2017, Vol. 41
2 南京大学大气科学学院, 南京 210046
2 School of Atmospheric Sciences, Nanjing University, Nanjing 210046
天气预报技术发展到今天，从基于观测资料和数值模式的大尺度和中尺度天气形势分析及预报来看，已经基本可以判断出某一地区能否出现强对流及可能出现的强天气类型。但是，对于局地突发的强对流风暴来说，具体到它究竟会在哪里出现、何时出现，以及出现以后是否会快速增强，在预报预警上还存在很大困难（Markowski et al., 2010）。
从二十世纪八九十年代开始，西方学者的大量研究就已经发现，除“高架”对流外，对流风暴局地新生和快速演变的决定因素在边界层内。边界层内大气的中尺度垂直运动能够克服对风暴新生不利的天气尺度环境条件，能够缩减对流抑制（CIN）、增加热力不稳定（即增加对流有效位能CAPE），并对气块增湿，从而有利于对流风暴的新生和加强（Doswell, 1987; Johnson and Mapes, 2001）。在近地面边界层内，大气（风、温度或者水汽）通常存在不连续的分界线，被称为边界层辐合线，一般指出流边界、干线（露点锋）、海风锋、切变线、锋面等的统称，在雷达甚至卫星图像上有时会表现为不连续的“细线”或“窄带”（Wilson and Schreiber, 1986）。边界层辐合线一般位于中尺度垂直运动较强的位置，可以看成是边界层内的不稳定触发因子，对流风暴通常发生在边界层辐合线附近或者沿边界层辐合线形成（Shapiro et al., 1985; Wilson and Schreiber, 1986; Lee et al., 1991; Wilson et al., 1992; Wilson and Mueller, 1993）。在对流系统中，由于降水、蒸发、冷却导致冷空气不断下沉并向前扩展，从而在对流下方近地面形成冷空气堆，也叫冷池，而冷池的前沿就是出流边界（即阵风锋）（Mueller and Carbone, 1987; Weckwerth and Parsons, 2006）。出流边界事实上是对流内部下沉冷空气和近风暴环境暖空气的分界线（Young and Fritsch, 1989; Fritsch and Vislocky, 1996）。出流边界是主要的边界层辐合线类型之一。大量研究表明，出流边界作为边界层内的不稳定触发因子，在对流风暴的局地新生及快速演变中扮演重要角色。
西方学者的观测分析表明，对流极有可能会在出流边界附近、在出流边界碰撞区域或者在出流边界与其他边界层辐合线碰撞区域内形成和加强，出流边界附近也观测到了明显的空气上升运动（Wilson and Schreiber, 1986; Mahoney, 1988; Intrieri et al., 1990; Wilson and Mueller, 1993; Kingsmill, 1995; Browning et al., 2007; Harrison et al., 2009; Karan and Knupp, 2009）。早期的数值模拟研究也指出，在出流边界相互碰撞区域附近，地面辐合和上升显著加强，从而触发对流单体的新生和快速发展（Droegemeier and Wilhelmson, 1985a, 1985b, 1987）。利用国际水科学观测项目（IHOP_2002）的大量资料开展的研究进一步表明，出流边界是影响美国大平原地区对流风暴新生及快速增强的关键因子之一，大部分基于地面辐合发生的对流或者说在白天的午后出现的对流都与出流边界相关（Wilson and Roberts, 2006）。出流边界相互作用、出流边界与其他边界层辐合线相互作用或者与原有风暴系统相互作用，导致作用区域附近近地面动力不稳定（辐合）明显增强，甚至能够克服影响对流新生的不利热力条件（低CAPE、高CIN），因此非常有利于对流风暴的出现及快速加强（Wilson and Roberts, 2006; Xue and Martin, 2006a, 2006b; Weckwerth et al., 2008; Wakimoto and Murphey, 2010; Wang and Xue, 2012）。另一方面，“RKW理论”的提出和发展，明确了对流前环境垂直风切变与对流降水形成的冷池的相互作用，会直接影响到冷池前沿即出流边界附近的近地面空气的抬升程度，从而决定了新对流单体的形成及整个对流系统维持、发展传播及生命史特征（Rotunno et al., 1988; Weisman et al., 1988; Weisman and Rotunno, 2004）。其他的数值模拟研究也对冷池和出流的形成、特征及其与低层环境风场的相互作用开展了研究，确认了出流边界的不稳定触发作用及其对对流新生及加强的影响（Weckwerth and Wakimoto, 1992; Crook, 1996; Liu and Moncrieff, 1996; Parker, 1996; Fovell and Tan, 1998）。近年来，多尺度观测分析和高分辨率数值模拟研究均证实，在欧洲中部复杂地形下，原有风暴的出流边界与近风暴环境低层暖湿气流相互作用形成明显的近地面辐合和不稳定，再配合复杂地形的强迫抬升，是对流新生及对流系统加强和组织化的重要机理（Bennett et al., 2011; Corsmeier et al., 2011; Hagen et al., 2011; Wulfmeyer et al., 2011）。很多学者的个例研究也表明，出流边界也是我国不同地区对流新生及增强的重要动力因子之一，出流边界触发对流新生和快速增强的动力机制与上述西方学者的研究结果存在类似之处（漆梁波等，2006；陶岚等，2009；陈明轩等, 2010, 2013；沈杭锋等，2010；Wilson et al., 2010；许长义等，2012；Sun and Fang, 2013；Wang et al., 2014; Abulikemu et al., 2015；Luo and Chen, 2015；Wu and Luo, 2016）。
但是，专门针对京津冀复杂地形条件下出流边界触发对流新生及增强动力机制的研究目前还较少。通过开展这一研究，有助于认识复杂地形下局地突发对流风暴发生、发展的机理，从而提升这一地区强对流天气的临近预报及预警水平。本工作选取2014年7月16日发生在京津冀地区的一个典型强对流“事件”，通过观测资料分析和高分辨率数值模拟，探讨在京津冀复杂地形条件下，出流边界触发对流风暴局地新生及快速增强的动力效应。这里，之所以称为强对流“事件”，是因为在影响本次对流过程的大尺度天气形势下，出现了三个有密切关联的对流风暴系统，上一个风暴系统产生的出流边界对下一个风暴系统的形成及发展演变有直接影响。
2 个例描述从天气形势来看（图略），2014年7月16日白天，华北东部高空500 hPa和700 hPa受东移西风槽影响，且呈前倾槽结构，高空冷槽配合的槽后冷空气影响京津冀区域，低层850 hPa配合有切变线，地面则处在弱的切变辐合区内。分析表明，16日白天京津冀区域为高空冷平流、低层暖平流，上冷下暖，大气处于明显的层结不稳定状态。从北京南郊观象台08:00（北京时，下同）探空观测来看（图 1a），对流有效位能（CAPE）达到1796 J kg-1，大气上干下湿，层结显著不稳定，中低层有较大的垂直风切变。14:00探空表明（图 1b），500 hPa以上有明显的干冷空气插入，中低层湿度也略有减小，呈现出“喇叭口”型典型的冰雹和对流性大风的探空曲线型式，垂直风切变也进一步增大，但CAPE值有所减小。到20:00，探空观测指示700 hPa以上大气整体偏湿，700~850 hPa之间存在“干层”，近地面也偏干，CAPE降到915 J kg-1，但中低层继续维持强的垂直风切变。以往的个例分析和统计研究（Markowski and Straka, 2000; Evans, 2010; Sherburn and Parker, 2014）均已经表明，在CAPE较低（低于1000 J kg-1）、中低层切变较强的环境中，出现强对流的概率也很大。另外，自由对流高度（LFC）与抬升凝结高度（LCL）之差在14:00（1532 m）和20:00（1860 m）也明显低于08:00（2251 m），也指示午后至傍晚出现有组织对流的可能性较大。因此整体来看，20:00左右大气依然有利于对流的形成和发展（图 1c）。从上述分析可以看出，16日白天从上午到傍晚，京津冀区域发生对流风暴的天气形势和环境条件是非常有利的。但是，却很难判断出对流风暴发生的具体时间、地点及演变特征。
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图 1 2014年7月16日（a）08:00、（b）14:00、（c）20:00北京观象台的探空观测。红色实线表示温度廓线，红色虚线表示露点温度廓线。右侧为探空风廓线（长横代表风速8 m s-1，短横代表风速4 m s-1） Figure 1 Skew-T/log-p diagrams from radiosonde soundings at Beijing Observatory at (a) 0800 BJT (Beijing time), (b) 1400 BJT, (c) 2000 BJT on 16 July 2014. Red solid and dashed lines denote temperature and dew-point temperature, respectively. The long and short bars in the right-hand sounding wind profile of each panel denote 8 m s-1 and 4 m s-1, respectively |
从雷达回波观测分析来看，7月16日发生在京津冀地区的整个对流“事件”主要包含三个有密切关联的对流风暴系统，简言之，就是上一时段的风暴系统产生的出流边界对下一时段的风暴系统的形成及发展演变有着直接影响。
（1）天津及其周边地区多单体强风暴的局地突发和快速加强。京津冀区域逐5 min自动站（AWS）风场观测显示（图略），自上午10:00左右开始，沿京津冀西部山前形成的“西南—东北”走向的地面切变线（边界层辐合线的一类）逐渐向东移动，在雷达回波上表现为明显的弱窄带回波，在12:00左右到达京津冀中东部地区，触发了天津及其周边地区多单体强对流风暴的局地新生和随后的快速加强（图 2）。自13:30左右开始，风暴系统中的多个对流单体在其西北侧开始形成出流边界，这些出流边界不断向西北方向传播并逐渐到达北京城区附近。从雷达回波上可以看到，在对流风暴的西北侧即京津交界地区附近，存在多条弱的窄带回波或“回波线”（如图 2e、f所示）。如前文所述，强雷达回波前侧的弱窄带回波或细线回波通常指示强风暴产生的出流边界的位置和形状（Wilson and Schreiber, 1986; Wilson and Roberts, 2006；漆梁波等，2006；陈明轩等，2010）。这里需要强调的是，在雷达回波观测上，出流边界的细线或窄带型弱回波有时会夹杂在低层杂波和晴空回波中，不是特别明显，但仔细分析还是能看出来，特别是逐6 min的雷达回波动画显示。
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图 2 2014年7月16日京津冀地区新一代天气雷达组合反射率因子：（a）11:05；（b）11:59；（c）12:51；（d）13:47；（e）14:41；（f）15:27。BJRS、TJRS、QHDRS分别表示北京、天津、秦皇岛的S波段雷达位置，CDRC表示承德C波段雷达的位置，下同 Figure 2 Composite mosaic of reflectivity from CINRAD (China New Generation Weather Radar) radars in Beijing-Tianjin-Hebei region on 16 July 2014: (a) 1105 BJT; (b) 1159 BJT; (c) 1251 BJT; (d) 1347 BJT; (e) 1441 BJT; (f) 1527 BJT. BJRS, TJRS, QHDRS represent locations of S-band radars in Beijing, Tianjin, and Qinhuangdao, respectively, CDRC represents location of C-band radar in Chengde, the same below |
（2）北京地区超级单体风暴的形成和快速加强。如上所述，天津及其周边的强对流风暴产生了向西北传播的出流边界，这从放大的雷达回波观测上看得更加清楚。雷达观测显示在16:30左右，一条强的出流边界已经传播到北京地区东南部，此时，在京津冀西北部山区发展的对流风暴单体已经移动到北京西北部，并进一步发展加强（图 3a）。大约1 h后，该出流边界传播到北京西北部山脚附近，同时，西北部的对流风暴单体也向偏南方向移动到山脚附近（图 3b）。在随后的1.5 h内（18:00~19:30左右），对流风暴单体下山的同时与出流边界“碰撞”，迅速加强为超级单体风暴，并继续向偏南方向传播发展，风暴中心最强反射率因子超过70 dBZ（如图 3c-g所示）。19:30左右开始，超级单体风暴到达北京中心城区西北部转为向东南方向传播，强度有所减弱，经过大约1 h后，扫过中心城区的超级单体风暴到达北京地区东南部并开始逐渐减弱并分裂（如图 3g-l所示）。这里需要指出的是，当该超级单体风暴发展到后期（19:30之后），事实上产生了一个脱离母体风暴并向南移动的出流边界，但由于其与低阈值雷达回波混杂在一起，所以在雷达观测上看得并不清楚，但仔细分析（特别是逐6 min的雷达回波动画图）还是能看出一些出流边界的信息来。另一方面，从京津冀地面逐5 min的AWS观测来看（图略），自19:30左右开始，位于超级单体风暴南侧（前侧）的地面自动站风向指示的辐合线逐渐远离风暴母体，表明出流边界逐渐远离超级单体风暴。根据观测研究（Wilson et al., 2007；陈明轩等，2010），这预示着该超级单体风暴即将减弱分裂甚至消散。
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图 3 2014年7月16日京津冀地区新一代天气雷达组合反射率因子：（a）16:29；（b）17:39；（c）17:57；（d）18:20；（e）18:37；（f）18:53；（g）19:11；（h）19:29；（i）19:47；（j）20:04；（k）20:21；（l）20:39 Figure 3 Composite mosaic of reflectivity from CINRAD radars in Beijing-Tianjin-Hebei region on 16 July 2014: (a) 1629 BJT; (b) 1739 BJT; (c) 1757 BJT; (d) 1820 BJT; (e) 1837 BJT; (f) 1853 BJT; (g) 1911 BJT; (h) 1929 BJT; (i) 1947 BJT; (j) 2004 BJT; (k) 2021 BJT; (l) 2039 BJT |
（3）京津冀南部平原地区线状多单体对流风暴的局地新生和快速增强。由上述分析并参考图 4可知，发生在北京地区的超级单体风暴在到达北京东南部后逐渐减弱分裂，截止21:00左右，残余的弱风暴单体移动到河北廊坊至天津地区（图 4a-b），而且在京津冀东南平原地区的弱回波前侧，能够看到超级单体风暴形成的出流边界“回波线”（图 4b-c）。随后，由雷达回波观测可以看出，自22:00左右开始，在京津冀南部平原地区，从石家庄北部到天津南部，一条接近东西走向的多单体线状风暴系统局地新生并快速加强（图 4d-f）。值得注意的是，风暴单体新生位置正是前述超级单体风暴产生的出流边界所在的位置（图 4c）。另外，京津冀逐5 min地面AWS风向观测指示的辐合线位置变化与雷达回波观测一致，印证了出流边界的位置及移动特征（图略）。
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图 4 2014年7月16日京津冀地区新一代天气雷达组合反射率因子：（a）20:04；（b）21:02；（c）21:53；（d）22:11；（e）22:46；（f）23:44。ZBRC和SJZRS分别表示张北C波段雷达和石家庄S波段雷达的位置，下同 Figure 4 Composite mosaic of reflectivity from CINRAD radars in Beijing-Tianjin-Hebei region on 16 July 2014: (a) 2004 BJT; (b) 2102 BJT; (c) 2153 BJT; (d) 2211 BJT; (e) 2246 BJT; (f) 2344 BJT. ZBRC and SJZRS represent locations of C-band radar in Zhangbei and S-band radar in Shijiazhuang, respectively, the same below |
由上述分析可以看出，逐6 min雷达强度回波观测配合逐5 min地面AWS风场观测，能够对风暴产生的出流边界进行定位。出流边界对北京地区超级单体风暴的增强及京津冀南部平原地区线状对流风暴系统的局地新生和加强具有明显影响。通过后文的高分辨率数值模拟，可以进一步看到出流边界的演变特征及其在对流局地新生和快速发展中的动力效应。
3 模拟系统及模拟设置本文的数值模拟采用的是基于雷达资料快速刷新四维变分同化（RR4DVar）技术和三维数值云模式的雷达四维变分分析系统，是在以Sun and Crook（1997, 1998）研发的变分多普勒雷达分析系统（VDRAS）框架基础上改进的系统。目前，该系统可以对京津冀区域6~7部新一代天气雷达径向速度和反射率因子资料进行RR4DVar同化，同时融合区域5~10 min地面AWS观测和中尺度数值模式结果，以快速更新循环的方式模拟分析（反演）得到12~18 min间隔的大气三维动力、热动力和微物理场的精细结构，包括与对流风暴生消发展和传播密切相关的近风暴环境特征（如：低层入流、垂直风切变、低层小尺度辐合上升和暖舌等），以及风暴形成的冷池、出流等对流尺度热动力结构特征（陈明轩等, 2016a, 2016b）。
考虑到京津冀雷达网观测资料的有效覆盖范围，模拟范围设置为540 km×540 km，基本覆盖京津冀大部分区域。模式中心点设定在（39.5836°N，116.1802°E）。在这样的模拟范围内，可同时对京津冀地区6部雷达（北京S波段BJRS、天津S波段TJRS、石家庄S波段SJZRS、张北C波段ZBRC、承德C波段CDRC和秦皇岛S波段QHDRS）的观测资料（包括径向速度和反射率因子）进行RR4DVar同化（雷达站位置及名称如图 5中“+”所示；模拟范围如图 5中虚线方框所示）。目前，京津冀全部雷达均处于VCP21扫描模式（6 min左右间隔、9个仰角）下的同步扫描控制，但对比发现，精确的雷达体扫资料的时间间隔仍有2 s左右偏差，所以设定同化窗为730 s，以确保每个RR4DVar循环均能够同化每部雷达的3组体扫资料（其中第一组体扫资料的6 min观测时间未包括在内）。在目前的研究中，一方面，我们所关注的是出流边界影响下的低层三维动力和热动力场的“对流可分辨尺度”特征及其相互作用，及其对风暴新生及快速加强的影响。另一方面，对于目前的新一代天气雷达来说，较大范围的径向速度和反射率因子的有效观测数据主要集中在最低几个仰角，对基于RR4DVar同化技术的雷达四维变分分析系统来说，雷达观测所反映出的最有效资料同化分析效果也主要集中在低层。因此，设置模拟水平分辨率为3 km，垂直分辨率为375 m，垂直40层，模式层高为14.8125 km。其中，雷达资料同化高度设置在8.5 km，确保绝大部分雷达资料被同化。8.5 km以上为海绵边界层，由背景场、RR4DVar中的云模式积分动力调整及重力波阻尼算法控制，用来抑制重力波对模式上边界的影响和波动反射效应，同时确保有无雷达资料同化垂直层间的平滑过渡。模式最低层设置为水平分辨率的一半，即187.5 m。模拟采用完整的Kessler微物理参数化方案，包含了云水的凝结和蒸发、次饱和空气中雨滴蒸发、云雨自动转换、与雨水相关的云增长、雨滴沉降及蒸发冷却等物理过程的参数化（Sun and Crook, 1997）。模式积分步长设置为5 s，涡动黏滞系数设置为水平分辨率的一半，即1500，以确保模式积分稳定并获得合理的模拟结果。根据以往的模拟经验（陈明轩和王迎春, 2012; 陈明轩等, 2012, 2013, 2016a, 2016b），在代价函数最小化迭代达到45次时，代价函数梯度下降效率显著降低，因此设定迭代次数为50后输出分析结果，并利用云模式进行6 min预报，用于计算下一热启动循环的背景场。另外，雷达变分分析系统中的雷达资料质量控制是非常重要的环节，包括径向速度退模糊处理和杂波剔除等。系统还使用了京津冀地区近2000个自动站5~10 min的观测资料，包括温度、湿度、气压和风场，用于中尺度背景场地面分析的计算。在每个循环的背景场计算中，也使用了中尺度模式资料进行动力约束。详细的系统原理、资料质量控制方案及背景场计算方案等可进一步参见陈明轩等（2016a），这里不再赘述。对于本模拟，依据雷达和AWS观测，将冷启动时间设置在2014年7月16日10:00，并设定运行66个逐18 min的热启动循环，约合20 h，包含了此次对流“事件”中三个对流风暴系统的全部演变过程。
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图 5 京津冀地形高度（单位：m）及模拟范围（虚线框）。雷达的位置用“+”表示 Figure 5 Terrain elevation (units: m) in Beijing-Tianjin-Hebei region and numerical simulation domain (dashed line box). Locations of radars are denoted by "+" |
需要说明的是，目前该系统模式并不是设计在严格的地形追随坐标下，因此在包含如图 5所示的复杂地形条件下的计算中，可能会在云模式方程中引起一些误差。但是，对于我们所关心的模拟分析（反演）而非长时间预报来说，在RR4DVar同化窗（10~20 min）和预报窗（5~10 min）的短时间模式向前积分及伴随模式反向积分中，这种误差积累是不明显的。基于RR4DVar技术对雷达资料进行同化，每个雷达在地面以上的逐6 min体扫资料均被用来计算代价函数，其中也包含了每个雷达在VCP21模式下9个仰角所包含的不同观测高度的信息（包含雷达站的海拔高度信息），因此，模拟分析（反演）高度可被近似看做是地面以上高度（Chen et al., 2007）。基于类似的雷达资料4DVar同化技术和三维数值云模式，对台湾地区复杂地形下的数值模拟试验也表明，因为雷达径向速度观测能够反映地形对气流的减速作用，所以复杂地形对动力场（三维风场）的影响也能够通过雷达资料4DVar同化较好地反映出来（Tai et al., 2011）。另外，在温度场模拟诊断中也考虑了地形高度的影响。
4 模拟结果分析 4.1 天津及周边地区多单体风暴的发生和发展如前所述，雷达和AWS观测显示，沿京津冀西部山前形成的“西南—东北”走向的近地面切变线逐渐向东移动，在12:00左右到达京津冀中东部地区，随后在天津及其周边地区逐渐触发多单体强对流风暴局地新生和快速加强。从低层187.5 m的逐18 min风场模拟结果来看，也清楚地指示了“西南—东北”向低层切变线的变化特征。从12:00时刻的模拟结果来看（图 6），低层模拟风场指示的切变线与AWS风场观测的切变线一致，也与雷达弱窄带回波表征的切变线特征相吻合。可以看出，在天津以南渤海湾以西一带，低层存在一个明显的“暖舌”，在“暖舌”西侧是明显的“湿舌”，而且在“暖舌”和“湿舌”区域内低层存在较强的偏西南风（低空西南急流），将南部丰富的暖湿空气不断向天津地区输送（图 6a）。从低层187.5 m风场和辐合场来看（图 6b），强的低层偏西南风与其前侧（天津南部）的弱风场形成了一条明显的近地面辐合带。另外，从模拟的最低几层风场来看，在上述“暖舌”和“湿舌”区域内，1500 m以下均存在明显的低空西南急流（图略），风向特征也与探空观测（参考图 1）较为一致。从模拟的12:00的对流有效位能（CAPE）分布来看，在天津及其周边地区的热力不稳定较强，CAPE基本在1200 J kg-1以上，而且存在几个CAPE超过1600 J kg-1的大值区（图 6b）。上述非常有利于对流风暴形成和发展的低层动力、热力和水汽场的中尺度特征自上午10:30一直持续到13:30左右，最终在西来低层切变线的触发下，在12:00左右开始在天津及其周边地区导致对流风暴的局地新生及随后的快速加强。可以看出，在天津地区的对流风暴发展加强后，在风暴西北侧低层形成了明显的出流，出流大风向西北方向（北京地区）传播，在出流大风前沿则是强的低层辐合带，指示了明显的出流边界特征（如图 6c、d所示）。
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图 6 模拟的2014年7月16日（a）12:00和（c）14:42的187.5 m扰动温度场（阴影，单位：℃）、风场（箭头，单位：m s-1）和80%以上的相对湿度场（黑色虚等值线，间隔5%），（b）12:00和（d）14:42的187.5 m辐合、辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），单位：10-3 s-1]和风场（箭头，单位：m s-1）及总CAPE（黑色虚等值线，间隔：100 J kg-1）。黑色粗实等值线（间隔10 dBZ）为30 dBZ以上组合雷达反射率因子观测，白色粗实等值线为200 m地形等高线 Figure 6 Simulation results of perturbation temperature (shaded, units: ℃), winds (arrows, units: m s-1), and relative humidity greater than 80% (black dashed contours with 5% interval) at 187.5 m at (a) 1200 BJT and (c) 1442 BJT on 16 July 2014. Simulation results convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), units: 10-3 s-1], winds (arrows, units: m s-1) at 187.5 m, and total convective available potential energy (CAPE, black dashed contours with 100 J kg-1 interval) at (b) 1200 BJT and (d) 1442 BJT on 16 July 2014. Composite reflectivity mosaic more than 30 dBZ is denoted by black thick solid contours with 10 dBZ interval, the white thick solid contour denotes 200-m topography height |
根据上述分析，京津冀东南部的强对流风暴形成了强冷池和西北向出流大风。随着时间的推移，风暴产生的冷池不断加强，在出流大风的前沿形成了明显的向偏西传播的低层辐合带（出流边界，图 7），出流边界的变化特征从前述的雷达回波观测上也能看到（图 3）。到16:30左右，西北向的出流大风逐渐影响北京地区，并且与原有的低层偏西南风汇合，将京津冀东南部对流降水形成的丰富水汽不断向北京地区西北部输送，形成了一个明显向西伸展的“湿舌”（图 7a）。从热力条件来看，此时北京山前平原地区存在明显的热力不稳定，CAPE值基本都在1200 J kg-1以上（图 7b）。另外，北京地区东部出现强的低层垂直风切变（0~3 km切变超过24 m s-1），有利于超级单体风暴的形成和传播（图略）。
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图 7 同图 6，但为2014年7月16日（a、b）16:30和（c、d）17:42的模拟值，图b中A到B的黑色粗虚线对应图 8的垂直剖面位置 Figure 7 As in Fig. 6, but for simulation results at (a, b) 1630 BJT and (c, d) 1742 BJT on 16 July 2014, the black thick dashed line from A to B in Fig. b indicates location of vertical cross section shown in Fig. 8 |
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图 8 模拟的2014年7月16日16:30的辐合、辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），等值线间隔0.1×10-3 s-1]和风场（箭头）沿图 7b中AB的垂直剖面，黑色阴影表示地形，下同 Figure 8 Vertical cross section of low-level convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), contours with 0.1×10-3 s-1 interval] and winds (arrows) along AB shown in Fig. 7b at 1630 BJT on 16 July 2014, the black shading indicates topography, the same below |
从前文雷达回波观测分析可知，在16:30左右，西北部山区热力作用形成的风暴单体向南移动逐渐进入北京西北的延庆地区（图 3a）。从16:30和17:42的模拟结果来看，风暴单体前近风暴环境低层为明显的东南风，将低层水汽（特别是“湿舌”附近的水汽）不断输送到风暴发展区域（图 7a、c）。风暴单体形成了强冷池及冷池前沿明显的出流边界，在低层辐合辐散场上能够明显看到与出流边界对应的低层辐合带，并向偏东南移动，与京津冀东南部强风暴形成的向西北传播的出流边界逐渐靠近，对北京地区山脚附近的低层风形成“挤压”态势（图 7b、d）。另外，从沿风暴前后所作的16:30的模拟结果的垂直剖面图来看（图 8），在风暴单体前沿产生了强的垂直上升和低层辐合（对应于出流边界的位置），而且近风暴环境存在显著的0~3 km垂直风切变，这预示着该风暴单体将会进一步发展加强成为有组织对流系统。
4.2.3 超级单体风暴的形成和发展传播特征连续18 min的模拟结果显示，上述天津地区多单体强风暴及北京西北部风暴单体所形成的两个冷池不断加强扩展，低层风场及辐合场指示的位于冷池前沿的两条出流边界不断靠近，于18:00~18:18左右在北京地区西北部山前发生碰撞，导致北京西北部风暴单体所处的低层动力不稳定和偏南暖湿气流辐合上升迅速加强（图 9）。值得注意的是，风暴形成的冷池出流会沿着山坡加速下滑，也会使出流进一步增强、出流边界移动速度加快。此时，该风暴单体恰好位于山坡附近，地形对低层偏南暖湿气流的强迫抬升也非常有助于风暴的进一步加强（图 10），这和基于雷达气候学对这一地区对流风暴时空演变特征与地形及低层风的统计模型基本一致（Chen et al., 2012, 2014）。我们在其他个例的分析研究中也发现了一些类似的机制（陈明轩等, 2011, 2012；肖现等, 2013, 2015）。另外，风暴单体发展位置附近持续存在明显的热力不稳定（图 9b、d），近风暴环境的0~3 km垂直风切变依然较强，风暴单体处于24 m s-1以上强切变区域边缘（图略）。国外学者研究表明，冷锋与干线、冷锋与出流边界、出流边界与干线或者出流边界之间的相互作用区域，再配合低层暖湿气流影响，实际上反映的是三个不同性质冷暖干湿“气团”相互作用的区域——“三重点”（Triple Point），是对流风暴新生及快速加强的关键区域（Wilson and Roberts, 2006; Xue and Martin, 2006a, 2006b; Weckwerth et al., 2008; Wakimoto and Murphey, 2010; Wang and Xue, 2012）。事实上，上述出流边界在风暴附近的相互作用特征，即两个冷池出流与低层偏南暖湿气流相互作用，与“三重点”关键区特征类似（图 9b、d）。总之，在具有明显的低层垂直风切变、动力和热力不稳定、水汽条件环境中的出流边界相互作用，再配合地形强迫抬升，对此次超级单体风暴的形成和快速加强起到了关键作用。雷达观测也显示，在18:18的最大反射率因子达到70 dBZ（图 3d）。
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图 9 同图 6，但为2014年7月16日（a、b）18:00和（c、d）18:18的模拟值，图d中A到B的黑色粗虚线对应图 10的垂直剖面位置 Figure 9 As in Fig. 6, but for simulation results at (a, b) 1800 BJT and (c, d) 1818 BJT on 16 July 2014, the black thick dashed line from A to B in Fig. d indicates location of vertical cross section shown in Fig. 10 |
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图 10 模拟的2014年7月16日18:18的辐合、辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），等值线间隔0.1×10-3 s-1]和风场（箭头）沿图 9d中AB的垂直剖面 Figure 10 Vertical cross section of low-level convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), contours with 0.1×10-3 s-1 interval] and winds (vectors) along AB shown in Fig. 9d at 1818 BJT on 16 July 2014 |
在随后的近1 h内，超级单体风暴产生的向南出流与向西北移动的出流大风及低层偏南暖湿气流三者间持续相互作用，在超级单体前沿（“三重点”关键区）形成强的低层辐合和暖湿空气上升，而且超级单体南部前沿近风暴环境处于强的热力不稳定区域中（CAPE值基本在1200 J kg-1以上），强的低层切变形势也依然存在，这导致超级单体风暴向偏南方向不断发展传播（参考图 11和12）。19:30的模拟结果显示（图 13），随着超级单体风暴的不断发展和成熟，所形成的冷池也逐渐扩展和增强（中心扰动温度低于-12℃），冷池前沿向南的出流大风最大接近20 m s-1，模拟的低层辐合场也指示了明显的出流边界（风暴前的强低层辐合带）。
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图 11 同图 6，但为2014年7月16日（a、b）18:54和（c、d）19:12的模拟值。图b、d中A到B的黑色粗虚线分别对应图 12a、b的垂直剖面位置 Figure 11 As in Fig. 6, but for simulation results at (a, b) 1854 BJT and (c, d) 1912 BJT on 16 July 2014, the black thick dashed lines from A to B in Figs. b and d indicate the locations of vertical cross sections shown in Fig. 12a and Fig. 12b, respectively |
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图 12 模拟的2014年7月16日（a）18:54和（b）19:12的辐合、辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），等值线间隔0.1×10-3 s-1]和风场（箭头）分别沿图 11b和11d中AB的垂直剖面 Figure 12 Vertical cross sections of low-level convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), contours with 0.1×10-3 s-1 interval] and winds (vectors) along AB shown in Fig. 11b and Fig. 11d at (a) 1854 BJT and (b) 1912 BJT on 16 July 2014, respectively |
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图 13 模拟的2014年7月16日19:30的（a）187.5 m扰动温度场（阴影，单位：℃）、风场（箭头）和80%以上的相对湿度场（黑色虚等值线，间隔5%），以及（b）187.5 m辐合、辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），单位：10-3 s-1]和风场（箭头）及总CAPE（黑色虚等值线，间隔100 J kg-1）。黑色粗实等值线为30 dBZ以上组合雷达反射率因子拼图观测（间隔10 dBZ），白色粗实等值线为200 m地形等高线 Figure 13 Simulation results of (a) low-level perturbation temperature (shaded, units: ℃), winds (vectors), and relative humidity greater than 80% (black dashed contours with 5% interval) at 187.5 m, and (b) convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), units: 10-3 s-1], winds (vectors) at 187.5 m, as well as total CAPE (black dashed contours with 100 J kg-1 interval) at 1930 BJT on 16 July 2014. Composite reflectivity mosaic greater than 30 dBZ is denoted by black thick solid contours with 10-dBZ interval, the white thick solid contour denotes 200-m topography height |
值得注意的是，雷达观测显示自19:30左右开始，超级单体风暴逐渐开始向左移动和传播（即从向南传播改为向东南传播，参见图 3）。从19:30不同高度低层风场的模拟结果来看（图 14），风暴东南前沿环境低层风随高度呈现明显的反时针变化，表明近风暴环境低层垂直风切变方向为反时针，是导致超级单体风暴左移的主要原因，与前人基于对流尺度数值模拟和观测分析的结果类似（Weisman and Rotunno, 2000; Bunkers, 2002）。另外，从高分辨率的风场模拟结果来看，风暴左后部近地面存在强辐散而2 km高度则表现为辐合，进一步体现了与近地面冷池对应的冷空气下沉辐散动力特征及其对出流边界的加强效应。
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图 14 超级单体风暴在2014年7月16日19:30的雷达反射率因子及低层（a）187.5 m、（b）562.5 m、（c）937.5 m、（d）1312.5 m、（e）1687.5 m、（f）2062.5 m的风场模拟结果 Figure 14 Composite mosaic of reflectivity from CINRAD radars for the supercell storm and simulated low-level wind vectors at (a) 187.5 m, (b) 562.5 m, (c) 937.5 m, (d) 1312.5 m, (e) 1687.5 m, and (f) 2062.5 m at 1930 BJT on 16 July 2014 |
从前文的雷达回波观测分析可见，20:00之后超级单体风暴开始逐渐分裂消散（参考图 3）。从模拟的低层扰动温度场来看，明确指示了冷池范围的不断扩展，冷池前沿逐渐伸展到了风暴的前部（图 15a、c）。从低层辐合辐散场来看，强低层辐合带指示了风暴的出流边界逐渐向南移动并远离母体风暴（图 15b、d），这从前文雷达回波和AWS风场的观测分析也能看出。总之，“前冲”的出流边界切断了风暴前部的低层暖湿空气供应，也破坏了风暴前沿的辐合上升形势，导致超级单体风暴逐渐分裂消散（肖现等，2015），满足基于这一地区由雷达观测分析得出的风暴演变概念模型规则，即出流边界（阵风锋）远离母体风暴则风暴逐渐减弱分裂甚至消散（Wilson et al., 2007；陈明轩等，2010）。
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图 15 同图 6，但为2014年7月16日（a、b）20:06和（c、d）20:42的模拟值 Figure 15 As in Fig. 6, but for simulation results at (a, b) 2006 BJT and (c, d) 2042 BJT on 16 July 2014 |
如上所述，北京地区的超级单体风暴形成了不断增强的冷池和向南扩展的出流，沿出流边界维持强的辐合和垂直上升运动（参考图 16a和图 18a）。模拟结果也显示，在出流边界前方的京津冀南部平原地区，是低层偏南暖空气（偏南低空急流）与偏东湿空气形成的辐合区域，而且在辐合区附近存在显著的热力不稳定（CAPE值在1600 J kg-1以上，部分区域甚至达到1800 J kg-1），也存在一定的低层垂直风切变（图 16和18a）。接近22:00左右时，向南移动的出流边界辐合带（干冷性质的出流大风）与偏南风和偏东风形成的辐合区开始相互作用，形成类似于“三重点”关键区的不稳定特征，冷暖干湿“气团”在这个具有强热力不稳定和一定垂直风切变特征的区域内相互作用，导致在辐合区内沿着出流边界的强烈上升区域内，对流单体不断新生和快速加强，并最终在夜间23:00左右形成一条近似东西走向的多单体飑线系统（图 17和18）。基于资料统计分析和数值模拟敏感性试验的研究也均指出，夜间偏南低空急流、冷池动力作用、山区—平原环流中上升支气流的影响等是这一地区夜间对流频发的主要机制（He et al., 2010; Chen et al., 2012; Bao and Zhang, 2013）。对于飑线系统形成后的演变和生命史特征，从对流尺度热、动力分析的角度来说，与近风暴环境低层切变入流和风暴冷池出流所形成的水平涡度平衡有密切关系，可以利用RKW理论（Rotunno et al., 1988; Weisman et al., 1988; Weisman and Rotunno; 2004）进行进一步分析。我们已经针对这一地区其他飑线个例开展过类似研究（陈明轩和王迎春，2012；刘莲等，2015），对于该个例不再赘述。
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图 16 同图 13，但为2014年7月16日21:00的模拟值。图b中A到B的黑色粗虚线对应图 18a的垂直剖面位置 Figure 16 As in Fig. 13, but for simulation results at 2100 BJT on 16 July 2014, the black thick dashed line from A to B in Fig. b indicates the location of vertical cross section in Fig. 18a |
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图 18 模拟的2014年7月16日（a）21:00、（b）21:54和（c）22:12的辐合辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），等值线间隔0.1×10-3 s-1]和风场（箭头）分别沿图 16b以及图 17a和b中AB的垂直剖面 Figure 18 Vertical cross sections of low-level convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), contours with 0.1×10-3 s-1 interval] and winds (vectors) along AB shown in Fig. 16b, Fig. 17a, and Fig. 17b at (a) 2100 BJT, (b) 2154 BJT, and (c) 2212 BJT, respectively |
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图 17 模拟的2014年7月16日（a）21:54、（b）22:12、（c）22:48和（d）23:42的187.5 m辐合、辐散场[阴影，正（负）值为辐合（散），单位：10-3 s-1]和风场（箭头）及总CAPE（黑色虚等值线，间隔100 J kg-1）。黑色粗实等值线为30 dBZ以上组合雷达反射率因子拼图观测（间隔10 dBZ），白色粗实等值线为200 m地形等高线，图a和b中A到B的黑色粗虚线分别对应图 18b和18c的垂直剖面位置 Figure 17 Simulation results of low-level convergence/divergence [shaded, convergence (divergence) is positive (negative), units: 10-3 s-1] and winds (vectors) at 187.5 m, as well as total CAPE (black dashed contours with 100 J kg-1 interval) at (a) 2154 BJT, (b) 2212 BJT, (c) 2248 BJT, and (d) 2342 BJT. Composite reflectivity mosaic greater than 30 dBZ is denoted by black thick solid contours with 10-dBZ interval, the white thick solid contour denote 200-m topography height, the black thick dashed lines from A to B in Figs. a and b indicate the locations of vertical cross sections in Fig. 18b and Fig. 18c, respectively |
本文针对2014年7月16日发生在京津冀地区的一次典型强对流“事件”，通过雷达等观测资料分析和高分辨率数值模拟，对这一地区复杂地形条件下对流风暴局地新生及快速增强的机制特别是出流边界的动力触发效应进行了研究。
大尺度观测资料分析表明，7月16日从上午到夜间，京津冀区域发生对流风暴的天气形势和环境条件非常有利。但是，对对流风暴发生的具体时间、地点及演变特征却很难判断和预测。雷达和AWS观测分析表明，此次强对流“事件”中包含了三个有密切关联的对流风暴系统，上一个风暴系统产生的出流边界对下一个风暴系统的形成及发展演变有直接影响。首先，16日上午沿京津冀西部山前形成的“西南—东北”走向的近地面切变线逐渐向东移动，导致中午左右在天津及其周边地区多单体强风暴的局地突发和快速加强。其次，天津附近多单体强风暴形成的出流边界对傍晚左右北京地区超级单体风暴的形成和加强具有明显的触发作用。最后，北京地区超级单体风暴形成的出流边界对夜间京津冀南部平原地区线状多单体对流风暴（飑线）的局地新生和快速增强具有直接触发效应。
采用基于雷达资料RR4DVar技术和三维数值云模式的雷达四维变分分析系统，通过对京津冀区域6部新一代天气雷达径向速度和反射率因子资料进行RR4DVar同化，并融合区域5~10 min地面AWS观测和中尺度数值模式结果，以18 min快速更新循环的方式对此次强对流“事件”的动力和热动力三维结构进行了对流可分辨尺度的数值模拟分析（反演），探讨了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、动力机制。重点分析了在有利的中尺度环境条件下（明显的热力不稳定、强的偏南低空急流和低层垂直风切变），出流边界对风暴局地新生及快速增强的动力触发效应。与上述观测分析相对应，基于模拟结果的主要分析结论如下：
（1）西来低层切变线是天津地区局地突发强对流风暴的直接触发因子。自上午10:30左右开始的3 h内，在天津及其周边地区存在非常有利于对流风暴局地新生和发展的动力、热力和水汽场中尺度特征。这一地区存在明显的热力不稳定，低层具有显著的“暖舌”和“湿舌”特征。较强的低空西南急流，将南部丰富的暖湿空气不断向天津地区输送，并与其前侧（天津南部）的弱风场形成了一条明显的近地面辐合带。最终，在西来低层切变线的触发下，自中午12:00左右开始在天津及其周边地区出现多单体对流风暴的局地新生及快速加强。在多单体风暴发展加强后，在其西北侧低层形成了强出流，在出流大风前沿是强的、向西北方向（北京地区）传播的低层辐合带，指示了明显的出流边界特征。
（2）出流边界“碰撞”及其与环境热、动力场之间的相互作用，再配合地形强迫，是北京地区超级单体风暴形成和发展的主要原因。天津地区强风暴产生的西北向出流大风与低层偏西南风汇合，将天津地区对流降水形成的丰富水汽不断向北京地区西北部输送，形成了一个明显向西伸展的“湿舌”。有利的中尺度环境条件使得京津冀西北部山区热力作用所形成的风暴单体向南移动进入北京西北部。当该风暴单体在下午18:00左右抵达山边时，一方面，风暴形成的冷池出流沿山坡加速下滑，使得出流增强，形成明显的出流边界。另一方面，平原地区的低层偏南暖湿气流到达山脚时，由于地形强迫效应，暖湿气流沿山坡上行。二者相互作用，增强了山坡附近的低层暖湿气流的垂直上升。在两条出流边界“碰撞”形成的动力不稳定触发下，更加有利于山坡附近的暖湿气流上升，使得风暴单体快速发展为强超级单体风暴。两条出流边界在风暴附近的“碰撞”及其和低层偏南暖湿气流的相互作用，与美国大平原地区风暴新生及快速加强的“三重点”关键区特征类似，属于复杂地形条件下的风暴“三重点”特征，在关键区内是强的低层辐合和暖湿空气上升，有利于新单体的不断产生及整个超级单体风暴的形成和发展。超级单体风暴东南前沿环境低层垂直风切变的反时针方向特征，使得风暴在成熟阶段发生“左移”，由向南传播改为向东南传播。超级单体风暴产生了强的冷池和出流大风，出流前沿的强低层辐合带则指示了显著的出流边界特征。20:00之后，由于冷池范围的不断扩展，超级单体风暴的出流边界逐渐向南移动并远离母体风暴，“前冲”的出流边界切断了风暴前部的低层暖湿空气供应，也破坏了风暴前沿的辐合上升形势，导致超级单体风暴逐渐分裂消散。
（3）出流边界直接触发了京津冀南部平原地区线状多单体飑线的局地新生。由北京地区超级单体风暴形成的强出流边界不断向南移动，在其前方的京津冀南部平原地区则是偏南低空急流与偏东风湿空气形成的辐合区。接近22:00，出流边界与辐合区相互作用，形成新的类似于“三重点”的关键区，冷暖干湿“气团”在这个具有强热力不稳定和一定垂直风切变特征的区域内相互作用，导致在辐合区内沿着出流边界出现强烈上升，并不断有对流单体新生和快速加强，最终在23:00左右沿出流边界形成一条近似东西走向的多单体飑线系统。
本文仅选取了京津冀复杂地形条件下出现的一次强对流“事件”，重点针对原有风暴产生的出流边界在新风暴局地形成及快速增强过程中的动力触发效应进行了分析。初步发现在京津冀地区，出流边界在对流风暴局地新生和快速加强中起到关键作用。特别是在复杂地形下，冷池出流沿山坡加速下滑增强以及低层偏南暖湿气流沿山坡上行，导致山坡附近低层暖湿气流垂直上升和不稳定显著增强，非常有利于对流风暴沿山坡的形成和加强，从物理机制上对基于雷达气候学得到的这一地区对流风暴演变与地形存在密切关系的研究结果（Chen et al., 2012, 2014）给予了一定解释。在美国大平原地区，出流边界或冷池的动力效应是对流风暴局地突发和快速加强的关键触发因子，并且已经开展了系统性研究，形成了相应的概念模型（Weckwerth and Parsons, 2006; Wilson and Roberts, 2006; Harrison et al., 2009）。但是在京津冀地区相关概念模型的建立，特别是地形强迫下的冷池出流动力效应、复杂地形条件下的风暴“三重点”关键区特征及其与风暴局地新生和快速演变的关系等，还需要更多个例的细致分析。另外，关于复杂地形条件下冷池的动力效应，也需要通过理想的云尺度数值模拟进行更为深入的研究。这些，将在另外的论文中给出。
致谢: 美国国家大气研究中心（NCAR）资深科学家James W. Wilson和Juanzhen Sun博士对模拟结果分析提供了良好建议，谨此致谢。| [] | Abulikemu A, Xu X, Wang Y, et al. 2015. A typical occlusion process caused by the merger of a sea-breeze front and gust front[J]. Adv. Atmos. Sci., 32(10): 1431–1443, DOI:10.1007/s00376-015-4260-2. |
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