传播运动在对流风暴合并过程中的作用

侯淑梅 闵锦忠 王改利 吕博 王俊 孙晶 景安华

摘要 2012年8月18日下午，山东省境内飑线在形成过程中发生多次合并，强度增强，造成章丘和宁阳分别出现9级和10级雷暴大风。基于多普勒天气雷达反演风场和地面加密自动气象站资料，分析了传播运动在对流风暴合并过程中的作用。结果表明：1）地面冷池前沿阵风锋强度大，垂直厚度达2 km。受其影响，飑线向东移动的同时向东传播（前向传播），北段逐渐演变为弓形回波。2）弓形回波与单体E分别具有独立的垂直环流，均为前向传播，但位于上游的弓形回波传播速度快，二者最终合并，垂直环流合二为一。3）弓形回波与单体E合并过程中，水平风速与上升运动明显增大，气压降低，尺度减小，最终形成强烈旋转上升的小尺度低气压柱，造成章丘大风。4）飑线尾部水汽充沛，阵风锋辐合造成飑线前侧的暖湿空气抬升，不断产生新的对流单体并逐渐合并增强，导致飑线向西南方向传播（后向传播）。5）位于下游的对流单体传播方向与平流方向相反，在3 km高度产生云桥，最终与上游单体整层合并。飑线尾部对流风暴多次合并，强度持续增强，造成宁阳大风。

关键词传播运动;合并;阵风锋;飑线;风场反演

暴雨、冰雹、龙卷等强对流天气中往往会出现对流风暴之间的合并现象。甄长忠（1981）早在20世纪80年代就发现产生冰雹的超级单体是由多块小单体在一个主要单体上合并而成的。王昂生和赵小宁（1983）根据华北地区的大量观测资料，指出云体合并是出现雹云跃增的重要因素之一，合并可以形成更强的冰雹云。之后陆续有研究表明，合并过程不仅能够使得云体的尺度和强度发生变化，影响降水效率并引起地面强降水（杨金锡等，1993;张腾飞等，2006;李改琴等，2007;孙晶等，2007，徐八林等，2010），而且在冰雹、雷电等灾害性天气过程中起着重要作用（王昂生等，1980a，1980b;许爱华等，2004;付丹红和郭学良，2007;曹治强等，2008）。康兆萍和林永辉（2017）研究华南一次飑线的对流模态变异机理时，发现位于广西来宾附近的零散对流单体逐渐发展合并为一个对流单体，位于来宾西北部的对流单体不断发展，呈现后向传播特征，在该单体的后部不断有新的对流单体产生，逐渐演变为线状多单体风暴，最终与来宾附近的对流单体合并组织为一个明显的西北—东南向的线状对流带。之后，这个线状对流带又与其东北侧再次发展的对流风暴合并，形成弓形回波。在观测事实分析的基础上，对流云合并的机制也得到了深入的研究（Simpson et al.，1980;Pozo et al.，2006a，2006b;Lee et al.，2006a，2006b），云的發展阶段、强度、距离等均会影响对流云的合并（黄美元等，1987）。云下层显著的水平气压梯度力（Orville et al.，1980）、扰动气压（Takahashi et al.，2001）以及相邻对流间的相互作用（黄美元等，1987;黄勇等，2012;黄勇和覃丹宇，2013）都是促使合并的原因。云合并的初始位置不同，产生合并的机制也不同（李艳伟等，2009）。

2012年8月18日下午，河北省境内的对流风暴移入山东后呈后向传播特征，其尾部不断产生新的单体，单体之间合并增强，最终形成一条东北-西南向的飑线，在山东省中西部带来区域性7～8级雷暴大风，部分区域自动站监测到9级以上大风。飑线发展过程中，飑线尾部对流单体与单体之间不断发生合并，强度增强，造成宁阳境内出现26.5 m·s-1（10级）的大风。飑线东移过程中，其头部逐渐演变为弓形回波，弓形回波与对流单体合并时，在章丘境内产生22.4 m·s-1（9级）的大风（侯淑梅等，2018a）。利用多普勒天气雷达风场反演资料和地面加密自动站资料，以宁阳和章丘为例，就此次飑线发展过程中，对流单体与单体之间以及飑线与对流单体之间合并的机理进行分析研究，加强对流风暴合并机理的认识和理解，提高对灾害性天气的预报预警能力。

1 资料和方法

1.1 资料

使用的资料有济南齐河（116°46′51″E、36°48′10″N;0.073 km）CINRAD/SA和滨州（118°00′00″E、37°22′12″N;0.07 km）CINRAD/SC雷达数据，地面逐10 min加密自动站资料及常规探空资料。

1.2 雷达风场反演方法

济南齐河和滨州两部雷达相距125.5 km，有效反演区域定义为两个雷达探测的径向速度夹角在45°～135°所围的范围，主要反演区域如图1的区域Ⅰ和区域Ⅱ所示。双多普勒雷达风场反演方法用直接合成法对双雷达数据进行风场反演（王俊等，2007，2011）。单多普勒雷达风场反演算法是中国气象科学研究院提供的基于4DVAR同化技术反演的多普勒雷达风场（牟容等，2007;吕博等，2009）。对于这两种反演方法及其在科研和业务中的实用性，已有很多学者在文献中论述，此处不再赘述。

表1是这两种反演方法对2012年8月18日20时（北京时，下同）章丘的反演风与章丘探空站的实测风。可见，两种方法对于各特性层的风向反演均较好，均反演出章丘站上空受西南风控制，风向误差小于10°，与实测风基本吻合。对于风速的反演，两种方法反演的风速，均比实测风速小，双雷达反演的风速与实况误差小于单雷达反演的风速。可见，两种方法对当天的风向均能做出较好的反演，风速虽然比实测风小，但不影响对小尺度环流定性的分析，定量分析可能会低于实际情况。

由图1可见，章丘位于双雷达的有效反演区域内，宁阳处于双雷达的有效反演区域外。由于双雷达反演风速的精度优于单雷达，所以对于造成章丘大风的弓形回波与单体合并，采用双雷达反演风场，而对于造成宁阳大风的单体之间合并，则采用齐河单雷达反演风场。

2 大气环境条件

2012年8月18日08时500 hPa副高较强，588 dagpm线呈带状，控制着鲁南、河南省和湖北省以南地区，从内蒙古东北部、内蒙古中部、河套地区到四川省为高空槽区，山东省受槽前西南气流控制（图2a）。700 hPa与850 hPa中支槽比500 hPa略偏东（图略），850 hPa河北省东部、辽宁省西部和山东省受18 ℃的暖温度脊控制。下午，高空槽东移。受其影响，在河北、山东境内产生对流风暴，并发展成飑线。地面加密区域自动站数据表明，18时在鲁中的北部和鲁中到鲁西南地区分别有一条纬向和经向辐合线（图2b），飑线主体位于经向辐合线附近。19时辐合线东移，章丘和宁阳均处于地面辐合线上。

由08时章丘站的T-lnP（图2c）及对流参数（表2）可见，大气层结为上干下湿型，850 hPa比湿高达14.31 g·kg-1，719 hPa和485 hPa分别有一个干层，719 hPa以下为位势不稳定大气层结。CAPE值为626.6 J·kg-1，DCAPE值为330.2 J·kg-1，抬升凝结高度979.5 hPa，CIN只有9.6 J·kg-1。用11时章丘站的气温和露点进行订正后（王秀明等，2014），CAPE和CIN分别为1948 J·kg-1和0 J·kg-1。由表2可见，沙氏指数、抬升指数、K指数、强天气威胁指数均表明当天的环境条件非常有利于发生强对流天气（刘健文等，2011）。同时也看到，基于章丘探空站的0～6 km垂直风切变为19.83 m·s-1，接近强垂直风切变，0～1 km垂直风切变为5.63 m·s-1，为中等强度（俞小鼎，2011）。分析齐河雷达站的VWP产品发现，15：01基于雷达VWP的0～6 km深层垂直风切变高达26.0 m·s-1，0～1 km低层垂直风切变为11.75 m·s-1，远远大于基于探空资料计算的垂直风切变。

综上所述，当天大气处于极不稳定状态，抬升凝结高度较低，不稳定能量较高，无对流抑制能量，只要稍有点抬升力，即可觸发对流。对流层低层水汽充沛，中层为干层，上干下湿的垂直结构有利于大气不稳定度的增加。中层的干侵入有利于雷暴大风的出现（俞小鼎等，2012），强的垂直风切变有利于对流风暴有组织的发展加强（俞小鼎等，2006）。

3 传播运动

对于一个中β尺度对流系统，其雷达回波的移动向量是平流和传播的合成（俞小鼎等，2012）。平流是指中尺度对流系统（Mesoscale Convective System，MCS）中任何单体基本上沿着风暴承载层的平均风移动;传播是指MCS的某一侧不断有新的对流单体生成导致的回波移动。侯淑梅等（2018a）的分析发现，此次飑线在移动过程中既有单体与单体的合并，也有弓形回波与单体的合并。无论哪种合并，雷达回波之间的距离较近，处于同一天气尺度背景场中，可以粗略地认为对流风暴所受的引导气流是相同的，平流运动的差异较小，造成对流风暴合并的原因可能是雷暴的传播运动造成的。雷暴的传播与雷暴新生和发展有关，因此本节着重从影响雷暴新生的因子入手，分析传播运动与对流风暴合并的关系。

3.1 地面冷池前沿阵风锋

3.1.1 弓形回波与对流单体合并

从地面加密自动站风场演变来看，18：20飑线后侧下沉气流产生的阵风锋呈东北西南向位于飑线前沿（图3a），称其为经向阵风锋;飑线头部降水产生的阵风锋呈准东西向位于博山到章丘南部，称其为纬向阵风锋，二者在济南和章丘之间相交。经向阵风锋后侧的西北风较强，极大风速高达16～18 m·s-1，前部为西南—东南风入流，极大风速高达8～12 m·s-1，在二条阵风锋相交处辐合最大。飑线中部的西北风已穿过飑线到达飑线东侧，说明阵风锋后冷空气的移速快于飑线，并与飑线前侧的暖湿入流辐合，产生新的单体，单体E位于飑线东侧纬向阵风锋附近。

从同时刻双雷达的反演风场可见（图3c），2 km高度的风场分布特征与地面相似，飑线中部较强的西北风已穿过飑线伸到飑线东侧，与飑线东侧的西南风形成辐合。飑线与单体E之间的弱回波区刚好处于西北风与西南风的辐合线上，辐合抬升导致该处回波处于发展趋势。3 km高度飑线西侧为偏西风，飑线南部和东侧为西南风。综合地面10 m、低层2 km和中层3 km高度的风场结构可知，飑线强降水拖曳和蒸发导致强烈的下沉运动，产生地面冷池前沿阵风锋，冷池与阵风锋向上伸展高度达2 km。冷池前沿阵风锋穿越飑线伸到飑线东侧，与阵风锋东侧暖湿空气交绥，触发产生了对流单体E。单体E与飑线之间为辐合上升区，促使飑线向东传播。18：40在经向阵风锋与纬向阵风锋交绥处章丘附近形成一个小尺度涡旋环流（图3b），飑线的北段向东弯曲演变为弓形回波并与单体E合并。地面涡旋增强了上升运动，致使合并后的弓形回波强度增强。此时2 km和3 km高度（图3d）弓形回波与单体E之间为西北风与西南风的槽区，二者之间的回波已达到40 dBz，强度比18：20明显增强，并且仍然处于发展阶段，强度将继续增强，预示着二者将逐渐趋于完全合并。

综上所述，地面冷池前沿形成较强的阵风锋，向上伸展高度达2 km。飑线北段阵风锋穿越飑线与其前侧的偏南风形成辐合，导致飑线不断向前传播，逐渐演变为弓形回波，在强烈的后侧入流处断裂，并与其前侧的单体E合并。

3.1.2 单体与单体合并

从地面加密自动站风场演变可见，18：10（图4a），经向阵风锋后部的极大风速为西北风4～12 m·s-1，个别部位的西北风已经扩散到飑线的前部，飑线前部的东南风风速小于4 m·s-1，在阵风锋附近形成多个小尺度的涡旋环流。在飑线尾部阵风锋东侧的东南风区域内生成多块对流单体，单体A和单体B是临近飑线的两个单体。从同时刻单雷达反演1～3 km风场发现（图略），飑线的尾部各层均处于南到西南风的水汽输送通道内，源源不断的水汽向飑线输送，有利于飑线后向传播（侯淑梅等，2018b），在地面辐合线附近不断产生新的对流单体。

18：40（图4b）单体B与单体A之间生成单体C，并且三个单体合并在一起，形成一条新的带状回波与飑线连接在一起。同时，单体B的西南又有新的单体生成，范围扩大，强度增强。

可见，飑线的尾部处于水汽输送通道内，水汽充沛，冷池前沿阵风锋锋后西北风较大，在锋区前沿产生较强的辐合抬升，不断产生对流单体并逐渐合并增强，导致飑线向西南方向传播，即后向传播。

3.2 垂直运动

上文通过地面加密自动站资料定性分析了地面冷池前沿阵风锋与飑线传播运动的关系，下面将从飑线内部的垂直结构进一步分析飑线传播过程中垂直运动的特征及其与对流风暴合并的关系。

3.2.1 弓形回波与对流单体合并

沿着弓形回波和单体E的强回波中心做纬向剖面，根据雷达反演风场分析二者内部的垂直结构。18：18（图5a），弓形回波内部有两个强中心，呈现典型的前部上升后部下沉的经典垂直环流，前部强回波中心高度比后部高，正处于发展趋势。低层辐合中心位于前部2～3 km高度，中心散度为-20×10-4 s-1，形成强烈的上升气流直达对流层顶，到高空辐散形成下沉气流。飑线后部强回波中心高度为1.5～2.5 km，强回波中心高度下降产生下沉运动，在3 km高度以下形成辐散中心，并在地面形成冷池前沿阵风锋（图3a）。单体E西侧（靠近弓形回波一侧）上层为下沉运动，东侧为辐合上升区，因此单体E随高度向远离弓形回波一侧倾斜发展，为前向传播。单体E内部以及单体与弓形回波之间的区域垂直运动较弱。随着弓形回波的发展，18：30（图5b），弓形回波后部下沉运动更加旺盛，下沉区的垂直厚度增加，在5 km以下形成一个-10×10-4 s-1的辐散中心。强烈的下沉气流一方面阻断了弓形回波南部暖湿空气入流，导致弓形回波与飑线断裂，另一方面冷出流与飑线前部暖湿空气辐合，造成飑线前部的上升气流增强，飑线与单体E之间的区域5 km高度以下已转为弱的上升运动区，说明该区域回波将呈发展趋势，弓形回波将加速向前传播。此时，飑线内部最大上升速度为8 m·s-1，40 dBz回波的上升速度为4～6 m·s-1（图5c），远远大于单体E内部的上升速度。18：42（图5d），弓形回波与单体E的强回波中心完全合并，中心强度增强到50 dBz，垂直环流合二为一，最大上升速度为12 m·s-1，40 dBz回波的上升速度为9 m·s-1，上升运动明显比合并前增强。这与杨军等（2017）在研究太行山对强对流的影响时发现，太行山西侧对流单体在山顶与东侧山坡对流单体在中空合并后上升速度由开始合并时的2.4 m·s-1（西侧单体）和1.5 m·s-1（东侧单体）增强到7.1 m·s-1的结论一致。

由图5可见，弓形回波与单体E的反射率因子大于30 dBz的回波高度均位于8 km以下，分析二者合并过程中3～8 km之间的水平风速的演变（表3）发现，弓形回波与单体E在合并过程中，二者的风速均有不同程度的增大。从18：18到18：30，弓形回波内部3～8 km高度内每层的风速均增大了2 m·s-1，到18：36，5～6 km的风速继续上升了2 m·s-1，直到18：42完全合并后，3 km、7～8 km的风速又增大了2 m·s-1，整个合并过程中各层风速均增大了4 m·s-1左右。无独有偶，单体E在合并过程中，4～6 km高度内的风速从18：24开始增大，至18：30继续增大，直到二者完全合并风速达到最大。根据流体力学的柏努力方程“密度×速度=常数”的原理（易笑园等，2012），风速增大必然导致气柱内空气密度降低、气压减小，二者合并后形成水平尺度10 km左右的低气压柱（以图5d中40 dBz以上回波柱的范围粗略地估计）。

对于水平尺度小的气旋性涡旋，根据旋衡风原理，气压梯度力与惯性离心力平衡。由于低气压柱内气压降低，导致气压梯度力增大。为满足旋衡风平衡，惯性离心力必然增大，因此风速继续增大或半径减小，形成尺度更小、气压更低的低气压柱。同时，由图5d还可见，合并后的弓形回波两侧形成强烈的下沉区，下沉气流到达地面后，必然向低气压柱内辐合，促使上升运动继续增强。因此，该低气压柱内无论是水平风速还是垂直上升速度均不断上升，且半径逐渐减小，在低气压柱内形成强烈旋转的上升气流。地面加密自动站资料（图3b）显示，在章丘附近形成一个小尺度涡旋环流。

综上所述，飑线垂直结构的分析结果与3.1节水平结构的分析结论一致，弓形回波后部下沉气流形成地面冷池前沿阵风锋与其东侧的暖湿空气产生辐合，促使弓形回波前部上升运动增强，因此弓形回波向东移动的同时向东传播。弓形回波与单体E均为前向传播，但弓形回波的传播速度大于单体E，最终与单体E合并。二者强回波中心合并过程中，水平风速和垂直上升速度均明显增大，导致气压降低，并促使风速继续增大，尺度减小，最终形成一个小尺度的、强烈旋转的低气压柱，造成章丘大风。当然，上述分析只能定性地说明这种演变趋势，实际情况远比上述分析复杂得多。

3.2.2 单体与单体合并

沿着35.74°N经过单体A与飑线尾部中心D做纬向垂直剖面，18：30（图6a）中心D的结构与弓形回波相似，是典型的前部上升后部下沉的垂直结构，所不同的是其前部的上升区一直伸到单体A内部，而且二者的低层辐合区也连接在一起。也就是说，单体A与中心D处于同一个垂直环流圈，这与第3.2.1节弓形回波与单体E分别具有独立的垂直环流不同。同时还发现，单体A与中心D均为低层辐合、高层辐散的垂直结构，且单体A内的辐合层向上伸展高度高于中心D，上升速度也大于中心D，说明二者虽然都处于发展趋势，但单体A的发展程度大于中心D。单体A靠近中心D一側是低层辐合高层辐散的上升运动区，远离中心D一侧为相反结构的下沉运动区，说明单体A主要向中心D一侧发展。同理，中心D也向靠近单体A一侧发展，即二者之间的区域为对流风暴发展加强区，导致二者逐渐趋于合并。

18：36（图6b），单体A内低层的辐合区向西向上发展，上升运动明显增强，单体A向西发展，在3 km高度处30 dBz回波与中心D合并，形成云桥。中心D的强度也增长到45 dBz，但范围较小。18：48（图略），单体A内强烈的上升运动使其强度和范围远远大于中心D，二者之间35 dBz回波已完全合并。中心D内部的上升运动明显减弱，其强度和范围明显减小，其强回波中心与单体A的距离明显减小，直到18：53，中心D并入单体A二者完全合并为一体。

由此可见，飑线尾部对流单体与飑线距离较近，二者处于同一个垂直环流圏。下游对流单体的传播方向与平流方向相反，在3 km高度产生云桥，最终与上游单体整层合并。事实上，在飑线尾部，对流单体之间以及单体与飑线之间发生了多次合并，强度持续增强，最终造成宁阳大风。

4 结论与讨论

通过分析高时空分辨率的雷达反演风场和地面加密自动站资料发现，强烈的不稳定大气层结、强的垂直风切变和中层干侵入是飑线发生发展的有利环境条件。雷暴的传播运动在对流风暴合并过程中起著重要作用。

1）飑线后部下沉气流形成地面冷池前沿阵风锋，垂直厚度高达2 km。飑线北段阵风锋穿越飑线与其前侧的偏南风形成辐合，促使前部上升运动增强，因此飑线向东移动的同时向东传播（前向传播），逐渐演变为弓形回波，在强烈的后侧入流处断裂。

2）弓形回波与单体E分别具有独立的垂直环流，二者均为前向传播，但位于上游的弓形回波传播速度快，二者最终合并，垂直环流合二为一。

3）弓形回波与单体E合并过程中，水平风速和垂直上升速度均明显增大，导致气压降低，外界向内的气压梯度力增大，并促使风速继续增大，尺度减小，最终形成一个小尺度的、强烈旋转的低气压柱，造成章丘大风。4）飑线尾部处于南到西南风的水汽通道内，水汽充沛，阵风锋辐合造成飑线前侧的暖湿空气抬升，不断产生新的对流单体并逐渐合并增强，导致飑线向西南方向传播（后向传播）。5）飑线尾部对流单体与飑线距离较近，二者处于同一个垂直环流圏。位于下游的对流单体传播方向与平流方向相反，在3 km高度产生云桥，最终与上游单体整层合并。事实上，在飑线尾部，对流单体之间以及单体与飑线之间发生了多次合并，强度持续增强，最终造成宁阳大风。

通过分析发现，雷暴的传播运动在对流风暴合并过程中起着非常重要的作用，合并是由雷暴的传播运动造成的（侯淑梅等，2020）。但是影响雷暴传播运动的因素非常复杂，除了热力、动力和水汽等环境条件（章翠红等，2018;赵宇等，2018）会影响雷暴的传播，地形（连钰等，2017;杨军等，2017）、垂直风切变（郑淋淋和孙建华，2016;陈耀登等，2017;王雪等，2019）和不稳定（丁治英等，2019）等条件均对雷暴的传播运动均有较大影响。因此要弄清楚雷暴的生消演变，还需要进一步深入研究不同天气条件下，雷暴是如何传播的。

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Effect of propagation moving on the convective storm mergence process

HOU Shumei1，2，MIN Jinzhong2，WANG Gaili3，LYU Bo4，WANG Jun5，SUN

Jing1，JING Anhua6

1Shandong Meteorological Observatory，Jinan 250031，China;

2Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，China;

3State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorological

Sciences，Beijing 100081，China;

4Liaocheng Meteorological Bureau，Liaocheng 252060，China;

5Shandong Weather Modification Office，Jinan 250031，China;

6Heze Meteorological Bureau，Heze 274000，China

There have previously been many mergences during the squall line formation process，after which its intensity enhanced and caused 9-and 10-scale thunderstorm gales in Zhangqiu and Ningyang in Shandong Province in the afternoon of 18 August 2012.Based on the retrieved wind from Doppler weather radar and automatic weather station（AWS） data，this paper analyzes the effect of propagation moving on the convective storm mergence during the squall line developmental process.The results show the following：1）The gust front prior to the surface cold pool was intensive，its vertical thickness reached up to 2 km，under its influence the squall propagated eastward while moving eastward（forward propagation），and the north of squall line changed to bow echo.2）The bow echo and cell E both possessed independent vertical circulations，and all propagated forward.The propagation velocity of the squall line located upstream was faster than that of the cell E，thus they emerged in the end and their vertical circulation combined.3）During the mergence process，the horizontal and upward wind speed were all significantly increased，and the pressure in the air column was reduced.Under the influence of pressure gradient force，a small scale low pressure column with strong rotating updrafts was formed，after which thunderstorm gales were produced in Zhangqiu.4）Due to the fact that there was abundant vapor present in the end of the squall line，the warm and moist air were lifted by the gust front，so that new cells were produced continually and their strength increased in the case of mergence，resulting in the squall line propagating southwestward（back propagation）.5）The downstream convective cells propagated in the opposite direction of the advection direction，generating a cloud bridge at a height of 3 km，and eventually merged with the upstream cells.The convective storms at the tail of the squall line merged several times，and the strength continued increasing，thereby causing the Ningyang thunderstorm gales.

propagation moving;mergence;gust front;squall line;wind field retrieval

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20180416002

（责任编辑：袁东敏）