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  暴雨灾害   2019, Vol. 38 Issue (4): 346-353.  DOI: 10.3969/j.issn.1004-9045.2019.04.007

论文

DOI

10.3969/j.issn.1004-9045.2019.04.007

资助项目

广西自然科学基金项目(2018GXNSFBA281178);中国气象局预报员专项(CMAYBY2019-084);广西区气象局气象科研计划重点项目(桂气科2017Z02)

第一作者

翟丽萍, 主要从事灾害性天气预报和研究工作。E-mail:mast2535@163.com

通信作者

农孟松, 主要从事灾害性天气预报和研究工作。E-mail:nmsong1997@163.com

文章历史

收稿日期:2019-06-10
定稿日期:2019-08-25
造成临桂极端大风的超级风暴单体观测分析
翟丽萍 , 农孟松 , 梁维亮 , 赖珍权     
广西壮族自治区气象台, 南宁 530022
摘要:2019年3月21日21:13(北京时),广西桂林市临桂区国家气象观测站录到60.3 m ·s-1极端大风,打破了广西气象站建站以来的历史极值。综合利用多种观测资料对临桂极端大风的发展演变和成因进行详细分析,结果表明:(1)地面锋前暖区对流在移近临桂站时地面冷空气的适时入侵促进其发展成超级单体风暴,其产生的下击暴流击中临桂测站造成极端大风。(2)雷达回波表明该超级单体具有明显的钩状回波、中层径向辐合、近地面强辐散及反射率因子核心下降等雷达特征;风暴垂直方向流场结构表现为上面是反气旋性旋转或辐合、中间为径向速度辐合、底下为气旋性旋转。(3)中层径向辐合加强导致中气旋旋转性加大、直径减小、厚度增加,近地面层的强中气旋对下击暴流有加强作用。(4)环境条件分析表明临桂上空具有极好的产生雷暴大风的环境条件和发展成超级单体风暴的潜势。(5)极端雨强与极端大风相伴出现,表明降水拖曳作用是极端大风产生原因之一;在地形作用下冷空气大风对极端大风形成有叠加效应。
关键词极端大风    下击暴流    中气旋    冷空气    沟状回波    
Analysis of the observations for a supercell causing extreme gale in Lingui
ZHAI Liping , NONG Mengsong , LIANG Weiliang , LAI Zhenquan     
Guangxi Meteorological Observatory, Nanning 530022
Abstract: Extreme gale of 60.3 m·s-1 was recorded by the national meteorological observation station at Lingui in Guangxi at 21:13 BT 21 March 2019, breaking the historical extreme value since the establishment of Guangxi meteorological stations. In this study, the development and formation of the extreme wind event were analyzed in detail by using a variety of observation data. The analysis indicates the following results. (1) The strong wind occurred at Lingui station was caused by a downburst introduced by a supercell storm, which is originated from convection in the warm zone before the cold front, and developed while meeting with cold air timely near the Lingui station. (2) Radar echoes show that the supercell has obvious radar characteristics such as hook echo, Mid-altitude Radial Convergence (MARC), strong divergence near the ground and decrease of reflectivity factor core. The flow field structure in the vertical direction of the storm reveals anticyclonic rotation or convergence at the top, MARC at the middle and cyclonic rotation at the bottom. (3) The strengthening of MARC led to the intensifying of rotation of the mesocyclone, the decrease of its diameter and the increase of its thickness. Especially, the strong mesocyclone near the ground level strengthens the downburst. (4) The environmental conditions indicated that there are excellent environmental conditions for producing thunderstorm gale and the potential of developing supercell storm over Lingui station. (5) The extreme precipitation had a drag effect on the gale. Under the action of topography, cold air wind has superimposed effect on extreme wind.
Key words: extreme gale    undershoot    mesocyclone    cold air    hook echo    
引言

2019年3月21日21:00 (北京时,下同)前后,桂林市临桂区遭受雷雨大风、冰雹的袭击,其中21:13临桂区国家气象观测站(以下简称临桂站)测到60.3 m·s-1 (17级)的极大风速,打破了2014年超强台风“威马逊”在涠洲岛创造的59.4 m·s-1的纪录,创下广西有气象记录以来极大风速历史纪录。事后,观测场内的另一套观测仪器数据证实了该风速数据的真实性。临桂区地处内陆,出现这种堪比台风大风的原因,值得分析和研究,据现场灾害调查及雷达回波分析认为,此极端大风是由线状对流系统中超级单体风暴产生的湿下击暴流造成。

下击暴流是发生在雷暴天气中强烈的下沉气流猛烈撞击地面形成并沿地表传播极具突发性和破坏性的一种强风(Fujita,1985)。近年来,由下击暴流造成的极端大风事件导致的灾害尤其突出,2015年的“东方之星”客轮翻沉事件、2016年广东东莞龙门吊倾倒事件和四川广元白龙湖游船翻沉事件皆是由下击暴流导致(唐明晖等,2016叶朗明等,2016郑永光等,2018)。下击暴流因具有局地性强、突发性大的特点,加上其生消迅速、尺度小,一直以来都是预报预警工作的难点。国内外众多学者研究发现,下击暴流与超级单体、多单体和弓形回波有关(俞小鼎等,2012牛奔等,2016黄俊杰和苟阿宁2018)。目前,新一代天气雷达观测是下击暴流监测和临近预警的主要手段,Roberts和Wilson (1989)研究发现雷达反射率因子核心下降、反射率槽口、雷暴云中层径向辐合及旋转等可以预警下击暴流。国内很多专家研究我国的下击暴流中也得到了类似的结论(杨成芳和朱君鉴,2008张弛等,2019; 周后福等,2019)。

下击暴流经常出现在钩状回波的内部及周围,或弓形回波的前侧。对于下击暴流的成因,Trapp和Weisman (2003)以及Atkins (2005)指出弓状回波中的γ中尺度的涡旋会造成局地强风。孙凌峰等(2013)模拟了一次下击暴流事件,认为下击暴流产生的直接原因是冰雹的重力拖曳作用,其次是冰雹融化和雨水蒸发冷却作用。段亚鹏等(2017)利用ARPS模式模拟了导致“东方之星”翻沉事件的强对流个例,结果表明降水质点拖曳和下沉气流的共同作用是强对流活动发生发展和下击暴流产生的重要原因。

临桂极端大风产生的原因及其可预警性等问题值得思考。临桂极端大风虽然没有造成很严重的灾害,但它仍应该被还原和研究,为今后的预报预警服务提供参考,避免重大灾害事件的发生。本文利用常规观测资料、多普勒天气雷达资料以及自动站分钟级数据,采用天气学诊断方法详细分析极端大风的发展和演变以及导致如此极端风速的原因。

1 过程概况及极端大风特征 1.1 强对流天气过程概述

2019年3月21日,高空槽引导低层切变线和地面冷锋南下影响广西。从整个过程的雷达回波演变来看(图 1),16:00在锋前暖区广西河池与贵州交界处开始有多个对流初生,随后对流得到发展并逐渐向东偏南方向移动,排列形成线状对流,同时地面冷空气缓慢进入广西东北部;19:00线状对流东端的单体(黑色椭圆区域)开始明显增强;20:00地面锋面抵达三江至兴安一带,线状对流与锋面对流逐渐靠近,此时线状对流给沿途带来8~10级的雷暴大风及冰雹天气;21:00线状对流与锋面对流合并形成一条长飑线,其东端的强单体发展达到鼎盛阶段,位于长飑线的最前沿、临桂站(蓝色圆点)西北侧,最大反射率因子超过65 dBz,13 min后该强单体经过临桂站造成了60.3 m·s-1的极端大风(经现场灾害调查表明,这是一次由下击暴流造成的地面强风),并伴有过程最大小时雨强47.9 mm·h-1;之后飑线继续向东南方向移动并逐渐减弱。

图 1 2019年3月21日16:00—22:00雷达组合反射率因子(≥35 dBz)和20:00地面锋面(蓝色圆圈代表临桂站位置, 椭圆代表超级单体的演变过程, 锯齿线代表地面锋面) Fig. 1 Radar combination reflectivity factor (≥35 dBz) from 16:00 BT to 22:00 BT and ground front at 20:00 BT on 21 March 2019 (The bule circle represents the location of Lingui station, ellipse represents the evolution of supercells, and sawtooth line represents the ground front).
1.2 极端大风产生的观测站要素特征

从临桂站产生极端大风前后各要素分钟变化图(图 2)上可以看出,整个过程可大致分为四个阶段:20:58以前为第一阶段Ⅰ,临桂站为5~9 m·s-1的偏东到东北风,温度、露点以及本站气压无明显变化,无降水,表明此时临桂站还没有受到冷空气或其它中小尺度系统的影响。20:58—21:06为第二阶段Ⅱ,此阶段风向开始转为东北风且风速开始逐渐加大,最大达15 m·s-1,同时温度呈现降低趋势且降幅逐渐增大,说明该阶段冷空气已抵达临桂站,此阶段开始出现弱降水。21:06—21:15为第三阶段Ⅲ,强雷暴单体过境阶段,也是极端大风出现时段,其中,21:06—21:07风向发生突变,由东北风突转为西北风,同时风速开始迅速增大,说明强雷暴单体移近临桂站;21:10—21:13短短的3 min内(红色方框区域)风速猛增,从32 m·s-1猛增至极值60.3 m·s-1,同时本站气压和温度均迅速下降,降幅分别为2.9 hPa和2.1 ℃,降水逐渐加大,这可能是中气旋的影响,是下击暴流击中观测站的结果;21:14,本站气压突增至极大值983.2 hPa。21:10—21:14出现的气压陡升陡降现象,导致21:13出现气压缺测(气压缺测可能是由于气压仪一分钟采集30个数值,气压陡降陡升,采样值差值大,被仪器判为错误数据);此外,在极大风速出现时伴随着极大雨强的出现,21:14达到了6.6 mm·min-1的极端雨强。21:15以后为第四阶段Ⅳ,风速迅速减小到15 m·s-1左右,同时本站气压(温度)等也趋于平稳,但总体高于(低于)前期,说明雷暴影响结束,临桂站处于冷空气控制中。

图 2 2019年3月21日20:55—21:25临桂站最大瞬时风向和风速(a)、本站气压和分钟雨量(b)以及温度和露点(c)逐分钟演变图 Fig. 2 Minute (a) maximum instantaneous wind direction and wind speed, (b) station atmospheric pressure and minute rainfall, and (c) temperature and dew point temperature at Lingui observation station from 20:55 BT to 21:25 BT on 21 March 2019.
2 下击暴流的雷达回波演变特征及产生机制

通过分析桂林雷达回波发现,造成此次极端大风的主要原因是,一个发展非常强烈的超级单体风暴移至临桂站时产生强烈湿下击暴流所造成,该超级单体风暴发展变化迅速,结构特征鲜明,十分罕见。多普勒天气雷达资料和地面观测站分钟数据,可以还原下击暴流的发展演变特征,从而可对此次极端大风的可能的形成机制进行探讨。

2.1 超级单体的雷达特征

临桂站位于桂林雷达站西南方向18.3 km处,从21:11各仰角的雷达反射率因子图上看(图 3),超级单体的最大反射率因子强度超过65 dBz,1.5°和4.3°仰角具有明显的与中气旋相联系的钩状回波和与强烈上升气流相联系的有界弱回波区(黑色箭头处),高仰角19.5°则对应着强回波区(黑色圆圈内)及三体散射(TBSS)等特征;临桂站位于超级单体风暴的强回波区域下方、钩状回波边缘,下击暴流发生在钩状回波边缘的强回波区域中,正好击中临桂站造成极端大风。沿雷达径向经过临桂站作垂直剖面发现,21:06临桂站上空超过65 dBz的反射率因子均位于3 km以上(图 4a),反射率因子核心高度很高,具有明显的悬垂结构和有界弱回波区,对应径向速度图(图 4c)上存在强烈的上升入流(白色箭头处),其径向入流强度达到15 m·s-1以上,以及存在深厚明显的中层径向辐合(黑色圆圈区域);21:11,临桂站上空高悬的反射率因子核心明显下降至近地面(图 4b),对应径向速度图上近地面出现强烈的辐散(图 4d),测站位于正速度极值(31.5 m·s-1)后侧强烈的风速辐散区中。综上所述,下击暴流正好击中临桂站造成了极端大风,造成下击暴流的超级单体具有非常明显的钩状回波、中层径向辐合、近地面强辐散及反射率因子核心下降等雷达特征。

图 3 2019年3月21日21:11雷达1.5° (a)、4.3° (b)、9.9° (c)、19.5° (d)仰角反射率因子图(单位: dBz, 箭头代表有界弱回波区位置, 圆圈代表强回波区) Fig. 3 Radar elevation reflectivity factor image of (a) 1.5°, (b) 4.3°, (c) 9.9°, and (d) 19.5° at 21:11 BT on 21 March 2019 (unit: dBz. The arrow represents the position of the bounded weak echo zone, and the circle represents the strong echo zone).

图 4 沿径向235°经过临桂站的21:06 (a)、21:11 (b)反射率因子(单位: dBz)和径向速度(单位: m·s-1)的垂直剖面图(红色三角代表临桂站位置, 箭头代表上升入流, 椭圆代表中层径向辐合) Fig. 4 Vertical section cross of reflectivity factor (unit: dBz) and radial velocity (unit: m·s-1) along the radial direction of 235° which pass Lingui station (The red triangle represents the location of the Lingui station, the arrow represents the ascending inflow, and the ellipse represents the middle radial convergence) at (a) 21:06 and (b) 21:11.
2.2 超级单体风暴的流场演变特征

由于超级单体风暴距离雷达站较近(约15—20 km),最高仰角19.5°能探测到离地面的最大高度约为7 km,探测不到超级单体风暴更高层的结构,从0.5°—9.9°仰角(0.4—3.5 km) 21:00—21:17四个体扫的多普勒径向速度演变图(图 5)可以看到,该超级单体风暴产生下击暴流前后在垂直方向流场演变特征明显,产生的流速也十分罕见:下击暴流发生前21:00 (图 5a),1.5°仰角上开始出现旋转结构,旋转速度为11 m·s-1,直径较大(约5 km),2.4°—6.0°仰角表现为辐合,辐合强度在12~15 m·s-1,最强辐合出现在6.0°仰角;下一个体扫21:06 (图 5b),中层径向辐合明显增强,达19 m·s-1,层次降低,出现在4.3°仰角上,直径范围明显收缩达到最小3.5 km,同时,低层旋转性得到加强,预示着下击暴流即将出现;6 min后21:11 (图 5c)下击暴流发生,此时低层旋转性达到最强,4.3°仰角以下均出现了旋转,旋转速度较上一个体扫明显加大、直径减小到2.5 km,这可能是由于中层辐合的加强使得垂直涡度向中心集中而加强,同时旋转向上、向下延展,犹如拉伸,又进一步加强其旋转性,从而在低仰角0.5°和1.5°仰角上出现中气旋结构,尤其是近地面0.5°仰角上出现了31.5 m·s-1的正速度极大值,距离海平面仅400 m,如此近距离探测到如此大的径向风速十分罕见,也预示着此次大风的极端性。Fujita (1981)发现,下击暴流造成的最大水平速度一般在距离地面30~ 100 m之间。临桂站位于小山包上,比周边高60 m左右,处于最强辐散风影响范围,故造成的风速应大于31.5 m·s-1,实况表明21:11的极大风速为34 m·s-1;发生下击暴流后21:17 (图 5d),低层旋转的厚度减小,仅到2.4°仰角高度,旋转速度较上时次明显减弱、半径范围增大,3.4°—6.0°仰角的中层径向辐合也明显减弱。此外,各个时次9.9°仰角以上均表现为反气旋性旋转或辐合。

图 5 2019年3月21日21:00—21:17超级单体风暴不同时次不同仰角的径向速度图(单位: m·s-1, (a)、(b)、(c)、(d)的时间分别为21:00、21:06、21:11、21:17,其下标1、2、3、4、5、6、7对应仰角分别为0.5°、1.5°、2.4°、3.4°、4.3°、6.0°、9.9°, 箭头代表气流方向, 实线圆、虚线圆分别代表气旋性旋转、反气旋性旋转) Fig. 5 Radial velocity of supercell storms at different elevation angles from 21:00 to 21:17 on 21 March 2019 (unit: m·s-1. The time of (a), (b), (c) and (d) represent 21:00, 21:06, 21:11 and 21:17, respectively. The elevation angles of subscripts 1, 2, 3, 4, 5, 6 and 7 are 0.5°, 1.5°, 2.4°, 3.4°, 4.3°, 6.0°and 9.9°, respectively.The arrows represent the direction of the airflow, and the solid circle and the dashed circle represent the cyclonic rotation and the anticyclonic rotation, respectively).

表 1根据图 5列出了0.5°—9.9°仰角(0.4—3.5 km高度)径向速度图表现出的形式、速度大小和直径范围,可以清楚地看出风暴单体垂直方向的流场结构表现为上面是反气旋性旋转或辐合、中间为径向速度辐合、底下为气旋性旋转;下击暴流发生前,中层径向辐合逐渐加强,致使低层旋转性加大、直径减小、旋转厚度增加,最终导致下击暴流产生,之后下击暴流减弱,低层旋转性也随之减弱、直径扩大、厚度减小。

表 1 2019年3月21日21:00—21:17超级单体风暴0.5°—9.9°仰角(0.4—3.5 km高度)径向速度的表现形式、速度大小(单位: m·s-1)和直径范围(单位:km) Table 1 Radial velocity patterns, speed size (unit: m·s-1) and diameters (unit: km) of supercell at elevation angles during 0.5°-9.9° (altitude is during 0.4 - 3.5 km) from 21:00 to 21:17 on 21 March 2019.
2.3 中气旋对下击暴流的影响

综上分析可知,下击暴流发生时近地面层400 m高度上出现了旋转速度达24 m·s-1的强中气旋,如此低而强的中气旋对下击暴流的强度将会产生重要的影响。Roberts和Wilson (1989)认为旋转会在地面附近造成气压下降,从而形成向下的气压梯度力扰动,使得下击暴流加强。

从临桂站本站气压和风速分钟数据(图 2)可知,下击暴流产生时,在风速迅速加大的过程中21:10起气压明显下降,21:13降至极小值的同时风速达到极大值,说明此次过程低层中气旋在地面造成气压下降。这个要素演变特征与飑线造成的大风(气压先行下降,然后飑线过境,风向突变、风速增大伴随气压升高)有明显区别。

湿对流中下沉气流主要强迫机制包含在垂直运动方程之中(俞小鼎等,2006)

$\frac{d \overline{\omega}}{d t}=-\frac{1}{r} \frac{\partial \overline{p}'}{\partial z}+g\left[\frac{\theta_{v}^{\prime}}{\theta_{v 0}}-\frac{c_{v}}{c_{p}} \frac{P^{\prime}}{P_{0}}-\left(r_{c}+r_{r}+r_{i}\right)\right]$ (1)

式(1)右边第一项代表扰动气压的垂直梯度,第二项代表气块理论中的热浮力项,第三项代表扰动压力的浮力项,第四项代表云、水和冰等水凝物的重力拖曳作用。

第一项扰动气压垂直梯度力可以直接解释超级单体风暴中低层中气旋的强烈发展使得气压迅速降低,产生向下的气压梯度力,从而导致下沉气流的加速。短短的3 min内气压降幅达2.9 hPa,说明低层中气旋对下击暴流强度的作用不容忽视,这也是造成极端大风的原因之一。因此,中气旋对下击暴流的强度有加强作用。

3 极端大风产生的天气背景 3.1 环流背景

分析2019年3月21日20:00综合分析图(图 6)可知,500 hPa上高原小波动位于贵州东部至广西北部,广西东北部处于槽前底部正涡度平流的影响,具有很好的动力条件,同时,广西东北部有温度槽滞留,形成上冷下暖的不稳定层结;850 hPa切变线位于贵州和湖南南部,广西受切变线南侧偏南气流影响,广西大部850 hPa和500 hPa温差大于25 ℃;地面锋面进入广西位于东北部。此外,广西东北部处于850 hPa温度露点差小于3 ℃的湿区与500 hPa温度露点差大于30 ℃的干区相叠加区域,上干下湿层结明显。因此,高空槽提供了很好的动力条件,上干冷下暖湿的不稳定层结显著,有利于雷暴大风等强对流天气的产生发展。

图 6 2019年3月21日20:00综合分析图 Fig. 6 Comprehensive analysis image at 20:00 BT on 21 March 2019.
3.2 环境条件

3月21日20:00桂林站T-logp图(图 7a)显示,桂林站上空对流有效位能(CAPE)很大,达到769.6 J·kg-1,0 ℃和-20 ℃的高度分别为4.2 km和7.9 km,高度适中,利于冰雹的产生;850—700 hPa附近为湿层,湿层相对较厚,利于短时强降水的发生;700 hPa以上为明显的干层,温湿廓线呈“喇叭口”状态,最大温度露点差达37℃,上干下湿的不稳定层结显著,同时下沉对流有效位能(DCAPE,深绿色阴影区)也很大,达到1 218.2 J·kg-1,非常有利于雷暴大风的发生;地面至500 hPa的垂直风切变很大,超过30 m·s-1,有利于风暴的组织化发展。此外,速度矢端图的形状与风暴发展的潜势有很大关系。从桂林站上空的风矢端图(图略)上也可以看出,地面至700 hPa的速度矢端曲率非常大,说明风暴相对螺旋度很大,有利于加强风暴的旋转潜势;低层具有明显的速度矢端图曲率是超级单体风暴的明显特征(俞小鼎等,2006)。因此,这种环境特征表明临桂上空具有很好的产生雷暴大风的环境条件及发展成超级单体风暴的潜势。

图 7 2019年3月21日20:00桂林站T-logp Fig. 7 T-logp diagram at Guilin at 20:00 BT on 21 March 2019.
3.3 地面冷空气

通过前面分析可知,地面冷空气于21:00前后抵达临桂站,临桂站处于热力边界上,斜压性增大,锋前暖区的超级单体风暴此时恰好移入与热力边界发生相互作用,通过斜压性产生的水平涡度达到最大化,最容易导致低层中气旋的形成(Markowski et al., 1998)。因此,地面冷空气的适时抵达有利于斜压性增大和低层中气旋的形成及加强,从而有利于下击暴流的增强。所以,地面冷空气的适时入侵也是形成极端大风的重要因素。

4 大风的极端性及可预警性的探讨

在有利的环流背景和环境条件下产生的极端大风,除了雷达回波上表现出的强下击暴流结构、近地面层强辐散值、强中气旋等特征可以反映出大风的极端性外,还有降水及临桂站地形等因素也是造成此次大风极端性的原因。

4.1 降水的拖曳

方程(1)中第四项代表的是代表云、水和冰等水凝物的重力拖曳作用,说明极端大风的出现,降水拖曳作用不可忽视。21:00—22:00临桂站的小时雨强达47.9 mm·h-1,从分钟雨量数据上看(图 2b),强降雨时段集中出现在大风阶段,降水变化与风速变化相一致,随风速的增大而增大,21:10开始,分钟降水1 mm,之后迅速增强,21:12分钟降水升至3.5 mm,21:14分钟降水达极值6.6 mm·min-1。业务中雨强超过4 mm·min-1已属罕见,极端性的降水与极端大风相伴出现,说明降水的拖曳作用对极端大风的产生有一定的影响,分钟降水的极端性,也为极端大风的预警提供一定参考。

4.2 地形效应

临桂地处湘桂铁路沿线,由于湘桂铁路沿线具有峡管效应,冷空气进入时容易出现偏北大风;临桂站位于小山包上,其北侧空旷,偏北风常常很大。据统计,2019年2—4月期间录得多达36次8级以上大风,这其中包含雷暴大风和冷空气大风,除了本次过程的60.3 m·s-1大风外,还录到了另外2次10级以上的雷暴大风。观测资料(图 2a)显示,20:58开始转偏北风,且风速缓慢增大,平均有10~15 m·s-1左右的风,下击暴流产生的大风也为偏北风,两者叠加导致了大风的极端性,所以在地形的作用下冷空气大风对极端大风的形成有叠加效应。

4.3 可预警性分析

目前的短临预报技术提前预报出大风并不难,难的是如何准确地预报出大风的等级,尤其是10级以上的大风。面对此次极端大风,应该探讨在临近预报中哪些关键信息能够帮助预报员快速准确地判断大风的级别,从而有效地提前发布预警信息,为防灾减灾服务提供参考。本次过程中环流背景和大气环境均非常有利于强风暴单体和雷暴大风的发生发展;应注意加强分析冷空气的位置与锋前暖区对流的移动方向和结合时间,这有助于判断最强对流区域与发生时间;多普勒天气雷达探测到超级单体风暴,回波大于65 dBz、中层径向辐合加强、近地面层强中气旋、近地面层强辐散和超过30 m·s-1罕见的极大风速值以及强降水或冰雹的发生等这些关键要素,可判断地面即将产生超过30 m·s-1大风,应立即提升相应预警级别。此外,平时应注意总结归纳地形对各种类型强对流的影响,以增加判断依据。

5 结论

2019年3月21日21:13,广西桂林市临桂区国家气象观测站录到60.3 m·s-1极端大风,打破了广西气象站建站以来的历史极值,此次临桂极端大风是一次线状对流中超级单体风暴产生的下击暴流造成的地面强风。本文利用常规观测资料、多普勒天气雷达资料以及自动站分钟级数据,采用天气学诊断方法详细分析极端大风的发展和演变以及导致如此极端风速的原因,得出以下结论:

(1) 下击暴流正好击中临桂站造成了极端大风,造成下击暴流的超级单体具有非常明显的钩状回波、中层径向辐合、近地面强辐散及反射率因子核心下降等雷达特征。

(2) 风暴单体垂直方向的流场结构表现为上面是反气旋性旋转或辐合、中间为径向速度辐合、底下为气旋性旋转;下击暴流发生前,中层径向辐合逐渐加强,致使低层旋转性加大、直径减小、旋转厚度增加,最终导致下击暴流产生,之后下击暴流减弱,低层旋转性也随之减弱、直径扩大、厚度减小。

(3) 近地面层强中气旋对下击暴流的强度有加强作用,其导致地面气压下降,从而产生向下的气压梯度力,致使下沉气流加速,增加了大风的极端性;此次极端大风产生过程的要素特征与飑线大风有明显区别。

(4) 临桂极端大风是发生在有利的天气形势下,高空槽提供了很好的动力背景,上干冷下暖湿的不稳定层结显著,有利于雷暴大风等强对流天气的产生和发展;探空表明临桂上空具有很好的产生雷暴大风的环境条件及发展成超级单体风暴的潜势;地面冷空气的适时抵达利于斜压性增大和低层中气旋的形成及加强,从而利于下击暴流的增强,是形成极端大风的重要因素。

(5) 极端雨强与极端大风相伴出现,说明降水的拖曳作用对极端大风的产生有一定影响;在地形的作用下冷空气大风对极端大风的形成有叠加效应。

参考文献
段亚鹏, 王东海, 刘英. 2017. "东方之星"翻沉事件强对流天气分析及数值模拟[J]. 应用气象学报, 28(6): 666-677.
黄俊杰, 苟阿宁. 2018. 鄂西北一次超级单体风暴过程的观测分析[J]. 暴雨灾害, 37(5): 462-469.
牛奔, 张家国, 吴涛, 等. 2016. 鄂西北一次超级单体风暴的多普勒天气雷达观测分析[J]. 暴雨灾害, 35(1): 45-52.
孙凌峰, 郭学良, 孙立谭, 等. 2003. 武汉"6.22"空难下击暴流的三维数值模拟研究[J]. 大气科学, 27(6): 1077-1092.
唐明晖, 姚秀萍, 杨湘婧, 等. 2016. 基于多普勒天气雷达资料的"6.1"监利极端大风成因分析[J]. 暴雨灾害, 35(5): 393-402.
杨成芳, 朱君鉴. 2008. 一次弓形回波和超级单体过程分析[J]. 气象科学, 28(4): 409-414.
叶朗明, 伍志方, 张华龙, 等. 2016. 相同季节和相似区域华南两次飑线过程比较分析[J]. 暴雨灾害, 35(5): 445-454.
俞小鼎, 姚秀萍, 熊廷南, 等. 2006. 多普勒天气雷达原理与业务应用[M]. 北京: 气象出版社, 96, 156.
俞小鼎, 周小刚, 王秀明. 2012. 雷暴与强对流临近天气预报技术进展[J]. 气象学报, 2012.
张弛, 支树林, 许爱华. 2019. 一次罕见强飑线10级大风的雷达回波特征分析[J]. 暴雨灾害, 38(2): 135-143.
郑永光, 田付友, 周康辉, 等. 2018. 雷暴大风与龙卷的预报预警和灾害现场调查[J]. 气象科技进展, 8(2): 55-61.
周后福, 李耀东, 赵倩. 2019. 超级单体引发的一次大风风速估算及其机理探讨[J]. 沙漠与绿洲气象, 13(3): 16-24.
Atkins N T. 2005. Damaging surface wind mechanisms within the 10 June 2003 Saint Louis bow echo during BAMEX[J]. Mon Wea Rev, 133(8): 2275-2296. DOI:10.1175/MWR2973.1
Fujita T T. 1981. Tornadoes and Downbursts in the context of generalized planetary scales[J]. J Atmos Sci, 38: 1511-1534. DOI:10.1175/1520-0469(1981)038<1511:TADITC>2.0.CO;2
Fujita T T. 1985. The Downburst, microburst and microburst[R]. SMRP Research Paper 210, University of Chicago, 122
Markowski P M, Rasmussen N E, Straka J M. 1998. The occurrence of tornadoes in supercells interacting with boundaries during VORTEX-95[J]. Wea.Forecasting, 13: 852-859. DOI:10.1175/1520-0434(1998)013<0852:TOOTIS>2.0.CO;2
Roberts R D, Wilson J W. 1989. Aproposed microburst nowcasting produced using single-Doppler radar[J]. J Appl Meteor, 28(4): 285-303. DOI:10.1175/1520-0450(1989)028<0285:APMNPU>2.0.CO;2
Trapp R J, Weisman M L. 2003. Low-level meso-vortices within squall lines and how echoes. Part Ⅱ:Their genesis and implications[J]. Mon Wea Rev, 131(11): 2804-2823. DOI:10.1175/1520-0493(2003)131<2804:LMWSLA>2.0.CO;2