超级单体引发的一次大风风速估算及其机理探讨

周后福，李耀东，赵 倩，何志强，曹晋娟

（1.安徽省气象科学研究所，安徽 合肥230031；2.大气科学与卫星遥感安徽省重点实验室，安徽 合肥230031；3.中国气象局淮河流域典型农田生态气象野外科学试验基地，安徽 寿县232200；4.寿县国家气候观象台，安徽 寿县232200；5.北京航空气象研究所，北京100085；6.华北民航气象中心，北京100621；7.安徽省六安市气象局，安徽 六安237011）

大风的危害主要表现对环境造成的机械损伤和破坏，轻则引起农作物倒伏、线路停电，重则导致建筑物倾倒、铁塔倒塌、车辆颠覆等严重事故，并且随着风力和范围的增大而增加，因此一直受到国内外广泛关注[1,2]。对大风风速的定量测量，长期以来以国家级气象站观测为主，而近10 a 来随着中尺度自动站的大量布设，现有空间观测密度平均约12 km，风力观测的精细化方面取得明显业绩。然而在实践工作中，自动气象站的布设是零散分布，不可能形成连续性的风力观测网络；同时考虑到大风的种类和形成机制多种多样，既有大范围的台风形成背景，也有中尺度的雷暴形成机理，还有小尺度的下击暴流成因，它们的大气环流、热力动力因素千差万别。综上，利用连续而精细化探测资料对大风风速进行估算是必要的，对大风成因进行深入探讨也是必须的。

根据已有观测数据，推算最大风速重现期的现象较为普遍。Conradsen 等[3]使用Weibull 分布估测风速的分布，Pang 等[4]利用蒙特卡罗技术估算风速；史军等[5]采用极值Ⅰ型和皮尔逊Ⅲ型分布估算不同重现期最大风速，呼津华等[6]运用Ⅰ型极值概率分布估算风电场不同高度50 年一遇的最大风速，也有人运用小波变换和最小二乘支持向量机的估算方法估测船面风向风速[7]，还有基于激光雷达进行风矢的估计[8]，而Zedel[9]则利用声多普勒雷达探测仪的背景声级估算风速，近年来有人利用风廓线雷达实施风的测量[10]。可见对于风速的估算，国内外的研究成果很多，但是极少有人用到多普勒天气雷达的径向速度来估测地面风速。

有关大风形成机理的研究结果非常丰富，有从观测资料角度出发，分析大风的环流背景、不稳定性、能量等的变化，找出产生大风的触发机制；有从数值模式角度出发，利用精细化的模拟资料模拟观测资料所没有的微物理量，研究更为精细的热力、动力和微物理量的参数演变，探讨大风的形成机理。刘香娥等[11]研究认为，地面强冷池在飑线大风的产生中具有重要作用；方翀等[12]认为，飑线中大多数雷暴大风是由中气旋所引发，在大风出现前中气旋底高下降至2 km 以下；付丹红等[13]对一次伴有大风、暴雨和冰雹的天气进行模拟，结果表明冰雹的拖曳和融化作用对下沉气流具有决定性作用；梁建宇等[14]对一次飑线大风的分析后认为，中层入流是地面大风形成的重要原因；农孟松等[15]认为，降水粒子的拖曳和飑线的快速移动对地面大风的产生及增幅有一定的作用；刘希文等[16]发现，两次雷暴大风均具有中低层径向速度辐合和地面大风核；孙鸣婧等[17]认为，东南大风风力很强的原因在于气压差及低层存在明显的动量下传；高晓梅等[18]认为特强雷暴大风的条件不稳定度明显增大；Atkins 等[19]研究龙卷大风时发现，龙卷涡旋的生命史长而强，非龙卷涡旋并没有如此特征；1987 年在美国的科罗拉多曾经进行过对流生成和下击暴流的试验[20]；后来有针对下击暴流的数值研究，使用三维云模式模拟发现下击暴流可能发生在对流层中层的风切变矢量的方向[21]。尽管取得了很多成果，然而大风的形成机制极为复杂，如何运用各种观测资料，从天气学原理出发，结合热力动力场分布结构，探索大风产生机制依然是一项课题。拟根据风暴结构变化、降水拖曳性能、空中动量下传、环境浮力特征，对一次大风的成因进行深入研讨，继续揭示大风的形成机理，为大风分析预报提供技术支撑。

1 资料方法

基于2016 年6 月5 日发生的一次大风天气，资料有地面中尺度观测资料、雷达探测资料、探空资料、GFS（Global Forecast System）0.5°×0.5°的再分析资料。中尺度观测资料包括极大风、降水、气温、气压和相对湿度。文中涉及到比湿的计算步骤为：比湿是水汽压与大气压之比，水汽压是相对湿度和饱和水汽压的乘积，饱和水汽压由气温的经验公式而得，故比湿可由气温、气压、相对湿度计算得到。雷达探测资料包括合肥S 波段多普勒雷达的组合反射率因子（CR）、径向速度、中气旋参数（底高、顶高、切变值）、风暴参数（底高、顶高、最强回波Rmax、最强回波高度HGT、垂直积分液态水含量VIL），GFS 再分析资料包括格点的垂直速度ω。

图1 分析方案示意图

大致可以将分析方案（图1）分为3 个部分：资料种类、研究对象、所起作用。不同的资料所采用的分析方法和对象有所不同，分别从环境背景、动力角度、湿热条件阐述资料在分析中的作用。具体分析过程：根据地面观测资料确定大风发生时间、地点和风力，研究温度变化引起的负浮力不稳定情况，探讨比湿提供的湿度条件，考察降水分布及其对大风的拖曳作用；利用雷达探测的多种产品，找出风暴合并现象，估测大风风力等级和地点，获得风暴参数、中气旋参数变化特征，分析径向速度及其动量下传作用；依据探空资料获得的指标参数，判断不稳定环境背景，探索中高层风的下传；依据GFS 再分析场资料，绘出垂直风场的空间结构，进而发现大气的垂直下沉运动。

2 观测实况

包括地面、探空、雷达实际观测和再分析资料。雷达观测指的风暴单体，再分析资料用到的是垂直速度。再分析资料属于观测值的融合和插值处理的分析场，将其归为观测资料。此处包括观测到的指标参数分布、风暴单体时间变化和垂直速度分布，指标参数变化涉及到中气旋与地面风场关系，大风、气温和比湿分布，以及探空资料得到的指标变化；风暴单体时间变化涉及到单体的各种参数（风暴底/顶、Rmax、VIL）随时间的演变，GFS 垂直速度分布涉及到GFS 资料的垂直速度剖面变化。

2.1 指标参数变化

图2 为安徽省六安市6 月5 日8 级以上极大风的分布，图中的集中分布区是由同一个风暴单体所引发的，各站标注的时间为极大风的发生时间；集中分布区的北部和南部分别有局地的大风分布，它们呈现零散分布，由其它风暴所造成。表1 为按发生时间顺序排列的极大风概况。由图表可知，大风分布基本上是按照由西到东的顺序先后发生的，最早的是15：21（北京时，下同）的姚李，最晚的是16：00 的六安，风力在达到六安城区附近时明显加强，此前一直是8～9 级，在六安城区附近上升到10～11 级。

图2 大风和中气旋

表1 各站极大风速/（m/s）

图3 为每10 min 的风场与中气旋的叠加图。可以看出，低空的中气旋的旋转方向与地面风向的关系基本一致。15：21—15：30 中气旋中心的左侧是偏北风，东侧是西南风和南风；15：31—15：40 中气旋中心附近风力加大，风向呈现逆时针旋转；15：41—15：50中气旋附近仍然维持逆时针选转的风向变化；15：51—16：00 中气旋中心南北侧有相反风向的分布态势，组成逆时针旋转的风向，在地面有明显的风向、风速切变。图4 是15—16 时极大风分布。由图可以看出沿火星—丁集—九鼎—顺河村—黄家窑—独山茶谷的地面强辐合线。在强辐合线的背景下，造成近地层局部大气辐合抬升。

图5 为地面气温和比湿的分布，图5b 中“LA、HF”分别是六安和合肥。由图5 可知，大风所经之地的气温比周边地区低5～7 ℃，其中唐家埠19.0 ℃，新店河左侧的诸佛庵中学31.6 ℃，两者相差12.6 ℃；气压略有降低；比湿降低0.7 g/kg 左右，其周边地区的比湿则基本不变。即风暴来临之际，气温迅速降低，气压有所抬升，增湿明显。

图3 每10 min 地面风场与中气旋（圆圈处）叠加

图4 15—16 时极大风分布

上游高空站（武汉）14 时的K 指数为29 ℃，CAPE 为874 J/kg，SSI 为230，LI 指数是-4.8 ℃，14时之前没有降水，表示大气具有一定的不稳定性，同时SI 为1.5 ℃，A 指数为-7 ℃，说明这种不稳定性不够强。

2.2 风暴单体演变

经过对雷达回波的跟踪，造成此次六安大风的风暴为单独的一个风暴单体。该风暴单体在大风发生前后的参数见图6，图中时间为雷达体扫的最后时间，代表前5～6 min 的时间段；大风符号代表该时段内曾出现了大风。在大风起始时，风暴迅速伸展，发展比较旺盛，由此前不足8 km 的高度抬升到超过10 km，此后缓慢降低，但风暴体依然较为深厚；当15：48 风暴比较弱的时候，大风没有出现；15：54风暴再次迅猛抬升，顶高超越10 km，并且超过此前的风暴顶，此时风力加大，16：17 风暴降至8 km 以下。即大风发生在风暴单体发展极为旺盛，且底部近于地面的时候。

最强回波在大风发生前后处于60～66 dBz；最强回波高度有上升—降低—上升—降低的变化趋势，15：14 随着风暴增强而抬升，此后逐步降低，15：54 随着风暴的再次增强而抬升，此后再次进入逐步降低的阶段；VIL 在大风未发生前低于40，发生时迅速增加并超过40，此后一直维持在40以上，多数超过50以上，直至16：17迅速减少至30左右。

在该大风风暴的15：26—16：17 时间段内，一直维持着中气旋状态。图7 为造成六安大风的中气旋及其切变，中气旋的直径在4～8 km。由图7 可见，该中气旋持续时间有10 个体扫，共计57 min；15：26中气旋处在3～6 km 高度，15：31—15：37 则略 有 下降，15：43 迅速向下伸展， 中气旋底近于1 km；15：48—15：54 则继续向上伸展，16：00—16：06 有所压缩，此后则继续减弱，16：17 后消失。切变值有升—降—升—降的趋势变化。造成大风的风暴具有持续而深厚的中气旋存在，故属于超级单体风暴范畴，也即在低空有显著的风向风速切变现象。该超级单体在15：26 由普通风暴单体演变而来的，维持时间约1 h。

2.3 GFS 垂直风场

六安站的经纬度分别是116.5°E、31.7°N，故沿116.5°E 制作经向剖面。图8 为GFS 再分析资料的14 时ω 垂直分布，正值代表下沉运动，负值代表上升运动。由图8 可知，29.5°N 以南的低层为下沉运动，在600 hPa 以下为下沉区；30°～31°N 低层在0速度线附近；32°N 以北的近地层上升、下沉运动交替出现；而在六安附近的31°～32°N 之间则有较强的下沉气流，大约在600 hPa 以下都是下沉运动，维持深厚的下沉区，其宽度介于0.3～0.6 个纬距，最大的下降速度超过0.6 Pa/s。

图5 地面气温和比湿

图6 风暴参数

图7 中气旋及其切变

图8 14 时沿116.5°E 垂直速度剖面

3 大风风速估测

经过对8 级以上风力的大风与风暴参数的对比，发现只有风暴在具有中气旋时才会产生大风，而没有中气旋发生时难以产生大风（表1 和图4）。比较可知，在15：48 体扫时没有出现8 级以上大风，但是在西桥15：46 出现了16.5 m/s 的7 级风；在16：00后的3 个体扫没有出现大风。16：06—16：17 最后一个体扫的中气旋很弱，风暴也很弱，没有出现大风。而前2 个体扫的风暴参数和中气旋参数都比较明显，但是在地面没有出现大风记录，原因是此处没有地面中尺度观测站图4 圆圈内部。16：06—16：11 风暴经过了这一自动站空白区域，即使造成地面大风，由于缺乏地面观测站点，也无法观测到大风数据。

对低仰角径向速度场的分析发现，中气旋附近的正负速度对的正速度不大，而负速度的数值显著大于正速度值，正速度是风暴前部向上的风力，导致其风速小于负速度区的数值；当0.5°仰角的径向速度＜-20 m/s 时，出现8～9 级大风，而当0.5°仰角的径向速度＜-27 m/s 时，出现9 级大风甚至10～11 级大风。为此，表2 列出15：26—16：00 的极大风速和0.5°仰角的径向速度分别＜-20 m/s、-27 m/s 面积。由表2 可见，大体上有风力随着不同等级径向速度面积的增加而增加的现象，用其可以大致估算风力等级。估测方法： 当雷达径向速度＜-20 m/s 面积不足100 km2或者没有出现＜-27 m/s 时，地面风速低于23 m/s；当径向速度＜-20 m/s 面积达到100 km2以上或者＜-27 m/s 面积达到12 km2以上时，地面风速易超过20 m/s； 当径向速度＜-20 m/s 面积达到140 km2以上且＜-27 m/s 面积达到15 km2以上时，地面风速超过30 m/s。

表2 各体扫极大风速及不同风速等级对应的面积

4 机理探讨

4.1 合并增强

风暴合并使得单体增强。在持续的中气旋发生前，风暴有合并的现象出现。I3 风暴是造成地面大风的风暴，在超级单体形成前发生合并，合并后持续保持中层辐合和中气旋的状态。图9 是I3 风暴合并前的CR 分布，图中有风暴追踪信息，圆圈代表风暴中心，“+”代表未来1 h 的预测值，“·”代表过去1 h的实际值。15：14 I3 风暴略有增强，在其南偏西方向新生一个N3 风暴；到了15：20，3 个风暴（I3、C2 和N3）合并成一个I3 风暴，合并之后的I3 风暴明显增强，强回波面积扩大很多倍（＞60 dBz的回波面积有3个 时 次 分 别 是：15：08 的22 km2，15：14 的42 km2，15：20 的68 km2，合并后是合并前的3 倍），风暴向上伸展明显，进入持续发展阶段。

4.2 动量下传

在大风发生期间，由沿着风暴移动方向的最低仰角剖面图可以看出， 在近地层存在径向速度＞20 m/s 的风速，甚至也有＞27 m/s 的速度存在。这种风速下传至地面，引起地面8 级以上的大风。此处给出地面瞬时风速最大的16：00 回波和径向速度图（图10）。16：00 低仰角回波强度图上AB 线的中心为引起大风的风暴单体，强度剖面上有向风暴前进方向的前倾趋势，最强回波高度在6 km 左右；对应的径向速度有一支上升气流和两支下沉气流，在上升气流和下沉气流的水平面上存在较强的低空风切变。上升气流的径向速度＞27 m/s，下沉气流径向速度超过20 m/s，并且以动量下传方式下传至地面，引起地面超过20 m/s 甚至27 m/s 以上的大风出现。

图11 为其它一些时次的径向速度剖面图。15：26、15：37、15：48 的3 个体扫中，风暴顶附近都是上升气流，而风暴中下部主要存在两支下沉气流，一支下沉至1 km 左右高度而没有接地，一支下沉至地面，引起地面的灾害性大风。在下沉至地面的气流中，3～4 km 高度上径向速度超过20 m/s，下传至地面附近时，引起17 m/s 以上甚至28 m/s 以上的风力出现。

上升气流和下沉气流分布的解释：用强风暴的垂直空间结构可以较好地说明。沿强风暴前进方向，在强风暴前侧的底部有入流存在，然后入流沿着倾斜上升的方向升至风暴顶部，同时在风暴后侧有下降的入流存在，从风暴尾部自上而下直至到达风暴底部。

地面大风发生地附近的比湿降低而周边地区比湿没有明显变化，对于这种现象的解释：由于有动量下传现象，伴随着空气的快速下沉，通过下沉区通道将空中的干冷空气下传至近地面和地面，使得地面大风附近的气温相差很大，且有比湿降低的情况出现，而周边地区没有空气的下沉运动，地面的比湿也就没有明显增减的情况。

图9 组合反射率CR（单位：dBz）分布

图10 16：00 的0.5°仰角回波及其AB 线垂直剖面

图11 沿风暴移向的径向速度垂直剖面

4.3 降水拖曳

图12 为15—16 时的降水分布。由此可知，大风区的1 h 雨量大致在10～30 mm 之间。相对较强降水的发生，降水的拖曳作用将空气快速带至近地层，其与风暴后部的下沉气流方向一致，两支气流汇合并叠加，导致地面水平大风的产生[10]。

图12 15—16 时降水分布

4.4 负浮力较大

一般而言，气温的日变化在14 时左右为最大，此后到午夜为缓慢下降趋势，而当日的气温在15 时有陡降的现象。图13 为5 个站点每10 min 的气温变化。由此可知，西侧的罗集下降最早，主要发生在15：20—15：30；中间的徐集、九鼎下降时间略晚，主要发生在15：30—15：40；中东侧的六安西下降时间再晚一点，主要发生在15：40—15：50；东侧的六安下降时间最晚，出现在15：50—16：00。在陡降之前的气温约28 ℃，陡降之后的气温约20 ℃，气温下降幅度约8 ℃。此后气温逐步上升到正常位置。

图13 逐10 min 气温变化

气温的降低是由于风暴的来临，结合同一时间的气温分布（图3a）可知，风暴经过六安地区时，风暴内部的气温迅猛下降，而且比周边环境空气的气温偏低6 ℃左右。气温的下降预示着热力不稳定性的增长，亦即负浮力的增加。这种负浮力的增大，使得风暴因子核快速下降，导致地面大风的发生。

5 结论与讨论

基于精细化的探测资料，分析一次超级单体引发的大风天气过程，大致估测大风的风速范围，并探索大风天气的形成原因。主要结论有：

（1）伴随着大风天气的发生，气温快速下降、湿度增大；大风的发生与风暴单体发展程度和中气旋密切相关；大风地点发生在大尺度背景下垂直速度下降的区域。

（2）风力有随着雷达不同等级径向速度面积的增加而增加的现象，用其可以大致估算风力等级。当最低仰角径向速度＜-20 m/s 面积＜100 km2或者没有出现＜-27 m/s 时，地面风速＜23 m/s；当径向速度＜-20 m/s 面积达到100 km2以上或者＜-27 m/s 面积达到12 km2以上时，地面风速易＞20 m/s；当径向速度＜-20 m/s 面积达到140 km2以上且＜-27 m/s 面积达到15 km2以上时，地面风速＞30 m/s。

（3）多单体合并使得风暴单体变强，成为超级单体风暴；通过动量下传促使风速快速下沉至地面。随着单体的合并，风暴发展迅速旺盛，由非超级单体增强到超级单体风暴，在此背景下极易引发强烈的对流天气。动量下传来源于降水拖曳作用和负浮力的增长，将空中强风下传至地面，引发地面大风的发生。

（4）由于中等雨量的拖曳作用，将风暴中层大气拖曳至近地层，形成地面大风；气温明显偏低，相伴的水物质蒸发造成下沉变暖变缓，表示负浮力增大，强化了中层大气的下沉运动，引起了地面大风。雨量过强就成为暴雨，暴雨天气多不伴随强烈的地面大风，即暴雨风暴中没有此种蒸发，没有强烈的下沉运动，而不会产生下冲气流。

针对一次超级单体引发的大风天气，得到了一些有意义的结果，大致给出大风风力和雷达径向速度之间的关系；考察了热力稳定度的问题，认为降水拖曳作用[22]和负浮力的增大是地面大风的诱因，它们贯穿在风暴内部直到地面，在超级单体风暴大风的产生中发挥了重要作用；经过综合考虑，认为风暴合并使得风暴单体增强，成为超级单体风暴，在环境垂直下沉的背景下，随着空中动量下传，降水拖曳作用和环境负浮力增加，以及与风暴后部下沉气流的叠加，它们的共同作用引起风暴内部大气的快速下冲，并在地面导致大风的产生。但是在研究过程中发现，有的科学问题依然无法得到很好的评估，像动量下传、降水拖曳和负浮力在大风中的作用难以定量评价，很难界定主次影响因素，它们的作用有待继续探究。