2014年宁波一次典型海陆风雷暴过程探析

吴福浪　陶俞锋　周　琳

(中国民用航空宁波空中交通管理站，浙江 宁波 315000)



2014年宁波一次典型海陆风雷暴过程探析

吴福浪陶俞锋周琳

(中国民用航空宁波空中交通管理站，浙江 宁波 315000)

用Micaps ，地面自动站加密资料，新一代多普勒天气雷达资料和GFS0.5°×0.5°再分析资料以及中尺度WRF模式输出资料对2014夏季发生在宁波市地区的一个局地强雷暴天气过程进行了分析总结，得出：宁波新一代多普勒雷达反射率回波出现弱窄带回波时，对应边界层辐合线海风锋，在有利天气形势背景下易诱发强对流的发生发展。此次强雷雨过程是在有利天气背景条件下发生的，强对流发生在局地层结不稳定和较好的水汽条件下；利用中尺度WRF模式输出资料进行分析看到，海风锋的锋生造成的地转强迫促使次级环流加强，在东西风辐合线西侧有垂直上升运动出现；海风锋本身有一辐合抬升区，辐合上升运动的加强为雷暴的发生提供了有利的动力条件，从而触发了该地区不稳定能量的强烈释放，促使了雷暴的新生发展。

Micaps；GFS资料；海风锋；中尺度WRF

0　引　言

雷暴是伴有雷击和闪电的对流天气现象，一般伴有阵雨，有时还会出现局部的大风、冰雹等强对流天气。宁波市属亚热带地区，天气复杂多变，雷暴等气象灾害频发，给经济发展、交通运输安全和人们的身体健康造成严重威胁。近年来，随着城市建设发展，雷暴的气候变化规律越来越受到大的关注，加强对雷暴发生规律以及影响雷暴天气形势的研究，对防雷减灾、雷电预警预报以及航空飞行安全等都具有重要意义。

海陆风是海陆交界处的一种中尺度天气系统，它是由下垫面加热不均匀而产生的大气次级环流，是沿海地区特有的天气系统，对局地天气和气候有重要影响，并且这种影响越来越被气象工作者所重视。多普勒天气雷达经常能够探测到弱窄带回波，这些弱窄带回波一般对应的是边界层辐合线。在合适的层结和水汽条件下，这些边界层辐合线的演变与强对流天气的形成，发展和消亡密切相关。对于边界层辐合线的分析和各种规律的认识有助于及早做出强对流天气的临近预报。国际上对海风锋的研究可以追溯到20世纪初，Jeffreys[1]奠定了海陆风定量理论研究的基础，Banta等[2]应用多普勒天气雷达能够完整而清晰地捕捉海风锋的三维结构特征。雷达观测的边界层辐合线对深厚对流的触发作用已被多个选自美国科罗拉多 州东部的实例证实，Wilson等[3]、Schreiber[4]的论文统计并给出1984年丹佛和科罗拉多州附近对流季节的实例。Wilson等[5]统计分析了边界层辐合线对雷暴的触发规律。

国内方面：翟国庆等[6]根据华东地区多次典型强对流天气的地面风场分析和合成结果，指出强对流带的发生发展与其前暖区的中尺度辐合线有密切关系，往往在其前方有中尺度的辐合中心，也是对流发生最为强烈和移动变化的突出区域。

宁波东临东海，北靠杭州湾，夏天午后由于明显热力差异，海陆风是经常能被多普勒雷达探测到的边界层辐合线，也是主要影响宁波夏季产生强对流天气的中尺度系统之一。海陆风是由于海陆热力差异引起的白天由海上向内陆吹、夜间由内陆向海上吹的距海岸线几十千米的中小尺度热力环流。在炎热的夏季，当海风入侵内陆时，会引起沿海内陆地区气温下降、湿度增加，海风锋对雷暴有触发和加强的作用。因此对海陆风的研究不但对掌握本地夏季对流天气形成有重要作用，而且对临近预报也有较好指导意义。同时，研究并掌握海陆风对雷暴发生发展的作用规律，对宁波本地的防灾抗灾有重要意义。

1　资料及方法

首先利用常规气象资料，地面自动站加密资料，等分析此次雷暴的天气形势特点，再借助GFS 0.5°×0.5°再分析资料对影响此次雷暴天气系统发生发展进行物理量诊断，紧接着借助新一代多普勒天气雷达资料和地面自动站加密资料直观分析海陆风的二维表现形式，最后使用中尺度WRF模式输出资料进一步剖析海风锋对强对流的触发作用。

2　天气过程分析

2.1天气形势背景

高层200hPa上(图1a)，冷涡中心位置处在我国东北地区，华东中北部为槽前西南气流之中；华东中南部为平直西风气流以及大陆高压顶部。500 hPa图上(图1b)，副高加强向内陆伸展至80°E并成东西带状分布，副高脊线北抬越过25 °N。宁波市刚好处在东北冷涡槽前和副高北侧之间。高空急流轴位于华东苏皖北部以及鲁南，宁波市处在高空急流轴南侧。中低层700 hPa，850 hPa图上(图1c，1d)，低涡处在华东苏皖位置，随着高空东北冷涡不断东移南压。低空急流轴位于华东中部，给宁波输出充沛水汽，为接下来的强雷雨过程提供充足能量和水汽供应。

(a)～(d)200 hPa至低层850 hPa的水平风场(矢线)，温度场(虚线)，位势高度(黑实线)图1　2014年9月2日06UTC宁波市强雷雨期间对流层高低空环流场的配置

2014年9月2日宁波市雷雨分为两个过程，第一次过程是大形势背景下海陆风诱发的局地强对流；第二次过程是槽线东移时的飑线影响过程。但第二次飑线移至宁波时强度已经大大减弱，影响较第一次过程小得多。本文着重分析海陆风诱发的局地强对流过程。

图2　2014年9月2日午后强雷雨发生前宁波市多普勒雷达反射率

连续跟踪观测9月2日中午到下午宁波新一代天气雷达1.5°仰角基本反射率产品因子可以看到，05:40(世界时，下同)在宁波东北北仑方向有一条窄带回波(图2a)，这是边界层辐合线海风锋在多普勒雷达上的明显体现。海风锋走向大致和北仑镇海一带海岸线平行，回波强度大约15～20 dBz，长度大约为50 km，并以20 km/h左右速度向西南方向推进。06：25已经推进到内陆的鄞州区等地(图2b)，并不断继续向内陆伸展。同时在07：05宁波市东南象山、宁海等地也有一条弱窄带回波生成缓慢向内陆发展移动(图2c)，这也是宁波东南沿海边界层辐合线海风锋在多普勒雷达上的体现。两条海风锋向内陆推进过程中汇聚于内陆鄞州区，形成辐合区，使得鄞州区局地辐合加强(图2d)。卢焕珍(2012)等[7]研究海风锋导致雷暴生成和加强规律时发现，海风锋在向内陆推进过程中如遇环境场不稳定，沿海风锋或附近突然有雷暴出发并逐渐发展加强。从天气形势背景介绍中可知，宁波地区处在一个不稳定的大环境场中，08：02(图略)，宁波西南山区生成的弱回波不断向东北移动，强度变化缓慢。在08：36(图3a)，在两条海陆风交汇位置，雷暴单体突然发展加强，最强强度达到50 dBz以上。到了08：58，在海风锋交汇处回波向北不断发展过程中范围变大，顶高伸展到8～12 km。从09：10(图3b)开始，西部新的雷暴单体的结合，在两条海风锋汇聚区域形成强度更强，范围更大的超级雷暴单体，给宁波鄞州区带来将近一个小时大暴雨过程，这与周钦华(1987)等[8]对浙江沿海海陆风环流研究得出的结论“海陆风造成的地面风辐合带常是浙江沿海地区大暴雨发生的地方，在作浙江沿海暴雨预报时, 不可忽视海陆风环流的作用”相一致。通过对雷达图像的分析，我们基本可以断定，9月2号宁波午后强雷雨过程是由推进到内陆的海风锋周围激发出的雷暴单体发展加强引起的。雷暴单体在内陆两条海陆风交汇处加强为超级雷暴单体，进一步增强对流过程。

图3　2014年9月2日午后强雷雨发生时宁波市多普勒雷达反射率

2.2从自动站逐时资料分析海风锋对强雷雨的触发作用

海风锋向内陆推进过程中，所到区域最明显气象要素变化就是湿度加大以及温度降低。从9月2日北仑区温压湿分布图上(图4a)可以看出，04UTC之前，由于日变化，温度不断升高，湿度不断降低。04UTC之后，由于海陆热力差异导致低层海风吹向内陆，中高层陆风吹向海上，形成海风锋。海风锋在向内陆推进过程中，北仑区自04UTC后温度不断降低，4个小时内降温幅度高达4 ℃；相对湿度则由60%不断上升到85%以上。内陆鄞州区气象要素变化受海风锋影响尤其明显(图4b)：06UTC之前，受日变化影响，温度不断上升到35 ℃，相对湿度则维持在较低的60%左右。07UTC之后，随着海风锋推进影响，温度迅速降低，两个小时内温度降幅高达8℃；与此相对应的则是相对湿度的急剧增加，两小时内由60%左右上升到95%以上。从以上站点气象要素短时变化可知，9月2日午后雷雨主要影响系统为边界层辐合线的海风锋。

图4　2014年9月2日00UTC至3日00UTC北仑区(a)和鄞州区(b)温压湿变化分布(图上对应时次为北京时)

2.3利用中尺度WRF模式分析海风锋对强对流的触发作用

文中采用中尺度数值模式WRF，对2014年9月2日宁波地区强雷雨过程进行了数值模拟。模式使用GFS提供的水平分辨率为0.5°×0.5°的再分析资料作为初始场。在模式中采用了双重嵌套方案(D01,D02)，模拟区域的中心位置为(29°N，121.0°E)，粗网格D01格点数为100×90，格距27 km，细网格D02格点数为91×91，格距为9 km。垂直方向为30个层，积分时间由2014年9月2日00时(世界时)到2014年9月2日18时，模拟积分时间长度为18 h，模式的初始条件和侧边界条件均采用时间间隔为6 h，时间步长为180 s，每1 h输出一次模拟结果。

WRF模式所选用的物理过程参数为：Lin云微物理过程方案；rrtm长波辐射方案，Dudhia短波辐射方案，每10 min调用一次辐射过程；积云对流采用Kain-Fritsch方案，每5 min调用一次。这次数值模拟中，选择的物理方案和参数化过程如表1。

表1 　中尺度WRF模式的物理方案和参数化过程

本次模拟的起始时间是2014年9月02日00时，将WRF模式预报的降水量与落区和降水实况进行对比分析看到，预报的降水量和观测实况大体相同，只是降水落区位置略有偏北(图略)，模拟的风场和海风锋的位置也与实况基本相同(图5a、5b)。这说明WRF模式输出的产品资料是可用的，下面我们就用WRF模式模拟的预报产品来分析海风锋对强对流的触发作用。

图5　2014年9月2日 04UTC加密自动站10 min平均风场(a)和中尺度WRF输出风场(b)；06UTC中尺度WRF输出风场与比湿叠加(c)和温度(℃)叠加(d)

从9月2日的模式模拟资料看到，自04UTC开始宁波东北以及东南沿海的海风开始加强，在低层10m高度上宁波地区出现两条中尺度切变线，其中位置偏中部的是东北海风与大陆西南风的辐合线，另一条为东南沿海的东北风—东南风辐合线，包括风速和风向的辐合(图5b)，所经之处出现温度下降、湿度增加，是海风锋生成的典型特征；对应地面风场是宁波东北部镇海北仑一带沿海以及东南象山沿海的两条海风锋(图5a)，两条海风峰组成“人”字形。到06UTC，随着海陆热力差异加强，东北海风不断向内陆推进，东南海风也不断加强向内陆推进，这在低层10m高度上图上明天可以观察到。

分析06UTC温度、比湿分别与地面风场的叠加(图5c、5d)情况可知，东北部海风峰后侧以及东南部海风峰后侧是下沉气流造成的湿冷池，前侧则是大陆西南气流的相对暖干气团，并有一温度脊存在。低层水汽的供应主要靠两条海风峰向内陆推进带来的局地相对湿度的增加。随着海风锋向内陆推进，07UTC，08UTC比湿与地面风场的叠加(图略)上可以明显看到湿度不断增加，这为强对流发生发展提供充足水汽条件。

沿29.5°N作U-W和假相当位温的垂直剖面图，03UTC开始低层1000 hPa的122°E～123°E区域之间有一弱偏东风回流(图略)，说明此时海陆热力差异还较小，海风锋强度不强，在新一代多普勒天气雷达反射率回波图上暂时观察不到海风锋。宋洁慧(2008)等[9]在分析了宁波沿海地区多年平均的各月气温，地温和海温等资料后得出：宁波沿海低层出现海风时，上层为陆风或者系统风；上下层有明显风切变，切变高度最高在600～1000 m左右；到了06UTC(图略)，随着海陆热力差异加大，低层海风加强，海风锋高度加强到925 hPa，这与宋洁慧(2008)得出的结论相一致。到了07UTC在1000～900 hPa以及122°E～123°E之间形成明显偏东风与偏西风的辐合上升区(图略)，由锋生动力学可知，锋生过程是一个非地转过程，在这个过程中必然强迫出非地转横向垂直环流，07UTC在回流高度西侧1000～800 hPa以及121.5°E附近区域形成垂直强迫抬升，这是海风冲击暖湿西风强迫抬升而形成的，这与尹东屏(2010)等[10]在分析江苏一次海风锋触发强对流天气的U-W剖面图时发现，海风锋的锋生造成的地转强迫促使次级环流加强，在东西风辐合线西侧有垂直上升运动出现，海风冲击暖湿西风强迫抬升而发生强对流天气的结论相一致。

由前面的分析可知，强对流发生前该地存在明显的层结不稳定，而海风锋向内陆的推进为雷暴的发生提供充足水汽，辐合上升运动的加强为雷暴的发生提供了有利的动力条件，从而触发了该地区不稳定能量的强烈释放，促使了雷暴的新生发展和加强。分析表明正是海风锋的触发才导致了此次局地强对流过程的发生。而中尺度WRF模式可以很好地模拟出此次过程中海风锋触发雷暴的新生发展并加强这一现象。

3　结　语

利用地面加密自动站资料、宁波新一代天气雷达资料、中尺度WRF模式输出资料对2014年9月02日发生在宁波沿海的局地强对流天气过程进行综合分析，得出以下几点结论。

1)宁波多普勒雷达反射率回波出现弱窄带回波时，对应边界层辐合线海风锋，在有利天气形势背景易诱发强对流发生发展。在9月2日午后强对流过程中，有两条海风峰分别从东北和东南方向向内陆推进，在鄞州区等形成强辐合区，诱发雷暴单体加强为超级单体，带来局地雷暴大风，强雷雨等严重危害飞行安全等的复杂天气过程。

2)此次局地强对流天气过程是在有利天气背景条件下发生的，强对流发生地存在局地层结不稳定和一定的水汽条件。

3)此次过程是一次比较典型的由海风锋引起的强对流天气过程，海风锋本身有一辐合抬升区，区域内有弱对流存在，当海风锋移到局地存在层结不稳定且有一定的水汽的区域，其抬升区的辐合上升运动迅速加强，从而触发该地区雷暴的新生和发展。

4)分析中尺度WRF模式模拟资料看到，海风锋的锋生造成的地转强迫促使次级环流加强，在东西风辐合线西侧有垂直上升运动出现；海风锋本身有一辐合抬升区，辐合上升运动的加强为雷暴的发生提供了有利的动力条件，从而触发了该地区不稳定能量的强烈释放，促使了雷暴的新生发展。

[1]Jeffreys H.On the dynamics of wind[J].Quart Roy MeteorSoc,1922,48(102) :29-46.

[2]Banta R M,Dollvier L,Leviason D H.Evolution of the montery sea breeze layer as observed by pulsed doppler radar[J].Atmos Sci,1993,50(24):3959-3982.

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[5]Wilson J W, Schreiber W E.Initiation of convective storms at radar observed boundary layer convergent lines[J].Mon Wea Rev,1986,114(12):2516-2536.

[6]翟国庆，俞樟孝. 强对流天气发生前期地面风场特征[J].大气科学，1992,16(5)：522-529.

[7]卢焕珍，刘一玮，刘爱霞，等.海风锋导致雷暴生成和加强规律研究[J]．气象，2012，38(9):1078-1086．

[8]周钦华,刘小根,戚优华, 等. 浙江沿海海陆风环流特征研究.杭州大学学报[J]，1987，14(1):109-120.

[9]宋洁慧，寿绍文，刘旭，文伟俊，卢海琦，徐明娥. 宁波一次典型夏季海陆风过程观测分析和数值模拟[J].热带气象学报，2009,25(3):336-342.

[10] 尹东屏, 吴海英, 张 备,等. 一次海风锋触发的强对流天气分析[J].高原气象, 2010, 29( 5):1261-1269.

2016-03-27