天气预报技术发展到今天，从基于观测资料和数值模式的大尺度和中尺度天气形势分析及预报来看，已经基本可以判断出某一地区能否出现强对流及可能出现的强天气类型。但是，对于局地突发的强对流风暴来说，具体到它究竟会在哪里出现、何时出现，以及出现以后是否会快速增强，在预报预警上还存在很大困难（Markowski et al., 2010）。

从二十世纪八九十年代开始，西方学者的大量研究就已经发现，除“高架”对流外，对流风暴局地新生和快速演变的决定因素在边界层内。边界层内大气的中尺度垂直运动能够克服对风暴新生不利的天气尺度环境条件，能够缩减对流抑制（CIN）、增加热力不稳定（即增加对流有效位能CAPE），并对气块增湿，从而有利于对流风暴的新生和加强（Doswell, 1987; Johnson and Mapes, 2001）。在近地面边界层内，大气（风、温度或者水汽）通常存在不连续的分界线，被称为边界层辐合线，一般指出流边界、干线（露点锋）、海风锋、切变线、锋面等的统称，在雷达甚至卫星图像上有时会表现为不连续的“细线”或“窄带”（Wilson and Schreiber, 1986）。边界层辐合线一般位于中尺度垂直运动较强的位置，可以看成是边界层内的不稳定触发因子，对流风暴通常发生在边界层辐合线附近或者沿边界层辐合线形成（Shapiro et al., 1985; Wilson and Schreiber, 1986; Lee et al., 1991; Wilson et al., 1992; Wilson and Mueller, 1993）。在对流系统中，由于降水、蒸发、冷却导致冷空气不断下沉并向前扩展，从而在对流下方近地面形成冷空气堆，也叫冷池，而冷池的前沿就是出流边界（即阵风锋）（Mueller and Carbone, 1987; Weckwerth and Parsons, 2006）。出流边界事实上是对流内部下沉冷空气和近风暴环境暖空气的分界线（Young and Fritsch, 1989; Fritsch and Vislocky, 1996）。出流边界是主要的边界层辐合线类型之一。大量研究表明，出流边界作为边界层内的不稳定触发因子，在对流风暴的局地新生及快速演变中扮演重要角色。

西方学者的观测分析表明，对流极有可能会在出流边界附近、在出流边界碰撞区域或者在出流边界与其他边界层辐合线碰撞区域内形成和加强，出流边界附近也观测到了明显的空气上升运动（Wilson and Schreiber, 1986; Mahoney, 1988; Intrieri et al., 1990; Wilson and Mueller, 1993; Kingsmill, 1995; Browning et al., 2007; Harrison et al., 2009; Karan and Knupp, 2009）。早期的数值模拟研究也指出，在出流边界相互碰撞区域附近，地面辐合和上升显著加强，从而触发对流单体的新生和快速发展（Droegemeier and Wilhelmson, 1985a, 1985b, 1987）。利用国际水科学观测项目（IHOP_2002）的大量资料开展的研究进一步表明，出流边界是影响美国大平原地区对流风暴新生及快速增强的关键因子之一，大部分基于地面辐合发生的对流或者说在白天的午后出现的对流都与出流边界相关（Wilson and Roberts, 2006）。出流边界相互作用、出流边界与其他边界层辐合线相互作用或者与原有风暴系统相互作用，导致作用区域附近近地面动力不稳定（辐合）明显增强，甚至能够克服影响对流新生的不利热力条件（低CAPE、高CIN），因此非常有利于对流风暴的出现及快速加强（Wilson and Roberts, 2006; Xue and Martin, 2006a, 2006b; Weckwerth et al., 2008; Wakimoto and Murphey, 2010; Wang and Xue, 2012）。另一方面，“RKW理论”的提出和发展，明确了对流前环境垂直风切变与对流降水形成的冷池的相互作用，会直接影响到冷池前沿即出流边界附近的近地面空气的抬升程度，从而决定了新对流单体的形成及整个对流系统维持、发展传播及生命史特征（Rotunno et al., 1988; Weisman et al., 1988; Weisman and Rotunno, 2004）。其他的数值模拟研究也对冷池和出流的形成、特征及其与低层环境风场的相互作用开展了研究，确认了出流边界的不稳定触发作用及其对对流新生及加强的影响（Weckwerth and Wakimoto, 1992; Crook, 1996; Liu and Moncrieff, 1996; Parker, 1996; Fovell and Tan, 1998）。近年来，多尺度观测分析和高分辨率数值模拟研究均证实，在欧洲中部复杂地形下，原有风暴的出流边界与近风暴环境低层暖湿气流相互作用形成明显的近地面辐合和不稳定，再配合复杂地形的强迫抬升，是对流新生及对流系统加强和组织化的重要机理（Bennett et al., 2011; Corsmeier et al., 2011; Hagen et al., 2011; Wulfmeyer et al., 2011）。很多学者的个例研究也表明，出流边界也是我国不同地区对流新生及增强的重要动力因子之一，出流边界触发对流新生和快速增强的动力机制与上述西方学者的研究结果存在类似之处（漆梁波等，2006；陶岚等，2009；陈明轩等, 2010, 2013；沈杭锋等，2010；Wilson et al., 2010；许长义等，2012；Sun and Fang, 2013；Wang et al., 2014; Abulikemu et al., 2015；Luo and Chen, 2015；Wu and Luo, 2016）。

但是，专门针对京津冀复杂地形条件下出流边界触发对流新生及增强动力机制的研究目前还较少。通过开展这一研究，有助于认识复杂地形下局地突发对流风暴发生、发展的机理，从而提升这一地区强对流天气的临近预报及预警水平。本工作选取2014年7月16日发生在京津冀地区的一个典型强对流“事件”，通过观测资料分析和高分辨率数值模拟，探讨在京津冀复杂地形条件下，出流边界触发对流风暴局地新生及快速增强的动力效应。这里，之所以称为强对流“事件”，是因为在影响本次对流过程的大尺度天气形势下，出现了三个有密切关联的对流风暴系统，上一个风暴系统产生的出流边界对下一个风暴系统的形成及发展演变有直接影响。

从天气形势来看（图略），2014年7月16日白天，华北东部高空500 hPa和700 hPa受东移西风槽影响，且呈前倾槽结构，高空冷槽配合的槽后冷空气影响京津冀区域，低层850 hPa配合有切变线，地面则处在弱的切变辐合区内。分析表明，16日白天京津冀区域为高空冷平流、低层暖平流，上冷下暖，大气处于明显的层结不稳定状态。从北京南郊观象台08:00（北京时，下同）探空观测来看（图 1a），对流有效位能（CAPE）达到1796 J kg-1，大气上干下湿，层结显著不稳定，中低层有较大的垂直风切变。14:00探空表明（图 1b），500 hPa以上有明显的干冷空气插入，中低层湿度也略有减小，呈现出“喇叭口”型典型的冰雹和对流性大风的探空曲线型式，垂直风切变也进一步增大，但CAPE值有所减小。到20:00，探空观测指示700 hPa以上大气整体偏湿，700~850 hPa之间存在“干层”，近地面也偏干，CAPE降到915 J kg-1，但中低层继续维持强的垂直风切变。以往的个例分析和统计研究（Markowski and Straka, 2000; Evans, 2010; Sherburn and Parker, 2014）均已经表明，在CAPE较低（低于1000 J kg-1）、中低层切变较强的环境中，出现强对流的概率也很大。另外，自由对流高度（LFC）与抬升凝结高度（LCL）之差在14:00（1532 m）和20:00（1860 m）也明显低于08:00（2251 m），也指示午后至傍晚出现有组织对流的可能性较大。因此整体来看，20:00左右大气依然有利于对流的形成和发展（图 1c）。从上述分析可以看出，16日白天从上午到傍晚，京津冀区域发生对流风暴的天气形势和环境条件是非常有利的。但是，却很难判断出对流风暴发生的具体时间、地点及演变特征。

从雷达回波观测分析来看，7月16日发生在京津冀地区的整个对流“事件”主要包含三个有密切关联的对流风暴系统，简言之，就是上一时段的风暴系统产生的出流边界对下一时段的风暴系统的形成及发展演变有着直接影响。

（1）天津及其周边地区多单体强风暴的局地突发和快速加强。京津冀区域逐5 min自动站（AWS）风场观测显示（图略），自上午10:00左右开始，沿京津冀西部山前形成的“西南—东北”走向的地面切变线（边界层辐合线的一类）逐渐向东移动，在雷达回波上表现为明显的弱窄带回波，在12:00左右到达京津冀中东部地区，触发了天津及其周边地区多单体强对流风暴的局地新生和随后的快速加强（图 2）。自13:30左右开始，风暴系统中的多个对流单体在其西北侧开始形成出流边界，这些出流边界不断向西北方向传播并逐渐到达北京城区附近。从雷达回波上可以看到，在对流风暴的西北侧即京津交界地区附近，存在多条弱的窄带回波或“回波线”（如图 2e、f所示）。如前文所述，强雷达回波前侧的弱窄带回波或细线回波通常指示强风暴产生的出流边界的位置和形状（Wilson and Schreiber, 1986; Wilson and Roberts, 2006；漆梁波等，2006；陈明轩等，2010）。这里需要强调的是，在雷达回波观测上，出流边界的细线或窄带型弱回波有时会夹杂在低层杂波和晴空回波中，不是特别明显，但仔细分析还是能看出来，特别是逐6 min的雷达回波动画显示。

（2）北京地区超级单体风暴的形成和快速加强。如上所述，天津及其周边的强对流风暴产生了向西北传播的出流边界，这从放大的雷达回波观测上看得更加清楚。雷达观测显示在16:30左右，一条强的出流边界已经传播到北京地区东南部，此时，在京津冀西北部山区发展的对流风暴单体已经移动到北京西北部，并进一步发展加强（图 3a）。大约1 h后，该出流边界传播到北京西北部山脚附近，同时，西北部的对流风暴单体也向偏南方向移动到山脚附近（图 3b）。在随后的1.5 h内（18:00~19:30左右），对流风暴单体下山的同时与出流边界“碰撞”，迅速加强为超级单体风暴，并继续向偏南方向传播发展，风暴中心最强反射率因子超过70 dBZ（如图 3c-g所示）。19:30左右开始，超级单体风暴到达北京中心城区西北部转为向东南方向传播，强度有所减弱，经过大约1 h后，扫过中心城区的超级单体风暴到达北京地区东南部并开始逐渐减弱并分裂（如图 3g-l所示）。这里需要指出的是，当该超级单体风暴发展到后期（19:30之后），事实上产生了一个脱离母体风暴并向南移动的出流边界，但由于其与低阈值雷达回波混杂在一起，所以在雷达观测上看得并不清楚，但仔细分析（特别是逐6 min的雷达回波动画图）还是能看出一些出流边界的信息来。另一方面，从京津冀地面逐5 min的AWS观测来看（图略），自19:30左右开始，位于超级单体风暴南侧（前侧）的地面自动站风向指示的辐合线逐渐远离风暴母体，表明出流边界逐渐远离超级单体风暴。根据观测研究（Wilson et al., 2007；陈明轩等，2010），这预示着该超级单体风暴即将减弱分裂甚至消散。

（3）京津冀南部平原地区线状多单体对流风暴的局地新生和快速增强。由上述分析并参考图 4可知，发生在北京地区的超级单体风暴在到达北京东南部后逐渐减弱分裂，截止21:00左右，残余的弱风暴单体移动到河北廊坊至天津地区（图 4a-b），而且在京津冀东南平原地区的弱回波前侧，能够看到超级单体风暴形成的出流边界“回波线”（图 4b-c）。随后，由雷达回波观测可以看出，自22:00左右开始，在京津冀南部平原地区，从石家庄北部到天津南部，一条接近东西走向的多单体线状风暴系统局地新生并快速加强（图 4d-f）。值得注意的是，风暴单体新生位置正是前述超级单体风暴产生的出流边界所在的位置（图 4c）。另外，京津冀逐5 min地面AWS风向观测指示的辐合线位置变化与雷达回波观测一致，印证了出流边界的位置及移动特征（图略）。

由上述分析可以看出，逐6 min雷达强度回波观测配合逐5 min地面AWS风场观测，能够对风暴产生的出流边界进行定位。出流边界对北京地区超级单体风暴的增强及京津冀南部平原地区线状对流风暴系统的局地新生和加强具有明显影响。通过后文的高分辨率数值模拟，可以进一步看到出流边界的演变特征及其在对流局地新生和快速发展中的动力效应。