一次由气旋发展与边界层东北气流触发的强对流天气分析

赵桂香，申李文，闫慧，邱贵强

(山西省气象台，山西 太原 030006)

引言

强对流天气是由中小尺度系统造成的，它们的结构并不对称，降水带的形成与中尺度辐合线、切变线以及中尺度气旋关系密切[1]。中尺度气旋的非对称性，表现为不均匀的发展过程，同时与其相关联的物理量场也表现出非对称结构，它们与强降水区有密切关系[2]。张家国等[3]分析了一次梅雨锋上中尺度气旋波引发的特大暴雨过程指出，特大暴雨系两个中尺度气旋波扰动发展形成的中尺度对流系统共同影响所致；雷暴单体在冷、暖锋附近和涡旋中心附近强烈发展，并在气旋波系统组织下，降水回波具有涡旋、“S”和“人”字等形态特征。郑婧等[4]对梅雨锋短时大暴雨多尺度场特征进行了分析，认为江南北部锋生及低空急流对地形的强迫作用触发中尺度系统生成，在斜压区激发出中尺度涡旋使对流发展；不同性质气流交汇及边界层辐合都起到重要作用。赵桂香等[5]分析了山西2013年5月大范围强对流过程，认为锋生作用迅速加强并南压，产生扰动和强烈垂直不稳定，是造成强对流天气的重要原因。郭虎等[6]分析香山局地大暴雨天气发现，山前近地面辐合扰动向上传播，引发边界层扰动的动力过程是对流性大暴雨形成的主要动力源，而来自东南方向近地面暖湿平流为大暴雨提供了有效水汽和能量。赵桂香等[7]对黄河中游地区的一次大暴雨过程进行了数值模拟，发现低层稳定的切变线附近形成的中尺度扰动低涡，与地面中尺度露点锋和中尺度辐合线共同作用，触发了中尺度对流云团发生、发展，低层偏东北气流是中尺度对流系统发生发展的重要触发机制之一。龚佃利等[8]分析了山东一次飑线过程中地面风压场波动特征指出，风暴前部的中尺度扰动对系统未来的移动和强天气的落区预报具有很好的指示作用。高晓梅等[9]则认为阵风锋、地面辐合线和负变压中心所产生的抬升作用及近地层冷空气的侵入使气温骤降是触发对流的关键因素。万夫敬等[10]的研究指出了中尺度边界辐合线与窄带回波相互作用，不断触发对流单体合并发展成飑线。而关于中尺度对流系统形态特征及形成原因的研究较多[11-15]，王珏等[16]重点利用雷达观测资料和地面中尺度观测资料对湖北省极端短时强降水中尺度对流系统特征进行分类研究，得出4类线状和2类非线状模态的环境场特征不同，非线状的涡旋状类主要与边界层中尺度涡旋系统的组织和触发有关，冷池对中尺度对流系统也有组织作用。徐阳春等[17]利用雷达多种产品，建立了宁夏强对流天气预报综合指标。王彦等[18]分析了边界层辐合线对强对流系统形成和发展的作用，樊李苗和俞小鼎[19]及高晓梅等[20]分别对中国和鲁中地区强对流天气的若干环境参数特征进行了分析，郑永光等[21]对强对流天气预报的一些基本问题进行了阐述，得出的结论对强对流天气预报具有重要参考价值。

2019年4月24日，山西出现大范围强对流天气，强对流出现时间早、范围大、种类多、强度大，在历史同期极为少见。由24日08：00的探空实况和数值预报产品分析，不利于大范围、多种类强对流天气发生，造成强对流种类和强度预报出现较大偏差。文章利用多种探测资料和NCEP/NCAR FNL 1°×1°再分析资料，对此次强对流天气进行综合分析，以期获得对山西省4月份发生大范围强对流天气的一些认识，为强对流天气预报提供参考。

1 天气实况和环境场特征

1.1 天气实况

2019年4月24日，山西省自北向南、自西向东出现大范围强对流天气，13:00—17:00，除朔州、太原、阳泉外，其余8地市均出现冰雹(图1a)，直径5～9 mm，持续时间5～15 min；13:00—23:00，除南部的运城外，大部分地区出现8～10级、西北风为主的雷暴大风(图1b)，东部的昔阳最大，瞬时风速达26 m·s-1；17:00—21:00，东部9个区域气象观测站出现短时强降水(表1)，最大小时雨量出现在长治潞城，为29.1 mm。

图1 2019年4月24日强对流天气实况分布(a.冰雹，红色三角表示冰雹落区；b.雷暴大风，灰色圆点表示风力8级，蓝色圆点表示风力9级，红色圆点表示风力10级及以上)Fig.1 Distribution of the severe convective weather on 24 April 2019 (a. hail， red triangle for hailfall area; b. thunderstorm gale, gray dot for force 8 wind, blue dot for force 9 wind, red dot for wind force equal to or greater than 10 )

1.2 环境场特征

24日08:00，500 hPa(图2a)高纬地区为“两槽一脊”，中纬度环流较平，山西位于短波槽下游的暖脊内，受偏西风影响，温度露点差t-td≥28 ℃，空气干燥；虽然温度槽明显落后于高度槽，短波槽将发展加深，但短波槽前西南风较弱。对应700 hPa(图2a)上，山西受弱西南气流影响，无明显水汽输送，山西及其上游温度露点差t-td≥11 ℃；切变线接近500 hPa短波槽，槽后冷平流明显；700 hPa温度脊与500 hPa短波槽叠加并向北发展，500 hPa与700 hPa之间温度差动平流较大，中层大气存在弱潜势不稳定。850 hPa(图2b)上，在500 hPa短波槽东南侧存在冷暖两条切变线，风场气旋式旋转明显，低层存在辐合上升运动；山西受切变线东南侧偏南气流影响，温度露点差t-td≤4 ℃；锋区位于内蒙古与山西交界，暖脊向北发展，低层大气层结稳定。地面图(图2c)上，从23日开始，气旋在河套地区形成，在东移过程中不断有新的气旋生成，且气旋中心强度多变，17:00以后气旋北部的高压开始南压，24日08:00—14:00，气旋东移过程中加深，17:00以后随着冷空气南下而逐步填塞。

图2 2019年4月24日08:00 500 hPa和700 hPa天气形势(a；黑色线为500 hPa等高线，单位：dagpm；红色线为500 hPa等温线，单位：℃；棕色短实线为500 hPa短波槽；紫色线为700 hPa等温线，单位：℃；棕色双实线为700 hPa切变线)，08:00 850 hPa天气形势(b；红色线为等温线，单位：℃；红色短双实线为切变线；红色箭头为东北气流；绿色线为温度露点差t-td≤4 ℃的湿区)，地面气旋动态及11:00气压场(c；单位：hPa)，08:00呼和浩特探空观测(d)和14:00太原探空观测(e)Fig.2 Synoptic situation at 500 hPa and 700 hPa at 08:00 (a; black line for contour line at 500 hPa, units: dagpm; red line for isotherm at 500 hPa, units: ℃; short brown solid line for short-wave trough at 500 hPa; purple line for isotherm at 700 hPa, units: ℃; brown double solid line for shear line at 700 hPa), synoptic situation at 850 hPa at 08:00 (b; red line for isotherm, units: ℃; short red double solid line for shear line; red arrow line for northeast airflow; green line for area of t-td≤4 ℃), development of surface cyclone and pressure field at 11:00 (c; units: hPa), and sounding curve of Huhhot at 08:00 (d) and Taiyuan at 14:00 (e) on 24 April 2019

表1 2019年4月24日短时强降水实况

呼和浩特(图2d)和太原(图2e)探空曲线显示，二者环境参数差异较大。呼和浩特：温湿曲线呈下喇叭口结构，低层空气较干，中层空气接近饱和；0～6 km风垂直切变属中等强度；0 ℃层和-20 ℃层高度分别位于640 hPa和440 hPa；对流有效位能(convective available potential energy，CAPE)值为0，对流凝结高度(convective condensation level，CCL)和抬升凝结高度(lifting condensation level，LCL)分别位于500 hPa和680 hPa，沙氏指数Is=11.91 ℃。太原：低层空气湿度较大，中层存在一个明显干层；0～6 km风垂直切变属中等强度；0 ℃层和-20 ℃层高度分别位于650 hPa和440 hPa；不稳定能量面积(CAPE)呈狭长型，值为892.1 g·kg-1，CCL、LCL、LFC分别在850 hPa、900 hPa、800 hPa附近，沙氏指数Is=-1.91 ℃。可见，大气具有一定潜在不稳定性。

综上，大气中层存在弱潜势不稳定，但整层风场弱，水汽输送差，不稳定能量北部小、中南部大，不利于大范围、多种类强对流天气的发生。但发现两个重要现象，850 hPa上暖切变线北侧存在一支风速达10～14 m·s-1的偏东北气流，从东北经内蒙古伸入河套地区，与500 hPa另一温度槽叠加；锋面气旋在东移过程中发展，且气旋内温压风湿场多波动。

2 中尺度系统的观测特征

2.1 中尺度对流系统的发展演变

分析24日卫星云图演变可知，此次大范围强对流天气主要由2个中尺度对流系统造成。上午的强对流是由锋面云系尾部快速移动发展的MβECS扫过北部形成的(图3a中的A)；中午到傍晚，随着地面气旋发展东移，内部风压场和温湿场波动加强，不断激发较小尺度的对流云团，在锋面系统组织下，持续向东移动、发展并形成PECS(图3b中的B)，造成中南部大范围强对流天气，当PECS移过东部时，随着东部局地空气湿度增大，还造成9站短时强降水。

图3 2019年4月24日红外云图(a.13:30，b.18:00；单位：K)Fig.3 Infrared cloud imagery on 24 April 2019 (a. 13:30, b. 18:00; units: K)

结合1.2节中探空和环境场特征，上午能量条件较差，对流系统组织化程度较弱，对流范围和强度较小；中午以后，不稳定能量增大，对流系统组织化程度增高，对流范围和强度显著增大。可见，中尺度对流系统的发展与不稳定能量持续增强关系密切。

2.2 中尺度系统的雷达回波形态

2.2.1 雷达拼图组合反射率因子

分析山西周边14部雷达拼图可知，24日08:00—10:30，与锋面云系相对应，内蒙古中部形成一涡旋形态的片状回波，其中镶嵌着多个强度不小于45 dBZ的对流单体，回波随锋面东移而东移发展，10:48进入山西西北部，12:36—16:12自西向东影响山西北部，期间对流单体不断合并，回波范围不断扩大，14:24(图4a)达最大，对流单体最强达55 dBZ；此后，回波后部不断有新单体生成，造成山西北部多站出现冰雹和雷暴大风。可见，山西北部的强对流天气主要是由不断东移的片状回波中强单体造成的，单体组织化程度不高。

24日中午，陕西与山西交界有新对流单体形成，14:00进入山西中西部，受气旋加强和吕梁山地形抬升的共同作用，单体发展加强，15:06(图4b)在山西西部形成第一个线状回波，造成山西西部大风、冰雹天气。30 min后该线状回波减弱，其尾部又有新对流单体形成，在越过吕梁山的东移过程中发展加强，16:36(图4c)形成第二个线状回波(弓形回波)，一直持续到18:48，受高空偏北风影响，在东移过程中不断南压，造成山西中西部多地出现雷暴大风和冰雹；之后随着能量释放减弱，但在移近太行山后又迅速加强，18:54—19:24弓形回波头部形成一个持续了5个体扫的“S”形型强降水单体风暴(图4d)，造成长治地区短时强降水；19:30与其后部对流单体合并，形成第三个线状回波(图4e)，造成晋城、长治地区冰雹、雷暴大风和短时强降水。另外，18:18—18:48在第二个线状回波东北方形成另一个线状回波(图4f)，4个体扫后减弱，造成山西中部偏东地区短时强降水、雷暴大风和冰雹。这个线状回波始终没有与第二个线状回波合并。可见，山西中南部的大范围强对流天气是由4个线状回波和1个强降水单体风暴造成的，回波组织化程度高，持续时间长、强度强，但4个线状回波持续时间、影响范围及对流单体强度不同，造成强对流天气种类、范围和强度均有差异。

图4 2019年4月24日山西周边14部雷达拼图的组合反射率因子(a.14:24，b.15:06，c.16:36，d.18:54，e.19:36，f.18:36；单位：dBZ)Fig.4 Composite reflectivity (units: dBZ) of mosaics from 14 radars around Shanxi on 24 April 2019 (a. 14:24, b. 15:06, c. 16:36, d. 18:54, e. 19:36, f. 18:36)

2.2.2 分类强对流雷达产品特征

为更细致地了解分类强对流天气的雷达产品特征，分别分析了冰雹、雷暴大风以及混合强对流站点的雷达产品。

1)冰雹：以北部的偏关和原平为例，冰雹发生前30 min，观测到大于或等于50 dBZ的高强对流单体，强回波剖面(沿雷达径向)呈直立形态，伸展高度达12 km(图5a、c、d)，低层径向速度图(图5b)上有明显的气旋式辐合；垂直累积液态含水量大于或等于40 kg·m-2，且有明显跃增幅度(图5e、f)；冰雹概率产品(图略)也有一定提示，但无明显回波倾斜和悬垂特征。

图5 2019年4月24日12:30偏关反射率因子及其垂直剖面(单位：dBZ)(a)和径向速度(b)，15:28原平反射率因子及其垂直剖面(c、d；单位：dBZ)，15:28(e)和15:36(f)原平垂直液态含水量(单位：kg·m-2)Fig.5 Reflectivity factor and its vertical section (units: dBZ) (a) and radial velocity (b) of Pianguan radar at 12:30; reflectivity factor and its vertical section (units: dBZ) of Yuanping radar at 15:28 (c and d); vertical liquid water content (units: kg·m-2) of Yuanping radar at 15:28 (e) and 15:36 (f) on 24 April 2019

2)雷暴大风：以北部的浑源(图6a、b)和中部的吕梁(图6c、d)为例，具有“对流单体移动生消快，回波顶较低(4 km左右，图6a、b的左侧)，平面位置显示(plane position indicator, PPI)表现为强回波快速减弱，回波顶高快速下降；中层有径向速度辐合、低层出现速度模糊、大风核下降”等特征。

图6 2019年4月24日14:28(a)和14:42(b)浑源雷达反射率因子及其垂直剖面(单位：dBZ)，15:22吕梁雷达径向速度(c；单位：m·s-1)和风廓线(d)Fig.6 Reflectivity factor and its vertical section (units: dBZ) of Hunyuan radar at 14:28 (a) and 14:42 (b); radial velocity (c;units: m·s-1) and vertical wind profile (d) of Lüliang radar at 15:22 on 24 April 2019

3)混合强对流：高平(雷暴大风和冰雹)，无论是沿着(图7a)还是垂直于(图7b)强回波作剖面，回波顶高均达16 km，且出现假尖顶现象；昔阳(雷暴大风和短时强降水)表现为低质心的强回波不断经过，回波顶高为8～10 km，垂直剖面显示出“热带降水型”结构(图7c)，径向速度图(图7d)提前1 h在其上游地区中层出现大风核及中层径向辐合。

图7 2019年4月24日雷达反射率因子及其垂直剖面(a. 14:28浑源，b.14:42浑源，c. 19:24昔阳；单位：dBZ)和18:13昔阳雷达径向速度(d；单位：m·s-1)Fig.7 Reflectivity factor and its vertical section (units: dBZ) of Hunyuan radar at 14:28 (a) and 14:42 (b) and Xiyang radar at 19:24 (c); radial velocity (units: m·s-1) of Xiyang radar at 18:13 (d) on 24 April 2019

综上，此次强对流天气由1个MβECS和1个PECS造成，雷达回波上MβECS对应涡旋状的片状回波，其中镶嵌的对流单体造成北部分散的雷暴大风和冰雹，强对流持续时间短，强度弱；PECS在雷达回波上表现为4个线状回波和1个强降水单体风暴，造成中南部大范围强对流天气，强对流持续时间长，强度强。雷达产品能更精细刻画中尺度系统特征，但分类强对流的某些典型特征并不明显，这给强对流天气临近预报带来一定难度。

3 气旋发展对中尺度对流系统的作用

3.1 低层锋生与气旋发展

锋生是密度不连续面的形成或温度梯度加大的过程，即锋的生成或原有锋强度增强的过程。为了解气旋发展及对中尺度系统的作用，利用NCEP/NCAR FNL 1°×1°再分析资料，计算并分析锋生函数[5]演变特征可看出，气旋发展及锋面加强与850 hPa锋生作用关系密切。

24日08:00(图8a)，与暖锋北侧气压密集带相对应，山西与内蒙古交界存在一条近似东西向的锋生带，其中有3个中心，强度均不小于4×10-7K·hPa-1·s-3，锋面云系中不断有对流云团生成；随着锋生作用加强，地面温度梯度进一步加大，锋面加强，中尺度对流系统不断发展合并，形成MβECS(图3a)。结合假相当位温演变(沿气旋中心作垂直剖面)，14:00(图8b)，随着低层假相当位温高值区倾斜向中层发展，中低层干空气侵入，使锋生进一步加强，锋生区东移并向南延伸，形成一近似“人”字形的锋生带(图8c)，在其右前方分别对应冷暖两条锋面。“人”字捺部位有2个中心，其中北部锋生中心与MβECS东移对应，强度少变。“人”字撇部位为一条强锋生带，与冷锋东移对应；锋生中心强度不小于4×10-7K·hPa-1·s-3，右前侧为强烈发展的气旋(图2c)。锋面在锋生的右前侧加强，触发中尺度对流系统不断新生、合并，形成东移发展的PECS(图3b)。可见，低层锋生作用使暖锋加强造成北部中尺度对流系统发展并触发强对流，使冷锋加强和气旋发展，造成中南部中尺度对流系统合并发展，组织化程度增高，维持时间较长。

图8 2019年4月24日08:00的850 hPa锋生函数(a；单位：K·hPa-1·s-3)，14:00的假相当位温(等值线，单位：K)、垂直速度(阴影，单位：m·s-1)和风场(风矢)沿112°E剖面(b；蓝色箭头代表中层干冷空气，红色代表低层暖湿空气)和14:00的850 hPa锋生函数(c；单位：K·hPa-1·s-3)Fig.8 Function of frontogenesis (a; units: K·hPa-1·s-3) of 850 hPa at 08:00, cross section of pseudo-equivalent potential temperature (isoline, units: K), vertical velocity (shaded, units: m·s-1), and wind field (wind barb) along 112°E (b; blue arrow for middle-level dry and cold air, red arrow for low-level warm and moisture air), and function of frontogenesis (c; units: K·hPa-1·s-3) of 850 hPa at 14:00 on 24 April 2019

3.2 气旋内系统波动特征

3.2.1 温压湿场扰动特征

研究[22，23]表明，利用波流相互作用理论可以解释一些重要天气现象和暴雨中尺度对流系统形成机理。为揭示强对流中尺度系统演变过程中引起的扰动发展演变，选取气旋发展所经区域(30°～41°N，110°～120°E)，利用逐小时加密观测资料，计算区域内气压、气温、露点温度、风速等的平均值，用本值减去平均值，得到以上物理量的区域扰动态。

分析发现，24日08:00—20:00，气旋内风压场和温湿场多波动。强对流发生前2～3 h，气旋上游100 km左右气压扰动(图9a)为负，右前方为正，气压扰动梯度较大，锋面向着扰动梯度方向移动并加强，气旋在负扰动前方发展。气温扰动(图9b)较复杂，锋前存在一个西南—东北向的正扰动带，其东西两侧各形成一个冷池，西侧冷池前沿2 h后有对流单体形成。露点扰动(图9c)以一条中尺度露点锋为界，西北侧为负，东南侧为正，中尺度对流系统在露点锋附近、露点扰动负值区形成发展。风速扰动(图9d)显示，锋后风速大于锋前，推动锋面东移。随着锋面东移，气压扰动梯度(图9e)略有减小，而气旋内气温扰动出现一致增大(图9f)，2 h后与正扰动带对应位置形成第一条线状回波；露点扰动(图9g)变化不大，1 h后正扰动中心对应有冰雹出现；风速扰动(图9h)出现正、负相间分布，1～2 h后正扰动中心对应出现雷暴大风。

图9 2019年4月24日09:00(a—d)和13:00(e—h)气旋内要素场扰动分布(a/e.气压，单位：hPa；b/f.气温；单位：℃；c/g. 露点温度，单位：℃；d/h. 风速，单位：m·s-1)Fig.9 Distribution of element disturbance in the cyclone at 09:00 (a-d) and 13:00 (e-h) on 24 April 2019 (Fig.9a and Fig.9e for pressure, units: hPa; Fig.9b and Fig.9f for temperature, units: ℃; Fig.9c and Fig.9g for dew-point temperature, units: ℃; Fig.9d and Fig.9h for wind speed, units: m·s-1)

可见，锋面气旋附近的中尺度扰动对系统未来的移动有一定指示意义，这与文献[8]的研究结果类似。中尺度对流系统的形成与空气湿度增大有关，而发展则更多依赖不稳定能量的增加。锋面和露点锋对中尺度对流系统的组织作用以及冷池对单体的触发作用不可忽视。气温正扰动带、露点负扰动和风速正扰动的形成分别较线状回波、冰雹和雷暴大风提前1～3 h，对强对流临近预报具有较好的指示作用。

3.2.2 气旋内边界层急流和地面中尺度系统的作用

24日10:00—14:00(图10a)，与MβECS和强对流单体发展相对应，大同到五台山(1)、偏关到五寨(2)、原平与宁武(3)附近各形成一个中尺度涡旋，辐合上升运动较强。涡旋风场经历了先偏南风增大、后偏北风增大，再偏南风减小、偏北风继续增大的过程。在偏南风与偏北风对峙期出现雷暴大风和冰雹。随着锋面东移南压，偏北风加大、偏南风减小，中尺度涡旋逐渐消亡。由于涡旋尺度较小，强对流天气较为分散。涡旋1风场最强，辐合也最强，因此大风范围相对大、风力也大；涡旋2次之；涡旋3风场最弱，此处没有出现大风。可见，雷暴大风范围和风力大小与涡旋尺度及风场辐合强度有关。

图10 2019年4月24日地面加密风场1 h极大风(单位：m·s-1)演变(a.10:00—11:00，b.11:00—12:00，c.15:00—16:00，d.18:00—19:00；圆圈代表中尺度涡旋，虚线箭头1代表逐步加大的西南风，2代表逐步加大的西北风，实线为中尺度辐合线)Fig.10 Evolution of one-h extreme wind (units: m·s-1) in the densified surface wind field on 24 April 2019 (a. 10:00-11:00, b. 11:00-12:00, c. 15:00-16:00, d. 18:00-19:00; circle for mesocale vortex, dashed arrow line 1 and 2 for gradually strengthened southwesterly and northwesterly wind, respectively, solid line for mesocale convergence line)

随着地面气旋东移以及内部中尺度扰动的加强，24日10:00—11:00(图10b)，山西中西部沿吕梁山，西南风逐步增大到8～10 m·s-1，12:00—15:00增大到10～12 m·s-1，在地面锋面和边界层急流共同作用下，吕梁山附近形成的对流单体不断合并，15:06形成第一条线状回波；随着锋面移入，15:00—16:00(图10c)锋后西北风迅速增大到12～16 m·s-1，边界层急流东移，在吕梁山东侧形成一条西北风与西南风的中尺度辐合线，触发山西西部雷暴大风和冰雹。这条中尺度辐合线随锋面移动而持续东南压(图10d)，辐合线东南侧西南风维持在8～12 m·s-1，后侧西北风维持在12～16 m·s-1，在锋面、中尺度辐合线和边界层急流共同作用下，第二条和第三条线状回波形成并发展，造成山西中东部大范围雷暴大风和冰雹。14:00—18:00，随着地面气旋北侧大陆高压扩散南下，冷空气经渤海湾形成华北回流，山西中东部出现一支不断增大的东南风，与不断增大的偏北风交汇，17:00—19:00在山西中东部形成一个约180 km×160 km的中尺度涡旋(图10d)，第四条线状回波形成并维持，加之偏东风不断增大，东部局部比湿增大，造成山西中东部雷暴大风和短时强降水。

另外，受气旋前部辐合上升运动及边界层偏南风影响，24日11:00以后，山西东南部偏南风持续增大，15:00以后增大到10 m·s-1以上，18:00—19:00在长治地区形成一个尺度较小，但辐合较强的中尺度涡旋。进一步用30 min极大风分析，19:30后，该中尺度涡旋减弱为中尺度辐合线。该中尺度涡旋与前四个不同，其前部偏南风持续增大，偏南风较偏东风水汽输送要好，单体发展更强，因此该中尺度涡旋是强降水单体风暴形成的重要因素。

4 边界层东北气流性质及触发作用

由1.2节分析可看出，强对流发生前到发生期间，850 hPa上来自极地的偏西气流，经蒙古国和我国东北，受贝加尔湖阻塞高压稳定向北发展影响，被迫向西转向，一直伸入河套地区，形成一支风速达10～14 m·s-1的东北气流(图2b)，宽约100 km，长约2 000 km。

沿垂直于该支气流(图2b中AB线)作温度平流、相对湿度(RH)、散度以及涡度的剖面，可以看出，该支气流中心区域低层为温度的零平流区，涡度和散度等物理量的零线区。分析这些物理量演变发现，强对流发生前到发生期间，该支气流东南侧400 hPa以下相对温度HR>80%，西北侧HR<40%，该支气流是干湿空气的一个交界面(图11a中黑色粗斜线)，随着强对流临近，饱和层增厚。温度平流场上，东南侧为正，西北侧为负，该支气流又是一个冷暖空气的交界面(图11b中黑色粗斜线)。强对流发生前，低层暖平流明显大于高层，冷平流为高层大于低层，大气趋于不稳定；随着强对流临近，高层冷平流减弱，低层暖平流明显增强，大气不稳定性增大。可见，该支气流是干冷与暖湿空气的一个倾斜交界面，该面上各种要素并不均匀，是触发对流不稳定发展的重要原因。

图11 2019年4月24日14:00沿垂直于850 hPa偏东北气流的相对湿度和涡度(a；等值线为相对温度，单位：%；填色为涡度，单位：10-4 s-1)及温度平流和散度(b；等值线为温度平流，单位：10-4 K·s-1；填色为散度，单位：10-4 s-1)剖面Fig.11 Cross section perpendicular to the northeast airflow of 850 hPa at 14:00 on 24 April 2019 (isoline in Fig.11a for relative humidity, units: %; colored area in Fig.11a for vorticity, units: 10-4 s-1; isoline in Fig.11b for temperature advection, units: 10-4 s-1; colored area in Fig.11b for divergence, units: 10-4 s-1)

由散度和涡度来看，强对流发生前，该支气流东南侧为明显辐合，700 hPa以下为正涡度区，以上为负涡度区；西北侧为弱辐散，涡度分布与东南侧正好相反，围绕该支气流形成一个气旋式的次级环流圈，对应垂直速度场(图略)上，东南侧低层存在较强上升运动。随着强对流临近，东南侧正涡度区和西北侧负涡度区均向上伸展，中心强度略减弱(图11a)。散度场(图11b)上，辐合中心抬高到700 hPa，辐合强度增大到-5×10-4s-1；辐散中心高度和强度变化不大，说明此次强对流的动力触发条件主要来自低层辐合上升运动的加强。该支气流的东南侧低层涡度大于零，说明径向风切变比纬向风切变大，高层涡度小于零，说明随着高度增加，纬向风水平切变不断增加，西北侧则正好相反。该支气流两侧存在较大纬向风垂直切变(与文献[7]暴雨过程中存在较大径向风切变不同)，这可能是造成对流风暴传播、持续时间长的重要原因之一。

5 结论与讨论

1)此次过程发生在500 hPa短波槽东移、中层存在弱潜势不稳定、整层风场较弱、水汽输送差但中南部能量持续增大的背景下，地面锋面气旋发展及低层偏东北风伸入河套地区，触发了中尺度对流系统发生发展。

2)观测分析表明，北部强对流主要由1个MβECS造成，对流系统组织化程度较弱，对流范围和强度均较小；中南部强对流主要由1个PECS造成，由于午后不稳定能量迅速增大，对流系统的组织化程度增高，对流范围和强度均显著增大。与MβECS相对应，雷达回波上表现为涡旋状的片状回波中镶嵌着多个对流单体，PECS则表现为4个线状回波和1个强降水单体风暴，4个线状回波的发展演变具有明显差异。雷达产品能更精细刻画较小尺度系统特征，但分类强对流的某些典型特征并不明显，这给强对流天气的临近预报带来一定难度。

3)物理量诊断揭示，持续加强东移的低层锋生作用使锋面加强、气旋发展，锋面气旋向着温压场扰动梯度方向移动，此背景下形成的边界层急流和地面中尺度系统导致对流单体合并、加强并高度组织化，强对流范围和强度与涡旋或辐合线尺度及风场辐合强度密切相关，前部偏南风持续增大的中尺度涡旋使对流单体发展更强，形成强降水单体风暴。气温、气压、相对湿度、风场的扰动及中尺度涡旋或辐合线较强对流提前1～3 h出现，对强对流临近预报具有较好的指示作用。

4)低层东北气流诊断显示，该支气流中心区域低层为温度的零平流区，涡度和散度等物理量的零线区；是干冷与暖湿空气的一个倾斜交界面，该面上各种要素并不均匀，是触发对流不稳定发展的重要原因；围绕该支气流形成一个气旋式的次级环流圈，其两侧存在较大纬向风垂直切变，这可能是造成对流风暴传播、持续时间长的重要原因之一。