1 引言
阵风锋是突发雷暴触发的关键机制之一， 也是研究和预报的难点（Weaver et al， 1982； Mario， 2017）。21世纪初， 中国多普勒天气雷达网投入应用， 常规探测手段对阵风锋难以准确把握的困难得到较大程度的化解， 明显提高了对阵风锋的探测能力， 我国气象工作者在阵风锋的雷达特征分析方面取得了诸多成果（郑媛媛等， 2004； 胡文东等， 2008， 2015； Diao et al， 2011； 俞小鼎等， 2012； 王彦等， 2014； 岳彩军等， 2016； 吴举秀等， 2017； 武麦凤等， 2017； 高晓梅等， 2018； 符式红等， 2018； 王秀明等， 2019）。
然而雷达探测存在一定不足： 因阵风锋的高度十分有限， 一般较高时仅有3 km左右， 较低则在1 km以下， 且阵风锋作为雷暴系统的一部分， 其强度也远低于雷暴自身。如果雷达天线位置稍高， 即使在最低探测仰角下， 丘陵、 山区也很难发现； 而在平原地区雷达天线相对较低时， 阵风锋又往往受到地面高大物体的遮挡无法探测。即便在最为理想的探测条件下， 利用最低的0.5°仰角， 也难以获得较远距离的阵风锋回波， 特别是在其强度不高时。所以在实际工作中， 尽管雷达是当前最为有效的探测手段， 但其对阵风锋的探测能力仍然受到诸多条件的制约， 无法充分满足监测预警的业务需求。
有研究（Crook et al， 1994； Sun et al， 1994； Xu et al， 2001； 夏文梅等， 2011； 张君霞等， 2018； 陶局等， 2019； 杨显玉等， 2020） 表明， 数值模拟是弥补雷达探测对流能力不足的重要手段， 但难度较大。William（2005）认为， 数值模式在对流过程描述方面相当不足， 多种参数化方案对细致分辨率的过程均很难正确表述， 即使采用集合预报与RUC等方法， 对流系统也难以有效预报。
一般情况下与雷暴相比， 阵风锋的几何尺度和天气强度低一个数量级甚至更多， 所以与雷暴相比， 对总体上次雷暴尺度、 强度不高的阵风锋模拟更加困难。对阵风锋这类弱系统来说， 数值模式， 特别是当前业务模式难以准确刻画， 直接模拟存在相当的难度。尽管如此， 仍有不少工作取得了令人鼓舞的成果（Markowski et al， 2011； Kain et al， 2013； Ching et al， 2014； Rochetin et al， 2014； 王彦等， 2014； Mario， 2017； 陈明轩， 2017； 许晨璐等， 2017）。与研究模式相比， 虽然通过业务模式对雷暴模拟分析更为困难， 但对预报工作至关重要（Cearns et al， 1998）。借鉴成功经验深入挖掘业务数值模式的潜力， 具有重要的预报指导意义和重大社会经济价值。
在一次漏报的新生强对流触发过程中， 出现了3条不同阵风锋共同作用的罕见情况。初步分析发现（胡文东等， 2015）， 阵风锋强度、 触发能力及其对后续天气的影响等诸多特征各不相同， 而雷达等资料并不能明确解释。本文利用业务模式WRF模拟分析发现： 模式产品揭示了天气背景、 中尺度系统以及有利的空间配置条件。对特征指数经本地化改进后发现， 其对阵风锋监测及新生对流机制描述更加完整清晰， 可说明为何会出现3条阵风锋、 其差异如何、 为何会向心聚拢运动、 3个汇合点为何产生2个新生对流、 如何判别新生对流强度差别、 其传播情况为何不同等一系列关键问题， 可为预报业务预警提供重要线索。
2 过程与模式简介
2.1 过程及其特点
2010年7月18日19:30（北京时， 下同）， 预定在银川举办中国国际文化艺术节开幕式露天晚会。当日下午只有分散的弱对流云， 各自动气象站、 闪电定位仪等均无降水、 大风及雷电记录。19:00 -20:00， 会场突遭由东向西移动逆向运行的强对流袭击， 降水强度高达19.5 mm·h-1， 超过本地短时暴雨红色预警标准（16 mm·h-1）， 为有记录以来的次大值。对流伴有强烈冰雹、 闪电、 11.4 m·s-1的瞬时大风和16.1 ℃·h-1的急剧降温， 造成严重混乱。
本次过程具有以下复杂特点值得深入探讨： （1）三条阵风锋罕见地共同作用， 触发新生对流引起此次过程； （2）阵风锋远离原生对流向外运动， 是原生对流消亡的重要判别指标， 预报员往往会放松警惕， 所以新生对流的突发性强； （3）新生对流在各种因素作用下由东向西逆向运行， 路径少见， 隐蔽性强； （4）新生对流强度超常， 造成本地极罕见的高强度降水等灾害， 且时值重要活动社会影响很大。
文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为宁S［2016］第10号的中国地图制作， 底图无修改。
2.2 模式简介
以业务WRF模式为基础， 模拟方案采用时间间隔6 h、 分辨率1°×1°的NCEP全球再分析资料为背景场， 模拟区域中心为银川（38.47°N， 106.21°E）， 采用双重网格嵌套（图1）。外围网格点数为120×120（D1区域）， 水平分辨率为3 km； 内层细网格181×181（D2区域）， 水平分辨率为1 km。模式顶层100 hPa， 底层为地表， 垂直分为35层， 积分步长为15 s。模拟时间从2010年7月18日08:00至19日08:00。
微物理过程参数化方案采用WSM3类简单冰方案， 该方案包括冰的沉降和冰相的参数化， 在这种简单的冰方案中， 云水和云冰作为同一类来计算， 可满足业务模式的运行要求； 辐射过程参数化方案分别选取了简单的RRTM长波辐射方案和Dudhia短波辐射方案； 陆面过程采用考虑地面发射体性质的Noah方案， 对过程中城市及周边地面的处理能力较好； 边界层方案采用YSU一阶非局地闭合的梯度输送理论方案， 解决了Medium Range Forecast方案中反梯度输送项过大而导致的大气层结过于稳定的问题。在热诱导自由对流区增加了边界层混合， 在机械诱导强迫对流区减少了边界层混合， 解决了强风下混合层的过度混合问题。热对流产生的混合层高度升高， 风剪切产生的混合层高度降低： 逆梯度项值的减小， 使边界层结构更接近中性（Hong et al， 2006）。
3 模式产品诊断
3.1 模拟效果检验分析
尽管业务实践和相关研究表明， 该模式在本地预报业务和诊断分析中表现良好（肖云清等， 2008； 胡文东等， 2015； 杨侃等， 2019， 2020）， 但模式针对本次过程的模拟能力如何， 需进行检验分析。
3.1.1 层结情况
从银川2010年7月18日08:00探空观测与数值模拟对比分析可知（图2）， 实况500~300 hPa存在不稳定层结， 对流有效位能（CAPE）为260 J·kg-1， 500 hPa以下有一定的对流抑制能量（CIN）区域， 对流抑制能量为718 J·kg-1， 自由对流高度为506 hPa， K指数为21 ℃［图2（a）］； 对应数值模拟与实况基本一致［图2（b）］， 不稳定层结同样出现在500 hPa~300 hPa， CAPE为201 J·kg-1， 与实况相当； CIN为580 J·kg-1， 略低于实况。模拟的自由对流高度（LFC）为503 hPa， K指数为24 ℃， 均接近实况。
从风向随高度的变化来看， 除500 hPa实况为东南风、 而模拟为南风之外， 其他高度上模拟风向与实况较为一致， 850 hPa为南西南风， 700h Pa为西南风， 400 hPa以上基本以偏西风为主。从风速来看， 500 hPa以下模拟风速与实况保持一致， 在2~4 m·s-1， 400 hPa~300 hPa模拟风速比实况小2~4 m·s -1， 而250 hPa~200 hPa模拟风速较实况大4~6 m·s-1。
实况露点温度曲线表明， 700~300 hPa存在明显的干层， 温度露点差最大值为27 ℃， 出现在400 hPa。模拟产品在此高度同样有明显干层， 400 hPa温度露点差最大值达到29 ℃， 与实况相当。实况和模拟都在700 hPa以下表现相对较湿， 850 hPa温度露点差出现最小值均为13 ℃， 为“上干下湿”的特征。若将实况层结曲线按照日最高气温出现时间（14:00）进行调整， 得到当时CAPE高达2295 J·kg-1， 而模拟14:00的CAPE也高达1953 J·kg-1， 较为接近， 在适当的扰动下即可启动对流释放充足能量。总体来看， 模式对过程背景的大气层结及物理量的模拟情况较好。
3.1.2 中小尺度系统情况
模拟表明19:00［图3（a）］在银川东南侧有一条西南风与东南风很弱的暖式切变S1， 长15~20 km， 与COTREC实测风场反演图上［图3（a）］的暖式切变S1基本一致， 为触发此次雷暴的主要低空系统。但模拟得到的贺兰山东侧南北向切变S2在COTREC风场反演图上［图3（a）］并无明显表现， 这可能因贺兰山对雷达的阻挡而无法完整展现山体附近风场结构有关， 可用虚线推测该切变S2的大概位置。19:30［图3（b）］实况暖式切变线S1向西北方向移动， 移速约为20 km·h-1。其西端有低涡D和南北向切变（西北风与西南风）S2生成， 模式风场［图3（b）］成功模拟出暖式切变S1的移动方向和位置， 对D和S2也有明确的反映。但D的位置较实际偏西北方向约10 km， S2偏西约6 km。较大对流尺度的量纲一般在102 km左右， 而对小的对流来说， 该误差则有可能造成预报明显失误。
20:00 COTREC风场暖式切变S1减弱北抬， 低涡D和切变S2逐渐消失， 此时模式产品［图3（c）］依然较准确地反映了暖式切变S1的情况。S1移动方向和速度与雷暴单体的生消演变保持高度一致， 对预报更有指示意义。D的活动区域与降水区吻合， 数值模拟产品对此有较高的参考价值。
3.1.3 雷达回波情况
3.1.4 总体效果
从业务预报的角度来说， 尽管该模式对当天下午的天气态势预报产品具有一定的提醒与警示作用， 反映出具有强对流的潜势， 但直接利用模式输出产品进行定时、 定点、 定量的确定预报仍有较大的难度。
通过上述分析可知， 模式对本次过程的天气背景及中小尺度系统具有较好的模拟能力， 在常规分析方面具有预报指示意义。而在具体对流单体的模拟方面， 却存在位置误差较大等明显不足， 仅可为潜势预报提供参考。对本次过程来说， 如果深入探讨对流过程的细节， 还需辅以其他方法进一步挖掘模式的潜力。
3.2 天气分析
图5 2010年7月18日14:00（左）、 17:00（中）、 20:00（右）不同高度下模式模拟的高空形势图风羽为风场， 等值线为位势高度， 黑粗线为槽/切变， 白色小圆圈为暴雨发生地 Fig.5 Model simulation of situation at different altitudes at 14:00 （left）， 17:00 （middle）， and 20:00 （right） on 18 July 2010.The barb： wind field， contour： potential height， thick black line： trough/shear， small white circle： the area where the rainstorm occurred |
3.3 垂直剖面分析
从14:00 -20:00的银川大气层结状况模拟结果图6可知， 600 hPa到200 hPa为深厚的不稳定层结， 对流有效位能（CAPE）高达1188~1611 J·kg-1， K指数高达35 ℃。
近地层有一定的对流抑制能量区域， 一方面有利于对流能量的保存不会随时消耗， 从而保证较强的对流活动； 另一方面对流抑制能量不大， 自由对流高度（LFC）为667 hPa， 抬升凝结高度（TCL）784 hPa相对不高， 在适当的扰动下即可启动对流释放能量。
从地面到200 hPa为干-湿-干-湿的结构， 500 hPa附近有干冷空气侵入； 17:00前后触发的初生对流并没有破坏银川上空深厚的不稳定层结， 为阵风锋汇合后触发新生对流提供了不稳定的背景场。利用物理量场进行诊断分析。结果表明， WRF模式可模拟出本次突发灾害性天气， 相关物理量有利于强对流， 模式产品对此次过程具有一定预报指示意义。
沿模拟的新生强对流触发位置（38.26°N， 106.21°E）， 对垂直速度和相对湿度进行剖面， 以分析大气中动力与水汽条件的垂直分布结构（图7）。19:00强对流发生旺盛阶段， 该地（红色方框）从地面到11 km存在对流强烈的垂直上升和下沉运动， 上升速度中心值大于9 m·s-1， 对应相对湿度70%~100%， 达到业务预报中对云体判别的阈值， 即存在对流云体； 从纬向和径向剖面都可以看到对流单体的倾斜结构， 特别是强烈下沉气流［图7（b）］在2 km高度以下的出流边界， 同时可以看到下沉气流所对应的空气湿度低于60%［图7（d）］， 其环境温度也低于周边（图略）。该模拟结果与经典的中小尺度天气学、 对流的天气学概念模型以及雷达探测结果相吻合。图7（d）中的垂直速度分布表明， 当时大气中自西向东低层有重力波传播， 有利于新生对流的触发。
利用7月18日19:00雷达基本反射率因子（图8）， 在新触发的强对流单体5 km高度回波中心位置（38.30°N， 106.30°E）进行东西和南北向剖面， 可表现对流单体的主要回波特征（由于强对流距离雷达站较近且发展高度超出雷达最大探测仰角， 所以无法探测到5 km以上的回波特征）。回波中心强度50 dBz， 已经接地并产生降水。剖面显示了弱回波区［图8（b）和图（c）中方框所示， 宽度4 km， 高度3 km］和近地层倾斜结构（从地面向上， 对流云体由东南向西北倾斜）。实况比模拟位置偏北约4 km， 偏东约9 km， 尽管印证了模拟触发的新生对流在垂直剖面上的特征， 但总体效果有限。表明对阵风锋这种依附于对流的更小尺度、 强度更弱的系统， 直接模拟的难度很大。
4 指数改进
针对阵风锋这类尺度小、 强度较雷暴更低的天气系统， 当前业务数值模式的模拟能力仍然有限， 进一步分析相关线索则有可能更好地发现阵风锋的特征。阵风锋的关键是雷暴向外流出的冷空气， 与强冷空气活动相关的指数可以为阵风锋的分析提供启示。
针对直接分析、 预测雷暴出流的困难， 一些学者提出了不同方案以解决这一问题（McCann， 1994； Geerts， 2001； Wakimoto， 2001）。Mark et al（1996）提出日微下击暴流潜势指数（Day Micro Burst Potential Index， DMBPI）， 以反映当天发生雷暴强烈冷性出流的可能性。
现已明确强对流发生的具体时间地点， 且微下击暴流与阵风锋的形成机制一致， 均为雷暴的冷性出流， 所以参考其方法进一步改进， 以探索针对阵风锋效果较好的指数。DMBPI为：
式中： θ se max为近地层到150 hPa当日最大相当位温； θ se min为650~500 hPa的当日最小相当位温； CT为常数。
本文利用17:00阵风锋活动明显的特定时刻资料， θ se max取17:00近地层到150 hPa最大相当位温， θ se min选17:00 650~500 hPa的最小相当位温， 替代原文的当日相关资料， 时间针对性更强。该指数为Micro Burst Index（MBI）以探讨强对流产生的阵风锋。
Mark et al（1996）提出， CT取20 ℃时指数≥1则对应下击暴流。若按此计算， 则在此次过程中， 该值≥1对应的区域超出实况很多， 无法有效反映， 所以根据当时情况进行参数调整以正确体现实况。经对比试验发现， 本文CT取40 ℃， MBI数值分布与实况更加吻合。
5 过程机制分析
5.1 MBI的基本特征
5.1.1 近地层基本情况
银川平原平均海拔1100 m左右， 所以取相对接近的850 hPa反映近地层的大气情况。
17:00 MBI与850 hPa模拟风场叠加（图9）表明， 3片MBI≥1.1的高值区为雷暴的强烈下沉冷性出流区， 分别对应银川周边3个原生对流云团S1~S3的雷暴冷池。靠近演出会场的黑色圆圈为MBI的低值区， 即原生雷暴冷性出流接近于0， 为相对较暖的区域。3条阵风锋X， Y， Z以蓝线表示， 大体围成三角形， 位于3个MBI≥1.1的高值区与低值区之间， 即3个雷暴冷池与相对较暖的区域之间。
图9 2010年7月18日17:00 MBI（阴影）与850 hPa风场（风羽， 单位： m·s-1）及阵风锋会合示意图S1、 S2、 S3： 原生对流， X、 Y、 Z： 阵风锋， a、 b、 c： 阵风锋交汇点及其移动矢量， 椭圆： MBI极小值区域， 黑色箭头： 各阵风锋移动方向 Fig.9 The schematic diagram of MBI （shadow）， 850 hPa wind field（wind barb， unit： m·s-1） and the gust fronts at 17:00 on 18 July 2010.S1、 S2、 S3： original convections， X、 Y、 Z： gust fronts， a、 b、 c： sites of gust fronts collision and their movement vectors， oval： minimum MBI areas， black arrow： movement of gust fronts |
5.1.2 各阵风锋运行与交汇点分析
（1） 阵风锋的移动方向分析
如果阵风锋的交汇点触发出新生对流， 则该对流一方面随交汇点运动， 另一方面还要受到近地层850 hPa环境风场的影响。实况表明， 18:00， 3个原生对流云团产生的阵风锋共同移向演出会场， 与MBI揭示的过程相吻合。其中阵风锋X与Z合并后在城市东南触发新生强对流， 与近地层东南风叠加迅速移至会场上空， 导致演出会场出现短时暴雨、 雷雨大风和冰雹的强对流天气。
（2） 阵风锋强度分析
由图9可知， 在3个MBI高值区中， 雷暴S1所在区域存在以下特点： 首先是MBI数值最高， 中心最大值1.19为全场极高值。其次范围最大， ≥1.15的冷池强内核区面积近10 km2。另外与相对暖区即MBI低值区相距不远， 冷暖梯度最大， 其对应的气压梯度力也最大。所以阵风锋Z最为强烈， 在其由东向西逆向移动的过程中， 雷达回波基本反射率因子强度维持在25~35 dBz。
雷暴S3的MBI≥1大值区域面积最小但强度较高， 下沉气流集中而强烈， 配合的风场辐散明显， 与其核心区范围较小（约3 km2）的MBI≥1.15强内核区域特征一致。且其MBI高值冷区与低值暖区十分靠近， 气压梯度力显著， 冷空气的推进动力充足， 驱动阵风锋X自西南向东北方向运动。除最后消散阶段外， 其强度居中， 雷达回波强度保持在25 dBz以上。
而雷暴S2的高值区面积仅大于S3但远小于S1， 其中并无MBI ≥1.15的强冷空气内核区， 强度相对较弱。在雷暴出流作用下由西北向东南运动， 因距2个相对暖区域较远， 气压梯度力最小。对应的阵风锋Y强度最弱， 雷达观测其回波强度低于20 dBz。
前述分析表明MBI≥1的区域与原生雷暴的活动区域相符， 其外缘与阵风锋的位置吻合。无≥1.15强内核区对应的阵风锋Y， 在雷达回波强度15~20 dBz为最低， 与≥1.15较小范围内核区对应的阵风锋X回波基本在25 dBz以上略强， 与大面积≥1.15强内核区对应的阵风锋Z回波最强， 为25~35 dBz。
5.1.3 湍流扰动动能分析
湍流扰动动能Turbulent Kinetic Energy（TKE） 是冲破对流抑制的重要能量来源（Bretherton et al， 2004； 马铮等， 2017）。对流中的入流往往迅速上升离开地表， 所以对地表TKE的贡献有限。而冷性出流不断下沉冲击地面， 对地表TKE的影响更加显著， 所以TKE对出流造成的阵风锋反应明显。
由TKE变化情况（图10）可看到， 黄河及其滩涂湿地处的TKE数值持续偏小， 说明与陆面相比， 相对较冷水域对应的湍流动能更低。14:00［图10（a）］伴随前期初生对流， 在银川西南部地区出现一定的湍流能量聚集， 表明有些雷暴出流开始接近地面带来较强的湍流， 但北部地区的数值较小， 仅为1 m2·s-2左右； 随后与原生对流生命历程中减弱过程相对应， TKE持续升高。16:00［图10（c）］， 原生对流趋于消亡、 阵风锋陆续增强时， 对流中的下沉出流急剧加强导致近地层的湍流活动加剧， 区域内的数值达到最大， 为5 m2·s-2； 与17:00 ［图10（d）］的总体态势一致， 在图9中S3处出现强烈且较为集中的雷暴出流， 所以对应S3的TKE为区域最高。19:00［图10（f）］阵风锋汇合触发新生对流后， 入流占主导地位， 而与原生雷暴出流相关的阵风锋显著消亡， TKE普遍减弱到1 m2·s-2以下。
由此可知， TKE演变与原生对流的冷性出流， 即造成阵风锋的冷空气特征及其地理分布一致， 其数值的时间变化与阵风锋的生命史相吻合， 也体现出不同下垫面的具体影响。
5.2 阵风锋强迫抬升作用分析
5.2.1 直接强迫抬升分析
阵风锋向前运动时， 可直接强迫前方的空气向上抬升。对于高度为h， 前缘距最高处水平距离为d的阵风锋， 可近似视为三角楔形。当其相对于前方空气运动速度为V时（图11）， 产生的直接强迫抬升速度W 1可表述为：
将雷达观测资料代入式（2） 计算， 结果见表1。
表1 各阵风锋参数与直接强迫抬升速度Table 1 Paraments of gust fronts and directly forced uplifts |
| 北京时 | 阵风锋 X | 阵风锋 Y | 阵风锋 Z | |||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| d/km | h/km | V/（m·s-1） | W 1/（m·s-1） | d/km | h/km | V/（m·s-1） | W 1/（m·s-1） | d/km | h/km | V/（m·s-1） | W 1/（m·s-1） | |||
| 17:00:11 | 3.7 | 2.5 | 2.25 | 1.26 | － | － | － | － | － | － | － | － | ||
| 17:05:56 | 3.7 | 2.5 | 2.25 | 1.26 | － | － | － | － | － | － | － | － | ||
| 17:11:42 | 3.7 | 2.5 | 2.25 | 1.26 | － | － | － | － | － | － | － | － | ||
| 17:17:27 | 3.7 | 2.5 | 2.25 | 1.26 | － | － | － | － | － | － | － | － | ||
| 17:23:12 | 3.7 | 2.5 | 2.25 | 1.26 | － | － | － | － | － | － | － | － | ||
| 17:28:58 | 4.2 | 2.5 | 2.58 | 1.32 | 1.6 | 1 | 3.06 | 1.62 | 2.1 | 2 | 1.4 | 1 | ||
| 17:34:43 | 5.1 | 2.5 | 3.06 | 1.34 | 2.8 | 1 | 2.89 | 0.97 | 2.2 | 2 | 1.8 | 1.2 | ||
| 17:40:29 | 6.5 | 2.5 | 2.72 | 0.98 | 3.4 | 1 | 2.58 | 0.73 | 2.6 | 2 | 2.2 | 1.34 | ||
| 17:46:15 | 6.5 | 2.5 | 2.75 | 0.99 | 4.6 | 1 | 2.72 | 0.58 | 2.6 | 2 | 2 | 1.24 | ||
| 17:52:01 | 6.5 | 2.5 | 2.81 | 1.01 | 4.8 | 1 | 2.89 | 0.59 | 2.8 | 2 | 1.8 | 1.03 | ||
| 17:57:47 | 6.8 | 2.5 | 2.81 | 0.97 | 6.6 | 2 | 2.89 | 0.84 | 2.8 | 1.5 | 2.2 | 1.02 | ||
| 18:03:31 | 6.8 | 2.5 | 2.5 | 0.86 | 6.6 | 2 | 2.89 | 0.84 | 3.2 | 1.5 | 2.6 | 1.1 | ||
| 18:09:17 | 6.8 | 2.5 | 1.78 | 0.61 | 6.6 | 2 | 2.42 | 0.7 | 3.2 | 1.5 | 2 | 0.86 | ||
| 18:15:02 | － | － | － | － | 6.6 | 2.4 | 2.42 | 0.83 | 3.2 | 1.5 | 2 | 0.86 | ||
| 平均W 1 | 1.11 | 0.85 | 1.07 | |||||||||||
－表示无数据 |
由阵风锋直接将其前方相对较暖的空气向上抬升， 造成了较强的垂直上升运动， 每条阵风锋因其运行速度以及前进方向上坡度的差异， 造成了每个时刻各自产生的强迫上升速度不同。总体来看阵风锋X产生的垂直运动最强为1.11 m·s-1， Y产生的强迫上升最弱为0.85 m·s-1， 三者总体平均为1.01 m·s-1。
从第一条阵风锋出现到新生对流触发， 历时大致1 h 15 min（即4500 s）。通过直接强迫效应计算， 被阵风锋抬升的较暖空气已到达地面之上的4545 m。而当时自由对流高度（LFC）667 hPa， 即地表之上大致2400 m（胡文东等， 2015）。所以仅直接强迫项造成的空气上升高度已经远超出LFC从而产生自由对流。
5.2.2 挤压辐合的强迫抬升作用
由图9可知， 3条阵风锋基本上围成了一个三角形区域， 其初始围拢的面积大致为6000 km2。随着阵风锋由MBI高值区向低值区的向心推进， 在相互汇合并于东部触发新生对流时， 该区域中唯有西侧并未完全闭合。但该方向为贺兰山麓， 山地的屏障作用阻止了被围的暖空气由此处逸散， 被围暖湿空气汇聚形成了相对热岛。在各阵风锋汇合、 新生对流触发时， 挤压形成的被围区域面积减小为900 km2， 仅为初始面积的15%。
所以这3条阵风锋具有较强的向心水平挤压的辐合作用， 从而造成强迫上升运动， 进一步配合冷暖空气之间的锋区效应， 促进新生对流的触发。
通过简化模型， 可以近似地计算出挤压辐合导致的强迫上升情况。
由雷达观测可知（胡文东等， 2015）， 3条阵风锋的高度大致为2160 m， 汇合用时t= 4500 s。
由于在这段时间内， 3条平均高度为H的阵风锋， 其围住的空气面积由Sa减小到Sb， 在天气学中空气一般假设忽略压缩形变的情况下， 不考虑其他因素， 区域内空气的体积减少量为（Sa-Sb）×h。这部分空气在固定的下垫面之上， 受强迫而抬升。在银川平原区域的相对平坦下垫面上， 可假设此期间被围区域的面积线性减小， 则过程中平均被围面积是（Sa+Sb）/2。假设抬升部分的空气通过此平均面积而上升， 且该变化发生在t时段内， 除最终被围区域之内残余之外的空气均匀速流出， 则因3条阵风锋挤压导致的平均强迫上升运动W 2计算公式为：
由雷达观测资料取相应值： Sa=6000×10002 m2， Sb=900×10002 m2， H=2160 m， t=4500 s。代入后可得W2=0.71 m·s-1。
所以， 如果只考虑3条阵风锋包围暖空气进行挤压， 造成强迫抬升的平均速度为0.71 m·s-1。在此期间， 如果被围暖空气的气块由地面开始被迫抬升而不考虑其他作用， 则平均也可达到地面之上3195 m， 也高于LFC的2400 m从而触发新生对流。
5.2.3 地形爬坡作用分析
由3条阵风锋的东部会聚点推进路径（图9中 a， b所示的矢量）来看， 均带有由东向西的运动分量， 而在南北方向上则运动分量基本相反而相互抵消， v≈0。说明3条阵风锋的总体挤压效果是由东向西u<0， 与雷达观测到的新生雷暴移动路径一致。银川市的地形特点为： 东部黄河湿地海拔较低， 西部贺兰山区较高， 所以沿此地形上坡运行造成了强迫上升。
MBI及对应的雷达观测资料均表明， 银川东部的阵风锋Z最强， 其最低反射率因子为25 dBz， 尤其是最后的连续5个体扫时， 强度增强为35 dBz。当时该条阵风锋由东部的黄河湿地经银川市区向西部贺兰山方向推进， 总体逐步爬上缓坡。一方面为新生对流贡献了来自湿地更加充沛的水汽， 所以强度较其他更强； 另一方面与其他2条阵风锋共同作用， 促成锋前的暖湿空气总体上由东向西运动沿地形上升， 从而推动3条阵风锋包围区域内的空气处于由低到高的抬升态势， 更加有利于新生对流触发。
仅考虑沿黄河湿地到贺兰山区域的缓慢上坡过程， 阵风锋初生时在黄河一带的海拔为1103 m， 到达汇合点处的海拔约1110 m， 则在4500 s内的平均垂直上升速度W 3=0.02 m·s-1， 这一机制造成的上升速度相对有限。
5.3 不同区域新生对流触发与运行差异分析
在本次过程中， 构成三角形的3条阵风锋向心交汇应有3个汇合点。随着各阵风锋的推进， 汇合点的运动均指向其围成三角形的中心。但观测表明， 只有东部的2个汇合点产生了新生对流（图9中对应 a和 b起点）， 西部未产生新的对流， 且2个新生对流的强度和移动情况也显著不同。
5.3.1 东南方新生对流触发与逆向传播
3条阵风锋在强度上存在差异， 处于东部的阵风锋Z明显强于其他两者， 反射率因子始终保持在25 dBz以上甚至高达35 dBz， 尤其是17:46及随后的回波图上表现更为清晰， 动力作用显著。来自东部的阵风锋Z， 受其下垫面黄河湿地的影响， 水汽条件好， 与另2条阵风锋汇合后在东南和东北方向2处均触发了新生对流。
5.3.2 东北方新生对流触发与原地生消
考察东北方向阵风锋Y、 Z合并， 雷达资料表明也在汇合点触发形成了新生对流。分析与对流伴随的阵风锋汇合点推进矢量 b（图9中 b处）， 发现其方向与本地流场方向相反， 所以新生对流总体的运动相互抵消。雷达与地面自动气象站观测记录均表明， 其基本未移动而原地生消， 且强度低于前者， 降水微弱， 未产生灾害性天气。
5.3.3 西方未触发
阵风锋X、 Y汇合点应在银川西侧贺兰山脚下（图9中 c所在位置）。首先， 这里多为沙土岩石， 植被稀少， 近地层水汽条件不佳， 不利于对流产生。其次， 地处基本呈南北走向的贺兰山东侧下风方向， 西风气流越过山脉后因下坡绝热增温而变干（Carlson， 1961； Benjamin et al， 1986； Steenburgh et al， 1994； Hobbs， 1996）。雷暴出流形成的阵风锋同样为下沉气流相对较干， 与此处的本地空气之间的水汽性质相近， 不易形成梯度促进锋面效应。
另外贺兰山主体海拔2000~3500 m， 雷暴冷性出流形成的阵风锋在向西延展时， 由市区高度1100 m左右向上爬升， 而环境大气因地形升高而气温降低， 所以阵风锋前后的温度不断接近。且雷暴出流在运行过程中途经较暖的城市下垫面加热变性， 阵风锋前后温差进一步减小， 锋面效应趋于减弱（胡文东等， 2008， 2015）， 抬升与触发作用大为降低。受水汽含量低、 环境气温低的制约， 阵风锋衰减， 这里未激发出新的对流。
5.4 机制探讨
5.4.1 水汽与西北干旱区强对流
本次过程进一步证实， 水汽在雷暴生成中作用重大（Fabry， 2006）， 而中国西北干旱区， 近地层水汽条件往往是关键天气系统和重大天气过程产生、 发展的关键（胡文东等， 2003； 赵庆云等， 2018）。同时也证实， 下垫面地形、 近地层流场等诸多因素会影响阵风锋， 对其触发对流情况产生不同作用（Bertato et al， 2003； 胡文东等， 2015； 姜平等， 2019）。
本次过程表明， 强阵风锋与有利的水汽条件相结合是触发强烈新生对流的重要因素。较弱的阵风锋与有利的水汽条件相结合也可触发新生对流， 但强度较弱。而水汽条件不佳的地域， 相对不强的阵风锋未能触发新生对流。深入把握动力与水汽条件， 才能准确预判新生对流能否触发以及强度如何。
5.4.2 超强对流预警要点
在明确新生对流已经触发的情况下， 灾害预警往往取决于对其移动的准确预报。阵风锋推进而形成的汇合点是动力强迫源， 新生对流的移动与其运动紧密伴随。但对流同时受环境大气的影响， 所以还必需注意与近地层风场的合成效果。即使对逆向传播的对流， 也可能因环境风场加速运动而影响迅速， 时间大为提前， 预警工作十分紧迫。对于受运动叠加效应控制而基本静止、 原地生消的对流， 则更应高度警觉， 关注其降水持续累加的致灾效果。
本地年平均降水仅为180 mm， 而一个新生对流在1 h内降水19.5 mm超过年均的10%， 表明其强度超常。而过程中哪些关键条件特别有利呢？
2010年7月18日下午， 此前已经发生原生对流， 不稳定能量有所释放。空气中的部分水汽也通过降水而有所减少， 条件并非特别有利； 且黄河湿地区域水汽相对充沛， 平常也可具备较好的水汽条件， 所以并不特别。从对流的机制来说， 综合考虑水汽、 不稳定条件之后可知并非关键因子， 所以本次过程中造成异常强度最核心的因素， 应该是特别强烈的上升运动。
从强迫上升来看， 首先是阵风锋运动的直接抬升效应已经造成了W 1=1.01 m·s-1的较强上升运动。其次由于3条阵风锋向内围拢挤压， 迫使被围空气产生W 2=0.71 m·s-1的显著上升。而且总体沿地形向上爬坡又贡献了W 3=0.02 m·s-1的额外上升， 所以总体的叠加效应可造成1.74 m·s-1的强迫抬升。从速度数值来看W 3∶W 2∶W 1=1∶35.5∶50.5， 或者说从数值占比来看， 沿地形强迫抬升占垂直运动的1.1%， 围拢挤压占40.9%， 直接强迫占58.0%。由此可知， 本次阵风锋除了一般常见的推进强迫外， 合围效应对异常强烈的新生对流产生了巨大的贡献。
6 结论
针对银川一次突发由东向西传播的强对流过程， 利用本地中尺度WRF业务模式进行数值模拟， 主要得到以下结论：
（1） 雷达观测证实， WRF业务模式较好地模拟了天气系统， 特别是低层700 hPa低涡、 暖式切变等关键中尺度影响系统、 雷暴基本结构等特征与事实相符， 但直接描述对流和阵风锋仍有难度。
（2） MBI较好地反映本次过程的阵风锋特点。MBI≥1高值区的范围、 数值反映了原生对流出流的位置和强度， 表现的阵风锋位置与实况吻合。每条阵风锋的运行方向均由MBI数值的坡度方向决定， MBI≥1.15的强内核区面积与阵风锋强度一致。TKE的变化与分布与MBI的表现相符， 刻画了对流冷性出流的重要特征。
（3） MBI与850 hPa风场揭示了各不相同的对流触发与运动情况： 即东南湿地处水汽充沛且MBI最大值区对应的阵风锋强劲， 触发出强对流且在风场配合下加速逆向由东向西传播， 造成此次突发灾害性过程。而东北黄河河道处水汽条件较好， MBI较高值对应的阵风锋强度较高， 触发了较弱对流， 其运行与风场抵消原地生消未能致灾。西部贺兰山地沙砾处水汽不足， 且MBI低值区对应的阵风锋最弱， 未能触发新生对流。
（4） 强迫上升由3项组成， 分别是： 阵风锋运动直接强迫空气抬升、 3者挤压合围区域内的空气抬升、 推动地表空气沿地形缓坡上升， 贡献占比分别为58.0%、 40.9%和1.1%， 其共同作用造成极强的抬升， 是触发新生对流异常强烈的关键因素。
（5） 通过对MBI关键属性的特征分析， 可反映阵风锋3个交汇点， 特别是揭示了东南方触发新生强烈对流并由东向西传播、 迅速导致异常灾害的特点。MBI计算简单方便， 具有业务实用性， 便于在实践中积累经验不断改进， 为精准的无缝隙网格预报提供线索。