山東中西部后向發(fā)展雷暴特征及其物理機制

山東中西部后向發(fā)展雷暴特征及其物理機制

1后向傳播類中尺度對流系統(tǒng)對于iii級對稱系統(tǒng)（mcs），雷達回波量是平面流和傳播的合成（coflidi等人，1996；yunteng等人，2012）。平流是指中尺度對流系統(tǒng)中任何單體一旦形成基本上沿著風暴承載層的平均風移動,而傳播是指中尺度對流系統(tǒng)的某一側不斷有新的對流單體生成導致的回波移動。如果平均風方向(平流方向)與回波傳播方向交角小于90°,則稱為前向傳播;如果平均風方向(平流方向)與傳播方向交角大于90°,則稱為后向傳播。通常平流分量與對流系統(tǒng)云層內的平均氣流相關很好,而傳播分量具有很大不確定性,有些情況下與低空急流的速度和方向具有較大相關(Corfidi,etal,1996),多數(shù)情況下與雷暴下沉氣流形成的冷池與低層環(huán)境風廓線結構之間的配置關系密切,具體大小和方向不容易確定(Wilson,etal,1993;Corfidi,2003)Bluestein等(1985)利用俄克拉荷馬風暴試驗11年的雷達資料,將52例颮線分為斷線型、后部擴展型、破碎區(qū)域型和嵌入?yún)^(qū)域型4種,并且認為斷線型和后部擴展型是線狀對流系統(tǒng)最常見的一種形成方式,也是最容易通過天氣雷達識別的。其中的后部擴展型,也有人稱其為后向新生型(李娜等,2013),屬于俞小鼎等(2012)定義的后向傳播類。Schumacher等(2005,2008)認為中尺度對流系統(tǒng)組織模式之一“后向傳播”通常是造成極端強降水的重要原因,并發(fā)現(xiàn)在一次暴雨個例中后向傳播導致中尺度對流系統(tǒng)準靜止時間超過8h,造成超過300mm的極端強降水。Aylward等(2010)針對具有列車效應的對流風暴,將天氣尺度強迫的環(huán)境特征分為3種類型。Schumacher等(2009)研究造成極端強降水的準靜止中尺度對流系統(tǒng)時發(fā)現(xiàn),生成這些中尺度對流系統(tǒng)的環(huán)境場低層相對濕度很高,具有中等強度對流有效位能(CAPE)和很小的對流抑制能量(CIN)。俞小鼎(2012)認為造成北京“7.21”極端強降水的原因之一是西風槽前導致暴雨的中尺度對流系統(tǒng)向西南方向的后向傳播和構成該系統(tǒng)的眾多對流單體在槽前西南風承載下向東北方向的平流近乎抵消而使中尺度對流系統(tǒng)整體移動異常緩慢;張家國等(2013)認為鋒前暖低壓倒槽內中尺度對流系統(tǒng)后向傳播對2011年6月10日發(fā)生于武陵山東側鄂湘交界(通城附近)特大暴雨的形成和增強起到非常重要的作用。以上研究表明,平流和傳播,尤其是傳播過程,對于中尺度對流系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展起著非常重要的作用。山東是強對流天氣多發(fā)區(qū),許多學者對雹暴、下?lián)舯┝?、颮線等災害性天氣有過深入細致地研究(王俊等,2011a,2011b;朱君鑒等,2008;俞小鼎等,2006a;刁秀廣等,2009,2011),但是對中尺度對流系統(tǒng)的分類研究較少,尤其是沒有對后向傳播類雷暴進行專門深入細致地研究。日常業(yè)務中,經(jīng)常發(fā)現(xiàn)一塊尺度較大、強度較強的中尺度對流系統(tǒng)在移動過程中,其尾部會有新的對流單體生成,這種新生單體在對流系統(tǒng)上風方的不斷生成導致其后向傳播。在此稱先前的回波主體為主回波,新生的單體為新回波。新回波強度和尺度常常會迅速增強,在短時間內強度增強到40dBz以上,給所經(jīng)之處造成災害。這些新生回波,有的與主回波連接在一起,有的相對獨立,有的源源不斷地反復生成新的對流單體,有的卻始終只有一塊新生單體。新回波的這些特性,使其具有很大的不確定性,增加了預報的難度。因此,對后向傳播或后向發(fā)展類的中尺度對流系統(tǒng)進行深入研究,認識其發(fā)生和演變規(guī)律,了解其發(fā)生和演變的環(huán)境場特點,對于雷暴和強對流天氣短時臨近預報會有重要指導價值。在本研究中,重點通過天氣雷達對后向發(fā)展雷暴的雷達回波特征進行分析,揭示其演變規(guī)律,并加以分類,探討新回波的產生機制。2數(shù)據(jù)和方法2.1研究料及數(shù)據(jù)來源使用的資料主要有高空和地面常規(guī)觀測資料,部分國家級氣象觀測站逐時觀測資料和部分區(qū)域自動站資料,濟南齊河多普勒天氣雷達CINRAD/SA(36°48′10″N,116°46′51″E)探測數(shù)據(jù),分辨率為1°×1°、間隔為6h的NCEP/NCAR再分析資料(Kal-nay,etal,1996)。統(tǒng)計時間為2005—2012年共8年,每年統(tǒng)計雷暴相對活躍的5—8月。2.2之后向發(fā)展雷暴本研究所指的后向發(fā)展雷暴,與引言中所說的后部擴展型或后向新生型雷暴有相似之處,但也有不同的地方:(1)新生回波不一定要與主回波合并或連接,不像后向新生型那樣新生回波必須與主回波合并;(2)主回波在形成階段其后向新生的回波不在統(tǒng)計范圍之內,只有當主回波形狀和移動方向基本明確后,其后向有新雷暴生成才列入統(tǒng)計樣本。上面提到的后部擴展型是指對流系統(tǒng)在形成過程中,新生單體位于對流系統(tǒng)的后部。本研究所指的后向發(fā)展雷暴不完全等同于后部擴展型,其包括的范圍更廣,因此稱這些在主回波的后部有新雷暴生成的雷暴稱為后向發(fā)展雷暴。由于主回波的形態(tài)和移動方向已基本確定,值班預報員的關注重點往往在主回波上,對于其后向是否還能產生新的單體缺乏有效預報能力,經(jīng)常漏報這些可能迅速變得強大并產生災害的新生單體。普查標準如下:(1)主回波大于30dBz,回波尺度超過40km,強中心45dBz以上;(2)新回波給山東造成災害,或者新回波20dBz以上范圍大于20km×10km,強度不小于40dBz,持續(xù)時間超過20min;(3)新生單體與主回波的距離在50km以內。當同時滿足上述3個條件時,統(tǒng)計為1個后向發(fā)展雷暴個例。根據(jù)以上條件,普查濟南SA雷達組合反射率因子產品,2005—2012年共得到75個后向發(fā)展雷暴個例,普查方式為人工主觀判斷。2.3源地隨主回波的移動受環(huán)境場及周圍其他雷暴群的影響,后向發(fā)展雷暴有多種形式。在新生地點只生成一塊新回波稱為非連續(xù)新生,在新生地點連續(xù)產生多個單體稱為連續(xù)新生。75個后向發(fā)展雷暴個例中共有65例(86.7%)為連續(xù)新生,10例為非連續(xù)新生。本研究著重對這65個連續(xù)新生后向發(fā)展雷暴樣本進行分析研究,根據(jù)這65例新回波的源地變化特征,將后向發(fā)展雷暴分為3種類型:(1)新回波源地隨主回波移動;(2)新回波源地沿同一方向延伸;(3)新回波源地位于兩雷暴群之間(圖1)。第1種類型,新回波源地相對于主回波的位置不變稱為新回波源地隨主回波移動(圖1a)。該類共29例,有以下兩種情況:第1種情況共26例,主回波移動過程中,其尾部不斷有新雷暴生成,新回波源地一直處于主回波的尾部。新回波初生地點在變,但相對于主回波的位置不變。新單體生成后,或合并到主回波,或跟隨主回波一起移動。若主回波初始的長軸方向與傳播方向垂直,則長軸方向將轉向,逐漸趨于與傳播方向平行,回波主體趨于帶狀。第2種情況,主回波整體成準靜止狀態(tài),其尾部不斷有新單體生成。新回波的初生地點不變,相對于主回波的位置也不變。新回波始終在同一地點新生,生成后匯入主回波,邊移動邊加強,逐漸成為主回波新的中心。此種情況只有3例,其中有2例發(fā)生在章丘附近,可能與章丘處于魯中山區(qū)北坡特殊的地形特征有關。第2種情況的主回波有不止一個強中心,而是多個強中心鑲嵌在30dBz以上的回波帶中。在觀察者看來,整個回波帶看似為準靜止狀態(tài),位置強度均無明顯變化,其實內部的強中心點像麥浪一樣波動,新回波不斷生成并替代老回波。因為主回波的平流矢量與傳播矢量方向相反,大小相同,使得作為二者矢量和的回波整體移動矢量近乎為零,造成回波停滯(俞小鼎等,2006b,2012a)。第2種類型,主回波的傳播方向上產生多個分散的對流單體,稱為源地沿同一方向延伸(圖1b,共11例)。這些單體初生時尺度小,強度弱,沿同一方向間斷排列,并且沿著傳播方向不斷延伸。隨著新生單體強度增強,范圍擴大,新生單體逐漸連接成線狀,沿著平流方向移動。新回波大多不與主回波合并,隨著主回波的移出,新回波帶逐漸成為新的主回波。3此后，雷和暴力的統(tǒng)計特征3.1時間分布特征3.1.1月際變化特征根據(jù)2005—2012年的75個樣本,分別統(tǒng)計了后向發(fā)展雷暴的年際變化、月際變化和日變化(圖2)。后向發(fā)展雷暴的年際變化(圖2a)顯示,2007年發(fā)生頻率最高,共出現(xiàn)了18次,其次是2005年,共出現(xiàn)了13次;最少的是2011年,只出現(xiàn)了2次。后向發(fā)展雷暴的月際變化特征(圖2b)表明,7月出現(xiàn)頻率最高,共出現(xiàn)了29次,5月最少,只有6次。后向發(fā)展雷暴新回波開始時間是指在組合反射率產品上強度大于5dBz、尺度大于3km×3km新生單體出現(xiàn)的第1時間。從它的日變化可見(圖2c),峰值出現(xiàn)在16—17時(如無特別說明,時間均為北京時),為8次。這8例中有6例為連續(xù)新生,其中有5例屬于源地隨主回波移動類。谷值出現(xiàn)在01—02時和17—18時,為0次。3.1.2源地和主回波之間的生命史主回波的生命史(主回波的尺度和強度達到2.2節(jié)中普查標準的前提下,其形狀基本固定計為開始時間,30dBz回波消失時記為結束時間)均在1h以上,最長的超過10h(圖3)。從1h間隔頻率看,生命史在2—3h的個例最多,為25例。這25例中,有21例為連續(xù)新生,其中源地位于兩雷暴群之間個例最多,有10例,其次是源地隨主回波移動類,有8例。總體上看,主回波的生命史大多集中在1—5h,共58例,占77.3%,其中在2—5h的個數(shù)最多,共有53例,占70.7%。新回波強度達到最大值后會持續(xù)一段時間,持續(xù)時間最長的為8h26min,屬源地隨主回波一起移動類;最短的只有18min。從圖4b可見,持續(xù)時間在1—2h的個例最多,為21例,占28.0%。21例中,有14例為連續(xù)新生,其中源地位于兩雷暴群之間的個例最多,有7例。持續(xù)時間在3—4h的個例次之,有16例,持續(xù)時間小于1h和4—5h的個例最少,分別有7例。3.2主回波的原生地和工地利益在雷達有效探測范圍內主回波在各處都會出現(xiàn),但出現(xiàn)在魯西北和魯中地區(qū)的幾率比其他地區(qū)大。主回波的路徑主要有3條:西—西北路徑、西南路徑和原地新生(圖5)。西—西北路徑共有45例,占60.0%。45例中41例為連續(xù)新生,其中源地隨主回波移動有19例,源地沿同一方向延伸有6例,源地位于兩雷暴群之間有16例。該類主回波來自河北省,主要影響魯西北和魯中地區(qū)?；夭◣нM入魯中山區(qū)時,常在魯中山區(qū)的北側迎風坡激發(fā)出新的對流單體,不僅增強了原有回波的強度,還延長了回波的影響時間。該類主回波初期往往是單單體雷暴,在發(fā)展演變?yōu)槎鄦误w風暴的過程中,常有大片層狀云降水回波發(fā)展,與強大的積云回波相連。從河北省中東部移來的主回波從西北方向進入山東,新單體的初生位置(在組合反射率因子產品上,強度不小于5dBz、尺度大于3km×3km新生單體出現(xiàn)的地點,定為新回波的初生地點)一般位于德州、樂陵和臨邑一帶(圖5,P1區(qū)),也有少數(shù)出現(xiàn)在鄒平、章丘一帶(圖5,P4區(qū));從河北省南部移來的主回波從西方進入山東,新單體的初生位置主要集中在兩個區(qū)域,一個位于館陶、茌平和東阿一帶(圖5,P2區(qū)),另一個位于平陰、寧陽和曲阜一帶(圖5,P3區(qū))。西南路徑共有15例,占20.0%。15例中12例為連續(xù)新生,其中源地隨主回波移動有5例,源地沿同一方向延伸有3例,源地位于兩雷暴群之間有4例。該類主回波從河南進入山東,雷達有效探測范圍均可能受其影響。回波帶進入魯中山區(qū)后,其尾端在魯中山區(qū)南側常產生新的對流單體,并隨主回波一起移動。該類主回波一般帶有大片的層狀云降水回波。新回波初生地大多集中在魯中山區(qū)南部,即圖5的P3區(qū),也有部分出現(xiàn)在魯中山區(qū)北部濟南、章丘、淄川一帶(圖5,P4區(qū))。原地新生是指主回波在山東境內生成并發(fā)展,共有15例,占20.0%。15例中12例為連續(xù)新生,其中源地隨主回波移動有5例,源地沿同一方向延伸有2例,源地位于兩雷暴群之間有5例。該類主回波以孤立單單體雷暴居多,后期出現(xiàn)合并,一般不存在層狀云降水回波,主要影響魯中的東部或南部地區(qū)。主回波的初生地點集中在兩個區(qū)域:一個是濟南、章丘到淄川一帶,位于魯中山區(qū)北坡(圖5,L1),另一個是泰安、萊蕪到新泰一帶,位于魯中山區(qū)的南坡(圖5,L2)。此類主回波是由于地形影響而形成,是局地產生的小尺度雷暴單體,但發(fā)展速度快,強度強,在短時間迅速發(fā)展成多單體強風暴或者超級單體風暴?；夭òl(fā)展初期往往呈準靜止狀態(tài),達到一定強度后隨引導氣流移動,多數(shù)向偏東方向移動。新生單體的初生位置與主回波相似,大多數(shù)集中在圖5的P4區(qū),可能也與地形有關。3.3源地和兩雷暴群之間的關系75例后向發(fā)展雷暴個例中,共有56例(74.7%)新回波與主回波發(fā)生合并或連接,造成合并處強度增強;有19例(25.3%)新回波與主回波沒有合并。56個合并個例中有51例(91.1%)為連續(xù)新生,其中源地隨主回波移動有22例,源地沿同一方向延伸有6例,源地位于兩雷暴群之間有23例。有的連續(xù)新生單體自成一體,有的開始與主回波合并,后期又與主回波分離。定義回波帶長寬比大于2:1為帶狀,否則為塊狀。主回波有48例(64.0%)是帶狀,27例是塊狀。連續(xù)新生的后向發(fā)展雷暴,趨于發(fā)展為帶狀,甚至發(fā)展為颮線。尺度(持續(xù)2個體掃以上的最大尺度)超過100km的有28例。新回波第1次出現(xiàn)時尺度較小,高于10dBz的回波一般3—5km,個別超過10km。新回波最大尺度大于30km的有62例(82.7%),其中56例屬連續(xù)新生,源地隨主回波移動、源地沿同一方向延伸和源地位于兩雷暴群之間3種類型分別有25例、9例和22例?？梢?連續(xù)新生單體容易發(fā)展成為尺度較大、強度較強的中尺度對流系統(tǒng)。新回波的形狀(大于30dBz回波的形狀)有47例為塊狀,28例為帶狀。這些帶狀回波是由塊狀發(fā)展演變而來。3.4新回波的形成影響主回波的最大反射率因子均在50dBz以上,其中有12例超過60dBz。當新回波生成后,主回波有26例呈減弱趨勢,49例(65.3%)主回波的強度不變或增強。一般情況下,主回波遠離新回波一側強度減弱,靠近新回波一側強度不變或增強。分析其原因,可能是主回波靠近新回波一側的環(huán)境場有利于新雷暴的生成和發(fā)展,遠離新回波一側的環(huán)境場不利于新雷暴的生成和發(fā)展;再者,新回波生成后可能截獲了相當一部分水汽供應,導致遠離新回波一側的主回波強度由于水汽供應的明顯減少而減弱。新回波初生時強度一般在30dBz以下,其中有28例(37.3%)初生時強度小于等于20dBz;有15例(20.0%)初生時強度超過40dBz,其中14例為連續(xù)新生,7例為源地位于兩雷暴群之間型。新回波的最強強度為45—50dBz,一般不大于主回波的強度。有64例(85.3%)新回波強度達到50dBz或以上,其中6例強度達到60dBz,源地隨主回波移動型和源地位于兩雷暴群之間型分別有3例。新回波生成后,有的在原地加強,有的邊移動邊加強。有57例(76.0%)新回波生成后移動速度不小于30km/h,說明新生單體大多數(shù)是邊移動邊加強的。有7例新回波生成后移動速度不到10km/h,這些新回波生成后基本在原地發(fā)展,強度均超過50dBz,持續(xù)時間為1.0—4.5h,從初生到最強的時間間隔均在30min內,其中有6例屬于連續(xù)新生。3.5暴雨是主要災害天氣后向發(fā)展雷暴產生的災害性天氣主要是冰雹、雷暴大風和暴雨,一般是兩種以上災害相伴出現(xiàn),單一災害的個例較少。主回波有24例(32.0%)產生災害性對流天氣,其中21例產生冰雹,14例產生雷暴大風,只有4例產生暴雨。24例中,有21例為連續(xù)新生,其中12例為源地隨主回波移動型,8例為源地位于兩雷暴群之間,只有1例為源地沿同一方向延伸型。新回波有18例(24.0%)產生災害性天氣,其中14例產生冰雹,14例產生大風,只有5例產生暴雨。18例均為連續(xù)新生,其中11例為源地隨主回波移動型,7例為源地位于兩雷暴群之間型?？梢?山東省中西部具有后向發(fā)展特征的雷暴(無論是主回波還是新回波)產生的災害性天氣以冰雹和雷暴大風為主,暴雨并非主要災害性天氣。源地隨主回波移動和源地位于兩雷暴群之間兩種類型的回波易產生災害性天氣。4展雷暴的演變特征由于天氣系統(tǒng)不同,環(huán)境場特征千差萬別,后向發(fā)展雷暴的演變特征具有多種形式。根據(jù)2.3節(jié)的分類,下面通過典型個例,分別對每類的雷達回波演變特征進行分析,同時探討新回波產生的物理機制。4.1源區(qū)隨主回波移動4.1.1輻合線附近的窄帶回波2006年6月16日受橫槽轉豎影響,魯西北和魯中北部出現(xiàn)雷雨大風和局地冰雹天氣。16日20時14分在慶云到沾化一帶有多塊對流單體形成兩條東北—西南向帶狀多單體風暴,稱之為主回波A,內中有多個55dBz的強中心。主回波A向東偏南方向移動。20時32分(圖6a),主回波A的后部(傳播方向與主回波移動方向交角180°,與主回波長軸相交),泊頭的東部有小塊對流單體生成,強度15dBz,尺度小于10km,稱其為新回波A。主回波A繼續(xù)向東南方向移動,其尾部不斷產生新回波。新回波源地隨著主回波移動,始終處于主回波尾部(慶云與泊頭之間)。新回波A范圍迅速增大,強度迅速增強。21時02分(圖6b),新回波A已發(fā)展成為中心強度60dBz、范圍30km×50km的強對流單體,并且與主回波A相連接。新回波A的后部繼續(xù)重復著新生、加強和合并。主回波A東側逐漸減弱,西側逐漸加強。22時52分,主回波A的長軸由東北—西南向轉為西北—東南向,與移動方向和傳播方向平行。此次過程的特點是新回波位于主回波的尾部,傳播方向(新回波源地)與主回波移動方向相反,與主回波長軸相交,且隨主回波一起移動;主回波長軸轉向,強度增強。此例主回波從西北路進入山東,位于地面輻合線后部東北風區(qū)域內,新回波的初生地點在泊頭與慶云之間。從山東省地面加密自動站資料可見,地面輻合線從16日12時進入山東后逐漸向南移動。輻合線附近有窄帶回波(圖7a),并隨輻合線向南移動。研究表明,弱窄帶回波一般對應邊界層輻合線,如冷鋒或干線前沿的輻合線、雷暴出流邊界、海風鋒輻合線和地形導致的輻合線等(Wilson,etal,1986,1993;張培昌等,2001;俞小鼎等,2006b,2012a)。說明這期間有弱冷空氣侵入山東,在冷、暖空氣交界面形成輻合線產生窄帶回波。Wilson等(1986,1993,1997)研究發(fā)現(xiàn),平坦地區(qū)暖季多數(shù)雷暴都起源于邊界層輻合線附近?？梢?魯西北地區(qū)窄帶回波的出現(xiàn),預示著該區(qū)域可能將有對流天氣發(fā)生。實際上,與輻合線對應的窄帶回波出現(xiàn)4h后,18時07分在河北省的東光、泊頭一帶(圖7a窄帶回波的西端)生成多塊弱的對流單體(圖略),逐漸發(fā)展成為主回波A。從慶云站的地面因子演變(圖7b)可見,15—19時,氣溫緩慢下降,氣壓緩慢回升,這是日變化和北方弱冷空氣入侵共同作用造成的;19—21時,地面要素發(fā)生突變,氣溫明顯下降,氣壓急劇上升,2h變溫-9.4℃,變壓2.7hPa,相對濕度上升54%。該站12時轉為東北風,風速4m/s,14時風速增大到6m/s,20時風速達10m/s,且風向為西北風,與環(huán)境風場東北風相異。16日20時地面圖(圖略)上,山東省受準東西向的倒槽控制,輻合線位于魯中山區(qū)附近,冷高壓從內蒙古中東部延伸到華北中部,高壓主體并沒有進入山東。以上種種觀測事實表明,19—21時慶云站氣象要素的突變不是冷空氣入侵造成的,而是風暴中降水蒸發(fā)冷卻導致的冷空氣不斷下沉擴展而形成的近地面冷池的前沿陣風鋒經(jīng)過所導致的。Doviak等(1984)指出,陣風鋒一般發(fā)生在700m高度以下。慶云距雷達站的距離約126km,0.5°仰角的高度為1.1km,因此在雷達圖像上無法探測到陣風鋒。從0.5°仰角雷達徑向速度圖(圖略)可見,從20時26—50分,在主回波A的后部,慶云與樂陵之間為輻散,最大正、負速度分別為1m/s和-5m/s,這是下沉氣流造成的,進一步驗證了陣風鋒的存在。對比慶云與其東西兩側的無棣和樂陵兩站的氣溫變化(表1),16日19時3站的氣溫接近,20—21時,慶云站的氣溫明顯下降,無棣和樂陵的氣溫雖也在下降,但下降幅度明顯小于慶云。16日20時—17日01時,慶云與無棣和樂陵的溫差超過1℃,最大溫差超過3℃?？梢?這期間慶云站一直處于地面冷池中心。從雷達組合反射率因子的演變(圖略)可見,19時19分慶云處于主回波A的前沿,19時50分主回波A中50dBz回波經(jīng)過慶云站。在因降水蒸發(fā)導致的冷空氣補償下沉氣流與尾部入流共同作用下,20時32分在慶云與泊頭之間形成新回波A(圖6a),這正是徑向速度圖上出現(xiàn)輻散氣流的時間。Corfidi(2003)指出,無論風暴是前向還是后向傳播,實測風、熱力因子和冷池陣風鋒的移動速度和方向是估測風暴單體傳播速度和方向的3個要素。因此,弱冷空氣入侵與地面冷池前沿陣風鋒的共同作用,導致慶云站附近暖濕空氣抬升,產生新的雷暴單體。隨著主回波的移動,冷池及其前沿陣風鋒的位置也隨之移動,新回波的初生地點也隨之移動,在組合反射率因子圖上就表現(xiàn)為新回波源地隨主回波一起移動?？梢?此次個例弱冷空氣入侵和地面冷池前沿陣風鋒共同作用是產生新回波的主要動力機制。Droegemeier等(1985,1987)通過三維數(shù)值模擬試驗首次發(fā)現(xiàn),如果存在合適的低層(0—3km)風垂直切變,近地面冷池前沿的陣風鋒能夠觸發(fā)其前面暖濕空氣產生較強的垂直上升運動,對觸發(fā)新的風暴單體非常有利。從濟南SA雷達速度方位顯示風廓線VWP產品發(fā)現(xiàn)(圖略),16日08—18時,2.1km以下為西南風,以上為西北風,形成顯著的風垂直切變;同時,低層風為暖平流,有利于條件不穩(wěn)定層結的產生和維持。19時50分,地面轉為東南風,說明處于地面倒槽的頂端,不僅增強了地面輻合,而且增大了與中高層西北風的風垂直切變,有利于新對流風暴的發(fā)展和維持。4.1.2對流有效位能和較小動力條件2012年7月29日受華北冷渦影響,魯西北東部和魯中北部出現(xiàn)雷陣雨。29日16時32分在鄒平、桓臺、廣饒到壽光北部有一條東北—西南向的帶狀回波,稱之為主回波A。主回波A向東北方向移動,內有多個50—55dBz的強中心。16時50分(圖8a)在章丘西側生成多個小塊的對流單體,稱之為新回波A。新回波A逐漸發(fā)展加強向東伸展,17時50分(圖8b)新回波A已經(jīng)與主回波A合并,中心最大強度高達60dBz。章丘的西側仍然不斷有新回波生成,稱之為新回波B。此次過程的特點是新回波的生成源地不變,一直位于章丘的西側,處于魯中山區(qū)的北坡。新回波生成后,向東移動與主回波合并。主回波緊鄰新回波一側強度加強,遠離新回波一側強度減弱。傳播方向與主回波移動方向相反,與主回波長軸近似平行。29日08時章丘站對流有效位能(CAPE)為1920J/kg,對流抑制能量(CIN)為205J/kg,抬升凝結高度只有904.8hPa。用14時地面氣溫和露點訂正后,對流有效位能高達3074J/kg,對流抑制能量只有60J/kg。說明當天該站上空具有充足的對流有效位能和較小的對流抑制能量,只需較小的動力抬升即有可能產生對流天氣,一旦啟動對流,將產生強烈的垂直運動。14時,850hPa以下水汽輻合中心位于魯中山區(qū)北側(圖略),正是圖8中回波帶的位置,章丘站正處于水汽輻合中心控制之下;同時,700hPa以下θ29日14時地面輻合線位于魯西北地區(qū),地處魯中山區(qū)北坡的鄒平、桓臺氣溫分別為36.6℃、37.1℃,比周邊測站氣溫高1—2℃,積聚了較高的能量。15時兩站附近有熱對流發(fā)展,17時,地面輻合線移到魯中山區(qū)北坡沿山一帶(圖9a),章丘站處于輻合線上,3h降溫的大值中心-6℃位于鄒平附近。輻合線前部為西南風,后部為東北風,受地形阻擋,魯中山區(qū)北坡沿山一帶為西北偏西風。鋒面和地形的雙重作用,在魯中山區(qū)北坡產生較強的抬升力,加之充足的熱力條件,致使該處源源不斷地產生新的雷暴單體,發(fā)展演變成主回波A。18時,冷池中心位于章丘站,該站1h氣溫下降7.7℃,氣壓上升0.9hPa,相對濕度上升27%(圖9b)。受山脈阻擋,18—19時輻合線一直處于魯中山區(qū)北坡沿山地帶,與山脈走向一致;冷池中心一直堆積在章丘站附近。輻合線東側西南暖濕空氣源源不斷向此地輸送,導致章丘站附近不斷產生新的雷暴單體。隨著下沉冷空氣的增多,在地面東北風的引導下,冷池沿山脈向西南移動,濟南站20—21時氣溫急劇下降,1h氣溫分別下降3.3和3.7℃,新雷暴的初生地點也由章丘站轉到濟南站附近,章丘附近雷暴趨于減弱。有研究表明,在中等強度低層(0—3km)風垂直切變環(huán)境條件下,低層環(huán)境風垂直切變與地面冷池相互作用是對流激發(fā)的重要機制(陳明軒等,2012;王婷婷等,2011)。根據(jù)18時雷達VWP產品,用兩個固定高度間風矢量差的絕對值代表風垂直切變大小(俞小鼎等,2012),得到低層0—3km風垂直切變?yōu)?m/s,屬中等強度的風垂直切變(俞小鼎等,2012),與上述研究結果一致?？梢?在較好的熱力條件下,鋒面、地形、冷池前沿陣風鋒和風垂直切變共同作用,是產生雷暴并使之維持的動力機制;地形的阻擋,導致地面冷池和輻合線長時間在山前維持,是新雷暴源地不變的重要原因;冷池在地面東北氣流引導下,沿山脈向西偏南方向移動,新回波源地隨之移動。4.2與對流連接的回波系統(tǒng)2008年8月10日,受華北冷渦影響,魯西北和魯中北部出現(xiàn)雷陣雨天氣。10日22時17分在河北省的衡水、棗強、清河一帶有對流云發(fā)展,稱其為主回波A。11日00時45分(圖10a)主回波A已發(fā)展成80km×50km、中心強度50dBz的對流風暴,向偏北方向移動。距離主回波A尾部約10km處生成一小塊新的對流單體,稱之為新回波A。之后,在主回波A的南側,沿著偏南方向迅速生成多個對流單體。這些對流單體排列成線狀,發(fā)展迅速,統(tǒng)稱為新回波A。11日01時46分(圖10b),新回波A逐漸連接合并成為一條中心強度55dBz的線狀中尺度對流系統(tǒng),其前端與主回波A連接,其南—西南方仍然連續(xù)不斷地有新回波生成并逐漸與其連接,使新回波A強度增強、范圍擴大。此例新回波在主回波的尾部新生,新生地點在主回波移動方向的反向延長線上延伸。主回波逐漸移出并減弱,新回波迅速加強并逐漸成為新的主回波,其移動方向的反向延長線上持續(xù)不斷有新回波生成。10日20時地面倒槽從魯西南向北延伸到河北省北部(圖略),冷高壓位于內蒙古中部到河北省北部。從雷達VWP產品可見,21時03分(圖略)地面為東北風,0.6—2.1km為南風,2.1km以上為西北風,低層暖平流有利于條件不穩(wěn)定層結和對流有效位能的維持。此時雷達站北側,在河北省海興、山東省慶云、沾化到商河一帶有多個對流風暴。22時35分(圖11a),從地面到對流層高層風向依次為東北—北—西北,說明冷空氣已完全入侵,冷鋒抬升暖濕空氣產生雷暴。此時圖10a中的主回波A處于發(fā)展階段。11日00時01分,地面轉為東南風,00時57分(圖11b)東南風上升到0.6km高度,說明近地面暖濕平流增強,不僅向雷暴區(qū)輸送暖濕空氣,提高了大氣的條件不穩(wěn)定度,有利于對流有效位能消耗之后的重建,而且增大了低層(0—3km)的垂直風切變,環(huán)境條件更加有利于新生雷暴的維持和加強。此時新回波A已生成,并開始發(fā)展?？梢?冷空氣入侵后,地面再次建立暖濕平流,暖濕空氣沿冷墊爬升是產生此次新雷暴并維持發(fā)展的原因。沿新回波區(qū)116°E做剖面(圖12)可見,10日20時(圖12a),344Kθ11日02時(圖12b),冷空氣楔向南推進到37°N,θ4.3在主回波局部的回波傳播階段受冷渦影響,2010年6月17日山東省大部分地區(qū)出現(xiàn)雷雨大風,局部冰雹天氣,造成嚴重災害。階段一(源地位于兩個雷暴群之間):17日17時49分雷達探測區(qū)域有3個雷暴群,一個分布在雷達北側南皮到滄州附近,中心強度55dBz,范圍30km×80km,呈南北向帶狀,稱其為主回波A;第2個位于雷達站附近陵縣到平原一帶,中心強度55dBz,范圍25km×50km,呈北東北—南西南向帶狀,稱其為主回波B;第3個呈塊狀,位于雷達南側平陰一帶,中心強度55dBz,范圍20km×20km,稱之為主回波C。3個雷暴群均向東移動。18時19分(圖13a),在主回波A與B之間生成多個小塊對流單體,每塊尺度均小于5km,中心強度20—30dBz。在主回波B與C之間,于18時01分生成的兩小塊單體已發(fā)展成為中心強度50dBz、尺度20km的塊狀回波。之后,在主回波A與B和B與C之間不斷生成小塊對流單體,并逐漸加強增大;同時主回波B逐漸分裂,北部與主回波A合并,南部與主回波C合并。19時42分(圖13b)3個雷暴群逐漸演變?yōu)閮蓚€,均為東北—西南向帶狀,北側回波帶位于寧津、慶云、無棣一線,中心強度50dBz,稱之為主回波D,南側回波帶位于長清、濟南到濟陽一線,中心強度60dBz,稱之為主回波E。主回波E的尾部在長清到聊城一帶產生出流邊界,預示著未來在出流邊界方向將有新的對流單體生成(Wilson,etal,1993,1997)。此階段特點是新回波初生地點位于兩個雷暴群之間,并逐漸連接兩個雷暴群,使之逐漸趨為一體,傳播方向與主回波移動方向垂直(二者交角近90°)。階段二(源地轉向):20時17分(圖13c),主回波D、E的長軸均為東北—西南向。主回波D的強度減弱,強中心斷裂,強中心之間有弱回波區(qū)連接;其尾部(西南側)陵縣一帶生成多塊對流單體,尺度小于5km,強度20—30dBz。主回波E西側相距40km處生成多塊對流單體,這些單體20時05分生成,此時已發(fā)展成為中心強度45—50dBz、尺度30km左右的對流單體群。之后,主回波D與E的西—西南側不斷生成新的對流單體且迅速發(fā)展,分別與主回波D與E合并。階段一主回波A與B的傳播方向均位于南側,階段二的傳播方向均轉到主回波的西南側,新回波的源地發(fā)生轉向?？梢?新回波的源地相對于主回波的位置不是固定不變的,可能在以主回波主軸尾部為中心方向的±45°范圍內發(fā)生擺動。此時,傳播方向與主回波帶長軸方向一致,主回波呈發(fā)展趨勢。20時53分(圖13d),主回波D與E已分別發(fā)展成東北—西南向的颮線,中心強度50—55dBz。兩條颮線平行,相距約100km。此階段的特點是新回波初生地點位于主回波尾部的西南或西側,傳播方向與主回波長軸方向一致,與主回波移動方向的交角為135—180°,帶狀回波加強為颮線。階段三(源地隨主回波移動):21時17分(圖13e),主回波D在臨邑一帶斷裂,北段減弱東移,南段(仍稱之為主回波D)尾部的南側高唐一帶生成一小塊對流單體。新回波源地從階段二位于主回波西南側轉到南側,發(fā)生二次轉向。主回波D南段逐漸與新回波合并,其長軸由東北—西南向逆轉為北東北—南西南向。同時,新回波的源地又逐漸轉到其西南側,處于主回波D長軸的延長線上,并隨主回波一起移動。主回波D尾部與主回波E之間的距離縮短到約20km。主回波E與主回波D相似,其西南側不斷產生新的對流單體并與之合并,新回波源地與主回波長軸方向一致。由雷達風廓線產品可知,此時3—5km由原來的偏西風轉為西北風,主回波D、E的移動方向也隨之由東移轉為東南移。22時22分(圖13f),主回波D、E分別演變?yōu)楸睎|北—南西南和東東北—西西南方向的回波帶,強度不斷加強,新回波源地分別與二者的長軸方向一致。此階段的特點是,主回波D的新回波源地經(jīng)歷兩次轉向,主回波D的長軸隨之轉向;主回波E的長軸方向基本不變,傳播方向與主回波長軸方向一致,主回波加強。在4.1.1節(jié)中所描述的對流系統(tǒng)出現(xiàn)與該結論相同的特征。綜上所述,后向發(fā)展雷暴的傳播方向與主回波移動方向的夾角介于90°—180°。新回波的出生源地有的緊鄰主回波尾部,有的與主回波尾部相距10—50km;有的在同一位置不變,有的隨主回波一起移動,有的沿同一方向向遠處延伸。新回波生成后,有的與主回波連接、合并,并逐漸取代主回波,有的自成一體,成為新的主回波。當有多個雷暴群共存時,新回波的初生地點位于雷暴群之間,中部雷暴群斷裂并分別與南北兩側雷暴群合并。當兩個雷暴群并行時,上游方向雷暴群的長軸逆轉,其尾部與下游雷暴群之間距離縮短。當主回波傳播方向與主回波長軸相交時,主回波長軸方向轉向,遠離新回波一側強度減弱;當主回波傳播方向與主回波長軸方向一致時,新回波源地位于主回波長軸的延長線上時,主回波加強。17日08時500hPa華北冷渦位于內蒙古中部,850hPa暖溫度脊從河南經(jīng)魯西南、魯中伸向山東半島。山東省內陸地區(qū)白天最高氣溫34—37℃,大氣靜力不穩(wěn)定度較大,積累了充足的對流有效位能。20時,冷空氣入侵魯西北,850hPa暖溫度脊轉為東西向控制魯西南地區(qū),魯西北和魯中成為冷暖交綏的主要區(qū)域。17日14時1000hPa等壓面(圖略)θ沿新回波初生地116°E做垂直剖面可見,14時(圖略),700hPa以下θ從地面加密自動站資料可見(圖略),19時長清、聊城和平陰均為西南風,處于輻合線尾端的前部,冷池中心位于平陰;20時3站均轉為東北風,處于輻合線尾端的后部,說明20時地面輻合線剛剛經(jīng)過平陰,冷池中心在東北風引導下移到平陰西南側的陽谷。對流風暴中由降水導致的下沉氣流將環(huán)境較干的空氣夾卷進去,致使降水粒子因蒸發(fā)或升華劇烈降溫,進而導致雷暴內下沉氣流溫度遠低于環(huán)境溫度,落地時形成冷池,冷池向四周流出的強烈出流的前緣,稱為陣風鋒(張培昌等,2001)。19時42分雷達觀測的陣風鋒位于平陰北側長清到聊城一帶(圖13b),應該是由于冷空氣入侵產生的地面輻合線與冷池前沿陣風鋒二者疊加共同造成的。20時17分(圖13c)新回波就發(fā)生在平陰及其西側,處于地面輻合線的尾部,主回波位于地面輻合線附近。可見冷池前沿陣風鋒與輻合線后部入侵的弱冷空氣疊加,抬升輻合線前部暖濕空氣是產生新雷暴的動力機制。對比加密自動站資料與雷達回波的演變發(fā)現(xiàn),20—23時輻合線尾端南風轉北風的位置就是新回波的初生地。綜上,華北冷渦為強對流天氣提供了有利的天氣背景,地面中尺度輻合線是對流產生、維持和發(fā)展的重要動力因素;地面輻合線尾端南風轉北風處是新回波源地;冷池前沿陣風鋒與地面輻合線尾端重合,增強了對暖濕空氣的抬升,不僅增強了對流的強度,而且延長了強對流的維持時間;900hPa風向突變增大了低層風垂直切變,有利于對流風暴的加強和維持。5初生時期雷暴回波特征根據(jù)日常強對流天氣臨近預報預警業(yè)務中觀測到的雷暴迅速新生發(fā)展的現(xiàn)象,提出了后向發(fā)展雷暴的概念。基于2005—2012年8年山東濟南SA新一代天氣雷達觀測到的75例后向發(fā)展雷暴樣本,給出了常見的3種后向發(fā)展雷暴生成發(fā)展的概念模型。討論了山東中西部后向發(fā)展型雷暴的時空分布特征、雷達回波演變特征及其產生的物理機制,主要結論如下:(1)山東