復雜地形下北京雷暴新生地點變化的加密觀測研究

張文龍1 崔曉鵬2 黃榮1, 3

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復雜地形下北京雷暴新生地點變化的加密觀測研究

張文龍崔曉鵬黃榮

1中國氣象局北京城市氣象研究所，北京100089;2中國科學院大氣物理研究所云降水物理與強風暴實驗室，北京100029;3中國氣象科學研究院，北京100081

2008年8月14日北京發生了雷暴群形式的局地暴雨，雷暴新生地點復雜多變，形成了多個γ中尺度的強降水中心。本文利用近年來北京氣象現代化建設取得的加密地面自動站、多普勒雷達、風廓線儀、微波輻射計等多種新型高時空分辨率觀測資料及雷達四維變分同化系統（VDRAS）反演資料，通過精細分析地面（邊界層）風場、溫度場等的演變特征，討論了雷暴新生地點變化的機制。結果表明：復雜地形與雷暴冷池出流作用相結合，主導了雷暴新生地點的變化，進而影響γ中尺度強降水中心的變化；天氣尺度高低空渦、槽的配合不一致，并且系統移動緩慢，以及對流層低層的弱的環境垂直風切變，是雷暴冷池結合復雜地形發揮雷暴新生地點主導作用的重要前提；復雜地形使得冷空氣在一定范圍內流動，在邊界層產生碰撞和輻合，起到觸發和增強對流作用，并使得對流風暴的形態和走向與地形呈現出緊密相關性；一定強度的冷池出流、邊界層前期的暖濕空氣和對流不穩定能量的積累，是冷池出流觸發雷暴新生和演變的必要條件；北京周邊地區的雷暴，通過其雷暴冷池出流沿著溝谷地形或向平原地區流動，與北京山谷或城區的邊界層暖濕空氣形成輻合抬升機制，觸發雷暴新生。

復雜地形 冷池出流 雷暴新生 地面輻合 局地暴雨

1 引言

強雷暴通常伴有雷電、短時大風、局地強降水等強對流天氣，有時會產生重大影響甚至造成重大的人員傷亡，因此一直是氣象科研和預報人員重點關注的對象之一。復雜地形條件下，即使在水汽并不充沛的我國北方地區和西部地區，強雷暴也可能引發局地強降水或局地暴雨，并且帶來極大的危害。例如，2005年6月10日黑龍江省寧安市沙蘭鎮突發百年一遇強降水并引發山洪沖入學校，造成117人死亡，其中絕大多數是小學生（中國天氣網，2005）；2010年8月7日甘肅省舟曲縣突發短時強降水，并引發特大山洪泥石流，造成1364人死亡，401人失蹤（鈐偉妙等，2011）。

強雷暴研究的重要難題之一就是如何更合理地理解一個強雷暴將會在何時、何地生成；同時 與之緊密相連的局地暴雨（強降水）的定時、定 點、定量預報也是精細化預報業務面臨的艱難挑戰之一。國外借助于多普勒雷達觀測資料及雷達反演資料的分析研究，在強雷暴的初生和發展研究方面取得了一些重要成果。對美國東部的雷暴統計和個例分析表明，由雷暴出流邊界或海風鋒等作用形成的邊界層輻合線是促使雷暴發生、發展的重要因素，大多數雷暴是在雷達所探測到的輻合線附近生成，兩條輻合線的交匯處極有可能生成新的雷暴（Wilson and Schreiber，1986；Wilson and Mueller，1993）。Sun et al.（1991）及 Sun and Crook（1994，1997，1998，2001）在雷達資料四維變分同化反演技術研究的基礎上，發展建立了多普勒雷達四維變分分析系統（The four-dimensional Variational Doppler Radar Analysis System，簡稱VDRAS）。VDRAS在對流層低層的反演精度比較高，能夠捕捉到邊界層輻合線、雷暴冷池出流等，Sun（2005）利用VDRAS反演資料成功分析了一次超級單體的新生過程。

20世紀90年代后期，隨著新一代高靈敏度多普勒雷達在中國的布網，我國研究人員也開始利用雷達觀測到的弱窄帶回波（Narrow-Band Echo，以下簡稱NBE）來分析和預報雷暴的新生和增強。漆梁波等（2006）在個例分析中指出，NBE一般對應邊界層輻合線，沿NBE 約50分鐘后將有最大回波強度出現，約60～70分鐘后地面將出現強降水和大風。刁秀廣等（2009）指出對流風暴出流邊界的疊加或出流邊界與環境風輻合線的疊加，在有利的環境條件下可產生局地強風暴，單純的近地層輻合線在有利的環境條件下可產生較為孤立的局地風暴。陳雙等（2011）利用VDRAS反演資料等分析了邊界層輻合在線狀雷暴增強過程中的作用。

相對線狀對流系統（如颮線）等的研究（梁建宇和孫建華，2012），國內外對雷暴群的研究較少。雷暴群組織化發展時，從衛星云圖上可以觀測到橢圓形對流云團，此類中尺度對流系統（Mesoscale Convective System，簡稱MCS）的對流組織化機理尚待深入。同時以往國內外對雷暴新生的討論中，對雷暴冷池出流與復雜地形相配合，觸發雷暴新生和演變的精細觀測分析很少。在業務預報中，山區一線預報員經常感到困惑，為什么有時雷暴會圍繞臺站周圍的山地發生發展并持續相對較長時間，進而給局地帶來災害性暴雨？因此，在當前精細化預報需求的牽引下，復雜地形條件下雷暴的發生、發展，以及緊密聯系的局地暴雨的落區、落點問題成為當前亟待破解的科學難題之一。近十年來，新型觀測手段的發展，如加密自動站、風廓線儀、微波輻射計、多普勒雷達的布網建設、以及衛星觀測、加密探空觀測等，為研究人員提供了多種高時空分辨率的觀測資料，為精細化分析雷暴新生演變奠定了物質基礎。例如，北京自動站點密度在城區達到了約3 km分辨率，在其他地區達到5～9 km分辨率，使得通過實際觀測追蹤雷暴降水及冷池出流活動成為可能。有效利用多種新型觀測資料，細致深入分析雷暴的新生和發展機理，對促進我國局地強降水天氣的研究和業務預報水平的提高具有重要意義。

2008年8月14日在北京地區發生了一次突發性的局地暴雨過程。強降水給民航、城市交通帶來一定程度影響，并導致正在進行的奧運會網球比賽被迫中斷。歐洲、日本、中國國家氣象中心、北京區域氣象中心的數值預報模式對這次局地暴雨過程的24小時降水量預報都小于10 mm，對降水落區（點）和發生時間與實況相比亦有較大偏差。這次局地暴雨過程引起了許多研究人員的關注，魏東等（2008）分析了這次暴雨過程降水量分布特點和環流形勢；王婷婷等（2011）對其發生的物理環境條件以及低層偏東風特征進行了比較深入的分析。但是對這次局地暴雨的關鍵難點問題——暴雨的落區（點）問題，還缺乏細致深入的考察。本文將利用地面加密自動站觀測資料以及VDRAS反演資料，并結合常規觀測、衛星、以及多普勒雷達、風廓線儀、微波輻射計等多種新型高時空分辨率觀測資料，來進一步分析理解這次局地暴雨過程雷暴新生地點的演變。

2 暴雨落區的“不連續性”與MCS橢圓形云團

從8月14日03:00（協調世界時，下同）開始，北京出現了突發性強雷陣雨天氣，主要降水時段在午后至傍晚，雨量分布不均，全市平均降雨量為 17 mm，城區平均降雨量為25 mm，最大降水中心龍灣屯站達到87.0 mm，奧運主場館附近奧體公園站達64.2 mm。從降水量空間分布看到（圖1a），存在6個超過50 mm的γ中尺度的強降水中心，分別位于懷柔區西南部（渤海站）、昌平區西北部（昌平站）、朝陽區與昌平區交界處（奧體公園站）、順義區東北部（龍灣屯站）及西南部（李橋站）、大興區北部（大興站）。特別是在局地暴雨發生階段，衛星云圖上觀測到在北京中北部有MCS橢圓形云團出現（圖1a），持續時間近3小時，強降水中心出現在橢圓形云團的南部。從暴雨中心降水發生的時間上看（圖1b），大興站降水主要發生在03:30～04:10內，龍灣屯站降水主要發生在04:30～05:10時段內，其他幾個暴雨中心的強降水發生時間在05:00～08:00時段內。由此可見，暴雨落區（點）不僅在空間上具有“不連續性”，在時間上亦存在較明顯界線。魏東等（2008）、王婷婷等（2011）的研究同樣指出這次暴雨的降水量分布很不均勻，呈“跳躍式”分布，而且突發性很強。那么，暴雨中心為什么會有這樣的分布？時間上為什么有這樣的先后順序？本文將以這兩個問題為切入點，對雷暴新生地點的演變開展精細分析。

3 天氣背景條件與北京周邊地區雷暴發展

3.1 環流形勢

8月14日00:00 500 hPa（圖2a）形勢場上，河套地區為一冷渦，北京地區位于冷渦東側的弱切變線上，冷平流不明顯。850 hPa（圖2b）北京處于反氣旋環流的南側，受偏北風控制，有弱冷平流從東北方侵入。由此可見，由于中低層高度場、溫度場的配合較差，沒有構成深厚的低渦系統以及傾斜的鋒區，因此不利于颮線等線狀對流系統發生。在850 hPa 的水汽通量散度圖上（圖略），北京地區西側為水汽輻散中心，東側為一水汽輻合中心，北京地區處于水汽輻散與輻合的過渡帶上，沒有明顯的對流層低層水汽遠距離輸送和輻合作用。但在850 hPa以下空氣很潮濕，北京處于比濕大于12 g kg和地面相對濕度大于90%的濕舌區，這可能與前期8月9～13日京津冀地區陣性和持續性降水過程造成近地面層水汽含量充足有直接關系（王婷婷等，2011）。地面形勢北京處于天氣尺度高壓環流南部邊緣，受東北風控制，沒有明顯的鋒面系統活動（圖略）。對比8月14日06:00的環流形勢圖看到（圖略），天氣尺度系統東移速度緩慢，低渦穩定少動。

圖1 （a）北京地區2008年8月14日00:00～12:00（協調世界時，下同）累積降水量分布（單位：mm）和06:00衛星云圖；（b）6個降雨中心的10分鐘降水量演變（單位：mm）

圖2 2008年8月14日00:00位勢高度（實線，單位：dagpm）、溫度（虛線，單位：°C）和水平風（一個風向桿為4 m s?1)：（a）500 hPa；（b）850 hPa。圖中字母“D”代表渦旋中心位置，綠色箭頭代表冷平流

3.2 環境條件

已有觀測與數值模擬研究表明，對流層低層（0～3 km或0～6 km）的垂直風切變是雷暴發生、發展重要的影響因子（Droegemeier and Wilhelmson，1985，1987），低層垂直風切變的增強可導致雷暴由單體向超級單體、颮線演變（Weisman and Klemp，1982，1984）。對流層低層垂直風切變與雷暴冷池的相互作用可增強或延長雷暴生命期（Rotunno et al.，1988）。組織性較好的多單體強雷暴或超級單體通常是在較強的低層垂直風切變（＞15 m s），中等到強的對流有效位能（convective available potential energy，簡稱CAPE）（＞1500 J kg），大的濕度和較低的抬升凝結高度等環境條件下發生（Moller et al，1994；壽紹文等，2003）。陸漢城和楊國祥（2004）進一步指出，弱垂直風切變通常表示弱的環境氣流，并且常常造成對流風暴移動緩慢；大多數情況下，弱垂直風切變環境中的對流風暴多為普通單體風暴或組織程度較差的多單體風暴。

北京南郊觀象臺（54511站）-log圖顯示，8月14日00:00（圖3a）近地面（1000～500 hPa）基本為東北風或偏東風控制，從500 hPa以上轉為偏西風控制，CAPE 值為1546.9 J kg，不穩定能量較大，對流抑制能量（convective inhibition energy，簡稱CIN）較低，為－59.8 J kg，不需要較強的抬升機制就可以觸發對流發生。0～3 km垂直風切變約為8 m s，0～6 km約為6 m s，表明這次雷暴過程對流層低層環境場的垂直風切變較弱。我們統計了北京2008～2011年4年的局地暴雨形態的天氣系統及環境條件特征，發現10次雷暴群過程中，90%的雷暴群發生在弱（＜15 m s）低層風垂直切變條件下（圖表略），這與已有研究結果是一致的。從海淀站風廓線儀的連續觀測看到（圖3b），除在05:00～07:00由于海淀附近雷暴降水活動，風廓線觀測出現明顯擾動外，00:00～09:00在對流層低層偏東風穩定維持，在邊界層（1200 m以下）存在弱的暖平流活動，在1200～3000 m風向為比較一致的偏東風，這從另一方面證實了對流層低層的天氣尺度系統造成的冷平流活動不明顯，這為后面分析看到的雷暴冷池出流主導雷暴新生演變提供了條件。

圖3 （a）南郊觀象臺（54511）8月14日00:00探空（粗實曲線是溫度，(單位：°C)，粗虛線為露點溫度（單位：°C），點線是空氣塊狀態曲線，一個風向桿為4 m s?1）；（b）海淀站風廓線的時間演變（一個風向桿為4 m s?1）

由此可見，天氣尺度環流形勢穩定少動，沒有天氣尺度較強冷空氣和地面冷鋒活動，以及環境場的垂直風切變弱，導致這次局地暴雨的對流風暴形態難以出現線狀（或颮線）類型，而更有利于發生雷暴群。但是以上這些對天氣形勢和環境條件的常見分析，尚不足以理解和解釋這次北京雷暴群形式的局地暴雨的發生時間和地點問題。

經過細致考察分析發現，這次暴雨過程與北京和河北交界處強對流風暴的生成和發展緊密相關。在02:00，從衛星云圖上看到（圖4a），與500 hPa 低渦（圖2a）對應的對流云團主要在河套地區附近，北京西南部只是其邊緣一部分；同時從雷達回波圖上看到（圖4b），在太行山脈中段生成強對流云團；與850 hPa 弱冷空氣入侵及低層輻合（圖2b）對應的對流云團位于遼寧省西南部及河北省東北部，北京處于這條云帶的邊緣（圖4a）；同時從雷達回波圖上看到（圖4b），在北京東北部與河北省交界處有一塊對流云團東移（圖4b），衛星云圖與雷達回波觀測是一致的。由此可見，由于中低層天氣尺度環流形勢的配合不一致，造成了兩個更大范圍的對流風暴源地的差異，說明天氣尺度環流背景在影響北京局地暴雨的落區（點）方面有著十分重要的作用。本文略去深入探討這兩個天氣尺度云團（帶）的形成原因,而是重點觀察周邊雷暴發展對北京地區雷暴新生和演變的影響。

圖4 2008年8月14日（a）02:00衛星云圖（紅色橢圓表示低渦位置，粉色橢圓表示弱冷平流影響位置，箭頭所指為影響北京的云體部分）以及（b）01:59雷達反射率（單位：dBZ；橫、縱坐標為以雷達位置為中心點的距離，單位：km；雷達回波為1.5度仰角觀測，下同）

由于地面加密自動站資料覆蓋的地理范圍有限，我們首先利用VDRAS資料，考察北京與河北交界附近的西南邊緣和東北邊緣的對流云團產生的邊界層冷池出流活動對北京地區的影響。通過圖5a、b看到，西南邊緣的對流云團在近地面層形成了明顯冷池，冷池擾動溫度約－3°C；兩個對流云團的冷池出流向外擴散，西南部的冷池出流在大興區形成弧形輻合線，該輻合線與北京城區的輻合區相連，這將觸發北京城區西南部的對流風暴發生；與此同時東北邊緣的對流云團，形成了弱的冷池，擾動溫度約－1°C，并且有弱的輻散區相配合。

圖5 雷達資料反演的2008年8月14日02:05 在187.5 m高度的（a）擾動溫度（單位: °C）和（b）散度（單位：10?3 s?1）。黑色實線是大于35 dBZ的雷達回波區，黑色箭頭為疊加的風矢量，紅色圓圈和橢圓表示對流云團

圖6（a）北京地形圖及雷達位置（紅色星號）；（b）2008年8月14日02:05地面自動站觀測到的散度場（陰影，單位：10?3 s?1）和風場（一個風向桿為4 m s?1），橢圓表示河谷附近地區

通過地形圖看到（圖6a），北京北靠燕山山脈，西依太行山山脈，山脈高度大約為300～1500 m 之間，其東南部為海拔約30 m的華北平原，東北部為海拔約150 m的密云水庫和潮河的河谷區。由于位于南郊觀象臺的雷達受到平谷山地的遮擋作用，因此通過雷達資料四維變分同化得到的風場資料難以顯著地反映出密云河谷的氣流活動情況。但是經過細致考察北京加密自動站的風向、風速演變發現（圖6b），02:05 有沿密云河谷從北京東北邊界向中心流動的東北氣流，該東北氣流到達順義區北界，特別是在東北風前方的平谷區，受到山地阻擋形成了邊界層輻合區，這將有利于在平谷區觸發對流活動。由此可見，在分析邊界層輻合線（點）活動的時候，利用北京地區加密地面自動站觀測資料，可以有效捕捉一些地點的雷暴觸發條件，并且與VDRAS反演資料形成互相補充。

在隨后的雷暴生成和發展演變過程中，主要經歷了兩個階段。第1階段：大興區與平谷區的雷暴新生過程；第2階段：朝陽區與順義區交界附近雷暴新生過程；以及昌平區—懷柔區—密云縣的西南—東北走向帶狀雷暴的形成過程。接下來重點考察的問題是在從北京西南部房山侵入的對流云團、北京東北部邊緣的對流云團怎樣造成了北京局地雷暴新生地點的演變。

4 復雜地形下冷池出流與雷暴新生

4.1 大興區與平谷區的雷暴產生過程（02:59～03:59）

8月14日02:53（圖7a）北京西南與河北交界處的塊狀回波，面積達到約60×60 km。該回波向偏北方向移動，與850～200 hPa 環境場合成風的引導方向基本一致，進入房山境內。從VDRAS反演的散度場看到（圖7b），由于降水產生強烈的下沉氣流和邊界層出流，西南風出流風速最大達12 m s，與偏北氣流在門頭溝形成線狀輻合帶，同時 前方冷池出流疊加在北京大興附近原有的輻合區上，增強了北京城區南部邊界層輻合抬升作用，而在北京北部各區附近，沒有看到明顯的輻合區。但是進一步從地面加密自動站風場觀測看到（圖7c），在北京城區及東南部有較大區域的弱輻合區，這與VDRAS散度場看到的情況相近，同時在平谷山地附近等地方也存在幾處明顯輻合區。研究表明（張文龍等，2012），在水汽、對流不穩定條件滿足的情況下，VDRAS和自動站資料分析得到的一些輻合區，將在大約30分鐘后產生雷暴。

由于環境場存在有利于多單體雷暴發生的潛勢條件，在輻合抬升條件滿足的情況下，約30分鐘后，平谷、大興附近的雷暴新生和發展起來。03:29（圖7e）在大興、平谷分別出現雷暴，而且平谷地區同時出現了幾個單體雷暴，在門頭溝出現東西向線狀分布的幾個單體雷暴。由于大興地區的雷暴開始產生降水（圖1b），在VDRAS散度場上看到 （圖7f），伴隨降水的下沉氣流輻散中心位于城區前期存在的80×80 km的輻合中心中，有利于產生新的輻合區，表明該雷暴在之后30分鐘將繼續維持或發展，降水將持續；此時由于南郊雷達探測到了平谷地區的雷暴，因此VDRAS反演出了與平谷雷暴對應的散度場特征，可以看到平谷地區輻合、輻散相間出現，依據空氣質量連續方程，表明此時雷暴中垂直上升、下沉運動均比較強烈，這些雷暴正處于發展階段。同時注意到，侵入房山的雷暴與大片的輻散區對應，表明該風暴已經處于消亡階段。至此，北京西南邊緣和東北邊緣的雷暴系統已經完成了對北京地區雷暴的影響。在03:35的自動站風場看到（圖7g），在大興、平谷地區附近分別存在兩個較明顯的輻合區，而且大興的雷暴已經產生了較強的下沉出流，出流輻散區北側為較強的輻合區，表明該雷暴將北移；同時平谷雷暴出流在順義地區產生的輻合逐漸增強，表明平谷雷暴將向西南平原地區移動，與大興北部雷暴形成相向移動態勢。從自動站溫度場看到（圖7h），隨著降水的增強，在大興、平谷雷暴產生了兩個明顯的地面冷池。此時注意到（圖7h），大興站強降水中心快速形成，而順義東北部的龍灣屯站正處于平谷雷暴移動方向的前端，其對應的強降水中心尚處于發展初期。在后面時段的分析中注意到，自動站的溫度、散度場演變特征與VDRAS的反演結果是基本一致的（圖略），而且自動站觀測資料有時效果更好一些，因此后面的分析主要采用自動站資料。

圖7 2008年8月14日02:53（左列）和03:29（右列）對比：（a、e）雷達回波（單位：dBZ）；（b、f）雷達反演的在187.5 m高度的散度（陰影，單位：10?3 s?1）和風矢量（單位：m s?1）；（c、g）地面自動站觀測的散度場（陰影，單位：10?3 s?1）和風（一個風向桿為4 m s?1）；（d、h）地面自動站觀測的溫度場（單位：°C）。圓圈代表大興、平谷雷暴區，A、B代表昌平雷暴區，粗虛線表示冷池出流輻合線, 黑色實線是大于35 dBZ的雷達回波區。三角形表示降水中心，其中綠色表示降水尚未發生或發生初期，粉色表示處于降水強烈期

4.2 朝陽區與順義區交界附近雷暴新生過程（03:59～05:39）

8月14日04:05，從雷達回波圖（圖8a）看到，在房山雷暴移動前方門頭溝的幾個對流單體強度變化不明顯，而大興的雷暴強回波面積較半小時前增大了3倍以上，說明雷暴快速增強，這是大興邊界層輻合抬升較強的結果；同時看到平谷地區的雷暴也有所增強。此時最值得注意的是在昌平北部、懷柔南部出現了兩個新生的雷暴單體，這兩個雷暴單體與半小時前的北京西部山地前的局地輻合中心完全對應（圖7g）。從自動站風場觀測看到（圖8b），大興、平谷的雷暴產生的下沉輻散明顯增強，平谷、大興的大部分地區已經被下沉輻散氣流控制，表明這兩地的雷暴開始進入減弱消亡期；同時注意到，平谷雷暴的輻散氣流一方面向密云河谷流動，一方面向順義平原方向流動，均引起了較顯著的邊界層輻合，預示著這兩地將有雷暴新生和發展；此時昌平北部、懷柔南部雷暴的下方沒有出現下沉輻散區，而且輻合區的范圍有所擴大，表明雷暴正處于發展時期。從溫度場看到（圖8c），大興、平谷雷暴冷池范圍較前半小時擴大2～3倍，強度有所增強，二者緩慢相向移動，呈犄角之勢，與西部、北部山地共同形成了對北京中北部邊界層暖濕空氣的包夾。由于雷暴單體的觸發和逐步發展，昌平站、懷柔區渤海站的強降水中心也進入了形成初期，同時大興強降水中心的降水基本結束（圖8c）。

圖8 2008年8月14日（a）04:05和（d）04:41的雷達回波（單位：dBZ）、（b）04:00 和（e）04:50地面自動站觀測的散度場（陰影，單位： 10?3 s?1）和風（一個風向桿為4 m s?1）、（c）04:00 和（f）04:50地面自動站觀測的溫度場（單位: °C）。圓圈代表輻散區，橢圓代表輻合區。三角形表示降水中心，其中綠色表示降水尚未發生或發生初期，粉色表示處于降水強烈期，灰色表示處于降水結束期

8月14日04:41，從雷達回波圖看到（圖8d），大興、平谷兩地雷暴明顯減弱，同時在密云河谷、順義北部、昌平、通州附近，有幾個雷暴形成，這與半小時前的邊界層輻合區分布特征是基本對應的，其中與順義龍灣屯站對應的雷暴回波強度達到50 dB以上。從04:50 的風場輻合看到（圖8e），由于雷暴范圍的擴大，北京較大部分地區已經被下沉輻散氣流控制，由于復雜地形阻擋以及雷暴冷池具有向暖濕地區移動傾向，從密云河谷到北京西部山區附近形成一條西南—東北走向的強輻合線，從延慶、昌平到通州形成一條東南—西北走向的強輻合線；特別是平谷雷暴下沉輻散區較半小時前向西南移動約20 km，同時大興雷暴輻散區則向東北移動約20 km，二者呈犄角之勢輻合抬升觸發雷暴新生特征十分顯著。從溫度場看到（圖8f），與散度場下沉輻散相應的地面冷池范圍迅速擴大，北京西部山前的昌平、懷柔附近的雷暴產生了明顯的冷池，該冷池與密云河谷的新生雷暴冷池出流向暖濕地區相向流動，河谷暖濕空氣被擠壓為西南—東北走向的線狀暖濕空氣帶；同時，由于門頭溝及大興雷暴冷池的向北擴散，與平谷、昌平的冷池之間形成一條東南—西北走向的暖濕空氣帶；平谷雷暴冷池與大興雷暴冷池二者呈犄角之勢移動。暖濕空氣的輻合抬升，預示著這兩條線上不久將會有雷暴新生和發展。因此，在順義龍灣屯強降水中心的降水處于強烈期的同時，順義區李橋站、朝陽區奧體公園站對應的強降水中心也進入發展初期（圖8f）。

通過雷達回波剖面圖看到（圖9a），在04:41 在平谷、大興附近各存在一個雷暴，雷暴的下沉輻散氣流在二者中間形成邊界層輻合抬升；05:23（圖9b）在兩側雷暴減弱衰亡的同時，在朝陽區與順義區交界附近出現雷暴新生，這一雷暴的新生與隨后約半小時開始的奧體公園的強降水發生時間相對應。從05:41 雷達回波看到（圖10a），與兩條暖濕空氣輻合線對應的兩條強回波帶形成，實現了團塊狀雷暴群向線狀雷暴的演變，同時由于在1300 m高度以下有對流層低層天氣尺度系統產生的偏東風帶來的地形輻合作用，沿西南—東北走向的對流風暴帶發展加強比較顯著。在前期單體雷暴產生降水基礎上，線狀雷暴產生的降水進一步累積起來，形成了昌平站、懷柔區渤海站的強降水中心。值得注意的是，此時衛星云圖觀測到MCS的橢圓形云團（圖1a），持續時間近3小時，可見橢圓形暴雨云團是一定條件下雷暴組織化發生發展的結果。Menard and Fritsch（1989）、Brandes（1990）也曾利用雷達資料研究指出，在MCC（Mesoscale的橢圓形云蓋下，雷達監測到的是不連續的深對流回波。為了進一步分析雷暴發生前后的對流有效位能的變化和作用，通過南郊觀象臺微波輻射計觀測計算得到的每分鐘的CAPE和自動站5 min 降水演變看到（圖10b），雷暴的新生與CAPE是緊密聯系的。03:50 CAPE 值從 2000 J kg左右迅速下降到500 J kg左右，隨后出現降水，但降水不強；在05:00～05:40 CAPE 值又恢復到1500 J kg，05:50 出現強降水而且CAPE迅速減為零并一直維持，雷暴失去新生所需的對流不穩定能量。到07:00 以后，隨著新生雷暴產生降水和下沉出流逐漸加強，北京區域基本被冷池和輻散氣流控制，對流活動最終減弱消亡（圖略）。

4.3 雷暴新生地點演變的綜合討論

在細致觀測分析基礎上，下面對這次局地暴雨過程的雷暴新生地點演變進行綜合討論。首先，在高低空渦、槽配合不一致的環流背景下，大尺度系統移動緩慢，為雷暴冷池出流與復雜地形相結合主導雷暴新生地點的演變提供了時間和空間；另一方面，弱的對流層低層環境垂直風切變，有利于雷暴群的發生、發展和演變，而不利于組織性強、移動速度和方向相對容易把握的颮線系統發生。由于中低層天氣尺度環流形勢的配合不一致，在北京西南邊緣、東北邊緣分別引起兩個雷暴群，周邊雷暴進而在復雜地形條件下通過冷池出流產生出復雜多變的中、小尺度邊界層輻合線，進而影響北京地區的雷暴新生演變，使得局地暴雨的落區（點）極具局地性和突發性。

由于在這次局地暴雨過程中冷池出流是雷暴新生的主要觸發抬升機制，這就要求冷池出流要滿足一定的強度。已有研究指出（張文龍等，2011），如果冷池強度很弱（＞－3°C），則難以觸發雷暴新生；比較充足的水汽條件、不穩定層結以及較大的CAPE值，有利于形成較強的地面冷池及冷池出流，這次暴雨過程基本滿足這樣的環境條件。以大興站為例，通過圖11看到，代表雷暴冷池強度的擾動溫度達到－8 °C以上，同時氣壓急升2.4 hPa以上，風速由1～2 m s突增到14 m s，且風向突變。由此可見雷暴冷池出流的強度滿足觸發抬升作用的需求。復雜地形在雷暴的新生演變過程中，雖然扮演著被動響應的角色，但是同樣可以看到其重要的作用。從前期的冷空氣沿密云附近河谷侵入、房山入侵的雷暴前沿冷池出流增強北京城區南部的輻合等，到后期的形成兩條線狀對流帶，都離不開地形的特殊作用。章淹（1983）曾總結了地形對降水的13種影響作用假說，特別強調指出地形對降水的作用是與大氣條件變化相結合的，并非固定不變。另外我們注意到，雖然出現了兩條明顯的線狀對流帶，但是他們的形成機制與颮線是完全不同的，雖然北京的線狀對流可能有一定的多發性，但需要注意與颮線系統的區分。

局地暴雨落區與對流風暴的觸發機制有直接關系，受局地小尺度條件影響明顯，而這些小尺度條件比較難以監測，因而造成局地暴雨比較難以預報。丁一匯（2005）曾經指出，由于沒有稠密的觀測網和觀測工具，站與站之間的空間距離太大，觀測時間間隔也太大，大尺度環境場中出現的小尺度的輻合區是很難被發現的；因此在強風暴低層出現的輻合區，有時被認為是對流活動的結果，有時則被認為是對流發生發展的原因，低層輻合與對流發生的關系還不十分清楚。我們從這次復雜地形雷暴新生地點的加密自動站觀測分析已經看到，平谷、大興、昌平、懷柔等雷暴新生前半小時或更長時間，都有邊界層輻合存在或發生，說明邊界層輻合是雷暴新生的重要觸發機制。隨著地面自動站布網密度的提高，目前可以實現對γ中尺度邊界層輻合線（點）的監測，而且這些輻合線（點）是和γ中尺度的雷暴的發生發展緊密相聯的，這些雷暴的發生發展進而影響著局地暴雨中心的落區（點）和發生時間。由此可見，近十年來北京加密自動站等氣象現代化建設對促進我國強降水天氣的監測和研究具有重要價值。

圖9 2008年8月14日（a）04:41和（b）05:23沿圖8d白色直線方向的雷達回波剖面（單位：dBZ）

圖10 （a）2008年8月14日05:41雷達回波（單位：dBZ），橢圓表示線狀對流帶；（b）南郊觀象臺微波輻射計演算的對流有效位能 CAPE（黑色實線，單位：J kg?1）和南郊觀象臺自動站5分鐘降水率量（紅色虛線，單位：mm）

圖11 2008年8月14日大興站（54594）地面氣壓（實線，單位：hPa）和溫度（虛線，單位：°C）演變，三角形指示降水發生時間，虛線方框表示氣象要素發生突變時段

5 結論和討論

復雜地形條件下，一個強雷暴將會在何時、何地生成是局地強對流天氣研究與精細化預報的難點。北京2008年8月14日局地暴雨以雷暴群的形式出現，雷暴新生地點復雜多變，形成了多個γ中尺度的強降水中心，給這次暴雨的定時、定點預報帶來極大挑戰。本文利用近年來北京氣象現代化建設取得的加密地面自動站、多普勒雷達、風廓線儀、微波輻射計等多種新型高時空分辨率觀測資料，并結合VDRAS反演資料，精細分析了雷暴形成過程中地面（邊界層）風場、溫度場等的演變特征，討論了天氣形勢、復雜地形以及冷池出流在雷暴新生地點演變中和暴雨落區變化中的作用。主要結論如下：

復雜地形與雷暴冷池出流作用相結合，主導了雷暴新生地點的變化，進而影響γ中尺度強降水中心的變化；天氣尺度高低空渦、槽配合不一致，并且系統移動緩慢，以及對流層低層的弱環境垂直風切變，是雷暴冷池結合復雜地形發揮雷暴新生地點主導作用的重要前提；復雜地形使得冷空氣在一定范圍內流動，在邊界層產生碰撞和輻合，起到觸發和增強對流作用，并使得對流風暴的形態與地形的走向和形態呈現出緊密相關性；一定強度的冷池出流、邊界層前期的暖濕空氣和對流不穩定能量的積累，是冷池出流觸發雷暴新生演變的必要條件；北京周邊地區的雷暴，通過其雷暴冷池出流沿著溝谷地形或向平原地區流動，與北京山谷或城區的邊界層暖濕空氣形成輻合抬升機制，觸發雷暴新生。

多種觀測資料的優勢互補利用，是一個值得進一步探索的問題。針對這一雷暴群形式的局地暴雨個例，在常規觀測、衛星云圖等觀測分析的基礎上，利用高時空分辨率的多普勒雷達資料對雷暴的新生演變進行追蹤，然后利用VDRAS反演資料對雷暴的新生地點的變化機制進行了分析。但是由于VDRAS沒有包含對地形的處理，因此在復雜地形條件下存在一定的誤差，因此進一步結合加密地面自動站來分析地面輻合、輻散以及雷暴冷池的演變特征。利用高時空分辨率的風廓線儀資料分析了對流層低層的垂直風切變特征，表明這是一次在垂直風切變較小的環境條件下發生的雷暴群事件。利用高時空分辨率的微波輻射計資料，分析了對流風暴發生前后，對流有效位能的變化，進一步說明了對流不穩定能量與雷暴的發生發展也是緊密聯系的、暖濕的邊界層是觸發雷暴新生的關鍵條件之一。

天氣尺度環流形勢及環境條件，對未來雷暴系統的新生及演變有著重要的潛在影響。相比較而言，冷鋒（高空槽）類暴雨，暴雨落區隨著鋒面或槽線移動，暴雨的落區和發生時間相對比較容易預報和掌握；然而，在高低空渦、槽配合不一致的環流背景下，由雷暴冷池出流與復雜地形相結合主導著雷暴新生地點的演變，強降水中心與局地復雜多變的邊界層輻合線（點）密切相關，暴雨落區（點）更具局地性和突發性，預報難度更大。因此，此類精細化分析研究還需要進一步加強，通過我國氣象現代化建設取得的多種加密觀測資料的深度應用，為滿足“定時、定點、定量”精細化業務預報和服務需求奠定科學基礎，同時提升我國中小尺度氣象學在國際上的影響力。

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Intensive Observational Study on Evolution of Formation Location of Thunderstorms in Beijing under Complex Topographical Conditions

ZHANG Wenlong, CUI Xiaopeng, and HUANG Rong

1,,100089;2,,,100029;3100081

A group ofthunderstorms locally formed heavy rain in Beijing on August 14, 2008. The locations of the thunderstorms initiated werecomplex andvariable, forming multiple γ-mesoscale heavy precipitationcenters. Using high spatial and temporalresolution data obtained from the groundautomatic weather stations, Doppler radar, wind profiler, and ground-based microwave radiometer, combined with the analysis data retrieved by the four dimensional variational Doppler radar analysis system (VDRAS), the characteristics of the ground(boundary layer) wind and temperature evolution are analyzed, and the mechanism of the location change of the newly formed thunderstorms are discussed in this paper. The following results are given: (1) The cold pooloutflow of pre-existing thunderstorms combined with a complex terrain played a leading role in determining the location of newly formed thunderstorm, thereby affecting the location of γ-mesoscale heavy precipitationcenter. (2) The inconsistency between the synoptic scale vortex at upper levels and trough at lower levels, the slow movement of the synoptic scale systems, and weak environmental vertical wind shear in the lower troposphere combined to form an important precondition.(3) The complexterraincaused thecold airflowwithin a certain range, and the collision andconvergence of these cold airin the boundary layer triggeredandenhancedconvection; thus, a close relationship is shown between the shapesoftheconvective storms and terrain. (4)A certain intensityof thecoldpoolflow, pre-existingwarm and humid air in the boundary layer, andaccumulation of convective instabilityenergy were essential conditions for thecold pooloutflow to trigger the new thunderstorm. (5) Finally, the cold pool outflows of thunderstorms around Beijing flowed along the valley terrain or to the plain of city, then formed a boundary convergent uplift mechanism with the warm and moist air, which subsequently triggered the thunderstorms.

Complex terrain, Cold pooloutflow, Thunderstorminitiation, Surface convergence, Local rainstorm

1006–9895(2014)05–0825–13

P446

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1401.13102

2012?12?31，2013?12?04收修定稿

國家自然科學基金項目“北京MCS橢圓形暴雨云團的組織化機理研究”41075047，國家重點基礎研究發展計劃（973計劃）項目2014CB441402，“十一五”國家科技支撐重點項目“京津冀城市群高影響天氣預報中的關鍵技術研究”2008BAC37B01

張文龍，男，1969 年出生，博士, 副研究員，目前主要從事暴雨數值預報研究。E-mail: wlzhang@ium.cn