弱天氣系統(tǒng)強迫下北京地區(qū)對流下山演變的熱動力機制

肖現(xiàn) 陳明軒 高峰 王迎春

?

弱天氣系統(tǒng)強迫下北京地區(qū)對流下山演變的熱動力機制

肖現(xiàn)1, 2, 3陳明軒1高峰1王迎春4

1中國氣象局北京城市氣象研究所，北京100089;2中國科學院中層大氣與全球環(huán)境探測重點實驗室，北京100029;3中國科學院大學，北京100049;4北京市氣象局，北京100089

利用三維數(shù)值云模式和雷達資料四維變分（4DVar）同化技術(shù)，通過對京津冀地區(qū)4部新一代多普勒天氣雷達觀測資料進行快速更新同化和云尺度模擬，初步分析了弱天氣系統(tǒng)強迫下兩次發(fā)生在北京地區(qū)對流風暴的低層動力和熱力影響機制。這兩次風暴過程處于弱天氣系統(tǒng)強迫和弱層結(jié)背景下，局地冷池和環(huán)境風場的相互配合是造成山上對流風暴是否能夠順利傳播下山的關(guān)鍵機制。起初，兩個個例平原局地熱、動力不均衡形成平原冷池，而冷池的“障礙物”作用進而阻礙環(huán)境風場的傳播配置。在此機制下，導致在冷池東南邊緣形成較強的輻合上升、垂直風切變和螺旋度。在6月26日個例中，由于冷池強度較強且位置偏南，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)的對流風暴不斷減弱。但是，隨著已經(jīng)消散的對流風暴下沉氣流，覆蓋至冷池邊緣東南氣流上空形成了較強的風切變和垂直螺旋度，進而促使在冷池邊緣形成新的對流風暴。而且，在新對流風暴生成后，由于平原地區(qū)整體切變強度較弱，因此形成了冷池擴張強度大于對流風暴傳播速度的態(tài)勢。這種配置會切斷暖濕入流，從而導致對流風暴快速消亡。對于8月1日個例，冷池位置偏北，因而不受冷池阻擋作用的偏南風在山腳形成較強的輻合上升，同時與下山的偏西風形成明顯輻合上升區(qū)，有利于山區(qū)對流風暴的不斷增強；進而，受此影響，山上風暴降水產(chǎn)生若干冷池，新生冷池和原有冷池的相互擠壓，在迫使中、北部風暴增強的同時，最終也導致這些風暴互相靠近，最終合并組織成帶狀對流系統(tǒng)。同時，北部冷池邊緣形成的輻合帶也為對流風暴向山下傳播提供有利條件，而回波產(chǎn)生的冷池進一步增強，并明顯擴展。低層風場指示冷池出流（陣風鋒）更加強烈且存在明顯的“前沖”特征，顯現(xiàn)出部分颮線系統(tǒng)的熱動力特征。但是由于此時平原地區(qū)處于弱切變環(huán)境中，風切變強度不能與冷池出流強度相平衡，同樣冷池擴展將領(lǐng)先于對流風暴移動，切斷東南暖濕入流，導致原有風暴快速減弱。在文章的最后，基于觀測和模擬結(jié)果，對比分析這兩個個例，初步得出了與對流風暴傳播下山發(fā)展演變密切相關(guān)的低層熱、動力配置概念模型。

雷達 同化 冷池 螺旋度 切變 風暴

1 引言

對流風暴是中緯度地區(qū)暖季最為主要的致災天氣系統(tǒng)。針對對流風暴及其帶來的災害性天氣的短臨預報是目前精細天氣預報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，常有對流風暴在北京地區(qū)西北部或東北部山區(qū)生成，受高空引導氣流影響向東南或西南傳播。在一定天氣條件下，風暴能順利傳播至山下平原地區(qū)并增強，帶來局地暴雨、短時大風、冰雹等災害性強對流天氣。但有時對流風暴常常在山區(qū)“徘徊”，不能及時增強并傳播至平原地區(qū)，甚至風暴在下山前衰減并迅速消亡。因此，對風暴是否能夠增強傳播至北京城區(qū)的預報，一直是北京地區(qū)臨近、短時預報的重點和難點。

北京市氣象局針對2003～2005年北京地區(qū)對流風暴源地的統(tǒng)計結(jié)果表明，北京地區(qū)西部和北部移入型對流風暴占統(tǒng)計樣本的95%（黃榮，2012）。而在復雜的地形和下墊面環(huán)境下，風暴從北京西部或北部山區(qū)向平原地區(qū)移動時，究竟會增強還是減弱仍是臨近、短時預報的難點之一。不少學者從觀測結(jié)合模式模擬出發(fā)，就個例分析的角度探討了這一問題。郭虎等（2008）對一次局地特大暴雨的分析表明，山前近地面地形輻合產(chǎn)生的擾動引發(fā)邊界層擾動，是暴雨形成的主要動力源。陳明軒和王迎春（2012）針對北京地區(qū)強天氣背景下一次典型颮線天氣系統(tǒng)傳播下山個例，結(jié)合雷達回波演變特征和雷達資料四維變分同化技術(shù)反演出的熱、動力場，認為當風暴降水造成的冷池與風暴傳播前方的中低層風切變相配合時，有助于颮線繼續(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，也有不少學者從雷達氣候?qū)W的角度，統(tǒng)計分析了對流風暴傳播下山的演變特征。Zhang（2003）研究了在美國西南平原，對流層和邊界層的強迫作用對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，即低層東風受地形強迫抬升產(chǎn)生強烈的上升運動，進而形成垂直次級環(huán)流。Carbone and Tuttle（2008）利用高時空分辨率的雷達資料，分析了美國暖季降水的日變化，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)計悉尼奧運會和北京奧運會雷達氣候?qū)W資料的基礎(chǔ)上，認為山腳附近持續(xù)長時間的暖東南風和平原地區(qū)較好的熱力條件是對流風暴是否能夠成功向山下傳播的關(guān)鍵，提出了北京地區(qū)夏季強對流風暴預報概念模型。Chen et al.（2012）的文章則指出，北京及其周邊地區(qū)大多數(shù)對流風暴下山增強個例的回波最大值發(fā)生在午后14:00 （北京時，下同）左右，而最大強度位置發(fā)生在山腳附近，地形強迫和低層偏南暖濕氣流對對流風暴的發(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流風暴成功傳播下山、并在平原地區(qū)增強或維持的關(guān)鍵。但是在以往關(guān)于對流風暴下山傳播和發(fā)展的熱動力機制的模擬研究中，大多數(shù)將重點放在較強天氣背景強迫下的對流風暴熱、動力機理研究方面上（如肖輝等，2004；王婷婷等，2011；陳明軒等，2011，2012），或者放在氣候統(tǒng)計對流風暴雷達氣候特征（Chen et al., 2012）上，而對于另一種北京也很常見的弱天氣背景強迫下對流風暴由山區(qū)是否傳播至平原地區(qū)的熱、動力概念模型的研究，則并不多見。隨著新一代多普勒天氣雷達的業(yè)務應用和京津冀地區(qū)雷達網(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，均有利地促進了雷達非觀測量反演技術(shù)的成熟（Crook and Sun, 2002），為開展此方面的研究提供了方便。

本文基于雷達資料快速更新4DVar技術(shù)和三維數(shù)值云模式，并結(jié)合地面觀測和中尺度精細預報結(jié)果，通過對弱天氣背景強迫下兩個對流風暴下山演變動力和熱動力三維特征的模擬分析和對比，探討北京地區(qū)對流風暴下山演變的熱動力機制。

2 模式系統(tǒng)及熱、動力反演技術(shù)簡介

本研究使用的模擬系統(tǒng)是在由Sun and Crook（1997，1998）所開發(fā)的變分多普勒雷達分析系統(tǒng)（VDRAS）的基礎(chǔ)上，經(jīng)過一系列改進（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)使用的一個雷達變分分析系統(tǒng)。目前，該系統(tǒng)已經(jīng)發(fā)展為不僅能夠提供準確動力熱力分析場，還有一定預報時效的中小尺度熱動力分析和預報系統(tǒng)。該系統(tǒng)利用了4DVar技術(shù)對多部多普勒雷達資料進行同化分析，在一個包括暖云參數(shù)化方案的三維云尺度模式基礎(chǔ)上，并融合局地觀測和中尺度數(shù)值預報資料，從而得到與對流尺度天氣系統(tǒng)生消發(fā)展密切相關(guān)的三維動力和熱動力特征，實現(xiàn)雷達非觀測量即三維熱力和動力特征的反演分析（陳明軒和王迎春，2012；陳明軒等，2012，2013；肖現(xiàn)等，2010，2013）。這里需要說明的是，關(guān)于該系統(tǒng)的詳細介紹和技術(shù)細節(jié)可以參照上述文獻，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)格點數(shù)設置為150×150，水平分辨率設置為3 km。因此，模擬范圍為450 km×450 km。另外，模式中心設定在（北緯39.5836°，東經(jīng)116.1802°）。在這樣的模擬范圍內(nèi)，可同時對上述4部新一代多普勒天氣雷達（北京、天津、石家莊S 波段和張北C 波段）的觀測資料（徑向速度和反射率因子）進行同化（雷達站位置如圖1 中“＋”所示），其中雷達掃描模式為VCP21（6 min 左右間隔、9 個仰角）。在垂直方向，模式設置為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。由于受雷達探測高度的限制，設定僅在12 km以下高度對雷達觀測資料進行同化，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5 min自動站的觀測資料，包括溫度、濕度、氣壓和風場，用于中尺度背景場的地面分析。另外，雖然該系統(tǒng)以同化雷達資料為主，但是由于新一代氣象雷達有一定的觀測距離限制以及資料缺失（京津冀S波段新一代天氣雷達僅能夠探測225 km的降水粒子和100 km的晴空回波），會造成部分缺測，增加模式分析場的觀測誤差。而可靠的初猜場不但能夠降低其分析場的觀測誤差，而且能夠填補雷達波瓣的缺測點。為了得到可靠的初猜場，本文利用自動氣象站和雷達VAD風廓線融合中尺度模式預報結(jié)果得到初猜場，具體方法如下：首先由中尺度業(yè)務預報系統(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變分分析系統(tǒng)網(wǎng)格，然后將模式探空和雷達VAD風廓線資料耦合，產(chǎn)生冷啟動初始場。而為實現(xiàn)雷達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 中，設置雷達變分分析系統(tǒng)以快速更新循環(huán)方式運行，其中第一個循環(huán)為冷啟動，隨后是熱啟動。設定每個4DVar循環(huán)為12 min，包含上述每部雷達在VCP21模式下2組體掃資料的同化，并利用云模式進行6 min 短時間積分預報，作為下一次熱啟動的初猜場（陳明軒等，2013）。

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

雷達變分分析系統(tǒng)利用有限元準牛頓迭代算法進行代價函數(shù)的最小化迭代，就目前的設置進行測試后發(fā)現(xiàn)，當?shù)螖?shù)達到35～40次時，代價函數(shù)的梯度迅速下降到比較平緩的狀態(tài)。因此，設定在迭代40次之后，即終止代價函數(shù)的最小化過程，并輸出同化分析結(jié)果；同時，利用云模式進行6 min預報，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)果分析風暴的演變過程。

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

3 個例背景概況

2009年是京津冀地區(qū)強對流天氣頻發(fā)年，有30多個對流風暴天氣過程。本文所分析的兩次對流風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。對于第一次降水過程，降水中心主要集中在北京東南和廊坊西北之間，范圍較小，但是有若干個自動站降水記錄超過100 mm，其中最大的總降水記錄和1小時最大降水記錄分別達到130 mm和接近100 mm，北京城區(qū)則幾乎無降水。而對于第二次降水過程，降水過程由西至東席卷京城，降水主要集中在北京市區(qū)（平原），范圍大大超過第一次降水過程，但是自動站的總降水記錄和1小時最大降水量要小于第一次個例，分別在60 mm和40 mm（圖略）。

對流不穩(wěn)定能量和垂直風切變是決定對流風暴發(fā)生、發(fā)展最重要的兩個因素。對于2009年6月26日個例，從北京南郊54511站和張家口54401站當日早晨08:00的探空觀測分析來看（圖2），氣象條件并不非常利于對流風暴發(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)象以及低層露點溫度和溫度相差較大，狀態(tài)曲線和層結(jié)曲線有很大的偏差，導致不能形成對流有效位能，這意味著氣塊很難克服對流抑制能量上升至自由對流高度。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，導致同樣在中低層仍有較大的對流抑制能量（超過―300 J kg?1），仍然說明山區(qū)層結(jié)的熱力條件不利于對流風暴新生和加強。

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

而從當時的垂直風切變上看，北京地區(qū)的中低層受西南風控制，且風速相近并不利于對流風暴的持續(xù)發(fā)展（0～3 km和0～6 km切變強度低于6 m s?1）。

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

而從當時的水平風垂直切變上看，本個例北京地區(qū)垂直風切變同樣處于低切變（0～3 km和0～6 km切變強度小于6 m s?1），同樣并未達到有利于強對流風暴生成的閾值范圍（Thorpe et al.，1982）。

對比這兩個個例，不難發(fā)現(xiàn)，這兩個個例具有相似的特點，即熱、動力條件較差：6月26日由于受逆溫影響，不能形成對流有效位能，而8月1日，對流有效位能不超過600 J kg?1。其次，二者從垂直風切變可以看出，兩個個例切變較弱，均在6 m s?1左右，遠遠低于強對流風暴產(chǎn)生的閾值范圍。另外，從天氣尺度系統(tǒng)來看（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，有一定的風場切變，因此，這兩個個例可以認定為典型的弱天氣背景強迫下的對流風暴個例。

4 雷達回波演變情況

個例1：圖4為2009年6月26日16:11至21:35的京津冀地區(qū)天氣雷達同步組網(wǎng)觀測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，最大強度超過45 dB，并且隨著時間的推移，在西北氣流的引導下，組織成塊狀回波向東南北京平原地區(qū)傳播。但是隨著時間的推移，這些對流風暴不斷減弱。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），對流風暴的回波強度降至在35 dB左右。此外值得注意的是，從石家莊雷達（SJZRS）北部至北京雷達（BJRS）南部，原有弱回波區(qū)發(fā)展為完整、明顯邊界層輻合線結(jié)構(gòu)（表現(xiàn)為帶狀非降水弱回波，見圖中箭頭），強度在18 dB左右。隨著時間的推移，至17:11時（圖4b），邊界層輻合線的形狀更加清晰，結(jié)構(gòu)更加完整，而在原有山區(qū)對流風暴不斷減弱的同時接近山腳。至18:11（圖4c），新生對流單體（標為A）在邊界層輻合線（圖中對流風暴西北角）附近生成，隨之生成新的陣風鋒（圖中箭頭所指部分）并向西北傳播，但是隨著時間的推移，沒有新的對流風暴生成。19:35（圖4d），原有對流風暴A分裂并向東北和西南分別擴展，最大強度超過55 dB。至20:35（圖略），整體風暴衰弱，接近消亡。本個例從形成新生對流風暴A持續(xù)時間不超過2個小時，經(jīng)歷了山區(qū)對流風暴下山消散和新生對流風暴在平原生成兩個過程。

圖3 2009年北京南郊觀象臺54511站（a）7月31日20:00和（b）8月1日08:00常規(guī)探空和風矢端圖以及（c）張家口臺54401站8月1日08:00常規(guī)探空和風矢端圖（圖中縱坐標為氣壓層，單位：hPa；風矢端圖標注為風速，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時刻雷達組合反射率因子拼圖（陰影）。圖中黃線為200 m地形等值線，用于區(qū)分平原和山地

個例2：圖5為從12:53至21:35的雷達組合反射率因子拼圖，反映了這次下山增強風暴的發(fā)展演變過程。圖中指示，從12:53（圖略）時開始，由于西北部山區(qū)熱力對流不穩(wěn)定，已經(jīng)開始有零星孤立對流單體形成，不過強度大多在40 dB以下，面積小于20 km2，受850～500 hPa西北引導氣流的影響，零星對流單體向東移動。至15:05（圖5a）時，零星的風暴單體在山上逐漸加強若干塊由東北至西南零散的塊狀回波單體。16:17時，隨著零散塊狀回波單體接近山腳，雷達拼圖（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。17:17（圖5c）時，在原有位于中部的塊狀風暴單體（下文均用中部對流風暴指代）在山腳增強的同時，弱北部塊狀回波（方框內(nèi)）同樣增強并與位于中部塊狀回波并合，組織為帶狀對流，而位于南部塊狀回波在山腳發(fā)展至最強，隨后至平原快速衰弱。綜上所述，此次下山風暴過程的突發(fā)增強經(jīng)歷了主體對流風暴增強和南部塊狀回波在山腳發(fā)展至最強階段，隨后快速減弱的過程。至19:17（圖5d）時，帶狀回波傳播至北京平原地區(qū)，發(fā)展成前端強對流云后端層狀云的類颮線結(jié)構(gòu)，中心強度超過50 dB，帶來陣風和強降水天氣，而南部回波已經(jīng)消失。類颮線回波的成熟期在平原地區(qū)主要生命史不超過2個小時，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時刻雷達組合反射率因子拼圖（陰影）。圖中黃線為200米地形等值線，用于區(qū)分平原和山地

那么，對比個例1和個例2，在相近的層結(jié)條件下，個例1中山區(qū)對流風暴為什么下山消散，而個例2中的對流風暴在山邊突發(fā)性增強成為帶狀回波并能夠順利傳播至平原？個例1中的對流風暴A為什么能在并不完全有利于對流風暴產(chǎn)生的環(huán)境中在邊界層輻合線附近形成并發(fā)展成較強風暴？以及為什么個例1和個例2中當對流風暴在平原地區(qū)產(chǎn)生或傳播至平原地區(qū)后快速減弱？這些問題給當時的短時、臨近預報員帶來了非常大的困擾。雖然在一定程度上，可以利用京津冀地區(qū)足夠密集的自動站觀測能夠分析出地面溫度變化、輻合輻散以及風場的中尺度形勢，用于研究對流風暴向山下傳播這一預報難題，但是與對流風暴發(fā)生發(fā)展有極大關(guān)系的精細三維熱、動力結(jié)構(gòu)（如：冷池、出流邊 界、輻合、輻散區(qū)和三維風場），則只能通過基于雷達資料4DVar同化技術(shù)的變分分析方法得到。本文將利用高時空分辨的動力和熱動力分析結(jié)果，嘗試得到影響這兩個個例不同的機制，以期得到北京地區(qū)對流風暴向山下傳播發(fā)展及消亡的熱、動力機理[在以往的研究中，我們已經(jīng)對個例2的熱、動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放在對流風暴自身的形態(tài)和結(jié)構(gòu)等熱、動力特征對對流風暴下山的影響上，忽視了山地和平原整體熱、動力分布以及地形等因素對對流風暴傳播下山所起到的作用，而且沒有與相近個例進行比較分析。此外，近來原先使用的雷達變分系統(tǒng)在資料預處理上有了一些改進，提高反演物理量的準確性。] 本文將結(jié)合地形等因素在改進的雷達變分系統(tǒng)（陳明軒等，2012）基礎(chǔ)上探討熱、動力機理對對流風暴傳播下山影響。

此外，對于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）有了較為詳細的說明，本文不再贅述。為了驗證VDRAS反演物理量的準確性，Sun et al.（2010）已經(jīng)利用風廓線雷達資料以及地基微波輻射儀資料，分別對VDRAS反演的風場和溫度場進行相關(guān)檢驗，結(jié)果表明，風速的偏差小于―1.5 m s?1，均方根小于2.5 m s?1，風向偏差小于20°C，均方根誤差小于45°C。對于低層溫度來說，偏差小于―1.9°，均方根誤差小于2.8°。這說明，雖然VDRAS反演量與實際有一定的偏差，但是還在合理的范圍之內(nèi)。

5 分析結(jié)果

5.1 個例1（2009年6月26日）

以往對京津冀對流風暴是否下山的研究（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、動力不穩(wěn)定和中低層垂直風切變分別是對流風暴能夠順利傳播下山的重要原因。正如上文所述，雷達變分分析系統(tǒng)不僅能夠反演出三維風場、輻合輻散等動力場，還能反演出指示冷池的相對濕度、擾動溫度等熱力場，以及在此基礎(chǔ)上得到的垂直風切變、全螺旋度等各種特殊物理量。因此，利用雷達變分分析系統(tǒng)的反演結(jié)果可以研究對流風暴發(fā)生發(fā)展的機制。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。螺旋度是衡量風暴旋轉(zhuǎn)潛勢具有明顯意義的重要動力參數(shù)，反映了一定氣層厚度內(nèi)環(huán)境風場的旋轉(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)風場旋轉(zhuǎn)的強度，以及環(huán)境風場旋轉(zhuǎn)的強弱（Lilly，1986；Molinari and Vollaro，2008）。對于水平渦度和環(huán)境風矢量，利用雷達變分分析系統(tǒng)的250 m至3250 m高度之間每一層的網(wǎng)格點數(shù)據(jù)來計算。定義全螺旋度為如下公式：

圖6 輻合帶代表點螺旋度隨時間演變圖，其中縱坐標為全螺旋度，單位：m2 s?2

14:11時，從模擬的低層擾動溫度場總體上看，在上午太陽輻射和河北南部暖氣流的輸送共同作用下，整個京津冀地區(qū)基本上是一個西北山區(qū)和東南天津地區(qū)偏暖的形勢。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中白色虛線部分）。從此時反演的相對濕度場上看（圖7a中白色實線），整體反演區(qū)域低層偏干，反演區(qū)域的西部山區(qū)和相對濕度在50%以下，而在圖7a中的冷池區(qū)域則對應著較高相對濕度區(qū)，最大相對濕度超過65%。從25日起至此時為止，北京地區(qū)尚無明顯降水過程，因此在此時刻形成局地冷濕池的原因可能有幾個方面：（1）根據(jù)風云2C可見光和紅外云圖（圖略），冷池上空有明顯發(fā)展旺盛的對流積云（二者位置對應得很好），其特有的“陽傘降溫作用”（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，冷池附近的相對濕度為整個反演區(qū)域相對濕度最高地區(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，導致冷池地區(qū)的擾動溫度較低；（3）背風坡特有的降溫作用（Durran and Klemps，1983）。

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

從此時模擬的風場上看，整體環(huán)境風場形勢以西南風為主，在冷池內(nèi)部，由于冷池的輻散下沉作用，風場則為弱下沉出流。而由于局地冷池的擾動溫度低、濕度大，形成較明顯的溫度、濕度梯度帶（此時擾動溫度梯度在0.8°C km?1以上），導致冷池在一定程度上，形成邊界層風場傳播的“障礙物”，因此在沿著冷區(qū)邊緣，原有偏西南方向的較強氣流一定程度上受冷池阻隔作用，風向向東北或西北轉(zhuǎn)向，轉(zhuǎn)向風強度與冷池溫度梯度和環(huán)境風場強度成正比，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為主的環(huán)境風場以及冷池的弱下沉出流相匯合，在冷池邊緣強的溫、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中冷池邊緣紅色長實線），其中最大強度超過0.3×10?3s?1。而以往對對流風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、在山邊長時間暖濕氣流輸送和地形對環(huán)境風場的強迫抬升，是對流風暴能夠順利傳播至平原地區(qū)的關(guān)鍵。但是從此時模式模擬的熱、動力場上看，本個例熱、動力場配置恰恰相反：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)境風場在平原和山地之間形成了明顯的繞流（風向平行于地形走向且風速較弱）以及若干輻散場（圖7a中紅色虛線），同樣不利于對流風暴的持續(xù)傳播。這種熱、動力配置可能是原有山區(qū)對流風暴在向平原傳播中不斷衰弱的原因。

從此時模擬的0～3 km垂直風切變強度（圖7b）上看，至14:11整個反演區(qū)域，垂直風切變的強度較弱（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)境風場（邊界層至4 km左右）均受西南風控制，因此也就形成了弱切變區(qū)，強度低于5 m s?1。

此外，從螺旋度隨時間推移變化圖（圖6）中可以看出，從12:00時起，雖然邊界層輻合線處輻合較強，但是旋轉(zhuǎn)強度較低，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，僅為70 m2s?2左右，尚未達到足夠產(chǎn)生對流風暴的閾值范圍。此外，從本時刻反演的螺旋度空間分布（圖7b中綠色等值線）上看，螺旋度在整個區(qū)域均低于70 m2s?2，這反映了此時刻整個反演區(qū)域均比較穩(wěn)定。

為了更好地說明環(huán)境風場和冷池的相互配合在風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，最大強度低于―6°C。并且對比地形走向圖（圖7d）可見，當西部山區(qū)的西風傳播到冷池附近時，在背風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)向此處傳播的對流風暴持續(xù)發(fā)展，這也是隨后對流風暴不斷弱化為層云的原因之一。而在冷池的右方，當較為干暖的東南氣流傳播至冷池（圖中白色虛線部分）右邊緣時，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）均受偏東南風控制，這樣在冷池右側(cè)形成較低的切變（圖7c中風切變紅色等值線明顯上翹，6 m s?1的等值線高度在7 km左右），遠遠低于以往研究中對流風暴能夠生成或發(fā)展的閾值范圍。因此，雖然在輻合線一帶已經(jīng)存在明顯的輻合上升運動，但是由于環(huán)境風場較弱、動力旋轉(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)境的阻力至自由對流高度（LFC）從而形成對流風暴。另外值得注意的是，對比地形（圖7d）可見，與傳統(tǒng)對流風暴能夠增強下山的概念模型（陳明軒等，2013）不同的是，在山腳附近，垂直運動表現(xiàn)為下沉運動，這是由于受冷池下沉作用和對環(huán)境偏南風傳播的“阻礙”作用影響，垂直地形走向風速分量較小，地形不能對“繞流”起到強迫抬升作用所造成，這也預示著對流風暴不能傳播下山。

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

隨著時間的推移，西部山區(qū)的降水在減弱的同時不斷向東南方向（山下平原）傳播，至16:11，隨著對流風暴接近山腳，此時的風暴強度已經(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，冷池的面積和強度與上一個時次相比，均有所增強（面積增長至約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)境偏南風輸送的影響，暖區(qū)逐漸向偏北伸展。因此，冷池的增強和暖區(qū)的擴張也就加強了冷池南邊緣和東邊緣的溫度梯度（已升至1.3°C km?1）。與之對應的是，從反演的相對濕度上看，冷池區(qū)域經(jīng)歷了明顯的加濕過程（圖8a中65%相對濕度范圍明顯增加），也同樣加強了冷池邊緣的濕度梯度。從模擬的風場形勢上看，隨著時間的推移，平原地區(qū)環(huán)境西南風轉(zhuǎn)向為南風，且風速也有所增加。因而，由圖8a可見，隨著環(huán)境風垂直于冷池的分量和溫、濕度梯度的增強所導致環(huán)境風場繞流程度的增加，在冷池南邊緣的原有輻合區(qū)組合成一輻合帶（紅色實線），其邊界層輻合線形態(tài)更加清晰，最大強度超過0.4×10?3s?1，長度超過150 km。而對照此時雷達反射率因子圖（圖4a），可以發(fā)現(xiàn)，此時模式反演的溫、濕度的梯度帶和風場輻合帶對應著此處的雷達反射率因子圖上被識別的邊界層輻合線，因此明顯的溫、濕度的梯度帶以及較強的風場輻合是邊界層輻合線能夠形成乃至被北京雷達（BJRS）所能探測到的原因，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)，仍然由于背風坡輻散作用和冷池下沉作用，導致對流風暴前方至山腳為明顯的輻散區(qū)（圖8a中紅色虛線），輻散強度在―0.1×10?3s?1至―0.2×10?3s?1之間，這也就導致對流風暴將在向平原傳播的過程中繼續(xù)衰弱直至消散。

從此時模擬的0～3 km切變強度上看，與上一個時次相近的是，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附近，形成了較高的切變區(qū)（強度為12 m s?1），接近孫繼松等（2006）研究中北京地區(qū)有利于風暴發(fā)生發(fā)展的低層切變閾值范圍。切變明顯增長的原因有以下幾個方面：（1）熱力作用，較強溫度梯度是形成強局地垂直風切變的重要原因，而冷池的存在恰好構(gòu)成了山地和平原之間較強溫度梯度，滿足形成較強風切變的熱力條件；（2）環(huán)境風場的配置，隨著邊界層南風的增強，由于冷池對邊界層風場的傳播有“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速和風向配置。這些情況說明冷池與環(huán)境風場的相互作用有助于產(chǎn)生較強風切變。

同樣，從輻合帶螺旋度時間推移圖（圖6）上看，自上一個時次至本時次，螺旋度有了明顯的增加，已經(jīng)增長至接近100 m2s?2，初步達到了強對流單體產(chǎn)生的范疇（Davies-Jones et al.，1990）。而且，從全螺旋度在本時刻的空間分布上看，除了西部山區(qū)由于對流風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度變化說明在冷池區(qū)域東、南邊緣，隨著螺旋度的增長，形勢開始有利于風暴的產(chǎn)生。造成這主要有以下幾個原因：（1）冷池增強導致邊緣處存在較強風切變，有利于維持上下層旋轉(zhuǎn)，形成較強的水平渦度；（2）冷池增強加大了冷池邊緣對環(huán)境風場的“阻礙”作用，加強了繞流，同樣加強水平旋轉(zhuǎn)，增強此處的相對垂直渦度。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，導致形成較強螺旋度，從而有利于對流風暴的形成。

同樣從沿圖8a中AB線的剖面圖（圖8c、d、e）中可以看出，此時與上一個時次相比，冷池的高度和強度均有所增加，―3°C等值線高度發(fā)展至在2 km左右。從流場上看，原有對流風暴主體已經(jīng)到達冷池的左側(cè)。在對流風暴的前方（圖8e），與上個階段相近，仍為明顯下沉氣流所控制，最大強度超過5 m s?1，這種對流風暴前方下沉氣流結(jié)構(gòu)將阻隔原有對流風暴的前方入流，加速山區(qū)對流風暴進入消亡期。此外在冷池右側(cè)，隨著邊界層風速的增加和溫、濕度梯度的增強，垂直抬升運動也明顯增強，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針的負渦度，同樣改變了中低層的風場分布，在冷池右邊緣左側(cè)形成較強切變區(qū)（圖中10 m s?1切變等值線明顯下降至1.6 km）。

至17:11，由擾動溫度圖（圖9a）可見，隨著時間的推移，雖然冷池的強度與上一個時次相比略有下降，但是受環(huán)境偏南風的持續(xù)向北輸送暖空氣的影響，暖區(qū)更加向北擴展，從而導致在冷池東和南邊緣的溫度梯度持續(xù)增強。而從此時反演的相對濕度上（圖9a中白色等值線）看，隨著時間推移，冷池區(qū)域的相對濕度也有明顯增長（最大已超過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，在增強的溫度梯度、增強的偏南風和冷池持續(xù)下沉運動的共同作用下，導致在冷池邊緣風場轉(zhuǎn)向的程度更加明顯，轉(zhuǎn)向風以偏西風和偏東風為主，甚至部分已轉(zhuǎn)變?yōu)槠憋L，這也就加強了冷池邊緣的輻合帶結(jié)構(gòu)（對比圖9a和圖4b，在冷池南邊緣的輻合帶結(jié)構(gòu)更加明顯，邊界層輻合線形態(tài)更加清晰，最大強度超過0.55×10?3s?1，長度超過190 km）。

從此時模擬的0～3 km切變強度（圖9b）上看，此時整體切變形勢與上一個時刻沒有明顯的不同，但是在冷池邊緣，隨著邊界層繞流程度的持續(xù)加強和冷池上空西風的增強，在冷池的東、南邊緣的較高切變區(qū)強度繼續(xù)增加，此時最大強度超過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），有利于對流風暴的產(chǎn)生。此外，從此時的螺旋度空間分布（圖9b）和螺旋度時間推移（圖6）可以看出，在冷池邊緣兩側(cè)隨著切變的增加和風場轉(zhuǎn)向程度的增加，自16:59時起，冷池邊沿的全螺旋度有了非常明顯的增加，在冷池邊緣，螺旋度強度已經(jīng)上升至150～200 m2s?2之間，特別是在對流風暴初生點，已經(jīng)超過200 m2s?2，甚至已經(jīng)超過了形成超級單體風暴的閾值范圍（Davies-Jones et al., 1990）。結(jié)合這些切變和旋轉(zhuǎn)形勢的分析，說明此時強對流風暴的產(chǎn)生條件已經(jīng)非常充沛了。

但是和上一個時次相比，熱、動力場的整體形勢并沒有明顯變化，這說明在冷池邊緣螺旋度和切變的快速增加與中小尺度熱、動力場的變化以及小尺度的誘發(fā)機制有關(guān)。那么，除了上文提到的因冷池形成的溫度梯度機制外，還有其他什么因素？需要進一步探討。

而此時沿圖9a中AB線的剖面圖（圖9c、d、e）則更加清晰地解釋了這些特點形成的原因：與上一個時次相比，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，從雷達反射率因子圖（圖9e）中能夠看出，此時對流風暴的主體的中下部已經(jīng)完全受下沉氣流所控制，和經(jīng)典對流風暴消散模型相符，說明山區(qū)對流風暴已經(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)，隨著消散對流風暴向東傳播，其中層強下沉氣流下山造成的動量下傳，進而加劇了冷池上空中層的西風強度（3 km西風風速增長至8.5 m s?1左右），并且疊加在冷池右側(cè)持續(xù)增長的邊界層風之上，在冷池右邊緣形成了較強的切變（由圖9c可見，10 m s?1切變等值線已經(jīng)下降至3 km）。在冷池右邊緣，隨著冷池溫度梯度和邊界層東南風的增加，也有利于冷池邊緣處原有的垂直運動的增強，上升氣流高度上升至8 km以上，形成深厚的輻合區(qū)。跟上一個時次相比，上升運動直立（上升速度明顯增加），并向冷池上空傾斜，具有斜壓特征，進而隨著中層西風增強和較強切變的產(chǎn)生，在冷池右側(cè)由邊界層至中層構(gòu)成了風向隨高度順轉(zhuǎn)的切變，形成較強的正渦度環(huán)流。這種傾斜的正渦度環(huán)流在對流風暴發(fā)展的初期，降水粒子會掉入冷池，增強冷池出流進而增強冷池邊緣的輻合結(jié)構(gòu)。冷池右邊緣的強切變區(qū)和正渦度結(jié)合上一個時次形成的冷池右邊緣左側(cè)強切變和負渦度，在冷池右邊緣形成較強的垂直旋轉(zhuǎn)上升運動，這也就揭示了螺旋度快速增長的原因。

圖9 同圖8，但為17:11

與上一個時次相比，風場結(jié)構(gòu)和切變結(jié)構(gòu)已經(jīng)比較有利于對流風暴產(chǎn)生。因此，現(xiàn)有的配置非常有利于對流風暴在冷池邊緣新生。于是半個小時后，根據(jù)雷達觀測，有新的對流風暴沿輻合帶產(chǎn)生。

至18:23，新生的對流風暴已經(jīng)形成塊狀回波（圖10b），最大強度已經(jīng)超過50 dB。而從模式反演的擾動溫度上（圖10a）看，此時由于對流風暴降水發(fā)展旺盛，其對流降水降溫和輻散下沉運動（輻散強度在―0.3×10?3s?1左右）作用，在對流風暴的側(cè)后方形成一明顯的小冷池G（圖10a中白色虛線部分），中心溫度低于―6°C。從此時模式模擬的風場上看，在原有輻合線一帶，隨著原有對流風暴增強，冷池受其下沉氣流和降水降溫的影響，加劇了冷池對環(huán)境風的障礙作用，這也就導致在冷池邊緣風場的“繞流”現(xiàn)象更加明顯。而此時，暖區(qū)繼續(xù)向北推進，原有擾動溫度梯度帶亦向北延伸。因此，隨著對流風暴自身不斷發(fā)展，隨之出流的增強，出流、繞流和環(huán)境風場在冷池邊緣交匯，也加強了此處原先存在的輻合上升帶，輻合帶平均強度在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)，輻合帶對應的出流離開風暴主體，切斷了風暴東南入流，預示著風暴不會向東南發(fā)展。同理可知，在對流風暴和冷池的西北側(cè)，受對流風暴出流和原有冷區(qū)的輻散下沉氣流交匯所影響，也就在對流風暴的西側(cè)形成輻合帶（強度在0.3×10?3s?1左右），這也就形成了雷達反射率因子圖上的陣風鋒（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)部的輻散運動，因此沒有新的對流風暴隨之產(chǎn)生。

從該時刻0～3 km 垂直風切變特征來看（圖10b中藍色等值線），與前幾個時次相似的是，整個反演區(qū)域位于較弱的切變環(huán)境下，并不有利于對流風暴傳播。但是值得注意的是，在對流風暴東北側(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影響形成較大切變區(qū)，強度在12 m s?1以上。此外，切變風方向與環(huán)境風方向相交，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），在對流風暴西南經(jīng)西北至東北側(cè)形成正渦度區(qū)（圖10c中紅色等值線），這種環(huán)境有利于形成垂直旋轉(zhuǎn)上升運動，配合較強的輻合抬升區(qū)，一定程度上有利于對流風暴的持續(xù)發(fā)展。而在對流風暴內(nèi)部和東南方向，切變方向和環(huán)境風場方向夾角遠遠大于90°C甚至接近平行，這意味著較低乃至負的垂直渦度（在對流風暴東南側(cè)負的垂直渦度，紅色虛線），對應輻散運動不利于對流風暴的產(chǎn)生或維持。而從螺旋度空間分布上（圖10b中綠色等值線）看，與切變相近的是，在對流風暴A附近同樣在對流風暴西南和東北形成了較強的正旋轉(zhuǎn)。因此結(jié)合切變和旋轉(zhuǎn)和輻合帶分布解釋了對流風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。

為了更好的說明冷池和風場配合對對流風暴傳播所起到的作用，沿對流風暴傳播方向上（AB）做剖面圖（圖10d）。對照圖10d和相應的雷達反射率因子圖（圖10e），在對流風暴的位置，由于對流風暴的輻散下沉氣流和降水降溫作用，在對流風暴的下方形成一個較強的冷池，除維持對流風暴兩側(cè)上升區(qū)外，在冷池兩側(cè)邊緣受對流風暴出流和冷池邊緣溫度梯度抬升作用，在對流風暴兩側(cè)上升區(qū)的兩側(cè)同樣形成上升輻合區(qū)。這種機制將使對流風暴隨冷池擴張向AB方向發(fā)展。而在對流風暴中部，在持續(xù)降水下沉運動和上文提到的負渦度作用下，以及東南方向弱切變環(huán)境等共同作用下，導致冷池擴張切斷原有東南入流（在一定程度上解釋了風暴東南側(cè)輻合帶離開風暴主體的原因），因而原有對流風暴分裂成兩部分（19:35，圖4d）。此后由于整體低切變環(huán)境導致冷池擴張速度大于對流風暴移動速度，逐漸切斷原有入流，1個小時后分裂的對流風暴分別步入消亡期。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。（a）擾動溫度示意圖，圖中陰影為擾動溫度，白色虛線為―3°C溫度等值線，紅色線為輻合線（實線為輻合，虛線為輻散，絕對最小值0.2×10?3 s?1，間隔在0.2×10?3 s?1）；（b）為相應的雷達反射率因子圖，圖中黑色線是大于10 m s?1的0～3 km風切變等值線，綠色線是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線；（c）是（b）中方框內(nèi)的放大圖，圖中紅色線為垂直渦度等值線，單位為10?3 s?1，綠色線為大于10 m s?1的0～3 km風切變等值線，藍色箭頭為風切變矢量，黑色箭頭為最低層風矢量；（d）、（e）分別為沿圖（a）中AB線的雷達反射率因子和擾動溫度剖面圖，（e）中紅色虛線為風垂直切變等值線，圖（d）、（e）黑色實、虛線為垂直風速等值線（實線為正，虛線為負）

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

5.2 個例2（2009年8月1日）

從14:05（圖11a）的擾動溫度整體形勢上看，與上一個個例相似的是，整體呈現(xiàn)西北和東南偏暖的形勢，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中藍色色塊白色虛線內(nèi)部分，定義為G），冷池中心擾動溫度低于―4°C。對比自動站資料和臨近時刻的衛(wèi)星云圖資料（圖略），我們認為與上一個個例形成原因相同，但是由于冷池上空積云強度（云量和云高）與上一個個例相比較弱，因此冷池強度相比較弱，且位置偏北。

圖11 2009年8月1日14:05要素場。（a）擾動溫度示意圖，圖中陰影為擾動溫度，白色虛線為―3°C溫度等值線，紅色為輻合線（實線為正，虛線為負，絕對最小值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，（d）中填色為擾動溫度，紅色虛線為風垂直切變等值線，而黑色實、虛線為垂直風速等值線；（c）為對應（b）剖面的地形走向；（e）為相應的0～3 km風切變圖，圖中白色線是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線

并且，從模擬的環(huán)境風場形勢上看，與上一個階段相近的是，平原地區(qū)基本以南風為主（風速約在11 m s?1左右），受北京地區(qū)西北山區(qū)阻隔作用的影響，隨著地勢的走高逐漸向東傾斜，與西北山區(qū)的西北風交匯，構(gòu)成輻合抬升等不穩(wěn)定環(huán)境。而與個例1不同的是，由北京雷達以南平原地區(qū)至山區(qū)，由于沒有強冷池的“阻礙”作用，導致較強的偏南氣流不受阻擋的直接吹至山腳，受地形強迫抬升作用所影響在山腳形成了較強的輻合區(qū)。進而，爬山氣流繼續(xù)與山區(qū)西風交匯，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)紅色實線等值線），這種山腳至山區(qū)的大規(guī)模強輻合配置為對流風暴在山區(qū)（這可能是導致圖5a、b中部的零星對流風暴在山區(qū)不斷加強的原因）。并且，從垂直山邊輻合區(qū)的剖面圖（圖11b和c）中看出：第一，低層風受山腳地形強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)匦巫呦颍?，高度延續(xù)至2 km以上，非常有利于對流風暴的產(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迫，使平原地區(qū)的低空急流在山腳上升，配合中高空西風下沉運動，形成一個次級環(huán)流，更加有利于深厚的輻合上升運動在山腳的積累。以往的研究表明（Ziegler et al., 1997；陳明軒等，2013），輻合區(qū)的厚度對降水的程度有極大的正相關(guān)，即當增加低層輻合的厚度時，會導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輻合抬升運動有利于西部山區(qū)對流風暴向山下傳播，這也是南部回波（圖5b圓圈內(nèi)）至山邊發(fā)展至最強階段。

此外，與個例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)境風場的傳播，原有偏南方向較強氣流的風向和風速在冷池邊緣處形成明顯的繞流轉(zhuǎn)向，由西南風轉(zhuǎn)為偏東風和偏西風，轉(zhuǎn)向強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為主的環(huán)境風場匯合，在強溫度梯度的抬升作用下形成明顯的輻合上升（圖11a中冷池邊緣紅色長實線），最大強度超過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)境風場受迫抬升，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，較強南風從暖區(qū)沖向冷池，插入冷池下方，構(gòu)成較強溫度梯度和風場不穩(wěn)定，在邊界層形成輻合抬升氣流區(qū)，有利于風暴生成和維持發(fā)展。此外，除冷池附近區(qū)域外環(huán)境風場（西南方向分量）較強，隨高度變化不大，整體應為弱切變環(huán)境（10 m s?1風切變等值線高度在7 km以上），并不利于風暴的傳播。但是在冷池邊緣，由于在邊界層冷池對環(huán)境風場阻礙抬升作用，邊界層水平風速向垂直風速轉(zhuǎn)化導致邊界層風速水平分量減少，而冷池抬升作用主要在邊界層，因此中高層風速水平分量向垂直分量轉(zhuǎn)化沒有邊界層明顯，保持了較大的水平風速，從而邊界層弱水平風速和中高層較大水平風速在冷池邊緣中低層構(gòu)成較強的風切變環(huán)境（圖11e中風垂直切變等值線下伸，6 m s?1等值線下伸至1.9 km 處），有利于風暴的發(fā)展和維持。同理，上述機制形成風向從邊界層起隨高度順時針旋轉(zhuǎn)的特有結(jié)構(gòu)，形成正渦度，進而構(gòu)成平原冷池邊緣地區(qū)低層較強的熱、動力不穩(wěn)定環(huán)境。

針對本個例，在計算風切變之外，也根據(jù)公式1，分別計算了螺旋度的空間分布和代表點螺旋度隨時間演變情況（圖12）。代表點選取原則是這個區(qū)域應該盡量靠近風暴前沿，能夠代表風暴前的環(huán)境風場變化特征，但是又不會受到風暴出流的明顯影響。這里選取距離風暴前沿30 km左右的30 km×30 km的區(qū)域進行螺旋度平均值的計算。從此階段的代表時刻（14:05）0～3 km切變（圖11e）來看，表明山區(qū)是較強風切變和平原地區(qū)為弱風切變的形勢，平原地區(qū)0～3 km風切變小于4 m s?1，遠遠小于能夠誘發(fā)或維持對流運動的閾值，且不利于風暴的產(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（大于11 m s?1）和大螺旋度區(qū)（大于100 m2s?2），達到有利于風暴發(fā)生發(fā)展的閾值范圍，說明冷池與環(huán)境風場的相互作用有助于產(chǎn)生較強風切變和較強螺旋度，這也與上一個個例的反演分析結(jié)果相仿。而從螺旋度（圖12）演變圖中看出，與上一個個例相近的是，風暴前方的全螺旋度同樣經(jīng)歷了不斷上升的過程。

綜上，在風暴下山前，雖然從探空上看平原地區(qū)整體形勢上并沒有明顯指示風暴能夠下山增強，但是雷達變分分析系統(tǒng)結(jié)果表明冷池和環(huán)境風場的相互配合卻能為風暴下山構(gòu)造較好的形勢。并且與上一個個例相比，由于局地冷池位置偏北，并且強度較弱，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)，這也是對流風暴南部能夠在山邊發(fā)展至最強階段的原因之一。

至16:11，結(jié)合模擬的擾動溫度場與雷達反射率因子圖（圖13a、b）上看，原有冷池G強度變化不大，而在西北山區(qū)，受上文提到的較強輻合影響，原有零星對流風暴不斷增強，因而受增強對流風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，中心強度分別為―5°C和―3°C；在冷池T1周圍形成明顯出流，而由于冷池T2強度較弱，因此出流不如冷池T1明顯。

圖12 對流風暴前方螺旋度隨時間演變圖，其中縱坐標為全螺旋度

從模擬風場來看，平原地區(qū)偏南風為主的形勢仍然沒有太大變化，不過隨著時間的推移，風速不斷的降低（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，出流與東南風交匯增強了山腳輻合，強度超過0.6 m s?1，輻合區(qū)高度達4 km以上，因此南部回波在山腳發(fā)展至最強階段。但是隨著平原風逐漸向東傾斜以及風速的下降，在南部回波的前方平原，較弱環(huán)境風場形成“繞流”，因而難以形成輻合場（圖13a和 b）。而且隨著風場繞流形成，風速垂直于地形分量的下降，原有的次級環(huán)流結(jié)構(gòu)逐漸消失，這些風場結(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)風速較弱并且風向相近，形成低切變區(qū)（紅色6 m s?1切變等值線至10 km，見圖13b）。在平原地區(qū)，較弱的低層切變配合著弱抬升運動，因而導致南部回波在離開山腳后很快減弱。

與之相反的是，而在原冷池附近，在原有冷池邊緣環(huán)境風場受冷池溫度梯度影響的轉(zhuǎn)向運動的基礎(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)強度和面積（最大強度已經(jīng)超過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暴順利傳播下山并增強，并且在離開山腳后受此強輻合區(qū)影響，仍然在舊冷池G邊緣能夠發(fā)展至最強階段，這也是最大降水發(fā)生在對流風暴中部和發(fā)生地點在平原地區(qū)的原因。這種機制符合Wilson et al.（1986）所總結(jié)的出流與邊界層輻合線的碰撞有助于形成或維持對流風暴的現(xiàn)象。此外，隨著降水的不斷持續(xù)，冷池T1和T2受各自母風暴降水降溫和降水拖曳作用影響，不斷增強并明顯擴展，且隨著原有風暴東移并向平原地區(qū)原冷池所在地推進，使得冷池彼此不斷接近，受對流風暴下沉氣流和較強東南環(huán)境風場影響，冷池之間較暖空氣隨著冷池的擴張和移動不斷被擠壓抬升，在冷池之間分別形成強度超過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展和相互靠近，導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，圖13d中受對流降水影響，T1和T2上空為明顯下沉氣流控制。而受下沉氣流對兩個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上升氣流區(qū)（圖13d），上升氣流位置在圖12c中對流風暴前部，因此強有力的垂直抬升運動有助于T2附近的對流風暴向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風場阻礙作用影響，冷池之間的中高層水平風速增強，而在邊界層形成弱風速，較強的冷池出流疊加至邊界層弱風速之上，因此構(gòu)成了較強風切變區(qū)（圖13d中8 m s?1紅色風切變等值線下降至2 km），位置在兩個對流風暴之間，根據(jù)以往的研究表明（Parker and Johnson, 2004），為對流風暴的增強和并合提供了動力條件。這也就解釋了南北對流風暴發(fā)展趨勢不一樣的原因。

此時，從0～3 km的垂直風切變可見（圖13f），與上一階段相似的是，平原仍為弱切變，整體強度小于4 m s?1；而在平原地區(qū)冷池機制仍然存在，因此在平原舊冷池的南邊緣附近仍然為相對較大的風切變和較強螺旋度，強度分別為10 m s?1和100 m2s?2，達到了強對流風暴產(chǎn)生的閾值范圍，這說明在舊冷池G邊緣熱、動力條件仍然有利于風暴產(chǎn)生和傳播的條件，導致對流風暴傳播至冷池邊緣發(fā)展至最強階段。而在南部回波（圖5c圓圈）傳播路徑前方，則沒有這些類似機制，因此也就導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)風切變和螺旋度相對大值區(qū)，風切變較大值分別在11 m s?1，而螺旋度較大值超過100 m2s?2。這些風切變和螺旋度環(huán)境也為中部主體回波的增強和回波的并合提供了良好的觸發(fā)條件。而從螺旋度隨時間演變圖可見，隨著對流風暴臨近山邊，在冷池的相互作用下，在風暴的前方，全螺旋度有了明顯地提高，超過130 m2s?2，接近超級單體的范疇，預示著對流風暴將發(fā)展至最強階段。

因此，冷池之間的相互作用是此時刻風暴合并成帶狀回波的一個重要原因：原有冷池中部主體風暴提供較強風切變、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展靠近，擠壓中間的暖濕空氣也同樣形成輻合上升和較強的風切變、螺旋度等有利條件，隨著冷池之間不斷接近，在這些機制的配合下，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場的配合機制也為風暴的傳播下山創(chuàng)造了有利條件：舊冷池和風場的配合機制形成了較強輻合場，中部回波的出流也增強了平原冷池南邊緣的輻合場，使帶狀回波傳播至平原后增強至最強階段，而在南部回波前方則沒有類似的機制，這也就解釋了中部主體風暴和南部風暴發(fā)展的異同。

圖13 2009年8月1日16:11要素場。（a）擾動溫度示意圖，圖中陰影為擾動溫度，白色虛線為―3°C溫度等值線，紅色為輻合線（實線為正，虛線為負，最小絕對值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，白色等值線為雷達反射率因子, 紅色虛線為風垂直切變等值線；（c）為對應（b）剖面的地形走向；（d）沿（a）中CD的剖面，圖中填色為擾動溫度，紅色虛線為風垂直切變等值線，黑色實、虛線為垂直風速等值線；（e）為與（d）相應的雷達反射率因子圖，黑色實、虛線為垂直風速等值線；（f）為0～3 km風切變圖，圖中綠色線是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線

正如上文所分析，隨著冷池擴展、零散回波與與主體回波合并，組織成帶狀回波，至19:11，從雷達觀測和模擬的擾動溫度場（圖5d、圖14a）上看，由于此時帶狀回波發(fā)展至最強階段，整體降水回波中心強度大于60 dB，長寬比超過4:1，水平長度超過60 km，并且因為降水持續(xù)且不斷增強，使帶狀回波后部冷空氣不斷下沉擴散，冷池進一步加強，范圍不斷擴大，此時原有冷池已合并為一個強冷池，最低擾動溫度超過―10°C，冷池前端為較暖區(qū)。從模擬低層風場上看，平原地區(qū)風場與上一個階段沒有明顯變化，仍然維持偏南方向。而值得注意的是，由于冷池的擴張和快速增強，風暴出流亦明顯增強（圖14a），模擬的冷出流最大風速達 到20 m s?1，導致造成地面自動站觀測到陣風的出現(xiàn)。而且隨著風暴前沖出流增強，對比雷達反射率因子圖可見（圖5d），對流風暴的傳播速度落后于冷池的擴展，冷池將切斷東南暖濕入流，說明風暴已經(jīng)開始由鼎盛期向消亡期過渡。從此時剖面（圖14a中AB處，圖14b、d）上看，雷達回波顯示明顯的前對流風暴后層狀云結(jié)構(gòu)，而在類颮線回波的下方及后部，由于受對流風暴下沉氣流和降水拖曳作用影響，6 km以下的冷空氣堆進一步加強，類颮線后部2 km以下的擾動溫度降到―7°C以下，厚度上升至最大3 km，表明近地面冷池發(fā)展的非常強盛。此外，在帶狀回波后部，由圖可見中低層（2～4 km左右）存在明顯的尾部入流急流（RIJ），吻合颮線系統(tǒng)成熟階段的部分風場特征，說明風暴已發(fā)展至成熟最強階段。當尾部入流急流受下沉運動影響下沉到近地面冷池前邊緣時，進而在近地面形成短時大風。而在冷池前端，冷池的強出流與環(huán)境風場配合仍然形成上升氣流區(qū)（圖14b中130 km處）。但是對比圖13b、c并結(jié)合圖14a可以看出，由于風暴前沿的東南氣流較弱，大體平行于對流風暴主體方向而且速度相近（并且隨著時間推移，風速還在不斷減弱），所以垂直于風暴主體的切變分量明顯減弱（10 m s?1等值線在10 km左右），導致在對流風暴主體前部冷池強度大于切變強度，因此根據(jù)RKW理論（Rotunno et al.，1994），當切變環(huán)境不能和冷池強度保持平衡時，出流將離開風暴主體，并且切斷原有南風急流水汽輸送，所以導致風暴主體很快衰弱。

此時從模擬風切變（圖14c）來看，風暴移動前方，雖然此時環(huán)境風場強度較強，但是中低層風向風速相近，導致風暴傳播前方為弱切變區(qū)（在0～3 km強度小于4 m s?1）。根據(jù)RKW（Rotunno et al.，1994）理論，當前端風切變不能和冷池強度保持平衡時，風暴會快速減弱。而同理螺旋度也表現(xiàn)了相近的特征，在風暴傳播前方不能形成足夠強的螺旋度。而從螺旋度隨時間演變圖（圖12）可見，對流風暴的傳播至平原地區(qū)，對流風暴前方全螺旋度明顯下降，略大于60 m2s?2，此情況表明對流風暴傳播前方不存在較強旋轉(zhuǎn)，不能使前端風場和渦度旋轉(zhuǎn)進入風暴以維持風暴繼續(xù)發(fā)展，同樣預示著風暴將會快速減弱。

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

圖14 2009年8月1日19:11要素場。（a）擾動溫度示意圖，圖中陰影為擾動溫度，白色虛線為―3°C溫度等值線，紅色為輻合線（實線為正，虛線為負，最小絕對值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，圖中填色為擾動溫度，紅色虛線為風垂直切變等值線，黑色實、虛線為垂直風速等值線；（c）為與（b）相應的雷達反射率因子圖；（d）為0～3 km風切變圖，圖中綠色線是大于100 m2 s?2的全螺旋度等值線

圖15 對流風暴下山（a）消亡低層動力和熱動力配置概念模型圖以及（b）增強低層動力和熱動力配置概念模型圖

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

6 概念模型

對比這兩個個例，可以發(fā)現(xiàn)冷池的不同空間配置和強度對對流風暴的向山下傳播起到不同重要作用：

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

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

因此，從本文的模擬分析來看，平原和山區(qū)之間的冷池和地形強迫與環(huán)境風場的相互配合等也對流風暴的發(fā)展演變和移動傳播起到重要作用。為此，基于模擬和觀測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力和熱動力特征主要包括：

（1）平原和山區(qū)是否存在冷池對對流風暴的傳播有很大影響作用：如果冷池較強并且偏南，會阻礙河北地區(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)對流風暴提供足夠輻合上升機制，不利于對流風暴在山區(qū)的持續(xù)發(fā)展。

（2）在冷池位置偏北的情況下，偏南風將順利的傳播至西部山區(qū)，與和山區(qū)對流風暴的出流交匯，為對流風暴在山區(qū)的增強提供了輻合上升機制。而在山腳環(huán)境風受地形強迫抬升作用影響也形成較為深厚的輻合區(qū)，從而使得對流風暴在山腳進入最強階段。此外，冷池的繞流也能在冷池邊緣加強了原有爬山氣流，也為對流風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配置影響，對流風暴不能順利傳播下山與傳播路徑上沒有輻合抬升機制有一定的關(guān)系。而相反的是，能夠順利傳播下山的對流風暴受山區(qū)輻合場影響，很快增強并形成較強冷池，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輻合、0～3 km切變和螺旋度，使對流風暴能夠很快組織成較強風暴，回波形態(tài)呈“西南—東北”向帶狀。

（4）在平原冷池邊緣，當平原南風較強（即南風急流）情況下，環(huán)境南風受冷池阻礙作用的影響，形成明顯的強輻合帶、風切變較強區(qū)和螺旋度相對較大區(qū)。在山區(qū)對流風暴向平原傳播的傳播路徑經(jīng)過冷池南邊緣時，對流風暴能夠在原有平原冷池南邊緣發(fā)展至最強階段。而對于對流風暴下山消散個例而言，一定條件下，消散的對流風暴的冷下沉出流作為誘發(fā)機制，能夠在強輻合帶處形成新的降水回波。

（5）弱天氣背景個例，即使對流風暴能夠順利傳播下山或者新對流風暴產(chǎn)生，由于平原環(huán)境為弱切變和弱旋轉(zhuǎn)（弱螺旋度），冷池擴展速度將領(lǐng)先于風暴的移動速度，導致風暴入流被切斷，使原有風暴會很快減弱，直至消散。

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

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，通過對京津冀地區(qū)4部新一代多普勒天氣雷達資料進行同化，并融合區(qū)域5分鐘自動站觀測和中尺度數(shù)值模式結(jié)果，對北京地區(qū)對流風暴向山下傳播兩個個例的低層三維動力和熱動力特征進行了模擬和分析，初步探討了對流風暴能否向山下傳播的機理。結(jié)果表明，平原和山地之間的低層動力場、熱動力場以及地形強迫效應對對流風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）兩個風暴發(fā)生當日的探空曲線表明，兩次降水過程均發(fā)生在平原地區(qū)弱天氣背景下，但是發(fā)生發(fā)展的過程有很大不同。

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

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

（4）風暴生命史較短與弱天氣尺度強迫背景有關(guān)，平原整體形勢為弱垂直風切變環(huán)境。由于平原環(huán)境為弱切變和弱旋轉(zhuǎn)（低螺旋度），冷池擴展速度將領(lǐng)先于風暴的移動速度，導致風暴入流被切斷，使原有風暴會很快減弱，直至消散。

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

（6）對于這兩個降水過程的預報而言，2009年8月1日預報較好，而2009年6月26日則出現(xiàn)了對北京城區(qū)降水的空報和對北京東南部降水的漏報?？請?、漏報主要原因在于預報員對山區(qū)向平原傳播的風暴類型預報的過度敏感和現(xiàn)有常規(guī)觀測資料難以獲得局地3維熱、動力場，而通過本文的分析，可以發(fā)現(xiàn)對于此次過程，局地的熱、動力分布不均勻（冷池等）對局地對流風暴的發(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、動力分布不均勻結(jié)構(gòu)和風場的相互作用，將能夠在一定程度上提高現(xiàn)有對降水發(fā)生發(fā)展趨勢和落區(qū)的預報技巧和水平。

本文僅僅從兩個典型強對流個例出發(fā)，將研究重點聚焦于與對流風暴生消傳播密切相關(guān)的低層動力、熱動力特征的模擬，以及相對應的地形強迫效應的分析。特別是在針對局地冷池和風場與對流風暴的相互作用，開展了一些初步的對比分析研究。而事實上，冷池的形成機理以及冷池空間位置和自身強度的改變也會對對流風暴產(chǎn)生很大的影響。這些均可以通過高精度的云分辨率數(shù)值模擬和敏感性試驗進行深入探討。但是，已經(jīng)超出本文的討論范疇。此外，本文探討個例較少也需要大量的個例進行佐證。另外，本文模擬工作所用的雷達變分分析系統(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，我們正在開發(fā)新一代的雷達變分分析系統(tǒng)，致力于去解決系統(tǒng)本身的一些問題，這將會在其它的論文中描述。

致謝 美國國家大氣科學研究中心（NCAR）的孫娟珍博士對數(shù)值模擬工作給予悉心指導，NCAR的高級科學家Jim Wilson和Rita Roberts在個例分析等方面給予指導糾正，以及兩位匿名審稿專家對文章的修改指正，謹此致謝。

（References：）

Carbone R E, Tuttle J D. 2008. Rainfall occurrence in the U. S. warm season: The diurnal cycle [J]. J. Climate, 21 (16): 4132–4146.

陳敏, 范水勇, 鄭佐芳, 等. 2011. 基于BJ-RUC系統(tǒng)的臨近探空及其對強對流發(fā)生潛勢預報的指示性能初探 [J]. 氣象學報, 69 (1): 181–194. Chen Min, Fan Shuiyong, Zheng Zuofang, et al. The performance of the proximity sounding based on the BJ-RUC system and its preliminary implementation in the convective potential forecast [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 69(1): 181–194.

Chen M, Wang Y, Gao F, et al. 2012. Diurnal variations in convective storm activity over contiguous North China during the warm season based on radar mosaic climatology [J]. J. Geophys. Res., 117, doi:10.1029/ 2012JD018158.

陳明軒, 王迎春. 2012. 低層垂直風切變和冷池相互作用影響華北地區(qū)一次颮線過程發(fā)展維持的數(shù)值模擬 [J]. 氣象學報, 70 (3): 371–386. Chen Mingxuan, Wang Yingchun. 2012. Numerical simulation study of interactional effects of the low-level vertical wind shear with the cold pool on a squall line evolution in North China [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 70(3): 371–386.

Chen M X, Gao F, Kong R, et al. 2007. A frequent-updating high resolution system based on radar for the 2008 Olympics [C]. The 33rd international Conference on Radar Meteorology. Cairns, Australia : American Meteorological Society, 4A. 7.

陳明軒, 高峰, 孔榮, 等. 2010. 自動臨近預報系統(tǒng)及其在北京奧運期間的應用 [J]. 應用氣象學報, 21 (4): 395–404. Chen Mingxuan, Gao Feng, Kong Rong, et al. 2010. Introduction of Auto nowcasting system for convective storm and its performance in Beijing Olympics meteorological service [J]. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese), 21(4): 395–404.

陳明軒, 王迎春, 高峰, 等. 2011. 基于雷達資料4DVAR的低層熱動力反演系統(tǒng)及其在北京奧運期間的初步應用分析 [J]. 氣象學報, 69 (1): 64–78. Chen Minxuan, Wang Yingchun, Gao Feng, et al. 2011. A low-level thermo dynamical retrieval system based on the radar data 4DVar and a preliminary analysis of its applications in support of the Beijing 2008 Olympics [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 69(1): 64–78.

陳明軒, 王迎春, 肖現(xiàn), 等. 2012. 基于雷達資料4維變分同化和三維云模式對一次超級單體風暴發(fā)展維持熱動力機制的模擬分析 [J]. 大氣科學, 36 (5): 929–944. Chen Mingxuan, Wang Yingchun, Xiao Xian, et al. 2012. A case simulation analysis on thermodynamical mechanism of supercell storm development Using 3-D cloud model and 4-D variational assimilation on radar data [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 36(5): 929–944.

陳明軒, 王迎春, 肖現(xiàn), 等. 2013. 北京“7.21” 暴雨雨團的發(fā)生和傳播機理 [J]. 氣象學報, 71 (4): 569–592. Chen Mingxuan, Wang Yingchun, Xiao Xian, et al. 2013. Numerical simulation study on structure and propagation mechanism of the Beijing extreme heavy rainfall on 21 July 2012 based on radar data 4DVar assimilation [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 71(4): 569–592.

Crook N A, Sun J. 2002. Assimilation radar, surface and profiler data for the Sydney 2000 forecast demonstration project [J]. J. Atmos. Oceanic Tech., 19 (6): 888–898.

Davies-Jones R, Burgess D, Foster M. 1990. Test of helicity as a tornado forecast parameter [C]// Preprints, 16th Conference on Severe Local Storms. Canada: American Meteorological Society, 588–592.

Durran D R, Klemp J B. 1983. A compressible model for the simulation of moist mountain waves [J]. Mon. Wea. Rev., 111: 2341–2361.

郭虎, 段麗, 楊波, 等. 2008. 0679香山局地大暴雨的中小尺度天氣分析 [J]. 應用氣象學報, 19 (3): 265–275. Guo Hu, Duan Li, Yang Bo, et al. 2008. Mesoscale and microscale analysis on a local torrential rain event in fragrant hills area of Beijing on July 9, 2006 [J]. Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese), 19(3): 265–275.

Kerr B W, Darkow G L. 1996. Storm-relative winds and helicity in the tornadic thunderstorm environment [J]. Wea. Forecasting, 11 (4): 489–505.

黃榮. 2012. 北京地區(qū)雷暴下山增強的特征分析及個例研究 [D]. 中國氣象科學研究院碩士畢業(yè)論文. Huang Rong. 2012. Features of intensifying thunderstorms moving down from the mountains and case study in Beijing [D]. M. S. thesis (in Chinese), Chinese Academy of Meteorological Sciences.

James C N, Robert A. Houze Jr. 2001. A real-time four-dimensional Doppler dealiasing scheme [J]. J. Atmos. Oceanic Technol., 18 (10): 1674–1683.

矯梅燕, 畢寶貴. 2005. 夏季北京地區(qū)強地形雨中尺度結(jié)構(gòu)分析 [J]. 氣象, 31 (6): 9–14. Jiao Meiyan, Bi Baogui. 2005. Mesoscale structure analysis of topography-induced heavy rainfall in Beijing in summer [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 31(6): 9–14.

Lilly D K. 1986. The structure, energetics and propagation of rotating convective storms. Part II: Helicity and storm stabilization [J]. J. Atmos. Sci., 43 (2): 126–140.

Molinari J, Vollaro D. 2008. Extreme helicity and intense convective towers in hurricane Bonnie [J]. Mon. Wea. Rev., 136 (11): 4355–4372.

Parker M D, Johnson R H. 2000. Organizational modes of midlatitude mesoscale convective systems [J]. Mon. Wea. Rev., 128: 3413–3436.

Parker M D, Johnson R H. 2004. Structures and dynamics of quasi-2D mesoscale convective systems [J]. J. Atmos. Sci., 61 (5): 545–567.

Roberts, R, Sun J, Yin Z, et al. 2011. Meso-scale Analysis and Predictability of Taiwan Heavy Rainfall Using VDRAS and WRF [C]. 2011 AMS Conf. on Radar Meteorology, Pittsburgh, PA.

Rotunno R, Klemp J B, Weisman M L. 1990. A theory for strong, long-lived squall lines [J]. J. Atmos. Sci., 45: 463–485.

盛裴軒, 毛節(jié)泰, 李建國, 等. 2003. 大氣物理學 [M]. 北京: 北京大學出版社, 99pp. Sheng Peixuan, Mao Jietai, Li Jianguo, et al. 2003. Atmospheric Physics (in Chinese) [M]. Beijing: Peking University Press, 99pp.

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

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

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

Sun J Z, Zhang Y. 2008. Analysis and prediction of a squall line observed during IHOP using multiple WSR-88D observations [J]. Mon. Wea. Rev., 136: 2364–2388.

Sun J Z, Chen M X, Wang Y C. 2010. A frequent-updating analysis system based on radar, surface, and mesoscale model data for the Beijing 2008 Forecast Demonstration Project [J]. Wea. Forecasting, 25 (6): 1715– 1735.

孫繼松, 王華, 王令, 等. 2006. 城市邊界層過程在北京2004年7月10日局地暴雨過程中的作用 [J]. 大氣科學, 30 (2): 221–234. Sun Jisong, Wang Hua, Wang Ling, et al. 2006. The role of urban boundary layer in local convective torrential rain happening in Beijing on 10 July 2004 [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 30 (2): 221–234.

孫繼松, 楊波. 2008. 地形與城市環(huán)流共同作用下的β中尺度暴雨 [J]. 大氣科學, 32(6): 1352–1364. Sun Jisong, Yang Bo. 2008. Meso-β scale torrential rain affected by topography and the urban circulation [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 32(6): 1352–1364.

孫繼松, 何娜, 郭銳, 等. 2013. 多單體雷暴的形變與列車效應傳播機制 [J]. 大氣科學, 37 (1): 137–148. Sun Jisong, He Na, Guo Rui, et al. 2013. The configuration change and train effect mechanism of multi-cell storms [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37(1): 137–148.

Thorpe A J, Miller M J, Moncrieff M W. 1982. Two-dimensional convection in non-constant shear: A model of mid latitude squall lines [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 108 (458): 739–762.

Wakimoto R M, Murphey H V, Browell E V, et al. 2006a. The “Triple Point” on 24 May 2002 during IHOP. Part I: Airborne Doppler and LASE analyses of the frontal boundaries and convection initiation [J]. Mon. Wea. Rev., 134: 231–250.

Wakimoto R M, Murphey H V, Nester A, et al. 2006b. High winds generated by bow echoes. Part I: Overview of the Omaha bow echo 5 July 2003 storm during BAMEX [J]. Mon. Wea. Rev., 134, 2793–2812.

王玉彬, 周海光, 于東昌, 等. 2009. 奧運短時臨近預報實時數(shù)據(jù)處理[J]. 氣象, 34 (7): 75–82. Wang Yubing, Zhou Haiguang, Yu Dongchang, et al. 2009. Real time data processing technique on very short range and nowcasting for Beijing 2008 Olympic Games [J]. Meteorological Monthly (in Chinese), 34 (7): 75–82.

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.

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

Wilson J W, Ebert E, Saxen T, et al. 2004. Sydney 2000 forecast demonstration project: Convective storm nowcasting [J]. Wea. Forecasting, 19 (1): 131–150.

Wilson J W, Feng Y, Chen M, et al. 2010. Nowcasting challenges during the Beijing Olympics: Successes, failures, and implications for future nowcasting systems [J]. Wea. Forecasting, 25 (6): 1691–1714.

肖輝, 王孝波, 周非非, 等. 2004. 強降水云物理過程的三維數(shù)值模擬研究 [J]. 大氣科學, 28 (3): 385–404. Xiao Hui, Wang Xiaobo, Zhou Feifei, et al. 2004. A three-dimensional numerical simulation on microphysical processes of torrential rainstorms [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 28 (3): 385–404.

肖現(xiàn), 廖菲, 肖輝, 等. 2010. 北京對流性降水的雨滴尺寸分布瞬時特征與雷達降水的關(guān)系 [J]. 熱帶氣象學報, 26 (4): 445–451. Xiao Xian, Liao Fei, Xiao Hui, et al. 2010. Systematic variation of drop size in convective of Beijing and radar-rainfall relations [J]. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 26 (4): 445–451.

肖現(xiàn), 王迎春, 陳明軒, 等. 2013. 基于雷達資料四維變分同化技術(shù)對北京地區(qū)一次下山突發(fā)性增強風暴熱動力機制的模擬分析 [J]. 氣象學報, 71 (5): 797–816. Xiao Xian, Wang Yingchun, Chen Mingxuan, et al. 2013. A mechanism analysis on thermo-dynamical field of a suddenly intensifying storm from mountains with radar data 4DVar [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 71 (5): 797–816.

俞小鼎, 王迎春, 陳明軒, 等. 2005. 新一代天氣雷達與強對流天氣預警 [J]. 高原氣象, 24 (3): 456–463. Yu Xiaoding, Wang Yingchun, Chen Mingxuan, et al. 2005. Severe convective weather warnings and its improvement with the introduction of the NEXRAD [J]. Plateau Meteorology (in Chinese), 24 (3): 456–463.

Zhang G J. 2003. Roles of tropospheric and boundary layer forcing in the diurnal cycle of convection in the U. S. southern great plains [J]. Geophys. Res. Lett., 30 (24): doi:10.1029/2003GL018554.

張培昌, 杜秉玉, 戴鐵丕. 2001. 雷達氣象學 [M]. 北京: 氣象出版社, 137. Zhang Peichang, Du Bingyu, Dai Tiepi. 2001. Radar Meteorology (in Chinese) [M]. Beijing: China Meteorological Press, 137.

Ziegler C L, Lee T J, Pielke R A Sr. 1997. Convective initiation at the dryline: A modeling study [J]. Mon. Wea. Rev., 125 (6): 1001–1026.

肖現(xiàn), 陳明軒, 高峰, 等. 2015. 弱天氣系統(tǒng)強迫下北京地區(qū)對流下山演變的熱動力機制[J]. 大氣科學, 39 (1): 100?124, doi:10.3878/j.issn.1006-9895. 1403.13318. Xiao Xian, Chen Mingxuan, Gao Feng, et al. 2015. A thermodynamic mechanism analysis on enhancement or dissipation of convective systems from the mountains under weak synoptic forcing[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 39 (1): 100?124.

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

1006–9895(2015)01–0100–25

P446

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1403.13318

2013–11–25；網(wǎng)絡預出版日期2014–03–31

公益性行業(yè)（氣象）科研專項項目GYHY201306008，國家自然科學基金項目41305041

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