引言

地形可以改变地形附近的大气运动，对暴雨、强对流等天气的发生、发展有很大影响，受到我国学者们的重点关注(孙建华等，2004；毕宝贵等，2006；廖菲等，2007；赵玉春等，2008；2012；李艺苑等，2009；陈添宇等，2010张文龙等，2014；王凌梓等，2018；Fu et al，2019)。山地主要通过热力和动力作用触发或组织对流。当环境风较强时，动力过程起主要作用；当环境风较弱时，热力过程起主要作用；当环境风中等强度时，地形的热力和动力过程都很重要(Crook and Tucker, 2005；Demko and Geerts, 2010；Soderholm et al，2014)。热力作用形成的上坡风在山顶汇合产生辐合区，有利于产生积云或中尺度对流系统；当存在环境风时，辐合区会偏移到背风一侧(Banta，1984)。地形的动力作用主要为屏障作用，过山气流在不同条件下爬坡或绕流的情况不同(王其伟和谈哲敏，2006；王宇虹和徐国强，2017)，对触发对流的影响也不同。例如，地形的爬坡抬升作用可在迎风坡触发对流(Smith，1981)，地形的阻滞作用可在山前激发对流(Pierrehumber and Wyman, 1985)，地形引起的绕流可在山后形成位涡带，并且绕流形成的辐合可增强下游的降水(Mass，1981；Szoke et al，1984；Wang and Tan, 2009)。

不同地形在不同天气背景下对对流初生(convective initiation，CI)的影响差异很大。Banta and Barker Schaaf(1987)利用卫星资料追踪了落基山地区夏季雷暴生成的初始位置，统计发现雷暴的生成多位于山脉的背风侧，并且生成位置与盛行风向有关。Tucker and Crook(2005)利用理想模式证明了热力作用引起的背风坡辐合是形成这种现象的原因，当盛行风向与山脊平行时，最易产生对流。Wang et al(2016)分析了一次中等强度的背景气流经过大别山时触发对流的过程，指出热力强迫的上坡风辐合、山峰背风坡的绕流形成的辐合、山谷风辐合形成的辐合带上的辐合中心处最先产生了对流单体。此外，近期研究进一步解释了地形如何影响暴雨的强度和落区。例如，幕阜山脉地形对暖湿气流的阻挡对于降水区的降水增幅有抑制作用(李超等，2018)；华南地形对辐合线的阻挡作用可以加强华南暖区暴雨(王坚红等，2017)；台湾岛地形在其下游形成的正位涡带和湿静力能锋区有利于台风螺旋雨带的维持(赵玉春和王叶红，2019)；台湾岛地形的阻挡效应能够改变台风强度和台风路径，进而影响暴雨分布(薛霖和李英，2016；陈俊等，2017)。

浙江地形复杂，浙东南沿海的洞宫山脉面积大、海拔高，浙西北的天目山脉与黄山相连，是影响浙江降水的一大因素。针对华东地形的研究发现，黄山和天目山等地形对迎风坡暴雨的增幅可达90%以上(高坤等，1994)。在台风影响浙江期间，地形对浙江台风降水也具有明显的增幅作用，主要通过迎风坡抬升作用使降水量增加(冀春晓等，2007；沈杭锋等，2014；段晶晶等，2017)。夏季午后，东南沿海洞宫山脉受来自海上的冷湿气流的影响，易在山地辐合处形成对流(Zhang et al，2016)。以往研究多是关于地形对浙江暴雨的增幅作用，对于地形引起CI的机理，尤其是天目山地形的作用，相关研究还不多见。

每到夏季，浙江出梅后开始受副热带高压(以下简称副高)影响，出现的强对流经常是位于副高边缘的午后强对流，在业务中难以预报其发生的具体位置。这类强对流的触发因素包括山地的作用，对山地引起CI机理的研究有助于改进短时临近天气预报水平。本文利用风云卫星云图、雷达、自动站、探空、再分析资料对比分析三个典型个例，试图分析在副高边缘西南风背景下，浙北山地对CI的贡献。

1 个例简介

从浙北山地分布(图 1a)可见，浙北主要山脉为天目山山脉，形状较为狭长，天目山山脉西面和西南面分别与黄山和白际山相接，形成“Y”字形分布，整体呈西南—东北走向。天目山山脉的主峰(图中三角标注，自北向南)主要有天目山(包括西天目与东天目)、童公尖、清凉峰、大明山等。这些主峰海拔在1400 m以上，最高峰为清凉峰，海拔为1787 m。浙南山地与天目山脉之间还有若干地形，例如怀玉山支脉，地势略低。

影响华东的强对流天气有一类是副高边缘型(许爱华等，2011)，强对流常发生于夏季副高的西北侧边缘。2017年7月，浙江基本未受台风影响，副高较为稳定，浙江位于副高西北侧，低层背景风主要是西南风。从累计降水分布可见(图 1b)，7月降水在沿海地区有一个大值中心。除了沿海地区的降水，浙江境内另一个主要的降水中心位于天目山的东北侧，也就是山地的背风侧(图 1b的红色方框内)。值得注意的是，这个降水中心既不与山地重合，也不位于迎风坡。这说明，在副高西南气流背景下，浙江夏季降水可能更容易发生在山地的背风坡。下面利用2017年7月的三个典型个例分析这种现象。三个个例分别发生于2017年7月14日、15日和18日(分别简称“7·14”“7·15”“7·18”个例)。

图 2是三个个例初始回波生成和后续发展的雷达回波图。三次过程后期都出现了明显的强对流单体，最强回波强度都达到了55 dBz以上(图 2b, 2d,2f )。需要注意的是，这三个个例并非最后都产生了很强的降水，或造成严重的灾害，这主要是因为不稳定能量不够强且风切变不大(参见2.2节)，背景场并不是特别有利于对流系统的组织和维持。本文侧重分析初始对流的产生机制，特别是山地对触发对流的影响机制，不关注对流的后期发展过程。天目山触发的对流在浙江和江苏造成高影响强对流天气的个例分析(例如2013年6月23日和7月20日；苏涛，2017)。

“7·14”个例初始回波(回波强度>30 dBz)生成于12:30(北京时，下同)左右，位置位于天目山东北方向，也就是背风方向，随后迅速发展，在发展的过程中移动的距离较少。“7·15”个例初始回波生成略晚，约在14:30，与“7·14”个例最大的差别是对流初生位置的差异，虽然初始回波也位于天目山东北方向，但更靠近天目山北部，位置显著偏西。“7·18”个例初始回波生成于12:12，同时有几个回波单体生成，排列成带状，走向基本与天目山脉一致，后期单个对流单体发展不如前两个个例旺盛。取最靠近天目山的初始回波对比，可以发现“7·18”与“7·15”个例对流单体生成位置较一致，而“7·15”个例偏西。综上，三个个例对流单体都出现在天目山脉背风坡一侧，但对流发生的位置和对流单体的形态有一定差别。

2 背景场分析 2.1 形势场分析

为了分析三个个例对流触发过程的异同，首先分析大尺度环境的异同。分析采用美国NCEP FNL再分析资料，分辨率为1°×1°，时间间隔为6 h。从500 hPa位势高度场上可见(图 3)，三个个例的初始对流都发生于副高西北侧边缘，14—18日，副高的强度依次增强，而对流发生的位置大致相同，都位于浙北山地附近。“7·14”个例对流发生于588线外围，“7·15”个例对流发生于588线以内，“7·18”个例对流发生的位置则更加深入副高内部。从850 hPa高度风场上来看，三个个例的背景风场较为一致(图 3风向杆)，850 hPa都为偏西南风，其中“7·15”个例的西南风偏南分量略大，三个个例都没有明显的低空急流。从850 hPa相对湿度场上来看，三个个例低层湿度条件一般，相对湿度都低于60%。从形势场来看，三个个例的主要差异在副高的强度，而副高强度不同预示着对流发生的稳定度条件不同，下面利用探空资料分析浙北对流发生前的条件差异。

2.2 探空和热力参数

离对流触发位置最近的探空站为杭州站(图 1中方块位置)。从杭州站的探空曲线(图 4)可见，三次过程08时地面温度已较高，“7·18”个例底层温度超过30℃，“7·14”和“7·15”个例底层温度略低，但具有明显的逆温层。从CAPE值可见(表 1)，三次过程都具有一定的不稳定能量, 对产生对流有利。其中，“7·14”个例的CAPE值、可降水量、风切变、K指数都是三个个例中最高的，最有利于对流的发展，解释了“7·14”个例中出现了较强的回波。但三次过程距离发生高影响强对流的环境条件还有一定差距，例如CAPE值并不算高，其中“7·18”个例不稳定条件最差。从探空风场和0~6 km风切变也可以看出，三个个例都不具备明显的风切变，只有“7·14”个例中层风速略大，0~6 km风切变为9.8 m·s^-1。

3 对流触发分析

由于大尺度资料精度不够，不足以解释中小尺度的现象，下文将采用更精细的资料分析对流在天目山背风坡触发的原因。首先利用可见光云图资料分析山地的热力作用，其次利用自动站、风廓线资料分析受山地影响的风场的动力作用。

3.1 山地的热力强迫作用

由于天气雷达只有在对流云产生降水粒子后才能观测到回波，因此利用卫星可见光云图可以先于雷达观测到对流的初生( Banta and Barker Schaaf，1987)。从可见光云图上可见(图 5)，在初始回波出现之前，已经有对流生成的信号(图 5b, 5d, 5f)。对比10时(图 5a, 5c,5e)，午后浙江境内出现了很多积云，这些积云出现的位置部分与地形分布一致。由于三个个例的抬升凝结高度(LCL)都位于900 hPa(约1 km)高度层以上(表 1)，而浙江大部分地形高度低于1 km，因此主要考虑这些积云是由于地形的局地热力强迫作用形成。比较明显的是“7·15”个例，浙西北的天目山脉和浙南的洞宫山附近都有明显的新生积云生成。在“7·18”个例中，天目山脉、白际山、怀玉山支脉也出现了明显的沿山地分布的带状积云，而浙南山地没有明显积云生成，这可能是由于当日浙南更接近副高中心，层结更加稳定。在“7·14”个例中，10时已存在若干淡积云，与山地附近生成的积云不同，这些淡积云移动较快，除去这些淡积云，浙江山地附近同样有局地积云生成。这些积云的存在说明水汽已经抬升凝结为液态，这为积云继续发展为对流云提供了基础。

除了与山地基本重合的积云，三个个例天目山东北背风侧都有一段延伸到平原的积云线(图 5f)，这一段积云几乎与山地上空的积云同时出现，并且仅呈带状，因此排除了这段积云线完全是由山地上空热力作用形成的积云平流形成。雷达的初始回波出现于这段积云线中，说明这段积云线是对流触发的重要前兆。下面利用风场资料从动力的角度分析这段积云线形成的原因。

3.2 背风侧辐合线的触发作用

由于浙江处于副高西北侧，所以低层背景风场为西南风，与图 3中850 hPa风向基本一致。从地面自动站数据显示的地面流场上可见(图 6)，受山地阻挡，山地附近的流线方向多变，其他地方流线较为平直，风向较为一致。在气流越过浙北山地之后，可以发现有一段尺度约为几十千米的辐合线(图 6中黑色虚线)，这段辐合线对应着可见光云图中的背风侧积云线。通过分析气流与地形的关系可以发现，这段辐合线的形成是由分别从南北侧绕过山地的气流(北支气流和南支气流)汇合形成的，也就是说，背风侧绕流形成的辐合线起到了形成积云线的作用。北支气流主要为偏西风，南支气流为西南风。与Wang et al(2016)分析不同的是，这条辐合线的尺度更大，不是单个山峰的绕流气流形成的(尺度约为10~20 km)，而是黄山—天目山脉作为整体绕流形成的。对比“7·15”个例13时和14时流场(图 6b, 6c)，南支气流东风分量加大，天目山东侧的气流转为东南风；同时，北支气流为西南风，这导致“7·15”个例中辐合线的位置更偏南北向。

对流发生前地面辐散场如图 7所示。背风侧绕流辐合线在天目山东北方向形成了一条辐合带，而对流就在这条辐合带中发生。这条辐合带与背景风方向基本一致，这意味着对流生成后沿着背景风方向移动的过程中，会受到持续的辐合上升气流的作用，有利于对流强度的增强。天目山北部自动站稀少，因此“7·15”个例中辐合结构不清晰，但是仍然能发现辐合位置较其他个例偏北。

进一步分析CI与辐合线的关系可发现，“7·14”和“7·18”个例辐合线的位置和走向比较接近，更接近东西方向，而“7·15”个例辐合线更偏北。三个个例初始回波的位置都位于辐合线上，因此可以说明天目山背风侧绕流形成的辐合线起到了触发对流的作用。“7·14”和“7·15”个例中对流没有沿整段辐合线生成，初始回波生成于辐合线靠近山地的一端，这可能是因为山地热力作用形成的积云移到辐合线上发展形成的。“7·18”个例中初始回波沿着辐合线生成，说明辐合线的动力抬升作用在这个个例中占主导。以上分析说明，背风侧绕流辐合线的辐合抬升作用与山地热力强迫作用配合是天目山背风侧对流触发的一种机制，辐合线西端靠近天目山的位置是需要关注的对流触发位置。并且，当热力作用不够强时，辐合线能单独触发对流(如“7·18”个例)。

3.3 背风侧辐合线的形成分析

因为气流在受山地阻挡时，会产生爬坡或者绕流，而山后背风侧辐合线的产生前提是气流的绕流，因此利用Froude数(Fr数)分析上游气流的绕流条件。Fr数是描述过山气流的一个重要参数(Smolarkiewicz and Rotunno, 1989)，它的定义为：

$ Fr = \frac{U}{{Nh}} $

(1)

式中，U是气流的平均速度，N为气层的静力稳定度，h为山高。通常Fr数>1时，气流以爬坡为主；Fr数 < 1时，气流以绕流为主。

表 2是三次过程08时和14时的Fr数，利用FNL资料计算，选取了天目山上游平原地区的代表点(29.0°N、117.5°E)，山高(h)取1.5 km。08时，三个个例经过天目山前低层风速较低左右(5 m·s^-1)，与Wang et al(2016)中的背景风强度相似，为中等强度的背景气流。在这样的条件下，动力过程和热力过程都会对CI产生作用。其中气层稳定度N是中纬度典型值，计算得到的Fr数分别为0.35、0.34、0.32，具备绕流的条件。这解释了本文提到的绕流辐合线的形成。14时，由于气层静力稳定度降低，Fr数变大，说明爬坡分量增加，对于低矮地形，气流可以越过，这说明形成背风坡辐合线的条件随时间是在减弱的，但对于1.5 km高的地形，依旧满足绕流的条件(Fr < 1)，并且已经形成的辐合线的减弱也需要一段时间的调整。另外，由于Fr数较小，气流爬坡分量小，因此对于本文个例，重力波的作用较小。并且从探空曲线可见，这三次过程也没有明显的反射层供重力波的传播，故本文排除重力波的作用。

3.4 辐合线垂直结构演变分析

浙江境内有两部风廓线雷达(58450站和58448站，位置见图 1a)位于辐合线附近，分别位于辐合线的北支气流和南支气流中。从风向上看，三个个例对流发生时辐合线北支气流风向都为西北风(图 8a, 8b, 8c)，“7·14”和“7·15”个例西北气流的高度在1.5 km以下，“7·18”个例西北气流的高度更低。“7·14”和“7·15”个例辐合线南支气流(图 8d, 8e)风向变化明显，几个小时内风向从偏东风转为西南风，南风分量显著增大，而“7·18”个例维持偏东风。南支气流风向的变化最后的结果是辐合线逆时针的转动，最终影响了对流触发的地点。“7·14”和“7·15”个例中辐合线有着相似的转动过程，由于对流触发的时刻不同，造成了对流触发的位置不同。“7·18”个例辐合线位置维持较稳定，能提供稳定的抬升，这也是对流单体能带状出现的可能原因。从风速上来看，“7·18”个例与另外两个个例的主要区别是对流触发时低层风速较大，可达6~8 m·s^-1，另两个个例只有约4 m·s^-1。在存在绕流分量的情况下，更大的风速意味着更强的辐合，因此虽然“7·18”个例的辐合线垂直结构高度较低，但辐合线的强度可能是最大的(在图 7的地面辐散场中也有反映)，因而动力作用相对较强。

4 结论与讨论

本文针对夏季副高背景下浙江天目山附近对流在天目山背风侧产生的一种现象，利用雷达、卫星、自动站、风廓线等实况资料，分析了这类对流发生的一种机理，即热力作用和动力作用配合引起CI，概念图见图 9。主要结论如下：

(1) 浙江省夏季位于副高边缘时，低层处于西南背景风时，气流经过黄山、天目山后在背风侧形成一段辐合线，在有利的热力条件配合下，容易触发对流，夏季在山背风一侧能形成一个降水中心。

(2) 选取的三个个例对流发生前天空少云，随着地面太阳辐射增温，山地的热力强迫作用使山脉上空新生了很多积云，积云分布基本与地形一致。同时，地形背风侧出现一条积云线，积云线形成的原因是天目山背风侧辐合线的辐合抬升作用。

(3) 三个个例过山气流计算得到的Fr数较小，满足绕流的条件，Fr数较小的原因是低层风速较小。而气层稳定度的变化能改变绕流辐合线形成的条件，从而影响热力作用和动力作用的相对大小。

(4) 背风侧辐合线尺度有几十千米，并非由单个山峰绕流形成。对流容易触发的位置位于这条辐合线上靠近山地的一端。这可能是由于山地热力强迫作用产生的积云随背景气流移到辐合线上继续发展产生对流云(图 9)。当辐合线足够强而山地热力强迫作用不够强的时候，辐合线能单独触发对流单体。

(5) 风廓线雷达观测到背风侧绕流辐合线的垂直高度可达1.5~2 km，形成辐合线的西南气流转向会影响辐合线的位置，进而影响对流发生的位置。“7·14”和“7·15”个例都出现了辐合线逆时针旋转的现象，这可能是由大尺度形势场的日变化引起的。

本文的研究是非常初步的，存在很多不足。首先，本文仅仅从实况分析的角度分析，所用数据不够精细，无法完整描述对流云的具体形成过程，如热力作用引起的积云如何在辐合线上发展成对流云，未来需要用模拟结果对个例进行详细分析。其次，尽管选取的个例天气背景类似，但是还是有很多差异的变量，例如背景风的风向、强度，热力条件的差异等，这些差异会影响气流的绕流分量(动力作用)和热力作用的强度，单独分析天目山对触发对流的动力或热力作用可能需要利用理想模式。最后，如果能收集足够多的个例，可以进行具有统计意义的分析，使结论更加具有说服力。

另外，本文选取的个例不是典型的造成灾害的强对流个例，这主要是由于不稳定能量不够充沛，但是对其中对流单体的产生机制的研究依旧具有意义。在本文个例的环境下，山地附近已经能产生较强的对流单体，当环境更加有利时则很可能造成灾害。山地的触发作用是较为固定的机制，当环境不稳定能量更大时，可能以相同的机制触发更强的对流。本文显示浙北山地附近及下游都是需要关注的区域。当已有对流移过来时，天目山的热力强迫作用和背风侧辐合线的强迫作用可能使已有对流加强产生强烈天气，这在短时临近预报预警中值得注意。