合肥机场一次低空风切变机理分析

合肥机场一次低空风切变机理分析
单乃超;周后福;陈少清;赵倩
【摘要】应用地面、探空、机场自动观测、NCEP再分析资料、多普勒雷达等资料,重点分析了多普勒雷达数据产品,探讨了机场低空风切变形成原因.结果表明:①机场低空风切变的主要原因是y中尺度对流单体底部的紊乱气流造成,此对流单体由北阵风锋与地面中尺度辐合线交汇诱发生成,多个y中尺度对流单体迅速消亡后产生的下沉气流加强了地面中尺度辐合线,阵风锋和辐合线引起机场低空风切变的产生;②风切变过程发生前,皖北地区为不稳定大气层结,925 hPa的风场辐合为强对流天气提供触发机制,流经黄海的偏东气流为低层带来充足水汽,皖北强对流风暴的发展和消亡是北阵风锋发生的根本原因;③风暴后侧中层干冷空气的侵入阻碍了风暴前沿上升的暖湿气流,促进了风暴内部冷空气的下沉和垂直动量交换,增强了近地层出流强度,两次强反射率因子核高度的迅速下降是北阵风锋发生的直接原因.
【期刊名称】《气象科技》
【年(卷),期】2018(046)006
【总页数】11页(P1240-1250)
【关键词】阵风锋;中尺度辐合线;干冷空气;低空风切变
【作者】单乃超;周后福;陈少清;赵倩
【作者单位】民航安徽空管分局气象台,合肥230051;安徽省气象科学研究所,合肥230031;安徽省大气科学与卫星遥感重点实验室,合肥230031;民航安徽空管分局气象台,合肥230051;安徽省气象科学研究所,合肥230031
【正文语种】中文
【中图分类】P445
引言
低空风切变，即发生在近低空600 m以下高度的风切变，往往指的是飞机着陆进
场或起飞爬升阶段的风切变。

低空风切变容易使飞机航线偏离，而且可能使飞机失去稳定，对飞机起飞和着陆安全威胁极大。

低空风切变具有时间短、尺度小、强度大的特点，因此它的监测预报十分困难。

其表现形式常见的有阵风锋和下击暴流等。

阵风锋是指在合适的环境条件下，生命史后期的对流风暴下沉冷空气在地面附近向外流出，与暖而潮湿的环境大气之间形成的界面，也称为外流边界或出流边界[1]。

出流边界是风的不连续界面，是一条风向风速突变的窄带；下击暴流指的是风暴云的强下沉气流达到地面后形成的直线型或辐散型的大风。

国内外许多专家对阵风锋以及下击暴流等低空风切变做了大量研究。

刘峰等[2]对2005年7月21日发生在广州白云机场的一次低空风切变飞行事件进行分析，利
用机场实时的多普勒天气雷达和地面自动观测资料定量计算出低空风切变的大小。

唐明辉等[3]对2015年6月1日监利极端大风进行成因分析，发现大风产生前和
产生期间均伴有超级单体风暴和低仰角速度大值区的发展。

刁秀广等[4]对3次下
击暴流雷达回波特征分析，反射率因子核高度或风暴顶高度从高空的快速下降，使得风暴中层下沉气流加强，引发地面下击暴流。

K. K. Hon等[5]通过激光雷达等遥感观测手段计算涡流消散率研发机场低空湍流与风切变预警系统。

此外还有不少研究对机场低空风切变[6-7]、地面或海上大风[8]、下击暴流[9-12]等天气过程进行
个例分析，通过数值模拟方式揭示了低空风切变、阵风锋的产生机理，以及阵风锋、边界层辐合线、地面冷池对对流系统的触发机制[13-19]。

以上研究对发生在强雷
暴云团底部的低空风切变和地面大风的预报具有指导意义。

然而针对机场实际，在强对流天气发生时，航班多返航、备降或延误起飞，在比较弱的天气系统条件下，航班正常运行时发生的低空风切变往往危害不小。

因为此时天气背景条件不充分，导致预报员没有认识到有引起灾害性天气的可能，往往疏于观察和分析，难以预报低空风切变天气。

2017年6月20日18:52(北京时，下同)前后，JOY1512航班在合肥新桥机场起飞爬升阶段，高度约500～600 m遭遇低空风切变。

灾害性天气易于发生在槽前，而此次天气发生在槽线后侧，预报员预警心理不足。

为此本文应用多普勒雷达产品、地面观测资料、探空资料、加密自动站资料、机场自动观测资料、NCEP再分析资料(1°×1°)、ECMWF的探空资料、JMA模式垂直速度，对合肥新桥机场此次风切变过程的成因进行综合分析，重点探讨多普勒雷达回波特征，希望找出机场附近阵风锋的成因与低空风切变的联系，从而提升机场低空风切变的认知能力，提高机场低空风切变的预警服务水平，有效保障航空飞行安全。

1 机场低空风切变过程演变
从合肥雷达仰角反射率因子图(图1,彩页)上看出，6月20日15:50，机场西南部约20 km处出现一条NE-SW向窄带回波(中尺度辐合线)，16:42此窄带发展至南北长度约50 km，向WNW方向移动；17:45在合肥以北不到50 km处，皖北风暴云团行进方向(南)的前部出现明显的窄带回波(北阵风锋)，东西跨度约40～50 km；18:13北阵风锋与中尺度辐合线在机场西北15～20 km处交汇，诱生出γ中尺度对流单体(标记为γ0)，并于18:53经过机场。

γ0单体长宽约，于19:04减弱消散。

北阵风锋的维持时间大约是17:20—19:10，南中尺度辐合线是15:50—18:20。

北阵风锋出现时间比南辐合线晚，回波强度比南中尺度辐合线强，持续时间均在2 h左右。

北阵风锋自北向南先后经过长丰、朱巷、吴山等测站。

17:10，北阵风锋经过长丰
站，气象要素表现为气温突降(50 min降低9.3 ℃)，相对湿度突增(50 min由53%升至89%)，气压增大(50 min上升2.2 hPa)。

说明皖北对流风暴逐步消散后高空的冷空气下降到地面形成冷池，冷池随北阵风锋向南移动，导致测站气象要素突变。

随北阵风锋的移动，回波强度有所减弱，朱巷、吴山站的气象要素变化幅度和速度相继减小，与阵风锋强弱变化的时间保持同步。

合肥机场自动观测系统AWOS(Automated Weather Observing System)显示机场先后经历两次较明显的风向、风速突变过程(图2,彩页)：第1次发生在16:40左右，平均风速由2～3 m·s-1转变为4～5 m·s-1，风向由NNE转变为SE；第2
次发生在18:50左右，平均风速由3～4 m·s-1突变为9～10 m·s-1，风向由SE
突变为NE。

从机场低空风切变的演变分析得知，合肥机场2次风向风速的突变分别由中尺度辐合线和阵风锋过境引起，第2次风速变化比第1次大。

北阵风锋经
过机场时正好有飞机爬升，低空风速较大，且阵风锋后部有γ中尺度对流单体γ0
生成，飞机得以观测到低空风切变的存在。

2 环流背景和影响系统
2017年6月20日08:00副热带高压整体位于海上，500 hPa图上(图3a，彩页)东北地区有低涡，其南伸槽线断裂为阶梯槽，皖北处于槽后西北气流控制，皖南为槽底偏西气流，沿淮及淮北地区等温线与等高线夹角较大，冷平流明显，阶梯槽后的偏北气流为皖北地区持续输送冷空气；700 hPa、850 hPa槽线于苏北断裂(图略)，安徽全省为阶梯槽后西北气流，700 hPa等高线与等温线近似垂直，925 hPa上安徽为弱西南气流控制(图略)。

11:00地面天气分析显示，豫中有闭合低压中心，皖北位于此低压中心前部。

从925 hPa水汽通量散度与风场图中可知皖北
地区为水汽通量散度负值区，表明此处有水汽聚集(图3b，彩页)；鲁豫交汇处有
一逆时针环流中心，其南部的西南气流与流经黄海的东北气流交汇于皖北，形成明显的辐合区域。

合肥机场的经度是117°E，沿117°E经线的相对湿度垂直剖面(图
3c，彩页)知，900～750 hPa为相对湿度大值区域，34°N以北600 hPa以上为
干区，30°～34°N之间750～500 hPa为干区。

从阜阳站20日08:00探空资料(图3d，彩页)得出，925 hPa为西南风，850 hPa为偏东风，浅层有弱垂直风切变，500～700 hPa有明显干层，CAPE达到2031.1 J·kg-1。

以上分析表明，机
场低空风切变发生前，合肥以北地区表现为下层暖湿，中层干冷的不稳定大气层结，925 hPa的风场辐合为皖北强对流天气提供了触发机制，流经黄海的偏东气流为
皖北地区低层带来充足水汽。

图1 2017年6月20日合肥多普勒雷达0.5°仰角基本反射率因子：(a)16:42，(b)17:45，(c)18:13，(d)18:53(白色十字处为机场)
图2 2017年6月20日自动气象站气温、相对湿度随时间变化(a)和合肥机场AWOS平均风向(蓝色)、极大风速(红色)随时间变化(b)(虚线方框内为阵风锋和中
尺度辐合线经过机场)
从ECMWF模式合肥与长丰的K指数与S(沙氏)指数演变(图4a，彩页)看出，合肥与长丰两站K指数上升明显，S指数呈下降趋势，20日午后K指数均达到30 ℃
以上，S指数达到0 ℃以下，表明低空风切变发生时，两站均为不稳定大气层结。

长丰在合肥以北，长丰站的变化幅度与速度均大于合肥站，使得北阵风锋在自北向南行进过程中逐渐减弱。

图4b(彩页)低空风切变发生时，850 hPa以下有垂直上
升运动，说明虽然大尺度高空环流为槽后，但低层依然有辐合上升运动，有利于风暴的发展。

3 低空风切变产生机理
3.1 北阵风锋回波强度
2017年6月20日午后，皖北局地有对流单体生成。

15:00，对流单体发展为大片的多单体风暴，东西跨度70 km，风暴南部不断有新单体生成；15:50，怀远—蚌埠—凤阳一线分散的对流单体逐渐合并为两块准弓状回波；16:19，两块准弓状回
波合并成带状多单体风暴，东西跨度50 km。

由于图5b(彩页)中黑圈内对流单体
消散，带状回波后部转变为弱回波区，配合径向速度(图6a,彩页)分析可知，弱回
波区高空为负径向速度，偏北风使干冷空气沿弱回波通道侵入；16:36，由于风暴后部气流的入侵，导致风暴移动速度的不同，带状多单体风暴与西北部的雷暴主体断裂(图5c白色箭头位置,彩页)，带状回波与风暴主体之间形成一大“V”形的缺口，其后部有明显的反射率因子大梯度区；16:53，风暴前沿出现出流边界，随后发展为明显的窄带回波(图1b)；18:08，仰角可以观测到窄带回波(图5d,彩页)，
北阵风锋垂直高度达1 km以上。

阵风锋所经之地，在不少于1 km的低空出现风切变。

图3 2017年6月20日08:00 500 hPa天气形势(a)，12:00 925 hPa水汽通量散度(b)，14:00相对湿度垂直剖面(c)，08:00阜阳温度对数压力图(d)(图a中黑色实线为位势高度，单位：10 gpm；红色虚线为温度，单位：℃;图b中箭头表示气
流方向)
图4 2017年6月20日ECMWF模式合肥与长丰的K指数和S指数演变(a)和17:00 JMA模式(116.2°E,34.8°N)至(117.3°E,30.8°N)连线垂直速度剖面(b)(竖线32.3°N为风切变大致位置,单位：0.1 Pa·s-1)
3.2 北阵风锋径向速度
16:30，1.5°仰角风暴附近出现“逆风区”[10]，即负速度区域包含小块正速度区，此类逆风区与外围速度流场构成了辐合、辐散结构。

风暴B1、E1沿正、负速度交汇的零速度线上排列；仰角有明显的速度辐合区域；4.3°仰角9 km高度出现正、负速度对，风暴B1左侧为负速度，右侧为正速度，为气旋性结构；6.0°仰角12 km高度风暴前部为明显的负速度区域(图略)，稳定的高空辐散为风暴顶部的出流区。

这种低层入流、中层辐合、高层出流的配置有利于风暴的发展。

17:10，0.5°
仰角径向速度图上，弧形负速度窄带回波出现，位于风暴前沿，窄带回波与风暴母
体之间的无回波区域表明此处无明显降水粒子；18:02，0.5°仰角窄带回波演变成
半球形负速度区，正负速度区之间的0速度线就是北阵风锋，即北阵风锋后部低
层有大片的偏北风区域。

当阵风锋经过时，近地层出现明显的风速、风向变化(图6,彩页)。

3.3 造成北阵风锋的风暴单体
造成阵风锋生成发展的东西向β中尺度多单体风暴先后有6个风暴(图略)，其中风暴单体B1、E1对阵风锋的生成起到重要作用，它们的风暴强度强、持续时间长。

16:30两风暴单体被PUP的追踪算法首次“识别”，E1位于淮南市北部(32.72°N、117.02°E)，B1位于淮南市东北部(32.81°N、117.18°E)。

根据PUP中风暴属性
列表及追踪信息提供的数据绘制出风暴单体B1被“识别”时间段(16:30—17:44)的演变(图7)，属性包括最大反射率因子(ZdBM)、垂直积分液态水含量(IVIL)、预
测移动速度(VMT)。

分析得知：①ZdBM最大达到64 dBz，平均57 dBz；②在
B1生成后，VMT、IVIL迅速加大，并在阵风锋发生前达到最大，低层大风发生在、IVIL持续减小，VMT持续增加时段内；③当ZdBM、IVIL降到最低点后，转为上升趋势，IVIL表现明显为双峰形状，再次达到顶点后转而迅速下降，VMT随
之转为下降趋势。

阵风锋的发展加强与外流边界的形成都处在风暴单体B1的消散时期。

由此可知，在17:20之前最大反射率因子和移动速度逐步增加，表示风暴
在持续增强，17:20后风暴逐渐减弱。

当风暴开始减弱时，风暴下降导致近低空有下沉气流，与风暴前沿的暖气流交汇形成不同风向的窄带(阵风锋)。

图7 6月20日风暴B1属性演变:(a)预测移动速度(VMT),最大反射率因子(ZdBM，单位：dBz),垂直积分液态水含量(IVIL,单位:kg·m-2);(b)风暴顶高(HTOP),底高(Hbase),最大反射率因子高度(Hmax),质心高度(Hc)(虚线方框内为北阵风锋发生时段)
图7b为风暴单体B1连续10个体扫(16:30—17:22)风暴HTOP、Hbase、Hc、
Hmax的趋势图。

阵风锋发生在HTOP、Hc、Hmax的下降阶段,阵风锋发生前Hbase有个迅速增高时期，从1.5 km上升至4.7 km，维持3个体扫后缓慢下降
后迅速降低。

Hbase的快速下降可激发风暴内中层下沉气流的加速，意味着近地
层大风的增强[11]。

Hc、Hmax的迅速降低，强烈下沉气流冲击到地面并向雷暴
的移动方向扩散导致外流边界的形成。

针对风暴单体E1(图略)而言，阵风锋发生
在HTOP、Hc、Hmax、IVIL的持续下降时期。

随弱回波区的逐渐减弱，风暴后部高空负经向速度逐渐增大。

16:42，风暴单体
B1后部出现较大的反射率因子梯度区域，为一入流缺口，1.5°仰角3～4 km高度处风暴后部出现明显的入流急流带(图8，彩页)，单体B1后部风速15 m·s-1，风暴后侧存在较强的后侧入流。

冷空气的入侵使云水粒子相变冷却，驱动下沉气流，而干空气的夹卷进入下沉气流加速了云雨粒子的蒸发和升华，有助于其强度的加强，并且在下沉气流的驱动中起重要作用[20-21]。

由于冷空气的侵入，风暴单体B1
和E1之间打开一“后侧入流槽口”(RIN)[21-23]，这种中层的干冷空气入侵和下沉，使得大气层结不稳定，向下沉气流提供干燥和高动量的空气，通过垂直动量交换和增加雨水蒸发，增加地面附近出流的强度，并与出流前侧的暖湿气流形成阵风锋。

图5 2017年6月20日合肥雷达基本反射率因子：(a)0.5°仰角15:04，(b)0.5°仰
角15:50，(c)0.5°仰角16:36，(d)1.5°仰角18:08
图6 6月20日合肥雷达径向速度：(a) 1.5°仰角16:30，(b) 4.3°仰角16:30，(c) 0.5°仰角17:27，(d) 0.5°仰角18:02(B1、E1表示PUP自动标记的风暴代码，下同)
沿风暴单体B1移动方向(AB)制作剖面图(图9,彩页)。

16:30，B1为一超级单体风暴，大于30 dBz回波强度高度达12 km以上，风暴发展成熟后强回波中心由6 km高度持续下降至3 km高度处，配合径向速度剖面图得出此时低层出现15
m·s-1大风(图9a3白色圆圈)；16:59在风暴单体前部，高度中心约5.5 km处再
次出现一强回波中心，中心最大反射率因子达60 dBz以上，风暴前部有回波悬垂；维持两个体扫时间后，强回波中心高度迅速下降至约3 km，强度也随之减弱。

从速度剖面图分析出：16:19沿风暴移动方向有正负速度相汇，此处为中尺度辐合区域由低到高正速度区向负速度区一侧倾斜；16:30，从地面到高空13 km处出
现倾斜向上的正速度通道，此暖湿通道与地面夹角较大，风暴垂直发展旺盛，风暴顶部出现大正负速度对，高空出流明显；16:53，正速度通道变平缓且不规则，中层有径向辐合(MARC)；17:04，中层3～4 km有较大负速度区域(图9a4蓝色箭头)，此处为干冷空气入侵，正速度通道在7～9 km高度处断裂，同时低层有大片>20 m·s-1大风区域(图9a4白色箭头)。

由此说明，风暴单体B1从发生到消亡共经历两次强回波中心下降过程。

低层的扰动辐合导致风暴的发生，沿风暴前沿上升的暖湿气流使风暴发展，当暖湿气流通道减弱时，风暴随之减弱，强反射率因子核下降，导致第1次强回波中心的下降。

配合加密自动站风场资料，风暴中的下沉气流到达地面呈现反气旋辐散状如图
10a(彩页)，直接造成大风的出现；近地层出流大风与风暴前沿的暖空气交汇，配
合风暴中层的径向辐合，促进了第2个强回波中心的发展。

中层干冷空气的入侵
导致暖湿通道的断裂，沿风暴前沿的上升气流迅速减弱，无法维持大的承载物粒子，大的承载物粒子的突然下沉表现为第2次强回波中心的迅速减弱下降，从而导致
下沉气流增强，下沉气流由降水粒子(图10b)重量向下拖曳作用所发动，与风暴前部上升气流的抽吸作用共同加速导致地面大风。

下沉气流由于蒸发冷却作用到达地面时形成冷空气堆，冷空气沿地面出流速度大于风暴移动速度，在风暴前部遇暖湿气流的界面形成北阵风锋。

第1次强反射率因子核高度的下降表明风暴的减弱，
与风暴底高的升高、风暴顶高的降低相吻合；两次强反射率因子核高度的下降，是VIL曲线呈双峰形的原因，也直接导致风暴的消亡和北阵风锋的形成。

3.4 中尺度辐合线
地面辐合线是对流风暴的触发系统，而对流单体形成的冷池又使地面辐合线加强并产生新的地面辐合线[18]。

无雷暴时，弱的对流单体也能诱发阵风锋，从而有出现低空风切变的可能。

6月20日午后合肥西南维持地面中尺度辐合线(图11a，彩页)，15:04 合肥雷达240°方向约20 km处，有中γ尺度对流单体发展，标记为γ1(图11b，彩页)，维持两个体扫后迅速减弱消散，单体消散后的下沉气流冲击地面后向四周扩散，外流边界出现。

外流边界与中尺度辐合线汇合又加强了中尺度辐合线，由于地面环境风场为东南风，窄带回波向WNW方向移动。

此中尺度辐合线为雷暴母体静止型阵风锋[24]，对雷暴母体有负反馈作用。

由于地面辐合线的扰动，15:56、16:30在合肥雷达220°方向约30 km处诱生出两个新的γ尺度单体(γ2、γ3)，新生单体γ2、γ3相继迅速减弱消亡，下沉气流到达地面产生辐散，又再次加强了中尺度辐合线，此时中尺度辐合线呈现NE—SW走向，南北跨度约50 km，继续向WNW方向移动，移速约10 km·h-1，于16:45左右经过合肥机场，对应于AWOS第一次风速变化，并在18:13与北阵风锋交汇后迅速消失。

3.5 飞机探测风切变
北阵风锋与中尺度辐合线交汇后产生对流尺度相互作用[25]，即一个雷暴的外流边界与另一个外流边界之间的相互作用有利于雷暴的发展，从而迅速发展出对流单体γ0(图1d)。

由于阵风锋与辐合线均处于生命史的后期，强迫抬升的区域无法达到自由对流高度，产生的新对流仍是浅薄系统，加之日落后暖气团变得稳定，外流边界往往不能维持深对流，因此单体γ0仅维持4个体扫时间(18:42—19:04)，于18:53达到最强并迅速消散。

图8 2017年6月20日合肥雷达0.5°仰角16:42(a)和17:04(b)反射率因子，以及1.5°仰角16:47(c)和0.5°仰角17:10(d)径向速度(白色箭头表示后侧入流)
图9 风暴单体B1沿图8d中线段AB的径向速度剖面(a1～a4)和反射率因子剖面
(b1～b6)(白色圆圈表示速度大值区，黑色圆圈表示中尺度辐合位置，白色箭头表
示低层大风)
图10 风暴单体B1移动路径与16:50的10 min极大风分布(a)和官塘、上窑、西泉敬老院10 min水量变化(b)
图11 2017年6月20日15:00 地面风场(a)和15:04合肥雷达仰角基本反射率因
子(b)(图a中实线为地面辐合线,图b中圆圈内为对流单体)
合肥机场跑道为15号和33号，风切变发生时正在使用的跑道为15号(即西北方向)，起飞高度500～600 m距离跑道中心点约4 km，此区域为阵风锋与辐合线
交汇生成的对流单体γ0底部。

对γ0沿径向做垂直剖面(图略)得知：风暴顶高约6 km，底部的风向、风速紊乱，飞机经过风暴底部时气流变化迅速，使得飞机探测
到低空风切变的发生。

4 结论与讨论
(1)500 hPa阶梯槽后的偏北气流促使冷空气南下，皖北地区为不稳定大气层结结构，流经黄海的偏东气流为低层带来充足水汽，皖北处于不稳定背景，而925 hPa风场辐合为强对流天气提供触发机制。

(2)宽广的“V”形入流缺口和带状回波后侧的回波梯度大值区为中层干冷空气提供了入侵通道，弱回波区的减弱导致风暴后侧入流的增强，干冷空气的下沉促进了垂直方向上的动量交换，增强了近地层出流的强度，阻碍了风暴前沿上升的暖湿气流，而暖湿气流的断裂使强回波中心迅速下沉，在近地层附近出现风切变。

(3)两个风暴单体的减弱消散是造成北阵风锋的主要原因。

北阵风锋发生于B1的风暴顶高、VIL、质心高度、最大反射率因子高度持续下降，预测移动速度持续增加
时期，加强于第2次强反射率因子核迅速下降时期。

2次强反射率因子核高度的下降增强了近地层出流的强度，是北阵风锋形成的直接原因。

(4)γ中尺度对流单体的迅速发展和消亡导致外流边界的形成，新生单体的减弱加
深加强了中尺度辐合线，中尺度辐合线与北阵风锋的交汇激发出新单体γ0，其底部的紊乱气流是机场观测到风切变的主要原因。

此次风切变发生前天气状况良好，造成机场风切变的单体生命史很短。

阵风锋的交汇虽可以观测到，但并非一定会诱生出风暴单体。

事实上，2017年6月20日下午合肥东部地区也出现了阵风锋回波(如图1a)，其减弱后与北阵风锋交汇并未激发出新的对流单体，值得更进一步的讨论。

参考文献
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