一次由線狀風暴和陣風鋒引發的致災大風成因

褚穎佳，高帆，張永婧，鄭麗娜，胡鵬

摘要：2018年6月13日，多條線狀風暴和陣風鋒造成山東多地出現致災大風，基于常規、加密氣象觀測資料、衛星云圖和多普勒天氣雷達資料，對此次大風成因進行了分析。結果表明：（1）冷渦后部橫槽轉豎引導冷空氣疊加在低層暖脊之上，850 hPa與500 hPa 溫差高達34.7 ℃，同時925～600 hPa 的干層與地面至925 hPa的近飽和層相疊置，上下層大氣之間溫、濕差異顯著，形成強熱力不穩定，持續并增強的低層逆溫層使不穩定能量得到積累，顯著干層和低層強溫度垂直遞減率為夾卷和蒸發冷卻過程提供了有利條件。（2）線狀風暴各生命期強陣風是由內嵌其中的普通單體或超級單體下擊暴流所引發。單體間下沉氣流合并使地面大風的影響范圍和強度有所增大。強陣風均伴隨較強降雨和降雹，雨滴和冰雹的拖曳是產生下擊暴流的重要原因，極大風速與5 min降水量具有正向相關性，青島34.8 m·s?1的極端大風出現時5 min降水量達19 mm。（3）山東東南部的初生對流在地面輻合線、海風鋒、對流云街上被接連觸發，遇陣風鋒后生命史延長，得以并入到主風暴，使風暴發展壯大，而風暴中的下沉氣流又驅動多股陣風鋒加速向南推進，增強地面風速，陣風鋒與風暴主體之間存在相互促進機制。在對流潛勢較高的條件下，需關注邊界層輻合線對對流的觸發作用。

關鍵詞：線狀對流風暴；陣風鋒；超級單體；下擊暴流；致災性大風

中圖分類號：? ?文獻標志碼：A? ? ? 文章編號：2096-3599（2023）02-0001-00

DOI：10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2023.02.001

Analysis on causes of a damaging gale event triggered by linear convective storms and gust fronts

CHU Yingjia1，2， GAO Fan1，2， ZHANG Yongjing1，2， ZHENG Lina1，2， HU Peng1，2

（1. Key Laboratory for Meteorological Disaster Prevention and Mitigation of Shandong， Jinan 250031， China; 2. Jinan Meteorological Bureau， Jinan 250102， China）

Abstract： Several linear convective storms and gust fronts triggered a damaging gale event in multiple places in Shandong on 13 June 2018. Based on conventional and intensive meteorological observation data， satellite cloud images， and Doppler radar data， the causes of the gale are analyzed. The results are as follows. （1） The horizontal trough behind the cold vortex turns to longitudinal style to guide cold air in superimposing on the warm ridge in the lower atmosphere. The temperature difference between 850 hPa and 500 hPa is as high as 34.7 ℃. At the same time， the dry layer of 925–600 hPa is superimposed on the nearly saturated layer from the surface to 925 hPa， resulting in a significant difference in temperature and relative humidity between the upper and lower atmospheres， as well as strong thermal instability. The continuous and intensified inversion layer in the lower layer helps accumulate unstable energy. The significant dry layer and the high vertical temperature lapse rate of the lower atmosphere provide favorable conditions for the entrainment and evaporative cooling process in the storm. （2） The gales in each life stage of the linear storm are caused by the downbursts in the embedded ordinary cells or supercells. The combination of downdrafts between cells increases the influence range and intensity of the surface gales. Strong gales in each life stage are accompanied by heavy precipitation and hails. The dragging of raindrops and hails is an important reason for downbursts. The maximum wind speed is positively correlated with the 5-minute precipitation， and the 5-minute precipitation reaches up to 19 mm when the extreme gust of 34.8 m·s?1 appears at Qingdao Station. （3） The primary convective cells in the southeast of Shandong are triggered successively at the surface convergence line， sea breeze front， and convective cloud street. After encountering the gust fronts， the primary convective cells are prolonged and are incorporated into the main storms， which accordingly grow stronger. The downdrafts in the storms， in turn， drive gust fronts to accelerate southward， increasing the surface wind speed. There is a mutual promotion mechanism between the gust fronts and main storms. Attention should be paid to the convection triggering action of boundary layer convergence line under high convective potential conditions.

Keywords： linear convective storm; gust front; supercell; downburst; damaging gale event

引言

山東是大范圍雷暴大風事件（Derechos）發生的最高頻地區之一[1]，雷暴大風所致的災害事故給人民生命財產和經濟社會造成了巨大的損失。由于引發雷暴大風的中小尺度對流系統具有局地性和突發性，因此雷暴大風的監測和預報、預警工作一直以來都面臨極大的挑戰。

產生雷暴大風的方式主要有4種：風暴中下沉氣流輻散、陣風鋒、高空風動量下傳、風暴上升氣流區的抽吸作用[2]。當風暴內下沉氣流強烈，到達地面后產生8級或以上強風時，該下沉氣流底部及其導致的強輻散風被稱為下擊暴流，這是最常見的致災大風發生機制[3-4]。下擊暴流往往是由降水物（冰雹和雨滴）的拖曳作用所直接發動，中層干空氣的卷入、雨滴蒸發、冰雹和雪花的融化等因素可對其起到增強作用[5-7]。下沉氣流在地面形成的冷池與周圍暖濕氣流的界面稱為陣風鋒[2]，冷池陣風鋒在災害性大風的產生中也具有重要作用[8]：快速移動且持續的陣風鋒可造成10級以上雷暴大風[9]，冷池的水平尺度和強度也會直接影響地面災害性大風的強度[10-11]。同時，陣風鋒也是一種重要的對流觸發機制[12]，有時還會影響對流系統的強度變化[13-16]。在實際個例中，下擊暴流和冷池陣風鋒產生的大風往往難以截然分開[2]。

引發雷暴大風的對流系統組織類型包括超級單體風暴、強脈沖風暴、多單體風暴簇和颮線[1-2，17]，侯淑梅等[18]通過普查發現，線狀中尺度對流系統與多單體風暴合并的多數個例會產生雷暴大風災害。弓形回波是出現雷暴大風典型的回波形態[19]。王秀明等[10]對一次由超級單體和颮線所致的區域性雷暴大風成因進行分析，指出下沉氣流輻散和合并、強冷池密度流、降水蒸發是引發極端雷暴大風的重要原因。楊曉亮等[20]在一次秋季颮線過程的分析中指出，由雷暴高壓驅動的冷池密度流增強了地面風速，大風主要出現在輻合線到正變壓中心之間的區域。王艷春等[21]、王玨等[22]、夏文梅等[23]、梅嬋娟等[24]、吳福浪等[25]也分別對出現在超級單體、脈沖風暴、颮線等風暴中的大風事件進行了細致的分析。

2018年6月13日，山東受多條線狀風暴及其前側陣風鋒影響出現了區域性大風災害。線狀風暴內產生的強風風速極端，致災性強，在當日預報中陣風風力被低估，山東東南部的臨沂、日照等地的對流和大風在當日預報中出現漏報，因此分析本次雷暴大風的成因將有助于增進對類似天氣的認識和積累預報經驗。本文將重點分析此次區域性致災大風的天氣系統、環境條件以及線狀風暴和陣風鋒引發大風的過程，以期為山東地區雷暴大風預報和預警提供一定的參考。

1 資料

所用資料包括：2018年6月13日山東省內濱州（118.0°E、37.4°N，海拔104.2 m）、濰坊（118.9°E、36.7°N，海拔269.0 m）、青島（120.2°E、36.0°N，海拔173.8 m）、臨沂（118.4°E、35.3°N，海拔301.7 m）4部多普勒天氣雷達資料，高空和地面常規氣象觀測資料，山東省區域自動站逐5 min加密地面氣象觀測資料，以及FY-4G可見光云圖。

文中附圖涉及的行政邊界是基于國家測繪地理信息局標準地圖服務網站下載的標準地圖制作，所有底圖均無修改。圖1審圖號為GS（2017）3320號，其他圖中涉及的行政邊界審圖號為GS（2019）3082號。

2 天氣實況及災情

2018年6月13日11：00—20：00（北京時，下同），多條線狀風暴自西向東影響山東，山東境內出現大范圍的雷暴大風（圖1），并伴有短時強降雨和冰雹。共有318站次出現8級及以上陣風，涉及14個地市。其中魯西南、魯中至青島地區直接受線狀風暴影響，風速極端，致災性強，最大陣風風速為42.1 m·s?1（14級），出現在膠州營海，17：08青島國家級地面氣象觀測站出現34.8 m·s?1（12級）陣風，成為該站1966年以來6月的最大陣風。而山東東南部的臨沂、日照等地受風暴前側陣風鋒影響，多站監測到8～9級陣風，風力弱于線狀風暴區，但大風出現時本地未發生降水或僅有微弱降水，此種情況下產生的大風在短時臨近預警中較容易被忽視。

此次區域性雷暴大風事件使山東省受災極其嚴重。強風發生時正值省內小麥收獲期和陽信鴨梨等重要經濟作物的生長期，大風造成大面積農作物倒伏減產、樹木折斷。據統計，農作物受災面積共16 702 hm2，直接經濟損失達3.4億元。受災總人口91 653人，其中青島膠州灣海域一艘載有6人的漁船發生傾覆，2名船員確認遇難，4名船員失蹤。此外，青島地區的極端強風伴隨強降雨影響時正值晚高峰，樹木被連根拔起，路燈桿、廣告牌等設施被刮倒，建筑物被吹塌，部分區域電力一度中斷，致使城區交通嚴重癱瘓。

3 環流形勢和環境條件

此次雷暴大風過程發生在東北冷渦背景下。6月13日08：00（圖2a），500 hPa冷渦中心位于河北北部（117.0°E，42.0°N），且有?16 ℃冷中心與之相配合；冷渦后部橫槽呈東北—西南走向，伸至河套地區，橫槽及槽后西北氣流強勁，大氣干冷（太原站氣溫為?12℃，溫度露點差為18 ℃，風速為26 m·s?1）。08：00—20：00，橫槽轉豎，干冷空氣東侵至山東上空，疊加在850 hPa 22 ℃暖溫度脊之上，使位勢不穩定層結增強。地面上有氣旋發展，暖鋒位于山東中北部，呈東西走向，暖鋒北側形成溫度露點差（t?td）≤4 ℃的濕區，顯示山東中北部及半島地區近地面大氣處于高濕的狀態。

青島探空資料顯示，6月12日08：00—13日08：00，低層一直有逆溫層存在，并逐漸增強、增厚（圖略），13日08：00逆溫層頂接近925 hP a（圖2b），逆溫強度達8 ℃·km?1，持續并增強的逆溫層非常有利于不穩定能量的積累。利用13：00青島站地面氣溫（26 ℃）和露點溫度（20 ℃）對對流有效位能（convective available potential energy，CAPE）進行訂正后，其數值從1 008 J·kg?1增強到2 300 J·kg?1。可見，在判斷對流能量條件時需關注低層逆溫層存在與否及其強度大小。850 hPa與500 hPa 溫差高達34.7 ℃，高于盛杰等[26]統計的華北雷暴大風型線狀對流發生時該值的最大值（約33.3 ℃）；相對濕度的垂直廓線（圖2c）顯示，925～600 hPa 的干層（相對濕度HR≤50%）與地面至925 hPa的近飽和層（HR≥80%）相疊置，表明上下層環境大氣在溫度和濕度上均存在顯著的差異，熱力不穩定條件強。此外，干層位于0 ℃層高度及以下，有利于環境干空氣夾卷進入風暴，增強冰雹融化后水膜的蒸發作用；地面至0 ℃層溫度直減率為7.40 ℃·km?1，較高的溫度直減率可使雨滴在下降過程中保持與環境大氣之間較大的溫差，維持氣塊的負浮力[27]，對下沉氣流有增強作用。

3 km和6 km以下垂直風切變分別達16.4 m·s?1和19.4 m·s?1，均高于費海燕等[28]統計的華東10 級以上雷暴大風天氣的對應參數的75%分位數（14.8 m·s?1和19.3 m·s?1），為組織化風暴的形成提供了動力不穩定條件。

天氣形勢和環境條件共同表明，山東地區具備了線狀風暴發生的水汽、能量和熱力、動力不穩定條件，雷暴大風的發生潛勢顯著。

4 線狀風暴的發展演變引發不同強度持續大風

此次雷暴大風影響山東的主要時間為2018年6月13日11：00—20：00，長達9 h，其間線狀風暴經歷了不同的生命階段。按照風暴發展和演變的不同特點，分為3個階段：I發展階段（11：00—13：20），對流初步發展并分化為多條線狀風暴；II組織化階段（13：21—15：00），多條線狀風暴結構逐漸緊實，組織化程度增強；III增強階段（15：01—20：00），線狀風暴間出現合并，風暴強度發展至強盛。

4.1 發展階段

6月13日11：27在東營墾利至聊城臨清一帶初步發展成一條中等強度的線狀回波L2，長度近300 km，結構較為松散（圖3a）。隨后在L2的南、北部各有一個單體向右后方傳播，并分別發展成新的線狀回波，13：20左右，兩條新生線狀回波逐漸與L2分離，在山東境內初步形成了3條線狀回波L1、L2、L3（圖3b）。在此階段僅9站次出現雷暴大風，最大陣風風速為19 m·s?1（8級），出現在壽光羊口。

濱州站雷達資料顯示，11：45 L2中較強的單體A發展成熟并產生陣風鋒，陣風鋒在東營附近觸發出新的對流單體B（圖略）。單體B迅速發展并向東北方向移動，最強反射率因子達60 dBZ以上（圖3c），12：20—12：44期間其質心高度由7 km快速下降至3 km；12：44在0.5°仰角徑向速度圖上可見16 m·s?1負速度（圖3d）。與此同時，壽光羊口、廣饒漁港自動站監測到17.8 m·s?1、19 m·s?1陣風，實際風向與雷達徑向有一定夾角，所以雷達徑向速度略弱于實際風速。大風出現時還伴有較強降水和降雹，壽光羊口5 min降水量為6.7 mm，雨滴和冰雹的拖曳作用引發下擊暴流造成上述兩站出現大風。地面氣溫、露點溫度在5 min內出現明顯下降（圖3d），結合環境條件可知中低層大氣較為干燥，由此可推斷除降水物的拖曳作用外，干冷的環境空氣夾卷入風暴加劇了蒸發作用，使地面風速增強。

4.2 組織化階段

13：20之后，3條線狀風暴空間尺度增大，回波強度增強，組織化程度也明顯增強，結構更加緊實，14：59分別位于濟南、淄博、濰坊附近（圖4a）。

此階段的最大陣風風速為30.4 m·s?1（11級），由L2上超級單體C造成。13：26超級單體 C低層反射率因子呈鉤狀（圖4b），最大反射率因子達65 dBZ，且60 dBZ以上強回波高懸于低層弱回波區之上，高于當日?20℃層高度（6.8 km），有利于直徑2 cm以上大冰雹的形成，從而產生更強的拖曳作用。后側回波墻內60 dBZ以上的強回波已接地（圖4c），表明超級單體內的強降雨和大冰雹已降落至地面，鄒平九戶5 min降水量為11.8 mm。強降雨和降雹引發的下擊暴流在地面產生強烈輻散，近地面處雷達徑向速度達23.5 m·s?1（圖4d），相應地，13：25、13：26、13：28分別在鄒平九戶、鄒平孫鎮、高青黑里寨監測到30.4 m·s?1、18.8 m·s?1、14.2 m·s?1的極大風，風向呈輻散狀；從地面加密氣象要素可知，上述3站強風出現的5 min內，氣溫出現了不同程度的下降（圖4b）。從雷達徑向速度剖面圖可以看出，超級單體C前側上升氣流與后側下沉氣流相互分離，此種氣流結構有利于中氣旋和風暴的維持。

L2內嵌有多個單體，其中有些發展為超級單體，這些單體內的下沉氣流輻散形成的冷池發生合并，在其前沿溫度梯度大值區形成了一致的出流（圖略），在濟南東部至淄博北部造成了非常集中的地面大風。

4.3 增強階段

15：00—17：00，在L3右側的濰坊南部、日照、臨沂等地不斷有新生單體生成并入L3（圖5a），L3強度增強，平均移速為50 km·h?1，而L2強度減弱，移速為61 km·h?1，17時許二者逐漸合并（圖5b）。L2和右側新生單體的并入使L3強度增強，水平尺度快速增大，17：00發展為長達300 km的颮線（圖5b），強中心位于青島附近。

此階段持續時間最長，產生的地面大風范圍最廣，強度最強。大風影響了山東中、東部多個地市，有6站次陣風風力達12級及以上，最大陣風風速為42.1 m·s?1（14級），出現在膠州營海，青島國家級地面氣象觀測站最大陣風風速達34.8 m·s?1（12級）。

根據青島站雷達資料，16：02—16：25，L3上的超級單體S途經膠州地區，在此期間超級單體內的中氣旋底高從5 km降至2.7 km。16：25超級單體S的下沉氣流在0.5°仰角徑向速度圖上形成22 m·s?1的大值中心I，普通單體D的下沉氣流形成的徑向速度大值中心II與之相鄰，最大徑向速度為24 m·s?1（圖5c），16：37上述兩個下沉氣流區發生合并（圖5d），徑向速度增強至32 m·s?1。同時，強風使風暴形態向前凸起，發展為弓形（圖略），16：38位于弓形回波頂端的膠州營海站監測到42.1 m·s?1陣風。

16：48—17：00，中氣旋結構難以識別，單體S的底高、頂高、質心高度都有所升高；17：00之后單體S前側入流明顯增強，李滄十梅庵和青島第一海水浴場分別監測到18.5、19.5 m·s?1（均為8級）的東南向和西南向的入流大風。暖濕入流的增強使中氣旋再度形成，也使超級單體S產生了更強的降水和與之相伴隨的強下擊暴流。17：05—17：10期間，青島站降水量為19 mm，露點溫度下降2 ℃，氣溫下降3.1 ℃，并伴有小冰雹，17：08產生34.8 m·s?1（12級）的陣風。17：05—17：17僅兩個體掃內，中氣旋底高從2 km降至0.3 km，包括青島站在內的4個站監測到12級以上大風，最大陣風達39.1 m·s?1（圖略）。

5 山東東南部地區對流的發展及大風成因

14：00之后，對流在山東東南部的日照、臨沂等地迅速傳播，并引發8～9級陣風，短期預報難度較大，出現了漏報情況，本節將重點分析上述區域對流的觸發和大風的成因。

14：00，在0.5°仰角反射率因子圖中可見4種窄帶回波，分別是陣風鋒、地面輻合線、海風鋒（圖6a）、對流云街（圖6b）。陣風鋒窄帶回波位于L3南側10 km處，反射率因子為15～20 dBZ，長約100 km，高約1 km，移速為26 km·h?1，此時陣風鋒尚未引發8級以上大風。地面輻合線和海風鋒分別位于安丘—諸城、諸城—五蓮，地面氣象要素資料顯示，地面輻合線和海風鋒兩側存在明顯的氣溫差、露點差和風場輻合（圖6c）。對流云街分布在濰坊南部至臨沂南部，呈西南—東北走向，在雷達和衛星云圖上分別表現為平行排列的窄帶回波和積云線（圖6b?c）。它通常出現在中等不穩定環境中[29]，是由邊界層水平對流卷間產生的上升運動而激發[30]，是雷暴重要的觸發機制之一。

14：00在安丘南部地面輻合線和海風鋒附近有新單體F生成并向東北方向移動。從其反射率因子剖面（圖7）可見，14：29回波頂高于10 km，在高度2.5 km和7 km處各存在一個57 dBZ的反射率因子核心（圖7a）；14：35單體F與南移的陣風鋒在安丘東部相遇，反射率因子快速增強至62 dBZ，回波頂高和核心高度保持不變（圖7b）；14：41—14：53最大反射率因子維持在60 dBZ以上，但反射率因子核心出現連續下降，14：53降至1 km左右（圖7c?e）；而14：59—15：11當單體逐漸并入L3主體風暴時，出現核心高度再度上升至5 km左右，呈現再度發展之勢（圖7f?h）。

在單體F形成之前，地面輻合線上觸發的單體由于沒有受到陣風鋒的增強作用，生命史較短，未并入風暴就減弱消散了。而在單體F之后，地面輻合線、海風鋒、對流云街上又“源源不斷”地觸發了多個單體，這些單體在遇到陣風鋒后強度增強，最終并入L3和東移過來的L2，使風暴水平尺度快速增大。

風暴產生的多股下沉氣流持續不斷地將干冷空氣補充到地面冷池中，形成了多條陣風鋒，15：31昌樂白塔站在經歷第二次陣風鋒過境時產生18.9 m·s?1（8級）大風。增強的冷池驅動著陣風鋒加速移動，16：00—20：00陣風鋒移速增至40～50 km·h?1，途經濰坊南部、臨沂、日照等地，所到之處產生8～9級地面大風。

綜上所述，山東東南部對流的新生單體是在地面輻合線、海風鋒、對流云街上被接連觸發的，因此，在對流潛勢較高的條件下，需特別關注邊界層輻合線對對流的觸發作用[31-32]。新生單體在遇到陣風鋒后強度增強、生命史得以延長，當增強的單體并入到主風暴后，使對流風暴發展壯大。而風暴中的下沉氣流又驅動著多股陣風鋒加速向南推進，快速移動的陣風鋒有利于地面風速的增強。陣風鋒與線狀風暴主體之間存在相互促進的機制。

6 結論

2018年6月13日山東受多條線狀風暴和陣風鋒共同作用，出現了區域性致災大風，此次過程預報難度大，出現了量級低估和漏報。本文針對預報難點，重點分析了線狀風暴引發地面極端大風和山東東南部對流的觸發和大風成因，主要結論如下：

（1）此次雷暴大風過程發生在高空冷渦背景下。冷渦后部的橫槽轉豎引導冷空氣疊加在低層暖脊之上，850 hPa與500 hPa 溫差高達34.7 ℃；同時925～600 hPa 的干層（HR≤50%）與地面至925 hPa的近飽和層（HR≥80%）相疊置，上下層大氣之間存在顯著的溫、濕差異，熱力不穩定條件強，持續并增強的低層逆溫層使不穩定能量得到積累。顯著干層和低層強溫度垂直遞減率為風暴中夾卷和蒸發冷卻等過程提供了有利條件，有助于風暴中下沉氣流的增強。3 km和6 km以下垂直風切變強度強，為組織化風暴的形成提供了有利的動力不穩定條件。

（2）線狀風暴經歷了發展、組織化和增強階段，不同生命期的地面大風由下擊暴流所引發，風速極端，致災性強。發展階段下擊暴流發生在普通單體中，組織化和增強階段下擊暴流發生在超級單體中，青島地區12級以上極端強風出現在超級單體中氣旋底高從2 km降至0.3 km過程中。單體間下沉氣流區的合并使地面大風的影響范圍和強度有所增大。

（3）線狀風暴不同生命期強陣風出現時均伴隨較強降雨和降雹，雨滴和冰雹的拖曳作用是下擊暴流產生的重要原因。極大風速與5 min降水量具有正向相關性，青島站34.8 m·s?1的極端大風出現時5 min降水量達19 mm。

（4）山東東南部的初生對流單體在地面輻合線、海風鋒、對流云街上被接連觸發，這些單體在遇到陣風鋒后強度增強、生命史得以延長；當增強的單體并入到主風暴后，使風暴發展壯大，而風暴中的下沉氣流又驅動著多股陣風鋒加速向南推進，有利于地面風速的增強。陣風鋒與風暴主體之間存在相互促進的機制。在對流潛勢較高的條件下，需特別關注邊界層輻合線對對流的觸發作用。

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