自動氣象站資料在模擬蘇北一次颮線過程中的應用

李斌，吳立廣

(南京信息工程大學太平洋臺風研究中心，江蘇南京210044)

1 引 言

颮線是一種準線性的強對流系統(tǒng)，伴隨的劇烈天氣現(xiàn)象包括暴雨、冰雹、強風甚至龍卷，往往造成巨大的財產(chǎn)損失和人員傷亡[1-4]。颮線被定義為“多個連續(xù)或者間斷的雷暴呈線狀分布，并形成連續(xù)范圍的降水[5]”。颮線在雷達回波上通常表現(xiàn)為寬度幾十公里的對流雨帶，幾百公里的長度后有著大面積的層云降水。在對流區(qū)域地面一般有明顯的冷池，并且形成陣風鋒。在冷池前部出現(xiàn)極強的上升運動，而在對流區(qū)域也存在下沉運動，在層云區(qū)域存在適度的上升和下沉運動。而陣風鋒經(jīng)過的地區(qū)地表面氣壓、氣溫和風等通常會發(fā)生突然變化，形成災害性天氣。在中國東部地區(qū)，由于東亞夏季風以及臺風外圍雨帶的水汽輸送，在春夏之交和夏季容易生成中小尺度對流天氣系統(tǒng)[6]。Meng 等[7]統(tǒng)計了2008—2009年的中國東部地區(qū)的颮線發(fā)生頻數(shù)，發(fā)現(xiàn)河南、山東、安徽和江蘇四省的交界處是中國東部地區(qū)颮線生成頻數(shù)最多的區(qū)域。其他的觀測研究也表明，這一地區(qū)的颮線活動極為頻繁[8]。所以對這一地區(qū)的颮線研究具有重要的現(xiàn)實意義。

目前在中國地區(qū)主要采用天氣分析方法指導中小尺度天氣過程的預報和預警，時效只有0～6h[9]。Stensrud 等[10-11]認為，隨著數(shù)值模式對中小尺度系統(tǒng)預報能力的提升，應該利用高分辨率數(shù)值模式的預報進行預警。隨著計算機能力的不斷提升和區(qū)域中尺度模式的不斷改進，雖然目前仍然存在模式分辨率過粗、初始和邊界條件不夠準確等問題，但是利用實際觀測資料精細化地模擬對流系統(tǒng)成為可能[12]。而在眾多對模式模擬結果影響的因素中，初始條件占有最重要的影響[13-15]。

Lorenz[16]最早提出模擬結果對初始條件的敏感性問題，他發(fā)現(xiàn)初始場上較小的差別，隨著模擬時間的增加會對模擬結果產(chǎn)生極大的影響。地面加密觀測站具有時空分辨率高的特點，在一定程度上可彌補常規(guī)觀測的不足，在天氣分析和預報中具有重要意義[17]。但是目前，對于在對流系統(tǒng)的預報以及預警工作中應用加密觀測站研究，仍然停留在天氣分析階段[18]。利用地面加密觀測資料改進模擬中國東部地區(qū)颮線的工作仍較少，雖然有研究討論對颮線降水和結構模擬的提高[19-20]，但對模擬颮線演變過程的影響尚未得到關注。本次研究選取了2009年6月14日發(fā)生在中國安徽、江蘇省地區(qū)的颮線過程進行模擬，討論利用加密自動氣象站資料對模擬結果的改進作用。

2 資料和颮線過程概況

研究中利用雷達資料追蹤颮線系統(tǒng)的發(fā)展過程，雷達資料來自南京站點業(yè)務S 波段多普勒雷達(圖1a)，它與美國所使用的WSD-88Ds 雷達具有相同的軟硬件[21]。還使用了來自中國氣象局的常規(guī)業(yè)務觀測資料以及地面加密自動站觀測資料對此次颮線進行觀測。相比于常規(guī)業(yè)務觀測資料3h一次的時間分辨率，地面加密觀測站時間分辨率達到了1 min，記錄了2 min 平均風速以及10 min 累積降水等氣象要素，同時空間分辨率也更細，一般為十幾到幾十公里。

圖1 a. 南京雷達站點所觀測到的13、15、17 和22 時雷達回波(陰影)和受此次颮線過程影響的主要城市名稱、位置；b. 控制試驗中模擬的3 km 高度上17、19、21、23 時和01 時時刻雷達回波(陰影)和1 km高度上1m/s 的上升運動(等值線)。 本次研究中的數(shù)值模擬區(qū)域，分別用D01、D02 和D03 標出。

本研究數(shù)值試驗中最外層初始和邊界條件主要來自于美國國家環(huán)境預報中心 (the National Centers for Environmental Prediction，NCEP) 的水平分辨率為1 °×1 °、時間間隔為6h的FNL 全球再分析資料，通過對14日08 時—15日06 時(北京時間，下同)的FNL 資料進行插值，每1h進行更新。在個別實驗中利用了地面加密自動站的相對濕度資料作為OBS-Nudging 的背景場，具體方法將在下文中闡述。

2009年6月14日的颮線過程持續(xù)了大約7個多小時，13 時首先在安徽、江蘇北部地區(qū)出現(xiàn)局地對流單體，之后兩地的對流單體發(fā)展加強并且產(chǎn)生合并，經(jīng)過2h發(fā)展成一個水平尺度超過200 km 的弓形回波(圖1a)，在之后的幾小時中，弓形回波向東南方向移動，大約17 點30 分左右發(fā)展到成熟期，系統(tǒng)表現(xiàn)為長度400 km 左右的颮線，并且影響到南京地區(qū)。最終在20 點左右，此次颮線過程在位于江蘇省南部地區(qū)消亡。這一颮線過程帶來的雷雨、大風和冰雹等強對流天氣，影響范圍覆蓋了安徽和江蘇大部分地區(qū)。氣象記錄顯示有個別站點的降水達到70 mm，最大降水集中在南京和揚州地區(qū)(圖2a)，18 個觀測站出現(xiàn)了冰雹，其中最大直徑達到30 mm。參考圖1a 中觀測到的雷達回波走向，在圖2a 中選取了懷遠、蚌埠、滁州和鎮(zhèn)江四個西北-東南走向觀測站。圖2b 顯示了以上四個站點的2 min 平均風速和10 min 累積降水場隨時間的變化(其中鎮(zhèn)江觀測站因為風場缺測，未給出)。從圖中可發(fā)現(xiàn)，颮線系統(tǒng)在整個過程中依次經(jīng)過這四個站點，再次驗證了颮線的移動方向。其次，因為最大風速來自于颮線前部的陣風鋒，所以對于單個測站來說，最大風速發(fā)生時刻略早于最大降水，四個站點中的風速最大可達14m/s，有的站點測得的2 min 平均風速甚至可達到20m/s 以上(圖略)，10 min 內的最大降水可達到25 mm 左右。

圖2 a. 各站點觀測的此次颮線過程1400—2200 BST 的累積降水(單位：mm)；b. a 中懷遠、蚌埠、滁州和鎮(zhèn)江四個站點(方塊)的10 min 降水(柱狀，單位：mm)和2 min 平均風速(折線，單位：m/s)，各站點顏色和柱狀圖、折線圖的顏色相對應。

在中國東部生成颮線頻率較高的地區(qū)，大尺度環(huán)境氣流主要分為六種天氣流型，分別是：前短槽型、前長槽型、冷渦型、副高型、熱帶氣旋型和槽后型[7]。在6月14日14 時的高空圖中，500 hPa 高度上可看到兩個強盛的低壓冷渦位于中國東北地區(qū)和烏拉爾山地區(qū)，兩者之間的蒙古高原和河套地區(qū)形成了一個十分明顯的高壓脊，從而整個中國東部地區(qū)都盛行西北風，并且風速大于15m/s，這就使得颮線發(fā)生地區(qū)處于高空槽后部。該地區(qū)的西北氣流將北部冷空氣向南方輸送，同時在該地區(qū)擁有8m/s 以上的低層水平風速切變(圖3)，Rotunno 等[22]理想試驗指出，強烈的低層切變有利于颮線系統(tǒng)的生成和維持。從單站的探空曲線分析來看，颮線生成區(qū)域的大氣十分不穩(wěn)定，潛在對流有效位能(CAPE)達到了2 470 J/kg，同時抬升指數(shù)和對流抑制能量也分別低至-8 K 和1 J/kg，這幾乎達到了Meng 等[7]所統(tǒng)計的中國東部中緯度颮線生成時刻大氣不穩(wěn)定指數(shù)的最大值。由以上分析可知，在高空干冷空氣以及低層風場垂直切變的配合下，再加上局地大氣的不穩(wěn)定層結都成為此次颮線生成和維持的有利因素。

但是，仍然應當注意到，2009年江淮地區(qū)入梅時間較晚，以南京為例，6月27日才宣布入梅。圖3a 也表明，在6月14日副高脊線仍位于20 °N 附近，所以此次颮線過程發(fā)生的時間處于梅雨期之前，梅雨期的典型環(huán)流尚未建立，此時850 hPa 上西南季風的水汽供應與中國東部地區(qū)颮線形成的平均水汽條件相比偏弱[7]，水平風場的低層切變位于江蘇省南部，使得此次的颮線過程形成了大風為主，降水較弱的情況。

圖3 a. 2009年6月14日14 時FNL 再分析資料顯示的500 hPa 位勢高度(等值線，單位：m)，風場(矢干，單位：m/s)和大氣水汽含量大于24 kg/m2 的分布(陰影，單位：kg/m2)；b. 2009年6月14日14 時對流發(fā)生位置的T-lnP 圖以及不同高度上的風場。

3 試驗設計

為了模擬2009年6月14日發(fā)生在中國東部地區(qū)的一次颮線過程，我們采用WRF 模式，模式設計為雙向的三重網(wǎng)格嵌套方案，分辨率分別為3 km、1 km 和0.333 km(圖1b)。模式所采用的物理過程主要為：WSM6 微物理參數(shù)化方案、YSU 邊界層方案、Dudhia 短波輻射方案和Noah 陸面過程參數(shù)化方案，因為當WRF 模式中的水平分辨率低于10 km 時不建議采用積云對流參數(shù)化方案，所以本研究中的網(wǎng)格均未采用積云對流參數(shù)化方案。

在控制試驗(CTL)中分辨率分別為3 km 和1 km 的外層網(wǎng)格從2009年6月14日10 時開始，積分16h，垂直方向為60 層。最外層模擬區(qū)域范圍是114.46～121.54 °E，30.70～35.46 °N，模擬中心位于118.0 °E，33.6 °N。積分8h之后，颮線開始進入成熟期，分辨率為0.333 km 的最內層網(wǎng)格從18 時開始啟動。因為FNL 資料的時間分辨率為6h，所以10 時初始場的數(shù)據(jù)通過WRF 模式的預處理模塊(WPS)對08 時和14 時兩次數(shù)據(jù)插值得到，而在實際觀測中對流在14 時就已經(jīng)產(chǎn)生，所以可能造成在10 時啟動的初始場中存在一定的對流信號。對比試驗(EXP-C)的起始積分時間提前到08 時，模式的其他設計與控制實驗一致，EXP-S 中對最外層網(wǎng)格采用了觀測松弛方法(OBS-Nudging)(表1)。OBS-Nudging 方法是將非格點資料差值到初始場中，之后在模式積分過程中利用觀測資料，通過WRF 模式中的FDDA 模塊對氣象要素的邊界場進行修正(圖4)。在本研究中將總共一萬多個地面加密觀測站的相對濕度加入到初始場和模擬中，地面加密觀測站的時間分辨率達到了1 min，所以在此試驗中每隔2 min 只對最外層網(wǎng)格模擬數(shù)據(jù)進行OBS-Nudging。

表1 試驗名稱及設計

圖4 OBS-Nudging 技術路線

4 2009年6月14日颮線過程模擬結果

4.1 模式結果驗證

圖1b 給出控制實驗(CTL)模擬的3 km 高度雷達回波(陰影)，等值線為在1 km 高度上1m/s的上升運動，圖5a 是模擬這次颮線過程的累積降水。模擬的對流觸發(fā)位置和觀測一致，都位于山東省南部的臨沂市附近，但是模擬的對流大約在17時開始產(chǎn)生，比觀測結果延遲了4h。和觀測相似的是，在18 時模擬結果的雷達回波顯示多個對流單體已經(jīng)形成并且合并，對流逐漸向東南方向移動。在19 時對流已經(jīng)發(fā)展到影響江蘇北部地區(qū)，但是水平尺度仍然較小，還未形成颮線。從19—21時對流經(jīng)過洪澤湖之后快速發(fā)展，水平尺度擴展到兩百多公里形成颮線。與觀測中颮線在17 時30分達到最強相比，模擬的颮線在21 時30 分達到最大強度，因此模擬的颮線移動速度和觀測一致。

圖5 CTL(a)和EXP-C(b)的颮線過程累積降水 單位:mm。

同時，弓狀回波的主要中尺度結構特征也驗證了模擬結果(圖6、圖7)。之前的觀測和模擬對于中尺度對流系統(tǒng)的特征都有較多的研究[23-30]，主要特征在模擬的颮線中都有體現(xiàn)。當颮線發(fā)展到成熟期，颮線南北兩端的水平風場上，形成了一對氣旋和反氣旋性渦旋，匯合到颮線中部的尾部入流形成弓狀回波。在對流核心區(qū)域，試驗結果顯示最強的雷達回波位于4 km 高度上(圖7a)，達到了50 dBz。后部層云的0 ℃以下區(qū)域有著大片的下沉氣流所形成的尾部入流，同時0 ℃范圍作為融化層正是模擬中的雷達亮帶區(qū)域。在對流后部，因為層云降水和尾部入流的共同作用，形成了冷池結構，與周圍環(huán)境場相比最大的溫度擾動達到-4 ℃(圖7b)，這使得在低層出現(xiàn)氣壓正異常，與尾部入流導致中尺度對流系統(tǒng)的前部形成極強的陣風[31]。最終模擬的颮線在15日01 時在江蘇南部消亡。

圖6 控制實驗中颮線發(fā)展成熟期3 km 高度上的水平結構 陰影為雷達回波，矢量為風場(單位：m/s)。

圖7 沿圖6 黑線的颮線垂直結構 a. 陰影為雷達回波(單位：dBz)，等值線為垂直運動(單位：m/s)，流線為風場；b. 陰影為擾動氣壓(單位：hPa)，流線為風場，綠色等值線為降水率(單位：g/kg)，黑色虛線為溫度擾動場(單位：℃)。

模擬的此次颮線過程的累積降水空間分布結果和觀測較接近，尤其是位于江蘇省中部地區(qū)的強降水和觀測相一致，但是在整體的強度上偏弱。雖然和觀測相比較，對流觸發(fā)時刻延遲了3～4h，在模擬過程中颮線整體向東偏移了100 km 左右，但是這一偏差在采用真實的大氣模擬資料對中尺度對流系統(tǒng)的模擬中是比較普遍的[32-34]?？紤]到以上的因素，我們認為和實際觀測結果相比較，模擬結果還是很好地模擬了對流的觸發(fā)和演變過程，尤其是降水區(qū)域中的極端降水分布情況。

4.2 對比試驗

因為在控制試驗中，模式所采用的初始場是將FNL 資料中的08 時和14 時大氣資料進行插值，從10 時開始對颮線進行模擬，這就很可能造成在控制試驗的初始場中存在對流觸發(fā)的氣象信號。在對比試驗(EXP-C)中我們嘗試將模擬時間提前到08 時，模式其他參數(shù)設置仍和之前的控制試驗一致。試驗的降水模擬結果如圖5b，因為和CTL 中的颮線起始和結束時間不一致，所以EXP-C 中的累積降水針對的是該試驗過程。和CTL 比較，EXP-C 中的降水明顯有所減弱，尤其是在江蘇省中部地區(qū)的降水大值區(qū)，這一減弱特征更明顯。在EXP-C 中，只有少部分地區(qū)的降水達到了50 mm，大部分地區(qū)的降水僅達到20 mm，同時強降水的落區(qū)相比于控制試驗偏北，集中于淮安地區(qū)?？紤]到兩者試驗采用的是同一微物理過程參數(shù)化方案，這一降水量的減少極有可能是因為對流的減弱所造成的，因此我們檢查了EXP-C中的對流演化情況(圖8)。從雷達回波中可看到，EXP-C 中的對流觸發(fā)時間要比CTL 中延遲1h左右，同時系統(tǒng)強度達到最大時刻也相應延遲1h。雖然從雷達回波圖上所反映的對流強度并沒有明顯的減弱，但是颮線的整體強度有一定程度的減弱，其水平尺度要減小50 km 左右。

為了找到對流觸發(fā)時間延遲的原因，我們檢查了兩者在對流發(fā)生之前的環(huán)境場(圖9)。從大氣不穩(wěn)定能量來看，在16 時對流未觸發(fā)之前，EXP-C 中的CAPE 值除了在江蘇省中部少部分地區(qū)之外都要弱于控制試驗，尤其是在對流觸發(fā)地區(qū)，CAPE 值要低600 J/kg(圖9a)。但是從風場上來看，EXP-C 的低層風切變(0～3 km)甚至要強于CTL，更加有利于對流的發(fā)展和維持(圖9b)。分析這兩個對流發(fā)展的重要參數(shù)不難發(fā)現(xiàn)，大氣中的不穩(wěn)定能量是導致EXP-C 中的對流觸發(fā)時間延遲的重要原因，而大氣中的溫度和濕度是決定了CAPE 值的重要因素。從圖9c 中可看到，和控制試驗比較，在EXP-C 中對流觸發(fā)地區(qū)，2 km 以下的溫度最大減弱了0.8 ℃，而在3 km 高度上溫度則有較弱的增強，這就使得在EXP-C 中的溫度，在垂直分布上形成了低層更冷，而高層更暖的形態(tài)；在濕度場上，EXP-C 的大氣除了在10—12 時之間低層(1 km 以下)存在一個更濕的環(huán)境以外，整體上更加干燥。所以EXP-C 中的溫度和濕度在對流觸發(fā)區(qū)域都存在不利于對流觸發(fā)的變化，這使得我們難以確定是哪一個參數(shù)模擬的偏差影響了CAPE 值。

圖8 CTL 中(a、b)和EXP-C 中(c、d)對流觸發(fā)時刻(a、c)和颮線成熟期(b、d)的雷達回波(陰影，單位：dBz)以及風場(矢量，單位m/s)

圖9 a. EXP-C 中的CAPE(單位：J/kg)減去CTL 中CAPE 的差值(陰影)；b. EXP-C 中0～3 km 垂直風切變(單位：m/s)減去CTL 中垂直切變的差值(陰影和矢量)；c. EXP-C 中在對流觸發(fā)地區(qū)(a 中的方框)區(qū)域平均的比濕(等值線，單位：g/kg)與溫度(陰影，單位：℃)減去CTL 中的差值隨時間的變化。

為了解決這一問題，接下來我們分別采用了CTL 中的溫度和濕度來替換EXP-C 中的相應的物理量來計算CAPE 值(圖10a、10b)，在本次個例中CAPE 值對于溫度場并不敏感，僅在蘇中地區(qū)有大約100～200 J/kg 的變化，造成和CTL 中CAPE 值的差別主要是由于模擬的濕度偏差所造成的。同時和實際觀測相比較，我們選取了對流觸發(fā)周圍的四個站點的觀測數(shù)據(jù)，陰影為四個站點相對濕度的變化范圍，黑線為其平均值，紅線是EXP-C 中模擬的地面相對濕度隨時間變化，可發(fā)現(xiàn)模式所模擬的大氣濕度不但未能達到觀測強度，甚至出現(xiàn)了相反的變化趨勢(圖10c)。

為了進一步驗證我們之前的結論，分別將整層大氣和500 hPa 以下的大氣中的相對濕度加上10%，仍然將模式的起始模擬時間設定在08 時。兩個實驗相差并不大的降水和對流模擬結果表明(圖11a、11b)，模擬結果主要是受到低層水汽的影響。相較于CTL 和EXP-C 的降水，無論是空間分布還是強度都得到了有效的增強，強降水面積明顯增加并且集中在蘇中地區(qū)，降水強度不但大于EXP-C，而且也比控制試驗中的結果更接近于實際觀測。同時對流的觸發(fā)和颮線的形成的模擬也得到了改善，對流觸發(fā)的時間提前到了15 時30分，颮線成熟期的對流強度也得到加強。所以，本文認為改進模擬中的低層水汽偏差可有效提高模擬效果。

圖10 將CTL 中的比濕(a)和溫度(b)分別替換EXP-C 中的氣象參數(shù)之后的CAPE 值與原來的差值(單位：J/kg)；c. 對流觸發(fā)區(qū)域中觀測站的相對濕度平均值(黑線，單位：%)，各站點相對濕度變化范圍(陰影，單位：%)隨時間變化以及EXP-C 中的相對濕度變化(紅線，單位：%)。

圖11 整層大氣(a)和500 hPa 以下的大氣(b)中的相對濕度加上10%后模擬的颮線過程累積降水(陰影，單位：mm)

4.3 模擬結果改進

以上研究表明，低層水汽的模擬對于中尺度對流系統(tǒng)的模擬結果起到十分重要的作用，但是和觀測相比較水汽的模擬卻存在較大的偏差，那么如何在模擬過程中改進水汽的模擬從而提升模擬結果就很重要。因為常規(guī)觀測站的時空分辨率較低，很難有效捕捉到中尺度對流系統(tǒng)的信號，所以在本研究中，通過OBS-Nudging 技術將地面加密自動氣象站的水汽觀測數(shù)據(jù)加入到模擬的最外層網(wǎng)格中。因為地面加密自動氣象站資料的時間分辨率可達到1 min，所以每隔2 min 利用站點觀測數(shù)據(jù)對模擬場中的水汽進行修正，從而使得模擬場中的水汽量更加接近實際大氣，改進模擬結果，將這一試驗稱為EXP-S。

EXP-S 中的初始場和EXP-C 相比較，由于加入了觀測資料的修正，所以絕大部分模擬區(qū)域內低層水汽都得到了加強(圖缺)。而在模擬過程中，觀測資料對下邊界條件也起到了修正的作用。從圖12 中距離地面2m高度上的相對濕度場可發(fā)現(xiàn)，OBS-Nudging 方法使得相對濕度相比于EXP-C 中的模擬結果更加貼近實際觀測，下邊界條件更加不均勻，水汽在對流觸發(fā)區(qū)域更加集中。因為控制試驗中颮線是從18 時的對流發(fā)展而來，而在EXP-S 中并非如此，所以如圖13 所示，對流的觸發(fā)時間要比控制試驗中的結果提前1h，同時颮線強度的模擬得到了加強。

圖12 1800 BST 時刻EXP-S 與EXP-C 中距離地面2m高度上的相對濕度的差值(陰影，單位：%)

圖13 EXP-S 中對流觸發(fā)時刻(a)和颮線成熟期(b)的雷達回波(陰影)和水平風場(矢量，單位：m/s)

在EXP-S 中對流觸發(fā)時刻為17 時，并且對比EXP-C 中的結果，對流觸發(fā)的位置也基本沒有變化，但是強度增加。在21 時30 分颮線進入成熟期，整個過程中颮線的移動速度比控制試驗略慢，但是颮線的整體形態(tài)基本一致。從剖面圖上可發(fā)現(xiàn)(圖14)，在EXP-S 中颮線的對流強度明顯強于控制試驗中的模擬結果。在控制試驗中，颮線達到成熟期時，最強上升運動位于6 km 高度上，達到9m/s，而在EXP-S 中的最大上升運動位于10 km高度上，上升速度為18m/s。對比颮線后部冷池也可看到，在控制試驗中的溫度異常為-3 ℃，而在EXP-S 中的溫度異常達到了-5 ℃。正是因為加入了地面加密自動站資料，改善了模式中的水汽條件，從而形成了更強的冷池，更有利于對流的發(fā)展和維持。

圖14 沿上圖黑線的颮線垂直結構陰影為雷達回波，紅黑色等值線為垂直運動(單位：m/s)，流線為風場，黑色等值線為溫度異常場(單位：℃)。

5 結 論

對中小尺度系統(tǒng)的模擬一直都是對模式的巨大挑戰(zhàn)，隨著模式改進和計算機能力的提高，通過改進初始場從而改善模擬結果被前人研究所關注，但是利用地面加密觀測資料改進模擬中國東部地區(qū)颮線的工作仍較少，對模擬颮線演變過程的影響尚未得到關注。本研究選取了2009年6月14日發(fā)生在中國東部江蘇、安徽兩省的一次颮線過程進行模擬。

在控制試驗(CTL)中，從北京時間10 時開始模擬，雖然對流觸發(fā)時間比觀測晚3h，并且整體的降水強度偏低，但是模擬的對流在山東省北部觸發(fā)，之后向東南方向移動，最終在蘇南地區(qū)消亡的結果和觀測相一致。同時，模擬所顯示的位于南京、揚州地區(qū)的強降水中心也和觀測類似。當在南京地區(qū)發(fā)展成熟之后所展現(xiàn)的颮線結構也符合前人的研究。因此可認為在控制試驗中此次颮線過程得到了較好的模擬。相比控制實驗，在對比試驗(EXP-C)中將模擬時間提前到08 時，雖然EXP-C中的低層風切變更強，更有利于對流的發(fā)展，但是大氣不穩(wěn)定能量的減弱造成了模擬的對流觸發(fā)時間比觀測結構推遲了4h。強降水出現(xiàn)的范圍和地區(qū)都和觀測有較大的區(qū)別，在颮線發(fā)展成熟時，水平尺度相比于CTL 試驗減小了50 km 左右，強度明顯減弱。

而造成不穩(wěn)定能量偏低的主要原因是由于大氣中水汽含量模擬出現(xiàn)了偏差。通過增加大氣中的水汽含量，尤其是低層水汽(500 hPa 以下)，對流觸發(fā)時間都有所改進，更加接近實際觀測結果。為了解決低層水汽在模擬中與實際觀測偏差較大的問題，在本研究中我們通過nudging 技術，將地面觀測站的水汽觀測數(shù)據(jù)加入到模擬過程中，通過觀測數(shù)據(jù)在模擬過程中對水汽含量的不斷修正，從而改進了模擬結果。通過利用地面觀測站的數(shù)據(jù)進行Nudging，雖然對流觸發(fā)時間相比于實際觀測仍有延遲，但是比EXP-C 中的結果提前了2～3h，比CTL 試驗中的對流觸發(fā)時間提前了1h，同時颮線尺度和對流強度都得到增強，從而有效地改進了模擬結果。

但是本研究中僅對2009年6月14日發(fā)生在中國江蘇省北部地區(qū)的颮線進行了模擬，通過地面加密觀測站資料對颮線的模擬結果進行改進，在今后的工作中可對多個個例進行討論。同時，在改進的過程中，對于初始場和邊界條件均采用了OBS-Nudging 方法，這兩者對于模擬結果影響的重要性，值得在今后的工作中進一步的探討。并且和實際觀測相比較，改進后的模擬結果仍存在一定的差距，主要體現(xiàn)在對流觸發(fā)的時間和降水強度的模擬上，在今后的研究中將嘗試將雷達觀測的風場同化進模擬場中，從而進一步改進模擬結果。