飑线是一种由多个活跃雷暴单体侧向排列而形成的传播性线状或带状的中尺度对流系统，过境时往往带来局地暴雨、短时大风、雷暴、冰雹等灾害性天气，维持时间可达几小时至十几小时（Trier et al.，1996; 寿绍文，2003）。这种中尺度对流系统与其环境场的热力与动力特征密切相关。环境因子制约和影响飑线的结构、强度、组织和演变过程，所以研究不同环境条件下飑线系统的演变特征对预测和诊断飑线系统的发生和发展具有重要意义。

目前国内外针对飑线发生的天气背景和环境场已有大量的研究。丁一汇等（1982）统计了我国华北和湖南地区18次飑线过程的环流场特征并分析了其发生时环境的动力、热力条件，发现我国南方地区飑线主要出现在槽后，华北地区飑线主要发生在槽前，也有一些出现在副高西部边缘的偏南气流中，少数发生在台风倒槽中，并指出飑线易发生在强烈的位势不稳定层结中和较强的垂直风切变环境下。较强的环境垂直风切变被认为是增强风暴的重要因子，Newton（1967）第一次说明了环境垂直风切变与强雷暴的相互作用可以增强或延长雷暴的生命期。Weisman and Klemp（1982）认为超级单体和多单体风暴的形成与稳定度和环境垂直风切变有关。大量的观测和数值模拟也揭示了环境垂直风切变对强对流系统的发展和维持具有重要作用（Weisman and Klemp，1984; Bluestein et al.，1987; Parker and Johnson，2000; 郑淋淋和孙建华，2016; 康兆萍和林永辉，2017; 侯淑梅等，2018）。环境垂直风切变主要反映的是环境场的动力特征对飑线的影响。位势不稳定层结为环境场重要的热力特征并在对流运动中起重要作用，位势不稳定层结的建立与温、湿场的垂直分布相关，孙建华等（2014）通过改变不同层次水汽含量模拟研究了2009年6月一次飑线过程发现在保持整层水汽含量不变的情况下，上干下湿的层结条件更易组织成线状且较强的对流系统，但不利于对流系统长时间维持。Takemi（2006）指出相较于其他层次，更湿的边界层有利于形成强度更强的飑线。Takemi（2007）利用数值理想试验通过改变初始环境温度廓线来研究环境静力稳定度对飑线结构和强度的影响，发现在保持对流有效位能（CAPE）不变的情况下，温度垂直递减率越大，环境场越不稳定，越易产生较强的对流系统。

近地面冷池是飑线发展过程中一个重要的边界层特征，冷池前沿为风暴出流边界即为阵风锋的位置。冷池由雨水蒸发冷却造成并影响飑线的演变、强度和结构特征，当低层存在较强环境垂直风切变时，会阻碍风暴出流离开对流主体并在出流边界处形成较强的垂直上升运动，有利于触发新对流单体，冷池与低层环境垂直风切变的相互作用是飑线维持和发展的重要机制（Rotunno et al.，1988; Weisman and Rotunno，2004; 陈明轩和王迎春，2012; 黄奕铭等，2015）。所以冷池的结构特征和强度变化能够反映飑线自身的内部热动力特征与环境低层动力条件的相互作用。

从以往的个例分析和理想数值试验中可以看出，环境场的热力与动力特征影响和制约飑线系统的发展，但是之前的研究主要关注环境场对飑线成熟阶段组织过程的影响，而环境场主要作用于风暴发生和发展初期。因为，飑线系统一旦组织起来后，环境场的制约作用减弱，飑线自身的热动力特征开始影响环境场并占主导地位。本文利用理想数值试验，通过改变低层湿度和低层环境垂直风切变条件，研究初始环境场对飑线发生与发展初期结构和强度的影响，揭示飑线系统预报的前导信号。

1 数值模式与初始条件

1.1 理想模式

采用美国国家大气研究中心（NCAR）发展的三维完全可压缩流体非静力模式WRF-ARW（v3.9）的二维理想飑线试验框架（Skamarock et al.，2008）来进行数值试验，该二维框架能得到垂直于飑线传播方向对流系统的主要结构和演变特征（van Weverberg et al.，2012）。理想二维剖面选择为x-z方向，模拟区域为50 km（x，东西方向）×20 km（z，垂直方向），水平和垂直分辨率都设置为250 m，垂直方向为80层，不考虑y（南北）方向的物理变量。y方向采用周期性侧边界条件，x方向为开放式侧边界条件，采用1.5阶TKE湍流和次网格扰动参数化方案，水平扩散系数为300 m²/s，微物理过程采用Lin方案（Lin et al.，1983），为避免其他因素影响，故不考虑科氏力、陆面过程和大气辐射传输过程。由于主要研究飑线发生与发展初期结构和强度的变化，积分时间设置为3 h，积分时间步长为3 s，每2 min输出一次模拟结果。

1.2 模式初始条件

理想数值试验是在水平均一的温度场、湿度场、气压场和风场中加入温度扰动来触发对流。初始温湿环境场理想探空曲线参考Weisman and Klemp（1982）提出的典型中纬度雷暴系统初始温湿垂直廓线（图1），具体计算公式如下:

其中:θ为位温; R _H为相对湿度; z_tr和θ₀分别为对流层顶高度和地面位温，分别取为12 km和300 K; θ_tr和T _tr为对流层顶的位温和实际温度，其值分别取为343 K和213 K; g为垂直加速度; c_p为干空气比定压热容; 混合层高度为1.2 km，其下的水汽混合比恒为14 g/kg，该探空下CAPE值为1 969 J/kg。初始环境风为东风，垂直风切变垂直高度设为0~2.5 km，风速从地面到2.5 km线性减小为0，2.5 km以上风速为0（图1）。初始扰动采用热泡启动（Klemp and Wilhelmson，1978），水平和垂直扰动半径分别为4 km和1.5 km，中心位置处于离地面1.5 km处，热泡中心初始扰动位温为3 K，由余弦函数从中心向热泡边界处递减为0。由于不同试验中飑线系统移速不同，为保证各试验飑线系统位于模拟区域内，文中只选取120 min时间内飑线系统的演变情况进行分析。

2 低层湿度敏感性研究

将Weisman and Klemp（1982）提出的初始温湿环境场作为控制试验，控制试验中地面风速U _s设为11 m/s。通过增加和减少控制试验中混合层以下的水汽混合比q _v来改变低层湿度，设置两组湿度敏感性试验，q _v分别设为12和16 g/kg。环境CAPE值随低层湿度改变而改变，CAPE值分别对应为992、3 111 J/kg。

2.1 飑线系统结构和强度特征

对流系统触发后，雨水落到地面，因蒸发作用而导致低层降温，使低层冷空气堆积开始形成近地面冷池，随后冷池沿飑线向东西两侧扩展。由于环境垂直风切变会阻碍冷出流离开对流主体，冷池产生的水平负涡度环流和东风切变产生的正涡度环流相互作用产生辐合而利于触发对流，则辐合更易在冷池东侧前沿发生，有利于新对流单体的生成，所以飑线向新生对流单体方向即东侧移动。本文选取30 min和120 min分别为触发阶段和发展初期的代表时刻。图2为各组试验在30 min的模拟雷达反射率垂直剖面。因为对流系统刚刚触发，三组试验中雷达回波呈单体形式，对流主体强度较强，强对流区模拟雷达反射率都超过50 dBZ，但可以明显看出低层湿度越大，雷达回波高度越高，回波范围越广且对流主体区域垂直速度更大，对流上升运动分布范围更广。将近地面扰动位温小于等于-1 K的区域定义为冷池区域（Bryan and Morrison，2012），因为此时雨水刚刚落到地面，近地面虽已开始形成冷池结构，但各组试验中冷池差异并不明显，且冷池强度都较弱，在低层环境风切变作用下，雷达回波随高度有向前倾的趋势。

图3为120 min模拟雷达反射率垂直剖面，在发展阶段，雷达回波范围扩大，沿飑线移动方向开始有新对流单体生成，沿水平方向呈多单体形式，强对流带延长。冷池前沿有明显的垂直上升运动并不断激发新对流单体生成。此时对流增强，降水累计导致冷池发展并开始向东扩展，各组试验中强对流区域（模拟雷达反射率大于50 dBZ）明显，可见三组试验所模拟的飑线都能得到较好的发展。其中，低层湿度越大，强回波区域越大，雷达回波高度越高，层云区域（模拟雷达反射率小于25 dBZ）也发展较好。在q _v=16 g/kg试验中（图3c），冷池前沿垂直速度最大，则对流上升运动最强，更容易激发新对流单体，且近地面冷池最大高度达到3 km; 另外两组试验中垂直速度相对较小，冷池最大高度只有2 km，以上说明低层湿度越大，飑线强度越强并有利于新对流单体的生成，系统发展得更快。

为进一步比较不同低层湿度条件下，飑线强度随时间的演变情况，图4给出了各试验中最大垂直速度（图4a）和最小垂直速度（图4b）随时间的演变情况。从图中可以看出各组试验中上升运动和下沉运动大小差异显著，低层湿度越大，最大垂直速度也相对越大，上升运动更强; 最大垂直速度与对流的激发相联系，最大垂直速度越大说明激发对流的能力越强，对流系统发展增强; 较强的上升运动伴随着较强的下沉运动，发展阶段较强的下沉运动可能与降水拖曳作用相关，也是造成地面大风的主要因素，以上说明低层湿度越大，飑线在发展演变过程中强度也更强。

2.2 冷池演变特征和强度

近地面冷池是飑线发展过程中重要的内部热动力特征，其结构特征和强度与初始环境场紧密联系并影响着飑线系统的发展和演变。冷池的形成和发展与降水的蒸发冷却效应有关，所以近地面最小扰动位温的变化可以反映冷池的强度。图5为近地面最小扰动位温随时间的演变趋势，从图中可以看出随着飑线系统的发展，对流增强，降水不断增加，近地面蒸发冷却效应导致冷池增强，最小扰动位温随时间呈下降趋势。在1 h之前，三组试验中最小扰动位温变化趋势基本一致，冷池强度差异并不明显; 1 h之后，可以看出在低层湿度更大的情况下，最小扰动位温下降趋势更大。q _v=16 g/kg试验在120 min时最小扰动位温可以达到-10 K，而在q _v=14 g/kg和q _v=12 g/kg试验中最小扰动位温在120 min时分别为-7 K和-5 K，下降趋势也较平缓。特别是在q _v=12 g/kg试验中最小扰动位温在1 h以后基本没有变化。由于低层湿度越大，向高层输送的水汽则更多，形成更多的降水，蒸发冷却作用更强，最小扰动位温随时间下降越快，则近地面冷池发展更快，强度也更强。

冷池与负浮力区域相联系，Rotunno et al.（1988）定义了浮力B来描述冷池演变特征。式（3）为浮力B的表达式。θ′为扰动位温; $\stackrel{-}{\theta }$为初始位温; q _v和$\stackrel{-}{q}$_v为水汽混合比和初始水汽混合比; q _c和q _r分别为云水和雨水混合比。式（3）右侧第一项为扰动位温项，第二项为水汽混合比项，第三项为凝结混合比项，其中扰动位温项变化最大，所以扰动位温起主要作用。

图6为各组试验在120 min浮力的垂直分布，Xue et al.（2017）将冷池区域定义为低层浮力B ≤-0.01 m/s²的区域，B =-0.01 m/s²相当于扰动位温-0.3 K。而此处将冷池区域定义为低层浮力B ≤-0.05 m/s²（扰动位温为-1 K）的区域即图中低层蓝绿色区域，冷池结构和分布与图3一致。从图中可以看出低层湿度越大，降水蒸发冷却效应以及凝结项作用更强导致低层负浮力越大且分布区域更广，则冷池强度越强，与上述结论一致; 中高层红色区域为正浮力区域，低层湿度越大，正浮力越大，而正浮力与正扰动位温紧密相关，低层湿度越大，向高层输送的水汽越多，释放凝结潜热增多，所以导致正扰动位温增大。中高层水汽凝结潜热释放的增加也是导致中高层上升运动增强的原因。

3 低层垂直风切变的敏感性影响

环境垂直风切变产生的正涡度环流通过与近地面冷池产生的负涡度环流相互作用来影响飑线的演变特征，本文只考虑低层环境垂直风切变的影响。与控制试验中环境风场设置一致，环境风为东风，垂直风切变高度为0~2.5 km，保持温湿场不变，通过增大和减小控制试验中地面风速U _s来改变低层环境风切变，另设两组分别为15 m/s与8 m/s的U _s值，代表强和弱两种环境风切变（图7）。

3.1 飑线冷池演变与强度

图8为强弱两组低层环境风切变试验30 min模拟雷达反射率垂直剖面，可以看出，雷达回波的结构与图2相似，雷达回波呈单体形式，冷池初步形成，此时冷池强度较弱，冷池产生的负涡度环流不足以平衡环境风切变产生的正涡度环流，在环境风切变的作用下，对流主体向顺切变方向倾斜即向前倾。对比图8a与图8b可以发现，低层环境风切变越大，对流主体在环境风切变产生的正涡度作用下前倾趋势越大。但前倾的对流主体并不利于冷池前沿的垂直上升运动，只有当环境垂直风切变作用与冷池强度相当时，正负涡度环流平衡，对流结构呈现直立状态才最有利于对流系统发展，这就是Rotunno et al.（1988）提出的“最优态”即RKW理论。从强对流区域分布可以看出，图8b强对流区域范围明显小于图8a与图2b，对流系统强度更弱，说明较大的低层环境垂直风切变在对流系统的触发阶段有阻碍作用。

飑线发展阶段，随着降水增多，冷池得到发展且强度不断增加，冷池产生的负涡度环流也随之增强，与环境风切变的相互作用增强。图9为低层环境风切变试验在120 min的模拟雷达反射率垂直剖面图，从冷池的扩展速度来看，在弱切变试验中（图9a），冷池前沿已达到距初始扰动位置20 km处，而在强切变试验中（图9b）冷池前沿只达到5 km处，说明环境风切变越小，冷池的扩展速度越大; 因为环境风切变越大，对冷出流阻碍作用更强，所以影响冷池的扩展速度。冷池的扩展速度不仅与环境风切变有关，还与冷池强度有关，图9a冷池高度比图9b和图3b更高，范围更大，表明弱环境风切变下，冷池强度也更强，克服环境风切变阻碍作用的能力更强，移动速度也更快。从雷达回波结构可以看出，环境风切变越小，雷达回波范围越大，飑线系统发展得越快，更易到达成熟阶段。张建军等（2016）通过低层环境风切变敏感性试验发现低层环境风切变减小，飑线移动速度增加，会使得冷池前沿激发的对流上升运动与中高层垂直运动相分离从而导致飑线强度减弱。但其主要研究的是飑线成熟阶段的总体特征，因为此时冷池发展更加成熟，对飑线系统影响更大，在较强环境风切变作用下更易使对流结构呈直立状态。而本文中飑线系统处在发展初期，冷池强度较弱，反而在更弱的风切变作用下有利于使对流结构呈直立状态，系统强度更强，发展更快。

飑线系统强度可以用大于等于1 m/s垂直速度所覆盖的区域表示，图10为不同环境风切变条件下垂直速度大于等于1 m/s区域所占总区域比例随高度的变化，可以看出，垂直速度覆盖区域从低层到中层逐渐增加，低层的垂直速度与近地面冷池前沿激发的对流上升运动有关，中低层所覆盖区域随环境风切变增大而减小且切变值越大峰值越大; 在弱切变试验中，低层和中层出现两个明显峰值，低层在2.5 km，中层在8 km; 而在较强环境风切变下低层峰值并不明显。低层峰值由冷池强迫作用导致，说明此时近地面冷池已得到较好的发展; 而中层的峰值与凝结释放潜热导致的垂直上升运动有关。另外，中层的峰值与夹带过程也有关系（Takemi，2007）。

3.2 RKW理论分析

根据RKW理论提出的“最优态”，当冷池产生的逆切变加速与环境风切变产生的顺切变加速相平衡时，冷池前沿将产生更强和更深的上升运动，并利用冷池强度（C）与风切变（U _s）的比值来定量评估该“最优态”。Weisman and Rotunno（2004）指出当C/U _s接近于1时最有利于飑线的发展; 当C/U _s＞1时，冷池强度大于环境垂直风切变，不利于飑线发展或者飑线趋于消亡; 当C/U _s＜1时，冷池强度小于环境风切变，也不利于飑线发展或者飑线处于发生或发展初期。式（4）为冷池强度C的计算公式，H为冷池高度，B为浮力。因为飑线处于发展阶段，冷池区域较小，将冷池前沿至其后侧10 km范围作为冷池水平区域计算冷池区域平均强度。

图11为冷池强度（图11a），C/U _s（图11b）和最大雨水混合比（图11c）随时间的演变情况，从冷池强度可以看出，在飑线发展阶段，环境风切变越小，冷池强度越大，冷池移速也越大，与图8结果相符。对流系统在触发与发展初期，冷池强度较弱，在弱的环境风切变作用下更容易保持“最优态”（图11b），最大雨水混合比更大（图11c）。此时有利于对流系统发展并激发更多的降水，进一步促进冷池的发展，所以冷池强度迅速增强，但冷池的迅速增强使冷池强度开始大于环境风切变（C/U _s＞1），不利于飑线的发展，系统发展相对于风切变较大的试验趋于减弱，从最大雨水混合比可以看出50 min后，风切变越小，最大雨水混合比反而越小。从图9a可以看出，此时冷池前沿新生对流单体与后侧对流主体分离较远，阻碍上游暖湿空气向对流主体的供给，不利于组织成线状对流以及对流进一步发展。U _s=11 m/s试验在50 min后，飑线系统逐渐趋向于“最优态”（C/U _s≈1），冷池强度得到加强; U _s=15 m/s试验在发展阶段冷池强度较弱（C/U _s＜1），对流系统发展较慢。但较强的环境风切变会阻碍冷出流离开对流主体有利于飑线的维持，随着飑线进一步发展，最大雨水混合比增加，环境垂直风切变越大，最大雨水混合比越大。以上说明在飑线触发与发展初期，初始环境风切变的增加并不利于对流系统的发展，飑线系统和冷池强度减弱; 而随着冷池的发展，较大的环境垂直风切变使飑线系统趋向于“最优态”，系统强度增强。

4 总结与讨论

利用WRF数值模式的二维理想飑线模型，通过改变低层湿度和低层环境垂直风切变的理想数值试验，初步分析和揭示了初始环境场对飑线在触发与发展初期结构和强度的影响及其可能的前导信号。得到以下主要结论:

1）低层湿度试验表明，增加初始场低层湿度，使得初始时刻环境对流有效位能增加，释放更多不稳定能量，有利于初始启动阶段对流的发生从而使对流系统强度更强。低层湿度增加，向中高层输入的水汽增加，水汽凝结释放更多潜热，使得垂直上升运动增强，同时伴随更强的下沉运动，则飑线强度增强。冷池反映了飑线系统内部热动力特征，增加低层湿度，产生更多强降水，降水累积使地面蒸发冷却效应增强以及凝结物的拖曳作用导致低层负浮力增大，使得冷池强度增强。冷池前沿产生更强的垂直上升运动，有利于新生对流单体的生成，从而促进飑线系统的发展。

2）低层环境垂直风切变试验表明，在飑线触发阶段，对流结构在环境垂直风切变作用下前倾，不利于垂直上升运动发展。环境垂直风切变越大，对流主体前倾趋势越大，所以低层环境垂直风切变越大越不利于飑线的触发。飑线进入发展阶段，降水增多，地面蒸发冷却作用增强，冷池得到发展且强度不断增强，与环境垂直风切变的相互作用也随之增强。基于RKW理论，在飑线发展初期，近地面冷池相对较弱，在更弱的环境垂直风切变作用下更容易使对流结构呈直立状态从而产生更强和更深的上升运动，飑线强度增强。

本文通过二维飑线理想数值试验，重点讨论了低层湿度和环境垂直风切变对飑线触发和发展阶段结构和强度的影响，试图揭示飑线预报的前导信号，但对于三维飑线系统初生阶段的实际结构和强度演变特征，还需要将理想的二维数值试验框架进一步扩展到三维，并结合实际飑线个例进行分析诊断。

致谢:本文的数值计算得到了南京信息工程大学高性能计算中心的支持和帮助.

参考文献