山東一次淺薄冷空氣觸發強降水過程的對流系統組織形態演變分析*

高 帆 俞小鼎 尹承美 李 瑞 褚穎佳 焦 洋

1 山東省氣象防災減災重點實驗室，濟南 250031

2 濟南市氣象局，濟南 250102

3 中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081

提 要： 2015年7月30日山東突發較大范圍暖區極端強降水，由于觸發機制不明顯、且對對流系統的發展方向判斷不足，導致預報偏差較大。利用多源探測資料對此次過程對流系統的觸發和組織形態演變機理進行分析，結果表明，高空槽和低空急流構成了深厚濕對流生成發展的有利形勢，對流發生前水汽和熱力條件有利，云圖和雷達上呈現的水平對流卷進一步提高了對流生成和發展的潛勢。初始對流由淺薄冷空氣經渤海南下侵入山東北部觸發，發展加強后產生地面冷池和陣風鋒，陣風鋒繼續觸發對流，形成后向發展(相對于風暴承載層平均風向，即平流方向)的多單體風暴，此階段環境低層風向決定了對流風暴的發展方向。對流系統組織維持的機制為：冷池加強和對流風暴發展形成正反饋，冷池與環境低層垂直風切變達到動態平衡，多單體逐漸發展為線狀中尺度對流系統(LMCS)，且隨著深層垂直風切變逐漸增強，LMCS結構逐漸緊密。對流系統減弱消亡的機制為：地面冷池受魯中山區地形阻擋，主體滯留在山東中部，冷池前沿陣風鋒強度迅速減弱，LMCS斷裂為東西兩段，在不利的低層垂直風切變配置下先后減弱消亡。RKW理論適用于解釋此次LMCS組織形態的演變。

引 言

暖區暴雨由于觸發機制不明顯常常被漏報(諶蕓等，2018；孫密娜等，2018；陳濤等，2020)，其降水突發性強、雨強大，極易造成損失，因此暖區暴雨的觸發機制值得深入研究。針對2017年5月7日廣州突發的極端強降水過程，國內許多學者從不同角度進行了深入的研究，在觸發機制方面，田付友等(2018)發現，弱冷空氣和地形共同作用，使偏南暖濕氣流向北移動受阻，在地形的強迫抬升下觸發了對流。伍志方等(2018)認為高壓后部東南風或偏南風回流，經過城市熱島區域后轉為偏暖氣流，與山坡下滑冷氣流在山前形成的水平風場輻合，共同觸發了初生對流。王瑩等(2021)研究天津一次短時暴雨時發現，暴雨是由城市熱島、上游冷池出流前的邊界層弱冷空氣、系統性東北風和午后逐漸形成的中尺度海風共同作用造成的。王嘯華等(2021)研究南京一次突發局地特大暴雨時認為，中尺度前傾高空槽過境誘發地面低壓，加強了地面輻合，形成上升運動，觸發了線性對流風暴。崔新艷等(2021)研究對流初生時認為地基對流初生一般由邊界層輻合線觸發，但溫、濕度擾動及不穩定性、微氣旋、垂直切變和地形等因素都對初生對流的產生和時空位置有一定影響。由此可見，暖區暴雨的觸發機制非常復雜。

中尺度對流系統(MCS)是產生強降水、冰雹、雷暴大風和龍卷等災害性天氣的重要系統(Maddox，1980；Doswell Ⅲ et al，1996；Shibagaki et al，2000；Schumacher and Johnson，2005)。根據云圖和雷達回波等特征，MCS有很多種分類(Anderson and Arritt，1998；Jirak et al，2003；岳治國等，2008；Blanchard，1990)，無論哪種分類方式，線狀中尺度對流系統(LMCS)都是與災害性天氣相關性最高的一類MCS(Geerts，1998；Jirak et al，2003；Rigo and Llasat，2007；Gallus et al，2008；Schiesser et al，1995)。颮線是一種多單體線狀風暴，國外的研究者并沒有將颮線與LMCS進行嚴格的區分，國外部分研究者和國內的研究者一般認為颮線是產生區域性雷暴大風的一類LMCS(Maddox，1980；俞小鼎等，2020)。20世紀80年代的大量研究表明，較強環境低層(0～3 km)垂直風切變是維持颮線發展的有利條件，如果垂直于颮線的低層垂直風切變足夠強，就能阻止下沉氣流形成的冷池出流邊界(陣風鋒)的快速離開，使冷池前沿的陣風鋒與颮線前部暖濕氣流持續維持強的輻合，從而產生持續的垂直上升運動，不斷觸發新風暴單體，維持颮線的發展(Thorpe et al，1982；Droegemeier et al，1985；1987)。Rotunno R、Klemp J B和Weisman于1988年共同提出近地面冷池和環境低層垂直風切變相互作用是颮線發展維持最為重要的動力和熱動力機制，并首次形成了描述颮線發展的RKW理論(Rotunno et al，1988)，該理論認為冷池與低層垂直風切變的相互作用決定了颮線前沿氣流抬升的高度和速度，從而決定了颮線發展的強度和生命史。陳明軒和王迎春(2012)、陳明軒等(2016)利用三維數值云模式和雷達資料四維變分同化技術,分析了華北地區一次颮線過程的低層動力和熱動力影響機制，結果表明，影響這次颮線過程發展維持的低層垂直風切變和冷池相互作用機制與RKW理論一致，同時指出了LMCS中對流風暴單體不斷新生和后向傳播的機制。楊吉等(2020)利用四維變分同化分析系統模擬分析了江淮地區的一次弱颮線過程，結果表明，較強的地面輻合線是該過程在較弱穩定條件下被觸發的重要原因，較差的溫濕條件、冷池和垂直風切變之間的水平渦度不平衡是颮線發展較弱的主要原因。盛杰等(2020)在分析華北地區兩類產生極端強天氣的線狀對流系統時發現，地面弱冷池或地形與低層南風氣流相互作用維持的后向傳播是強降水型線狀對流系統發展和緩慢移動的主要機制，也是產生極端強降水的直接原因。

山東位于華北地區的下游，近年來每年都有LMCS發生，如2007年7月18日LMCS造成濟南大暴雨過程(卓鴻等，2011)、2009年6月2—3日強颮線過程(孫虎林等，2011；梁建宇和孫建華，2012；王秀明等，2013)、2012年8月18日颮線伴隨龍卷過程(侯淑梅等，2018)、2015年8月3日LMCS造成的暴雨伴隨龍卷過程(高帆等，2017)、2016年6月13—14日連續兩條颮線過程(張琴等，2017)和2018年6月13日強颮線過程，這些LMCS均造成了嚴重的經濟損失和人員傷亡。王俊(2017)統計了山東中西部地區148個LMCS的多普勒雷達回波特征，并發現太行山脈、魯中山區北麓和西麓易觸發形成LMCS。侯淑梅等(2020)總結了山東地區形成LMCS的三類天氣學模型和相應的物理量指標，并分析了LMCS與多單體風暴的合并方式以及合并后的演變趨勢等特征。這些研究為認識山東地區LMCS的發展演變和提高對LMCS的監測預警提供了基礎。

2015年7月30日下午至夜間，一條在暖區觸發生成的LMCS造成山東突發較大范圍極端強降水天氣，各地受災嚴重，僅濰坊一市經濟損失就達3.25億元。針對此次過程，山東各市氣象臺預報的量級均明顯偏小，事后多人從不同角度進行了研究，刁秀廣和侯淑梅(2017)分析發現超低空西南急流的建立與維持和上下游雷達之間的超低空強輻合為強降水對流系統的發展與維持提供了能量與動力條件，對強降水的形成與維持具有重要作用。萬夫敬和刁秀廣(2018)發現本次過程降水最強時刻是MCS的形成至成熟階段，強降水分布在TBB冷云中心附近及其等值線非常密集的一側。本文利用多源探測資料，從不同尺度分析對流系統的觸發機制以及冷池和垂直風切變對對流系統組織形態演變的影響，希望揭示此次強降水過程的形成原因，為短時臨近預報預警提供一定的參考。

1 資料與方法

本文所用資料包括常規高空和地面資料、山東省加密區域自動氣象站資料、FY-2E衛星資料、SA型多普勒天氣雷達資料(濰坊、濟南、商丘和徐州)和對流層風廓線雷達資料(濰坊和濟南)。

山東省區域自動氣象站分布稠密且均勻，利用其加密觀測可以計算對流系統產生的地面冷池的前沿溫度梯度和作為冷池邊緣標識的的22℃等溫線所圍面積(圖1)，以此代表冷池的出流強度和范圍。利用對流系統沿途所經多普勒雷達的VWP產品可以計算環境大氣低層0～3 km和深層0～6 km垂直風切變大小(2015年7月30日17—23時由濰坊和濟南多普勒雷達計算，30日23時至31日03時由于距離四部多普勒雷達均較遠而無法計算，31日04—05時由徐州多普勒雷達計算)，并可判斷環境大氣低層0～3 km垂直風廓線的配置。

圖1 2015年7月30日14時至31日05時冷池前沿溫度梯度、22℃等溫線所圍面積和0～3 km、0～6 km垂直風切變的逐小時演變Fig.1 Hourly evolution of temperature gradient in front of the cold pool， area surrounded by the 22℃ isotherm， 0-3 km and 0-6 km vertical wind shears from 14:00 BT 30 to 05:00 BT 31 July 2015

2 天氣實況和背景

2.2 天氣實況

2015年7月30日14時至31日08時，山東中部和南部出現大范圍極端短時強降水天氣(圖2)，最大降水量為205 mm，出現在臨沂的岱崮氣象站和桃曲氣象站，其中岱崮氣象站30日20—23時3 h降水量為184.8 mm，桃曲氣象站30日23時至31日01時2 h 降水量為161.3 mm。對單站而言，強降水主要出現在2～3 h內，歷時短、雨強大，137個氣象站出現50 mm·h-1的極端短時強降水，最大雨強為112.6 mm·h-1，山東中部出現8～10級雷雨大風，濰坊出現冰雹，最大冰雹直徑為30 mm。

圖2 2015年7月30日14時至31日08時山東省區域自動氣象站降水量(彩色圓點)及多普勒雷達(▲)和風廓線雷達(■)站點位置Fig.2 Precipitation at the regional automatic meteorological station in Shandong (colored dots) from 14:00 BT 30 to 08:00 BT 31 July 2015 and locations of the Doppler radar (▲)and the wind profile radar (■)

2.2 環流形勢

30日08時，高層200 hPa河北樂亭風速明顯大于山東章丘，山東上空有明顯輻散特征，同時河北上空也是風速輻散，考慮到系統東移，30日白天 200 hPa 山東以風速輻散為主；中層500 hPa高空槽位于山西和河北交界處上空，并逐漸東移，副熱帶高壓(簡稱副高，下同)位于東部沿海；低層850 hPa西南急流伸至山東中南部，露點溫度大于16℃的濕軸和對流有效位能(CAPE)大于1 200 J·kg-1的高能區自西南向東北覆蓋山東大部區域，遼東半島的低渦有利于引導東北的冷空氣經渤海南下侵入山東北部；地面上山東位于東西向的地面倒槽內，山東中西部存在一條準靜止的地面輻合線(圖3a)。

未來500 hPa高空槽東移，副高東退，低層和地面系統穩定維持，總體形勢有利于山東出現深厚濕對流。

2.2 對流潛勢

30日08時，山東中部章丘探空的850 hPa與500 hPa 的溫差為29℃，K指數為43℃，850 hPa和925 hPa的平均比濕為16 g·kg-1，大氣整層可降水量為60 mm，暖云層厚度為4.5 km，表明08時山東中部對流層中下層大氣處于明顯的條件不穩定狀態，且具備了充沛的水汽條件(圖3b)，CAPE為1 570 J·kg-1，對流抑制能量(CIN)為160 J·kg-1，表明大氣層結具有顯著的深厚濕對流潛勢，但對流抑制較強，需要較強的抬升觸發機制才能觸發對流。由于初始對流發生在午后濰坊地區，考慮到系統的東移，用午后濰坊的溫度和露點溫度訂正08時章丘探空，CAPE增大到3 360 J·kg-1， CIN減小到10 J·kg-1，表明經過太陽輻射加熱作用后，山東中部大氣層結不穩定性明顯增強，對流潛勢明顯增大。0～6 km和0～3 km 垂直風切變分別為15 m·s-1和8 m·s-1，屬于中等量級。

圖3 2015年7月30日08時(a)環流形勢(紫色箭頭為200 hPa高空急流，藍線為500 hPa等高線，棕線為500 hPa高空槽，紅色D為850 hPa低渦，綠線為850 hPa露點溫度大于16℃區域，紅色箭頭為850 hPa低空急流，黃線為對流有效位能大于1 200 J·kg-1區域，黑色點畫線為地面輻合線)，(b)章丘探空和(c)2007年7月18日08時章丘探空Fig.3 (a) Circulation situation (purple arrow： 200 hPa upper jet； blue line: 500 hPa geopotential height contour； brown line： 500 hPa upper trough; red D: 850 hPa vortex; green line: area with dew temperature >16℃； red arrow: 850 hPa low-level jet; yellow line: area with CAPE >1 200 J·kg-1; black dotted line: surface convergence line) and (b) sounding in Zhangqiu at 08:00 BT 30 July 2015, (c) sounding in Zhangqiu at 08:00 BT 18 July 2007

30日下午，FY-2E衛星可見光云圖和商丘、徐州雷達均可看出山東中部至南部存在大片的水平對流卷(圖4)，表明上述地區為有利于深厚濕對流產生、已經生成的濕對流發展的有利區域(俞小鼎等，2012；2020)。

圖4 2015年7月30日15：15(a)FY-2E衛星可見光云圖及同時刻(b)商丘和(c)徐州多普勒雷達反射率因子Fig.4 (a) FY-2E satellite visible light cloud image, (b, c) Doppler radar reflectivity factor in (b) Shangqiu and (c) Xuzhou at 15:15 BT 30 July 2015

綜上所述，考慮到較大的CAPE、中等大小的 0～6 km和0～3 km垂直風切變、很大的可降水量，30日的天氣條件有利于出現以短時強降水為主的深厚濕對流。

根據雷達回波的發展，可將造成此次強對流天氣的對流系統的演變劃分為四個階段：30日13—17時為觸發階段，觸發初始對流，后向發展加強為多單體風暴；30日17—20時為組織階段，多單體風暴繼續向西南方向后向發展加強，合并局地對流，組織為結構松散的LMCS；30日20時至31日00時為維持階段，LMCS轉向西南偏南方向后向發展，結構逐漸緊密，尺度逐漸增大；31日00時以后為減弱階段，LMCS斷裂為東西兩段，逐漸轉向正南方向發展，東段和西段先后減弱消亡。以下分別討論各個階段對流系統組織形態的演變機制。

3 對流系統的觸發和演變

3.3 觸發階段

3.1.1 冷空氣觸發

30日白天主體位于東北的冷空氣在遼東半島低渦的引導下經渤海南下，從近地層逐漸侵入山東北部，與山東中南部的暖濕氣流之間形成輻合線，雷達上表現為反射率因子窄帶回波(圖5)逐漸南壓。12—13時冷空氣前沿輻合線自北向南移過濰坊，13時在濰坊附近觸發出初始對流，之后繼續緩慢南壓，不斷觸發更多對流。

圖5 2015年7月30日13時地面溫度(數字,單位：℃)、風場(風羽)和同時刻濟南、濰坊多普勒雷達0.5°仰角反射率因子(填色)(綠色點劃線為代表海風鋒輻合線的窄帶回波,黑色點劃線為代表冷空氣前沿輻合線的窄帶回波,下同)Fig.5 Surface temperature (values, unit: ℃), wind field (barbs) and Doppler radar reflectivity factor (colored) at 0.5° elevation in Jinan and Weifang at 13:00 BT 30 July 2015 (Black dotted line and green dotted line denote the narrow-band echoes representing the convergence line in front of cold air and in sea breeze front, respectively; the same below)

隨著冷空氣南壓，其也侵入到了濟南，但沒能觸發對流，原因一是冷空氣過境濰坊時，濰坊風廓線雷達顯示近地面至0.5 km高度自下向上逐漸由東南風轉為4 m·s-1的東北風，過境濟南時，濟南風廓線雷達顯示僅在近地面轉為2 m·s-1的東北風，說明冷空氣侵入山東內陸后勢力進一步減弱，抬升觸發條件不如濰坊；另外，午后濰坊附近氣溫較濟南附近高2～3℃，熱力條件也更好。

3.1.2 陣風鋒觸發

30日13：34和13：28冷空氣前沿輻合線在濰坊觸發出兩個單體:A和B，13：28—13：52單體B的強中心高度和垂直累積液態水含量經歷了同步躍升(增)，14：04單體B出現勾狀回波和中氣旋(圖6a,6b)，發展為超級單體，14：34—14：51其強中心高度和垂直累積液態水含量經歷了近乎同步的快速下降。單體強中心高度和垂直累積液態水含量的同步躍升(增)和快速下降預示地面將出現冰雹和雷暴大風天氣。推測單體A應該也經歷了類似的過程，但由于距離雷達太近，靜錐區的存在導致風暴參數反映不出這種變化。災情調查得知，14時開始濰坊多地出現冰雹、大風和短時強降水。

圖6 2015年7月30日濰坊多普勒雷達(a,c,e,g)反射率因子和(b,d,f,h)徑向速度(a,b)14:04，(c,d)15:03，(e,f)16:02，(g,h)17:02Fig.6 Doppler radar (a, c, e, g) reflectivity factor and (b, d, f, h) radial velocity in Weifang at (a, b) 14:04 BT, (c, d) 15:03 BT, (e, f) 16:02 BT, and (g, h) 17:02 BT 30 July 2015

14—15時，受單體A影響，高速西站降水量為0.3 mm，最大陣風為18.4 m·s-1，氣溫下降8.2℃，受超級單體B影響，宋莊站降水量為77.7 mm，最大陣風為25.4 m·s-1，氣溫下降10.1℃。結合濰坊多普勒雷達0.5°仰角徑向速度可知，單體A和B產生了兩股下擊暴流(圖6d)，形成了兩個冷池，冷池的兩條陣風鋒向外擴展，逐漸將上述冷空氣前沿輻合線合并。

由于環境大氣低層為西南風，所以兩條陣風鋒在向外傳播過程中主要在其西南方向不斷觸發新生對流單體，其余方向基本沒有觸發。新生單體沿風暴承載層平均風(風速為12 m·s-1的西南風)向東北方向平流，由于陣風鋒的傳播速度大于對流單體的平流速度，因此雷達上表現為對流單體跟隨陣風鋒向西南方向后向發展。

15時A和B分別發展為兩個多單體風暴(圖6c)，產生的兩股下擊暴流的正負速度極值相距均為3 km(圖6d)，極值差分別為27 m·s-1和29 m·s-1。15—16時，受多單體風暴A影響，高速西站降水量為0.9 mm，最大陣風風速為16.3 m·s-1，符山站降水量為52.6 mm(符山站沒有風向風速儀)，受多單體風暴B影響，宋莊站降水量為55 mm，最大陣風風速為24.3 m·s-1，朱里站降水量為100.4 mm(朱里站沒有風向風速儀)。16時多單體風暴A和B形成的地面冷池最低氣溫分別為24℃和22℃。

從造成的降水強度、氣溫下降幅度、最大陣風和冷池最低氣溫來看，B較A發展更強盛，形成的地面冷池也更強，但由于環境大氣低層為西南風，A位于B的西偏南方向，更容易獲得低層西南暖濕氣流的輸送和支持，因此15—16時A的陣風鋒逐漸將B的陣風鋒合并(圖6e)，16—17時A發展為具有一定組織化程度的多單體風暴，B則減弱消亡(圖6g)。

由此也可見，在觸發階段，在環境深層垂直風切變中等偏弱的情況下，與對流系統傳播密切相關的環境低層風向決定了對流的發展方向(Rotunno et al,1988；Corfidi,2003；俞小鼎等，2012；2020)。

另外，30日下午冷空氣前沿輻合線和陣風鋒均與自青島向濰坊緩慢移動的海風鋒輻合線相遇(圖6g)，觸發對流，造成山東半島出現強對流天氣。

3.1.3 地面輻合線觸發

除了上述冷空氣前沿輻合線、陣風鋒和海風鋒外，30日白天山東中西部維持一條準靜止的地面輻合線，其性質和最初起源不是很清楚，該輻合線兩側分別為偏南風和偏北風，由于存在時間較長，輻合線附近逐漸形成3 h變壓的負值中心和露點溫度的大值中心，17時3 h變壓中心值為-1.5 hPa(章丘站)，露點溫度中心值為28℃(圖7)，較強的負變壓意味著將產生輻合上升運動，大的露點溫度能夠提供了對流發生所需的水汽。

位于該輻合線附近、魯中山區北麓的濟南風廓線雷達顯示，16:30—17:30低層0.7 km以下逐漸由南風轉為北風(圖略)，表明輻合線北側的偏北風加強，地面風場的輻合進一步加強，同時偏北風在魯中山區地形的阻擋作用下，有利于產生上升運動，18時開始輻合線上逐漸觸發出局地對流(圖7)。

圖7 2015年7月30日17時地面風場、輻合線、3 h變壓(數值,單位：hPa)、露點溫度(左側填色)和19時濟南雷達反射率因子(右側填色)Fig.7 Surface wind field, convergence line, 3 h allobar (values, unit: hPa), dew point temperature (colored on the left) at 17:00 BT and radar reflectivity factor (colored on right) in Jinan at 19:00 BT 30 July 2015

3.3 組織階段

30日17—20時，多單體風暴A的陣風鋒繼續向西南方向后向傳播，濰坊多普勒雷達VWP產品顯示低層維持西南風，中層逐漸轉為偏北風，西南風和偏北風的轉變高度由1.2 km逐漸上升至2.4 km(圖略)。17時對流系統垂直剖面(圖8b)顯示陣風鋒的高度約為2 km,可知冷池的深度約為2 km。因此，陣風鋒的傳播方向與0～3 km垂直風切變的配置符合Wilson et al(1998)參照RKW理論建立的概念模型(圖略)，有利于對流的發展加強。

多單體風暴A的發展加強導致降水增強，17—20時每小時短時強降水站次由4站次增加至18站次，最大雨強由71.3 mm·h-1增加至89.5 mm·h-1，降水蒸發冷卻，導致冷空氣不斷下沉，加強了地面冷池，冷池前沿溫度梯度由于日落導致環境溫度整體下降而變化不大，但冷池范圍逐漸擴張(圖1)，22℃等溫線面積由近乎為0 km2增加至4×103km2，陣風鋒得到維持和加強，繼續與環境低層西南風產生輻合上升運動，觸發新生對流，進一步加強多單體風暴A，形成了“對流發展—冷池加強—對流發展”的正反饋機制，同時0～6 km垂直風切變由12 m·s-1增強至15 m·s-1，將促使對流發展的上升氣流和冷池加強的下沉氣流分離開，延長了正反饋機制的作用時間。

20時多單體風暴A與地面輻合線觸發的局地對流合并，發展為一條長約120 km、西北—東南向、組織結構較松散的LMCS(圖8c)。沿前進方向的垂直剖面上，LMCS呈前傾結構，低層存在弱回波區，中高層存在回波懸垂，由于此時環境熱力條件較好，對流發展旺盛，50 dBz強回波發展至11 km，中心強度為60～65 dBz(圖8b,8d)。此階段降水為大陸強對流型(俞小鼎等，2012;2020)，盡管降水效率相對較低，但由于后向傳播發展，仍能產生80 mm·h-1以上的極端短時強降水。

3.3 維持階段

3.3.1 雷達回波演變

30日20時至31日00時，LMCS轉向西南偏南方向發展，組織結構逐漸緊密，尺度逐漸增大，同時后部出現層狀云降水回波，31日00時達到最強，此時長度約為230 km。此階段風暴承載層平均風為偏西風，與LMCS移動方向的交角超過90°，仍屬于后向傳播。

垂直方向，LMCS由前傾結構逐漸轉為豎直結構，由于環境熱力條件減弱，對流發展高度有所下降，31日00時50 dBz強回波發展至8 km，中心強度為55～60 dBz(圖8f)。對流系統強中心高度的下降預示此階段將產生較多的大風天氣，降水逐漸由大陸強對流型轉變為熱帶海洋型，降水效率將明顯提高。

3.3.2 維持機制

30日20時，500 hPa高空槽移至山東中部，槽后中層偏北風逐漸侵入山東中部，30日20時至31日00時濰坊和濟南多普勒雷達VWP產品均顯示中層偏北風風速逐漸增大，而低層維持偏南風(圖略)，導致0～6 km垂直風切變由15 m·s-1迅速增強至24 m·s-1(圖1)，這有利于LMCS的組織化加強。與此同時，地面冷池強度迅速增強，表現為冷池范圍迅速擴張，冷池前沿溫度梯度逐漸增大(圖1)，使得陣風鋒與低層偏南風持續輻合，在陣風鋒附近維持較強的垂直上升氣流，不斷觸發新生對流。另外，低層偏南風、3 km偏北風的0～3 km垂直風切變配置對應于圖9上的情況，仍有利于對流系統的進一步發展加強。

因此，在有利的陣風鋒傳播方向和0～3 km垂直風切變配置下，冷池與低層垂直風切變保持同步增強的動態平衡狀態，0～6 km垂直風切變也逐漸增強，LMCS組織結構逐漸緊密，尺度逐漸增大，逐漸發展加強。

31日00時之后，LMCS從中部(濟寧附近)斷裂為東西兩段(圖8e)，并逐漸轉向正南方向發展，地面冷池受魯中山區地形阻擋，主體滯留在山東中部，導致冷池前沿溫度梯度迅速減小(圖8g)，冷池出流與低層偏南風輻合產生的上升氣流迅速減弱。00—04時，環境大氣低層1.5 km以下維持西南風，中高層3～7 km在東段維持遠離多普勒雷達的西南風，在西段維持向著多普勒雷達的西北風(圖略)，在迅速減弱的冷池出流作用和不利的0～3 km垂直風切變配置下，東段首先減弱消亡。垂直方向上，此階段對流發展高度進一步降低(圖8h)，降水完全為熱帶海洋型。04時之后，西段移至徐州附近，徐州多普勒雷達VWP產品顯示環境大氣低層至中高層為一致的西南風(圖略)，此時冷池出流更弱，環境熱力條件更差，西段迅速減弱消亡。

4 概念模型和強對流天氣

綜上所述，本次突發極端強降水過程對流系統的觸發和組織形態演變可以歸納為圖9的概念模型，淺薄冷空氣自渤海侵入山東北部，勢力減弱前在濰坊觸發出初始對流，在充足的水汽和熱力條件下，迅速發展為多單體風暴，形成地面冷池，陣風鋒向四周傳播，與環境低層西南風相遇的部分繼續觸發對流，多單體風暴逐漸向西南方向后向傳播發展，冷池加強和對流風暴發展形成正反饋，冷池與環境低層垂直切變達到動態平衡狀態，多單體逐漸發展為LMCS，且隨著深層垂直風切變逐漸增強，LMCS結構逐漸緊密。當地面冷池受地形阻擋、滯留在魯中山區后，陣風鋒強度迅速減弱，LMCS斷裂為東、西兩段，在不利的垂直風切變配置下先后減弱消亡。

30日08時，山東中部章丘探空濕球溫度0℃層高度為4.6 km，高度較高，有利于冰雹在下落過程中的融化，但由于對流單體發展為超級單體，導致50 dBz強回波發展至12.5 km，60 dBz強回波發展至9 km(圖略)，在盛夏季節記錄到了30 mm的大冰雹。

對流系統在觸發、組織和維持三個階段均為傳播導致的后向發展，且逐漸左移，整個生命史中產生的短時強降水站次遠多于大風站次(圖10)，大風主要出現在地面冷池快速擴張、冷池前沿溫度梯度最大的維持階段，環境大氣層結為條件不穩定層結，并且對流層中層存在明顯干層，說明主要是強降水拖曳和干空氣夾卷進入下沉氣流使得雨滴蒸發降溫，產生強烈的下沉氣流，而動量下傳和冷池密度流作用進一步疊加在下沉氣流輻散風上，導致了較強的地面直線型大風。短時強降水主要出現在維持階段和減弱階段，與對流系統尺度逐漸增大、逐漸轉變為低質心高降水效率的熱帶海洋型結構有關，但在各個階段均能產生極端短時強降水。

2007年7月18日大暴雨過程的最大降水量和小時雨強與本次過程相當，對流系統也發展為LMCS，也有明顯的后向傳播現象，不同的是7月18日過程天氣尺度系統的強迫更明顯，水汽和不穩定能量更充足(圖3c)，相應的LMCS主要由鋒面對流構成，而本次過程的LMCS完全在暖區觸發生成，因此預報難度更大。

5 結論與討論

利用各種常規和加密觀測資料，對一次由于觸發機制不明顯、對流發展方向異常導致預報偏差較大的暖區極端強降水過程進行了分析，重點分析了對流系統的觸發和組織形態演變機理，得到以下結論：

(1)對流發生前，山東處于高空槽和副高之間，低層西南急流和地面輻合線穩定維持，水汽條件充足，訂正后的探空表明午后熱力條件明顯增強，CAPE值較大，0～6 km和0～3 km垂直風切變中等，有利于組織化程度較高的深厚濕對流系統產生和發展，云圖和雷達上呈現的水平對流卷進一步表明山東中南部的大氣邊界層有利于深厚濕對流的產生和發展，總體形勢有利于山東出現以短時強降水為主的深厚濕對流。

(2)30日下午，850 hPa低渦引導近地層淺薄冷空氣經渤海南下侵入山東北部，在濰坊附近觸發初始對流，在充分的水汽和熱力條件下迅速發展加強，產生地面冷池和陣風鋒，陣風鋒與環境低層西南風構成的輻合上升運動觸發更多對流，初始對流通過后向發展演化為具有一定組織化程度的多單體風暴。觸發階段環境深層0～6 km垂直風切變相對較弱，環境低層0～3 km垂直風切變對對流系統的發展方向起了決定作用。30日傍晚，陣風鋒傳播方向與低層0～3 km垂直風切變的配置符合RKW理論建立的概念模型，多單體風暴不斷發展加強，降水增強，地面冷池加強，形成了對流發展和冷池加強的正反饋機制，同時逐漸增強的0～6 km垂直風切變使正反饋機制能夠維持較長時間，多單體風暴發展為組織結構相對松散的LMCS。

(3)30日前半夜，地面冷池和環境低層垂直風切變保持同步增長的動態平衡狀態，深層0～6 km垂直風切變繼續增強，LMCS組織結構逐漸緊密，尺度逐漸增大，組織程度逐漸增強，垂直方向上LMCS由前傾結構轉變為豎直結構，降水逐漸轉為高效率的熱帶海洋型。31日凌晨之后，地面冷池受地形阻擋滯留在魯中山區，導致陣風鋒迅速減弱，LMCS斷裂為東西兩段，在不利的0～3 km垂直風切變配置下，東段和西段先后減弱消亡。

(4)本次過程對流系統在暖區觸發，大部分時間為傳播導致的后向發展，預報難度比2007年7月18日由沿著冷鋒發展的LMCS導致的大暴雨過程大。RKW理論適用于解釋本次LMCS的組織形成和維持，實際業務中可以利用加密區域自動氣象站數據計算地面冷池的出流強度，多普勒雷達VWP產品可用于獲取實時近風暴環境風場信息，對判斷對流系統組織程度加強或減弱具有重要價值。