一次连续下击暴流天气的成因分析

一次连续下击暴流天气的成因分析
周后福;刁秀广;赵倩;李耀东;夏文梅
【摘要】基于多普勒雷达、闪电定位、地面观测资料和现场勘察情况,对2016年5月2日皖西南发生的一次连续下击暴流天气的成因进行分析.结果表明:引起2次微下击暴流的风暴为同一风暴单体,且为超级单体,旺盛阶段的雷达回波表现为钩状分布和倾斜结构;下击暴流产生的初始原因是液态或固态降水粒子下降的拖曳作用,中后期则主要源于热力不稳定、对流层中层的动量下传和补偿性气流作用,伴随的水成物与环境之间的负浮力增大是下击暴流发生的重要原因;对流层中层盛行风向造成的动量下传决定了2次微下击暴流的地面风走向;超级单体风暴具有反射率因子核最高和下降速度最快的特点,反射率因子核高度超过6 km,1个体扫间隔下降3 km左右或以上;当6 min降水达4 mm以上时,是发生下击暴流的征兆之一.%The cause of a continuous downburst weather occurring in southwestern Anhui Province on 2 May 2016 was analyzed based on Doppler radar
data,lightning positioning data,ground observation data and field investigation.The results showed that the storms causing two micro downbursts were actually the same supercell.The radar echoes during the strong stage showed a hooking distribution and declining structure.The downburst was resulted from the dragging force of liquid or solid particles at the initial stage,and derived from the thermal instability,momentum downward in middle level of troposphere and compensatory airflow at the middle and late stage.The negative buoyancy between the water matter and environment increased,which was an important factor causing the downburst,and the direction of prevailing wind in middle level of
troposphere causing momentum downward decided the trend direction of ground wind of micro downburst.It''s worth noting that the supercell had not only the highest reflectivity factor nuclei with 6 km above,but also the fastest falling speed with 3 km around or above within a volume-scanning time interval(6 minutes).At the same time,the 6-minute accumulative precipitation reached 4 mm and above,which heralded the possible occurrence of downburst.
【期刊名称】《干旱气象》
【年(卷),期】2017(035)004
【总页数】8页(P641-648)
【关键词】下击暴流;精细化资料;低空风切变;热力不稳定;动量下传
【作者】周后福;刁秀广;赵倩;李耀东;夏文梅
【作者单位】安徽省气象科学研究所,安徽合肥 230031;安徽省大气科学与卫星遥感重点实验室,安徽合肥 230031;山东省气象台,山东济南 250031;安徽省气象科学研究所,安徽合肥 230031;北京航空气象研究所,北京 100085;江苏省气象科学研究所,江苏南京 210008
【正文语种】中文
【中图分类】P458
下击暴流最初由FUJITA等[1]定义，即把地面上水平风速超过17.9 m·s-1、中空气流向下、地面气流为辐散或直线型的灾害性大风称为下击暴流，并根据灾害性范围和时间分为宏下击暴流和微下击暴流。

宏下击暴流的空间尺度大于4 km，持续
时间大于10 min，而微下击暴流的空间尺度小于4 km、持续时间小于10 min。

下击暴流是一种低空风切变的表现形式，对于航班的正常飞行影响显著[2]，带来
的破坏性大风往往引起树木、农作物倒伏和房屋倒塌，局地造成机毁人亡等巨大损失。

下击暴流监测预警方面的研究成果很多。

监测手段上，早期利用低空飞机凭借肉眼监视灰尘轨迹来判定下击暴流[3]；随着多普勒天气雷达的推广使用，基于雷达高
分辨率产品能够精准识别出下击暴流，并建立最大风速计算模型，定量估算地面瞬时最大风速，提出下击暴流的预警及潜势预报方法[4-6]。

此外，在下击暴流的强
迫形成机制理论方面，一种是运用数值模式，如PARSONS等[7]对下击暴流的旋转性进行数值模拟，认为负浮力是由降水引起，降水导致上升气流崩塌并被下沉切变所代替；许焕斌等[8]运用中尺度模式模拟一次下击暴流，指出水凝结物粒子影
响下击暴流的发展，且随气流向下输送使下击暴流明显增强。

另一种是从动力学角度出发，认为下击暴流的垂直运动方程可以简化为4项：气压梯度力项、浮力项、液态降水拖曳项、固态降水拖曳项[9]。

在下击暴流产生之前，风暴中没有明显的
旋转，很难判断垂直气压梯度力的作用，其作用较其他3项明显偏小[9]，故忽略
其影响。

有些下击暴流的爆发以风暴反射率因子核的下降为前兆，因此可以判断降水(冰雹和雨滴)的拖曳作用项是下击暴流产生的主要初始动力，冰雹融化和雨水蒸发冷却作用是次要原因[10]。

尽管下击暴流的研究已取得很多进展，但是由于其时空尺度小，形成机理复杂，加之观测资料空间密度的局限，对下击暴流个例及其成因认知的制约，以及受数值模式模拟性能的限制，一些科学问题依然无法得到合理解释，如产生下击暴流的风暴单体，下击暴流与超级单体的关系，下击暴流的持续时间和波及范围，最大风速与风暴的关系，是否伴有冰雹或龙卷天气等，而下击暴流的短临预警则更是一个科学难题[11]。

本文利用多种观测资料，针对2016年5月2日发生在皖西南的一次连
续下击暴流过程，从降水拖曳作用、热力不稳定、动量下传和补偿性气流等角度出发，试图寻找下击暴流天气的成因，以逐步掌握下击暴流天气的形成规律，为其短临预警做好铺垫。

所用资料为2016年5月2日安徽省区域站观测资料、安庆站SA型多普勒雷达探测资料和闪电定位资料，以及实际风灾勘察情况。

其中，雷达资料包括组合反射率因子(CR)、径向速度、风暴编号、风暴参数(风暴底、风暴顶、垂直累积液态水含
量(VIL)、VIL密度、最大反射率因子(Rmax)及其所在高度(HGT))以及中气旋参数(中气旋底、中气旋顶、直径、风切变(SHEAR))等。

2016年5月2日15:00(北京时，下同)前后，皖西南沿江的望江县和东至县一带
出现冰雹、大风和降水强对流天气，其中望江县出现冰雹、大风和降水，东至县香隅镇则有大风和降水(图1和表1)。

由图1和表1可知，望江县极大风速分别为望江站14:55的23.6 m·s-1(9级)及其东南偏东3 km左右的经济开发区15:00的18.4 m·s-1(8级)，持续时间约8min；东至县香隅镇极大风速是15:19的28.7 m·s-1(11级)，大风约持续3 min。

冰雹只出现在望江县的华阳镇和雷池乡，持续时间和最大直径分别约2 min、1 cm。

13:00—16:00相对较强的降水大致呈现自西向东逐渐增加的分布趋势。

由于降水持续时间短、范围小，没有造成较大的灾害损失。

经勘察，望江县大风和冰雹及香隅镇大风的落点均为沿江平原。

其中，望江县大风影响范围约4 km×3 km，呈发散状态，而东至县大风则是直线型，农作物同一方向倒伏，长宽范围在1 km以内，分属2次灾害天气，且范围不大，时间较短，故判断为一次强对流天气下的2次微下击暴流过程。

综合区域气象站观测和
实际勘察情况，判断连续下击暴流发生时间分别在14:54—15:01、15:18—15:20。

经对雷达探测资料的追踪分析，此次连续下击暴流是由同一风暴单体引发。

图2
是该风暴单体参数的时间演变。

由风暴体的变化特征，大体上可将风暴分为增强(15:03之前)和减弱(15:09之后)2个阶段。

其中，增强阶段，风暴底变化不大，主
要是风暴顶逐步抬升；减弱阶段，风暴体由空中悬浮逐步下落，前期其范围不断增大，后期范围明显缩小，且风暴底变化也不大。

14:51之前，VIL持续增加，表明液态水含量聚集，风暴变湿；之后，VIL波动降低，表明液态水含量减少，风暴变干。

反射率因子核(Rmax)的强度多在55 dBZ以上，呈先增后减的变化特征，14:45达最大(67 dBZ)；而最大反射率因子对应的高度(HGT)波动非常大，从不足
2 km到超过7 km范围变化，其中14:51—14:57降幅最大，由6.8 km降到1.7 km，降幅超过5 km，其次是15:16—15:22，降幅为4.4 km，这2个时段正好
出现下击暴流。

从0.5°仰角的雷达回波演变特征看出(图略)，14:39之前风暴发展不够强烈，钩状结构不明显；14:45之后，风暴单体迅速加强，达到旺盛阶段，一直持续到15:15，此时为典型的钩状结构(图3a)，钩状回波西侧有明显的正/负速度对(图3b)，中气旋特征明显，而钩状回波的ENE方向(即风暴前进方向)存在一条NW—SE向的风暴出流边界；而后回波逐渐减弱，由钩状回波逐步拉直成条块状结构(图3c)，直
至减弱消亡。

为了展示风暴单体的空间垂直结构，图4给出沿风暴中心NNW—ESE方向(图3c 中的黑实线)的反射率因子和径向速度剖面。

可知，第一次下击暴流的垂直回波具
有明显的前倾结构，45 dBZ以上的强回波大致位于12 km以下，最大回波强度
超过60 dBZ(图4a)；第二次下击暴流的前倾结构没那么明显，且45 dBZ以上的
强回波高度降低，约在6 km以下，最大回波强度不足60 dBZ(图略)。

第一次下
击暴流的径向速度负值区覆盖了该风暴的大部分区域，在相对平均径向速度图上可看出正负速度对(图略)；第二次下击暴流的风暴上部为正速度区，中下部大多为负速度区，且下击暴流3 km以下有正负速度间隔分布(矩形区域)，正是中气旋所在
位置(图4b)。

从风暴单体中气旋参数变化(图5)看出，中气旋体的伸展程度大致分为持续增强、
减弱、再次增强3个阶段，对应时间分别是14:33—14:57、15:03—15:15和15:22—15:28，15:34之后中气旋消散，持续近1 h。

其中，持续增强阶段，中气旋体明显伸长、旋转速度加快(切变增大)，直径由1 km逐渐拉伸到6 km左右，
且中气旋底降低；减弱阶段，中气旋伸展高度迅速下降至2 km左右，切变波动较大，直径也较大；再次增强阶段，中气旋体再次伸展，但较第一阶段明显偏弱，同时旋转速度变慢，直径减小。

可见，该风暴属于超级单体风暴[12]。

图6给出5月2日15:03安庆站雷达监测的风暴单体(标有编号和线段的为追踪信息)。

可看出，雷达1个体扫过程中探测到的风暴有10余个，其中标有线段追踪
信息的近10个。

通常，产生下击暴流的风暴单体具有较高的最大反射率因子高度(HGT)，以及迅速下降的反射率因子核(Rmax)[13]。

反射率因子核越大，意味着降水粒子的直径越大；HGT越高且下降越迅速，则意味着降水粒子向下俯冲的距离越长，使得气流
下冲速度越快，当垂直下冲气流接近地面时，则形成破坏性的大风，即下击暴流。

第一次下击暴流发生时间为14:55左右，处在14:57雷达体扫过程中，其前一个
体扫时间为14:51(图2和图5)。

图7给出第一次下击暴流过程中各风暴单体HGT 及其下降高度(负值表示下降高度，正值则表示上升高度)。

可看出，14:51，HGT
超过4 km的风暴有5个，超过6 km的仅有1个(B0)；至14:57，绝大多数风暴的HGT有所下降，HGT超过4 km的风暴仅剩2个，但均未达到5 km，下降高
度超过1 km的风暴有4个，超过3 km的仅有1个(B0)。

可见，只有B0风暴同
时具有较高的HGT和较快的下降速度，大体可以判断该风暴为第一次下击暴流风暴。

由第二次下击暴流过程的各风暴HGT及其下降高度(图略)可知，15:15，HGT超
过4 km的风暴有5个，超过6 km的有2个(B0和A7)；至15:21下降高度超过
1 km的风暴有2个，接近3 km的仅有1个(B0)。

可见，B0风暴不仅HGT最高，
下降速度也最快，为第二次下击暴流风暴，风暴中心与实况灾害相距约7 km，中气旋与实况灾害相距约2 km。

从降水拖曳作用、热力不稳定、动量下传和补偿性气流等方面给出下击暴流形成的一些解释，并对是否伴有冰雹出现作出说明。

4.1 降水拖曳作用
下击暴流的发生与降水的拖曳作用有关[10]。

地面降水小预示单位时间内空气中降水粒子小，较小的拖曳作用往往不会产生下击暴流。

图8为望江县经济开发区和
东至县香隅镇逐6 min降水量演变。

可看出，经济开发区降水开始于14:46以后，至15:03以前结束，降水量随时间推移逐渐增加，14:58—15:03时段累积降水量最大，近14 mm；香隅镇降水于15:16以后开始，至15:40以前结束，持续时间较经济开发区长，但降水强度明显偏小，且降水随时间推移逐渐减弱，15:16—15:22期间降水量最大，达4 mm，其他时段的降水不足2 mm。

由图2和图8看出，14:57，由于HGT下降速度非常快，一个体扫下降高度超过
5 km，且
6 min降水较强，达4 mm，使得地面出现大风；15:03，HGT高度略
有上升，但由于降水非常强，6 min雨量近14 mm，地面再次出现瞬时大风；15:09—15:15，没有降水，且HGT逐渐抬升，大风消失；15:22，HGT再次快速下降，6 min下降高度近3 km，并伴有4 mm的降水，使得地面再次出现大风；此后，尽管有2个体扫的HGT不足3 km，但由于降水明显减弱，空气中降水粒
子较小，拖曳作用较弱，致使地面瞬时大风难以发生。

与雷达相对应的6 min闪电资料分析表明，全省闪电稀疏，只有风暴B0所对应的闪电较密集，大致在B0风暴覆盖范围内，闪电分布与高反射率因子区域大体一致，并有自西向东移动的倾向。

图9给出皖西南2016年5月2日14:51—14:57和15:16—15:22时段闪电分布。

可见，14:51—14:57，闪电密集分布在望江县东南部、长江以西，且都是负闪电(图9a)；15:01，闪电略有东移，15:16—15:22，闪
电密集区跨过长江，移至东至县西侧的香隅镇附近(图9b)。

4.2 热力不稳定作用
下击暴流在下沉过程中，热力不稳定起到较为重要作用。

强下沉气流是由雨水拖曳和下降过程中的雨水蒸发冷却形成的负浮力效应产生[14]。

此次个例的最大反射率因子核下沉过程中，相伴随的水成物持续蒸发造成的下沉增暖和速度变缓，以及与周边大气环境之间的负浮力增大是下击暴流产生的原因。

从大风前后地面气温的明显降低，大致可以说明热力不稳定的情况。

5月2日望江县和东至县的最高气温出现在2县交界处附近，超过26 ℃的最高气温分布在望江县的雷池乡和东至县的香隅镇，望江县开发区的最高气温接近26 ℃，比周边地区约高出2～3 ℃(图10a)，表明在下击暴流发生地有较高的辐射背景，具有较强的热力不稳定条件，易触发强对流单体。

5月2日13:00—13:10，望江县开发区平均气温超过25.5 ℃，随后受风暴云系遮挡影响，气温逐步降低，当下击暴流风暴来袭时，致使15:10气温快
速下降，一度降到20.6 ℃，整个下降过程的温度变化超过4 ℃(图10b)。

1 ℃的
温差造成的浮力可抵消约4 g·kg-1水物质产生的重力拖曳[15]，因此4 ℃的温差
造成的浮力效应大致相当于16 g·kg-1的重力拖曳作用。

4.3 动量下传和补偿效应
由距离下击暴流发生地最近的安庆探空站5月2日08:00资料可知，对流层中层700～500 hPa风速在20 m·s-1左右，为偏西风(WSW)。

安庆站缺少500 hPa
以上探空资料，故用上游武汉探空站的湿度剖面来分析空气干湿情况(图略)。

可看出，600 hPa以下，相对湿度介于80%～93%之间，而中层520～470 hPa相对湿度不足35%，即中层有显著的干层。

对流层中层盛行风为偏西风，由于动量下
传作用决定了2次微下击暴流的地面风大致也为偏西风，加之中层存在干层，非
常有利于下击暴流的产生。

在风暴前进方向的前沿，有向风暴内部倾斜的上升气流，上升运动很强烈。

作为风暴系统对流上升运动而产生的下沉补偿性气流，与其他因
子引起的下沉运动共同导致下击暴流产生。

4.4 冰雹现象
产生冰雹的重要原因是风暴具有较大的湿度和深厚的伸展高度，较大的湿度使水汽充足得以凝结成更多的小水滴和冰粒，而深厚的风暴使得冰粒之间相互吸附形成更大的冰粒[16]。

在雷达产品中，用垂直累积液态水含量(VIL)代表水汽含量，回波顶高(ET)代表风暴伸展的最高高度。

单位高度上的VIL(VIL除以ET)，即VIL密度。

图11是2016年5月2日14:33—15:40 VIL密度的时间变化和产生冰雹的VIL
密度(ρVIL)临界线(3.2 g·m-3)[14]。

可以看出，14:33—14:51期间VIL密度稳步
抬升，由3.5 g·m-3增加到4.4 g·m-3；随后，VIL密度明显下降至3.5 g·m-3左右，短暂的维持后，VIL密度再度快速下降到2 g·m-3左右；在第二次下击暴流发生前后VIL密度有所抬升，但均不足3g·m-3，没有达到冰雹的预警临界值。

可见，望江县冰雹产生的原因是VIL密度ρVIL>3.2 g·m-3，而风暴移至东至县香隅镇时，VIL密度ρVIL<3.0 g·m-3，故没有发生冰雹。

(1)对雷达产品的追踪分析，发现造成此次连续下击暴流的为同一风暴单体，该风
暴单体持续出现中气旋，且发展深厚，属于超级单体风暴，此风暴为安庆站雷达探测到的唯一超级单体风暴。

根据现场勘察情况判断，第一次下击暴流为发散性大风的微下击暴流，第二次为线性大风的微下击暴流。

(2)超级单体风暴具有反射率因子核最高和下降速度最快的特征，一个体扫间隔下
降的高度最大为5.1 km。

反射率因子核越高，下降速度越快，下降的空间距离也
越长，降水粒子的速度也可能越大。

下击暴流形成的原因：在初始期是降水拖曳作用，中后期则主要由于热力不稳定、动量下传和补偿性气流的作用。

下击暴流的初始大风是因降水粒子的拖曳下降作用造成，在下降过程中负浮力的热力不稳定加剧了下沉运动，当到达地面附近时，则由垂直运动转换为水平运动，从而引起地面水平方向上的瞬时大风。

(3)下击暴流造成的地面风速大小不仅与降水强度有关，还与对流层中层风向有关。

降水越大越易引起更大的风速，盛行风向则大致决定下击暴流引起的地面风走向。

雷达1个体扫时间内(6 min)降水达4 mm以上是发生下击暴流的征兆，此次连续下击暴流的降水阈值大体为4 mm。

(4)伴随着风暴云系有部分闪电生成，闪电仅形成于超级单体风暴，闪电较为密集
地分布在风暴范围内，且都为负闪电。

(5)第一次下击暴流过程中，还伴有冰雹的出现。

冰雹往往发生在单位高度上风暴
湿度大的情况下，一般认为发生冰雹的VIL密度临界值为3.2 g·m-3，大冰雹的临界值为4 g·m-3，此次过程发生冰雹时的VIL密度为3.6～3.7 g·m-3，超过了冰
雹的临界值而低于大冰雹的临界值，故发生冰雹而不是大冰雹。

尽管利用一些指标可以解释一些现象，如利用强降水、地面气温变化、对流层中层盛行风向、较大的VIL密度、反射率因子核下降速度等，说明产生地面大风、冰雹及其出现时间的原因；利用风暴顶可以部分地解释下击暴流的出现，但没有反射率因子核的关系好，原因可能在于反射率因子核更集中反映较大的降水粒子。

然而，还有个别现象无法解释，如第二次下击暴流的瞬时风速比第一次大，下击暴流所对应的辐散[17]和下沉速度在雷达径向速度图上没有展现。

此外，王丽荣等[18]研究认为，降水强度大，反射率因子核高度低，这一结论与本文的差异如何解释等。

致谢：安徽省望江县气象局杨德安、池州市气象台胡建春、东至县气象局黄少山
为本文提供资料，在此一并致谢！
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