一次华北暴雨过程中边界层东风活动及作用

吴庆梅 刘 卓 王国荣 翟 亮 丁青兰

(北京市气象台， 北京 100089)



一次华北暴雨过程中边界层东风活动及作用

吴庆梅 刘 卓*王国荣 翟 亮 丁青兰

(北京市气象台， 北京 100089)

利用常规气象观测资料、NCEP 1°×1°逐6 h分析资料、微波辐射计资料及FY-2E气象卫星及雷达探测资料，针对2013年6月4日发生在北京及周边地区的一次暴雨过程中边界层东风活动及作用进行了天气学诊断分析，结果表明：对流性暴雨过程伴随有源自东北平原的边界层东风活动，东风活动具有尺度小、降温明显和湿度大等特点。暴雨过程是边界层东风和中低空暖式切变线、偏南风急流和500 hPa短波槽共同作用的结果；东风湿冷空气的锋面抬升和地形抬升作用共同加强了中低层暖湿气流的辐合上升运动，同时东风冷垫和地形抬升作用触发了雷暴的再次发生，相应雷暴具有高架对流特点。东风气流起到了边界层水汽输送作用，中低层偏南暖湿气流为暴雨的产生提供了充足的水汽和不稳定层结条件。

边界层东风； 华北暴雨； 高架雷暴； 动力作用

引 言

北京地处华北平原北部，由于其三面环山和东濒渤海的特殊地形和地理位置，边界层东风对北京及周边地区的降水有重要意义。近年来，国内气象观测网络快速完善，各种特种观测仪器投入了业务应用和科学研究，为探讨边界层东风对北京及周边地区的降水影响提供了有利条件。郭虎等[1]利用多种新型资料对北京香山一次局地大暴雨的影响系统和γ中尺度强降水落区形成的动力机理进行精细分析表明，平原近地面东南风的建立和加强在地形作用下形成地形辐合回波带，偏东风暖湿输送为大暴雨提供了有效的水汽和能量；吴庆梅等[2]对北京地区一次局地暴雨过程的分析表明，在边界层偏东风作用下有地形雨带的形成；孙继松等[3]从中尺度天气动力学理论入手, 利用尺度分析方法,通过多个暴雨过程的观测事实揭示出在北京特殊地形与城市热岛共同作用下，β中尺度暴雨伴随有边界层东风和降水的正反馈现象；孙继松等[4]研究了气流的垂直分布对地形雨落区的影响，表明当偏东风随高度减小时，北京西部山前迎风坡上表现为水平辐合, 对降水产生明显的增幅作用。

对华北地区边界层东风研究更多的是其对冬季降雪的影响，这类边界层东风往往与来自东北的冷空气即回流相伴随，其对降水的影响是多方面的，同时其干湿性也存在不确定性[5-13]。何群英等[5]研究了渤海西海岸边界层东风对天津两次暴雪天气的影响，认为偏东风不仅为当地输送一定量级的水汽, 同时具有冷湿特征的东风还会与内陆具有暖湿结构的偏南风形成地面辐合线, 加强地面的动力抬升作用, 产生上升运动, 有利于雨雪天气的加强和维持,边界层东风对暴雪的发生发展作用显著；李青春等[6]对回流暴雪天气的模拟表明：长时间的低层东风水汽输送与上层水汽输送相结合，增加了湿层厚度；一些学者对北京地区造成交通阻塞的2001年“12·7”小雪天气进行分析[7-9]，赵思雄等[7]利用特种观测资料对该过程进行机理分析，认为该降雪过程中回流东风造成边界层增湿；孙继松等[8]通过数值模拟分析表明，低层东风起到输送水汽的作用。

张迎新等[10]对一次回流天气的数值模拟发现伴随东北风的干冷空气经渤海侵入华北平原,在降水中起冷垫作用；吴庆梅等[11]分析表明，与锢囚锋联系的中低空暖湿空气在东北风造成的干冷空气垫上爬升造成锋生，是北京地区一次暴雪的主要形成原因。

从季节来讲，华北平原春、秋、冬季伴随回流的边界层东风活动较多，通常出现在10月至翌年5月上旬，夏季由于地面加热作用明显，浅薄冷空气极易变性，很难维持[14-15]，这类伴随冷空气的边界层东风活动在夏季比较少见。2013年6月4日北京及周边地区发生了一次对流性暴雨过程，过程中伴随有来自东北的边界层东风及相应冷空气影响，由于此类偏东风对降水影响的复杂性、边界层活动特点及其在夏季的罕见性，在一定程度上造成了该过程的漏报，而北京作为超大城市，对流性暴雨天气影响非常大[16-17]，因此，探讨北京地区这类边界层东风活动的特点及其对对流性暴雨的作用显得十分必要。利用常规气象观测资料、NCEP 1°×1°逐6 h分析资料、微波辐射计观测资料、FY-2E气象卫星及雷达探测资料，针对这次发生在北京及周边地区的华北暴雨过程，对其中的边界层东风活动及对暴雨的作用进行天气学诊断分析，讨论此类天气过程的物理机制和预报着眼点，从而进一步提高北京地区暴雨预报、预警水平，为减小暴雨灾害提供参考。

1 降水概况和环流形势演变特征

1.1 降水概况

2013年6月4日北京及河北东北地区发生了一次对流暴雨天气过程，降水发生时间分为白天和夜间两个时段。从雷达回波的演变(图略)来看，4日08：00(北京时，下同)开始不断有弱雷雨云团从北京西北部进入北京地区并加强，随后自西向东影响北京北部及河北东北部地区，人工观测站25 mm 以上降水较为集中发生在北京中北部山区及河北的兴隆—遵化—蓟县—丰润一带，最大降水量出现在北京汤河口站(达44 mm)，北京城区及平原地区没有降水发生，至15：00回波逐渐减弱消亡； 20:00左右降水回波在北京西南部山前地区局地生成后，很快加强发展影响北京地区及周边， 25 mm 以上降水呈现多中心的特点， 5日05：00左右降水停止。

人工观测站过程雨量(图1a)表明：50 mm以上暴雨区主要位于北京延庆、怀柔、密云至河北滦平、兴隆一带，为燕山和太行山的山前地区，最大降水量出现在北京的延庆站达75 mm，同时25 mm以上降水主要发生在北京地区及其以东至渤海一带；加密自动气象站降水观测表明：最大降水出现在北京密云的北栅子村站，为115 mm，最大小时雨强为33.9 mm/h，同时伴有剧烈的雷电活动，是一次对流性暴雨过程。河北西北部与山西和内蒙古交界地区有一相对独立的25 mm以上弱降水中心和雨区，该雨区主要与中低层暖式切变线有关。

图1 2013年6月4日08:00—5日08:00人工观测站24 h累积降水量(数字，单位：mm)和地形(阴影)(a)以及2013年6月4日08：00 500 hPa高度场(等值线，单位：dagpm)和风场(风羽)(粗实线为槽线)(b)Fig.1 Observed 24 h rainfall(number,unit:mm) from 0800 BT 4 Jun to 0800 BT 5 Jun in 2013 with terrain(the shaded)(a) and 500 hPa geopotential height(contour,unit:dagpm) and winds at 0800 BT 4 Jun 2013(barb)(the thick solid is trough line)(b)

1.2 环流形势演变特征

前期500 hPa环流形势图上(图略)，2013年6月1日蒙古国为一宽阔低涡所控制，低涡底部的纬向气流盘踞在中纬度地区；从低涡中分裂的一短波小槽沿这支纬向气流移动，2日08:00移至二连浩特附近，该槽在东移过程中不断向南加深，3日08:00在乌兰浩特附近的中低层形成低涡，与低涡配合850 hPa上冷温度中心位于锡林浩特附近，低涡后部的冷空气开始影响内蒙古中东部和河北北部，出现明显降温；因受纬向气流的屏障作用及蒙古高原和燕山山脉的阻挡作用，使中纬度锋区维持在41°N以北地区，涡后冷空气南下势力减弱，同时相应水汽条件较差，北京及周边没有降水产生；随后冷空气沿这支锋区继续向东移向我国东北地区，4日02：00东北平原的低层自北向南降温明显，形成了冷空气偏东偏北的形势；4日08：00 500 hPa低涡位置相对于暴雨区偏东偏北(图1b)，暴雨区受偏西气流形成的弱脊控制，高空环流形势总体不利于暴雨区出现明显降水。总之，在500 hPa盛行纬向气流不利冷空气南下的形势下，由于东北平原三面环山的特殊地形，700 hPa以下冷空气沿东北平原南下到达渤海，随后沿燕山南麓西进以边界层偏东风形式影响北京及周边地区。

2 边界层东风的产生和特点

2013年6月3日20：00海平面气压场上，与高空低涡对应的地面气旋位于吉林与黑龙江一带，地面冷锋位于东北平原中部至渤海湾北部一带(图2a)，受其影响，辽宁锦州站17：00—20：00 3 h加压3.9 hPa，20：00海平面气压值为1010.3 hPa；北京地区受暖式切变线南侧弱偏南气流影响，北京市观象台气压为1005.3 hPa，锦州站与其存在5.0 hPa的气压差。4日 08：00冷锋随低压中心减弱东移(图2b)，而北京地区加压明显，1012 hPa等值线压过北京地区，与1014 hPa 等值线形成了明显的西伸形势，在暴雨区呈反气旋性弯曲，北京地区转受偏东风控制，北京市观象台4日08：00较3日20：00加压6.8 hPa，表明该时段有冷空气自东部影响北京地区。

图2 2013年6月3日20：00(a)、4日08：00(b)海平面气压等值线(实线，单位：hPa)和2 m风场和4日00：00(c)、4日04：00(d)自动气象站风场(双划线为切变线，粗实线代表冷锋，箭头为东风带路径示意，圆点代表静风)Fig.2 Sea level pressure(solid line，unit:hPa) and 2 m wind at 2000 BT 3 Jun 2013(a)，0800 BT 4 Jun 2013(b) and wind observed by auto weather stations at 0000 BT 4 Jun 2013(c),0400 BT 4 Jun 2013(d)(the double line denotes wind shear，the thick solid line denotes cold front,the arrow denotes the path of east wind,the dot denotes the wind speed is zero)

续图2

自动气象站风场表明：2013年6月4日00：00唐山—秦皇岛一带出现了一支4～6 m·s-1东风带(图2c)，随后这支东风带向西推进，4日04：00其前沿到达北京平原地区至河北天津交界一带(图2d)，配合地形及地面气压场变化，这支东风带正是冷空气从东北平原—渤海湾一带沿燕山南麓西进造成的，其前沿为冷锋位置所在，冷锋向西推进的速度约30 km·h-1； 04:00后受地形影响，东风带西移趋势不明显。东风带主要影响华北平原的北部，其尺度较小，为300 km左右的α中尺度系统，明显东风带维持至4日11:00后转为2 m·s-1左右弱偏东风，13:00后暴雨区逐渐转为弱的东北风控制直至夜间降水结束。

925 hPa温度场和风场演变表明：2013年6月4日02：00受冷涡后部冷空气影响，河北东北部等温线密集，与其相对应有6 m·s-1左右的东风带(图略)；08：00东风带的速度明显加大至10 m·s-1左右(图3a)，同时有冷舌自东向西楔入暴雨区，冷舌与图2d中的冷锋有很好的对应，即东风带造成了北京及东部地区的降温；在北京西部的上游地区配合有暖低压中心和暖式切变存在，边界层东风气流与其前部的暖气流交汇，在北京西部和北部山前形成了等温线更为密集的锋区。850 hPa温度配置与925 hPa类似，但在暴雨区温度等值线相对稀疏(图略)，暴雨区700 hPa温度场配置与低层迥异(图3b)，其处于温度脊前位置，说明东风冷空气影响在700 hPa高度以下，其中925 hPa高度上影响最为明显。

图3 2014年6月4日08：00温度场(实线，单位：℃)和风场(双划线为暖式切变线) (a)925 hPa，(b)700 hPaFig.3 Temperature(solid line,unit:℃) and wind at 0800 BT 4 Jun 2013 (the double line denotes warm wind shear line) (a)925 hPa,(b)700 hPa

位于北京市海淀站的风廓线雷达监测到了精细的边界层东风活动(图4)，从2013年6月4日03:00开始低层逐渐由西南风转为偏东风，偏东风从低层向高层扩展，09:00偏东风高度伸展至最高1300 m 左右。08:00—13:00受降水云团或局地扰动等影响，低层风场代表性变差，13：00后低层的偏东风由东南风转为东北风。

地基微波辐射计能够提供高时空分辨率的温度信息，为监测不同高度上的温度变化提供了有利的途径。由图5可以看出，0.5，1.0，1.5 km高度上温度从2013年6月4日03:00开始显著下降，08:00左右温度下降到最低点，降温过程历时5 h，其中0.5 km 高度上温度下降最为明显，降幅达8℃左右；2～3 km高度上温度变化趋势与低层基本一致，但其降温平缓，表现出日变化特点，3 km高度以上温度降幅非常微弱。其中，0 km代表仪器所在高度，相应温度是近地面温度，其受地表影响降温不明显。由北京市观象台常规探空可知，4日08:00较3日20：00 的925 hPa 温度下降最为明显达9℃，微波辐射计观测的温度变化与常规探空基本一致，其与风廓线观测的偏东风从时间和层次上吻合，受地形影响降温明显的高度在北部山脉的高度(1 km)以下。

图4 2013年6月4日北京市海淀站风廓线雷达不同高度风场时序图Fig.4 Wind of different heights observed by wind profile radar at Haidian Station in Beijing on 4 June 2013

图5 2013年6月3—4日北京市观象台微波辐射计监测的不同高度温度时序图Fig.5 Temperature(unit：℃) of different altitudes observed by radiometer at Beijing Weather Observatory from 3 Jun to 4 Jun in 2013

对流性降水发生前地面加密自动站观测能提前8 h 左右、风廓线雷达和微波辐射计能提前5 h左右监测到边界层东风的影响，3类资料相结合可为该类天气的短时临近预报预警提供一定参考。

3 边界层东风气流干湿特性

由图6可以看到，2013年6月3日20：00 116°～118°E边界层为弱的偏南风，整层比湿很小，约为1 g·kg-1， 120°E 附近渤海一带边界层存在9 g·kg-1左右的高比湿中心，该地区为4 m·s-1左右的偏东风影响(图6a)；4日02:00渤海地区偏东风明显增大到8 m·s-1并向西扩展至117°E附近，高比湿区也随偏东风前沿向西扩展，116°E处转为弱的偏东风(图6b)；4日08:00东风带与高比湿区进一步向西推进， 117°E及以东附近偏东风风速加大至10 m·s-1，116°～117°E边界层比湿增至8 g·kg-1左右(图6c)。地面相对湿度的时间演变(图略)表明：冷空气从东北平原开始南下时，相对湿度在50%以下，3日20:00到达渤海湾后湿度增大至80%，4日02:00进一步增至90%， 08：00位于渤海的90%高湿区随偏东风形成了向北京地区伸展的形势，4日 00：00—04：00北京市观象台相对湿度由45%快速增至73%。另外，受偏南气流影响116°E附近北京地区中低层从02：00开始逐渐增湿， 08：00比湿增加至5～9 g·kg-1，随后北京东部116°～118°E范围内中低层比湿也逐渐加大，至20：00比湿达到5～10 g·kg-1。

影响东北平原的干冷空气南下经过渤海时增湿明显，增湿后的偏东气流与中低层偏南水汽输送共同为本次暴雨过程提供了水汽来源，其中,边界层东风气流主要为白天的降水提供了水汽输送。13：00后低层偏东风由东南风转为东北风，风力明显减小并不再向西推进，边界层东风的水汽输送减弱。

图6 2013年6月比湿(虚线，单位：g·kg-1)和风场(风羽)沿40°N纬向垂直剖面图 (a)3日20：00,(b)4日02:00,(c)4日08：00 Fig.6 The zonal cross-section of q(dashed line，unit:g·kg-1) and wind(barb) along 40°N (a)2000 BT 3 Jun 2013,(b)0200 BT 4 Jun 2013,(c)0800 BT 4 Jun 2013

4 边界层东风对暴雨的作用

4.1 东风冷湿气流的锋面动力抬升和地形抬升

随东风冷湿气流自东向西推进，在2013年6月4日08:00 850 hPa垂直速度图上(图7a)，北京及河北太行山东麓及燕山南麓为-0.6～-0.4 m·s-1的上升运动控制，4日08：00垂直速度和风场沿40°N纬向剖面图(图8a)116°E附近750 hPa以下为上升运动，850 hPa附近存在-0.8 Pa·s-1上升中心，偏东风前沿也位于上升区附近，偏东风高度在山前地区有所抬升并与上升速度中心基本重合，表明东风冷湿气流的锋面抬升和地形抬升作用显著； 700 hPa垂直速度(图7b)上，北京城区及南部为下沉运动区，受中层暖式切变线影响,河北北部及北京北部的存在弱的上升运动，该上升运动区在14:00有所南压(图略)，因此，北京北部上升运动更为深厚，这是白天对流性降水发生在北京北部的主要原因。4日11：00后低层偏东风风速变小并不再向西推进，暴雨区低层上升运动明显减弱， 15：00北京地区降水停止。

图7 2013年6月4—5日垂直速度(单位：Pa·s-1)(a)850 hPa 4日08:00，(b)700 hPa 4日08:00，(c)700 hPa 4日20:00，(d)850 hPa 5日02:00 Fig.7 The vertical velocity from 4 June to 5 Jun in 2013(unit：Pa·s-1) (a)850 hPa at 0800 BT 4 Jun，(b)700 hPa at 0800 BT 4 Jun，(c)700 hPa at 2000 BT 4 Jun，(d)850 hPa at 0200 BT 5 Jun

4.2 边界层东风冷垫作用

2013年6月4日20：00北京及东部地区明显的边界层东风转为2 m·s-1左右的东北风，东北风与其西部和北部的偏南风形成了闭合的反环流，气压场上暴雨区完全为东风降温和加压形成的中尺度高压控制(图9a)，20：00探空图上低层存在近于等温的逆温层(图略)，东风气流在华北西部和北部山前平原地区形成了对流稳定的冷垫。同时，20:00 中低层偏南气流较08:00显著增强，4日20:00垂直速度与风场沿40°N纬向剖面图上(图8b)，08：00暴雨区的700～850 hPa的西南气流由8～12 m·s-1增加至12～16 m·s-1，达到低空急流的强度； 700 hPa 切变线主体有所南压，切变线前部西南风达到16～20 m·s-1，西南急流范围增大并与温度等值线交角很大(图9b)，河北和内蒙古交界处有40℃·s-1以上的暖平流中心，850 hPa在北京南部存在30℃·s-1暖平流中心(图略)。由前面分析可知，中低层比湿也增大至5～10 g·kg-1。4日20：00暴雨区中低层暖湿气流明显增强。研究表明：在高层有强盛西南暖湿气流的条件下，低层东风冷垫对降水有明显的促进作用。张迎新等[10]研究表明:暖湿气流在偏东风造成的回流冷垫上爬升能造成上升运动加强，同时偏南气流与低层偏东风的垂直切变增强了大气的斜压性，有利于降水的加强。张一平等[18]通过对一次早春高架雷暴的成因诊断分析发现，地面冷高压后部偏东气流对高架对流的产生具有冷垫作用。中低层西南急流和边界层东风共同影响，有利于本次过程东风冷垫作用的产生。受冷垫作用影响5日02:00 850 hPa东风冷垫区转为一致的上升运动(图7d)，在北京东部有-0.6 Pa·s-1的上升中心。5日02:00后切变线南部西南风急流减弱，边界层的东风也有所减小，中上层的上升运动和冷垫作用减弱，降水至05:00后基本结束。

图8 2013年6月4日垂直速度(等值线，单位：Pa·s-1)和风场(风羽)沿40°N纬向垂直剖面 (a)08:00，(b)20:00Fig.8 The zonal cross-section of vertical velocity(contour,unit:Pa·s-1) and wind(barb) at 0800 BT(a) and 2000 BT(b) on 4 Jun 2013 along 40°N

图9 2013年6月4日20:00海平面气压(实线，单位：hPa)和2 m风场(风羽)(a)及700 hPa温度场(等值线，单位：℃)和风场(风羽)(b)Fig.9 Sea level pressure(solid line，unit:hPa) and 2 m wind(barb)(a),temperature(contour,unit：℃) and wind(barb) of 700 hPa(b) at 2000 BT 4 Jun 2013

2013年6月4日20:00 116°～117°E在700～850 hPa 转为-0.2 Pa·s-1左右弱的上升运动(图8b)，受500 hPa短波槽影响，500～650 hPa的偏西气流由8 m·s-1加大至16 m·s-1，配合有-0.8 Pa·s-1上升中心，这为20:00后的降水提供了有利的天气尺度上升条件。700 hPa北京北部和东部为上升运动控制(图7c)，不过上升运动依然偏弱且中心偏西偏北。

4.3 中尺度对流云团及雷达回波演变特征

通过中尺度对流云团及雷达回波演变进一步验证并探讨边界层东风及其冷垫作用对降水的影响。FY-2E气象卫星红外云图反演的云顶亮温(TBB)图上，2013年6月4日07:00左右暴雨区上游中低层暖式切变线附近有对流云团生成(图10a)，云团生成后沿东南方向移动逐渐远离切变线主体，在靠近北京及河北北部山前地区时不但没有减弱反而表现出明显增强的特点(图10b)，-32℃以下和-52℃以下云团范围均扩大，同时边缘破碎的云团变得光滑，表明边界层东风冷湿气流的锋面及地形抬升对降水有明显促进作用。

2013年6月4日20:00左右暴雨区对流性降水再次发生之前，其上游受加强暖式切变线影响有对流云团大范围生成并自西向东移动，东移过程中由于切变线的辐合抬升作用减弱，云团主体在靠近北京地区过程中明显减弱。变分多普勒雷达分析系统(VDRAS)反演低层风场[19-20](图略)表明：4日20:00北京及东部平原地区的边界层偏东风维持，受偏东风在山前地形抬升作用影响，北京市观象台雷达组合反射率因子演变图上，回波首先在北京西南部太行山山前地区局地生成(图11a)，回波生成后，很快加强发展，并自西向东移动，向东移动过程中其前部有回波新生，山前地区自南向北有回波新生(图11b)，在不断新生并东移加强过程中回波很快发展成片，覆盖了北京城区及南部，同时在北京北部和河北东北部山前地区也有回波局地新生加强(图11c)，南北回波在23:00结合后控制北京及其东部平原地区(图11d)，回波在该地区的较长时间维持导致夜间强降水产生；在回波局地生成、发展过程中，也伴随有弱回波自上游移入暴雨区，但其影响很小。21:18沿北京西南部的雷达回波及相应VDRAS反演风场的垂直剖面图上(图略)，边界层偏东风与中低层环境偏西风、上游回波形成的西风出流在3 km以下形成了倾斜的辐合切变线，并在切变线附近出现了一定的上升运动，非常有利于该处回波的新生和加强。夜间雷暴在山前被触发后，很快在山前平原地区的偏东风冷垫上发展加强从而造成夜间的降水，偏东风及其冷垫作用对夜间雷暴的触发、加强和维持有明显作用。

图10 2013年6月4日FY-2E气象卫星红外云图反演云顶亮温(TBB)分布 (a)07:00，(b)10:00Fig.10 Distribution of temperature of black body from infared images of FY-2E at 0700 BT(a) and 1000 BT(b) on 4 Jun 2013

图11 2013年6月4日北京市观象台雷达15 dBZ以上组合反射率因子Fig.11 Combined radar reflectivity above 15 dBZ of Beijing Weather Observatory on 4 Jun 2013

5 不稳定条件及高架雷暴特性

由2013年6月4日08:00纬向θse与温度沿40°N垂直剖面图(图12a)可知，受中低层偏南暖湿气流的影响，116°～117°E附近750～850 hPa高度有327 K的θse高能舌东伸，与高层θse低值区形成了θse随高度递减的对流性不稳定状况，北京市观象台08:00常规探空资料分析结果中，850 hPaθse为333.5 K，500 hPaθse为325.3 K，两者高低空差值为-8.2 K，对流不稳定明显；4日20：00暴雨区700～850 hPa高度上配合有333 K的高能中心(图12b)，北京市观象台850 hPaθse增大至337.2 K，500 hPa与850 hPa的差值为-11.7 K，对流不稳定程度加剧。同时，由图12b可以看到，4日20：00暴雨区在700～800 hPa为西南急流暖湿输送造成的θse高值区，与低层冷垫在800～925 hPa 形成了θse等值线陡峭的密集区，水平梯度加大，有利于热力锋生，从而促进东风冷垫作用加强。

在大气边界层以上被触发的雷暴称为高架雷暴，高架雷暴的触发机制多由600～900 hPa的中尺度辐和切变线触发，地面附近通常为稳定的冷空气，有明显的逆温，来自地面的气块很难穿过逆温层获得浮力，而是逆温层之上的气块绝热上升获得浮力导致高架雷暴[21]。由于2013年6月4日20：00边界层东风形成了对流稳定的冷垫，夜间对流再次发生时被触发抬升的是边界层之上的暖湿空气，因此,雷暴具有高架对流的特点。判断高架雷暴的对流有效位能通常使用最不稳定的对流有效位能，该对流有效位能可以通过扰动逆温层顶的气块绝热上升而得到[22]。4日20：00探空图上在838～933 hPa存在逆温层(图略)，当状态曲线绝热抬升点选为地面1000 hPa时得到的对流有效位能为0，而将状态曲线的绝热抬升点选在逆温层顶,即838 hPa处时得到的最不稳定的对流有效位能为1517.5 J·kg-1，经过抬升点订正后的能量分析表明大气层结非常不稳定。从风暴追踪信息看，本次过程中，4日20：00左右雷暴在山前触发时回波底的高度在1 km附近的边界层之上，随后很快向低层发展；同时风暴的液态含水量和最大反射率因子均不大，垂直积分液态水含量普遍在15 kg·m-2以下，最大反射率因子为50～55 dBZ，具有较明显的高架雷暴特征[23]。

夜间高架雷暴产生的可能机制是中低层暖式切变、偏南风急流以及500 hPa短波槽为高架雷暴提供了天气尺度的上升条件，偏东风地形抬升和冷垫作用为雷暴提供了抬升触发机制，且中低层急流暖湿输送为高架雷暴的产生提供了充足的水汽和不稳定层结条件。

图12 2013年6月4日沿40°N温度(虚线，单位：℃)和θse(实线，单位：K)纬向剖面图(a)08:00，(b)20:00Fig.12 The zonal cross-section of temperature(dashed，unit:℃) and θse(solid line，unit:K) along 40°N at 0800 BT(a) and 2000 BT(b) on 4 Jun 2013

6 结论和讨论

本文利用多种资料对2013年6月4日一次与边界层东风有关的暴雨过程进行了诊断和融合分析，在一定程度上揭示了边界层东风的性质、特点及其对暴雨的作用。得到以下主要结论：

1) 边界层东风具有尺度小和降温明显的特点,加密自动气象站、微波辐射计和风廓线雷达观测相结合，能够对其进行精细监测，对该类天气的短时临近预报预警具有一定指示意义。

2) 暴雨过程是边界层东风和中低空暖式切变线、偏南风急流及500 hPa短波槽共同作用的结果，东风冷湿气流的锋面抬升和地形抬升加强了中低层暖湿气流的辐合上升运动，是白天降水的主要原因；偏东风地形抬升和其冷垫作用为对流暴雨的再次产生提供了触发机制，高低层系统的共同作用使中尺度对流性云团在移经东风冷垫区时明显发展。

3) 边界层东风降温在低层形成了高压环流和稳定层结，夜间对流具有高架雷暴性质，通过扰动逆温层顶的气块绝热上升得到的最不稳定有效位能较大且更为合理；中低层的暖湿输送为雷暴的产生提供了充足的水汽和不稳定层结条件。

由于伴随有降温的边界层东风活动及其造成的对流暴雨在夏季少见，本文仅针对一次过程的诊断分析，所得结论普适性需进一步分析验证。单纯的边界层东风一般不会造成对流暴雨过程，往往与西南暖湿气流相结合，在实际预报中要重点关注边界层东风与西来系统的相互作用。

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The Influence of Boundary Layer East Wind on a North China Rainstorm

Wu Qingmei Liu Zhuo Wang Guorong Zhai Liang Ding Qinglan

(BeijingMeteorologicalObservatory,Beijing100089)

Using conventional observations, 1°×1° NCEP analysis data, ground-based radiometer data, FY-2E meteorolgical satellite and radar data, the boundary layer east wind and its influence on a North China rainstorm on 4 Jun 2013 is analyzed.

The boundary layer east wind is from Northeast China Plain, and it becomes moist when passing the Bohai Sea, resulting in cooling in boundary layer, and the sharpest drop is about 9°C at 925 hPa. The east wind influencing area is within about 300 km. The east wind and according temperature change are monitored accurately by the ground-based radiometer and profile radar, and the storm is triggered after the temperature decreases for about 5 hours.

Main influencing weather systems of the rainstorm are the boundary layer east wind, wind shear at mid-low level, southwest low-level jet at 700 hPa and small-scale low trough at 500 hPa. The cold air caused by the boundary layer east wind meets the warm southwest air on the windward area of the Taihang and Yan Mountains, and the cold front is formed near Beijing area. The front lift and topographic lift effects are obvious and the according upward motion is about -0.8 Pa·s-1, which strengthens upward motion of the warm and moist air near 700 hPa at the north of Beijing. The east wind leads to cooling cushion and temperature inversion at boundary level, and cooling cushion effect triggers the thunderstorm again to some extent, which is generated above the boundary layer, and the most unstable convective available energy reaches 1517.5 J·kg-1. The elevated thunderstorm is found first to the east of the Taihang Mountains because of topographic lift effect. The analysis of infrared TBB of FY-2E shows that middle convective systems develop obviously when they move near the cold front of east wind. The thunderstorm occurs again just over the east wind cooling cushion area according to radar reflectivity.

The moist is sent to the storm area by east winds from boundary layer and southwest winds at mid-low level. The mid-low level warm moist air leads to the increase of stratification convective instability, and at 850 hPa is 8.2 K and 11.7 K more than that of 500 hPa at 0800 BT and 2000 BT, respectively. There is strong dynamic instability over the storm area because the distinct vertical wind shear is formed by boundary layer east winds and strong southwest winds at middle level.

boundary layer east wind; North China rainstorm; elevated thunderstorm; dynamical lifting

10.11898/1001-7313.20150204

中国气象局关键技术集成项目(CMAGJ2014M03)，北京市气象局科技项目(BMBKJ201403002)

吴庆梅，刘卓，王国荣,等. 一次华北暴雨过程中边界层东风活动及作用. 应用气象学报，2015，26(2)：160-172.

2014-07-24收到， 2014-12-05收到再改稿。

* 通信作者，email: lz007700@163.com