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實驗室，南京210093）

太湖地區(qū)湖陸風(fēng)對雷暴過程影響的數(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實驗室，南京210093）

利用耦合了NOAH陸面模式的WRF中尺度數(shù)值模式，對2010年8月18日發(fā)生在太湖地區(qū)的一次強雷暴過程進(jìn)行數(shù)值模擬，并將模擬結(jié)果與實況進(jìn)行對比。結(jié)果表明：模式能較合理地模擬出雷暴演變過程及近地面要素變化。此次雷暴天氣過程發(fā)生在湖風(fēng)發(fā)展強盛時期，雷暴沿東岸湖風(fēng)與背景風(fēng)形成的輻合線發(fā)展。通過兩個敏感性試驗，研究了太湖地區(qū)湖陸風(fēng)對雷暴過程的影響。湖風(fēng)鋒對雷暴過程起觸發(fā)和增強作用，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流進(jìn)一步發(fā)展加強為雷暴，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)的輻合為對流云的發(fā)展提供水汽和能量。在雷暴的形成發(fā)展過程中，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，潛熱釋放加強上升和下沉氣流，使邊界層濕度增大，對流進(jìn)一步發(fā)展增強。

湖陸風(fēng)；WRF模式；雷暴；數(shù)值模擬

引 言

近年來，湖陸風(fēng)的結(jié)構(gòu)特征及其對區(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)對強對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項目，使用雷達(dá)、衛(wèi)星云圖、地面觀測等各類綜合資料以及數(shù)值模式，從觀測、理論、實際應(yīng)用等方面對安大略地區(qū)的湖風(fēng)鋒及由其引發(fā)的強對流天氣進(jìn)行一系列的研究，認(rèn)為湖泊對強對流天氣的發(fā)生時間、地點及強度有重要影響，在弱的大尺度背景條件下，湖風(fēng)易觸發(fā)強對流天氣［4－5］。而在國內(nèi)，由于觀測資料和技術(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)造水體的方式來研究湖陸加熱對強對流天氣的影響［6－8］。近年來，隨著我國高密度氣象觀測網(wǎng)的完善，為人們研究湖陸風(fēng)對強對流天氣的影響提供了條件。另外，在全球變暖的大背景下，近年來災(zāi)害性強對流天氣頻發(fā)，局地下墊面的熱力和動力作用對強對流天氣的影響不可忽略［9－12］，同時大型湖泊沿岸也往往是人口密集、經(jīng)濟活動高度集中的地區(qū)，這都要求加強對大型湖泊對強對流天氣的影響研究。

作為中國東部近海區(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)對長江三角洲地區(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對雷暴等強對流天氣的發(fā)生發(fā)展產(chǎn)生影響及其影響機制如何均值得深入研究。本文利用WRF中尺度數(shù)值模式，對2010年8月18日發(fā)生在太湖地區(qū)的一次雷暴過程進(jìn)行高分辨率數(shù)值模擬，探討湖陸風(fēng)對雷暴過程形成和演變的作用及其物理機制，了解太湖地區(qū)湖陸下墊面差異對雷暴天氣的可能影響。

1 模式簡介和試驗方案

1.1 模式簡介

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，對流已不完全是次網(wǎng)格尺度現(xiàn)象，故本文中Kain－Frisch積云對流參數(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。為了研究太湖對雷暴的影響作用，設(shè)計了1個控制試驗和2個敏感性試驗?？刂圃囼灒–NTL）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)，其他下墊面特征無變化，從而消除了下墊面的水陸熱力差異，通過與控制試驗的對比來體現(xiàn)湖陸差異對局地環(huán)流的貢獻(xiàn)及其對雷暴發(fā)生發(fā)展的影響。敏感性試驗2（EXP2）是將研究區(qū)域內(nèi)所有格點都替換為水體，消除了由于植被不均勻分布引起的熱力和動力差異，據(jù)此與控制試驗對比分析湖陸下墊面對太湖地區(qū)局地環(huán)流的影響及其影響雷暴的物理機制。

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

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

2 雷暴過程概況

選取2010年8月18日午后發(fā)生在太湖東岸的一次雷暴過程作為研究個例。由雷暴發(fā)生前期2010年8月18日08：00 500hPa位勢高度場（圖3a）可以看出，日本至我國東南部地區(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不明顯，勢力范圍進(jìn)一步向西擴展，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。

對流主要經(jīng)歷了發(fā)展、成熟、消散3個階段。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，回波強度僅為10～20dBZ，高度在1km以內(nèi)，為湖風(fēng)鋒向岸擴展形成，回波帶移動緩慢，沿湖岸線幾乎呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)。之后回波沿湖岸增強，太湖東北岸無錫、蘇州地區(qū)回波強度達(dá)40dBZ以上。13：00左右雷暴發(fā)展成熟，無錫、蘇州附近雷達(dá)回波強度達(dá)60dBZ，并形成西北—東南向的對流回波帶。隨后強回波沿太湖湖岸向南移動，強度不斷減小，雷暴進(jìn)入消散階段。

圖3 2010年8月18日08：00風(fēng)場（矢量）、位勢高度場（實線，單位：dagpm）和溫度場（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)果驗證

圖4為2010年8月18日24h累積降水量實況（由于資料獲取問題，僅給出江蘇省內(nèi)降水分布）與控制試驗?zāi)M結(jié)果。由圖4可知，模式較好地模擬出降水分布和強度，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，對應(yīng)實況降水量為71.8mm，太湖東北側(cè)的降水量中心也超過40mm，強降水中心位置和強度與實況較為一致。只是對于太湖北側(cè)的降水模擬存在偏差，未能模擬出無錫以北的降水中心。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）的觀測資料對模擬結(jié)果進(jìn)行驗證，這兩個測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)速實況與模擬結(jié)果的時間序列圖。由圖5可以看出，控制試驗較好地模擬了近地面溫度的日變化特征，溫度模擬結(jié)果與溫度實況變化趨勢較為一致。但模式對最高、最低溫度的模擬存在偏差，均高估了兩個站的日最低氣溫，低估了兩個站的日最高氣溫。這與模式中對于地表能量的計算偏差有關(guān)。受雷暴影響，2010年8月18日12：00吳縣站溫度下降，但是控制試驗中溫度模擬估算降幅較實況持續(xù)時間短，15：00之后增溫明顯，而實況則維持至16：00之后增幅緩慢。由兩個站模擬風(fēng)速變化趨勢與實況基本一致，只是對于夜間風(fēng)速的模擬與實況有較大偏差。這可能與模式本身誤差及測站周圍的建筑物有關(guān)。地形、建筑物等對風(fēng)速的局地影響導(dǎo)致站點的局地代表性降低，從而導(dǎo)致模擬結(jié)果與實況出現(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)速實況與模擬結(jié)果對比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)場與2m溫度分布圖。由圖6可以看到，風(fēng)場的日變化特征明顯，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)速相對較大。09：00湖風(fēng)開始建立，風(fēng)從湖心吹向岸邊，此時湖風(fēng)強度較弱，大部分湖風(fēng)集中在湖面，未影響到陸地。隨著太陽輻射加強，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，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，沿太湖東岸湖風(fēng)鋒前緣出現(xiàn)多處風(fēng)場輻散中心，對應(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)生下沉運動，到達(dá)地面后與地面撞擊形成強烈的水平輻散。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，但強度較12：00有所減弱。18：00隨太陽短波輻射減弱，風(fēng)由湖岸吹向湖中，并在湖中輻合。此時，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（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)場和垂直速度剖面圖，由圖7所示，02：00風(fēng)場波動不明顯，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)過程中形成一個風(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)非對稱發(fā)展明顯，背景風(fēng)相對西岸為向岸風(fēng)，加強了西岸湖風(fēng)的強度，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)鋒相對應(yīng)的上空存在明顯的上升運動，最大達(dá)60cm·s－1，對應(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的對流不穩(wěn)定狀態(tài)中。12：00東西岸湖風(fēng)環(huán)流強度、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，強烈的上升運動和垂直風(fēng)切變進(jìn)一步觸發(fā)了對流不穩(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以下為弱的下沉運動，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太陽短波輻射減弱，背景風(fēng)加強，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（w擴大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 對流發(fā)展過程

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雷暴過程的各主要宏觀發(fā)展階段。2010年8月18日11：30為對流發(fā)展階段，在太湖東岸，沿湖風(fēng)鋒前緣出現(xiàn)兩個淺對流云，對流呈孤立的單泡結(jié)構(gòu)，云中以初始的上升運動為主，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)展強盛，兩個淺對流云合并在對流層上部快速發(fā)展為雷暴。云體中云水、雨水與上升運動區(qū)配合較好，云頂被抬升至5.5km以上，雨水混合比加強至1.4g·kg－1。上升氣流貫穿整個云體，產(chǎn)生了強烈的抬升運動，對應(yīng)低層出現(xiàn)了下沉氣流對對流云的發(fā)展有啟動和加強的作用。12：30雷暴發(fā)展成熟，云水混合比強度、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，對流云體向東緩慢移動，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，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)生的初始對流進(jìn)一步發(fā)展加強導(dǎo)致了強雷暴的產(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)的輻合不斷為對流云發(fā)展提供水汽和能量。

5 敏感性試驗

5.1 垂直風(fēng)場對比

圖9為兩個敏感性試驗2010年8月18日12：00的u－w風(fēng)場和垂直速度沿AB垂直分布，對比圖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，無湖風(fēng)環(huán)流以及風(fēng)向的轉(zhuǎn)變出現(xiàn)。與控制試驗中等假相當(dāng)位溫線的漏斗狀分布特征不同，敏感性試驗1等假相當(dāng)位溫線水平方向分布相對均勻，低層保持弱的穩(wěn)定層結(jié)。區(qū)域中部出現(xiàn)一較強輻合區(qū)，但垂直速度明顯小于控制試驗結(jié)果，最大上升速度僅為100cm·s－1，低層無輻散氣流出現(xiàn)，不利于對流的發(fā)展和加強，垂直運動的出現(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的垂直運動中心，其西側(cè)對應(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（w擴大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2中，整個區(qū)域變?yōu)樗w后，水陸熱力差異消失，整個區(qū)域水平方向無明顯溫度差異，無對流出現(xiàn)。由于區(qū)域內(nèi)水體相對區(qū)域之外的陸面為冷源，敏感性試驗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)展的熱力機制

地氣相互作用是一個相互反饋的過程，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程，也會引起其他一些影響深對流活動的因子發(fā)生變化，從而影響到對流系統(tǒng)的發(fā)展。蒙偉光等［17］研究指出地表通量可通過對前期氣壓場、流場、溫度場的影響，從而對對流的啟動和中尺度對流的形成起重要作用。

圖10為3個試驗的地表感熱通量，地表潛熱通量，凈輻射以及邊界層高度的區(qū)域平均隨時間的演變曲線。由圖10可以看到，夜間湖面潛熱釋放強，地表感熱起冷卻作用，感熱通量無明顯差異，3條曲線幾乎重合。3個試驗之間的差異主要集中在白天，06：00以后，控制試驗及敏感性試驗1中感熱通量、潛熱通量、凈輻射均有一明顯的增長過程，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流發(fā)展時間對應(yīng)。在經(jīng)歷一段時間的減小后，敏感性試驗1感熱通量和潛熱通量在12：30停止下降并重新增長，14：00之后隨太陽短波輻射減弱而減弱，控制試驗中下降趨勢則維持至13：00。表明對流在敏感性試驗1中很快消亡，在控制試驗中則持續(xù)發(fā)展。對流發(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；輻射過程使云頂冷卻、云底增溫，從而促進(jìn)對流運動。同時，雷暴發(fā)展過程中強的潛熱釋放將加強上升和下沉氣流，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，對應(yīng)地表通量減弱時刻，邊界層高度也同樣呈下降趨勢。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，在此次雷暴過程的形成發(fā)展中，陸面過程的作用也很重要，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)展的動力機制

圖11為兩個敏感性試驗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，兩個敏感性試驗中對流云的強度、覆蓋范圍以及伸展高度遠(yuǎn)小于控制試驗。敏感性試驗1由于沒有湖風(fēng)鋒的阻擋作用和持續(xù)性的抬升運動，3個淺對流云分散分布，其中兩個云體平行分布于原來湖面的上空，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)位置不對應(yīng)，導(dǎo)致對流云很快消散，即湖風(fēng)鋒的抬升和阻擋作用是對流云能夠加強發(fā)展為雷暴的觸發(fā)條件。敏感性試驗2由于湖上相對冷的空氣和穩(wěn)定層結(jié)不利于對流的發(fā)展，整個區(qū)域表現(xiàn)為無云區(qū)，無降水產(chǎn)生。通過對比3個試驗進(jìn)一步證實，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)生強烈的水汽輻合及抬升運動，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。垂直速度上升區(qū)與云水、雨水混合比對應(yīng)較好，對對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)流和雷暴過程的演變特征，通過敏感性試驗與控制試驗的對比探討了湖陸風(fēng)環(huán)流對此次雷暴過程的影響機制。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，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)強度、厚度、穿透距離呈不對稱發(fā)展。

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

3）東岸湖風(fēng)鋒在向東推進(jìn)過程中，湖風(fēng)鋒前緣淺對流進(jìn)一步發(fā)展加強為強雷暴，湖風(fēng)鋒在此過程中起觸發(fā)和加強作用。同時，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)的輻合不斷為對流云的發(fā)展提供水汽和能量。

4）在雷暴的形成發(fā)展過程中，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。

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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)對雷暴過程影響的數(shù)值模擬.應(yīng)用氣象學(xué)報，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（GYHY201006004）

＊通信作者，email：miaoj＠nuist.edu.cn