2022, Vol. 41 
2. 河北省气象台, 石家庄 050021;
3. 中国气象局气象干部培训学院, 北京 100081;
4. 河北省气象局强对流创新团队, 石家庄 050021
2. Hebei Meteorological Observatory, Shijiazhuang 050021;
3. China Meteorological Administration Training Centre, Beijing 100081;
4. Strong Convection Innovation Team of Hebei Meteorological Bureau, shijiazhuang 050021
我国内陆一些突破历史观测记录的极端大风天气，往往是由下击暴流造成的(翟丽萍等，2019)。而关于下击暴流概念，早在20世纪80年代，Fujita(1981, 1985)将其定义为地面上水平风速超过17.9 m·s-1、中空气流向下、地面气流呈辐散型的，直线型或曲线型风害。俞小鼎等(2005)在进行对流风暴分类时也指出，下击暴流是能在地面上产生18 m·s-1以上辐散风的一股集中下沉气流。目前多将快速下降的反射率因子核、强而深厚的中层径向辐合等特征作为下击暴流出现的预兆(俞小鼎等，2006；吴芳芳等，2009)。而在下击暴流的发生、发展机理方面，张怡等(2012)指出高空动量下传是造成低空及地面风速迅速增大的一个重要因素。张弛等(2019)发现动量下传和蒸发作用共同引发了下沉气流；王秀明等(2013)认为，地面强风由对流单体下沉辐散气流叠加在冷池密度流上造成。周后福等(2017)对天气个例分析后指出，水成物与环境大气之间的负浮力增加是下击暴流的重要成因。崔强等(2017)的研究结果显示地面风速与雨水蒸发呈正相关，增大雨水蒸发率能引起地面风速的增加。周后福等(2018)进一步指出地面大风是由下沉运动配合降水物的重力拖曳、雷暴高压局地辐散以及大气次级环流圈等因素共同造成的。为明确比较水的相变冷却和凝结物重量在下沉气流的形成和维持方面所做的贡献，Hjelmfelt(1989)提出将各水成物的比含水量换算为等效冷却温度来表征负浮力的大小。刘香娥等(2012)的研究结果表明降水粒子的融化、蒸发过程能显著影响雷暴冷池的强度，进而造成地面大风的出现或加强，其中雨水蒸发是关键因素；孙凌峰等(2003)的个例分析则发现冰雹重力拖曳作用是直接原因，其次是冰雹融化和雨水蒸发。
2017年7月9日傍晚至夜间河北中部发生了一次由下击暴流引发的地面大风天气过程，雷雨大风伴随的次生和衍生灾害较为严重，部分学者(马鸿青等，2019；杨晓亮等，2020)对过程发生的环境条件和对流风暴演变特征等进行了分析，为进一步探讨这次大风过程中水成物的微物理特征及其对大风风速的影响，本文利用常规观测、自动站加密观测和雷达资料等先给出了下击暴流引发的大风的时空分布特征、雷达回波反射率因子演变等；再基于华北区域中尺度模式(RMAPS)的模拟结果对下击暴流过程中的风场及微物理过程等进行了模拟和分析，以期提高预报员对此类致灾性强天气的认识，并为RMAPS产品在短临预报预警工作中的应用提供参考。
1 天气过程概况如图 1所示，2017年7月9日下午至夜间，冀中南77个县(市/区)出现雷雨天气，64个国家站的极大风风速达8级，16个国家站风速达10级，位于保定市顺平县高于铺的4要素自动站监测到43.1 m·s-1的极端大风，为当地1973年有气象记录以来的历史极值。同时本次过程中5个国家站出现冰雹，最大冰雹直径1 cm。
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图 1 2017年7月9日14:00-20:00(北京时，下同)地面极大风(风矢，单位: m·s-1)分布(黑色代表风力8级，蓝色9级；绿色10级；橙色11级；红色12级) Fig. 1 The distribution of extreme surface wind speed(barb, unit: m·s-1) from 14:00 to 20:00 BT on 9 July 2017 (The black blue, green, orange, and red wind barbs are the scale of wind-force of 8, 9, 10, 11 and 12, respectively). |
本文关注的高于铺极端大风由中尺度飑线过境时伴随的下击暴流引发。下击暴流发生时，可以从石家庄雷达回波中观察到顺平站(图 2a中△标记处)附近上空有反射率因子核的多次下降，图 2给出了9日19∶00石家庄雷达1.5°仰角的反射率因子及沿线段AB的剖面产品，可以看出在18:54 (图 2b)，≥55 dBz的反射率因子质心1已经降至距地面2-4 km高度处，此时质心2位于6 km高度。至19∶00 (图 2c)，质心1已经完全降至地面并在反射率因子图中消失，质心2降至2 km；19∶06 (图 2d)质心2也完全降落。
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图 2 2017年7月9日19:00石家庄雷达1.5°仰角反射率因子(a)及18∶54(b)、19∶00(c)、19∶06(d)沿线段AB的剖面(dBz)，△为顺平站 Fig. 2 The reflectivity factor (unit: dBz) from Shijiazhuang Doppler radar (a) with 1.5° elevation angle at 19:00 BT and the cross sections of radial velocities along the blue line AB at (b)18:54, (c) 19:00 and (d) 19:06 BT on 9 July 2017 (△ is the location of Shunping station). |
下击暴流出现后，地面风场呈辐散状，高于铺位于该辐散中心的东南侧(图 4a)，结合其四要素自动站监测数据(图略)可知，高于铺在下击暴流出现前(18∶55)有弱偏东风(< 2 m·s-1)；19∶00风向突变为西北风且风速陡增至18.8 m·s-1，随后风向缓慢逆转、风速持续增加；19∶09出现了西北偏北风，风速43.1 m·s-1；之后风速缓慢减弱、风向变动不大；19∶25转为2.1 m·s-1的偏西风。18∶57地面开始有降水出现，19∶00、19∶05、19∶10的5分钟雨量分别为1.3 mm、5.9 mm和9.6 mm。19∶ 00-19∶10气温骤降10.6 ℃。
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图 3 2017年7月9日19∶00气温(a，等值线，单位: ℃)、18∶00-19∶00变温(b，等值线，单位: ℃)与地形高度(阴影，单位: m，下同) 的空间分布(b，○为地面风场辐散中心，△为顺平站，□为高于铺) Fig. 3 (a) Temperature (solid line, unit: ℃), (b) hourly temperature variation (solid line, unit: ℃) at 19:00 BT on 9 July 2017 and terrain height (shadow, unit: m, ○ is the center of divergence of surface wind field, △ is the location of Shunping station, □ is the location of Gaoyupu station). |
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图 4 2017年7月9日19∶00地面自动站瞬时风场(风矢，单位: m·s-1；图中阴影为地形高度，单位：m)与(b) RMAPS模拟风场(b，风矢，单位: m·s-1)(○、△、□含义同图 3) Fig. 4 (a) The surface instantaneous wind (barb, unit: m·s-1) of automatic station and (b)RMAPS surface wind (barb, unit: m·s-1) at 19:00 BT on 9 July 2017 (Shaded terrain height and ○, △, □ same as Fig. 3). |
自动站观测图(图 3)可清楚的观察到地面冷池，由于地形海拔高度的影响，19:00冷中心与地面辐散中心相距约0.5个经距(图 3a)，而1 h变温场(图 3b)中可以看到风场辐散中心大致位于负变温中心附近略偏北的位置，这种温度场的配置有利于冷池密度流的出现，尤其是地面辐散中心的东南侧。最大风速站点高于铺就位于在地面辐散中心东南侧的变温梯度最大处。
3 模式简介北京城市气象研究院开发的华北区域中尺度数值预报业务系统RMAPS (Rapid-refresh Mulit-scale Analysis and Prediction System)是基于WRFDA资料同化系统和WRF模式的新一代高分辨率数值预报系统，目前被广泛应用于华北地区各气象台站的预报业务及天气分析中(郭良辰等，2019；陶局等，2019；杨璐等，2019)。
本文基于RMAPS系统平台建立两重嵌套网格，采用σ-z地形追随坐标，以NCEP-GFS 0.5°×0.5°资料为背景场，并同化了京津冀本地实况观测和雷达资料等，对本次下击暴流过程进行模拟，相关参数设置如表 1所示。
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表 1 RMAPS-ST系统及相关参数设定 Table 1 The version and related parameters setting of RMAPS-ST. |
图 4b给出了模拟的9日19∶00地面风的空间分布，可知下击暴流的水平尺度略大于0.2个纬距(约20~30 km)，其中心位于114.92°E，38.89°N，与实况(图 4a)对比，模拟的地面辐散中心较实况约偏西、偏南各0.1个纬距，但最大风速出现在辐散中心的东南侧，辐散中心西北侧的风速较小，以及辐散风场的水平尺度等特征与观测基本一致。表 2为模拟的典型要素或物理量与实际观测值的对比，同样可以看到模拟下击暴流的雷达回波、地面风速(其中实况数据为区域站5 min最大风)、降水及变温情况基本与实况观测相符，因此模拟结果较为理想，其资料可用于本次过程的诊断分析。
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表 2 2017年7月9日19∶00模拟结果与观测实况比较 Table 2 Comparison of simulated meteorological parameters with surface observations at 19:00 BT on 9 July 2017. |
基于RMAPS模拟结果，对下击暴流发生前后地面风辐散中心(114.92°E，38.89°N)上空水平风场与反射率因子进行时间剖面分析，如图 5所示，17∶00-18∶00垂直方向上的大风速核心分别位于500 hPa和600 hPa，19∶00伴随着降水回波的出现，650 hPa以上风速减弱，而地面至700 hPa风速加强，且地面至900 hPa的风向也转为西北风，表明下击暴流发生时，出现了动量下传。
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图 5 RMAPS模拟的地面风场辐散中心上空2017年7月9日16∶00-21∶00水平风（风矢，单位: m·s-1）与雷达反射率因子(彩色，单位: dBz)的时空剖面图，紫色箭头为大风核下沉示意图 Fig. 5 The spatio-temporal profile of wind (barb, unit: m·s-1) and reflectivity factor (shaded, unit: dBz) over the divergence center simulated by RMAPS from 16:00 to 21:00 BT on 9 July 2017 (Purple arrow is the denotes schematic diagram of gale nuclear subsidence). |
图 6给出了19∶00水平风场与反射率因子的空间分布，此时纬向垂直剖面(图 6a)与经向垂直剖面(图 6b) 中，≥20 m·s-1的大风核均位于柱状回波内并与下沉速度中心相对应，中心值分处在114.96°E、800 hPa(图 6a)和38.92°N、800 hPa(图 6b)处，由于降水影响，两平面内中低层大气出现正扰动气压，扰动气压0线分别伸展至600 hPa和500 hPa。结合图 5的分析可知中低层环境大气内较强的西北气流在云中和云底下方受降水影响出现动量下传。
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图 6 RMAPS模拟的2017年7月9日19:00沿辐散中心反射率因子(彩色，单位: dBz)、水平风场（风矢，单位: m·s-1）、垂直速度(绿色等值线，单位: m·s-1)和扰动气压(蓝色实线，hPa)沿38.89°N(a)和114.92°E(b)垂直剖面(横坐标黑色圆点处为地面辐散中心，下同) Fig. 6 The reflectivity factor (shaded, unit: dBz), wind (barb, unit: m·s-1), vertical velocity (green contours, unit: m·s-1) and perturbation pressure (blue contours, unit: hPa) along (a) 38.89°N and (b) 114.92°E simulated by RMAPS at 19:00 BT on 9 July 2017 (The black point is the center of surface divergence). |
下沉气流在近地层引起的辐散风场具有“非对称”的特征，以辐散中心为坐标原点，地面最大风速出现在第二象限(图 7)。这种非对称风场的分布，除了与图 3中分析的密度流有关以外，下沉气流的不均匀分布也有重要贡献，如图 7所示，950 hPa中≤1.5 m·s-1的下沉运动区，基本与10 m风场中≥18 m·s-1的大风区域相对应，二者均呈“东北-西南”走向，但大风中心略偏向于下沉运动中心的下游。
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图 7 RMAPS模拟的2017年7月9日19:00 950 hPa垂直速度(彩色线，单位: m·s-1)和地面水平风速(黑色实线，单位: m·s-1)的空间分布(黑色圆点表示模拟的地面辐散中心) Fig. 7 Vertical velocity (color line, unit: m·s-1) and surface wind speed (black line, unit : m·s-1) of 950 hPa simulated by RMAPS at 19:00 BT on 9 July 2017 (The black point is the center of surface divergence). |
由图 7还可分析出，950 hPa垂直速度场中有下沉和上升运动区，配合近地层辐散风场，表明有次级环流存在。
4.2 微物理过程影响根据相态、形状和形成的物理过程不同，云中水成物可分为云水、雨水、云冰、雪、霰和雹(刘晓莉等，2018)，比含水量表征了单位质量湿空气中各水成物的质量，常用g·kg-1为单位来表示。研究表明，水成物的比含水量与垂直运动密切相关(李梦婕等，2013)。
图 8为RMAPS模拟的沿38.89°N处19∶00云内不同粒子比含水量的空间分布，可知雨水比含水量(图 8a) 主要集中于550 hPa以下，中心值6.1 g·kg-1位于0 ℃层下方的114.99°E、650 hPa处，霰/冰雹比含水量(图 8b)的中心值6.2 g·kg-1位于0℃层上方的114.99°E、500 hPa处，雨水基本位于冰雹的下方且二者的中心值近乎垂直，这表明部分雨水粒子是由霰/冰雹融化而来。
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图 8 RMAPS模拟的2017年7月9日19∶00沿38.89°N的雨水(a)、霰/冰雹(b)、云水(c)、雪(d)比含水量(黑色等值线，单位: g·kg-1)、及垂直速度(阴影，单位: m·s-1)的空间分布(紫色、蓝色实线分别为0 ℃线和扰动气压0线, 下同) Fig. 8 (a)Rain water mixing ratio, (b) graupel water mixing ratio, (c) cloud water mixing ratio and (d) snow water mixing ratio (black line, unit: g·kg-1) and vertical velocity (shaded, unit: m·s-1) simulated by RMAPS along 38.89°N at 19:00 BT on 9 July 2017 (Purple line is 0℃, and blue line is 0 hPa of perturbation pressure) |
云水(图 8c)大致与上升运动区对应，两个大值中心分别位于115.03°E、600 hPa和115°E、350 hPa处，数值分别为1.6 g·kg-1和1.5 g·kg-1，其中350 hPa处的云水中心对应上升运动中心。图 8d表明，在上升运动的配合下，115°E、500-300 hPa的雪比含水量等值线向上凸起，数值随高度增加，300 hPa处达到5 g·kg-1。以上分析表明，本次过程中，霰/冰雹的雹胚长所需的水汽主要由雪和云水提供。云冰比含水量(图略)主要集中在0 ℃层之上，中心值仅为0.012 g·kg-1，可知其在本次过程中的贡献相对较小。
上面的分析表明雨水和霰/冰雹的比含水量大，为了进一步分析过程中雨水、霰/冰雹等的相态变化对大风形成的贡献，参照Hjelmfelt等.(1989)、孙凌峰等(2003)、刘香娥等(2012)等的做法，引入式1~3，将雨水和霰/冰雹粒子的拖曳作用、雨水蒸发和冰雹融化等机制转换成等效冷却温度。
| $ \left(\frac{\partial \theta^{\prime}}{\partial t}\right)_{{melting }}=\frac{L_{f}}{c_{p}}\left(\frac{\partial q_{h}}{\partial t}\right)_{{melting }} $ | (1) |
| $ \left(\frac{\partial \theta^{\prime}}{\partial t}\right)_{{evaporation }}=\frac{L_{v}}{c_{p}}\left(\frac{\partial q_{r}}{\partial t}\right)_{{evaporation}} $ | (2) |
| $ \frac{\partial}{\partial t}\left(\frac{d w}{d t}\right)=\frac{g}{\Theta}\left(\frac{\partial \theta^{\prime}}{\partial t}-\Theta \frac{\partial q}{\partial t}\right)+\cdots $ | (3) |
其中Lf和Lv分别为冰融化和水蒸发对应的潜热，cp为定压比热，q为水凝物的混合比，qh、qr分别为霰混合比和雨水混合比，Θ为位温，θ‘为扰动位温，w为垂直运动。
如图 9所示，可知本次过程中霰/冰雹的拖曳作用(图 9a)和融化作用(图 9c)转换得到的等效冷却温度中心值位于0 ℃层之上的550 hPa附近、拖曳略大于融化，其余各层二者的贡献几乎相当。雨水拖曳作用转化得到的等效冷却温度(图 9b)中心值位于650 hPa附近，为1.8 ℃，小于冰雹拖曳作用的中心值2.1 ℃，但在700 hPa及以下各层中雨水的拖曳作用逐渐大于冰雹拖曳和冰雹融化(图 9a, c)之和，越接近地面越明显。雨水蒸发(图 9d)在本次过程中贡献最大，其等效冷却温度的中心值达14 ℃，近地面115°E附近的等效温度为6 ℃，地面风场辐散中心附近为3~4 ℃。
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图 9 RMAPS模拟的2017年7月9日19∶00沿38.89°N处的冰雹拖曳(a)、雨水拖曳(b)、冰雹融化(c)、雨水蒸发(d)等效冷却温度的垂直剖面(单位℃) Fig. 9 The equivalent cooling temperature (unit: ℃) of (a) dragging mechanism of hail, (b) dragging mechanism of rainfall, (c) melting mechanism of hail and (d) rainfall evaporation simulated by RMAPS model at 38.89°N at 19:00 BT on 9 July 2017. |
另外，上述四种机制在近地面所造成的等效温度最大值均位于风场辐散中心的东侧，这与图 7中下沉运动的空间分布较为一致，进一步证明了强下沉气流的出现与水成物的拖曳、融化、蒸发等机制密切相关。
图 10给出了沿38.89°N剖面上述4种机制的总等效温度，350 hPa以下各层的总等效温度中心值近乎垂直于114.99°E，恰好此处为地面10 m风速最大点(21 m·s-1)。地面风场辐散中心处的10 m风速最小，受下沉辐散气流影响，其东、西两侧的风速随距离迅速增加，但东侧增速的幅度比西侧大，结合总等效温度的分布，不难推断，这是由于辐散中心的东侧同时受到降水粒子的重力拖曳、蒸发、融化等机制的影响，这一点与前文的分析相一致。
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图 10 RMAPS模拟的38.89°N处2017年7月9日19∶00霰/冰雹拖曳、雨水拖曳及霰/冰雹融化和雨水蒸发的总等效冷却温度(红色实线，单位: ℃)、扰动气压(蓝色实线，单位: hPa)、0℃等温线(紫色实线)及地面风速(黑色实线，右侧副坐标，单位: m·s-1)空间分布 Fig. 10 The spatial distribution of RMAPS-simulated total equivalent cooling temperature for arroyo/hail drag, rain drag, arroyo/hail melt and rain evaporation (red solid line, unit: ℃), disturbance pressure (bule solid line, unit: hPa) 0 ℃ isotherm (purple solid line) and surface wind speed (black solid line, , unit: m·s-1) along 38.89°N at 19:00 BT on 9 July 2017. |
降水粒子的上述分布特征及冷却机制，导致了雷暴高压的分布偏心于辐散中心东侧(图 10)，在此区域，雷暴高压的出流与风场辐散气流同向，从而进一步影响了地面10 m风场的分布，这与自动站实况(图 3)中所分析的冷池密度流相一致。
由图 10还可知，在0 ℃层下方、正扰动气压的东侧总等效冷却温度值较大但并未引起扰动气压的变化，结合图 8c可知，这是由于此处次级环流的上升支气流及其内部的云水凝结、雹胚生长等过程抵消了部分水成物的冷却效应所致。此外，由于水成物的冷却效应在115°E以东迅速减小，同时扰动气压梯度减小，地面风速也有所减弱。
5 结论本文基于多种观测资料和RMAPS模拟结果，对2017年7月9日飑线过境河北保定顺平时出现的下击暴流及其伴随的大风过程进行了分析，得到以下结论:
(1) 对下击暴流发生前后的风场和雷达反射率因子的模拟表明，中低层大气中的西北气流受降水的影响，出现动量下传。下沉气流伴有辐散状强风，近地层下沉中心大致位于地面最大风速区的上空。
(2) 云中水成物微物理特征模拟结果显示雨水和霰/冰雹的比含水量大，霰/冰雹下落融化后使雨水粒子增加；在0 ℃层以上雹胚生长主要与雪和云水有关。
(3) 比较不同水成物的等效冷却温度发现强下沉气流的出现与水成物的拖曳、融化、蒸发等机制密切相关，其中雨水蒸发对大风形成的贡献最大；冰雹的拖曳作用与融化机制贡献量相当；在700 hPa以下，随着高度降低，雨水拖曳的贡献逐渐大于冰雹拖曳与冰雹融化贡献之和。地面大风区与总等效冷却温度中心对应，而雷暴高压位于地面辐散中心的东侧，雷暴高压的冷出流与地面风向一致，使地面风速加大。
(4) 下沉气流叠加在地面辐散气流和冷池密度流上，导致地面辐散中心的东南侧出现了43.1 m·s-1的极端强风。极端强风的下游，由于云水凝结、雹胚生长等凝结潜热释放过程抵消了部分水成物的冷却效应，以及冷出流减弱等因素，使得地面风速有所减弱。
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