复杂地形下北京雷暴新生地点变化的加密观测研究

张文龙1 崔晓鹏2 黄荣1, 3



复杂地形下北京雷暴新生地点变化的加密观测研究

张文龙崔晓鹏黄荣

1中国气象局北京城市气象研究所，北京100089;2中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴实验室，北京100029;3中国气象科学研究院，北京100081

2008年8月14日北京发生了雷暴群形式的局地暴雨，雷暴新生地点复杂多变，形成了多个γ中尺度的强降水中心。本文利用近年来北京气象现代化建设取得的加密地面自动站、多普勒雷达、风廓线仪、微波辐射计等多种新型高时空分辨率观测资料及雷达四维变分同化系统（VDRAS）反演资料，通过精细分析地面（边界层）风场、温度场等的演变特征，讨论了雷暴新生地点变化的机制。结果表明：复杂地形与雷暴冷池出流作用相结合，主导了雷暴新生地点的变化，进而影响γ中尺度强降水中心的变化；天气尺度高低空涡、槽的配合不一致，并且系统移动缓慢，以及对流层低层的弱的环境垂直风切变，是雷暴冷池结合复杂地形发挥雷暴新生地点主导作用的重要前提；复杂地形使得冷空气在一定范围内流动，在边界层产生碰撞和辐合，起到触发和增强对流作用，并使得对流风暴的形态和走向与地形呈现出紧密相关性；一定强度的冷池出流、边界层前期的暖湿空气和对流不稳定能量的积累，是冷池出流触发雷暴新生和演变的必要条件；北京周边地区的雷暴，通过其雷暴冷池出流沿着沟谷地形或向平原地区流动，与北京山谷或城区的边界层暖湿空气形成辐合抬升机制，触发雷暴新生。

复杂地形 冷池出流 雷暴新生 地面辐合 局地暴雨

1 引言

强雷暴通常伴有雷电、短时大风、局地强降水等强对流天气，有时会产生重大影响甚至造成重大的人员伤亡，因此一直是气象科研和预报人员重点关注的对象之一。复杂地形条件下，即使在水汽并不充沛的我国北方地区和西部地区，强雷暴也可能引发局地强降水或局地暴雨，并且带来极大的危害。例如，2005年6月10日黑龙江省宁安市沙兰镇突发百年一遇强降水并引发山洪冲入学校，造成117人死亡，其中绝大多数是小学生（中国天气网，2005）；2010年8月7日甘肃省舟曲县突发短时强降水，并引发特大山洪泥石流，造成1364人死亡，401人失踪（钤伟妙等，2011）。

强雷暴研究的重要难题之一就是如何更合理地理解一个强雷暴将会在何时、何地生成；同时 与之紧密相连的局地暴雨（强降水）的定时、定 点、定量预报也是精细化预报业务面临的艰难挑战之一。国外借助于多普勒雷达观测资料及雷达反演资料的分析研究，在强雷暴的初生和发展研究方面取得了一些重要成果。对美国东部的雷暴统计和个例分析表明，由雷暴出流边界或海风锋等作用形成的边界层辐合线是促使雷暴发生、发展的重要因素，大多数雷暴是在雷达所探测到的辐合线附近生成，两条辐合线的交汇处极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）在雷达资料四维变分同化反演技术研究的基础上，发展建立了多普勒雷达四维变分分析系统（The four-dimensional Variational Doppler Radar Analysis System，简称VDRAS）。VDRAS在对流层低层的反演精度比较高，能够捕捉到边界层辐合线、雷暴冷池出流等，Sun（2005）利用VDRAS反演资料成功分析了一次超级单体的新生过程。

20世纪90年代后期，随着新一代高灵敏度多普勒雷达在中国的布网，我国研究人员也开始利用雷达观测到的弱窄带回波（Narrow-Band Echo，以下简称NBE）来分析和预报雷暴的新生和增强。漆梁波等（2006）在个例分析中指出，NBE一般对应边界层辐合线，沿NBE 约50分钟后将有最大回波强度出现，约60～70分钟后地面将出现强降水和大风。刁秀广等（2009）指出对流风暴出流边界的叠加或出流边界与环境风辐合线的叠加，在有利的环境条件下可产生局地强风暴，单纯的近地层辐合线在有利的环境条件下可产生较为孤立的局地风暴。陈双等（2011）利用VDRAS反演资料等分析了边界层辐合在线状雷暴增强过程中的作用。

相对线状对流系统（如飑线）等的研究（梁建宇和孙建华，2012），国内外对雷暴群的研究较少。雷暴群组织化发展时，从卫星云图上可以观测到椭圆形对流云团，此类中尺度对流系统（Mesoscale Convective System，简称MCS）的对流组织化机理尚待深入。同时以往国内外对雷暴新生的讨论中，对雷暴冷池出流与复杂地形相配合，触发雷暴新生和演变的精细观测分析很少。在业务预报中，山区一线预报员经常感到困惑，为什么有时雷暴会围绕台站周围的山地发生发展并持续相对较长时间，进而给局地带来灾害性暴雨？因此，在当前精细化预报需求的牵引下，复杂地形条件下雷暴的发生、发展，以及紧密联系的局地暴雨的落区、落点问题成为当前亟待破解的科学难题之一。近十年来，新型观测手段的发展，如加密自动站、风廓线仪、微波辐射计、多普勒雷达的布网建设、以及卫星观测、加密探空观测等，为研究人员提供了多种高时空分辨率的观测资料，为精细化分析雷暴新生演变奠定了物质基础。例如，北京自动站点密度在城区达到了约3 km分辨率，在其他地区达到5～9 km分辨率，使得通过实际观测追踪雷暴降水及冷池出流活动成为可能。有效利用多种新型观测资料，细致深入分析雷暴的新生和发展机理，对促进我国局地强降水天气的研究和业务预报水平的提高具有重要意义。

2008年8月14日在北京地区发生了一次突发性的局地暴雨过程。强降水给民航、城市交通带来一定程度影响，并导致正在进行的奥运会网球比赛被迫中断。欧洲、日本、中国国家气象中心、北京区域气象中心的数值预报模式对这次局地暴雨过程的24小时降水量预报都小于10 mm，对降水落区（点）和发生时间与实况相比亦有较大偏差。这次局地暴雨过程引起了许多研究人员的关注，魏东等（2008）分析了这次暴雨过程降水量分布特点和环流形势；王婷婷等（2011）对其发生的物理环境条件以及低层偏东风特征进行了比较深入的分析。但是对这次局地暴雨的关键难点问题——暴雨的落区（点）问题，还缺乏细致深入的考察。本文将利用地面加密自动站观测资料以及VDRAS反演资料，并结合常规观测、卫星、以及多普勒雷达、风廓线仪、微波辐射计等多种新型高时空分辨率观测资料，来进一步分析理解这次局地暴雨过程雷暴新生地点的演变。

2 暴雨落区的“不连续性”与MCS椭圆形云团

从8月14日03:00（协调世界时，下同）开始，北京出现了突发性强雷阵雨天气，主要降水时段在午后至傍晚，雨量分布不均，全市平均降雨量为 17 mm，城区平均降雨量为25 mm，最大降水中心龙湾屯站达到87.0 mm，奥运主场馆附近奥体公园站达64.2 mm。从降水量空间分布看到（图1a），存在6个超过50 mm的γ中尺度的强降水中心，分别位于怀柔区西南部（渤海站）、昌平区西北部（昌平站）、朝阳区与昌平区交界处（奥体公园站）、顺义区东北部（龙湾屯站）及西南部（李桥站）、大兴区北部（大兴站）。特别是在局地暴雨发生阶段，卫星云图上观测到在北京中北部有MCS椭圆形云团出现（图1a），持续时间近3小时，强降水中心出现在椭圆形云团的南部。从暴雨中心降水发生的时间上看（图1b），大兴站降水主要发生在03:30～04:10内，龙湾屯站降水主要发生在04:30～05:10时段内，其他几个暴雨中心的强降水发生时间在05:00～08:00时段内。由此可见，暴雨落区（点）不仅在空间上具有“不连续性”，在时间上亦存在较明显界线。魏东等（2008）、王婷婷等（2011）的研究同样指出这次暴雨的降水量分布很不均匀，呈“跳跃式”分布，而且突发性很强。那么，暴雨中心为什么会有这样的分布？时间上为什么有这样的先后顺序？本文将以这两个问题为切入点，对雷暴新生地点的演变开展精细分析。

3 天气背景条件与北京周边地区雷暴发展

3.1 环流形势

8月14日00:00 500 hPa（图2a）形势场上，河套地区为一冷涡，北京地区位于冷涡东侧的弱切变线上，冷平流不明显。850 hPa（图2b）北京处于反气旋环流的南侧，受偏北风控制，有弱冷平流从东北方侵入。由此可见，由于中低层高度场、温度场的配合较差，没有构成深厚的低涡系统以及倾斜的锋区，因此不利于飑线等线状对流系统发生。在850 hPa 的水汽通量散度图上（图略），北京地区西侧为水汽辐散中心，东侧为一水汽辐合中心，北京地区处于水汽辐散与辐合的过渡带上，没有明显的对流层低层水汽远距离输送和辐合作用。但在850 hPa以下空气很潮湿，北京处于比湿大于12 g kg和地面相对湿度大于90%的湿舌区，这可能与前期8月9～13日京津冀地区阵性和持续性降水过程造成近地面层水汽含量充足有直接关系（王婷婷等，2011）。地面形势北京处于天气尺度高压环流南部边缘，受东北风控制，没有明显的锋面系统活动（图略）。对比8月14日06:00的环流形势图看到（图略），天气尺度系统东移速度缓慢，低涡稳定少动。

图1 （a）北京地区2008年8月14日00:00～12:00（协调世界时，下同）累积降水量分布（单位：mm）和06:00卫星云图；（b）6个降雨中心的10分钟降水量演变（单位：mm）

图2 2008年8月14日00:00位势高度（实线，单位：dagpm）、温度（虚线，单位：°C）和水平风（一个风向杆为4 m s−1)：（a）500 hPa；（b）850 hPa。图中字母“D”代表涡旋中心位置，绿色箭头代表冷平流

3.2 环境条件

已有观测与数值模拟研究表明，对流层低层（0～3 km或0～6 km）的垂直风切变是雷暴发生、发展重要的影响因子（Droegemeier and Wilhelmson，1985，1987），低层垂直风切变的增强可导致雷暴由单体向超级单体、飑线演变（Weisman and Klemp，1982，1984）。对流层低层垂直风切变与雷暴冷池的相互作用可增强或延长雷暴生命期（Rotunno et al.，1988）。组织性较好的多单体强雷暴或超级单体通常是在较强的低层垂直风切变（＞15 m s），中等到强的对流有效位能（convective available potential energy，简称CAPE）（＞1500 J kg），大的湿度和较低的抬升凝结高度等环境条件下发生（Moller et al，1994；寿绍文等，2003）。陆汉城和杨国祥（2004）进一步指出，弱垂直风切变通常表示弱的环境气流，并且常常造成对流风暴移动缓慢；大多数情况下，弱垂直风切变环境中的对流风暴多为普通单体风暴或组织程度较差的多单体风暴。

北京南郊观象台（54511站）-log图显示，8月14日00:00（图3a）近地面（1000～500 hPa）基本为东北风或偏东风控制，从500 hPa以上转为偏西风控制，CAPE 值为1546.9 J kg，不稳定能量较大，对流抑制能量（convective inhibition energy，简称CIN）较低，为－59.8 J kg，不需要较强的抬升机制就可以触发对流发生。0～3 km垂直风切变约为8 m s，0～6 km约为6 m s，表明这次雷暴过程对流层低层环境场的垂直风切变较弱。我们统计了北京2008～2011年4年的局地暴雨形态的天气系统及环境条件特征，发现10次雷暴群过程中，90%的雷暴群发生在弱（＜15 m s）低层风垂直切变条件下（图表略），这与已有研究结果是一致的。从海淀站风廓线仪的连续观测看到（图3b），除在05:00～07:00由于海淀附近雷暴降水活动，风廓线观测出现明显扰动外，00:00～09:00在对流层低层偏东风稳定维持，在边界层（1200 m以下）存在弱的暖平流活动，在1200～3000 m风向为比较一致的偏东风，这从另一方面证实了对流层低层的天气尺度系统造成的冷平流活动不明显，这为后面分析看到的雷暴冷池出流主导雷暴新生演变提供了条件。

图3 （a）南郊观象台（54511）8月14日00:00探空（粗实曲线是温度，(单位：°C)，粗虚线为露点温度（单位：°C），点线是空气块状态曲线，一个风向杆为4 m s−1）；（b）海淀站风廓线的时间演变（一个风向杆为4 m s−1）

由此可见，天气尺度环流形势稳定少动，没有天气尺度较强冷空气和地面冷锋活动，以及环境场的垂直风切变弱，导致这次局地暴雨的对流风暴形态难以出现线状（或飑线）类型，而更有利于发生雷暴群。但是以上这些对天气形势和环境条件的常见分析，尚不足以理解和解释这次北京雷暴群形式的局地暴雨的发生时间和地点问题。

经过细致考察分析发现，这次暴雨过程与北京和河北交界处强对流风暴的生成和发展紧密相关。在02:00，从卫星云图上看到（图4a），与500 hPa 低涡（图2a）对应的对流云团主要在河套地区附近，北京西南部只是其边缘一部分；同时从雷达回波图上看到（图4b），在太行山脉中段生成强对流云团；与850 hPa 弱冷空气入侵及低层辐合（图2b）对应的对流云团位于辽宁省西南部及河北省东北部，北京处于这条云带的边缘（图4a）；同时从雷达回波图上看到（图4b），在北京东北部与河北省交界处有一块对流云团东移（图4b），卫星云图与雷达回波观测是一致的。由此可见，由于中低层天气尺度环流形势的配合不一致，造成了两个更大范围的对流风暴源地的差异，说明天气尺度环流背景在影响北京局地暴雨的落区（点）方面有着十分重要的作用。本文略去深入探讨这两个天气尺度云团（带）的形成原因,而是重点观察周边雷暴发展对北京地区雷暴新生和演变的影响。

图4 2008年8月14日（a）02:00卫星云图（红色椭圆表示低涡位置，粉色椭圆表示弱冷平流影响位置，箭头所指为影响北京的云体部分）以及（b）01:59雷达反射率（单位：dBZ；横、纵坐标为以雷达位置为中心点的距离，单位：km；雷达回波为1.5度仰角观测，下同）

由于地面加密自动站资料覆盖的地理范围有限，我们首先利用VDRAS资料，考察北京与河北交界附近的西南边缘和东北边缘的对流云团产生的边界层冷池出流活动对北京地区的影响。通过图5a、b看到，西南边缘的对流云团在近地面层形成了明显冷池，冷池扰动温度约－3°C；两个对流云团的冷池出流向外扩散，西南部的冷池出流在大兴区形成弧形辐合线，该辐合线与北京城区的辐合区相连，这将触发北京城区西南部的对流风暴发生；与此同时东北边缘的对流云团，形成了弱的冷池，扰动温度约－1°C，并且有弱的辐散区相配合。

图5 雷达资料反演的2008年8月14日02:05 在187.5 m高度的（a）扰动温度（单位: °C）和（b）散度（单位：10−3 s−1）。黑色实线是大于35 dBZ的雷达回波区，黑色箭头为叠加的风矢量，红色圆圈和椭圆表示对流云团

图6（a）北京地形图及雷达位置（红色星号）；（b）2008年8月14日02:05地面自动站观测到的散度场（阴影，单位：10−3 s−1）和风场（一个风向杆为4 m s−1），椭圆表示河谷附近地区

通过地形图看到（图6a），北京北靠燕山山脉，西依太行山山脉，山脉高度大约为300～1500 m 之间，其东南部为海拔约30 m的华北平原，东北部为海拔约150 m的密云水库和潮河的河谷区。由于位于南郊观象台的雷达受到平谷山地的遮挡作用，因此通过雷达资料四维变分同化得到的风场资料难以显著地反映出密云河谷的气流活动情况。但是经过细致考察北京加密自动站的风向、风速演变发现（图6b），02:05 有沿密云河谷从北京东北边界向中心流动的东北气流，该东北气流到达顺义区北界，特别是在东北风前方的平谷区，受到山地阻挡形成了边界层辐合区，这将有利于在平谷区触发对流活动。由此可见，在分析边界层辐合线（点）活动的时候，利用北京地区加密地面自动站观测资料，可以有效捕捉一些地点的雷暴触发条件，并且与VDRAS反演资料形成互相补充。

在随后的雷暴生成和发展演变过程中，主要经历了两个阶段。第1阶段：大兴区与平谷区的雷暴新生过程；第2阶段：朝阳区与顺义区交界附近雷暴新生过程；以及昌平区—怀柔区—密云县的西南—东北走向带状雷暴的形成过程。接下来重点考察的问题是在从北京西南部房山侵入的对流云团、北京东北部边缘的对流云团怎样造成了北京局地雷暴新生地点的演变。

4 复杂地形下冷池出流与雷暴新生

4.1 大兴区与平谷区的雷暴产生过程（02:59～03:59）

8月14日02:53（图7a）北京西南与河北交界处的块状回波，面积达到约60×60 km。该回波向偏北方向移动，与850～200 hPa 环境场合成风的引导方向基本一致，进入房山境内。从VDRAS反演的散度场看到（图7b），由于降水产生强烈的下沉气流和边界层出流，西南风出流风速最大达12 m s，与偏北气流在门头沟形成线状辐合带，同时 前方冷池出流叠加在北京大兴附近原有的辐合区上，增强了北京城区南部边界层辐合抬升作用，而在北京北部各区附近，没有看到明显的辐合区。但是进一步从地面加密自动站风场观测看到（图7c），在北京城区及东南部有较大区域的弱辐合区，这与VDRAS散度场看到的情况相近，同时在平谷山地附近等地方也存在几处明显辐合区。研究表明（张文龙等，2012），在水汽、对流不稳定条件满足的情况下，VDRAS和自动站资料分析得到的一些辐合区，将在大约30分钟后产生雷暴。

由于环境场存在有利于多单体雷暴发生的潜势条件，在辐合抬升条件满足的情况下，约30分钟后，平谷、大兴附近的雷暴新生和发展起来。03:29（图7e）在大兴、平谷分别出现雷暴，而且平谷地区同时出现了几个单体雷暴，在门头沟出现东西向线状分布的几个单体雷暴。由于大兴地区的雷暴开始产生降水（图1b），在VDRAS散度场上看到 （图7f），伴随降水的下沉气流辐散中心位于城区前期存在的80×80 km的辐合中心中，有利于产生新的辐合区，表明该雷暴在之后30分钟将继续维持或发展，降水将持续；此时由于南郊雷达探测到了平谷地区的雷暴，因此VDRAS反演出了与平谷雷暴对应的散度场特征，可以看到平谷地区辐合、辐散相间出现，依据空气质量连续方程，表明此时雷暴中垂直上升、下沉运动均比较强烈，这些雷暴正处于发展阶段。同时注意到，侵入房山的雷暴与大片的辐散区对应，表明该风暴已经处于消亡阶段。至此，北京西南边缘和东北边缘的雷暴系统已经完成了对北京地区雷暴的影响。在03:35的自动站风场看到（图7g），在大兴、平谷地区附近分别存在两个较明显的辐合区，而且大兴的雷暴已经产生了较强的下沉出流，出流辐散区北侧为较强的辐合区，表明该雷暴将北移；同时平谷雷暴出流在顺义地区产生的辐合逐渐增强，表明平谷雷暴将向西南平原地区移动，与大兴北部雷暴形成相向移动态势。从自动站温度场看到（图7h），随着降水的增强，在大兴、平谷雷暴产生了两个明显的地面冷池。此时注意到（图7h），大兴站强降水中心快速形成，而顺义东北部的龙湾屯站正处于平谷雷暴移动方向的前端，其对应的强降水中心尚处于发展初期。在后面时段的分析中注意到，自动站的温度、散度场演变特征与VDRAS的反演结果是基本一致的（图略），而且自动站观测资料有时效果更好一些，因此后面的分析主要采用自动站资料。

图7 2008年8月14日02:53（左列）和03:29（右列）对比：（a、e）雷达回波（单位：dBZ）；（b、f）雷达反演的在187.5 m高度的散度（阴影，单位：10−3 s−1）和风矢量（单位：m s−1）；（c、g）地面自动站观测的散度场（阴影，单位：10−3 s−1）和风（一个风向杆为4 m s−1）；（d、h）地面自动站观测的温度场（单位：°C）。圆圈代表大兴、平谷雷暴区，A、B代表昌平雷暴区，粗虚线表示冷池出流辐合线, 黑色实线是大于35 dBZ的雷达回波区。三角形表示降水中心，其中绿色表示降水尚未发生或发生初期，粉色表示处于降水强烈期

4.2 朝阳区与顺义区交界附近雷暴新生过程（03:59～05:39）

8月14日04:05，从雷达回波图（图8a）看到，在房山雷暴移动前方门头沟的几个对流单体强度变化不明显，而大兴的雷暴强回波面积较半小时前增大了3倍以上，说明雷暴快速增强，这是大兴边界层辐合抬升较强的结果；同时看到平谷地区的雷暴也有所增强。此时最值得注意的是在昌平北部、怀柔南部出现了两个新生的雷暴单体，这两个雷暴单体与半小时前的北京西部山地前的局地辐合中心完全对应（图7g）。从自动站风场观测看到（图8b），大兴、平谷的雷暴产生的下沉辐散明显增强，平谷、大兴的大部分地区已经被下沉辐散气流控制，表明这两地的雷暴开始进入减弱消亡期；同时注意到，平谷雷暴的辐散气流一方面向密云河谷流动，一方面向顺义平原方向流动，均引起了较显著的边界层辐合，预示着这两地将有雷暴新生和发展；此时昌平北部、怀柔南部雷暴的下方没有出现下沉辐散区，而且辐合区的范围有所扩大，表明雷暴正处于发展时期。从温度场看到（图8c），大兴、平谷雷暴冷池范围较前半小时扩大2～3倍，强度有所增强，二者缓慢相向移动，呈犄角之势，与西部、北部山地共同形成了对北京中北部边界层暖湿空气的包夹。由于雷暴单体的触发和逐步发展，昌平站、怀柔区渤海站的强降水中心也进入了形成初期，同时大兴强降水中心的降水基本结束（图8c）。

图8 2008年8月14日（a）04:05和（d）04:41的雷达回波（单位：dBZ）、（b）04:00 和（e）04:50地面自动站观测的散度场（阴影，单位： 10−3 s−1）和风（一个风向杆为4 m s−1）、（c）04:00 和（f）04:50地面自动站观测的温度场（单位: °C）。圆圈代表辐散区，椭圆代表辐合区。三角形表示降水中心，其中绿色表示降水尚未发生或发生初期，粉色表示处于降水强烈期，灰色表示处于降水结束期

8月14日04:41，从雷达回波图看到（图8d），大兴、平谷两地雷暴明显减弱，同时在密云河谷、顺义北部、昌平、通州附近，有几个雷暴形成，这与半小时前的边界层辐合区分布特征是基本对应的，其中与顺义龙湾屯站对应的雷暴回波强度达到50 dB以上。从04:50 的风场辐合看到（图8e），由于雷暴范围的扩大，北京较大部分地区已经被下沉辐散气流控制，由于复杂地形阻挡以及雷暴冷池具有向暖湿地区移动倾向，从密云河谷到北京西部山区附近形成一条西南—东北走向的强辐合线，从延庆、昌平到通州形成一条东南—西北走向的强辐合线；特别是平谷雷暴下沉辐散区较半小时前向西南移动约20 km，同时大兴雷暴辐散区则向东北移动约20 km，二者呈犄角之势辐合抬升触发雷暴新生特征十分显著。从温度场看到（图8f），与散度场下沉辐散相应的地面冷池范围迅速扩大，北京西部山前的昌平、怀柔附近的雷暴产生了明显的冷池，该冷池与密云河谷的新生雷暴冷池出流向暖湿地区相向流动，河谷暖湿空气被挤压为西南—东北走向的线状暖湿空气带；同时，由于门头沟及大兴雷暴冷池的向北扩散，与平谷、昌平的冷池之间形成一条东南—西北走向的暖湿空气带；平谷雷暴冷池与大兴雷暴冷池二者呈犄角之势移动。暖湿空气的辐合抬升，预示着这两条线上不久将会有雷暴新生和发展。因此，在顺义龙湾屯强降水中心的降水处于强烈期的同时，顺义区李桥站、朝阳区奥体公园站对应的强降水中心也进入发展初期（图8f）。

通过雷达回波剖面图看到（图9a），在04:41 在平谷、大兴附近各存在一个雷暴，雷暴的下沉辐散气流在二者中间形成边界层辐合抬升；05:23（图9b）在两侧雷暴减弱衰亡的同时，在朝阳区与顺义区交界附近出现雷暴新生，这一雷暴的新生与随后约半小时开始的奥体公园的强降水发生时间相对应。从05:41 雷达回波看到（图10a），与两条暖湿空气辐合线对应的两条强回波带形成，实现了团块状雷暴群向线状雷暴的演变，同时由于在1300 m高度以下有对流层低层天气尺度系统产生的偏东风带来的地形辐合作用，沿西南—东北走向的对流风暴带发展加强比较显著。在前期单体雷暴产生降水基础上，线状雷暴产生的降水进一步累积起来，形成了昌平站、怀柔区渤海站的强降水中心。值得注意的是，此时卫星云图观测到MCS的椭圆形云团（图1a），持续时间近3小时，可见椭圆形暴雨云团是一定条件下雷暴组织化发生发展的结果。Menard and Fritsch（1989）、Brandes（1990）也曾利用雷达资料研究指出，在MCC（Mesoscale的椭圆形云盖下，雷达监测到的是不连续的深对流回波。为了进一步分析雷暴发生前后的对流有效位能的变化和作用，通过南郊观象台微波辐射计观测计算得到的每分钟的CAPE和自动站5 min 降水演变看到（图10b），雷暴的新生与CAPE是紧密联系的。03:50 CAPE 值从 2000 J kg左右迅速下降到500 J kg左右，随后出现降水，但降水不强；在05:00～05:40 CAPE 值又恢复到1500 J kg，05:50 出现强降水而且CAPE迅速减为零并一直维持，雷暴失去新生所需的对流不稳定能量。到07:00 以后，随着新生雷暴产生降水和下沉出流逐渐加强，北京区域基本被冷池和辐散气流控制，对流活动最终减弱消亡（图略）。

4.3 雷暴新生地点演变的综合讨论

在细致观测分析基础上，下面对这次局地暴雨过程的雷暴新生地点演变进行综合讨论。首先，在高低空涡、槽配合不一致的环流背景下，大尺度系统移动缓慢，为雷暴冷池出流与复杂地形相结合主导雷暴新生地点的演变提供了时间和空间；另一方面，弱的对流层低层环境垂直风切变，有利于雷暴群的发生、发展和演变，而不利于组织性强、移动速度和方向相对容易把握的飑线系统发生。由于中低层天气尺度环流形势的配合不一致，在北京西南边缘、东北边缘分别引起两个雷暴群，周边雷暴进而在复杂地形条件下通过冷池出流产生出复杂多变的中、小尺度边界层辐合线，进而影响北京地区的雷暴新生演变，使得局地暴雨的落区（点）极具局地性和突发性。

由于在这次局地暴雨过程中冷池出流是雷暴新生的主要触发抬升机制，这就要求冷池出流要满足一定的强度。已有研究指出（张文龙等，2011），如果冷池强度很弱（＞－3°C），则难以触发雷暴新生；比较充足的水汽条件、不稳定层结以及较大的CAPE值，有利于形成较强的地面冷池及冷池出流，这次暴雨过程基本满足这样的环境条件。以大兴站为例，通过图11看到，代表雷暴冷池强度的扰动温度达到－8 °C以上，同时气压急升2.4 hPa以上，风速由1～2 m s突增到14 m s，且风向突变。由此可见雷暴冷池出流的强度满足触发抬升作用的需求。复杂地形在雷暴的新生演变过程中，虽然扮演着被动响应的角色，但是同样可以看到其重要的作用。从前期的冷空气沿密云附近河谷侵入、房山入侵的雷暴前沿冷池出流增强北京城区南部的辐合等，到后期的形成两条线状对流带，都离不开地形的特殊作用。章淹（1983）曾总结了地形对降水的13种影响作用假说，特别强调指出地形对降水的作用是与大气条件变化相结合的，并非固定不变。另外我们注意到，虽然出现了两条明显的线状对流带，但是他们的形成机制与飑线是完全不同的，虽然北京的线状对流可能有一定的多发性，但需要注意与飑线系统的区分。

局地暴雨落区与对流风暴的触发机制有直接关系，受局地小尺度条件影响明显，而这些小尺度条件比较难以监测，因而造成局地暴雨比较难以预报。丁一汇（2005）曾经指出，由于没有稠密的观测网和观测工具，站与站之间的空间距离太大，观测时间间隔也太大，大尺度环境场中出现的小尺度的辐合区是很难被发现的；因此在强风暴低层出现的辐合区，有时被认为是对流活动的结果，有时则被认为是对流发生发展的原因，低层辐合与对流发生的关系还不十分清楚。我们从这次复杂地形雷暴新生地点的加密自动站观测分析已经看到，平谷、大兴、昌平、怀柔等雷暴新生前半小时或更长时间，都有边界层辐合存在或发生，说明边界层辐合是雷暴新生的重要触发机制。随着地面自动站布网密度的提高，目前可以实现对γ中尺度边界层辐合线（点）的监测，而且这些辐合线（点）是和γ中尺度的雷暴的发生发展紧密相联的，这些雷暴的发生发展进而影响着局地暴雨中心的落区（点）和发生时间。由此可见，近十年来北京加密自动站等气象现代化建设对促进我国强降水天气的监测和研究具有重要价值。

图9 2008年8月14日（a）04:41和（b）05:23沿图8d白色直线方向的雷达回波剖面（单位：dBZ）

图10 （a）2008年8月14日05:41雷达回波（单位：dBZ），椭圆表示线状对流带；（b）南郊观象台微波辐射计演算的对流有效位能 CAPE（黑色实线，单位：J kg−1）和南郊观象台自动站5分钟降水率量（红色虚线，单位：mm）

图11 2008年8月14日大兴站（54594）地面气压（实线，单位：hPa）和温度（虚线，单位：°C）演变，三角形指示降水发生时间，虚线方框表示气象要素发生突变时段

5 结论和讨论

复杂地形条件下，一个强雷暴将会在何时、何地生成是局地强对流天气研究与精细化预报的难点。北京2008年8月14日局地暴雨以雷暴群的形式出现，雷暴新生地点复杂多变，形成了多个γ中尺度的强降水中心，给这次暴雨的定时、定点预报带来极大挑战。本文利用近年来北京气象现代化建设取得的加密地面自动站、多普勒雷达、风廓线仪、微波辐射计等多种新型高时空分辨率观测资料，并结合VDRAS反演资料，精细分析了雷暴形成过程中地面（边界层）风场、温度场等的演变特征，讨论了天气形势、复杂地形以及冷池出流在雷暴新生地点演变中和暴雨落区变化中的作用。主要结论如下：

复杂地形与雷暴冷池出流作用相结合，主导了雷暴新生地点的变化，进而影响γ中尺度强降水中心的变化；天气尺度高低空涡、槽配合不一致，并且系统移动缓慢，以及对流层低层的弱环境垂直风切变，是雷暴冷池结合复杂地形发挥雷暴新生地点主导作用的重要前提；复杂地形使得冷空气在一定范围内流动，在边界层产生碰撞和辐合，起到触发和增强对流作用，并使得对流风暴的形态与地形的走向和形态呈现出紧密相关性；一定强度的冷池出流、边界层前期的暖湿空气和对流不稳定能量的积累，是冷池出流触发雷暴新生演变的必要条件；北京周边地区的雷暴，通过其雷暴冷池出流沿着沟谷地形或向平原地区流动，与北京山谷或城区的边界层暖湿空气形成辐合抬升机制，触发雷暴新生。

多种观测资料的优势互补利用，是一个值得进一步探索的问题。针对这一雷暴群形式的局地暴雨个例，在常规观测、卫星云图等观测分析的基础上，利用高时空分辨率的多普勒雷达资料对雷暴的新生演变进行追踪，然后利用VDRAS反演资料对雷暴的新生地点的变化机制进行了分析。但是由于VDRAS没有包含对地形的处理，因此在复杂地形条件下存在一定的误差，因此进一步结合加密地面自动站来分析地面辐合、辐散以及雷暴冷池的演变特征。利用高时空分辨率的风廓线仪资料分析了对流层低层的垂直风切变特征，表明这是一次在垂直风切变较小的环境条件下发生的雷暴群事件。利用高时空分辨率的微波辐射计资料，分析了对流风暴发生前后，对流有效位能的变化，进一步说明了对流不稳定能量与雷暴的发生发展也是紧密联系的、暖湿的边界层是触发雷暴新生的关键条件之一。

天气尺度环流形势及环境条件，对未来雷暴系统的新生及演变有着重要的潜在影响。相比较而言，冷锋（高空槽）类暴雨，暴雨落区随着锋面或槽线移动，暴雨的落区和发生时间相对比较容易预报和掌握；然而，在高低空涡、槽配合不一致的环流背景下，由雷暴冷池出流与复杂地形相结合主导着雷暴新生地点的演变，强降水中心与局地复杂多变的边界层辐合线（点）密切相关，暴雨落区（点）更具局地性和突发性，预报难度更大。因此，此类精细化分析研究还需要进一步加强，通过我国气象现代化建设取得的多种加密观测资料的深度应用，为满足“定时、定点、定量”精细化业务预报和服务需求奠定科学基础，同时提升我国中小尺度气象学在国际上的影响力。

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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

国家自然科学基金项目“北京MCS椭圆形暴雨云团的组织化机理研究”41075047，国家重点基础研究发展计划（973计划）项目2014CB441402，“十一五”国家科技支撑重点项目“京津冀城市群高影响天气预报中的关键技术研究”2008BAC37B01

张文龙，男，1969 年出生，博士, 副研究员，目前主要从事暴雨数值预报研究。E-mail: wlzhang@ium.cn