弱天气系统强迫下北京地区对流下山演变的热动力机制

肖现 陈明轩 高峰 王迎春



弱天气系统强迫下北京地区对流下山演变的热动力机制

肖现1, 2, 3陈明轩1高峰1王迎春4

1中国气象局北京城市气象研究所，北京100089;2中国科学院中层大气与全球环境探测重点实验室，北京100029;3中国科学院大学，北京100049;4北京市气象局，北京100089

利用三维数值云模式和雷达资料四维变分（4DVar）同化技术，通过对京津冀地区4部新一代多普勒天气雷达观测资料进行快速更新同化和云尺度模拟，初步分析了弱天气系统强迫下两次发生在北京地区对流风暴的低层动力和热力影响机制。这两次风暴过程处于弱天气系统强迫和弱层结背景下，局地冷池和环境风场的相互配合是造成山上对流风暴是否能够顺利传播下山的关键机制。起初，两个个例平原局地热、动力不均衡形成平原冷池，而冷池的“障碍物”作用进而阻碍环境风场的传播配置。在此机制下，导致在冷池东南边缘形成较强的辐合上升、垂直风切变和螺旋度。在6月26日个例中，由于冷池强度较强且位置偏南，因此阻断了东南暖湿气流向山区的输送，形成由平原至山区的辐散区使得山区的对流风暴不断减弱。但是，随着已经消散的对流风暴下沉气流，覆盖至冷池边缘东南气流上空形成了较强的风切变和垂直螺旋度，进而促使在冷池边缘形成新的对流风暴。而且，在新对流风暴生成后，由于平原地区整体切变强度较弱，因此形成了冷池扩张强度大于对流风暴传播速度的态势。这种配置会切断暖湿入流，从而导致对流风暴快速消亡。对于8月1日个例，冷池位置偏北，因而不受冷池阻挡作用的偏南风在山脚形成较强的辐合上升，同时与下山的偏西风形成明显辐合上升区，有利于山区对流风暴的不断增强；进而，受此影响，山上风暴降水产生若干冷池，新生冷池和原有冷池的相互挤压，在迫使中、北部风暴增强的同时，最终也导致这些风暴互相靠近，最终合并组织成带状对流系统。同时，北部冷池边缘形成的辐合带也为对流风暴向山下传播提供有利条件，而回波产生的冷池进一步增强，并明显扩展。低层风场指示冷池出流（阵风锋）更加强烈且存在明显的“前冲”特征，显现出部分飑线系统的热动力特征。但是由于此时平原地区处于弱切变环境中，风切变强度不能与冷池出流强度相平衡，同样冷池扩展将领先于对流风暴移动，切断东南暖湿入流，导致原有风暴快速减弱。在文章的最后，基于观测和模拟结果，对比分析这两个个例，初步得出了与对流风暴传播下山发展演变密切相关的低层热、动力配置概念模型。

雷达 同化 冷池 螺旋度 切变 风暴

1 引言

对流风暴是中纬度地区暖季最为主要的致灾天气系统。针对对流风暴及其带来的灾害性天气的短临预报是目前精细天气预报研究的主要课题之一。在夏季，由于北京地区西高东低、北高南低的特殊地形配置，常有对流风暴在北京地区西北部或东北部山区生成，受高空引导气流影响向东南或西南传播。在一定天气条件下，风暴能顺利传播至山下平原地区并增强，带来局地暴雨、短时大风、冰雹等灾害性强对流天气。但有时对流风暴常常在山区“徘徊”，不能及时增强并传播至平原地区，甚至风暴在下山前衰减并迅速消亡。因此，对风暴是否能够增强传播至北京城区的预报，一直是北京地区临近、短时预报的重点和难点。

北京市气象局针对2003～2005年北京地区对流风暴源地的统计结果表明，北京地区西部和北部移入型对流风暴占统计样本的95%（黄荣，2012）。而在复杂的地形和下垫面环境下，风暴从北京西部或北部山区向平原地区移动时，究竟会增强还是减弱仍是临近、短时预报的难点之一。不少学者从观测结合模式模拟出发，就个例分析的角度探讨了这一问题。郭虎等（2008）对一次局地特大暴雨的分析表明，山前近地面地形辐合产生的扰动引发边界层扰动，是暴雨形成的主要动力源。陈明轩和王迎春（2012）针对北京地区强天气背景下一次典型飑线天气系统传播下山个例，结合雷达回波演变特征和雷达资料四维变分同化技术反演出的热、动力场，认为当风暴降水造成的冷池与风暴传播前方的中低层风切变相配合时，有助于飑线继续维持传播下山。孙继松等（2006，2013）以及陈明轩和王迎春（2008）的研究表明，西南至东北的山地走向及其引发的惯性重力波与环境东风的相互配合与降水的生成和传播有很大的相关性。此外，也有不少学者从雷达气候学的角度，统计分析了对流风暴传播下山的演变特征。Zhang（2003）研究了在美国西南平原，对流层和边界层的强迫作用对降水的日变化的影响作用。矫梅燕和毕宝贵（2005）分析得出了北京夏季地形雨中尺度环流特征，即低层东风受地形强迫抬升产生强烈的上升运动，进而形成垂直次级环流。Carbone and Tuttle（2008）利用高时空分辨率的雷达资料，分析了美国暖季降水的日变化，发现降水分布与不同地形所形成的热力场分布不均匀以及低空急流所造成湿度分布不均匀有关。Wilson et al.（2004，2010）在统计悉尼奥运会和北京奥运会雷达气候学资料的基础上，认为山脚附近持续长时间的暖东南风和平原地区较好的热力条件是对流风暴是否能够成功向山下传播的关键，提出了北京地区夏季强对流风暴预报概念模型。Chen et al.（2012）的文章则指出，北京及其周边地区大多数对流风暴下山增强个例的回波最大值发生在午后14:00 （北京时，下同）左右，而最大强度位置发生在山脚附近，地形强迫和低层偏南暖湿气流对对流风暴的发展传播起到关键作用。

总结以往的科研工作，均认为：环境切变（尤其是中低层切变）、偏南气流和平原地区较好的热力条件是对流风暴成功传播下山、并在平原地区增强或维持的关键。但是在以往关于对流风暴下山传播和发展的热动力机制的模拟研究中，大多数将重点放在较强天气背景强迫下的对流风暴热、动力机理研究方面上（如肖辉等，2004；王婷婷等，2011；陈明轩等，2011，2012），或者放在气候统计对流风暴雷达气候特征（Chen et al., 2012）上，而对于另一种北京也很常见的弱天气背景强迫下对流风暴由山区是否传播至平原地区的热、动力概念模型的研究，则并不多见。随着新一代多普勒天气雷达的业务应用和京津冀地区雷达网的建立（俞小鼎等，2005），以及四维变分（4DVar）快速更新同化反演技术的发展，均有利地促进了雷达非观测量反演技术的成熟（Crook and Sun, 2002），为开展此方面的研究提供了方便。

本文基于雷达资料快速更新4DVar技术和三维数值云模式，并结合地面观测和中尺度精细预报结果，通过对弱天气背景强迫下两个对流风暴下山演变动力和热动力三维特征的模拟分析和对比，探讨北京地区对流风暴下山演变的热动力机制。

2 模式系统及热、动力反演技术简介

本研究使用的模拟系统是在由Sun and Crook（1997，1998）所开发的变分多普勒雷达分析系统（VDRAS）的基础上，经过一系列改进（Sun and Crook，2001；Sun and Zhang，2008；Chen et al.，2009；陈明轩等，2010，2011），所建立的适合于在京津冀地区使用的一个雷达变分分析系统。目前，该系统已经发展为不仅能够提供准确动力热力分析场，还有一定预报时效的中小尺度热动力分析和预报系统。该系统利用了4DVar技术对多部多普勒雷达资料进行同化分析，在一个包括暖云参数化方案的三维云尺度模式基础上，并融合局地观测和中尺度数值预报资料，从而得到与对流尺度天气系统生消发展密切相关的三维动力和热动力特征，实现雷达非观测量即三维热力和动力特征的反演分析（陈明轩和王迎春，2012；陈明轩等，2012，2013；肖现等，2010，2013）。这里需要说明的是，关于该系统的详细介绍和技术细节可以参照上述文献，因此不再赘述。本文数值模拟工作所使用的模式系统配置为：在水平方向，模式网格点数设置为150×150，水平分辨率设置为3 km。因此，模拟范围为450 km×450 km。另外，模式中心设定在（北纬39.5836°，东经116.1802°）。在这样的模拟范围内，可同时对上述4部新一代多普勒天气雷达（北京、天津、石家庄S 波段和张北C 波段）的观测资料（径向速度和反射率因子）进行同化（雷达站位置如图1 中“＋”所示），其中雷达扫描模式为VCP21（6 min 左右间隔、9 个仰角）。在垂直方向，模式设置为30层，垂直分辨率为500 m，模式最低层高度为垂直分辨率的一半即250 m，因此，模式层高为14.75 km。由于受雷达探测高度的限制，设定仅在12 km以下高度对雷达观测资料进行同化，而12 km以上则作为云模式的上部海绵边界层处理。在450 km×450 km的模式范围内，还使用了京津冀地区近140个5 min自动站的观测资料，包括温度、湿度、气压和风场，用于中尺度背景场的地面分析。另外，虽然该系统以同化雷达资料为主，但是由于新一代气象雷达有一定的观测距离限制以及资料缺失（京津冀S波段新一代天气雷达仅能够探测225 km的降水粒子和100 km的晴空回波），会造成部分缺测，增加模式分析场的观测误差。而可靠的初猜场不但能够降低其分析场的观测误差，而且能够填补雷达波瓣的缺测点。为了得到可靠的初猜场，本文利用自动气象站和雷达VAD风廓线融合中尺度模式预报结果得到初猜场，具体方法如下：首先由中尺度业务预报系统BJ-RUC [WRF模式加三维变分同化技术（陈敏等，2011）] 得到模式探空，再将模式探空插值至雷达变分分析系统网格，然后将模式探空和雷达VAD风廓线资料耦合，产生冷启动初始场。而为实现雷达资料的有效和快速同化分析，并有效减少模式误差的累积，在模拟试验 中，设置雷达变分分析系统以快速更新循环方式运行，其中第一个循环为冷启动，随后是热启动。设定每个4DVar循环为12 min，包含上述每部雷达在VCP21模式下2组体扫资料的同化，并利用云模式进行6 min 短时间积分预报，作为下一次热启动的初猜场（陈明轩等，2013）。

图1 京津冀地区雷达[北京雷达（BJRS）、天津雷达（TJRS）、石家庄雷达（SJZRS）以及张家口雷达（ZBRS）]和雷达变分分析系统模式范围（图中黑色矩形框表示雷达变分分析系统模式范围，“＋”表示雷达位置，彩色阴影区表示地形高度）

雷达变分分析系统利用有限元准牛顿迭代算法进行代价函数的最小化迭代，就目前的设置进行测试后发现，当迭代次数达到35～40次时，代价函数的梯度迅速下降到比较平缓的状态。因此，设定在迭代40次之后，即终止代价函数的最小化过程，并输出同化分析结果；同时，利用云模式进行6 min预报，作为下一循环的初值。本研究将利用模式的反演分析结果分析风暴的演变过程。

为了完成北京奥运会气象保障任务，北京市气象局采用了不同方法对上述局地观测资料进行了系统性的质量控制，本文将不再详述，可详见相关文献（如：王玉彬等，2009；James and Houze，2001；陈明轩，2010，2013）。

3 个例背景概况

2009年是京津冀地区强对流天气频发年，有30多个对流风暴天气过程。本文所分析的两次对流风暴向山下传播分别发生在2009年6月26日和2009年8月1日。对于第一次降水过程，降水中心主要集中在北京东南和廊坊西北之间，范围较小，但是有若干个自动站降水记录超过100 mm，其中最大的总降水记录和1小时最大降水记录分别达到130 mm和接近100 mm，北京城区则几乎无降水。而对于第二次降水过程，降水过程由西至东席卷京城，降水主要集中在北京市区（平原），范围大大超过第一次降水过程，但是自动站的总降水记录和1小时最大降水量要小于第一次个例，分别在60 mm和40 mm（图略）。

对流不稳定能量和垂直风切变是决定对流风暴发生、发展最重要的两个因素。对于2009年6月26日个例，从北京南郊54511站和张家口54401站当日早晨08:00的探空观测分析来看（图2），气象条件并不非常利于对流风暴发生发展：北京地区低层（950 hPa与900 hPa）之间存在着明显的逆温现象以及低层露点温度和温度相差较大，状态曲线和层结曲线有很大的偏差，导致不能形成对流有效位能，这意味着气块很难克服对流抑制能量上升至自由对流高度。而在张家口地区（代表西部山区），与此相近的是，在低层（900 hPa与800 hPa之间）仍然有明显的逆温，导致同样在中低层仍有较大的对流抑制能量（超过―300 J kg−1），仍然说明山区层结的热力条件不利于对流风暴新生和加强。

图2 2009年6月26日08:00（a）北京南郊观象台54511站和（b）张家口台54401站常规探空和风矢端图（图中纵坐标为气压层，单位：hPa；风矢端图标注为风速，单位：m s−1）

而从当时的垂直风切变上看，北京地区的中低层受西南风控制，且风速相近并不利于对流风暴的持续发展（0～3 km和0～6 km切变强度低于6 m s−1）。

而对于2009年8月1日个例而言，在7月31日20:00（图3a）和8月1日08:00（图3b）北京54511气象观测站的探空廓线以及8月1日08:00张家口观测站探空（图3c）显示，7月31日20:00在平原（北京站）700 hPa以下各层露点温度差较小，表明中低层大气处于较湿状态，并且随着时间推移，地面处于降温加湿状态，至8月1日08:00，中低层已接近饱和（温度露点差接近于0，并且在低层，层结曲线随高度沿湿绝热变化），表明只需要有微弱的触发机制，便能触发积云的生成。但是，图3b中显示此时的对流有效位能（CAPE）较低，不能为对流风暴运动提供足够的动能，而张家口探空同样显示对流有效位能较低，因此可见其环境条件并不十分有利对流云发展成强对流风暴。不过，随着时间推移（至11:00），地面增温加湿等原因导致0～3 km低层对流有效位能（CAPE）上升至634 J kg−1，表明对流不稳定能量的不断积累为对流风暴下山传播或在平原地区新生提供了一定的有利条件。

而从当时的水平风垂直切变上看，本个例北京地区垂直风切变同样处于低切变（0～3 km和0～6 km切变强度小于6 m s−1），同样并未达到有利于强对流风暴生成的阈值范围（Thorpe et al.，1982）。

对比这两个个例，不难发现，这两个个例具有相似的特点，即热、动力条件较差：6月26日由于受逆温影响，不能形成对流有效位能，而8月1日，对流有效位能不超过600 J kg−1。其次，二者从垂直风切变可以看出，两个个例切变较弱，均在6 m s−1左右，远远低于强对流风暴产生的阈值范围。另外，从天气尺度系统来看（图略），在500 hPa上，6月26日北京受蒙古弱冷高压影响，位于西北气流中；8月1日北京均位于浅薄的弱脊附近，有一定的风场切变，因此，这两个个例可以认定为典型的弱天气背景强迫下的对流风暴个例。

4 雷达回波演变情况

个例1：图4为2009年6月26日16:11至21:35的京津冀地区天气雷达同步组网观测得到的组合反射率因子拼图，图中指示，至13:11（图略），在张家口地区至石家庄地区西北部一带，有零星降水单体生成，最大强度超过45 dB，并且随着时间的推移，在西北气流的引导下，组织成块状回波向东南北京平原地区传播。但是随着时间的推移，这些对流风暴不断减弱。此外，在石家庄至北京形成结构较不清晰、不完整的弱回波区。至16:11（图4a），对流风暴的回波强度降至在35 dB左右。此外值得注意的是，从石家庄雷达（SJZRS）北部至北京雷达（BJRS）南部，原有弱回波区发展为完整、明显边界层辐合线结构（表现为带状非降水弱回波，见图中箭头），强度在18 dB左右。随着时间的推移，至17:11时（图4b），边界层辐合线的形状更加清晰，结构更加完整，而在原有山区对流风暴不断减弱的同时接近山脚。至18:11（图4c），新生对流单体（标为A）在边界层辐合线（图中对流风暴西北角）附近生成，随之生成新的阵风锋（图中箭头所指部分）并向西北传播，但是随着时间的推移，没有新的对流风暴生成。19:35（图4d），原有对流风暴A分裂并向东北和西南分别扩展，最大强度超过55 dB。至20:35（图略），整体风暴衰弱，接近消亡。本个例从形成新生对流风暴A持续时间不超过2个小时，经历了山区对流风暴下山消散和新生对流风暴在平原生成两个过程。

图3 2009年北京南郊观象台54511站（a）7月31日20:00和（b）8月1日08:00常规探空和风矢端图以及（c）张家口台54401站8月1日08:00常规探空和风矢端图（图中纵坐标为气压层，单位：hPa；风矢端图标注为风速，单位：m s−1）

图4 2009年6月26日（a）16:11、（b）17：11、（c）18:11、（d）19:35时刻雷达组合反射率因子拼图（阴影）。图中黄线为200 m地形等值线，用于区分平原和山地

个例2：图5为从12:53至21:35的雷达组合反射率因子拼图，反映了这次下山增强风暴的发展演变过程。图中指示，从12:53（图略）时开始，由于西北部山区热力对流不稳定，已经开始有零星孤立对流单体形成，不过强度大多在40 dB以下，面积小于20 km2，受850～500 hPa西北引导气流的影响，零星对流单体向东移动。至15:05（图5a）时，零星的风暴单体在山上逐渐加强若干块由东北至西南零散的块状回波单体。16:17时，随着零散块状回波单体接近山脚，雷达拼图（图5b）显示，位于南部块状回波（圆圈内，下同）随着接近山脚不断增强。17:17（图5c）时，在原有位于中部的块状风暴单体（下文均用中部对流风暴指代）在山脚增强的同时，弱北部块状回波（方框内）同样增强并与位于中部块状回波并合，组织为带状对流，而位于南部块状回波在山脚发展至最强，随后至平原快速衰弱。综上所述，此次下山风暴过程的突发增强经历了主体对流风暴增强和南部块状回波在山脚发展至最强阶段，随后快速减弱的过程。至19:17（图5d）时，带状回波传播至北京平原地区，发展成前端强对流云后端层状云的类飑线结构，中心强度超过50 dB，带来阵风和强降水天气，而南部回波已经消失。类飑线回波的成熟期在平原地区主要生命史不超过2个小时，而最大降水发生在北京平原附近。

图5 2009年8月01日（a）15:05、（b）16：05、（c）17:17、（d）19:17时刻雷达组合反射率因子拼图（阴影）。图中黄线为200米地形等值线，用于区分平原和山地

那么，对比个例1和个例2，在相近的层结条件下，个例1中山区对流风暴为什么下山消散，而个例2中的对流风暴在山边突发性增强成为带状回波并能够顺利传播至平原？个例1中的对流风暴A为什么能在并不完全有利于对流风暴产生的环境中在边界层辐合线附近形成并发展成较强风暴？以及为什么个例1和个例2中当对流风暴在平原地区产生或传播至平原地区后快速减弱？这些问题给当时的短时、临近预报员带来了非常大的困扰。虽然在一定程度上，可以利用京津冀地区足够密集的自动站观测能够分析出地面温度变化、辐合辐散以及风场的中尺度形势，用于研究对流风暴向山下传播这一预报难题，但是与对流风暴发生发展有极大关系的精细三维热、动力结构（如：冷池、出流边 界、辐合、辐散区和三维风场），则只能通过基于雷达资料4DVar同化技术的变分分析方法得到。本文将利用高时空分辨的动力和热动力分析结果，尝试得到影响这两个个例不同的机制，以期得到北京地区对流风暴向山下传播发展及消亡的热、动力机理[在以往的研究中，我们已经对个例2的热、动力特征做了初步的分析（肖现等，2013），但是以往的研究将重点放在对流风暴自身的形态和结构等热、动力特征对对流风暴下山的影响上，忽视了山地和平原整体热、动力分布以及地形等因素对对流风暴传播下山所起到的作用，而且没有与相近个例进行比较分析。此外，近来原先使用的雷达变分系统在资料预处理上有了一些改进，提高反演物理量的准确性。] 本文将结合地形等因素在改进的雷达变分系统（陈明轩等，2012）基础上探讨热、动力机理对对流风暴传播下山影响。

此外，对于VDRAS系统的本地化工作已在以往的文章中（Sun，2010；陈明轩等，2011，2013）有了较为详细的说明，本文不再赘述。为了验证VDRAS反演物理量的准确性，Sun et al.（2010）已经利用风廓线雷达资料以及地基微波辐射仪资料，分别对VDRAS反演的风场和温度场进行相关检验，结果表明，风速的偏差小于―1.5 m s−1，均方根小于2.5 m s−1，风向偏差小于20°C，均方根误差小于45°C。对于低层温度来说，偏差小于―1.9°，均方根误差小于2.8°。这说明，虽然VDRAS反演量与实际有一定的偏差，但是还在合理的范围之内。

5 分析结果

5.1 个例1（2009年6月26日）

以往对京津冀对流风暴是否下山的研究（孙继松等，2006，2008；Roberts et al.，2011；陈明轩和王迎春，2012；Wilson et al.，2004，2010）表明，低层的热、动力不稳定和中低层垂直风切变分别是对流风暴能够顺利传播下山的重要原因。正如上文所述，雷达变分分析系统不仅能够反演出三维风场、辐合辐散等动力场，还能反演出指示冷池的相对湿度、扰动温度等热力场，以及在此基础上得到的垂直风切变、全螺旋度等各种特殊物理量。因此，利用雷达变分分析系统的反演结果可以研究对流风暴发生发展的机制。由于本文模式垂直分辨率为500 m，而模式最低层为海拔250 m，这里计算模式3250 m层与最低层（250 m）之间的切变代表0～3 km的低层切变。螺旋度是衡量风暴旋转潜势具有明显意义的重要动力参数，反映了一定气层厚度内环境风场的旋转程度和输入到中高层环境涡度的多少，其量值则反映了不稳定地区风场旋转的强度，以及环境风场旋转的强弱（Lilly，1986；Molinari and Vollaro，2008）。对于水平涡度和环境风矢量，利用雷达变分分析系统的250 m至3250 m高度之间每一层的网格点数据来计算。定义全螺旋度为如下公式：

图6 辐合带代表点螺旋度随时间演变图，其中纵坐标为全螺旋度，单位：m2 s−2

14:11时，从模拟的低层扰动温度场总体上看，在上午太阳辐射和河北南部暖气流的输送共同作用下，整个京津冀地区基本上是一个西北山区和东南天津地区偏暖的形势。其中值得注意的是，在北京平原地区西南部至西部山区一带，形成一个中心温度低于―7.5°C的冷池 [根据以往的研究（陈明轩等，2011；Parker and Johnson，2000），以―3°C为冷池的界限]，其面积在500 km2左右（图7a中白色虚线部分）。从此时反演的相对湿度场上看（图7a中白色实线），整体反演区域低层偏干，反演区域的西部山区和相对湿度在50%以下，而在图7a中的冷池区域则对应着较高相对湿度区，最大相对湿度超过65%。从25日起至此时为止，北京地区尚无明显降水过程，因此在此时刻形成局地冷湿池的原因可能有几个方面：（1）根据风云2C可见光和红外云图（图略），冷池上空有明显发展旺盛的对流积云（二者位置对应得很好），其特有的“阳伞降温作用”（盛裴轩等，2003），有利于冷池的形成。此外发展旺盛的对流积云的冷下沉气流也有利于冷池区域温度下降；（2）正如图7a中指示，冷池附近的相对湿度为整个反演区域相对湿度最高地区，因此自上午起此较湿区域升温将小于其他偏干区域，导致冷池地区的扰动温度较低；（3）背风坡特有的降温作用（Durran and Klemps，1983）。

图7 2009年6月26日14:11要素场。（a）扰动温度示意图，图中阴影为扰动温度，白色虚线为―3°C温度等值线，红色线为辐合辐散线（实线为辐合，虚线为辐散，绝对值最小值0.2×10−3 s−1，间隔在0.2×10−3 s−1），白色实线是超过65%的相对湿度，间隔10%，图中箭头为叠加250m风速矢量；（b）为相应的0～3 km风切变图，图中阴影为风切变强度，图中橙色线是大于100 m2 s−2的全螺旋度等值线，白色虚线为―3°C温度等值线，图中箭头为叠加0―3km风切变矢量；（c）沿图（a）中AB线的剖面图，红色虚线为风垂直切变等值线，黑色实、虚线为垂直风速等值线，白色虚线代表―3°C温度等值线（指示冷池），图中箭头为叠加风速矢量；（d）为对应（c）剖面的地形走向。

从此时模拟的风场上看，整体环境风场形势以西南风为主，在冷池内部，由于冷池的辐散下沉作用，风场则为弱下沉出流。而由于局地冷池的扰动温度低、湿度大，形成较明显的温度、湿度梯度带（此时扰动温度梯度在0.8°C km−1以上），导致冷池在一定程度上，形成边界层风场传播的“障碍物”，因此在沿着冷区边缘，原有偏西南方向的较强气流一定程度上受冷池阻隔作用，风向向东北或西北转向，转向风强度与冷池温度梯度和环境风场强度成正比，这也与以往的研究相符合（Sun and Zhang，2008）。因此转向气流与附近的附近西南风为主的环境风场以及冷池的弱下沉出流相汇合，在冷池边缘强的温、湿度梯度的抬升作用下，在冷池南边缘形成若干条明显的辐合区（图7a中冷池边缘红色长实线），其中最大强度超过0.3×10−3s−1。而以往对对流风暴顺利传播下山的概念模型等（Wilson et al.，2010；Roberts et al., 2011）均指出，平原地区较好的热力条件、在山边长时间暖湿气流输送和地形对环境风场的强迫抬升，是对流风暴能够顺利传播至平原地区的关键。但是从此时模式模拟的热、动力场上看，本个例热、动力场配置恰恰相反：平原和山地之间的冷池代表较差的热力条件；而且冷池的“障碍物”作用对低层暖湿空气向山区的输送起到了阻碍作用，使得环境风场在平原和山地之间形成了明显的绕流（风向平行于地形走向且风速较弱）以及若干辐散场（图7a中红色虚线），同样不利于对流风暴的持续传播。这种热、动力配置可能是原有山区对流风暴在向平原传播中不断衰弱的原因。

从此时模拟的0～3 km垂直风切变强度（图7b）上看，至14:11整个反演区域，垂直风切变的强度较弱（这也与图2所示的08:00探空相符），特别是从冷池区域至平原地区，由于整体中低层环境风场（边界层至4 km左右）均受西南风控制，因此也就形成了弱切变区，强度低于5 m s−1。

此外，从螺旋度随时间推移变化图（图6）中可以看出，从12:00时起，虽然边界层辐合线处辐合较强，但是旋转强度较低，螺旋度一直保持较低水平（低于50 m2s−2），并缓慢上升。至14:11时，仅为70 m2s−2左右，尚未达到足够产生对流风暴的阈值范围。此外，从本时刻反演的螺旋度空间分布（图7b中绿色等值线）上看，螺旋度在整个区域均低于70 m2s−2，这反映了此时刻整个反演区域均比较稳定。

为了更好地说明环境风场和冷池的相互配合在风暴生消中所起到的作用，从接近于垂直冷池主轴和辐合带方向作剖面。图7c指示，冷池（以―3°C作为冷池的边界）最大厚度在3 km左右，最大强度低于―6°C。并且对比地形走向图（图7d）可见，当西部山区的西风传播到冷池附近时，在背风坡下山气流辐散降温、冷池冷却下沉和冷池“阻碍”的共同作用下，冷池上方整体以弱下沉气流为主，不利于由山区向此处传播的对流风暴持续发展，这也是随后对流风暴不断弱化为层云的原因之一。而在冷池的右方，当较为干暖的东南气流传播至冷池（图中白色虚线部分）右边缘时，受冷池“阻碍”作用和温度梯度的影响，形成较弱的上升气流区。此外，由于冷池附近由边界层至中层（6 km左右）均受偏东南风控制，这样在冷池右侧形成较低的切变（图7c中风切变红色等值线明显上翘，6 m s−1的等值线高度在7 km左右），远远低于以往研究中对流风暴能够生成或发展的阈值范围。因此，虽然在辐合线一带已经存在明显的辐合上升运动，但是由于环境风场较弱、动力旋转（如切变和螺旋度较弱）以及平原地区热力条件较差等不利因素，气块不能冲破较干环境的阻力至自由对流高度（LFC）从而形成对流风暴。另外值得注意的是，对比地形（图7d）可见，与传统对流风暴能够增强下山的概念模型（陈明轩等，2013）不同的是，在山脚附近，垂直运动表现为下沉运动，这是由于受冷池下沉作用和对环境偏南风传播的“阻碍”作用影响，垂直地形走向风速分量较小，地形不能对“绕流”起到强迫抬升作用所造成，这也预示着对流风暴不能传播下山。

图8 2009年6月26日16:11要素场。（a）扰动温度示意图，图中阴影为扰动温度，白色虚线为―3°C温度等值线，红色线为辐合线（实线为正，虚线为负，绝对值最小值0.2×10−3 s−1，间隔在0.2×10−3 s−1），白色实线是超过65%的相对湿度，间隔10%；（b）为相应的0～3km风切变图，图中绿色线是大于100 m2 s−2的全螺旋度等值线，白色虚线为―3°C温度等值线；（c）沿图（a）中AB线的剖面图，红色虚线为风垂直切变等值线，而黑色实、虚线为垂直风速等值线；（d）为对应图（c）剖面的地形走向；（e）为（c）剖面的雷达反射率因子图

随着时间的推移，西部山区的降水在减弱的同时不断向东南方向（山下平原）传播，至16:11，随着对流风暴接近山脚，此时的风暴强度已经减弱至30 dB左右（图4a）。此外，受降水下沉气流降温作用和冷池内部下沉气流等的影响，冷池的面积和强度与上一个时次相比，均有所增强（面积增长至约600 km2，中心最低温度降至―8°C左右）。而且，在平原地区，受环境偏南风输送的影响，暖区逐渐向偏北伸展。因此，冷池的增强和暖区的扩张也就加强了冷池南边缘和东边缘的温度梯度（已升至1.3°C km−1）。与之对应的是，从反演的相对湿度上看，冷池区域经历了明显的加湿过程（图8a中65%相对湿度范围明显增加），也同样加强了冷池边缘的湿度梯度。从模拟的风场形势上看，随着时间的推移，平原地区环境西南风转向为南风，且风速也有所增加。因而，由图8a可见，随着环境风垂直于冷池的分量和温、湿度梯度的增强所导致环境风场绕流程度的增加，在冷池南边缘的原有辐合区组合成一辐合带（红色实线），其边界层辐合线形态更加清晰，最大强度超过0.4×10−3s−1，长度超过150 km。而对照此时雷达反射率因子图（图4a），可以发现，此时模式反演的温、湿度的梯度带和风场辐合带对应着此处的雷达反射率因子图上被识别的边界层辐合线，因此明显的温、湿度的梯度带以及较强的风场辐合是边界层辐合线能够形成乃至被北京雷达（BJRS）所能探测到的原因，这也与以往的研究相符合（Wilson and Schreiber，1986）。而由冷池区域至西部山区，仍然由于背风坡辐散作用和冷池下沉作用，导致对流风暴前方至山脚为明显的辐散区（图8a中红色虚线），辐散强度在―0.1×10−3s−1至―0.2×10−3s−1之间，这也就导致对流风暴将在向平原传播的过程中继续衰弱直至消散。

从此时模拟的0～3 km切变强度上看，与上一个时次相近的是，在山脚至冷池上空附近仍然为4 m s−1以下弱切变。而与之相反的是，在冷池南边缘和东边缘辐合线附近，形成了较高的切变区（强度为12 m s−1），接近孙继松等（2006）研究中北京地区有利于风暴发生发展的低层切变阈值范围。切变明显增长的原因有以下几个方面：（1）热力作用，较强温度梯度是形成强局地垂直风切变的重要原因，而冷池的存在恰好构成了山地和平原之间较强温度梯度，满足形成较强风切变的热力条件；（2）环境风场的配置，随着边界层南风的增强，由于冷池对边界层风场的传播有“阻碍物”作用，以及冷池的冷却下沉作用，改变了冷池边缘附近的边界层至中层风速和风向配置。这些情况说明冷池与环境风场的相互作用有助于产生较强风切变。

同样，从辐合带螺旋度时间推移图（图6）上看，自上一个时次至本时次，螺旋度有了明显的增加，已经增长至接近100 m2s−2，初步达到了强对流单体产生的范畴（Davies-Jones et al.，1990）。而且，从全螺旋度在本时刻的空间分布上看，除了西部山区由于对流风暴下沉出流和自身选择形成较高螺旋度外，辐合带附近为螺旋度最大值区。因此螺旋度的分布和强度变化说明在冷池区域东、南边缘，随着螺旋度的增长，形势开始有利于风暴的产生。造成这主要有以下几个原因：（1）冷池增强导致边缘处存在较强风切变，有利于维持上下层旋转，形成较强的水平涡度；（2）冷池增强加大了冷池边缘对环境风场的“阻碍”作用，加强了绕流，同样加强水平旋转，增强此处的相对垂直涡度。这两种作用，与冷池边缘“障碍物”的辐合抬升作用配合，能将低层涡度传输至高层，导致形成较强螺旋度，从而有利于对流风暴的形成。

同样从沿图8a中AB线的剖面图（图8c、d、e）中可以看出，此时与上一个时次相比，冷池的高度和强度均有所增加，―3°C等值线高度发展至在2 km左右。从流场上看，原有对流风暴主体已经到达冷池的左侧。在对流风暴的前方（图8e），与上个阶段相近，仍为明显下沉气流所控制，最大强度超过5 m s−1，这种对流风暴前方下沉气流结构将阻隔原有对流风暴的前方入流，加速山区对流风暴进入消亡期。此外在冷池右侧，随着边界层风速的增加和温、湿度梯度的增强，垂直抬升运动也明显增强，此外在冷池右边缘的左侧上方1 km至3 km左右下沉气流受冷池右边缘辐合抬升作用转变为上升气流形成逆时针的负涡度，同样改变了中低层的风场分布，在冷池右边缘左侧形成较强切变区（图中10 m s−1切变等值线明显下降至1.6 km）。

至17:11，由扰动温度图（图9a）可见，随着时间的推移，虽然冷池的强度与上一个时次相比略有下降，但是受环境偏南风的持续向北输送暖空气的影响，暖区更加向北扩展，从而导致在冷池东和南边缘的温度梯度持续增强。而从此时反演的相对湿度上（图9a中白色等值线）看，随着时间推移，冷池区域的相对湿度也有明显增长（最大已超过80%，且面积也明显增加），同样增加了冷池东和南边缘的湿度梯度。因此，在增强的温度梯度、增强的偏南风和冷池持续下沉运动的共同作用下，导致在冷池边缘风场转向的程度更加明显，转向风以偏西风和偏东风为主，甚至部分已转变为偏北风，这也就加强了冷池边缘的辐合带结构（对比图9a和图4b，在冷池南边缘的辐合带结构更加明显，边界层辐合线形态更加清晰，最大强度超过0.55×10−3s−1，长度超过190 km）。

从此时模拟的0～3 km切变强度（图9b）上看，此时整体切变形势与上一个时刻没有明显的不同，但是在冷池边缘，随着边界层绕流程度的持续加强和冷池上空西风的增强，在冷池的东、南边缘的较高切变区强度继续增加，此时最大强度超过12 m s−1，且面积显著增加。而且切变方向与温度梯度方向垂直，因此根据以往的概念模型（Wakimoto et al., 2006a），有利于对流风暴的产生。此外，从此时的螺旋度空间分布（图9b）和螺旋度时间推移（图6）可以看出，在冷池边缘两侧随着切变的增加和风场转向程度的增加，自16:59时起，冷池边沿的全螺旋度有了非常明显的增加，在冷池边缘，螺旋度强度已经上升至150～200 m2s−2之间，特别是在对流风暴初生点，已经超过200 m2s−2，甚至已经超过了形成超级单体风暴的阈值范围（Davies-Jones et al., 1990）。结合这些切变和旋转形势的分析，说明此时强对流风暴的产生条件已经非常充沛了。

但是和上一个时次相比，热、动力场的整体形势并没有明显变化，这说明在冷池边缘螺旋度和切变的快速增加与中小尺度热、动力场的变化以及小尺度的诱发机制有关。那么，除了上文提到的因冷池形成的温度梯度机制外，还有其他什么因素？需要进一步探讨。

而此时沿图9a中AB线的剖面图（图9c、d、e）则更加清晰地解释了这些特点形成的原因：与上一个时次相比，冷池的最低温度有所上升，但是冷池的面积受下沉气流的影响，反而增大。此外，从雷达反射率因子图（图9e）中能够看出，此时对流风暴的主体的中下部已经完全受下沉气流所控制，和经典对流风暴消散模型相符，说明山区对流风暴已经接近消亡。但是结合图9c、d、e可以看 出，从冷池至冷池右侧，随着消散对流风暴向东传播，其中层强下沉气流下山造成的动量下传，进而加剧了冷池上空中层的西风强度（3 km西风风速增长至8.5 m s−1左右），并且叠加在冷池右侧持续增长的边界层风之上，在冷池右边缘形成了较强的切变（由图9c可见，10 m s−1切变等值线已经下降至3 km）。在冷池右边缘，随着冷池温度梯度和边界层东南风的增加，也有利于冷池边缘处原有的垂直运动的增强，上升气流高度上升至8 km以上，形成深厚的辐合区。跟上一个时次相比，上升运动直立（上升速度明显增加），并向冷池上空倾斜，具有斜压特征，进而随着中层西风增强和较强切变的产生，在冷池右侧由边界层至中层构成了风向随高度顺转的切变，形成较强的正涡度环流。这种倾斜的正涡度环流在对流风暴发展的初期，降水粒子会掉入冷池，增强冷池出流进而增强冷池边缘的辐合结构。冷池右边缘的强切变区和正涡度结合上一个时次形成的冷池右边缘左侧强切变和负涡度，在冷池右边缘形成较强的垂直旋转上升运动，这也就揭示了螺旋度快速增长的原因。

图9 同图8，但为17:11

与上一个时次相比，风场结构和切变结构已经比较有利于对流风暴产生。因此，现有的配置非常有利于对流风暴在冷池边缘新生。于是半个小时后，根据雷达观测，有新的对流风暴沿辐合带产生。

至18:23，新生的对流风暴已经形成块状回波（图10b），最大强度已经超过50 dB。而从模式反演的扰动温度上（图10a）看，此时由于对流风暴降水发展旺盛，其对流降水降温和辐散下沉运动（辐散强度在―0.3×10−3s−1左右）作用，在对流风暴的侧后方形成一明显的小冷池G（图10a中白色虚线部分），中心温度低于―6°C。从此时模式模拟的风场上看，在原有辐合线一带，随着原有对流风暴增强，冷池受其下沉气流和降水降温的影响，加剧了冷池对环境风的障碍作用，这也就导致在冷池边缘风场的“绕流”现象更加明显。而此时，暖区继续向北推进，原有扰动温度梯度带亦向北延伸。因此，随着对流风暴自身不断发展，随之出流的增强，出流、绕流和环境风场在冷池边缘交汇，也加强了此处原先存在的辐合上升带，辐合带平均强度在0.4×10−3s−1左右，最大值出现自西南和东北方向（图10a）。随着温度梯度带向北延伸，辐合带同样向北延伸，而在东南侧，辐合带对应的出流离开风暴主体，切断了风暴东南入流，预示着风暴不会向东南发展。同理可知，在对流风暴和冷池的西北侧，受对流风暴出流和原有冷区的辐散下沉气流交汇所影响，也就在对流风暴的西侧形成辐合带（强度在0.3×10−3s−1左右），这也就形成了雷达反射率因子图上的阵风锋（图4c中箭头所指示部分），但是由于现有冷池阻隔了东南暖湿入流以及原有冷池内部的辐散运动，因此没有新的对流风暴随之产生。

从该时刻0～3 km 垂直风切变特征来看（图10b中蓝色等值线），与前几个时次相似的是，整个反演区域位于较弱的切变环境下，并不有利于对流风暴传播。但是值得注意的是，在对流风暴东北侧出流区和西南侧入流区（图10b和c），受冷池出流和低层偏南风影响形成较大切变区，强度在12 m s−1以上。此外，切变风方向与环境风方向相交，夹角接近90°C，根据垂直涡度方程和以往的概念模型（张培昌等，2001），在对流风暴西南经西北至东北侧形成正涡度区（图10c中红色等值线），这种环境有利于形成垂直旋转上升运动，配合较强的辐合抬升区，一定程度上有利于对流风暴的持续发展。而在对流风暴内部和东南方向，切变方向和环境风场方向夹角远远大于90°C甚至接近平行，这意味着较低乃至负的垂直涡度（在对流风暴东南侧负的垂直涡度，红色虚线），对应辐散运动不利于对流风暴的产生或维持。而从螺旋度空间分布上（图10b中绿色等值线）看，与切变相近的是，在对流风暴A附近同样在对流风暴西南和东北形成了较强的正旋转。因此结合切变和旋转和辐合带分布解释了对流风暴向东北西南及西北传播，而不向东南侧传播的部分原因。

为了更好的说明冷池和风场配合对对流风暴传播所起到的作用，沿对流风暴传播方向上（AB）做剖面图（图10d）。对照图10d和相应的雷达反射率因子图（图10e），在对流风暴的位置，由于对流风暴的辐散下沉气流和降水降温作用，在对流风暴的下方形成一个较强的冷池，除维持对流风暴两侧上升区外，在冷池两侧边缘受对流风暴出流和冷池边缘温度梯度抬升作用，在对流风暴两侧上升区的两侧同样形成上升辐合区。这种机制将使对流风暴随冷池扩张向AB方向发展。而在对流风暴中部，在持续降水下沉运动和上文提到的负涡度作用下，以及东南方向弱切变环境等共同作用下，导致冷池扩张切断原有东南入流（在一定程度上解释了风暴东南侧辐合带离开风暴主体的原因），因而原有对流风暴分裂成两部分（19:35，图4d）。此后由于整体低切变环境导致冷池扩张速度大于对流风暴移动速度，逐渐切断原有入流，1个小时后分裂的对流风暴分别步入消亡期。这也与以往的研究结果相近（Wilson et al.，2010；陈明轩等，2012），本文不在赘述。

图10 2009年6月26日18:23要素场。（a）扰动温度示意图，图中阴影为扰动温度，白色虚线为―3°C温度等值线，红色线为辐合线（实线为辐合，虚线为辐散，绝对最小值0.2×10−3 s−1，间隔在0.2×10−3 s−1）；（b）为相应的雷达反射率因子图，图中黑色线是大于10 m s−1的0～3 km风切变等值线，绿色线是大于100 m2 s−2的全螺旋度等值线；（c）是（b）中方框内的放大图，图中红色线为垂直涡度等值线，单位为10−3 s−1，绿色线为大于10 m s−1的0～3 km风切变等值线，蓝色箭头为风切变矢量，黑色箭头为最低层风矢量；（d）、（e）分别为沿图（a）中AB线的雷达反射率因子和扰动温度剖面图，（e）中红色虚线为风垂直切变等值线，图（d）、（e）黑色实、虚线为垂直风速等值线（实线为正，虚线为负）

结合切变和冷池的演变情况可以看出，对于北京西部山区没能顺利下山的对流风暴而言，冷池起到了不利于对流风暴传播的作用：冷池对环境偏南风场的传播起到了“障碍物”作用，阻碍东南较暖空气向山区输送，进而形成从平原至山区连续辐散结构和风场在山脚的“绕流”，不能在山区形成较强辐合抬升。这种热、动力配置形成辐散场不但不利于山区对流风暴产生和持续发展，而且阻断了环境东南气暖入流，从而不利于对流风暴的继续增长和传播下山，这也在一定程度上解释了Wilson et al.（2010）所总结的对流风暴下山消散概念模型所形成的原因。而对于在边界层辐合线形成的局地对流风暴而言，虽然根据北京地区探空，在北京地区低层有较大的对流抑制能量，整体环境偏干，不利于对流风暴的形成，但是冷池对环境风场的阻碍作用使得在冷池右边缘0～2 km形成了较为深厚的辐合上升区，这种辐合对对流降水的产生起到了非常重要的作用。此外，由于地面冷池在一定程度改变了边界层附近的风场和热力场的结构分布，在不断增强的环境偏南风配合下，也随之就形成了较强辐合、较强切变和螺旋度等动力因素，有利于对流风暴的产生：在初期，在冷池边缘，虽然有较明显的上升运动，但是由于中低层逆温和弱旋转不利于对流风暴的产生。然而，随着环境偏南风和冷池的不断增强，增加了冷池边缘的辐合抬升运动，以及原有消散的对流风暴的下沉气流增加了冷池上空中低层风速，进而在冷池右边缘形成较强切变以及正、负涡度环流等旋转，从而冲破抑制能量形成对流云。此后，在冷池出流和冷池对环境风场阻碍作用以及冷池的扩张的共同作用下，结合较强的切变和旋转，沿辐合线依次形成了新对流单体。随着冷池的扩张，导致原有对流风暴分裂成东北和西南两部分。随后，由于较弱的切变环境，导致随着冷池的增强，切断了原有对流风暴的入流，会使对流风暴很快衰弱。

5.2 个例2（2009年8月1日）

从14:05（图11a）的扰动温度整体形势上看，与上一个个例相似的是，整体呈现西北和东南偏暖的形势，但是在北京平原和山地交界处（北京地区北部）形成冷池（图11a中蓝色色块白色虚线内部分，定义为G），冷池中心扰动温度低于―4°C。对比自动站资料和临近时刻的卫星云图资料（图略），我们认为与上一个个例形成原因相同，但是由于冷池上空积云强度（云量和云高）与上一个个例相比较弱，因此冷池强度相比较弱，且位置偏北。

图11 2009年8月1日14:05要素场。（a）扰动温度示意图，图中阴影为扰动温度，白色虚线为―3°C温度等值线，红色为辐合线（实线为正，虚线为负，绝对最小值0.2×10−3 s−1，间隔在0.2×10−3 s−1）；（b）、（d）分别为沿（a）中AB、CD的剖面图，（b）中填色为辐合场，（d）中填色为扰动温度，红色虚线为风垂直切变等值线，而黑色实、虚线为垂直风速等值线；（c）为对应（b）剖面的地形走向；（e）为相应的0～3 km风切变图，图中白色线是大于100 m2 s−2的全螺旋度等值线

并且，从模拟的环境风场形势上看，与上一个阶段相近的是，平原地区基本以南风为主（风速约在11 m s−1左右），受北京地区西北山区阻隔作用的影响，随着地势的走高逐渐向东倾斜，与西北山区的西北风交汇，构成辐合抬升等不稳定环境。而与个例1不同的是，由北京雷达以南平原地区至山区，由于没有强冷池的“阻碍”作用，导致较强的偏南气流不受阻挡的直接吹至山脚，受地形强迫抬升作用所影响在山脚形成了较强的辐合区。进而，爬山气流继续与山区西风交汇，形成范围较广的辐合区，在0.2×10−3s−1以上（图11a中模拟区域西部山脚至山区红色实线等值线），这种山脚至山区的大规模强辐合配置为对流风暴在山区（这可能是导致图5a、b中部的零星对流风暴在山区不断加强的原因）。并且，从垂直山边辐合区的剖面图（图11b和c）中看出：第一，低层风受山脚地形强波抬升作用影响形成的较为深厚的辐合区（即辐合区走向对应地形走向），高度延续至2 km以上，非常有利于对流风暴的产生；第二，图中指示，辐合区具有一定的斜压性，辐合轴向山区倾斜。这种辐合特征与地形强迫，使平原地区的低空急流在山脚上升，配合中高空西风下沉运动，形成一个次级环流，更加有利于深厚的辐合上升运动在山脚的积累。以往的研究表明（Ziegler et al., 1997；陈明轩等，2013），辐合区的厚度对降水的程度有极大的正相关，即当增加低层辐合的厚度时，会导致低层水汽辐合显著增加，增大降水效率。因此，有利的山边深厚且较强辐合抬升运动有利于西部山区对流风暴向山下传播，这也是南部回波（图5b圆圈内）至山边发展至最强阶段。

此外，与个例1相似的是，在冷池G南边缘，冷池同样在一定程度上，“阻碍”环境风场的传播，原有偏南方向较强气流的风向和风速在冷池边缘处形成明显的绕流转向，由西南风转为偏东风和偏西风，转向强度同样与冷池温度梯度成正比。并且转向气流在冷池边缘与附近西南风为主的环境风场汇合，在强温度梯度的抬升作用下形成明显的辐合上升（图11a中冷池边缘红色长实线），最大强度超过0.4×10−3s−1。而从平原至冷池边缘的剖面图（图11d）上看，受冷池阻碍作用影响，较暖环境风场受迫抬升，在冷池前沿（图11e中15 km处）形成若干气流上升区，强度在1～2 m s−1，上升气流同样与温度梯度成正比；尤其在冷池边缘，较强南风从暖区冲向冷池，插入冷池下方，构成较强温度梯度和风场不稳定，在边界层形成辐合抬升气流区，有利于风暴生成和维持发展。此外，除冷池附近区域外环境风场（西南方向分量）较强，随高度变化不大，整体应为弱切变环境（10 m s−1风切变等值线高度在7 km以上），并不利于风暴的传播。但是在冷池边缘，由于在边界层冷池对环境风场阻碍抬升作用，边界层水平风速向垂直风速转化导致边界层风速水平分量减少，而冷池抬升作用主要在边界层，因此中高层风速水平分量向垂直分量转化没有边界层明显，保持了较大的水平风速，从而边界层弱水平风速和中高层较大水平风速在冷池边缘中低层构成较强的风切变环境（图11e中风垂直切变等值线下伸，6 m s−1等值线下伸至1.9 km 处），有利于风暴的发展和维持。同理，上述机制形成风向从边界层起随高度顺时针旋转的特有结构，形成正涡度，进而构成平原冷池边缘地区低层较强的热、动力不稳定环境。

针对本个例，在计算风切变之外，也根据公式1，分别计算了螺旋度的空间分布和代表点螺旋度随时间演变情况（图12）。代表点选取原则是这个区域应该尽量靠近风暴前沿，能够代表风暴前的环境风场变化特征，但是又不会受到风暴出流的明显影响。这里选取距离风暴前沿30 km左右的30 km×30 km的区域进行螺旋度平均值的计算。从此阶段的代表时刻（14:05）0～3 km切变（图11e）来看，表明山区是较强风切变和平原地区为弱风切变的形势，平原地区0～3 km风切变小于4 m s−1，远远小于能够诱发或维持对流运动的阈值，且不利于风暴的产生或维持。但是，在冷池东南边缘区域附近，则存在切变较强（大于11 m s−1）和大螺旋度区（大于100 m2s−2），达到有利于风暴发生发展的阈值范围，说明冷池与环境风场的相互作用有助于产生较强风切变和较强螺旋度，这也与上一个个例的反演分析结果相仿。而从螺旋度（图12）演变图中看出，与上一个个例相近的是，风暴前方的全螺旋度同样经历了不断上升的过程。

综上，在风暴下山前，虽然从探空上看平原地区整体形势上并没有明显指示风暴能够下山增强，但是雷达变分分析系统结果表明冷池和环境风场的相互配合却能为风暴下山构造较好的形势。并且与上一个个例相比，由于局地冷池位置偏北，并且强度较弱，因此偏南的低空急流能够顺利的传播经山脚至西部山区形成深厚辐合区，这也是对流风暴南部能够在山边发展至最强阶段的原因之一。

至16:11，结合模拟的扰动温度场与雷达反射率因子图（图13a、b）上看，原有冷池G强度变化不大，而在西北山区，受上文提到的较强辐合影响，原有零星对流风暴不断增强，因而受增强对流风暴的下沉气流降温和拖曳作用影响，分别形成冷池T1和冷池T2，中心强度分别为―5°C和―3°C；在冷池T1周围形成明显出流，而由于冷池T2强度较弱，因此出流不如冷池T1明显。

图12 对流风暴前方螺旋度随时间演变图，其中纵坐标为全螺旋度

从模拟风场来看，平原地区偏南风为主的形势仍然没有太大变化，不过随着时间的推移，风速不断的降低（降至6 m s−1左右），而且在平原地区向东倾斜的程度增加。从垂直于南部回波的剖面图（图13b）上看，随着南部回波接近山脚，出流与东南风交汇增强了山脚辐合，强度超过0.6 m s−1，辐合区高度达4 km以上，因此南部回波在山脚发展至最强阶段。但是随着平原风逐渐向东倾斜以及风速的下降，在南部回波的前方平原，较弱环境风场形成“绕流”，因而难以形成辐合场（图13a和 b）。而且随着风场绕流形成，风速垂直于地形分量的下降，原有的次级环流结构逐渐消失，这些风场结构均不利于南部回波的持续发展。此外，由于平原地区风速较弱并且风向相近，形成低切变区（红色6 m s−1切变等值线至10 km，见图13b）。在平原地区，较弱的低层切变配合着弱抬升运动，因而导致南部回波在离开山脚后很快减弱。

与之相反的是，而在原冷池附近，在原有冷池边缘环境风场受冷池温度梯度影响的转向运动的基础上，随着冷池T1靠近平原冷池，其下沉出流与原有冷池G边缘辐合区交汇，加大了辐合区强度和面积（最大强度已经超过0.3×10−3s−1，延伸至北京市南部），有利于向此处传播的中部主体风暴顺利传播下山并增强，并且在离开山脚后受此强辐合区影响，仍然在旧冷池G边缘能够发展至最强阶段，这也是最大降水发生在对流风暴中部和发生地点在平原地区的原因。这种机制符合Wilson et al.（1986）所总结的出流与边界层辐合线的碰撞有助于形成或维持对流风暴的现象。此外，随着降水的不断持续，冷池T1和T2受各自母风暴降水降温和降水拖曳作用影响，不断增强并明显扩展，且随着原有风暴东移并向平原地区原冷池所在地推进，使得冷池彼此不断接近，受对流风暴下沉气流和较强东南环境风场影响，冷池之间较暖空气随着冷池的扩张和移动不断被挤压抬升，在冷池之间分别形成强度超过0.4×10−3s−1的辐合抬升区（图13a中T2和原有冷池之间，T1、T2和原有冷池之间）。随着这些冷池不断扩展和相互靠近，导致中部回波和北部回波不断发展并并合，组织成带状回波（图5d）。CD剖面（图13d和e）更加清晰的再现了这一点，图13d中受对流降水影响，T1和T2上空为明显下沉气流控制。而受下沉气流对两个冷池之间的较暖湿空气挤压作用影响，图中显示，在冷池之间形成较强上升气流区（图13d），上升气流位置在图12c中对流风暴前部，因此强有力的垂直抬升运动有助于T2附近的对流风暴向T1处发展并最终并合成带状回波。此外，在冷池之间区域，受冷池之间挤压抬升和上文提到的对风场阻碍作用影响，冷池之间的中高层水平风速增强，而在边界层形成弱风速，较强的冷池出流叠加至边界层弱风速之上，因此构成了较强风切变区（图13d中8 m s−1红色风切变等值线下降至2 km），位置在两个对流风暴之间，根据以往的研究表明（Parker and Johnson, 2004），为对流风暴的增强和并合提供了动力条件。这也就解释了南北对流风暴发展趋势不一样的原因。

此时，从0～3 km的垂直风切变可见（图13f），与上一阶段相似的是，平原仍为弱切变，整体强度小于4 m s−1；而在平原地区冷池机制仍然存在，因此在平原旧冷池的南边缘附近仍然为相对较大的风切变和较强螺旋度，强度分别为10 m s−1和100 m2s−2，达到了强对流风暴产生的阈值范围，这说明在旧冷池G边缘热、动力条件仍然有利于风暴产生和传播的条件，导致对流风暴传播至冷池边缘发展至最强阶段。而在南部回波（图5c圆圈）传播路径前方，则没有这些类似机制，因此也就导致南部回波很快消亡。此外，在T1、T2及平原地区原有冷池G之间上空均出现风切变和螺旋度相对大值区，风切变较大值分别在11 m s−1，而螺旋度较大值超过100 m2s−2。这些风切变和螺旋度环境也为中部主体回波的增强和回波的并合提供了良好的触发条件。而从螺旋度随时间演变图可见，随着对流风暴临近山边，在冷池的相互作用下，在风暴的前方，全螺旋度有了明显地提高，超过130 m2s−2，接近超级单体的范畴，预示着对流风暴将发展至最强阶段。

因此，冷池之间的相互作用是此时刻风暴合并成带状回波的一个重要原因：原有冷池中部主体风暴提供较强风切变、高螺旋度和辐合抬升区等有利条件，而由于降水形成新冷池与原有冷池不断扩展靠近，挤压中间的暖湿空气也同样形成辐合上升和较强的风切变、螺旋度等有利条件，随着冷池之间不断接近，在这些机制的配合下，这些零散回波与主体回波合并，组织成带状回波。而本阶段旧冷池和风场的配合机制也为风暴的传播下山创造了有利条件：旧冷池和风场的配合机制形成了较强辐合场，中部回波的出流也增强了平原冷池南边缘的辐合场，使带状回波传播至平原后增强至最强阶段，而在南部回波前方则没有类似的机制，这也就解释了中部主体风暴和南部风暴发展的异同。

图13 2009年8月1日16:11要素场。（a）扰动温度示意图，图中阴影为扰动温度，白色虚线为―3°C温度等值线，红色为辐合线（实线为正，虚线为负，最小绝对值0.2×10−3 s−1，间隔在0.2×10−3 s−1）；（b）沿（a）中AB的剖面，图中填色为辐合场，白色等值线为雷达反射率因子, 红色虚线为风垂直切变等值线；（c）为对应（b）剖面的地形走向；（d）沿（a）中CD的剖面，图中填色为扰动温度，红色虚线为风垂直切变等值线，黑色实、虚线为垂直风速等值线；（e）为与（d）相应的雷达反射率因子图，黑色实、虚线为垂直风速等值线；（f）为0～3 km风切变图，图中绿色线是大于100 m2 s−2的全螺旋度等值线

正如上文所分析，随着冷池扩展、零散回波与与主体回波合并，组织成带状回波，至19:11，从雷达观测和模拟的扰动温度场（图5d、图14a）上看，由于此时带状回波发展至最强阶段，整体降水回波中心强度大于60 dB，长宽比超过4:1，水平长度超过60 km，并且因为降水持续且不断增强，使带状回波后部冷空气不断下沉扩散，冷池进一步加强，范围不断扩大，此时原有冷池已合并为一个强冷池，最低扰动温度超过―10°C，冷池前端为较暖区。从模拟低层风场上看，平原地区风场与上一个阶段没有明显变化，仍然维持偏南方向。而值得注意的是，由于冷池的扩张和快速增强，风暴出流亦明显增强（图14a），模拟的冷出流最大风速达 到20 m s−1，导致造成地面自动站观测到阵风的出现。而且随着风暴前冲出流增强，对比雷达反射率因子图可见（图5d），对流风暴的传播速度落后于冷池的扩展，冷池将切断东南暖湿入流，说明风暴已经开始由鼎盛期向消亡期过渡。从此时剖面（图14a中AB处，图14b、d）上看，雷达回波显示明显的前对流风暴后层状云结构，而在类飑线回波的下方及后部，由于受对流风暴下沉气流和降水拖曳作用影响，6 km以下的冷空气堆进一步加强，类飑线后部2 km以下的扰动温度降到―7°C以下，厚度上升至最大3 km，表明近地面冷池发展的非常强盛。此外，在带状回波后部，由图可见中低层（2～4 km左右）存在明显的尾部入流急流（RIJ），吻合飑线系统成熟阶段的部分风场特征，说明风暴已发展至成熟最强阶段。当尾部入流急流受下沉运动影响下沉到近地面冷池前边缘时，进而在近地面形成短时大风。而在冷池前端，冷池的强出流与环境风场配合仍然形成上升气流区（图14b中130 km处）。但是对比图13b、c并结合图14a可以看出，由于风暴前沿的东南气流较弱，大体平行于对流风暴主体方向而且速度相近（并且随着时间推移，风速还在不断减弱），所以垂直于风暴主体的切变分量明显减弱（10 m s−1等值线在10 km左右），导致在对流风暴主体前部冷池强度大于切变强度，因此根据RKW理论（Rotunno et al.，1994），当切变环境不能和冷池强度保持平衡时，出流将离开风暴主体，并且切断原有南风急流水汽输送，所以导致风暴主体很快衰弱。

此时从模拟风切变（图14c）来看，风暴移动前方，虽然此时环境风场强度较强，但是中低层风向风速相近，导致风暴传播前方为弱切变区（在0～3 km强度小于4 m s−1）。根据RKW（Rotunno et al.，1994）理论，当前端风切变不能和冷池强度保持平衡时，风暴会快速减弱。而同理螺旋度也表现了相近的特征，在风暴传播前方不能形成足够强的螺旋度。而从螺旋度随时间演变图（图12）可见，对流风暴的传播至平原地区，对流风暴前方全螺旋度明显下降，略大于60 m2s−2，此情况表明对流风暴传播前方不存在较强旋转，不能使前端风场和涡度旋转进入风暴以维持风暴继续发展，同样预示着风暴将会快速减弱。

综上，本时次，虽然从雷达回波和模拟风场上看，带状系统已经发展至最强阶段，有了部分飑线持续发展的特征（图14a、b中RIJ现象，以及图5e中回波长宽比超过4:1），并且较强出流和前方较暖湿气流相遇，同样在前方形成了较强的辐合区，但是风暴传播前方为弱切变等环境，不能维持冷池出流和风切变的平衡，导致风暴很快消散。

图14 2009年8月1日19:11要素场。（a）扰动温度示意图，图中阴影为扰动温度，白色虚线为―3°C温度等值线，红色为辐合线（实线为正，虚线为负，最小绝对值0.2×10−3 s−1，间隔在0.2×10−3 s−1）；（b）为沿（a）中AB的剖面图，图中填色为扰动温度，红色虚线为风垂直切变等值线，黑色实、虚线为垂直风速等值线；（c）为与（b）相应的雷达反射率因子图；（d）为0～3 km风切变图，图中绿色线是大于100 m2 s−2的全螺旋度等值线

图15 对流风暴下山（a）消亡低层动力和热动力配置概念模型图以及（b）增强低层动力和热动力配置概念模型图

因此，从这个个例可以看出，冷池与环境风场的相互作用对流风暴的发生发展起到了非常重要的作用。冷池导致环境风场的抬升和旋转，形成对流风暴。而在传播阶段，同样由于低层弱切变结构配置，导致对流风暴很快消亡。这与陈明轩和王迎春（2012）的研究结果类似。

6 概念模型

对比这两个个例，可以发现冷池的不同空间配置和强度对对流风暴的向山下传播起到不同重要作用：

就个例1而言，冷池位于山区和平原之间，且位置靠南，面积强度较大，在一定程度上“阻碍”偏东南气流在山区传播，导致由平原至山区呈现连续的绕流辐散场。这种较强辐散配置不利于对流风暴垂直运动和阻碍水汽向原有山区对流风暴输送，导致对流风暴不能成功传播下山。

就个例2而言，由于冷池强度较低，且位置偏北，因此对风暴的阻碍作用偏弱。因此较强的偏南气流将不受阻挡的传播至山山脚并翻山，与原有西风交汇，形成由山脚至西部山区连续的强辐合区。这种配置有利于对流风暴垂直运动的维持和有益于将南方暖湿气流源源不断的输送至对流风暴前方，导致对流风暴能够成功传播下山。

因此，从本文的模拟分析来看，平原和山区之间的冷池和地形强迫与环境风场的相互配合等也对流风暴的发展演变和移动传播起到重要作用。为此，基于模拟和观测综合分析得出的造成北京地区能否成功传播下山的低层动力和热动力特征主要包括：

（1）平原和山区是否存在冷池对对流风暴的传播有很大影响作用：如果冷池较强并且偏南，会阻碍河北地区的偏东南气流向山脚传播，使偏东南气流在山脚附近形成明显绕流，从而形成低层辐散环境，不能为山区对流风暴提供足够辐合上升机制，不利于对流风暴在山区的持续发展。

（2）在冷池位置偏北的情况下，偏南风将顺利的传播至西部山区，与和山区对流风暴的出流交汇，为对流风暴在山区的增强提供了辐合上升机制。而在山脚环境风受地形强迫抬升作用影响也形成较为深厚的辐合区，从而使得对流风暴在山脚进入最强阶段。此外，冷池的绕流也能在冷池边缘加强了原有爬山气流，也为对流风暴的传播下山提供了有利条件。

（3）受山区和平原之间的冷池辐散场配置影响，对流风暴不能顺利传播下山与传播路径上没有辐合抬升机制有一定的关系。而相反的是，能够顺利传播下山的对流风暴受山区辐合场影响，很快增强并形成较强冷池，降水形成的冷池与平原冷池相互挤压作用，在冷池之间形成较强辐合、0～3 km切变和螺旋度，使对流风暴能够很快组织成较强风暴，回波形态呈“西南—东北”向带状。

（4）在平原冷池边缘，当平原南风较强（即南风急流）情况下，环境南风受冷池阻碍作用的影响，形成明显的强辐合带、风切变较强区和螺旋度相对较大区。在山区对流风暴向平原传播的传播路径经过冷池南边缘时，对流风暴能够在原有平原冷池南边缘发展至最强阶段。而对于对流风暴下山消散个例而言，一定条件下，消散的对流风暴的冷下沉出流作为诱发机制，能够在强辐合带处形成新的降水回波。

（5）弱天气背景个例，即使对流风暴能够顺利传播下山或者新对流风暴产生，由于平原环境为弱切变和弱旋转（弱螺旋度），冷池扩展速度将领先于风暴的移动速度，导致风暴入流被切断，使原有风暴会很快减弱，直至消散。

对比两个个例模型可见，对于对流风暴不能下山的个例1而言，冷池较强和偏南以及切断东南暖湿入流，因而导致的传播路径上的弱辐合抬升、弱切变，这是导致对流风暴不能下山的关键原因。但是较强的冷池有形成较强切变、旋转和辐合抬升条件，在一定条件下有利于形成较强局地对流风暴。而对于对流风暴能下山的个例2而言，较弱且偏北的冷池使山边形成了较强辐合带风切变较强区和螺旋度相对较大区。这一配置有利于对流风暴传播下山，并使对流风暴在旧冷池边缘发展至最强阶段。

基于上述特征，绘制如图15a、b所示的概念模型图。

7 总结和讨论

本文采用雷达资料快速更新循环4DVar 同化技术和三维云尺度数值模式，通过对京津冀地区4部新一代多普勒天气雷达资料进行同化，并融合区域5分钟自动站观测和中尺度数值模式结果，对北京地区对流风暴向山下传播两个个例的低层三维动力和热动力特征进行了模拟和分析，初步探讨了对流风暴能否向山下传播的机理。结果表明，平原和山地之间的低层动力场、热动力场以及地形强迫效应对对流风暴能否传播下山起到了非常重要的作用，而在其中，平原局地冷池更是起到了关键作用，主要结论如下：

（1）两个风暴发生当日的探空曲线表明，两次降水过程均发生在平原地区弱天气背景下，但是发生发展的过程有很大不同。

（2）冷池的配置对对流风暴能否顺利传播下山起到了重要的作用：对于不能顺利传播下山个例而言，较强的冷池将阻碍环境南风传播至山区，导致由平原至山区形成连续的低层辐散区，不能维持对流风暴的垂直运动，导致原有山区的对流风暴不能顺利传播下山。而对于对流风暴能够顺利传播下山个例而言，冷池位置靠北，不会切断平原的偏南急流向山区的输送。此外，地形强迫效应非常有利于低空偏南气流带来的暖湿空气在山前的辐合上升，爬山气流与山区西风交汇同样在山区形成了明显的辐合上升区，从而对对流风暴的向山下传播起到了非常重要的作用。

（3）由于局地冷池对环境风场的阻碍作用，在冷池边缘形成“绕流”，绕流强度与温度梯度有关，并形成明显的强辐合带、风切变较强区和螺旋度相对较大区。对于对流风暴能够下山个例而言，随着对流风暴接近冷池南边缘，其出流加强了此处强辐合带和强风切变螺旋度等，这些是风暴得以在山边处增强的重要原因。而对于对流风暴不能传播下山而言，由于冷池位置偏南，是原有对流风暴衰弱，但是当冷池南侧南风较强的情况下，处于消散阶段的对流风暴出流叠加至环境南风以上，加强了原有冷池边缘的辐合上升运动，形成较强的风切变，同样有利于对流风暴的产生。

（4）风暴生命史较短与弱天气尺度强迫背景有关，平原整体形势为弱垂直风切变环境。由于平原环境为弱切变和弱旋转（低螺旋度），冷池扩展速度将领先于风暴的移动速度，导致风暴入流被切断，使原有风暴会很快减弱，直至消散。

（5）北京地区0～3 km切变和螺旋度对对流风暴的产生和传播有很好的指示意义，一般而言，有利于与对流风暴产生或传播的阈值分别为10 m s−1和80 m2s−2。

（6）对于这两个降水过程的预报而言，2009年8月1日预报较好，而2009年6月26日则出现了对北京城区降水的空报和对北京东南部降水的漏报。空报、漏报主要原因在于预报员对山区向平原传播的风暴类型预报的过度敏感和现有常规观测资料难以获得局地3维热、动力场，而通过本文的分析，可以发现对于此次过程，局地的热、动力分布不均匀（冷池等）对局地对流风暴的发生、发展有关键的作用。因而利用四维变分同化等技术分析平原和山地之间的热、动力分布不均匀结构和风场的相互作用，将能够在一定程度上提高现有对降水发生发展趋势和落区的预报技巧和水平。

本文仅仅从两个典型强对流个例出发，将研究重点聚焦于与对流风暴生消传播密切相关的低层动力、热动力特征的模拟，以及相对应的地形强迫效应的分析。特别是在针对局地冷池和风场与对流风暴的相互作用，开展了一些初步的对比分析研究。而事实上，冷池的形成机理以及冷池空间位置和自身强度的改变也会对对流风暴产生很大的影响。这些均可以通过高精度的云分辨率数值模拟和敏感性试验进行深入探讨。但是，已经超出本文的讨论范畴。此外，本文探讨个例较少也需要大量的个例进行佐证。另外，本文模拟工作所用的雷达变分分析系统本身就冷云参数化方案的采用以及特种资料的同化方案选择上也存在一定不足，模拟结果也必然存在一定偏差。目前，我们正在开发新一代的雷达变分分析系统，致力于去解决系统本身的一些问题，这将会在其它的论文中描述。

致谢 美国国家大气科学研究中心（NCAR）的孙娟珍博士对数值模拟工作给予悉心指导，NCAR的高级科学家Jim Wilson和Rita Roberts在个例分析等方面给予指导纠正，以及两位匿名审稿专家对文章的修改指正，谨此致谢。

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A Thermodynamic Mechanism Analysis on Enhancement or Dissipation of Convective Systems from the Mountains under Weak Synoptic Forcing

XIAO Xian1, 2, 3, CHEN Mingxuan1,GAO Feng1, andWANG Yingchun4

1,,1000892,,,1000293,1000494,100049

A preliminary analysis of thermodynamic mechanisms of two well-defined convective systems over Beijing area and its vicinity was studied with a three-dimensional cloud-scale numerical model and a rapid-update cycling 4DVar assimilation technique using data from four of China’s new-generation weather radar stations (CINRADs). The two convective systems were both under weak synoptic forcing and precipitation stratification in the low-middle layer. The cooperation of the cold pool and wind field act as trigger and strengthening mechanisms for the storm, which could propagate from the mountains to the plains. Originally, the cold pool was generated due to the uneven distribution of the thermodynamic field, and blocks wind propagated at the southern edge of the cold pool. The mechanism resulted in relatively high convergence, relatively vertical wind shear and helicity. In the first case, which occurred on June 26, 2009, a relatively strong cool pool located to the south, cut off the warm southeastern inflow that caused distinct divergence from the plains to the mountains, causing storms to continually weaken on the mountains. However, outflow from the dissipating storms moved over southeast winds, resulting in high shear and helicity, and therefore new storms formed at the edge of the original cool pool. Due to low shear over the plains, the cool pool extended more quickly than the storms, causing the storms to dissipate. For the second case on August 1, 2009, the cold pool was located to the north. Veering winds that were forced and blocked by the cool pool and mountains formed distinct and strong convergences via. When storms reached the foothills, the original long-term cool pool still provided relatively high convergence, shear and helicity for the storm spreading from the mountains to the plains. New and original cool pools squeezed each other, resulting in an intensified northern storm. Storms drifted toward each other, eventually leading to linearly organized echoes. As linear echoes spread over the plains, the perturbation temperature shows the cold pool further intensified and expanded. Gust fronts intensified, tilted forward, and moved away from the storm. Thermodynamics of the linear echoes showed some characteristics of a squall line. However, the weak wind shear in the path of storm propagation resulted in disequilibrium with the cold pool. The gust front blew out the convergence line away from the original storm, which became weaker. These data, combined other investigations, imply that simulated helicity and shear are useful to indicate development of the storms. Finally, a conceptual model was developed using observed data and simulation results, showing low-level dynamic and thermodynamic collocation significantly affects development and evolution of these storms from the mountains to the plains.

Radar, Assimilation, Cool pool, Helicity, Shear, Storm

1006–9895(2015)01–0100–25

P446

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1403.13318

2013–11–25；网络预出版日期2014–03–31

公益性行业（气象）科研专项项目GYHY201306008，国家自然科学基金项目41305041

肖现，男，1981年出生，工程师，主要从事雷达气象和临近天气预报研究。E-mail: xxiao@ium.cn