弱天氣系統(tǒng)強(qiáng)迫下北京地區(qū)對(duì)流下山演變的熱動(dòng)力機(jī)制

肖現(xiàn) 陳明軒 高峰 王迎春

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弱天氣系統(tǒng)強(qiáng)迫下北京地區(qū)對(duì)流下山演變的熱動(dòng)力機(jī)制

肖現(xiàn)1, 2, 3陳明軒1高峰1王迎春4

1中國(guó)氣象局北京城市氣象研究所，北京100089;2中國(guó)科學(xué)院中層大氣與全球環(huán)境探測(cè)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100029;3中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京100049;4北京市氣象局，北京100089

利用三維數(shù)值云模式和雷達(dá)資料四維變分（4DVar）同化技術(shù)，通過(guò)對(duì)京津冀地區(qū)4部新一代多普勒天氣雷達(dá)觀測(cè)資料進(jìn)行快速更新同化和云尺度模擬，初步分析了弱天氣系統(tǒng)強(qiáng)迫下兩次發(fā)生在北京地區(qū)對(duì)流風(fēng)暴的低層動(dòng)力和熱力影響機(jī)制。這兩次風(fēng)暴過(guò)程處于弱天氣系統(tǒng)強(qiáng)迫和弱層結(jié)背景下，局地冷池和環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的相互配合是造成山上對(duì)流風(fēng)暴是否能夠順利傳播下山的關(guān)鍵機(jī)制。起初，兩個(gè)個(gè)例平原局地?zé)帷?dòng)力不均衡形成平原冷池，而冷池的“障礙物”作用進(jìn)而阻礙環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的傳播配置。在此機(jī)制下，導(dǎo)致在冷池東南邊緣形成較強(qiáng)的輻合上升、垂直風(fēng)切變和螺旋度。在6月26日個(gè)例中，由于冷池強(qiáng)度較強(qiáng)且位置偏南，因此阻斷了東南暖濕氣流向山區(qū)的輸送，形成由平原至山區(qū)的輻散區(qū)使得山區(qū)的對(duì)流風(fēng)暴不斷減弱。但是，隨著已經(jīng)消散的對(duì)流風(fēng)暴下沉氣流，覆蓋至冷池邊緣東南氣流上空形成了較強(qiáng)的風(fēng)切變和垂直螺旋度，進(jìn)而促使在冷池邊緣形成新的對(duì)流風(fēng)暴。而且，在新對(duì)流風(fēng)暴生成后，由于平原地區(qū)整體切變強(qiáng)度較弱，因此形成了冷池?cái)U(kuò)張強(qiáng)度大于對(duì)流風(fēng)暴傳播速度的態(tài)勢(shì)。這種配置會(huì)切斷暖濕入流，從而導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴快速消亡。對(duì)于8月1日個(gè)例，冷池位置偏北，因而不受冷池阻擋作用的偏南風(fēng)在山腳形成較強(qiáng)的輻合上升，同時(shí)與下山的偏西風(fēng)形成明顯輻合上升區(qū)，有利于山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴的不斷增強(qiáng)；進(jìn)而，受此影響，山上風(fēng)暴降水產(chǎn)生若干冷池，新生冷池和原有冷池的相互擠壓，在迫使中、北部風(fēng)暴增強(qiáng)的同時(shí)，最終也導(dǎo)致這些風(fēng)暴互相靠近，最終合并組織成帶狀對(duì)流系統(tǒng)。同時(shí)，北部冷池邊緣形成的輻合帶也為對(duì)流風(fēng)暴向山下傳播提供有利條件，而回波產(chǎn)生的冷池進(jìn)一步增強(qiáng)，并明顯擴(kuò)展。低層風(fēng)場(chǎng)指示冷池出流（陣風(fēng)鋒）更加強(qiáng)烈且存在明顯的“前沖”特征，顯現(xiàn)出部分颮線(xiàn)系統(tǒng)的熱動(dòng)力特征。但是由于此時(shí)平原地區(qū)處于弱切變環(huán)境中，風(fēng)切變強(qiáng)度不能與冷池出流強(qiáng)度相平衡，同樣冷池?cái)U(kuò)展將領(lǐng)先于對(duì)流風(fēng)暴移動(dòng)，切斷東南暖濕入流，導(dǎo)致原有風(fēng)暴快速減弱。在文章的最后，基于觀測(cè)和模擬結(jié)果，對(duì)比分析這兩個(gè)個(gè)例，初步得出了與對(duì)流風(fēng)暴傳播下山發(fā)展演變密切相關(guān)的低層熱、動(dòng)力配置概念模型。

雷達(dá) 同化 冷池 螺旋度 切變 風(fēng)暴

1 引言

對(duì)流風(fēng)暴是中緯度地區(qū)暖季最為主要的致災(zāi)天氣系統(tǒng)。針對(duì)對(duì)流風(fēng)暴及其帶來(lái)的災(zāi)害性天氣的短臨預(yù)報(bào)是目前精細(xì)天氣預(yù)報(bào)研究的主要課題之一。在夏季，由于北京地區(qū)西高東低、北高南低的特殊地形配置，常有對(duì)流風(fēng)暴在北京地區(qū)西北部或東北部山區(qū)生成，受高空引導(dǎo)氣流影響向東南或西南傳播。在一定天氣條件下，風(fēng)暴能順利傳播至山下平原地區(qū)并增強(qiáng)，帶來(lái)局地暴雨、短時(shí)大風(fēng)、冰雹等災(zāi)害性強(qiáng)對(duì)流天氣。但有時(shí)對(duì)流風(fēng)暴常常在山區(qū)“徘徊”，不能及時(shí)增強(qiáng)并傳播至平原地區(qū)，甚至風(fēng)暴在下山前衰減并迅速消亡。因此，對(duì)風(fēng)暴是否能夠增強(qiáng)傳播至北京城區(qū)的預(yù)報(bào)，一直是北京地區(qū)臨近、短時(shí)預(yù)報(bào)的重點(diǎn)和難點(diǎn)。

北京市氣象局針對(duì)2003～2005年北京地區(qū)對(duì)流風(fēng)暴源地的統(tǒng)計(jì)結(jié)果表明，北京地區(qū)西部和北部移入型對(duì)流風(fēng)暴占統(tǒng)計(jì)樣本的95%（黃榮，2012）。而在復(fù)雜的地形和下墊面環(huán)境下，風(fēng)暴從北京西部或北部山區(qū)向平原地區(qū)移動(dòng)時(shí)，究竟會(huì)增強(qiáng)還是減弱仍是臨近、短時(shí)預(yù)報(bào)的難點(diǎn)之一。不少學(xué)者從觀測(cè)結(jié)合模式模擬出發(fā)，就個(gè)例分析的角度探討了這一問(wèn)題。郭虎等（2008）對(duì)一次局地特大暴雨的分析表明，山前近地面地形輻合產(chǎn)生的擾動(dòng)引發(fā)邊界層擾動(dòng)，是暴雨形成的主要?jiǎng)恿υ础ｊ惷鬈幒屯跤海?012）針對(duì)北京地區(qū)強(qiáng)天氣背景下一次典型颮線(xiàn)天氣系統(tǒng)傳播下山個(gè)例，結(jié)合雷達(dá)回波演變特征和雷達(dá)資料四維變分同化技術(shù)反演出的熱、動(dòng)力場(chǎng)，認(rèn)為當(dāng)風(fēng)暴降水造成的冷池與風(fēng)暴傳播前方的中低層風(fēng)切變相配合時(shí)，有助于颮線(xiàn)繼續(xù)維持傳播下山。孫繼松等（2006，2013）以及陳明軒和王迎春（2008）的研究表明，西南至東北的山地走向及其引發(fā)的慣性重力波與環(huán)境東風(fēng)的相互配合與降水的生成和傳播有很大的相關(guān)性。此外，也有不少學(xué)者從雷達(dá)氣候?qū)W的角度，統(tǒng)計(jì)分析了對(duì)流風(fēng)暴傳播下山的演變特征。Zhang（2003）研究了在美國(guó)西南平原，對(duì)流層和邊界層的強(qiáng)迫作用對(duì)降水的日變化的影響作用。矯梅燕和畢寶貴（2005）分析得出了北京夏季地形雨中尺度環(huán)流特征，即低層?xùn)|風(fēng)受地形強(qiáng)迫抬升產(chǎn)生強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)，進(jìn)而形成垂直次級(jí)環(huán)流。Carbone and Tuttle（2008）利用高時(shí)空分辨率的雷達(dá)資料，分析了美國(guó)暖季降水的日變化，發(fā)現(xiàn)降水分布與不同地形所形成的熱力場(chǎng)分布不均勻以及低空急流所造成濕度分布不均勻有關(guān)。Wilson et al.（2004，2010）在統(tǒng)計(jì)悉尼奧運(yùn)會(huì)和北京奧運(yùn)會(huì)雷達(dá)氣候?qū)W資料的基礎(chǔ)上，認(rèn)為山腳附近持續(xù)長(zhǎng)時(shí)間的暖東南風(fēng)和平原地區(qū)較好的熱力條件是對(duì)流風(fēng)暴是否能夠成功向山下傳播的關(guān)鍵，提出了北京地區(qū)夏季強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴預(yù)報(bào)概念模型。Chen et al.（2012）的文章則指出，北京及其周邊地區(qū)大多數(shù)對(duì)流風(fēng)暴下山增強(qiáng)個(gè)例的回波最大值發(fā)生在午后14:00 （北京時(shí)，下同）左右，而最大強(qiáng)度位置發(fā)生在山腳附近，地形強(qiáng)迫和低層偏南暖濕氣流對(duì)對(duì)流風(fēng)暴的發(fā)展傳播起到關(guān)鍵作用。

總結(jié)以往的科研工作，均認(rèn)為：環(huán)境切變（尤其是中低層切變）、偏南氣流和平原地區(qū)較好的熱力條件是對(duì)流風(fēng)暴成功傳播下山、并在平原地區(qū)增強(qiáng)或維持的關(guān)鍵。但是在以往關(guān)于對(duì)流風(fēng)暴下山傳播和發(fā)展的熱動(dòng)力機(jī)制的模擬研究中，大多數(shù)將重點(diǎn)放在較強(qiáng)天氣背景強(qiáng)迫下的對(duì)流風(fēng)暴熱、動(dòng)力機(jī)理研究方面上（如肖輝等，2004；王婷婷等，2011；陳明軒等，2011，2012），或者放在氣候統(tǒng)計(jì)對(duì)流風(fēng)暴雷達(dá)氣候特征（Chen et al., 2012）上，而對(duì)于另一種北京也很常見(jiàn)的弱天氣背景強(qiáng)迫下對(duì)流風(fēng)暴由山區(qū)是否傳播至平原地區(qū)的熱、動(dòng)力概念模型的研究，則并不多見(jiàn)。隨著新一代多普勒天氣雷達(dá)的業(yè)務(wù)應(yīng)用和京津冀地區(qū)雷達(dá)網(wǎng)的建立（俞小鼎等，2005），以及四維變分（4DVar）快速更新同化反演技術(shù)的發(fā)展，均有利地促進(jìn)了雷達(dá)非觀測(cè)量反演技術(shù)的成熟（Crook and Sun, 2002），為開(kāi)展此方面的研究提供了方便。

本文基于雷達(dá)資料快速更新4DVar技術(shù)和三維數(shù)值云模式，并結(jié)合地面觀測(cè)和中尺度精細(xì)預(yù)報(bào)結(jié)果，通過(guò)對(duì)弱天氣背景強(qiáng)迫下兩個(gè)對(duì)流風(fēng)暴下山演變動(dòng)力和熱動(dòng)力三維特征的模擬分析和對(duì)比，探討北京地區(qū)對(duì)流風(fēng)暴下山演變的熱動(dòng)力機(jī)制。

2 模式系統(tǒng)及熱、動(dòng)力反演技術(shù)簡(jiǎn)介

本研究使用的模擬系統(tǒng)是在由Sun and Crook（1997，1998）所開(kāi)發(fā)的變分多普勒雷達(dá)分析系統(tǒng)（VDRAS）的基礎(chǔ)上，經(jīng)過(guò)一系列改進(jìn)（Sun and Crook，2001；Sun and Zhang，2008；Chen et al.，2009；陳明軒等，2010，2011），所建立的適合于在京津冀地區(qū)使用的一個(gè)雷達(dá)變分分析系統(tǒng)。目前，該系統(tǒng)已經(jīng)發(fā)展為不僅能夠提供準(zhǔn)確動(dòng)力熱力分析場(chǎng)，還有一定預(yù)報(bào)時(shí)效的中小尺度熱動(dòng)力分析和預(yù)報(bào)系統(tǒng)。該系統(tǒng)利用了4DVar技術(shù)對(duì)多部多普勒雷達(dá)資料進(jìn)行同化分析，在一個(gè)包括暖云參數(shù)化方案的三維云尺度模式基礎(chǔ)上，并融合局地觀測(cè)和中尺度數(shù)值預(yù)報(bào)資料，從而得到與對(duì)流尺度天氣系統(tǒng)生消發(fā)展密切相關(guān)的三維動(dòng)力和熱動(dòng)力特征，實(shí)現(xiàn)雷達(dá)非觀測(cè)量即三維熱力和動(dòng)力特征的反演分析（陳明軒和王迎春，2012；陳明軒等，2012，2013；肖現(xiàn)等，2010，2013）。這里需要說(shuō)明的是，關(guān)于該系統(tǒng)的詳細(xì)介紹和技術(shù)細(xì)節(jié)可以參照上述文獻(xiàn)，因此不再贅述。本文數(shù)值模擬工作所使用的模式系統(tǒng)配置為：在水平方向，模式網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)設(shè)置為150×150，水平分辨率設(shè)置為3 km。因此，模擬范圍為450 km×450 km。另外，模式中心設(shè)定在（北緯39.5836°，東經(jīng)116.1802°）。在這樣的模擬范圍內(nèi)，可同時(shí)對(duì)上述4部新一代多普勒天氣雷達(dá)（北京、天津、石家莊S 波段和張北C 波段）的觀測(cè)資料（徑向速度和反射率因子）進(jìn)行同化（雷達(dá)站位置如圖1 中“＋”所示），其中雷達(dá)掃描模式為VCP21（6 min 左右間隔、9 個(gè)仰角）。在垂直方向，模式設(shè)置為30層，垂直分辨率為500 m，模式最低層高度為垂直分辨率的一半即250 m，因此，模式層高為14.75 km。由于受雷達(dá)探測(cè)高度的限制，設(shè)定僅在12 km以下高度對(duì)雷達(dá)觀測(cè)資料進(jìn)行同化，而12 km以上則作為云模式的上部海綿邊界層處理。在450 km×450 km的模式范圍內(nèi)，還使用了京津冀地區(qū)近140個(gè)5 min自動(dòng)站的觀測(cè)資料，包括溫度、濕度、氣壓和風(fēng)場(chǎng)，用于中尺度背景場(chǎng)的地面分析。另外，雖然該系統(tǒng)以同化雷達(dá)資料為主，但是由于新一代氣象雷達(dá)有一定的觀測(cè)距離限制以及資料缺失（京津冀S波段新一代天氣雷達(dá)僅能夠探測(cè)225 km的降水粒子和100 km的晴空回波），會(huì)造成部分缺測(cè)，增加模式分析場(chǎng)的觀測(cè)誤差。而可靠的初猜場(chǎng)不但能夠降低其分析場(chǎng)的觀測(cè)誤差，而且能夠填補(bǔ)雷達(dá)波瓣的缺測(cè)點(diǎn)。為了得到可靠的初猜場(chǎng)，本文利用自動(dòng)氣象站和雷達(dá)VAD風(fēng)廓線(xiàn)融合中尺度模式預(yù)報(bào)結(jié)果得到初猜場(chǎng)，具體方法如下：首先由中尺度業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)系統(tǒng)BJ-RUC [WRF模式加三維變分同化技術(shù)（陳敏等，2011）] 得到模式探空，再將模式探空插值至雷達(dá)變分分析系統(tǒng)網(wǎng)格，然后將模式探空和雷達(dá)VAD風(fēng)廓線(xiàn)資料耦合，產(chǎn)生冷啟動(dòng)初始場(chǎng)。而為實(shí)現(xiàn)雷達(dá)資料的有效和快速同化分析，并有效減少模式誤差的累積，在模擬試驗(yàn) 中，設(shè)置雷達(dá)變分分析系統(tǒng)以快速更新循環(huán)方式運(yùn)行，其中第一個(gè)循環(huán)為冷啟動(dòng)，隨后是熱啟動(dòng)。設(shè)定每個(gè)4DVar循環(huán)為12 min，包含上述每部雷達(dá)在VCP21模式下2組體掃資料的同化，并利用云模式進(jìn)行6 min 短時(shí)間積分預(yù)報(bào)，作為下一次熱啟動(dòng)的初猜場(chǎng)（陳明軒等，2013）。

圖1 京津冀地區(qū)雷達(dá)[北京雷達(dá)（BJRS）、天津雷達(dá)（TJRS）、石家莊雷達(dá)（SJZRS）以及張家口雷達(dá)（ZBRS）]和雷達(dá)變分分析系統(tǒng)模式范圍（圖中黑色矩形框表示雷達(dá)變分分析系統(tǒng)模式范圍，“＋”表示雷達(dá)位置，彩色陰影區(qū)表示地形高度）

雷達(dá)變分分析系統(tǒng)利用有限元準(zhǔn)牛頓迭代算法進(jìn)行代價(jià)函數(shù)的最小化迭代，就目前的設(shè)置進(jìn)行測(cè)試后發(fā)現(xiàn)，當(dāng)?shù)螖?shù)達(dá)到35～40次時(shí)，代價(jià)函數(shù)的梯度迅速下降到比較平緩的狀態(tài)。因此，設(shè)定在迭代40次之后，即終止代價(jià)函數(shù)的最小化過(guò)程，并輸出同化分析結(jié)果；同時(shí)，利用云模式進(jìn)行6 min預(yù)報(bào)，作為下一循環(huán)的初值。本研究將利用模式的反演分析結(jié)果分析風(fēng)暴的演變過(guò)程。

為了完成北京奧運(yùn)會(huì)氣象保障任務(wù)，北京市氣象局采用了不同方法對(duì)上述局地觀測(cè)資料進(jìn)行了系統(tǒng)性的質(zhì)量控制，本文將不再詳述，可詳見(jiàn)相關(guān)文獻(xiàn)（如：王玉彬等，2009；James and Houze，2001；陳明軒，2010，2013）。

3 個(gè)例背景概況

2009年是京津冀地區(qū)強(qiáng)對(duì)流天氣頻發(fā)年，有30多個(gè)對(duì)流風(fēng)暴天氣過(guò)程。本文所分析的兩次對(duì)流風(fēng)暴向山下傳播分別發(fā)生在2009年6月26日和2009年8月1日。對(duì)于第一次降水過(guò)程，降水中心主要集中在北京東南和廊坊西北之間，范圍較小，但是有若干個(gè)自動(dòng)站降水記錄超過(guò)100 mm，其中最大的總降水記錄和1小時(shí)最大降水記錄分別達(dá)到130 mm和接近100 mm，北京城區(qū)則幾乎無(wú)降水。而對(duì)于第二次降水過(guò)程，降水過(guò)程由西至東席卷京城，降水主要集中在北京市區(qū)（平原），范圍大大超過(guò)第一次降水過(guò)程，但是自動(dòng)站的總降水記錄和1小時(shí)最大降水量要小于第一次個(gè)例，分別在60 mm和40 mm（圖略）。

對(duì)流不穩(wěn)定能量和垂直風(fēng)切變是決定對(duì)流風(fēng)暴發(fā)生、發(fā)展最重要的兩個(gè)因素。對(duì)于2009年6月26日個(gè)例，從北京南郊54511站和張家口54401站當(dāng)日早晨08:00的探空觀測(cè)分析來(lái)看（圖2），氣象條件并不非常利于對(duì)流風(fēng)暴發(fā)生發(fā)展：北京地區(qū)低層（950 hPa與900 hPa）之間存在著明顯的逆溫現(xiàn)象以及低層露點(diǎn)溫度和溫度相差較大，狀態(tài)曲線(xiàn)和層結(jié)曲線(xiàn)有很大的偏差，導(dǎo)致不能形成對(duì)流有效位能，這意味著氣塊很難克服對(duì)流抑制能量上升至自由對(duì)流高度。而在張家口地區(qū)（代表西部山區(qū)），與此相近的是，在低層（900 hPa與800 hPa之間）仍然有明顯的逆溫，導(dǎo)致同樣在中低層仍有較大的對(duì)流抑制能量（超過(guò)―300 J kg?1），仍然說(shuō)明山區(qū)層結(jié)的熱力條件不利于對(duì)流風(fēng)暴新生和加強(qiáng)。

圖2 2009年6月26日08:00（a）北京南郊觀象臺(tái)54511站和（b）張家口臺(tái)54401站常規(guī)探空和風(fēng)矢端圖（圖中縱坐標(biāo)為氣壓層，單位：hPa；風(fēng)矢端圖標(biāo)注為風(fēng)速，單位：m s?1）

而從當(dāng)時(shí)的垂直風(fēng)切變上看，北京地區(qū)的中低層受西南風(fēng)控制，且風(fēng)速相近并不利于對(duì)流風(fēng)暴的持續(xù)發(fā)展（0～3 km和0～6 km切變強(qiáng)度低于6 m s?1）。

而對(duì)于2009年8月1日個(gè)例而言，在7月31日20:00（圖3a）和8月1日08:00（圖3b）北京54511氣象觀測(cè)站的探空廓線(xiàn)以及8月1日08:00張家口觀測(cè)站探空（圖3c）顯示，7月31日20:00在平原（北京站）700 hPa以下各層露點(diǎn)溫度差較小，表明中低層大氣處于較濕狀態(tài)，并且隨著時(shí)間推移，地面處于降溫加濕狀態(tài)，至8月1日08:00，中低層已接近飽和（溫度露點(diǎn)差接近于0，并且在低層，層結(jié)曲線(xiàn)隨高度沿濕絕熱變化），表明只需要有微弱的觸發(fā)機(jī)制，便能觸發(fā)積云的生成。但是，圖3b中顯示此時(shí)的對(duì)流有效位能（CAPE）較低，不能為對(duì)流風(fēng)暴運(yùn)動(dòng)提供足夠的動(dòng)能，而張家口探空同樣顯示對(duì)流有效位能較低，因此可見(jiàn)其環(huán)境條件并不十分有利對(duì)流云發(fā)展成強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴。不過(guò)，隨著時(shí)間推移（至11:00），地面增溫加濕等原因?qū)е?～3 km低層對(duì)流有效位能（CAPE）上升至634 J kg?1，表明對(duì)流不穩(wěn)定能量的不斷積累為對(duì)流風(fēng)暴下山傳播或在平原地區(qū)新生提供了一定的有利條件。

而從當(dāng)時(shí)的水平風(fēng)垂直切變上看，本個(gè)例北京地區(qū)垂直風(fēng)切變同樣處于低切變（0～3 km和0～6 km切變強(qiáng)度小于6 m s?1），同樣并未達(dá)到有利于強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴生成的閾值范圍（Thorpe et al.，1982）。

對(duì)比這兩個(gè)個(gè)例，不難發(fā)現(xiàn)，這兩個(gè)個(gè)例具有相似的特點(diǎn)，即熱、動(dòng)力條件較差：6月26日由于受逆溫影響，不能形成對(duì)流有效位能，而8月1日，對(duì)流有效位能不超過(guò)600 J kg?1。其次，二者從垂直風(fēng)切變可以看出，兩個(gè)個(gè)例切變較弱，均在6 m s?1左右，遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生的閾值范圍。另外，從天氣尺度系統(tǒng)來(lái)看（圖略），在500 hPa上，6月26日北京受蒙古弱冷高壓影響，位于西北氣流中；8月1日北京均位于淺薄的弱脊附近，有一定的風(fēng)場(chǎng)切變，因此，這兩個(gè)個(gè)例可以認(rèn)定為典型的弱天氣背景強(qiáng)迫下的對(duì)流風(fēng)暴個(gè)例。

4 雷達(dá)回波演變情況

個(gè)例1：圖4為2009年6月26日16:11至21:35的京津冀地區(qū)天氣雷達(dá)同步組網(wǎng)觀測(cè)得到的組合反射率因子拼圖，圖中指示，至13:11（圖略），在張家口地區(qū)至石家莊地區(qū)西北部一帶，有零星降水單體生成，最大強(qiáng)度超過(guò)45 dB，并且隨著時(shí)間的推移，在西北氣流的引導(dǎo)下，組織成塊狀回波向東南北京平原地區(qū)傳播。但是隨著時(shí)間的推移，這些對(duì)流風(fēng)暴不斷減弱。此外，在石家莊至北京形成結(jié)構(gòu)較不清晰、不完整的弱回波區(qū)。至16:11（圖4a），對(duì)流風(fēng)暴的回波強(qiáng)度降至在35 dB左右。此外值得注意的是，從石家莊雷達(dá)（SJZRS）北部至北京雷達(dá)（BJRS）南部，原有弱回波區(qū)發(fā)展為完整、明顯邊界層輻合線(xiàn)結(jié)構(gòu)（表現(xiàn)為帶狀非降水弱回波，見(jiàn)圖中箭頭），強(qiáng)度在18 dB左右。隨著時(shí)間的推移，至17:11時(shí)（圖4b），邊界層輻合線(xiàn)的形狀更加清晰，結(jié)構(gòu)更加完整，而在原有山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴不斷減弱的同時(shí)接近山腳。至18:11（圖4c），新生對(duì)流單體（標(biāo)為A）在邊界層輻合線(xiàn)（圖中對(duì)流風(fēng)暴西北角）附近生成，隨之生成新的陣風(fēng)鋒（圖中箭頭所指部分）并向西北傳播，但是隨著時(shí)間的推移，沒(méi)有新的對(duì)流風(fēng)暴生成。19:35（圖4d），原有對(duì)流風(fēng)暴A分裂并向東北和西南分別擴(kuò)展，最大強(qiáng)度超過(guò)55 dB。至20:35（圖略），整體風(fēng)暴衰弱，接近消亡。本個(gè)例從形成新生對(duì)流風(fēng)暴A持續(xù)時(shí)間不超過(guò)2個(gè)小時(shí)，經(jīng)歷了山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴下山消散和新生對(duì)流風(fēng)暴在平原生成兩個(gè)過(guò)程。

圖3 2009年北京南郊觀象臺(tái)54511站（a）7月31日20:00和（b）8月1日08:00常規(guī)探空和風(fēng)矢端圖以及（c）張家口臺(tái)54401站8月1日08:00常規(guī)探空和風(fēng)矢端圖（圖中縱坐標(biāo)為氣壓層，單位：hPa；風(fēng)矢端圖標(biāo)注為風(fēng)速，單位：m s?1）

圖4 2009年6月26日（a）16:11、（b）17：11、（c）18:11、（d）19:35時(shí)刻雷達(dá)組合反射率因子拼圖（陰影）。圖中黃線(xiàn)為200 m地形等值線(xiàn)，用于區(qū)分平原和山地

個(gè)例2：圖5為從12:53至21:35的雷達(dá)組合反射率因子拼圖，反映了這次下山增強(qiáng)風(fēng)暴的發(fā)展演變過(guò)程。圖中指示，從12:53（圖略）時(shí)開(kāi)始，由于西北部山區(qū)熱力對(duì)流不穩(wěn)定，已經(jīng)開(kāi)始有零星孤立對(duì)流單體形成，不過(guò)強(qiáng)度大多在40 dB以下，面積小于20 km2，受850～500 hPa西北引導(dǎo)氣流的影響，零星對(duì)流單體向東移動(dòng)。至15:05（圖5a）時(shí)，零星的風(fēng)暴單體在山上逐漸加強(qiáng)若干塊由東北至西南零散的塊狀回波單體。16:17時(shí)，隨著零散塊狀回波單體接近山腳，雷達(dá)拼圖（圖5b）顯示，位于南部塊狀回波（圓圈內(nèi)，下同）隨著接近山腳不斷增強(qiáng)。17:17（圖5c）時(shí)，在原有位于中部的塊狀風(fēng)暴單體（下文均用中部對(duì)流風(fēng)暴指代）在山腳增強(qiáng)的同時(shí)，弱北部塊狀回波（方框內(nèi)）同樣增強(qiáng)并與位于中部塊狀回波并合，組織為帶狀對(duì)流，而位于南部塊狀回波在山腳發(fā)展至最強(qiáng)，隨后至平原快速衰弱。綜上所述，此次下山風(fēng)暴過(guò)程的突發(fā)增強(qiáng)經(jīng)歷了主體對(duì)流風(fēng)暴增強(qiáng)和南部塊狀回波在山腳發(fā)展至最強(qiáng)階段，隨后快速減弱的過(guò)程。至19:17（圖5d）時(shí)，帶狀回波傳播至北京平原地區(qū)，發(fā)展成前端強(qiáng)對(duì)流云后端層狀云的類(lèi)颮線(xiàn)結(jié)構(gòu)，中心強(qiáng)度超過(guò)50 dB，帶來(lái)陣風(fēng)和強(qiáng)降水天氣，而南部回波已經(jīng)消失。類(lèi)颮線(xiàn)回波的成熟期在平原地區(qū)主要生命史不超過(guò)2個(gè)小時(shí)，而最大降水發(fā)生在北京平原附近。

圖5 2009年8月01日（a）15:05、（b）16：05、（c）17:17、（d）19:17時(shí)刻雷達(dá)組合反射率因子拼圖（陰影）。圖中黃線(xiàn)為200米地形等值線(xiàn)，用于區(qū)分平原和山地

那么，對(duì)比個(gè)例1和個(gè)例2，在相近的層結(jié)條件下，個(gè)例1中山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴為什么下山消散，而個(gè)例2中的對(duì)流風(fēng)暴在山邊突發(fā)性增強(qiáng)成為帶狀回波并能夠順利傳播至平原？個(gè)例1中的對(duì)流風(fēng)暴A為什么能在并不完全有利于對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生的環(huán)境中在邊界層輻合線(xiàn)附近形成并發(fā)展成較強(qiáng)風(fēng)暴？以及為什么個(gè)例1和個(gè)例2中當(dāng)對(duì)流風(fēng)暴在平原地區(qū)產(chǎn)生或傳播至平原地區(qū)后快速減弱？這些問(wèn)題給當(dāng)時(shí)的短時(shí)、臨近預(yù)報(bào)員帶來(lái)了非常大的困擾。雖然在一定程度上，可以利用京津冀地區(qū)足夠密集的自動(dòng)站觀測(cè)能夠分析出地面溫度變化、輻合輻散以及風(fēng)場(chǎng)的中尺度形勢(shì)，用于研究對(duì)流風(fēng)暴向山下傳播這一預(yù)報(bào)難題，但是與對(duì)流風(fēng)暴發(fā)生發(fā)展有極大關(guān)系的精細(xì)三維熱、動(dòng)力結(jié)構(gòu)（如：冷池、出流邊 界、輻合、輻散區(qū)和三維風(fēng)場(chǎng)），則只能通過(guò)基于雷達(dá)資料4DVar同化技術(shù)的變分分析方法得到。本文將利用高時(shí)空分辨的動(dòng)力和熱動(dòng)力分析結(jié)果，嘗試得到影響這兩個(gè)個(gè)例不同的機(jī)制，以期得到北京地區(qū)對(duì)流風(fēng)暴向山下傳播發(fā)展及消亡的熱、動(dòng)力機(jī)理[在以往的研究中，我們已經(jīng)對(duì)個(gè)例2的熱、動(dòng)力特征做了初步的分析（肖現(xiàn)等，2013），但是以往的研究將重點(diǎn)放在對(duì)流風(fēng)暴自身的形態(tài)和結(jié)構(gòu)等熱、動(dòng)力特征對(duì)對(duì)流風(fēng)暴下山的影響上，忽視了山地和平原整體熱、動(dòng)力分布以及地形等因素對(duì)對(duì)流風(fēng)暴傳播下山所起到的作用，而且沒(méi)有與相近個(gè)例進(jìn)行比較分析。此外，近來(lái)原先使用的雷達(dá)變分系統(tǒng)在資料預(yù)處理上有了一些改進(jìn)，提高反演物理量的準(zhǔn)確性。] 本文將結(jié)合地形等因素在改進(jìn)的雷達(dá)變分系統(tǒng)（陳明軒等，2012）基礎(chǔ)上探討熱、動(dòng)力機(jī)理對(duì)對(duì)流風(fēng)暴傳播下山影響。

此外，對(duì)于VDRAS系統(tǒng)的本地化工作已在以往的文章中（Sun，2010；陳明軒等，2011，2013）有了較為詳細(xì)的說(shuō)明，本文不再贅述。為了驗(yàn)證VDRAS反演物理量的準(zhǔn)確性，Sun et al.（2010）已經(jīng)利用風(fēng)廓線(xiàn)雷達(dá)資料以及地基微波輻射儀資料，分別對(duì)VDRAS反演的風(fēng)場(chǎng)和溫度場(chǎng)進(jìn)行相關(guān)檢驗(yàn)，結(jié)果表明，風(fēng)速的偏差小于―1.5 m s?1，均方根小于2.5 m s?1，風(fēng)向偏差小于20°C，均方根誤差小于45°C。對(duì)于低層溫度來(lái)說(shuō)，偏差小于―1.9°，均方根誤差小于2.8°。這說(shuō)明，雖然VDRAS反演量與實(shí)際有一定的偏差，但是還在合理的范圍之內(nèi)。

5 分析結(jié)果

5.1 個(gè)例1（2009年6月26日）

以往對(duì)京津冀對(duì)流風(fēng)暴是否下山的研究（孫繼松等，2006，2008；Roberts et al.，2011；陳明軒和王迎春，2012；Wilson et al.，2004，2010）表明，低層的熱、動(dòng)力不穩(wěn)定和中低層垂直風(fēng)切變分別是對(duì)流風(fēng)暴能夠順利傳播下山的重要原因。正如上文所述，雷達(dá)變分分析系統(tǒng)不僅能夠反演出三維風(fēng)場(chǎng)、輻合輻散等動(dòng)力場(chǎng)，還能反演出指示冷池的相對(duì)濕度、擾動(dòng)溫度等熱力場(chǎng)，以及在此基礎(chǔ)上得到的垂直風(fēng)切變、全螺旋度等各種特殊物理量。因此，利用雷達(dá)變分分析系統(tǒng)的反演結(jié)果可以研究對(duì)流風(fēng)暴發(fā)生發(fā)展的機(jī)制。由于本文模式垂直分辨率為500 m，而模式最低層為海拔250 m，這里計(jì)算模式3250 m層與最低層（250 m）之間的切變代表0～3 km的低層切變。螺旋度是衡量風(fēng)暴旋轉(zhuǎn)潛勢(shì)具有明顯意義的重要?jiǎng)恿?shù)，反映了一定氣層厚度內(nèi)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的旋轉(zhuǎn)程度和輸入到中高層環(huán)境渦度的多少，其量值則反映了不穩(wěn)定地區(qū)風(fēng)場(chǎng)旋轉(zhuǎn)的強(qiáng)度，以及環(huán)境風(fēng)場(chǎng)旋轉(zhuǎn)的強(qiáng)弱（Lilly，1986；Molinari and Vollaro，2008）。對(duì)于水平渦度和環(huán)境風(fēng)矢量，利用雷達(dá)變分分析系統(tǒng)的250 m至3250 m高度之間每一層的網(wǎng)格點(diǎn)數(shù)據(jù)來(lái)計(jì)算。定義全螺旋度為如下公式：

圖6 輻合帶代表點(diǎn)螺旋度隨時(shí)間演變圖，其中縱坐標(biāo)為全螺旋度，單位：m2 s?2

14:11時(shí)，從模擬的低層擾動(dòng)溫度場(chǎng)總體上看，在上午太陽(yáng)輻射和河北南部暖氣流的輸送共同作用下，整個(gè)京津冀地區(qū)基本上是一個(gè)西北山區(qū)和東南天津地區(qū)偏暖的形勢(shì)。其中值得注意的是，在北京平原地區(qū)西南部至西部山區(qū)一帶，形成一個(gè)中心溫度低于―7.5°C的冷池 [根據(jù)以往的研究（陳明軒等，2011；Parker and Johnson，2000），以―3°C為冷池的界限]，其面積在500 km2左右（圖7a中白色虛線(xiàn)部分）。從此時(shí)反演的相對(duì)濕度場(chǎng)上看（圖7a中白色實(shí)線(xiàn)），整體反演區(qū)域低層偏干，反演區(qū)域的西部山區(qū)和相對(duì)濕度在50%以下，而在圖7a中的冷池區(qū)域則對(duì)應(yīng)著較高相對(duì)濕度區(qū)，最大相對(duì)濕度超過(guò)65%。從25日起至此時(shí)為止，北京地區(qū)尚無(wú)明顯降水過(guò)程，因此在此時(shí)刻形成局地冷濕池的原因可能有幾個(gè)方面：（1）根據(jù)風(fēng)云2C可見(jiàn)光和紅外云圖（圖略），冷池上空有明顯發(fā)展旺盛的對(duì)流積云（二者位置對(duì)應(yīng)得很好），其特有的“陽(yáng)傘降溫作用”（盛裴軒等，2003），有利于冷池的形成。此外發(fā)展旺盛的對(duì)流積云的冷下沉氣流也有利于冷池區(qū)域溫度下降；（2）正如圖7a中指示，冷池附近的相對(duì)濕度為整個(gè)反演區(qū)域相對(duì)濕度最高地區(qū)，因此自上午起此較濕區(qū)域升溫將小于其他偏干區(qū)域，導(dǎo)致冷池地區(qū)的擾動(dòng)溫度較低；（3）背風(fēng)坡特有的降溫作用（Durran and Klemps，1983）。

圖7 2009年6月26日14:11要素場(chǎng)。（a）擾動(dòng)溫度示意圖，圖中陰影為擾動(dòng)溫度，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，紅色線(xiàn)為輻合輻散線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為輻合，虛線(xiàn)為輻散，絕對(duì)值最小值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1），白色實(shí)線(xiàn)是超過(guò)65%的相對(duì)濕度，間隔10%，圖中箭頭為疊加250m風(fēng)速矢量；（b）為相應(yīng)的0～3 km風(fēng)切變圖，圖中陰影為風(fēng)切變強(qiáng)度，圖中橙色線(xiàn)是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線(xiàn)，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，圖中箭頭為疊加0―3km風(fēng)切變矢量；（c）沿圖（a）中AB線(xiàn)的剖面圖，紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)，黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)，白色虛線(xiàn)代表―3°C溫度等值線(xiàn)（指示冷池），圖中箭頭為疊加風(fēng)速矢量；（d）為對(duì)應(yīng)（c）剖面的地形走向。

從此時(shí)模擬的風(fēng)場(chǎng)上看，整體環(huán)境風(fēng)場(chǎng)形勢(shì)以西南風(fēng)為主，在冷池內(nèi)部，由于冷池的輻散下沉作用，風(fēng)場(chǎng)則為弱下沉出流。而由于局地冷池的擾動(dòng)溫度低、濕度大，形成較明顯的溫度、濕度梯度帶（此時(shí)擾動(dòng)溫度梯度在0.8°C km?1以上），導(dǎo)致冷池在一定程度上，形成邊界層風(fēng)場(chǎng)傳播的“障礙物”，因此在沿著冷區(qū)邊緣，原有偏西南方向的較強(qiáng)氣流一定程度上受冷池阻隔作用，風(fēng)向向東北或西北轉(zhuǎn)向，轉(zhuǎn)向風(fēng)強(qiáng)度與冷池溫度梯度和環(huán)境風(fēng)場(chǎng)強(qiáng)度成正比，這也與以往的研究相符合（Sun and Zhang，2008）。因此轉(zhuǎn)向氣流與附近的附近西南風(fēng)為主的環(huán)境風(fēng)場(chǎng)以及冷池的弱下沉出流相匯合，在冷池邊緣強(qiáng)的溫、濕度梯度的抬升作用下，在冷池南邊緣形成若干條明顯的輻合區(qū)（圖7a中冷池邊緣紅色長(zhǎng)實(shí)線(xiàn)），其中最大強(qiáng)度超過(guò)0.3×10?3s?1。而以往對(duì)對(duì)流風(fēng)暴順利傳播下山的概念模型等（Wilson et al.，2010；Roberts et al., 2011）均指出，平原地區(qū)較好的熱力條件、在山邊長(zhǎng)時(shí)間暖濕氣流輸送和地形對(duì)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的強(qiáng)迫抬升，是對(duì)流風(fēng)暴能夠順利傳播至平原地區(qū)的關(guān)鍵。但是從此時(shí)模式模擬的熱、動(dòng)力場(chǎng)上看，本個(gè)例熱、動(dòng)力場(chǎng)配置恰恰相反：平原和山地之間的冷池代表較差的熱力條件；而且冷池的“障礙物”作用對(duì)低層暖濕空氣向山區(qū)的輸送起到了阻礙作用，使得環(huán)境風(fēng)場(chǎng)在平原和山地之間形成了明顯的繞流（風(fēng)向平行于地形走向且風(fēng)速較弱）以及若干輻散場(chǎng)（圖7a中紅色虛線(xiàn)），同樣不利于對(duì)流風(fēng)暴的持續(xù)傳播。這種熱、動(dòng)力配置可能是原有山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴在向平原傳播中不斷衰弱的原因。

從此時(shí)模擬的0～3 km垂直風(fēng)切變強(qiáng)度（圖7b）上看，至14:11整個(gè)反演區(qū)域，垂直風(fēng)切變的強(qiáng)度較弱（這也與圖2所示的08:00探空相符），特別是從冷池區(qū)域至平原地區(qū)，由于整體中低層環(huán)境風(fēng)場(chǎng)（邊界層至4 km左右）均受西南風(fēng)控制，因此也就形成了弱切變區(qū)，強(qiáng)度低于5 m s?1。

此外，從螺旋度隨時(shí)間推移變化圖（圖6）中可以看出，從12:00時(shí)起，雖然邊界層輻合線(xiàn)處輻合較強(qiáng)，但是旋轉(zhuǎn)強(qiáng)度較低，螺旋度一直保持較低水平（低于50 m2s?2），并緩慢上升。至14:11時(shí)，僅為70 m2s?2左右，尚未達(dá)到足夠產(chǎn)生對(duì)流風(fēng)暴的閾值范圍。此外，從本時(shí)刻反演的螺旋度空間分布（圖7b中綠色等值線(xiàn)）上看，螺旋度在整個(gè)區(qū)域均低于70 m2s?2，這反映了此時(shí)刻整個(gè)反演區(qū)域均比較穩(wěn)定。

為了更好地說(shuō)明環(huán)境風(fēng)場(chǎng)和冷池的相互配合在風(fēng)暴生消中所起到的作用，從接近于垂直冷池主軸和輻合帶方向作剖面。圖7c指示，冷池（以―3°C作為冷池的邊界）最大厚度在3 km左右，最大強(qiáng)度低于―6°C。并且對(duì)比地形走向圖（圖7d）可見(jiàn)，當(dāng)西部山區(qū)的西風(fēng)傳播到冷池附近時(shí)，在背風(fēng)坡下山氣流輻散降溫、冷池冷卻下沉和冷池“阻礙”的共同作用下，冷池上方整體以弱下沉氣流為主，不利于由山區(qū)向此處傳播的對(duì)流風(fēng)暴持續(xù)發(fā)展，這也是隨后對(duì)流風(fēng)暴不斷弱化為層云的原因之一。而在冷池的右方，當(dāng)較為干暖的東南氣流傳播至冷池（圖中白色虛線(xiàn)部分）右邊緣時(shí)，受冷池“阻礙”作用和溫度梯度的影響，形成較弱的上升氣流區(qū)。此外，由于冷池附近由邊界層至中層（6 km左右）均受偏東南風(fēng)控制，這樣在冷池右側(cè)形成較低的切變（圖7c中風(fēng)切變紅色等值線(xiàn)明顯上翹，6 m s?1的等值線(xiàn)高度在7 km左右），遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于以往研究中對(duì)流風(fēng)暴能夠生成或發(fā)展的閾值范圍。因此，雖然在輻合線(xiàn)一帶已經(jīng)存在明顯的輻合上升運(yùn)動(dòng)，但是由于環(huán)境風(fēng)場(chǎng)較弱、動(dòng)力旋轉(zhuǎn)（如切變和螺旋度較弱）以及平原地區(qū)熱力條件較差等不利因素，氣塊不能沖破較干環(huán)境的阻力至自由對(duì)流高度（LFC）從而形成對(duì)流風(fēng)暴。另外值得注意的是，對(duì)比地形（圖7d）可見(jiàn)，與傳統(tǒng)對(duì)流風(fēng)暴能夠增強(qiáng)下山的概念模型（陳明軒等，2013）不同的是，在山腳附近，垂直運(yùn)動(dòng)表現(xiàn)為下沉運(yùn)動(dòng)，這是由于受冷池下沉作用和對(duì)環(huán)境偏南風(fēng)傳播的“阻礙”作用影響，垂直地形走向風(fēng)速分量較小，地形不能對(duì)“繞流”起到強(qiáng)迫抬升作用所造成，這也預(yù)示著對(duì)流風(fēng)暴不能傳播下山。

圖8 2009年6月26日16:11要素場(chǎng)。（a）擾動(dòng)溫度示意圖，圖中陰影為擾動(dòng)溫度，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，紅色線(xiàn)為輻合線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為正，虛線(xiàn)為負(fù)，絕對(duì)值最小值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1），白色實(shí)線(xiàn)是超過(guò)65%的相對(duì)濕度，間隔10%；（b）為相應(yīng)的0～3km風(fēng)切變圖，圖中綠色線(xiàn)是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線(xiàn)，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)；（c）沿圖（a）中AB線(xiàn)的剖面圖，紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)，而黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)；（d）為對(duì)應(yīng)圖（c）剖面的地形走向；（e）為（c）剖面的雷達(dá)反射率因子圖

隨著時(shí)間的推移，西部山區(qū)的降水在減弱的同時(shí)不斷向東南方向（山下平原）傳播，至16:11，隨著對(duì)流風(fēng)暴接近山腳，此時(shí)的風(fēng)暴強(qiáng)度已經(jīng)減弱至30 dB左右（圖4a）。此外，受降水下沉氣流降溫作用和冷池內(nèi)部下沉氣流等的影響，冷池的面積和強(qiáng)度與上一個(gè)時(shí)次相比，均有所增強(qiáng)（面積增長(zhǎng)至約600 km2，中心最低溫度降至―8°C左右）。而且，在平原地區(qū)，受環(huán)境偏南風(fēng)輸送的影響，暖區(qū)逐漸向偏北伸展。因此，冷池的增強(qiáng)和暖區(qū)的擴(kuò)張也就加強(qiáng)了冷池南邊緣和東邊緣的溫度梯度（已升至1.3°C km?1）。與之對(duì)應(yīng)的是，從反演的相對(duì)濕度上看，冷池區(qū)域經(jīng)歷了明顯的加濕過(guò)程（圖8a中65%相對(duì)濕度范圍明顯增加），也同樣加強(qiáng)了冷池邊緣的濕度梯度。從模擬的風(fēng)場(chǎng)形勢(shì)上看，隨著時(shí)間的推移，平原地區(qū)環(huán)境西南風(fēng)轉(zhuǎn)向?yàn)槟巷L(fēng)，且風(fēng)速也有所增加。因而，由圖8a可見(jiàn)，隨著環(huán)境風(fēng)垂直于冷池的分量和溫、濕度梯度的增強(qiáng)所導(dǎo)致環(huán)境風(fēng)場(chǎng)繞流程度的增加，在冷池南邊緣的原有輻合區(qū)組合成一輻合帶（紅色實(shí)線(xiàn)），其邊界層輻合線(xiàn)形態(tài)更加清晰，最大強(qiáng)度超過(guò)0.4×10?3s?1，長(zhǎng)度超過(guò)150 km。而對(duì)照此時(shí)雷達(dá)反射率因子圖（圖4a），可以發(fā)現(xiàn)，此時(shí)模式反演的溫、濕度的梯度帶和風(fēng)場(chǎng)輻合帶對(duì)應(yīng)著此處的雷達(dá)反射率因子圖上被識(shí)別的邊界層輻合線(xiàn)，因此明顯的溫、濕度的梯度帶以及較強(qiáng)的風(fēng)場(chǎng)輻合是邊界層輻合線(xiàn)能夠形成乃至被北京雷達(dá)（BJRS）所能探測(cè)到的原因，這也與以往的研究相符合（Wilson and Schreiber，1986）。而由冷池區(qū)域至西部山區(qū)，仍然由于背風(fēng)坡輻散作用和冷池下沉作用，導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴前方至山腳為明顯的輻散區(qū)（圖8a中紅色虛線(xiàn)），輻散強(qiáng)度在―0.1×10?3s?1至―0.2×10?3s?1之間，這也就導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴將在向平原傳播的過(guò)程中繼續(xù)衰弱直至消散。

從此時(shí)模擬的0～3 km切變強(qiáng)度上看，與上一個(gè)時(shí)次相近的是，在山腳至冷池上空附近仍然為4 m s?1以下弱切變。而與之相反的是，在冷池南邊緣和東邊緣輻合線(xiàn)附近，形成了較高的切變區(qū)（強(qiáng)度為12 m s?1），接近孫繼松等（2006）研究中北京地區(qū)有利于風(fēng)暴發(fā)生發(fā)展的低層切變閾值范圍。切變明顯增長(zhǎng)的原因有以下幾個(gè)方面：（1）熱力作用，較強(qiáng)溫度梯度是形成強(qiáng)局地垂直風(fēng)切變的重要原因，而冷池的存在恰好構(gòu)成了山地和平原之間較強(qiáng)溫度梯度，滿(mǎn)足形成較強(qiáng)風(fēng)切變的熱力條件；（2）環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的配置，隨著邊界層南風(fēng)的增強(qiáng)，由于冷池對(duì)邊界層風(fēng)場(chǎng)的傳播有“阻礙物”作用，以及冷池的冷卻下沉作用，改變了冷池邊緣附近的邊界層至中層風(fēng)速和風(fēng)向配置。這些情況說(shuō)明冷池與環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的相互作用有助于產(chǎn)生較強(qiáng)風(fēng)切變。

同樣，從輻合帶螺旋度時(shí)間推移圖（圖6）上看，自上一個(gè)時(shí)次至本時(shí)次，螺旋度有了明顯的增加，已經(jīng)增長(zhǎng)至接近100 m2s?2，初步達(dá)到了強(qiáng)對(duì)流單體產(chǎn)生的范疇（Davies-Jones et al.，1990）。而且，從全螺旋度在本時(shí)刻的空間分布上看，除了西部山區(qū)由于對(duì)流風(fēng)暴下沉出流和自身選擇形成較高螺旋度外，輻合帶附近為螺旋度最大值區(qū)。因此螺旋度的分布和強(qiáng)度變化說(shuō)明在冷池區(qū)域東、南邊緣，隨著螺旋度的增長(zhǎng)，形勢(shì)開(kāi)始有利于風(fēng)暴的產(chǎn)生。造成這主要有以下幾個(gè)原因：（1）冷池增強(qiáng)導(dǎo)致邊緣處存在較強(qiáng)風(fēng)切變，有利于維持上下層旋轉(zhuǎn)，形成較強(qiáng)的水平渦度；（2）冷池增強(qiáng)加大了冷池邊緣對(duì)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的“阻礙”作用，加強(qiáng)了繞流，同樣加強(qiáng)水平旋轉(zhuǎn)，增強(qiáng)此處的相對(duì)垂直渦度。這兩種作用，與冷池邊緣“障礙物”的輻合抬升作用配合，能將低層渦度傳輸至高層，導(dǎo)致形成較強(qiáng)螺旋度，從而有利于對(duì)流風(fēng)暴的形成。

同樣從沿圖8a中AB線(xiàn)的剖面圖（圖8c、d、e）中可以看出，此時(shí)與上一個(gè)時(shí)次相比，冷池的高度和強(qiáng)度均有所增加，―3°C等值線(xiàn)高度發(fā)展至在2 km左右。從流場(chǎng)上看，原有對(duì)流風(fēng)暴主體已經(jīng)到達(dá)冷池的左側(cè)。在對(duì)流風(fēng)暴的前方（圖8e），與上個(gè)階段相近，仍為明顯下沉氣流所控制，最大強(qiáng)度超過(guò)5 m s?1，這種對(duì)流風(fēng)暴前方下沉氣流結(jié)構(gòu)將阻隔原有對(duì)流風(fēng)暴的前方入流，加速山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴進(jìn)入消亡期。此外在冷池右側(cè)，隨著邊界層風(fēng)速的增加和溫、濕度梯度的增強(qiáng)，垂直抬升運(yùn)動(dòng)也明顯增強(qiáng)，此外在冷池右邊緣的左側(cè)上方1 km至3 km左右下沉氣流受冷池右邊緣輻合抬升作用轉(zhuǎn)變?yōu)樯仙龤饬餍纬赡鏁r(shí)針的負(fù)渦度，同樣改變了中低層的風(fēng)場(chǎng)分布，在冷池右邊緣左側(cè)形成較強(qiáng)切變區(qū)（圖中10 m s?1切變等值線(xiàn)明顯下降至1.6 km）。

至17:11，由擾動(dòng)溫度圖（圖9a）可見(jiàn)，隨著時(shí)間的推移，雖然冷池的強(qiáng)度與上一個(gè)時(shí)次相比略有下降，但是受環(huán)境偏南風(fēng)的持續(xù)向北輸送暖空氣的影響，暖區(qū)更加向北擴(kuò)展，從而導(dǎo)致在冷池東和南邊緣的溫度梯度持續(xù)增強(qiáng)。而從此時(shí)反演的相對(duì)濕度上（圖9a中白色等值線(xiàn)）看，隨著時(shí)間推移，冷池區(qū)域的相對(duì)濕度也有明顯增長(zhǎng)（最大已超過(guò)80%，且面積也明顯增加），同樣增加了冷池東和南邊緣的濕度梯度。因此，在增強(qiáng)的溫度梯度、增強(qiáng)的偏南風(fēng)和冷池持續(xù)下沉運(yùn)動(dòng)的共同作用下，導(dǎo)致在冷池邊緣風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)向的程度更加明顯，轉(zhuǎn)向風(fēng)以偏西風(fēng)和偏東風(fēng)為主，甚至部分已轉(zhuǎn)變?yōu)槠憋L(fēng)，這也就加強(qiáng)了冷池邊緣的輻合帶結(jié)構(gòu)（對(duì)比圖9a和圖4b，在冷池南邊緣的輻合帶結(jié)構(gòu)更加明顯，邊界層輻合線(xiàn)形態(tài)更加清晰，最大強(qiáng)度超過(guò)0.55×10?3s?1，長(zhǎng)度超過(guò)190 km）。

從此時(shí)模擬的0～3 km切變強(qiáng)度（圖9b）上看，此時(shí)整體切變形勢(shì)與上一個(gè)時(shí)刻沒(méi)有明顯的不同，但是在冷池邊緣，隨著邊界層繞流程度的持續(xù)加強(qiáng)和冷池上空西風(fēng)的增強(qiáng)，在冷池的東、南邊緣的較高切變區(qū)強(qiáng)度繼續(xù)增加，此時(shí)最大強(qiáng)度超過(guò)12 m s?1，且面積顯著增加。而且切變方向與溫度梯度方向垂直，因此根據(jù)以往的概念模型（Wakimoto et al., 2006a），有利于對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生。此外，從此時(shí)的螺旋度空間分布（圖9b）和螺旋度時(shí)間推移（圖6）可以看出，在冷池邊緣兩側(cè)隨著切變的增加和風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)向程度的增加，自16:59時(shí)起，冷池邊沿的全螺旋度有了非常明顯的增加，在冷池邊緣，螺旋度強(qiáng)度已經(jīng)上升至150～200 m2s?2之間，特別是在對(duì)流風(fēng)暴初生點(diǎn)，已經(jīng)超過(guò)200 m2s?2，甚至已經(jīng)超過(guò)了形成超級(jí)單體風(fēng)暴的閾值范圍（Davies-Jones et al., 1990）。結(jié)合這些切變和旋轉(zhuǎn)形勢(shì)的分析，說(shuō)明此時(shí)強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生條件已經(jīng)非常充沛了。

但是和上一個(gè)時(shí)次相比，熱、動(dòng)力場(chǎng)的整體形勢(shì)并沒(méi)有明顯變化，這說(shuō)明在冷池邊緣螺旋度和切變的快速增加與中小尺度熱、動(dòng)力場(chǎng)的變化以及小尺度的誘發(fā)機(jī)制有關(guān)。那么，除了上文提到的因冷池形成的溫度梯度機(jī)制外，還有其他什么因素？需要進(jìn)一步探討。

而此時(shí)沿圖9a中AB線(xiàn)的剖面圖（圖9c、d、e）則更加清晰地解釋了這些特點(diǎn)形成的原因：與上一個(gè)時(shí)次相比，冷池的最低溫度有所上升，但是冷池的面積受下沉氣流的影響，反而增大。此外，從雷達(dá)反射率因子圖（圖9e）中能夠看出，此時(shí)對(duì)流風(fēng)暴的主體的中下部已經(jīng)完全受下沉氣流所控制，和經(jīng)典對(duì)流風(fēng)暴消散模型相符，說(shuō)明山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴已經(jīng)接近消亡。但是結(jié)合圖9c、d、e可以看 出，從冷池至冷池右側(cè)，隨著消散對(duì)流風(fēng)暴向東傳播，其中層強(qiáng)下沉氣流下山造成的動(dòng)量下傳，進(jìn)而加劇了冷池上空中層的西風(fēng)強(qiáng)度（3 km西風(fēng)風(fēng)速增長(zhǎng)至8.5 m s?1左右），并且疊加在冷池右側(cè)持續(xù)增長(zhǎng)的邊界層風(fēng)之上，在冷池右邊緣形成了較強(qiáng)的切變（由圖9c可見(jiàn)，10 m s?1切變等值線(xiàn)已經(jīng)下降至3 km）。在冷池右邊緣，隨著冷池溫度梯度和邊界層?xùn)|南風(fēng)的增加，也有利于冷池邊緣處原有的垂直運(yùn)動(dòng)的增強(qiáng)，上升氣流高度上升至8 km以上，形成深厚的輻合區(qū)。跟上一個(gè)時(shí)次相比，上升運(yùn)動(dòng)直立（上升速度明顯增加），并向冷池上空傾斜，具有斜壓特征，進(jìn)而隨著中層西風(fēng)增強(qiáng)和較強(qiáng)切變的產(chǎn)生，在冷池右側(cè)由邊界層至中層構(gòu)成了風(fēng)向隨高度順轉(zhuǎn)的切變，形成較強(qiáng)的正渦度環(huán)流。這種傾斜的正渦度環(huán)流在對(duì)流風(fēng)暴發(fā)展的初期，降水粒子會(huì)掉入冷池，增強(qiáng)冷池出流進(jìn)而增強(qiáng)冷池邊緣的輻合結(jié)構(gòu)。冷池右邊緣的強(qiáng)切變區(qū)和正渦度結(jié)合上一個(gè)時(shí)次形成的冷池右邊緣左側(cè)強(qiáng)切變和負(fù)渦度，在冷池右邊緣形成較強(qiáng)的垂直旋轉(zhuǎn)上升運(yùn)動(dòng)，這也就揭示了螺旋度快速增長(zhǎng)的原因。

圖9 同圖8，但為17:11

與上一個(gè)時(shí)次相比，風(fēng)場(chǎng)結(jié)構(gòu)和切變結(jié)構(gòu)已經(jīng)比較有利于對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生。因此，現(xiàn)有的配置非常有利于對(duì)流風(fēng)暴在冷池邊緣新生。于是半個(gè)小時(shí)后，根據(jù)雷達(dá)觀測(cè)，有新的對(duì)流風(fēng)暴沿輻合帶產(chǎn)生。

至18:23，新生的對(duì)流風(fēng)暴已經(jīng)形成塊狀回波（圖10b），最大強(qiáng)度已經(jīng)超過(guò)50 dB。而從模式反演的擾動(dòng)溫度上（圖10a）看，此時(shí)由于對(duì)流風(fēng)暴降水發(fā)展旺盛，其對(duì)流降水降溫和輻散下沉運(yùn)動(dòng)（輻散強(qiáng)度在―0.3×10?3s?1左右）作用，在對(duì)流風(fēng)暴的側(cè)后方形成一明顯的小冷池G（圖10a中白色虛線(xiàn)部分），中心溫度低于―6°C。從此時(shí)模式模擬的風(fēng)場(chǎng)上看，在原有輻合線(xiàn)一帶，隨著原有對(duì)流風(fēng)暴增強(qiáng)，冷池受其下沉氣流和降水降溫的影響，加劇了冷池對(duì)環(huán)境風(fēng)的障礙作用，這也就導(dǎo)致在冷池邊緣風(fēng)場(chǎng)的“繞流”現(xiàn)象更加明顯。而此時(shí)，暖區(qū)繼續(xù)向北推進(jìn)，原有擾動(dòng)溫度梯度帶亦向北延伸。因此，隨著對(duì)流風(fēng)暴自身不斷發(fā)展，隨之出流的增強(qiáng)，出流、繞流和環(huán)境風(fēng)場(chǎng)在冷池邊緣交匯，也加強(qiáng)了此處原先存在的輻合上升帶，輻合帶平均強(qiáng)度在0.4×10?3s?1左右，最大值出現(xiàn)自西南和東北方向（圖10a）。隨著溫度梯度帶向北延伸，輻合帶同樣向北延伸，而在東南側(cè)，輻合帶對(duì)應(yīng)的出流離開(kāi)風(fēng)暴主體，切斷了風(fēng)暴東南入流，預(yù)示著風(fēng)暴不會(huì)向東南發(fā)展。同理可知，在對(duì)流風(fēng)暴和冷池的西北側(cè)，受對(duì)流風(fēng)暴出流和原有冷區(qū)的輻散下沉氣流交匯所影響，也就在對(duì)流風(fēng)暴的西側(cè)形成輻合帶（強(qiáng)度在0.3×10?3s?1左右），這也就形成了雷達(dá)反射率因子圖上的陣風(fēng)鋒（圖4c中箭頭所指示部分），但是由于現(xiàn)有冷池阻隔了東南暖濕入流以及原有冷池內(nèi)部的輻散運(yùn)動(dòng)，因此沒(méi)有新的對(duì)流風(fēng)暴隨之產(chǎn)生。

從該時(shí)刻0～3 km 垂直風(fēng)切變特征來(lái)看（圖10b中藍(lán)色等值線(xiàn)），與前幾個(gè)時(shí)次相似的是，整個(gè)反演區(qū)域位于較弱的切變環(huán)境下，并不有利于對(duì)流風(fēng)暴傳播。但是值得注意的是，在對(duì)流風(fēng)暴東北側(cè)出流區(qū)和西南側(cè)入流區(qū)（圖10b和c），受冷池出流和低層偏南風(fēng)影響形成較大切變區(qū)，強(qiáng)度在12 m s?1以上。此外，切變風(fēng)方向與環(huán)境風(fēng)方向相交，夾角接近90°C，根據(jù)垂直渦度方程和以往的概念模型（張培昌等，2001），在對(duì)流風(fēng)暴西南經(jīng)西北至東北側(cè)形成正渦度區(qū)（圖10c中紅色等值線(xiàn)），這種環(huán)境有利于形成垂直旋轉(zhuǎn)上升運(yùn)動(dòng)，配合較強(qiáng)的輻合抬升區(qū)，一定程度上有利于對(duì)流風(fēng)暴的持續(xù)發(fā)展。而在對(duì)流風(fēng)暴內(nèi)部和東南方向，切變方向和環(huán)境風(fēng)場(chǎng)方向夾角遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于90°C甚至接近平行，這意味著較低乃至負(fù)的垂直渦度（在對(duì)流風(fēng)暴東南側(cè)負(fù)的垂直渦度，紅色虛線(xiàn)），對(duì)應(yīng)輻散運(yùn)動(dòng)不利于對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生或維持。而從螺旋度空間分布上（圖10b中綠色等值線(xiàn)）看，與切變相近的是，在對(duì)流風(fēng)暴A附近同樣在對(duì)流風(fēng)暴西南和東北形成了較強(qiáng)的正旋轉(zhuǎn)。因此結(jié)合切變和旋轉(zhuǎn)和輻合帶分布解釋了對(duì)流風(fēng)暴向東北西南及西北傳播，而不向東南側(cè)傳播的部分原因。

為了更好的說(shuō)明冷池和風(fēng)場(chǎng)配合對(duì)對(duì)流風(fēng)暴傳播所起到的作用，沿對(duì)流風(fēng)暴傳播方向上（AB）做剖面圖（圖10d）。對(duì)照?qǐng)D10d和相應(yīng)的雷達(dá)反射率因子圖（圖10e），在對(duì)流風(fēng)暴的位置，由于對(duì)流風(fēng)暴的輻散下沉氣流和降水降溫作用，在對(duì)流風(fēng)暴的下方形成一個(gè)較強(qiáng)的冷池，除維持對(duì)流風(fēng)暴兩側(cè)上升區(qū)外，在冷池兩側(cè)邊緣受對(duì)流風(fēng)暴出流和冷池邊緣溫度梯度抬升作用，在對(duì)流風(fēng)暴兩側(cè)上升區(qū)的兩側(cè)同樣形成上升輻合區(qū)。這種機(jī)制將使對(duì)流風(fēng)暴隨冷池?cái)U(kuò)張向AB方向發(fā)展。而在對(duì)流風(fēng)暴中部，在持續(xù)降水下沉運(yùn)動(dòng)和上文提到的負(fù)渦度作用下，以及東南方向弱切變環(huán)境等共同作用下，導(dǎo)致冷池?cái)U(kuò)張切斷原有東南入流（在一定程度上解釋了風(fēng)暴東南側(cè)輻合帶離開(kāi)風(fēng)暴主體的原因），因而原有對(duì)流風(fēng)暴分裂成兩部分（19:35，圖4d）。此后由于整體低切變環(huán)境導(dǎo)致冷池?cái)U(kuò)張速度大于對(duì)流風(fēng)暴移動(dòng)速度，逐漸切斷原有入流，1個(gè)小時(shí)后分裂的對(duì)流風(fēng)暴分別步入消亡期。這也與以往的研究結(jié)果相近（Wilson et al.，2010；陳明軒等，2012），本文不在贅述。

圖10 2009年6月26日18:23要素場(chǎng)。（a）擾動(dòng)溫度示意圖，圖中陰影為擾動(dòng)溫度，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，紅色線(xiàn)為輻合線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為輻合，虛線(xiàn)為輻散，絕對(duì)最小值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1）；（b）為相應(yīng)的雷達(dá)反射率因子圖，圖中黑色線(xiàn)是大于10 m s?1的0～3 km風(fēng)切變等值線(xiàn)，綠色線(xiàn)是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線(xiàn)；（c）是（b）中方框內(nèi)的放大圖，圖中紅色線(xiàn)為垂直渦度等值線(xiàn)，單位為10?3 s?1，綠色線(xiàn)為大于10 m s?1的0～3 km風(fēng)切變等值線(xiàn)，藍(lán)色箭頭為風(fēng)切變矢量，黑色箭頭為最低層風(fēng)矢量；（d）、（e）分別為沿圖（a）中AB線(xiàn)的雷達(dá)反射率因子和擾動(dòng)溫度剖面圖，（e）中紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)，圖（d）、（e）黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為正，虛線(xiàn)為負(fù)）

結(jié)合切變和冷池的演變情況可以看出，對(duì)于北京西部山區(qū)沒(méi)能順利下山的對(duì)流風(fēng)暴而言，冷池起到了不利于對(duì)流風(fēng)暴傳播的作用：冷池對(duì)環(huán)境偏南風(fēng)場(chǎng)的傳播起到了“障礙物”作用，阻礙東南較暖空氣向山區(qū)輸送，進(jìn)而形成從平原至山區(qū)連續(xù)輻散結(jié)構(gòu)和風(fēng)場(chǎng)在山腳的“繞流”，不能在山區(qū)形成較強(qiáng)輻合抬升。這種熱、動(dòng)力配置形成輻散場(chǎng)不但不利于山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生和持續(xù)發(fā)展，而且阻斷了環(huán)境東南氣暖入流，從而不利于對(duì)流風(fēng)暴的繼續(xù)增長(zhǎng)和傳播下山，這也在一定程度上解釋了Wilson et al.（2010）所總結(jié)的對(duì)流風(fēng)暴下山消散概念模型所形成的原因。而對(duì)于在邊界層輻合線(xiàn)形成的局地對(duì)流風(fēng)暴而言，雖然根據(jù)北京地區(qū)探空，在北京地區(qū)低層有較大的對(duì)流抑制能量，整體環(huán)境偏干，不利于對(duì)流風(fēng)暴的形成，但是冷池對(duì)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的阻礙作用使得在冷池右邊緣0～2 km形成了較為深厚的輻合上升區(qū)，這種輻合對(duì)對(duì)流降水的產(chǎn)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變了邊界層附近的風(fēng)場(chǎng)和熱力場(chǎng)的結(jié)構(gòu)分布，在不斷增強(qiáng)的環(huán)境偏南風(fēng)配合下，也隨之就形成了較強(qiáng)輻合、較強(qiáng)切變和螺旋度等動(dòng)力因素，有利于對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生：在初期，在冷池邊緣，雖然有較明顯的上升運(yùn)動(dòng)，但是由于中低層逆溫和弱旋轉(zhuǎn)不利于對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生。然而，隨著環(huán)境偏南風(fēng)和冷池的不斷增強(qiáng)，增加了冷池邊緣的輻合抬升運(yùn)動(dòng)，以及原有消散的對(duì)流風(fēng)暴的下沉氣流增加了冷池上空中低層風(fēng)速，進(jìn)而在冷池右邊緣形成較強(qiáng)切變以及正、負(fù)渦度環(huán)流等旋轉(zhuǎn)，從而沖破抑制能量形成對(duì)流云。此后，在冷池出流和冷池對(duì)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)阻礙作用以及冷池的擴(kuò)張的共同作用下，結(jié)合較強(qiáng)的切變和旋轉(zhuǎn)，沿輻合線(xiàn)依次形成了新對(duì)流單體。隨著冷池的擴(kuò)張，導(dǎo)致原有對(duì)流風(fēng)暴分裂成東北和西南兩部分。隨后，由于較弱的切變環(huán)境，導(dǎo)致隨著冷池的增強(qiáng)，切斷了原有對(duì)流風(fēng)暴的入流，會(huì)使對(duì)流風(fēng)暴很快衰弱。

5.2 個(gè)例2（2009年8月1日）

從14:05（圖11a）的擾動(dòng)溫度整體形勢(shì)上看，與上一個(gè)個(gè)例相似的是，整體呈現(xiàn)西北和東南偏暖的形勢(shì)，但是在北京平原和山地交界處（北京地區(qū)北部）形成冷池（圖11a中藍(lán)色色塊白色虛線(xiàn)內(nèi)部分，定義為G），冷池中心擾動(dòng)溫度低于―4°C。對(duì)比自動(dòng)站資料和臨近時(shí)刻的衛(wèi)星云圖資料（圖略），我們認(rèn)為與上一個(gè)個(gè)例形成原因相同，但是由于冷池上空積云強(qiáng)度（云量和云高）與上一個(gè)個(gè)例相比較弱，因此冷池強(qiáng)度相比較弱，且位置偏北。

圖11 2009年8月1日14:05要素場(chǎng)。（a）擾動(dòng)溫度示意圖，圖中陰影為擾動(dòng)溫度，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，紅色為輻合線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為正，虛線(xiàn)為負(fù)，絕對(duì)最小值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1）；（b）、（d）分別為沿（a）中AB、CD的剖面圖，（b）中填色為輻合場(chǎng)，（d）中填色為擾動(dòng)溫度，紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)，而黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)；（c）為對(duì)應(yīng)（b）剖面的地形走向；（e）為相應(yīng)的0～3 km風(fēng)切變圖，圖中白色線(xiàn)是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線(xiàn)

并且，從模擬的環(huán)境風(fēng)場(chǎng)形勢(shì)上看，與上一個(gè)階段相近的是，平原地區(qū)基本以南風(fēng)為主（風(fēng)速約在11 m s?1左右），受北京地區(qū)西北山區(qū)阻隔作用的影響，隨著地勢(shì)的走高逐漸向東傾斜，與西北山區(qū)的西北風(fēng)交匯，構(gòu)成輻合抬升等不穩(wěn)定環(huán)境。而與個(gè)例1不同的是，由北京雷達(dá)以南平原地區(qū)至山區(qū)，由于沒(méi)有強(qiáng)冷池的“阻礙”作用，導(dǎo)致較強(qiáng)的偏南氣流不受阻擋的直接吹至山腳，受地形強(qiáng)迫抬升作用所影響在山腳形成了較強(qiáng)的輻合區(qū)。進(jìn)而，爬山氣流繼續(xù)與山區(qū)西風(fēng)交匯，形成范圍較廣的輻合區(qū)，在0.2×10?3s?1以上（圖11a中模擬區(qū)域西部山腳至山區(qū)紅色實(shí)線(xiàn)等值線(xiàn)），這種山腳至山區(qū)的大規(guī)模強(qiáng)輻合配置為對(duì)流風(fēng)暴在山區(qū)（這可能是導(dǎo)致圖5a、b中部的零星對(duì)流風(fēng)暴在山區(qū)不斷加強(qiáng)的原因）。并且，從垂直山邊輻合區(qū)的剖面圖（圖11b和c）中看出：第一，低層風(fēng)受山腳地形強(qiáng)波抬升作用影響形成的較為深厚的輻合區(qū)（即輻合區(qū)走向?qū)?yīng)地形走向），高度延續(xù)至2 km以上，非常有利于對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生；第二，圖中指示，輻合區(qū)具有一定的斜壓性，輻合軸向山區(qū)傾斜。這種輻合特征與地形強(qiáng)迫，使平原地區(qū)的低空急流在山腳上升，配合中高空西風(fēng)下沉運(yùn)動(dòng)，形成一個(gè)次級(jí)環(huán)流，更加有利于深厚的輻合上升運(yùn)動(dòng)在山腳的積累。以往的研究表明（Ziegler et al., 1997；陳明軒等，2013），輻合區(qū)的厚度對(duì)降水的程度有極大的正相關(guān)，即當(dāng)增加低層輻合的厚度時(shí)，會(huì)導(dǎo)致低層水汽輻合顯著增加，增大降水效率。因此，有利的山邊深厚且較強(qiáng)輻合抬升運(yùn)動(dòng)有利于西部山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴向山下傳播，這也是南部回波（圖5b圓圈內(nèi)）至山邊發(fā)展至最強(qiáng)階段。

此外，與個(gè)例1相似的是，在冷池G南邊緣，冷池同樣在一定程度上，“阻礙”環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的傳播，原有偏南方向較強(qiáng)氣流的風(fēng)向和風(fēng)速在冷池邊緣處形成明顯的繞流轉(zhuǎn)向，由西南風(fēng)轉(zhuǎn)為偏東風(fēng)和偏西風(fēng)，轉(zhuǎn)向強(qiáng)度同樣與冷池溫度梯度成正比。并且轉(zhuǎn)向氣流在冷池邊緣與附近西南風(fēng)為主的環(huán)境風(fēng)場(chǎng)匯合，在強(qiáng)溫度梯度的抬升作用下形成明顯的輻合上升（圖11a中冷池邊緣紅色長(zhǎng)實(shí)線(xiàn)），最大強(qiáng)度超過(guò)0.4×10?3s?1。而從平原至冷池邊緣的剖面圖（圖11d）上看，受冷池阻礙作用影響，較暖環(huán)境風(fēng)場(chǎng)受迫抬升，在冷池前沿（圖11e中15 km處）形成若干氣流上升區(qū)，強(qiáng)度在1～2 m s?1，上升氣流同樣與溫度梯度成正比；尤其在冷池邊緣，較強(qiáng)南風(fēng)從暖區(qū)沖向冷池，插入冷池下方，構(gòu)成較強(qiáng)溫度梯度和風(fēng)場(chǎng)不穩(wěn)定，在邊界層形成輻合抬升氣流區(qū)，有利于風(fēng)暴生成和維持發(fā)展。此外，除冷池附近區(qū)域外環(huán)境風(fēng)場(chǎng)（西南方向分量）較強(qiáng)，隨高度變化不大，整體應(yīng)為弱切變環(huán)境（10 m s?1風(fēng)切變等值線(xiàn)高度在7 km以上），并不利于風(fēng)暴的傳播。但是在冷池邊緣，由于在邊界層冷池對(duì)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)阻礙抬升作用，邊界層水平風(fēng)速向垂直風(fēng)速轉(zhuǎn)化導(dǎo)致邊界層風(fēng)速水平分量減少，而冷池抬升作用主要在邊界層，因此中高層風(fēng)速水平分量向垂直分量轉(zhuǎn)化沒(méi)有邊界層明顯，保持了較大的水平風(fēng)速，從而邊界層弱水平風(fēng)速和中高層較大水平風(fēng)速在冷池邊緣中低層構(gòu)成較強(qiáng)的風(fēng)切變環(huán)境（圖11e中風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)下伸，6 m s?1等值線(xiàn)下伸至1.9 km 處），有利于風(fēng)暴的發(fā)展和維持。同理，上述機(jī)制形成風(fēng)向從邊界層起隨高度順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的特有結(jié)構(gòu)，形成正渦度，進(jìn)而構(gòu)成平原冷池邊緣地區(qū)低層較強(qiáng)的熱、動(dòng)力不穩(wěn)定環(huán)境。

針對(duì)本個(gè)例，在計(jì)算風(fēng)切變之外，也根據(jù)公式1，分別計(jì)算了螺旋度的空間分布和代表點(diǎn)螺旋度隨時(shí)間演變情況（圖12）。代表點(diǎn)選取原則是這個(gè)區(qū)域應(yīng)該盡量靠近風(fēng)暴前沿，能夠代表風(fēng)暴前的環(huán)境風(fēng)場(chǎng)變化特征，但是又不會(huì)受到風(fēng)暴出流的明顯影響。這里選取距離風(fēng)暴前沿30 km左右的30 km×30 km的區(qū)域進(jìn)行螺旋度平均值的計(jì)算。從此階段的代表時(shí)刻（14:05）0～3 km切變（圖11e）來(lái)看，表明山區(qū)是較強(qiáng)風(fēng)切變和平原地區(qū)為弱風(fēng)切變的形勢(shì)，平原地區(qū)0～3 km風(fēng)切變小于4 m s?1，遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于能夠誘發(fā)或維持對(duì)流運(yùn)動(dòng)的閾值，且不利于風(fēng)暴的產(chǎn)生或維持。但是，在冷池東南邊緣區(qū)域附近，則存在切變較強(qiáng)（大于11 m s?1）和大螺旋度區(qū)（大于100 m2s?2），達(dá)到有利于風(fēng)暴發(fā)生發(fā)展的閾值范圍，說(shuō)明冷池與環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的相互作用有助于產(chǎn)生較強(qiáng)風(fēng)切變和較強(qiáng)螺旋度，這也與上一個(gè)個(gè)例的反演分析結(jié)果相仿。而從螺旋度（圖12）演變圖中看出，與上一個(gè)個(gè)例相近的是，風(fēng)暴前方的全螺旋度同樣經(jīng)歷了不斷上升的過(guò)程。

綜上，在風(fēng)暴下山前，雖然從探空上看平原地區(qū)整體形勢(shì)上并沒(méi)有明顯指示風(fēng)暴能夠下山增強(qiáng)，但是雷達(dá)變分分析系統(tǒng)結(jié)果表明冷池和環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的相互配合卻能為風(fēng)暴下山構(gòu)造較好的形勢(shì)。并且與上一個(gè)個(gè)例相比，由于局地冷池位置偏北，并且強(qiáng)度較弱，因此偏南的低空急流能夠順利的傳播經(jīng)山腳至西部山區(qū)形成深厚輻合區(qū)，這也是對(duì)流風(fēng)暴南部能夠在山邊發(fā)展至最強(qiáng)階段的原因之一。

至16:11，結(jié)合模擬的擾動(dòng)溫度場(chǎng)與雷達(dá)反射率因子圖（圖13a、b）上看，原有冷池G強(qiáng)度變化不大，而在西北山區(qū)，受上文提到的較強(qiáng)輻合影響，原有零星對(duì)流風(fēng)暴不斷增強(qiáng)，因而受增強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴的下沉氣流降溫和拖曳作用影響，分別形成冷池T1和冷池T2，中心強(qiáng)度分別為―5°C和―3°C；在冷池T1周?chē)纬擅黠@出流，而由于冷池T2強(qiáng)度較弱，因此出流不如冷池T1明顯。

圖12 對(duì)流風(fēng)暴前方螺旋度隨時(shí)間演變圖，其中縱坐標(biāo)為全螺旋度

從模擬風(fēng)場(chǎng)來(lái)看，平原地區(qū)偏南風(fēng)為主的形勢(shì)仍然沒(méi)有太大變化，不過(guò)隨著時(shí)間的推移，風(fēng)速不斷的降低（降至6 m s?1左右），而且在平原地區(qū)向東傾斜的程度增加。從垂直于南部回波的剖面圖（圖13b）上看，隨著南部回波接近山腳，出流與東南風(fēng)交匯增強(qiáng)了山腳輻合，強(qiáng)度超過(guò)0.6 m s?1，輻合區(qū)高度達(dá)4 km以上，因此南部回波在山腳發(fā)展至最強(qiáng)階段。但是隨著平原風(fēng)逐漸向東傾斜以及風(fēng)速的下降，在南部回波的前方平原，較弱環(huán)境風(fēng)場(chǎng)形成“繞流”，因而難以形成輻合場(chǎng)（圖13a和 b）。而且隨著風(fēng)場(chǎng)繞流形成，風(fēng)速垂直于地形分量的下降，原有的次級(jí)環(huán)流結(jié)構(gòu)逐漸消失，這些風(fēng)場(chǎng)結(jié)構(gòu)均不利于南部回波的持續(xù)發(fā)展。此外，由于平原地區(qū)風(fēng)速較弱并且風(fēng)向相近，形成低切變區(qū)（紅色6 m s?1切變等值線(xiàn)至10 km，見(jiàn)圖13b）。在平原地區(qū)，較弱的低層切變配合著弱抬升運(yùn)動(dòng)，因而導(dǎo)致南部回波在離開(kāi)山腳后很快減弱。

與之相反的是，而在原冷池附近，在原有冷池邊緣環(huán)境風(fēng)場(chǎng)受冷池溫度梯度影響的轉(zhuǎn)向運(yùn)動(dòng)的基礎(chǔ)上，隨著冷池T1靠近平原冷池，其下沉出流與原有冷池G邊緣輻合區(qū)交匯，加大了輻合區(qū)強(qiáng)度和面積（最大強(qiáng)度已經(jīng)超過(guò)0.3×10?3s?1，延伸至北京市南部），有利于向此處傳播的中部主體風(fēng)暴順利傳播下山并增強(qiáng)，并且在離開(kāi)山腳后受此強(qiáng)輻合區(qū)影響，仍然在舊冷池G邊緣能夠發(fā)展至最強(qiáng)階段，這也是最大降水發(fā)生在對(duì)流風(fēng)暴中部和發(fā)生地點(diǎn)在平原地區(qū)的原因。這種機(jī)制符合Wilson et al.（1986）所總結(jié)的出流與邊界層輻合線(xiàn)的碰撞有助于形成或維持對(duì)流風(fēng)暴的現(xiàn)象。此外，隨著降水的不斷持續(xù)，冷池T1和T2受各自母風(fēng)暴降水降溫和降水拖曳作用影響，不斷增強(qiáng)并明顯擴(kuò)展，且隨著原有風(fēng)暴東移并向平原地區(qū)原冷池所在地推進(jìn)，使得冷池彼此不斷接近，受對(duì)流風(fēng)暴下沉氣流和較強(qiáng)東南環(huán)境風(fēng)場(chǎng)影響，冷池之間較暖空氣隨著冷池的擴(kuò)張和移動(dòng)不斷被擠壓抬升，在冷池之間分別形成強(qiáng)度超過(guò)0.4×10?3s?1的輻合抬升區(qū)（圖13a中T2和原有冷池之間，T1、T2和原有冷池之間）。隨著這些冷池不斷擴(kuò)展和相互靠近，導(dǎo)致中部回波和北部回波不斷發(fā)展并并合，組織成帶狀回波（圖5d）。CD剖面（圖13d和e）更加清晰的再現(xiàn)了這一點(diǎn)，圖13d中受對(duì)流降水影響，T1和T2上空為明顯下沉氣流控制。而受下沉氣流對(duì)兩個(gè)冷池之間的較暖濕空氣擠壓作用影響，圖中顯示，在冷池之間形成較強(qiáng)上升氣流區(qū)（圖13d），上升氣流位置在圖12c中對(duì)流風(fēng)暴前部，因此強(qiáng)有力的垂直抬升運(yùn)動(dòng)有助于T2附近的對(duì)流風(fēng)暴向T1處發(fā)展并最終并合成帶狀回波。此外，在冷池之間區(qū)域，受冷池之間擠壓抬升和上文提到的對(duì)風(fēng)場(chǎng)阻礙作用影響，冷池之間的中高層水平風(fēng)速增強(qiáng)，而在邊界層形成弱風(fēng)速，較強(qiáng)的冷池出流疊加至邊界層弱風(fēng)速之上，因此構(gòu)成了較強(qiáng)風(fēng)切變區(qū)（圖13d中8 m s?1紅色風(fēng)切變等值線(xiàn)下降至2 km），位置在兩個(gè)對(duì)流風(fēng)暴之間，根據(jù)以往的研究表明（Parker and Johnson, 2004），為對(duì)流風(fēng)暴的增強(qiáng)和并合提供了動(dòng)力條件。這也就解釋了南北對(duì)流風(fēng)暴發(fā)展趨勢(shì)不一樣的原因。

此時(shí)，從0～3 km的垂直風(fēng)切變可見(jiàn)（圖13f），與上一階段相似的是，平原仍為弱切變，整體強(qiáng)度小于4 m s?1；而在平原地區(qū)冷池機(jī)制仍然存在，因此在平原舊冷池的南邊緣附近仍然為相對(duì)較大的風(fēng)切變和較強(qiáng)螺旋度，強(qiáng)度分別為10 m s?1和100 m2s?2，達(dá)到了強(qiáng)對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生的閾值范圍，這說(shuō)明在舊冷池G邊緣熱、動(dòng)力條件仍然有利于風(fēng)暴產(chǎn)生和傳播的條件，導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴傳播至冷池邊緣發(fā)展至最強(qiáng)階段。而在南部回波（圖5c圓圈）傳播路徑前方，則沒(méi)有這些類(lèi)似機(jī)制，因此也就導(dǎo)致南部回波很快消亡。此外，在T1、T2及平原地區(qū)原有冷池G之間上空均出現(xiàn)風(fēng)切變和螺旋度相對(duì)大值區(qū)，風(fēng)切變較大值分別在11 m s?1，而螺旋度較大值超過(guò)100 m2s?2。這些風(fēng)切變和螺旋度環(huán)境也為中部主體回波的增強(qiáng)和回波的并合提供了良好的觸發(fā)條件。而從螺旋度隨時(shí)間演變圖可見(jiàn)，隨著對(duì)流風(fēng)暴臨近山邊，在冷池的相互作用下，在風(fēng)暴的前方，全螺旋度有了明顯地提高，超過(guò)130 m2s?2，接近超級(jí)單體的范疇，預(yù)示著對(duì)流風(fēng)暴將發(fā)展至最強(qiáng)階段。

因此，冷池之間的相互作用是此時(shí)刻風(fēng)暴合并成帶狀回波的一個(gè)重要原因：原有冷池中部主體風(fēng)暴提供較強(qiáng)風(fēng)切變、高螺旋度和輻合抬升區(qū)等有利條件，而由于降水形成新冷池與原有冷池不斷擴(kuò)展靠近，擠壓中間的暖濕空氣也同樣形成輻合上升和較強(qiáng)的風(fēng)切變、螺旋度等有利條件，隨著冷池之間不斷接近，在這些機(jī)制的配合下，這些零散回波與主體回波合并，組織成帶狀回波。而本階段舊冷池和風(fēng)場(chǎng)的配合機(jī)制也為風(fēng)暴的傳播下山創(chuàng)造了有利條件：舊冷池和風(fēng)場(chǎng)的配合機(jī)制形成了較強(qiáng)輻合場(chǎng)，中部回波的出流也增強(qiáng)了平原冷池南邊緣的輻合場(chǎng)，使帶狀回波傳播至平原后增強(qiáng)至最強(qiáng)階段，而在南部回波前方則沒(méi)有類(lèi)似的機(jī)制，這也就解釋了中部主體風(fēng)暴和南部風(fēng)暴發(fā)展的異同。

圖13 2009年8月1日16:11要素場(chǎng)。（a）擾動(dòng)溫度示意圖，圖中陰影為擾動(dòng)溫度，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，紅色為輻合線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為正，虛線(xiàn)為負(fù)，最小絕對(duì)值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1）；（b）沿（a）中AB的剖面，圖中填色為輻合場(chǎng)，白色等值線(xiàn)為雷達(dá)反射率因子, 紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)；（c）為對(duì)應(yīng)（b）剖面的地形走向；（d）沿（a）中CD的剖面，圖中填色為擾動(dòng)溫度，紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)，黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)；（e）為與（d）相應(yīng)的雷達(dá)反射率因子圖，黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)；（f）為0～3 km風(fēng)切變圖，圖中綠色線(xiàn)是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線(xiàn)

正如上文所分析，隨著冷池?cái)U(kuò)展、零散回波與與主體回波合并，組織成帶狀回波，至19:11，從雷達(dá)觀測(cè)和模擬的擾動(dòng)溫度場(chǎng)（圖5d、圖14a）上看，由于此時(shí)帶狀回波發(fā)展至最強(qiáng)階段，整體降水回波中心強(qiáng)度大于60 dB，長(zhǎng)寬比超過(guò)4:1，水平長(zhǎng)度超過(guò)60 km，并且因?yàn)榻邓掷m(xù)且不斷增強(qiáng)，使帶狀回波后部冷空氣不斷下沉擴(kuò)散，冷池進(jìn)一步加強(qiáng)，范圍不斷擴(kuò)大，此時(shí)原有冷池已合并為一個(gè)強(qiáng)冷池，最低擾動(dòng)溫度超過(guò)―10°C，冷池前端為較暖區(qū)。從模擬低層風(fēng)場(chǎng)上看，平原地區(qū)風(fēng)場(chǎng)與上一個(gè)階段沒(méi)有明顯變化，仍然維持偏南方向。而值得注意的是，由于冷池的擴(kuò)張和快速增強(qiáng)，風(fēng)暴出流亦明顯增強(qiáng)（圖14a），模擬的冷出流最大風(fēng)速達(dá) 到20 m s?1，導(dǎo)致造成地面自動(dòng)站觀測(cè)到陣風(fēng)的出現(xiàn)。而且隨著風(fēng)暴前沖出流增強(qiáng)，對(duì)比雷達(dá)反射率因子圖可見(jiàn)（圖5d），對(duì)流風(fēng)暴的傳播速度落后于冷池的擴(kuò)展，冷池將切斷東南暖濕入流，說(shuō)明風(fēng)暴已經(jīng)開(kāi)始由鼎盛期向消亡期過(guò)渡。從此時(shí)剖面（圖14a中AB處，圖14b、d）上看，雷達(dá)回波顯示明顯的前對(duì)流風(fēng)暴后層狀云結(jié)構(gòu)，而在類(lèi)颮線(xiàn)回波的下方及后部，由于受對(duì)流風(fēng)暴下沉氣流和降水拖曳作用影響，6 km以下的冷空氣堆進(jìn)一步加強(qiáng)，類(lèi)颮線(xiàn)后部2 km以下的擾動(dòng)溫度降到―7°C以下，厚度上升至最大3 km，表明近地面冷池發(fā)展的非常強(qiáng)盛。此外，在帶狀回波后部，由圖可見(jiàn)中低層（2～4 km左右）存在明顯的尾部入流急流（RIJ），吻合颮線(xiàn)系統(tǒng)成熟階段的部分風(fēng)場(chǎng)特征，說(shuō)明風(fēng)暴已發(fā)展至成熟最強(qiáng)階段。當(dāng)尾部入流急流受下沉運(yùn)動(dòng)影響下沉到近地面冷池前邊緣時(shí)，進(jìn)而在近地面形成短時(shí)大風(fēng)。而在冷池前端，冷池的強(qiáng)出流與環(huán)境風(fēng)場(chǎng)配合仍然形成上升氣流區(qū)（圖14b中130 km處）。但是對(duì)比圖13b、c并結(jié)合圖14a可以看出，由于風(fēng)暴前沿的東南氣流較弱，大體平行于對(duì)流風(fēng)暴主體方向而且速度相近（并且隨著時(shí)間推移，風(fēng)速還在不斷減弱），所以垂直于風(fēng)暴主體的切變分量明顯減弱（10 m s?1等值線(xiàn)在10 km左右），導(dǎo)致在對(duì)流風(fēng)暴主體前部冷池強(qiáng)度大于切變強(qiáng)度，因此根據(jù)RKW理論（Rotunno et al.，1994），當(dāng)切變環(huán)境不能和冷池強(qiáng)度保持平衡時(shí)，出流將離開(kāi)風(fēng)暴主體，并且切斷原有南風(fēng)急流水汽輸送，所以導(dǎo)致風(fēng)暴主體很快衰弱。

此時(shí)從模擬風(fēng)切變（圖14c）來(lái)看，風(fēng)暴移動(dòng)前方，雖然此時(shí)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)強(qiáng)度較強(qiáng)，但是中低層風(fēng)向風(fēng)速相近，導(dǎo)致風(fēng)暴傳播前方為弱切變區(qū)（在0～3 km強(qiáng)度小于4 m s?1）。根據(jù)RKW（Rotunno et al.，1994）理論，當(dāng)前端風(fēng)切變不能和冷池強(qiáng)度保持平衡時(shí)，風(fēng)暴會(huì)快速減弱。而同理螺旋度也表現(xiàn)了相近的特征，在風(fēng)暴傳播前方不能形成足夠強(qiáng)的螺旋度。而從螺旋度隨時(shí)間演變圖（圖12）可見(jiàn)，對(duì)流風(fēng)暴的傳播至平原地區(qū)，對(duì)流風(fēng)暴前方全螺旋度明顯下降，略大于60 m2s?2，此情況表明對(duì)流風(fēng)暴傳播前方不存在較強(qiáng)旋轉(zhuǎn)，不能使前端風(fēng)場(chǎng)和渦度旋轉(zhuǎn)進(jìn)入風(fēng)暴以維持風(fēng)暴繼續(xù)發(fā)展，同樣預(yù)示著風(fēng)暴將會(huì)快速減弱。

綜上，本時(shí)次，雖然從雷達(dá)回波和模擬風(fēng)場(chǎng)上看，帶狀系統(tǒng)已經(jīng)發(fā)展至最強(qiáng)階段，有了部分颮線(xiàn)持續(xù)發(fā)展的特征（圖14a、b中RIJ現(xiàn)象，以及圖5e中回波長(zhǎng)寬比超過(guò)4:1），并且較強(qiáng)出流和前方較暖濕氣流相遇，同樣在前方形成了較強(qiáng)的輻合區(qū)，但是風(fēng)暴傳播前方為弱切變等環(huán)境，不能維持冷池出流和風(fēng)切變的平衡，導(dǎo)致風(fēng)暴很快消散。

圖14 2009年8月1日19:11要素場(chǎng)。（a）擾動(dòng)溫度示意圖，圖中陰影為擾動(dòng)溫度，白色虛線(xiàn)為―3°C溫度等值線(xiàn)，紅色為輻合線(xiàn)（實(shí)線(xiàn)為正，虛線(xiàn)為負(fù)，最小絕對(duì)值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1）；（b）為沿（a）中AB的剖面圖，圖中填色為擾動(dòng)溫度，紅色虛線(xiàn)為風(fēng)垂直切變等值線(xiàn)，黑色實(shí)、虛線(xiàn)為垂直風(fēng)速等值線(xiàn)；（c）為與（b）相應(yīng)的雷達(dá)反射率因子圖；（d）為0～3 km風(fēng)切變圖，圖中綠色線(xiàn)是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線(xiàn)

圖15 對(duì)流風(fēng)暴下山（a）消亡低層動(dòng)力和熱動(dòng)力配置概念模型圖以及（b）增強(qiáng)低層動(dòng)力和熱動(dòng)力配置概念模型圖

因此，從這個(gè)個(gè)例可以看出，冷池與環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的相互作用對(duì)流風(fēng)暴的發(fā)生發(fā)展起到了非常重要的作用。冷池導(dǎo)致環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的抬升和旋轉(zhuǎn)，形成對(duì)流風(fēng)暴。而在傳播階段，同樣由于低層弱切變結(jié)構(gòu)配置，導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴很快消亡。這與陳明軒和王迎春（2012）的研究結(jié)果類(lèi)似。

6 概念模型

對(duì)比這兩個(gè)個(gè)例，可以發(fā)現(xiàn)冷池的不同空間配置和強(qiáng)度對(duì)對(duì)流風(fēng)暴的向山下傳播起到不同重要作用：

就個(gè)例1而言，冷池位于山區(qū)和平原之間，且位置靠南，面積強(qiáng)度較大，在一定程度上“阻礙”偏東南氣流在山區(qū)傳播，導(dǎo)致由平原至山區(qū)呈現(xiàn)連續(xù)的繞流輻散場(chǎng)。這種較強(qiáng)輻散配置不利于對(duì)流風(fēng)暴垂直運(yùn)動(dòng)和阻礙水汽向原有山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴輸送，導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴不能成功傳播下山。

就個(gè)例2而言，由于冷池強(qiáng)度較低，且位置偏北，因此對(duì)風(fēng)暴的阻礙作用偏弱。因此較強(qiáng)的偏南氣流將不受阻擋的傳播至山山腳并翻山，與原有西風(fēng)交匯，形成由山腳至西部山區(qū)連續(xù)的強(qiáng)輻合區(qū)。這種配置有利于對(duì)流風(fēng)暴垂直運(yùn)動(dòng)的維持和有益于將南方暖濕氣流源源不斷的輸送至對(duì)流風(fēng)暴前方，導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴能夠成功傳播下山。

因此，從本文的模擬分析來(lái)看，平原和山區(qū)之間的冷池和地形強(qiáng)迫與環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的相互配合等也對(duì)流風(fēng)暴的發(fā)展演變和移動(dòng)傳播起到重要作用。為此，基于模擬和觀測(cè)綜合分析得出的造成北京地區(qū)能否成功傳播下山的低層動(dòng)力和熱動(dòng)力特征主要包括：

（1）平原和山區(qū)是否存在冷池對(duì)對(duì)流風(fēng)暴的傳播有很大影響作用：如果冷池較強(qiáng)并且偏南，會(huì)阻礙河北地區(qū)的偏東南氣流向山腳傳播，使偏東南氣流在山腳附近形成明顯繞流，從而形成低層輻散環(huán)境，不能為山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴提供足夠輻合上升機(jī)制，不利于對(duì)流風(fēng)暴在山區(qū)的持續(xù)發(fā)展。

（2）在冷池位置偏北的情況下，偏南風(fēng)將順利的傳播至西部山區(qū)，與和山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴的出流交匯，為對(duì)流風(fēng)暴在山區(qū)的增強(qiáng)提供了輻合上升機(jī)制。而在山腳環(huán)境風(fēng)受地形強(qiáng)迫抬升作用影響也形成較為深厚的輻合區(qū)，從而使得對(duì)流風(fēng)暴在山腳進(jìn)入最強(qiáng)階段。此外，冷池的繞流也能在冷池邊緣加強(qiáng)了原有爬山氣流，也為對(duì)流風(fēng)暴的傳播下山提供了有利條件。

（3）受山區(qū)和平原之間的冷池輻散場(chǎng)配置影響，對(duì)流風(fēng)暴不能順利傳播下山與傳播路徑上沒(méi)有輻合抬升機(jī)制有一定的關(guān)系。而相反的是，能夠順利傳播下山的對(duì)流風(fēng)暴受山區(qū)輻合場(chǎng)影響，很快增強(qiáng)并形成較強(qiáng)冷池，降水形成的冷池與平原冷池相互擠壓作用，在冷池之間形成較強(qiáng)輻合、0～3 km切變和螺旋度，使對(duì)流風(fēng)暴能夠很快組織成較強(qiáng)風(fēng)暴，回波形態(tài)呈“西南—東北”向帶狀。

（4）在平原冷池邊緣，當(dāng)平原南風(fēng)較強(qiáng)（即南風(fēng)急流）情況下，環(huán)境南風(fēng)受冷池阻礙作用的影響，形成明顯的強(qiáng)輻合帶、風(fēng)切變較強(qiáng)區(qū)和螺旋度相對(duì)較大區(qū)。在山區(qū)對(duì)流風(fēng)暴向平原傳播的傳播路徑經(jīng)過(guò)冷池南邊緣時(shí)，對(duì)流風(fēng)暴能夠在原有平原冷池南邊緣發(fā)展至最強(qiáng)階段。而對(duì)于對(duì)流風(fēng)暴下山消散個(gè)例而言，一定條件下，消散的對(duì)流風(fēng)暴的冷下沉出流作為誘發(fā)機(jī)制，能夠在強(qiáng)輻合帶處形成新的降水回波。

（5）弱天氣背景個(gè)例，即使對(duì)流風(fēng)暴能夠順利傳播下山或者新對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生，由于平原環(huán)境為弱切變和弱旋轉(zhuǎn)（弱螺旋度），冷池?cái)U(kuò)展速度將領(lǐng)先于風(fēng)暴的移動(dòng)速度，導(dǎo)致風(fēng)暴入流被切斷，使原有風(fēng)暴會(huì)很快減弱，直至消散。

對(duì)比兩個(gè)個(gè)例模型可見(jiàn)，對(duì)于對(duì)流風(fēng)暴不能下山的個(gè)例1而言，冷池較強(qiáng)和偏南以及切斷東南暖濕入流，因而導(dǎo)致的傳播路徑上的弱輻合抬升、弱切變，這是導(dǎo)致對(duì)流風(fēng)暴不能下山的關(guān)鍵原因。但是較強(qiáng)的冷池有形成較強(qiáng)切變、旋轉(zhuǎn)和輻合抬升條件，在一定條件下有利于形成較強(qiáng)局地對(duì)流風(fēng)暴。而對(duì)于對(duì)流風(fēng)暴能下山的個(gè)例2而言，較弱且偏北的冷池使山邊形成了較強(qiáng)輻合帶風(fēng)切變較強(qiáng)區(qū)和螺旋度相對(duì)較大區(qū)。這一配置有利于對(duì)流風(fēng)暴傳播下山，并使對(duì)流風(fēng)暴在舊冷池邊緣發(fā)展至最強(qiáng)階段。

基于上述特征，繪制如圖15a、b所示的概念模型圖。

7 總結(jié)和討論

本文采用雷達(dá)資料快速更新循環(huán)4DVar 同化技術(shù)和三維云尺度數(shù)值模式，通過(guò)對(duì)京津冀地區(qū)4部新一代多普勒天氣雷達(dá)資料進(jìn)行同化，并融合區(qū)域5分鐘自動(dòng)站觀測(cè)和中尺度數(shù)值模式結(jié)果，對(duì)北京地區(qū)對(duì)流風(fēng)暴向山下傳播兩個(gè)個(gè)例的低層三維動(dòng)力和熱動(dòng)力特征進(jìn)行了模擬和分析，初步探討了對(duì)流風(fēng)暴能否向山下傳播的機(jī)理。結(jié)果表明，平原和山地之間的低層動(dòng)力場(chǎng)、熱動(dòng)力場(chǎng)以及地形強(qiáng)迫效應(yīng)對(duì)對(duì)流風(fēng)暴能否傳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關(guān)鍵作用，主要結(jié)論如下：

（1）兩個(gè)風(fēng)暴發(fā)生當(dāng)日的探空曲線(xiàn)表明，兩次降水過(guò)程均發(fā)生在平原地區(qū)弱天氣背景下，但是發(fā)生發(fā)展的過(guò)程有很大不同。

（2）冷池的配置對(duì)對(duì)流風(fēng)暴能否順利傳播下山起到了重要的作用：對(duì)于不能順利傳播下山個(gè)例而言，較強(qiáng)的冷池將阻礙環(huán)境南風(fēng)傳播至山區(qū)，導(dǎo)致由平原至山區(qū)形成連續(xù)的低層輻散區(qū)，不能維持對(duì)流風(fēng)暴的垂直運(yùn)動(dòng)，導(dǎo)致原有山區(qū)的對(duì)流風(fēng)暴不能順利傳播下山。而對(duì)于對(duì)流風(fēng)暴能夠順利傳播下山個(gè)例而言，冷池位置靠北，不會(huì)切斷平原的偏南急流向山區(qū)的輸送。此外，地形強(qiáng)迫效應(yīng)非常有利于低空偏南氣流帶來(lái)的暖濕空氣在山前的輻合上升，爬山氣流與山區(qū)西風(fēng)交匯同樣在山區(qū)形成了明顯的輻合上升區(qū)，從而對(duì)對(duì)流風(fēng)暴的向山下傳播起到了非常重要的作用。

（3）由于局地冷池對(duì)環(huán)境風(fēng)場(chǎng)的阻礙作用，在冷池邊緣形成“繞流”，繞流強(qiáng)度與溫度梯度有關(guān)，并形成明顯的強(qiáng)輻合帶、風(fēng)切變較強(qiáng)區(qū)和螺旋度相對(duì)較大區(qū)。對(duì)于對(duì)流風(fēng)暴能夠下山個(gè)例而言，隨著對(duì)流風(fēng)暴接近冷池南邊緣，其出流加強(qiáng)了此處強(qiáng)輻合帶和強(qiáng)風(fēng)切變螺旋度等，這些是風(fēng)暴得以在山邊處增強(qiáng)的重要原因。而對(duì)于對(duì)流風(fēng)暴不能傳播下山而言，由于冷池位置偏南，是原有對(duì)流風(fēng)暴衰弱，但是當(dāng)冷池南側(cè)南風(fēng)較強(qiáng)的情況下，處于消散階段的對(duì)流風(fēng)暴出流疊加至環(huán)境南風(fēng)以上，加強(qiáng)了原有冷池邊緣的輻合上升運(yùn)動(dòng)，形成較強(qiáng)的風(fēng)切變，同樣有利于對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生。

（4）風(fēng)暴生命史較短與弱天氣尺度強(qiáng)迫背景有關(guān)，平原整體形勢(shì)為弱垂直風(fēng)切變環(huán)境。由于平原環(huán)境為弱切變和弱旋轉(zhuǎn)（低螺旋度），冷池?cái)U(kuò)展速度將領(lǐng)先于風(fēng)暴的移動(dòng)速度，導(dǎo)致風(fēng)暴入流被切斷，使原有風(fēng)暴會(huì)很快減弱，直至消散。

（5）北京地區(qū)0～3 km切變和螺旋度對(duì)對(duì)流風(fēng)暴的產(chǎn)生和傳播有很好的指示意義，一般而言，有利于與對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生或傳播的閾值分別為10 m s?1和80 m2s?2。

（6）對(duì)于這兩個(gè)降水過(guò)程的預(yù)報(bào)而言，2009年8月1日預(yù)報(bào)較好，而2009年6月26日則出現(xiàn)了對(duì)北京城區(qū)降水的空?qǐng)?bào)和對(duì)北京東南部降水的漏報(bào)。空?qǐng)?bào)、漏報(bào)主要原因在于預(yù)報(bào)員對(duì)山區(qū)向平原傳播的風(fēng)暴類(lèi)型預(yù)報(bào)的過(guò)度敏感和現(xiàn)有常規(guī)觀測(cè)資料難以獲得局地3維熱、動(dòng)力場(chǎng)，而通過(guò)本文的分析，可以發(fā)現(xiàn)對(duì)于此次過(guò)程，局地的熱、動(dòng)力分布不均勻（冷池等）對(duì)局地對(duì)流風(fēng)暴的發(fā)生、發(fā)展有關(guān)鍵的作用。因而利用四維變分同化等技術(shù)分析平原和山地之間的熱、動(dòng)力分布不均勻結(jié)構(gòu)和風(fēng)場(chǎng)的相互作用，將能夠在一定程度上提高現(xiàn)有對(duì)降水發(fā)生發(fā)展趨勢(shì)和落區(qū)的預(yù)報(bào)技巧和水平。

本文僅僅從兩個(gè)典型強(qiáng)對(duì)流個(gè)例出發(fā)，將研究重點(diǎn)聚焦于與對(duì)流風(fēng)暴生消傳播密切相關(guān)的低層動(dòng)力、熱動(dòng)力特征的模擬，以及相對(duì)應(yīng)的地形強(qiáng)迫效應(yīng)的分析。特別是在針對(duì)局地冷池和風(fēng)場(chǎng)與對(duì)流風(fēng)暴的相互作用，開(kāi)展了一些初步的對(duì)比分析研究。而事實(shí)上，冷池的形成機(jī)理以及冷池空間位置和自身強(qiáng)度的改變也會(huì)對(duì)對(duì)流風(fēng)暴產(chǎn)生很大的影響。這些均可以通過(guò)高精度的云分辨率數(shù)值模擬和敏感性試驗(yàn)進(jìn)行深入探討。但是，已經(jīng)超出本文的討論范疇。此外，本文探討個(gè)例較少也需要大量的個(gè)例進(jìn)行佐證。另外，本文模擬工作所用的雷達(dá)變分分析系統(tǒng)本身就冷云參數(shù)化方案的采用以及特種資料的同化方案選擇上也存在一定不足，模擬結(jié)果也必然存在一定偏差。目前，我們正在開(kāi)發(fā)新一代的雷達(dá)變分分析系統(tǒng)，致力于去解決系統(tǒng)本身的一些問(wèn)題，這將會(huì)在其它的論文中描述。

致謝 美國(guó)國(guó)家大氣科學(xué)研究中心（NCAR）的孫娟珍博士對(duì)數(shù)值模擬工作給予悉心指導(dǎo)，NCAR的高級(jí)科學(xué)家Jim Wilson和Rita Roberts在個(gè)例分析等方面給予指導(dǎo)糾正，以及兩位匿名審稿專(zhuān)家對(duì)文章的修改指正，謹(jǐn)此致謝。

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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

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2013–11–25；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期2014–03–31

公益性行業(yè)（氣象）科研專(zhuān)項(xiàng)項(xiàng)目GYHY201306008，國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41305041

肖現(xiàn)，男，1981年出生，工程師，主要從事雷達(dá)氣象和臨近天氣預(yù)報(bào)研究。E-mail: xxiao@ium.cn