飑线是在一定大气环流背景下产生的带状或线状中尺度对流系统,其传播移动速度快,常产生雷暴、大风、短时强降水、冰雹等强对流灾害性天气,容易对人们的生产生活造成严重影响。传统气象观测资料难以反映飑线发展演变过程的中尺度特征,同时,全球数值模式对飑线大风的短期预报准确率仍较低。目前,利用多种高时空分辨率的气象资料对飑线个例展开了大量的研究^[1,2,3,4,5],增强了人们对飑线大风形成机理的认识,同时提炼出的短时预报指标和着眼点进一步提升了预报服务水平。通过飑线大风过程的雷达回波演变特征发现,飑线成熟阶段雷达回波多呈弓形,伴有明显的雷暴出流边界(阵风锋), 与弓形回波相对应的多普勒径向速度呈现明显的中层径向辐合(mid-altitude radial convergence, MARC)特征^[3],该特征可提前预警地面大风^[4]。MARC特征反映由风暴前侧的强上升入流气流和风暴后部入流急流(rear inflow jets, RIJ)汇合后形成的径向辐合区,因此RIJ对大风的形成起关键作用。研究表明,飑线系统后部的RIJ引导干冷空气卷入风暴,增强风暴降水粒子的蒸发冷却作用,利于对流体内下沉气流加强;同时促使飑线回波演变成弓形回波并形成阵风锋,从而产生地面灾害性大风^[6,7,8,9,10]。2018年5月16日江苏北部连续出现两次飑线强对流天气过程,第一次飑线过程主要出现在10:00—14:00(北京时,下同),徐州、宿迁、连云港等地区先后出现雷暴大风天气,并伴有短时强降水,其中宿迁市骆马湖自动气象站最大风速达35.5 m·s^-1;第二次飑线过程发生在18:00—22:00,影响宿迁、淮安、盐城等地,大风强度较第一次弱。本文利用环境场资料分析发现第一次飑线发生发展过程中,对流层中层为西南干暖气流控制,并没有明显冷空气影响,上述飑线大风的形成物理机制并不能较好地解释第一次飑线大风形成的原因。因此有必要利用多源气象资料对比分析两次过程在环境条件、雷达回波特征、地面大风实况等方面的异同点;同时结合高分辨率数值模拟,对比分析两次飑线大风形成的不同物理机制,以期进一步提高对飑线大风形成机制的认识,为此类灾害性天气的预警提供更多参考依据。

采用资料包括: 常规气象观测资料和FNL资料;高时空分辨率的风云4号气象卫星红外云图;徐州、临沂、宿迁、淮安、连云港、盐城多普勒天气雷达资料与分钟级地面加密自动站观测资料(江苏省气象台提供)。另外,采用WRF(3.8.1)中尺度数值模式对2018年5月16日苏北两次飑线过程进行模拟,模拟区域采用二重双向嵌套,粗网格与细网格区域的水平分辨率分别为16.0 km(格点数79×79)和3.2 km(格点数171×171),垂直方向为33层,网格中心位于34.0°N、118.5°E。长波辐射采用RRTM方案,陆面过程方案选取Noah方案,边界层选取YSU方案,短波辐射采用Dudhia方案,粗网格模拟区域采用Kain-Fritsch积云对流方案,细网格模拟区域采用WDM6类微物理方案。初始场为FNL分析资料。模拟初始时间为5月16日02:00,积分24 h。

图1为两次飑线过程雷达组合反射率因子拼图及8级以上小时极大风场。可以看出,两次飑线移动方向相近,第一次飑线向东北方向发展和移动,第二次飑线向东移动,但第一次飑线移动速度更快,约80 km·h^-1,第二次飑线移速约为55 km·h^-1。两次飑线对流系统组织形式和程度不同,第一次飑线呈东北西南向线(带)状分布,有弓状对流单体镶嵌其中,层状云系主要分布在飑线前侧;而第二次飑线对流单体整体呈弓形排列组织在一起,组织程度较第一次飑线更加紧密且影响范围更大,层状云系主要分布在飑线后部,飑线组织形式为拖尾层云型。另外,两次飑线过程地面大风风向与飑线移动方向大致相同,强风区均与飑线弓形回波中心轴位置较一致。第一次飑线大风强度较第二次飑线更强,但地面大风影响范围相对较窄。表1列出两次飑线过程影响范围内不同时次的地面极大风速和最大小时降雨量。可以看出,第一次飑线产生的地面极大风速较第二次飑线明显偏大,其中12:00小时地面极大风速达35.5 m·s^-1(12级大风),同时第一次飑线小时雨量最大值也普遍较第二次偏大,表明第一次飑线对流系统发展强度更强。

5月16日08:00,500 hPa (图略)我国中东部地区为两槽一脊型,高压脊从陕南经河套以西地区延伸至内蒙古中东部,低压槽后部伴有明显的冷平流促其加强发展,两槽一脊形势稳定少动。14:00 500 hPa[图2(a)]脊前低涡中心位于山西中东部,其偏南地区为一低压槽,而其北部为一向东北延伸的切变线。低涡与西太平洋副热带高压(简称“副高”)之间形成一支强西南东北向急流,急流中心风速达30 m·s^-1,这两次过程均发生在低压槽与急流轴之间的大风速带内,该区域存在强的垂直风切变和强的水平切变涡度,有利于强对流系统在该区域发生发展。20:00 500 hPa[图2(b)]低涡减弱,低涡前侧急流强度也相应减弱,急流中心位置东移至海上。由于14:00临近第一次过程,20:00临近第二次过程,第一次过程的中高层西南急流强度更强,相应的中低层垂直风切变也更强(图略)。700 hPa西南急流轴北侧均维持一能量舌(假相当位温θ_se>66 ℃区域),两次过程飑线均在能量舌内发展传播,表明槽前急流不断输送水汽和能量,有利于低压槽前出现多次强对流天气;另外,14:00[图2(c)]苏北地区存在弱暖平流,20:00[图2(d)]苏北地区有明显的假相当位温梯度大值区,并伴有较明显的干冷平流,表明两次过程发展维持的热力环境有所区别。

临近飑线的徐州站当日08:00探空图(图略)显示,露点温度曲线与温度层结曲线呈现上下喇叭口状,850~600 hPa空气较饱和,CAPE值为1525.6 J·kg^-1,对流抑制能量(convective inhibition energy, CIN)值为100.8 J·kg^-1,中低层垂直风切变较强,地面至3 km高度的垂直风切变达14 m·s^-1,表明环境条件有利于雷暴大风类型的强对流天气产生和发展。

5月16日08:00[图3(a)]第一次飑线系统的初始云系在大别山北侧触发形成,并自西南向东北快速移动,移速约22 m·s^-1。12:00[图3(b)]飑线系统影响江苏北部,强度不断增强,造成徐州、宿迁、连云港等地先后出现雷暴大风、短时强降水。14:00[图3(c)],第一次飑线云带东移入海,而此时大别山北侧又一新的对流云团触发生成,该云系仍沿着急流轴向偏东方向移动并发展壮大,移速约16 m·s^-1。20:00[图3(d)]该飑线云系发展成典型MCS云团,造成江苏北部的宿迁、淮安、盐城等地先后出现雷暴大风、短时强降水。对比两次飑线成熟阶段(第一次飑线为10:00—13:00,第二次为18:00—21:00)云系,第一次飑线椭圆状云系的离心率更大,形状更扁平;第二次飑线范围更宽广,其后侧有大片层状云系,云顶亮温梯度较小。综上所述,两次飑线过程的对流云系均在大别山北侧触发后沿着副高边缘西南东北向急流传播发展形成。参考王瑾婷等^[11]的方法,利用武汉和徐州站08:00探空实况资料计算大别山850 hPa附近的Scorer参数垂直方向变化值约为-1.2×10^-9 m^-3,该参数满足背风波形成的条件,因此大别山背风坡的背风波扰动对这两次飑线的触发起着重要作用。另外,该地区700 hPa能量舌与低涡干冷中心之间维持较强的假相当位温水平梯度并伴有锋生,有利于该地区不断触发新生对流。

图4为2018年5月16日宿迁、淮安雷达站不同时刻 0.5°仰角反射率因子以及沿相应时刻飑线主体移动方向的反射率因子和径向速度剖面。0.5°仰角反射率因子图上,两次飑线均有阵风锋和弓形回波特征,根据KLIMOWSKI等^[12]的分类,两次弓形回波的类型不同:第一次飑线为单体弓形回波,由强单体风暴演变而成,移动速度较快;第二次飑线为弓形回波复合体,由分散的单体组合演变形成,移动速度较慢,与飑线云系移速较一致。径向速度图上(图略),两次弓形回波后侧层状云区均存在后部入流急流(RIJ),致使两次飑线弓形回波的北侧气流均呈气旋式旋转,南侧气流均呈反气旋式旋转,与FUJITA^[13]的弓形回波概念模型相似。反射率因子剖面图上,第一次飑线4 km以下强回波随高度向移动方向倾斜,形成悬垂回波,4 km高度以上大于50 dBZ的强回波直立延伸至9 km高度;第二次飑线大于50 dBZ的强回波从低层延伸至5 km高度,且无明显悬垂回波特征,表明第一次飑线过程的对流系统较第二次过程发展更旺盛。对应的径向速度剖面图上,两次飑线对流系统的组织结构流场相似,主要气流均为飑前冷池强迫下抬升的近地层入流、飑线后侧中层向前的斜下沉入流急流、层云区内中上层向后斜上升出流以及飑线前侧层云区内中上层向前斜上升出流;低层暖湿入流在飑线前缘上升,与中层后部入流的空气在中高层相遇产生辐合,形成MARC。这与HOUZE等^[14]总结的成熟阶段飑线结构模型以及王晓芳等^[15]、梁建宇等^[8]的研究结论一致。但第一次飑线对流系统后侧中高层向前的入流急流强度更强、高度更高,与飑线前侧的上升气流汇合后形成较第二次过程更强且更加深厚的MARC区(第一次MARC厚度约为6 km,第二次约为3 km)。另外,第一次过程后侧入流在飑线后边界下沉至地面形成地面大风,而前侧入流近乎直立上升至对流层顶,上升入流较第二次飑线更加陡立,利于第一次飑线强回波发展高度更高,形成更强的下沉气流和地面大风。

综合观测对比分析表明,两次飑线过程受相同天气系统影响产生,但它们发展演变的环境背景场存在差异,从而导致两次飑线系统的移动方向和速度、垂直结构特征、产生的地面大风强度有差异。图5给出WRF模式模拟的5月16日两次飑线过程成熟阶段的最大雷达反射率因子和3 km高度风场。可以看出,模拟的两次飑线系统位置较实况均偏北约0.5个纬度,第一次飑线系统总体呈南北向线状分布,朝东北方向移动,移动速度约18 m·s^-1,第二次飑线系统总体呈东西向带状分布,飑线前段部分呈弓形,朝偏东方向移动,移动速度约13 m·s^-1, 且模拟出了飑线的RIJ,以上特征与实况基本一致。3 km高度假相当位温分布图(图略)显示第一次飑线后侧为暖湿平流,飑线移动方向与环境风场风向较一致;而第二次飑线后侧存在较明显的干冷平流,飑线对流单体沿着假相当位温梯度正交方向分布,飑线移动方向与天气影响系统低压冷槽的移动走向较一致,这与实况也较一致。表明两次过程的模拟结果具有较高的可靠性,可用其对两次飑线系统进行更细致的对比分析。

WEISMAN等^[16]提出的RKW理论指出,当冷池和低层垂直风切变强度相当,即阵风锋移速与低层垂直风切变的大小相当且方向相近时,低层垂直风切变产生的水平正涡度和飑线冷池产生的水平负涡度容易达到平衡状态,并且冷池前沿的上升气流最强,强迫新的对流单体产生,从而有利于飑线系统的发展和维持。孙建华等^[17]通过个例敏感性模拟研究指出整层水汽增加(减少),对流增强(减弱),冷池和雷暴高压增强(减弱)导致大风增强(减弱)。郑淋淋等^[18]通过理想模拟研究指出增加整层垂直风切变,上升气流与下沉气流的相互干扰减弱,有利于垂直速度的维持和增强。张建军等^[19]研究结果表明增加中低层平均风速,飑线强度增强。以上研究表明环境场的水汽条件和垂直风切变对飑线发展的强度起重要作用。

图6为模拟的两次飑线影响前连云港站斜温图。可以看出,两次飑线均发生在上干下湿的环境中,环境温度层结曲线和地面露点温度无明显变化,对流有效位能CAPE值(约1900 J·kg^-1)大小相当,但第二次飑线中高层的湿度明显减小,即整层水汽减少。两次过程垂直风廓线也有明显差异,第一次过程对流层中层风速较第二次过程强6~10 m·s^-1,对应的中低层垂直风切变(地面至600 hPa水平风速差值)强度较第二次过程明显偏强,且整层垂直风切变也较第二次过程偏强;同时两次过程的整层最大风速所在高度不同,第一次过程在400 hPa附近,而第二次过程在700 hPa。另外,高层垂直风切变的高度不同,第一次飑线高层水平风速在200 hPa附近迅速减弱,而第二次过程在400 hPa附近迅速减弱。

为了对比模拟的两次飑线强度,采用孙建华等^[17]的方法(取冷池浮力B第一次大于-0.01 m·s²的高度作为冷池顶部高度)计算两次飑线过程成熟阶段(间隔半小时)冷池强度和冷池高度的平均值,其中第一次飑线冷池高度为6.2 km,冷池强度为13.2 m·s^-1,第二次飑线冷池高度为4.6 km,冷池强度为9.6 m·s^-1。另外,计算了两次飑线过程成熟阶段450 m高度飑线影响范围内最大水平风速的平均值,第一次飑线约为20 m·s^-1,第二次飑线为16 m·s^-1,第一次飑线强度更强。因此,在CAPE值相当条件下,整层水汽增加、垂直风切变增强、垂直切变伸展高度增高,飑线产生的冷池高度更高、冷池强度更强,对应的地面大风强度越强。

图7为沿着模拟的两次飑线移动方向的物理量垂直剖面图,其中水平风场为沿剖面线的U、V合成风减去飑线移动速度后的相对飑线水平风场;图中扰动位温为相应时次环境场位温减去对流发展之前的环境位温。

第一次飑线强回波(大于50 dBZ)随高度向移动方向倾斜特征更明显;第一次飑线沿剖线方向的前侧暖湿入流与后侧干冷入流辐合的厚度更厚(其中第一次飑线约4 km,第二次约2 km),且径向辐合随高度近乎垂直伸展,而第二次飑线径向辐合随高度向后侧倾斜;另外,第一次飑线出流中心高度约11 km,第二次飑线出流中心高度约9 km,与环境场高层垂直风切变负值中心高度相当,因此出流中心高度主要取决于高层垂直风切变负值中心的高度。这些特征与前文对两次飑线的实况雷达回波剖面图的对比结论较一致。

强垂直风切变导致第一次飑线回波具有更加明显的倾斜特征,辐合随高度向对流系统移动方向倾斜,上升气流与下沉气流的相互干扰较少,有利于系统前侧中低层暖湿气流抬升到中高层,增强对流发展;而第二次飑线的辐合随高度向对流系统移动反方向倾斜,下沉气流抑制上升气流抬升,不利于对流增强发展。两次飑线移动速度均与对流层中层水平风速大小相当,而第一次飑线整层垂直风切变更强,导致飑线前侧相对飑线入流和后侧相对飑线入流速度更大,形成的辐合强度更强,且辐合随高度垂直伸展更陡立;同时第一次飑线整层垂直风切变伸展高度更高,促使第一次飑线MARC厚度更厚,有利于上升运动增强,对流发展更强,发展高度更高。另外,由于第一次飑线高层出流气流高度较高,也有利于上升气流发展高度更高。因此,环境风垂直切变的差异导致该两次飑线组织结构特征以及发展强度存在明显差异。

第一次飑线高层出流气流携带降水粒子在其后部干层内蒸发降温,形成负扰动位温中心;上升气流在对流系统中高层凝结释放潜热,形成正扰动位温中心,扰动位温梯度大值区主要位于中高层(4~9 km),而第二次飑线扰动位温梯度大值区主要位于中低层(2~5 km)。根据竹利等^[20]推导的飑线系统的简化中尺度水平涡度发展方程(dηdt=∂(gθ'θ̅)∂x,η为垂直于飑线移动方向且指向移动方向右侧的水平涡度; θ̅为位温基本态;θ'为位温扰动项),第一次飑线后侧中高层形成的位温梯度产生了相对飑线风场的正水平涡度次级环流,该次级环流的发展使得飑线后部入流加速,同时次级环流下沉支气流促使后部入流产生向下的分量,形成下沉的RIJ引导中高层(5~8 km)干暖空气(相对湿度小于60%)下降至飑线后侧中低层。另外,第一次飑线前侧中高层形成的位温梯度产生了相对飑线风场的负水平涡度次级环流,该次级环流也使得高层干层下降至飑线前侧中低层。这样使得飑线中低层的前后周围都为干空气,当干空气被夹卷进入飑线对流体内时,降水粒子强烈蒸发形成冷池;同时下沉气流促使高层动量下传产生强的下沉出流气流,最终导致地面大风形成。而第二次飑线后侧的正水平涡度次级环流位于中低层,且受后部干冷平流的影响,干层高度下降至4 km高度,飑线后侧正水平涡度次级环流增强中层后部入流速度形成RIJ,引导后部中层干冷空气入侵对流系统,形成冷池和地面大风。另外,第一次飑线系统后侧正水平涡度中心高度约7 km,与其整层环境风最大值高度较一致;第二次飑线系统后侧正水平涡度中心高度约5 km,与其整层环境风最大值高度也较一致。有利于两次飑线后侧正水平涡度气流的下沉支促使环境场中高层高动量空气块下降至低层并出流至地面,形成地面大风。

对比两次飑线的MARC厚度以及后部入流速度可知,第一次飑线组织结构和环境场特征更有利于降水粒子强烈蒸发形成更强的冷池和下沉气流。第一次飑线系统本身的移动速度更快,其形成的下沉出流绝对速度(相对地面的速度)可能更强,更有利于地面大风产生。另外,第一次飑线后部入流下沉分量更明显且高度更高,更利于中高层动量下传至地面。上述物理机制共同作用导致第一次飑线地面大风较第二次更强。

综上所述,强环境场垂直风切变对飑线地面大风的形成起着重要作用,环境风垂直切变的差异致使两次飑线大风形成的物理机制不同。

(1) 两次飑线过程在相同天气系统影响下的不同环境场中产生,大别山背风坡的背风波扰动对这两次飑线的触发起着重要作用。

(2) 两次过程的雷达回波图上均有后部入流急流RIJ和MARC特征,第一次过程后部入流急流强度更强、高度更高,对应其MARC的强度更强、厚度更厚,且随高度伸展更陡立,环境风垂直切变的差异是两次飑线组织结构特征存在明显差异的主要因素。

(3) 在CAPE相当条件下,整层水汽增加、垂直风切变增强、垂直切变伸展高度增高,飑线强度更强。强垂直风切变导致第一次飑线回波具有更加明显的倾斜特征,飑线前侧上升气流与后侧下沉气流相隔距离更远,有利于前侧上升入流气流速度维持发展,使得第一次飑线对流发展强度更强。

(4)两次飑线大风形成物理机制不同:第一次飑线的后部入流急流引导中高层(5~8 km)的干暖空气下沉并入侵风暴体,促使降水粒子强烈蒸发形成冷池,同时引导高层动量下传产生强烈的出流气流,最终导致地面大风形成;而第二次飑线后部入流急流引导中低层(3~5 km)的干冷空气入侵对流系统,形成冷池和地面大风。

(5) 第一次过程环境场垂直风切变条件下形成的飑线组织结构特征,更有利于降水粒子强烈蒸发形成更强的冷池和下沉气流,致使第一次飑线地面大风较第二次飑线更强。