随着多普勒雷达在中国大陆的大范围布网, 一线的预报技术人员已经对阵风锋系统(俞小鼎等, 2005, 2006)和阵风锋的性质、结构及成因(夏文梅等, 2009)进行了一些研究。刘勇等(2007)对发生在陕西的两次阵风锋进行了系统的研究, 认为阵风锋的强度与雷暴强度关系密切。姚叶青等(2008)在对飑线系统的研究中也发现有阵风锋系统伴随产生。2015年8月23日下午, 陕西省关中东部经历了一次明显的强对流天气过程, 业务实践中, 发现本次强对流天气过程属于槽前“干”对流, 而且伴有阵风锋的影响, 不同的是, 在以往研究(夏文梅等, 2009; 刘勇等, 2007; 姚叶青等, 2008; 张涛等, 2013; 李柏等, 2013; 张利平等, 2013; 俞小鼎等)的阵风锋天气过程中, 灾害性天气过程以雷暴和大风为主, 而本次过程中, 不仅出现了雷暴、大风, 还出现了冰雹和短历时暴雨等强对流天气, 那么, 本次过程的特点是什么？阵风锋的成因如何？冰雹和短历时暴雨的出现与阵风锋有没有关系？灾害性天气落区的特点又是什么？本文着重采用西安多普勒雷达的观测资料, FY2D、FY2E卫星云图资料以及自动气象站资料, 分析了本次强对流天气过程中阵风锋的特点和形成原理以及不同灾害性天气落区之间的相关关系, 探讨该类天气的形成原因和预报着眼点, 增强该类天气灾害性天气落区的预报依据。

2015年8月23日15:00(北京时, 下同)开始, 陕西关中北部出现了对流单体, 随后, 关中地区自北向南, 自西向东出现了雷雨和瞬时大风, 王益、醇化、华山等地陆续出现冰雹, 最大的冰雹直径为9 mm。16:17, 西安多普勒雷达观测到2条阵风锋回波(分别对应图中的阵风锋1和阵风锋2, 图 1a), 之后阵风锋1向东南方向移动, 与之相联系的对流单体不断发展、合并加强并东移南压, 而阵风锋2稳定少动, 与之相联系的对流单体不断分裂发展, 稳定少动。16:34(图 1b), 阵风锋右前方和左后方分别出现了尺度约十几公里的对流单体, 并做相向运动, 16:51(图 1c), 分别移至西安附近和临潼附近, 强度增强的同时, 空间尺度增大, 17:15(图略), 两对流云团合并, 并与阵风锋2重叠, 之后的阵风锋2很快消散。16:58(图 1d), 阵风锋1经过雷达中心站(泾河), 从地面三线图上(图 2)可以看出, 雷达中心站在阵风锋经过时气压涌升, 温度骤降, 风向突变(由西北风突转为偏东风), 风力猛增, 出现了20 m·s^-1的偏东瞬时大风(地面特殊天气显示, 图略)。阵风锋1经过雷达站后, 继续向东南方向运动, 而之前阵风锋2前后合并而成的对流云团继续向西北方向运动, 即阵风锋1及其后部的强对流云团与其前部的对流云团做相向运动, 17:26(图 1e)阵风锋1移入其前部的对流云团中, 之后阵风锋1前后两部分对流云团继续相向运动, 17:55(图 1f)阵风锋1消散, 阵风锋大风结束。但其前后两部分对流云团合并为准弓状, 合并后的对流云带向东南方向移动过程中, 与从北部黄河沿线移下来的对流云团合并形成弓状回波, 强度迅速增大(图 1g), 东移过程中影响关中东部出现了雷暴、冰雹和短时强降水, 最明显的是华山, 出现了直径为9 mm的冰雹和10 min 27.7 mm、1 h 66.6 mm的短时强降水。

图 1(Figure 1)

图 1 2015年8月23日西安多普勒雷达1.5°仰角基本反射率因子(单位: dBZ) (a) 16:17, (b) 16:34, (c) 16:51, (d) 16:58, (e) 17:26, (f) 17:55, (g) 18:07, (h) 19:56 Figure 1 Base reflectivity factor at 1.5° elevation of Xi'an Doppler Radar on 23 August 2015. Unit: dBZ

图 2(Figure 2)

图 2 2015年8月22日08:00至24日08:00西安多普勒雷达中心站(泾河)地面三线图 Figure 2 Ground three-wire diagram of Xi'an Doppler Radar central station (Jinghe) from 08:00 on 22 August 2015 to 08:00 on 24 August 2015

可见, 本次天气过程中, 大风是阵风锋产生的, 而东南部的冰雹、短时强降水是阵风锋消散之后, 其前后的强对流回波合并, 并与北部下来的对流回波合并并强烈发展为弓状对流回波后产生的。

2015年8月23日08:00-500 hPa高空图(图略)上, 欧亚中高纬度呈两槽一脊型, 高压脊位于贝加尔湖附近, 脊前有东北冷涡盘踞在中国东北地区, 并一直延伸到中纬度河套地区附近。图 3给出了2015年8月23日20:00的中尺度天气分析图, 结合500 hPa槽线的演变过程(图略)得知, 本次强对流天气过程中, 500 hPa浅槽是东北冷涡向西南方向伸展, 冷涡中心南压过程中形成, 23日20:00位于陕西关中和陕北之间, 槽后有明显的冷平流, 700 hPa从宁夏到关中西部秦岭以北有一条明显的中尺度切变线, 850 hPa切变线位于关中东部, 地面上关中东部有明显的湿舌存在, 并且有中尺度辐合线配合。另外, 关中大部处于200 hPa高空急流出口区的左前方, ΔT_850~500≥30 ℃的范围内, 说明关中发生强对流天气的概率大(许爱华等, 2006)。从以上影响系统的配置可以看出, 本次强对流天气过程虽然发生在500 hPa浅槽前, 但垂直结构上湿区浅薄, 只有地面有明显的湿舌存在, 加之天气现象以雷暴、冰雹为主, 所以, 本次强对流天气过程是发生在“上干下湿”环境场中的一次“干”对流, 500 hPa槽后干冷平流的存在增强了大气的热力不稳定度, 并与200 hPa高空急流以及850 hPa切变线配合, 构成了有利于强对流发展的中尺度环境, 850 hPa切变线为强对流天气的发生提供了初始扰动, 地面辐合线的移动和发展触发了中低层高能高湿不稳定能量的释放, 诱发了强对流天气的产生。

图 3(Figure 3)

图 3 2015年8月23日20:00中尺度天气分析橘黄色虚线为ΔT850~500≥30 ℃区域, 红色单曲线为500 hPa槽线, 暗红色双曲线为700 hPa切变线, 鲜红色双曲线为850 hPa切变线, 绿色锯齿线为地面湿区, 黑色点划线为地面辐合线, 紫红色矢线为200 hPa高空急流 Figure 3 Mesoscale analysis at 20:00 on 23 August 2015. Orange dashed lines for temperature gradient on 850~500 hPa more than 30 ℃, red single curves for the 500 hPa trough line, dull-red double curves for the 700 hPa shear line, bright-red double curves for the 850 hPa shear line, green japped lines for the surface humid area, black dotted lines for the surface convergence line and purple vector-line is Jet

通过2015年8月23日14:00-850 hPa温度场和垂直上升速度(图 4)可以看出, 在关中地区, 有一个东西方向的温度脊, 500 hPa相应位置风向与等温线几乎垂直, 说明该处有较强的冷平流。另外, 在关中东部850 hPa温度脊上, 还存在较小范围的垂直上升运动区, 它镶嵌在较大范围的下沉区中。所以, 关中附近低层温度脊的形成与该处有较强的下沉气流增暖有关, 在850 hPa偏东暖湿气流的作用下, 暖空气成东西方向铺垫在500 hPa冷平流区的下方, 这种配置导致大气层结不稳定, 有利于“干”对流的形成和发展。低层很小的垂直上升运动区就是扰动的初始阶段。

图 4(Figure 4)

图 4 2015年8月23日14:00-850 hPa温度场(实线, 单位: ℃, 点线为温度脊)和垂直上升速度(虚线, 单位: pa·s-1)以及500 hPa温度场(长虚线, 单位: ℃)和风场(风羽) Figure 4 Temperature field (solid line, unit: ℃, the red dotted is ridge of temperature) and vertical velocity (dotted line, unit: pa·s-1) on 850 hPa. Temperature field (blue dashed line, unit: ℃) and wind field (barb) on 500 hPa at 14:00 on 23 August 2015

2015年8月23日T-lnP变化情况(图 5)显示, 08:00(图 5a), 西安近地层有明显的逆温层(干暖盖), 而中层600~550 hPa有很强的不稳定能量积累, -20 ℃和0 ℃层高度分别在400 hPa和600 hPa近, 这个高度非常有利于冰雹天气的发生。14:00(图 5b), 随着温度升高, 中层对流不稳定能量明显增强, 湿度线在中层(550~500 hPa)形成一个向右开口的喇叭口, 说明当时该层有明显的干空气入侵, 这样更有利于中层干冷低层暖湿垂直配置的形成和维持, 有利于不稳定层结的建立和对流不稳定能量的迅速释放(杨蕾等, 2011)。同时, 从08:00到20:00, 泾河站的风垂直切变均表现为中低层较强的风向变化, 925~500 hPa风向顺转超过180°。

图 5(Figure 5)

图 5 2015年8月23日08:00 (a)和14:00 (b)泾河站T-lnP分布 Figure 5 T-lnP of Jinghe at 08:00 (a) and 14:00 (b) on 23 August 2015

综上, 本次“干”对流天气过程中, 对流层中低层明显垂直风向切变和850 hPa东西方向的温度脊说明低层有明显的暖空气和暖平流, 而暖空气又位于500 hPa冷平流的下方, 中低层正好形成了“上干冷下暖湿”的垂直配置, 有利于“干”对流天气中不稳定层结的建立和对流不稳定能量的存储; 850 hPa较小范围的垂直上升运动区位于200 hPa高空急流出口区的左前侧, 在扰动形成之后有利于形成贯穿性的上升运动, 为“干”对流天气的发生提供垂直上升运动。

选取了2015年8月23日14:00、20:00的温度以及相对湿度的变化情况(图 6)可以看出, 8月23日14:00(图 6a), 中层550~450 hPa, 36°N以北有明显干区, 随着中纬度干区的入侵, 23日20:00-500 hPa(图 6b)关中东部明显被干区控制, 这与上面T-lnP图上反映出的中层“干”区入侵是一致的。而此时, 关中西部的湿度已经明显增加, 这不仅与阵风锋出现的时间相一致, 而且与其出现的地点完全吻合。所以, 本次强对流天气过程中, 中层“干”侵入是阵风锋形成和发展的必要条件。图 6b还反映出陕西北部有一冷中心, 关中东部位于冷中心的底部, 有冷空气扩散南下。中层干冷入侵有利于对流有效位能在中层的积聚和释放, 产生不稳定的大气层结(曹治强和王新, 2013)。

图 6(Figure 6)

图 6 2015年8月23日14:00(a)沿110°E的剖面相对湿度(实线, 单位: %)和温度平流(虚线, 单位: ℃·s-1)及20:00 (b) 500 hPa的相对湿度(虚线, 单位: %)和温度(实线, 单位: ℃)分布 图 6a中的红色箭头线为干侵入 Figure 6 Relative humidity (solid line, unit: %) and temper-ature advection (dashed line, unit: ℃·s-1) along 110°E at 14:00 (a), relative humidity (dashed line, unit: %) and temperature (solid lines, unit: ℃) at 20:00 (b) on 23 August 2015. The red vector represents dry intrusion. The red vector represent dry intrusion

图 7给出了强对流天气过程中对流云顶黑体亮温(TBB)的演变情况, 可以看出, 本次强对流天气过程有两个对流云团移过关中东部, 16:30(图 7a), A云团水平尺度约有100 km, 1 h之后(图 7b), A云团东移到了关中东部, 这里南部为秦岭山脉, 北部为苔原高地, 中部为渭河平原。对流云团移动到此之后, 一方面, 云团在秦岭山脉及其北麓区域发展很快, 云团强度增强, 另一方面, 在云团的北边界, 由于没有高大地形的阻挡, 云顶亮温的次大值区迅速扩散, 范围增大, TBB梯度(庄晓翠等, 2016; 黄增俊等, 2013; 赵俊荣等, 2013; 常煜和韩经纬, 2015)相对增大, 对应雷达图(图 1a~d)分析, 在云顶亮温次大值区边缘, TBB梯度最大的区域内, 形成了阵风锋, 与前面提到的阵风锋2相对应。B云团的尺度较大, 17:30之前, B云团东移南压过程强度变化不大, 在遇到A云团向北拓展时, B云团的前部形成了阵风锋, 即之前提到的阵风锋1。18:30(图 7c)中可以明显看出, 在A、B云团的边缘合并, 其右后方有小块暖湿空气东移(这一空气块与图 6b中关中东部干区后的暖湿区域相对应, 加之云顶亮温较高, 所以为暖湿空气团。), 随着这块暖湿空气东移并入前部A、B云团中, 性质干冷的两条阵风锋相继消散(图 7d), 但对流云团在秦岭山区及其北麓区域不断加强, 云顶亮温从-52 ℃降低到-55 ℃, 并在最强时段影响关中东部出现了短时强降水和冰雹等剧烈天气。

图 7(Figure 7)

图 7 2015年8月23日陕西关中强对流天气过程中TBB分布(单位: ℃) (a) 16:30, (b) 17:30, (c) 18:30, (d) 19:30 Figure 7 Distribution of TBB during intensive convective weather in Guanzhong of Shaanxi Province on 23 August 2015. Unit: ℃

所以, 两条阵风锋生成于两块对流云团之间, 均为云团边缘TBB梯度最大的区域, 这与武麦凤(2015)、王旭仙等(2011)前期的研究结论一致。发展中的云团右后部小块暖湿空气东移并与前部云团的结合, 导致了性质干冷的阵风锋相继快速减弱消散(图 7d), 但暖湿气块并入对流云团的过程中, 也导致了对流云团的加强和其边界上TBB梯度的再度增大, 加之秦岭地形的作用, 对流云团在秦岭及其北麓地区发展迅速, 影响秦岭北麓出现了短时强降水和冰雹等强对流天气。

8月23日下午15:02的西安多普勒雷达1.5°仰角的基本反射率图上(图略), 陕西关中北部出现了分散性的强对流单体, 强度为50 dBZ左右, 影响关中北部地区的同时缓慢东移南压, 16:17在强回波的东南方向出现了一条窄带回波, 这就是阵风锋1。同时在关中东部秦岭北麓, 也有一块强度大于50 dBZ的对流单体, 其西北方向也有一条回波强度小于20 dBZ的窄带回波, 即阵风锋2。从形态上看, 阵风锋1向东南方向弯曲, 而阵风锋2向西北方向弯曲, 两者有相向移动的趋势, 这也说明了与阵风锋1和阵风锋2相联系的对流云团有相向运动, 这一点从前面卫星云团的分析中也可以得到解释, 即云团B向东南方向移动, 而云团A向西北方向扩散, 导致了小范围内云团的相向运动。16:34(图 1b)两个阵风锋之间的弱回波区出现了尺度大约十几公里的对流单体, 说明两条阵风锋均是雷暴前的出流造成的, 但两条出流带相距较近, 出流相向运动, 在出流带之间形成了冷空气堆积, 产生了较强的上升运动区, 诱发了较强的对流单体的形成, 新形成的对流单体本身具有很强的生命力, 加之后部阵风锋1的向前推进, 导致了强对流单体快速发展东移南压, 与此同时, 阵风锋2后部也出现了尺度很小的对流单体, 并与阵风锋2前部的对流云团呈相向运动, 16:51(图 1c), 阵风锋2前后的对流云团合并在阵风锋2所在位置上。强对流云团与阵风锋叠加, 一方面, 阵风锋附近低层为较强的下沉运动, 而对流云团中有较强的上升运动, 因此二者叠加后, 相互抑制, 互为削弱, 所以阵风锋2很快减弱消散; 另一方面, 阵风锋前后的对流云团中因为有新的对流单体补充而迅速发展。同时, 在低层补偿性气流的引导下, 阵风锋1也快速东移南压, 16:58移入了前面提到的合并后的对流云团中, 再次出现了阵风锋与强对流云团叠加的现象(图 1d), 同样的道理, 阵风锋1很快消散, 而阵风锋1前后两部分对流云团合并为准弓状, 18:07(图 1g), 合并后准弓形回波东移过程中与从黄河沿线南压的对流云团再次合并, 强度再次增强。关中东部出现的雷暴、冰雹和短时强降水, 就是合并后的弓状回波产生的。

以上分析得知, 本次强对流天气过程中, 两条阵风锋均是强对流云团的出流形成的, 而两条阵风锋的消散均是由于阵风锋与强对流回波叠加导致。生成于关中北部的对流云团受引导气流的影响, 从西北向东南方向移动, 而产生于关中东部秦岭北麓的强对流回波受地形作用, 从东南向西北方向扩展, 致使两条回波带的相向运动, 相向运动又导致了阵风锋与强对流云团的叠加, 进而出现了阵风锋迅速减弱消散, 而与之相联系的对流云团合并发展的情况。

(1) 这次强对流天气过程中, 850 hPa切变线为强对流天气提供了初始扰动, 中层储备的不稳定能量为强对流天气的发生提供了能量, 而地面辐合线的移动和发展触发了中低层高能高湿不稳定能量的释放, 诱发了强对流天气的产生, 是强对流天气的触发机制。

(2) 对流层中低层的“干暖盖”和暖空气铺垫在500 hPa冷平流的下方, 导致了“上干冷下暖湿”的垂直结构, 为“干”对流的形成和发展准备了层结不稳定条件; 850 hPa较小范围的垂直上升运动区位于200 hPa高空急流出口区的左前侧, 在扰动形成之后有利于形成贯穿性的上升运动, 为“干”对流的发展提供垂直上升运动条件。

(3) 本次过程中, 两条阵风锋均是对流云团的出流形成的, 中层干侵入和“上干下湿”的垂直环境场是阵风锋形成的必要条件, 两条阵风锋的相向运动, 导致了二者之间强对流单体的产生和阵风锋与强对流云团的叠加, 最终影响了阵风锋的减弱消散。阵风锋出现在强对流云团边缘TBB梯度最大的地方。

(4) 强对流云团与阵风锋叠加, 一方面, 阵风锋附近低层为较强的下沉运动, 而对流云团中有较强的上升运动, 因此二者相互抑制, 互为削弱; 另一方面, 阵风锋前后两部分对流云团合并后又因为有新的对流单体补充而迅速强烈发展。所以, 二者叠加后, 阵风锋消散, 阵风锋产生的大风天气同时结束, 但与之相联系的对流云团发展增强为弓状回波, 东移南压过程中在关中东部产生了冰雹、短时强降水等强对流天气。