱帶氣象學(xué)報(bào)，2005，21（4）：368－376.

Numerical Simulation of the Lake Breeze Impact on Thunderstorm over the Taihu Area

Yang Wei1）Miao Junfeng1）Tan Zhemin2）

1）（College of Atmospheric Sciences，Nanjing University of Information Science ＆ Technology，Nanjing210044）

2）（Key Laboratory of Mesoscale Severe Weather／MOE，Nanjing University，Nanjing210093）

During the afternoon hours of 18August 2010，thunderstorms struck the Taihu area and cause extensive damage in the vicinity.To investigate the impact of lake land use changes on the evolution of the severe thunderstorms，a coupled Weather Research and Forecasting（WRF）model with the NOAH land surface model is used.The control run and two sensitivity experiments are designed.The control run（CNTL）is carried out with the original surface characteristics；the first sensitivity experiment EXP1is designed to replace the Taihu with cropland；and in the second sensitivity experiment EXP2the underlying surface is considered as water.Three experiments employ four nested fixed grid which are set as a two－way run with spacing of 27，9，3，1km，respectively.The initial and boundary conditions are provided by the NCEP FNL analysis.To verify the simulation，the control run results from 1km domain are compared with observation.

Results show that the control run simulates well both lake－land breeze circulation and remarkable lakeland breeze evolution on 18August 2010.It is found that the wind speed and depth of the lake breeze are horizontal asymmetries on the east and west coast of the Taihu are affected by southeasterly gradient flows and valley breeze.At the leading edge of lake breeze circulation called lake breeze front，convergence lines spread along the lake shore，and then the ascending motion，moisture air and low－level vertical wind shear triggers the development of thunderstorm at 1200BT.Characteristics of the diurnal evolution of the thunderstorm are reproduced by WRF model，representing the initiation of convection along the lake breeze front and the formation of thunderstorm，and then the collision between outflow from thunderstorm and lake breeze triggers a new thunderstorm.

The convective cloud doesn’t develop in EXP1，and the whole area shows cloudless in EXP2.The comparison experiments show that the lake breeze front triggers and strengthens the severe convective weather.In the course of thunderstorm development，the exchange of sensible heat fluxes can change the structure of the boundary layer，and make the atmosphere more unstable.On the other hand，the surface fluxes moisten the boundary layer atmosphere and enhance horizontal convergence and divergence which can accelerate the development of cloud and precipitation.

lake－land breezes；WRF model；thunderstorm；numerical simulation

楊薇，苗峻峰，談?wù)苊?太湖地區(qū)湖陸風(fēng)對(duì)雷暴過(guò)程影響的數(shù)值模擬.應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，2014，25（1）：59－70.

2013－03－24收到，2013－09－10收到再改稿。

公益性行業(yè)（氣象）科研專項(xiàng)（GYHY201006004）

＊通信作者，email：miaoj＠nuist.edu.cn