復(fù)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

?

復(fù)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(xué)院大氣物理研究所云降水物理與強風(fēng)暴實驗室，北京100029;3中國氣象科學(xué)研究院，北京100081

2008年8月14日北京發(fā)生了雷暴群形式的局地暴雨，雷暴新生地點復(fù)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(xiàn)代化建設(shè)取得的加密地面自動站、多普勒雷達、風(fēng)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(tǒng)（VDRAS）反演資料，通過精細(xì)分析地面（邊界層）風(fēng)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(jié)果表明：復(fù)雜地形與雷暴冷池出流作用相結(jié)合，主導(dǎo)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(tǒng)移動緩慢，以及對流層低層的弱的環(huán)境垂直風(fēng)切變，是雷暴冷池結(jié)合復(fù)雜地形發(fā)揮雷暴新生地點主導(dǎo)作用的重要前提；復(fù)雜地形使得冷空氣在一定范圍內(nèi)流動，在邊界層產(chǎn)生碰撞和輻合，起到觸發(fā)和增強對流作用，并使得對流風(fēng)暴的形態(tài)和走向與地形呈現(xiàn)出緊密相關(guān)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(wěn)定能量的積累，是冷池出流觸發(fā)雷暴新生和演變的必要條件；北京周邊地區(qū)的雷暴，通過其雷暴冷池出流沿著溝谷地形或向平原地區(qū)流動，與北京山谷或城區(qū)的邊界層暖濕空氣形成輻合抬升機制，觸發(fā)雷暴新生。

復(fù)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(fēng)、局地強降水等強對流天氣，有時會產(chǎn)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(yù)報人員重點關(guān)注的對象之一。復(fù)雜地形條件下，即使在水汽并不充沛的我國北方地區(qū)和西部地區(qū)，強雷暴也可能引發(fā)局地強降水或局地暴雨，并且?guī)順O大的危害。例如，2005年6月10日黑龍江省寧安市沙蘭鎮(zhèn)突發(fā)百年一遇強降水并引發(fā)山洪沖入學(xué)校，造成117人死亡，其中絕大多數(shù)是小學(xué)生（中國天氣網(wǎng)，2005）；2010年8月7日甘肅省舟曲縣突發(fā)短時強降水，并引發(fā)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(yù)報也是精細(xì)化預(yù)報業(yè)務(wù)面臨的艱難挑戰(zhàn)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(fā)展研究方面取得了一些重要成果。對美國東部的雷暴統(tǒng)計和個例分析表明，由雷暴出流邊界或海風(fēng)鋒等作用形成的邊界層輻合線是促使雷暴發(fā)生、發(fā)展的重要因素，大多數(shù)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(shù)研究的基礎(chǔ)上，發(fā)展建立了多普勒雷達四維變分分析系統(tǒng)（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(jì)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(wǎng)，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(yù)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(yīng)邊界層輻合線，沿NBE 約50分鐘后將有最大回波強度出現(xiàn)，約60～70分鐘后地面將出現(xiàn)強降水和大風(fēng)。刁秀廣等（2009）指出對流風(fēng)暴出流邊界的疊加或出流邊界與環(huán)境風(fēng)輻合線的疊加，在有利的環(huán)境條件下可產(chǎn)生局地強風(fēng)暴，單純的近地層輻合線在有利的環(huán)境條件下可產(chǎn)生較為孤立的局地風(fēng)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(tǒng)（如颮線）等的研究（梁建宇和孫建華，2012），國內(nèi)外對雷暴群的研究較少。雷暴群組織化發(fā)展時，從衛(wèi)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(tǒng)（Mesoscale Convective System，簡稱MCS）的對流組織化機理尚待深入。同時以往國內(nèi)外對雷暴新生的討論中，對雷暴冷池出流與復(fù)雜地形相配合，觸發(fā)雷暴新生和演變的精細(xì)觀測分析很少。在業(yè)務(wù)預(yù)報中，山區(qū)一線預(yù)報員經(jīng)常感到困惑，為什么有時雷暴會圍繞臺站周圍的山地發(fā)生發(fā)展并持續(xù)相對較長時間，進而給局地帶來災(zāi)害性暴雨？因此，在當(dāng)前精細(xì)化預(yù)報需求的牽引下，復(fù)雜地形條件下雷暴的發(fā)生、發(fā)展，以及緊密聯(lián)系的局地暴雨的落區(qū)、落點問題成為當(dāng)前亟待破解的科學(xué)難題之一。近十年來，新型觀測手段的發(fā)展，如加密自動站、風(fēng)廓線儀、微波輻射計、多普勒雷達的布網(wǎng)建設(shè)、以及衛(wèi)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(xì)化分析雷暴新生演變奠定了物質(zhì)基礎(chǔ)。例如，北京自動站點密度在城區(qū)達到了約3 km分辨率，在其他地區(qū)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(xì)致深入分析雷暴的新生和發(fā)展機理，對促進我國局地強降水天氣的研究和業(yè)務(wù)預(yù)報水平的提高具有重要意義。

2008年8月14日在北京地區(qū)發(fā)生了一次突發(fā)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(dǎo)致正在進行的奧運會網(wǎng)球比賽被迫中斷。歐洲、日本、中國國家氣象中心、北京區(qū)域氣象中心的數(shù)值預(yù)報模式對這次局地暴雨過程的24小時降水量預(yù)報都小于10 mm，對降水落區(qū)（點）和發(fā)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(guān)注，魏東等（2008）分析了這次暴雨過程降水量分布特點和環(huán)流形勢；王婷婷等（2011）對其發(fā)生的物理環(huán)境條件以及低層偏東風(fēng)特征進行了比較深入的分析。但是對這次局地暴雨的關(guān)鍵難點問題——暴雨的落區(qū)（點）問題，還缺乏細(xì)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(jié)合常規(guī)觀測、衛(wèi)星、以及多普勒雷達、風(fēng)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(qū)的“不連續(xù)性”與MCS橢圓形云團

從8月14日03:00（協(xié)調(diào)世界時，下同）開始，北京出現(xiàn)了突發(fā)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(qū)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(qū)西南部（渤海站）、昌平區(qū)西北部（昌平站）、朝陽區(qū)與昌平區(qū)交界處（奧體公園站）、順義區(qū)東北部（龍灣屯站）及西南部（李橋站）、大興區(qū)北部（大興站）。特別是在局地暴雨發(fā)生階段，衛(wèi)星云圖上觀測到在北京中北部有MCS橢圓形云團出現(xiàn)（圖1a），持續(xù)時間近3小時，強降水中心出現(xiàn)在橢圓形云團的南部。從暴雨中心降水發(fā)生的時間上看（圖1b），大興站降水主要發(fā)生在03:30～04:10內(nèi)，龍灣屯站降水主要發(fā)生在04:30～05:10時段內(nèi)，其他幾個暴雨中心的強降水發(fā)生時間在05:00～08:00時段內(nèi)。由此可見，暴雨落區(qū)（點）不僅在空間上具有“不連續(xù)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(fā)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(xì)分析。

3 天氣背景條件與北京周邊地區(qū)雷暴發(fā)展

3.1 環(huán)流形勢

8月14日00:00 500 hPa（圖2a）形勢場上，河套地區(qū)為一冷渦，北京地區(qū)位于冷渦東側(cè)的弱切變線上，冷平流不明顯。850 hPa（圖2b）北京處于反氣旋環(huán)流的南側(cè)，受偏北風(fēng)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(gòu)成深厚的低渦系統(tǒng)以及傾斜的鋒區(qū)，因此不利于颮線等線狀對流系統(tǒng)發(fā)生。在850 hPa 的水汽通量散度圖上（圖略），北京地區(qū)西側(cè)為水汽輻散中心，東側(cè)為一水汽輻合中心，北京地區(qū)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(qū)，這可能與前期8月9～13日京津冀地區(qū)陣性和持續(xù)性降水過程造成近地面層水汽含量充足有直接關(guān)系（王婷婷等，2011）。地面形勢北京處于天氣尺度高壓環(huán)流南部邊緣，受東北風(fēng)控制，沒有明顯的鋒面系統(tǒng)活動（圖略）。對比8月14日06:00的環(huán)流形勢圖看到（圖略），天氣尺度系統(tǒng)東移速度緩慢，低渦穩(wěn)定少動。

圖1 （a）北京地區(qū)2008年8月14日00:00～12:00（協(xié)調(diào)世界時，下同）累積降水量分布（單位：mm）和06:00衛(wèi)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(fēng)（一個風(fēng)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(huán)境條件

已有觀測與數(shù)值模擬研究表明，對流層低層（0～3 km或0～6 km）的垂直風(fēng)切變是雷暴發(fā)生、發(fā)展重要的影響因子（Droegemeier and Wilhelmson，1985，1987），低層垂直風(fēng)切變的增強可導(dǎo)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(fēng)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(fēng)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(jié)高度等環(huán)境條件下發(fā)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(fēng)切變通常表示弱的環(huán)境氣流，并且常常造成對流風(fēng)暴移動緩慢；大多數(shù)情況下，弱垂直風(fēng)切變環(huán)境中的對流風(fēng)暴多為普通單體風(fēng)暴或組織程度較差的多單體風(fēng)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(fēng)或偏東風(fēng)控制，從500 hPa以上轉(zhuǎn)為偏西風(fēng)控制，CAPE 值為1546.9 J kg，不穩(wěn)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(fā)對流發(fā)生。0～3 km垂直風(fēng)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(huán)境場的垂直風(fēng)切變較弱。我們統(tǒng)計了北京2008～2011年4年的局地暴雨形態(tài)的天氣系統(tǒng)及環(huán)境條件特征，發(fā)現(xiàn)10次雷暴群過程中，90%的雷暴群發(fā)生在弱（＜15 m s）低層風(fēng)垂直切變條件下（圖表略），這與已有研究結(jié)果是一致的。從海淀站風(fēng)廓線儀的連續(xù)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(fēng)廓線觀測出現(xiàn)明顯擾動外，00:00～09:00在對流層低層偏東風(fēng)穩(wěn)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(fēng)向為比較一致的偏東風(fēng)，這從另一方面證實了對流層低層的天氣尺度系統(tǒng)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(dǎo)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(tài)曲線，一個風(fēng)向桿為4 m s?1）；（b）海淀站風(fēng)廓線的時間演變（一個風(fēng)向桿為4 m s?1）

由此可見，天氣尺度環(huán)流形勢穩(wěn)定少動，沒有天氣尺度較強冷空氣和地面冷鋒活動，以及環(huán)境場的垂直風(fēng)切變?nèi)?，?dǎo)致這次局地暴雨的對流風(fēng)暴形態(tài)難以出現(xiàn)線狀（或颮線）類型，而更有利于發(fā)生雷暴群。但是以上這些對天氣形勢和環(huán)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(fā)生時間和地點問題。

經(jīng)過細(xì)致考察分析發(fā)現(xiàn)，這次暴雨過程與北京和河北交界處強對流風(fēng)暴的生成和發(fā)展緊密相關(guān)。在02:00，從衛(wèi)星云圖上看到（圖4a），與500 hPa 低渦（圖2a）對應(yīng)的對流云團主要在河套地區(qū)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(yīng)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(wèi)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(huán)流形勢的配合不一致，造成了兩個更大范圍的對流風(fēng)暴源地的差異，說明天氣尺度環(huán)流背景在影響北京局地暴雨的落區(qū)（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(fā)展對北京地區(qū)雷暴新生和演變的影響。

圖4 2008年8月14日（a）02:00衛(wèi)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(biāo)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(chǎn)生的邊界層冷池出流活動對北京地區(qū)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(qū)形成弧形輻合線，該輻合線與北京城區(qū)的輻合區(qū)相連，這將觸發(fā)北京城區(qū)西南部的對流風(fēng)暴發(fā)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(qū)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(qū)，黑色箭頭為疊加的風(fēng)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(fēng)場（一個風(fēng)向桿為4 m s?1），橢圓表示河谷附近地區(qū)

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(qū)。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(fēng)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(jīng)過細(xì)致考察北京加密自動站的風(fēng)向、風(fēng)速演變發(fā)現(xiàn)（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(qū)北界，特別是在東北風(fēng)前方的平谷區(qū)，受到山地阻擋形成了邊界層輻合區(qū)，這將有利于在平谷區(qū)觸發(fā)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(qū)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(fā)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(fā)展演變過程中，主要經(jīng)歷了兩個階段。第1階段：大興區(qū)與平谷區(qū)的雷暴新生過程；第2階段：朝陽區(qū)與順義區(qū)交界附近雷暴新生過程；以及昌平區(qū)—懷柔區(qū)—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(fù)雜地形下冷池出流與雷暴新生

4.1 大興區(qū)與平谷區(qū)的雷暴產(chǎn)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(huán)境場合成風(fēng)的引導(dǎo)方向基本一致，進入房山境內(nèi)。從VDRAS反演的散度場看到（圖7b），由于降水產(chǎn)生強烈的下沉氣流和邊界層出流，西南風(fēng)出流風(fēng)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(qū)上，增強了北京城區(qū)南部邊界層輻合抬升作用，而在北京北部各區(qū)附近，沒有看到明顯的輻合區(qū)。但是進一步從地面加密自動站風(fēng)場觀測看到（圖7c），在北京城區(qū)及東南部有較大區(qū)域的弱輻合區(qū)，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(qū)。研究表明（張文龍等，2012），在水汽、對流不穩(wěn)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(qū)，將在大約30分鐘后產(chǎn)生雷暴。

由于環(huán)境場存在有利于多單體雷暴發(fā)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(fā)展起來。03:29（圖7e）在大興、平谷分別出現(xiàn)雷暴，而且平谷地區(qū)同時出現(xiàn)了幾個單體雷暴，在門頭溝出現(xiàn)東西向線狀分布的幾個單體雷暴。由于大興地區(qū)的雷暴開始產(chǎn)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(qū)前期存在的80×80 km的輻合中心中，有利于產(chǎn)生新的輻合區(qū)，表明該雷暴在之后30分鐘將繼續(xù)維持或發(fā)展，降水將持續(xù)；此時由于南郊雷達探測到了平谷地區(qū)的雷暴，因此VDRAS反演出了與平谷雷暴對應(yīng)的散度場特征，可以看到平谷地區(qū)輻合、輻散相間出現(xiàn)，依據(jù)空氣質(zhì)量連續(xù)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(fā)展階段。同時注意到，侵入房山的雷暴與大片的輻散區(qū)對應(yīng)，表明該風(fēng)暴已經(jīng)處于消亡階段。至此，北京西南邊緣和東北邊緣的雷暴系統(tǒng)已經(jīng)完成了對北京地區(qū)雷暴的影響。在03:35的自動站風(fēng)場看到（圖7g），在大興、平谷地區(qū)附近分別存在兩個較明顯的輻合區(qū)，而且大興的雷暴已經(jīng)產(chǎn)生了較強的下沉出流，出流輻散區(qū)北側(cè)為較強的輻合區(qū)，表明該雷暴將北移；同時平谷雷暴出流在順義地區(qū)產(chǎn)生的輻合逐漸增強，表明平谷雷暴將向西南平原地區(qū)移動，與大興北部雷暴形成相向移動態(tài)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(chǎn)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(yīng)的強降水中心尚處于發(fā)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(jié)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(fēng)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(fēng)（一個風(fēng)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(qū)，A、B代表昌平雷暴區(qū)，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(qū)。三角形表示降水中心，其中綠色表示降水尚未發(fā)生或發(fā)生初期，粉色表示處于降水強烈期

4.2 朝陽區(qū)與順義區(qū)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(jié)果；同時看到平谷地區(qū)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(xiàn)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(yīng)（圖7g）。從自動站風(fēng)場觀測看到（圖8b），大興、平谷的雷暴產(chǎn)生的下沉輻散明顯增強，平谷、大興的大部分地區(qū)已經(jīng)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(yù)示著這兩地將有雷暴新生和發(fā)展；此時昌平北部、懷柔南部雷暴的下方?jīng)]有出現(xiàn)下沉輻散區(qū)，而且輻合區(qū)的范圍有所擴大，表明雷暴正處于發(fā)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(fā)和逐步發(fā)展，昌平站、懷柔區(qū)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(jié)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(fēng)（一個風(fēng)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(qū)，橢圓代表輻合區(qū)。三角形表示降水中心，其中綠色表示降水尚未發(fā)生或發(fā)生初期，粉色表示處于降水強烈期，灰色表示處于降水結(jié)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(qū)分布特征是基本對應(yīng)的，其中與順義龍灣屯站對應(yīng)的雷暴回波強度達到50 dB以上。從04:50 的風(fēng)場輻合看到（圖8e），由于雷暴范圍的擴大，北京較大部分地區(qū)已經(jīng)被下沉輻散氣流控制，由于復(fù)雜地形阻擋以及雷暴冷池具有向暖濕地區(qū)移動傾向，從密云河谷到北京西部山區(qū)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(qū)較半小時前向西南移動約20 km，同時大興雷暴輻散區(qū)則向東北移動約20 km，二者呈犄角之勢輻合抬升觸發(fā)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(yīng)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(chǎn)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(qū)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(yù)示著這兩條線上不久將會有雷暴新生和發(fā)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(qū)李橋站、朝陽區(qū)奧體公園站對應(yīng)的強降水中心也進入發(fā)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(cè)雷暴減弱衰亡的同時，在朝陽區(qū)與順義區(qū)交界附近出現(xiàn)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(fā)生時間相對應(yīng)。從05:41 雷達回波看到（圖10a），與兩條暖濕空氣輻合線對應(yīng)的兩條強回波帶形成，實現(xiàn)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(tǒng)產(chǎn)生的偏東風(fēng)帶來的地形輻合作用，沿西南—東北走向的對流風(fēng)暴帶發(fā)展加強比較顯著。在前期單體雷暴產(chǎn)生降水基礎(chǔ)上，線狀雷暴產(chǎn)生的降水進一步累積起來，形成了昌平站、懷柔區(qū)渤海站的強降水中心。值得注意的是，此時衛(wèi)星云圖觀測到MCS的橢圓形云團（圖1a），持續(xù)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(fā)生發(fā)展的結(jié)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(jiān)測到的是不連續(xù)的深對流回波。為了進一步分析雷暴發(fā)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(lián)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(xiàn)降水，但降水不強；在05:00～05:40 CAPE 值又恢復(fù)到1500 J kg，05:50 出現(xiàn)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(wěn)定能量。到07:00 以后，隨著新生雷暴產(chǎn)生降水和下沉出流逐漸加強，北京區(qū)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(xì)致觀測分析基礎(chǔ)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(huán)流背景下，大尺度系統(tǒng)移動緩慢，為雷暴冷池出流與復(fù)雜地形相結(jié)合主導(dǎo)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(huán)境垂直風(fēng)切變，有利于雷暴群的發(fā)生、發(fā)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(tǒng)發(fā)生。由于中低層天氣尺度環(huán)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(fù)雜地形條件下通過冷池出流產(chǎn)生出復(fù)雜多變的中、小尺度邊界層輻合線，進而影響北京地區(qū)的雷暴新生演變，使得局地暴雨的落區(qū)（點）極具局地性和突發(fā)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(fā)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(fā)雷暴新生；比較充足的水汽條件、不穩(wěn)定層結(jié)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(huán)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(fēng)速由1～2 m s突增到14 m s，且風(fēng)向突變。由此可見雷暴冷池出流的強度滿足觸發(fā)抬升作用的需求。復(fù)雜地形在雷暴的新生演變過程中，雖然扮演著被動響應(yīng)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(qū)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(jié)了地形對降水的13種影響作用假說，特別強調(diào)指出地形對降水的作用是與大氣條件變化相結(jié)合的，并非固定不變。另外我們注意到，雖然出現(xiàn)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(fā)性，但需要注意與颮線系統(tǒng)的區(qū)分。

局地暴雨落區(qū)與對流風(fēng)暴的觸發(fā)機制有直接關(guān)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(jiān)測，因而造成局地暴雨比較難以預(yù)報。丁一匯（2005）曾經(jīng)指出，由于沒有稠密的觀測網(wǎng)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(huán)境場中出現(xiàn)的小尺度的輻合區(qū)是很難被發(fā)現(xiàn)的；因此在強風(fēng)暴低層出現(xiàn)的輻合區(qū)，有時被認(rèn)為是對流活動的結(jié)果，有時則被認(rèn)為是對流發(fā)生發(fā)展的原因，低層輻合與對流發(fā)生的關(guān)系還不十分清楚。我們從這次復(fù)雜地形雷暴新生地點的加密自動站觀測分析已經(jīng)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(fā)生，說明邊界層輻合是雷暴新生的重要觸發(fā)機制。隨著地面自動站布網(wǎng)密度的提高，目前可以實現(xiàn)對γ中尺度邊界層輻合線（點）的監(jiān)測，而且這些輻合線（點）是和γ中尺度的雷暴的發(fā)生發(fā)展緊密相聯(lián)的，這些雷暴的發(fā)生發(fā)展進而影響著局地暴雨中心的落區(qū)（點）和發(fā)生時間。由此可見，近十年來北京加密自動站等氣象現(xiàn)代化建設(shè)對促進我國強降水天氣的監(jiān)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(fā)生時間，虛線方框表示氣象要素發(fā)生突變時段

5 結(jié)論和討論

復(fù)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(xì)化預(yù)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(xiàn)，雷暴新生地點復(fù)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(yù)報帶來極大挑戰(zhàn)。本文利用近年來北京氣象現(xiàn)代化建設(shè)取得的加密地面自動站、多普勒雷達、風(fēng)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(jié)合VDRAS反演資料，精細(xì)分析了雷暴形成過程中地面（邊界層）風(fēng)場、溫度場等的演變特征，討論了天氣形勢、復(fù)雜地形以及冷池出流在雷暴新生地點演變中和暴雨落區(qū)變化中的作用。主要結(jié)論如下：

復(fù)雜地形與雷暴冷池出流作用相結(jié)合，主導(dǎo)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(tǒng)移動緩慢，以及對流層低層的弱環(huán)境垂直風(fēng)切變，是雷暴冷池結(jié)合復(fù)雜地形發(fā)揮雷暴新生地點主導(dǎo)作用的重要前提；復(fù)雜地形使得冷空氣在一定范圍內(nèi)流動，在邊界層產(chǎn)生碰撞和輻合，起到觸發(fā)和增強對流作用，并使得對流風(fēng)暴的形態(tài)與地形的走向和形態(tài)呈現(xiàn)出緊密相關(guān)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(wěn)定能量的積累，是冷池出流觸發(fā)雷暴新生演變的必要條件；北京周邊地區(qū)的雷暴，通過其雷暴冷池出流沿著溝谷地形或向平原地區(qū)流動，與北京山谷或城區(qū)的邊界層暖濕空氣形成輻合抬升機制，觸發(fā)雷暴新生。

多種觀測資料的優(yōu)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(guī)觀測、衛(wèi)星云圖等觀測分析的基礎(chǔ)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(fù)雜地形條件下存在一定的誤差，因此進一步結(jié)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(fēng)廓線儀資料分析了對流層低層的垂直風(fēng)切變特征，表明這是一次在垂直風(fēng)切變較小的環(huán)境條件下發(fā)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(fēng)暴發(fā)生前后，對流有效位能的變化，進一步說明了對流不穩(wěn)定能量與雷暴的發(fā)生發(fā)展也是緊密聯(lián)系的、暖濕的邊界層是觸發(fā)雷暴新生的關(guān)鍵條件之一。

天氣尺度環(huán)流形勢及環(huán)境條件，對未來雷暴系統(tǒng)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(qū)隨著鋒面或槽線移動，暴雨的落區(qū)和發(fā)生時間相對比較容易預(yù)報和掌握；然而，在高低空渦、槽配合不一致的環(huán)流背景下，由雷暴冷池出流與復(fù)雜地形相結(jié)合主導(dǎo)著雷暴新生地點的演變，強降水中心與局地復(fù)雜多變的邊界層輻合線（點）密切相關(guān)，暴雨落區(qū)（點）更具局地性和突發(fā)性，預(yù)報難度更大。因此，此類精細(xì)化分析研究還需要進一步加強，通過我國氣象現(xiàn)代化建設(shè)取得的多種加密觀測資料的深度應(yīng)用，為滿足“定時、定點、定量”精細(xì)化業(yè)務(wù)預(yù)報和服務(wù)需求奠定科學(xué)基礎(chǔ)，同時提升我國中小尺度氣象學(xué)在國際上的影響力。

Brandes E A. 1990. Evolution and structure of the 6–7 May 1985 mesoscale convective system and associated vortex [J]. Mon. Wea. Rev,118 (1): 109–127.

陳雙, 王迎春, 張文龍, 等. 2011. 復(fù)雜地形下雷暴增強過程的個例研究 [J]. 氣象, 37 (7): 802–813. Chen Shuang, Wang Yingchun, Zhang Wenlong, et al. 2011. Intensifying mechanism of the convective storm moving from the mountain to the plain over Beijing area [J]. Meteorological Monthly(in Chinese), 37 (7): 802–813.

丁一匯. 2005. 高等天氣學(xué)[M]. 北京: 氣象出版社, 316pp. Di Yihui. 2005. Advanced Synoptic Meteorology (in Chinese) [M]. Beijing: China Meteorological Press, 316pp.

刁秀廣, 車軍輝, 李靜, 等. 2009. 邊界層輻合線在局地強風(fēng)暴臨近預(yù)警中的應(yīng)用 [J]. 氣象, 35 (2): 29–33. Diao Xiuguang, Che Junhui, Li Jing, et al. 2009. Application of boundary convergence line in nowcasting warning of severe convective storm [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 35 (2): 29–33.

Droegemeier K K, Wilhelmson R B. 1985. Three-dimensional numerical modeling of convection produced by interacting thunderstorm outflows (I): Control simulation and low-level moisture variations [J]. J. Atmos. Sci., 42 (22): 2381–2403.

Droegemeier K K, Wilhelmson R B. 1987. Numerical simulation of thunderstorm outflow dynamics (I): Outflow sensitivity experiments and turbulence dynamics [J]. J. Atmos. Sci., 44 (8): 1180–1210.

梁建宇, 孫建華. 2012. 2009年6月一次颮線過程災(zāi)害性大風(fēng)的形成機制 [J]. 大氣科學(xué), 36 (2): 316–336. Liang Jianyu, Sun Jianhua. 2012. The formation mechanism of damaging surface wind during the squall line in June 2009 [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 36(2): 316–336.

陸漢城, 楊國祥. 2004. 中尺度天氣原理和預(yù)報[M]. 北京: 氣象出版社, 53–60. Lu Hancheng, Yang Guoxiang. 2004. Mesoscale Synoptic Principle and Forecast (in Chinese) [M]. Beijing: China Meteorological Press, 53–60.

Menard R D, Fritsch J M. 1989. A mesoscale convective complex-generated inertially stable warm core vortex [J]. Mon. Wea. Rev.,117 (6): 1237–1261.

Moller A R, Doswell Ⅲ C A, Foster M P, et al. 1994. The operational recognition of supercell thunderstorm environments and storm structures [J]. Wea. Forecasting, 9 (3): 327–347.

漆梁波, 陳春紅, 劉強軍. 2006. 弱窄帶回波在分析和預(yù)報強對流天氣中的應(yīng)用 [J]. 氣象學(xué)報, 64 (1): 112–120. Qi Liangbo, Chen Chunhong, Liu Qiangjun. 2006. Application of narrow band echo in severe weather prediction and analysis [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 64 (1): 112–120.

鈐偉妙, 羅亞麗, 張人禾, 等. 2011. 引發(fā)舟曲特大泥石流災(zāi)害強降雨過程成因 [J]. 應(yīng)用氣象學(xué)報, 22 (4): 385–397. Qian Weimiao, Luo Yali, Zhang Renhe, et al. 2011. The heavy rainfall event leading to the large debris flow at Zhouqu [J]. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese), 22 (4): 385–397.

Rotunno R, Klemp J B, Weisman M L. 1988. A theory for strong, long-lived squall lines [J]. J. Atmos. Sci., 45 (3): 463–485.

壽紹文, 勵申申, 姚秀萍. 2003. 中尺度氣象學(xué)[M]. 北京: 氣象出版社, 324–326. Shou Shaowen, Li Shenshen, Yao Xiuping. 2003. Mesoscale Meteorology [M]. Beijing: China Meteorological Press, 324–326.

Sun Juanzhen. 2005. Initialization and numerical forecasting of a supercell storm observed during STEPS [J]. Mon. Wea. Rev., 133 (4): 793–813.

Sun Juanzhen, Flicker D W, Lilly D K. 1991. Recovery of three-dimensional wind and temperature fields from simulated single-Doppler radar data [J]. J. Atmos. Sci.,48 (6): 876–890.

Sun Juanzhen, Crook N A. 1994. Wind and thermodynamic retrieval from single-Doppler measurements of a gust front observed during Phoenix II [J]. Mon. Wea. Rev.,122 (6): 1075–1091.

Sun Juanzhen, Crook N A. 1998. Dynamical and microphysical retrieval from Doppler radar observations using a cloud model and its adjoint. Part II: Retrieval experiments of an observed Florida convective storm [J]. J. Atmos. Sci.,55 (5): 835–852.

Sun Juanzhen, Crook N A. 1997. Dynamical and microphysical retrieval from Doppler radar observations using a cloud model and its adjoint. Part I: Model development and simulated data experiments [J]. J. Atmos. Sci.,54(12): 1642–1661.

Sun Juanzhen, Crook N A. 2001. Real-time low-level wind and temperature analysis using single WSR-88D Data [J]. Wea. Forecasting,16 (1): 117–132.

王婷婷, 王迎春, 陳明軒, 等. 2011. 北京地區(qū)干濕雷暴形成機制的對比分析 [J]. 氣象, 37 (2): 142–155. Wang Tingting, Wang Yingchun, Chen Mingxuan, et al. 2011. The contrastive analysis of formation of dry and moist thunderstorms in Beijing [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 37 (2): 142–155.

魏東, 楊波, 廖曉農(nóng), 等. 2008. 2008年北京奧運會期間降水天氣及其環(huán)流形勢分析 [J]. 氣象, 34 (S1): 93–99. Wei Dong, Yang Bo, Liao Xiaonong, et al. 2008. Analyses of the rainfall feature and circulation situation during the 2008 Beijing Olympic Games [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 34 (S1): 93–99.

Weisman M L, Klemp J B. 1982. The dependence of numerically simulated convective storms on vertical wind shear and buoyancy [J]. Mon. Wea. Rev., 110 (6): 504–520.

Weisman M L, Klemp J B. 1984. The structure and classification of numerically simulated convective storms in directionally varying wind shears [J]. Mon. Wea. Rev., 112 (12): 2479–2498.

Wilson J W, Schreiber W E. 1986. Initiation of convective storms by radar observed boundary layer convergence lines [J]. Mon. Wea. Rev., 114 (12): 2516–2536.

Wilson J W, Mueller C K. 1993. Nowcast of thunderstorm initiation and evolution [J]. Wea. Forecasting,8: 113–131.

張文龍, 王迎春, 崔曉鵬, 等. 2011. 北京地區(qū)干濕雷暴數(shù)值試驗對比研究 [J]. 暴雨災(zāi)害, 30 (3): 202–209. Zhang Wenlong, Wang Yingchun, Cui Xiaopeng, et al. 2011. Comparative analysis on numerical test between dry thunder storm and moist thunder storm in Beijing [J]. Torrential Rain and Disasters (in Chinese), 30 (3): 202–209.

張文龍, 王迎春, 崔曉鵬, 等. 2012. 具有雙對流云線特征的北京局地暴雨初步分析 [J]. 熱帶氣象學(xué)報, 28 (6): 873–887. Zhang Wenlong, Wang Yingchun, Cui Xiaopeng, et al. 2012. Analysis of a local rain storm in Beijing associated with two convective lines [J]. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 28 (6): 873–887.

章淹. 1983. 地形對降水的作用 [J]. 氣象, 9 (2): 9–13. Zhang Yan. 1983. The role of topography on precipitation [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 9 (2): 9–13.

中國天氣網(wǎng). 2005. http://www.weather.com.cn/news/ [EB]. Weather China. 2005. http://www.weather.com.cn/news/ [EB].

張文龍，崔曉鵬，黃榮. 2014. 復(fù)雜地形下北京雷暴新生地點變化的加密觀測研究[J]. 大氣科學(xué), 38 (5): 825?837, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1401. 13102. Zhang Wenlong, Cui Xiaopeng, Huang Rong. 2014. Intensive observational study on evolution of formation location of thunderstorms in Beijing under complex topographical conditions [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 38 (5): 825?837.

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(xué)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(chǔ)研究發(fā)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(yù)報中的關(guān)鍵技術(shù)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(shù)值預(yù)報研究。E-mail: wlzhang@ium.cn