海风锋是与沿海地区强对流天气密切相关的边界层系统之一(刘运策等，2001；李慧琳等，2010；卢伟萍等，2010；尹东屏等，2010)。作为京津冀海上门户的渤海湾是海风锋的多发地区(于恩洪等，1987，1994；陈彬等，1989)。王彦等(2006，2011a，2011b)利用观测资料(主要为天津新一代天气雷达资料)分析了2002、2004和2008-2009年6-9月渤海湾地区的海风锋天气个例，指出单一海风锋很难触发强对流天气或大范围的雷暴天气，当海风锋与弱冷锋或其他边界层辐合线碰撞时，碰撞交叉处能够产生强对流天气。其中，与海风锋碰撞的这些边界层辐合线往往与对流系统的移动前沿或出流边界相对应，这表明对流系统与海风锋相互作用(“碰撞”)时比较容易触发强对流天气。

渤海湾地区海风锋向北、西和南三个方向往内陆推进，而与海风锋相互作用的对流系统主要从西边和北边移来，结合京津冀地区的地形，西边的太行山区和北边的燕山地区可能对这些对流系统有触发和加强的作用。梁钊明等(2013)利用美国国家环境预报中心(NCEP)再分析资料对渤海湾地区对流系统与海风锋相互作用的一些典型个例(7个个例中的5个)的初步分析显示，京津冀地区山地对对流系统的触发或加强有促进作用。因此，提前示踪到京津冀地区山地附近对流系统的发展有助于对对流系统与海风锋相互作用引发强对流天气过程进行预警。

实时观测手段如卫星和雷达虽然能很好地监测对流系统的发展和移动，但是，不能应用于未来预报中。此外，尽管雷达回波、降水等可以作为数值预报产品进行预报，但它们往往发生在对流系统发展盛期(伴有明显云雨出现)，对对流系统发展初期(无明显云雨出现)的反映有其局限性。而结合动力和热力效应的有针对性的诊断量可以应用于数值预报中，同时可以作为示踪对流系统发生、发展的一种有利工具。

考虑了云水物凝结有关的质量强迫效应的广义湿位涡倾向(Gao，et al，2004；高守亭，2007)主要受到斜压与水汽梯度相互作用、非绝热加热(除去非均匀饱和大气凝结潜热的非绝热加热)以及质量强迫等的影响。质量强迫主要反映了对流系统发展盛期的云水物的质量变化效应。非绝热加热能直接引起空气浮力的变化，从而可以促进对流运动的发生。斜压与水汽梯度相互作用则表征了斜压不稳定和水汽辐合的共同作用，其中，水汽辐合往往是伴随降水出现的对流系统发生的重要前提条件，并与明显的水汽梯度相对应，大气斜压不稳定能量释放则有利于上升运动的触发或锋面气旋的诱发(丁一汇，2005)。可见，斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热对对流系统的发展初期有着重要的作用，可以直接导致广义湿位涡异常的发生。同时，以往的研究主要应用广义湿位涡异常来示踪暴雨雨带(如梅雨雨带和华北暴雨雨带)的分布和移动(周玉淑等，2007; Liang，et al，2010)，并没有探讨广义湿位涡异常示踪对流系统发展初期的潜在应用价值。鉴于此，本研究利用广义湿位涡异常来分析京津冀地形触发的对流系统与海风锋相互作用的天气过程，以检验广义湿位涡在该类天气过程中提前示踪对流系统发展的潜力。WRF模式将用来开展数值模拟为分析提供高时空分辨率资料，选取两个由京津冀地形触发的对流系统与海风锋相互作用的个例进行分析。 2 广义湿位涡

广义湿位涡(Gao，et al，2004)结合了非均匀饱和大气的动力与热力特征，从守恒角度考虑非绝热加热、质量强迫和湍流摩擦力影响的广义湿位涡倾向方程为

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从微观物理而言，局地相对湿度须达到100%才有凝结现象发生。而实际大气中有些区域相对湿度低于100%时局地也可以发生凝结，这是由于这些区域中有局地饱和的地方，即水汽分布的不均匀性所致。可以推想，区域中有局地饱和的地方越多，区域内的平均相对湿度越接近100%，发生凝结现象就越明显，为此王兴荣等(1999)提出了(q/q_s)^k凝结几率函数的方案。其中，k为转换指数，起凸显作用，并建议不能发生凝结的判据值为(q/q_s)^k≤0.1。至于实际大气中凝结现象可以发生时相对湿度的下限值取多少为宜，梅森(1978)指出，当实际大气相对湿度大于78%时，在凝结核的作用下，可以发生凝结现象；吴兑(2006)观测发现雾形成的相对湿度阈值为90%。本研究采用实际大气中凝结现象发生时相对湿度的下限值为90%。据此，可得k=21。

式(1)右边第1项为斜压与水汽梯度相互作用强迫项，第2项为与凝结降水物相关的质量强迫作用项，第3项则为非绝热加热项，第4项为湍流摩擦相关项。斜压不稳定和水汽辐合(即斜压与水汽梯度相互作用)以及非绝热加热是对流系统发生、发展的有利条件。质量强迫明显则反映了对流系统发展强盛时有明显云水物的形成。湍流摩擦作用则可以表征近地面边界层的湍流混合效应。综合考虑这些强迫项效应的广义湿位涡异常可以作为示踪对流系统发生、发展的有利工具。 3 个例和数值模拟

图 1是京津冀地区的地形分布，西侧和北侧为明显的山地，其中，西侧山地分布为准东北-西南向，而北侧山地分布则为准东西向。本研究选取两个京津冀地形触发对流系统并与海风锋相互作用的个例进行分析。其中，发生在2009年9月26日(简称为090926)下午的天气过程表现为京津冀西侧山地触发的对流系统从西向东移动与海风锋发生相互作用，而在2007年8月13日(简称为070813)下午发生的天气过程则表现为京津冀北侧山地触发的对流系统从北向南移动与海风锋发生相互作用。京津冀地区与海风锋相互作用的对流系统往往来源于偏西和偏北方向，因此，这两个个例对京津冀地形触发对流系统与海风锋相互作用的天气过程具有一定的代表性。

图 1 京津冀地区西侧和北侧的地形高度分布(实心三角形为图 2探空风的观测站位置) Fig. 1 Distribution of terrain heights for the west and north sides of the Beijing-Tianjin-Hebei region(the solid triangle shows the station location of the wind profiles displayed in Fig. 2)

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图 2为两个个例的探空风廓线分布。可以看出，090926个例过程中850 hPa以上均为偏西风。在有利的大气层结条件下，偏西气流翻越京津冀地区西侧山地时在背风坡(东坡)容易触发或加强对流运动，同时，高空偏西风有利于引导对流系统向东移动与海风锋发生相互作用，从而引发强对流天气。070813个例过程中650 hPa以下的高空由偏北风转为偏东北风，有利于在京津冀地区北侧山地背风坡(南坡)触发对流系统并引导其向偏南方向移动与海风锋相互作用。

图 2 070813和090926个例08和20时(北京时)京津冀地区的探空风场 Fig. 2 Wind profiles at the Beijing-Tianjin-Hebei region at 08:00 and 20:00 BT for cases 070813 and 090926

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对于090926个例，在高空盛行西风下，京津冀地区西侧山地背风坡陆续触发了对流系统(图 3a中的标记A、B和C处)，其中，标记B处触发的对流系统向东移动与海风锋相互作用得到明显的发展(图 4a-e)，其他触发的对流系统有的(标记A处)局地消散，有的(标记C处)移出后逐渐减弱。对于070813个例，高空北风控制下，在京津冀北侧山地背风坡(山地南坡)触发了对流系统，从云顶亮温分布(图 3b)可知，该对流系统为浅对流系统(云顶亮温基本在0℃以上)。对流系统在高空偏北风的引导下向南移动与海风锋相互作用得到加强，加强的对流系统外围形成了明显的出流边界，并在偏东北风的引导下，向偏西南方向移动，“追赶”海风锋(图 5a-g)。观测显示这两个个例中与海风锋相互作用的对流系统均在京津冀地区山地背风坡触发形成，同时，两个个例一个与西侧山地有关，一个与北侧地形有关。

图 3 090926(a1-a8.14-21时，等值线为-40、-30、-20和-10℃)和070813(b1-b4.14-17时，等值线为-2、2、4、8和12℃)个例天气过程的逐时FY-2C相当黑体亮温分布 Fig. 3 Distributions of equivalent black body bright temperatures observed from Satellite FY-2C for the weather processes of cases 090926(a1-a8，contours of -40，-30，-20 and -10℃ are shown) and 070813(b1-b4，contours of -2，2，4，8 and 12℃ are shown)

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图 4 090926个例的16-19时逐时雷达回波强度(a1-a4，单位：dBz)及其17时垂直剖面(b，沿a2中的直线)、17时的雷达回波速度(c，单位：m/s)及其垂直剖面(d，沿c中的直线)和地面风矢量图(e) Fig. 4 Radar echo reflectivities(unit: dBz)distributions for the case 090926(a1-a4)，and the vertical cross section along the line in subfigure a2(b); distributions of radar echo velocities(c)，the vertical cross section(d，along the line in the figure c) and surface wind vectors(e)at 17:00 BT for the case 090926

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图 5 070813个例的14-17时逐时雷达回波强度(a1-a4，单位：dBz)及14、16时垂直剖面(b、c，分别沿a1、a3中的直线)、16时的雷达回波速度(d，单位：m/s)及其垂直剖面(e、f，分别沿d中的直线A、B)和地面风矢量图(g) Fig. 5 Radar echo reflectivities(unit: dBz)distributions for the case 070813(a1-a4) and the vertical cross sections(b and c，along the lines in subfigures a1 and a3，respectively); distributions of radar echo velocities(d，unit: m/s) and the vertical cross sections(e and f，along the lines A and B in subfigure d，respectively) and surface wind vectors(g)at 16:00 BT for the case 070813

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本研究利用WRF模式对选取的两个个例开展数值模拟。模拟的初始条件和侧边界条件由NCEP的分析资料(Kalnay，et al，1996)提供。对于090926个例，模拟采用三层嵌套区域，水平格点数从外层到里层分别为180×180、268×250和364×337，对应的格距为27、9和3 km。垂直层次均为62层，其中，2 km以下约有15层。模拟积分的初始时间为2009年 9月26日08时(北京时，下同)，结束时间为27日08时。对于070813个例，模拟采用4层嵌套区域，水平格点数从外层到里层分别为150× 150、229×238、220×202和280×280，对应的格距为36、12、4和1.33 km。垂直层次均为66层，其中，2 km以下约有20层。模拟积分的初始时间为2007年8月13日08时，结束时间为14日02时。090926和070813个例模拟采用一致的物理方案(表 1)。

模拟的090926个例的雷达回波(图 6a)显示14时京津冀西侧山地背风坡出现了一明显的雷达回波区(标记B处)，之后该雷达回波区向东移动，15时天津地区出现了弧形雷达回波带(标记D处)，16时东移的雷达回波区与该弧形雷达回波带相遇，雷达回波迅速加强，此后雷达回波区明显扩大并维持高值向偏东方向继续移动，这与观测的雷达回波强度分布和演变(图 4a)一致，但提前约2 h。模拟的近地面风场和上升运动分布(图 6b)显示天津西侧的弧形雷达回波带对应了海风移动前沿的上升运动带，而东移的雷达回波区地面形成明显的辐散气流，辐散气流前沿产生明显的上升运动带。模拟的雷达回波、上升运动和风场的垂直剖面(图 6c)则显示东移的雷达回波区对应了明显的上升和下沉运动，其中，雷达回波中心对应下沉运动区，这与强降水形成明显下沉运动有关，而天津西侧(117.05°E附近)高空的浅薄雷达回波区对应了低层较弱的上升运动，该上升运动东侧出现了顺时针的海风环流。结合模拟结果的水平和垂直分布，表明模拟的东移雷达回波区为对流系统，模拟的天津西侧的弧形雷达回波带则对应了海风锋，并且，该模拟结果与观测(图 4a-e)相符。可见，090926个例的模拟结果重现了东移的对流系统和天津西侧的海风锋以及它们相互作用的过程。对于070813个例，对流单体尺度小(图 5a)，发展高度低(图 3b、b)，模拟结果没有很好地呈现对流单体的强度，雷达回波强度偏弱，但模拟的上升运动、风场和雷达回波的水平(图 7a)和垂直(图 7b、c)分布显示京津冀北侧山地南坡(天津地区东北侧)触发了对流单体，对流单体带来的下沉运动在近地面形成出流边界，出流边界与海风锋相向碰撞(图 7a、b)后形成新的出流边界，该新出流边界在海风的推动下，向偏西南方向追赶碰撞海风锋(图 7a、c)。对比观测结果(图 5a-g)，该模拟结果基本重现了出流边界和海风锋的实际分布形态和演变，模拟的近地面风场分布与观测一致，表明模拟结果基本重现了070813个例的实际天气过程。可见，模拟结果基本重现了这两个个例的实际天气过程，下面将对模拟结果进行分析。

图 6 模拟的090926个例(a)3 km高度14-16时30分间隔30 min(a1-a6)的雷达回波强度分布(标记A、B为对应图 3a中 的标记A和B的对流系统，标记D为海风锋)；(b)15时的1000 hPa等压面上风矢量和大于0.05 m/s的上升运动分布以及(c)15时30分沿图a4直线的垂直运动(等值线，单位：m/s)、雷达回波强度(阴影)和风矢量的垂直剖面 Fig. 6 Simulated radar echo reflectivities(a1-a6)distributions at 3 km for the case 090926 during 14:00-16:30 BT at 30-min intervals(the convective systems with markers A and B correspond to those with the same markers in Fig. 3a，marker D indicates sea breeze front); distributions(b)of simulated wind vectors and upward velocities larger than 0.05 m/s at 1000 hPa at 15:00 BT and vertical cross section(c)of simulated vertical velocities(contours，unit: m/s)，radar echo reflectivities(shaded) and wind vectors at 15:30 BT along the line shown in subfigure a4 for the case 090926

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图 7 模拟的070813个例(a)12-17时逐时(a1-a6)900 hPa等压面上大于0.6 m/s的垂直速度(等值线，m/s)、980 hPa等压面上风矢量以及2 km高度的雷达回波强度(阴影)分布；(b)沿图a3直线的垂直运动(等值线，单位：m/s)、雷达回波强度(阴影)和风矢量的垂直剖面分布以及(c)沿图a5直线的垂直运动(等值线，单位：m/s)和风矢量的垂直剖面分布 Fig. 7 Distributions(a1-a6)of simulated vertical velocities(contours)larger than 0.6 m/s at 900 hPa，wind vectors at 980 hPa and radar echo reflectivities(shaded)at 2 km for the case 070813 during 12:00-17:00 BT at hourly intervals; vertical cross section(b)of vertical velocities(conture，unit: m/s)，radar echo reflectivities(shaded) and wind vectors along the line shown in subfigure a3 and vertical cross section(c)of vertical velocities(contours，unit: m/s) and wind vectors along the line shown in subfigure a5 for the case 070813

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明显雷达回波的出现往往表明对流系统已经发展起来，因此，通过对比090926和070813两个个例过程的广义湿位涡异常和雷达回波的分布来验证广义湿位涡提前示踪对流系统发展的能力，即有明显的广义湿位涡异常超前于明显的雷达回波出现时，认为广义湿位涡异常具有提前示踪对流系统发展的能力。图 8为090926个例垂直平均的雷达回波和广义湿位涡异常的水平梯度的分布。可以看出，广义湿位涡异常的水平梯度高值区(简称广义湿位涡梯度高值区，即正异常中心和负异常中心之间的区域)很好地对应了雷达回波区，并且，有些地方的广义湿位涡梯度高值区提前于雷达回波出现。如10时京津冀西侧山地背风坡有两处(图 8标记A和B)出现了相对明显的广义湿位涡梯度高值区，而此时并没有相对明显的雷达回波出现，约0.5-1 h后，这两处才出现了明显的雷达回波，同时伴随着明显的广义湿位涡梯度。此外，14时天津西侧(图 8标记D的其中一处)也有较弱的广义湿位涡梯度高值区较雷达回波提前约0.5 h出现。同样，对于070813个例(图 9)，雷达回波出现的地区均对应有明显的广义湿位涡梯度高值区，并且，广义湿位涡梯度高值区可以提前于雷达回波0.5-1 h出现，如广义湿位涡梯度高值区比雷达回波提前约0.5 h示踪到标记A处对流系统的发展，此外，广义湿位涡梯度高值区比雷达回波提前约0.5和1 h示踪到对应海风锋的标记B的两处对流系统的发展。

图 8 模拟的090926个例垂直平均(10 km以下)的雷达回波强度(等值线为10、25、45和55 dBz)和广义湿位涡异常的水平梯度(阴影)分布(a.10时，b.11时，c.14时，d.15时，e.16时) Fig. 8 Distributions of vertically averaged(below 10 km)radar echo reflectivities(contours of 10，25，45 and 55 dBz are shown) and horizontal gradients of generalized moist potential vorticity anomaly(shaded)from the simulations of the case 090926(a. 10: 00 BT，b. 11: 00 BT，c. 14: 00 BT，d. 15: 00 BT，e. 16: 00 BT)

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图 9 模拟的070813个例垂直平均(10 km以下)的雷达回波强度(等值线为10、30、45和55 dBz)和广义湿位涡异常的水平梯度(阴影)分布(a.13时，b.13时30分，c.14时，d.14时30分) Fig. 9 Distributions of vertically averaged(below 10 km)radar echo reflectivities (contours of 10，30，45 and 55 dBz are shown) and horizontal gradients of generalized moist potential vorticity anomaly(shaded)from the simulations of the case 070813(a. 13: 00 BT，b. 13: 30 BT，c. 14: 00 BT，d. 14: 30 BT)

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上面分析显示了广义湿位涡异常相对雷达回波有提前示踪对流系统发展的潜力，而从式(1)可知广义湿位涡的异常归因于其4个强迫项：斜压与水汽梯度相互作用、质量强迫、非绝热加热和湍流摩擦相关项，下面分析这些强迫项对广义湿位涡异常提前示踪对流系统发展的贡献。由于湍流交换系数的复杂性，实际大气中的湍流摩擦力较难精确计算，因此，本研究暂且不对湍流摩擦相关项进行计算分析。此外，本研究广义湿位涡异常的垂直分布(图略)显示广义湿位涡异常主要分布在高空，而湍流摩擦力的影响则主要发生在近地面的边界层(盛裴轩等，2003)，同时，理论研究(Sha，et al，1991)显示，在考虑了湍流摩擦力效应的前提下，气压梯度力在海风环流演变的整个过程中仍占据主导地位，由此可大致推断湍流摩擦相关项不是造成本研究山地背风坡和海风锋上空广义湿位涡异常产生的主要贡献因子。对于质量强迫项，由于难以计算云水物凝结造成的空气密度变化，因此，很难计算其具体贡献。但是，当伴随有明显云水物凝结时其贡献才显得明显，而有明显云水物凝结时雷达回波将会有所反映，故而可以推论质量强迫项也不是造成广义湿位涡异常提前于雷达回波出现的主要因子。下面将对斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热强迫项进行计算来分析其对广义湿位涡异常提前示踪对流系统发展的贡献。图 10为090926个例过程的斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热强迫项以及广义湿位涡倾向的分布演变。可以看出，10时京津冀西侧山地背风坡的两处广义湿位涡倾向相对明显区(对应绝对值高值区，即正高值区和负低值区，下文同)伴有相对明显的斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热分布(对应正高值和负低值分布，下文同)，而14时天津西侧的广义湿位涡倾向相对明显区域伴有相对明显的非绝热加热分布，其他广义湿位涡倾向明显区则基本对应有明显的斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热分布。从斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热分别对广义湿位涡倾向的贡献率的区域平均(广义湿位涡倾向绝对值大于0.005 PVU/s区域的平均)的演变(图 11)来看，在该个例天气过程中非绝热加热对广义湿位涡倾向一直维持较高的正贡献(25%-65%)，而斜压与水汽梯度相互作用对广义湿位涡倾向的贡献开始时出现较大波动，如10时为35%，11时为-40%，此后维持较小的贡献(-15%-10%)。可见，对于090926个例，非绝热加热对广义湿位涡倾向一直有明显的正贡献，斜压与水汽梯度相互作用对广义湿位涡倾向开始时(10-11时)有明显的贡献(有正有负)。同样，对于070813个例，广义湿位涡倾向明显区均对应有明显的斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热分布(图 12a-12h)，特别是对应海风锋的广义湿位涡倾向明显区，说明了该个例过程中斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热对广义湿位涡异常的产生均有贡献。从这两个强迫项分别对广义湿位涡倾向的贡献率的区域平均(广义湿位涡倾向绝对值大于0.02 PVU/s的区域的平均)的演变(图 13)来看，该个例的非绝热加热对广义湿位涡倾向同样有较高的正贡献(35%-75%)，而斜压与水汽梯度相互作用在13-14时对广义湿位涡倾向有较小的贡献(-10%-10%)，在14时30分则表现为很大的负贡献(-130%)。可见，对于070813个例，斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热对广义湿位涡倾向均有重要的贡献，其中，非绝热加热为稳定的较大正贡献，而斜压与水汽梯度相互作用在个别时刻(14时30分)表现为较大的负贡献。可见，斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热对广义湿位涡异常较雷达回波提前示踪到山地背风坡和海风锋处对流系统的发展有重要的贡献。

图 10 090926个例垂直平均(10 km以下)的斜压与水汽梯度相互作用项(a-e．10、11、14、15、16时；等值线)、非绝热加热项(f-j．10、11、14、15、16时；等值线)和广义湿位涡倾向(式(1)的左侧项)(a-j，阴影)的分布(阴影和等值线区域均为绝对值大于0.005 PVU/s的区域) Fig. 10 Distributions of vertically averaged(below 10 km)forcing terms of the interaction between baroclinity and moisture gradient(a-e. 10:00，11:00，14:00，15:00，16:00 BT; contours) and diabatic heating(f-j. 10:00，11:00，14:00，15:00，16:00 BT; contours)，and generalized moist potential vorticity tendencies(as are denoted on the left-h and side of eq.(1)，a-j，shaded)for the case 090926(both shaded area and contours illustrate the regions of absolute values larger than 0.005 PVU/s)

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图 11 090926个例垂直平均的斜压与水汽梯度相互作用项(实线)和非绝热加热项(虚线)分别对垂直平均广义湿位涡倾向的贡献率的区域(38.5°-40.5°N，114.5°-118.5°E内垂直平均广义湿位涡倾向绝对值大于0.005 PVU/s的区域)平均的演变 Fig. 11 Evolutions of the area-averaged contribution rates of the interaction between baroclinity and moisture gradient term(solid line)as well as diabatic heating term(dashed line)over the generalized moist potential vorticity tendency areas forthe case 090926(the areas of generalized moist potential vorticity tendency values larger than 0.005 PVU/s within the domain of 114.5°- 118.5°E，38.5°- 40.5°N are taken as the areas for average calculations)

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图 12 070813个例垂直平均(10 km以下)的斜压与水汽梯度相互作用项(a-d．13时，13时30分；14时，14时30分；等值线)、非绝热加热项(e-h．13时，13是30分；14时，14是30分；等值线)和广义湿位涡倾向(式(1)的左侧项)(a-h，阴影)的分布(阴影和等值线均为绝对值大于0.02 PVU/s的区域) Fig. 12 Distributions of vertically averaged(below 10 km)forcing terms of the interaction between baroclinity and moisture gradient(a-d．13: 00，13: 30；14: 00，14: 30 BT；contours) and diabatic heating(e-h．13: 00，13: 30；14: 00，14: 30 BT； contours)，and generalized moist potential vorticity tendencies(as are denoted on the left-h and side of eq.(1)，a-h，shaded)for case 070813(both shaded area and contours illustrate the regions of absolute values larger than 0.02 PVU/s)

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图 13 070813个例垂直平均的斜压与水汽梯度相互作用项(实线)和非绝热加热项(虚线)分别对垂直平均广义湿位涡倾向的贡献率的区域(38.5°-40°N，117°-119°E内垂直平均广义湿位涡倾向绝对值大于0.02 PVU/s的区域)平均的演变 Fig. 13 Evolutions of the area-averaged contribution rates of the interaction between baroclinity and moisture gradient term(solid line)as well as diabatic heating term(dashed line)over the generalized moist potential vorticity tendency areas for the case 070813(the areas of generalized moist potential vorticity tendency values larger than 0.02 PVU/s within the domain of 117°- 119°E，38.5°- 40°N are taken as the areas for the average calculations)

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上面分析显示斜压与水汽梯度相互作用项和非绝热加热项在090926和070813两个个例中均对广义湿位涡异常提前示踪对流系统发展有重要贡献，下面做进一步分析以了解造成其贡献明显的物理过程。由于非绝热加热项是间接计算，其中的各种非绝热加热过程难以进行直接分析，而斜压与水汽梯度相互作用项是直接计算，并且，计算相对精确，因此，下面将对斜压与水汽梯度相互作用项进行分析以了解造成其贡献明显的物理原因。从斜压与水汽梯度相互作用项的表达式(式(1)右边第1项)可知，当斜压和水汽梯度均明显时，该项将会产生明显的贡献。图 14为090926和070813个例等压面上的位温和水汽分布，可以看出，090926和070813两个个例山地背风坡均为明显的水平位温梯度区，而等压面上水平位温梯度明显的地方即为大气斜压 性明显的区域。同时，图中显示了山地背风坡为水汽梯度明显的区域。这很好地解释了这两个个例山地背风坡的斜压与水汽梯度相互作用有明显贡献的原因。图 15显示090926和070813个例山地背风坡明显的位温和水汽梯度的形成与气流翻越山地后在其背风坡显著扰动密切相关。可见，过山气流的显著扰动是造成山地背风坡位温和水汽梯度明显的主要原因。此外，070813个例海风锋表现为水汽辐合带和等位温线相对密集区(图 14)，从而造成了斜压与水汽梯度项作用明显。海风锋处的水汽梯度和水平位温梯度之所以明显主要有两方面的原因造成：一方面是海风携带丰富水汽，同时午后海风相对陆地具有偏冷的特性，即在同一等压面上表现为相对的高湿度和低位温；另一方面是海风锋是海风移 动前沿或海风环流的辐合上升区(图 15)。相对于陆地大气具有明显热力(温度和湿度)差异的海风在海风锋处辐合上升，从而造成了明显的位温和水汽梯度。090926个例海风锋低层同样表现为相对明显的水汽梯度和水平位温梯度(图 15)，但由于该个例的海风锋发展相对070813个例偏弱，同时其垂直影响范围偏低(如在13时垂直影响范围基本在850 hPa以下)，从而使得高空海风锋处的水汽梯度和水平位温梯度偏弱或不明显(图 14)，造成了总体上斜压与水平梯度相互作用项贡献不明显。

图 14 090926(a、b，800 hPa等压面，13时)和070813(c、d，860 hPa等压面，13时30分)个例的位温(a、c)和水汽(b、d)的分布 Fig. 14 Horizontal distributions of potential temperatures(a，c．13: 00，13: 30 BT) and specific humidities(b，d．13: 00，13: 30 BT)for the cases 090926(a and b，at 800 hPa) and the 070813(c and d，at 860 hPa)

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图 15 090926(a-c，13时)和070813(d-f，13时30分)个例的流线(a、d)、位温(b、e，单位：K)和水汽(c、f，单位：g/kg)分别沿39°N(a、b、c)和118.2°E(d、e、f)的垂直分布(阴影区为山地，实心三角形标记了山地背风坡气流明显扰动的位置和海风锋的位置) Fig. 15 Vertical cross sections of streams(a，d)，potential temperatures(b，e，unit: K) and specific humidities(c，f，unit: g/kg)for the cases 090926(a-c) and 070813(d-f)，(The shaded regions indicate the mountain areas，and the locations of notable mountain leeside flow perturbation and sea breeze front are marked with solid triangles)

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在京津冀地区，对流系统与海风锋相互作用往往比单独海风锋更容易触发强对流天气。这些对流系统一般来自偏西方向或偏北方向，在高空偏西风或偏北风前提下，结合有利的大气条件，京津冀地区西侧或北侧的山地背风坡有利于对流系统的触发或加强。因此，提前示踪这些对流系统的发生、发展有助于对对流系统与海风锋相互作用引发强对流天气进行预警。雷达回波和降水等预报产品一般反映的是对流系统发展强盛并伴有明显云雨出现的时期，对对流系统发展初期较难示踪。广义湿位涡异常的产生受斜压与水汽梯度相互作用项、非绝热加热项(除去非均匀饱和大气凝结潜热的非绝热加热)、质量强迫项和湍流摩擦相关项的影响，是示踪对流系统发生、发展的有利工具。其中，质量强迫能反映明显云水物的形成，斜压不稳定和水汽辐合(斜压与水汽梯度相互作用)以及非绝热加热对对流系统的发生和发展有着重要的作用，湍流摩擦作用则可以反映近地面边界层的湍流混合效应。鉴于此，本研究利用广义湿位涡分析京津冀地形触发对流系统与海风锋相互作用的过程，以检验其在提前示踪对流系统发展方面的潜在应用价值。WRF模式用来开展两个个例的数值模拟为分析提供高时空分辨率资料。

分析结果显示广义湿位涡异常较雷达回波可以提前0.5-1 h示踪到京津冀山地背风坡以及海风锋处的对流系统的发展。斜压与水汽梯度相互作用和非绝热加热对广义湿位涡异常提前示踪到山地背风 坡和海风锋处的对流系统发展有重要的贡献。过山气流的显著扰动是造成山地背风坡出现明显的斜压与水汽梯度相互作用的主要原因，而午后相对于陆地大气较为冷湿的海风的辐合上升则是造成海风锋出现明显的斜压与水汽梯度相互作用的主要原因。