多源精细化资料对皖北地区一次雷暴大风的成因分析*

周后福，赵 倩，李耀东，毛连海，朱一正

(1. 安徽省气象科学研究所，安徽 合肥 230031； 2. 安徽省大气科学与卫星遥感重点实验室，安徽 合肥 230031； 3. 北京航空气象研究所，北京 100085； 4. 江西省气象台，江西 南昌 330096；5. 安徽省池州市气象局，安徽 池州 247100)

大风是皖北地区的主要灾害之一。每年大风造成的损失非常严重，且随着经济的发展呈现增长之势，因此有必要总结大风的变化特征，做好灾害性天气的防范工作。同时看到，风速随时间的变化具有脉动性，极端的瞬时最大风力往往持续时间很短，与周边地区在水平面上形成较强的风切变存在，使得大风的时空分布规律难以掌握，瞬时性、切变强的形成机制不易揭示，因此需要深入了解大风的形成机理，为灾害性天气预报预警提供技术支持。

国内外有关大风机理的研究成果很多，如弓状回波中的中尺度涡旋会造成局地强风[1]；强单体风暴产生的下击暴流也会导致地面大风[2]；Small等在研究加拿大大风机制时认为，西北大风是与西北地区的东北低压、白令海和东西伯利亚高压相联系的[3]；Krishna等在分析夜间边界层强风结构时认为近地层是辐射冷却占主导地位，其上是湍流冷却为主要机制，近于边界层顶则以晴空辐射冷却为主要机制[4]；刘香娥等研究飑线大风时认为，降水粒子的蒸发和融化冷却过程对产生地面强风具有重要影响，地面强冷池在飑线大风中作用很大[5]；王秀明等认为，低层湿度是风暴结构的决定因素，强风由对流单体下沉辐散气流叠加在冷池密度流上造成的[6]；方翀等研究雷暴大风后发现，风向辐合触发对流，中气旋引发雷暴大风[7]；涂小萍等认为，强冷空气快速下沉触发形成有组织的多单体风暴，出流边界与阵风锋合并导致灾害性大风[8]；王彦等认为，低仰角速度模糊区对应于地面强风，速度模糊区与实况大风范围基本一致[9]；吴海英等认为，飑线后部产生的中尺度雷暴高压与风场的辐散中心相伴是地面大风形成的主要原因之一[10]；盛春岩等发现，变压梯度风与大尺度气压梯度风共同造成了大风[11]；李向红等则对广西大风天气进行分型[12]；黄莉等研究认为，对流层中层风速及风向的强垂直切变与低层正螺旋度相匹配，是产生大风的动力条件[13]；周后福等对下击暴流研究时认为，产生大风的下击暴流初始原因是降水粒子的下降拖曳作用，中后期则源于热力不稳定、中层动量下传和补偿性气流以及负浮力增大的作用[14]；夏文梅等对阵风锋的研究发现，雷达探测的上层风速大于近地层风速，并且强中心靠前[15]；刁秀广等对3次下击暴流天气分析时认为，大风是由于最大反射率因子或风暴顶的快速下降引起的[16]；李向红等人对龙卷大风过程进行了对比分析[17]。可见大风的形成原因比较复杂，有中尺度涡旋、下击暴流、辐射冷却、密度流、出流边界、阵风锋、雷暴高压、气压梯度等所引发或共同引发。

2016年6月30日上半夜，皖北地区出现了区域性的雷暴大风，风力普遍6～7级，甚至出现9～10级的大风。这次大风天气波及范围比较广，影响较为明显，故本文利用高空、地面、雷达、闪电等探测资料和ECMWF细网格分析预报资料对这次过程进行探讨，试图找出成片大风的形成原因，揭示大风天气的变化机理，为灾害性天气预报预警积累素材。

1 雷暴大风实况

30日21-24时的近3 h，皖北地区出现了雷暴大风天气，大风是自西南向东北方向逐步穿越皖北的。21时闪电主要集中在淮南市以及阜阳、亳州部分地区，22时出现在亳州北部，23时则移至宿州、淮北市以及蚌埠市部分地区。当日皖北有18个国家级气象站出现了超过6级的大风，仅3个站小于6级。沿淮淮北的国家级气象站和区域气象站共有55个达到8级以上大风，风力达10级的有4个，其中灵璧县磬云山站测得的瞬时风速最大，为27.7 m/s。淮北市、宿州市埇桥区、灵璧县的3个县区有33个站点达到8级以上风力，占到3/5。

本次天气伴随有降水、气温下降、气压涌升的现象，为此按照大风在安徽省出现的时间顺序绘制在一条线上各站点降水、气温和风速变化。图1只给出西侧、中间和东侧3站的要素，其中降水为10 min的，代表该时刻往前推移的10 min。可以看出各站气象要素随时间有向后移的变化特征，即都有气温降低、降水出现、风速增加的现象。各站连续20 min最大降温幅度基本大于4℃，极大风速都超过18 m/s，也有超过24 m/s。大风发生时气压明显升高，20 min的升高幅度大约0.7～1.6 hPa；大风发生前湿度普遍低于90%，甚至低于80%，大风发生后迅速升至90%以上，有的近于饱和状态。

2 高低空背景

2.1 高空环流形势

200 hPa高度图上，高空急流位于长江以北的广大地区；500 hPa高度图上，30日20时欧亚为两槽一脊，贝加尔湖地区是高压脊，亚洲地区的低压中心及其延伸的槽线主要位于我国。东北地区是深厚的冷性低压中心，由冷涡中心向南有深厚槽线；副热带高压势力较弱，588 dagpm等值线位于浙江北部、江西中部、广西东部以南；中南部地区有一低槽，由西南低槽东移所致。23时天气系统略有东移，在西南槽前的河南西部有低涡，西南低槽在东移过程中与低涡合并。大风发生在低槽槽前和副高之北(图略)。700 hPa图上，30日20时东北冷涡延伸的低槽到达河北，且稳定少动；23时南支槽线移至河南、重庆一线，急流区位于安徽南部、湖北南部、湖南、江西一带。皖北地区依然处在槽前西南气流中、急流区北。综合各层高度和风场分布可知，从高空到中低层，皖北地区处在上下一致的西南气流背景和急流区前左侧。

图1 沿线观测站降水、气温和风速随时间变化

图2 组合反射率和径向速度分布(箭头代表运动方向)

2.2 近地面形势

30日20时海平面气压图中，河南南部、安徽北部、江苏西北部处在青藏高原高压和副高之间的低压区；23时皖北依然处在低压范围内。20时地面气温大于27℃的区域位于沿淮一带，23时大于26℃的区域还是维持在沿淮一带，高温范围有所东移。上述地区低压系统的推进，以及地面气温比周边明显要高，都有利于空气的辐合抬升和对流天气的发展。

2.3 探空背景

08-14时阜阳探空显示，500 hPa以下层次风向随高度顺时针旋转，中低层有暖平流存在，南方的暖湿空气向北方行进；同时随高度有风速增加现象，风速切变明显；中层温度和露点温度差异大，甚至相差达40℃，预示空气极为干燥，主要的干层位于3～5 km；到了20时，雷暴云团来临，暖湿空气抵近阜阳，风向顺时针旋转的现象消失，空气增湿显著。次日08时，温度和露点温度曲线近于一条线，降水之后的空气整层变湿。徐州探空站在大风来临前，中层也有干层，大风出现后干层消失。

3 成因分析

3.1 风暴云自西南向东北移动

从雷达回波图上看出，多单体风暴30日20时由河南南部和湖北北部进入安徽，经界首、阜南由西南向东北方向移动(图2a)。在移动过程中风暴群逐渐发展加强，23:30左右风暴群发展到鼎盛阶段，很多风暴单体由零散的分布得以合并形成连片风暴群，使得后期的地面大风也强盛。雷达识别出的风暴少则有20个，多则达到40个。风暴顶多介于5～6 km，个别风暴顶超过13 km。风暴群的最大回波强度大多超过55 dBZ，有的达到65 dBZ。强风暴所波及到的范围与皖北大风的范围一致，同时强回波向东北方向移动是引起大风沿NW～SE走向分布的原因。因此大风的发生是与强风暴的移动密切相关，是强风暴所引发的。

3.2 热力能量和不稳定条件

热力能量条件(表1和表2)。由阜阳探空资料知，30日08时、14时和20时850 hPa处θse均不低于75℃，说明皖北地区处在高能区。20时阜阳和徐州的0℃层高度近5 km。大风过程先后经过阜阳和徐州两地，阜阳的CAPE在30日14时猛增至4 583J/kg，20时依然超过4 000 J/kg，1日08时则下降到54 J/kg；徐州的CAPE值在30日20时增至2 600 J/kg以上，次日08时则迅速降至不到400 J/kg。两地的CAPE值变化都反映大风发生前皖北地区能量积累，大风发生后能量得到充分释放。

表1 850 hPa阜阳和徐州θse(℃)

表2 阜阳和徐州CAPE(J/kg)

表3 阜阳SI(℃)

不稳定条件。阜阳站探空资料显示，30日14时K指数为9℃，20时增加到44℃，次日降到36℃，表示在大风发生前该地具有较强的不稳定性；而SI指数(表3)30日14时是-7.1℃，20时则为-5.1℃，也预示着具有较强不稳定性，而在大风发生后的1日08时，已经上升为1.9℃，成为稳定性的大气层结。同时看到30日08～20时850～500 hPa之间θse差值在16～25℃之间，即预示大气层结不稳定。08时不稳定层结位于600 hPa以下层次；14时有2层，一层在700 hPa以下；20时不稳定层再次增厚，顶部近于500 hPa高度；次日08时不稳定层明显变多变薄，表示空气的不稳定性显著变弱。

3.3 动力条件

冷平流下沉。从21:45-22:41蚌埠雷达风廓线产品中(图3)可以看出，低层风随高度逆时针旋转，在4 km以上风向则顺时针旋转，风速随高度增加，并随着时间的推移逆转的高度在下降，说明低层有冷平流，中高空有暖平流。低层冷平流使得空气降温，加剧空气的下沉运动。蚌埠局部在22时左右地面出现大风，与雷达探测到的下沉运动有一定对应关系。

图3 蚌埠雷达21:45～22:41风廓线产品(图中时间为世界时)

风暴风速下传。根据风暴单体的径向速度分布判断，地面大风是由低空大风下传所致。图2b～图2d为径向速度及其垂直剖面，由此可以看出，伴随地面大风的出现，在低空出现较大风速区，其径向速度最大值往往超过15 m/s，甚至超过20 m/s，实际的水平风速要大于径向速度值。图b在凤台县有两处负值大值区，个别像素超过20 m/s，海拔高度在1.1～1.2 km；图c显示灵璧、固镇和蚌埠交界处有正值大值区，它们的海拔高度分别在1.1 km和0.2 km，最大正速度超过15 m/s；图d显示近地层约3 km以内广泛存在径向速度大于10 m/s的区域，大于15 m/s速度区呈现带状分布，甚至有20～27 m/s的径向速度存在，大速度区沿着箭头线下降。即说明在低空到地面存在较厚的大风区，表示这次大风过程有明显的空中风速和动量下传到地面的现象。

图4 3 h气象要素

图5 23时垂直速度(单位：10 Pa/s)

负浮力和降水拖曳加强。由图1可知，沿线各站降温幅度20 min普遍达到4℃以上。近地面强烈的短时降温迅速引起空气凝聚和下沉，局地气压升高，下沉气流温度明显低于环境大气温度而产生的负浮力增强，加剧下沉运动的下冲。由图4可见，皖北3 h降水普遍在10 mm左右，仅个别站点超过25 mm，表示雷暴云受到降水物的重力拖曳作用而致下沉。或者说，地面强烈的降温现象是由于雷暴云中的负浮力和降水物拖曳作用的下沉运动所致。

次级环流下沉。在700 hPa垂直速度图上，20时在临泉、怀远上空各有一个-0.8 Pa/s的中心；23时淮北地区则有2个-2.4 Pa/s负中心，比20时的范围和强度都明显增强，同时在其附近存在1.6 Pa/s和2.4 Pa/s 的2个正中心，表示淮北地区上空的上升运动非常强烈，并伴有下沉运动；20时沿大风移动方向的剖面图可知，在霍邱附近有闭合的次级环流圈，下沉支在霍邱；23时也有上升、下沉运动的间隔出现，构成了次级环流圈，在灵璧南部有下沉支(图5)。20时和23时下沉支分别在地面的霍邱、灵璧形成大风，与实际观测大体对应。

雷暴高压气压差增大。图4中阜南、利辛与太和19-22时的3 h变压超过2 hPa，阜阳甚至超过3 hPa；在大风所经之地普遍在0.4 hPa以上，而在非大风区，变压多小于0.4 hPa，甚至为负变压。变压差的增加有助于形成局地雷暴高压，下沉运动的增强则利于产生地面大风。变压分布与雷暴大风发生的先后有时间上的对应关系。

4 小结

利用高空、地面天气图、闪电、雷达和ECMWF资料对2016年6月30日发生在皖北地区一次区域性的雷暴大风进行分析，获得如下主要结论：

(1)这次雷暴大风发生在东北冷涡背景下的槽前和副高之间，处在西南气流带中急流轴的前左侧。在雷暴大风发生的同时，伴随有气温陡降、气压涌升、明显变湿和降水现象。

(2)大风发生前有较强的对流不稳定能量，以及较强的不稳定性，大风发生后对流不稳定能量迅速减弱，能量得到彻底释放，大气也趋向于层结稳定。无论是能量和各种不稳定性指标，都与大风的发生有很好的对应关系。

(3)在大风发生前中层存在极为干燥的深厚气层，中层干层在0℃层附近3～5 km左右位置。当雷暴云外围绕流的干冷气流被夹卷进入近于饱和的风暴内部后，在云体前部逐渐下沉，伴随的降水物通过干冷气流时强烈蒸发冷却，在经过融化层之下时引起降水粒子的融化蒸发，气流得到进一步冷却，有利于下沉气流的发展。

(4)大风的发生与风暴的移动密切相关，随着风暴的移动，雷暴高压也随之前行。伴随下沉运动而来的快速降温，形成了负浮力作用，以及由于降水的重力拖曳，在雷暴高压的局地辐散和低层冷平流的作用下，促使下沉运动的下降速度加快，并且与大气次级环流圈的下沉支结合，共同导致了在地面形成大风。

本文利用多种资料探讨了雷暴大风的成因，得到了一些有意义的结果，然而可以看出所得结果皆为定性的，并没有定量化的结论，也没有绘出雷暴大风的概念模型。如果有某种方案模拟出下降速度中各种因素所占的比例，这时就可以清晰地获得它们在下沉运动中的作用大小，得到影响大风的主要因素和次要因素。因此今后还需要进行定量化的尝试。