冷渦影響下杭州灣一次區域性極端大風的演變和機制分析*

黎玥君 馬 昊 勾亞彬 戴祥霖 余貞壽

1 浙江省氣象科學研究所,杭州 310051 2 浙江省氣象臺,杭州 310051 3 中國氣象局水文氣象重點開放實驗室,北京 100081 4 杭州市氣象局,杭州 310051

提 要：利用常規氣象探空觀測、地面自動氣象站逐分鐘觀測、風廓線雷達以及多普勒天氣雷達等多源觀測資料,分析了2021年4月30日傍晚到夜間浙江北部和杭州灣沿海地區一次區域性極端大風的天氣特征,重點探討了對流系統移入杭州灣后的中尺度演變特征和大風增強的原因。結果表明,此次過程是典型的多尺度相互作用的結果,在高空深厚的東北冷渦影響下,配合中層西北急流和較強的地面暖低壓促使颮線后部對流系統發展,形成雷暴大風天氣。對流單體在經過杭州灣水系后明顯增強,其陣風鋒前側有西南暖濕入流,后部冷池發展強盛,氣壓涌升,疊加地面環境風場和杭州灣水面的熱動力條件,從而觸發不穩定能量促使單體發展。系統經過杭州灣后輻散下沉出流明顯增強,將中高層的動量更快地下傳至地面,對于杭州灣南部風力增強效應顯著。杭州灣光滑下墊面、喇叭口等特殊地形也是造成極端大風出現的原因之一。同時,逐分鐘變溫相比于極大風出現時間提前了約7～10 min,對于局地極端大風監測預警有一定的指示意義。

引 言

浙江省處于長江中下游地區,該地區是春夏季節受冷渦環流和季風槽共同影響下的交匯區,強對流天氣頻發,其伴隨的雷暴大風、局地冰雹和短時強降水給人民的生命和財產造成不同程度的損失,研究強對流天氣的發生、發展機理,對于防災、減災意義重大。在主要的三種強對流天氣類型中,強對流大風出現的頻率較高,也最容易漏報。對于強對流大風的定義,業務系統科研人員達成的共識是:陣風超過17 m·s-1的對流性大風以及發生在陸地上所有級別的龍卷。強對流大風主要有三類:下擊暴流、雷暴大風和龍卷。歷史數據統計分析表明:強雷暴大風高頻區位于中國中東部地區,強雷暴大風從3 月開始在華南和江南地區出現,4 月進入華中、華東地區,5 月北進到華北、東北和西北地區(費海燕等,2016);春末夏初北方冷渦影響下發展起來的對流系統是造成浙江省極端大風災害性天氣的主要天氣形勢(彭霞云等,2022)。根據浙江省所處的冷渦位置,結合Meng et al(2013)的天氣分型,造成浙江省強對流大風的天氣型為冷渦類西北氣流型,主要是由上游蘇皖地區觸發的對流單體,經過合并發展演變成新的對流系統,隨槽后冷空氣南下影響浙江。

在雷暴大風發生、發展和極端大風形成的機理方面,國內學者做過大量研究,程月星等(2018)發現,在上游雷暴的冷池出流作用下,地面輻合抬升最強處將觸發出新生單體并迅速發展。何娜等(2020)發現觸發對流系統中67%的對流由陣風鋒過程觸發,并發現陣風鋒的抬升作用是新生單體迅速發展的關鍵。盛杰等(2019)研究了一次早春冷渦底部的颮線大風過程,認為低層高溫高濕、中層干冷、高空大的溫度垂直遞減率是雷暴大風發生的有利條件;梁建宇和孫建華(2012)模擬了商丘一次風暴的大風生成機制和結構特征,認為線性風暴的中層入流加強了對流區的下沉氣流,是形成極端大風的重要成因之一;張怡和趙志宇(2012)指出高空動量下傳使得對流發展、維持和傳播,是造成低空及地面風速增大的重要因素之一。張弛等(2019)發現颮線后側入流急流的動量下傳和蒸發作用共同引發下沉氣流,從而影響冷池的移速,引起了地面大風;王秀明等(2013)認為,地面直線型風害主要由冷池密度流與動量下傳引起。冷池在陣風鋒形成過程和強度維持上一定程度起到了主導作用(岳彩軍等,2016;雷蕾等,2021)。同時,下墊面條件也是影響對流強度和引起極端大風的作用之一。一些國外學者研究發現,水體具有高比熱容、低反照率、低的表面粗糙度等特性(Notaro et al,2013;Wen et al,2015;Wu et al,2019),與其他陸面覆蓋類型不同,摩擦力更小有利于風速增強;白天水體吸收了太陽輻射,在夏季夜間,水體會加熱表層大氣并且增加感熱潛熱通量的釋放,從而激發或加強對流(Xu and Liu,2015;Xu et al,2014);陳淑琴等(2017)指出東部沿海地區受海陸下墊面的影響存在加熱和表面摩擦的差異,對對流系統的演變起到關鍵作用,但是,浙江東部沿海地區處于杭州灣的海陸交界處,下墊面條件復雜,對于移入杭州灣后雷暴大風強度變化的研究較少。

2021年4月30日晚上,浙江北部(以下簡稱浙北)及杭州灣沿海一帶出現了明顯的強對流天氣,其系統在30日23時前后經過杭州灣后快速增強,并在寧波部分地區造成了10級以上的雷暴大風,其中余姚和象山的瞬時風速分別達到35.7 m·s-1和34.1 m·s-1,造成了“五一”長假出行期間沿海高速公路嚴重堵車及事故。這次強對流天氣過程發生在強冷渦背景下,并且系統移動過程中下墊面條件復雜,對單體發展趨勢以及極端大風的預報有較大難度。本文利用再分析資料、逐分鐘氣象觀測、風廓線雷達、多普勒天氣雷達等資料,分析本次雷暴大風過程的系統演變、中尺度環境條件和雷達回波特征,重點揭示風暴在經過杭州灣后明顯增強并造成寧波局地極端大風的形成機制,同時,伴隨著逐分鐘觀測資料在預報業務中的廣泛應用,本文還探索了逐分鐘觀測在極端大風預報預警中的指示意義。

1 資料與方法

本文所用的資料包括:常規探空、逐分鐘地面自動氣象站、風廓線雷達以及多普勒天氣雷達等多源觀測資料;美國環境預報中心(NCEP)一日四次、分辨率為1°×1°的FNL 再分析資料。

由于此次過程存在明顯的陣風鋒,主要出現在大氣低層,基于寧波多普勒雷達的0.5°仰角,采用最近鄰近法處理單部雷達資料,并進行笛卡爾等經緯度坐標投影,然后根據垂直反距離加權內插法拼接單部雷達0.5°的PPI數據,分析此次極端大風過程中陣風峰的演變特征。雷達組合反射率因子由寧波、南匯、嵊泗、舟山四部雷達基數據組合而成。

利用cressman插值方法,將不規則的區域自動站點數據插值到規則的網格上,得到區域自動站地面要素的客觀分析資料,其空間分辨率為0.1°×0.1°,時間分辨率為5 min,以分析此次過程中杭州灣區域的熱動力特征。

2 天氣過程概述

2.1 局地強對流天氣實況

這次強對流雷暴大風過程初始發生于江蘇境內,颮線自北向南移動,其主體后半段于4月30日22:00(北京時,下同)左右移入浙北境內,30日半夜浙北地區出現大范圍的雷雨大風天氣,在嘉善、嘉興城區、海鹽、慈溪等地局部出現直徑為 1～2 cm的小冰雹。此次過程從30日21:00起,自西北向東南先后在浙北及杭州灣一帶地區,出現了大范圍8～10級、局地11～12級的雷雨大風天氣,從極大風分布(圖1a)和演變過程可以發現,10級以上的極端大風主要集中在杭州灣兩岸及寧波沿海、山區一帶地區,最大出現在余姚站(35.7 m·s-1,12級),出現時間為5月1日00:42。湖州、嘉興及寧波北部地區雖然出現了降水(圖1b),但是降水整體偏弱,湖州、嘉興地區單站最大降水量分別為8.1 mm和4.9 mm,降水量單站最大為慈溪新浦(11.7 mm)。

圖1 2021年4月30日21:00至5月1日02:00浙北及沿海地區(a)極大風速等級和(b)總降水量分布

2.2 雷暴發展演變過程

圖2為寧波、南匯、嵊泗、舟山四部多普勒雷達0.5°仰角組合反射率因子監測到的本次雷暴發生的移動演變過程。4月30日21:00之前江蘇境內有西南—東北走向颮線向東南方向移動進入東海海域,颮線西段有一條明顯的東西走向的陣風鋒(陳圣劼等,2022)。從圖2可以看到,21:42,颮線后部太湖流域有局地新對流單體生成,對流單體向東南方向移動并緩慢發展,在22:30對流單體經過太湖流域后明顯增強,發展為風暴單體(Chen et al,2014),中心反射率因子達到45 dBz以上,此時在湖州北部等地出現了7級以上大風。22:30后風暴單體逐步發展組織化,中心最大反射率因子達到55 dBz,并向東南方向移動,自西北向東南對湖州、嘉興等地造成了8～9級大風。23:50左右強風暴單體開始移入杭州灣,此時陸地上最大反射率因子為55 dBz,之后移速明顯增快,強度明顯增強。5月1日00:30強風暴單體開始影響寧波北部,此時陸地上最大反射率因子達60 dBz以上,寧波、舟山部分地區隨后出現了10級以上大風和冰雹天氣,最大風力出現在余姚地區(35.7 m·s-1,12級)。之后系統不斷東移,01:50后,對流主體基本入海并逐步消散,對浙江影響趨于結束。

注:04-30-21-00表示4月30日21:00。

3 大氣環流形勢

30日20:00,高空500 hPa(圖3a)上冷渦中心位于45°N,后部有一支30 m·s-1以上的偏北風急流,500 hPa西北急流中心風速超過40 m·s-1,浙北地區上部為高空冷平流(圖3a紅色虛線),高空槽后冷平流引導冷空氣南下,華北地區的地面低渦系統快速向東南方向移動。700 hPa和850 hPa可以發現浙北上空均有24 m·s-1的西風急流(圖3b和3c),低層850 hPa上,32°N以南屬于槽前西南氣流控制下,為西南低空暖濕平流(圖3c紅色虛線),持續向北輸送暖濕氣流,對流系統位于低空急流左側輻合區內,同時,地面上(32°N、121.5°E)附近有一個低壓中心,在該大尺度環流結構下,高層的急流增強了中低層垂直風切變,強化了對流組織化的發展。從各層水汽分布可以看出,500 hPa和700 hPa上杭州灣及周邊地區水汽含量較低,比濕均低于5 g·kg-1(圖3a,3b),從850 hPa比濕分布可以看出(圖3c),浙北地區低層水汽含量較好,比濕達到6 g·kg-1以上,說明大氣中層較干,低層比較濕,從天氣尺度環流背景來看,“上干冷下暖濕”的天氣配置有利于形成雷暴大風發生發展所需要的環境條件。

圖3 2021年4月30日20:00(a)500 hPa,(b)700 hPa,(c)850 hPa位勢高度場(等值線,單位:dagpm)、風場(風羽)、比濕(填色)和溫度場(紅色虛線,單位:℃),(d)海平面氣壓場(單位:hPa)

4 中尺度環境特征

上文分析了天氣尺度系統的高低空配置以及溫濕度配置,500 hPa槽后存在較強烈的冷平流,而對流層低層850 hPa仍然處于暖濕平流下,在平流過程的作用下,“上冷下暖濕”的層結有利于不穩定能量的增長,導致浙北地區具有大氣層結不穩定條件。從南京、杭州20:00的探空圖可以看出(圖4,表1),對流有效位能分別約為2005 J·kg-1和550 J·kg-1(表1),高于江浙春季氣候態的對流能量值(陳圣劼等,2022),有利于不穩定對流天氣的發生發展,并且中高層的風切變很強,850 hPa以下均為西南風,0～3 km單站垂直風切變為20 m·s-1左右,0～6 km的垂直風切變超過30 m·s-1,屬于較強的垂直風切變(Weisman and Davis,1998),遠超了常年春季對流發生的經驗性指標值,表現出較強的極端性;從杭州站探空曲線可以看到(圖4b),1000～925 hPa有一定的逆溫存在和蒸發條件,利于下沉氣流的發展。

表1 2021年4月30日20:00南京、杭州站主要的探空參數

注:藍色實線為溫度層結曲線,紅棕色實線為狀態曲線,綠色實線為露點溫度曲線,綠色點虛線為等比濕線,紅色點虛線為干絕熱線。

5 風暴入海加強及造成極端大風成因分析

5.1 雷暴系統與環境風場的相互作用

此次浙北及沿海區域的雷暴大風主要是太湖流域新生孤立雷暴單體發展東移,隨后經過杭州灣洋面后迅速增強的一次天氣過程。圖5是浙北、蘇南、上海區域自動氣象站各氣象地面要素的格點化實況場。通過分析加密的觀測再分析資料可知,4月30日22:00至5月1日01:00為強對流發展增強時段。可以看到地面輻合線及低渦的中小尺度發展,在回波主體增強東移南下過程中,30日22:30強對流產生的冷池高壓前部出流的偏北風增強,與環境場的偏南風在上海以北出現風向輻合,即回波主體的輻合線(圖5a中紅色曲線),同時對應圖5b的等溫線密集帶,經過太湖流域的新生孤立雷暴單體進入浙北德清縣附近,在單體的前沿地面有偏北風和環境風場西南風的風向輻合(圖5a中紅色曲線)。00:30 左右,在強烈發展的回波主體左后方的末端,有偏北風和偏西風風向的輻合(圖5c中紅色曲線),新生的雷暴單體迅速加強。

注:紅色曲線代表風向輻合,★代表加強雷暴單體位置。

從圖5e～5h分析變壓場、變溫場與地面輻合線的對應關系,由23:30的1 h變壓場和變溫場中可以看到,在湖州北部地區有偏北風和西南風的風向輻合(圖5e,5f中紅色曲線),對應于雷達回波圖23:30 上(圖2),有45 dBz以上的回波中心,輻合線空間位置與實況的位置較為吻合。輻合線后側有正變壓中心,其中心強度分別為+4.6 hPa,輻合線前側嘉興地區有負變溫中心,其中心強度達-6.0℃;回波主體23:30之后進入杭州灣水面,1 h后到達寧波地區(圖5g,5h中紅色曲線),對比回波在杭州灣前后的1 h變壓場(圖5e,5g)和1 h變溫場(圖5f,5h)強度變化,對比發現,次日01:00正變壓中心強度由+4.6 hPa增強至+7.2 hPa,負變溫中心由-6.0℃ 增強至-9.04℃,可以看到加強的雷暴單體位于變溫梯度密集帶和變壓梯度密集帶的附近(圖5g,5h標記處),冷池強度增強,說明雷暴主體在經過杭州灣水面過程中,強度明顯增強。

5.2 陣風鋒及強冷池作用

陣風鋒和冷池是影響雷暴單體強度的一個重要因素(陶嵐等,2016;岳彩軍等,2016;Browning et al,2007;Quan et al,2014)。此次過程前后在強風暴單體東側的杭州灣地區能夠清楚觀測到有一條東西走向的陣風鋒(圖6),移速較快,陣風鋒在越過長江后4月30日22:00左右經啟東到達上海以北,次日00:30(圖6e)經過杭州灣后到達寧波地界,平均移速為20.7 m·s-1,該過程的下墊面分為陸地和杭州灣兩個部分。第一階段未經過杭州灣:30日22:00—23:00,此時冷池前部暖濕入流造成的負變壓區最大為-8.1 hPa,變溫梯度為0.6℃·(10 km)-1,變壓梯度為1.4 hPa·(10 km)-1,陸地上移速為13.8 m·s-1,伴隨輻合線南下(圖6a,6b),00:00的1 h負變溫和正變壓大值區位于浙北地區(圖7a),小時變溫大(-7.55℃),小時變壓中心值達到+13.1 hPa,可以看到浙北大風區的東移南下,主要位于地面輻合線偏冷空氣一側,且前沿與變壓梯度的密集帶相配合;第二階段經過杭州灣后:30日23:00 至次日02:00,此時冷池前部暖濕入流造成的負變壓區最大為-2.5 hPa,變溫梯度為1.63℃·(10 km)-1,變壓梯度為1.74 hPa·(10 km)-1,陣風鋒經杭州灣時段為22:30 至次日00:30(圖6a～6e),移速為21.9 m·s-1,23:00對流主體開始進入杭州灣地區(圖2),01:00(圖7b),對流主體位于舟山群島(圖2),負變溫和正變壓大值區也移至寧波市,小時變溫中心值達-9.04℃(圖7b)。次日00:00—01:00,冷池的變溫梯度指向東南方向,表明冷池最強出流為西北風。可以發現,不同下墊面的地表粗糙度不同,從而影響風暴系統的移速,杭州灣水系表面光滑,海面摩擦作用小,因而陣風鋒在海面上的移速明顯快于陸地。同時,冷池強度對于陣風鋒起到了重要作用,在系統南下經過杭州灣后冷池發展強盛,促使雷暴單體內上升氣流將低層暖濕空氣經陣風鋒抬升并進入雷暴單體內,從而使得雷暴母體組織化發展,雷暴母體加強并且移速加快,并逐漸接近陣風鋒。而冷池前后增強的變壓梯度和變溫梯度也是影響陣風鋒移速的一個原因(李強等,2019;許長義等,2022)。

注:╋代表寧波觀象臺位置,┅代表陣風鋒。

圖7 2021年5月1日(a)00:00,(b)01:00的地面1 h變溫(填色和等值線)和1 h變壓(紅虛線,單位:hPa);4月30日23:00至5月1日02:00(c)余姚站和(d)嘉興站氣壓、氣溫、風速、風向時序圖

為進一步研究對流系統經過杭州灣前后的氣象要素變化特征,選取風暴移動路徑上的嘉興站和余姚站逐5 min觀測資料,分析系統變化前后的氣象要素演變特征。嘉興站位于杭州灣北側,30日00:00 之前系統影響嘉興市,小時變溫、變壓分別達到-6℃、+2.5 hPa。系統移過杭州灣后明顯增強,余姚站的降溫和升壓的梯度明顯強于嘉興站,小時變溫、變壓分別達到-9℃、+8 hPa,半個小時內風速增強到35.7 m·s-1,系統過境后,氣壓驟升、氣溫驟降,雷暴“高壓鼻”特征顯著,并且西南風在20 min 內轉為東北風。通過兩個站氣象要素演變特征分析表明,系統在經過杭州灣后明顯增強,體現在變溫、變壓以及風力變化的時間梯度上變快。

5.3 動量下傳作用

高曉梅等(2018)、李彩鈴等(2021)、高麗等(2021)研究發現,風暴承載層平均風向、風速與風暴的維持有著關系,當雷暴大風發生時,存在中層干冷空氣的夾卷過程,如果風暴承載層風速越大,動量下傳對于地面大風貢獻也越大。風暴層平均風速能夠代表動量下傳的潛勢大小,通常采用850、700、500、300 hPa這四層的平均風向風速代表風暴承載層的風向、風速。4月30日20:00杭州探空站風暴承載層平均風速為28.74 m·s-1,平均風向為276.25°,而雷暴單體的平均移速為20.7 m·s-1,方向為282°,相當于風暴承載層平均風的72.03%,偏向風暴承載層右側約6°。同時,風暴承載層風速明顯大于2002—2017年我國95個極端雷暴大風個例(馬淑萍等,2019)統計的均值(14 m·s-1)和75%分位數(20 m·s-1)以上,表明此次過程中異常偏大的風暴承載層平均風速和與對流系統移向接近的平均風向,對于風暴的移動、發展均起到了明顯的正反饋作用(黃美金,2022),較大的風速更加有利于中層干冷空氣的夾卷,從而增強下沉氣流的動量下傳作用,對下游地區地面大風的出現有明顯的貢獻。

5.4 下墊面作用

盛春巖等(2014)研究表明極端大風的出現與下墊面條件也密不可分,特殊地形能夠對風速有增強作用。海洋下墊面較光滑,會對海上大風起到增強作用,引起“向岸風”效應;同時,喇叭口地形的存在使喇叭口東北部風速增大,而喇叭口西南側及渤海海面風速減小(沈杭鋒等,2019)。此次過程中風暴自西北向東南先后影響了浙江東北部地區,并且對寧波地區造成了極端的雷暴大風天氣(圖8)。一方面杭州灣水面下墊面光滑,摩擦力小,一定程度有利于系統增強(彭霞云等,2022);另一方面,從寧波地區過程極大風與地形的分布,可以發現,寧波北部地區越接近于杭州灣水面的區域,風力高于內陸地區,這主要由于海洋下墊面的摩擦較小,從而引起“向岸大風”增強效應(盛春巖等,2014)。另外,此次過程在余姚西部北部、寧波東南部出現了10級以上的大風分布區域,最大出現在余姚(35.7 m·s-1,12級,海拔高度為38 m),結合地形分布可以發現,極端大風區一部分位于四明山和會稽山山脈之間,另一部分位于天臺山與四明山兩個山脈之間,這兩個區域特殊地形所產生“狹管效應”和喇叭口效應,使得風力也有一定的增強。

圖8 2021年5月1日00:00—02:00地面8級以上大風(風羽)分布及地形高度(陰影)

5.5 風廓線及逐分鐘觀測特征

通過前文的分析可以看出,此次強對流風暴發生前,環境風場在江蘇浙江一帶的西北風強且深厚(圖3a～3c,圖4),中層存在明顯的西北風急流,其后側入流有利于發展組織性的對流系統,杭州和南京觀象臺站點0～6 km垂直風切變達到30 m·s-1以上(表1),說明風暴發生前,環境風場表現出強的垂直風切變特點。低時空分辨率的常規觀測資料無法揭示強風暴天氣快速變化的特征,因此本文利用高時空分辨率的風廓線雷達資料和逐分鐘自動站觀測資料,分析風暴發生前后其內部垂直剖面的風場特征及變化。下文選取風暴移動路徑上且離杭州灣較近、資料較為完整的嘉興站和余姚站風廓線資料進行分析(圖9a,9b),代表了風暴穿過杭州灣前后的垂直特征。

圖9 2021年4月30日(a,c)嘉興站和(b,d)余姚站(a,b)風廓線雷達和逐分鐘地面自動站觀測水平風演變(風羽)、垂直速度(紅色實線,單位:m·s-1),(c,d)逐分鐘地面10 m瞬時風速(黃色實線)、地面降水量(綠色柱)、逐分鐘變溫(藍色柱)

嘉興站從23:01起地面風速明顯增強,并且伴隨出現持續的0.2～0.3 ℃·min-1的負變溫,風速于23:18達到最大(13.3 m·s-1,6級)。在23:00—00:00嘉興站出現五次明顯的風速波動,而逐分鐘變溫也對應出現了五次明顯的負值波動。同時,在地面風速首次達到峰值前后,嘉興站1 km以下風速相對較小(約為4 m·s-1),而之后1 km左右風速逐漸增強至12 m·s-1的偏北氣流,伴隨地面開始出現弱的降水。時間序列圖也能夠體現出沿著風暴移動路徑上系統的垂直空間分布特征,其中出現降水的時段作為風暴單體的位置,可以發現地面大風基本出現在風暴的前沿,而風暴后側則為明顯的后側入流(約為10 m·s-1),引導中層動量不斷向下、向前傳播,同時,從變溫演變發現,地面冷池的傳播速度早于風速的下傳。

余姚站位于風暴穿過杭州灣后的影響區域,從風廓線圖上,同樣可以看到風暴系統后部存在明顯的下沉入流區,不論水平速度還是垂直速度都明顯強于嘉興站,并且風暴系統后部的強西北風急流的厚度也明顯高于嘉興站,這一定程度表明系統在經過杭州灣之后得到了明顯的增強,從逐分鐘要素演變可以發現,余姚站的逐分鐘負變溫更為明顯,達到了0.7 ℃·min-1,相比于極大風出現時間提前了7～10 min。

通過對比嘉興站和余姚站風廓線雷達和自動站觀測資料的時間演變可以發現,在通過杭州灣水系后,風暴系統的強度明顯增強,1 km以下的后側入流急流強度由嘉興的10 m·s-1迅速增強至20 m·s-1,并且垂直下沉運動由0.2 m·s-1增強至1.2 m·s-1,即后側入流10 min下降距離由原來的120 m增強為720 m,這樣短時間內中層的強水平動量快速傳導至地面,造成余姚地區風速急劇增大。同時,通過對比兩站逐分鐘觀測資料(圖9c,9d),地面大風出現之前通常會提前伴有明顯的負變溫,并且出現時間早于大風出現7～10 min,這對于極大風的監測預警有著一定的指示意義。

6 結論與討論

2021年4月30日夜間,浙北和浙東北沿海受到自蘇南的強颮線末端影響,并且強風暴單體在經過杭州灣之后明顯加強,出現了雷暴大風天氣,就此本文對比分析了此次過程的環境條件、中尺度特征、回波演變以及造成極端大風分布不均的機制成因,得到以下主要結論:

(1)本次大風天氣過程發生在高空冷渦前部,500 hPa有干冷空氣入侵,浙北上空850 hPa比濕較大且存在急流,對流系統位于高空急流左側的輻合區內,CAPE為550 J·kg-1,同時低層0～3 km 具有明顯風垂直切變,強化了對流組織化的發展,“上干冷下暖濕”的天氣配置有利于形成強對流天氣發生發展所需要的不穩定能量環境條件。

(2)通過雷達回波及陣風鋒的演變,可以清晰看到位于杭州灣上空,雷暴系統移動方向前方有一條東西走向的陣風鋒,并且與雷暴系統保持一定距離,在經過杭州灣后,陣風鋒移速明顯加快,同時由于下墊面條件不同造成陣風鋒的移速不同,23:00之前位于陸地、移速慢,23:00之后位于海面、移速快。陣風鋒前側有西南暖濕入流,后側輻散下沉出流明顯,造成陣風鋒垂直環流加強,有利于雷暴母體組織化發展,雷暴母體逐漸接近陣風鋒。

(3)雷暴系統經過杭州灣后明顯增強,從中尺度環境特征場來看,浙江東北部地區具有不穩定能量,并存在中等強度垂直風切變,有利于海上形成有組織性的對流系統;在經過杭州灣后,陣風鋒移速加快,冷池發展強盛,促使雷暴單體內上升氣流將低層暖濕空氣經陣風鋒抬升并進入雷暴單體內,從而使得強對流風暴組織化快速發展。結合風廓線雷達資料和風暴承載層的平均風向風速可以發現,強的中層急流增強了對流系統后部入流的強度和厚度,有利于風暴系統組織化和長時間維持,在下沉氣流影響下,中層動量被更快地帶到地面,造成地面極端大風出現。同時,杭州灣作為特殊下墊面,由于水面的熱力作用及摩擦力較小,造成對流系統移入后加強或維持,寧波部分地區的喇叭口地形所產生“狹管效應”會使得地面風力有所加強。

(4)通過逐分鐘觀測演變趨勢發現,地面大風出現之前通常會提前伴有明顯的負變溫,并且出現時間早于大風出現7～10 min,這對于極大風的監測預警有著一定的指示意義。

伴隨著逐分鐘分辨率地面觀測業務的廣泛應用,各類氣象演變特征在強對流預警業務中提前量及指示意義,還需要進一步結合多個個例開展深入的研究。