一次黑龍江省罕見陣風鋒的生消史和天氣特征分析

王一達，景學義，王偉東

（哈爾濱市氣象局，黑龍江 哈爾濱150000）

1 引言

陣風鋒是雷暴的冷性下沉氣流到達地面往四周擴展的水平氣流的前緣[1]。該冷性下沉氣流通常認為是由于降水的拖曳以及中層干空氣的卷入導致雨滴的劇烈蒸發冷卻等綜合作用形成的。出流的冷空氣與其前部暖空氣的交界面即為陣風鋒的鋒面[2]。由于陣風鋒是雷暴外流強風的前緣,它常帶來氣壓、風向、風速、溫度等氣象要素的突變。其產生的低層風切變和地面強風也會直接引起飛機失事和人員傷亡[1]。

國內學者已經對陣風鋒進行了大量研究。1986年，葛潤生[3]利用雷達資料將陣風鋒分為了兩類，一類呈運動狀態,伴隨著風暴迅速移動；另一類移動非常緩慢,所伴隨的風暴大部分已處于發展的后期,風暴很快減弱、消散。同時認為陣風鋒鋒區的湍流對電磁波的散射是形成雷達回波的可能機制。劉勇等[1]分析了2004年7月陜西的兩次陣風鋒過程，得出陣風鋒的強度取決于雷暴強度，雷暴群產生的陣風鋒生命史更長；陣風鋒對近距離的單體雷暴有負反饋作用,多普勒雷達徑向速度場對陣風鋒有較強的預報能力。劉娟等[4]分析1994年5月阜陽地區的一次雹暴系統及其陣風鋒，得出陣風鋒回波帶的出現對雹暴系統未來的移向有指示作用。夏文梅等[5]在分析陣風鋒過程的基礎上設計了基于多普勒雷達徑向速度場的陣風鋒自動識別算法。姚葉青等[6]發現了陣風鋒與雷暴之間的距離在一定程度上可以預示雷暴未來強弱的變化。

2018年9月3日黑龍江南部的一次颮線過程中，哈爾濱地區的多普勒雷達在雷達站以西觀測到了完整的陣風鋒天氣。本文利用雷達、自動站和常規氣象資料，分析了陣風鋒的生消史和天氣特征，希望對陣風鋒天氣的預報和識別工作有所幫助。

2 天氣特征分析

2.1 天氣實況

2018年9月3日15-22時哈爾濱以西出現一條颮線自西向東發展，沿途帶來雷雨大風天氣，在黑龍江南部大慶、哈爾濱、綏化地區有8個測站先后出現8級以上的瞬時大風，其中呼蘭縣和蘭西縣交界處的榆林鎮區域站于18-19時觀測到23.8 m/s的極大風速。同時15-21時有14個測站1 h降水量超過20mm，其中最大小時降水量為17-18時哈爾濱松北區對清鎮李家區域站41.3mm。

雷暴系統對近地面氣象要素影響很大，分析地面實況發現14時和17時在雷暴影響區域沒有明顯的變壓區域，20時可以在哈爾濱地區觀察到明顯的正變壓中心。分析圖1中哈爾濱單站氣象要素變化發現，瞬時風速出現3次明顯增大，在15時35-41分由3.9 m/s增至9.1 m/s后迅速下降，在16時06-30分由2.4 m/s增至最高6.7 m/s，在17時37-39分由2.3 m/s增至11.5 m/s；溫度、濕度則無明顯的突變，這可能和本地區更干冷的環境有關；氣壓在15時55分-16時45分由980.7 hPa增至980.1 hPa后緩慢下降，在17時26-45分由981.2 hPa增至982 hPa。參考藤田哲也經典模式分析風向變化，風向先是南風后三次由偏西風轉為東風或東北風，而經典模式中陣風鋒后也有南-西-東風的轉變，所以可能有三個雷暴高壓先后從不同方向經過哈爾濱站。

圖1 2018年9月3日15-21時哈爾濱國家基本站(a)瞬時風速

2.2 環流條件分析

前期中高緯度高空為一槽一脊的形勢，東北地區受暖脊控制，冷空氣在貝加爾湖以西積累，在貝加爾湖有低槽活動，南部的內蒙古到四川地區也有低槽活動。隨低壓系統引導下，冷空氣南下，槽脊系統整體東移；貝加爾湖的低槽加深并發展成氣旋向東南移動，南北兩只槽合并為大槽，中高緯整體轉為兩槽兩脊形勢。哈爾濱市處于氣旋底前部的西南氣流控制之下，925 hPa有暖式切變線，同時槽前低空西南急流帶來的暖空氣與低渦系統帶來的冷空氣在黑龍江地區輻合，有利于鋒生和不穩定能量的聚集。前期地面受鞍型場中高壓控制，隨著高空氣旋發展并向東南方向移動，地面低壓氣旋也出現并向東移動。哈爾濱處于低壓前部偏南氣流控制之下，地面有輻合線觸發不穩定能量釋放。

此次過程中哈爾濱所在區域內，南北兩支槽東移合并為大槽，低空西南急流引導暖空氣北上，高空低渦帶來冷空氣的南下，冷暖空氣交匯使不穩定能量積累，促進鋒生。低空切變線和地面輻合線帶來低層輻合和槽前高空輻散共同提供了抬升觸發條件，產生了本次颮線和陣風鋒天氣。

2.3 環境條件分析

2.3.1 水汽條件與條件性不穩定分析

2018年9月3日08時，哈爾濱地區850 hPa和925 hPa相對濕度均大于80%，850 hPa比濕為9 g/kg，925 hPa比濕為11 g/kg，加上低空西南急流輸送水汽，有豐富的水汽和水汽供應，為對流云形成提供了前提條件；700 hPa T-Td為10℃，500 hPa T-Td為40℃（圖2），500 hPa以上中高層水汽條件差。低層的水汽在上升后釋放的凝結潛熱可以增加系統的不穩定能量，促進抬升運動；同時降水粒子的拖曳作用增強了下沉氣流。中高層干空氣侵入雷暴系統后，本身可以增強下沉氣流，而降水粒子經過干空氣后強烈蒸發冷卻，也可以產生干冷的下沉氣流，利于陣風鋒的產生。整體上如圖3，上干下濕的垂直環境增加了大氣的條件性不穩定狀態，當受到抬升觸發后，不穩定能量更易釋放，有利于對流的爆發。

2.3.2 熱力條件與不穩定能量

圖2 2018年9月3日(a)08時和(b)20時探空圖

如圖3，08時哈爾濱以西850 hPa暖脊不斷東移，配合850 hPa和925 hPa的低空急流，低空處于增暖的狀態。同時受哈爾濱以西的低渦底部的中高空急流影響，北方干冷空氣持續進入哈爾濱上空。其中哈爾濱上空T(850 hPa-500 hPa)為23℃，反映了大氣層結較不穩定。08時哈爾濱地區CAPE值為1051.6 J/kg，考慮到輻射對下墊面的增溫作用，修正14時哈爾濱CAPE值為2747.3 J/kg，說明午后的不穩定能量非常強盛。大氣不穩定能量越強，說明其受到抬升觸發后可轉化為上升運動動能的潛在能量就越多，對流運動也就越強。

2.3.3 動力條件

如圖3，哈爾濱地區位于高空槽前，高空的輻散氣流有利于對流云頂的降溫，低層輻合增強上升運動，使對流云團更強盛。700 hPa上哈爾濱西北部上空有一條風速輻合線和一條干線，中層干線利于帶狀對流系統的發展。850 hPa上有一條風速輻合線，925 hPa上哈爾濱位于急流出口區，低空急流出口左前方的輻合抬升可以觸發和增強對流的發展，地面上哈爾濱位于冷鋒前部，同時地面上還有輻合線，這些抬升機制可以觸發強對流系統的發展。綜合來說，黑龍江中部以南的區域存在最有利的抬升機制和多種觸發機制，利于對流發展。

圖3 2018年9月3日08時中尺度分析圖

2.3.4 垂直風切變

如圖2，08時哈爾濱上空0-6km垂直風切變達到11 m/s，0-3km垂直風切變 達到14 m/s，0-1km垂直風切變達到12 m/s，整體上達到了強垂直風切變條件，可以使對流產生高度組織性，有利于本次颮線過程的出現。

2.3.5 急流條件分析

圖3中哈爾濱地區低層有西南急流輸送暖濕空氣，中高層有繞低渦底部的急流輸送干冷空氣。低空急流的左側是輻合區，上升運動較強；高空急流的右側是輻散區，下沉氣流引導干冷空氣進入雷暴系統。兩者結合可以增強雷暴垂直環流，同時加強上干冷下暖濕的大氣環境，進而加強層結的不穩定度。

3 雷達資料分析

3.1 颮線和陣風鋒的生命史

3.1.1 颮線生命史

2018年9月3日下午，哈爾濱雷達上西面出現大量塊狀回波向東北移動，并開始聯結在一起，颮線開始形成(圖略)。15時29分，颮線發展成熟，其主導回波帶(45 dBZ以上)長度為250km，寬度超過20km，其南部較強而最強中心反射率因子強度達到63 dBZ。颮線回波整體以20km/h的速度向東北方向移動。到16時03分蘭西區域的弓形回波前部陣風鋒回波開始形成，颮線北部的回波分裂減弱，南部的颮線和部分北部零散回波連接在一起，新的颮線開始形成并發展。到16時42分，新的颮線發展成熟，長度為200km，寬度超過25km，同時在呼蘭以西的位置觀測到完整的“窄帶回波”即陣風鋒。到17時38分颮線北部再次分裂減弱，而原來的颮線南部區域仍有強對流單體不斷發展并向東北方向移動，同時呼蘭縣出現了新的陣風鋒回波；哈爾濱以南零散回波開始聯結在一起，另一條颮線開始發展。18時23分，南北兩支颮線開始接觸，同時雷達站南北兩側的對流單體不斷分裂減弱。18時51分兩只颮線的前導對流線合二為一，后部的對流單體減弱匯入后部的尾隨層狀云區，新的颮線發展成熟，長度為300km，寬度10km。20時33分，颮線向東北方向移動并減弱，南部的對流單體消散，長度縮減為150km。22時31分，颮線旋轉北上徹底減弱為層狀云回波。

3.1.2 陣風鋒生命史

15時57分(圖略)蘭西區域的弓形回波前部逐漸出現一個強度只有10-15 dBZ的塊狀回波遠離回波主體。到16時25分，在呼蘭以西的位置出現完整的“窄帶回波”即出流邊界，并且只出現在0.5°仰角上，可以推測其頂度在700-1500 m范圍內。其距離主體回波15-20km，強度保持在0-15 dBZ，徑向速度為5-12 m/s且從后往前速度減小，風速未達到下擊暴流的標準，前沿為速度梯度最大的區域，也是輻合區，移速25km/h。隨后出流邊界逐漸增長，到16時48分出流邊界長度達到最長100km，其徑向速度為4-13 m/s。然后出流邊界的長度縮小，寬度增大達到25km，強度減弱，變為輻散區，與颮線主體的距離增大到15km，不再保持對稱的弧形。到17時21分，與回波主體的距離增加為25km左右，強度也減弱為0-10 dBZ，同時其后面的颮線主體回波減弱分散，最后到18時12分 出流邊界徹底消散。

另一方面，在17時27分(圖略)哈爾濱市松北區有一條新的出流邊界開始發展，在遠離主體強對流回波的同時，長度增大，強度增強，速度減小。到18時18分，隨著陣風鋒距離雷達越來越近，已經能在1.5°仰角上觀察到。其長度50km，寬度5km，高度在1.5km以下，強度5-15 dBZ，徑向速度為0-13 m/s且從后往前速度減小，前沿有明顯的風向輻合，移速40km/h。而南部第二條颮線前出現了第三條出流邊界并接近第二條。到18時46分，第二、三條出流邊界聯結在一起，長度達到150km，強度達到15-25 dBZ。到19時08分，由于回波衰減，無法觀測到出流邊界。

綜合本次颮線過程和陣風鋒的變化，陣風鋒作為颮線前下沉氣流與環境暖空氣的輻合帶，強迫暖濕空氣抬升，對觸發環境中的不穩定能量有所幫助，后續的新的對流單體往往在陣風鋒經過的區域繼續發展，部分有所增強；新生成的颮線也會帶來新的下沉干冷空氣，推動之前的陣風鋒繼續移動，而一旦颮線單體減弱，其下沉氣流所形成的冷池也無法維持，其前沿的陣風鋒也會逐漸減弱消散。

3.2 陣風鋒和颮線結構分析

3.2.1 陣風鋒的形成

分析三條陣風鋒開始形成前30 min的颮線主體回波垂直結構（圖略）可以發現，強對流單體的強中心發展上升到云頂后在15-20 min快速下落并接地，這表明強對流單體內有強降水。陣風鋒回波皆位于颮線主體弓狀回波前部，其主要特點是“后側入流缺口”、前沿高反射率因子梯度區和入流側弱回波區(WER)。除了強降水粒子本身的拖曳作用之外，后側入流急流攜帶高動量的干冷空氣進入，通過動量傳遞和加強對降水的冷卻蒸發也可以增強下沉氣流。當大量冷性下沉氣流到達地面時，會形成冷池并快速輻散出去，這些冷的地面出流遇到周圍環境中的暖空氣會強迫其抬升，通過抬升昆蟲造成電磁波散射或陣風鋒中的湍流運動對電磁波的散射等可能的原因[3]，產生能被雷達觀測到的陣風鋒回波。

3.2.2 陣風鋒的維持

分析陣風鋒形成后的徑向速度場（圖略），在陣風鋒回波弧線最外圍往往都是輻合的，這是陣風鋒強迫抬升前方環境暖濕空氣導致的，其颮線主體在0.5°仰角都有速度模糊，風速都在20 m/s以上，對應下沉氣流帶來的大風。第二條陣風鋒的颮線后部有一些輻散區域，這對應著颮中系統的尾流低壓。當第一條陣風鋒回波快要消散時，其回波反應為輻散的狀態，這可能是因為陣風鋒后方對流單體減弱而無法提供足夠強的下沉氣流來抬升環境暖空氣，陣風鋒區域由之前的輻合抬升轉為單純由下沉氣流產生的輻散。

分析18時06分第二條陣風鋒處一個發展成熟的颮線單體的速度和強度剖面圖（圖略），從1.5km到7km有一條從低到高從颮線前到后傾斜的輻合通道，因為颮前被迫抬升的暖濕氣流入流攜帶著動量和能量向上向北輸送，而中層后部的干冷空氣侵入進來與上升氣流相遇產生輻合；同時，斜升氣流到達頂部的向四周輻散，斜升氣流通道后部的下沉氣流造成1.5-6km位于上升通道后方的輻散區域。在回波中觀察到這種徑向輻合帶，往往預示著具有良好組織性的發展更強盛、生命史更長的對流系統。所以，結合本次陣風鋒過程的發生條件，上干下濕的不穩定環境，雷暴系統后部較強的環境中層干冷空氣入流有利于陣風鋒的維持。

4 結論

根據上述分析得到以下結論：

（1）2018年9月3日的強對流過程是一次范圍大、時間長的典型颮線過程。高空低渦底部的中高空急流帶來了上層干冷環境和中層干冷空氣的侵入，低層西南急流提供了低層暖濕空氣，上干冷下暖濕的環境提供了不穩定能量，配合中等強度的垂直風切變環境，中層干線、低空急流、地面輻合線提供了觸發條件，雷暴下沉氣流產生的陣風鋒提供了后續觸件，是這次雷雨大風天氣出現的有利條件。

（2）本次陣風鋒過境時主要帶來氣壓涌升、風速急增、風向突變，溫度和濕度變化不明顯，這可能與本地更干冷的氣候背景有關。

（3）本次陣風鋒在雷達上表現為颮線弓狀回波前沿15-25km的弧狀“窄帶回波”，其高度一般在1.5km以下，強度在10-20 dBZ左右，速度0-13 m/s，最長可達150km，寬度5-25km，生命史2-2.5 h。形成前可觀測到颮線強中心在20 min內快速下降；成型后在陣風鋒回波最前沿有輻合帶，在颮線單體中層有徑向輻合帶；上干下濕的環境和后部強中層干冷空氣入流有利于陣風鋒的維持。

（4）陣風鋒的維持需要對流單體有足夠強的下沉氣流，當陣風鋒減弱時其后部的對流單體也很有可能會減弱；當颮線聯結時，其前沿的陣風鋒也可以聯結在一起；陣風鋒抬升環境暖空氣有利于颮線的移動和維持，陣風鋒一定程度上可以指示颮線的移動和變化。