冷渦背景下山東省“5·17”極端強對流天氣環境條件分析*

侯淑梅 朱曉清 史 茜 唐巧玲 孟憲貴 劉 暢 高榮珍 刁秀廣

1 山東省氣象防災減災重點實驗室,濟南 250031 2 山東省氣象臺,濟南 250031 3 山東省氣象工程技術中心,濟南 250031 4 青島市氣象局,青島 266003

提 要：2020年5月17日,山東省出現大范圍強對流天氣(簡稱“5·17”強對流),冰雹范圍之廣為近10年之首。對流風暴高度組織化,區域性的超級單體群以及一條長度超過500 km的強颮線造成此次極端強對流天氣。利用ERA5再分析、加密自動氣象觀測站、多普勒天氣雷達等資料,剖析了此次極端強對流天氣的環境條件。結果表明:冷渦位于最有利于山東出現強對流的關鍵區,大尺度天氣系統強迫強,對流層中層異常強的冷空氣南下影響前期異常增暖的山東地區,造成“5·17”極端強對流。天氣系統的異常程度更能代表動熱力強迫的強度,異常程度達到2σ以上有可能造成極端強對流天氣。當冷渦南下過程中強度減弱,但異常程度增加時,其東南象限仍能產生極端強對流天氣。強的深層垂直風切變有利于對流風暴組織化發展,颮線的長軸走向與0～6 km垂直風切變矢量方向相同,新單體發生、發展、合并的區域位于風矢量差大值中心前沿。低層暖濕平流源源不斷地向山東輸送暖濕空氣,是CAPE重建的機制,是超級單體群和長颮線得以長時間維持的主要能量來源。

引 言

極端強對流天氣是指直徑5 cm或以上冰雹、32 m·s-1或以上對流性直線陣風以及80 mm·h-1或180 mm·h-1以上短時強降水(俞小鼎等,2020)。冰雹成災的程度與冰雹大小密切相關,冰雹越大,成災的可能性越大(許煥斌,2012)。通常將落到地面上直徑超過2 cm的冰雹稱為大冰雹或強冰雹(俞小鼎等,2020)。2021年7月9日濟南市章丘區發現直徑6.8 cm的大冰雹,該冰雹樣本有幸被保存下來,供科學研究。近年來,隨著加密自動氣象觀測站資料的廣泛應用,極端雷暴大風和極端短時強降水的紀錄不斷被刷新。2012年北京“7·21”大暴雨過程最大降水量達460.0 mm,最大小時降水量為100.3 mm(諶蕓等,2012)。2017年5月7日廣州出現小時降水量超過180 mm、3 h降水量超過330 mm的極端強降水事件(田付友等,2018)。2021年“7·20”鄭州特大暴雨過程,鄭州站日降水量達552.5 mm,最大小時降水量高達201.9 mm,皆打破建站以來歷史紀錄,造成嚴重的人員傷亡和經濟損失(史文茹等,2021;冉令坤等,2021;汪小康等,2022)。雷暴大風亦是如此,2009年“6·3”致災雷暴大風過程觀測到30 m·s-1(11級)的大風(王秀明等,2012a)。2019年3月21日廣西省臨桂站監測到60.3 m·s-1(17級)的大風(李彩玲等,2021;蔡康龍等,2021)。強對流天氣具有突發性、局地性、災害性等特點,預報難度大,而預報極端強對流更是難上加難。

山東省地處中緯度地區,極端強對流事件時有發生。2016年6月13—14日,受東北冷渦影響,山東連續2天出現大范圍強對流天氣,淄博、濰坊等地出現雞蛋大的冰雹,淄博龍泉站極大風風速為36.1 m·s-1(12級)(朱義青等,2020;張琴等,2017;張婷婷等,2017)。2018年6月13日,同樣受東北冷渦影響,山東出現大范圍強對流天氣,最大冰雹直徑為4 cm,青島奧帆基地的極大風風速高達39.1 m·s-1(13級)(簡稱“6·13”強對流)。2016年6月30日,在高空槽與副熱帶高壓相互作用的大環流背景條件下,山東多地出現冰雹及10級以上雷暴大風(高曉梅等,2018),壽光極大風風速為33 m·s-1(12級),并出現直徑達4 cm的大冰雹(公衍鐸等,2019)(簡稱“6·30”強對流)。

本文關注的強對流天氣發生在2020年5月17日,受東北冷渦影響,山東出現一次大范圍強對流天氣(簡稱“5·17”強對流),冰雹范圍之廣、對流強度之強、產生災害之重,為近年來之最。當日天氣形勢與“6·13”強對流相似,但“5·17”強對流的冰雹范圍大于“6·13”。統計表明,同一冷渦背景下,華北地區的東北部易出現多單體風暴引發的以短時強降水為主的強對流天氣,黃淮地區易出現颮線系統引發的短時強降水、冰雹和雷暴大風天氣(蔡雪薇等,2019),“5·17”和“6·13”強對流山東均出現了颮線引發的冰雹、雷暴大風和局地短時強降水,與上述統計特征一致,均屬于盛杰等(2020)定義的極端雷暴大風類線狀對流系統。從氣候特征的分布上,山東的強對流天氣是6月強度最強、次數最多、影響范圍最大(閻麗鳳和楊成芳,2014),前文提到的“6·13”與“6·30”強對流都發生在6月。那么,是什么原因導致5月出現了如此強的對流?本文試圖從環境條件異常的角度,分析產生此次極端強對流的原因,加強對春季極端強對流形成機理的認識,提高對極端強對流的預報能力。

1 資料和方法

1.1 資 料

空間分辨率為0.25°×0.25°、時間分辨率為1 h的ERA5再分析資料(ECMWF第五代全球大氣再分析資料)。山東省加密自動氣象觀測站逐小時資料和多普勒天氣雷達拼圖產品。

1.2 方 法

1.2.1 氣候平均值

由于ERA5再分析資料只有氣象要素每年的月平均格點場,因此利用式(1)計算了1981—2010年5月、6月氣象要素格點的30年氣候平均值。

(1)

1.2.2 標準化距平

(2)

1.2.3 冷渦的強度和異常程度

挑選關注區域內500 hPa位勢高度最低值作為冷渦中心位置及中心強度,以冷渦中心周圍10°×10°網格范圍作為冷渦區域,計算該區域內所有格點位勢高度和標準化距平的平均值。分別用冷渦中心位勢高度最低值和冷渦區域內所有格點位勢高度的平均值,分析冷渦強度的變化趨勢,確定哪個量更能代表冷渦的強度。

位勢高度標準化距平負值的絕對值越大,說明冷渦相對于氣候平均值異常偏強的程度越高。在冷渦區域內挑選位勢高度標準化距平負值絕對值最大的格點值(簡稱最大標準化距平),計算冷渦區域內所有格點標準化距平的平均值(簡稱平均標準化距平)。分別利用最大標準化距平和平均標準化距平分析冷渦異常程度的變化趨勢,確定哪個量更能代表冷渦相對于氣候平均值的異常程度。

與位勢高度相同,挑選冷渦中心附近500 hPa溫度的冷中心位置及溫度值,計算其周圍10°×10°網格范圍的溫度平均、標準化距平平均(簡稱平均標準化距平),以及標準化距平負值絕對值最大格點值(簡稱最大標準化距平)。用溫度冷中心值和區域平均值分析冷空氣強度的變化趨勢,確定哪個量更能代表冷渦攜帶冷空氣的強度,用溫度的平均標準化距平和最大標準化距平分析冷空氣異常程度的變化趨勢,確定哪個量更能代表冷渦攜帶冷空氣的異常程度。

2 極端強對流天氣實況

2.1 天氣實況

2020年5月17日下午到夜間,除了魯西南的部分地區外,山東出現大范圍的強對流天氣,魯南和半島的部分地區出現暴雨(圖1a),最大累計降水量出現在乳山市育黎站(88.2 mm),最大小時雨強出現在榮城市城西站(56.9 mm·h-1),上述2個站均隸屬于威海市。除魯西北的部分地區外,全省大部地區出現8級以上雷暴大風(圖1b),最大風速(36.6 m·s-1,12級)于22:29 出現在日照市嵐山崗站,次大值34.6 m·s-1(12級)于21:25出現在臨沂市臨沂站。全省共有5個測站出現12級雷暴大風,35個站出現10級以上雷暴大風。全省16個地級市中有14個觀測到冰雹(圖1c),對比圖1a和1c可以發現,幾乎有對流降水的地區均出現了冰雹,降雹范圍之廣非常罕見。青島市即墨區和城陽區分別觀測到直徑達4.5 cm(圖1d)和4.0 cm的大冰雹,多地發現雞蛋大小的冰雹(圖1e)。本次過程達到極端強對流天氣標準(俞小鼎等,2020)。全省受災人口為64.4萬人,直接經濟損失達23.62億元,僅青島市的直接經濟損失就超過11億元。

2.2 雷達回波

17日17時(圖略)在魯西北有一條東北—西南向的云帶,其中在德州境內有分散的30～40 dBz的降水回波,將此云帶稱為回波帶A。之后回波帶A內部及其前側(東南方向)不斷有新單體快速發展并東移,同時在山東中南部到魯東南一帶有分散的新單體發展,稱其為回波帶B。20時(圖2a),回波帶A的后部(西北側)逐漸減弱,前部強度增強,多個單體的最大反射率因子高達65 dBz?；夭◣主要位于青島、日照一帶,為多個超級單體組成的多單體風暴。位于萊蕪、臨沂和濟寧交界處的多單體風暴C為東北—西南方向并呈現后向傳播特征,中心最大強度為65 dBz?；夭◣向東移的同時向東南方向發展,其南界與回波帶B距離逐漸縮短。

21時(圖2b),風暴C已發展為一條東北—西南向的颮線,其北界與回波帶A的前沿連接,其西南方向在魯西南到河南省境內仍不斷有新單體發展,稱其為新單體D。回波帶B仍位于青島、日照一帶,部分單體之間發生合并,仍以強度高達60～65 dBz 的超級單體為主?；夭◣前沿單體較強,后部減弱較快。三部分回波之間距離縮短,逐漸靠近。22時(圖2c)回波帶A的后部繼續減弱,其前沿的單體、回波帶B和風暴C三部分已完全合并,形成一條長度超過500 km的長颮線。颮線內仍然包含強度超過60 dBz的超級單體,颮線的尾部仍有新單體發展,稱其為新單體D。

圖1 2020年5月17日16時至18日08時山東省(a)累計降水量, (b)極大風風速,(c)冰雹落區,和(d)青島市即墨區、(e)煙臺市萊陽市大冰雹Fig.1 (a) Accumulated precipitation, (b) extreme wind speed, (c) hailstorm area, and (d, e) large hailstorm in (d) Jimo District, Qingdao and (e) Laiyang County, Yantai in Shandong Province from 16:00 BT 17 to 08:00 BT 18 May 2020

圖2 2020年5月17日(a)20時,(b)21時,(c)22時雷達組合反射率因子拼圖Fig.2 Radar reflectivity mosaic at (a) 20:00 BT, (b) 21:00 BT, (c) 22:00 BT 17 May 2020

由此可見,多個內嵌超級單體的多單體風暴發展、合并、加強,逐漸組織化為一條東北—西南向、長度超過500 km的強颮線,造成山東省出現大范圍冰雹、雷暴大風和局地短時強降水等極端強對流天氣。

3 環境條件

3.1 探空特征

從圖2可知,“5·17”強對流較強的區域主要分布在山東的中東部地區,因此采用青島站探空資料分析對流發生的環境條件。

由于青島站位于黃海之濱,白天受海風影響氣溫較低,近地面有逆溫層。17日初始對流單體是在16時之后出現的,因此用濰坊16時氣溫26.3℃、露點溫度17.7℃訂正青島08時探空(圖3)。訂正后對流有效位能(CAPE)為1918 J·kg-1,對流抑制能量(CIN)為0 J·kg-1,露點溫度廓線呈現上干下濕的形態,抬升凝結高度只有114.9 m,在適當的抬升條件下非常有利于出現強對流天氣。0～6 km風矢量差(表示0～6 km垂直風切變)為25.3 m·s-1,0～3 km風矢量差為16.6 m·s-1,達到強垂直風切變標準(俞小鼎等,2020),有利于對流風暴的組織化發展。0℃層高度為3.6 km,-20℃層高度為6.6 km,有利于出現冰雹。下沉對流有效位能(DCAPE)為963.3 J·kg-1,訂正后850 hPa以下溫度直減率接近干絕熱遞減率,有利于出現雷暴大風。K指數為30.2℃,925 hPa和850 hPa比濕分別為19.5 g·kg-1、16.0 g·kg-1,水汽充沛,有利于出現短時強降水天氣。

圖3 2020年5月17日08時青島站 訂正后T-lnp圖Fig.3 Revised T-lnp of Qingdao Station at 08:00 BT 17 May 2020

綜上所述,山東省境內無論是水汽、大氣層結,還是垂直風切變、各特性層的高度等環境條件,不僅有利于當天出現強對流天氣,而且有利于對流風暴的組織化發展,具備產生冰雹、雷暴大風和短時強降水的潛勢。

3.2 天氣尺度系統強迫強

5月能產生如此強的極端強對流事件,可能與天氣系統的動力、熱力條件的異常有關。本節采用標準化距平來表示天氣系統相對于氣候平均值的異常程度,分析天氣尺度系統強迫與極端強對流事件的關系。

3.2.1 高空冷渦異常

5月17日魯西北的初始對流單體于16時以后開始,因此利用16時天氣形勢作為對流發生前的環境條件。從16時500 hPa高度場(圖4a)可以看出,中國大陸受西高東低的環流控制,東北冷渦中心位于內蒙古東部,長軸為東北—西南方向,冷渦后部有明顯橫槽。從新疆北部向東北方向伸到貝加爾湖東側的高壓脊有暖溫度脊配合(圖4b),且高度場和溫度場的異常程度分別為4倍(以下簡稱4σ)、5倍標準差(5σ),說明該暖高壓脊異常偏強。此種形勢是造成山東大范圍冰雹的500 hPa經典環流配置(曹鋼鋒等,1988)。冷渦中心位勢高度為548 dagpm,西南部異常程度高達-11σ,該冷渦系統深厚,850 hPa 冷渦中心異常程度達-9σ(圖略)。一般情況下標準化距平絕對值達到2.5σ(張萍萍等,2018)或3σ(孫軍等,2012)即可視為異常。夏陽等(2016)根據經驗正交函數第一模態時間系數的標準差,選取絕對值大于1σ的年作為西南地區春季降水的典型異常年;而低層水汽輸送強度大,850 hPa水汽通量達到6σ造成了北京“7·21”特大暴雨(孫軍等,2012)。山東“5·17”強對流的冷渦中心標準化距平達到-11σ,異常程度非常罕見。冷渦中心與-24℃ 的冷中心相配合(圖4b),冷中心的異常程度高達-8σ,并且位勢高度最大標準化距平與溫度最大標準化距平的位置重合,均位于冷渦的西南方向。同時,冷渦后部的西北風風速高達28～32 m·s-1,遠遠超過一般中空急流的強度。在橫槽轉豎過程中,強勁的西北風攜帶強冷空氣入侵山東,動力、熱力強迫造成山東大范圍強對流天氣。2020年6月25日冷渦后部西北氣流為20～24 m·s-1,弓形回波造成華北地區出現大范圍的雷暴大風,天津西青站最強陣風風速達41.4 m·s-1(13級)(許長義等,2023),說明對流層中層強盛的西北氣流在極端強對流天氣過程中的作用非常重要。

從冷渦中心位勢高度的時間變化(圖5a)可以發現,冷渦中心位勢高度最低值(圖5a藍線,簡稱中心值)與冷渦區域位勢高度平均值(圖5a黑線,簡稱區域平均值)的變化趨勢相同,二者均能代表冷渦的強度。16日08時冷渦強度最強,中心值為539.2 dagpm。隨著冷渦逐漸向東南方向移動,強度逐漸減弱,17日21時最弱,中心值為549.7 dagpm,之后逐漸加強,18日05時達到最強,中心值為546.3 dagpm。

圖5 2020年5月16日08時至18日07時(a)500 hPa冷渦, (b)冷渦附近冷中心強度及異常程度時序圖Fig.5 Time series of intensity and anomaly degree of (a) cold vortex at 500 hPa and (b) cold temperature center near the cold vortex from 08:00 BT 16 to 07:00 BT 18 May 2020

冷渦區域位勢高度最大標準化距平(圖5a紅線)與平均標準化距平(圖5a粉線)的變化趨勢相似,二者均能代表冷渦的異常程度。最大標準化距平從16日09時至17日11時處于增強趨勢,17日11時達到最強,最大標準化距平達到-11.09,11—16時略有下降,16時之后再次增強,18日03時達到最強,最大標準化距平高達-15.14。

從冷渦中心冷空氣強度的時間變化可見,冷中心最低溫度(圖5b藍線,簡稱冷中心值)與冷中心區域溫度平均值(圖5b黑線,簡稱區域平均值)的變化趨勢相似,但冷中心值變化趨勢較為平緩,說明冷中心強度變化較小,而冷中心區域因與暖空氣交綏,區域平均值上升幅度大于冷中心值,因此冷中心值更能代表冷空氣的強度。冷中心值從16日08時開始逐漸下降,16日13時達到最強,冷中心值為-28.04℃。之后略有上升,并在-27.0℃附近波動。冷中心區域的最大標準化距平(圖5b紅線)和平均標準化距平(圖5b粉線)的變化趨勢相似,但與溫度相同,平均標準化距平的變化幅度大于最大標準化距平,故最大標準化距平更能代表冷空氣的異常程度。最大標準化距平從16日 08時開始逐漸增大,16日20時為-8.36,達到第一個高峰。之后略有減弱,17日06時開始再次增強,16時為-9.37,達到第二個高峰。17時短暫下降,18時以后呈現波動上升趨勢,18日05時達到-10.15,為本階段最強。

山東發生強對流的時間為17日16時至18日03時,對比冷渦的強度和異常程度的變化趨勢可見,這段時間冷渦的強度呈現先減弱再增強的趨勢,而冷渦的異常程度則處于一直增強的趨勢。對比同時段冷空氣的變化可知,冷中心強度變化較小,但隨著冷中心逐漸南移,冷空氣的異常程度呈現波動增強的趨勢。尤其是山東發生強對流的時間段,冷空氣的異常程度呈現上升趨勢。因為冷空氣是移動的,其中心位置逐漸向南移動,冷空氣的強度雖然出現減弱的趨勢,但由于緯度逐漸降低,相同的冷空氣對于低緯度地區來說,其異常程度大于高緯地區,冷空氣的異常程度仍然是增強的。17日冷渦的位置正好處于容易造成山東強對流的關鍵區(曹鋼鋒等,1988),其異常程度處于增強階段,因此造成了山東省大范圍的極端強對流天氣。

近10年來,冰雹范圍和雷暴大風的強度能與“5·17”強對流相當的是“6·13” 強對流。兩次強對流過程有很多相似之處,均是東北冷渦背景下造成山東大范圍冰雹、12級雷暴大風和局部暴雨的強對流天氣過程,二者的差異是出現的月份不同。因“6·13”強對流主要發生時段為13日下午到前半夜,青島、日照一帶出現局地暴雨,青島站17:08出現34.8 m·s-1(12級)的雷暴大風。因此利用13日12時天氣形勢作為“6·13”強對流發生前的環境條件,與“5·17”強對流過程進行對比。

12時500 hPa高度場(圖4c)可以看到冷渦中心位于京津冀一帶,冷渦中心位勢高度為564 dagpm,其西南側異常程度為-6σ,與其相伴的冷空氣異常程度為-5σ(圖4d)。冷渦中心位置比“5·17”強對流略偏南,后部有橫槽,西北風最大風速為20 m·s-1。冷渦后部暖高壓脊的長軸為南北向,不同于“5·17”強對流(圖4a)暖脊的長軸向東北方向伸展的趨勢,脊的異常程度為4σ。與高壓脊相伴的暖溫度脊也是南北走向(圖4d),40°N以南的脊區內正、負距平交錯,正距平區沒有向東北方向伸展。而“5·17”強對流由于暖高壓脊向東北伸展,東北冷渦的西部、北部、東部均被正距平區所包圍,冷渦被切斷為一團孤立的冷氣團,有利于該氣團長時間維持。并且暖脊自南向北在20°～60°N均為正距平區,說明該暖脊異常程度大于“6·13”,且有繼續發展的趨勢。事實上該冷渦造成山東5月16—18日連續三天出現強對流天氣。

綜上所述,“5·17”強對流過程,500 hPa冷渦后部暖高壓脊異常程度為4σ,并向東北方向伸展,形成阻塞形勢。冷渦中心高度場和溫度場的異常程度分別高達-11σ、-8σ,且二者最強處均位于冷渦西南側。冷渦后部西北風速高達28～32 m·s-1,攜帶強冷空氣入侵山東?！?·13”強對流過程,雖然冷渦(-6σ)也異常偏強,但異常程度弱于“5·17”強對流。兩次過程冷渦中心位勢高度相差16 dagpm,異常程度相差5σ,冷渦后部西北風風速相差8～12 m·s-1,冷中心最低氣溫異常程度相差3σ。通過二者的對比分析發現,造成“5·17”強對流的冷渦異常程度為“6·13”強對流的1.5～2.0倍。

3.2.2 低層暖溫度脊異常

從圖6a可見,2020年5月17日16時850 hPa暖溫度脊從河南省中部向東北方向伸到山東省中部,其18℃的頂端位于魯中地區,異常程度高達6σ。冷渦后部冷空氣勢力較強,京津一帶的冷溫度中心為8℃,異常程度為-6σ。冷暖中心之間的鋒區梯度在河北省中南部達到最大,為3.7 ℃·(100 km-1)。冷渦后部橫槽南下轉豎過程中,將冷渦西北象限強冷空氣帶到東南象限暖溫度脊異常區,異常偏強的冷暖空氣在山東交綏,造成大范圍強對流天氣過程。

2018年6月13日12時850 hPa暖中心(24℃)位于山西省南部到河南省西部(圖6b),山東境內暖溫度脊的異常程度為4σ,略弱于“5·17”強對流。冷渦后部的冷中心氣溫為10～12℃,位于河北省北部,異常程度高達-5σ,與“5·17”強對流相當。冷暖中心之間的鋒區梯度在魯西北到河北省中南部達到最大,為3.0℃·(100 km)-1,比“5·17”強對流弱。

通過上述分析可知,“6·13”強對流天氣過程850 hPa的暖溫度脊及冷渦后部的冷空氣異常程度分別為4σ和-5σ,“5·17”強對流天氣過程分別為6σ和-6σ,略強于“6·13”強對流。

3.2.3 地面氣旋異常

2020年5月17日16時(圖7a),我國中東部地區受低壓帶控制,地面氣旋中心位于魯西南到河南省中北部一帶,中心最低氣壓(995.0 hPa)位于河南、河北交界處,中心最大異常程度高達-8σ。冷高壓位于蒙古國中部,中心最高氣壓為1015.0 hPa,最大異常程度為4σ。鋒區最大梯度為3.5 hPa·(100 km)-1,位于山西省境內。從2 m氣溫的分布可見(圖7b),氣旋南側在河南省是一個36℃的高溫中心,其異常程度高達10σ。暖溫度脊從暖中心向北伸到河北省南部,正好與其北側冷高壓的前鋒相遇,在此處形成強度高達12.5℃·(100 km)-1的鋒區梯度。蒙古國中部冷高壓中心為8℃的低溫中心,中心最大異常程度為-6σ。

圖7 (a,b)2020年5月17日16時,(c,d)2018年6月13日12時的 (a,c)海平面氣壓(等值線,單位: hPa)、標準化距平(填色)和10 m風(風羽), (b,d)2 m氣溫(等值線,單位:℃)、標準化距平(填色)和10 m風(風羽)Fig.7 (a, c) Sea-level pressure (isoline, unit: hPa) and (b, d) 2 m temperature (isoline, unit: ℃) respectively superimposed with standardized anomaly (colored) and 10 m wind (barb) at (a, b) 16:00 BT 17 May 2020 and (c, d) 12:00 BT 13 June 2018

2018年6月13日12時海平面氣壓場的分布(圖7c)與圖7a相似,我國中東部地區也受低壓帶控制,氣旋中心位于冀魯豫三省交界處,中心最低氣壓為997.5 hPa,最大異常程度為-6σ。蒙古國中部高壓中心氣壓為1005.0 hPa,最大異常程度為2σ。二者之間的鋒區也是位于山西到河北,但最大梯度只有1.7 hPa·(100 km)-1,強度明顯比“5·17”強對流弱。從2 m氣溫的分布可以看出(圖7d),34℃的高溫中心有兩個,一個位于魯西南到河南省東北部,另一個則位于濰坊到青島西部,異常程度均高達11σ。冷溫度中心(16℃)位于河北省東北部,最大標準化距平位于河北省東部與天津交界處,為-4σ,鋒區最大梯度為8℃·(100 km)-1,比“5·17”強對流弱。

可見,“5·17”強對流地面氣旋及鋒后冷高壓的異常程度均大于“6·13”強對流(高2σ),尤其是鋒區梯度是“6·13”強對流的2倍。2 m氣溫暖中心的強度“6·13”強對流略高于“5·17”強對流,但鋒后冷空氣,無論是范圍還是強度,均是“5·17”強對流更勝一籌。

綜上所述,造成山東大范圍極端強對流的天氣系統,從高層、低層到地面,從動力到熱力,均呈現出極端異常的特征?？傮w來說(表1),造成“5·17”強對流的天氣系統異常程度為±4σ～±11σ,造成“6·13”強對流的天氣系統異常程度為±2σ～±11σ,說明天氣系統異常偏強是造成山東大范圍極端強對流天氣的重要原因,異常程度達到2σ以上可能產生極端強對流天氣。相對而言,“5·17”強對流的天氣系統比“6·13”強對流更強,可能在5月要造成極端強對流天氣需要的動力和熱力條件比6月更高,這需要更多的案例進行驗證。

3.3 對流風暴組織化發展的有利條件

3.3.1 垂直風切變

產生對流天氣的三要素是一定的水汽、不穩定的大氣層結和抬升觸發條件(朱乾根等,2007;俞小鼎等,2006)。大的CAPE和較大的垂直風切變是產生大冰雹的有利條件,對流風暴是否能發展成為組織化程度高的強風暴(超級單體或颮線),與0～6 km 深層垂直風切變密切相關(俞小鼎等,2006)。即使初始為弱垂直風切變環境,颮線發展過程中與環境之間的正反饋作用也會導致垂直風切變增大(雷蕾等,2021)。 本研究采用0～6 km風矢量差(以下簡稱風矢量差)。18時(圖8a)對流剛剛開始發生時,山東全省的風矢量差均大于20 m·s-1,達到強垂直風切變等級。在魯西北回波帶A(圖2a)所在地區,風矢量差高達30～34 m·s-1,34 m·s-1的強切變區域呈準東西向分布在魯中地區。隨著冷渦旋轉南壓,強垂直風切變區域逐漸東移南壓并增強。20時(圖8b),風矢量差大于34 m·s-1的強垂直風切變區呈東北—西南向從萊州灣經過魯中向西南伸到山東西部。對比圖2a 可以發現,回波帶A的主體主要分布在風矢量差34 m·s-1的帶狀區域及其前沿,其前側回波帶B主要分布在風矢量差大值中心前沿26～30 m·s-1的區域內。21時(圖8c)風矢量差34 m·s-1以上的風切變區域與圖8b相似,仍呈東北—西南向位于萊州灣到魯西南,但范圍有所增大,強度略有增強。對比圖2b可見,回波帶A主體位于風矢量差為34 m·s-1的區域,回波帶B、風暴C和新單體D均位于風矢量差大值中心前沿26～30 m·s-1的區域內,颮線的走向與風切變的矢量方向相同。

由此可見,在內嵌超級單體的多單體風暴逐漸組織化為颮線的過程中,回波帶主體主要位于0～6 km 風矢量差高達34 m·s-1的大值中心附近,新單體發生、發展、合并的區域為風矢量差大值中心前沿26～30 m·s-1的區域,初始回波帶與新生的單體合并,逐漸組織化為一條尺度大、強度強的颮線,颮線的走向與0～6 km垂直風切變矢量方向相同。

表1 “5·17”與“6·13”強對流天氣系統異常程度Table 1 The anomalies of weather systems during the 17 May 2020 and 13 June 2018 severe convections

圖8 2020年5月17日(a)18時,(b)20時,(c)21時0～6 km風矢量差(填色和風羽)Fig.8 The 0-6 km wind vector difference (colored and barb) at (a) 18:00 BT, (b) 20:00 BT, (c) 21:00 BT 17 May 2020

3.3.2 CAPE重建

從2.2節的分析可知,18時以后對流單體開始在山東中東部到山東半島一帶發展,直到20時仍然處于發展旺盛階段(圖2a)。對流發展過程中,CAPE是被消耗掉的,那么是什么機制能讓強對流長時間維持發展?

ERA5再分析資料提供逐小時最大CAPE,本節利用該資料分析CAPE的重建機制,用當前時次與上一時次的CAPE差表示當前時次CAPE的1 h變化量,以下簡稱ΔCAPE。18時(圖9a)在魯中到半島地區ΔCAPE均為負值,并且分別在淄博到濰坊、青島到煙臺出現-500 J·kg-1的大值中心。但從19時(圖9b)ΔCAPE的分布發現,18時的負值區域此時變為正值,且分別在泰安東部和青島南部出現大于500 J·kg-1的大值中心。說明在此次強對流過程中,CAPE在被消耗后,又重新建立,造成強對流長時間持續。那么,是什么機制導致魯中到半島一帶的CAPE重建?

CAPE是氣塊在給定的環境中絕熱上升時的正浮力所產生能量的垂直積分,在T-lnp圖上,CAPE正比于氣塊上升曲線與環境溫度曲線從自由對流高度至平衡高度所圍成區域的正面積(劉健文等,2011)。統計表明(王秀明等,2012b),抬升氣塊的溫度、露點溫度每升高1℃,CAPE值平均分別增加194 J·kg-1、459 J·kg-1。因此低層環境越暖濕,氣塊所具有的CAPE越大,分析CAPE重建機制要從低層溫度和濕度平流入手。從對流風暴與天氣系統的配置關系可知(圖略),對流風暴主要與 850 hPa 的天氣系統對應較好。假相當位溫θse是一個能綜合表達溫度與濕度的物理量,因此本節主要從850 hPa的假相當位溫平流(以下簡稱暖濕平流)來分析CAPE的重建機制。

注:紫色圓點為青島市即墨站。圖9 2020年5月17日(a,c)18時,(b,d)19時,(e,f)20時(a,b,e)ΔCAPE(填色和等值線,單位:J·kg-1), (f)CAPE(填色和等值線,單位:J·kg-1),(c,d)850 hPa假相當位溫平流(填色)和水平風(風羽)Fig.9 (a, b, e) ΔCAPE (colored and isoline, unit: J·kg-1), (f) CAPE (colored and isoline, unit: J·kg-1), (c, d) pseudo-equivalent potential temperature advection (colored) and horizontal wind (barb) at 850 hPa at (a, c) 18:00 BT, (b, d) 19:00 BT, (e, f) 20:00 BT 17 May 2020

12時(圖略)山東境內有兩個正暖濕平流區,一個在淄博到濰坊西部,中心最大值為10×10-4K·s-1;另一個在魯南,中心最大值為14×10-4K·s-1。之后正暖濕平流區逐漸向北偏東方向移動,強度逐漸增強,范圍增大。18時(圖9c),山東省大部地區均處于正暖濕平流區控制,有三個大值中心:原位于淄博、濰坊一帶的正暖濕平流區移到濰坊北部,中心最大值為10×10-4K·s-1,原位于魯南的正暖濕平流區移到泰安、臨沂北部一帶,中心最大值為16×10-4K·s-1,在青島西南部沿海一帶形成一個新的正暖濕平流區,中心最大值高達22×10-4K·s-1。對比圖9b和9c發現,ΔCAPE的三個大值中心與正暖濕平流區的三個大值中心位置吻合,說明低層暖濕平流對于CAPE的重建起到非常重要的作用。

19時(圖9d),青島西南部的正暖濕平流區移到青島東南部,中心強度雖略有減弱,但中心最大值仍然達到18×10-4K·s-1。另外兩處正暖濕平流區的中心位置變化不大,但中心強度均明顯減弱。因此20時(圖9e)青島東南部的ΔCAPE仍然為600 J·kg-1的增量,而在魯中和魯南地區ΔCAPE為負值。但從20時的CAPE分布可見(圖9f),魯中到魯南地區雖然ΔCAPE為負值,但仍具有100～1800 J·kg-1的不穩定能量,能維持對流風暴的發展。從魯東南到半島南部一帶的CAPE高達1000～1800 J·kg-1,與21—22時形成颮線的位置(圖2b,2c)吻合。

從青島市即墨站(觀測到4.5 cm大冰雹,圖1d)上空各層暖濕平流、CAPE、ΔCAPE的演變趨勢(圖10)可以發現,CAPE在17日09—15時一直處于上升趨勢,15時到達第一個高峰。此階段925 hPa暖濕平流維持在0 K·s-1附近波動,1000 hPa和850 hPa 的暖濕平流均呈上升趨勢,但850 hPa上升幅度更大,說明此階段CAPE增長受到850 hPa以下暖濕平流的作用明顯,850 hPa起主要作用。15—18時CAPE呈下降趨勢,18時達到第一個波谷。此階段850 hPa暖濕平流仍然呈現上升趨勢,但上升幅度減小,925 hPa和1000 hPa的暖濕平流均呈下降趨勢,故此階段CAPE下降主要是由于低層暖濕平流減弱造成的,這可能與氣溫的日變化有關。18—21時CAPE再次快速上升,上升幅度很大,由18時的0 J·kg-1到21時升到最高峰1400 J·kg-1,即墨區的大冰雹主要出現在20時前后。此階段1000 hPa的暖濕平流在0 K·s-1附近波動,850 hPa 和925 hPa的暖濕平流呈明顯的上升趨勢,說明此階段CAPE的重建主要是850 hPa和925 hPa的暖濕平流增強造成的。隨著強對流的消耗,21時之后CAPE呈現下降趨勢。21時之后雖然各層暖濕平流的強度逐漸減弱,但在18日01時之前各層的暖濕平流仍然是正值,說明仍然有能量向即墨區輸送。該站上空雖然CAPE值在下降,但從ΔCAPE的變化趨勢可以發現,CAPE下降的幅度在減小,該站上空一直具有一定的CAPE,保證對流風暴的維持。

可見,低層暖濕平流源源不斷地向山東輸送暖濕空氣,是CAPE重建的重要機制。暖濕平流的輸送強度是波動性的,整個過程中850 hPa一直源源不斷地有暖濕平流向山東輸送,對山東強對流區域的CAPE重建起主要作用。在對流發生前,1000 hPa的暖濕平流起到一定的正作用;在對流發生過程中,850 hPa和925 hPa的暖濕平流對CAPE的重建起主要作用。

圖10 2020年5月17日09時至18日06時 即墨站低層假相當位溫(θse)平流、CAPE、 ΔCAPE時序圖Fig.10 Time series of low-level pseudo-equivalent potential temperature (θse) advection, CAPE and ΔCAPE at Jimo Station from 09:00 BT 17 to 06:00 BT 18 May 2020

4 結論與討論

2020年5月17日,500 hPa冷渦后部異常偏強的暖高壓脊向東北方向伸展形成阻塞形勢,冷空氣在華北地區切斷,有利于冷渦在華北長時間維持。冷渦中心位于最有利于山東出現強對流的關鍵區,其西南象限異常偏強(圖11a)。渦后強盛的西北氣流,一方面攜帶強冷空氣南下疊加在低層異常偏強的暖濕空氣之上形成強烈不穩定的大氣層結;另一方面造成山東上空0～6 km風矢量差超過34 m·s-1,有利于對流風暴組織化發展。地面氣旋異常偏強,山東中部的地面輻合線觸發產生新的對流單體。850 hPa以下暖濕平流源源不斷地向山東輸送暖濕空氣,導致山東對流區域CAPE被消耗后重新建立,一方面促使對流風暴后向傳播尺度增大、生命史延長,另一方面在強垂直風切變、水汽輸送等有利條件下組織化為一條長度超過500 km的強颮線(圖11b)。

通過對比“5·17”和“6·13”兩次極端強對流天氣過程,發現造成山東大范圍極端強對流的環境條件有以下幾個方面特點:

(1)動力、熱力強迫為極端強對流天氣提供了有利的環境條件。500 hPa冷渦及其上游高壓脊的異常程度分別高達-6σ以下和4σ以上,冷渦后部有橫槽。冷渦中心異常冷且位置有利于對流層中層異常強的冷空氣南下影響前期異常增暖的山東地區,鋒區梯度大。地面受氣旋控制,輻合抬升觸發產生對流。

(2)冷渦的西南象限異常偏強,極端強對流天氣位于東南象限。

(3)強的深層垂直風切變有利于對流風暴組織化發展,颮線的走向與0～6 km垂直風切變矢量方向相同?；夭◣е黧w位于垂直風切變大值中心附近,新單體發生、發展、合并的區域位于風矢量差大值中心前沿26～30 m·s-1的區域。

(4)CAPE重建是導致極端強對流天氣持續時間長、影響范圍廣的重要因素。低層暖濕平流源源不斷地向山東輸送暖濕空氣,是CAPE重建的機制。850 hPa暖濕平流在CAPE重建過程中起最主要的作用,在對流發生前和發生過程中,1000 hPa和925 hPa的暖濕平流也起到一定的正作用。暖濕平流的輸送強度是波動性的,但持續的輸送是保證山東強對流得以維持和發展的能量來源。

通過對造成山東“5·17”和“6·13”兩次極端強對流的天氣系統異常、垂直風切變、不穩定等環境條件進行計算,發現天氣系統的異常程度更能代表動力和熱力強迫的強度。對于冷渦區域,位勢高度最低值與平均值均能代表冷渦的強度,最大標準化距平與平均標準化距平均能代表冷渦的異常程度。對于冷中心區域,溫度的最低值和最大標準化距平分別代表冷空氣的強度和異常程度,區域平均值和平均標準化距平的代表性較差。當冷渦南下過程中強度減弱,但異常程度增加時,仍能造成其東南象限產生極端強對流天氣。本文只有兩個個例的分析,表1所列出的天氣系統異常程度尚不能作為產生極端強對流天氣的預報指標,“5·17”強對流的天氣系統異常程度高于“6·13”強對流,也不能說明5月產生極端強對流的天氣系統異常程度大于6月。后續將對更多的案例進行統計,以期獲得能造成極端強對流的天氣系統異常程度的預報指標。

圖11 山東“5·17”極端強對流天氣(a)概念模型圖和(b)局部模型圖(圖a中虛線區域)Fig.11 (a) Conceptual model of “5·17” extremely severe convective weather in Shandong Province, (b) local area model (dashed line area inFig.11a)

致謝：感謝中央氣象臺牛若蕓和周寧芳兩位首席及山東省人民政府人工影響天氣辦公室王俊正研級高工的指導和幫助!感謝天津市氣象臺尉英華首席提供的大冰雹照片!