2019, Vol. 38 
2. 中尺度灾害性天气教育部重点实验室 南京大学大气科学学院, 南京 210093;
3. 中国民用航空华东地区空中交通管理局气象中心, 上海 200335
2. Key Laboratory for Mesoscale Severe Weather/MOE and School of Atmospheric Science, Nanjing University, Nanjing 210093;
3. Meteorological Center of East China Air Traffic Management Bureau CAAC, Shanghai 200335
中尺度对流系统生命期较长，内部对流常发展成线状结构的系统被称作准线状对流系统(以下简称QLCS)。国外许多专家探讨了QLCS的结构类型。Bluestein等(1985)按照雷达回波形态和发展，将QLCSs分为不连续线发展类(BL)、后部新生类(BB)、不连续发展区类(BA)和隐含对流云区发展类(EA)。Paker和Johnson (2000)将具有层云的QLCSs分为拖曳层状型(TS)、先导层状型(LS)和平行层状型(PS)，TS和LS具有较强的垂直线走向的垂直风切变，而PS具有明显的沿线方向垂直风切变。Gallus等(2008)将美国中北部地区QLCSs分为五种：LS、TS、PS、弓形回波(BE)和没有层云降水的线状对流系统(NS)，对QLCSs的精细结构及其动力、物理机制也相继进一步揭示。Chong等(1987)、Fankhauser等(1992)、Wang等(1990)分别应用Gal-Chen (1978)、Roux (1985)和Roux等(1993)提出的双多普勒雷达风场和热力学反演方法，揭示了低中纬度快速移动飑线的三维风场结构和热力结构。Roux (1988)通过垂直动量方程诊断发现，飑线前缘低层动力高压产生的垂直气压梯度力是对流前缘暖湿气流初始上升的强迫机制。Lemone (1984)、Lafore等(1988)计算动量收支结果表明，垂直于系统的水平动量是系统维持的主要机制，它的垂直输送产生的逆梯度效应，迫使垂直于线状对流的风切变加大。Rotunno等(1988)通过数值模拟指出，低层垂直于飑线的风切变和对流降水促发的冷池的交互作用对飑线发展、维持起决定作用。
国内专家丁一汇等(1982)、陈泰然等(1996)利用观测资料，研究我国飑线发生的天气背景、触发条件等。随着我国CINRAD雷达和地面自动站观测网的完善，以及科学试验(Zhang et al., 2011；Luo et al., 2017)的开展，我国南方一些典型QLCSs的中尺度特征被逐渐揭示。Meng等(2013)利用2008和2009年雷达拼图资料，统计分析我国东部飑线的特征及环境背景场，发现BB型发生频率最高，与北美一致，但EA型频率远高于北美。刘淑媛等(2007)利用雷达资料对发生在香港的一次特大暴雨中的QLCS结构进行研究，分析其三维流场和水平散度结构。Meng等(2012)进一步通过数值模式，研究了此次飑线中的弓状结构和后向入流演变特征，揭示低层局地冷池增强驱动的低层后向入流是其弓状结构发展的主要原因。
华南前汛期期间，频繁发生的大范围强对流天气极易造成巨大经济损失。周秀骥(2003)、倪允琪等(2006)、李雪松等(2010)等研究认为，多尺度天气系统的相互作用是引发华南暴雨的重要原因，在有利的大环境背景下，中尺度对流系统常引起暴雨发生。为提高对华南暴雨形成机制、热动力条件的认识，潘玉洁等(2012)利用双多普勒雷达对华南一次TS型飑线的热动力结构进行分析，揭示其气流特征与经典的中纬度飑线结构均呈准二维结构，系统前部从前往后气流和系统后部低层从后向前的两支气流，在系统前缘低层辐合，形成动力高压，不断触发产生新对流单体，是系统长时间维持的主要机制。Luo等(2017)研究SCMREX期间广东地区极端降水的一次QLCS的触发和维持机制，揭示地形、近地面风与降水冷池相互作用，使得对流后向建立形成对流单体回波列车效应。郭弘等(2014)、叶朗朗等(2016)也先后利用雷达资料，对华南的三次飑线进行了分析，揭示三次飑线结构均与经典的TS飑线相似，但细节存在显著差异，例如其中两条飑线均呈弓形，但一条无中层涡旋对，且雷暴高压也不明显。
同国外研究相比，我国对于QLCSs的研究刚起步，仍缺乏对我国华南暴雨内EA型QLCSs三维风场、动力和热力结构的定量分析，对其发展和演变的动力机制尚未有深入了解。在2008年的SCHeREX试验期间，华南地区在6月5—7日产生一次暴雨过程，期间有多个QLCSs发展，均属于EA型。其中一个QLCS，在6日10:30—12:00 (北京时，下同)期间，进入由广州、深圳CINRAD/SA雷达组成的双雷达风场反演的最佳区域，为研究维持机制和三维风场结构提供有利条件。本文利用热力-动力反演法和双多普勒雷达风场反演，定量分析此QLCS内部的三维风场、热动力场，并通过动量诊断，研究维持机制。
1 资料与方法 1.1 资料说明研究2007—2008年华南暴雨试验中的2008年6月6日产生暴雨的线状对流，环境背景场分析资料采用了NCEP的分辨率1°×1° GFS再分析资料，其他资料包括常规地面观测、6 h一次加密探空资料和10 min一次自动气象站观测资料以及广东省CINRAD/SA雷达基数据(Level-II)资料(图 1)。除韶关、梅州和汕头外，本文使用了广州、深圳、阳江3部CINRAD/SA雷达资料，图 1中实心圆为230 km雷达探测半径，研究线状对流雷达回波主要位于双多普勒雷达风场分析最有利区域的虚线圆(两虚线相交的椭圆形区域不利于双雷达合成)。雷达每6 min完成一次体扫，包括9个仰角(0.5°、1.5°、2.4°、3.3°、4.3°、6.0°、9.9°、14.6°、19.5°)。广州雷达高180.3 m，深圳雷达高149.4 m，两雷达相距84 km。
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图 1 2007—2008年华南暴雨试验期间广东6部多普勒雷达分布图 虚线圆为双多普勒雷达合成最佳区域; 两虚线相交的椭圆形区域为基线区域, 不宜双多普勒雷达合成; 实心圆表示230 km雷达探测半径; 阴影表示地形 Fig. 1 Distributionmap of the six Dual-Dopplerradars in Guangdong during the Southern China rainstorm experiment The dotted circle is the best area for dual-Doppler radar analysis. The ellipse area where the two dotted lines intersect is the baseline area, where is unfavorable for composite analysis. The solid circle represents the 230 km observation radius. The shading represents terrain |
本文对雷达资料进行去除噪声点、地物回波、二次回波和多普勒速度退模糊的预处理(赵坤等，2007)，并插值到笛卡尔坐标系。数据插值采用Cressman距离权重法。风场反演方法采用Ray等提出的直角坐标分析方法(赵坤等，2007)。为判断系统相对运动，参考过去常用的方法(Meng et al., 2012)，在双多普勒雷达反演的水平风场中减去依据2 km等高面上30 dBz强度的线状对流回波前缘的时间变化所估测的系统移动速度。
三维风场得到后，继而用动力-热力反演法(Roux et al., 1993)得到三维气压和位温扰动，其中热源的变化主要依据计算液态含水量获取(潘玉洁等，2012)。在动力-热力反演方法中，基于反演结果，计算动量检查值(Er)判定反演动力和热力场的可靠性(Gal-Chen，1978)。通常Er小于1，认为扰动场是合理的；Er小于0.5，认为反演结果较好。
2 个例概述 2.1 天气环境分析华南在2008年6月5—7日出现一次暴雨天气过程，主要影响广东、广西以及港澳地区，其中6日的降水范围最大、强度最强。图 2为2008年6月5日20:00—6日20:00 (北京时，下同)广东省降水量分布，分析可知，沿海市县普降100 mm以上大暴雨，其中阳江、江门和珠海出现超过250 mm的特大暴雨，阳江市阳东县最大日降水量达512 mm。
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图 2 2008年6月5日20:00—6日20:00广东省降水量分布(单位:mm) Fig. 2 Precipitation (unit: mm) distribution in Guangdong province from 20:00 BT 5 June to 20:00 BT 6 June 2008. |
图 3给出2008年6月6日08:00和14:00的850 hPa和500 hPa高度场、风场和大气可降水量。分析可知，6日08:00 850 hPa (图 3a)广西南部(110°E，22°N)存在一个低涡，其南侧的西南急流(最大风速约16 m·s-1)将海洋上的暖湿空气向广东沿海输送，并与副热带高压西侧的偏南气流在广东中西部沿海地区汇合，形成了大范围辐合带。与低涡对应的500 hPa (图 3b)存在一支低压槽，槽前西南急流更强，广东南部沿海地区可降水量最大值超过65 kg·m-2，为降水提供充沛的水汽条件。6 h以后(图 3c、d)，500 hPa高空槽东移，带动低层850 hPa的低涡东移至广东南部(111°E，22°N)，广东沿海地区已受西南急流控制，且维持高的可降水量。综上所述，此次过程发生具备很好的动力条件和水汽条件。
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图 3 2008年6月6日08:00 (a、b)、14:00 (c、d) 850 hPa (a、c)和500 hPa (b、d)位势高度场(实线, 单位:gpm)、风场(箭头矢量)以及大气可降水量(填色表示单位面积的大气可降水量, 单位: kg·m-2, 仅显示大于等于50 kg·m-2) Fig. 3 Geopotential height (solid line, unit:gpm), wind environment (arrow vector) and atmospheric precipitation at (a, c) 850 hPa and (b, d) 500 hPa at (a, b) 08:00 BT and (c, d) 14:00 BT on 6 June 2008 (Shadow represents the atmospheric environment precipitation per unit area, unit:kg·m-2. The figure shows precipitation higher than 50 kg·m-2). |
图 4给出2008年6月6日00:00—7日00:00用VAD方法反演的阳江雷达风廓线高度-时间图。分析可知，低涡约在06:00开始经过阳江，过境之前低层(2 km以下)环境风为东南偏南风，中高层为西南风，近地面至中层(4 km)风向随高度增加且呈明显顺转，表明低涡前侧的环境中低层具有暖平流。低涡过境期间，低层风场由东南风转变为低涡南侧的西南风，且1—3 km存在明显的低空急流(风速大于等于12 m·s-1)，这与图 3再分析场的结果一致，风场在低层也存在明显顺转。大约6 h后(14:00)低涡过境，此时阳江站的风场在6 km以下基本为西南风控制，风速减弱。深圳(图略)雷达站的垂直风廓线显示，低涡约在13:00到达，在其过境期间，风场变化和阳江类似，低层风向由东南偏南风转为西南偏南风，且低层存在显著的急流。
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图 4 2008年6月6日00:00—7日00:00用VAD方法反演的阳江雷达风廓线高度-时间图 (填色表示风速值大小, 单位:m·s-1; 箭头表示风速矢量; 虚直线表示低压槽过境时间) Fig. 4 The height-time map of wind profile by VAD inversion method from Yangjiang radar from 00:00 BT 6 June to 00:00 BT 7 June 2008 Shading indicates wind speed value, unit:m·s-1. Arrow indicates wind speed vector. Dashed line indicates passage time of low pressure trough |
本文依托广东CINRAD/SA雷达拼图探讨此次QLCS的移动和演变特征。
图 5给出2008年6月6日09:00—14:00华南雷达组合反射率拼图。分析可知，6月6日09:00 (图 5a)，华南沿海已产生大面积降水回波。其中，在阳江南部海面上的层云降水中，有多个对流单体生成后向下游移动，这些对流单体不断增强，并于10:00 (图 5b)组织成西南-东北走向的QLCS。该QLCS随之以10 m·s-1速度向东北方向下游移动，加强发展，11:00 (图 5c)进入成熟阶段，该回波呈弓状，最强回波(超过45 dBz)位于系统中部，此时QLCS呈南北向，且北部已进入到双多普勒雷达合成区。之后QLCS仍向东北方向移动，与此同时，系统南侧海面上不断新的对流单体生成，北部的对流发展加强成气旋性弯曲的形态。至12:00 (图 5d)，系统北部发展成显著的逗点状结构。之后，系统逐渐减弱，并移出双雷达风场合成区域(图 5e、f)。
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图 5 2008年6月6日09:00—14:00 (a-f)不同时次的华南多普勒天气雷达合成反射率拼图 单位:dBz, 三角形表示广州和深圳雷达位置, 方框表示双多勒雷达合成区域 Fig. 5 Weather radar reflectivity mosaic images of Southern China Doppler network at different times from 09:00 BT to 14:00 BT on 6 June 2008 unit:dBz. Triangles indicate positions of Guangzhou radar and Shenzhen radar, and rectangle box indicates analysis region of dual-Doppler radars |
斗门地面观测站(113.3°E，22.2°N)位于双雷达合成区内，且强回波带经过测站。图 6给出2008年6月6日08:00—14:50斗门站气象要素时间序列，分析可知，QLCS约在11:00经过斗门站，过境时气压升高约1 hPa，风向由东南风转变为西北风，风速在3 m·s-1左右稍有波动，在此期间，温度和露点的变化均相当小(小于0.5 ℃)，且两者差值很小(小于0.5 ℃)，这表明QLCS所处的环境水汽接近饱和。这样的潮湿环境可能与6日之前连续的降雨过程有关。地面降水显示，在对流系统过境时产生降水高极值区，由QLCS的强对流降水引起。在12:00系统过境后，地面降水减弱，风向又转为东南风。综合地面观测特征，QLCS过境时地面站出现气压升高、风向突变、降水增强的现象，但是地面未出现明显的降温，表明系统并没有产生明显的地面冷池。配合温度和露点来看，两者在整个系统过境期间均差异很小，表明地面的环境非常潮湿。香港探空显示(图 7)，在抬升凝结高度以下的空气也接近饱和，会减少云下蒸发冷却造成的降温，这可能是地面未产生明显冷池的主要原因。
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图 6 2008年6月6日08:00—14:50斗门站温度(单位:℃)、露点温度(单位:℃)和气压(单位:hPa) (a), 风(b, 单位:m·s-1)以及降水量(c, 单位:mm)的时间序列图 Fig. 6 Time series map of (a) temperature (unit:℃), dew point (unit:℃) and pressure (unit:hPa), (b) wind (unit:m·s-1) and (c) precipitation (unit:mm) from Doumen station from 08:00 BT to 14:50 BT on 6 June 2008. |
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图 7 2008年6月6日08:00香港探空的T-logp (a)图和风径图(b, 风向单位:°) Fig. 7 (a) T-logp map and (b) wind track map (wind direction, unit: °) from Hongkong sounding at 08:00 BT 6 June 2008. |
依据雷达回波资料，QLCS约在13:00影响香港，从08:00时香港探空(图 7)可知，CAPE值大致为662.8 m·s-2，表明大气环境背景场的不稳定度较弱，云下层(SCL)厚度约450 m，抬升凝结高度在201 m左右，自由对流高度约1 076 m，5 km以下的温度露点差低于2℃(图 7a)。综上分析表明，大气层结逐渐趋于中性，也可能是因为当时香港探空站已处在大范围层云降水中。0—3 km和0—5 km垂直风切变分别是17 m·s-1和14 m·s-1 (图 7b)，为中等强度风切变(Weisman et al., 1988)。
3 线状对流三维结构 3.1 水平风场结构QLCS在10:30左右进入双多普勒雷达观测区(图 5)，12:00离开观测区，因此选取10:30—12:00时段每30 min一次的双多普勒雷达观测资料，分析其内部的风场结构变化。
图 8给出2008年6月6日10:30—12:00每30 min双多普勒雷达反演的1.5 km高度的对流系统相对风场与雷达回波率因子及垂直涡度场与垂直速度场，且是扣除系统运动速度系统相对运动速度场。设定东西方向为X轴方向，以东为正；南北方向为Y轴方向，以北为正；垂直方向为Z轴方向，向上为正；并设定广州雷达位置为三维坐标原点，坐标为(0，0，0)。下文中出现X，Y，Z坐标均遵循此设定。分析图 8可知，此阶段线状对流系统向东北方向移动，这四个时刻的回波和风场水平结构比较相似。系统的回波结构由南向北存在明显的气旋式弯曲，由多个对流单体组成。在线状对流系统的两侧风向明显不同，其前、后侧分别为偏南风和西风，两者在对流系统内辐合，对应上升运动带。配合探空和地面站点(图 6、7)的分析可知，辐合线前、后两侧的气流均较暖湿，且强度较强，风速最大值均超过18 m·s-1。此外系统前侧的气流也存在明显的风向逆转，由偏南风转为偏东风。在曲率最大的位置，存在一个明显的气旋式涡旋，对应正的涡度中心。10:30 (图 8a、e)，QLCS北侧对流较弱，南侧回波较强，最大值约50 dBz，北侧的对流最大上升速度约2 m·s-1，对应的涡旋强度为2.5×10-4 s-1。此时涡度中心和垂直上升速度中心位置几乎重叠，有利于涡旋向上发展。11:00 (图 8b、f)，系统北侧的对流逐渐增强，沿辐合线发展，组织形成三个主要的强回波区，由北向南排列，分别为C1、C2和C3(图 8a)。其中C1位于辐合线北侧涡旋位置，C3对应的上升速度最大，超过3 m·s-1。11:30 (图 8c、g) C1持续增强，对应的强回波(>45 dBz)面积增大，其伴随的涡旋也有增强的趋势，涡旋南侧的C2也显著增强，而C3则逐渐减弱。此时，QLCS内正涡度区已逐渐发展成一带状结构，和低层辐合区、垂直上升运动带相对应。至12:00 (图 8d、h) C3逐渐减弱、消散，垂直上升运动速度小于2 m·s-1，C1最强回波增至约50 dBz，且对应的垂直速度增大至约4 m·s-1。同时，C1处对应的涡旋也持续增强，伴随涡旋增强，C2的强回波区增大且最大垂直速度为3 m·s-1。值得注意的是，涡旋南侧对流增强的现象，暗示两者间存在某种物理联系。
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图 8 2008年6月6日10:30 (a, e)、11:00 (b, f)、11:30 (c, g)、12:00 (d, h)双多普勒雷达反演的1.5 km高度对流系统相对风场(单位:m·s-1)与雷达回波反射率因子(填色, 单位:dBz) (a—d, 虚线表征辐合线位置)及垂直涡度场和垂直速度场(e—h, 填色代表涡度, 单位:10-4s-1; 实线代表垂直速度, 单位:m·s-1) (坐标设定东西方向为X轴方向, 以东为正; 南北方向为Y轴方向, 以北为正; 垂直方向为Z轴方向, 向上为正; 并设定广州雷达位置为三维坐标原点, 坐标为(0, 0, 0), 下同)。 Fig. 8 Relative wind field (unit: m·s-1) of the convective system and radar reflectivity factor (dBz) at 1.5 km height (a-d, dotted line represents the position of convergence line), and vertical vorticity and vertical velocity field (e-h, shadow represents vorticity in 10-4s-1, and solid line represents velocity in m·s-1) by dual-Doppler radar analysis at (a, e) 10:30, (b, f) 11:00, (c, g) 11:30, and (d, h) 12:00 on 6 June 2008. (X-axis is defined along west-east with positive to the east. Y-axis is defined along north-south with positive to the north. Z-axis is defined in the vertical with positive upward. The origin of the coordinate is at the location of Guangzhou radar. The same coordinate is used hereafter). |
对流系统中层(4 km)的风场(图 9a—d)显示，线状对流后侧的偏西风较低层弱，而前侧的南风已转向为西南风，这与之前探空分析一致。对流区仍为气流辐合，但由于系统的后向入流相对于对应的低层1.5 km的风速有所减小，使得4 km的系统对流区的辐合有所减弱。系统的北侧涡旋清晰可见(箭头所示位置)，且在10:30—12:00期间是增强的。此高度上降水回波的发展和1.5 km高度相似，中北部回波从开始较分散的分布形态，逐渐形成两个单一的强回波系统，且中部的强回波区在组织形成后范围增大。对应时刻4 km高度上的垂直速度和垂直涡度(图 9e—h)显示，垂直上升运动较低层强。其中，10:30系统南侧对流最大上升运动速度超过8 m·s-1，此后三时刻的最大上升运动速度也均大于6 m·s-1。与1.5 km高度上的变化相似，4 km高度主要的上升运动区和主要的正涡度区也随时间发展成明显的带状组织，且沿着辐合线分布。另外，在涡旋发展期间，其中心对应正的涡度和垂直上升运动。
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图 9 2008年6月6日10:30 (a, e)、11:00 (b, f)、11:30 (c, g)、12:00 (d, h)双多普勒雷达反演的4 km高度的对流系统相对风场(单位:m·s-1)与雷达回波反射率因子(单位:dBz) (a—d, 粗箭头表征辐合线位置)及垂直涡度场(e—h, 填色代表涡度, 单位:10-4s-1)和垂直速度场(实线代表垂直速度, 单位:m·s-1) Fig. 9 Relative wind field (unit:m·s-1) of the convective system and radar reflectivity factor (unit:dBz) at 4 km height (a-d, dotted line represents the position of convergence line), and vertical vorticity and vertical velocity field (e-h, shadow represents vorticity in 10-4s-1, and solid line represents velocity in m·s-1) by dual-Doppler radar analysis at (a, e) 10:30, (b, f) 11:00, (c, g) 11:30, and (d, h) 12:00 on 6 June 2008. |
图 8a中C1，C2和C3分别为QLCS从北至南的三个主要的强回波区(强度超过45 dBz)。设分别选取Y=-40 km、-60 km和-105 km，对强回波区作东西向的垂直剖面，分析其垂直结构。图 10给出2008年6月6日11:30在图 8c中A-B、C-D、E-F实线位置的X-Z轴垂直剖面图。分析可知，北部对流C1 (图 10a)的强回波主要位于X为45—75 km处，垂直方向超过4 km。系统前侧，2 km以下为低层入流。系统后侧，8 km以下为后向入流，入流最大值在低层2 km以下，约10 m·s-1，与低层入流在对流区内辐合上升，受高空风切变影响，到高层后气流转为从后往前。2—6 km高度处，后向入流进入对流区后出现减速，形成辐合，上升气流垂直发展，可能是因为对流区冷池和环境风切变达到平衡状态，这一点与Rotunno等(1988)研究结论一致。最大上升流(约3 m·s-1)位于6 km以上。中部对流C2 (图 10b)处在对流发展旺盛期，强回波垂直发展约至6 km。由于其位置比C1偏南，西南急流更强，所以C2后向入流更强，达到12 m·s-1，后向入流可达7 km，且后向入流最强位于2 km以下。而2 km以下的前侧入流强度略弱于C1。对流区内气流辐合厚度达到7 km，垂直发展的上升流的最强速度超过5 m·s-1，出现在6—8 km。南部对流C3 (图 10c)强回波和上升流的发展最高、强度最强，高度达6 km，最大上升速度大于5 m·s-1。其后向入流和发展也偏高、偏强，但前侧的相对入流偏小。根据图 8c可知，C3的前向入流偏弱是由于系统前侧的风向自南向北逆时针转动造成的。另外，系统北侧对流涡旋的作用致使C1前向入流偏强。
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图 10 2008年6月6日11:30沿图 8c中A-B、C-D、E-F实线位置的X-Z垂直剖面 (填色表示回波强度, 单位:dBz; 箭头矢量表示系统相对风速分量U、W合成矢量, 单位:m·s-1; 等值线表示垂直速度, 单位:m·s-1) Fig. 10 The X-Z vertical profiles along A-B, C-D, and E-F lines as shown by solid lines in Fig. 8 at 11:30 BT 6 June 2008 (Shadowindicates echo intensity, unit:dBz. Arrow vector indicates composite vector of U and W of relative velocity, unit:m·s-1. ontour line indicates vertical velocity, unit:m·s-1). |
剖面分析用以研究某个时刻某个位置对流系统内的垂直结构，却难以有效地了解对流系统的整体情况。本文利用Yuter等(1995)发展的CFADs方法，对对流系统整体垂直结构进行研究。以11:30时刻为例，对区域的散度，U、V分量和雷达反射率因子进行计算分析(图 11)。回波反射率因子CFAD (图 11a)显示，回波强度随着高度增加却快速减小，结构形态与Yuter等(1995)研究的中尺度对流系统对流区域CFAD图有差异。本文频率等值区主要出现在较狭窄区间，7 km高度以上较少有强回波，Yute(1995)研究表明，对流区域回波频率等值区分布在较宽区域，强回波在高层也分布较多。说明对流单体发展的高度较低，具有暖雨的特征。散度的CFAD显示(图 11b)，6 km以下负值占比较大，6 km以上则正值占比大，同时平均散度廓线显示6 km以下为负，6 km以上为正。这说明QLCS内有深度辐合，与前面分析相一致。U分量CFAD显示(图 11c)，中高层处于正值区，在正速度区的等频率值区面积更大，表明中高层主要受西风影响，而零值线与速度均值线在4 km高度处相交，4 km以下U为负值，表示存在前侧吹向后侧的相对入流，与前面结论(图 11a、b)一致。V分量(图 11d)在整层高度均为正值，说明整层对流系统主要受南风影响。
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图 11 2008年6月6日11:30回波反射率因子(a)、辐散度(b)、水平风场U分量(c)、V分量(d)的CFAD图 (回波统计最小区间间隔5 dBz, 辐散值统计最小区间间隔0.5×10-3s-1, U、V的统计最小区间间隔1 m·s-1) Fig. 11 CFAD of (a) echo reflectivity, (b) radial divergence, (c) U component, and (d) V component of wind field at 11:30 on 6 June 2008 (In calculating the statistics, the minimum interval of echo the is 5 dBz, minimum interval of divergence value is 0.5×10-3 s-1, and minimum intervals of U and V are 1 m·s-1). |
QLCS在11:00之后逐渐组织发展为沿辐合线分布的三个主要对流区，其中南部的对流C3在11:00之后进入消散期，而中部对流C2和北部的涡旋C1则不断发展，尤其是中部对流的强盛期更长。为进一步了解系统内的维持机制，通过Roux(1985)提出的方法进行热力和动力反演。为减少反演误差，选择离双雷达比较近的C1和C2所在区域(区域范围60 km × 60 km，位置如图 8c点划线方框)，时间为11:12—11:48。按照Roux(1985)方法计算扰动位温动量检查值和扰动气压动量检查值，结果显示(图略)反演时刻的动量检查值总体均小于0.5，因此可用于定量分析。选取11:30进行热力分析研究线状对流内部的热动力场水平和垂直结构。QLCS的对流区的C1、C2及伴随的对流涡旋均在区域中，且在此分析期间涡旋和C2均显著增强。图 12给出11:30双多普勒雷达观测的低层(1.5 km)和中层(4 km)的水平扰动气压和扰动位温分布。扰动气压(图 12a)显示，1.5 km高度在辐合线位置上表现为正的气压扰动，在系统移动后侧，也就是辐合线的西侧基本为负的气压扰动，在辐合线的左右两侧存在有明显的扰动气压梯度力，且在Y=-57 km和Y=-85 km处气压梯度最强，配合水平风场(图 8c)可知，在系统移动前沿扰动高压表现为正值，向后侧逐渐减弱。在辐合线附近的扰动气压高值区与主要辐合场位置一致，如在C2的辐合位置就存在正的扰动气压高值区，这显示低层的扰动气压分布与动力辐合相关。扰动位温(图 12b)显示，在低层基本上表现为正的位温扰动，但总体扰动温度较弱(最大0.2 K)，在系统内未发现明显的冷池。在C1和C2的垂直上升运动区均有位温扰动的局部高值区，约为0.1 K，主要体现凝结潜热释放的增暖效果，说明此时上升流具有浮力效应，但上升流内部因加热作用并不明显，浮力效应较弱。在对应系统前缘的高压区，扰动温度为正，且数值较小，表明此扰动高压不是由于静力作用造成，而是由于气流辐合的动力效应产生。扰动位温(图 12d)显示，在C2上升流中心附近仍为正的位温扰动。由于本个例中的抬升凝结高度(LCL)与自由对流高度(LFC)均较低(约200 m)且环境相当潮湿，所以上升流的空气逸入过程所造成的雨滴蒸发冷却效应比较弱，因此在云底高度以上的上升流位置具有正的扰动温度是可以预期的。
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图 12 2008年6月6日11:30双多普勒雷达反演的1.5 km (a, b)和4 km (c, d)高度的扰动气压(单位:hPa, a、c)以及扰动位温(单位:K, b、d) (实线为正值, 虚线为负值, 阴影部分表示垂直速度大于2 m·s-1的区域, 不同色块之间间隔2 m·s-1) Fig. 12 (a, c) The height disturbance pressure (unit: hPa) and (b, d) the disturbance temperature (unit:K) at (a, b) 1.5 km and (c, d) 4 km altitude retrieved by Dual-Doppler radar at 11:30 BT on 6 June 2008 (Dotted line is negative, solid line is positive, and shadow section indicates that the vertical velocity is greater than 2 m·s-1 and the interval between different colors is 2 m·s-1). |
为了解线状对流中部对流C2的垂直热力结构，图 13给出2008年6月6日11:30垂直辐合线方向的雷达反射率因子和系统相对运动风场、垂直速度、扰动气压、扰动位温的垂直剖面(剖面位置为图 8c中实线A-B所示)。分析可知，主要上升区在中低层均处于正的扰动位温和扰动高压区(图 13a)。对流前侧低层有从前向后的相对入流，后方存在深厚的从后向前气流(0—7 km)，同样也是暖湿空气(图 13a、d)。两支气流在对流前缘低层辐合，内部垂直上升，低层环境不稳定空气向上抬升，造成能量释放。由于后向入流较深厚且在对流区内减速，对流内部辐合能维持到7 km左右。部分上升气流在5 km左右，受环境垂直风切变的作用，开始反转为从后向前的出流。垂直速度剖面(图 13b)显示，上升气流主要存在于对流的强回波区域，上升流的极大值约为6 m·s-1。扰动气压(图 13c)显示，在对流低层存在正的扰动高压，这是由通过对流后缘的从后向前气流，与对流前缘从前向后的气流在辐合区相汇合的气流水平减速造成。在以往Roux(1988)研究的飑线中，对流前缘的暖湿空气能够被对流低层前缘高压造成的垂直气压梯度力强迫抬升。由于对流内辐合维持高度能达到中层以上，所以正的扰动气压值也维持到5 km以上。扰动位温(图 13d)显示，在中低层(< 5 km)由于环境相当潮湿，基本为正的位温扰动，其中高值中心处在上升流区域，但是数值较小(0.1 K左右)。在对流的中高层的负位温扰动，可能是由于未饱和的环境空气进入导致雨滴或是云滴蒸发的冷却效应造成的。从对流内上升流区看，扰动位温所显示的上升流加热作用不明显，其浮力效应很弱，因此其不是维持上升运动的主要原因。
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图 13 2008年6月6日11:30沿图 8c中实线A-B位置的(a)雷达反射率因子(单位:dBz)和系统相对运动风场(单位:m·s-1)、(b)垂直速度(单位:m·s-1)、(c)扰动气压(单位:hPa)及(d)扰动位温(单位:K)垂直剖面 Fig. 13 The vertical section of (a) radar reflectivity factor (unit:dBz) and relative motion wind field (unit:m·s-1), (b) vertical velocity (unit:m·s-1), (c) disturbance pressure (unit: hPa) and (d) perturbation temperature (unit:K) along the solid line A-B in Fig. 8c at 11:30 BT 6 June 2008. |
针对2008年6月6日发生在广东沿海的准线状对流系统，基于广州和深圳双多普勒雷达资料，配合探空、地面等观测数据，探讨了QLCS的三维结构，并利用动量诊断方法，深入分析了QLCS的维持机制，主要结论如下：
(1) QLCS形成于大范围层云降水区域，以及潮湿的环境场，较弱的CAPE及中等强度垂直风切变(0— 3 km垂直风切变16.9 m·s-1)中。QLCS发展期间，地面有明显的中β尺度辐合切变线，QLCS沿切变线组织成型。系统过境期间，露点和地面温度变化均低于0.5 ℃，即水汽接近饱和且没有明显冷池。
(2) 成熟阶段QLCS三维风场结构，正涡度区和垂直上升速度区沿切变线表现为带状分布。对流接近垂直发展，强回波区(>45 dBz)约发展至5 km，并未向系统移动前方倾斜。最大上升速度(约6 m·s-1)处在中高层，QLCS前侧低层的相对入流(2 km以下)和后侧深厚的相对入流(约在8 km)，在对流区内形成深厚的辐合。
(3) 对于QLCS热动力结构，对流区内部为扰动高压，低层到高层逐渐减小；对流内扰动位温小，上升流的浮力效应较弱；扰动高压所产生的垂直气压梯度力是对流维持的主要机制。
本文结论为2008年6月6日广东沿海的准线状对流个例所得的结论，其对于华南区域其他线状对流的代表性仍有待检验。
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