盛夏海風輻合線對青島對流性天氣影響分析

董海鷹 王建林 畢瑋 凌藝

摘 要：青島地區受海陸地形影響，海風輻合線是觸發夏季對流性降水的重要影響因子。該文以2008年8月12-14日連續三天出現的對流性天氣為例，綜合運用氣象觀測、雷達和衛星云圖等多種資料，分析不同環流形勢下海風輻合線觸發的對流性降水特征。研究表明：單一的海風輻合線一般不產生對流天氣，但與中低空系統疊加易使局地輻合加強，觸發對流天氣；冷鋒南壓與海風輻合線交匯處易產生較強對流天氣，若冷槽發展深厚則轉為大尺度系統過境過程，易出現強對流天氣。

關鍵詞：海風輻合線 強對流 多普勒雷達 衛星云圖

中圖分類號：P49 文獻標識碼：A 文章編號：1674-098X（2015）08（a）-0166-02

山東半島三面臨海，最先出現輻合的是地勢較高的地方，而這些地方也是海風較強處。夏季海風形成的近地面輻合線常常深入到內陸，在離海岸30～50 km的位置上東西擺動，造成輻合加強，降水增多；同時這一帶也是魯東丘陵區所在，處在夏季風和海風的迎風坡上，受地形抬升作用降水增大。青島位于山東半島南岸，東側為嶗山灣，南面直接瀕臨黃海，西面有膠州灣，處于三面環海的位置，受海風輻合線影響很大。該文選取了在不同的環流形勢下，青島地區出現的由海風輻合線觸發的對流性降水天氣個例，結合天氣形勢和多種探測資料綜合分析，為今后預報這類海風輻合線觸發的對流性降水提供一些參考，以期對沿海地區對流天氣預報的準確率提高有所幫助。

1 海陸風環流研究現狀

海陸風環流是世界沿海地區最突出的中尺度特征之一，白天隨著海風勢力的不斷增強，使得在近海岸的陸區一般出現一條平行海岸線的狹窄輻合區或輻合線，這種由海面向陸地推進的海風輻合線，具有類似鋒面的溫度場和流場特征，并伴有一定的天氣。國際上隨著測風氣球觀測技術的發展，海陸風的觀測研究才真正開始。Jeffreys[1]奠定了海陸風定量理論研究的基礎，Estoque應用海陸風模式， 模擬海岸線的變化對海風鋒的作用。國內研究是從20世紀50年代開始，王彥等[2]利用天津多普勒天氣雷達觀測資料和中尺度數值模式，對比分析海風鋒觸發雷暴天氣的發生、發展演變特征。莊子善等[3]利用近海海溫資料和氣象站資料，對比分析了日照地區沿海海陸風的氣候特征及對當地天氣的影響。山義昌等[4]研究法相當海陸風鋒與其他天氣系統疊加，會使系統加強，天氣劇烈，是夏季沿海岸強對流天氣多發的重要原因。若干學者應用數值模擬方式揭示海風輻合線能夠觸發強對流天氣。

海風（偏南風）與偏北陸風在海岸線附近交綏而形成海風輻合線，這是一個中尺度觸發系統。夏季海面上海風活躍且處于弱氣壓場時，由于海陸氣象要素日變化的差異，邊界層偏南海風與近地面層弱偏北陸風交綏而形成中尺度鋒區，多形成和徘徊于海岸線附近。單一海風鋒一般不產生對流天氣，原因可能是由于水平范圍小，垂直厚度較低，輻合能量也較小的緣故，這留待以后做進一步的研究。但如果具備有利天氣形勢配置，海風輻合線在白天可向內陸推進和發展，觸發造成強對流天氣。本文以2008年8月12-14日連續三天出現海風輻合線觸發的對流性降水為例進行說明。

2 天氣形勢分析

從高空形勢來看，500hPa中高緯度環流（圖略）為兩槽一脊型，中緯度地區環流相對平直；12日08時（北京時，下同）河套西部形成切斷低壓，山東處于西太平洋副熱帶高壓北部，584線控制下，500、700、850 hPa在半島地區均有弱切變線。13日08時，500 hPa副高逐漸增強西伸北抬，588線北側伸至32°N，切斷低壓東移略有加深移至河套地區，半島處在弱脊后部控制下，中低層弱切變線依然維持。14日08時副高明顯減弱東撤，在副高東退過程中，700 hPa、850 hPa有弱冷空氣南下，14日20時，山東半島有閉合低渦形成。

從地面形勢（圖略）來看，8月12-14日青島地區均為弱氣壓場，利于海陸風環流發展。12日青島處在海上低壓北部，上午海風緩慢向內陸推進與偏北陸風在青島嶗山沿線相遇產生海風輻合線，南風環流形勢利于對流發展，實況表明13-14時出現短時強降水。13日上午青島地區從沿岸逐漸由偏北風轉為偏南風，與偏北陸風相遇在青島嶗山一帶產生弱的風切變，即海風輻合線，穩定少動造成14-15時的短時強降水。14日青島位于蒙古高壓南部，上午北部地區自西北向東南陸續轉為偏北風，并有弱的風切變伴隨，這表明自西北方向下來一股冷空氣開始影響北部地區。11時沿岸站點開始轉為南風，與偏北陸風形成風切變，海風輻合線形成發展，強降水發生在16-19時，主要為系統降水。

3 多種探測資料對比分析

3.1 大氣層結穩定度指數分析

對流能否發生、發展，首先取決于大氣層結的穩定狀況。大氣層結穩定度是由大氣溫度和濕度在鉛直方向上的分布狀況所決定的，它是判斷對流能否發生、發展的最重要的因子。

判斷大氣層結穩定度的指標，有以下幾種：

（1）TT指數。

TT=T850+Td850-2T500=2（T850-T500）-D850 ，其中D850= T850- Td850

T850和T500是850和500 hPa溫度，Td850是850 hPa的露點溫度。TT一般是探空曲線的拐點。當暖濕空氣在對流中層的冷空氣下面時，TT的值較大，可能會有劇烈的對流活動。

（2）沙氏指數（SI）。

SI=（T- T′）500

將850 hPa上的空氣質點沿干絕熱線上升到凝結高度后，再沿濕絕熱線上升到500 hPa，以500 hPa上的環境溫度減去該上升點的溫度，所得的差數為沙氏指數。SI負值越大，大氣層結越不穩定。

（3）K指數。

K=（T850-T500）+Td850-（T-Td）700

K指數計算式中第一項表示溫度直減率，第二項表示低層水汽條件，第三項表示中層飽和程度。因此K指數可以反映大氣的層結穩定情況。K指數越大，層結越不穩定。

8月12-14日的大氣穩定度指數對比分析可以看出，白天由于邊界層非絕熱增溫，層結會更不穩定。13日TT指數、K指數和高低層的假相當位溫差都具有條件不穩定，TT指數由08時的0.9降至20時的-1.5，也標示大氣層結不穩定（見表1）。12和14日大氣層結條件不穩定，且14日08和20時的大氣層結不穩定度均比12日的不穩定度大，這也是導致14日青島部分地區出現暴雨-大暴雨的原因之一。

3.2 云圖特征分析

衛星云圖是由氣象衛星自上而下觀測到的地球上的云層覆蓋和地表面特征的圖像。利用衛星云圖可以識別不同的天氣系統，確定它們的位置，估計其強度和發展趨勢，為天氣分析和天氣預報提供依據。在海洋、沙漠、高原等缺少氣象觀測臺站的地區，衛星云圖所提供的資料，彌補了常規探測資料的不足，對提高預報準確率起了重要作用。從紅外云圖來看，12日11時左右在魯中南一帶開始出現塊狀積云，之后再向東推進過程中受海風輻合線影響積云團迅速發展壯大，形成對流云團，范圍加大，對流加強，午后到達青島中北部，造成較強降水。13日中午對流云團沿著海風輻合線附近原地生消，穩定少動，最終在下午造成青島地區的較強降水。14日上午山東地區上空云量較多，此時系統降水云團已到達魯南并繼續東移北上，中午前后受海陸風影響青島沿岸地區有弱對流云團活動，但下午至夜間降水云團則為大尺度對流云團，是系統過程影響，持續時間較長。

3.3 雷達回波特征分析

雷達發射的電磁波遇到海風輻合線后，由于折射而形成平行于海岸線的窄帶弱回波，它在雷達不同產品中表現出不同的特征。海陸風雖然只是由海陸溫差引起的距海岸線幾十公里的中尺度現象，但反過來又影響沿海地區的溫度場、濕度場和風場的分布，從而影響沿海地區工農業生產的布局，對沿海地區的工農業生產具有重大意義。

8月12日-14日青島處在不同的環流形勢下，但這三天中低層都有弱的風切變。在這種地面海風輻合線與高空切變垂直迭置、高層輻散低層輻合的不穩定狀態下，當伴隨中層波動的正渦度平流東傳逼近和疊置時，由于中低層系統的相互作用而使不穩定度、海風輻合進一步增強，促使海風輻合線發展北推從而觸發產生強對流天氣。分析青島黃島多普勒雷達反射率因子可以發現，低仰角（0.5°和1.5°）的基本反射率產品上，青島東南沿海的海風輻合線形成階段表現為平行于東南海岸線的塊狀回波，沿著海岸線幾乎呈準靜止狀態（見圖1a）；當北方有弱冷鋒向青島移動時，海風輻合線向內陸緩慢推進，在兩條鋒面之間產生強度高達55dBz的回波，寬度隨著天氣背景場的變化而變化。低仰角（0.5°和1.5°）的基本速度產品上，海風輻合線幾乎呈準靜止的零速度窄帶回波，這是由于海風輻合線形成后，向內陸推進緩慢的緣故。

8月13日降水回波只是在海風輻合線原地生消，幾乎沒有移動，中低層切變導致的降水回波也在東移到輻合線附近減弱消失（見圖1b）。12和14日海風輻合線在即墨、膠州、膠南、五蓮一帶生成后，不斷有回波在原地生成發展，此后隨著高空西風槽東移影響青島地區，在兩者之間的平度、膠州、高密、諸城一帶不斷有新的回波產生發展，12日新生成的回波與高空切變產生的回波合并發展，15-18時強降水回波一直維持在這一帶，回波最高達55dBz左右，之后緩慢東移南下，最終在海風輻合線邊界處減弱消失。相較之下，14日海風輻合線先觸發對流，之后冷鋒過境，轉為系統性降水（見圖1c）。

4 結語

該文以2008年8月12-14日青島地區連續三天海風輻合線觸發的對流性降水天氣為例，利用氣象觀測、多普勒雷達和衛星云圖等多種資料綜合分析，得出以下結論：

（1）海風輻合線是一個邊界層中尺度觸發系統，在垂直結構上比較淺薄。

（2）單一的海風輻合線一般不產生對流天氣，但當其與中低空系統疊加易使局地輻合加強，出現對流天氣；當同時有弱冷鋒南壓時，海風輻合線則緩慢向內陸推進，往往在交匯地區產生對流天氣。

（3）冷鋒南壓與海風輻合線交匯處易產生較強對流天氣，若后期冷槽發展深厚則轉為大尺度系統過境過程，對流不穩定能量積蓄爆發，易出現強對流天氣。

參考文獻

[1]Jeffreys，H..On the dynamics of wind[J].Quart.J. Roy.Meteor.Soc，1922，48：29-46.

[2]王彥，高守亭，梁釗明.渤海灣海風鋒觸發雷暴的觀測和模擬分析[J].高原氣象，2014，33（3）：848-854.

[3]莊子善，鄭美琴，王繼秀，等.日照沿海海陸風的氣候特點及其對天氣的影響[J].氣象，2005，31（9）：66-70.

[4]山義昌，劉桂才，張秀珍，等.魯北沿海強對流天氣多發的成因及臨近預報[J].氣象，2003，29（11）：20-24.