環渤海灣連續兩條陣風鋒的關聯與成因分析*

許長義 卜清軍 黃安寧

1 天津市濱海新區氣象局，天津 300457 2 南京大學大氣科學學院，南京 210023

提 要： 為加深對雷暴陣風鋒多樣性的認識，利用多普勒天氣雷達、風廓線雷達、邊界層氣象鐵塔、地面加密自動觀測資料結合VDRAS系統分析場資料，對比分析了2016年6月10日渤海灣連續出現的兩條陣風鋒的差異及相互聯系。結果表明：兩條陣風鋒的結構存在明顯差異，陣風鋒1前沿強切變位置形成近地層γ中尺度渦旋，邊界層和對流層低層的西南暖濕氣流沿陣風鋒1輸送到雷暴母體；陣風鋒2呈現兩支強入流的典型動力結構，一支位于其后側邊界層內呈強東北入流，另一支位于前側對流層低層呈強西南入流，兩支入流分別構成陣風鋒前側反環流和后側正環流圈。冷池與低層垂直風切變的配置對陣風鋒的發展維持起到重要作用。陣風鋒1后部冷池強度相對較弱，低層垂直風切變強于冷池傳播速度，雷暴單體具有向冷區傾斜的層云結構，不利于系統的發展加強；陣風鋒2后部冷池發展強盛，冷池傳播速度強于低層垂直風切變，雷暴單體內的上升氣流更加豎直，從而促進雷暴單體加強發展。陣風鋒前沿γ中尺度渦旋和后部冷池存在相互影響及內在關聯，近地層γ中尺度渦旋的碰撞，增強了兩條陣風鋒之間的輻合抬升，同時配合冷池的合并增強，加劇了低層不穩定，有利于維持上下層旋轉，形成較強的水平渦度，從而導致對流風暴快速加強發展并演變為弓形回波。

引 言

渤海灣地區地形復雜，對流的新生、加強和減弱是短時臨近預報的重點，也是難點。一場局地性、突發性強對流天氣不僅會導致沿海城市的交通癱瘓，而且會給港口安全生產作業帶來嚴重隱患。夏季對流新生常常會引起局地短時強降水、雷暴大風、冰雹、龍卷等災害性天氣(崔新艷等，2021；萬夫敬等，2021)。雷暴出流邊界或外流邊界也稱陣風鋒，是常見的對流觸發條件(Wilson and Schreiber,1986；Wilson and Mueller,1993；Wilson and Megenhardt,1997；Wilson and Roberts,2006；俞小鼎等，2020)，尤其是在暖季雷暴多發期。另外，陣風鋒與對流系統的加強和減弱也有密切關系(Fritsch and Vislocky,1996；Wilson and Megenhardt,1997；俞小鼎等，2012)。由于陣風鋒不僅本身會導致大風等災害性天氣，同時陣風鋒觸發的對流有時也會帶來惡劣天氣，具有強致災性。因此，陣風鋒的研究對掌握災害性天氣的發生發展規律、提升臨近預警能力具有積極意義(俞小鼎和鄭永光，2020)。

陣風鋒作為邊界層內不穩定觸發因子之一，在對流風暴的局地新生及演變中發揮著重要的作用(陳明軒等，2017)。席寶珠等(2015)總結了中國學者對陣風鋒開展的相關研究，闡明了陣風鋒的空間結構、類型及其特征，提出了陣風鋒的主觀識別方法。何娜等(2020)對北京及周邊地區陣風鋒過程進行統計分析，發現有67 %的陣風鋒過程能夠觸發對流，表明陣風鋒對雷暴具有較強的抬升觸發能力。陶嵐等(2016a)系統地研究了上海地區的移動型陣風鋒，根據陣風鋒生成的時段以及與母體雷暴的相互作用和影響分為兩類：一類出現在雷暴發展、成熟階段，陣風鋒與雷暴保持一定距離同向運動，雷暴母體通常伴有高懸的后側入流急流，生命史超過2 h；另一類出現在雷暴的減弱、消亡階段，出現后逐漸遠離雷暴，雷暴母體通常伴有從雷暴系統后側傾斜向下正好達到雷暴前側陣風鋒處的后側入流急流。陣風鋒過境后地面具有明顯的輻散特征(Klingle et al,1987；刁秀廣等，2011)，鋒前則有輻合特征，陣風鋒附近能夠觀測到上升運動(Browning et al,2007；Harrison et al,2009；Karan and Knupp,2009；Quan et al,2014)。吳舉秀等(2017)對陣風鋒及鋒后大風演變特征進行分析，指出風暴后部入流導致更強的下沉氣流，從而在地面產生更強的下擊暴流。鄭麗娜和刁秀廣(2016)分析華北颮線陣風鋒特征發現陣風鋒首先產生在颮線的強雷暴群前，并隨著颮線的增強而增強。此外，冷池與陣風鋒強度和維持直接相關，冷池在陣風鋒形成過程中起主導作用(岳彩軍等，2016；雷蕾等，2021)，對于陣風鋒形成過程中冷池演變特征的認識仍需要進一步深入分析。

另一方面，陣風鋒形成機制復雜，既能在其邊界上產生致災強風，也能觸發新生雷暴單體，與對流系統之間存在著相互作用和相互影響的復雜關系。陣風鋒移動過程中，導致雷暴近環境的垂直風切變增大、地面輻合強度增強，從而促進周邊雷暴的新生和加強(陶嵐等，2016b)。鄭艷等(2017a)認為陣風鋒對對流風暴的正反饋作用、對流風暴前側的暖濕入流與后側冷池出流，三者自組織結構是多單體風暴維持和加強的主要原因。海風鋒、陣風鋒等邊界層輻合線在海南文昌EF2級龍卷形成過程中起決定性作用 ，下沉氣流導致的出流相遇在海風鋒輻合線上觸發了龍卷母云體(王秀明和俞小鼎，2019)。超級單體南側的陣風鋒與東移颮線陣風鋒相遇而加強地面輻合，有助于低層中氣旋獲得拉伸旋轉加速而形成龍卷(鄭艷等，2017b)。Trapp and Weisman(2003)、Markowski and Richardson(2010)和Wakimoto et al(2016)的數值模擬研究表明，冷池前沿的斜壓水平渦管受下沉氣流傾斜影響可能形成近地面γ中尺度渦旋，陣風鋒前沿的強切變位置也會形成近地面γ中尺度渦旋。由此可見，陣風鋒在對流風暴新生、發展和維持過程中起著重要的作用，且維持對流風暴的方式迥異，因而不同特征的陣風鋒發展維持機制也需要做進一步研究。

2016年6月10日，我國渤海灣地區連續出現兩條雷暴陣風鋒，造成天津、河北多個國家級氣象觀測站出現8級以上雷暴大風，兩條陣風鋒及其后部冷池演變特征復雜。本文在對比分析兩條陣風鋒的結構差異特征基礎上，著重討論兩條陣風鋒的內在聯系及其與冷池演變的關系，以期加深對陣風鋒多樣性的科學認識，為今后類似過程的短時臨近預警提供參考。

1 資料介紹

(1)天津塘沽站和河北滄州站兩部CINRAD/SA多普勒天氣雷達逐6 min體掃觀測資料，用于分析陣風鋒的回波特征和徑向速度特征。

(2)天津西青站CFL-16對流層Ⅰ型和河北黃驊站的CFL-03B型風廓線雷達數據，時間分辨率為6 min，用于分析陣風鋒的垂直氣流結構特征。

(3)天津邊界層氣象鐵塔資料，風向、風速、溫度和濕度的高度層次為5、10、20、30、40、60、80、100、120、140、160、180、200、220和250 m，時間分辨率為1 min，用于分析陣風鋒的近地層熱力、動力結構特征。

(4)VDRAS(Variational Doppler Radar Analysis System)資料，該系統由北京城市氣象研究院研發，通過快速刷新四維同化技術和三維數值云模式，實現同化京津冀地區4部(北京、天津、石家莊、秦皇島)S波段天氣雷達和2部(張北、承德)C波段天氣雷達的反射率因子和徑向速度，同時融合京津冀區域5 min地面自動站觀測資料和BJ-RUC v2.0數值模式結果，分析輸出低層的動力場和熱力場以及與之相關的解釋應用產品。其中系統的三維云模式采用考慮溫度冷卻影響的暖云參數化方案，該資料為非靜力模式輸出資料。本文采用的資料水平分辨率為5 km，垂直分辨率為400 m，時間分辨率為18 min，用于揭示陣風鋒發展過程中冷池的發展演變特征。為了驗證VDRAS反演物理量的準確性，Sun et al(2010)已利用風廓線雷達和地基微波輻射儀資料，分別對VDRAS反演的風場和溫度場進行相關檢驗的結果表明，風速偏差小于-1.5 m·s-1，均方根誤差小于2.5 m·s-1，風向偏差小于20°，均方根誤差小于45°；對于低層溫度來說，偏差小于-1.9℃，均方根誤差小于2.8℃，雖與實際有一定偏差，但均在合理范圍之內。此外，對VDRAS系統反演結果的可靠性已經過驗證(陳明軒等，2012;2016；肖現等，2015)。

(5)京津冀地區加密自動站觀測資料，要素包括降水、風向、風速、氣壓、露點溫度和氣溫等，時間分辨率為1 h，用于分析近地面層中尺度環境。

(6)NCEP-FNL(1°×1°)再分析資料，時間分辨率為6 h，水平分辨率為1°×1°，垂直方向為31層，資料的時間段為2016年6月10日08時至11日08時(北京時，下同)，用于分析天氣尺度背景及環境條件。

2 實況及環流背景

2.1 天氣實況

2016年6月10日下午到傍晚，渤海灣地區出現大范圍雷暴、冰雹和短時強降水等強對流天氣，以8級以上的雷暴大風為主要特征，其中10級以上大風主要出現在渤海灣南岸，最大風速出現在黃驊海事局碼頭，達到29.2 m·s-1(11級)。另外，有10個自動站觀測到冰雹，最大冰雹直徑為8 mm。此次強對流天氣導致受災嚴重，特別是天津濱海新區茶淀街葡萄種植業遭受嚴重損害，受災面積達367 hm2，直接經濟損失為2 840萬元(1)源自2016年民政部統計數據。。

這次災害性大風先后受南北兩條陣風鋒影響，圖1為6月10日14—23時渤海灣地區國家級自動站瞬時風速≥17.0 m·s-1的實況分布和兩條陣風鋒移動路徑。雷達資料顯示(圖略)，14—17時造成北京中南部雷暴大風的系統為超級單體風暴，其最大反射率因子超過65 dBz。從圖中可見，第一條陣風鋒(稱為陣風鋒1)于17時形成于天津西北部，19時移入渤海灣西岸，維持約2 h，造成渤海灣西岸8～9級雷暴大風，其中國家級自動站最大風速出現在西青站，風速為17.2 m·s-1，出現時間為18:23。第二條陣風鋒(稱為陣風鋒2)于20時在河北中部形成，23時移入渤海灣南岸，維持近3 h，造成渤海灣南岸10～11級雷暴大風，其中國家級自動站最大風速出現在黃驊站，風速為24.9 m·s-1，出現時間為21:28。

圖1 2016年6月10日14—23時渤海灣國家級自動站極大風速實況分布和兩條陣風鋒路徑(灰色為地形高度；“★”表示風廓線雷達位置，“+”表示多普勒雷達位置，“▲”表示天津氣象鐵塔位置；綠色、紅色字體分別標注陣風鋒1、陣風鋒2導致的極大風速出現時間、地點和數值)Fig.1 Gust front tracks and distribution of observed maximum wind speed in Bohai Sea Bay from 14:00 BT to 23:00 BT 10 June 2016 (gray shaded: topography, ★: Wind Profiler, +: Doppler Radar, ▲: Tianjin Meteorological Tower; green font: the first gust front, red font: the second gust front)

為了進一步了解兩條陣風鋒經過時氣象要素的變化特征，分別選取陣風鋒移動路徑上的西青、黃驊兩個國家級氣象觀測站逐5 min觀測資料以探討陣風鋒過境前后地面氣象要素演變特征。陣風鋒1過境時，西青站首先表現為氣壓上升，隨后風向突變(南風突轉為西北風)，溫度和露點溫度驟降，地面溫度露點差高達15.4℃(圖2a)，表明近地層并無充分的水分供應，陣風鋒1過境后5 min西青站出現8級災害性大風。與經典陣風鋒模型(Goff，1976；Mahoney Ⅲ，1988)不同，陣風鋒2過境時，黃驊站表現為溫度和露點溫度驟降，地面溫度露點差為3.3℃(圖2b)。氣壓涌升后迅速下降，出現雷暴“高壓鼻”現象，平均風速增強至15.1 m·s-1，瞬時風速達到24.9 m·s-1。

圖2 2016年6月10日(a)西青、(b)黃驊自動站氣象要素隨時間的變化(“▲”表示出現極大風速時刻，數值表示極大風速，綠色和紅色虛線分別表示陣風鋒1和陣風鋒2過境時刻)Fig.2 Variations of surface pressure, temperature, dew point temperatureand wind from the automatic weather observations at (a) Xiqing Station and (b) Huanghua Station on 10 June 2016 (“▲”: occurrence time of the maximum wind speed, green and red dashed lines: the time of the first and second gust fronts passing by, respectively)

2.2 天氣背景

如圖3所示，矩形為此次過程的主要影響區域。10日08時，500 hPa蒙古冷渦穩定維持(圖3a)，渤海灣處于冷渦東南部的西南偏西氣流，風速約為22～24 m·s-1。850 hPa上(圖3b)處于暖脊(19～20℃)前緣和低空西南急流(風速為20～24 m·s-1)左前方，伴隨低空急流的發展有暖濕舌向北發展。中層入侵的干冷空氣疊加在低層暖濕空氣之上，導致850 hPa與500 hPa的溫度差超過28℃，“上干冷下暖濕”的結構有利于形成強對流天氣發生發展所需的不穩定能量條件(王秀明等，2014；鄭永光等，2017)。14時地面圖上津冀交界出現氣旋性渦旋(圖3c)，并配合強暖濕中心(溫度≥33℃，比濕≥12 g·kg-1)，與渤海冷中心之間形成高溫度梯度帶，這些都表明該區域大氣低層溫濕條件的改善進一步增加了對流不穩定能量。

圖3 2016年6月10日08時(a)500 hPa和(b)850 hPa等壓面圖,14時(c)地面圖以及(d)北京探空(圖3a～3c中，D、W、C分別表示低壓、暖中心、冷中心，標有S的矩形區域表示對流系統的發生區域；虛線為等溫線，單位：℃；圖3a、3b中，藍實線為等高線，單位：dagpm，粗實線為槽線或切變線；圖3a中填色為溫度露點差，圖3b中填色為850 hPa與500 hPa溫度差；圖3c中，藍實線為等壓線，單位：hPa，填色為地面以上2 m高度處的比濕，粗虛線為地面輻合線；圖3d中綠色陰影為DCAPE區)Fig.3 Synoptic setting at (a, b) 08:00 BT and (c, d) 14:00 BT 10 June 2016 (a) 500 hPa geopotential height (blue line, unit: dagpm), isotherm (dotted line, unit: ℃), depression of the dew point (colored), trough line (red line); (b) 850 hPa geopotential height (blue line, unit: dagpm), isotherm (dotted line, unit: ℃), temperature difference between 850 hPa and 500 hPa (colored), shear line (red line); (c) surface pressure field (blue line, unit: hPa), 2 m temperature (dotted line, unit: ℃), 2 m specific humidity (colored), surface convergence line (red dashed line); and (d) sounding in Beijing(in Figs.3a-3c, D: low pressure, W: warm center, C: cold center, rectangular: place with MCS; in Fig.3d, green shaded: DCAPE)

6月10日08時北京站探空資料顯示850 hPa與500 hPa溫差達到27℃。1 000～850 hPa為濕層，而800～500 hPa為干層，本文利用700、500、400 hPa三層的平均溫度露點差代表對流層中上層干空氣強度。08時對流層中上層干空氣強度高達20℃，存在明顯干層，且對流層中層為強風區(500 hPa 風速達23 m·s-1)，有利于大動量氣塊的夾卷。下沉對流有效位能(DCAPE，圖3d，600 hPa開始)達到1 153.9 J·kg-1，表明具有強下沉氣流和大風產生的潛勢(McCann,1994；王秀明等，2012)。對流有效位能(CAPE)從08時的365 J·kg-1增大到14時的2 179 J·kg-1，08—14時CAPE的增幅及14時CAPE均較大，有利于不穩定對流天氣的發展。

雷暴大風的形成與強烈的下沉氣流及動量下傳有關(張琳娜等，2018)，一般而言，對應于下沉氣流夾卷區的環境水平風越強，動量下傳對地面大風的貢獻越大(俞小鼎等，2012)。本文采用高曉梅等(2018)給出的風暴承載層平均風的計算方法，由850、700、500和300 hPa平均風矢量的絕對值表示。通過計算，“6·10”過程風暴承載層平均風速達16.5 m·s-1(表1)，對流風暴移動速度較快，動量下傳效率高，有助于雷暴大風的產生和增強。此外，08時0～6 km垂直環境風切變為22.8 m·s-1，屬于強垂直風切變。隨著高空冷渦的南下，強垂直風切變與上升氣流之間的相互作用產生了抬升作用，增強中層干冷空氣吸入，加強了風暴中下沉氣流和低層冷空氣外流，出現陣風鋒，使得對流系統長時間維持。

表1 2016年6月10日北京探空站環境要素特征表Table 1 Variations of environmental parameters at Beijing Sounding Station

3 兩條陣風鋒結構特征的異同點

從天津多普勒天氣雷達1.5°仰角反射率因子圖可以看出(圖4a)，18:18強回波中心位于距雷達中心西北方向35～40 km，向東南方向移動前沿25 km 附近出現窄帶回波，即為陣風鋒1，其最強陣風出流強度為10～12 m·s-1(圖略)，發展高度達1.7 km。雷暴母體1回波頂高維持在14～16 km，反射率因子核心強度維持在55～65 dBz。根據對流風暴的運動方向沿著雷達徑向330°方向的垂直剖面可見，雷暴前沿的出流位于2 km以下，雷暴母體具有中層徑向輻合(mid-altitude radial convergence,MARC)特征(圖4c，黑色橢圓)，并伴有高懸的后側入流急流(rear inflow jet,RIJ)，RIJ達到對流風暴前沿始終維持在4～8 km高度附近，最大速度為24 m·s-1。陣風鋒1將其前側近地層-邊界層暖濕空氣抬升至2 km高度以上，并沿陣風鋒輸送到雷暴母體中，使得雷暴母體穩定維持。

圖4 2016年6月10日18:18天津雷達(a)1.5°仰角基本反射率因子,沿330°方向的(b)反射率因子和(c)徑向速度剖面(圖4a中綠色虛線表示陣風鋒1;圖4c中白色箭頭表示后側入流急流，下同；黑色橢圓表示中層徑向輻合)Fig.4 (a) Base reflectivity factors at elevation 1.5°, (b) reflectivity cross-section and (c) radial velocity cross-section along the direction of 330° for Tianjin Radar at 18:18 BT 10 June 2016(in Fig.4a, green dashed: first gust front； in Fig.4c white arrow： RIJ, the same below； black ellipse： MARC)

天津邊界層氣象鐵塔數據經過嚴格質量控制，風場和溫濕場資料合理可靠(劉敬樂等，2020)，并在近年的強對流天氣過程中得到驗證(Quan et al,2014；許長義等，2017；吳進等，2018)。天津鐵塔觀測到陣風鋒1的邊界層氣象要素變化如圖5所示。陣風鋒1過境時塔層整層為偏南風，風速不超過5.5 m·s-1，塔層整層依舊為干暖氣流控制。陣風鋒1過境13 min后塔層整層轉為偏北風，近地層開始劇烈降溫，最強降溫率首先表現在塔層低層，之后迅速上傳至塔層高層(圖5b)。注意到，陣風鋒1過境后溫度變化率最大值從塔層低層30 m向上傳播至塔層頂層。18:25—18:29，短短4 min內降溫達4～5℃，為整個過程最強降溫幅度，相對濕度增加幅度達10%～16%。陣風鋒過境造成的降溫幅度超過其雷暴母體造成的降溫幅度。

圖5 2016年6月10日18:00—19:30天津邊界層氣象鐵塔不同高度層逐分鐘氣象要素時間演變(a)水平風場，(b)溫度，(c)相對濕度Fig.5 Temporal variation of minutely meteorological elements at different heights of Tianjin Meteorological Tower from 18:00 BT to 19:30 BT 10 June 2016(a) horizontal wind, (b) temperature, (c) relative humidity

從河北滄州多普勒天氣雷達1.5°仰角反射率因子可以看出(圖6a)，10日21:42陣風鋒2呈東西向，其對應的雷暴母體2的反射率因子核心強度維持在60～65 dBz，55 dBz以上的強反射率因子核心伸展至11 km高度。區別于陣風鋒1的RIJ結構，陣風鋒2的RIJ通過將干冷的中層空氣引導到地面，加強了對流風暴的下沉運動(Smull and Houze, 1987)。陣風鋒2與雷暴母體2的距離逐漸增大，尾部位于雷暴母體移動方向的右前側，并且東移過程中弓形結構更加明顯。陣風鋒2引發的最強地面大風位于其移動方向的北端，其垂直伸展高度達2.6 km(圖6b)，明顯高于陣風鋒1的垂直伸展高度。

圖6 2016年6月10日21:42滄州雷達(a)1.5°仰角基本反射率因子,沿105°方向的(b)反射率因子和(c)徑向速度剖面(圖6a中紅色虛線表示陣風鋒2，下同)Fig.6 (a) Base reflectivity factors at elevation 1.5°, (b) reflectivity cross-section and (c) radial velocity cross-section along the direction of 105° for Cangzhou Radar at 21:42 BT 10 June 2016(in Fig.6a, red dashed line： the second gust front, the same below)

4 兩條陣風鋒垂直氣流特征的異同點

4.1 風廓線雷達資料可用性分析

為檢驗風廓線雷達資料的可用性，選取兩次雷暴過程中風廓線雷達與上游對流系統影響的探空站風場進行對比檢驗。從圖7可知，兩部風廓線雷達風場在低層差異較高層的略大(王棟成等，2019)，除150 m附近西青站與北京站風向差異大于30°、3 km附近黃驊站與邢臺站風向差異超過60°外，其他層次風向、風速基本一致。總體上看，兩部風廓線雷達與探空站風向、風速大體一致，表明此次雷暴期間風廓線雷達水平風場數據可用。

圖7 2016年6月10日20時(a，c)西青風廓線雷達與北京探空站,(b，d)黃驊風廓線雷達與邢臺探空站的(a，b)風向,(c，d)風速對比Fig.7 Comparison of (a, b) wind direction and (c, d) wind velocity (a, c) between Beijing Sounding and Xiqing Wind Profiler Radar, and (b, d) Xingtai Sounding and Huanghua Wind Profiler Radar at 20:00 BT 10 June 2016

在有降水的情況下，風廓線雷達測得的垂直速度是空氣和雨滴兩者垂直運動之和(馬建立等，2015)。本次過程西青站20:00前和黃驊站21:40前均未出現降水，故未對所用風廓線雷達垂直速度進行訂正。

4.2 兩條陣風鋒垂直氣流差異特征

基于天津多普勒天氣雷達1.5°基本反射率因子判斷陣風鋒1移入西青站時間為18:18(圖4a)，從西青站風廓線雷達水平風場和垂直速度演變可知(圖8a)，此時對流層中層(3～7 km)處于西風氣流控制，平均強度為18.8 m·s-1，但始終未下傳，對流層低層(1.5～3 km)西南暖濕氣流平均強度達12.4 m·s-1。下沉速度擴散至990 m高度附近，上升速度自6.5 km高度附近下傳至1 km以下，18:24，上升和下沉運動同時達到最強，分別在2.3 km 和5.7 km達到1.0 m·s-1和1.4 m·s-1，此時西青站出現17.2 m·s-1的災害性大風。注意到陣風鋒1過境5 min后對流層中層下沉氣流開始下傳，西青站出現災害性大風，說明其最大陣風不是陣風鋒本體造成的，而是陣風鋒過境后造成的。陣風鋒1過境時，下沉氣流還未達到地面，隨著陣風鋒后部強下沉氣流達到地面，出現災害性大風。

從黃驊站風廓線雷達風場演變可知(圖8b)，陣風鋒2過境前，對流層中層有冷空氣再次補充，干冷氣流平均強度增強至21.2 m·s-1，21時前后對流層中層大風速核(28 m·s-1)開始逐漸下傳，較雷暴大風的出現提前約30 min，整層均處于西北氣流控制。21:24，上升和下沉運動同時達到最強，分別在2.5 km和3.5 km達到0.9 m·s-1和2.6 m·s-1。陣風鋒2作為輻散氣流的前沿，其邊界層對應下沉運動，對流層低層為上升運動，陣風鋒頂高對應上升速度最大值。與Goff(1976)分析的經典陣風鋒垂直氣流結構相比，陣風鋒2呈現出兩支強入流氣流為典型特征的動力結構：其后側150～750 m的邊界層內則為強烈的東北入流(18.5 m·s-1)，對應下沉運動；前側990～2 190 m的對流層低層為強烈的西南入流(20.4 m·s-1)，對應上升運動。

圖8 2016年6月10日(a)17:30—20:06西青站和(b)20:30—21:48黃驊站150～7 160 m高度的水平風場(風矢，單位：m·s-1)、全風速(灰色實線，單位：m·s-1)及垂直速度廓線(填色)(“Δ”表示出現極大風速時刻，綠色、紅色虛線分別表示陣風鋒1、陣風鋒2過境時刻)Fig.8 Profiles of horizontal wind field (vector, unit: m·s-1), speed (gray solid line, unit: m·s-1) and vertical velocity (colored) at (a) Xiqing Station from 17:30 BT to 20:06 BT and (b) Huanghua Station from 20:30 BT to 21:48 BT at 150-7 160 m height on 10 June 2016(“Δ” denotes the time with maximum wind speed, green and red dashed lines denote the time of the first and second gust fronts passing by, respectively)

5 冷池與陣風鋒結構變化對比分析

陣風鋒的發展演變及其造成地面大風的強度仍是當前短時臨近預報業務的難點之一。利用VDRAS反演資料和加密自動站資料分析陣風鋒與冷池的關系及其造成地面大風強度差異的原因。

5.1 冷池的演變及聯系

陣風鋒的發展維持與冷池的發展密切相關。從地面要素變化可以看出，10日18時對流風暴中心開始出現大于20 mm·h-1的短時強降水，與陣風鋒1伴隨的近地層冷池1造成地面1 h正變壓達3 hPa，負變溫達12℃，冷池邊界后部形成輻散性風場，冷池前部為暖濕入流造成的負變壓區(圖9a)。19時隨著陣風鋒1東移入海，出現鋒前負變壓、鋒后正變壓和尾流負變壓的中尺度氣壓場特征，強回波朝著負變壓中心發展。陣風鋒兩側變溫梯度達1.9 ℃·(10 km)-1，變壓梯度達1.7 hPa·(10 km)-1，地面大風速區出現在等壓線和等溫線梯度大值區。

20時隨著對流風暴衍生的新冷池2與原有冷池1逐漸擴展靠近，兩個冷池前沿的兩條陣風鋒發生碰撞。與陣風鋒1不同，陣風鋒2并無鋒前負變壓和尾流負變壓現象(圖9c)。21時冷池2進一步擴展增強，造成地面1 h正變壓中心達4.5 hPa(圖9d)。陣風鋒2兩側變溫梯度達1.3 ℃·(10 km)-1，變壓梯度為0.6 hPa·(10 km)-1，地面大風速區出現在負變溫大值區(圖9e)。

5.2 冷池與近地層γ中尺度渦旋的演變特征

為了進一步探討陣風鋒發展維持機制，本文利用VDRAS系統反演的熱力和動力場研究冷池與陣風鋒的相對位置和強弱(陳明軒等，2011)。從圖10a看出，陣風鋒1在200 m高度為西南風，強度達到10～12 m·s-1，將近地層暖濕氣流不斷輸送到雷暴發展區域，雷暴單體形成冷池1及其前沿明顯的出流邊界，冷池中心的最低擾動溫度為-2.5℃，擾動溫度梯度呈弧形結構，陣風鋒1前沿存在強烈的暖濕抬升，最大上升速度達1.0 m·s-1。注意到陣風鋒1前沿最強切變位置存在多個近地層γ中尺度氣旋性渦旋中心(圖10a,10b數字標注)，最強渦度值為2.8×10-5s-1，其水平尺度為5～15 km，垂直伸展至1 km高度(圖略)，對應位置多普勒天氣雷達識別出相應中尺度氣旋。20時陣風鋒2出現，兩條陣風鋒前沿的γ中尺度氣旋性渦旋逐漸靠近，20:36兩條陣風鋒碰撞，受對流風暴下沉氣流和較強環境西南風場影響，兩冷池之間形成強烈的輻合抬升區，γ中尺度氣旋性渦旋合并并迅速增強，其最大強度達3.4×10-5s-1(圖10d)，最大伸展厚度達1.4 km(圖略)。隨著時間推移，陣風鋒2在200 m高度處的環境西南風轉為東南風(圖10e)，將近地層冷濕氣流不斷輸送至雷暴發展區域，形成強冷池及其前沿明顯的出流邊界，冷池中心的最低擾動溫度增強為-3.5℃，冷池增強導致邊緣處存在較強的風切變，有利于維持上下層旋轉，形成較強的水平渦度，低層輻合輻散場上能夠明顯看到與出流邊界對應的低層輻合帶，最大輻合上升速度達1.8 m·s-1。從擾動溫度可以看出，與渤海灣西岸和南岸的兩個風暴相伴隨的冷池都在不斷加強，并逐漸擴展和靠近(圖10d)，使得渤海灣南岸的低層暖濕空氣不斷被抬升，形成了有利于風暴加強的動力條件，而冷池前沿兩條陣風鋒的碰撞又加劇了這種低層的不穩定，從而導致對流風暴快速加強發展并演變為弓形回波(圖6a)。

圖10 2016年6月10日VDRAS資料反演的200 m高度水平風場、擾動溫度(填色)和渦度(紅色實線，單位：10-5·s-1)(a)18:12，(b)19:12，(c)20:00，(d)20:36，(e)21:12，(f)21:42(綠色、紅色虛線分別表示陣風鋒1、陣風鋒2，綠色、紅色數字分別表示其前沿γ中尺度渦旋；圖10a和10f中的紅色鉛直虛線為圖12剖面路徑)Fig.10 The VDRAS wind perturbation temperature (colored) and vorticity (red solid line, unit: 10-5·s-1) at 200 m height on 10 June 2016 (a) 18:12 BT, (b) 19:12 BT, (c) 20:00 BT, (d) 20:36 BT, (e) 21:12 BT, (f) 21:42 BT(Green and red fonts are the first and the second gust fronts； green and red numbers represent γ-meso scale vortices along the leading edges, respectively; in Figs.10a, 10f, red vertical dashed line indicates the section path in Fig.12)

5.3 冷池與低層垂直風切變的配置對陣風鋒發展維持作用

根據RKW理論(Rotunno et al,1988;Weisman et al,1988;Weisman and Rotunno,2004)，當冷池傳播速度與對應低層垂直切變(一般取ΔU0～3 km)相當時，對流風暴將穩定發展。其中冷池傳播速度(C)可認為是二維密度流的傳播速度(Benjamin，1968)，假設冷池具有擾動位溫(Δθ)、厚度為H，則冷池傳播速度可按照冷池造成的氣壓擾動進行估計：

與陣風鋒1不同，陣風鋒2發展初期，C/ΔU=2.1(圖11b)，此時地面冷池起驅動作用，在陣風鋒形成過程中占主導地位。之后低層垂直風切變迅速增大，21:20，C/ΔU≈1，此時雷暴單體發展最為強盛(紀彬等，2020)，在此狀態下冷池密度流向外擴展速度加快，導致雷暴母體與陣風鋒之間的距離增大(圖6a)，使得發展旺盛的雷暴單體在其上游產生的垂直上升運動有一定的發展空間。21:30冷池傳播速度達到峰值(31.0 m·s-1)，雷暴單體內的上升氣流更加豎直，有利于低層濕空氣直接經陣風鋒抬升至凝結高度并進入雷暴單體內，從而促進雷暴單體的進一步發展，這也進一步說明了兩條陣風鋒的強度差異原因。冷池傳播速度峰值比地面災害性大風強度(24.9 m·s-1)偏強1個量級。

5.4 兩條陣風鋒之間的聯系

從上述分析可以看出，由于兩條陣風鋒前沿近地層γ中尺度氣旋性渦旋的合并及迅速加強，配合兩冷池之間形成強烈的輻合抬升區，使得對流風暴附近的低層暖濕空氣不斷被抬升，形成了有利于風暴新生加強的動力條件，而兩條陣風鋒的相互作用(碰撞)，加劇了這種低層的不穩定，從而導致雷暴母體2在渤海灣南岸附近快速加強。雷達觀測顯示，雷暴母體2的組織化發展過程發生在20:48—22:18，21:12雷暴母體1前沿陣風鋒1末端觸發的新生單體與西南方向傳播與西段對流系統前沿陣風鋒2相遇，相遇處對流存在快速增強過程，最大反射率因子從45 dBz增強至63 dBz，垂直液態水含量值從35 kg·m-2迅速躍增至65 kg·m-2。陣風鋒2成為連接兩條對流系統的“橋”，最終雷暴母體2演變為弓形回波。而陣風鋒1逐漸遠離雷暴母體1，入流氣流被切斷，造成雷暴母體1強度減弱。

圖11 2016年6月10日(a)陣風鋒1和(b)陣風鋒2的冷池傳播速度、0～3 km垂直風切變及兩者比值的時間演變(“▲”表示出現極大風速時刻)Fig.11 Time series of the speed of cold pool (C, unit: m·s-1), 0-3 km AGL vertical wind shear (ΔU, unit: m·s-1) and C/ΔU during the passage of (a) the first gust front and (b) the seond gust front (▲: the time with maximum wind speed)

6 陣風鋒形成機制及概念模型對比分析

為了更好地說明冷池與環境風場的相互配合對陣風鋒的發展維持機制，分別沿兩條陣風鋒移動方向做水平風速、散度和V-W合成風場垂直剖面圖(圖12)。這里規定沿冷空氣到暖空氣一側順時針垂直環流為正環流(記為P)，逆時針垂直環流為反環流(記為A)。兩條陣風鋒的垂直氣流結構均以其前側反環流圈A和后側正環流圈P為典型特征，區別在于垂直環流圈的伸展高度和強度。陣風鋒1后側垂直環流圈伸展高度約1.8 km，與雷達觀測到的最大發展高度(1.7 km)基本吻合。后側出流支位于對流層低層(2.6～3.4 km)。0.6 km以下表現為輻散下沉特征，輻散中心強度為-0.3×10-5s-1，0.2～1.4 km表現為輻合特征，輻合中心強度為2.0×10-5s-1，下沉運動與鋒后上升運動結合構成垂直環流，其上升支在1.5 km和0.6 km附近最大上升速度和下沉速度分別為3.9 m·s-1和0.3 m·s-1。陣風鋒后0.2 km高度附近最大水平風速達18 m·s-1，與其造成的地面最大陣風風速基本持平。

從VDRAS反演結果來看，陣風鋒2在1.4 km以下表現為輻合特征(圖12b)，輻合中心強度為2.4×10-5s-1，下沉運動與鋒后上升運動結合構成垂直環流，上升支伸展高度約2.6 km。0.2 km輻散中心強度達-1.0×10-5s-1，0.9 km附近最大下沉速度為0.8 m·s-1，下沉輻散強度強于陣風鋒1。0.2 km高度附近最大水平風速達27 m·s-1(圖12b)，略大于地面觀測到的最大陣風風速(24.9 m·s-1)。區別于經典陣風鋒垂直結構(Goff，1976；Mahoney Ⅲ，1988)，陣風鋒2呈現兩支強入流為典型特征的動力結構：一支位于陣風鋒后側的邊界層內(150～750 m)呈強東北入流(18.5 m·s-1)，另一支位于陣風鋒前側對流層低層(990～2 190 m)呈強西南入流(20.4 m·s-1)，兩支入流分別構成陣風鋒前側反垂直環流圈和后側正垂直環流圈。在這一過程中，陣風鋒2前后兩側不同高度、不同性質的兩支入流加強，造成垂直環流和垂直風切變隨之加強，即5.3節提到的0～3 km垂直風切變增大本質上是陣風鋒雷暴母體發展反饋的結果，也是驅動雷暴入海發展加強的重要因素。

圖12 VDRAS反演的2016年6月10日(a)18:12沿圖10a，(b)21:42沿圖10f中紅色鉛直虛線的水平風速(綠色虛線，≥8 m·s-1)、散度(填色)、V-W合成風場(黑色流線，W放大50倍)的垂直剖面(▲代表陣風鋒所在位置，粉色箭頭表示下沉氣流，黃色箭頭表示暖入流，黑色橢圓表示輻合區，A和P分別表示逆時針和順時針垂直環流圈)Fig.12 Cross-sections of the VDRAS retrieved horizontal wind speed (green dashed line, unit: m·s-1), divergence (colored) and V-W (black stream line, W being amplified 50 times) along (a) 117.05°E at 18:12 BT and (b) 117.35°E at 21:42 BT on 10 June 2016 (▲: the position of gust front, pink arrow: the downward flow, yellow arrow: the warm inflow, black ellipse: convergence zone, A: anticlockwise vertical circulation, P: clockwise vertical circulation)

結合兩條陣風鋒的結構特征對照表(表2)可知，陣風鋒1過境時，首先表現為氣壓上升，然后是溫度、露點溫度驟降以及風向風速變化，垂直伸展高度約1.8 km，大風出現在陣風鋒過境后5 min，是強冷空氣堆下沉與近地層暖濕空氣形成的氣壓和溫度梯度密集區在水平和垂直方向上的不連續界面造成的；陣風鋒2過境時，同時表現溫度、露點溫度驟降、風速驟增和“高壓鼻”現象，垂直伸展高度高于典型陣風鋒(2.6 km)，在后側入流急流下沉過程中，干空氣被夾卷進入下沉氣流，使得降水粒子被迅速蒸發，加之降水粒子的拖曳作用，加強了下沉氣流強度，進而造成更強的地面大風。與陣風鋒1相比，陣風鋒2邊界層最大下沉速度更強，大風及地速度更快，這也是陣風鋒2造成雷暴大風偏強的原因之一。

對比兩條陣風鋒可以發現冷池的強度、傳播速度及其與低層垂直風切變的配置對陣風鋒的發展維持起到重要作用：就陣風鋒1而言，冷池強度相對較弱，低層垂直風切變強于冷池傳播速度，雷暴單體具有向冷區傾斜的層云結構，不利于系統的進一步發展加強；就陣風鋒2而言，冷池發展強盛，具有強邊界層下沉速度，冷池傳播速度強于低層垂直風切變，雷暴單體內的上升氣流更加豎直，有利于低層濕空氣直接經陣風鋒抬升至凝結高度并進入雷暴單體內，從而促進雷暴單體的進一步發展。圖13給出兩條陣風鋒的垂直結構概念模型。

表2 兩條陣風鋒及其伴隨的冷池結構特征Table 2 Structure characteristics of two gust fronts and their associated cold pools

圖13 2016年6月10日兩條陣風鋒垂直氣流結構概念模型(a)陣風鋒1,(b)陣風鋒2Fig.13 Schematic diagrams for vertical structures of (a) the first gust front and (b) the second gust front on 10 June 2016

7 結論與討論

2016年6月10日午后到夜間，環渤海灣地區受連續兩條陣風鋒影響出現雷暴大風天氣，兩條陣風鋒在垂直結構、維持機制均存在明顯差異，同時兩者也存在相互聯系。本文利用新一代天氣雷達、風廓線雷達、邊界層氣象鐵塔、地面加密觀測資料，結合雷達變分同化分析系統輸出的高分辨率分析場資料，對比分析了兩條陣風鋒結構特征的異同點及兩者間的聯系，得到以下主要結論：

(1)此次強對流天氣發生在高空冷渦前部，明顯的靜力不穩定層結、對流層中上層強烈的干冷空氣侵入及強深層垂直風切變是此次強對流天氣發生發展的關鍵中尺度環境條件。

(2)兩條陣風鋒的結構存在明顯差異：陣風鋒1前沿強切變位置形成近地層γ中尺度渦旋，邊界層和對流層低層的西南暖濕氣流沿陣風鋒輸送到雷暴中，強冷空氣堆下沉與近地層暖濕空氣形成的氣壓和溫度梯度密集區造成地面大風。陣風鋒2呈現兩支強入流為典型特征的動力結構：一支位于陣風鋒后側邊界層內(150～750 m)呈強東北入流，另一支位于前側對流層低層(990～2 190 m)呈強西南入流，兩支入流分別構成陣風鋒前側反環流和后側正環流圈。后側入流和前側入流的同時加強，造成陣風鋒2垂直環流不斷加強，與之對應的環境垂直風切變也同步增強，這一動力過程形成了有利于雷暴母體組織化發展的中尺度垂直切變環境，同時也是驅動雷暴加強的重要因素。

(3)冷池與低層垂直風切變的配置對陣風鋒的發展維持起到重要作用：陣風鋒1后部冷池強度相對較弱，低層垂直風切變強于冷池傳播速度，雷暴單體具有向冷區傾斜的層云結構，不利于系統的進一步發展加強；陣風鋒2后部冷池發展強盛，冷池傳播速度強于低層垂直風切變，雷暴單體內的上升氣流更加豎直，從而促進雷暴單體加強發展。

(4)兩條陣風鋒前沿γ中尺度渦旋和后部冷池存在相互影響及內在關聯，近地層γ中尺度渦旋的碰撞，增強了兩條陣風鋒之間的輻合抬升，同時配合冷池的合并增強，一方面加劇了低層不穩定，另一方面有利于維持上下層旋轉，形成較強的水平渦度，從而導致對流風暴快速加強發展并演變為弓形回波。

兩條陣風鋒發生在同一次高空冷渦環流背景下，大風與陣風鋒的過境時間和陣風強度，明顯不同，這給短時臨近預報預警帶來不確定性，在實際預報工作中難以精準把握。同時，兩條陣風鋒前沿γ中尺度渦旋和后部冷池的結構明顯不同，造成其發展演變特征具有顯著差異。兩條陣風鋒既有聯系，又有差別，各有特色。這一方面反映出陣風鋒的多樣性，另一方面，關于γ中尺度渦旋和冷池的動力效應，還需要通過云尺度數值模擬進行更為深入的研究。