冷涡底部对流引起的杭州湾极端大风形成机制分析*

彭霞云 章丽娜 刘汉华 李文娟 黄新晴 黄旋旋

1 浙江省气象台，杭州 310051 2 中国气象局气象干部培训学院，北京 100081

提 要： 2020年4月12日，受冷涡影响，华东地区出现了大范围的雷暴大风，其中在杭州湾地区出现了12级以上的极端大风。此次强对流过程发生前，高低空为一致的西北气流，水汽含量低、能量条件弱，预报难度大，沿海海面风力预报出现了较大的偏差。基于常规观测资料及多普勒天气雷达、风廓线雷达等非常规观测资料，结合ERA5再分析资料，分析了此次过程雷暴大风特征及对流系统移入杭州湾前后的演变特征，重点探讨了杭州湾东北部出现极端大风的可能原因。研究表明，杭州湾极端大风的形成是多因素共同作用的结果。杭州湾具有一定的能量条件、低层大气的温度直减率接近干绝热递减率，有利于对流系统中形成较强的下沉气流，下沉辐散造成地面大风。中层存在西北风急流，在对流下沉运动的作用下，中层的高动量被带到地面，增强了地面风速。对流系统移入杭州湾的过程中，冷池增强，而杭州湾水面的摩擦力比陆地小，有利于风速增强，这也是杭州湾风力增强的重要原因之一。杭州湾东北部13级以上大风的出现还与海上热力、动力条件的不均匀分布及对流入海后形态的变化有关。

引 言

线状中尺度对流系统在雷达图像上表现为准直线或弓形的连续强回波带(Parker and Johnson，2000；Gallus et al，2008)。与其他产生直线大风的非线性结构中尺度对流系统(诸如弓形回波单体、超级单体、多单体风暴等)相比，线状中尺度对流系统生命期往往更长、影响区域更广，常产生区域性的雷暴大风(John and Hirt，1987；Meng et al，2013)。

许爱华等(2014)把高空西北气流下(槽后或冷涡)，高空强干冷平流起主导作用的强对流归为冷平流强迫类，这是产生强对流天气的主要天气形势之一(侯淑梅等，2020；盛杰等，2020；陈晓欣等，2022)。很多大范围灾害性雷暴大风过程发生在冷涡或槽后背景下，研究者从不同角度分析了大风产生的原因。2009年6月3日，东北冷涡控制我国的东北和华北地区，在黄淮地区出现了一次罕见的强飑线灾害性大风过程。这是非常典型的冷涡背景下的强对流过程，研究发现强冷池和中层入流对地面大风的形成有重要贡献(梁建宇和孙建华，2012；刘香娥和郭学良，2012；吴海英等，2013)。杨晓亮等(2020)对冷涡背景下河北雷暴大风过程的环境条件和触发机制进行了分析，大风由多种形态对流系统引起，地面大风出现在大风速核前沿、正变压中心附近。公衍铎等(2019)研究了冷涡底部的强对流大风过程，认为对流层中层相对干、大的垂直减温率和下沉对流有效位能都是形成地面强风的有利条件。杨吉等(2020)利用数值模拟研究了冷涡背景下弱飑线过程的形成机制，认为冷涡外围干冷空气输送，夹卷进入下沉气流内使雨滴蒸发，形成强冷池，也通过夹卷将高动量空气带到近地面，造成地面大风。上述的研究主要针对陆地上的雷暴大风过程。

受海陆下垫面的影响，线状对流系统移入海洋后强度可能会出现加强、维持、减弱等不同情况，当对流的强度加强或维持时，往往会对沿海地区或海上造成相当大的破坏力(Lombardo and Colle，2012)。浙北地区处于海陆交界处，杭州湾(包括舟山)时常受到对流系统入海后加强的影响，在舟山及周边海域产生超过30 m·s-1的雷暴大风，造成严重的海上渔船海损事故(陈淑琴等，2017；2011)。高梦竹等(2017)分析了2014年夏季一次飑线移入杭州湾后加强的过程，认为杭州湾更好的能量和水汽使得对流入海后加强。Zhang et al(2021)进一步研究发现后侧入流急流下沉到地面对海上大风的形成起了重要作用。上述过程都属于槽前型强对流过程，浙北属于冷涡或槽后类的强对流次数不多，且多发生于初夏季节。如2006年6月10日的飑线大风过程(沈杭锋等，2010；李文娟等，2019)、2009年6月5日影响苏皖沪和浙北的冰雹和大风灾害过程(戴建华等，2012；章元直等，2018)。这两次过程都发生在初夏，大气整体温度较高，低层盛行西南气流，能量和低层水汽条件较好，出现了生命史较长的强飑线和超级单体风暴，回波伸展高度较高，地面大风主要是由飑线中存在的强下沉气流造成。而对于发生在更干冷背景下的春季冷涡强对流过程，及其移入杭州湾后雷暴大风强度变化的研究，目前还很少。

2020年4月12日，随着冷涡横槽下摆，江苏和浙北出现8级以上雷暴大风，进入杭州湾后风力迅速增强至12～13级，最强风力达40.8 m·s-1，在对流大风过程中实属罕见，属于极端大风(马淑萍等，2019)。此次过程，高低空均为西北气流控制，环境湿度非常小、不稳定能量弱，预报员对此类过程的经验不足，主客观预报的风力都明显偏弱。全球模式风力释用产品在浙北沿海仅预报了6～8级大风，华东区域中尺度模式(CMA-SH)在浙北及沿海报出带状对流，但最大风力仅为8级。12日上午主观预报认为冷涡底部可能会有弱对流发展，预报浙北和沿海海面有8～10级大风，但对对流移入杭州湾后风力的增强考虑不足，沿海海面风力预报比实况严重偏小，预警信号等级也偏弱。本文将基于雷达、风廓线、地面自动站等多源观测资料，结合欧洲数值预报中心ERA5逐小时再分析资料，讨论此次春季杭州湾极端大风的形成机制，总结经验教训，为今后类似天气过程的预报和预警提供借鉴。

1 天气实况

2020年4月12日午后，山东和江苏交界处有零散对流发展并逐渐向南移动(图略)，18时(北京时，下同)，回波位于江苏南部，为分散性强回波(图略)。19时，对流到达杭州湾北岸，组织成3条带状回波(图1a)：位于上海地区的线状回波带“A”，位于江苏和浙江交界处回波带“B”和位于浙北西北部的弱回波带“C”。每条回波带后都产生大范围的8～9级大风。19:20开始，带状回波“A”移入杭州湾(以下简称为入海，图略)。到了20时(图1b)，回波带“A”已经完全位于杭州湾上，45 dBz以上强回波范围较入海前明显增大，因此可以认为对流入海后增强。随着带状回波“A”扫过杭州湾，舟山地区普遍出现10～12级大风，有4个站出现13级大风，其中岱山下三星岛风速最大(达40.8 m·s-1，图1d中红色圆点)。相比陆地，沿海海面风力增强了3～5级(图1c)。

整个过程以雷暴大风为主，江苏东部、上海、浙江东北部地区虽有降水，但累计降水最大值仅为6 mm 左右，其余大风影响区域几乎没有降水(图1c)。12～13级极端大风主要出现在杭州湾和舟山群岛北部，时间集中在20时前后(图1d)。在出现13级大风的杭州湾东北部地区，雷电较密集，降水也较明显，而且在20时左右，舟山嵊泗菜园镇(图1d中红色三角形)局地还出现了0.5 cm的小冰雹。

2 环流背景

4月12日08时的500 hPa图上，黄海北部为冷涡，从冷涡中心向西可分析出一横槽(图2a)。在横槽前西北气流与等温线交角较大的区域，存在较强的冷平流。冷平流中心位于浙北和苏南地区，最大可达4 ℃·h-1。850 hPa上呈现西高东低的形势(图2c)，我国东部地区为偏北气流所控制，江苏、浙北等地区低层受暖平流影响。12日20时，黄海北部的冷涡东移到朝鲜半岛东南部，横槽下摆成竖槽(图2b)。冷涡西南侧的等高线变密，西北气流加强，冷涡底部的冷平流也较08时加强。由于12日08时冷锋已经入海，因此12日午后浙北地区处于地面高压东北侧，受西北气流影响(图2d)。从天气形势分析看，对流主要产生在500 hPa低涡后部，500 hPa冷平流明显强于850 hPa暖平流，因此本次过程属于高空冷平流强迫类(孙继松等，2014；许爱华等，2014)。

图2 基于ERA5资料绘制2020年4月12日(a)08时500 hPa、(b)20时500 hPa、(c)08时850 hPa高度场(黑色实线，单位：gpm)、温度场(红色实线,单位：℃)、风场(风羽)和温度平流(填色，单位：℃·h-1)，(d)17时海平面气压(黑色实线，单位：hPa)、10 m风场(风羽)Fig.2 Geopotential height (black line, unit: gpm), temperature (red line, unit: ℃), wind (barb), temperature advection (shaded, unit: ℃·h-1) of (a) 500 hPa at 08:00 BT, (b) 500 hPa at 20：00 BT, (c) 850 hPa at 08:00 BT, (d) sea level pressure (black line, unit: hPa), 10 m wind (barb) at 17:00 BT 12 April 2020 based on ERA5 data

3 杭州湾极端大风产生的原因分析

3.1 杭州湾有利于大风形成的环境条件

基于ERA5资料计算的对流有效位能(CAPE)和0～3 km垂直风切变分布显示，12日午后，浙北地区的不稳定能量弱而垂直风切变强(图略)。在临近杭州湾大风发生前，浙北地区(包括杭州湾)的不稳定能量仍然很弱(图3a)，杭州湾中东部的CAPE超过50 J·kg-1，最大值中心位于舟山群岛以东地区，杭州湾的0～3 km垂直风切变超过12 m·s-1。上述分析表明，杭州湾局地的热力和动力条件有利于图1a中杭州湾北岸对流入海后的维持和发展。

杭州湾上最强的风出现在杭州湾东北部，因此在这个区域选取了一个具有代表性的点进行分析(图3b，具体位置如图3a中红色三角所示)。该点19时的斜T-lnp图表明，CAPE为231 J·kg-1，大气可降水量只有11.7 mm，大气层结呈现“X”型，中低层温、湿廓线呈向下开口的喇叭形，地面温度露点差达20 ℃，1 000～700 hPa的平均温度直减率达到8.6 K·km-1。这样的层结特征有利于形成强的下沉运动。浙北地区(包括杭州湾)在对流发生前存在较大的下沉对流有效位能(DCAPE)(图3a)，杭州湾大部分地区的DCAPE约为400～500 J·kg-1，估算得到杭州湾地区由于对流造成的地面水平风速约为14～16 m·s-1。虽然这个下沉速度数值已经接近雷暴大风的阈值，但是仅由对流本身产生的下沉运动，还不足以产生杭州湾东部10级以上大风。

3.2 中低空急流及动量下传作用

前面的分析中已经指出，对流发生前，苏南—浙北地区的西北风强且深厚(图2，图3b)。中层急流增强了杭州湾北岸对流系统中后侧入流的强度和厚度。利用风廓线雷达风场时序图，结合自动站逐分钟要素变化，可以分析风暴内部的风场特征。下面选取离杭州湾相对较近、资料较为完整的昆山和嘉兴站风廓线进行分析(图4)。杭州湾地区的情况类似，但由于洋山港站风廓线缺测较多，本文不做分析。

图3 基于ERA5资料绘制2020年4月12日19时的(a)CAPE(填色)、DCAPE(黑色实线，单位：J·kg-1)和0～3 km垂直风切变(红色实线，单位：m·s-1)，(b)杭州湾东北部某点(图3a中红色三角形位置)的斜温图Fig.3 (a) CAPE (shaded), DCAPE (black line， unit： J·kg-1) and 0-3 km vertical wind shear (red line， unit： m·s-1)， and (b) skew-T diagram of a point (The location is labeled with red triangle in Fig.3a) over northeast of Hangzhou Bay at 19:00 BT 12 April 2020 based on ERA5 data

昆山站(图4a)地面风速在18:15左右开始增大，同时地面温度开始下降，18:19地面风达到极大，然后18:30左右地面开始出现降水。在降水出现之前，大风区出现在3 km左右高度(超过20 m·s-1)，2 km以下水平风速较小(小于12 m·s-1)。而降水开始后，地面至低层2 km风速明显增强(图4a中黑框所示时间段)。18:45，2.5 km高度左右出现一支强西北风急流。如果把时间序列图理解成沿着风暴运动方向的空间剖面，有降水的时段划为风暴体(黑框)，则可以看到地面大风出现在风暴前沿，而风暴后侧2～3 km高度为强的后侧入流(图4a中红色粗线所示)，后侧入流急流从风暴后侧逐渐向下、向前传递(黑色虚线箭头所示)。

图4 2020年4月12日(a)昆山和(b)嘉兴的风廓线雷达观测和地面自动站观测[上半图包括了水平风廓线演变(风羽)、垂直速度(红色细实线,单位：m·s-1)、等水平风速线(黑色实线，单位：m·s-1)、风暴后侧入流急流(红色粗线)；下半图包括了地面10 m瞬时风速(绿色实线)、逐分钟的地面2 m温度(紫色实线)和地面降水(蓝色柱)]Fig.4 Wind profiler observation and automatic surface weather observation of (a) Kunshanand (b) Jiaxing stations on 12 April 2020[The upper half figures include horizontal wind (barb), vertical velocity (red thin line， unit： m·s-1), horizontal wind speed isoline (black line，unit：m·s-1), strong rear inflow (red bold line)； the lower half figures include instantaneous 10 m wind speed (green line), 2 m temperature (purple line) and precipitation (blue column) at 1 min interval]

嘉兴站(图4b)的风廓线时序图与昆山站类似，同样可以看到对流后部存在强的入流区，但水平风速比昆山站更强，嘉兴站的地面极大风也比昆山站更大。后侧入流急流从风暴后侧逐渐向下、向前传递，20 m·s-1的大风区可向下一直伸展到1 km以下。根据图4中观测到的1 m·s-1左右的下沉运动估算，后侧入流30分钟可下降1 800 m。实际上对流风暴低层的下沉速度超过了1 m·s-1，因此当风暴中低层存在较强的下沉速度时，可短时间内将中层的强水平动量带到地面。

3.3 强冷池密度流的作用

18—20时，对流系统从江苏南部向南移动，伴有明显的负变温和正变压，小时最大变温达-7～-8℃,表明冷池强盛(图5)。19时，对流主体还在杭州湾以北地区(图1a)，负变温和正变压大值区主要位于上海地区，小时变温中心值达-8.1℃(图5b)。20时，对流主体位于杭州湾(图1b)，负变温和正变压大值区也大部分移到杭州湾，表明雷暴高压也已经影响到杭州湾水域，小时变温中心值达-7.4℃，小时变压中心值超过+4 hPa(图5c)。19—20时,冷池的变温梯度指向东南方向，地面1小时变压的梯度方向也指向东南方向，表明冷池最强出流(密度流)为西北风。

图5 2020年4月12日(a)18时、 (b)19时和(c)20时的地面1 h变温(填色)和1 h变压(红色等值线，单位：hPa)Fig 5 Variations of 1 h surpace temperature (shaded) and 1 h surface pressure (red contour, unit: hPa) at (a) 18:00 BT, (b) 19:00 BT, and (c) 20:00 BT 12 April 2020

表1 冷池密度流传播速度和ERA5计算的垂直风切变对比Table 1 Propagation speed of cold pool compared with ERA5 derived vertical shear

可以看到，在对流入海前，冷池密度流的传播速度不断增强。19时传播速度达到最强，为23.8 m·s-1，入海后，20时冷池内外气压差仍较强，冷池边界扩张速度为 23.4 m·s-1，强烈的冷池出流遇到光滑的杭州湾水面，有利于大风增强。另外对流影响前，杭州湾的地面已经有极大风风速为10～15 m·s-1的西北风 (图6c)，强的冷池密度流与环境西北风叠加，也是导致杭州湾风力急速增强的重要原因之一。

低层垂直风切变和冷池传播速度的比值显示，18时两者比值接近1，有利于线状对流发展，实况显示18—19时对流组织成带状结构。19时和20时冷池传播速度都显著大于垂直风切变，不利于对流系统垂直发展和长时间维持，可以看到对流发展高度较低(图7c)，并且回波带入海后断裂(图7e)可能也和两者不平衡有关。

4 杭州湾东北部13级大风形成原因

4.1 杭州湾东北部较好的热力和动力条件

对比杭州湾大风发生前的海陆地面温度和露点温度发现(图6a)：18时上海和嘉兴的地面温度为17～18℃，杭州湾的地面温度为14～16℃；地面露点温度在杭州湾和舟山为6℃，而上海和嘉兴仅为1～3℃。虽然海上地面温度略低于陆地，但是水汽条件明显好于陆地。地面假相当位温分布表明(图6b)：杭州湾西部和陆地数值接近，而杭州湾东北部的数值明显大于陆地，大值中心位于嵊泗和岱山附近(站点位置见图6c)。18时CAPE分布与地面假相当位温接近，大值中心位于舟山东部，其中嵊泗附近的CAPE约为200 J·kg-1(图略)。18时杭州湾东北部0～3 km垂直风切变约为12～15 m·s-1(图略)，属于中等强度的垂直风切变。另外在杭州湾东北部，由于地面西北风的风速差异，存在一条西北—东南向的水平切变线(图6c)。上述分析表明，杭州湾东北部(尤其是嵊泗、岱山附近)局地的热力和动力条件有利于回波入海后维持和发展。

图6 2020年4月12日18时(a)地面2 m温度(等值线,单位：℃)和露点温度(填色),(b)地面假相当位温(填色),(c)地面1 h极大风(风羽，红色虚线代表地面风场切变线)Fig.6 (a) The 2 m temperature (contour， unit: ℃) and dew point temperature (shaded), (b) surface pseudo-equivalent potential temperature (shaded), (c) 10 m extreme gale during 1 hour period (barb， red dashed line: horizontal wind shear) at 18:00 BT 12 April 2020

4.2 入海对流形态和结构变化的影响

从图1b中可知，杭州湾13级大风集中在舟山东部的嵊泗和岱山之间。极端大风在该处出现，除了海上有利的热力和动力条件外(见4.1节分析)，也与杭州湾北岸线状对流入海后对流系统的形态及结构变化密切相关。

利用GR2Analyst软件分析上海南汇雷达体扫数据，并利用该软件进行了速度退模糊。从18:51的0.5°反射率因子(图7a)可以看到，线状回波主体位于上海中部，呈“S”型，在其后侧存在一个很深的后侧入流槽口。入流槽口前部存在强径向风速区(图7b)，风速超过20 m·s-1。沿着后侧入流槽口方向作垂直剖面图后显示，强回波高度约为2 km(图7c)。在对流系统后侧3 km以上高度，存在后侧入流急流(图7d)，且该气流已经倾斜下沉到地面，在对流系统前部形成厚度大约1～2 km的风暴前侧出流，低层径向风速约为20～25 m·s-1，与上海地区实测地面极大风速接近。

图7 2020年4月12日(a,b,c)18:51，(d,e,f)19:55上海南汇雷达0.5°仰角(a，e)基本反射率，(b，f)径向速度，(c)反射率因子剖面，(d)径向速度剖面(图7c、7d中的基线为图7a、7b中白色直线PQ；图7d中黑色虚线箭头表示后侧入流向前倾斜下沉；图7f中的黑色十字表示19:55前后观测到的13级大风站点，黑色圆形代表气旋性环流位置)Fig.7 (a, e) Reflectivity, (b, f) radial velocity, (c, d) vertical cross section of (c) reflectivity and (d) radial velocity at 0.5° elevation at (a, b, c) 18:51 BT, (d, e, f) 19:55 BT 12 April 2020(The baselines in Figs.7c, 7d are “PQ”; the dashed black arrow in Fig.7d represents the rear inflow sunk to the low level; in Fig.7f, black cross represents the stations with observed 10 m wind speed exceeding scale 13, black circle represents the cyclonic circulation)

19:55，线状对流移入杭州湾并断裂成南、北两段(图7e中白色箭头所示)，断裂处前部对应了杭州湾东北部的大风区，最大风速超过27 m·s-1(图7f)。实况观测到的13级大风主要出现在该大风带中。在大风带东北侧，对流演变成螺旋状(图7e)，径向速度图上表现为气旋式旋转(图7f中黑色圆位置)。图7f中涡旋西南侧的旋转分量与西北气流一致，嵊泗13级极端大风就位于涡旋西侧。

5 结论与讨论

2020年4月12日，500 hPa冷涡位于黄海，在冷涡横槽下摆过程中，华东地区出现了大范围的雷暴大风，其中处于低涡底部的杭州湾地区出现了12级以上的极端大风。此次过程高低空均为西北气流控制，500 hPa冷平流明显强于850 hPa暖平流，属于高空冷平流强迫类，低层湿度条件差、不稳定能量弱。

在这种环流背景下，杭州湾极端大风的出现是多尺度、多因素共同作用的结果：(1)杭州湾具有不稳定能量，并存在中等强度垂直风切变，有利于海上形成有组织性的对流系统。探空分析表明，杭州湾的大气层结呈现“X”型，中低层为深厚的干绝热层，有利于对流中形成较强的下沉气流。利用DCAPE估算，下沉辐散气流造成的地面风速约为14～16 m·s-1。(2)风廓线雷达资料表明，对流发生时，中低层的西北风急流达20～26 m·s-1，强的中层急流增强了对流系统后部入流的强度和厚度。在对流系统中下沉气流的作用下，中层具有高动量的气流被带到地面(即动量下传)。动量下传的风与对流系统中的下沉辐散气流叠加，增强了地面风速。(3)杭州湾作为特殊的下垫面在本次极端大风过程中也起到重要作用。在对流系统移入杭州湾的过程中，冷池明显增强，加上杭州湾水面的摩擦力小，冷池密度流辐散速度远超过陆地，这也是杭州湾风力增强的重要原因之一。

除了上述原因，杭州湾东北部13级以上大风的出现还与海上热力、动力条件的不均匀分布及对流入海后形态的变化有关：(1)杭州湾东北部的不稳定能量强于杭州湾西部区域且存在水平风切变，有利于陆地上的对流移入杭州湾东部后强度维持。(2)主体位于上海的线状对流移入杭州湾后发生断裂，断裂处左前方出现了中尺度涡旋，在对流断裂的前部及涡旋西南侧对应了杭州湾东北部的大风区。

导致这次雷暴大风过程预报偏差的原因主要是对沿海海面和陆地热力、动力及下垫面环境条件对比分析不足以及缺乏相关经验。此次极端大风对沿海强对流天气的潜势和短时临近预报都有一定的借鉴意义。就潜势预报而言，在能量和水汽条件较弱的情况下，只要动力条件和环境条件合适，仍然有可能形成雷暴大风。因此需要综合考虑环境气流、动量下传、冷池出流等的叠加效应以及海洋下垫面的影响。就短时临近预报而言，即使回波高度低、强度较弱，也可能产生强的地面大风；需多关注回波的形态和结构变化，在回波带断裂处和出现中尺度涡旋的地方，更容易产生大风。在判断海陆下垫面对对流发展的影响时，不仅要看温度的差异，还要关注湿度条件差异，因此用假相当位温等温湿综合变量来分析更合适。本次过程中还有一些问题尚待进一步研究，如嵊泗附近中尺度涡旋形成的原因及其对地面大风产生的增量，入海前后冷池与垂直风切变相对强度对风暴结构的影响等。

致谢：感谢中国气象局干部培训学院的俞小鼎老师在本文修改过程中给予的指导。