• CN 62-1175/P
  • ISSN 1006-7639
  • 双月刊
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干旱气象, 2023, 41(2): 279-289 DOI: 10.11755/j.issn.1006-7639(2023)-02-0279

论文

冷涡影响下两次不同类型强对流过程对比分析

褚颖佳,1,2, 郭飞燕,1,3, 高帆1,2, 胡鹏1,2, 郑丽娜1,2, 刘奕辰1,4, 鲁亓1,5

1.山东省气象防灾减灾重点实验室,山东 济南 250031

2.山东省济南市气象局,山东 济南 250102

3.山东省青岛市气象局,山东 青岛 266003

4.山东省章丘区气象局,山东 章丘 250200

5.山东省济阳区气象局,山东 济阳 251400

Comparative analysis of two different types of severe convective processes under the influence of cold vortex

CHU Yingjia,1,2, GUO Feiyan,1,3, GAO Fan1,2, HU Peng1,2, ZHENG Lina1,2, LIU Yichen1,4, LU Qi1,5

1. Laboratory for Meteorological Disaster Prevention and Mitigation of Shandong Province, Ji’nan 250031, China

2. Ji’nan Meteorological Bureau of Shandong Province, Ji’nan 250102, China

3. Qingdao Meteorological Bureau of Shandong Province, Qingdao 266003, Shandong, China

4. Zhangqiu Meteorological Bureau of Shandong Province, Zhangqiu 250200, Shandong, China

5. Jiyang Meteorological Bureau of Shandong Province, Jiyang 251400, Shandong, China

通讯作者: 郭飞燕(1986—),女,山西忻州人,博士,高级工程师,主要从事强对流天气机理分析和预报研究。E-mail:guofeiyan01@163.com

责任编辑: 黄小燕;校对:王涓力

收稿日期: 2022-02-10   修回日期: 2022-05-16  

基金资助: 山东省自然科学基金青年项目(ZR2021QD028)
山东省自然科学基金项目(ZR2021MD010)
山东省气象局预报员专项项目(SDYBY2017-05)
山东省气象局预报员专项项目(SDYBY2019-05)
山东省气象局预报员专项项目(SDYBY2020-04)
山东省精准预报技术创新团队项目共同资助

Received: 2022-02-10   Revised: 2022-05-16  

作者简介 About authors

褚颖佳(1990—),女,河北唐山人,硕士,工程师,主要从事强对流天气研究。E-mail:ouccyj2009@163.com

摘要

为深入认识冷涡影响下不同类型强对流天气发生条件的差异,利用高空、地面气象观测资料,多普勒天气雷达和风廓线雷达资料,以及欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF)第五代大气再分析资料ERA5,对2016年6月13日和2018年6月13日山东两次同受冷涡影响但分别以短时强降水为主和风雹天气为主的不同类型强对流天气过程(分别简称“过程I”、“过程II”)进行了对比分析。结果表明:(1)以短时强降水为主的过程I,降水效率高,在其发展阶段回波质心高度低,成熟阶段形成强降水超级单体,最强降水出现在中气旋附近;以风雹天气为主的过程II,雷暴大风强度具有极端性,对流风暴发展深厚,60 dBZ以上强回波发展至-20 ℃层高度之上并持续,是产生大冰雹的重要原因。两次过程的强风均出现在弓形回波反射率因子核心前部和超级单体后侧下沉气流区。(2)过程I不稳定条件中等,西南气流配合湿区使低层增湿,950~850 hPa形成近饱和层并增厚,干层位于500 hPa以上,构成上干下湿层结,对流在地面辐合线和地面湿舌顶端叠加处触发;过程II热力和动力不稳定强,中空急流与800~600 hPa的显著干层为雷暴大风和冰雹的形成提供了有利条件,触发抬升系统是暖锋,比过程I更深厚。环境条件的差异决定了两次过程天气类型的差异。

关键词: 冷涡; 强对流; 环境条件; 垂直风切变

Abstract

In order to deeply understand the difference of the occurrence conditions of different types of severe convective weather under the influence of cold vortex, different types of severe convective processes in Shandong Province on 13 June 2016 (process I) and 13 June 2018 (process II) which were dominated by short-term heavy rainfall and hail and extreme gale respectively were compared and analyzed based on the aerological and surface meteorological observation data, Doppler radar data, wind profiler radar data and the fifth generation atmospheric reanalysis ERA5 from European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF). The results are as follows: (1) In process I, which was dominated by short-term heavy rainfall, the precipitation efficiency was high. The echo centroid height was comparatively low in its developing stage, and a high precipitation supercell formed in its mature stage, the strongest precipitation occurred near the mesocyclone. In process II, which was dominated by hail and extreme gale, the intensity of thunderstorm gale was extreme, the convection storm developed deep, and the strong echo above 60 dBZ developed above the -20 ℃ layer and continued, playing an important role in the occurrence of large hail. The strong gales during the two processes appeared in the front of the bow echo reflectivity factor core and the rear flank downdraft (RFD) of the supercells. (2) In process I, the instability condition is moderate. The southwest airflow cooperated with the wet area to humidify the lower layers, and the near saturated layer was formed from 950 hPa to 850 hPa and thickened, the dry layer was above 500 hPa, forming the stratification of dry in the upper level and wet in the lower level, which was conducive to short-term heavy rainfall, and the convections were triggered at the superposition of the surface convergence line and the tip of the surface moisture tongue. In process II, the thermal and dynamic instabilities are strong, and the mid-tropospheric jet and the prominent dry layer from 800 hPa to 600 hPa provided favorable conditions for the formation of thunderstorm gales and the growth of hails. The triggering mechanism of process II was a warm front, which was deeper than the system of process I. Different environmental conditions of the two processes lead to the different types of convective weathers.

Keywords: cold vortex; severe convection; environmental conditions; vertical wind shear

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本文引用格式

褚颖佳, 郭飞燕, 高帆, 胡鹏, 郑丽娜, 刘奕辰, 鲁亓. 冷涡影响下两次不同类型强对流过程对比分析[J]. 干旱气象, 2023, 41(2): 279-289 DOI:10.11755/j.issn.1006-7639(2023)-02-0279

CHU Yingjia, GUO Feiyan, GAO Fan, HU Peng, ZHENG Lina, LIU Yichen, LU Qi. Comparative analysis of two different types of severe convective processes under the influence of cold vortex[J]. Arid Meteorology, 2023, 41(2): 279-289 DOI:10.11755/j.issn.1006-7639(2023)-02-0279

引言

冷涡诱发的中小尺度对流系统常造成雷暴、冰雹、大风、短时强降水、龙卷等强对流天气(任丽和杨艳敏,2021;尉英华等,2018;张立祥和李泽椿,2009;郑媛媛等,2014)。冷涡影响下的强对流天气具有突发性和反复性等特点(张立祥和李泽椿,2009;李爽等,2016;苏爱芳等,2012),因此一直以来都是预报预警业务中的难点。

冷涡中心位置、强度、发展阶段等自身因素的差异直接影响天气尺度环流特征和系统配置,使其引发的强对流在天气类型、强度等方面产生差异(白人海和孙永罡,1997;符娇兰等,2019;敬颖等,2012;孙力等,1995)。研究表明,大部分较强的对流过程发生在距冷涡中心距离较近的区域,而较弱的对流过程则与之相反(易笑园等,2010)。李典等(2016)对比了冷涡背景下两类天气个例,发现雷暴类天气冷涡中心位置较冰雹类偏北,强度偏弱。在冷涡发展和维持阶段,降水、冰雹等对流性天气的强度、范围、频次较大,而在冷涡成熟和减弱阶段则明显减小(白人海和孙永罡,1997;李江波等,2011;孙力等,1995)。

环境条件与对流系统的发展密切相关(Rotunno et al.,1988;Weisman et al.,1988;冯晋勤等,2022;杨吉等,2020),也是引起强对流天气差异的重要因素。敬颖等(2012)研究发现,冷涡东南象限500、850 hPa温度平流分布均为暖平流时,强对流天气以降水为主,而500 hPa为冷平流、850 hPa为暖平流时,强对流天气则以大风、冰雹为主。当冷暖空气的交汇发生在干湿对比显著的环境下有利于大风和冰雹天气的出现,而冷暖空气交汇发生在高湿区则以短时强降水为主(武威和牛淑贞,2017)。马艳等(2021)对冷涡背景下不同强对流天气个例的对比发现,短时强降水、雷暴大风和冰雹同时出现的个例大气层结不稳定度最强,表现为较大的850 hPa与500 hPa温差以及较强的0~3 km垂直风切变,而仅出现短时强降水和大风的个例大气层结不稳定度最弱,相应的环境参数值也最小。此外,等假相当位温(θse)线向下弯曲程度、低层等θse线密集程度、垂直风切变的大小等对强对流天气的强弱、持续时间和影响范围也有较好的指示作用(张琴等,2018;蔡雪薇等,2019;高晓梅等,2018)。

每年春末夏初,山东地区由华北冷涡和东北冷涡引起的强对流天气较多(阎丽凤和杨成芳,2014;张琴等,2017;于怀征等,2020;张芹和王洪明,2018;侯淑梅等,2022)。随着对冷涡天气研究的深入和预报技术的发展,目前对冷涡强对流天气的发生与否把握较好,但对其引发的灾害性天气类型和强度预报还存在较大不确定性。因此,本文选取2016年6月13日和2018年6月13日山东两次受冷涡影响的大范围强对流天气,二者具有相同的天气形势和相似的气候背景,但产生的灾害性天气类型和强度具有明显差异。对比分析两次过程的雷达回波特征、高低空系统配置以及环境物理量条件,揭示冷涡影响下不同类型强对流过程的发生条件差异,以期加深对冷涡影响下强对流天气的个体差异性认识,为山东地区此类强天气预报提供科学参考。

1 资料

所用资料包括:2016年6月13日和2018年6月13日山东省122个国家气象站和1 496个区域自动气象站逐时气温、露点温度、风向、风速及逐5 min降水量;冰雹实况除122个国家气象站观测记录外,还包括媒体报道和当天发布的冰雹预警信号中的实况记录;全国125个探空站高空探测的位势高度场、温度场、露点温度及风场;欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)提供的第五代全球大气再分析资料ERA5,时间分辨率为1 h,空间分辨率为0.25°×0.25°;济南(116.8°E,36.8°N;海拔61.6 m)和青岛(120.2°E,36.0°N;海拔173.8 m)站多普勒天气雷达资料;章丘(117.6°E,36.7°N;海拔121.8 m)和青岛(120.2°E,36.3°N;海拔12.0 m)站风廓线雷达资料。

文中附图涉及的地图行政边界均基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的标准地图制作,图17审图号为GS(2017)3320号,图6审图号为GS(2019)3082号,所有底图均无修改;文中所有时间均为北京时。

2 强对流天气实况

2016年6月13日13:00—23:00,山东西南部出现混合强对流天气过程(简称“过程I”)。238站次出现20.0 mm·h-1及以上短时强降水,临南站最大雨强为76.6 mm·h-1[图1(a)];97和7站次分别出现8~9级和10级以上阵风,最大阵风风速为36.5 m·s-1,出现在临南[图1(c)];29站次出现冰雹,但无直径2 cm以上大冰雹记录[图1(e)]。

图1

图1   2016年6月13日13:00—23:00(a、c、e)和2018年6月13日08:00—23:00(b、d、f)短时强降水(a、b)(单位:mm·h-1)、雷暴大风(c、d)(单位:m·s-1)及冰雹(e、f)实况

Fig.1   Observation of short-time heavy precipitation (a, b)(Unit: mm·h-1), thunderstorm gale (c, d)(Unit: m·s-1), hail (e, f) from 13:00 to 23:00 on 13 June 2016 (a, c, e) and from 08:00 to 23:00 on 13 June 2018 (b, d, f)


2018年6月13日08:00—23:00,山东自西向东出现混合强对流天气过程(简称“过程II”)。76站次出现20.0 mm·h-1及以上短时强降水,崂山气象度假村站最大雨强66.1 mm·h-1[图1(b)];322和22站次分别出现8~9级和10级以上阵风,阵风出现站次数为过程I相应级别的3倍多,胶州营海站最大阵风风速为42.1 m·s-1,17:08青岛国家气象观测站监测到34.8 m·s-1阵风,为1966年以来该站6月最大阵风记录[图1(d)];55站次出现冰雹,最大冰雹直径4 cm,出现在济阳[图1(f)]。

两次过程均出现了短时强降水、雷暴大风和冰雹等强对流天气,但在天气类型、范围和强度上存在明显差异,属于冷涡影响下不同类型的强对流天气过程:过程I以短时强降水为主,短时强降水的范围广、强度强,同时伴有强风和小冰雹;过程II以风雹天气为主,雷暴大风强度具有极端性,短时强降水范围和强度均小于过程I。

3 雷达回波特征

3.1 过程I雷达回波特征

2016年6月13日13:00在德州附近触发多个对流单体,移向为东东南方向;15:00在风暴前部和右后部不断有新生单体并入风暴,16:00发展成为一条长约100 km的飑线。

济南站雷达回波显示,16:00—17:00单体S0影响临南,造成该站36.5 m·s-1的强风和76.6 mm的强降水。15:55—16:12单体S0逐渐发展为弓形回波[图2(a)],在此期间,其最大反射率因子所在高度从9.0 km下降至3.0 km[图2(b)(c)(d)(e)],反映了下击暴流的爆发。16:12单体前沿后侧1.0 km以下出现30.5 m·s-1的负径向速度(图略),下击暴流的出流速度与同为东南方向的单体移动速度叠加,增强了地面风速,16:18临南站出现36.5 m·s-1的西北风,位于弓形回波前部。16:24—16:41单体S0与北侧单体合并(图略),最大反射率因子大于60 dBZ,强回波高度和质心高度在3.0 km以下[图2(f)],降水效率高,16:25—16:30临南5 min降水量为22.3 mm。

图2

图2   2016年6月13日16:12济南雷达站1.5°仰角反射率因子(a)及15:55(b)、16:00(c)、16:06(d)、16:12(e)、16:30(f)单体S0反射率因子剖面(单位:dBZ)

(字母M表示最大反射率因子所在高度)

Fig.2   Reflectivity factor on 1.5° elevation at 16:12 (a), and reflectivity factor profiles of the cell S0 at 15:55 (b), 16:00 (c), 16:06 (d), 16:12 (e) and 16:30 (f) on 13 June 2016 from Ji’nan radar station (Unit: dBZ)

(The letter M denotes the height of maximum reflectivity factor)


2016年6月13日19:00—23:00飑线发展成熟,组织性增强,逐渐演变为弓形,长度最长超过300 km。21:04位于汶上附近的单体Z6呈逗点形[图3(a)],其强回波中心右侧对应位置可识别中气旋[图3(b)],最大转动速度27.0 m·s-1,反射率因子剖面悬垂[图3(c)],质心高度7.0 km左右,积雨云区有明显降水,符合强降水超级单体概念模型。21:04径向速度剖面显示单体前侧有23.0 m·s-1的强入流上升至10.0 km并向后流出[图3(d)],与反射率因子剖面的低层弱回波区和回波悬垂相对应[图3(c)]。1.9 km高度处30.5 m·s-1的正径向速度位于超级单体后侧下沉气流区[图3(d)],东平、汶上区域内7站阵风达8级以上,最大阵风出现在汶上站(33.9 m·s-1)。最强降水出现在中气旋附近,21:05—21:10汶上站5 min降水量为26.3 mm。

图3

图3   2016年6月13日21:04济南雷达站1.5°仰角反射率因子(a)及单体Z6的反射率因子剖面(c)(单位:dBZ),1.5°仰角径向速度(b)及单体Z6的径向速度剖面(d)(单位:m·s-1

Fig.3   Reflectivity factor on 1.5° elevation (a) and reflectivity factor profile of the cell Z6 (c)(Unit: dBZ), radial velocity on 1.5° elevation (b) and radial velocity profile of the cell Z6 (d)(Unit: m·s-1) from Ji’nan radar station at 21:04 on 13 June 2016


3.2 过程II雷达回波特征

2018年6月13日08:00山东北部有分散性回波发展,12:00明显加强并出现右后向传播,14:00—15:00组织性增强,自西向东有3条飑线共存,均呈东北—西南向,分别位于济南、淄博、潍坊附近。

13:13—15:20单体F4与Y5、C0在济阳西部构成一条线状回波[图4(a)],在济阳至邹平形成小范围的“列车效应”,造成短时强降水,济阳站最大5 min降水量6.0 mm,降水强度不足过程I汶上站的四分之一。单体F4与C0的强回波发展到较高高度并持续。13:53—14:16单体F4中60 dBZ以上强回波扩展到7.0 km及以上高度[图4(b)(c)(d)(e)(f)],高于当日-20 ℃层高度(6.7 km),有利于大冰雹生长(孙继松等,2014),13:41—14:05垂直积分液态水含量(Vertical Integrated Liquid Water, VIL)从2 kg·m-2骤升至52 kg·m-2 (图略)。14:22反射率因子核心开始下降,14:27济阳出现最大直径4 cm的冰雹。

图4

图4   2018年6月13日14:10济南雷达站6.0°仰角反射率因子(a)及13:53(b)、13:59(c)、14:05(d)、14:10(e)、14:16(f)单体F4反射率因子剖面(单位:dBZ)

Fig.4   Reflectivity factor on 6.0° elevation at 14:10 (a) and reflectivity factor profile of the cell F4 at 13:53 (b), 13:59 (c),14:05 (d), 14:10 (e), 14:16 (f) on 13 June 2018 from Ji’nan radar station (Unit: dBZ)


2018年6月13日16:00—17:00中部和东部的2条飑线合并后长度约300 km,西部飑线减弱。16:37胶州附近的飑线南段发展为弓形[图5(a)],最大径向速度29.0 m·s-1[图5(b)],位于弓形回波反射率因子核心前部,与之相应,地面胶州营海监测到42.1 m·s-1的阵风。17:11弓形回波移至青岛附近,两侧逐渐弯曲成钩状,其前进方向的左侧形成超级单体[图5(c)],0.5°~9.9°仰角径向速度图上均可见中气旋正负速度对(图略),中气旋的转动速度为33.5 m·s-1,0.3 km高度最大负速度36.0 m·s-1,最大正速度30.0 m·s-1[图5(d)],表明中气旋的出流区产生的强风强于入流区,包括青岛国家气象观测站在内的4站出现12级以上大风,最大阵风风速达39.1 m·s-1,均出现在中气旋的出流区,即超级单体后侧下沉气流区。

图5

图5   2018年6月13日16:37(a、b)和17:11(c、d)青岛雷达站0.5°仰角反射率因子(a、c)(单位:dBZ)和径向速度(b、d)(单位:m·s-1

Fig.5   Reflectivity factor (a, c)(Unit: dBZ) and radial velocity (b, d)(Unit: m·s-1) on 0.5° elevation at 16:37 (a, b) and 17:11 (c, d) on 13 June 2018 from Qingdao radar station


4 强对流天气成因分析

4.1 高低空配置

过程I[图6(a)]:2016年6月13日08:00冷涡中心位于黑龙江北部,08:00—20:00冷涡底部短波槽与冷温度槽快速东移影响山东,850 hPa上17 ℃暖脊位于山东西北部地区,与500 hPa温差达28 ℃。925 hPa形成比湿大于等于12 g·kg-1的显著湿区,顶端位于山东南部,同时自长江中游建立了一支西南气流,在此作用下湿区范围继续向北推进。

图6

图6   2016年6月13日08:00(a)和2018年6月13日08:00(b)500 hPa高度场(等值线,单位:dagpm)和综合分析

Fig.6   Geopotential height field at 500 hPa (contours, Unit: dagpm) and comprehensive analysis at 08:00 on 13 June 2016 (a) and 08:00 on 13 June 2018 (b)


过程II[图6(b)]:2018年6月13日08:00冷涡中心位于河北北部,与-16 ℃冷中心重合,山东中西部地区形成大范围温度露点差大于等于15 ℃的干区,显示了中层大气低温低湿的特性。08:00—20:00冷涡底部横槽转竖,槽后中空急流强劲,河北南部风速达24.0 m·s-1,随着系统东移,中空急流与干区侵入山东。850 hPa为21 ℃暖脊,与500 hPa温差超过33 ℃。925 hPa比湿大于等于12 g·kg-1的显著湿区位于江淮地区,山东水汽条件较差。

综上所述,两次过程均发生在冷涡底部冷空气与低层暖脊构成的不稳定层结之下,影响系统分别是短波槽东移和横槽转竖。以短时强降水为主的过程I冷涡中心较偏北,中层无急流和干区,低层925 hPa西南气流配合比湿大于等于12 g·kg-1的显著湿区使低层增湿,有利于短时强降水。以风雹天气为主的过程II 500 hPa存在中空急流和显著干区,有增强垂直风切变、动量下传和蒸发冷却的作用,为雷暴大风和冰雹的形成提供了有利条件;由于850 hPa气温高达21 ℃,“上冷下暖”特征更加显著。

4.2 触发抬升条件

2016年6月13日13:00,地面河北地区有弱冷空气侵入,在冀鲁两省交界处形成东北风与南风的地面辐合线,山东西部近地层大气温暖湿润,气温高于31 ℃,鲁西南地区向北伸出一条湿舌,湿舌内露点温度为18~22 ℃,初始对流在地面辐合线与湿舌顶端相叠加的区域被触发[图7(a)]。

图7

图7   2016年6月13日13:00(a)和2018年6月13日08:00(b)地面气温(彩色填色区,单位:℃)、露点温度(等值线,单位:℃)、风场(风矢,单位:m·s-1)及辐合线(双实线)

Fig.7   Surface air temperature (the color shaded, Unit: ℃), dew point temperature (isolines, Unit: ℃), wind field (wind vectors, Unit: m·s-1) and convergence line (double solid line) at 13:00 on 13 June 2016 (a) and 08:00 on 13 June 2018 (b)


2018年6月13日08:00,在聊城—潍坊—青岛一线由暖锋形成了一条偏东风与偏南风的地面辐合线。暖锋北侧空气相对湿冷,露点温度为18~22 ℃,南侧是来自内陆的干热空气。午后在太阳辐射作用下,南侧气温升高,两侧温差增大至8~12 ℃,风场辐合也有所加强,锋生作用明显,对流发展[图7(b)]。可见,过程II由暖锋触发,触发系统较过程I深厚。

4.3 热力不稳定条件

过程I与过程II的主要落区分别在山东省西南部和全省大部分地区,按照就近原则,各选取2个探空站资料,分别为邢台、章丘和章丘、青岛,时间为强对流天气发生前时次,即2016年6月13日08:00和2018年6月13日08:00,并用当天14:00地面气温、露点温度进行订正。

过程I中850 hPa与500 hPa温差(ΔT)为28 ℃,过程II 500 hPa温度与过程I相当,但850 hPa增暖更强,与500 hPa温差高达34~35 ℃,明显高于华北强雷暴大风型线状对流系统的ΔT平均值(30.3 ℃)(盛杰等,2020),接近该统计值的上限。不仅如此,过程II 850 hPa与500 hPa假相当位温差(Δθse)也远大于过程I(表1)。过程I的沙氏指数(Showalter Index, SI)>0 ℃,过程II的SI<-4 ℃,过程I邢台、章丘订正后的对流有效位能(Convective Available Potential Energy, CAPE)分别为1 242、1 031 J·kg-1,属于中等强度,而过程II订正后2站的CAPE值明显高于过程I,特别是青岛站地面至925 hPa的逆温层使不稳定能量得到积累,订正后CAPE达2 307 J·kg-1,上述参数共同表明过程II的热力不稳定更强。

表1   两次过程探空站热力学参数

Tab.1  Thermodynamic parameters at sounding stations during two processes

过程站点ΔT/℃Δθse/℃CIN/(J·kg-1LFC/hPaCAPE/(J·kg-1订正后CAPE/(J·kg-1
过程I邢台281.52417052331 242
章丘281.81277432501 031
过程II章丘3421.93476601 2201 635
青岛3510.45506541 0082 307
过程站点DCAPE/(J·kg-1R/(℃·km-1DBZ高度/mWBZ高度/mSI/℃-20 ℃层高度/m
过程I邢台6016.683 8943 6820.907 105
章丘5956.933 8943 3881.717 104
过程II章丘1 0357.314 1033 357-6.706 751
青岛1 1727.404 0873 058-4.006 769

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过程I邢台、章丘站的对流抑制能量(Convective Inhibition, CIN)分别为241、127 J·kg-1,过程II章丘、青岛站CIN分别为347、550 J·kg-1,约为过程I的3倍。且过程II自由对流高度(Level of Free Convection, LFC)为660 hPa,也高于过程I。表明过程II比过程I触发难度大,而一旦被触发,由于环境条件具备的热力不稳定更强,对流发展更旺盛。

下沉对流有效位能(Downdraft Convective Available Potential Energy, DCAPE)表征降水导致的下沉气流强度(郑永光等,2017),过程II章丘、青岛站的DCAPE分别为1 035、1 172 J·kg-1,接近过程I中该参数值的2倍(表1)。虽然略低于华北地区雷暴大风类线状对流系统DCAPE的平均值(1 418 J·kg-1)(盛杰等,2020),但也能作为区分以短时强降水为主和以风雹为主的强对流天气的参数依据。过程II地面到0 ℃层温度垂直递减率R≥7.31 ℃·km-1,中低层的强温度垂直递减率有利于下沉气流的维持和加强,从而产生地面大风。

冰雹融化层高度是决定冰雹大小甚至降雹与否的主要因素之一,冰雹融化层的大致高度是湿球0 ℃(Wet Bulb Zero, WBZ)层高度而非干球0 ℃(Dry Bulb Zero, DBZ)层高度(俞小鼎等,2014)。两次过程WBZ高度为3.1~3.7 km,均符合出现冰雹的条件。但过程II的-20 ℃层高度只有6.7 km,明显低于其强回波发展高度,有利于大冰雹生长。此外,过程II的WBZ高度低于过程I,但由于WBZ高度与DBZ高度差值较大,其DBZ高度反而比过程I高,说明冰雹预报要关注WBZ高度。

4.4 相对湿度的垂直分布

分别以过程I和过程II中处于对流中心的东平站(116.5ºE,35.9ºN)和青岛站(120.3ºE,36.1ºN)为代表,做相对湿度的时间-高度剖面(图8),时间均为对流发生前8 h至对流发生时。过程I在950~850 hPa形成相对湿度大于等于80%的近饱和层并逐渐增厚,相对湿度小于等于50%的干层高度高于500 hPa,此种上干下湿的配置有利于出现较大的对流雨强,且通常伴有雷暴大风和冰雹(樊李苗和俞小鼎,2013;俞小鼎,2013)。过程II低层无近饱和层,800~600 hPa为相对湿度小于等于50%的显著干层,中低层干冷气流侵入到对流区,有利于产生强烈的下沉气流,形成雷暴大风。此外,0 ℃层高度位于干层内,冰雹融化后表面的水膜迅速蒸发并吸收大量潜热,使水膜再度冻结,有利于冰雹生长。因而过程II的风雹天气更为强烈,而降水则较过程I弱得多。

图8

图8   2016年6月13日11:00—19:00东平站(a)和2018年6月13日09:00—17:00青岛站(b)相对湿度的时间-高度剖面(单位:%)

Fig.8   Time-height profiles of relative humidity at Dongping station from 11:00 to 19:00 on 13 June 2016 (a) and Qingdao station from 09:00 to 17:00 on 13 June 2018 (b)(Unit: %)


4.5 垂直风切变

垂直风切变产生的动力不稳定条件是影响强对流天气类型和对流能否发展和维持的关键因素之一(孙继松等,2014)。强垂直风切变产生的水平涡度在垂直运动的作用下转变为垂直涡度,有利于中气旋的形成(Markowski and Richardson,2014)。

2016年6月13日08:00章丘探空站0.0~3.0 km垂直风切变较小,为2.6 m·s-1;0.0~6.0 km垂直风切变为12.0 m·s-1,属于中等强度,略高于华北地区强降水型线状对流系统的平均值(9.8 m·s-1)(盛杰等,2020)。章丘站风廓线雷达显示,对流发生前(16:30—16:42),近地层为南风,向上逐渐顺转为西北风,3.0 km以下风速风向随高度变化较小,导致低层垂直风切变较小。6.0 km高度西北风风速增大至14.0 m·s-1,风切变也随之增强[图9(a)]。对流发生时(16:48—17:12),随着高层风速增大,0.0~6.0 km垂直风切变进一步增强。

图9

图9   2016年6月13日16:30—17:12章丘探空站(a)和2018年6月13日16:05—16:35青岛探空站(b)风廓线

Fig.9   Wind profiles at Zhangqiu sounding station from 16:30 to 17:12 on 13 June 2016 (a) and Qingdao sounding station from 16:05 to 16:35 on 13 June 2018 (b)


2018年6月13日08:00青岛探空站0.0~3.0 km、0.0~6.0 km垂直风切变分别为16.4、19.4 m·s-1,均高于华东地区10级以上大风天气相应值的75%分位数(14.8、19.3 m·s-1)(费海燕等,2016),表明过程II具有很强的垂直风切变。青岛站风廓线雷达显示,对流发生前(16:05—16:25),近地面至1.0 km高度风向为东北风,风速为4.0 m·s-1,风向随高度顺转为西南,3.0 km高度风速增大至12.0~20.0 m·s-1,4.0~5.0 km高度风速为20.0 m·s-1,与近地面风之间形成强切变[图9(b)]。对流发生之初(16:30—16:35),风速明显增强,0.0~3.0 km、0.0~6.0 km垂直风切变均增强。强垂直风切变使过程II产生了强度更强且更加深厚的中气旋,进而造成了青岛地面强风。

5 结论

本文选取冷涡影响下两次不同类型的强对流天气过程,从天气实况、雷达回波特征、高低空系统配置以及环境物理量条件等方面进行对比分析,结论如下:

(1)两次过程均出现了短时强降水、雷暴大风和冰雹,但在天气类型、强度和范围上存在显著差异。过程I以短时强降水为主,降水效率高,范围广,同时伴有强风和小冰雹;过程II以风雹天气为主,雷暴大风强度具有极端性,短时强降水范围和强度均小于过程I。

(2)以短时强降水为主的过程I在飑线发展阶段雷达回波质心高度低,成熟阶段形成了强降水超级单体,5 min最大降水量为26.3 mm,出现在中气旋附近。以风雹天气为主的过程II对流发展旺盛,60 dBZ强回波发展至-20 ℃层高度(6.7 km)之上并持续数个体扫,是产生大冰雹的重要原因,期间形成了经典超级单体风暴。两次过程的强风均出现在弓形回波反射率因子核心前部和超级单体后侧下沉气流区,过程I中气旋转动速度为27.0 m·s-1,过程II中气旋转动速度为33.5 m·s-1,强度更强。

(3)两次过程环境条件的差异决定了强对流天气类型的差异。过程I热力不稳定条件中等,0.0~3.0 km风速和风向随高度变化较小,0.0~6.0 km垂直风切变为中等强度,西南气流配合湿区使低层增湿,950~850 hPa形成相对湿度大于等于80%的近饱和层并逐渐增厚,干层位于500 hPa以上,构成上干下湿的层结,环境条件有利于产生以短时强降水为主的混合强对流天气。过程II高低层的温、湿差异显著,热力不稳定条件更强,0.0~3.0 km、0.0~6.0 km风速和风向的显著变化形成了强垂直风切变,中空急流与800~600 hPa的显著干层,为雷暴大风和冰雹的形成提供了有利条件。

(4)触发抬升条件不同。过程I对流在地面辐合线与地面湿舌顶端叠加处触发,过程II的触发难度更大,其触发系统是暖锋,比过程I的触发抬升系统更深厚。

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