1 引言
大气对流活动对地球大气系统有着强烈的影响， 会导致对流层大气低层与高层之间、 甚至对流层与平流层之间产生热量、 动量和水汽的交换（Futyan and Genio， 2007； 吴学珂等， 2013）， 也会导致对流层大气产生质量传播、 动量和熵的重新分配， 使大气的热力和动力结构发生调整（Parker and Johnson， 2000； Jirak et al， 2003； 黄倩等， 2007）。大气对流活动往往具有极强、 极快、 易致灾等特征， 尤其是强对流活动常会带来瞬时大风、 冰雹、 龙卷、 雷暴和短时强降水等强灾害天气（Houze， 1977； 俞小鼎和郑永光， 2020）。因此， 对大气对流活动过程的充分表达， 是天气和气候数值模式预报性能的关键问题之一（Ali et al， 2015； Yano et al， 2015； 马雷鸣和鲍旭炜， 2017）。过去的20年， 全球数值天气模式持续高速发展， 以此为基础的现代天气预报技术也取得了很大的突破， 天气预报的可用时效和气象要素预报的精细化水平有了迅猛地提升（沈学顺等， 2017， 2020）。然而， 对以突发性、 局地性为主要特征的对流活动， 数值模式对其预报能力仍有待进一步提高（郑永光等， 2015； 俞小鼎和郑永光， 2020）， 特别是强对流活动（尤其是较弱天气强迫下强对流活动）的低预测性已经成为国内外从事气象预报和科学研究专家学者的共识（Barthlott and Kalthoff， 2011； 孙继松等， 2014； 唐文苑等， 2017）。数值模式对大气对流活动预报性能较低的原因有很多（Khouider et al， 2010； 俞小鼎等， 2012； Gao et al， 2013； 黄丽萍等， 2017； Houze， 2018）， 其中陆-气相互作用在数值模式中准确表达就是数值天气预报的一个难点问题。
陆-气相互作用是下垫面与覆盖在其上的大气之间的物质、 动量和能量交换的过程， 是地球系统中能量调整和转化的重要途径， 其对天气事件形成发展乃至气候演变及空间格局的变化都会造成影响， 在天气预报和气候预测中的作用也变得愈加重要（张强等， 2017a， 2017b）。陆面特征对大气的影响尺度可从全球尺度一直延伸到雷暴尺度（图1）， 陆-气相互作用对局地大气对流活动的形成、 发展和传播等都会造成重要影响（Pielke， 2001）， 其通过对低层大气的动力、 热力结构造成影响， 进而影响大气层结不稳定度， 形成或增强低层辐合抬升作用， 从而为对流系统的发生和发展提供有利条件（杨显玉等， 2016）， Koster et al（2004）认为全球对流活动高发区出现在陆-气相互作用强耦合区域。同时， 云对土壤湿度、 土地利用和地形等地表属性的响应也很敏感， 如亚马逊地区的浅对流云经常出现在植被覆盖较好的地表， 而在较冷和较潮湿的河流流域对流云几乎不存在（Gentine et al， 2016）。不少研究结果证实， 数值天气模式中陆-气相互作用的描述对于大气对流活动的模拟非常关键， 并且对于初始状态的简单假设往往会引入较大的误差（Weverberg et al， 2010）， Holt et al（2014）利用数值模拟发现， 考虑更为复杂的陆面特征可以更精细地描述局地中尺度对流活动； Agusti-Panareda et al（2010）利用ECMWF预报系统检验了土壤湿度初始条件改进对短期将水预报的影响， 发现更真实的土壤湿度初始场对降水预报会产生直接和有益的影响； 马红云等（2011）发现， 在数值模拟中采用精细化土地覆盖数据可有效提高对天气形势的预报能力。但在目前的地球系统模式中， 陆-气相互作用和对流降水之间的关系并没有得到很好的描述（Williams， 2019）， 这会影响到区域降水量的准确预报， 特别是对干旱和强降水极端天气事件的准确预报。因此， 客观定量化分析陆-气相互作用对对流系统的影响， 讨论动力学和热力学等的反馈机制， 可以为改进数值模式对对流活动及其降水的预报技巧提供理论支持。
图1 不同时间尺度主要陆-气相互作用示意图（Betts et al， 1996）粗实线、 粗虚线和细虚线分别表示日尺度反馈、 季节尺度反馈、 世纪尺度反馈； 细实线表示在温暖干燥大气条件下植被对蒸发的影响 |
过去的数十年来， 全球许多专家、 学者针对不同地区陆-气相互作用对大气对流活动发生发展的影响规律开展了分析探讨， 获得了许多有益的结果， 本文试图对这些研究结果进行综述。文章首先给出了陆-气相互作用影响大气对流活动的主要途径， 接着重点总结陆-气相互作用不同过程对大气对流活动启动及其发展的影响规律和特点， 最后在以上总结的基础上对该主题未来的研究方向和思路进行了展望。
2 陆-气相互作用影响大气对流活动的基本机制
地球表面和大气之间的相互作用是天气气候系统的重要组成部分， 会影响地表能量和水分收支， 进而改变行星边界层（Planetary Boundary Layer， PBL）特征， 而PBL也被定义为“直接受地球表面影响的对流层部分”。陆-气相互作用主要包括物质、 动量和能量等交换过程， 这些通量的变化会潜在地影响PBL的动态和增长， 通过对流有效位能（Convective Available Potential Energy， CAPE）的变化来影响对流云的发展（Pielke， 2001）， 从而影响辐射通量和降水的强度和分布（图2）。
图2 局地陆-气相互作用示意图（引自Santanello et al， 2017）实线箭头表示正反馈路径， 粗虚线箭头表示负反馈； 红色线条表示辐射， 黑色线条表示近地层和边界层， 棕色线条表示陆面过程； 红色箭头和灰色箭头细虚线代表正反馈； 图片上部水平灰色无箭头虚线表示边界层顶， 七条细垂直无箭头虚线表示降水 |
水分交换可以为大气对流活动提供足够的“食料”。大气对流活动要得以发生发展和维持， 必须有丰富的水汽供应， 一般水汽供应越充足， 对流活动发展就越强（俞小鼎和郑永光， 2020）。蒸散发作用可以使地表的水分向大气转移， 这些转移的水分包括植物根系吸收土壤水分的损失和光合作用过程中通过叶片气孔的损失（Seneviratne et al， 2010）。蒸散发作用越强， 向局地大气中输送的水汽就会越多， 对流活动的“食料”来源就越多， 发展就会更旺盛。另外， 陆-气相互作用会导致地表与大气之间微量气体和气溶胶等物质的流动和交换（Artaxo et al， 2013； Heald and Spracklen， 2015）， 气溶胶的分布和变化会通过影响冰相粒子的生成等过程对局地对流活动的发生发展造成显著影响， 但其影响机制是一个复杂的过程， Lal and Pawar（2011）讨论了印度地区大城市气溶胶浓度和对流活动的关系， 发现在气溶胶浓度呈上升趋势的城市， 由于热力学和气溶胶的共同作用， 对对流活动会呈现出急剧增加的趋势； 但孙萌宇等（2020）发现北京地区的气溶胶增加显著减少了地面太阳辐射、 减弱了地面风速、 增强了边界层上层的风速， 这些作用对大气不稳定度的减弱有重要影响作用， 从而不利于对流活动形成。
动量交换可以为大气对流活动的发生发展提供上升运动。强烈的垂直上升运动是对流活动发展所需要的一个重要因素， IHOP_2002计划（International H2O Project）研究显示， 在约10 km的尺度上， 对流初生位置对边界层中对流尺度的垂直运动强度极其敏感（Fabry， 2006）。当陆面特性存在强非均匀性时， 不同地表之间热通量梯度也会增加， 会导致两个相反的大气结构通过强烈的动量交换形成局地中尺度环流， 继而产生对流活动， 进一步影响降水模态（Pielke， 2001）。即使没有大规模的天气系统影响， 这些环流也足以强迫对流系统形成， 并且天气系统强迫越弱， 土壤与大气之间的相互作用过程对近地表气象变量和边界层结构的影响就越大（Pielke， 2001）。
能量交换可以促使位势不稳定层结建立， 也能提供上升运动。从地表到大气的能量通量可分为感热通量和潜热通量， 感热通量的增加会导致近地层大气温度增加， 进而使得垂直速度增加， PBL高度增大， 空气克服对流抑制能（Convective Inhibition， CIN）并达到自由对流高度（Level of Free Convection， LFC）更快， 有利于大气对流活动的生成（Hohenegger et al， 2009）， 因此， 对流活动的触发主要取决于可用能量中感热通量的增加幅度， 而陆面性质会影响可用能量中感热通量与潜热通量的比例（或波文比， 即感热通量和潜热通量的比率）。不同性质下垫面的能量通量也不尽相同， 如果两个性质差异较大的下垫面相邻， 巨大的能量通量差异又会加强动量交换， 促进中尺度环流的进一步发展。
3 陆-气相互作用对大气对流活动影响的研究进展
针对陆-气相互作用对大气对流活动影响的研究主要包括3个阶段。第一阶段（20世纪80年代以前）主要是基于常规观测资料开展的陆-气相互作用与大气对流活动关系的理论性探讨和尝试性分析； 第二阶段（20世纪80年代至20世纪末）是在全球主要典型区域陆面过程试验的基础上， 开展的陆-气相互作用对大气对流活动影响机制的确定性建立和验证， 并逐步开展陆-气相互作用在数值模式中的参数化描述； 第三阶段（21世纪以来）主要是在多源观测资料的基础上， 开展全球不同区域陆-气相互作用对大气对流活动影响机制的差异性分析， 尝试发展陆-气相互作用在数值模式中的精细化表达。
复杂多变的陆地下垫面环境不仅会受到太阳辐射、 大气动态变化等因素的影响， 还与自身的理化性质、 时间变化、 空间变率等有关， 同时人类活动也会对其造成影响（Segal et al， 1995； Pielke， 2001； 李文静等， 2021）。陆地下垫面的这种非均匀性会导致对PBL的加热产生差异， 进而会形成空间尺度和时间尺度均较大的大气环流， 这种环流进一步会促使对流系统的形成发展以及降水的产生。陆地下垫面非均匀性特征通常包括植被覆盖、 土地利用类型、 土壤湿度、 土壤温度等， 这些因素都会对大气对流活动的初生和发展造成重要影响。
3.1 植被覆盖和土地利用
植被覆盖的变化意味着地表理化性质的改变， 包括地表粗糙度、 反照率、 叶面积、 根深、 季节性等， 这种变化可以影响下垫面和大气之间的动量、 热量和物质的交换， 从而在不同的空间和时间尺度上影响天气气候特征， 会对局地对流系统的发生发展造成影响（Pielke et al， 2007）。Taylor et al（2002）发现植被覆盖对大气对流活动的影响为正作用， 植被覆盖度较高时局地水分循环效率更高， 对流活动较多， 但当植被覆盖度较低时会导致总降雨量变化很大； Yu et al（2013）模拟发现， 将中国河套地区的植被从“裸露或稀疏植被”类别变为“草地”时， 局地冬季气温升高、 夏季气温下降， 降水量夏季大幅增加、 冬季略有增加， 暖季对流活动增加， 主要是水汽量增加和环流调节作用所致。对流活动的发生也会因土地利用不同而不同， Bollasina and Nigam（2011）模拟分析了沙漠扩张对于降水分布的影响， 发现扩大的荒漠化显著影响了局部对流活动和降水的分布， 由于蒸发和大气水分辐合均减少， 大气水循环减弱， 对流活动和降水也会减少。
植被和土地利用的变化会改变地表反照率， 反照率的变化通过影响地表能量平衡直接对大气产生影响。通常来说， 地表绿色植物的减少会导致地表反照率增加（图3）， 而草地、 作物、 植物等的反照率往往高于森林， 反照率的增加会导致获得的太阳辐射减少（王宇轩等， 2021）， 使得低层大气降温， 整层大气稳定度增加， 从而使得低层以下沉的较干空气为主， 不利于对流活动的形成（Charney， 1975； Liu et al， 2006； Schulz et al， 2016）。20世纪后期， 亚马逊地区10%~20%的森林被人为砍伐， 由于植被反照率的变化使得地表景观分布的非均匀性变得极大， 后期的研究表明热带地区森林覆盖率的降低会导致地表蒸散和水汽通量减少， 进而导致森林砍伐区域对流云和降水减少（Roy and Avissar， 2002）。Kutty et al（2018）模拟分析了植被覆盖对对流活动的影响， 发现植被覆盖增加会通过增加潜热通量而进一步降低了感热通量， 感热通量的下降可以防止卷吸作用导致的PBL厚度减小， 使得PBL湿静能增加， 可以为对流系统的发展提供了能量， 导致局地湿对流和降雨事件的增加。
图3 2008年7 -9月中国北方地区不同类型植被覆盖的陆面特征日变化对比（引自曾剑和张强， 2012）Fig.3 |
大量观测研究表明， 在不同植被覆盖区的交界处（如农田和森林之间的边界）， 会存在较为强烈的热量和湿度梯度（Segal and Arritt， 1992； Wang et al， 2009）。与农田相比， 森林的蒸腾和土壤蒸发作用一般更大， 地表反照率和地表温度相对较低， 因而在二者之间会形成气压梯度， 这种气压梯度可以诱导产生“植被风（vegetation-breezes）”（图4）（Garcia-Carreras et al， 2011； Kang and Bryan， 2011）， 而植被风形成的辐合上升运动， 足以克服CIN， 触发形成大气对流活动（Letzel and Raasch， 2003； Birch et al， 2014）。Hartley et al（2016）利用高分辨率的对流可分辨模式讨论了西非地区中尺度对流系统（Mesoscale Convective System， MCS）的产生和传播对地表植被覆盖的依赖性， 发现发生在树木-草地边界上的初生对流显著多于其他植被边界（33.8%的对流初生发生在仅覆盖28.4%陆地表面的树木-草地边界上）， 模拟发现的植被-大气反馈与观测到的土壤湿度-大气反馈较为类似， 这种反馈的机制已被证明是由于逆风的树木覆盖层（较冷、 较潮湿的空气）和顺风的草地覆盖层（较暖、 较干燥的空气）引起的热量和湿度梯度变化所导致的（Shaw and Doran， 2001； Taylor et al， 2011）。
图4 “植被风”形成示意图（Garcia-Carreras et al， 2011）Fig.4 |
另外， 不同高度植被覆盖区域， 由于植物之间的高度差会形成一个相对陡峭的梯度， 迫使气流抬升或下降， 使这个地区成为中尺度环流发展的理想地区， 在其他条件具备时也会导致大气对流活动的发生和发展（Roy and Avissar， 2002）。
3.2 土壤湿度
土壤湿度在空间上的差异分布与大气对流活动的发生有很强的反馈作用（Segal and Arritt， 1992）。大多数情况下， 土壤湿度与对流初生及其降水形成的影响是正反馈作用。根据Pal and Eltahir（2001）土壤湿度-降水反馈理论（图5）， 较高的土壤湿度增加了边界层空气的湿度， 导致边界层总能量增加， 这种增加会导致CAPE增加， 并使得CIN减小（Eltahir， 1998）， 有利于对流触发（图6）。同时， 潮湿土壤会导致蒸散量和潜热通量增加、 感热通量降低， 地表-大气系统会在较低的地表温度下达到平衡状态， 感热通量减少会导致湍流混合变弱， 行星边界层变浅， 使得湿润土壤上边界层空气单位质量的湿静能增加， 这也会使得CAPE增加（Eltahir， 1998； Santanello et al， 2013）。也有一些研究表明， 土壤湿度较高使得反照率减小， 进而使晴空下地表吸收的净辐射增加， 虽然对流边界层中水汽的增加也使低层大气云量增多， 并使大气稳定度增加（Hohenegger et al， 2009）， 但是由于云量增加导致向外长波辐射的减少又反过来补偿了短波辐射的减少， 对流仍然在较湿的土壤湿度条件下容易发生。
图5 土壤湿度对对流活动正反馈作用的物理框架（引自Pal and Eltahir， 2001； Hohenegger et al， 2009）Fig.5 |
图6 土壤湿度变化导致的物理量变化（引自Barthlott and Kalthoff， 2011）Fig.6 |
另一方面， 有研究结果证实土壤湿度与对流活动发生和降水形成也会表现为负反馈机制， 即对流活动或降水常发生在土壤湿度相对较小的区域。这种负反馈解释为， 土壤湿度降低会使得地面增温， 导致地表气压减小， PBL高度增加， 等效位温的垂直梯度减小， 大气稳定度降低， 加速气团的垂直运动， 同时也会增大地表水分通量， 而且土壤湿度较低区域对应的感热通量较大， 对流边界层厚度增加， 白天最高温度和温度日变化也会变大， 空气粒子克服CIN 的能力也相应增强（Wang et al， 2007； Hohenegger et al， 2009； Yuan et al， 2021）， 从而有利于对流的发展（图7）。同时， 虽然土壤湿度变小会限制蒸散和潜热通量， 但会产生更多热量导致地表温度升高、 垂直速度增加、 PBL高度增大、 波文比增大和CAPE降低， 虽然CAPE下降趋向于对流抑制， 但地表加热可以帮助空气克服CIN， PBL发展速度在土壤湿度偏干的区域更快， 使它们更容易达到自由对流高度， 并启动对流（Hohenegger et al， 2009； Ford et al， 2015）。
图7 土壤湿度-对流活动负反馈作用的物理框架（Findell and Eltahir， 2003）Fig.7 |
总体来看， 土壤湿度对对流系统及降水的影响以哪种机制占主导， 主要取决于作用在大气层中能量的净贡献， 即不同影响机制中土壤湿度将地表能量通量分解为感热和潜热分量的比例（Cook et al， 2006； 魏永恒和范广洲， 2020）。由于不同能量分量之间的复杂特征， 这也增加了在局地检测出不同机制的难度， 一般地， 只有其中某一影响机制占主导地位、 且比另一种机制更强时才能被检测出来。
土壤湿度除了对对流启动产生影响外， 还会影响对流系统的传播和发展。目前， 关于土壤湿度对对流传播的研究相对较少， 一般认为对流系统成熟并形成自身环流后对地表特性的敏感性就会降低， 但一些个例研究表明， 对流系统发展成熟后仍可能受到陆面过程的影响， 如不同土壤湿度条件会间接影响云中冰水混合比， 进而会改变对流系统的微物理结构。针对大多数地区的研究表明， 对流活动会在较潮湿土壤上空增强， 即对于成熟的系统来说土壤湿度和对流活动之间存在正反馈。Gantner and Kalthoff（2010）讨论了不同土壤湿度和地表类型分布对于对流启动和发展的影响， 发现对流系统产生后会在蒸发量更高的地表上空局部增强， 而在较干燥的地表附近减弱。云解析模式模拟认为， 对流系统得以维持主要是依靠PBL中较高的水汽混合比（Taylor et al， 2010）， 成熟对流系统前部的下沉气流会迫使PBL空气抬升， 并会达到LFC高度， 而在潮湿土壤条件下， 随着空气被抬升， PBL中包含更多的静态能会增强对流系统的发展（Taylor et al， 2010）， 这种效应不仅会导致以湿空气为原料的对流系统增强， 并且还会抑制邻近对流系统的发展（Clark et al， 2003）。Cioni and Hohenegger（2017）认为对流系统总是会在土壤湿度较大区域增强， 降水也会随着土壤湿度的增加而增加， 这主要是由于降水率和地表潜热通量之间的关系几乎是线性的， 并且这种线性关系的斜率在不同的大气状态下不会明显变化， 因此， 虽然对流活动可能会在较干燥土壤初生， 但不太可能形成大量的降水。然而， 在一些特殊气候区和地形区， 土壤湿度对对流系统的发展也会表现为负反馈， 如Sahel地区和撒哈拉以南非洲地区， 大气对流活动移向土壤湿度低异常区域时往往会在局地加强， 而经过潮湿土壤时对流活动会被减弱（Taylor and Lebel， 1998； Taylor et al， 2018）， 并且这种影响在下午至晚上时段尤为强烈， 而此时的对流强度和频率也会达到日峰值， 主要是由于干燥土壤处增多的感热通量会加热覆盖在其上的PBL， 导致PBL等效位温和低层水汽辐合达到最大， 而等温线促使干线向南移动， 使得经向温度梯度增大， 进一步导致急流增强， 会在局地形成垂直风切变而进一步加强对流系统（图8）。
3.3 地表加热
地表受到太阳辐射后会导致温度上升， 进而通过热力对流过程使得近地层土壤温度发生改变， 而由于地形、 植被覆盖、 土地利用等性质的差异， 地表加热通常是非均匀性（Eltahir， 1998）， 导致水平温度梯度显著， 此种不均匀性会对对流活动的初生和发展造成重要影响。由于地表加热的非均匀性质， 导致近地面风场会出现多个辐合中心， 水汽分布也会因为多个辐合中心的存在而较为分散， 进而会导致对流活动多以“对流泡”的形式触发生成。
数值模拟表明， 由于地表加热非均匀导致的水平温度梯度， 会形成类似于海陆风的中尺度环流， 有利于大气对流活动的形成（Pielke， 1974； Avissar and Pielke， 1989）。李昀英等（2008）发现即使在以下沉气流主导的西太平洋副热带高压控制区， 白天强烈的非均匀地表感热加热也会使得低层热空气块突破环境下沉气流而上升， 周围空气快速补偿形成辐合运动， 低层空气的辐合上升既可引起水汽的汇聚， 又会加快低层与高层之间的水汽、 能量交换， 同时非均匀陆面特征造成的非均匀感热和潜热通量的共同作用增强了大气层结不稳定度， 有利于对流活动的初生和发展。殷雷等（2011）利用大涡模拟发现， 地表非均匀加热会激发出有组织湍流涡旋， 非均匀尺度越大越有利于有组织湍流涡旋的维持和有利于对流活动的形成。Souza et al（2000）模拟发现当地面温度均匀（没有水平梯度）时， 地表热通量会随着气团向上升气流移动而降低； 然而， 当地面温度水平梯度较大时， 气团向较温暖的区域移动会导致地表热通量的下降速度减小， 进一步会导致非均匀地表比均匀地表更有可能形成更强烈的对流环流。
当植被覆盖和土地利用发生变化时， 地表加热的非均匀性就可能会建立。如当部分森林被砍伐时， 地表能量收支确实会发生变化， 当空地大到足以在森林和空地之间形成明显的温差时， 两个区域之间可能会形成对流环流（Cutrin et al， 1995）。Rabin et al（1990） 也发现， 在小麦已收割区域上形成的浅积云比在生长的植被覆盖的相邻较冷区域上形成得更早。
3.4 城市化效应
城市化是土地利用变化的最极端情况之一。随着城市人口的不断增多和城市建设的不断开展， 城市地区的土地利用类型逐渐发生改变， 如铺装路面增多、 高层建筑增多、 植被覆盖减少以及人为热量输送等， 这些都极大地改变了城市地区的地表能量平衡， 导致城市边界层高度增加（图9）， 使其成为特征最复杂的陆面类型（江志红和叶丽梅， 2010）。与农村和市郊相比， 城市化对区域对流活动和降水都会有增强效应， Chen et al（2007）发现城市化可能有助于台北地区下午至傍晚时段的对流活动频率增加了67%， 而由对流活动产生的降水量增加了77%； 张珊等（2015）认为城市地表特征对深对流的抑制（增强）可能是华北地区降水减少（增加）的重要原因； Fujibe（2003）发现日本大城市上空对流系统数量的增加与城市地区低层辐合的增加有关。
图9 城市边界层中尺度特征（引自Shephard， 2005）Fig.9 |
城市下垫面有着与植被覆盖不同的热力性质， 强烈的感热通量会触发大气对流活动（Kusaka and Kimura， 2004）。城市中自然地表被具有不同热力性质的人造地表所替代， 这种地表通常储存太阳能的能力更强， 并能将其转化为感热， 即使在夜间， 城市的感热通量也可以保持正值（图10）， 而这在农村地区是不太可能发生的。城市化扩张带来的城市热岛效应（Urban Heat Island， UHI）会导致下垫面与大气的直接能量交换增强， 近地面增温明显， 向上传输的感热通量显著升高（Dixon and Mote， 2003）， 促使城市上空的暖空气上升， 引发周围空气的补偿性辐合， 为大气对流活动的发生提供了抬升机制。同时， 由于蒸发作用减弱， 潜热通量呈现与感热通量相反的特征， 城市下垫面使得边界层高度相应升高， 加深对流高度， 垂直混合运动加强， 有利于城区上空对流云的生成（Shepherd， 2005）。
图10 城市和农村地区净辐射（a）和感热通量（b）的日变化（引自Ryu et al， 2013）Fig.10 |
城市热岛效应会促使城市微风环流（Urban-breeze Circulation， UBC）的建立（Hidalgo et al， 2010）。城市热岛效应导致城市和郊区形成水平气压梯度， 朝向城市中心的辐合运动形成了较低的气压水平， 导致城市中心的暖空气上升到城市上空， 而来自农村周围的冷空气被吸入到城市中心， 从而形成UBC（图11）。Ryu et al（2013）通过高分辨率数值模拟讨论了UBC的结构演变规律， 发现随着城市地区温度更快地增加， UBC随着时间的推移会变得更大更强， 最初在城乡边界形成的城市微风锋面逐渐向城市中心移动， 同时， 由于白天地面加热强烈， 在农村和城市地区都会形成了大量的对流单体， 但由于具有更厚的边界层导致城市地区对流单体的长宽比小于农村， 且城市地区的对流单体上升气流比来自农村地区的更强、 更暖、 更干， 随着UBC的发展农村地区形成的对流单体逐渐向城市地区平流， 农村地区的单体上升气流减弱、 上升气流中的水汽混合比降低。
图11 城市微风环流示意图（引自Hidalgo et al， 2010）Fig.11 |
城市地区较大的地表粗糙度导致辐合上升运动增强（高桥等人， 2011年）。徐阳阳等（2009）发现随着城市化进程的加快， 北京城市地区无论是近地面层还是较高层， 风速的垂直递增率都呈现逐年递增的趋势。蒙伟光等（2007）认为由于城区粗糙度增大而导致的低层辐合增强对对流系统的初生和发展起到重要作用。
另外， 城市化会导致人为气溶胶增加， 气溶胶增多可对风暴中的动力学、 微物理过程以及降水等产生重要影响， 与云的相互作用会导致气溶胶在混合相态云阶段激活大量超细颗粒， 进一步会导致对流活动和降水的增加（蒙伟光等， 2012； Fan et al， 2020）。人为水汽（如冷却系统排放的水蒸气）向大气中的排放也有利于对流活动的初生和发展（Moriwaki et al， 2008）。
4 未来研究展望
虽然针对陆-气相互作用对大气对流活动影响的研究取得了丰硕的成果， 也初步建立了陆-气相互作用不同过程对对流系统生成和发展的影响机制， 但二者的关系是更为复杂的， 陆-气相互作用对大气对流活动的影响规律在不同气候区划、 不同地形条件、 不同天气系统强迫等条件下会有差异， 其研究结果也会因选用数据、 分析工具和研究方法等的不同而产生诸多的不确定性。因此， 针对该研究领域， 未来仍需继续开展深入研究工作， 全面深刻揭示陆-气相互作用对大气对流活动的影响规律和机理机制， 主要包括以下五个方面的关键科学问题和研究重点：
（1） 全面理解陆-气相互作用不同过程对大气对流活动的影响
在最新的研究中， 已经开始考虑陆-气相互作用全部过程的影响机制， 包括辐射、 云反馈、 冷过程（雪、 冰）、 地球生物化学（碳）、 气溶胶、 土地和水影响（排水、 灌溉、 土地利用或土地覆盖变化、 水坝）、 植被状态、 土壤和地下水等（Sun and Pritchard， 2018； Alessandri et al， 2021； Sun et al， 2021）， 并也陆续开展不同过程对大气对流活动的影响规律研究。这些研究的开展有助于增强对大气对流活动形成机理机制的认识， 同时也有助于进一步了解地球系统的特征规律， 为地球系统精准模拟提供理论和技术支撑， 但目前仅开展了初步工作。
陆-气系统是高度耦合和相互依赖的（Betts， 2009）， 如地表附近空气中的水汽含量与多种因素有关， 包括气温、 地表可供蒸发的含水量、 可供蒸发水分的入射太阳辐射量、 植物对环境条件的生理反应、 大气边界层中湍流混合量、 来自邻近区域的湿度平流等， 而反过来近地表湿度通过空气的蒸发需求又会对蒸发和蒸腾作用反馈影响。鉴于这种复杂性， 利用现有技术方法准确确定陆-气相互作用与大气对流活动的因果关系是较为困难的， 目前还难以建立二者之间令人信服的因果关系（Salvucci et al， 2002； Tuttle and Salvucci， 2016， 2017）， 常用的统计方法（如相关性分析、 回归分析）无法解释或完全解释二者之间的关系， 这就需要下一步研发更先进的分析方法（如机器学习等人工智能算法）和利用多种分析方法增强研究结果的可靠性。
（2） 考虑不同天气系统强迫的陆-气相互作用对大气对流活动的影响
陆-气相互作用主要是通过控制地表通量来改变大气对流状态， 从而对大气对流活动起到抑制或增强作用， 但这种影响的强度也与周围大气环境条件有关， 包括垂直温度梯度、 环境风场、 大气层结等（Ford et al， 2015）， 这些因素可能会对陆-气相互作用的影响起到增强或抑制作用。Baur et al（2018）发现， 在弱天气系统强迫下不同土壤湿度条件对降水量影响较大， 中等强度天气系统强迫下不同土壤湿度条件导致的降水量差异约为弱天气系统强迫的一半； Welty and Zeng（2018）发现美国大平原地区土壤湿度对对流活动的影响受大气环境条件的影响较大， 在低动力条件下土壤湿度与随后的降水量呈负相关， 而较强动力条件下这种关系又会变为正相关。在强天气系统强迫下， 例如冷锋和低压系统过境等， 因陆面性质非均匀性引起的局部中尺度环流就会明显减弱， 甚至陆-气相互作用的影响会被强天气系统所“完全淹没”， 这时候其影响作用很难从天气系统的强影响中分离出来， 更不能被显式地表现出来。并且， 目前针对强天气系统强迫下陆-气相互作用影响的研究还相对较少。因此， 未来就需要深入分析不同强度天气系统强迫下陆-气相互作用对大气对流活动的影响机制和规律， 进而基于这一机制构建和完善对流活动初生和发展的预报技术。
（3） 缺少精细观测背景下陆-气相互作用影响机制的评估及验证
陆-气相互作用对对流系统影响机制、 影响符号和影响强度在学界仍有争议， 造成这一问题的主要限制之一是缺乏评估二者之间关系强度和证据的资料和方法。虽然目前在反演水循环的组成部分方面取得了巨大进展， 如利用卫星观测反演获得的云、 降水、 土壤湿度、 土壤温度等， 但陆-气相互作用区域（即大气边界层）仍然存在很大程度的观测采样不足（Crow et al， 2012； Kornelsen and Coulibaly， 2015； 苏有琦等， 2020）， 导致评估方程组中所需的全部变量仍然不足。
由于观测资料的匮乏， 使得陆-气系统研究结果存在高度不确定性， 如作为最复杂的下垫面类型——城市地区， 其对对流活动和降水的影响是一个复杂的问题， 涉及到很多物理过程， 而城市化是否会导致对流活动和降水增加还存有争论， 到目前为止， 这个问题还没有获得令人满意的答案（Shepherd， 2005）。因此， 针对陆-气相互作用的影响研究， 一方面要加快观测站网的建设， 力争获得覆盖陆-气系统全要素的准确观测； 另一方面， 也要对比分析已有研究结果和其他领域（如生态、 大气环境等）的相关研究结果， 综合评估研究的可靠性。
（4） 数值天气预报中陆-气相互作用过程参数化和耦合
在过去的研究中， 许多关于土壤湿度、 植被覆盖、 土地利用、 城市化等对大气对流活动影响的数值模拟， 主要是基于对流参数化方案的较粗分辨率模式开展， 但从理想化和实际情况的模拟试验可知， 对流参数化实际上无法捕获对流发展的细部特征（Bechtold et al， 2004）， 因此， 与对流可分辨模式模拟相比， 这些较粗分辨率模拟结果已被证明存在一定的不可靠性（Taylor et al， 2013， 2015）。如Hohenegger et al（2009）分别采用2个不同分辨率模式模拟分析了阿尔卑斯山区土壤湿度对对流活动的影响， 发现不同模式配置对模拟的土壤湿度对对流活动及降水影响的符号和强度存在显著差异， 25 km分辨率模式（采用对流参数化方案）模拟发现土壤湿度对降水表现为强烈的正反馈， 而2.2 km分辨率模式（关闭对流参数化方案、 采用显式对流）模拟发现土壤湿度对降水表现为负反馈， 产生的显著差异主要是由于不同分辨率模式模拟的PBL顶部稳定层对土壤湿度的敏感度不同（Bechtold et al， 2001）， 而大气对流活动启动与该层的发展密切相关。
同时， 不同参数化方案中大气对流活动和降水对陆-气相互作用的敏感性差异显著。对流过程参数化方案中， Kain-Fritsch方案认为在相对干燥的土壤会产生更强的对流出流， 这些出流会与强的环境气流辐合抬升， 从而增加降雨出现概率， 而在Betts-Miller-Janjic方案中， 较干燥的土壤通常对应较小的降水量（Gallus and Segal， 2000）； 但与大涡模拟结果相比， Kain-Fritsch-Bechtold方案往往会在浅积云层上部形成较弱的垂直通量， 会导致低层湿度增大和云量增多， 从而减弱了深对流活动（Bechtold et al， 2001）。另外， 早期的边界层方案对大尺度系统强迫和边界层湍流、 云动力过程和辐射之间相互作用的描述较不完整， 继而会对对流初生对土壤湿度响应的正确描述带来错误（Williams， 2019）。这些问题都为下一步发展更高分辨率的数值模拟系统提出了挑战， 包括对流可分辨模式、 陆-气相互作用的参数化方案和陆面模式与大气模式的耦合等。
（5） 陆-气相互作用与大气对流活动的互馈机制
陆-气相互作用对大气对流活动造成影响的同时， 大气对流活动及对流性降水反过来又会对陆面性质造成影响（Nie et al， 2008； 张文君等， 2008； Gessner et al， 2013； Al-Balasmeh and Karmaker， 2020）。一般来说， 对流性降水会对土壤湿度、 植被覆盖度等产生正反馈影响， 而对土壤温度、 土壤热通量等产生负反馈影响。但不同对流活动强度、 对流性降水强度、 对流持续时间等会对不同陆面性质造成多大的影响、 陆面性质的变化能持续多久等问题是未知的， 开展的相关研究工作较少。因此， 未来也需要针对大气对流活动对陆面性质的影响机制开展深入细致研究， 全面认识和理解陆-气相互作用与对流活动的互馈机制。
5 小结
陆-气相互作用是全球水循环的重要组成部分， 影响着陆地与大气之间的能量、 动量和物质交换。文章讨论了陆-气相互作用对大气对流活动影响的一些重要方面， 虽然综述内容并不详尽， 但概括了陆-气相互作用不同过程对大气对流活动初生和发展的一些关键影响。陆-气相互作用通过物质、 动量和能量等交换过程， 潜在地影响PBL的动态位置和增长， 从而影响对流活动的发生发展。不同特性下垫面的非均匀性分布， 导致对PBL加热产生差异， 进而在水平方向会产生气压梯度、 温度梯度、 湿度梯度等， 并导致形成类似于“海陆风”的中尺度环流， 包括植被风环流、 城市微风环流等， 这些环流模态的发展进而会促使对流系统的形成和发展。
虽然针对陆-气相互作用对大气对流活动的影响研究已经取得了一系列成果， 但未来仍需开展诸多亟待解决的工作。首先， 由于陆-气相互作用的复杂性， 现有观测资料尚不能完全描述陆-气系统全部组成， 已开展的典型区域大型陆面观测试验中针对陆-气相互作用对大气对流活动的影响相对较少， 导致陆-气相互作用对对流活动影响的研究工作相对较为滞后， 如果能在新一轮地球科学研究计划中开展专门的陆-气相互作用对对流活动影响的观测试验工作， 尤其是在复杂条件下（如地形、 气候、 下垫面属性等）的观测试验， 获取长时间序列观测数据， 可以在系统揭示陆-气相互作用与大气对流活动关系方面取得突破性进展； 其次， 目前针对陆-气相互作用对对流活动影响以定性认识为主、 定量化分析较少， 如果在观测的基础上开展和建立二者关系的定量化认识， 发展或改进相关过程的参数化方案， 可以明显改进数值天气模式预报能力； 第三， 陆-气相互作用对大气对流活动的正反馈影响机制是极端气候形成的主要原因， 未来若在数值模式或预报方法上开展针对性改进， 可以成为提高降水尤其是极端强降水预报水平的主要方面。