边界层辐合线触发深厚湿对流研究进展*

苏爱芳 郑永光 张 宁 王 迪 俞小鼎

1.中国气象局（河南）农业气象保障与应用技术重点实验室，郑州，450003

2.河南省气象台，郑州，450003

3.国家气象中心，北京，100081

4.中国气象局气象干部培训学院，北京，100081

1 引言

强对流天气的形成过程复杂，大多数情况下需要条件不稳定大气层结、水汽和动力抬升等基本条件的有效配合。由于不稳定层结和水汽条件通常较易具备，因此，对流能否被成功触发是深厚湿对流形成和发展的关键（Doswell Ⅲ，2001；俞小鼎等，2012，2020b；孙继松等，2014）。对流触发是指近地面气块克服对流抑制能量被抬升至自由对流高度形成对流系统的过程。Doswell Ⅲ（1987）指出中尺度上升运动起主要的对流触发作用，天气尺度上升运动通常不直接触发雷暴，而是使得大气变得更加不稳定。

边界层辐合线（Boundary Layer Convergence Line，BLCL）是触发对流的重要中尺度天气系统之一（Doswell Ⅲ，2001）。除冷锋外，BLCL 通常表现为近地面边界层内大气（风、温度或者水汽）存在的不连续分界线或线状延伸的气流汇合带，包括雷暴出流边界（阵风锋）、干线、海（湖）风锋辐合线、边界层水平对流卷（Weckwerth，et al，1997）以及其他由局地热力分布不均形成的中尺度辐合线（俞小鼎等，2012）等。阵风锋在雷达回波上呈现为窄带回波通常有两种解释：（1）通过裹挟昆虫、鸟类等产生强度几至十几dBz 的窄带回波；（2）大气折射指数梯度脉动导致的布拉格散射而形成弱窄带回波（Wilson，et al，1994；席宝珠等，2015）。当辐合线上有积云发展时，卫星云图也可以识别出辐合线，如阵风锋在可见光云图上可表现为清晰的弧状积云线（Purdom，1973；Wilson，et al，1993；陈渭民等，2015）。

BLCL 的存在往往对应显著的局地抬升运动，并造成近地面层水汽充分混合，为强对流的形成、发展提供触发机制或有利条件。在一定的水汽和不稳定的环境条件下，辐合线一方面若其抬升作用足够强可促使对流沿辐合线发生，另一方面也可以通过与其他边界层辐合线的“碰撞”或交叉增强抬升作用，从而把湿空气块抬升至抬升凝结高度和自由对流高度形成对流云（Doswell Ⅲ，2001）。BLCL 触发对流的过程较为复杂，即使环境大气具有较高的对流有效位能，但其能否触发对流依然存在很大的不确定性（Wakimoto，et al，2010）。一般情况下，较弱的BLCL 需要与天气尺度强迫或其他机制配合才有可能进一步发展成深对流（郑永光等，2015；俞小鼎等，2020a）。

中外气象学者采用气候统计、观测和诊断分析、数值模拟等多种手段针对BLCL 的对流触发问题开展了研究，相关研究成果非常丰富。文中就BLCL（不包括冷锋）与对流触发关系的统计研究、局地温湿扰动对BLCL 触发对流的影响以及BLCL 对流触发机制等方面的部分研究内容进行梳理，为进一步深入开展BLCL 对流触发作用研究及其预报、预警方面的应用提供参考依据。

2 BLCL 的分类及其成因

2.1 雷暴出流边界

20 世纪中后期，美国气象学者基于风暴试验等工作对雷暴出流边界的成因、结构特征及对流触发机制开始进行深入研究，指出雷暴出流边界是由成熟期雷暴云内的降水拖曳、雨滴蒸发及环境干空气夹卷形成的强烈的下沉冷气流冲击到地面并向四周扩散形成的弧状外流边界，下沉冷气流到达地面可形成具有较低温度和露点温度的湿冷空气堆（雷暴高压）（Byers，et al，1949；Fujita，et al，1960；Goff，1976），其本质是具有中尺度锋面特征的辐合线，是已有对流云区内最常见的局地辐合抬升机制，对飑线或多单体风暴的形成、发展具有重要作用（Gurka，1976；Weaver，1979；Doswell Ⅲ，2001；Markowski，et al，2010）。出流边界有时可以直接触发对流，有时需要与其他低层气流扰动（如阵风锋、冷锋、干线、地形辐合线、水平对流卷等）相互作用才能触发对流，有时可以被看作是一种潜在的对流触发机制（具体讨论见后文）。当出流边界温度梯度较强时，被称为阵风锋。

2.2 干 线

最早的干线定义是指在美国南部大平原西部地区，由来自其西南部墨西哥高原地区的干暖空气和来自其东南部墨西哥湾的暖湿空气之间的边界，后来的研究证实印度北部、中国多个区域和西班牙等地也有干线存在（Markowski，et al，2010；方祖亮等，2020）。干线与地形分布密切相关，多发生在高原或山地与平原的交界附近（郑永光等，2007；方祖亮等，2020）。俞小鼎等（2020a）将干线定义为：（1）干线两侧存在明显的露点温度梯度，但温度对比不明显；（2）干线附近存在风向辐合；（3）白天干线干空气一侧温度高于湿空气一侧，露点温度明显低于干线另一侧，夜晚相反。满足以上三点为严格意义上的干线，只满足（1）、（2）不满足（3）为广义的干线（露点锋）。干线具有日变化特征，白天通常由西向东推进，夜间反之，其形成机制与某些锋生过程类似（Fujita，et al，1958）。干线通过局部辐合触发对流，对辐合形成贡献的两种最可能的机制是：力管强迫锋生环流和垂直动量混合（Ogura，et al，1977；

Sun，et al，1979；Parsons，et al，1991；Ziegler，et al，1993），但通常风暴不会沿着干线所有地点形成，同样也需要有其他机制的配合才能触发对流（Doswell Ⅲ，2001）。目前对干线附近的辐合及伴随的上升运动机理尚无广泛认可的结论（俞小鼎等，2020a）。

2.3 水平对流卷

水平对流卷是在大气边界层顶存在较强静力稳定度条件下较普遍的一种对流形态。其发生条件是太阳辐射加热下垫面形成热力混合层，逆温层以下大气边界层温度层结近乎为中性，同时在大气边界层中存在一定大小的风和风垂直切变，其产生机制可归结为边界层中一种称为拐点不稳定的动力不稳定或热力与动力不稳定的结合效应（Lemone，1973；Etling，et al，1993；Weckwerth，et al，1997；Young，et al，2002）。拐点不稳定是指边界层风垂直廓线演变如果出现拐点，将会导致一种动力不稳定。水平对流卷的环流形状是一条条并排排列的长长的圆筒，基本上沿着边界层平均风的方向排列，相邻两个对流卷之间辐合上升和下沉辐散环流间隔出现。在一定的水汽和能量条件下，对流卷之间的辐合抬升使之在高分辨率可见光云图上有时以积云街的形式呈现，有时也会以并排的窄带回波的形式呈现在天气雷达低仰角反射率因子图上，在水汽相对充足时，会导致积云云街发展旺盛，但一般很难自发演变为雷暴，通常需与其他边界层辐合线相互作用才能触发雷暴。

2.4 由地表加热特征差异导致的中尺度辐合线

地表差异引发的热力差异会形成明显的BLCL（Gambill，et al，2011）。夏季白天陆地升温快于海洋（湖泊），海（湖）风风力增强，在近海（湖）岸内陆地区通常会出现一条平行于海（湖）岸线的狭窄的辐合带，过境时气温下降明显，风向、风速变化剧烈，即海（湖）风锋（Byers，et al，1948；Koch，et al，1997；Wilson，et al，1997；Alexander，et al，2018）。海（湖）风锋是一种中尺度锋面，锋面上的上升速度通常每秒达几十厘米，在某些情况下，由海、陆或湖的微风提供的低空升力本身足以在边界产生对流；相对的，陆风锋被认为是夜间近海（湖）雷暴的主要触发机制（Williams，et al，1987）。山谷风的对流触发作用也很重要，如美国西部山洪多于下午爆发（Maddox，1980），表明上坡气流所提供的辐合和抬升对风暴发展的重要性。土壤湿度或不同的地表覆盖（如不同的植被森林和草地）空间分布差异导致的热力环流类似于海陆风/湖陆风辐合线，在某些有利条件下会触发和增强深厚湿对流（Pielke，2001；Taylor，2015）。Huang 等（2019）还对中国河套地区雷达识别出由于植被差异形成的BLCL 进行了研究，发现其中44%引发了对流，干旱地区出现的辐合线明显多于绿洲，植被差异对辐合线特征的影响十分显著。

不同类型BLCL 的形成原因和特征不同：雷暴出流边界为对流性降水云区中出现的中尺度辐合线，干线的形成受大尺度地形和天气系统的影响，水平对流卷是太阳辐射影响地表热力混合形成的，地表加热特征差异形成的辐合线主要受下垫面影响。雷暴出流边界、干线及地表差异形成的辐合线具有中尺度锋的特征，水平对流卷表现为沿着边界层平均风方向排列的筒状环流。一般情况下，雷暴出流边界、干线、水平对流卷不易单独触发雷暴，需要与其他低层气流扰动或对流发展机制相配合才能触发雷暴，相对而言，由地表差异形成的辐合线较易直接触发对流。

3 BLCL 对流触发作用的统计研究

3.1 国外BLCL 触发对流的统计研究

Byers 等（1949）发现地面辐合要比雷达回波早出现30 min，Purdom（1973，1976，1982）指出在卫星云图上出现代表边界层辐合线的积云线，尤其当这些积云线相互作用时常预示着有雷暴发生。受已有研究的启发，Wilson 等（1986，后文称WS86）对落基山东部平原653 个对流风暴（回波强度≥30 dBz）与BLCL 的关系进行了分析，发现与风暴有关的辐合线有阵风锋、地形辐合线、地面辐合线等，其中阵风锋出现概率最高（33%），有61%的阵风锋、71%的地形辐合线与对流初生有关；79%强度达30 dBz 和95%强度在60 dBz 以上的风暴形成于辐合线附近，辐合线相互作用可以造成71%的风暴初生或加强。Wilson 等（1993）对美国科罗拉多地区雷达识别的边界层辐合线进行了统计研究，发现静止型、移动型、碰撞型和交叉型BLCL 能触发对流的概率分别为60%、65%、63%和54%，移动型最易触发对流，对流初生概率与辐合线移速无明显关联。Koch 等（1997）发现在北卡罗来纳州的阵风锋、地面低压槽及地形辐合线的对流触发概率均超80%，主要因沿海边界层湿度大、对流有效位能高，易形成BLCL 并触发对流。Wilson 等（2006）利用IHOP_2002（the International H2O Project，国际水计划）数据证实阵风锋为美国南部平原对流活动的主要触发系统，这与WS86 的研究结论一致。

边界层辐合线相互作用引起许多学者关注，Wilson 等（1993，1997）的统计表明，约有50%的雷暴在BLCL 附近生成，当两条辐合线相遇时，相遇的区域附近更容易有雷暴发生。当阵风锋移过水平对流卷构成的云街时，多数情况下云街的积云会发展成雷暴。Carbone 等（2000）指出澳大利亚北部80%以上的对流系统都是通过强海风锋与雷暴出流边界相互作用发展起来的。Harrison 等（2009）参照WS86 对BLCL 相互作用与对流初生的关系进行了深入研究，将出流边界相互作用方式细分为5 类（图1），指出S 和V 型碰撞触发对流概率高，分别达40%和48%；T 和W 型碰撞触发对流概率较低，为29%和17%；研究样本中B 型碰撞未见触发对流，原因是两条出流边界以B 或W 型方式碰撞时最终会同向而行合并，导致辐合减弱造成抬升气流强度弱于S 和V 型。

图1 出流边界相互作用类型（锯齿线代表出流边界，黑箭头代表出流边界的移动方向，AOC 表示两条出流边界的交角）（Harrison，et al，2009）Fig.1 Diagram of interaction types of outflow boundaries（Saw-tooth lines represent outflow boundaries，and black arrows indicate the direction of propagation of the outflow boundaries）（Harrison，et al，2009）

Alexander 等（2018）对安大略湖西南部的BLCL与对流系统初生的关系进行研究，发现78.1%的风暴（回波强度≥40 dBz）由移动型BLCL 触发，14.4%的风暴在BLCL 合并、交叉及碰并作用过程中形成。

关于BLCL 与对流活动的时间、空间相关关系，WS86 指出从时间上看，对流初生于边界线相互作用后5—34 min（平均24 min），绝大多数对流初生于移动性辐合线后20 km 范围内，对准静止辐合线而言多数对流初生于其附近15 km 范围内，当两条辐合线相互作用时对流形成于辐合线交点5 km范围内。Alexander（2012）和Alexander 等（2018）指出安大略湖西南部超过75%的对流单体在BLCL附近30 km 范围内被触发，对流初生位置一般在阵风锋后5 km 范围内，湖风锋触发的对流则通常出现在锋前5 km 范围内。BLCL 与对流初生空间相关关系研究是基于大样本统计获取的，就某一个例究竟为何BLCL 和对流初生位置有一定距离，WS86 认为机制复杂。

此外，国外还有一些关于阵风锋（Harrison，et al，2009）、干 线（Ziegler，et al，1998；Johnson，et al，2018）、地表加热特征差异形成的中尺度辐合线（Gambill，et al，2011）、地形辐合线（Weckwerth，et al，2014）、海风锋（Hughes，et al，2018）以及水平对流卷（Weckwerth，et al，1999；Banghoff，et al，2020）等雷达气候学统计研究成果，揭示了不同地区不同类型BLCL 与对流系统的时、空相关关系。

3.2 中国BLCL 对流触发作用的统计研究

丁一汇（1978）指出，弧状云线（阵风锋）与锋面、飑线和积云线（水平对流卷）相交区域是强对流发展和强对流天气最有可能出现的区域。陶诗言等（1979）也论述了边界层辐合线对强对流天气的重要触发作用。宋锦乾（1981）指出，山东半岛对流系统的生成和活动都离不开半岛辐合线的存在。俞樟孝（1985）、翟国庆等（1992）利用常规观测资料将浙江冰雹过程的BLCL 进行了分类，指出冷锋前的暖式辐合线出现频次高、移速慢、维持时间长，在冰雹发生前1—2 d 就已出现；冷锋式辐合线离冷锋较远时不会有冰雹出现，当二者的距离在5 个纬距内易发生冰雹；移动型天气系统（雷暴群、飑线或锋面）与地面辐合线相遇后，交点附近辐合迅速增强，1—2 h 后相交区域将产生冰雹、大风等强对流天气，杭州湾地区由海、陆热力差异造成的地面中尺度辐合线加强有利于强对流出现，受研究资料时空分辨率限制，这些研究中涉及的辐合线尺度较大，多与天气尺度系统相关联，虽然可能与文中定义的BLCL有差别，但是从中也可以增强对近地层辐合线对流触发作用的认识。

随着中国探测能力的提升，近年来气象学者对BLCL 的认识更加深入（俞小鼎等，2020b）。卢焕珍等（2008）统计分析了天津2007 年晴空环境下28 次雷达识别的BLCL 的生消及演变规律，发现雷达探测到沿海岸形成的BLCL 对应的就是渤海湾海陆风辐合线，雷达探测的窄带回波越强，其垂直伸展高度越高，对应自动气象站观测的海风风速越大。王彦等（2011）指出，在天津渤海湾地区，单独的海风锋不易触发雷暴，只有当海风锋辐合线与其他辐合线相交时才容易触发雷暴。刁秀广等（2009）在考察了多个个例后指出，山东中部远离风暴主体的出流边界和顺地面风移动的风速辐合线在热力条件较弱的情况下一般不会产生对流天气，出流边界的叠加或出流边界与环境风辐合线叠加有利的环境条件可产生局地强风暴，单纯的近地层辐合线在有利的环境条件下可产生较为孤立的局地风暴。徐亚钦（2010）对浙江沿海强对流过程进行尺度分离，发现风暴前沿的地面辐合线对风暴主体形状和未来走向有较大影响，与未来暴雨中心的匹配率达78.6%。Luo 等（2013）研究发现，华南地区有66%的中尺度对流系统型降水过程存在BLCL，江淮流域为72%；在季风活跃期，江淮地区中尺度对流系统发展较强与高频次和高强度的BLCL 及低层低涡相关。王秀明等（2015）发现，导致东北地区龙卷的对流系统多数情况下是由伴随地面干线的汇合流场导致的地面附近的辐合线所触发。何立富等（2016）和谌芸等（2019）的总结表明，华南暖区暴雨主要由边界层西南风与东南风或偏南风的辐合配合中尺度地形抬升以及地面中尺度辐合线、中尺度能量锋（露点锋）、中尺度海风锋等所触发。Huang 等（2019）发现，黄河河套地区雷达识别的323 个BLCL 中，有44%的辐合线与对流初生有关，认为由植被差异引起的边界层辐合线附近白天温差大更易于触发对流。陶岚等（2016）研究发现，上海地区移动型雷暴产生的阵风锋可分为两类，一类出现在雷暴发展、成熟阶段，此类阵风锋与雷暴保持一定距离同向运动，移动过程中一方面不断抬升其前侧的低层暖湿空气，另一方面在较高的对流有效位能和较强的风垂直切变环境条件下对后侧入流急流高度的维持起关键作用，有利于维持雷暴的发展和传播；另一类出现在雷暴减弱消亡阶段，出现后即远离雷暴，不利于雷暴的发展。此外，还有一些统计工作在建立强对流天气概念模型中有所体现，例如苏爱芳等（2013）、许爱华等（2014）都指出，在一定的天气形势下和能量条件下BLCL 具有重要的对流触发作用。

郑永光等（2007）使用2000—2005 年平均的美国环境预报中心（National Center for Environmental Prediction，NCEP）最终分析资料975 hPa（代表近地面层）相对湿度，分析了华北地区5、6 月可能的干线气候背景，即分析相对湿度的大梯度区。结果表明，5 月（图略）和6 月（图2a）北京以西近地面层大气的相对湿度非常小、以东相对湿度明显增大，形成了北京东、西两侧差异显著的相对湿度分布，反映出可能的北京及其附近地区近地面层容易产生干线的气候背景。方祖亮等（2020）统计分析了东北地区（40°—53°N，115°—135°E）2003—2017 年15 年间5—8 月干线时、空分布特征（图2b）；干线频发地为辽宁中、西部，其中西南部最高；次频发区为通辽附近的科尔沁沙地到吉林中、西部平原。这种干线空间分布特征与图2a 揭示的东北近地面层相对湿度梯度分布具有一定的相似性。

图2 （a）2000—2005 年6 月平均（06 时，世界时）975 hPa 相对湿度分布（郑永光等，2007），（b）2003—2017 年暖季（5—8 月）中国东北区域干线出现频次网格分布（等经纬度网格颜色越深表示该区域内干线出现频次越高，网格上的数字表示该网格区域内干线发生频次，发生频次为0 的网格则默认不标记数字；红色和蓝色实线分别为1000 和800 m 等高线）（方祖亮等，2020）Fig.2 （a）Monthly mean relative humidity in 975 hPa at 06：00 UTC of June from 2000 to 2005（Zheng，et al，2007），（b）Gridded frequency distribution of drylines in Northeast China during the warm season（May—August）from 2003 to 2017（the deeper the color of the longitude and latitude grid，the higher the occurrence frequency of drylines in the region.The number on the grid indicates the frequency of drylines in the region.If the occurrence frequency is 0 within a grid，the number is not marked by default.The red and blue solid lines in the figure represent 1000 and 800 m isohypse lines，respectively）（Fang，et al，2020）

总之，国际上现有研究成果表明不同地区BLCL的类型（阵风锋、海风锋、地形辐合线等）、表现形式（静止型、移动型、相互作用型等）不同，其触发对流的概率、与对流风暴的相对位置、时间的相关性也有所不同；BLCL 相互作用较常见，但相互作用的方式不同对流初生的概率也会有所不同。受探测能力限制，中国早期关于BLCL 的对流触发作用的统计研究有限，主要针对沿海地区。近年来的研究成果更有针对性，揭示了一些特殊地形区的BLCL 与对流活动的特有规律。但中国幅员辽阔，目前对于不同区域、不同类型BLCL 对流触发概率、BLCL 与对流初生位置、时间的统计研究还十分有限。

4 局地温湿扰动对BLCL 触发对流的影响

大量的观测和模拟研究（Ziegler，et al，1997；Parsons，et al，2000）表明，湿度变化在对流形成过程中起重要的作用，边界层水汽的深层抬升是触发对流的必需条件。边界层局地温度、湿度差异和变化会影响对流有效位能、对流抑制能量、抬升凝结高度、自由对流高度等，高对流有效位能，低对流抑制能量、自由对流高度低和抬升凝结高度低有利于对流触发（Crook，1996）。Mueller 等（1987）指出，地面2—4℃的温度或露点温度扰动足以影响对流形成。阵风锋附近的露点温度高于其周边的露点温度将会使阵风锋附近的抬升凝结高度较低，气块更易被抬升成云。垂直方向上1℃的温度扰动就可影响阵风锋碰撞点附近是否出现对流，水汽梯度变化达到1 g/kg 对深对流能否被触发的影响更大（Mueller，et al，1993；郑永光等，2017）。Harrison等（2009）指出，15—20 dBz 的强阵风锋附近的温度低于环境4℃以上、露点温度高于环境2℃以上；10 dBz 左右中等强度和强度较弱的0—5 dBz 阵风锋的温度分别低于环境2.4℃和3.0℃、露点温度高于环境1.5℃和0.9℃，阵风锋附近局地水汽及环境热力条件的不同配置能够在很大程度上影响对流初生的概率，若对流抑制能量大且自由对流高度高，即使较为强烈的阵风锋碰撞有时也无法触发深对流。Bodine 等（2010）的个例模拟研究表明，在一定的对流潜势条件下，较强的低层逆温和较高的自由对流高度将阻止对流发生，因为克服对流抑制能量所需的上升气流速度比辐合区通常观测到的上升气流速度要高得多；辐合区内因水汽增加会导致对流抑制能量降低，露点温度升高2℃，则使得自由对流高度下降约500 m，对流有效位能增大2.5 倍，局地湿度变化可能创造一个更有利深对流初生的热力学环境，通过对局地湿度变化进行评估可以改善对流起始预报。Wu 等（2016）对2015 年华南地区暖区极端暴雨过程进行的诊断研究表明，造成极端降水的地面中尺度辐合线由前期对流系统产生的冷池与来自海上的西南暖湿气流对峙形成，弱冷池出流与弱西南暖湿气流势力相当导致系统移动缓慢，边界层辐合线两侧温差为2—3℃，虽然中尺度边界较为浅薄，但在自由对流高度较低（约500 m）的环境条件仍然能够激发对流，导致极端强降水。张宁等（2017）在研究太行山东侧地形辐合线时也发现，辐合线附近的露点温度较非对流区高4℃，这种湿度扰动有利于深厚对流的初生。

另外，由太阳辐射引起的感热通量、中低层湿度、低层温度直减率等都在日间局地对流形成中起重要作用（Couvreux，et al，2012）。Behrend 等（2011）的研究发现，在环境的对流抑制能量不利于山顶积云发展为深对流情况下，BLCL 附近持续稳定的抬升运动导致的潜热及感热垂直输送可触发深对流。前文指出，在WS86 中对流一般初生于移动型辐合线后部20 km 范围内，而Alexander 等（2018）的研究指出安大略湖西南部对流初生于移动型辐合线后部15 km，这种距离上的差异部分原因是WS86 中科罗拉多边界层较为干燥、冷池出流更冷促使阵风锋移速较快，而安大略湖西南部较潮湿、湖风锋移动较慢。Huang 等（2019）认为，由植被差异引起的边界层辐合线附近白天温差大更宜于对流触发。苏爱芳等（2019）在研究城市下垫面对强降水的影响时发现，城市热岛作用可促进阵风锋两侧温度对比增强进而促进对流雨带发展。

可见，在一定的对流潜势条件下，局地温湿扰动通过影响BLCL 附近的对流有效位能、对流抑制能量、抬升凝结高度和自由对流高度等热力状况进而影响对流是否被触发，但是这种温湿扰动对BLCL 触发对流影响的研究尚不够充分。基于地面加密观测及雷达边界层监测，不同地区以个例诊断结合多样本统计分析的方式开展典型BLCL 附近温湿扰动特征与对流初生关系研究，对于改进对流初生预报能力必然具有促进作用。

5 BLCL 对流触发机制的诊断分析和模拟研究

边界层动力扰动是影响积云和降水等中尺度过程的重要物理机制（张强等，2001）。边界层扰动产生的中尺度垂直运动通过增加对流有效位能、克服对流抑制能量、使气块增湿的方式触发对流。随着数值模拟技术的发展及精细监测能力的提高，针对BLCL 有利于对流触发的机制研究更加丰富（Atkins，et al，1998；Roberts，et al，2003；Murphey，et al，2006；Weckwerth，et al，2008，2014；Rousseau-Rizzi，et al，2017）。

从理论上讲，在一定的有利对流环境条件下，BLCL 一般都能通过增加抬升强度触发对流，值得关注的是，并非所有的BLCL 在看似适宜的环境条件下都能触发对流，即使环境具有较大的对流有效位能和弱的对流抑制能量，BLCL 的存在也并不一定意味着对流发展（Richter，et al，2002；Cai，et al，2006；Wakimoto，et al，2010）。浅薄的BLCL 需要与天气尺度上升运动或大气低层风垂直切变或适当的大气热力条件相配合才能形成深对流，局地潜热和感热释放也会影响深对流的形成（Behrendt，et al，2011；郑永光等，2015），诸如环境干空气夹卷和不利的垂直气压梯度等因素都会限制初生积云的生长（Houston，et al，2007）。Wakimoto 等（2010）用IHOP_2002 数据研究了6 次具有对流潜势条件的过程，发现BLCL 抬升气流强度与对流初生没有显著关联，边界层抬升力最强的一次过程反倒没触发任何对流，可能是由于过程中边界层上升运动过于倾斜造成的。对流能否发展的焦点在于近地面湿饱和气块能否在边界层动力抬升作用下冲破对流抑制达到自由对流高度、释放潜热产生正浮力推动气块进一步上升（Ziegler，et al，1998；Markowski，et al，2006），克服对流抑制能量形成对流所需的上升速度比辐合区通常观测到的上升气流速度高得多，达到对流触发的程度需要更多水汽凝结释放潜热增强抬升力（Bodine，et al，2010），这些不仅需要对BLCL 的对流触发能力有充分认识，而且需要对潜热释放过程有更深刻的理解，但实际上准确理解这些微物理过程存在较大难度。雷达反射率因子的分布是水汽辐合的综合反映，漆梁波等（2006）指出可以通过弱窄带回波出现初始回波中心或强度跃增来预测辐合加强、对流的抬升变得更加有利。张文龙等（2014）指出北京周边地区的雷暴通过其雷暴冷池出流沿着沟谷地形或向平原地区流动，与山谷或城区的边界层暖湿空气形成辐合抬升机制，触发雷暴新生，复杂地形使冷空气在一定范围内流动，在边界层产生碰撞和辐合，起到触发和增强对流的作用，使对流风暴的形态和走向与地形呈现出紧密相关性。Luo 等（2014）对中国梅雨锋附近的中尺度对流系统进行诊断研究，结果表明傍晚时段对流活动形成的中尺度冷池与夜间初生对流的相互作用导致线性中尺度对流系统形成并产生极端强降水。

BLCL 相互作用的对流触发问题也较复杂。有研究认为当两条BLCL 持续相对而行发生碰撞将形成更强的辐合上升运动，更有利于对流触发，并可通过促使近地面动力不稳定明显增强，克服不利于对流新生的热力条件导致对流初生并快速增强（Droegemeier，et al，1985；Intrieri，et al，1990；Weckwerth，et al，2008，2014）。中国多数研究（沈杭锋等，2010；刘彬贤等，2015；陈明轩等，2017；Qin，et al，2017）也认为BLCL 相互作用能强化对流动力抬升机制。沈杭锋等（2010）指出，当两条辐合线相遇时导致相遇区湿层增厚和加强从而促进边界层垂直上升运动的增强，使得该地区成为未来强风暴发展地区。陈明轩等（2017）针对一个发生在京津冀地区包含3 次风暴过程的强对流事件，研究了在京津冀复杂地形条件下导致对流风暴局地新生及快速增强的对流尺度热力和动力机制，讨论了地形、阵风锋和低层暖湿气流之间相互作用导致对流生成和加强的机制，并指出在多单体风暴出流边界之间碰撞形成的动力不稳定配合下，多单体对流风暴的出流边界与沿山坡上行的低层暖湿气流相互作用，增强了低层辐合和垂直上升运动是导致风暴新生和增强的关键特征，两条阵风锋在风暴附近的碰撞及其和低层偏南暖湿气流的相互作用，具有复杂地形条件下导致风暴新生和加强的“三重点”关键区特征。Qin 等（2017）指出，当冷锋接近干线时，干线斜压锋生对冷锋前的深对流起一定作用；当冷锋与干线合并时干线的斜压性增强，更多深厚对流会被触发。

然而，并非所有BLCL 相互作用都可以触发或加强对流，BLCL 两侧不同旋转方向的水平涡度环流能否达到平衡、抬升气流是否更直立、辐合是否更深厚对深对流触发都有影响。Bai 等（2019）利用多种观测资料和高分辨率数值模拟资料，指出2009 年6 月3 日傍晚河南位于黄河以北平原地区一次强对流系统的触发是不断有前期雷暴下沉气流形成的冷涌（间歇性阵风锋）冲到山下，与山下伴随气流汇合的干线相遇，在干线汇合流场的交点处，触发强对流。公衍铎等（2019）和郑永光等（2020）通过个例分析发现已有地面辐合线加强并同其他对流系统的阵风锋共同作用来触发对流。2016 年6 月30 日07 时（北京时，下同），锋面在河北省东南部与山东省西北部交界区域演变为静止锋；08—09 时（图3a），偏南气流增强，锋面有所北退；10—11 时，受渤海中尺度对流系统（雷达观测显示是一条飑线）和河北省中部中尺度对流系统的出流气流影响（图3b），北侧冷空气加强，锋面有所南压，初生对流系统生成（公衍铎等，2019）。

图3 2016 年6 月30 日09（a）、10（b）时（北京时）沧州雷达0.5°仰角径向速度场、自动气象站风场、散度和气温（黑色圆点分别表示沧州雷达站和石家庄市位置；色阶为径向速度场，单位：m/s；蓝色风羽表示偏北风，黑色风羽表示偏南风；L 代表冷区，N 代表暖区）（公衍铎等，2019）Fig.3 Radial velocity of radar at 0.5° elevation in Cangzhou，and wind，divergence and temperature of automatic weather stations at 09：00（a）and 10：00 BT（b）30 June 2016（black dots indicate the location of radar station in Cangzhou and the location of Shijiazhuang city；shaded：radial velocity；blue barbs：northerly；black barbs：southerly，unit：m/s）（Gong，et al，2019）

Wakimoto 等（2010）对IHOP_2002中观测到的6 条BLCL 进行了中尺度分析发现，其中3 d 的风暴都与2 条相邻的BLCL 有关，这2 条BLCL 在其中的1 d 相交、另外2 d 在5—15 km 的距离内平行，其中浮力的水平梯度是产生水平涡度变化的最大来源，两个方向相反的低层环流可以促进垂直上升运动的发展而触发对流；他们进一步将Rotunno 等（1988）基于数值模拟提出的低层线性风垂直切变环境中沿着辐合线有利于飑线维持的示意图（图4a）修改为雷暴生成示意图（图4b），图4b 中用相邻的β 中尺度边界（BLCL）由力管项产生的水平涡度形成的正涡度环流代替了由低层环境风切变形成的正涡度环流，对流沿着辐合线生成。他们指出低层气流的流入会使边界（BLCL）附近的辐合及正涡度环流进一步增强，从而有利于对流的触发（图4b），并指出雷暴的发展并不一定需要BLCL 相交，即使两个相近的保持分离状态BLCL，由力管产生的水平正涡度环流也可以产生有利于对流生成的条件。

图4 BLCL（阵风锋）附近对流初生示意（a.Rotunno 等（1988）提出的模型，b.Wakimoto 等（2010）总结的模型；“+”表示正水平涡度，“−”表示负水平涡度，单矢线表示环流，双矢线表示上升运动，锯齿线表示边界）Fig.4 Schematic model illustration of days when thunderstorm initiated along boundaries（a.model proposed by Rotunno，et al（1988），b.model summarized by Wakimoto，et al（2010）；"+" represents positive horizontal vorticity，"−" represents negative horizontal vorticity，single-arrow line represents circulation，double-vector line represents upward movement and saw-tooth line represents boundary）

综合来看，中外许多学者关注到BLCL 有利于对流触发并开展了深入研究。但是，BLCL 与环境动力和热力相互作用产生的局地变化都会使对流触发问题变得更加复杂，边界层辐合线相互作用能否触发对流还与其作用方式有关。尽管国外学者对这些复杂机制已经开展了一些研究，但相关的研究还比较有限，例如，BLCL 附近抬升气流与水平面的夹角、辐合的深厚程度与对流触发的关系还缺乏精细的数值模拟试验研究。

6 总结和未来发展

文中概述了BLCL 的对流触发作用，回顾了BLCL 对流触发作用的统计研究、其造成的局地温湿扰动对触发对流的影响以及BLCL 对流触发机制的复杂性等方面的中外研究进展。

（1）BLCL 的对流触发作用不仅具有地域特征，而且还会因辐合线的形成原因、表现形式、相互作用方式等差异影响对流初生的时间、相对位置并导致对流或深对流初生概率不同。综合来看，目前基于不同天气背景条件（槽前、槽后、冷涡、副热带高压边缘、梅雨等），针对不同类型BLCL 对流触发作用的统计研究还不是很充分，另外，不同类型BLCL触发不同类型对流比如孤立对流、飑线、多单体等的统计研究也不多见。

（2）在高对流有效位能、低对流抑制能量环境下，BLCL 的存在有利于对流活动，但能否形成深厚湿对流还会受自身性质、天气尺度系统、近地层温湿扰动及抬升、潜热释放机制等因素的影响，同一类型BLCL 在相似的环境下或者在具备对流潜势的环境条件下不一定都能触发对流。

（3）总体来看，美国的BLCL 研究较为系统，而中国受高时、空分辨率监测布网较晚等因素的影响，基于大样本的BLCL 对流触发作用的统计分析及对流触发机制的深入研究还存在较多欠缺。

随着中国高时、空分辨率监测站网的日益完善和数值模拟技术的发展，通过增加研究样本、采用更加精细的监测资料和数值模拟技术针对这些复杂问题开展深入系统的研究是可行的：从统计分析的角度，选取大样本开展BLCL 对流初生特征及其与对流初生位置、时间的相关关系的系统研究，在此基础上诊断分析BLCL 触发深对流的环境条件物理量分布特征和近地面温湿扰动特征等，选取具有对流有利条件的典型BLCL，就其能否触发深厚对流进行对比研究，以精细的观测数据和数值模拟试验进一步探索BLCL 的对流触发机制，将是非常有价值的工作。

参考现有一些高分辨率区域数值模式和云模式的系统框架，结合高分辨率地形和下垫面特征等资料，利用各种观测资料和高分辨率数值预报资料，发展一个简单的、定量的能够在临近或者短时段内（0—6 h）有效预报BLCL 触发深厚湿对流的有效模式，对于研究和业务预报BLCL 对流触发作用是极其重要的一项工作。