一次黑龙江省罕见阵风锋的生消史和天气特征分析

王一达，景学义，王伟东

（哈尔滨市气象局，黑龙江 哈尔滨150000）

1 引言

阵风锋是雷暴的冷性下沉气流到达地面往四周扩展的水平气流的前缘[1]。该冷性下沉气流通常认为是由于降水的拖曳以及中层干空气的卷入导致雨滴的剧烈蒸发冷却等综合作用形成的。出流的冷空气与其前部暖空气的交界面即为阵风锋的锋面[2]。由于阵风锋是雷暴外流强风的前缘,它常带来气压、风向、风速、温度等气象要素的突变。其产生的低层风切变和地面强风也会直接引起飞机失事和人员伤亡[1]。

国内学者已经对阵风锋进行了大量研究。1986年，葛润生[3]利用雷达资料将阵风锋分为了两类，一类呈运动状态,伴随着风暴迅速移动；另一类移动非常缓慢,所伴随的风暴大部分已处于发展的后期,风暴很快减弱、消散。同时认为阵风锋锋区的湍流对电磁波的散射是形成雷达回波的可能机制。刘勇等[1]分析了2004年7月陕西的两次阵风锋过程，得出阵风锋的强度取决于雷暴强度，雷暴群产生的阵风锋生命史更长；阵风锋对近距离的单体雷暴有负反馈作用,多普勒雷达径向速度场对阵风锋有较强的预报能力。刘娟等[4]分析1994年5月阜阳地区的一次雹暴系统及其阵风锋，得出阵风锋回波带的出现对雹暴系统未来的移向有指示作用。夏文梅等[5]在分析阵风锋过程的基础上设计了基于多普勒雷达径向速度场的阵风锋自动识别算法。姚叶青等[6]发现了阵风锋与雷暴之间的距离在一定程度上可以预示雷暴未来强弱的变化。

2018年9月3日黑龙江南部的一次飑线过程中，哈尔滨地区的多普勒雷达在雷达站以西观测到了完整的阵风锋天气。本文利用雷达、自动站和常规气象资料，分析了阵风锋的生消史和天气特征，希望对阵风锋天气的预报和识别工作有所帮助。

2 天气特征分析

2.1 天气实况

2018年9月3日15-22时哈尔滨以西出现一条飑线自西向东发展，沿途带来雷雨大风天气，在黑龙江南部大庆、哈尔滨、绥化地区有8个测站先后出现8级以上的瞬时大风，其中呼兰县和兰西县交界处的榆林镇区域站于18-19时观测到23.8 m/s的极大风速。同时15-21时有14个测站1 h降水量超过20mm，其中最大小时降水量为17-18时哈尔滨松北区对清镇李家区域站41.3mm。

雷暴系统对近地面气象要素影响很大，分析地面实况发现14时和17时在雷暴影响区域没有明显的变压区域，20时可以在哈尔滨地区观察到明显的正变压中心。分析图1中哈尔滨单站气象要素变化发现，瞬时风速出现3次明显增大，在15时35-41分由3.9 m/s增至9.1 m/s后迅速下降，在16时06-30分由2.4 m/s增至最高6.7 m/s，在17时37-39分由2.3 m/s增至11.5 m/s；温度、湿度则无明显的突变，这可能和本地区更干冷的环境有关；气压在15时55分-16时45分由980.7 hPa增至980.1 hPa后缓慢下降，在17时26-45分由981.2 hPa增至982 hPa。参考藤田哲也经典模式分析风向变化，风向先是南风后三次由偏西风转为东风或东北风，而经典模式中阵风锋后也有南-西-东风的转变，所以可能有三个雷暴高压先后从不同方向经过哈尔滨站。

图1 2018年9月3日15-21时哈尔滨国家基本站(a)瞬时风速

2.2 环流条件分析

前期中高纬度高空为一槽一脊的形势，东北地区受暖脊控制，冷空气在贝加尔湖以西积累，在贝加尔湖有低槽活动，南部的内蒙古到四川地区也有低槽活动。随低压系统引导下，冷空气南下，槽脊系统整体东移；贝加尔湖的低槽加深并发展成气旋向东南移动，南北两只槽合并为大槽，中高纬整体转为两槽两脊形势。哈尔滨市处于气旋底前部的西南气流控制之下，925 hPa有暖式切变线，同时槽前低空西南急流带来的暖空气与低涡系统带来的冷空气在黑龙江地区辐合，有利于锋生和不稳定能量的聚集。前期地面受鞍型场中高压控制，随着高空气旋发展并向东南方向移动，地面低压气旋也出现并向东移动。哈尔滨处于低压前部偏南气流控制之下，地面有辐合线触发不稳定能量释放。

此次过程中哈尔滨所在区域内，南北两支槽东移合并为大槽，低空西南急流引导暖空气北上，高空低涡带来冷空气的南下，冷暖空气交汇使不稳定能量积累，促进锋生。低空切变线和地面辐合线带来低层辐合和槽前高空辐散共同提供了抬升触发条件，产生了本次飑线和阵风锋天气。

2.3 环境条件分析

2.3.1 水汽条件与条件性不稳定分析

2018年9月3日08时，哈尔滨地区850 hPa和925 hPa相对湿度均大于80%，850 hPa比湿为9 g/kg，925 hPa比湿为11 g/kg，加上低空西南急流输送水汽，有丰富的水汽和水汽供应，为对流云形成提供了前提条件；700 hPa T-Td为10℃，500 hPa T-Td为40℃（图2），500 hPa以上中高层水汽条件差。低层的水汽在上升后释放的凝结潜热可以增加系统的不稳定能量，促进抬升运动；同时降水粒子的拖曳作用增强了下沉气流。中高层干空气侵入雷暴系统后，本身可以增强下沉气流，而降水粒子经过干空气后强烈蒸发冷却，也可以产生干冷的下沉气流，利于阵风锋的产生。整体上如图3，上干下湿的垂直环境增加了大气的条件性不稳定状态，当受到抬升触发后，不稳定能量更易释放，有利于对流的爆发。

2.3.2 热力条件与不稳定能量

图2 2018年9月3日(a)08时和(b)20时探空图

如图3，08时哈尔滨以西850 hPa暖脊不断东移，配合850 hPa和925 hPa的低空急流，低空处于增暖的状态。同时受哈尔滨以西的低涡底部的中高空急流影响，北方干冷空气持续进入哈尔滨上空。其中哈尔滨上空T(850 hPa-500 hPa)为23℃，反映了大气层结较不稳定。08时哈尔滨地区CAPE值为1051.6 J/kg，考虑到辐射对下垫面的增温作用，修正14时哈尔滨CAPE值为2747.3 J/kg，说明午后的不稳定能量非常强盛。大气不稳定能量越强，说明其受到抬升触发后可转化为上升运动动能的潜在能量就越多，对流运动也就越强。

2.3.3 动力条件

如图3，哈尔滨地区位于高空槽前，高空的辐散气流有利于对流云顶的降温，低层辐合增强上升运动，使对流云团更强盛。700 hPa上哈尔滨西北部上空有一条风速辐合线和一条干线，中层干线利于带状对流系统的发展。850 hPa上有一条风速辐合线，925 hPa上哈尔滨位于急流出口区，低空急流出口左前方的辐合抬升可以触发和增强对流的发展，地面上哈尔滨位于冷锋前部，同时地面上还有辐合线，这些抬升机制可以触发强对流系统的发展。综合来说，黑龙江中部以南的区域存在最有利的抬升机制和多种触发机制，利于对流发展。

图3 2018年9月3日08时中尺度分析图

2.3.4 垂直风切变

如图2，08时哈尔滨上空0-6km垂直风切变达到11 m/s，0-3km垂直风切变 达到14 m/s，0-1km垂直风切变达到12 m/s，整体上达到了强垂直风切变条件，可以使对流产生高度组织性，有利于本次飑线过程的出现。

2.3.5 急流条件分析

图3中哈尔滨地区低层有西南急流输送暖湿空气，中高层有绕低涡底部的急流输送干冷空气。低空急流的左侧是辐合区，上升运动较强；高空急流的右侧是辐散区，下沉气流引导干冷空气进入雷暴系统。两者结合可以增强雷暴垂直环流，同时加强上干冷下暖湿的大气环境，进而加强层结的不稳定度。

3 雷达资料分析

3.1 飑线和阵风锋的生命史

3.1.1 飑线生命史

2018年9月3日下午，哈尔滨雷达上西面出现大量块状回波向东北移动，并开始联结在一起，飑线开始形成(图略)。15时29分，飑线发展成熟，其主导回波带(45 dBZ以上)长度为250km，宽度超过20km，其南部较强而最强中心反射率因子强度达到63 dBZ。飑线回波整体以20km/h的速度向东北方向移动。到16时03分兰西区域的弓形回波前部阵风锋回波开始形成，飑线北部的回波分裂减弱，南部的飑线和部分北部零散回波连接在一起，新的飑线开始形成并发展。到16时42分，新的飑线发展成熟，长度为200km，宽度超过25km，同时在呼兰以西的位置观测到完整的“窄带回波”即阵风锋。到17时38分飑线北部再次分裂减弱，而原来的飑线南部区域仍有强对流单体不断发展并向东北方向移动，同时呼兰县出现了新的阵风锋回波；哈尔滨以南零散回波开始联结在一起，另一条飑线开始发展。18时23分，南北两支飑线开始接触，同时雷达站南北两侧的对流单体不断分裂减弱。18时51分两只飑线的前导对流线合二为一，后部的对流单体减弱汇入后部的尾随层状云区，新的飑线发展成熟，长度为300km，宽度10km。20时33分，飑线向东北方向移动并减弱，南部的对流单体消散，长度缩减为150km。22时31分，飑线旋转北上彻底减弱为层状云回波。

3.1.2 阵风锋生命史

15时57分(图略)兰西区域的弓形回波前部逐渐出现一个强度只有10-15 dBZ的块状回波远离回波主体。到16时25分，在呼兰以西的位置出现完整的“窄带回波”即出流边界，并且只出现在0.5°仰角上，可以推测其顶度在700-1500 m范围内。其距离主体回波15-20km，强度保持在0-15 dBZ，径向速度为5-12 m/s且从后往前速度减小，风速未达到下击暴流的标准，前沿为速度梯度最大的区域，也是辐合区，移速25km/h。随后出流边界逐渐增长，到16时48分出流边界长度达到最长100km，其径向速度为4-13 m/s。然后出流边界的长度缩小，宽度增大达到25km，强度减弱，变为辐散区，与飑线主体的距离增大到15km，不再保持对称的弧形。到17时21分，与回波主体的距离增加为25km左右，强度也减弱为0-10 dBZ，同时其后面的飑线主体回波减弱分散，最后到18时12分 出流边界彻底消散。

另一方面，在17时27分(图略)哈尔滨市松北区有一条新的出流边界开始发展，在远离主体强对流回波的同时，长度增大，强度增强，速度减小。到18时18分，随着阵风锋距离雷达越来越近，已经能在1.5°仰角上观察到。其长度50km，宽度5km，高度在1.5km以下，强度5-15 dBZ，径向速度为0-13 m/s且从后往前速度减小，前沿有明显的风向辐合，移速40km/h。而南部第二条飑线前出现了第三条出流边界并接近第二条。到18时46分，第二、三条出流边界联结在一起，长度达到150km，强度达到15-25 dBZ。到19时08分，由于回波衰减，无法观测到出流边界。

综合本次飑线过程和阵风锋的变化，阵风锋作为飑线前下沉气流与环境暖空气的辐合带，强迫暖湿空气抬升，对触发环境中的不稳定能量有所帮助，后续的新的对流单体往往在阵风锋经过的区域继续发展，部分有所增强；新生成的飑线也会带来新的下沉干冷空气，推动之前的阵风锋继续移动，而一旦飑线单体减弱，其下沉气流所形成的冷池也无法维持，其前沿的阵风锋也会逐渐减弱消散。

3.2 阵风锋和飑线结构分析

3.2.1 阵风锋的形成

分析三条阵风锋开始形成前30 min的飑线主体回波垂直结构（图略）可以发现，强对流单体的强中心发展上升到云顶后在15-20 min快速下落并接地，这表明强对流单体内有强降水。阵风锋回波皆位于飑线主体弓状回波前部，其主要特点是“后侧入流缺口”、前沿高反射率因子梯度区和入流侧弱回波区(WER)。除了强降水粒子本身的拖曳作用之外，后侧入流急流携带高动量的干冷空气进入，通过动量传递和加强对降水的冷却蒸发也可以增强下沉气流。当大量冷性下沉气流到达地面时，会形成冷池并快速辐散出去，这些冷的地面出流遇到周围环境中的暖空气会强迫其抬升，通过抬升昆虫造成电磁波散射或阵风锋中的湍流运动对电磁波的散射等可能的原因[3]，产生能被雷达观测到的阵风锋回波。

3.2.2 阵风锋的维持

分析阵风锋形成后的径向速度场（图略），在阵风锋回波弧线最外围往往都是辐合的，这是阵风锋强迫抬升前方环境暖湿空气导致的，其飑线主体在0.5°仰角都有速度模糊，风速都在20 m/s以上，对应下沉气流带来的大风。第二条阵风锋的飑线后部有一些辐散区域，这对应着飑中系统的尾流低压。当第一条阵风锋回波快要消散时，其回波反应为辐散的状态，这可能是因为阵风锋后方对流单体减弱而无法提供足够强的下沉气流来抬升环境暖空气，阵风锋区域由之前的辐合抬升转为单纯由下沉气流产生的辐散。

分析18时06分第二条阵风锋处一个发展成熟的飑线单体的速度和强度剖面图（图略），从1.5km到7km有一条从低到高从飑线前到后倾斜的辐合通道，因为飑前被迫抬升的暖湿气流入流携带着动量和能量向上向北输送，而中层后部的干冷空气侵入进来与上升气流相遇产生辐合；同时，斜升气流到达顶部的向四周辐散，斜升气流通道后部的下沉气流造成1.5-6km位于上升通道后方的辐散区域。在回波中观察到这种径向辐合带，往往预示着具有良好组织性的发展更强盛、生命史更长的对流系统。所以，结合本次阵风锋过程的发生条件，上干下湿的不稳定环境，雷暴系统后部较强的环境中层干冷空气入流有利于阵风锋的维持。

4 结论

根据上述分析得到以下结论：

（1）2018年9月3日的强对流过程是一次范围大、时间长的典型飑线过程。高空低涡底部的中高空急流带来了上层干冷环境和中层干冷空气的侵入，低层西南急流提供了低层暖湿空气，上干冷下暖湿的环境提供了不稳定能量，配合中等强度的垂直风切变环境，中层干线、低空急流、地面辐合线提供了触发条件，雷暴下沉气流产生的阵风锋提供了后续触件，是这次雷雨大风天气出现的有利条件。

（2）本次阵风锋过境时主要带来气压涌升、风速急增、风向突变，温度和湿度变化不明显，这可能与本地更干冷的气候背景有关。

（3）本次阵风锋在雷达上表现为飑线弓状回波前沿15-25km的弧状“窄带回波”，其高度一般在1.5km以下，强度在10-20 dBZ左右，速度0-13 m/s，最长可达150km，宽度5-25km，生命史2-2.5 h。形成前可观测到飑线强中心在20 min内快速下降；成型后在阵风锋回波最前沿有辐合带，在飑线单体中层有径向辐合带；上干下湿的环境和后部强中层干冷空气入流有利于阵风锋的维持。

（4）阵风锋的维持需要对流单体有足够强的下沉气流，当阵风锋减弱时其后部的对流单体也很有可能会减弱；当飑线联结时，其前沿的阵风锋也可以联结在一起；阵风锋抬升环境暖空气有利于飑线的移动和维持，阵风锋一定程度上可以指示飑线的移动和变化。