崔新艷 陳明軒 秦 睿 韓 雷

1 中國海洋大學海洋與大氣學院，青島 266100 2 北京城市氣象研究院，北京 100089 3 中國海洋大學信息科學與工程學院，青島 266100

提 要： 對流初生(CI)是強對流天氣開始活動的標志，CI機理研究是中尺度氣象界研究的重點和難點，也是提高局地突發(fā)強對流天氣演變的科學認知和短時臨近預報水平的關(guān)鍵所在。文章綜述了國內(nèi)外地基CI機理和高架CI機理的研究成果。地基CI一般由邊界層輻合線觸發(fā)，溫濕度擾動及不穩(wěn)定性、微氣旋、垂直切變和地形等因素都對CI的產(chǎn)生和時空位置有一定影響。大氣不穩(wěn)定性對局地溫度尤其是濕度的變化很敏感，對CI的影響很大。環(huán)境垂直風切變與邊界熱動力場的相互配合，微氣旋的垂直速度與渦度之間的反饋，地形導致的熱動力效應，都會影響地基CI的產(chǎn)生。高架CI與低空急流、涌和重力波等有關(guān)。低空急流輸送水汽，降低了環(huán)境的穩(wěn)定度，其切變也可以產(chǎn)生上升氣流，對夜間高架CI很重要。對流可以產(chǎn)生重力波和涌，兩者通過抬升低層大氣，減小穩(wěn)定度，有利于高架CI的產(chǎn)生。高架輻合和持續(xù)的弱中尺度上升也有助于增加高架對流的潛勢。綜述內(nèi)容對與CI有關(guān)的研究以及局地突發(fā)強對流的預報預警具有一定借鑒意義。

引 言

強對流天氣是一種嚴重的災害性天氣，常常會產(chǎn)生暴雨、冰雹、破壞性大風和龍卷等，造成嚴重的人員傷亡和財產(chǎn)損失，近年來更是頻發(fā)，對經(jīng)濟建設和社會發(fā)展以及人民生活造成很大影響(Lock and Houston，2014；Houze et al，2015；Reif and Bluestein，2017；2018；Wilson et al，2018；覃丹宇和方宗義，2014；卜茂賓等，2018)。因此，需要準確地預報和預警強對流天氣，從而減少由其帶來的氣象和次生災害。近幾十年來，雖然天氣預報技術(shù)取得很大進展，但對強對流天氣的短時臨近預報和預警依然面臨很大挑戰(zhàn)，特別是對于對流初生(convective initiation，CI)的預報。也就是在未來的幾到十幾小時內(nèi)，如何確定什么時間在什么地點發(fā)生什么樣的強對流天氣，依然是天氣預報方面的一大挑戰(zhàn)。之前的研究已經(jīng)發(fā)現(xiàn)CI具有多尺度和強非線性的物理過程，這樣的復雜性使得對CI的概念性理解和精確模擬具有很大的挑戰(zhàn)性，理解CI的機理，是提高強對流天氣短時臨近預報水平的關(guān)鍵所在，也是中尺度氣象界研究的重點和難點(Weckwerth et al，2004；2019；Weckwerth and Parsons，2006；Wilson and Roberts，2006；Browning et al，2007；Lock and Houston，2014；Sun et al，2014；Geerts et al，2017；Yano et al，2018；李五生等，2014；覃丹宇和方宗義，2014；黃亦鵬等，2019)。

CI是強對流天氣開始活動的標志，準確識別CI對強對流天氣短時臨近預報有很大幫助。國內(nèi)外很多研究都用雷達反射率因子≥35 dBz作為CI的判斷標準(Roberts and Rutledge，2003；Roberts et al，2012；Walker et al，2012)。Mecikalski and Bedka(2006)則基于地球靜止軌道環(huán)境業(yè)務衛(wèi)星(Geostationary Operational Environmental Satellite，GOES)資料提出了CI的8個預報指標(表1)，包括紅外云頂亮溫、紅外云頂亮溫的時間變化趨勢，紅外云頂亮溫差等，之后進一步進行了拓展研究(Mecikalski et al，2008)，經(jīng)修訂后這些預報指標在國內(nèi)也得到了應用(劉京華等，2012；李五生等，2014；郭巍等，2018；周鑫等，2019)。

表1 當前美國GOES業(yè)務CI采用的判據(jù) (引自Mecikalski and Bedka，2006；Mecikalski et al，2008)Table 1 The operational criteria of CI used by the current US GOES (from Mecikalski and Bedka, 2006; Mecikalski et al, 2008)

國外在CI機理研究方面開展了大量的觀測和數(shù)值模擬工作，很多基于科學觀測試驗，具有很強的系統(tǒng)性和針對性，獲得了對CI機理的深入認識，為對流尺度數(shù)值預報模式的改進提供了豐富的科學依據(jù)(Weckwerth and Parsons，2006；Browning et al，2007)。國內(nèi)也開展了很多關(guān)于CI機理的研究工作，證實了一些重要的CI機制也適用于中國地區(qū)(鄭媛媛等，2011；孫繼松和陶祖鈺，2012；鄭永光等，2017)，但國內(nèi)主要還是以個例分析為主，缺少系統(tǒng)性工作。

CI研究是強對流預報預警的難點問題，近年來雖然通過精細的觀測分析和對流尺度數(shù)值模擬，已經(jīng)形成了幾個觸發(fā)CI的概念模型，并建立了若干個觸發(fā)CI的熱動力關(guān)鍵指標，但是CI的機理非常復雜，下墊面、地形、氣候特征不同的區(qū)域的CI機制差異很大，還需要更多更細致的研究(Reif and Bluestein，2018；Weckwerth et al，2019；鄭永光等，2017)。因此，有必要對之前的CI研究進行一定的總結(jié)，幫助預報員更容易識別CI可能發(fā)生的環(huán)境，從而改進強對流天氣的短時臨近預報和預警水平，并為之后的CI機理研究提供一定的借鑒。

已有的研究表明，CI分成兩種：基于地面觸發(fā)的CI(簡稱“地基CI”)和基于地面以上高度觸發(fā)的CI(簡稱“高架CI”)。地基CI一般在下午和晚上發(fā)生，由地面輻合線觸發(fā)。與地面輻合無關(guān)的高架CI大多在夜間發(fā)生，其觸發(fā)經(jīng)常與高架輻合區(qū)域有關(guān)(Wilson and Roberts，2006)。本文將近年來國內(nèi)外CI機理研究的若干成果進行簡要總結(jié)，第一部分介紹各種地基CI機理，第二部分介紹高架CI機理，以期為將來的強對流短時臨近預報和預警研究提供參考。

1 地基CI的機理

國外在這方面開展了大量研究。2002年美國開展了著名的國際水科學研究項目(International H2O Project，IHOP)，其科學目標之一是研究邊界層輻合線導致的CI的機理(Weckwerth and Parsons，2006；Wilson and Roberts，2006)。2005年夏季在英國南部開展的對流風暴初生研究計劃(Convective Storms Initiation Project，CSIP)(Browning et al，2007)和2007年夏季在歐洲中部地區(qū)開展的對流及地形降水研究計劃(Convective and Orographically-induced Precipitation Study，COPS)(Wulfmeyer et al，2011)的主要目標之一也是研究CI的形成機理，其間的研究表明，出流邊界形成的動力不穩(wěn)定和低層輻合上升對對流的形成和加強起到重要作用(Marsham and Parker，2006；Morcrette et al，2006；Wulfmeyer et al，2011；Khodayar et al，2013)。近年來，國內(nèi)很多學者也開展了觸發(fā)CI的觀測分析和數(shù)值模擬研究，表明在我國不同地區(qū)出流邊界和復雜地形是觸發(fā)CI的重要機制(漆梁波等，2006；陶嵐等，2009；陳明軒等，2010；2013；2017；王彥等，2011；俞小鼎等，2012；趙金霞等，2012)。

1.1 邊界層輻合線

CI的影響因素很多，有時會受多個因子共同作用，有時在對流形成的不同階段的主要影響因子不同。其中，沿著邊界層輻合線的CI已經(jīng)是一個十分活躍的研究領(lǐng)域，之前很多的研究已經(jīng)表明邊界層輻合線可以觸發(fā)新對流或加強已經(jīng)存在的對流(Shapiro et al，1985；Wilson and Schreiber，1986；Wilson et al，1992；2010；Wilson and Mueller，1993；Weckwerth and Parsons，2006；Wilson and Roberts，2006；Wakimoto and Murphey，2010；Alexander et al，2018；陳明軒等，2010；王彥等，2011；趙金霞等，2012)。實際上，邊界層輻合線是邊界層內(nèi)大氣(風、溫度或者水汽)的不連續(xù)分界線，可以看成是邊界層內(nèi)的不穩(wěn)定觸發(fā)因子，在邊界層輻合線附近存在顯著的輻合和上升，能夠減小對流抑制、通過氣塊增濕增加熱力不穩(wěn)定性，從而有利于CI的出現(xiàn)(Doswell Ⅲ，1987；Johnson and Mapes，2001)。

Wilson and Schreiber(1986)將邊界層輻合區(qū)域(經(jīng)常被稱為“邊界”)定義為“一條加強的雷達反射率因子細線和/或多普勒徑向速度上明顯的輻合線，寬度為1～3 km，長度大于10 km，持續(xù)至少15 min”，包括陣風鋒(Weckwerth et al，2008；陳明軒等，2013；2017)、干線(Xue and Martin，2006a；Hill et al，2016)、天氣尺度鋒面(Shapiro et al，1985)、海風鋒(Pielke，1974；Laird et al，1995)、湖風鋒(Wang et al，2019)、地形導致的環(huán)流(Banta and Schaaf，1987；Bennett et al，2006；Langhans et al，2011；Houze，2012；Weckwerth et al，2014)等。很早之前已經(jīng)有研究記錄了邊界層輻合線在對流初生中的重要作用(Byers and Rodebush，1948)，并發(fā)現(xiàn)地面輻合區(qū)域與30分鐘之后的對流初生有關(guān)。之后很多研究也注意到輻合線與海陸風相互作用，對沿著佛羅里達半島深厚對流初生很重要(Burpee，1979；Cooper et al，1982；Watson and Blanchard，1984)。Wilson and Schreiber(1986)發(fā)現(xiàn)科羅拉多州79%的對流(≥30 dBz)初生發(fā)生在邊界層輻合線附近，強對流(≥60 dBz)則增加到95%，而碰撞的輻合線觸發(fā)了71%的新對流或加強已經(jīng)存在的對流。Reif and Bluestein(2017)表明美國大平原中部和南部大約76%的CI發(fā)生在近地面邊界附近。Iwai et al(2018)的研究發(fā)現(xiàn)日本關(guān)東平原南部的一個海風鋒從東京灣移動到內(nèi)陸后觸發(fā)了一個新對流單體。Huang et al(2019)對具有顯著植被差異的華北河套地區(qū)的研究發(fā)現(xiàn)，44%受植被差異引發(fā)的熱力環(huán)流形成的輻合線可以觸發(fā)CI。Abulikemu et al(2019)發(fā)現(xiàn)很多連續(xù)發(fā)生在華北渤海灣區(qū)域的CI與陣風鋒有關(guān)。

很多研究表明，不同邊界相互作用區(qū)域的近地面動力不穩(wěn)定明顯增強，CI經(jīng)常發(fā)生在兩個或更多的邊界相互作用處(Droegemeier and Wilhelmson，1985a；1985b；Lee et al，1991；Nicholls et al，1991a；Kingsmill，1995；Weiss and Bluestein，2002；Wilson and Roberts，2006；Browning et al，2007；Reif and Bluestein，2017；Bai et al，2019；Cui et al，2019；陳明軒等，2010)。這也可能與邊界碰撞面兩邊低層水平渦度的平衡有關(guān)，這個平衡導致了更垂直的深厚上升流(Mahoney Ⅲ，1988；Rotunno et al，1988)。Klüpfel et al(2012)研究了西非土壤濕度不均勻?qū)е碌臒崃娖容椇蠀^(qū)域，該輻合區(qū)域單獨沒有觸發(fā)深厚對流，其與陣風鋒相互作用，加之輸送到該區(qū)域的季風氣團才觸發(fā)了新對流。Abulikemu et al(2015)發(fā)現(xiàn)華北的一個對流前的陣風鋒和一個海風鋒相向移動時，它們之間的暖空氣被擠壓，觸發(fā)了局地對流。在這些單體的發(fā)展過程中，低空輻合和兩個鋒面之間明顯加強的條件不穩(wěn)定性都有助于CI。Qin and Chen(2017)發(fā)現(xiàn)北京西南部的一個冷鋒和一個干線共同作用產(chǎn)生了CI。陳明軒等(2017)研究了京津冀復雜地形條件下導致對流風暴局地新生和發(fā)展的熱動力機制，發(fā)現(xiàn)陣風鋒相互作用區(qū)域不斷有對流單體新生和增強。Bai et al(2019)也發(fā)現(xiàn)中國中東部陣風鋒和近地面輻合線的相互作用導致了CI。

圖1展示了邊界附近CI可能出現(xiàn)的區(qū)域，靜止邊界兩邊都有可能出現(xiàn)CI，而CI一般出現(xiàn)在移動邊界的后側(cè)，兩個或多個邊界的相互作用區(qū)域是最有可能出現(xiàn)CI的位置。但是有時候，對流也會在邊界碰撞之前突然出現(xiàn)。例如，Nicholls et al(1991a)提到當東西海岸的海風鋒靠近時，深厚對流可以在它們之間出現(xiàn)。Fankhauser et al(1995)發(fā)現(xiàn)在陣風鋒和海風鋒碰撞之前的幾分鐘，新對流就已經(jīng)出現(xiàn)在兩者之間。他們認為這是因為下午隨著地面加熱的減少，在中間的氣團中有一個輻合線形成。Abulikemu et al(2016)研究華北的一個海風鋒和一個陣風鋒融合，發(fā)現(xiàn)盡管它們相距還有25～30 km，幾個對流單體就在兩個鋒面之間產(chǎn)生。

圖1 與邊界有關(guān)的對流初生示意圖 (a)靜止的邊界，(b)移動的邊界，(c)碰撞的邊界 (實線表示邊界，虛線表示邊界移動后的位置，陰影表示可能出現(xiàn)CI的區(qū)域；引自Wilson and Mueller，1993)Fig.1 Diagram of CI associated with boundary (a) stationary boundary, (b) moving boundary, (c) colliding boundaries (Solid line indicates boundary, dashed line indicates the position of boundary after moving, shaded indicates the regions where CI may occur； from Wilson and Mueller, 1993)

盡管邊界對決定新對流形成的大體位置是重要的，但是不能決定對流出現(xiàn)的準確時間和地點，不是出現(xiàn)CI的充分條件(Wilson and Mueller，1993)。例如，在有些個例中，因為不利的對流層中層環(huán)境，在一些邊界碰撞處并沒有出現(xiàn)CI(Wilson and Schreiber，1986；Stensrud and Maddox，1988)。此外，在移動的邊界之前有云存在，也可能是產(chǎn)生CI的一個關(guān)鍵因素(Wilson and Mueller，1993；May，1999；Hane et al，2002)。小尺度空間(幾千米)和時間(幾十分鐘)的溫度、濕度和風的變化對新對流出現(xiàn)的時間和位置有重要作用(Mueller et al，1993；Crook，1996；Weckwerth et al，1996；Murphey et al，2006)。

邊界經(jīng)常被考慮成二維的，但是沿著邊界可能有明顯的局地變化，這可能在CI的產(chǎn)生中起重要作用。大量的研究者已經(jīng)關(guān)注了沿著邊界的變化，并且表明沿著這些邊界的確有易于出現(xiàn)CI的位置(圖2)。這些非均勻分布可以歸因于熱動力穩(wěn)定性的局地變化，這已經(jīng)在大量的研究中觀測到(Mueller et al，1993；Weckwerth et al，1996)。一個邊界層輻合線附近強對流的發(fā)展需要足夠的不穩(wěn)定性，而邊界層局地的濕度和溫度可以代表那里的大氣不穩(wěn)定性(Mueller et al，1993；Weckwerth et al，1996)。已經(jīng)有一些研究強調(diào)了精確估計水汽和溫度在對流初生和發(fā)展預報中的重要性。Woodcock(1960)第一個提出環(huán)境濕度的變化在CI中的重要作用，他觀測到當?shù)蛯託鈭F抬升時，濕氣團首先到達抬升凝結(jié)高度(lifting condensation level，LCL)，因此將會首先通過潛熱釋放而增加浮力，加快氣團抬升，從而形成新對流。Droegemeier and Wilhelmson(1985a)的模擬研究顯示，增加的低層濕度使得對流增長更快，變得更強。Mueller et al(1993)發(fā)現(xiàn)在一個近中性的環(huán)境中，地面溫度或露點溫度擾動2～4℃ 可能對對流的初生是很重要的，而這個量級的小尺度擾動是很常見的。Lee et al(1991)和Crook(1996)進行的數(shù)值模擬表明，水汽混合比改變1 g·kg-1會對對流發(fā)展有重要影響。而在邊界層內(nèi)經(jīng)常觀測到，幾千米距離內(nèi)水汽混合比就可變化1.5～2.5 g·kg-1(Weckwerth，2000)。Couvreux et al(2012)研究了西非半干旱環(huán)境中的CI，指出感熱通量、中低層的濕度、低層溫度直減率和一個中尺度上升流對半干旱條件中深厚對流的初生有重要作用。Kato(2018)研究東亞低層水汽的代表性高度，發(fā)現(xiàn)500 m以下的低層濕空氣對深厚濕對流的初生非常重要。

圖2 彎曲邊界附近濕度的水平分布 和上升流可能觸發(fā)CI (引自Murphey et al，2006)Fig.2 The relationship between horizontal distribution of moisture and updrafts near the curved boundary that may lead to CI (from Murphey et al, 2006)

沿著邊界的動力變化也是CI的一個重要影響因子。例如，海岸線的形狀可以影響沿著海風鋒的對流云分布(Purdom, 1976)。Pielke(1974)發(fā)現(xiàn)沿著海風鋒，在海岸線的突出部位，因為海陸加熱不同而導致了輻合和垂直速度極大值。也有觀測顯示與邊界有關(guān)的波模態(tài)或切變不穩(wěn)定性能產(chǎn)生沿著邊界的變化。Carbone et al(1990)觀測到沿著一個陣風鋒的波模態(tài)頂點處(雷達觀測到一系列的80～150 km的弓狀回波)，有局地的輻合極大值，是對流初生和發(fā)展的有利區(qū)域。Weckwerth and Wakimoto(1992)發(fā)現(xiàn)在K-H波(Kelvin-Helmholtz；在地面之上1～2 km，有3～5 km的間隔，大約與邊界正交)逆切變一邊(上升運動一側(cè))有陣風鋒上升流的極大值。Kingsmill(1995)假設，沿著出流邊界的來自于Helmholtz切變不穩(wěn)定的微氣旋(環(huán)流的半徑小于4 km；Fujita, 1981)，可以決定哪里會觸發(fā)深厚對流，Lee and Wilhelmson(1997a)的數(shù)值模擬也進一步證明了這個假設。

對流的初生對大氣不穩(wěn)定性的微小變化很敏感(Mueller et al，1993；Crook，1996)。一般將不穩(wěn)性分成熱力不穩(wěn)定性和切變不穩(wěn)定性。局地位溫隨高度減小的區(qū)域存在熱力不穩(wěn)定性，例如，當密度流向前運動時，由于地面摩擦的影響，高層的氣流運動得較快，高層的密度流伸入前方密度較小的空氣中，形成密度流“鼻子”，低層空氣密度較小，高層空氣密度較大，導致不穩(wěn)定(Lee and Wilhelmson，1997a)。而大氣的不穩(wěn)定性對局地的濕度變化也很敏感，有時比溫度變化更敏感。這是因為水汽凝結(jié)釋放的潛熱明顯大于氣團溫度增加所需的熱量(俞小鼎等，2012；鄭永光等，2017)。切變不穩(wěn)定性的理論研究可以追溯到Helmholtz(1868)，他指出切變不穩(wěn)定性在兩個不同流速之間的過渡區(qū)形成。Rayleigh(1879)的拐點理論指出，切變不穩(wěn)定性的一個必要條件是過渡區(qū)的速度廓線上必須有一個拐點，而在拐點處渦度必然變號，形成不同的渦旋，這與Helmholtz(1868)發(fā)現(xiàn)的自由切變層中的渦街一致。例如，Mueller and Carbone(1987)研究了一個陣風鋒的熱動力結(jié)構(gòu)和特征，表明由于冷池出流與其上方環(huán)境風速不同，在陣風鋒附近產(chǎn)生K-H不穩(wěn)定性，并隨著冷池出流向前移動而向后傳播，最終在逆切變側(cè)(上升運動一側(cè))產(chǎn)生C

I。

1.2 水平對流卷

水平對流卷(horizontal convective rolls，HCRs)包含對流邊界層內(nèi)的相反旋轉(zhuǎn)渦(LeMone，1973)，其形成受感熱通量和風切變的影響(Wakimoto and Atkins，1994)。一些研究已經(jīng)表明熱力不穩(wěn)定性是HCRs的主要強迫機制(Kuo，1963；Asai，1970a；1970b；1972)，而也有些研究發(fā)現(xiàn)，HCRs形成后動力不穩(wěn)定性是主要的(Faller，1963；Lilly，1966；Stensrud and Maddox，1988)。但是從大多數(shù)關(guān)于HCRs的研究發(fā)現(xiàn)，熱力和動力不穩(wěn)定性的共同作用對HCRs的形成是必要的(Miura，1986；Kristovich，1993；Weckwerth et al，1997)。

Wilson et al(1992)發(fā)現(xiàn)在輻合線與HCRs的碰撞處，上升流加強，觸發(fā)了新對流。Xue and Martin(2006b)研究中發(fā)現(xiàn)HCRs在干線的兩邊都存在，其寬高比(卷軸間距和深度的比值)為3～7。西邊的HCRs更強，它們的上升流有幾米每秒，在地面產(chǎn)生強的濕度輻合帶，與干線相交，干線變成波狀。HCRs的下沉流在地面產(chǎn)生輻散，產(chǎn)生了非對稱的地面輻散模式，修正了最大輻合的位置。地面輻散幫助集中背景的垂直渦度，成為渦中心或微氣旋。但是微氣旋不與最大的上升流和CI的位置相同，其促進微氣旋南北兩邊的地面輻合，從而有助于CI的產(chǎn)生。HCRs主要與其他邊界相互作用觸發(fā)CI(Wakimoto and Atkins，1994；Atkins et al，1995；Fovell，2005)，目前還沒有關(guān)于HCRs單獨觸發(fā)對流的詳細研究。

1.3 微氣旋

Wilson et al(1992)的研究結(jié)果表明，對流的初生經(jīng)常與沿著輻合線的微氣旋有關(guān)。Kingsmill(1995)觀測到沿著一個陣風鋒的一系列間隔3～5 km 的小尺度(2～4 km)的垂直渦度極大值，相似的特點也被大量觀測到(Carbone，1982；1983；Wakimoto and Wilson，1989；Wilson et al，1992；Arnott et al，2006；Murphey et al，2006)。Fujita(1981)將這種類型的環(huán)流稱為微氣旋。Kingsmill(1995)假設這些微氣旋起源于水平切變不穩(wěn)定(有時候也被稱為K-H不穩(wěn)定)。在每個垂直渦度極大值附近觀測到輻合和垂直速度極大值，但是這些位置并不是CI產(chǎn)生的地方。Lee and Wilhelmson(1997a；1997b)的模擬發(fā)現(xiàn)，穿過邊界的強水平風切變觸發(fā)了不穩(wěn)定性，加強了微氣旋的垂直渦度。但在微氣旋環(huán)流中心西北和東南加強的低層輻合區(qū)域，有加強的上升流，因此更容易出現(xiàn)CI(如圖3b中的“+”表示的輻合加強區(qū)域)。但是，F(xiàn)riedrich et al(2005)發(fā)現(xiàn)陣風鋒經(jīng)常只有一小部分的微氣旋明顯，一些輻合極大值只出現(xiàn)在微氣旋環(huán)流中心的一側(cè)，一些出現(xiàn)在兩側(cè)，而大多數(shù)輻合極大值幾乎與微氣旋環(huán)流中心重合，而不是如圖3b中在微氣旋環(huán)流中心對稱的西北和東南兩側(cè)。

圖3 沿著一個出流邊界的輻合、微氣旋和上升流 (a)3D圖(引自Lee and Wilhelmson，1997a)， (b)水平圖(+表示輻合加強，×表示正垂直渦度加強；引自Friedrich et al，2005)Fig.3 Schematic diagrams showing convergence, misocyclones and updrafts along an outflow boundary (a) 3D (from Lee and Wilhelmson, 1997a), (b) 2D (+ represents enhanced convergence, × represents enhanced positive vertical vorticity； from Friedrich et al, 2005)

已經(jīng)有研究表明不穩(wěn)定性的水平切變可以產(chǎn)生垂直渦度(Miles and Howard，1964；Mueller and Carbone，1987；Kingsmill，1995；Roberts and Wilson，1995)。另外，垂直渦度拉伸(Wilson et al，1992)和水平渦度傾斜(Atkins et al，1995)也被觀測到是垂直渦度的主要影響因子。對流邊界層的大渦模擬也檢驗了渦度的形成機制。例如，Kanak et al(2000)發(fā)現(xiàn)局地的垂直渦度傾向于在垂直速度極大值內(nèi)出現(xiàn)。Kanak et al(2000)和Shapiro and Kanak(2002)猜想，水平渦度最初是由密度流產(chǎn)生，然后這個水平渦度由于垂直速度的水平梯度而傾斜，產(chǎn)生垂直渦度。因為垂直速度與渦度之間的反饋，邊界層渦度的演化很大程度上與CI有關(guān)。這些反饋已經(jīng)經(jīng)過深厚濕對流的深入理論和數(shù)值模型研究(Klemp，1987)。上升流平流和垂直渦度拉伸，在大多數(shù)強雷暴案例中也會導致非超級單體龍卷的發(fā)展(Wakimoto and Wilson，1989)。

1.4 垂直切變

研究發(fā)現(xiàn)，環(huán)境垂直風切變與邊界熱動力場的相互配合，對對流的觸發(fā)和維持也有重要作用(Droegemeier and Wilhelmson，1985b；1987；Mahoney Ⅲ，1988；Rotunno et al，1988；Weisman et al，1988；Weisman and Rotunno,2004；Bryan et al，2006；Lombardo and Colle，2012；2013；陳明軒和王迎春，2012；魯蓉等，2019)。對流前的環(huán)境垂直風切變和對流降水形成的冷池相互作用，會直接影響到冷池前沿(即出流邊界)附近的近地面空氣的抬升程度。Thorpe et al(1982)和Rotunno et al(1988)已經(jīng)表明相對陣風鋒的低層風切變與對流的生命周期相關(guān)。Rotunno et al(1988)強調(diào)了一個深厚上升流對觸發(fā)對流的重要性。他們的模擬表明，當環(huán)境低層風切變與對流冷出流導致的環(huán)流各自相關(guān)的水平渦度平衡時，才產(chǎn)生垂直的深上升流，從而沿著輻合邊界觸發(fā)深厚對流。一個不利的切變環(huán)境可能使得上升流傾斜，以至于抬升的氣團不能到達它們的自由對流高度(level of free convection，LFC)。而對于CI的產(chǎn)生，在離開邊界層輻合區(qū)域之前，使得邊界層氣團到達它們的LFC是很重要的。另外，Johns and Doswell Ⅲ(1992)和McNulty(1995)發(fā)現(xiàn)0～6 km有強垂直切變時，有利于多單體或超級單體的發(fā)生發(fā)展，在較弱的垂直切變中，對流單體在向下風方向傳播時迅速消失(Ziegler and Rasmussen，1998)。陳明軒和王迎春(2012)的模擬研究發(fā)現(xiàn)，0～3 km低層垂直切變對颮線的發(fā)展維持最重要。而Abulikemu et al(2019)發(fā)現(xiàn)陣風鋒上方，向鋒前傾斜的上升流在CI過程中起重要作用，與中層垂直風切變(約3～5 km)有關(guān)的正渦度導致了這個向前傾斜的上升流，這與考慮低層切變的RKW理論(Rotunno-Klemp-Weisman)(Rotunno et al，1988)不同，強調(diào)了中層垂直風切變在CI過程中的作用(圖4)。

圖4 與陣風鋒頂部中層垂直風切變有關(guān)的CI過程 (紅色向上的箭頭表示陣風鋒前邊界向前傾斜的上升流， 藍色箭頭表示來自于環(huán)境的氣流，上面的紫色 彎曲箭頭表示兩個低層氣流的輻合和中層垂直風 切變導致的向前傾斜的上升流；引自Abulikemu et al，2019)Fig.4 Schematic model showing the mechanism of the CI process associated with the ambient vertical wind shear on top of the gust front (Red upward arrow depicts the forward-tilting updraft at the leading edge of the gust front, blue arrow shows another air stream coming from the ambient field, curved purple arrow above them represents the convergence of the low-level airflows and the forward-tilting updraft caused by the positive vorticity associated with the ambient vertical wind shear on top of the gust front； from Abulikemu et al, 2019)

1.5 地形效應

山脈地形會導致風場的垂直和水平擾動，這些擾動增加了山區(qū)CI出現(xiàn)的可能性(Banta and Schaaf，1987；Kottmeier et al，2008；Langhans et al，2011；Houze，2012；Weckwerth et al，2014)。近幾十年來，國際上開展了多個不同地形條件下的對流觸發(fā)試驗，如：對流初生與下?lián)舯┝髟囼?Convection Initiation and Downburst Experiment，CINDE)(Wilson et al，1988)，龍卷旋轉(zhuǎn)起源驗證試驗(Verifying the Origins of Rotation in Tornadoes Experiment，VORTEX)(Rasmussen et al，1994)，對流和降水/閃電項目(Convection and Precipitation/Electrification，CaPE)(Wilson and Megenhardt，1997)，IHOP(Weckwerth et al，2004；Wilson and Roberts，2006)，CSIP(Browning et al，2007)，COPS(Wulfmeyer et al，2011)，強雷暴和阿爾伯塔邊界層理解試驗(Understanding Severe Thunderstorms and Alberta Boundary Layers Experiment，UNSTABLE)(Taylor et al，2011)，美國大平原夜間高架對流試驗(the Plains Elevated Convection at Night，PECAN)(Geerts et al，2017)，以及東京都市圈關(guān)于極端天氣彈性城市的對流研究計劃(Tokyo Metropolitan Area Convection Study for Extreme Weather Resilient Cities，TOMACS)(Misumi et al，2019)。利用這些試驗期間獲取的豐富觀測資料，結(jié)合數(shù)值模擬研究，人們對不同地形附近的對流觸發(fā)過程和機理有了進一步認識。已經(jīng)有一些研究提出了幾個概念模型來理解地形對CI的影響(Banta and Schaaf，1987；Houze，2012；Kirshbaum et al，2018)。最簡單的機制是機械抬升(圖5a)。在山地迎風坡，入流被機械抬升，導致了凝結(jié)，出現(xiàn)新對流。相反，在背風坡，那里的下坡風被加熱和變干，對流被抑制(Smith，1979)。另一個簡單的機制是由于不同太陽輻射加熱導致的山地-平原環(huán)流(Wolyn and Mckee，1994)，白天形成的上坡風在山頂輻合，經(jīng)常產(chǎn)生CI(圖5c)。夜晚則相反，下坡風與環(huán)境中的入流輻合，在山腳產(chǎn)生上升流，有可能產(chǎn)生CI(圖5d)。另外，背風面輻合也有利于產(chǎn)生CI(圖5b)，而山后的重力波上升流使得局地氣團增濕，增加了不穩(wěn)定性，有可能產(chǎn)生CI(圖5e)，但大多數(shù)需要與其他因素協(xié)同作用。例如，與山后入流導致的低層輻合共同作用，高低空疊加的上升流更容易產(chǎn)生深厚對流(圖5f)。

圖5 地形影響CI的概念圖 (a)機械抬升，(b)背風面輻合，(c)白天山頂熱力強迫的上升流和對流，(d)夜間山腳附近的下沉氣流和對流， (e)山丘后的背風波，(f)背風側(cè)高空重力波上升流和上坡流 (圖5e引自Houze，2012；其他引自Kirshbaum et al，2018)Fig.5 Schematic of basic mechanisms of CI over mountains (a) mechanical lift, (b) lee-side convergence, (c) daytime thermally forced anabatic flow and convection over the crest, (d) nocturnal katabatic flow and convection near the mountain base, (e) lee wave, (f) lee-side gravity wave ascent aloft and upslope flow (Fig.5e from Houze, 2012; others from Kirshbaum et al, 2018)

地形對CI的影響已經(jīng)在全世界不同地區(qū)的研究中發(fā)現(xiàn)。例如，Tripoli and Cotton(1989a；1989b)檢查落基山脈背后的中尺度對流系統(tǒng)(mesoscale convective system，MCS)發(fā)現(xiàn)，地形導致的熱力和機械流通過與環(huán)境氣流的相互作用創(chuàng)造了一個有利于CI的環(huán)境。Smith et al(2009)研究熱帶地區(qū)的地形降水發(fā)現(xiàn)，迎風坡的條件不穩(wěn)定導致了對流被抬升觸發(fā)。Weckwerth et al(2011)關(guān)于歐洲復雜地形的研究也發(fā)現(xiàn)，CI更易于在較高的地形處產(chǎn)生。在京津冀地區(qū)的白天，在山上的大氣比在周圍的加熱得更快，上坡氣流在山頂輻合。當氣團超過它們的LFC時，對流被觸發(fā)。在夜晚，環(huán)流相反，對流在山頂被抑制。當一個邊界層中的低空急流遇到地形差異或海岸(不同的地表摩擦)時，它會因此產(chǎn)生有助于CI的抬升(Chen et al，2014)。中國西南部的青藏高原與四川盆地和華中山脈與華東平原熱力差異導致山脈-平原環(huán)流，其上坡風有助于產(chǎn)生CI(Sun and Zhang，2012；Jin et al，2013；Li et al，2017)。而夜間華南海岸地形導致的山脈-平原環(huán)流與陸風聯(lián)合，加強離岸輻合，從而產(chǎn)生新對流(Chen et al，2016)。Bai et al(2020)也發(fā)現(xiàn)華南大多數(shù)CI集中于海岸線100 km之內(nèi)，并且受局地地形和海陸差異影響很大。Cancelada et al(2020)發(fā)現(xiàn)相比平原，南美東南部的CI更容易發(fā)生在山脈附近。Branch et al(2020)表明阿拉伯半島東北部的夏季CI傾向于在最高峰處和山脊沿海一邊產(chǎn)生。

Wang et al(2016)研究了大別山的CI機制，發(fā)現(xiàn)產(chǎn)生CI的輻合線由不同尺度的地形產(chǎn)生。Hua et al(2020)研究了山西高原多尺度地形對對流降水系統(tǒng)初生和維持的影響。結(jié)果發(fā)現(xiàn)，最初的對流在山西高原的小尺度太岳山被觸發(fā)。在夜間有一個穩(wěn)定的邊界層，太岳山產(chǎn)生地形重力波。重力波導致的抬升使得低對流層絕熱變冷和飽和，因此產(chǎn)生一個有利于CI的濕絕對不穩(wěn)定層。在白天，由于太岳山和長治盆地之間的太陽輻射加熱差異，一個山地-平原環(huán)流建立，上坡風增加了山上的低層輻合，最終促進了CI的產(chǎn)生。但關(guān)于多尺度地形對CI影響的研究還比較少，仍需要更多的進一步研究。

總的來說，國內(nèi)外目前對CI機理的研究已經(jīng)取得了很大進展，發(fā)現(xiàn)邊界層輻合線、溫濕度擾動及不穩(wěn)定性、微氣旋、垂直切變和地形等因素都對CI的產(chǎn)生可能有一定的影響。但是很多局地離散對流單體的初生機制還不是很清楚，因此還需要對邊界層熱動力場和不同發(fā)展階段積云的更詳細觀測，以了解對流初生和演化的更多細節(jié)。在進行強對流的短時臨近預報時，需要組合雷達數(shù)據(jù)來探測輻合線，使用高分辨率的衛(wèi)星數(shù)據(jù)來探測云增長，以及利用地面和探空數(shù)據(jù)來綜合估計產(chǎn)生新對流的可能性和具體機制。

2 夜間高架CI的機理

在夜間時，經(jīng)常出現(xiàn)一個穩(wěn)定的邊界層(stable boundary layer，SBL)，其抑制近地面輻合區(qū)域，不穩(wěn)定氣團在SBL之上，因此常產(chǎn)生高架CI(Reif and Bluestein，2017；Weckwerth et al，2019)。高架對流定義為基底不在邊界層的對流，在暖季夜間常見(Weckwerth et al，2019)。預報夜間高架CI特別有挑戰(zhàn)性，因為它經(jīng)常在900～600 hPa產(chǎn)生(Wilson and Roberts，2006)，因此掌握穩(wěn)定邊界層之上的精細特征對夜間CI的預報更重要(Squitieri and Gallus，2016)。

典型的觀測系統(tǒng)不能觀測高空高時空分辨率的溫度、濕度和風場條件(Clark et al，2007)。但在過去十年，夜間對流的案例研究已經(jīng)很多，特別是那些使用外場觀測試驗的高時空分辨率數(shù)據(jù)的研究，例如IHOP和PECAN。已有的研究表明，夜間CI(nocturnal convection initiation，NCI)與涌和重力波(Koch et al，2008a；2008b)，以及低空急流出口區(qū)域的暖平流和中尺度輻合有關(guān)(Stelten and Gallus，2017；Trier et al，2017；Wilson et al，2018)。Wilson and Roberts(2006)注意到中層輻合和條件不穩(wěn)定是IHOP期間觸發(fā)夜間對流的主要因子。但是這些不是全面的，也可能有其他產(chǎn)生CI的特征或機制。

2.1 低空急流

低空急流(low-level jet，LLJ)對夜間對流的初生和維持很重要(Rasmussen and Houze，2016；Reif and Bluestein，2017；Gebauer et al，2018；Shapiro et al，2018；Weckwerth et al，2019)。LLJ是大氣低層風速的極大值區(qū)，一般在離地面1 km之內(nèi)(Song et al，2005；Shapiro et al，2016)。LLJ提供了對強對流有利的熱動力條件(Trier and Parsons，1993；Marsham et al，2011)。沿著LLJ終點的水平輻合導致大尺度抬升(Tuttle and Davis，2006)，LLJ在穩(wěn)定的夜間邊界層之上向上和向北的濕度輸送，降低了環(huán)境的穩(wěn)定度(Trier and Parsons 1993；Zhang et al，2019；Trier et al，2020)，從而有利于對流的初生和演化(圖6)。LLJ也可以產(chǎn)生強切變不穩(wěn)定性(孫淑清和翟國慶，1980)，根據(jù)一個颮線理論(RKW理論)，與LLJ有關(guān)的低層切變有利于中低層大氣抬升，從而有助于產(chǎn)生CI(Rotunno et al，1988)。另外的解釋是，CI的產(chǎn)生與急流的反氣旋切變側(cè)的輻合有關(guān)(Bonner，1966)。最近的研究表明，急流的反氣旋切變側(cè)有上升流，這是因為急流反氣旋切變側(cè)的反氣旋渦度隨著急流強度的減弱而減小，根據(jù)連續(xù)方程可以產(chǎn)生上升氣流(Pu and Dickinson，2014)。

圖6 LLJ觸發(fā)CI的截面圖 [黑色區(qū)域表示自西向東的地形(從左到右)，綠色表示水汽，黑虛線表示等熵線， 紅色橢圓區(qū)域表示西南氣流，紅色實心區(qū)域表示LLJ核，紫色橢圓區(qū)域表示 東南氣流；引自Weckwerth et al(2019)]Fig.6 Vertical cross-sectional conceptual model illustrating processes and features that may contribute to LLJ-only NCI [Black area is topography from west to east (left to right), green indicates higher moisture content, dotted line indicates isentropic curve, red elliptic domain and purple elliptic domain indicate southwesterly flow and southeasterly flow, respectively, with embedded solid red region showing the LLJ core； from Weckwerth et al (2019)]

Gebauer et al(2018)的研究顯示，在一個強轉(zhuǎn)向的LLJ的頂部有濕度平流和輻合，在晚上LLJ最強時導致CI。LLJ和東西向大氣鋒面邊界的交叉處可能是另一個有利于對流發(fā)展的區(qū)域(Trier and Parsons，1993)。LLJ與高空急流(upper-level jet，ULJ)的耦合有時也會在NCI中起重要作用(Moore et al，2003)。1 km之下的邊界層急流(boundary layer jet，BLJ)和1～4 km之內(nèi)的天氣尺度低空急流(synoptic-system-related low-level Jet，SLLJ)可能會同時存在。例如，Du and Chen(2018；2019)的研究發(fā)現(xiàn)，中國南海北部的夜間BLJ在近海岸加強了邊界層(約950 hPa)的輻合，內(nèi)陸冷鋒南面SLLJ的入口區(qū)域提供了對流層低層(約700 hPa)的輻散。這樣的低層輻合和中層輻散共同作用，在海岸產(chǎn)生了強的中尺度抬升。另外，兩個低層急流也提供了附加的小尺度擾動，這些小擾動可以作為低對流層的有效加濕機制，從而最終觸發(fā)CI。

2.2 涌或密度流

涌可能在高架NCI的觸發(fā)中起了重要作用(Haghi et al，2019；Parsons et al，2019)。水中的潮涌首先被認識到，直到20世紀，才發(fā)現(xiàn)大氣中也存在涌。一般，當?shù)蛯託饬鞅幻芏攘骰蚬腆w阻礙時，就會產(chǎn)生類似于“水躍”的擾動，當較輕的氣流不能夠完全處于較重氣流的上面時，它就可能發(fā)展成一個涌。一般涌經(jīng)過時，地面氣壓升高，氣溫不會改變或微弱上升。1948年一個對流產(chǎn)生的涌被Tepper(1950)定義，直到半個世紀之后，涌和深厚對流的相互作用才被又一次研究(Carbone et al，1990；Karyampudi et al，1995)。大量的觀測研究已經(jīng)表明夜間對流可以產(chǎn)生涌(Koch et al，1991；2008a；2008b；Knupp，2006；Wilson and Roberts，2006；Martin and Johnson，2008；Coleman et al，2010；Hartung et al，2010；Coleman and Knupp，2011；Watson and Lane，2016),其中除了Wilson and Roberts (2006)之外，其他研究都是案例研究。第一個研究涌的外場觀測試驗是IHOP，相關(guān)的研究表明涌經(jīng)常沿著MCS出流發(fā)展和可能觸發(fā)CI(Wilson and Roberts，2006；Haghi et al，2017)。為了不限于只是案例研究，Haghi et al(2017)使用IHOP的觀測，進行了一個涌和夜間環(huán)境動力關(guān)系的系統(tǒng)研究。

最近大氣涌已經(jīng)受到了很多關(guān)注(Haghi et al，2019)。涌通過抬升氣團到高空，導致氣團變得濕冷(Knupp，2006；Koch et al，2008a；2008b)，減小LFC和對流抑制能量(convection inhibition，CIN)(Loveless et al，2019；Parsons et al，2019)，最后抬升容易超過LFC高度，出現(xiàn)NCI(Haghi et al，2017；Parsons et al，2019)。最近Haghi et al(2017)的研究表明對流冷池和低對流層相互作用產(chǎn)生了涌，涌的上升流自身可以將不穩(wěn)定層抬升到LFC，從而直接維持深厚對流，而不需要其他的上升流，這與Parker(2008)的觀測一致。Parsons et al(2019)的研究發(fā)現(xiàn)涌也可以與LLJ共同作用促進CI產(chǎn)生。LLJ出口輻合產(chǎn)生的中尺度上升流與對流層低層的涌的上升流疊加，最終在夜間逆溫層上方觸發(fā)新對流(圖7)。

圖7 涌和LLJ觸發(fā)CI的概念圖 (引自Parsons et al，2019)Fig.7 Schematic diagram of the potential roles of bore and LLJ in CI (from Parsons et al, 2019)

但是一些觀測顯示新對流可以在涌的前面產(chǎn)生，涌的前邊界和最大上升流的位置間的距離較遠(約10～100 km)，使得CI的產(chǎn)生歸因困難(Haghi et al，2017)。在Blake et al(2017)的模擬中，涌的抬升使得對流附近環(huán)境的穩(wěn)定度下降，這對于深厚對流的觸發(fā)或維持更有利，但是對流是由其他過程觸發(fā)的。同時，涌也繼續(xù)向?qū)α飨到y(tǒng)前方傳播，CI究竟是被后面?zhèn)鱽淼挠康奶|發(fā)還是被其他過程觸發(fā)，這是很難確定的(Parsons et al，2019)。

當對流產(chǎn)生的冷池(例如，來自于一個MCS)和其他的密度流(例如，海風鋒或冷鋒)侵入SBL足夠深度時，可能出現(xiàn)涌。涌和密度流是相似的，因為它們經(jīng)過時都有氣壓跳躍。當一個密度流經(jīng)過時，地面溫度典型地下降，但是當涌經(jīng)過時，地面氣壓增加，而氣溫不一定增加(Haghi et al，2019)。并且涌經(jīng)常比母密度流傳播得快，這也可以區(qū)分二者。NCI可以由涌或密度流組合觸發(fā)。

涌的現(xiàn)場觀測是一個挑戰(zhàn)，因為目前的垂直廓線觀測網(wǎng)絡很稀疏。地面觀測資料盡管豐富，但是只能估計一個密度流或基于流體靜力學假設的涌或波的特性(Haghi et al，2019)。實際上，密度流、涌和孤立波可以都顯示為雷達反射率因子中的一系列的晴空回波細線，高層很濕時，在衛(wèi)星云圖上還可以表現(xiàn)為云線(Wilson and Roberts，2006；Haghi et al，2017；Mueller et al，2017)。

2.3 重力波

重力波包含K-H波、深厚對流產(chǎn)生的重力波和孤立波，在夜間是常見的(Trexler and Koch，2000；Richiardone and Manfrin，2003)。這些波與上升流和下沉流對相關(guān)，可以導致500 m到超過1 km的上升流，垂直速度達到1～5 m·s-1。來自于低層重力波擾動的垂直上升運動可以觸發(fā)新對流(Bretherton and Smolarkiewicz，1989；Pandya and Durran，1996；Lane and Reeder，2001；Lane and Zhang，2011；Adams-Selin and Johnson，2013)。對流可以產(chǎn)生重力波，理想數(shù)值模擬通常使用垂直加熱廓線上的波腹數(shù)量來標記波模式。深的快波型的垂直波長是兩倍對流層深度，稱為n=1模式，可以通過對流的中層非絕熱加熱產(chǎn)生(Nicholls et al，1991b)。n=2模式和n=3模式的垂直波長分別為對流層深度和2/3對流層深度，可以通過對流的高層非絕熱加熱和低層非絕熱冷卻產(chǎn)生，并在對流層低層有上升流，可減小CIN，這產(chǎn)生了有利于CI的條件(Lac et al，2002；Lane and Zhang，2011；Birch et al，2013)。不同模式波的傳播速度不同，波長越長，傳播得越快(Nicholls et al，1991b)。這些重力波經(jīng)常在MCS中發(fā)生，一般可以同時產(chǎn)生不同模式的波，波模式也與MCS的發(fā)展階段有關(guān)，而CI一般受n=2模式和n=3模式的重力波影響最大。

中緯度的對流層重力波以及它們對對流觸發(fā)和組織的影響被很好地記錄(Stobie et al，1983；Uccellini and Koch，1987)。Uccellini(1975)從氣壓場的擾動中探測到重力波，波長是400～500 km，相速度有35～40 m·s-1，能觸發(fā)對流或加強已經(jīng)存在的對流。Lindzen and Tung(1976)的一個理論分析表明重力波可能在與Uccellini(1975)相似的環(huán)境中存在，并且觀測到的對流線尺度與重力波的尺度也相當。Schmidt and Cotton(1990)也表明重力波對颮線組織和結(jié)構(gòu)有重要影響。Clark et al(1986)提出邊界和重力內(nèi)波之間的耦合可以觸發(fā)深厚對流。Weckwerth and Wakimoto(1992)發(fā)現(xiàn)，在出流邊界的頂部，對流單體的初生是由于K-H波和重力內(nèi)波(internal gravity wave，IG)的聯(lián)合作用。K-H波幾乎與陣風鋒垂直，與K-H波相關(guān)的環(huán)流和陣風鋒的交叉部分是有利于CI的位置。之后在K-H波相對陣風鋒向后傳播時，對流單體出現(xiàn)在K-H波環(huán)流的上升流一側(cè)。另外，陣風鋒激發(fā)的IG與陣風鋒平行，與IG有關(guān)的加強的上升流，導致了沿著K-H波上升流一側(cè)的對流單體周期性排列。Lac et al(2002)的觀測發(fā)現(xiàn)，新對流單體經(jīng)常發(fā)生在一個強對流之前幾百千米的地方，這是因為對流激發(fā)的快速模態(tài)(>15 m·s-1)重力波向前傳播，激發(fā)了新對流。Su and Zhai(2017)發(fā)現(xiàn)對流系統(tǒng)產(chǎn)生的重力波與輻合線相互作用，促進了CI的產(chǎn)生。

相比之下，因為缺乏特別觀測，熱帶地區(qū)靜力穩(wěn)定性較弱，對流層重力波很少被記錄。Mapes(1993)提出了一個關(guān)于熱帶對流層重力波作用的新觀點，與一般的觀點相反。一般認為與對流上升有關(guān)的補償下沉限制了附近對流(Asai and Kasahara，1967)，而Mapes(1993)的研究表明與浮力涌(垂直波長是對流層深度)有關(guān)的垂直運動，有助于附近更多對流的發(fā)展，并認為這個機制導致了熱帶對流的聚群CI特點。

對流的低層冷卻是低頻重力波和冷池產(chǎn)生的原因，因此對流可以同時產(chǎn)生低頻重力波和涌。最近的研究表明對流層重力波和涌移動速度相似。IHOP研究的涌的速度中等，約為11 m·s-1，只有一些速度峰值超過20 m·s-1。n=2模式或n=3模式的重力波波速分別約為15 m·s-1和10 m·s-1。因此盡管涌是由于對流出流入侵SBL，對流層重力波是由于對流加熱，但是對流也有可能同時產(chǎn)生對流層重力波和涌，兩者通過抬升低層大氣，減小穩(wěn)定度，有利于CI的產(chǎn)生。現(xiàn)在的理論還不能說明這兩個現(xiàn)象怎么相互作用，未來的研究應該弄清楚對流層重力波和涌的相互作用(Haghi et al，2019)。

2.4 其 他

NCI可以發(fā)生在一個MCS附近。Keene and Schumacher(2013)發(fā)現(xiàn)NCI可以在MCS后面出現(xiàn)，被稱為“弓箭”型，新對流在MCS的尾部(西或西北)發(fā)展，西南風LLJ向北傳輸濕熱，這個暖濕氣團保持了MCS冷池上的不穩(wěn)定性，并且與尾部入流的北風或西北風輻合，在弓狀回波的后部產(chǎn)生了高架對流(Keene and Schumacher，2013；Peters and Schumacher，2015；2016)。在MCS傳播方向前面出現(xiàn)的NCI叫做“T”型(Trier et al，2011)，“T”型新生對流一般出現(xiàn)在LLJ終點的北部，有時也與中尺度的鋒生有關(guān)(Coniglio et al，2011)。

在PECAN試驗期間，觀測到一些NCI在離天氣尺度鋒面地面邊界100～300 km的冷側(cè)區(qū)域產(chǎn)生。這是因為經(jīng)常有一個LLJ的低層強南風，在鋒面上方有暖濕平流，對流抑制被破壞，可能發(fā)生CI(Moore et al，2003；Peters et al，2017)。

一些NCI不受任何邊界層輻合區(qū)域、密度流或LLJ的影響(Weckwerth et al，2019)。它們與高架輻合和持續(xù)的中尺度弱上升有關(guān)，這導致了一個增濕的抬升層，有助于增加對流有效位能(convective available potential energy，CAPE)，減小CIN和LFC，從而有利于NCI的產(chǎn)生(Wilson et al，2018)。在IHOP期間有近2/3的高架CI事件與高架輻合層有關(guān)(Wilson and Roberts，2006)。

Degelia et al(2018)注意到NCI的產(chǎn)生也與中尺度對流前的環(huán)境密切相關(guān)，而觀測顯示，對流前環(huán)境中的高架濕絕對不穩(wěn)定層(moist absolutely unstable layers，MAUL)是弱抬升環(huán)境中高架CI的一個常見特征(Trier et al，2017)。雖然MAUL內(nèi)沒有強垂直運動，但是所有氣團的CIN可忽略，對微小的垂直擾動有不穩(wěn)定反應。但是，關(guān)于CI發(fā)生之前高架MAUL熱動力場演化和CI對MAUL定量貢獻的研究還較少。高架MAUL是否能確保一個弱抬升環(huán)境中的CI發(fā)生還未知，需要進一步研究。

通過非絕熱過程，對流可以產(chǎn)生位勢渦度(potential vorticity，PV)異常(Li and Smith，2010)，例如，對流的潛熱釋放和高山上的太陽輻射。Raymond and Jiang(1990)發(fā)現(xiàn)在一個氣旋性PV異常的順切變側(cè)可以產(chǎn)生1 cm·s-1的上升流，在逆切變側(cè)出現(xiàn)下沉流。在對流層中層，這個量級的上升流如果持續(xù)，可能足夠?qū)⒁粋€高架氣團抬升到它的LFC。

除此之外，可能還有其他NCI機制沒有被詳細研究，這是因為使用現(xiàn)有的雷達網(wǎng)絡還辨別不出它們。例如，氣旋性位勢渦度差異的水平平流是夜間對流產(chǎn)生和維持的一個重要因素(Jirak and Cotton，2007)。MCS附近的NCI也與微物理過程有關(guān)，水汽蒸發(fā)可能冷卻和濕化MCS云砧之下的大氣，因此可能有助于新對流的產(chǎn)生(Knight et al，2004)。未來的外場觀測試驗和高分辨率數(shù)值模型需要比之前更詳細地研究這些過程。

總的來說，目前國內(nèi)外對NCI機理的研究已經(jīng)取得了很多成果，發(fā)現(xiàn)低空急流、密度流和涌、重力波等因素都對NCI的產(chǎn)生可能有一定的影響。但是還有其他NCI機制沒有被詳細研究，因此還需要更詳細的觀測網(wǎng)來對高架CI進行研究，從而提高夜間對流的短時臨近預報水平。

3 結(jié)論和展望

通過對近年來國內(nèi)外CI機理的若干研究成果的歸納總結(jié)，可以得到以下結(jié)論：

(1)地基CI一般在下午和晚上發(fā)生，一般由邊界層輻合線觸發(fā)。盡管邊界對決定新對流大體的位置是重要的，但是其不能精確決定對流出現(xiàn)的時間和地點。溫濕度擾動及不穩(wěn)定性、微氣旋、垂直切變和地形等因素都對CI的產(chǎn)生可能有一定的影響，上述因子與邊界層輻合線的相互作用更加有利于地基CI。其中，大氣的不穩(wěn)定性對CI的影響很大，而不穩(wěn)定性對局地溫度尤其是濕度的變化很敏感。在不同邊界相互作用區(qū)域，近地面熱動力不穩(wěn)定明顯增強，從而有利于CI的產(chǎn)生。環(huán)境垂直風切變與邊界熱動力場的相互配合，對對流的觸發(fā)和維持也有重要作用。另外，沿著邊界的微氣旋的垂直速度與渦度之間存在反饋，地形導致的熱力和機械流通過與環(huán)境氣流的相互作用，都會對地基CI產(chǎn)生一定的影響。

(2)與地面輻合無關(guān)的高架CI大多在夜間發(fā)生，其觸發(fā)經(jīng)常與高架輻合區(qū)域有關(guān)。在夜間時，經(jīng)常出現(xiàn)一個穩(wěn)定的邊界層，抑制近地面輻合區(qū)域，不穩(wěn)定氣團在SBL之上，只能產(chǎn)生高架CI。夜間CI與低空急流出口區(qū)域的暖平流和中尺度輻合、涌和重力波有關(guān)。低空急流在穩(wěn)定邊界層之上輸送水汽，降低了環(huán)境的穩(wěn)定度，其切變也可以產(chǎn)生上升氣流，提供了對強對流有利的熱動力條件，對夜間高架對流的初生和維持很重要。對流可以產(chǎn)生重力波和涌，兩者通過抬升低層大氣，減小穩(wěn)定度，有利于高架CI的產(chǎn)生。涌的上升流也可以與LLJ出口的中尺度上升流共同作用促進CI產(chǎn)生。一些高架CI與高架輻合和持續(xù)的中尺度上升有關(guān)，增濕的抬升層有助于增加CAPE，減小CIN和LFC，從而有利于CI的產(chǎn)生。但是還有其他NCI機制沒有被詳細研究，一些CI產(chǎn)生的主要原因歸因困難，因此還需要更詳細的觀測網(wǎng)對高架CI進行研究。

CI是具有多尺度和強非線性的物理過程，這樣的復雜性使得目前對CI過程還有很多不清楚的地方，需要進一步的詳細研究。未來需要加強關(guān)于CI以下幾個方面的研究：

(1)研究目前還不清楚的影響CI的中小尺度結(jié)構(gòu)特征和演化。例如，輻合線的起源是什么?什么環(huán)境中的什么輻合線容易觸發(fā)CI？輻合線的什么位置容易產(chǎn)生CI？輻合線產(chǎn)生CI的動力過程除了低層輻合抬升，其與垂直風切變相互配合對CI也很重要，但是具體是中層風切變還是低層風切變起作用？輻合線之前有云存在也可能是產(chǎn)生CI的一個關(guān)鍵因素，云下的大氣微物理過程具體怎么影響CI？HCRs和微氣旋渦度形成的具體機制是什么？強轉(zhuǎn)向LLJ和多尺度地形通過熱力作用和動力作用具體怎么影響CI？涌是自己觸發(fā)CI，還是通過抬升使得附近環(huán)境的穩(wěn)定度下降，對流最終是由其他過程觸發(fā)？CI可以由密度流、涌和重力波組合觸發(fā)，如何識別它們和弄清楚它們的相互作用？CI發(fā)生之前高架MAUL的熱動力場如何演化，反之CI對MAUL定量的貢獻究竟有多大？氣旋性PV異常及其平流具體對CI發(fā)生之前熱動力場演化的影響是怎樣的？這些在之后的CI研究中都需要考慮，同時需要注意CI的影響因素很多，CI過程有時會受多個因子共同作用，有時在對流形成的不同階段的主要影響因子也會不同。

(2)研究不同下墊面、地形和氣候區(qū)的CI機制。不同地區(qū)的主要CI機制不同，還需要更多更細節(jié)的研究。理論研究的CI機理在實況中是否果真如此？例如，現(xiàn)在的研究大多是關(guān)于中緯度的，在熱帶地區(qū)，暖雨微物理在CI中的作用也很重要，因此需要修正之前的概念模型和發(fā)展新模型來描述不同類型CI主要的環(huán)境特征和物理過程。

(3)加強高時空分辨率的觀測，收集關(guān)于CI的數(shù)據(jù)。發(fā)展地面中尺度網(wǎng)，增加觀測密度和覆蓋范圍。目前業(yè)務探空網(wǎng)絡還很稀疏，觀測CI的預兆信息還是很困難的，需要像PECAN的綜合探空陣列(PECAN integrated sounding array，PISA)那樣加密布設雙偏振雷達、風廓線雷達、相控陣雷達和激光雷達等，探測大的液滴出現(xiàn)之前的云增長特征，采樣高分辨率的低對流層溫度、濕度和風廓線，從而更好地理解CI過程(Weckwerth et al，2019)。近年來隨著衛(wèi)星遙感技術(shù)的不斷發(fā)展和進步，氣象衛(wèi)星時空分辨率提高，光譜通道增加，搭載不同高光譜分辨率探測儀，具有高時空分辨率、全天候、觀測范圍大等優(yōu)點，能夠為CI研究提供新的應用途徑，進一步提升強對流的短時臨近預報水平(Bessho et al，2016；Yang et al，2017；Menzel et al，2018；馬鵬輝等，2014；卜茂賓等，2018)。但目前使用衛(wèi)星數(shù)據(jù)的方法都或多或少存在對CI高估的問題，主要是因為缺乏對深、淺對流在CI階段云頂物理量特征演變差異的認識。可以串聯(lián)中尺度網(wǎng)、氣球探空、廓線儀、多普勒雷達、衛(wèi)星、飛機和攝影測量的信息來檢驗云的增長。另外可以依據(jù)之前的理論成果來設計綜合外場觀測試驗或目標觀測試驗，提高綜合的觀測效率。

(4)發(fā)展先進的資料同化技術(shù)。開發(fā)一個同化不同時空分辨率的多尺度觀測的模式，來改進數(shù)值預報模型的初始條件，從而得到更精確的模型狀態(tài)。但是，由于提前可以探測到CI之前環(huán)境異常特征的時間有限，所以也要提高同化頻率，及時地追蹤CI的發(fā)展演變過程。

(5)加緊開發(fā)千米乃至次千米的高分辨率短時臨近預報系統(tǒng)。在數(shù)值預報模式中，CI過程的結(jié)構(gòu)和演化高度依賴于模型參數(shù)化，特別是邊界層模式和微物理模式，因此也應該研究如何針對不同CI機制調(diào)整參數(shù)化模式。實際上，初始條件比模型配置對中短期(0～36 h)的對流預報技術(shù)有更大的影響，因此需要開發(fā)對流尺度的數(shù)值模式，降低對參數(shù)化配置的依賴。此外，機器學習模型可以很容易地組合各種數(shù)據(jù)源，模型只要給定足夠的復雜度，能夠估計任何連續(xù)函數(shù)。不像基于目標的算法，機器學習算法的好處是不需要預定義標識變量和它們相應的全局閾值，靈活地學習環(huán)境關(guān)鍵特征，從而可以預報一個物理過程的結(jié)果，而不需要完全地理解它。并且機器模型學習的關(guān)系以及變量的選擇和轉(zhuǎn)換也可以被用來理解物理過程。展望未來，一個業(yè)務網(wǎng)絡多樣化的觀測可以為新穎獨特的機器學習算法提供一系列數(shù)據(jù)集，從而可以為CI機理分析和短時臨近預報提供幫助(Gagne et al，2017；Haghi et al，2019)。

(6)加強各學科及各部門的合作。CI研究將需要理論、儀器發(fā)展、觀測、數(shù)據(jù)同化、數(shù)值模擬和預報等多學科的努力，這些交叉合作已經(jīng)在過去的氣象研究中取得成功。未來理論家必須與預報員和氣象學家密切合作，進行理想模型開發(fā)和預報測試，從而提高強對流的短時臨近預報水平。

附表1 縮略語表 Schedule 1 List of abbreviations