2014年寧波一次典型海陸風雷暴過程探析

吳福浪　陶俞鋒　周　琳

(中國民用航空寧波空中交通管理站，浙江 寧波 315000)

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2014年寧波一次典型海陸風雷暴過程探析

吳福浪陶俞鋒周琳

(中國民用航空寧波空中交通管理站，浙江 寧波 315000)

用Micaps ，地面自動站加密資料，新一代多普勒天氣雷達資料和GFS0.5°×0.5°再分析資料以及中尺度WRF模式輸出資料對2014夏季發生在寧波市地區的一個局地強雷暴天氣過程進行了分析總結，得出：寧波新一代多普勒雷達反射率回波出現弱窄帶回波時，對應邊界層輻合線海風鋒，在有利天氣形勢背景下易誘發強對流的發生發展。此次強雷雨過程是在有利天氣背景條件下發生的，強對流發生在局地層結不穩定和較好的水汽條件下；利用中尺度WRF模式輸出資料進行分析看到，海風鋒的鋒生造成的地轉強迫促使次級環流加強，在東西風輻合線西側有垂直上升運動出現；海風鋒本身有一輻合抬升區，輻合上升運動的加強為雷暴的發生提供了有利的動力條件，從而觸發了該地區不穩定能量的強烈釋放，促使了雷暴的新生發展。

Micaps；GFS資料；海風鋒；中尺度WRF

0　引　言

雷暴是伴有雷擊和閃電的對流天氣現象，一般伴有陣雨，有時還會出現局部的大風、冰雹等強對流天氣。寧波市屬亞熱帶地區，天氣復雜多變，雷暴等氣象災害頻發，給經濟發展、交通運輸安全和人們的身體健康造成嚴重威脅。近年來，隨著城市建設發展，雷暴的氣候變化規律越來越受到大的關注，加強對雷暴發生規律以及影響雷暴天氣形勢的研究，對防雷減災、雷電預警預報以及航空飛行安全等都具有重要意義。

海陸風是海陸交界處的一種中尺度天氣系統，它是由下墊面加熱不均勻而產生的大氣次級環流，是沿海地區特有的天氣系統，對局地天氣和氣候有重要影響，并且這種影響越來越被氣象工作者所重視。多普勒天氣雷達經常能夠探測到弱窄帶回波，這些弱窄帶回波一般對應的是邊界層輻合線。在合適的層結和水汽條件下，這些邊界層輻合線的演變與強對流天氣的形成，發展和消亡密切相關。對于邊界層輻合線的分析和各種規律的認識有助于及早做出強對流天氣的臨近預報。國際上對海風鋒的研究可以追溯到20世紀初，Jeffreys[1]奠定了海陸風定量理論研究的基礎，Banta等[2]應用多普勒天氣雷達能夠完整而清晰地捕捉海風鋒的三維結構特征。雷達觀測的邊界層輻合線對深厚對流的觸發作用已被多個選自美國科羅拉多 州東部的實例證實，Wilson等[3]、Schreiber[4]的論文統計并給出1984年丹佛和科羅拉多州附近對流季節的實例。Wilson等[5]統計分析了邊界層輻合線對雷暴的觸發規律。

國內方面：翟國慶等[6]根據華東地區多次典型強對流天氣的地面風場分析和合成結果，指出強對流帶的發生發展與其前暖區的中尺度輻合線有密切關系，往往在其前方有中尺度的輻合中心，也是對流發生最為強烈和移動變化的突出區域。

寧波東臨東海，北靠杭州灣，夏天午后由于明顯熱力差異，海陸風是經常能被多普勒雷達探測到的邊界層輻合線，也是主要影響寧波夏季產生強對流天氣的中尺度系統之一。海陸風是由于海陸熱力差異引起的白天由海上向內陸吹、夜間由內陸向海上吹的距海岸線幾十千米的中小尺度熱力環流。在炎熱的夏季，當海風入侵內陸時，會引起沿海內陸地區氣溫下降、濕度增加，海風鋒對雷暴有觸發和加強的作用。因此對海陸風的研究不但對掌握本地夏季對流天氣形成有重要作用，而且對臨近預報也有較好指導意義。同時，研究并掌握海陸風對雷暴發生發展的作用規律，對寧波本地的防災抗災有重要意義。

1　資料及方法

首先利用常規氣象資料，地面自動站加密資料，等分析此次雷暴的天氣形勢特點，再借助GFS 0.5°×0.5°再分析資料對影響此次雷暴天氣系統發生發展進行物理量診斷，緊接著借助新一代多普勒天氣雷達資料和地面自動站加密資料直觀分析海陸風的二維表現形式，最后使用中尺度WRF模式輸出資料進一步剖析海風鋒對強對流的觸發作用。

2　天氣過程分析

2.1天氣形勢背景

高層200hPa上(圖1a)，冷渦中心位置處在我國東北地區，華東中北部為槽前西南氣流之中；華東中南部為平直西風氣流以及大陸高壓頂部。500 hPa圖上(圖1b)，副高加強向內陸伸展至80°E并成東西帶狀分布，副高脊線北抬越過25 °N。寧波市剛好處在東北冷渦槽前和副高北側之間。高空急流軸位于華東蘇皖北部以及魯南，寧波市處在高空急流軸南側。中低層700 hPa，850 hPa圖上(圖1c，1d)，低渦處在華東蘇皖位置，隨著高空東北冷渦不斷東移南壓。低空急流軸位于華東中部，給寧波輸出充沛水汽，為接下來的強雷雨過程提供充足能量和水汽供應。

(a)～(d)200 hPa至低層850 hPa的水平風場(矢線)，溫度場(虛線)，位勢高度(黑實線)圖1　2014年9月2日06UTC寧波市強雷雨期間對流層高低空環流場的配置

2014年9月2日寧波市雷雨分為兩個過程，第一次過程是大形勢背景下海陸風誘發的局地強對流；第二次過程是槽線東移時的颮線影響過程。但第二次颮線移至寧波時強度已經大大減弱，影響較第一次過程小得多。本文著重分析海陸風誘發的局地強對流過程。

圖2　2014年9月2日午后強雷雨發生前寧波市多普勒雷達反射率

連續跟蹤觀測9月2日中午到下午寧波新一代天氣雷達1.5°仰角基本反射率產品因子可以看到，05:40(世界時，下同)在寧波東北北侖方向有一條窄帶回波(圖2a)，這是邊界層輻合線海風鋒在多普勒雷達上的明顯體現。海風鋒走向大致和北侖鎮海一帶海岸線平行，回波強度大約15～20 dBz，長度大約為50 km，并以20 km/h左右速度向西南方向推進。06：25已經推進到內陸的鄞州區等地(圖2b)，并不斷繼續向內陸伸展。同時在07：05寧波市東南象山、寧海等地也有一條弱窄帶回波生成緩慢向內陸發展移動(圖2c)，這也是寧波東南沿海邊界層輻合線海風鋒在多普勒雷達上的體現。兩條海風鋒向內陸推進過程中匯聚于內陸鄞州區，形成輻合區，使得鄞州區局地輻合加強(圖2d)。盧煥珍(2012)等[7]研究海風鋒導致雷暴生成和加強規律時發現，海風鋒在向內陸推進過程中如遇環境場不穩定，沿海風鋒或附近突然有雷暴出發并逐漸發展加強。從天氣形勢背景介紹中可知，寧波地區處在一個不穩定的大環境場中，08：02(圖略)，寧波西南山區生成的弱回波不斷向東北移動，強度變化緩慢。在08：36(圖3a)，在兩條海陸風交匯位置，雷暴單體突然發展加強，最強強度達到50 dBz以上。到了08：58，在海風鋒交匯處回波向北不斷發展過程中范圍變大，頂高伸展到8～12 km。從09：10(圖3b)開始，西部新的雷暴單體的結合，在兩條海風鋒匯聚區域形成強度更強，范圍更大的超級雷暴單體，給寧波鄞州區帶來將近一個小時大暴雨過程，這與周欽華(1987)等[8]對浙江沿海海陸風環流研究得出的結論“海陸風造成的地面風輻合帶常是浙江沿海地區大暴雨發生的地方，在作浙江沿海暴雨預報時, 不可忽視海陸風環流的作用”相一致。通過對雷達圖像的分析，我們基本可以斷定，9月2號寧波午后強雷雨過程是由推進到內陸的海風鋒周圍激發出的雷暴單體發展加強引起的。雷暴單體在內陸兩條海陸風交匯處加強為超級雷暴單體，進一步增強對流過程。

圖3　2014年9月2日午后強雷雨發生時寧波市多普勒雷達反射率

2.2從自動站逐時資料分析海風鋒對強雷雨的觸發作用

海風鋒向內陸推進過程中，所到區域最明顯氣象要素變化就是濕度加大以及溫度降低。從9月2日北侖區溫壓濕分布圖上(圖4a)可以看出，04UTC之前，由于日變化，溫度不斷升高，濕度不斷降低。04UTC之后，由于海陸熱力差異導致低層海風吹向內陸，中高層陸風吹向海上，形成海風鋒。海風鋒在向內陸推進過程中，北侖區自04UTC后溫度不斷降低，4個小時內降溫幅度高達4 ℃；相對濕度則由60%不斷上升到85%以上。內陸鄞州區氣象要素變化受海風鋒影響尤其明顯(圖4b)：06UTC之前，受日變化影響，溫度不斷上升到35 ℃，相對濕度則維持在較低的60%左右。07UTC之后，隨著海風鋒推進影響，溫度迅速降低，兩個小時內溫度降幅高達8℃；與此相對應的則是相對濕度的急劇增加，兩小時內由60%左右上升到95%以上。從以上站點氣象要素短時變化可知，9月2日午后雷雨主要影響系統為邊界層輻合線的海風鋒。

圖4　2014年9月2日00UTC至3日00UTC北侖區(a)和鄞州區(b)溫壓濕變化分布(圖上對應時次為北京時)

2.3利用中尺度WRF模式分析海風鋒對強對流的觸發作用

文中采用中尺度數值模式WRF，對2014年9月2日寧波地區強雷雨過程進行了數值模擬。模式使用GFS提供的水平分辨率為0.5°×0.5°的再分析資料作為初始場。在模式中采用了雙重嵌套方案(D01,D02)，模擬區域的中心位置為(29°N，121.0°E)，粗網格D01格點數為100×90，格距27 km，細網格D02格點數為91×91，格距為9 km。垂直方向為30個層，積分時間由2014年9月2日00時(世界時)到2014年9月2日18時，模擬積分時間長度為18 h，模式的初始條件和側邊界條件均采用時間間隔為6 h，時間步長為180 s，每1 h輸出一次模擬結果。

WRF模式所選用的物理過程參數為：Lin云微物理過程方案；rrtm長波輻射方案，Dudhia短波輻射方案，每10 min調用一次輻射過程；積云對流采用Kain-Fritsch方案，每5 min調用一次。這次數值模擬中，選擇的物理方案和參數化過程如表1。

表1 　中尺度WRF模式的物理方案和參數化過程

本次模擬的起始時間是2014年9月02日00時，將WRF模式預報的降水量與落區和降水實況進行對比分析看到，預報的降水量和觀測實況大體相同，只是降水落區位置略有偏北(圖略)，模擬的風場和海風鋒的位置也與實況基本相同(圖5a、5b)。這說明WRF模式輸出的產品資料是可用的，下面我們就用WRF模式模擬的預報產品來分析海風鋒對強對流的觸發作用。

圖5　2014年9月2日 04UTC加密自動站10 min平均風場(a)和中尺度WRF輸出風場(b)；06UTC中尺度WRF輸出風場與比濕疊加(c)和溫度(℃)疊加(d)

從9月2日的模式模擬資料看到，自04UTC開始寧波東北以及東南沿海的海風開始加強，在低層10m高度上寧波地區出現兩條中尺度切變線，其中位置偏中部的是東北海風與大陸西南風的輻合線，另一條為東南沿海的東北風—東南風輻合線，包括風速和風向的輻合(圖5b)，所經之處出現溫度下降、濕度增加，是海風鋒生成的典型特征；對應地面風場是寧波東北部鎮海北侖一帶沿海以及東南象山沿海的兩條海風鋒(圖5a)，兩條海風峰組成“人”字形。到06UTC，隨著海陸熱力差異加強，東北海風不斷向內陸推進，東南海風也不斷加強向內陸推進，這在低層10m高度上圖上明天可以觀察到。

分析06UTC溫度、比濕分別與地面風場的疊加(圖5c、5d)情況可知，東北部海風峰后側以及東南部海風峰后側是下沉氣流造成的濕冷池，前側則是大陸西南氣流的相對暖干氣團，并有一溫度脊存在。低層水汽的供應主要靠兩條海風峰向內陸推進帶來的局地相對濕度的增加。隨著海風鋒向內陸推進，07UTC，08UTC比濕與地面風場的疊加(圖略)上可以明顯看到濕度不斷增加，這為強對流發生發展提供充足水汽條件。

沿29.5°N作U-W和假相當位溫的垂直剖面圖，03UTC開始低層1000 hPa的122°E～123°E區域之間有一弱偏東風回流(圖略)，說明此時海陸熱力差異還較小，海風鋒強度不強，在新一代多普勒天氣雷達反射率回波圖上暫時觀察不到海風鋒。宋潔慧(2008)等[9]在分析了寧波沿海地區多年平均的各月氣溫，地溫和海溫等資料后得出：寧波沿海低層出現海風時，上層為陸風或者系統風；上下層有明顯風切變，切變高度最高在600～1000 m左右；到了06UTC(圖略)，隨著海陸熱力差異加大，低層海風加強，海風鋒高度加強到925 hPa，這與宋潔慧(2008)得出的結論相一致。到了07UTC在1000～900 hPa以及122°E～123°E之間形成明顯偏東風與偏西風的輻合上升區(圖略)，由鋒生動力學可知，鋒生過程是一個非地轉過程，在這個過程中必然強迫出非地轉橫向垂直環流，07UTC在回流高度西側1000～800 hPa以及121.5°E附近區域形成垂直強迫抬升，這是海風沖擊暖濕西風強迫抬升而形成的，這與尹東屏(2010)等[10]在分析江蘇一次海風鋒觸發強對流天氣的U-W剖面圖時發現，海風鋒的鋒生造成的地轉強迫促使次級環流加強，在東西風輻合線西側有垂直上升運動出現，海風沖擊暖濕西風強迫抬升而發生強對流天氣的結論相一致。

由前面的分析可知，強對流發生前該地存在明顯的層結不穩定，而海風鋒向內陸的推進為雷暴的發生提供充足水汽，輻合上升運動的加強為雷暴的發生提供了有利的動力條件，從而觸發了該地區不穩定能量的強烈釋放，促使了雷暴的新生發展和加強。分析表明正是海風鋒的觸發才導致了此次局地強對流過程的發生。而中尺度WRF模式可以很好地模擬出此次過程中海風鋒觸發雷暴的新生發展并加強這一現象。

3　結　語

利用地面加密自動站資料、寧波新一代天氣雷達資料、中尺度WRF模式輸出資料對2014年9月02日發生在寧波沿海的局地強對流天氣過程進行綜合分析，得出以下幾點結論。

1)寧波多普勒雷達反射率回波出現弱窄帶回波時，對應邊界層輻合線海風鋒，在有利天氣形勢背景易誘發強對流發生發展。在9月2日午后強對流過程中，有兩條海風峰分別從東北和東南方向向內陸推進，在鄞州區等形成強輻合區，誘發雷暴單體加強為超級單體，帶來局地雷暴大風，強雷雨等嚴重危害飛行安全等的復雜天氣過程。

2)此次局地強對流天氣過程是在有利天氣背景條件下發生的，強對流發生地存在局地層結不穩定和一定的水汽條件。

3)此次過程是一次比較典型的由海風鋒引起的強對流天氣過程，海風鋒本身有一輻合抬升區，區域內有弱對流存在，當海風鋒移到局地存在層結不穩定且有一定的水汽的區域，其抬升區的輻合上升運動迅速加強，從而觸發該地區雷暴的新生和發展。

4)分析中尺度WRF模式模擬資料看到，海風鋒的鋒生造成的地轉強迫促使次級環流加強，在東西風輻合線西側有垂直上升運動出現；海風鋒本身有一輻合抬升區，輻合上升運動的加強為雷暴的發生提供了有利的動力條件，從而觸發了該地區不穩定能量的強烈釋放，促使了雷暴的新生發展。

[1]Jeffreys H.On the dynamics of wind[J].Quart Roy MeteorSoc,1922,48(102) :29-46.

[2]Banta R M,Dollvier L,Leviason D H.Evolution of the montery sea breeze layer as observed by pulsed doppler radar[J].Atmos Sci,1993,50(24):3959-3982.

[3]Wilson J W,Carbone R.NowCasting with doppler radar:The forcaster-computer relationship[R],NowCasting II,European Space Agency,1984:177-186.

[4]Schreiber W E.Case studies of thunderstorms initiated by radar observed convergence lines[J].Mon Wea Rev,1986,114(11):2256-2266.

[5]Wilson J W, Schreiber W E.Initiation of convective storms at radar observed boundary layer convergent lines[J].Mon Wea Rev,1986,114(12):2516-2536.

[6]翟國慶，俞樟孝. 強對流天氣發生前期地面風場特征[J].大氣科學，1992,16(5)：522-529.

[7]盧煥珍，劉一瑋，劉愛霞，等.海風鋒導致雷暴生成和加強規律研究[J]．氣象，2012，38(9):1078-1086．

[8]周欽華,劉小根,戚優華, 等. 浙江沿海海陸風環流特征研究.杭州大學學報[J]，1987，14(1):109-120.

[9]宋潔慧，壽紹文，劉旭，文偉俊，盧海琦，徐明娥. 寧波一次典型夏季海陸風過程觀測分析和數值模擬[J].熱帶氣象學報，2009,25(3):336-342.

[10] 尹東屏, 吳海英, 張 備,等. 一次海風鋒觸發的強對流天氣分析[J].高原氣象, 2010, 29( 5):1261-1269.

2016-03-27