许长义，王彦

（1.天津市滨海新区气象局，天津300457；2.天津市人工影响天气办公室，天津300074）

1 引言

对流风暴中的冷性下沉气流到达低层并向外扩散，与低层暖湿空气交汇形成中尺度边界，即阵风锋或出流边界，阵风锋实际上是对流内部下沉冷空气和近风暴环境暖空气之间的分界线[1]。除“高架”对流外，对流风暴的局地新生和演变的决定性因素在边界层内，而阵风锋是最主要的边界层辐合线类型之一。由于阵风锋是雷暴出流强风的前缘，常与气压涌升、风向突变、风速骤增或温度骤降等现象相联系，特别是地面灾害性大风常造成重大的财产损失和人员伤亡，因此，研究阵风锋引起的灾害性大风成因机制问题，对掌握沿海地区灾害性天气的发生发展规律并提升临近预警能力具有积极意义。

阵风锋作为边界层内不稳定触发因子之一，在对流风暴的局地新生及演变中发挥着重要的作用[2]。对阵风锋的研究主要基于雷达图像的定性观测和数值模拟结果，研究的着眼点主要有以下3个方面：一是关注阵风锋的动力结构及其形成机制。阵风锋后有明显的地面辐散[3]，锋前则有辐合特征，阵风锋附近能够观测到明显的上升运动[4-7]。吴举秀等[8]对阵风锋及锋后大风演变特征进行分析，指出风暴后部入流导致产生更强的下沉气流，从而在地面产生更强的下击暴流。二是阵风锋之间及阵风锋与其他边界层辐合线之间的相互作用对雷暴的触发作用。海风锋和阵风锋等边界层辐合线在海南文昌EF2级龙卷形成过程中可能起决定性的作用[9]，两个风暴下沉气流导致的出流相遇在海风锋辐合线上触发了龙卷母云体。超级单体南侧的阵风锋与东移飑线阵风锋相遇而加强地面辐合，有助于低层中气旋获得拉伸旋转加速而形成龙卷[10]。三是阵风锋与低层环境风切变等对雷暴发展维持的作用。郑艳等[11]认为阵风锋对对流风暴的正反馈作用、对流风暴前侧的暖湿入流与后侧冷池出流三者的自组织结构是多单体风暴维持和加强的主要原因。

我国渤海湾地区是夏季华北东部中尺度对流系统的汇聚地[12]，由于渤海湾具有内凹外凸的喇叭口型独特海岸线结构，华北东部中尺度对流系统移入渤海湾的几率非常高[13]，且入海前后强度变化显著[14]。近年来，上游雷暴系统东移进入渤海湾后加强还是减弱，一直是强对流天气短时临近预报中的难点和关键问题。前期研究大多是针对发生在内陆地区雷暴阵风锋强度的变化，而对于沿海地区阵风锋的结构演变及其维持机制研究相对较少。本文将以渤海湾地区两次阵风锋天气为例，分析两条阵风锋的垂直结构演变及其发展维持机制有何特殊性，以期为研究沿海地区雷暴阵风锋的维持机制及其引发灾害性大风的短临预报预警提供参考。

2 资料

天津塘沽站（39.04°N，117.72°E）和河北沧州站（38.35°N，116.85°E）两部CINRAD/SA多普勒天气雷达逐6 min体扫观测资料，海拔高度分别为69.8 m和111.9 m。

风廓线数据来源于天津西青站（39.08°N，117.05°E）CFL-16对流层Ⅰ型和河北黄骅站（38.37°N，117.35°E）的CFL-03B型风廓线雷达，用于分析阵风锋的垂直气流结构特征。

基于京津冀6部雷达观测的四维变分同化系统（Variational Doppler Radar Analysis System，VDRAS）反演高时空分辨率要素场[15]，用于揭示阵风锋发展维持过程的热动力结构。

京津冀地区加密自动站资料，用于分析地面风场和温湿场等要素。

美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）的FNL（1°×1°）再分析资料，用于天气尺度背景分析。

3 实况及环流背景

3.1 灾情与天气背景

2016年6月10日下午到傍晚，渤海湾地区出现大范围雷雨大风、冰雹和短时强降水等强对流天气，以8～11级灾害性大风为主要特征，其中10级以上的极端大风主要出现在渤海湾南岸，最大风速出现在黄骅海事局码头，达到29.2 m/s（11级）。另外，有10个自动站观测到冰雹，其中最大冰雹直径为8 mm。此次强对流天气受灾严重，特别是天津滨海新区茶淀街葡萄种植业遭受严重损害，受灾面积达367公顷，直接经济损失2 840万元（2016年民政部数据）。

这次灾害性大风先后受南北两条阵风锋影响，图1为6月10日14—23时（北京时，下同）渤海湾地区国家级自动站瞬时风速≥17.0 m/s的实况分布和基于多普勒天气雷达1.5°仰角基本反射率因子图识别的两条阵风锋移动路径图。从图中可见，第一条阵风锋（称为西岸阵风锋）于17时形成于天津西北部，19时移入渤海湾西岸，维持时间约2 h，造成渤海西岸8～9级灾害性大风；第二条阵风锋（称为南岸阵风锋）于20：30在河北中部形成，23时移入渤海湾南岸，维持时间近3 h，造成渤海湾南岸10～11级灾害性大风。6月10日08时500 hPa蒙古冷涡稳定维持，渤海湾处于冷涡东南部的西南偏西气流，风速约22～24 m/s，强于美国大多数大风事件的相应数值（15 m/s）[16]。850 hPa上（图略）处于暖脊（19～20℃）前缘，低空西南急流（风速20～24 m/s）左前方，伴随低空急流的发展，有暖湿舌向北发展。中层入侵的干冷空气叠加在低层暖湿空气之上，850 hPa与500 hPa温度差超过28℃，表明上干冷下暖湿的结构非常明显，满足强对流天气发生发展所需不稳定能量条件的要求[17]。14时地面图上津冀交界出现气旋性涡旋（图略），并配合强暖湿中心（温度≥33℃，比湿≥12 g/kg），与渤海冷中心之间形成高温度梯度带，这些都表明该区域大气低层温湿条件的改善进一步增加了对流不稳定能量。

3.2 对流发生前环境条件特征

3.2.1 不稳定条件

6月10日08时北京站探空资料显示，850～1 000 hPa为湿层，800～500 hPa为干层，本文用700 hPa、500 hPa和400 hPa 3层的平均温度露点差代表对流层中上层干空气强度，其值越大表示干空气越干或干层越深厚，对风暴内强烈下沉气流发展越有利[18]。08时对流层中上层干空气强度达20℃，存在明显干层，且对流层中层为强风区（500 hPa风速达23 m/s），有利于大动量气块的夹卷。下沉对流有效位能（Downdraft Convective Available PotentialEnergy，DCAPE）达到1 153.9 J/kg（见图2，600 hPa开始），表明具有强下沉气流和大风产生的潜势[19]。对流有 效位 能（Convective Available Potential Energy，CAPE）从08时的365 J/kg增大到14时的2 179 J/kg，CAPE增幅及14时CAPE均较大，有利于不稳定对流天气的发展。08时850 hPa与500 hPa温差达27℃，与鲁中地区雷暴大风型强对流天气中位数（26℃）基本持平。

3.2.2 垂直风切变

垂直风切变的大小和方向是影响对流风暴组织、结构和发展的重要因素之一，也是强对流天气预报的重要参数。10日08时0～6 km垂直环境风切变22.8 m/s，属于强垂直风切变。随着高空冷涡南下，强垂直风切变与上升气流之间的相互作用产生了附近抬升作用，增强中层干冷空气吸入，加强了风暴中下沉气流和低层冷空气外流，出现阵风锋，使得对流系统长时间维持。

通过以上研究，我们对于新时代背景下秘色瓷文化品牌打造有了更好的了解与认知。由于本人的专业水平有限，所以在问题的研究中还存在着一定不足，希望这方面的专家学者能够给予批评指正。

雷暴大风的形成与强烈的下沉气流及动量下传有关[20-21]。一般而言，雷暴大风时下沉气流夹卷区的环境水平风越强，动量下传对地面大风的贡献越大[21]。本文采用高晓梅等[18]给出的风暴承载层平均风的计算方法，由850 hPa、700 hPa、500 hPa和300 hPa平均风矢量的绝对值表示。通过计算，6月10日过程风暴承载层平均风速达16.5 m/s，与鲁中雷暴大风型强对流天气中位数（16 m/s）基本持平[18]，对流风暴移动速度较快，动量下传效率高，有助于雷暴大风的产生和增强。

4 阵风锋入海前后垂直结构演变特征

4.1 西岸阵风锋入海前后垂直结构演变特征

从天津多普勒天气雷达1.5°仰角反射率因子图可以看出（见图3），强回波移动方向前沿25 km附近出现窄带回波，即为西岸阵风锋，其最强阵风出流10～12 m/s（图略），发展高度达1.7 km，略高于陶岚等[22]统计的上海地区雷暴阵风锋平均高度（1.26 km）。雷暴回波顶高维持在14～16 km，反射率因子核心强度维持在55～65 dBZ。根据对流风暴的运动方向沿着雷达径向330°方向的垂直剖面可见，雷暴前沿的阵风出流位于2 km以下，雷暴母体具有中层径向辐合（Mid-Altitude Radial Convergence，MARC）特征（见图3c黑色椭圆），并伴有高悬的后侧入流急流（Rear Inflow Jet，RIJ）。西岸阵风锋移入渤海后，RIJ始终维持在4～8 km高度附近，最大速度为24 m/s。阵风锋将其前侧低层暖湿空气抬升至2 km高度以上，并沿阵风锋输送到雷暴母体中，使得雷暴母体入海后强度稳定维持在55～65 dBZ。

图3 18：18天津多普勒天气雷达反射率因子和径向速度图

从西青站风廓线雷达水平风场和垂直速度演变可知（见图4），西岸阵风锋过境时，对流层中层（3～7 km）处于西风气流控制，平均强度为18.8 m/s，但始终未下传，对流层低层（1.5～3 km）西南暖湿气流平均强度达12.4 m/s。近地层冷池出流对应的下沉速度扩散至990 m高度附近，上升速度自6.5 km高度附近下传至1 km以下，18:24上升和下沉运动同时达到最强，分别在2.3 km和5.7 km达到1.0 m/s和1.4 m/s，此时近地层冷池出流与暖湿气流交汇达到最强，西青站出现17.0 m/s的灾害性大风。值得注意的是，西岸阵风锋过境后5 min，对流层中层下沉气流开始下传，西青站出现灾害性大风，说明其最大阵风不是阵风锋本体造成的，而是阵风锋过境后造成的。阵风锋过境时，下沉辐散气流还未达到地面，随着阵风锋后部强辐散气流达到地面，出现灾害性大风。

4.2 南岸阵风锋入海前后垂直结构演变特征

从河北沧州多普勒天气雷达1.5°仰角反射率因子图可以看出（见图5），10日21:42南岸阵风锋呈东西向，其对应的雷暴母体反射率因子核心强度维持在60～65 dBZ，55 dBZ的强反射率因子核心伸展至11 km高度。南岸阵风锋入海后与雷暴母体之间的距离逐渐增大，尾部位于雷暴母体移动方向的右前侧，并且东移入海后弓形结构更加明显，垂直伸展高度达2.6 km（见图5b），明显高于上海地区移动型阵风锋[22]，阵风锋引发的大风位于弓形的顶点处。从黄骅站风廓线雷达风场演变可知（见图4），南岸阵风锋过境前，对流层中层有冷空气再次补充，干冷气流平均强度增强至21.2 m/s，21:00前后对流层中层大风速核（28 m/s）开始逐渐下传，较雷暴大风的出现提前约30 min，整层均处于西北气流控制。21:24上升和下沉运动同时达到最强，分别在2.5 km和3.5 km达到0.9 m/s和2.6 m/s。南岸阵风锋作为下沉辐散气流的前沿，其边界层对应下沉运动，对流层低层为上升运动，南岸阵风锋顶高对应上升速度最大值。与西岸阵风锋不同，南岸阵风锋入海后持续增强，并造成渤海南岸11级的灾害性大风（黄骅海事局码头阵风29.2 m/s）。这与Goff[23]分析的发生在美国俄克拉何马州的经典阵风锋的区别在于，南岸阵风锋在150～750 m的边界层内表现为强烈的东北气流，对应下沉辐散运动。

图4 西青站（17:30—20:06）和黄骅站（20:30—21:48）风廓线雷达水平风场和垂直速度演变图（单位：m/s；表示出现极大风速时刻；黑色虚线表示阵风锋过境时刻）

图5 21:42沧州雷达反射率因子和径向速度图

5 阵风锋入海前后维持机制分析

沿海地区阵风锋的发展维持机制及其造成地面大风的强度仍是当前短临预报业务的难点之一。利用VDRAS反演资料和加密自动站资料，进一步分析两条阵风锋入海前后的维持机制及造成地面大风强度差异的原因。

5.1 冷池密度流

阵风锋的发展维持与冷池的发展密切相关。研究表明[24-25]，冷池与阵风锋是伴生关系，冷池强弱直接影响阵风锋强度。从本次过程地面要素变化可以看出，6月10日18时对流风暴中心开始出现大于20 mm/h的短时强降水，与强降水伴随的地面冷池面积为200 km×150 km，冷池造成地面加压3 hPa，降温中心达到12℃，冷池边界后部形成辐散性风场，冷池前部为暖湿入流造成的负变压区（见图6a）。19时随着西岸阵风锋东移入海（见图6b），出现锋前负变压、锋后正变压和尾流负变压的中尺度气压场特征，强回波朝着负变压中心发展。阵风锋两侧温度梯度达1.9℃/10 km，气压梯度达1.7 hPa/10 km，地面大风速区出现在等压线和等温线梯度大值区。

与西岸阵风锋不同，南岸阵风锋入海前并无锋前负变压和尾流负变压现象，锋后1 h正变压中心达4.5 hPa（见图6c）。入海后阵风锋两侧温度梯度达1.3℃/10 km，气压梯度为0.6 hPa/10 km，地面大风速区出现在负变温大值区（见图6d）。

图6 地面加密观测的1 h变压（等值线，单位：hPa）、变温（阴影，单位：℃）和风场（橙色虚线表示西岸阵风锋，红色虚线表示南岸阵风锋，阵风锋位置根据多普勒天气雷达1.5°仰角反射率因子图中窄带回波位置确定，数字标注为最大负变温中心值和最大正、负变压中心值）

研究指出，VDRAS资料反演的扰动温度的空间梯度可以反映冷池的空间结构，指示阵风锋的相对位置和强弱[15]。从图7a看出，西岸阵风锋在200 m为西南风，强度达到10～12 m/s，将近地层暖湿气流不断输送到雷暴发展区域，雷暴单体形成冷池及其前沿明显的出流边界，扰动温度梯度的大值区呈现弧形结构。西岸阵风锋造成的最强温度梯度为22～24℃，最大上升速度达1.2 m/s，位于其移动方向的左前侧。南岸阵风锋在200 m为东南风（见图7b），将渤海南岸的水汽不断输送至雷暴发展区域，形成强冷池及其前沿明显的出流边界，低层辐合辐散场上能够明显看到与出流边界对应的低层辐合带。南岸阵风锋最强扰动温度梯度达到30～32℃，最大上升速度达1.8 m/s，辐合上升运动加强，进一步促进线状对流的发展。

5.2 下沉强迫

图8 是沿图7中的红色虚线，即经过阵风锋移动方向的水平风速、散度和V-W合成风场垂直剖面图。两条阵风锋的动力结构均以其前侧入流构成的逆时针垂直环流圈A和后侧出流构成的顺时针垂直环流圈C为典型特征，区别在于垂直环流圈的伸展高度和强度。西岸阵风锋后侧垂直环流圈伸展高度约1.8 km，与雷达观测到的最大发展高度（1.7 km）基本吻合。后侧出流支位于对流层低层（2 600～3 400 m），0.6 km以下表现为辐散下沉特征，0.6 km以上为辐合特征，下沉运动与锋后上升运动结合构成垂直环流，其上升支在1.5 km和0.6 km附近最大上升速度和下沉速度分别为3.9 m/s和0.3 m/s。西岸阵风锋后侧0.2 km高度附近最大水平风速达18 m/s，与其造成的地面最大阵风风速基本持平。

从VDRAS反演结果来看（见图7b），扰动温度梯度大值带与垂直速度大值区具有较好的对应关系，呈东西走向的狭窄弓形结构。南岸阵风锋入海后对流层低层表现为辐合特征（见图8b），下沉运动与锋后上升运动结合构成垂直环流，上升支伸展高度约2.6 km。0.9 km附近最大下沉速度为0.8 m/s，下沉气流强度强于西岸阵风锋。0.2 km高度附近最大水平风速达27 m/s，略大于地面观测到的最大阵风风速（24.9 m/s）。

图7 VDRAS资料反演的200 m高度水平风场（风向杆，单位：m/s）、扰动温度梯度（阴影，单位：℃）和600 m高度垂直速度（黑色实线，单位：m/s，红色虚线分别为图8剖面路径）

图8 VDRAS反演的沿图7红色虚线的水平风速（绿色虚线，等值线为≥8 m/s的风速，间隔为2 m/s）、散度（阴影，正值为辐合，负值为辐散，单位：10-5/s）和V-W（W放大50倍）合成风场的垂直剖面（▲代表阵风锋所在位置）

5.3 冷池与低层垂直风切变的相互作用

Rotunno等[26]的研究表明，冷池与低层垂直风切变的平衡关系可通过冷池传播速度C与低层垂直风切变ΔU（一般取ΔU0-3km）的比值表示。关于冷池密度流引起的环流与低层垂直风切变产生的环流之间的相互关系，Rotunno等[26]给出了3种配置状态：（1）“最优切变态”，当C/ΔU≈1时，即两者引发的环流相当时，雷暴系统发展维持最为有利，有利于形成直立、发展高度较高的雷暴单体；（2）“亚最优切变态”，当C/ΔU＞1时，即密度流产生的环流更强时，上升气流将沿着密度流上边界较为平缓的向后倾斜上升，不利于雷暴系统的旺盛发展；（3）“超最优切变态”，当C/ΔU＜1时，即密度流产生的环流小于环境风切变引起的环流时，上升气流随高度向前倾斜，上升运动产生的降水将下落到地面，阻挡系统上游低层暖湿空气的吸入，进而影响雷暴系统的进一步发展。

根据Benjamin[27]的工作和RKW理论，冷池传播速度C可认为是二维密度流的传播速度，假设冷池具有位温扰动Δθ、厚度为H，则冷池传播速度C可按照冷池造成的气压扰动进行估计：

式中，ΔP为冷池内外气压变化；ρˉ为地面空气的平均密度。根据式（1），利用地面自动站观测10 min间隔变压和风廓线雷达资料，计算两条阵风锋发展演变过程中冷池强度和对应的低层垂直风切变强度。如图9a所示，西岸阵风锋入海前，地面冷池相对较弱，冷池传播速度仅为5.9 m/s，弱于西青站低层垂直风切变（ΔU0-3km=12.9 m/s），C/ΔU=0.46，雷暴系统具有向冷区倾斜的层云结构，此阶段低层风切变占主导地位。18:20后地面冷池迅速发展增强，18:25冷池边界扩张速度达到18.1 m/s，C/ΔU=1.3，西岸阵风锋入海后，雷暴系统处于“亚最优切变态”，不利于系统的进一步发展。

图9 冷池传播速度与垂直风切变时间演变（▲表示极大风速出现时刻）

与西岸阵风锋不同，南岸阵风锋入海前，C/ΔU=2.1，此时地面冷池起驱动作用，在阵风锋形成过程中占主导地位。之后低层垂直风切变迅速增大，21:20时C/ΔU≈1，此时雷暴单体处于“最优切变态”，雷暴单体发展最为强盛，在此状态下冷池密度流向外扩展速度加快，导致雷暴母体与南岸阵风锋之间的距离增大（见图5a），使得发展旺盛的雷暴单体在其上游产生的垂直上升运动有一定的发展空间。21:30冷池边界扩张速度达到峰值（31.0 m/s），雷暴单体内的上升气流更加竖直，有利于低层湿空气直接经阵风锋抬升至凝结高度并进入雷暴单体内，从而促进雷暴单体的进一步发展，这也进一步说明了两条阵风锋入海前后强度差异的原因。冷池扩张峰值速度总体上比地面灾害性大风强度略偏强。

5.4 阵风锋概念模型

阵风锋通常位于强风暴系统前侧，下沉气流是强风暴演变过程中的一个重要特征。风暴形成后，下沉气流在降水粒子拖曳作用、动力扰动气压和冷却负浮力驱动下形成；风暴从中间层吸入干冷未饱和空气，与云中饱和空气混合，液态水和固态凝结物蒸发或升华冷却使得云中空气变得比环境冷，形成一支强下沉气流降至地面，进而造成地面出现大风。本文在以前学者的研究基础上[23]，进一步总结了沿海地区阵风锋发展维持的机制及其概念模型。

分别选取两条阵风锋影响的国家级自动站逐5 min观测资料，探讨阵风锋过境前后地面气象要素演变特征（见图10）。西岸阵风锋过境时，首先表现为气压上升，之后风向突变（南风突转为西北风），温度和露点温度骤降，地面温度露点差高达15.4℃，近地层并无充分的水分供应，强的干冷下沉气流沿接近于干绝热将至地面，阵风锋过境后5 min西青站出现8级灾害性大风。与经典阵风锋模型不同[23]，南岸阵风锋过境时，表现为温度和露点温度骤降，地面温度露点差为3.3℃，下沉气流沿接近于湿绝热下降至地面，气压涌升后迅速下降，出现雷暴“高压鼻”现象，平均风速增强至15.1 m/s，瞬时风速达到24.9 m/s。

图10 自动站气象要素随时间的变化（表示出现极大风速时刻，黑色虚线表示阵风锋过境时刻）

结合两条阵风锋的结构特征对照表可知（见表1），西岸阵风锋过境时，首先表现为气压上升，然后是温度、露点温度骤降以及风向风速变化，垂直伸展高度约1.8 km（见图11a）。雷暴系统处于“亚最优切变态”，大风出现在阵风锋过境后5 min，是强冷空气堆下沉与近地层暖湿空气形成的气压和温度梯度密集区在水平和垂直方向上的不连续界面造成的；南岸阵风锋过境时，同时表现温度、露点温度骤降、风速骤增和“高压鼻”现象，垂直伸展高度达2.6 km（见图11b）。雷暴系统处于“最优切变态”，在后侧入流急流下沉过程中，干空气被夹卷进入下沉气流，使得降水粒子被迅速蒸发，加之降水粒子的拖曳作用，加强了下沉气流强度，造成更强的地面大风。与西岸阵风锋相比，南岸阵风锋边界层最大下沉速度更强，大风及地速度更快，这也是南岸阵风锋入海后强度加强并造成更强的雷暴大风的原因之一。

表1 两条阵风锋垂直结构特征表

图11 两条阵风锋垂直结构概念模型

6 结论与讨论

本文利用多源探测资料对2016年6月10日从渤海湾西岸和南岸入海的两次阵风锋垂直结构演变特征及其维持机制进行分析，主要结论如下：

（1）此次阵风锋大风过程发生高空冷涡前部，中层干层和强的DCAPE对预报雷暴大风天气具有较好的指示意义。

（2）西岸阵风锋入海后强度维持，垂直伸展高度为1.8 km，雷暴母体处于“亚最优切变态”，并伴有RIJ和MARC，对流层低层强盛的西南暖湿气流沿阵风锋输送到雷暴中，强冷空气堆下沉与近地层暖湿空气形成的气压和温度梯度密集区造成8级大风。

（3）南岸阵风锋入海后强度加强，垂直伸展高度达到2.6 km，区别于经典阵风锋概念模型，雷暴母体处于“最优切变态”，RIJ侵入至阵风锋，RIJ下沉过程中干冷空气被夹卷进入下沉气流，通过蒸发作用产生负浮力和降水粒子的拖曳作用加速冷空气下沉，最终导致10～11级的灾害性大风。

两条阵风锋大风发生在同一次低压过境的背景下，大风与阵风锋的过境时间或前或后，明显不同，这给短临预报预警带来不确定性，在实际预报工作中难以精准把握。同时，两条阵风锋的垂直气流结构不同，造成地面大风强度及其入海后发展演变特征具有显著差异，这可能与海陆热力和动力差异有关。两条阵风锋既有联系，又有差别，各有特色，一方面反映出阵风锋大风的多样性，另一方面，究竟是阵风锋引起的雷暴大风，还是雷暴大风（包括下沉气流）造成的阵风锋仍有待进一步研究。