1 引言

深厚湿对流(也称为雷暴和/或对流风暴)引发的强对流天气(冰雹、雷暴大风、龙卷和暴洪)致灾严重, 因此对深厚湿对流环境和形成发展机理的研究一直受到气象工作者的广泛关注。并非所有深厚湿对流都是由来自地面附近的上升气块触发的。有一部分深厚湿对流是在大气边界层以上被触发的，称为高架对流或高架雷暴(Colman, 1990a, 1990b；Grant，1995；Corfidi et al，2006；Horgan et al，2007)。注意，这里的高架对流是指高架的深厚湿对流，具有深厚的垂直发展，有凝结降水过程发生，对流内部垂直上升速度在1 m/s以上，但不一定有雷电。Colman首次提出高架对流的概念(Colman提出的高架对流概念主要适合于冷季)，认为典型的高架对流发生在地面暖锋或静止锋前(或冷锋后)的冷气团中，且边界层低层大气是稳定的(图 1)。由于与通常理解的边界层内不稳定空气被强迫抬升产生对流的基于地面的深厚湿对流概念有明显不同，冷区高架对流的概念一经提出，即受到广泛关注，并成为强对流风暴研究的热点问题之一(Ostby，1999)。

高架对流与基于地面的对流一样，可以引发雷电、冰雹、短时强降水等灾害性强对流天气。Grant (1995)分析了1992年4月-1994年4月发生在美国的导致强对流天气的11个高架对流个例，在这11例高架对流事件中记录到的321个强对流报告中，92%为直径不小于2 cm的大冰雹、7%为瞬时风不小于25 m/s的雷暴大风、1%为龙卷。Horgan等(2007)分析了1983-1987年美国落基山以东地区高架强对流事件的统计特征，在总共129次高架强对流个例中，共记录到1066个强对流天气报告，其中直径不小于2 cm的大冰雹占59%、37%为瞬时风不小于25 m/s的雷暴大风、4%为龙卷。根据美国IHOP2002期间的观测结果(Wilson et al, 2006)，高架对流和由边界层辐合线或地形触发的基于地面的对流约各占50%，说明在美国暖季高架对流也较为常见，通常发生在夜间。高架对流在中国也很常见，仅就已经发表的相关论文看，通常出现在早春、秋末和冬初，暖季观测到的相对少，其产生的灾害性天气以冰雹为主，有时会产生雷暴大风，但从未观测到龙卷(俞小鼎等, 2012)。

冷季高架对流的形成机理主要有以下几种(Colman, 1990a, 1990b；Markowski et al, 2010)：(1) 条件不稳定导致的垂直对流；(2) 条件对称不稳定导致的倾斜对流；(3) 在条件稳定性和条件对称稳定性都是近乎于中性情况下，由锋生过程强迫的较强锋面垂直环流。第1个机制导致的对流中的上升气流量级为10 m/s，而第2和第3种机制导致的上升气流量级为1 m/s。

高架对流的触发机制不少情况下是由900-600 hPa的中尺度辐合切变线触发的(Wilson et al, 2006)。但由于边界层上方的观测资料时空分辨率低(一天只有两次探空，两个探空站间距200-300 km)，高架对流的抬升条件很难诊断，使得从观测资料入手研究高架对流比基于地面的对流要困难得多(Mcnulty，1995)。另外，Anderson等(2002)指出，在目前的业务数值模式的对流参数化方案中，通常假定深厚湿对流都是基于地面的，这样的参数化方案并不能预报出高架对流的形成和发展。基于以上原因，对高架对流来说，无论是中短期还是短时临近预报都比基于地面的深厚湿对流要困难得多，很容易造成漏报。

中国对高架对流的研究刚刚起步。吴乃庚等(2013)、农孟松等(2013)分析了2012年早春两广地区发生的一次高架对流天气过程的特点及环流特征；许爱华等(2013)对2009年春季湖南、贵州一次发生在连阴雨背景下的持续性高架对流过程的环流形势及不稳定机制进行了分析。张一平等(2014)对河南早春一次高架对流环境条件形成的天气过程进行了分析，并给出了流型配置模型。盛杰等(2014)对中国南方冬季高架对流的统计特征和相应的对流天气进行了分析。

以上关于中国高架对流的工作多数涉及单个个例分析，没有给出比较明确的适合中国情况的高架对流的判别标准，对于高架对流形成机理的讨论也极少。在本文中，将首先给出高架对流的判别标准，主要针对冷季(冷季在各个地区是不同的，华北地区直到江淮地区是10月-次年4月，东北地区和西北地区是9月-次年5月，而华南地区是11月-次年3月)，然后重点对3次冷季高架对流个例进行分析，试图揭示中国冷季不同类型高架对流在环境背景、雷达回波结构、产生的天气类型和主要形成机理方面的主要特征，包括共同点和差异。其中2个个例属于条件不稳定导致的垂直对流，1个个例属于条件对称不稳定导致的倾斜对流。属于第3条机理的个例由于没有找到比较确切的例子因而没有做个例分析。

2 “高架对流”判别标准

如图 1所示，冷季高架对流发生时，地面附近通常为稳定的冷空气，有明显的逆温。来自地面的气块很难穿过逆温层而获得浮力，而是逆温层之上的气块绝热上升获得浮力导致深厚湿对流。高架对流发生在锋面的冷空气一侧，构成对流的暖湿气流来自锋面暖湿区一侧，沿着锋面爬升至少100 km或更远的水平距离到锋面冷区冷垫之上由高空的辐合切变线和/或高架锋面垂直环流以及重力波等所触发(图 1)。

由图 2可见，在冷锋(蓝色实线)后和暖锋(红色实线)前的冷区有高架对流存在(图 2b黑色箭头所指)，距离锋面超过150 km。来自墨西哥湾的暖湿气流分别沿着冷锋和暖锋爬升，在距离锋面较远处的冷垫之上遇到某种触发机制(中低层辐合切变线或高架锋面垂直环流或重力波)导致高架对流形成。

Colman认为判别高架对流的判据是：地面观测的雷暴记录位于气温、露点和风向有明显差异的锋面冷区一侧；同时锋面暖侧相当位温必须高于冷侧。Colman (1990a, 1990b)用满足上述定义的样本集，统计分析了美国1978年9月至1982年8月1387个高架对流记录。结果表明：在落基山脉东部，除佛罗里达州外，冷季(11月至次年2月)雷暴几乎全部为高架对流；一年中高架对流频数最高的月份为4月，其次为9月。Grant (1995)在Colman高架对流样本选择标准基础上，增加了对深厚湿对流产生的灾害性天气的要求，即：规定至少有5个灾害性强对流天气观测记录位于锋面冷侧距锋面80 km以外，灾害性强对流天气指龙卷、阵风风速50 kt (25 m/s)、冰雹直径0.75英寸(2.0 cm)等。Grant (1995)分析了1992年4月至1994年4月位于近似东西向的静止锋或暖锋北侧的11个个例的321次高架对流记录，发现雷暴云的云底在锋面显著逆温层之上，最不稳定气块常位于850 hPa附近或之上。Horgan等(2007)在Grant的样本选择标准上，增加了对强对流天气灾害性程度的区分，分为强对流天气和显著强对流天气，同时要求对流天气记录位于锋面冷空气一侧距离地面锋面一个纬距以上。Grant (1995)和Horgan等(2007)的标准显然不适合中国，中国的高架对流尤其是冷季多数都比较弱，能够产生如上述两位学者给出的强对流天气的极少。不过，他们将对流性天气的发生作为判据组成部分的做法是可取的。

综合以上几位学者的做法，考虑到中国冷季高架对流大多数都不强的事实(盛杰等，2014)，涉及到中国冷季高架对流的判据，判别标准可以初步定为：(1) 有3个以上站点有雷暴或对流性天气记录(雷暴、任何尺寸冰雹、17 m/s以上的对流大风、20 mm/h的短时强降水或任何级别龙卷)，或者3个以上站点上空或附近降雨的反射率因子不低于35 dBz, 或有闪电发生, 或者出现10 mm/(6 h)或以上暴雪事件，并且降雪的最强反射率因子超过25 dBz；(2) 对流出现在地面冷锋后或暖锋前或静止锋冷区，从雷达上观测到的对流初始触发的位置或地面对流天气记录站点距离地面锋面一个纬距以上(约110 km，这一点采用了Horgan的标准)；(3) 位于锋面冷区的高架对流区环境探空存在显著逆温和低层冷垫，冷垫厚度至少50 hPa。以上标准主要适用于中国冷季高架对流。

3 条件不稳定导致的高架对流

比较剧烈的高架对流通常都是由条件不稳定导致的，有些较弱的高架对流也同样可以由条件不稳定导致。下面给出两个例子，一个是中国南方初春时较弱高架对流产生大范围的雷电和小冰雹(或霰)，一个是初春时胶东半岛产生较大冰雹和雷暴大风的强高架对流。

3.1 2012年2月27日华南高架对流

2012年2月27日白天，华南地区的广西东北部、湖南南部、江西南部、广东北部和福建西北部出现大范围雷暴和冰雹天气(图 3)，是当年华南地区首次大范围对流过程(农孟松等，2013)。图 3给出了2012年2月27日08时(北京时，下同)的850 hPa天气图，上面标注了降雹区和雷电并存(橙色曲线所围范围)及没有降雹只有雷电的区域(浅蓝色曲线所围区域)的范围。地面冷锋位置用标准冷锋符号标注，另外蓝色“G”代表地面高压中心。灰色点划线为850 hPa切变线，可见雷暴区域主要位于850 hPa切变线北侧。此次过程共有55站出现雷电，14站出现冰雹，冰雹直径为3-8 mm (严格地讲，只有直径5 mm或以上的才能称为冰雹，小于5 mm的应称为霰)。雷暴发生区域位于冷锋后冷区内，距离地面锋面300-400 km。

从图 3可见，500 hPa低压槽从山西北部向西南方向延伸，一直到贵州西南部，并且在2012年2月27日08-20时向东移动约5个纬距。根据准地转垂直运动方程(Holton，2004)，500 hPa低压槽前正涡度平流与低空弱的正涡度平流间形成微差涡度平流，强迫出槽前大范围上升运动，与垂直温度层结配合有利于对流的出现。在边界层顶逆温层附近(图 4)，大气静力稳定度较大，正涡度平流强迫的上升气流较弱，导致的降温较小，而在远离边界层顶的更高处(例如650-580 hPa)，大气静力稳定度较弱，涡度平流强迫的上升气流强，那里降温明显，这样就会使对流层中层温度降低明显，低层温度降低不明显，有利于逆温层顶以上条件不稳定层结的形成。此外，700和850 hPa等压面上在27日08时都存在东西向的切变线，图 3中给出了850 hPa等压面上切变线的位置，而700 hPa切变线位置比850 hPa切变线位置更靠北(图略)，图中发生高架对流出现小冰雹的区域刚好位于700和850 hPa切变线之间。考察925、850和700 hPa的南方锋区，该锋区从低到高逐渐向北倾斜。地面图上整个中国大陆为一不太强的冷高压控制，高压中心位于图 3中标的“G”处，最强海平面气压1032 hPa (图略)。靠近图 3中高架对流区域海平面气压场等压线较密，地面盛行偏北风(图略)。

图 4给出了广西梧州2月27日08时的探空曲线。从中可以看出，925-850 hPa是一个很强的逆温层，逆温层以下为一个一直扩展到地面的冷垫，冷垫靠近地面处气温在5℃左右，而逆温层之上气温为12℃。855-420 hPa为湿中性和/或条件不稳定层结，其中明显的条件不稳定层结位于700-580 hPa。左面的棕色曲线表示从地面起始绝热气块的状态曲线，其对流有效位能为0。右边的棕色曲线为从逆温层顶起始的气块(最不稳定气块)，其对流有效位能(最不稳定气块对流有效位能)为红色阴影区所呈现，其值大约为100 J/kg。根据对流有效位能(E_CAP)和对流系统内最大上升气流的关系(Markowski et al, 2010)

(1)

将E_CAP=100 J/kg代入式(1)，得到理想情况下其形成的对流系统内最大上升气流约为14 m/s，而实际最大上升气流最多为上述理想值一半左右(Markowski et al, 2010)，也就是7 m/s。对于深厚垂直对流系统，是一个很温和的最大上升气流，因此所产生的天气除了雷电，只有很小的冰雹和霰，并且伴随较弱的降水。大气低层风垂直切变很大，风925 hPa为8 m/s偏东风，850 hPa为14 m/s的偏南风，700 hPa上是22 m/s西南偏西风，存在非常显著的顺时针旋转。

表 1给出了从北到南几个探空站包括长沙、郴州、梧州、阳江、海口和三亚27日08时资料计算的冷垫厚度和逆温层温差(在一定程度上代表逆温层强度)。冷垫厚度是地面到逆温层顶的气压差，而逆温层温差是指逆温层顶和逆温层底之间的温度差。非常明显，从南到北，冷垫逐渐增厚，大致可以估计出冷垫的坡度大约为1/400。

很显然，此次过程中的暖湿空气来自中国南海，沿着坡度很小的冷垫向北爬升，当爬升到850-700 hPa高度时，与偏北气流形成辐合切变线。而来自地面冷锋南侧的空气块，沿着坡度很小的锋面倾斜爬升到上述辐合切变线位置，受到与辐合切变线相关联的垂直上升气流作用向上抬升，使得对流触发，产生了雷电和小冰雹。

图 5给出了桂林SB型多普勒天气雷达在2月27日14时01分(图 5a)和16时(图 5b)2.4°仰角的反射率因子。从中可以看出对流系统回波不是很强，最强回波基本上不超过45 dBz，多数对流云团回波在30-40 dBz，与较小的E_CAP是符合的。

或许会有一个问题，这次高架对流的机理是否可能也涉及到条件对称不稳定导致的倾斜对流呢？答案是否定的。第一，根据NCEP分析资料在环境背景中没有检测到条件对称不稳定；第二，更重要的一点，由条件对称不稳定导致的倾斜对流都是成带状的，对流带的走向平行于深层风垂直切变方向，在本个例中该方向是西南偏西-东北偏东方向。从天气雷达回波可见，此次高架对流以团状回波为主，即便个别的带状回波，也不是西南偏西-东北偏东方向的，因此可以排除条件对称不稳定导致此次高架对流的可能性。

江南和华南的2月中下旬到3月初，这类高架对流天气时有发生，其天气形势与温、湿度和风场结构与上述个例类似，对流天气通常不强，以雷暴、小冰雹和/或霰为主，涉及的范围较大，可达3-4个省。该类型冷季高架对流主要形成机制是来自地面锋面以南的气块沿着逐渐增高的冷垫北上，冷垫之上常常存在很弱的条件不稳定和很小的对流有效位能，气块遇到850-700 hPa的辐合切变线，在与辐合切变线相关联的垂直上升气流抬升作用下触发形成深厚湿对流。

3.2 2007年3月30日胶东半岛高架强对流

2007年3月30日17时-31日01时，胶东半岛出现强冰雹雷暴大风等强对流天气(对流天气范围如图 6中橙色曲线所围区域)，有8个地面观测站记录到冰雹，其中最大冰雹直径23 mm；一个观测站记录到对流性大风，风速21 m/s。这是一次产生了强对流天气(中国强对流天气尚没有国家标准，业内比较公认的标准是20 mm以上直径的冰雹、17 m/s以上对流性大风，任何级别的龙卷和20 mm/h以上的短时强降水)的高架对流过程。

这次过程主要的影响系统之一是500 hPa上东移的西风槽(图略)，槽前低层具有明显的暖湿平流，尤其在925-850 hPa (925 hPa天气图略)。925-850 hPa四川盆地低层为一个低涡，低涡的气旋型环流加强了其东侧的暖湿平流(图 6)。图 6给出了3月30日08和20时的850 hPa天气图。从图中可看出，3月30日08时，低涡前显著暖湿平流区从河南、安徽北部直到河北中南部和山东西部；3月30日20时，显著暖湿平流区随着500 hPa高空槽的东移而东移，整个山东省尤其胶东半岛具有很显著的低层暖湿平流。应该说20时的环境更接近对流生成的17时前后的环境条件，从20时的图判断，强对流区域与地面暖锋锋面(图 6)距离在200-300 km，而对流初始生成区域位于莱州湾，距离暖锋锋面300 km左右。在08时850 hPa图上，有一条切变线从内蒙古北部向西南方向延伸，穿过河套地区(灰色点划线)；20时，该切变线从内蒙古东部向西南偏南方向穿过渤海西部边缘直到河北山东交界处。

08时青岛站探空(图 7a)显示, 850 hPa以下存在非常强的逆温层和冷垫，无论是地面起始的还是逆温层顶起始的绝热气块其获得的对流有效位能都是0。从逆温层顶起始的绝热气块所得对流有效位能为0是因为逆温层顶附近露点太低。从图 6看出，随着08-20时系统东移，暖锋和锋前显著暖湿平流区也会东移，青岛850 hPa附近露点会由于强烈的湿度平流而迅速升高，使得从逆温层顶起始的绝热气块获得对流有效位能，从而有可能在午后产生高架对流。实际上，高架对流在30日17时前后出现在莱州湾附近(图 8)，随后影响胶东半岛直到31日01时。由于青岛探空站30日21时之前没有受到对流影响，但距离对流位置很近，因此青岛20时探空(图 7b)可以较好地代表高架对流近风暴环境的温、湿、风垂直廓线。与08时相比，850-650 hPa的露点升高，这一段处于饱和状态，从对流层顶起始的绝热气块获得的对流有效位能(这类对流有效位能称为最不稳定气块对流有效位能)达到1420 J/kg, 在这个季节应属于比较大的值。0-6 km风矢量差为40 m/s，意味着极强的深层风垂直切变，从地面到700 hPa风向显著顺时针旋转，有利于多单体强风暴和超级单体风暴的形成。对比08和20时探空图，注意到可降水量从08时的12 mm增大到20时的27 mm，逆温层顶温度也从08时的10 ℃升高到20时的15℃，进一步说明白天850-650 hPa的湿度平流和850 hPa附近暖平流很强。

图 8显示30日17时04分直到18时34分青岛SA雷达每隔30 min的0.5°仰角反射率因子。从中可见，30日17时左右，高架对流在莱州湾附近生成，由于风暴承载层的平均风是较强的偏西风，对流生成后迅速东移加强。此次高架对流有两个可能的触发机制：(1) 850 hPa等压面附近的辐合切变线(图 6)：由于下面为冷垫，向下运动受阻，该等压面上辐合切变线将导致沿着辐合切变线的上升运动，导致对流触发；(2) 重力波：850 hPa的西南气流越过泰山山脉群会激发出重力波，而莱州湾刚好位于其下游，由重力波触发高架对流。

重力波的产生需要一个较为深厚的稳定层结。此外，由泰山触发的重力波的相速度是向东北水平传播，但其群速度是向上传播的(Holton，2004)，即能量是向上频散的。要想形成可以触发对流的较大振幅中尺度重力波，则需要在稳定层之上存在一个深厚的同时具有较强风垂直切变和条件不稳定的部分大气对流层(Lindzen et al, 1976)，使得该层的粗理查森数小于0.25，而重力波水平相速度等于高空风的那一层为临界反射层，重力波频散能量遇到该临界反射层将绝大部分被反射回来，与上传的重力波包络(群速度)相遇叠加而加强，产生波导效应，形成较大振幅中尺度俘获重力波(Markowski et al，2010)，其示意图见图 9。Markowski等(2010)进一步指出，Ri小于0.25出现重力波波导效应是线性理论结果，如果考虑非线性效应，则当Ri值在0.25-2.0时，仍会发生临界层明显反射，从而导致低层稳定层中出现重力波波导效应，导致重力波俘获现象的发生。而图 7b显示的20时青岛探空恰恰满足Ri在0.25和2.0之间的考虑了非线性效应的重力波波导产生条件。根据粗理查森数Ri的表达式：

(2)

式中，N²=[(g/T₀)(Γ_d-γ)], N为布伦特-维萨拉频率，T₀在本个例中为逆温层顶温度，根据青岛20时探空计算，从逆温层顶到500 hPa深厚的条件不稳定层的粗理查森数Ri大约为0.67，位于0.25和2.0之间，因此会存在临界层显著反射向上传播的重力波能量，在低层稳定层形成重力波波导效应。上述关于低层稳定层之上的深厚条件不稳定层中Ri小于某一阈值就会出现明显临界层对重力波能量的反射中的阈值大小只是理论值，其阈值实际大小需要在实际应用中摸索，目前这方面的工作很少。有一点是确定的，低层稳定层以上部分大气层结的条件不稳定度越大，风垂直切变越强，则越有可能存在一个临界层显著反射上传的重力波能量，形成低层稳定层内的重力波波导效应，导致大振幅的俘获重力波，可以起到触发深厚湿对流作用。

从图 6b呈现的30日20时850 hPa天气图上的辐合切变线相对于图 8a显示的雷暴初始发生位置明显偏西，因此在上面提到的触发对流的两种机制中，由较大振幅俘获重力波触发的可能性较大。而重力波的产生源自强盛的西南风遇到泰山为中心的地形而激发。

由图 8可见，高架对流自17时前后生成之后，在温和的对流有效位能和非常强的风垂直切变联合作用下，逐渐加强，对流范围也逐渐扩大。在17时04分雷达西北方向的一些小块新生单体(箭头所指)30分钟以后逐渐连接成带状结构。而17时04分位于雷达东北部的几个新生单体(箭头所指)30分钟以后都消散了。从18时04分的图上仍然可见有小的单体在位于整块主体回波的上游生成，然后逐渐加强(图 8d)。上述这些在主体回波上游生成的对流单体应该是由上述泰山山脉群激发的较大振幅的俘获重力波所触发。另外，也注意到，有些新生回波是在原有回波的偏南一侧生成的，然后有所发展。如果是基于地面的对流，这类回波往往由已有雷暴的下沉气流形成的冷池前沿阵风锋遇到来自南方的暖湿气流所触发。在这里高架对流情况下，下沉气流形成的冷池与大气边界层原有的冷垫混合，偏南暖湿气流来自冷垫以上，因此不会出现阵风锋触发的情况。比较可能出现的情况是，强烈的下沉气流的冲击可能会触发类似于涌潮(Bore)的波动(重力波的一种特殊形态)，有些类似船经过河流掀起的涌浪，而冷垫表面的涌浪波锋遇到偏南暖湿气流在原有对流回波南侧触发新的对流单体。不像Marsham等(2011)在分析美国一次高架对流转换为基于地面对流的分析中识别出了涌潮，在此次胶东半岛高架强对流过程中没能通过雷达回波特征识别出涌潮，意味着很可能并没有形成涌潮那样强的系统，但类似的弱一些的涌浪似的波动的形成是完全可能的和容易想像得到的。

此次高架对流过程非常强，最强回波超过65 dBz，在栖霞观测站观测到23 mm直径冰雹。有多个多单体强风暴和若干类超级单体发展，之所以称为“类超级单体”是因为没有满足超级单体的所有判别条件，特别是中气旋比较浅薄，垂直伸展不够深厚，持续时间较短。图 10是2007年3月30日19时36分青岛雷达0.5°、1.5°、6.0°仰角反射率因子和0.5°仰角径向速度，图中所标超级单体的那个强单体就是上述所谓的“类超级单体”，中气旋(蓝色圆圈所示)限于中下层(1.5-3.0 km)，最强回波超过65 dBz，50 dBz回波扩展到10 km以上高度，30 dBz为阈值的回波顶达到12 km，这在3月底的山东是一个很高的回波顶高。在其下游站莱西只观测到直径8 mm的冰雹。该超级单体风暴对应的强冰雹区很狭窄，该强冰雹区没有经过莱西站。而位于图像西北的栖霞站却观测到了直径23 mm的冰雹，因为一个多单体强风暴的强降雹区经过该站。从结构上分析，上述“类超级单体”最强冰雹区应该降下更大的冰雹，只是没有落在站点上。不过，该“类超级单体”强烈的下沉气流在下游的莱阳产生了21 m/s的对流性大风。从图 7探空分析，在650-500 hPa存在明显干层，该干层的存在有利于雨滴的蒸发或冰雹的升华从而明显降低该“类超级单体”内部下沉气流内部的温度，使其温度明显低于环境温度，产生明显的负浮力，导致强烈下沉气流，只是低层的冷垫缓冲了强烈下沉气流在低层尤其是地面附近产生的辐散，下沉气流在冷垫中前进，负浮力绝对值逐渐减小，最终达到浮力为0，此时仍具有一定的向下动量，仍然会继续下冲以至于在地面附近产生较强辐散，导致地面大风。这与强烈发展的积雨云顶部出现上冲云顶的机理是类似的，虽然浮力为0甚至进入对流层顶之上的稳定区，已经很强的上升气流不会马上停下来，仍然会上冲一段距离。如果没有低层冷垫存在，在产生21 m/s的雷暴大风处将产生更强的雷暴大风。不过，冷垫的存在也阻止了一些雷暴内不是很猛烈的下沉气流到达地面产生强辐散风，这也是为什么高架对流相对于基于地面的对流而言导致的对流性大风较少的主要原因。类似的“类超级单体”总共出现了2-3个，更多的是多单体强风暴和普通多单体风暴。这样强的冷季高架对流在中国是不多见的。

图 11是2007年3月30日20时30分1.5°仰角的反射率因子，棕色圆圈代表以泰山为中心的山区，绿色箭头为20时850 hPa章丘探空站风向，风速为16 m/s。从整体回波形态看，像是一串重力波波列，波长在30-50 km。如前所述，认为以泰山为中心的山地触发的较大振幅的中尺度俘获重力波是此次高架对流的最有可能的触发机制。而图 11同时使我们倾向于认为山脉触发的重力波对对流形成后的组织形态也起到重要调制作用。上述波列的周期大约只有10-20 min，现有资料只有每隔3 h的地面测站变压，因此没有办法在地面测站变压和上述疑似重力波波列之间建立一致性对应关系。还有一个问题：上述波列形态的回波并不是高架对流一开始就建立的，而是在其开始2个多小时以后。一种解释是其间可能需要一个逐步调整的过程。由图 8可见，其不同时刻的4幅图上的回波也是呈现了部分波状结构，只是没有图 11明显。无论如何，这是一个有意义的猜测，前面分析也指出20时青岛探空的层结结构是有利于较大振幅的中尺度俘获重力波的形成(Lindzen et al, 1976；Markowski et al，2010)，只是目前能获得的资料还不能完全证实山脉触发的重力波触发了高架对流并对其随后发展的整体组织形态的形成起重要作用，可以认为是高度疑似。

4 条件对称不稳定导致的高架对流个例

下面将要讨论的高架对流个例涉及到条件对称不稳定机制，为了将个例讨论清楚，首先回顾一下条件对称不稳定和倾斜对流的概念。

4.1 条件对称不稳定概念回顾 4.1.1 对称不稳定

空气气块可以既是静力稳定的也是惯性稳定的(处于静力平衡和地转平衡，因此处于热成风平衡)，但该气块沿着某一相对于水平倾斜的路径的移动可能是不稳定的(图 12)。这种类型的不稳定称为对称不稳定(Emanuel, 1979)。

对称不稳定涉及到沿着热成风或平均层等温线(或深层风垂直切变矢量)移动的一个物质管。环境一定是近似二维的，也就是说风或热成风只能在一个水平方向和垂直方向有变化。通常将沿着热成风的方向取为x轴，而垂直于x轴的另一个水平方向为y轴, 则近似二维意味着热成风或与热成风对应的垂直风切变矢量只随y和z变化。对称不稳定的释放会导致所谓的倾斜对流。

图 12给出了对称不稳定的示意图。其中蓝色等值线为与热成风垂直的经向垂直剖面内平均大气位温(θ)等值线，红色等值线为与热成风垂直的经向垂直剖面内绝对地转动量M_g(M_g=u_g-f_y)的等值线。由于平均位温θ随高度升高，气块垂直移动离开初始位置将受到使其返回初始位置方向的恢复力，因而是静力稳定的；同时由于地转动量沿着y增加方向减少，沿着水平方向离开初始位置移动的由大量气块构成的沿着x轴方向(地转风方向)物质管也会受到恢复力作用向着返回初始位置方向移动，因此是惯性稳定的。

容易证明(Markowski et al, 2010)，如图 12所示的情况，在垂直于热成风的横截面内，平均位温(θ)等值线的坡度大于绝对地转动量(M_g)的坡度，此时从初始位置A点出发沿着两个等值面之间的任何方向移动的物质管将受到向离开其移动方向的加速度，因此是不稳定的，其中最不稳定的物质管的位移方向几乎是沿着等θ面。这样，对称不稳定的判据可以表述为

(3)

4.1.2 条件对称不稳定

多数情况下，对称不稳定出现在对流层深层大气处于几乎饱和的情况下。此时称为条件对称不稳定(Bennetts et al, 1979)。此时判据(3)成为

(4)

即用大气参考态饱和相当位温代替式(3)中的位温，判据变为在垂直于热成风方向(或深层风垂直切变矢量的方向)的横截面内饱和相当位温的坡度大于地转绝对动量的坡度。

在许多情况下，条件对称不稳定是锋面气旋内尤其是锋区附近中尺度雨带形成的可能机制之一，在这些区域风垂直切变较大。由于条件对称不稳定的释放而形成的雨带，有时成平行的多重雨和/或强雪带形式，应该是沿着热成风(即深层风垂直切变矢量)方向。如式(4)和图 12所示，在垂直于热成风的横截面内的某个气块(注意：考虑到其在热成风方向无限延长，其实气块代表沿着热成风方向的一个物质管)移动方向在θ_e^*和M_g等值线(面)之间，就是不稳定的，通常气块会倾向于沿着θ_e^*等值线(面)移动，因为在饱和情况下，最不稳定的条件对称不稳定扰动方向是沿着θ_e^*等值线(面)(Markowski et al, 2010)。

在条件对称不稳定导致的倾斜对流中，上升气流的量级为1 m/s；而在条件不稳定释放形成的垂直深厚湿对流中，上升气流量级为10 m/s；在天气尺度稳定性降水中，上升气流量级为0.1 m/s。

与垂直深厚湿对流的形成3要素为条件不稳定、水汽和抬升触发类似，倾斜湿对流形成的3要素为条件对称不稳定、水汽和抬升触发。倾斜对流的触发通常比垂直对流容易，只要对流层深层大气达到饱和，很小的抬升就可以导致其触发，其中暖平流以及锋生过程导致的热力直接环流的上升支是最常见的触发机制(Schultz et al, 1999)。

4.2 条件对称不稳定导致的高架倾斜对流个例

所选个例发生在2008年1月中国南方大范围冰冻雨雪期间。2008年1月27日08时至28日08时，安徽中部、江苏苏北沿江地区、苏南和浙江北部部分地区发生历史上罕见的区域性大暴雪(图略)。在上述大约6万km²区域中，有60个国家级观测站24 h降雪超过10 mm，41个站超过15 mm，28个站超过20 mm，11个站超过25 mm。上述24 h雪量最大的站是安徽铜陵，为34 mm。有6个站6 h降雪超过10 mm, 其中铜陵站连续两个6 h降雪超过10 mm。

2008年1月27日08时500 hPa天气图如图 13所示。在500 hPa，一个西风槽穿过西藏北部直到印度东北部，西风槽西北有一个弱的闭合低压，再往北是一个高压脊，脊内存在一个闭合高压，高压脊以东是向位于鞑靼海峡低压中心过渡的地区。暴雪区如蓝色长方框所框，其中心为40 m/s的偏西风，其南侧和西侧存在明显的暖平流，强风从长方框西部的西南偏西风进入长方框后转为基本上的偏西风。显然上述西风槽距离暴雪区很远，不会对此次暴雪产生直接影响，最有可能对此次暴雪产生影响的是500 hPa附近暴雪区西侧和南侧的明显暖平流。700 hPa位于冷垫之上(图 14)，暴雪区内700 hPa等压面上为14-20 m/s的较强西风，暴雪区位于700 hPa锋区之内(图略)。地面冷锋/静止锋沿着中国东南沿海向西穿过海南岛直到越南北部，与暴雪区距离在500-600 km (图略)。

图 14给出了2008年1月27日08时的南京探空曲线。可见从地面直到800 hPa左右是一个强大的低层冷垫，700 hPa以上高度为偏西的暖湿气流，500 hPa西风风速高达40 m/s，表明很强的深层风垂直切变，0-6 km风矢量差为45 m/s，方向为西，意味着很强的热成风和强斜压性，而且热成风方向也基本是正西。利用1°×1°的NCEP/NCAR分析资料，在合肥附近做垂直于深层风垂直切变或热成风方向(东西方向)的南北方向垂直剖面，在剖面内给出地转绝对动量(M_g)和相当位温(θ_e)的等值线(图 14探空曲线显示整层大气几乎饱和，因此相当位温与饱和相当位温几乎相等)(图 15)。其中红色长方框标出了相当位温等值线坡度大于绝对动量等值线坡度(条件对称不稳定)的大致区域。纬度在31°和37°N，高度在600-400 hPa，与上述暴雪区域相比，略微有些偏北，考虑到NCEP资料毕竟不是实际观测资料，模式预报会有一定偏差，因此基本可以断定此次暴雪过程与条件对称不稳定密切相关。由于整个气层几乎是饱和的，而且又满足条件对称不稳定，倾斜对流的触发只需要很弱的扰动。如前所述，500 hPa等压面上暴雪区南侧和西侧具有明显暖平流，而700 hPa暖平流很弱，从700 hPa到500 hPa暖平流逐渐加强，暖平流的向上倾斜爬升可以启动条件对称不稳定，触发倾斜对流。至于锋生环流，此次过程中较强的锋生过程发生在江南到华南的850 hPa附近(图略)，与暴雪区有相当距离，基本可以排除其在暴雪区触发倾斜对流的可能。此次过程在缺少西风槽、锋面气旋或显著低涡切变线情况下，出现这样的区域性大暴雪，是由于强斜压性，600 hPa以上近中性(湿中性)的温度层结，尤其是与强斜压性密切相关的条件对称不稳定导致的倾斜对流，最终导致了这场区域性大暴雪。

图 16给出了2008年1月27日14时15分合肥SA天气雷达0.5°仰角反射率因子图。从中可以看出，降雪回波呈现为平行于深层风垂直切变方向的数个平行回波带，其中心部分回波强度大多在25-30 dBz, 个别的如在安徽铜陵和宣城之间存在30-35 dBz的回波核心，这对于降雪属于很强的回波。雪带的最大回波顶高在6-7 km。Markowski等(2010)指出：(1) 条件对称不稳定导致的雨带或雪带几乎沿着热成风排列，与热成风夹角通常不超过15°；(2) 如果雨带或雪带移动，则它们将随环境气流移动，即雨带/雪带将被环境气流所平流，相对于环境气流，雨带/雪带没有传播。如前所述，27日08时上述暴雪区域内0-6 km风切变或热成风方向大致上是偏西风，并且雪带随风平流，没有传播效应。因此上述图 16中的雪带完全满足这两个条件，属于典型的条件对称不稳定释放导致的倾斜对流形成的平行带状回波。到了27日夜间和28日凌晨，0-6 km风垂直切变和相应热成风风向转为西南偏西风，上述平行雪带也转为西南偏西方向，雪带中回波核心仍然维持在25-30 dBz (图略)。需要指出的是，并非所有平行带状回波都属于条件对称不稳定导致的回波，首先必须满足条件对称不稳定条件，同时平行于热成风，才可认定为条件对称不稳定导致的雨带或雪带。

王建中等(1995)、盛春岩等(2002)以及池再香等(2005)分别分析了1986年11月22-23日发生在内蒙古河套地区的暴雪过程(6 h最大降雪量超过5 mm)，2001年1月6-7日山东暴雪(最大36 h过程降雪量40 mm)过程，2003年1月5-6日黔东南暴雪过程(24 h最大降雪量37 mm)。他们都认为条件对称不稳定导致的倾斜对流是上述几次暴雪过程产生的主要原因之一。中国其他一些学者也做过类似工作。其实，上述有关条件对称不稳定导致的暴雪过程的个例绝大多数都属于高架倾斜对流，只是作者没有这样归类而已。

5 结论与讨论

并非所有深厚湿对流都是由来自地面附近的上升气块触发的。有一部分深厚湿对流是在大气边界层以上被触发的，称之为高架对流或高架雷暴。冷季高架对流可以由3种不同机制形成：(ⅰ) 条件不稳定导致的垂直对流；(ⅱ) 条件对称不稳定导致的倾斜对流；(ⅲ) 在条件稳定性和条件对称稳定性都是近乎于中性情况下，由锋生过程强迫的较强锋面垂直环流；第一种机制导致的对流中的上升气流量级为10 m/s，而第二和第三种机制导致的上升气流量级为1 m/s。

(1) 中国冷季高架对流建议判据：(a)有3个以上国家级站点有雷暴或对流性天气记录(雷暴、任何尺寸冰雹、17 m/s以上的对流大风、20 mm/h的短时强降水或任何级别龙卷)，或者3个以上站点上空或附近降雨的反射率因子不低于35 dBz, 或有雷电, 或者出现10 mm/(6 h)或以上暴雪事件并且降雪的最强反射率因子超过25 dBz；(b)对流出现在地面冷锋后或暖锋前或静止锋冷区，从雷达上观测到的对流初始触发的位置或地面对流天气记录站点距离地面锋面一个纬距(110 km)以上；(c)位于锋面冷区的高架对流区环境探空存在显著逆温和低层冷垫，冷垫厚度至少50 hPa。

(2)  2012年2月27日广西大部分地区、湖南南部、江西南部以及广东北部大片地区雷暴和弱冰雹过程是一次典型的由弱的条件不稳定导致的高架垂直对流过程，对流有效位能只有100 J/kg左右。整个大陆为弱的冷高压控制，大气斜压性强，冷锋从东南沿海穿过海南岛一直到越南北部，地面锋面距离高架对流区域300-400 km。此次过程中的暖湿空气来自中国南海，沿着坡度很小的冷垫向北爬升，当爬升到850-700 hPa高度时，与偏北气流形成辐合切变线。而来自地面冷锋南侧的空气块，沿着坡度很小的锋面倾斜爬升到上述辐合切变线位置，受到与辐合切变线相关联的垂直上升气流作用向上抬升，使得对流触发，产生了雷电和小冰雹。江南和华南2月中下旬，这类高架对流天气时有发生，其天气形势与温、湿、风场结构以及深厚湿对流形成机制和该个例类似，对流天气通常不强，以雷暴、小冰雹或霰为主，涉及的范围较大，可达3-4个省。

(3) 与2012年2月27日华南高架弱对流个例形成鲜明对比，2007年3月30日发生在山东胶东半岛的高架垂直对流产生了强冰雹和雷暴大风等强对流天气，属于相对罕见的强烈高架对流个例。这个例子同样发生在强斜压环境下，最不稳定气块对流有效位能达到1400 J/kg, 0-6 km风矢量差达到32 m/s，即中等大小对流有效位能和极强的深层风垂直切变，导致2-3个“类超级单体”风暴、多个多单体强风暴和大量多单体风暴的产生。此次高架对流最有可能的触发机制是由泰山为中心的地形触发的大振幅中尺度俘获重力波。由于环境条件符合Lindzen等(1976)以及Markowski等(2010)给出的形成较大振幅中尺度重力波的条件：在由低层冷垫构成的稳定层之上存在一个较为深厚的条件不稳定层或近湿中性层结，风速随高度迅速增大，导致较小的粗理查森数，则在所谓临界层--风速与重力波相速度相等的高度，向上频散的重力波能量(群速度方向)绝大部分被向下反射，与向上传播的重力波包络(能量)相互加强，在地形下风向形成所谓“俘获”重力波。这类大振幅中尺度重力波具有触发深厚湿对流的能力。观察这次高架强对流个例的系列雷达回波图，开始时段部分地区，2 h以后更加显著地呈现出中尺度波列结构。因此，除了触发对流生成，以泰山为中心的山地触发的“俘获”重力波对此次对流形成后的组织形态很可能也起到明显的调制作用。

(4) 2008年1月中国南方大范围冰冻雨雪期间，2008年1月27日08时至28日08时，安徽中部、江苏苏北沿江地区、苏南和浙江北部部分地区发生历史上罕见的区域性大暴雪。从地面直到800 hPa左右是一个强大的低层冷垫，700 hPa以上高度为偏西的暖湿气流，500 hPa西风风速高达40 m/s，表明很强的深层风垂直切变，0-6 km风矢量差为45 m/s。分析NCEP资料垂直于热成风方向的垂直剖面内相当位温和地转绝对动量等值线，表明暴雪区域4-6 km高度存在明显的条件对称不稳定。降雪回波呈现为平行于深层风垂直切变方向的数个平行回波带，其中心部分回波强度大多在25-30 dBz, 个别的如在安徽铜陵和宣城之间存在30-35 dBz的回波核心，这对于降雪属于很强的回波，是倾斜对流存在的有力证据。雪带的最大回波顶高在6-7 km。基于上述事实的分析表明此次暴雪过程形成的主要原因之一是由条件对称不稳定导致的倾斜对流。

本研究分析的3个冷季高架对流例子的共同特点是斜压性都很强，对流发生区在地面锋面以北数百千米。不同点是前两个个例为条件不稳定结合水汽和抬升触发等条件导致的垂直对流，最后一个个例为条件对称不稳定结合水汽等条件形成的倾斜对流。而垂直对流的两个个例中一个弱而另一个强，其中与第一个例子，即弱垂直对流例子类似的高架垂直对流在江南和华南的2月中下旬出现频率较高。有几个问题值得讨论和/或说明：(1) 文中给出的中国高架对流判据是根据已有的资料所做的尝试，主要针对冷季高架对流，不见得适用于全中国各地，需要在对全国高架对流做系统性全面气候统计分析的基础上进一步修改，该气候统计工作正在进行，同时需要展开对中国暖季高架对流的研究；根据Wilson等(2006)，只要是位于平坦地区，出现的深厚湿对流附近如果没有明显的辐合线就可以归类为高架对流，如果按照这样的标准，那么中国暖季高架对流也会很多，时常也能遇到这样的例子，其环境背景特征与冷季高架对流会有相当大的不同，其触发机制也会更多更复杂。(2) 由于高架对流在底层冷垫之上触发，而高空资料一天只有两次，具体触发机制的确定相当困难，基本上是猜测，不像基于地面的深厚湿对流很多情况下可以确定其触发机制如冷锋、阵风锋等，这就使得高架对流生成的短时临近预报面临极大挑战，目前几乎没有什么办法；(3) 低层稳定层的存在为重力波产生和传播提供了条件，而冷垫之上深层条件不稳定和强烈风垂直切变层的存在使得较大振幅的俘获重力波可以形成，无论在高架对流触发还是对高架对流形成后的组织形态的调制方面都会起到显著作用，重力波在这两方面的作用都远大于基于地面的深厚湿对流情况；(4)  过去不少学者研究了条件对称不稳定在冬季暴雪形成中的作用，其中大多数例子都可以归结为高架倾斜对流。