引言

强对流天气是山东较常见的灾害性天气之一，多伴有雷暴大风、冰雹及带有强雷暴现象的短时强降水。其时空尺度小、持续时间短、致灾性强且预报预警难度大，对社会经济发展和人民生命财产安全造成严重损失，因此研究强对流天气具有重要意义。近几十年来，国内外气象学者对强对流天气进行了研究^[1-6]。阵风锋是雷暴向外水平出流与周围空气的边界，因其时间、空间尺度较小，生消、移动迅速，利用常规探测手段难以全面揭示其结构、特征与影响，随着多普勒天气雷达网的全面业务应用，大大提高了阵风锋的探测能力。近年来一些学者利用多普勒天气雷达资料对阵风锋进行了研究^[7-9]。席宝珠等^[10]对阵风锋的空间结构、类型、特征、阵风锋窄带回波的形成机制等进行了研究，提出了阵风锋的主观识别方法。陶岚等^[11]统计分析了上海地区18次移动型雷暴阵风锋特征，将移动型雷暴产生的阵风锋分为两类。张涛等^[12]对三次雷暴导致的阵风锋过程进行了分析，得出阵风锋产生的瞬时大风与窄带回波的强度值不一定成正比。部分学者对各种强对流天气进行了雷达观测和机制分析。刁秀广等^[13-16]分析了山东下击暴流、非超级单体龙卷、飑线前期和强降雨带后期的弓形回波等多普勒雷达产品特征，得出各种风暴参数及中气旋参数的特征及异同点，并对各种雷达产品的预警阈值进行统计。王俊等^[17]对一次弓状回波、强对流风暴及合并过程进行研究，详细分析其发生、发展、弓状回波和强对流风暴合并形成新弓状回波后又演变成逗点回波的多普勒雷达特征。杨成芳和朱君鉴^[18]对一次弓形回波和超级单体进行了分析，发现横槽转竖时弓形回波产生，超级单体产生在弓形回波头部前方的暖区中。总体来说, 对影响山东的关于阵风锋触发强对流天气的分析相对较少。本文利用常规观测资料、加密自动站资料、NCEP/NCAR再分析资料和多普勒雷达资料等，对2016年6月30日山东省出现的一次由阵风锋触发的较大范围强对流天气过程发生发展的环境条件、触发机制和对流风暴特征等进行详细分析，归纳出山东由阵风锋触发的强对流天气的一些特征，以期对山东强对流天气预报预警提供参考依据。

1 天气实况和环流形势特点

2016年6月30日下午14时至傍晚，山东济南、潍坊、淄博、东营和青岛等地出现了局地冰雹、雷暴大风和短时强降水天气，其中15—17时潍坊的城区、寿光和安丘等地分别出现了冰雹，冰雹最大直径为1.5 cm，分别持续了2 min左右；济南及以东地区至山东半岛均出现雷暴大风天气，其中东营、潍坊部分地区出现10级以上大风天气，最大风速出现在15：22的潍坊寿光，为25.2 m·s^-1；济南20时出现最大雨量为52.5 mm的降水，15—19时淄博、潍坊、青岛部分地区也相继出现了雨量为20 mm以上的短时强降水。

2016年6月30日08时(图 1a)，500 hPa中高纬度为两槽一脊型，贝加尔湖以西地区存在阻塞高压，宽广深厚的西风槽从东北北部伸至山西，冷中心偏北，在55°N以北，副热带高压(以下简称“副高”)呈东西带状分布，在30°N附近略有西进加强，山东位于高空槽前、副高西侧西南暖湿气流中。700 hPa西风槽与500 hPa相比略偏东，西南气流水汽辐合强的位置在安徽附近。850 hPa槽与700 hPa相比更偏东南，20 ℃暖脊控制山东大部地区，副高西侧有明显的急流轴和急流区向北输送水汽到山东，山东位于较强的水汽辐合区内，最大风速为16 m·s^-1。地面图上，14时在鲁中西部形成明显的地面辐合线(图 1b)，并逐渐向东移动，随着阵风锋逐渐靠近，使得地面辐合线增强。16时地面辐合线移到潍坊—淄博一带，阵风锋和加强了的地面辐合线触发了强对流天气，为济南、淄博、潍坊、东营等地带来冰雹、雷暴大风和短时强降水天气。

2 环境条件分析 2.1 水汽条件分析

水汽条件是形成强对流天气的三个重要条件之一。分析比湿和水汽通量散度(图 2)可知，6月30日08时850 hPa比湿场显示山东比湿在7~8 g·kg^-1之间(图 2a)，大值区在鲁中及其北部，风矢量场显示西南急流已经建立并向山东输送大量水汽，14时山东比湿急剧增加到13~15 g·kg^-1之间(图 2b)，说明此时山东上空水汽充沛，20时比湿仍然维持在13~15 g·kg^-1，大值区在济南，为济南带来雨量为52.5 mm的短时强降水。分析850 hPa水汽通量散度场发现30日08时山东处在弱水汽辐合区内(图 2a)，因西南急流的较强风速辐合，14时山东大部地区的水汽通量散度在-2×10^-7~-4×10^-7g·s^-1·hPa^-1·cm^-2之间(图 2b)，大值区在鲁中，此时鲁中开始出现强对流天气，20时辐合大值区略有北移，但鲁中及鲁东南仍处在辐合区内，为此次短时强降水天气带来充足水汽。

分析此次过程的比湿垂直分布(图略)，地面到900 hPa比湿在11 g·kg^-1以上，800~900 hPa在8~11 g·kg^-1之间，550 hPa以上比湿随高度迅速减小，形成了上干下湿的层结结构。低层水汽充沛，而且湿层较厚，这是此次强对流过程出现明显短时强降水的关键因素。

2.2 干冷空气作用分析

分析6月30日08时θ_se和温度平流的垂直分布(图略)发现，鲁中以西700 hPa以下为θ_se大值区的暖湿空气，中高层干冷空气不强，温度平流显示强对流发生区600 hPa以下大部为暖平流区，在800 hPa有6 ℃的暖中心区，仅超低空900~950 hPa有一股弱冷平流，即中低层大部为暖平流覆盖；14时(图 3a)低层850 hPa以下θ_se大值区东移到鲁中地区，350 K等θ_se线呈“Ω”型覆盖在鲁中地区上空，温度平流显示900 hPa以上开始出现冷平流，800 hPa附近有-6 ℃的冷中心，低空暖平流迅速减弱，为弱暖平流区，说明冷空气已经侵入到低层；20时(图 3b)低层800 hPa以下鲁中地区等θ_se线愈加陡立密集，不稳定能量继续增加，鲁中出现能量锋区，中心为354 K，说明低层愈加暖湿，中高层450~800 hPa有θ_se低值区的干冷空气，低值中心值为330 K左右，上干冷下暖湿的不稳定层结建立，地面正好有地面辐合线等系统触发不稳定能量释放，导致30日20时前后在济南、青岛和潍坊等地出现短时强降水天气。

2.3 稳定条件分析

对于干绝热、湿绝热、假绝热过程同一气块的假相当位温θ_se值都保守不变，因此用500 hPa与850 hPa假相当位温之差Δθ_se代表大气热稳定度较合适, 如果负值越大则表示越不稳定。6月30日08时山东处在-8 K的Δθ_se区内(图 4a)，大值区在济南一带，14时Δθ_se绝对值骤增(图 4b)，山东都在-16 K以下，鲁中地区出现小于-24 K的大值区，说明此时鲁中上空已经极度热力不稳定，对应鲁中逐渐开始出现强对流天气，特别是潍坊还出现了冰雹天气，20时Δθ_se绝对值略有减小，但仍然维持-16 K的对流不稳定区，大值中心在鲁中及鲁南，济南、淄博和潍坊在大值中心内，青岛在Δθ_se大值中心右侧，上述地区都出现短时强降水。对比两次天气实况发现，此次强对流天气发生的区域都在Δθ_se大值中心及其右侧位置。

风暴相对螺旋度(storm relative helicity，SRH)反映了旋转与沿旋转轴方向运动的强弱程度，对诊断和预报对流灾害性天气发生发展过程较为有用^[19]。本文分析的SRH都是地面到700 hPa的SRH。6月30日08时山东SRH值北部大南部小，相比14时明显偏小，强对流天气发生区域的SRH值08时在45~90 m²·s^-2之间(图 4a)，14时增大到60~100 m²·s^-2(图 4b)，济南至潍坊地区在90~100 m²·s^-2之间，对应当地逐渐出现强对流天气，20时SRH大值区向东南移，大值区在鲁东南，对应青岛出现雷雨大风和短时强降水天气。综上，此次强对流天气出现区域处在SRH大值中心或其右侧位置。

2.4 触发机制分析

2016年6月30日14时左右鲁中北部地区由于地形和太阳辐射加热作用出现一些弱对流云团，产生了雷暴下沉气流，与其南侧的偏南气流形成地面辐合线，15时在潍坊—济南一带形成地面辐合区(图略)，引起济南、淄博和潍坊雷雨大风和短时强降水，16时辐合区略有南压(图 5a)，17时移到潍坊—青岛一带，引起潍坊和青岛雷雨大风和短时强降水。因此地面辐合区触发了鲁中地区此次强对流天气。由地面1 h加密观测资料看出，由于太阳辐射增温使午后地面温度升高，14时潍坊气温为34 ℃，但16时骤减为22 ℃(图 5a)，即潍坊地面气温在2 h内骤降了12 ℃，这在6月份是不多见的，分析潍坊周边济南、青岛等地，虽然气温略有下降，但都未超过5 ℃。潍坊14时和15时为偏南风，16时转为偏北风，说明地面有冷空气侵入，使气温骤降，在潍坊形成一个冷池，与潍坊南部地区偏南风输送的暖湿空气交汇，触发了潍坊此次冰雹天气的发生。分析30日14时高低层温度平流(图 5b)发现，在1 000 hPa有明显的冷平流从东北方向侵入，导致潍坊气温剧降，说明近地面层有明显冷空气侵入导致潍坊气温剧降与潍坊南部的暖湿空气交汇，触发了潍坊上空不稳定能量释放，引起强对流天气特别是冰雹天气的发生。另外，潍坊11—14时3 h气压下降了2.6 hPa，为山东降压最大的区域，也有利于潍坊冰雹天气的发生。

综上，30日高空冷空气不强，低层和地面暖湿空气较强，地面辐合区的存在触发了山东中部雷雨大风和短时强降水天气。潍坊冰雹天气主要由于地面辐合区和负变压中心所产生的抬升作用及近地面层冷空气的侵入使潍坊气温骤降。

2.5 探空要素分析

由于此次强对流天气出现在午后，计算对流有效位能(convective available potential energy，CAPE)时，采用08时探空，以及济南探空站午后14时的地面温度和露点对CAPE值做订正。由表 1看出，30日08时CAPE值较大，为2 563 J·kg^-1，14时增大到3 500 J·kg^-1，说明山东上空不稳定能量较大，由于白天太阳辐射加热作用使得热力不稳定度更大，上升气流强度明显增强，有利于对流天气的生成和发展^[20]。大气静力稳定度用850 hPa和500 hPa之间的温差更能显示其对流天气的不稳定程度。此次对流过程的温度差为33 ℃，超过山东出现强对流天气指标(28 ℃)。大风指数(wind index，WINDEX)能更好地反映雷暴大风潜势，其值越大表示出现雷暴大风的可能性越大^[19]。此次过程WINDEX为39.5 m·s^-1，表明出现雷暴大风的可能性较大。强天气威胁指数(severe weather threat index，SWEAT)反映了不稳定能量与风速垂直切变及风向垂直切变对风暴强度的综合作用，是一个无量纲值^[2]。此次过程SWEAT为312，远远超过山东出现强对流天气的阈值(160)。

分析济南雹日探空要素(表 1)看出，30日0 ℃层高度为4 700 m，略高于冰雹生长最适宜的高度(4 000 m)^[21]。因此30日未出现超过3 cm的大冰雹。-20 ℃层和0 ℃层的高度差代表过冷水所在的负温区厚度^[20]。30日过冷水所在负温区厚度为2 704 m，这较有利于冰雹的生成。国外研究一直都将湿球温度0 ℃层(WBZ)高度作为冰雹的融化层高度^[1]，特别当融化层高度和0 ℃层高度之间存在明显干空气时，二者高度会有明显差距，在对流层中层具有明显干层情况下，相对干的环境空气被夹卷进入，夹卷过程对于冰雹的干湿增长等微物理过程会发生重要影响，而且蒸发导致的降温还会明显降低冰雹的融化层高度，它是冰雹特别是强冰雹预报的重要参数之一^[22]。由表 1看出，30日融化层高度较高，为3 500 m，说明冰雹在降落过程中融化明显增多，造成降落到地面的冰雹更少更小，这也是30日未出现直径超过3 cm以上大冰雹的原因之一。

研究^[23]表明，垂直风切变对对流性风暴组织和特征的影响最大，是强对流天气预报的重要参数。30日08时垂直风切变不强，20时0~1 km和0~6 km垂直风切变仍然较弱，0~6 km风矢量差只有8.19 m·s^-1，但0~3 km风矢量差却增大到10.37 m·s^-1，而且0~6 km风切变比0~3 km还要弱，即高层风切变低于中层。强的垂直风切变有利于对流风暴发展，风垂直切变可以是0~6 km深层的，也可以是集中在某一高度区间^[19]。30日强对流过程正是发生在0~3 km垂直风切变较强的环境条件下，30日20时济南商河出现了最大小时雨量为52.5 mm的短时强降水和雷暴天气。

3 两次强对流风暴的演变和结构特征 3.1 阵风锋演变过程

潍坊多普勒雷达显示，6月30日中午在河北—德州交界处有一小片线状对流回波生成，并不断发展向东南方向移动。14:10该线状回波移到沾化—滨州一带并呈东北—西南向，强度逐渐加强范围不断增大，同时在济南东北部济阳附近由于午后地面增温作用又发展生成一小片线状对流回波，这样有南北两段线状对流回波在发展，在济南附近生成的地面辐合线周围，新生对流泡不断触发新生的小对流单体并入南段回波带，使得南段的线状对流回波强度和范围逐渐增大，并在高空风暴承载层的平均风(偏西气流)作用下向偏东方向移动，14:40在东营—邹平一带南北两段回波带合并成一条呈东北—西南向的线状对流回波带，长度约200 km，其中中部和南段发展旺盛，回波强度最大值达65 dBz。

14:52径向速度图显示，线状回波带中部前侧在广饶附近径向速度逐渐增大，达30 m·s^-1(图略)，低层反射率因子图显示出与线状回波带主体还未完全脱离的窄带回波(图 6a)；14:58在广饶—淄博东北部一带的窄带回波与线状回波带主体基本脱离，出现明显的出流边界(阵风锋)，其反射率因子在20 dBz左右(图 6b)，阵风锋后部存在较强的下沉气流，径向速度在-20~-15 m·s^-1之间(图 6c)。阵风锋向东南方向移动，移动过程中不断有雷暴被触发生成，并且给地面所经之地带来大风天气；15:09在0.5°仰角阵风锋后侧出现径向速度为-37 m·s^-1的大值区(图 6d)，离地面不到1 km，位置在潍坊寿光北部乡镇。径向速度大值区持续了18 min，15:27以后径向速度减小。俞小鼎等^[23]统计表明，在0.5°仰角，距雷达中心75 km内，如果径向速度超过20 m·s^-1，出现雷暴大风的几率很高。即阵风锋后部径向速度大值区所对应的强烈下沉冷空气出流到地面形成很强的辐散，给地面带来强风天气，天气实况也显示潍坊寿光出现了25.2 m·s^-1的瞬时极大风速，时间是15:22，正是径向速度大值区所持续的时间段。

13:35在潍坊昌邑—诸城一带有明显的弓形辐合带发展，回波强度在10~15 dBz之间。14:58阵风锋形成后向东南移动，弓形辐合带向偏西方向移动(图 6b)，16:20两者碰撞合并，形成一条较强的回波带，回波强度最大值达到55 dBz(图 6e)。王彦等^[24]指出，在两条以上边界层辐合线之间碰撞，一般在碰撞交叉处形成强对流天气。此次过程的地面实况正是如此，在弓形辐合带和阵风锋碰撞交叉处(安丘的部分乡镇)出现了9~10级大风和20 mm以上的短时强降水。16:38阵风锋回波强度逐渐减弱，在10~20 dBz之间，继续和线状对流回波带主体向东南方向移动，17:48随着线状回波带回波强度减弱、径向速度减小，阵风锋也随之逐渐减弱消失。18时之后线状对流回波带结构开始松散，范围变窄，强度一直维持在60 dBz以上，所经之处的烟台、青岛等地大部分为短时强降水天气。

3.2 超级单体回波结构特征

15:09在线状回波带内的强风暴开始发展加强，寿光台头镇回波强度达68 dBz，对应径向速度在4.3°仰角和6.0°仰角出现了弱气旋式切变速度对，但持续时间较短，只持续了两个体扫，15:21已消失，未达到超级单体标准，但此次弱涡旋的存在对应地面实况则是在寿光出现了短时间的冰雹天气；16:26强风暴移到潍坊安丘一带，开始发展加强为超级单体，在9.9°和14.6°仰角上存在有界弱回波区(图 6f)，并且14.6°和19.5°仰角显示68 dBz和59 dBz的强回波分别扩展到8.5 km和12 km处(图 6g)，即有高悬强回波，高于-20 ℃层高度(7.4 km)，说明上升气流强，有利于冰雹的生长。对应径向速度在4.3°仰角出现较弱的中气旋，其旋转速度为12 m·s^-1(图 6h)；16:32该超级单体出现风暴顶辐散，辐散强度约为1.6×10^-2 s^-1(图 6i)。该超级单体一直持续到16:49，共持续了23 min，对应地面在安丘四个乡镇分别出现了持续几分钟的直径为1.5 cm的冰雹。可见这是一个持续时间短的非典型超级单体风暴。

3.3 对流风暴结构特征分析

此次强对流过程出现了雷暴大风，其形成还与另外两个机制有关^[25]，一是强烈的下沉气流，二是动量下传。一般而言，对应于下沉气流夹卷区的环境水平风越强，动量下传对于地面大风的贡献就越大。本文使用风暴承载层的平均风来表达下沉气流夹卷区的环境水平风。为简单起见，风暴承载层的平均风用850 hPa、700 hPa、500 hPa和300 hPa四层的平均风矢量表示。通过计算，6月30日济南探空站08时风暴承载层平均风速为9.9 m·s^-1，平均风向为265°。对流风暴成熟阶段移动方向为310°，偏向风暴承载层平均风右侧45°，移动速度为14 m·s^-1，比风暴承载层平均风速大，偏大了40%。此次对流过程超级单体的移向是在风暴承载层平均风右侧，属于右移超级单体。风暴移动速度比风暴承载层平均风速大，缩短了超级单体的存在时间，只持续了23 min。

4 风暴参数及属性分析 4.1 回波顶高、风暴单体高度及强度演变特征

风暴单体和中气旋识别是多普勒雷达中重要的算法，俞小鼎等在文献[23]中有详细叙述。分析每次过程的风暴参数及属性等不同特征对强对流预报有重要指示意义。产生此次冰雹天气的风暴单体J6最大反射率因子(DBZM)及其所在高度(HT)的回波顶高(echo tops，ET)变化趋势显示，6月30日潍坊安丘降雹期间(16:26—16:49)DBZM最大强度在63~67 dBz之间，HT偏低，一般在2 km以上高度，最高为8.3 km，回波顶高(ET)较高，变化平稳，基本在11.6~14 km之间(图 7)。说明30日风暴强中心高度较低，基本维持在风暴底部。对应安丘降雹实况看，降雹前(16:09—16:25)HT呈先降后升的趋势。综上，此次过程降雹发生在ET和DBZM大值期。

4.2 VIL演变特征

6月30日产生此次冰雹天气的风暴单体J6垂直累积液态水含量(vertically integrated liquid，VIL)变化图(图 8)显示，16:27—16:51是此次过程风暴单体VIL最大的时段，VIL≥59 kg·m^-2，这正与潍坊安丘降雹时段对应(16:26—16:49)。30日风暴单体垂直累积液态水含量密度变化趋势显示安丘降雹期间VIL密度≥4.6 g·m^-3，即当VIL≥59 kg·m^-2、VIL密度≥4.6 g·m^-3时，安丘出现了直径2 cm以下冰雹。综上，此次过程降雹发生在VIL最大、VIL密度较大且变化平稳的时段。

5 结论

1) 6月30日强对流天气主要发生在高空槽与副高相互作用、山东高低层受一致西南气流影响的环流形势下，在高空槽动力作用和地面辐合区的触发作用下发生的。其中潍坊冰雹天气主要由于地面辐合区和负变压中心所产生的抬升触发作用引起，另外近地面层冷空气的侵入使潍坊气温骤降也是对流加强的关键因素。

2) 此次强对流天气自高空到900 hPa都有冷空气侵入，属于上干下湿的不稳定层结, 低层湿层较厚、水汽充沛对出现的短时强降水起重要作用。强对流天气发生区域处在Δθ_se和风暴相对螺旋度SRH的大值中心及其右侧位置。

3) 探空分析表明对流有效位能、850 hPa和500 hPa之间的温差、大风指数、强天气威胁指数等都对此次强对流过程有较好的指示作用。0 ℃层高度和融化层高度较高是此次过程未出现直径在3 cm以上大冰雹的原因。

4) 此次强对流过程是发生在0~3 km垂直风切变较强的环境条件下，因此在强对流预报业务中需要特别注意0~3 km垂直风切变。此次超级单体的移向是在风暴承载层平均风右侧，属于右移超级单体。风暴移动速度比风暴承载层平均风速大，缩短了超级单体的存在时间。

5) 雷达资料分析表明，6月30日对流过程是线状回波带前侧风暴内由于降水拖曳和雨滴蒸发形成和加强的下沉气流到达地面后开始辐散出现了阵风锋，阵风锋又不断触发雷暴，使个别强单体风暴加强发展成超级单体风暴，具有持续时间较短的中气旋、高悬强回波、有界弱回波区、风暴顶辐散、窄带回波、径向速度大值区等特征。另外对流过程出现的弱旋转回波对应地面带来一些小冰雹天气，说明强对流过程中出现的弱旋转回波特征不能忽视。此次降雹过程发生在回波顶高ET、垂直累积液态水含量VIL和风暴最大反射率因子DBZM大值期。