海南島海風雷暴結構的數值模擬

蘇濤， 苗峻峰*， 蔡親波

1 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室， 南京　210044 2 海南省氣象臺， ?？凇?70203

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海南島海風雷暴結構的數值模擬

蘇濤1， 苗峻峰1*， 蔡親波2

1 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室， 南京210044 2 海南省氣象臺， ?？?70203

摘要本文利用高分辨率WRF模式對2012年7月20日發生在海南地區的一次海風雷暴過程進行模擬，探討了海南島復雜地形下海風雷暴的結構、發展演變過程及其觸發機制.結果表明，海南島北部向內陸傳播的海風與南部受地形阻擋的海風相遇后會形成海風輻合帶，輻合帶能影響當地的散度和渦旋特征，為雷暴的發生發展提供有利的動力和熱力學條件.海南島受熱帶海洋的影響較大，當地的水汽條件和對流潛勢長期保持著有利于對流發展的狀態，自由對流高度始終處于較低的位置，一旦海風輻合帶來的抬升運動克服對流抑制到達自由對流高度后，對流就能自主地發展起來，所以單純的海風輻合也常常能觸發當地的強雷暴.雷暴發生發展過程中對流參數存在明顯的變化，其演變曲線的突變位置對雷暴的發生有一定的指示作用.海南島的海風雷暴過程與當地的復雜地形密切相關，地形的動力阻擋作用影響著低層海風的輻合以及對流的發展.

關鍵詞復雜地形； 海風雷暴； 海風輻合線； 強對流天氣； 高分辨率數值模擬

The WRF-ARW model (Version 3.6) coupled with the Noah land surface is used to simulate the sea breeze thunderstorm over the Hainan Island during July 20, 2012. The characteristics of thunderstorm over complex terrain are analyzed with radar, satellite, sounding and surface observations data. The structure and evolution of thunderstorm as well as its trigger mechanism are also discussed. This paper is intended to represent the mechanism of sea breeze thunderstorm and improve the forecasting performance.

As a typical sea breeze thunderstorm day, there was a significant wind shift around the island. The low-level sea breeze and land cover caused a unique water vapor distribution, which provided the conditions for local thunderstorm to produce precipitation. The convective instability layer emerged in the southern part of the island, which was conducive to the formation and development of the convective activity. While the cold air in the north of island broke the unstable layer, the convection occurrence became more difficult in this region. After the sea breeze formed along the coast, it penetrated inland and developed gradually. Because of the topography forcing, northern and southern sea breezes met in the vicinity of Baoting station. As a result, a significant sea breeze convergence zone has formed, affecting local divergence and characteristics of vortex. Under the favorable dynamical condition, the local thunderstorm weather occurred. When sea breeze thunderstorm over Hainan is discussed, we should not only concern with the development of the sea breeze front, but also need to analyze the local distribution of convective inhibition. The evolution of local energy and convective parameters can indicate the arise of sea breeze thunderstorm in temporal and spatial scales. The large convective available potential energy (CAPE) and small convective inhibition (CIN) have provided favorable conditions for the development of thunderstorm before it occurred. As the occurrence of thunderstorm, the instability energy was released. The CAPE decayed rapidly and the CIN began to rise. It was a symbol that thunderstorm system has entered into the decline stage.

This study indicated that the characteristics of the sea breeze and thunderstorm can be reasonably simulated by WRF model. Under the influence of the tropical ocean, the water vapor, convective potential energy and the level of free convection keep long-lasting development state which is favorable for the convection. The convection would develop autonomously when the uplift produced by sea breeze convergence overcome the convective inhibition and reach free convection level, so the sea breeze convergence can often trigger thunderstorm in Hainan. The sea breeze thunderstorm is closely related to the local terrain, which affects the spatial and temporal distributions of low-level wind and convection convergence zone. This study is conducive to understand sea breeze thunderstorm over Hainan Island and the key factor to forecast it, but we still need further studies of more cases to support the relevant conclusion.

1引言

雷暴是在發展旺盛的積雨云中產生的，常伴有雷電、大風和陣性降水.隨著社會經濟的迅速發展以及城市化進程的不斷加快，雷暴作為一種常見的災害性強對流天氣，一直受到科學家們的高度關注(Kuhn et al., 1971; Rust and Doviak, 1982; Dickerson et al., 1987; 徐蓉等, 2013).雷暴的發展依賴于大氣的動力、熱力和水汽條件，常由近地面中尺度系統觸發(Moncrieff and Miller, 1976; Colby, 1984; Wang et al., 2013; 汪雅等, 2013; 楊薇等, 2014; 苗峻峰, 2014).

海風(Sea Breeze, SB)是沿海地區重要的中尺度環流現象之一，是由海陸熱力差異所引起的局地大氣環流(曹德貴，1993；薛德強等，1995；Miao et al., 2003, 2009; Miller et al., 2003; Crosman and Horel, 2010).海風鋒(Sea Breeze Front, SBF)作為一種邊界層中尺度輻合線，與沿海地區雷暴的產生、組織和發展關系密切(Carey and Rutledge, 2000; Crook, 2001; Fovell, 2005; Azorin-Molina et al., 2015).海風能提供抬升條件，誘發雷暴產生，同時雷暴的發展又能影響該地區的海風和海風鋒(Chen et al., 2014).本文把這種由海風(鋒)引發的雷暴稱之為海風雷暴(Sea Breeze Thunderstorm)(Pielke et al., 1991; May et al., 2002; Azorin-Molina et al., 2014).

Pearce(1955)利用非線性方程計算了海陸風環流的變化，為海風環流的數值模擬研究奠定了基礎.隨后，Estoque(1961)改進了Pearce的加熱函數，模擬出了海風的鋒面特征.早期的二維模式只能從側面反映出海風雷暴的存在，不能模擬出完整的海風雷暴.Pielke(1974), Pielke和Mahrer(1978)引入實際海岸線和地形并改進地面加熱部分，建立了首個比較完善的三維原始方程模式，模擬了佛羅里達地區的一次對流天氣過程，并用觀測資料對其進行了驗證，發現模式能大概地模擬出雷暴等強對流天氣的發生時間和地點，對近地面風場和溫度的模擬效果較好，這標志著海風雷暴數值模擬研究的真正開始.隨著計算機的發展和模式的不斷改進，氣象學家通過數值模擬探討了海風雷暴發生的熱力和動力學條件、結構和特征、發展演變過程及其觸發機制.Keenan等(1994)在對海風雷暴的結構進行研究時發現，海風雷暴的垂直結構與內陸一般雷暴相似，海風鋒可以觸發多個復雜的雷暴單體，這些單體不斷合并加強，最終沿著海風輻合線形成有組織的雷暴.Laird等(1995)對佛羅里達地區的一次雷暴事件進行了討論，揭示出海風鋒與天氣系統擾動、近地面輻合線以及雷暴出流等系統的相互作用能導致成片雷暴的產生.Wissmeier等(2010)對達爾文島附近的海風雷暴進行了數值模擬，結果表明海風鋒對地面有明顯的增濕作用，同時還能提供輻合上升運動，在雷暴發生發展過程中起著胚胎和組織對流的作用.由于資料和技術的限制，國內外海風雷暴的相關研究主要集中在佛羅里達、澳大利亞和以天津為代表的渤海灣地區(Cooper et al., 1982; Keenan et al., 1989; Goler et al., 2006; 易笑園等, 2012, 2014; Liang and Wang, 2015).

海南島四面環海，受海洋的影響大，海陸風強盛(朱乾根等，1983).當地大氣中含有豐富的水汽，在山谷風、海陸風等局地環流的作用下，對流天氣發生頻繁，是我國著名的雷暴高發區，幾乎全年都有可能產生海風雷暴(辛吉武等, 2008).海南島地處熱帶，太陽輻射強，植被覆蓋面積大，海岸線和地形相對復雜，使得當地的海風雷暴具有一定的特殊性和復雜性.海風雷暴的研究工作主要集中在沿海地區，很少涉及海南這樣的孤立島嶼，科學家們重點探討了海風(鋒)觸發沿海雷暴的機制以及海風雷暴的基本結構，并對此形成了一定的了解，但是海風(鋒)提供的抬升運動相對較弱，通常需要與其他系統相互作用才能觸發雷暴(王彥等, 2014; 劉彬賢等, 2015)，從整個島嶼的角度討論多條單純海風(鋒)相互作用觸發雷暴的工作相對較少；并且海風雷暴的發生區域多為沿海平坦地區，復雜地形下海風雷暴的研究并不多；另外大部分數值模擬所使用的是理想化模式，而且模式的分辨率比較低，無法捕捉到完全物理過程和真實下墊面情況下海風雷暴的精細結構.本文利用高分辨率WRF(Weather Research and Forecasting)模式對海南島的一次海風雷暴過程進行了數值模擬，揭示了復雜地形下海風雷暴的結構、發展演變過程及其觸發機制，以利于更好地了解海風誘發雷暴的機理，提高其預報預警水平.

2資料介紹和個例選取

本文所選用的資料主要包括氣象臺站溫、壓、濕、風等常規觀測數據和當地雷達數據，NCEP-FNL提供的1°×1°逐6 h全球分析場資料，自動站與CMORPH(The Climate Prediction Center Morphing Method)融合的1°×1°逐時降水資料，國家衛星氣象中心的風云衛星遙感資料，歐洲中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)的ERA-Interim資料，NOAA/ESRL(National Oceanic and Atmospheric Administration/Earth System Research Laboratory)提供的探空資料.

2012年7月20日下午，海南島南北兩側的海風在向內陸傳播的過程中發生碰撞，造成了局地強雷暴天氣.整個雷暴過程從15∶00 BST(北京時，下同)左右開始，到18∶00趨于結束，強降水主要集中在南部地區.從當天的天氣形勢可以看出(圖略)，500 hPa西風槽位于貝加爾湖至內蒙古一帶，華南地區受副熱帶高壓外圍控制，海南處于副高的底后部；850 hPa海南周圍的等值線稀疏，水平氣壓梯度較小，背景風場相對較弱，沒有明顯的天氣系統.

此次雷暴過程的降水落區主要集中在南部的保亭和五指山等地，局地性較強，同時島嶼的東北部也存在著對流活動，并在定安附近形成了小雨量級的降水(圖1a).地面觀測數據顯示，在此次雷暴過程中保亭站的降水量最大，單站小時降水量達到了61 mm.在該站的溫度-對數壓力圖上(圖1b)，當地對流有效位能(Convective Available Potential Energy, CAPE)達到了2523 J·kg-1，而對流抑制能量(Convective Inhibition, CIN)很小，有利于強對流和雷暴的形成，可降水量(Precipitable Water, PW)大于5 cm，降水條件相對較好.相當黑體亮溫(Black Body Temperature, TBB)能反映出降水和對流活動的分布情況，其量值大小與降水強度存在較好的對應關系，亮溫越低表示對流越活躍(劉韻蕊和張熠, 2011; 卓鴻等, 2012).從云頂亮溫的演變(圖2)可以看出，下午15∶00左右海南南部和東北部有對流活動形成，對應著保亭、五指山和定安降水過程的開始，16∶00—17∶00對流活動的范圍迅速擴大，強度明顯增強，之后系統逐漸減弱消散，雷暴過程趨于結束.

圖1　(a) 2012年7月20 日自動站與CMORPH融合資料的24 h累積降水(單位：mm)；(b) 2012年7月20 日14∶00保亭站的T-lnP圖

圖2　2012年7月20 日的相當黑體亮溫(單位：℃)(a) 15∶00； (b) 16∶00； (c) 17∶00； (d) 18∶00.

此次海風雷暴發生在較為穩定的環流形勢中，具有突發性特征，持續時間短、降水強度大、局地性強，是一次典型的雷暴單體事件，其發生發展與低層的海風環流有關.本文選取此次海風雷暴過程作為研究對象，對其進行觀測診斷和數值模擬分析，探討海風與雷暴之間的關系.

3模式定制

本文采用中尺度模式WRF-ARW V3.6(Skamarocket al.,2008)對此次海風雷暴的演變過程和三維結構進行了數值模擬.WRF-ARW模式是新一代可壓縮的非靜力平衡模式，正廣泛應用于中小尺度對流系統的模擬，對海風雷暴有一定的模擬能力(Wissmeier et al., 2010).

此次模擬的起始時間為2012年7月19日02∶00 BST，積分46 h，前22 h為模式調整(spin-up)時間.試驗所選用的物理參數化方案如表1所示，其中D3和D4區域因為水平格距小于5 km，所以并未使用積云對流參數化方案(Wang et al., 2015).模式的初始場和邊界條件由NCEP-FNL 1°×1°的再分析資料提供，模擬采用雙向反饋的四重嵌套方案(圖3a)，模式的最外層區域覆蓋了亞洲大部分地區，包含了各個尺度的背景強迫信息；模式最里層嵌套區域為海南島及其周邊海域，陸地和海洋的比例約為1∶1，有利于海風的充分激發.模式嵌套區域的水平分辨率分別為27、9、3、1 km；垂直方向為不等間距的35個σ層，模式層頂氣壓為100 hPa.模式采用了WRF(V3.6)中新的地理數據和NCEP的MODIS_30s土地利用類型數據，能夠相對準確地反映出海南島的地形和土地利用情況.

圖3　模擬區域示意圖(a) 模式嵌套區域；(b) D4區域的地形(單位：m)；(c) D4區域的土地利用類型.

物理過程選用的參數化方案短波輻射Dudhia方案(Dudhia,1989)長波輻射RRTM方案(Mlaweretal.,1997)微物理學Linetal.方案(Linetal.,1983)積云參數化(僅D1、D2)Kain-Fritsch方案(Kain,2004)邊界層YSU方案(Hongetal.,2006)陸面過程Noah方案(ChenandDudhia,2001)

海南島地勢復雜，西南部山地高聳，以五指山、雅加大嶺和鸚哥嶺三大山脈為核心，向外逐級遞減，構成了典型的環形層狀地貌(圖3b)，是研究復雜地形下海風雷暴的理想區域.海南的土地利用類型以農田(黃色)和森林(綠色)為主，城市(紅色)多分布在以?？诤腿齺啚榇淼难睾５貐^(圖3c).

4模擬與觀測的比較

本文利用臺站提供的實際觀測資料，選取瓊海、陵水、東方、?？谒膫€站點，分別代表海南島東南西北四個方向，將各站點實際觀測的近地面風場與模擬結果進行對比，檢驗此次過程的模擬效果，同時了解當天海南島的風場特征和海陸風的具體表現.在亞洲夏季風的影響下，海南島月平均(2012年7月)近地面風場主要表現為偏南風，風向在白天出現了較小的擾動，但在總體上基本保持穩定(圖4).雷暴發生當天風向的日變化與平均后的演變相差較大，島嶼的東部、南部和北部都存在明顯的風向轉變，由夜間的離岸風變為白天的向岸風，轉向的角度接近于180°；風速在白天有著顯著的增加，與平均場的變化基本一致，但午后最大風速要略大于平均的最大風速，表現出了典型的海風特征.由于偏西背景風的存在，島嶼西部東方站的風向變化較小，一直維持著海洋吹向陸地的偏西風.各站風速的日變化曲線比較相似，隨著海風的發展，風速逐漸變大，最大風速都出現在午后，說明白天海風的強度大于夜間陸風，在偏西背景風的影響下，海風在各站的表現有所不同，西部東方站風速偏大，東部瓊海站風速偏小.島嶼東西兩側的海陸風特征與偏西背景風密切相關，瓊海站海風的開始時間相對較晚，直到午后才逐漸形成海風，東方站全天都表現為向岸風，在背景風的阻擋下夜間陸風難以形成；而島嶼南北兩側受背景風的影響較小，海風都在上午爆發，持續到傍晚結束，但是南北兩側的海風也存在差異，在島嶼南部復雜地形的作用下，陵水站海風的開始時間遲于北部?？谡?，該站風向風速波動頻繁，演變過程沒有?？谡疽幝?通過觀測和模擬的對比可以發現，兩者的日變化曲線接近，說明模式對近地面風場有著較好的模擬能力，反映出了海風的主要特征.

從?？谡撅L廓線的對比(圖5a)來看，模擬風速、風向隨高度的變化與觀測結果較為吻合，變化趨勢和轉折點基本一致，說明模式較好地模擬出了雷暴發生當天大氣的垂直結構.圖5b是7月20日15∶00—18∶00累計降水量的對比，從圖中可知，本次海風雷暴過程的局地性比較強，降水主要集中在保亭、五指山附近，保亭的降水達到了暴雨量級，模擬的降水區域和降水強度與觀測結果基本相同.模擬的最大降水不是正好出現在保亭站，而是在其南側，這可能是由于觀測站的分布不夠密集，造成了觀測的最大降水出現在保亭的假象，使得觀測和模擬的降水落區出現了小的偏差.從雷達觀測數據與模擬結果的對比(圖6)可以看出，模式能較好地模擬出雷暴出現的時間和地點，模擬的雷達反射率強度與觀測值相差不大，對流中心的強度大致保持在50 dBZ以上.總的來說，此次海風雷暴過程的模擬效果相對較好，能基本反映出雷暴單體的相關信息.

5模擬結果分析

5.1水汽條件和假相當位溫特征

雷暴是一種劇烈的天氣現象，在其發生發展期間會產生強烈的垂直運動，從而導致近地面的各種氣象要素發生變化(陳洪濱和朱彥良, 2012).隨著海風雷暴的逐漸移近，保亭站的氣象要素表現為氣壓涌升、氣溫驟降、風速增大(圖略)，這種氣象要素的明顯變化對雷暴的發生有一定的指示作用，能為強對流天氣的預報提供一些先兆特征.

海南島四面環海，在熱帶海洋的影響下，常年都具有較好的水汽條件(圖7b)，這使得海南當地的對流以濕對流為主，雷暴過程常伴有降水產生.在此次雷暴發生之前，保亭、五指山等南部山區的相對濕度達到了90%以上(圖7a)，為這次雷暴過程在該地區的降水提供了條件.海南島低層海風相互作用形成了一條海風輻合帶(圖中用黑色粗線標記)，在該輻合帶的影響下，島嶼東南沿海存在一條水汽高值帶與之相對應.而南部山區充沛的水汽可能與植被覆蓋有關，植被的蒸騰作用能使局地的水汽含量增加，同時森林中風速小、氣溫低，有利于水汽的保持(Kelliher et al.,1997).五指山、鸚哥嶺等山區的下墊面以常綠林為主(圖3b)，森林覆蓋率接近100%，因此該地區的水汽含量比較高，同時相對濕度的氣候場也表現出了森林覆蓋區的水汽含量大于其他下墊面區域的特征(圖7b).

圖4　2012年7月20日模擬、觀測以及月平均風向(左側，單位：°)、風速(右側，單位：m·s-1)的比較(a) 瓊海站； (b) 陵水站； (c) ?？谡?； (d) 東方站.

圖5　(a) 2012年7月20日08:00?？谡灸M與觀測風速(WS, 單位：m s-1)、風向(WD, 單位：°)的比較；(b) 2012年7月20日15∶00—18∶00模擬(陰影)和觀測(數值)累計降水量(單位：mm)的比較

圖6　2012年7月20日16:00反射率的比較(a) 雷達觀測的反射率(單位：dBZ)； (b) 模擬的反射率(單位：dBZ).

圖7　(a) 2012年7月20 日15∶00的10 m風場(單位m·s-1)和2 m相對濕度場(單位：%)；(圖中黑色粗線所標記的位置為海風輻合帶)(b) 海南島近30年7月份平均的2 m相對濕度場(單位：%)

熱帶地區水汽源匯和動力輸送是約束水汽循環、影響水汽分布的有效機制(平凡和羅哲賢, 2007)，考慮到此次雷暴主要是由海南島南北兩側經向海風相互碰撞造成的，為了討論在海風輸送作用和地形動力阻擋下當地水汽條件的變化，本文經雷暴中心(18.65°N, 109.7°E)作一條經向剖面(圖3b中AB線)，討論海風向內陸推進過程中物理量的垂直分布情況.圖8給出了該剖面圖上水汽混合比的分布，從圖中可以看出09∶00混合比的等值線相對平穩，陸地上的水汽低于兩側的海洋，等值線呈現兩側高中間低的“V”字型，這是因為海洋下墊面的含水量比陸地高得多，從而影響了低層的濕度；隨著時間的推移，兩側的海風開始向內陸輸送水汽，使得內陸的水汽含量逐漸增加，并產生了波動，同時隨著太陽輻射能量在地面的積聚，下墊面的蒸發作用迅速增強，湍流、對流等垂直運動越發活躍，更易將低層的水汽輸送到高層，“V”字型逐漸變成了“A”字型，表示陸地上空的濕度高于海洋.保亭、五指山等強降水區的混合比在15∶00達到最高，近地面超過了20 g·kg-1，為該地區的降水提供了條件，這與圖7中顯示的結果是一致的.

假相當位溫θse是體現溫度、氣壓、濕度等綜合特征的物理量，它對強對流天氣的發生發展有著較好的指示意義(鄭永光等, 2007).由于海南島的最高地形在1.8 km左右，常規意義上的850 hPa高度層上存在被地形覆蓋的虛假信息.為了便于分析，本文選擇在2.0 km(約800 hPa)高度層上討論相關物理量的變化.從2 km高度上θse的分布(圖9a)可以看出，海南島南部山區和東部沿海為θse的高值區，最大值在360 K以上，對應著高能暖濕氣流區，暖濕氣流的存在能有效地加強當地的對流不穩定(劉建勇等, 2012)，造成了南部保亭、五指山以及東北部定安等地的對流活動.假相當位溫隨高度的變化是引起對流性不穩定局地變化的主要原因之一(韓丁等, 2013)，在圖9b中，假相當位溫呈現出隨高度增加而減小的總體趨勢，在熱帶海洋的影響下，海南島南北兩側及其鄰近海域低層的假相當位溫都超過了360 K，但海洋上θse高值區的厚度明顯小于陸地的，其344 K等值線處于2 km以下，而在陸地上卻接近3 km.海南島南部的θse隨高度增加嚴格減小，低層等值線比較密集，垂直遞減率大，表示該地區低層受暖濕氣流控制，高層為較為干冷的氣流，屬于對流不穩定性層結，一旦有合適的擾動就能觸發對流上升運動；而在海南島北部19.7°N附近，1 km以下的θse等值線呈鉤狀，表示有冷空氣侵入到近地面層，干冷與暖濕空氣在此處交匯，下暖上冷的不穩定層結遭到破壞，使得海南島北部對流活動的形成變得相對困難.

5.2水平結構特征

海風雷暴發生當天，海南島背景風場較弱，沒有明顯的天氣系統，海-陸間的局地環流比較清楚，容易被識別和捕捉.從風場隨時間的演變(圖10)可以看出，20日上午海南受偏西背景風控制(圖10a)，氣流受到山區的阻擋，出現繞流和爬坡.爬坡的氣流到達山區時不再呈現規則的西南風，而是表現為比較混亂的風場；繞流的部分在海南東北部形成偏西、西北氣流.島嶼的北側海域存在較弱的偏北風，可能是受到了南亞大陸殘余陸風的影響.隨著太陽輻射的增強，海陸熱力差異逐漸增加，海風開始在沿海地區形成(圖10b)，東部沿海出現了海風的輻合，隨后海風進一步增強發展并不斷地向內陸推進.15∶00—18∶00海風發展到最為強盛的階段(圖10c和圖10d)，在海南島的東部沿海到南部山區一帶，形成了明顯的輻合系統，分別對應著保亭、五指山以及定安的對流活動和降水(圖1a).海南島海風的這種分布規律、發展過程和持續時間與之前張振州等人(2014)所得到的結論是一致的.當地的海風輻合線通常由向內陸傳播的北部海風與受地形阻擋的南部海風相遇形成，同時在熱帶海洋的影響下，當地海風消散得比較晚，持續時間較長，直到傍晚仍然保持活躍.

圖8　2012年7月20日沿圖3b中AB線水汽混合比(單位：g·kg-1)的垂直剖面圖(a) 09∶00； (b) 12∶00； (c) 15∶00； (d) 18∶00. 橫坐標上的藍色區域代表海洋，灰色區域代表陸地；白色區域是被地形覆蓋的部分.

圖9　2012年7月20日15∶00的(a)2 km高度假相當位溫水平分布(單位：K)；(b)沿圖3b中AB線的垂直剖面(單位：K)

圖10　2012年7月20日的10 m風場(單位：m·s-1)(a) 09∶00； (b) 12∶00； (c) 15∶00； (d) 18∶00.圖中陰影表示地形高度(單位：m)

圖11　2012年7月20日沿圖3b中AB線的10 m風場(矢量箭頭，單位：m·s-1)時間-經向剖面圖(圖中虛線包圍的部分表示北部海風，實線包圍的表示南部海風)；圖形右側是對應的地形剖面 (橫坐標為地形高度，單位：m)

圖12　2012年7月20日的模擬反射率(陰影，單位：dBZ)(a) 15∶00； (b) 16∶00； (c) 17∶00； (d) 18∶00.

沿海復雜地形是影響海陸風和海風雷暴的重要因子之一(Sow et al., 2011).海南島地勢復雜，表現為典型的環形層狀地貌，是研究復雜地形下海風雷暴的理想區域.從10 m風場和地形的剖面圖(圖11)可以看出，早上07∶00左右島嶼北部沿海已經開始有海風形成，隨著時間的推移逐漸向南傳播，傳播的過程中海風得到發展，風向發生調整，風速逐漸增大.南部海風的形成相對較晚(11∶00左右)，但是海風形成初期風速就比較強，接近4 m·s-1，這可能是由于島嶼南部地形復雜，較弱的海風難以維持和傳播；只有當海陸溫差足夠大，海風比較強時，它才能克服山地的阻擋，逐漸向內陸傳播.南北兩支海風向內陸傳播的距離明顯不同，北部地勢相對平坦，有利于海風的侵入，海風向內陸傳播的距離長，同時海風在向內陸傳播的過程中逐漸增強，海風抵達鸚哥嶺山脈(19.3°N)時，偏北風速已經達到6 m·s-1，使得海風能越過山脈繼續向南傳播，海風越山后強度有所減弱，風速變成了4 m·s-1；而南部海風的形成和發展受到了地形的阻擋，向北傳播的距離相對較短，未能形成明顯的越山氣流.15∶00左右南北兩支海風在山脈南側的保亭(18.65°N, 109.7°E)附近相遇，并造成了當地的雷暴天氣和強降水活動.

氣象雷達可以掃描對流系統的三維層面，展現其平面影像和垂直狀況，能直接反映出雷暴的結構和強度，同時雷達反射率與降水強度之間也存在著指數關系(Uijlenhoet, 2001).圖12表示雷暴發生期間雷達反射率的演變，從中可以看出，雷暴形成階段(圖12a)，雷達反射率的分布比較散亂，強度較弱，最大反射率在40 dBZ左右，這種大范圍的零散對流主要是由午后輻射增暖所造成的.雷暴成熟階段(圖12b)，保亭及其西側逐漸發展形成了兩條西北-東南走向的強回波帶，圖6a中觀測的雷達回波以及圖5b中模擬的降水也呈現出了類似的帶狀分布，表明除了保亭有雷暴發生之外，其西南側也存在弱的雷暴單體，但是由于當地沒有觀測站記錄，所以在實況上未能發現該地區的雷暴活動和降水，這也表明常規觀測不易捕捉到完整的雷暴信息.17∶00—18∶00太陽輻射的變化導致了海風強度的減弱，從而無法為對流提供足夠的抬升條件，雷暴開始進入消散階段，整個雷暴過程趨于結束(圖12c和圖12d).

海風輻合帶不僅能夠影響低層環流場和水汽的分布，還能改變當地的散度和渦旋特征，為對流的發展提供動力學條件.圖13a是雷暴發展旺盛時期(16∶00)海南島2 km高度散度場和降水量的疊加，圖中的散度低值區與風場上的輻合帶相對應.雖然海風輻合帶附近存在有利的水汽條件和上升運動，但此次雷暴過程主要發生在輻合帶南端的保亭站附近，東部沿海輻合區并未形成明顯的降水.雷暴的發生發展需要充沛的水汽、較強的抬升運動以及不穩定層結等條件，所以東部沿海輻合線上沒有形成強對流可能是受到了當地層結狀況和不穩定能量的限制，該問題將在后面加以討論.垂直螺旋度(Vertical Helicity)是垂直速度與渦度垂直分量的乘積，是描述環境風場氣流旋轉程度和運動強弱的動力參數，可以有效地表征潛在不穩定能量的釋放，準確地反映強對流系統的動力場結構(Lilly, 1986; Molinari and Vollaro, 2008; 冉令坤和楚艷麗, 2009).從垂直螺旋度的分布(圖13b)可以看出，雷暴發生期間保亭、五指山等地的低層存在一個等值線高值區，與該時刻的雷達反射率以及降水的分布一致，表明該區域有較強的渦旋和垂直運動.此次雷暴與低層海風所形成的輻合帶密切相關，輻合帶南端的動力學條件有利于雷暴的發展，海風輻合能引發低層的渦旋和垂直運動，觸發局地強對流活動.

5.3垂直結構特征

上述水平風場和環流場的分布揭示出雷暴的發生發展與低層的海風輻合密切相關.為了更加深入地了解低層海風增強垂直運動從而誘發雷暴產生的具體過程，本節對海風雷暴的垂直結構進行了討論.首先從風場的垂直分布(圖14a)可以看出，海南島低層表現為南北海風的輻合，島嶼北部的海風相對強盛，低層的偏北風達到了6 m·s-1以上，海風的厚度接近2 km；島嶼南部的海風相對較弱，風速不大，海風厚度不到1 km，但其海風環流結構比較完整，18.7°N附近表現出了海風頭部(Sea Breeze Head, SBH)的特征，而且在1 km高度上存在明顯的海風回流，這可能與地形和高空風有關，南部的陡峭地形，阻擋了海風的推進，強迫氣流抬升從而形成了高空回流；同時高空的氣流也有利于海風回流的形成.向南傳播的北部海風克服地形阻擋與南部較為淺薄的海風在保亭(18.65°N, 109.7°E)附近相遇，并與海風回流和越山氣流相互作用，造成了該地區的垂直運動，但其表現得并不是特別的強盛，中心垂直風速約為2.0 m·s-1.地形的阻擋減弱了海風的強度，導致其輻合產生的強垂直運動主要集中在2～3 km以下，未能伸展得太高.低層上升運動對應著強的正螺旋度中心，但是由于受到垂直運動延伸高度的限制，高層只顯示出弱的螺旋度負值區，并未形成強的負值中心.圖14b給出的是保亭站垂直速度和雨水混合比隨時間和高度的變化，等值線所表示的垂直速度與陰影區所表示的雨水混合比之間有著很好的對應關系，雷暴發生期間存在較強的垂直沿保亭(18.65°N, 109.7°E)分別作經向和緯向剖面(圖15和圖16)，以便討論雷暴的發生發展在經緯向上的差異，圖中反射率的演變能直接反映出雷暴強度和位置的變化.由于受到地形分布的影響，雷暴在經向和緯向上的表現明顯不同.從雷暴形成到消散的過程中(15∶00—17∶00)，雷暴單體向北移動了10 km左右，但向西卻移動了近30 km，雷暴向北移動的距離明顯小于向西移動的距離；同時雷暴在北移的過程中減弱消散的速度相對較快，17∶00已經趨向于消亡，回波主體強度小于30 dBZ，但雷暴的西移受地形影響較小，雷暴在17∶00仍然表現得比較強盛，雷達回波接近50 dBZ.此次海風雷暴的垂直結構與一般內陸雷暴基本相似，但也存在不同于常規雷暴的地方.此次雷暴的發生發展過程中，雖然當地的垂直運動沒有超過3 km，垂直風速也不是太強，但是雨水混合比的分布卻達到了5～6 km(圖14)，雷達反射率更是伸展到了10 km以上.海南島位于低緯地區，受熱帶海洋影響大，水汽、動力和熱力條件都比較有利，所以海風輻合和垂直抬升條件不需要太強就能克服對流抑制達到自由對流高度，自主的發展對流，這也是海南島常年雷暴頻發的主要原因之一.

圖13　2012年7月20 日16∶00的(a)2 km高度水平散度場(等值線，單位：10-4 S-1)和小時降水量(陰影，單位：mm)；(b)2 km高度垂直螺旋度(等值線，單位：10-6 m·s-2)和模擬的2D反射率(陰影，單位：dBZ)

圖14　(a) 2012年7月20日16∶00沿圖3b中AB線風場(矢量箭頭，w擴大10后合并，單位：m·s-1)、垂直速度(陰影，單位：m·s-1)和垂直螺旋度(等值線，單位：10-5 m·s-2)的剖面圖； (b) 2012年7月20日的垂直速度(等值線，單位：m·s-1)和雨水混合比(陰影，單位：g·kg-1)的時間-高度剖面圖

圖15　2012年7月20日沿保亭(18.65°N, 109.7°E)的模擬反射率經向剖面圖(單位：dBZ)，(a)15∶00，(b)16∶00，(c)17∶00，(d)18∶00和(e)地形高度剖面圖(單位：m)以及雷暴各階段的位置(箭頭)

圖16　2012年7月20日沿保亭(18.65°N, 109.7°E)的模擬反射率緯向剖面(單位：dBZ)，(a)15∶00,(b)16∶00,(c)17∶00,(d)18∶00和(e)地形高度剖面(單位：m)以及雷暴各階段的位置(箭頭)

圖17　2012年7月20 日15∶00的(a)對流有效位能(CAPE),(b)對流抑制能量(CIN)的水平分布(單位：J·kg-1)

圖18　2012年7月20 日雷暴區域的(a)對流有效位能(CAPE)、對流抑制能量(CIN)(單位：J·kg-1),(b)邊界層高度(PBLH)、自由對流高度(LFC)隨時間的演變(單位：m)

運動和較大的雨水混合比，垂直速度的最大值約為2.0 m·s-1，出現在2 km附近，雨水混合比的高值中心為2.0 g·kg-1，出現在1 km附近.雖然垂直運動和雨水混合比的高值中心都出現在低層，但其在垂直方向上卻伸展得比較高，雨水混合比0.2 g·kg-1的陰影區甚至延伸到了5～6 km高度處.

5.4局地能量分析

前文在分析雷暴的水平結構時發現島嶼東部沿海的海風輻合未能誘發雷暴的原因可能與當地的層結狀況和不穩定能量有關，本文將在這一部分對局地能量和層結狀況進行重點討論.在描述大氣對流潛勢的參數中，對流有效位能和對流抑制能量的物理意義最為清晰(Moncrieff and Miller, 1976; Colby, 1984)，對流有效位能越大，對流抑制能量越小，則雷暴或深厚濕對流就越容易發生.圖17a是對流有效位能的分布情況，其分布類型與相對濕度(圖7a)以及低層散度(圖13a)一致，高值區在東南沿海的海風輻合帶附近，有利于該區雷暴等強對流天氣的發生發展，但在圖17b中東部沿?；咎幱陉幱皡^，表示該地區有著較高的的對流抑制能量，強對流難以形成和發展.東南沿海地區低層海風輻合所產生的抬升運動只能促使對流抑制能量較低的南端產生對流活動，而東部沿海雖然位于輻合帶上，但同時也處在較大的對流抑制區中，海風的垂直運動無法克服當地的對流抑制，從而不能形成有組織的對流.

考慮到保亭單站對流參數演變的隨機性太強，文中根據雷暴的發生發展過程(圖12)，對雷暴發生區域(18.4—18.9°N, 109.4—110°E)的對流參數進行平均，得到相關物理量的演變曲線(圖18).圖18a中顯示出雷暴發生前CAPE比較大，超過了2000 J·kg-1，CIN比較小，處于10 J·kg-1以下，為雷暴的形成提供了有利的條件.兩者在15∶00左右都存在一個明顯的拐點，這恰好是雷暴發生的時間.雷暴發生后不穩定能量得到釋放，有效位能迅速衰減，對流抑制能量上升，對流潛勢減弱，層結逐漸趨于穩定.因此分析對流參數演變曲線的突變位置，對雷暴發生的時間有一定的指示和預報意義.邊界層高度(Planetary Boundary Layer Height, PBLH)和自由對流高度(Level of Free Convection, LFC)能反映出低層大氣的湍流活動和層結狀況(圖18b).隨著時間的推移，通常太陽輻射會逐漸增強，邊界層高度不斷增加，當太陽輻射減弱時，邊界層高度會隨之減小，但是由于雷暴的存在，在其強垂直運動的影響下，保亭站附近的邊界層高度在1 km左右維持了一段時間，直到雷暴活動結束才再次開始減小.在自由對流高度之下，氣塊的抬升需克服對流抑制，當氣塊突破該高度層后可以通過浮力做功來獲得能量，從而使對流得到發展，在雷暴發生過程中自由對流高度較低，位于700 m附近，意味著當地對流的觸發不需要太強的擾動，單純的海風輻合完全可以誘發雷暴的產生.

6總結和討論

本文利用WRF-ARW模式(V3.6)，對2012年7月20日發生在海南的一次海風雷暴過程進行了數值模擬，結合臺站常規觀測資料、雷達資料、衛星資料以及探空資料分析了此次雷暴的三維結構、發展演變過程及其觸發機制，討論了海南島復雜地形下海風雷暴的特征.

海風雷暴發生當天，島嶼四周存在明顯的風向轉變，海風特征典型，同時WRF模式較為準確地反映出了海風的主要特征以及雷暴的相關信息.海南島的低層海風和植被覆蓋造成了獨特的水汽分布形式，為當地雷暴活動產生降水提供了有利條件.雷暴發生當天，海南島南部表現為對流不穩定性層結，有利于對流活動的形成和發展；而在島嶼北部，低層冷空氣的入侵破壞了下暖上冷的不穩定層結，使得該地區對流的觸發變得相對困難.海南島的海風形成后，逐漸發展并向內陸推進，在地形的作用下，南北兩支海風在保亭附近相遇，形成了顯著的海風輻合區，影響當地的散度和渦旋特征，為對流的發展提供了有利的動力學條件，最終造成了當地的雷暴天氣.

沿海雷暴特別是強雷暴的產生通常依賴于海風與其他中尺度系統的相互作用，單純的海風輻合是難以形成觸發機制的(Carbone et al.,2000;王彥等,2011)，但是由于海南島位于低緯地區，受熱帶海洋的影響較大，水汽和熱力條件長期保持著有利于對流發展的狀態，抬升條件只需要使氣塊克服對流抑制達到自由對流高度，不穩定能量就能得到強烈的釋放，對流可以自主地發展和加強，因此海南島單純海風的輻合也能觸發當地的強雷暴.

海南島地理位置特殊，自由對流高度通常比較低，容易觸發對流，只要局地對流抑制不強，微弱的擾動都有可能觸發強對流的產生，所以在探討海南島的海風雷暴時，不僅要關注海風(鋒)的發展情況，還需要分析當地對流抑制能量的分布狀況.同時局地能量和對流參數的演變能夠指示和預報海風雷暴發生的區域和時間.雷暴發生前CAPE比較大，CIN小，為雷暴的發生發展提供了有利條件，雷暴發生后不穩定能量得到釋放，有效位能迅速衰減，對流抑制能量開始上升，標志著雷暴系統進入消亡階段.

在整個海風雷暴的發生發展過程中，地形的作用不可忽視(洪雯和王毅勇，2010)，復雜的地形影響著當地海風雷暴的發生地點、移動距離以及雷暴的主體強度.本文考慮了地形對海風雷暴的動力阻擋作用，對地形熱力效應并沒有展開過多的討論.海風在誘發沿海雷暴的同時，雷暴也能影響海風，海風雷暴的發生發展能改變地表的氣象要素，使近地面形成中尺度高壓，抑制海風的發展，導致海風的維持時間明顯縮短，陸風提前爆發(Chen et al., 2014).文中主要分析了海風對雷暴的觸發作用，并沒有討論雷暴影響海風的具體表現，希望在今后的工作中能進行更加深入的研究.此外，本文僅探討了一次海風雷暴過程，仍需要大量的個例研究來驗證相關結論.

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(本文編輯胡素芳)

基金項目公益性行業(氣象)科研專項經費項目(GYHY201306009)資助.

作者簡介蘇濤,男，1992年生，碩士研究生，研究方向為強對流天氣. E-mail: sutao175819@163.com *通訊作者苗峻峰，男，教授，博士生導師, 研究方向為中尺度數值模擬. E-mail: miaoj@nuist.edu.cn

doi:10.6038/cjg20160106 中圖分類號P401

收稿日期2015-04-13，2015-10-09收修定稿

A numerical simulation of sea breeze thunderstorm structure over the Hainan Island

SU Tao1, MIAO Jun-Feng1*, CAI Qin-Bo2

1KeyLaboratoryofMeteorologicalDisasterofMinistryofEducation,NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology,Nanjing210044,China2HainanMeteorologicalObservatory,Haikou570203,China

AbstractThe land-sea breeze system is a wind pattern that is observed in coastal regions. It is generated by the differences in the heat budgets of the land and sea surfaces. The role of the sea breeze circulation, including the sea breeze front, in triggering thunderstorm has long been recognized. The afternoon thunderstorms triggered by sea breeze can affect the basic characteristics of the sea breeze and its change. In this paper, the thunderstorm caused by sea breeze is called sea breeze thunderstorm. Surrounded by the sea, Hainan Island has strong sea breeze and rich water vapor under the influence of tropical ocean. It has a high incidence of sea breeze thunderstorm, which is triggered by interaction of local circulations such as land-sea breeze and mountain-valley breeze.

KeywordsComplex terrain; Sea breeze thunderstorm; Sea breeze convergence zone; Severe convective weather; High-resolution simulation

蘇濤， 苗峻峰， 蔡親波. 2016. 海南島海風雷暴結構的數值模擬.地球物理學報，59(1):59-78,doi:10.6038/cjg20160106.

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