山東較大范圍致災雷暴大風的多普勒天氣雷達特征*

高 帆 俞小鼎 王秀明

1 山東省氣象防災減災重點實驗室,濟南 250031 2 濟南市氣象局,濟南 250102 3 中國氣象局氣象干部培訓學院,北京 100081

提 要：利用多源觀測資料對2005—2021年山東和周邊地區較大范圍致災雷暴大風事件及造成此類事件的對流系統的雷達回波特征從兩個尺度進行了分析,結果發現:17年間共發生41次較大范圍致災雷暴大風事件,年均發生2.4次,主要發生在6月。發生前,對流層中下層具有明顯的條件不穩定,濕度條件中等略偏干,中層具有明顯干層,垂直風切變中等略偏強。就導致較大范圍致災雷暴大風的對流系統整體而言,可分為Ⅰ型(單體可分辨形)颮線、Ⅱ型(條形)颮線、多單體風暴群和弱回波型颮線四類。后側入流急流攜帶干冷空氣進入颮線通過蒸發冷卻降溫增強負浮力是Ⅰ型颮線和Ⅱ型颮線產生致災雷暴大風重要機理。后(右)向傳播的多單體風暴群均伴有超級單體,其陣風鋒一方面能夠觸發新生風暴,另一方面本身也可以產生致災雷暴大風。強對流風暴本身較快的移動速度和可能的后側入流急流在系統內由降水觸發的下沉氣流作用下產生的動量下傳,導致非對稱的下擊暴流,增加了出現極端雷暴大風的可能性。弱回波型颮線產生的致災大風最易被忽視。直接造成120站次致災雷暴大風的對流分系統包括弓形回波、非超級單體強單體、超級單體、陣風鋒和混合型五類,占比分別為30%、26%、6%、23%和16%。 弓形回波和超級單體產生的致災雷暴大風極大風速平均值最大,分別為28.2 m·s-1和29.9 m·s-1。強后側入流急流和顯著中層徑向輻合特征可提前約20 min預報弓形回波的形成。致災雷暴大風主要出現在弓形回波移動方向的中間部分和左側部分。陣風12級及以上的極端雷暴大風由鑲嵌弓形回波的波動型線狀回波、弓形回波與中尺度渦旋的組合以及超級單體產生。具有深厚中層徑向輻合的非超級單體強單體、強烈發展的颮線的陣風鋒、地面冷鋒與陣風鋒的疊加(常伴有高空動量下傳)均可能產生30 m·s-1左右的雷暴大風。

引 言

在對流風暴產生的災害性天氣中,雷暴大風發生頻率高且致災性強,其產生方式主要包括對流風暴內強下沉氣流及其導致的地面強輻散風、動量下傳導致地面輻散風的非對稱加強、冷空氣大風與對流大風疊加導致雷暴大風增強、作為對流風暴冷池邊界的陣風鋒(出流邊界)導致的大風,以及對流風暴的暖濕入流在接近風暴上升氣流低層入口區加速而形成的入流大風,有時陣風鋒大風與下擊暴流直接導致的大風很難區分開來(俞小鼎等,2020)。通常將對流風暴內的強下沉氣流及其導致的地面強輻散風一起稱為下擊暴流(Fujita,1978;Doswell Ⅲ,2001),根據地面輻散風的水平尺度可以分為4 km以下的微下擊暴流和4 km以上的宏下擊暴流(Fujita and Wakimoto,1981)。下擊暴流既可以由深層弱垂直風切變環境下的脈沖風暴產生,也可以由中等或強的深層垂直風切變環境下的多單體強風暴、弓形回波、超級單體或颮線(其中常常鑲嵌有弓形回波)產生。Fujita(1978)最早提出了弓形回波的概念及其與下擊暴流大風的關聯,指出快速移動、向前凸起、形如弓狀的強對流回波,常伴有下擊暴流導致的地面直線型大風、冰雹或龍卷等天氣現象,同時給出了經典弓形回波發生發展的概念模型,包括強盛階段弓形回波中心形成的矛頭、北端的中尺度氣旋式渦旋、南端的中尺度反氣旋式渦旋以及后期演變為逗點狀回波等特征。另外,很多觀測分析和數值模擬均表明,弓形回波與雷暴大風有很高的相關性,尤其當弓形回波前沿形成γ中尺度渦旋時,其與弓形回波后側的入流急流線性疊加,可以產生更為極端的直線型雷暴大風(Trapp and Weisman,2003;Atkins et al,2004;2005;Wakimoto et al,2006;Gallus et al,2008;俞小鼎等,2012;王秀明等,2012;2013;陶嵐等,2014;孫繼松,2023)。Johns and Hirt(1987)根據Fujita and Wakimoto(1981)的研究將由下擊暴流群(或簇)導致且滿足一定標準(對流陣風閾值、站點間距、影響范圍長度、時間間隔等)的大范圍直線型雷暴大風事件稱為Derechos(陳曉欣等,2022)。

目前我國關于雷暴大風的環境參數特征、多普勒雷達回波特征和預警指標以及數值模擬等已經有了深入的研究,費海燕等(2016)和馬淑萍等(2019)分別統計了強雷暴大風(風速≥25 m·s-1)和極端雷暴大風的關鍵環境參數特征,并進行了不同區域及與普通雷暴的對比分析。雷暴大風的雷達回波分類較多,臨近預警指標也較多,弓形回波、陣風鋒、快速移動的對流風暴、中層徑向輻合(MARC)、低層徑向速度大值區、快速下降的單體強中心高度和迅速減小的垂直累積液態水含量等特征均可用來預警雷暴大風,一般可以提前10～30 min(王彥等,2009;刁秀廣等,2011;俞小鼎等,2012;2020;王福俠等,2016;楊璐等,2018;龍柯吉等,2020)。王秀明等(2013)數值模擬表明在深層環境風垂直切變較弱、中低層環境風垂直切變較強的風垂直切變配置下,低層濕度是風暴結構的決定因素,中-高濕度環境下形成高度組織化的颮線,低濕度環境下形成組織程度較差的一般單體和脈沖風暴。孫建華等(2014)數值模擬也表明環境場中不同的水汽含量及其垂直分布會影響下沉氣流和冷池的強度,從而影響對流的組織形態、維持時間和強度。陳曉欣等(2022)系統地研究了中國區域的Derechos事件的時空分布、環境背景和對流系統形態特征。孫繼松(2023)從預報預警業務的視角,討論了與直線型對流大風相關的強風暴形態結構和熱動力學過程。

山東地處黃淮流域下游,是雷暴大風影響的重災區(陳曉欣等,2022),對流系統種類多且活躍,2006年4月28日、2010年4月26日、2016年6月13—14日、2018年6月13日和2021年4月29日均發生了大范圍致災雷暴大風,造成了嚴重的經濟損失和人員傷亡。目前山東雷暴大風的研究主要集中在氣候特征、流型配置、環境參數、典型個例和某一特定類型的對流系統(楊曉霞等,2014;刁秀廣等,2015;王俊,2017;高曉梅等,2018;侯淑梅等,2020;萬夫敬等,2018;2021),針對致災雷暴大風的對流系統類型和不同尺度雷達回波特征的研究相對較少,因此有必要系統地總結造成山東致災雷暴大風的不同對流系統類型及其多尺度雷達回波特征,為短時臨近預警提供一定的參考。

1 資料與方法

本文所用資料包括2005—2021年山東及周邊省份多普勒天氣雷達資料、常規探空資料、常規和加密地面觀測資料、2008—2021年山東區域自動氣象站資料。一般將10級及以上的雷暴大風稱為致災雷暴大風,12級及以上的雷暴大風稱為極端雷暴大風。

孤立雷暴大風產生的隨機性較大,預警提前時間很短,10級及以上的雷暴大風較8～9級的雷暴大風致災性明顯增強,因此本文主要研究較大范圍致災雷暴大風事件的多普勒天氣雷達特征。雷暴大風的尺度跨度很大,鄭永光等(2016)在進行湖北監利“東方之星”沉船事故現場天氣調查時認為,導致此次風災的強對流風暴氣流具有顯著的多尺度性,強對流天氣預報業務人員需提高對強對流風暴中氣流多尺度性的理解和認識。Fujita and Wakimoto(1981)在分析了一次系列下擊暴流后提出了與下擊暴流相關的5種尺度氣流(王秀明等,2023),參照Fujita and Wakimoto(1981)的尺度劃分思路,即用α中尺度代表造成較大范圍致災雷暴大風(下擊暴流簇尺度,圖1b)的對流系統整體,用β中尺度代表造成某個或某幾個國家級氣象站出現致災雷暴大風(下擊暴流尺度)的對流分系統。本文分別分析對流系統整體和對流分系統(弓形回波、非超級單體強單體、超級單體、陣風鋒等)的多普勒天氣雷達回波特征,前者側重于分析尺度特征(影響范圍),后者側重于分析強度特征(對流結構)。

注:每圈間距50 km,下同。圖1 (a)Ⅰ型颮線,(b)Ⅱ型颮線,(c)多單體風暴群和(d)弱回波型颮線典型代表圖Fig.1 Representative radar figures of the convective systems producing damaging thunderstorm gales for (a) type Ⅰ squall line, (b) type Ⅱ squall line, (c) multicell storm cluster, (d) weak echo squall line

規定某一地市中若有1個國家級氣象站或者3個區域自動氣象站出現致災雷暴大風,則認定該地市出現致災雷暴大風。山東及周邊各地市相距較均勻,平均距離約為70 km,2～3個地市出現致災雷暴大風相當于一次下擊暴流簇的尺度。因此規定受同一對流系統影響,山東及周邊若有3個地市出現致災雷暴大風或者有2個地市出現致災雷暴大風且其中1個地市出現極端雷暴大風,則認定為1次較大范圍致災雷暴大風事件。

按照上述標準進行普查,2005—2021年共在山東及周邊地區篩選出40次較大范圍致災雷暴大風事件,另外將1次雖未達到上述標準但卻產生嚴重災害的雷暴大風事件也認定為較大范圍致災雷暴大風事件(2005年7月12日,沂源極大風速為29.2 m·s-1,經濟損失達1.5億)。造成41次較大范圍致災雷暴大風事件的對流系統整體形態各異,發展過程中形態逐漸演變,根據對流系統的多普勒天氣雷達特征,將41個對流系統整體分為27次強颮線過程、11次多單體風暴群過程和3次弱回波型颮線過程,有2次過程在發展演變時存在類型的轉換,按照對流系統產生范圍最廣、強度最強雷暴大風時刻的雷達特征進行分類,只計入一類進行統計分析。參考James et al(2005)的方法進一步將27條強颮線分為單體可分辨型颮線(構成颮線的各個對流單體是可分辨的)和條型颮線(構成颮線的各個單體不可分辨,颮線呈現準二維結構),各出現了14次和13次,以下分別簡稱為Ⅰ型颮線和Ⅱ型颮線。4類對流系統整體的典型代表圖見圖1。

2 氣候與環境特征概要

2.1 氣候特征

上述較大范圍致災雷暴大風事件年均發生2.4次,2021年最多,為6次,2009年和2016年發生頻次相對較多,均為5次,2008、2012、2014和2019年沒發生。最早發生在4月中旬,最晚發生在8月中旬,51%的較大范圍致災雷暴大風事件發生在6月。

由Ⅰ型颮線和多單體風暴群造成的較大范圍致災雷暴大風事件主要發生在6月,由Ⅱ型颮線造成的主要發生在7—8月,由弱回波型颮線造成的主要發生在4—5月(圖2)。弱回波型颮線之所以會導致致災雷暴大風,主要原因是冷空氣大風和對流大風的疊加,因此多出現在4—5月。再早一些,對流發生概率很低,而再晚一些,冷空氣大風概率很低。

圖2 4類對流系統整體的分月出現次數Fig.2 Monthly frequency of four types of convective systems

2.2 源地和路徑

80%的對流系統的初生源地在山東以外,Ⅰ型颮線、Ⅱ型颮線和弱回波型颮線的初生源地較遠,主要位于晉陜和河北中南部,多單體風暴群的回波源地主要位于河北中南部(圖3)。76%的對流系統從山東西北部進入山東,Ⅰ型颮線多向東南方向移動,影響山東中部和南部,其平均移速為63 km·h-1,平均移向為133°,Ⅱ型颮線多向偏東方向移動,影響山東中部和北部,其平均移速為67 km·h-1,平均移向為115°。多單體風暴群多向東南方向移動,影響山東中部和東南部,弱回波型颮線向偏東方向移動,影響山東北部。

圖3 4類對流系統整體的源地和移動路徑(a)Ⅰ型颮線,(b)Ⅱ型颮線,(c)多單體風暴群,(d)弱回波型颮線Fig.3 Source regions and moving tracks of four types of convective systems(a) type I squall line, (b) type II squall line, (c) multicell storm cluster, (d) weak echo squall line

2.3 環境參數

山東較大范圍致災雷暴大風事件發生前,850 hPa 與500 hPa溫差較大且較集中,25%和75%分位對應的值分別為27.3℃和31.3℃,平均值為29.6℃,相當于對流層中下層的環境平均溫度直減率為6.6℃·km-1。較大的溫度直減率有利于較大的CAPE值,從而有利于較強上升氣流,產生更多的降水粒子如雨滴和冰雹,形成更強的向下拖曳作用,使雷暴內下沉氣流得以觸發;與此同時,較大的溫度直減率有利于保持下沉氣流在下沉增壓增溫過程中與環境大氣之間的負溫差,使下沉氣流在下降過程中溫度始終低于環境溫度,保持向下的加速度(俞小鼎等,2020)。

地面露點溫度和大氣可降水量的平均值分別為19.1℃ 和32.3 mm,表明較大范圍致災雷暴大風事件傾向于發生在略偏干的大氣環境中。對流層中層(700～400 hPa)平均溫度露點差和最大溫度露點差的平均值分別為15.7℃和28.8℃,明顯高于馬淑萍等(2019)對全國極端雷暴大風事件和陳曉欣等(2022)對全國大范圍雷暴大風事件的統計結果,表明山東較大范圍致災雷暴大風事件發生時中層伴有更為顯著的干層,這有利于干空氣夾卷進入由降水啟動的下沉氣流,使得雨滴蒸發,下沉氣流內溫度降低到明顯低于環境溫度而產生向下(負浮力)的加速度(俞小鼎等,2020)。

CAPE是氣塊在給定環境中絕熱上升時正浮力產生的能量的垂直積分,是對流發生潛勢和潛在強度的一個重要指標(俞小鼎等,2020)。由表1可看出,利用對流發生前溫度和露點訂正后的CAPE很大,平均值為2000 J·kg-1,主要是因為山東較大范圍致災雷暴大風一般發生在午后,而08時探空低層925 hPa常存在逆溫層,加之850～500 hPa的環境溫度直減率大,使得利用午后對流發生前溫度和露點訂正后的CAPE大幅增加。

表1 環境參數分布特征值Table 1 Eigenvalues of the distribution of environmental parameters

DCAPE是用來表示對流系統內強下沉氣流潛勢的一個關鍵參數(Emanuel,1994)。表1中DCAPE為假定下沉氣流從700 hPa至400 hPa間濕球位溫的最小值處開始下沉而計算得出,DCAPE600 hPa為假定下沉氣流從600 hPa高度開始下沉而計算得出,兩種方式計算的DCAPE均很大,平均值分別為1290 J·kg-1和1110 J·kg-1。

較強的垂直風切變有利于對流系統組織程度的增強,且有利于中層干冷空氣夾卷進入對流系統,通過蒸發冷卻降溫增強下沉氣流的強度,同時還有利于動量下傳加強地面雷暴大風(Johns and Doswell Ⅲ,1992;Wakimoto,2001;俞小鼎等,2012;2020)。0～3 km和0～6 km垂直風切變平均值分別為10.6 m·s-1和16.6 m·s-1,屬于中等略偏強的垂直風切變。

風暴相對螺旋度一定程度上代表了一旦對流風暴形成,該對流風暴發生旋轉的潛勢。如果風暴相對螺旋度較大,則沿著低層暖濕氣流入流方向會有顯著的水平渦度,暖濕入流進入對流風暴的上升氣流中,水平渦度被扭曲為垂直渦度,形成中氣旋,導致超級單體風暴的產生。41次過程0～3 km風暴相對螺旋度的中位數和平均值分別為77 m2·s-2和97 m2·s-2,可見較大范圍致災雷暴大風事件的風暴相對螺旋度并不大,實際上,在直接產生致災雷暴大風的對流分系統中,超級單體占比最少。

分類而言,Ⅰ型颮線和多單體風暴群的環境參數分布相似,Ⅱ型颮線與前兩者環境參數的差異主要體現在Ⅱ型颮線的濕度參數更大一些,其地面露點溫度和大氣可降水量的平均值比前兩者分別高3℃和7 mm,主要是因為Ⅱ型颮線多發生在7—8月,水汽更為豐沛,而Ⅰ型颮線和多單體風暴群多發生在6月。

綜上所述,山東較大范圍致災雷暴大風事件傾向于發生在對流層中低層具有顯著條件不穩定層結、略偏干的濕度層結、對流層中層伴有明顯干層和略偏強的深層垂直風切變的環境條件下。

3 對流系統整體的雷達觀測特征

如前所述,導致山東及周邊地區較大范圍致災性雷暴大風事件的對流系統整體可以分為Ⅰ型颮線、Ⅱ型颮線、多單體風暴群和弱回波型颮線4種類型。

3.1 Ⅰ型颮線

Ⅰ型颮線表現為多個對流風暴單體呈線狀排列,整體結構相對較松散,構成颮線的各個單體可以分辨,相對較獨立,颮線整體的三維結構更明顯,常鑲嵌有包括超級單體的強單體和(或)弓形回波,其環境0～6 km深層垂直風切變更明顯。在有典型特征階段,其主體部分移動方向右偏環境引導氣流方向約39°。

山東及周邊地區Ⅰ型颮線的平均長度為180 km,最短為100 km,最長為280 km。Ⅰ型颮線生命史的各個階段、空間的各個部位均能產生致災雷暴大風。致災雷暴大風的范圍與后側入流急流的強度有很密切的關系,后側入流急流越強、深度越深,造成的致災雷暴大風范圍越廣、強度越強。2009年6月3日影響河南、山東西南部、安徽和江蘇北部和2006年4月28日影響山東中南部和江蘇北部的兩條Ⅰ型颮線均存在強后側入流急流,高度從6 km至近地面,對應颮線上發展出弓形回波(圖4a,4b),后側入流急流攜帶干冷空氣夾卷進入颮線,促進下沉氣流的蒸發冷卻,增強負浮力,同時通過動量下傳作用,增強地面雷暴大風的強度,造成了大范圍的致災雷暴大風。后側入流急流可通過徑向速度大值區的深度和強度來判斷,但當后側入流急流垂直于雷達徑向時,反射率因子上弓形回波兩側的氣旋式和反氣旋式渦旋也可以作為強后側入流急流的一個判據(圖4b1)。

圖4 (a)2009年6月3日和(b)2006年4月28日Ⅰ型颮線,(c,d)2005年8月1日(c)21:00和(d)23:00Ⅱ型颮線,(e)2005年6月14日和(f)2009年6月5日多單體風暴群(a1～d1,e,f)反射率因子,(a2～d2)徑向速度,(c3,d3)徑向速度剖面Fig.4 (a, b) Type Ⅰ squall line on (a) 3 June 2009, (b) 28 April 2006; (c, d) type Ⅱ squall line at (c) 21:00 BT and (d) 23:00 BT 1 August 2005; (e, f) multicell storm cluster on (e) 14 June 2005, (f) 5 June 2009(a1-d1, e, f) radar reflectivity, (a2-d2) radial velocity, (c3, d3) vertical cross section of radial velocity

由于Ⅰ型颮線由可分辨的單體構成,其中常鑲嵌有超級單體,除了產生致災雷暴大風,還經常產生大冰雹,偶爾產生龍卷。

3.2 Ⅱ型颮線

Ⅱ型颮線表現為條狀或連續線狀結構,不易區分出構成颮線的各個風暴單體,整體的二維結構更明顯,常鑲嵌有弓形回波,其環境0～3 km垂直風切變更明顯。在有典型特征階段,其主體部分移動方向右偏環境引導氣流方向約27°。

山東及周邊地區Ⅱ型颮線的平均長度為240 km,最短為150 km,最長為380 km。雖然平均尺度最大,但其平均每次過程造成的致災雷暴大風站次數最少。Ⅱ型颮線造成的致災雷暴大風多由鑲嵌在颮線中部的弓形回波在颮線成熟期之前造成。

Ⅱ型颮線單次過程造成致災雷暴大風范圍最廣的為2005年8月1日影響河北南部、山東西北部和中部的颮線系統,其初生期在河北南部造成2站次致災雷暴大風,21:00(北京時,下同)前后發展為一條長約70 km的弓形回波(圖4c1),后側入流急流高度從6 km至近地面(圖4c3),23:00前后達到成熟期,發展為一條長約250 km的條型颮線(圖4d1),此時颮線后側入流急流高度從4 km至近地面(圖4d3),后側入流急流高度的下降標志著環境干冷空氣夾卷的減弱,同時成熟期降水增強,環境大氣中低層濕度增大,導致蒸發冷卻產生的負浮力減弱,20:00—23:00 山東西北部出現5站次致災雷暴大風,23:00之后山東中部僅出現1站次致災雷暴大風。孫建華等(2014)利用WRF模式模擬了水汽對颮線組織結構和強度的影響發現,增加水汽含量后,發展階段颮線產生的冷池加強,雷暴大風風速增大,但成熟期后冷池減弱地越快,不利于雷暴大風的出現和維持。刁秀廣等(2015)通過觀測研究也發現,源于颮線發展前期的弓形回波較強降雨帶減弱階段的弓形回波產生的雷暴大風更強。

Ⅱ型颮線除了產生致災雷暴大風外,很少產生大冰雹,其原因在于這類颮線的準二維結構使得每個構成單體均勻消耗CAPE,每個構成單體的上升氣流都不會很強,對于產生大冰雹不利。此外,這類颮線由于其準二維結構,通常不會鑲嵌有超級單體,而在超級單體中,除了通過CAPE轉換形成上升氣流,超級單體中氣旋與環境垂直風切變的相互作用會產生向上的氣壓梯度力擾動,使得上升氣流進一步加強,有利于大冰雹和巨型冰雹(直徑5 cm或以上)的產生(Klemp,1987)。

3.3 多單體風暴群

多單體風暴群表現為2個及以上的多單體風暴受相同的天氣系統影響,沿大致相同的環境引導氣流移動。多單體風暴的移動矢量由平流和傳播構成,前者為構成多單體風暴的每個單體沿著風暴承載層的平均風移動,后者為多單體風暴向著不斷有新生單體產生的方向傳播。按照平流和傳播方向,多單體風暴群可以分為兩類,第一類有明顯的后(右)向傳播特征,第二類無明顯傳播特征,隨高空引導氣流快速移動。多單體風暴群的尺度跨度很大,最小的尺度為50 km,為一個超級單體復合體(含有超級單體的多單體風暴,劇烈天氣主要由其中的超級單體產生),最大的尺度為350 km。

第一類多單體風暴群共有7次過程,均包含有超級單體,此類多單體風暴群整體移動相對較慢,強風暴產生的地面冷池因堆積而逐漸增強,陣風鋒高度最高可以達到3 km(圖4f),陣風鋒不斷觸發新生單體導致多單體風暴后(右)向傳播,延續多單體風暴群的生命史,同時陣風鋒本身也可以產生致災雷暴大風。此類多單體風暴群產生的致災雷暴大風風向多為東北風,7次過程中至少有5次過程產生了直徑5 cm以上的巨型冰雹,造成致災雷暴大風范圍最廣的為2005年6月14日和2009年6月5日的多單體風暴群(圖4e和4f),兩次過程均在山東中南部觸發初始對流,平流向東南方向,傳播向西南方向,多單體風暴群整體向偏南方向移動,影響了山東中南部及江蘇和安徽中北部,兩次過程均產生了多個超級單體,除產生了大范圍致災雷暴大風外,均產生了巨型冰雹。

第二類多單體風暴群共有4次過程,僅1次包含有超級單體,此類多單體風暴群整體移動速度較快,其中產生致災雷暴大風的強單體在大風產生時刻前后1 h內的平均移動速度為15 m·s-1,快速移動的強單體能夠將中高空的高動量下傳至地面增強雷暴大風強度,單體本身較快的移動速度也有利于產生非對稱的下擊暴流,而非對稱下擊暴流中風速較大的一側是風暴快速移動而導致的動量下傳的結果。此類多單體風暴群產生的致災雷暴大風風向多為西北風,造成致災雷暴大風范圍最廣的為2018年6月27日影響河北東南部、山東西北部和中部的多單體風暴群(圖1c),初始對流由位于河北中南部的干線觸發,在有利的環境條件下發展為3個多單體風暴,造成大范圍致災雷暴大風。

3.4 弱回波型颮線

弱回波型颮線在本文統計的時間和空間范圍內出現了3次,其回波呈帶狀或線狀,有時中間有間斷,強度一般在40 dBz以下,尺度在100～250 km。

3次弱回波型颮線出現的天氣形勢很相似,在500 hPa高空冷渦的環境背景下,山東受高空冷渦底部強盛的西北氣流影響,環境濕度條件差,地面上山東北部存在地面低壓,西部存在冷高壓,地面冷鋒自西向東移動,雷暴大風伴隨地面冷鋒同時出現,這種雷暴大風的形成依靠中高層的動量下傳和地面冷鋒的共同作用,即冷空氣大風與雷暴大風的疊加。由于雷達回波較弱,其產生的致災大風常被忽視。

造成山東及周邊地區致災大風范圍最廣的弱回波型颮線系統發生在2010年4月26日,影響河北中南部、河南北部和山東大部(圖1d)。

4 直接導致致災雷暴大風的對流分系統的雷達觀測特征

在一次較大范圍致災雷暴大風事件中,并不是對流系統整體影響的所有區域都會產生致災雷暴大風,致災雷暴大風的出現是不均勻、不連續的。為了使臨近預警更有針對性,本節根據國家級氣象站出現致災雷暴大風來分析直接導致致災雷暴大風的對流分系統的多普勒天氣雷達回波特征。

41次較大范圍致災雷暴大風過程共造成國家級氣象站出現了121站次的致災雷暴大風,其中10、11、12和13級雷暴大風分別出現了95、20、5和1站次,除了1站次的13級雷暴大風無法確認外,其余120站次都可以確認。根據這120站次致災雷暴大風出現時刻的多普勒天氣雷達回波特征和雷暴大風的形成機理,將直接影響系統分為弓形回波、非超級單體強單體、超級單體、陣風鋒和混合型5類,其中“混合型”表示雷暴大風由下沉氣流、冷池出流、冷空氣和動量下傳多種作用共同造成,5類對流分系統造成的致災雷暴大風站次數和極大風速箱線圖見表2和圖5。

表2 5類對流分系統造成的致災雷暴大風站次數Table 2 Frequency of the stations affected by damaging thunderstorm gales caused by five types of convective subsystems

圖5 5類對流分系統造成的致災雷暴大風極大風速箱線圖Fig.5 Boxplots of maximum wind speed of damaging thunderstorm gales caused by five types of convective subsystems

4.1 弓形回波

4.1.1 雷達觀測特征

弓形回波的尺度跨度較大,最小的單體弓形回波尺度為10～20 km,最大的尺度超過100 km,大部分弓形回波尺度在20～50 km,絕大部分弓形回波鑲嵌在Ⅰ型颮線和Ⅱ型颮線內,因此仍可以將大部分弓形回波認為是β中尺度的對流分系統。

弓形回波的形態豐富多樣,Klimowski et al(2004)將弓形回波分為經典弓形回波、弓形回波復合體、颮線型弓形回波和單體型弓形回波4類。在本文分析的41次個例中,這4類弓形回波均有出現,其中經典弓形回波和颮線型弓形回波出現次數最多,造成的致災雷暴大風站次數也最多。

在弓形回波的形成過程中,徑向速度圖上的后側強入流急流和顯著中層徑向輻合特征較反射率因子圖上的弓狀特征出現更早,以5～6 km高度后側入流急流達到27 m·s-1作為強后側入流急流的標準,以3～7 km高度15 km水平距離內徑向速度差大于等于25 m·s-1作為顯著中層徑向輻合的標準,統計發現,通過上述徑向速度特征比通過反射率因子回波特征平均可以提前3～4個體掃識別弓形回波。

弓形回波造成的致災雷暴大風分布不均勻,以前進方向為參照,將弓形回波分為左側部分、中間部分和右側部分,36站次致災雷暴大風除了4站次無法明確辨別外,其余32站次在三個部分的分布比例為12∶16∶4,可見致災雷暴大風主要出現在弓形回波前進方向的中間和左側部分。

4.1.2 弓形回波與極端雷暴大風

在5類對流分系統中,弓形回波造成的致災雷暴大風站次數最多,占比為30%,極大風速的平均值次大,為28.2 m·s-1。弓形回波共造成3站次極端雷暴大風,1站次由波動型線狀回波(LEWP)中的弓形回波造成,2站次由弓形回波和中尺度渦旋共同造成。

2013年8月7日17:00—19:00,山東西北部至河北東南部一條Ⅱ型颮線自西南向東北快速移動,逐漸發展為波動型線狀回波(LEWP),其中包含3條弓形回波(圖6a1),造成山東西北部至河北東南部出現了長約250 km、寬約120 km的致災雷暴大風區域,風向以西偏南風為主,其中17:17德州陵縣出現了32.6 m·s-1的致災雷暴大風,18:05滄州孟村出現了36.3 m·s-1的極端雷暴大風。本次過程發生時整層為較強的西南風,伴有明顯的短時強降水,在17:39—18:16的37 min內,VWP產品中20 m·s-1以上強度的大風核從約6 km下降至1.5 km(圖略),表明降水下落時將中高層西南風的高動量下傳至低層,一定程度上增加了地面雷暴大風的強度。這次過程造成滄州市直接經濟損失近3億。

圖6 (a)2013年8月7日波動型線狀回波,(b)2007年7月11日弓形回波與中尺度渦旋組合,(c,d)2020年5月17日(c)21:23和(d)21:56弓形回波與中尺度渦旋組合,(e)2020年5月17日21:00—23:00極大風速(a1～d1)反射率因子,(a2～d2)徑向速度,(c3,c4)徑向速度剖面Fig.6 (a) Line-echo wave pattern on 7 August 2013; (b, c, d) bow echo and mesoscale vortex (b) on 11 July 2007, (c) at 21:23 BT and (d) 21:56 BT 17 May 2020; (e) maximum wind speed from 21:00 BT to 23:00 BT 17 May 2020(a1-d1) radar reflectivity, (a2-d2) radial velocity, (c3, c4) vertical cross sectin of radial velocity

2007年7月11日18:00,山東南部棗莊附近一條包含弓形回波的Ⅱ型颮線向南偏東方向移動(圖6b1),弓形回波后側存在后側入流急流,高度從5 km 至近地面,最大風速為35 m·s-1,弓形回波前沿左側存在一個相對較淺薄的中尺度渦旋(圖6b2),垂直伸展厚度為2 km,旋轉速度為21 m·s-1,弓形回波后側傾斜下沉氣流在低層與中尺度渦旋的逆時針旋轉氣流相疊加,之后后側入流急流略有增強,中尺度渦旋略有減弱,18:23兩者共同造成微山站出現32.7 m·s-1的極端雷暴大風,風向為340°。同一時間位于弓形回波前沿右側、與微山站呈對稱分布的沛縣站極大風速為16.3 m·s-1,風向為32°。

2020年5月17日21:00,山東東南部臨沂附近一條包含弓形回波的Ⅰ型颮線向東偏南方向移動,弓形回波后側存在后側入流急流,高度從5 km至近地面,最大徑向風速為37 m·s-1。弓形回波前沿左側存在一個相對較深厚的中尺度渦旋,21:23分裂為兩個中尺度渦旋,位于前部的更強盛,垂直伸展厚度為4 km(圖6c3),旋轉速度為26 m·s-1,最強切變位于1.6 km,弓形回波后側入流急流與前部中尺度渦旋的旋轉氣流在底層相疊加(圖6c2),21:25 兩者共同造成臨沂站出現34.6 m·s-1的極端雷暴大風,風向為265°。這種弓形回波后側入流急流與中尺度渦旋的速度結構配置從21:00持續到22:00(圖6d),期間后側入流急流高度維持在5～6 km,最大風速維持在35～40 m·s-1,弓形回波前沿左側持續有多個中尺度渦旋生成。21:00—22:00弓形回波與中尺度渦旋的組合結構導致臨沂出現了長約100 km、寬約50 km的致災雷暴大風區域(圖6e黑框)。22:00—23:00弓形回波后側入流急流強度和中尺度渦旋強度均有所減弱,但弓狀結構依然維持,造成了長約80 km、寬約50 km的致災雷暴大風區域(圖6e藍框)。雷暴大風的風向以西北風為主,弓形回波頂端左側有兩對區域自動氣象站在間隔約6 km范圍內、連續兩個時次在時間間隔約3 min內均出現了旋轉風,風速為22～30 m·s-1,因此不能排除出現龍卷的可能性(圖6e)。這次過程造成臨沂市直接經濟損失1.37億。

4.2 超級單體

4.2.1 雷達觀測特征

超級單體共造成7站次致災雷暴大風(表3),其中2站次由1個超級單體復合體造成,其余5站次由鑲嵌在颮線或多單體風暴群中的5個超級單體造成。

表3 致災雷暴大風發生前最近時次超級單體中氣旋參數Table 3 Parameters of supercell mesocyclones before the occurrence of damaging thunderstorm gales

在致災雷暴大風發生前最近時刻,超級單體中氣旋底高平均為1.2 km,厚度平均為5.0 km,直徑平均為8.4 km,最大旋轉速度平均為23 m·s-1,最大切變高度平均為2.5 km,與王一童等(2022)的統計結果基本一致,即致災雷暴大風發生時超級單體中氣旋的底高明顯下降,旋轉速度明顯增大,最大切變高度也明顯下降。中氣旋的平均持續時間為77 min。

超級單體造成的7站次致災雷暴大風中,有3站次在發生前出現了垂直累積液態水含量的下降,有4站次發生前出現了反射率因子核的下降,平均提前量為1～2個體掃。

4.2.2 超級單體與極端雷暴大風

在上述5種對流分系統中,超級單體造成的致災雷暴大風站次數最少,占比為6%,但極大風速的平均值最大,為29.9 m·s-1。超級單體共造成了2站次極端雷暴大風。

2016年6月13日夜間,山東中部一條Ⅰ型颮線向東南方向移動,颮線上發展出多處深厚輻合區,20:41其中一個深厚輻合區發展為中氣旋(圖7a2),之后逐漸增強,發展為經典超級單體,21:11超級單體右后側的下沉輻散氣流造成汶上站出現33.9 m·s-1的極端雷暴大風,風向為351°,同時在21:05—21:20 的15 min內汶上站出現了60.6 mm的極端短時強降水(圖7b2)。

圖7 (a,b)2016年6月13日(a)20:41、(b)21:10,(c,d,e)2018年6月13日(c)16:31、(d)17:00超級單體和(e)17:00—18:00極大風速的(a1～d1)反射率因子,(a2～d2)徑向速度,(d3)反射率因子剖面,(d4)徑向速度剖面Fig.7 (a1-d1) Radar reflectivity, (a2-d2) radial velocity, (d3, d4) vertical cross section of (d3) radar reflectivity and (d4) radial velocity of supercells at (a) 20:41 BT and (b) 21:10 BT 13 June 2016, and at (c) 16:31 BT and (d) 17:00 BT 13 June 2018; (e) maximum wind speed from 17:00 BT to 18:00 BT 13 June 2018

2018年6月13日下午,多單體風暴群自西向東影響山東中東部地區,16:31多單體風暴群中發展形成一段弓形回波(圖7c1),伴有明顯的后側入流急流,弓形回波頂端左側形成一個中氣旋(圖7c2),最大旋轉速度為21 m·s-1,兩者構成弓形回波復合體,以弓形回波為主。之后中氣旋逐漸增強,17:00最大旋轉速度為33 m·s-1,此時對流系統以超級單體為主(圖7d2),中低層出現明顯的有界弱回波(BWER)結構,高層強中心位于中低層BWER之上(圖7d3),伴有62 m·s-1的強烈風暴頂輻散,17:08超級單體強右后側的下沉輻散氣流造成青島站出現34.8 m·s-1的極端雷暴大風,風向為343°,同時在17:00—17:15的15 min內青島站出現37 mm的極端短時強降水。由于該超級單體的中氣旋強度強、尺度大,在其移動路徑的右前方造成了30 m·s-1的低層暖濕氣流入流大風(圖7e),加之弓形回波的共同作用,造成了萊州灣和青島市區出現了60 km×40 km范圍的致災雷暴大風。這次過程造成青島市4人死亡,6人失蹤,直接經濟損失達2.89億。

4.3 非超級單體強單體和陣風鋒

非超級單體強單體和陣風鋒造成的致災雷暴大風站次數僅次于弓形回波,占比分別為26%和23%,極大風速平均值分別為26.7 m·s-1和26.0 m·s-1,最大值分別為31.5 m·s-1和29.6 m·s-1。31.5 m·s-1的雷暴大風由2017年6月2日一個具有深厚中層徑向輻合(MARC)結構的強單體造成(圖8a),該強單體同時造成下游平陰站出現了致災雷暴大風。29.6 m·s-1的雷暴大風由一條后向傳播的Ⅰ型颮線造成(圖8b),該颮線觸發的陣風鋒共造成7個國家級氣象站出現致災雷暴大風。實際上非超級單體強單體和陣風鋒產生的雷暴大風均由強風暴單體的下沉氣流到達地面后輻散導致,不同的是非超級單體強單體產生的下擊暴流直接造成雷暴大風,陣風鋒則是下沉氣流觸地后伴隨水平輻散的冷池與周邊暖濕氣流的邊界,其快速移動造成雷暴大風。

圖8 (a)2017年6月2日非超級單體強單體,(b)2005年6月21日陣風鋒和(c)2021年4月29日混合型(a1～c1)反射率因子,(a2～c2)徑向速度,(a3)徑向速度剖面,(c3)地面天氣圖疊加冷鋒Fig.8 (a1-c1) Radar reflectivity, (a2-c2) radial velocity, (a3) vertical cross section of radial velocity, (c3) surperimposed cold front of the surface weather chart of (a) strong single cell on 2 June 2017, (b) gust front on 21 June 2005, (c) mixed type convective subsystem on 29 April 2021

4.4 混合型

多種作用共同造成的混合型致災雷暴大風站次占比為16%,極大風速平均值為26.5 m·s-1,最大值為31.9 m·s-1,由一個多單體風暴群的冷池出流配合地面冷鋒和高空動量下傳作用共同造成(圖8c)。除了弱回波型颮線外,地面氣旋倒槽頂部也經常存在混合型作用導致的致災雷暴大風。

5 結論與討論

利用常規觀測、加密觀測和多普勒雷達資料對2005—2021年山東及周邊地區較大范圍致災雷暴大風事件基本特征及造成這種事件的對流系統的多普勒雷達特征進行了分析,得到以下結論:

(1)山東及周邊地區較大范圍致災雷暴大風事件年均發生2.4次,均出現在4月中旬至8月中旬,多出現在6月。發生前,環境大氣具有明顯的不穩定層結,CAPE平均為2000 J·kg-1,850～500 hPa溫差平均為29.6℃,中層具有非常明顯的干層,700～400 hPa溫度露點差平均為15.7℃,0～6 km垂直風切變平均為16.6 m·s-1。

(2)按照多普勒雷達特征將導致較大范圍雷暴大風的對流系統整體分為Ⅰ型颮線(單體可分辨型颮線)、Ⅱ型颮線(單體不可分辨型颮線)、多單體風暴群和弱回波型颮線四類α中尺度對流系統,分別出現了14、13、11和3例。80%的對流系統初生源地在山東以外,76%的對流系統從山東西北部進入山東。Ⅰ型颮線和多單體風暴群主要出現在6月,影響山東中部和南部,Ⅱ型颮線主要出現在7—8月,影響山東中部和北部,弱回波型颮線主要出現在4—5月,主要影響山東北部。

(3)后側入流急流攜帶干冷空氣夾卷進入颮線對于兩類颮線產生致災雷暴大風至關重要。后(右)向傳播的多單體風暴群均伴有超級單體,陣風鋒在觸發新生風暴、產生致災雷暴大風中起到重要的作用。快速移動的多單體風暴群中強單體移動速度平均為15 m·s-1,高空動量下傳對致災雷暴大風的產生有一定的作用。弱回波型颮線出現在高空冷渦底部存在強盛西北氣流、地面冷鋒自西向東移動的天氣形勢下。

(4)直接造成120個國家氣象站出現致災雷暴大風的β中尺度對流分系統有弓形回波、非超級單體強單體、超級單體、陣風鋒和混合型五類。其中,弓形回波造成的致災雷暴大風占比最多,為30%,極大風速的平均值為28.2 m·s-1。強后側入流急流和顯著中層徑向輻合特征可以提前3～4個體掃預報弓形回波的形成。致災雷暴大風主要出現在弓形回波的中間部分和左側部分。弓形回波大多鑲嵌在颮線中。超級單體造成的致災雷暴大風占比最少,但極大風速的平均值最大,為29.9 m·s-1,致災雷暴大風發生時中氣旋明顯增強,垂直累積液態水含量或者反射率因子核的下降能預警一半的致災雷暴大風,但提前量很短,從徑向速度識別中氣旋、確定超級單體是預警致災雷暴大風的關鍵。波動型線狀回波中的弓形回波、弓形回波與中尺度渦旋的組合以及強降水超級單體是造成極端雷暴大風的主要對流分系統。弓形回波和超級單體可以相互轉換,有時弓形回波演變為超級單體,有時超級單體演變為弓形回波,都具有很強的產生致災雷暴大風的能力。

(5)非超級單體強單體、陣風鋒和混合型造成的致災雷暴大風占比分別為26%、23%和19%,極大風速平均值分別為26.7、26.0和26.5 m·s-1。具有深厚中層徑向輻合的非超級單體強單體、強烈發展颮線的陣風鋒、對流風暴冷池和地面冷鋒的冷池合并(常常伴隨高空動量下傳)一起的出流均可能產生30 m·s-1左右的雷暴大風。