2017, Vol. 43 
2. 中国气象局气象干部培训学院, 北京 100081
2. China Meteorological Administration Training Centre, Beijing 100081
飑线是一种线状排列的中尺度对流系统，常伴有雷雨大风、冰雹等强对流天气，具有发展迅速、时空分布不均匀、破坏力强等特点(朱乾根等，2007)。针对陆地上飑线，国内外学者从结构特征、环境条件、组织方式、生命史、维持机理等方面已经开展了不少研究(Bluestein and Jain, 1985；丁一汇等，1982；Ogura and Liou, 1980; 陈涛等，2013；李娜等，2013；马中元等，2014；潘玉洁等，2008；孙建华等，2014；许爱华等，2014；李延江等，2013；刘莲等，2015；郑丽娜和刁秀广，2016)。
近几年来，随着气象观测资料种类和数量的增加以及中尺度模式的发展，飑线从陆地移入大范围水体的入海过程和相关机制也开始逐步被讨论和研究，探讨了海岸线附近陆地与海面的温度差异，以及冷池与垂直风切变强度对入海飑线发展的影响(Lericos et al, 2007；沈杭锋等，2010；Murray and Colle, 2011)。Lombardo and Colle (2010；2011；2012；2013)针对美国东北沿海地区入海飑线的研究表明，除了受到周围环境因子的影响，入海后飑线本身与环境场之间的相互作用，也对其形态、强度变化起着重要作用。
前人关于入海飑线的研究多在较大尺度的海岸线附近，飑线整体入海。我国浙江省北部地区是夏季浙江中尺度对流系统的汇聚地(陈淑琴等，2011)，由于杭州湾具有西窄东宽的细长喇叭型且深入陆地的独特海岸线结构，浙北各类中尺度对流系统(包括飑线)移入杭州湾的几率非常高，且入海前后强度变化显著(何宽科和王坚侃，2005；谢磊等，2005)。而针对飑线这样的线性对流，很多时候只是飑线的一部分对流移入杭州湾，大部分对流仍在陆地上，这种情况下，作为飑线的一部分的对流移入杭州湾后，对流受杭州湾影响会发生怎样的变化，这种变化对飑线整体又将起到什么样的作用等问题，还有待深入研究。
为加深杭州湾影响下飑线发展及维持机制的理解，本文选取2014年7月27日横跨杭州湾的一次飑线过程，在回顾飑线演变过程的基础上，分析了有利于飑线产生的环境条件，并重点探讨了杭州湾南北岸对流移入杭州湾后的变化过程、产生原因及它们对飑线发展维持所起的作用。
1 雷达回波特征根据雷达图像特征，按照对流的不同形态可以将对流分为对流单体、线状对流和非线状对流，线状对流与其他两类相比较，最主要区别在于：长度至少为75 km，长宽比大于3: 1，这些特征至少维持2 h (Gallus et al, 2008)。飑线是一种比较典型的线状对流，其形态、强度和持续时间等有较为严格的规定(Lilly et al, 1979; Maddox et al, 1982)。在以往的研究(Meng and Zhang, 2012; Chen and Chou, 1993; Geerts, 1998; Parker and Johnson, 2000)中，飑线定义为：满足雷达回波强度在40 dBz以上，回波带长度超过100 km，长宽比大于5: 1，持续时间≥3 h，整个回波带具有共同的前边界等条件的线状对流。
选取2014年7月27日横跨杭州湾并持续东移的一次飑线过程，将该过程分为形成、发展和消亡三个阶段，图 1为各阶段的雷达组合反射率因子图。在飑线形成阶段，27日15时，安徽和江苏南部、浙江北部等地有许多孤立的对流单体，其中区域A和B的对流相对集中且之后发展强盛(图 1a)。在对流东移发展过程中，不断有新的对流出现(图 1b中的对流区C和图 1d中的对流区D)，并与A区对流相接合并。17:03，A区和B区的对流均为线状排列，但还没有完全连接在一起，两段对流之间的空隙(回波强度低于40 dBz)正好位于杭州湾海上(图 1e)。
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图 1 2014年7月27日雷达组合反射率因子分布(单位：dBz) (红色圈表示不同的对流区，图 1k中的蓝色箭头表示飑线断裂处；其中图 1a~1i为杭州雷达，图 1j~1l为宁波雷达；宁波雷达与杭州雷达的组合反射率因子相比，对流强度偏弱，但杭州湾上弓形回波的形态更明显) Fig. 1 The radar composite reflectivity of squall line in its forming, developing and demising stages (unit: dBz) (Red circle represents different convective zones, blue arrow in Fig. 1k represents the break of squall line; Figs. 1a-1i are for Hangzhou Radar and (1j-1l) for Ningbo Radar; compared with Hangzhou Radar, the convection by Ningbo Radar is weaker, but the shape of bow echo is more obvious) |
在飑线发展阶段，17:14在杭州湾北岸有一对流单体入海后加强(第3.1节将对此作详细分析)，将图 1e中A区和B区南北两段线状对流连接起来，从而形成了呈南北走向、横跨苏南和浙北的飑线。飑线长和宽分别约为276和27 km，最强回波中心达到60 dBz (图 1f)。根据Bluestein and Jain (1985)提出的中纬度飑线形成方式，本次过程可以归为Broken Areal型，其雷达回波特点是：由零散对流逐渐排列成线状，最后连接形成无空隙的强回波带即飑线。飑线生成后缓慢东移，强盛时期的飑线长宽和对流强度基本维持不变(图 1g)。
飑线消亡阶段，杭州湾以南陆地上的对流减弱，回波强度降到40 dBz以下，结构变得松散。从杭州湾南岸入海的对流，在杭州湾上发展成弓形回波(图 1i中红色圈位置，第3.2节将作详细分析)，此时飑线北收，长度缩短。之后飑线继续东移，到达东海海域附近，对流强度减弱，19:39对流在上海南汇附近断裂，20:06左右40 dBz以上的线性对流长度不足100 km，飑线消亡(图 1l)。
综合上述雷达回波特征，飑线历时约3 h。从图 2a可以看到，在飑线强盛和维持阶段，随着杭州湾喇叭口开口的增大，飑线位于杭州湾上的对流比重越来越大，杭州湾上对流的发展直接影响到飑线持续时间和整体结构。
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图 2 2014年7月27日(a)飑线强盛和维持时期的移动路径，17时(b)、18时(c)和19时(d)强降水(1 h降水量超过20 mm·h-1)和大风(风速>17 m·s-1)的站点分布 Fig. 2 The moving path of squall line in its peak and sustained periods (a), the distribution of severe precipitation at 17:00 BT (b), 18:00 BT (c), 19:00 BT (d) with 1 h precipitation more than 20 mm·h-1 and wind speed faster than 17 m·s-1 on 27 July 2014 |
受此次飑线过程的影响，2014年7月27日傍晚，浙江北部、江苏南部出现了较大范围的雷暴大风和短时强降水。期间浙北多地出现17 m·s-1以上大风，多站出现了50 mm·h-1以上的短时强降水(图 2b~2d), 降水区主要集中在飑线后侧。
2 飑线发生前环境条件分析此次飑线天气过程发生前的天气形势：500 hPa天气图(图 3a)上显示副热带高压加强西伸，与西南地区的大陆高压对峙，位于两高之间的河南—湖北存在高空槽，槽后有冷舌，副热带高压西侧、槽前的大片地区为西南气流控制。850 hPa图上(图 3b)，东部沿海地区仍为副热带高压控制，浙江地区受暖湿气流控制，河南南部有低压中心，并伴有冷暖切变，暖切变位于安徽和江苏中部。
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图 3 基于2014年7月27日08时500 hPa (a)和850 hPa (b)实况天气图，以及本次个例对应的500 hPa (c)、850 hPa (d)和地面(e)天气形势概略图 (图c中黑色网状箭头表示副热带高压边缘西南气流，黑色实心箭头表示槽后西北气流，图d和e的网格区域表示飑线) Fig. 3 The 500 hPa (a) and 850 hPa (b) weather maps based on observation and the schematic figure of 500 hPa (c), 850 hPa (d), ground (e) circulation (In Fig. 3c, the black reticular arrow refers to the southwest flow at the edge of subtropical high, black shaded arrow is the northwest flow after trough; in Figs. 3d and Fig. 3e, reticular shadow is the squall line position) |
丁一汇等(1982)概括了有利于飑线发生的四种天气类型：槽后、槽前、高后以及台风倒槽型。与丁一汇等(1982)的高后型概略图(图 3)相比较，丁一汇等(1982)模型中的暖湿空气更为深厚，一直延伸到500 hPa，而本次个例天气形势(图 3c)则是中层500 hPa主要受由槽后西北气流带来的干冷空气影响，低层850 hPa副热带高压边缘低空急流带来暖湿气流，有利于不稳定能量的积累。
27日08时，华东大部分地区的对流有效位能(CAPE)约为1000 kg·J-1，由于地面上江西北部具有较强的不稳定能量(南昌CAPE为1568 J·kg-1)并有辐合线触发对流云新生发展(在图 4a中用A1和A2表示)。新生对流A1和A2很快发展、合并为A3，并沿副热带高压边缘的西南引导气流向东北方向移动，安徽、江苏交界处也有对流在发展(在图 4a中用A4表示)。根据13:30 NOAA高分辨率可见光云图(图 4b)，可以看到午后的对流云区A3、A4较08时有明显发展。
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图 4 2014年7月27日(a)08时基于实况和GFS资料的中尺度环境条件分析，(b)13:30 NOAA高分辨率可见光云图(虚线表示对流系统A3和A4前沿)，(c)14时基于GFS资料的地面CAPE(阴影, 单位：J·kg-1)和0~6 km垂直风切变(等值线，单位：m·s-1) Fig. 4 Mesoscale analysis of circulation based on observation and GFS data at 08:00 BT 27 July 2014 (a), NOAA high resolution visible cloud image at 13:30 BT (Dashed line represents the leading edge of the convection A3 and A4) (b), the ground CAPE based on GFS data (shaded area, unit: J·kg-1) and 0-6 km vertical wind shear (contour, unit: m·s-1) at 14:00 BT (c) |
与丁一汇等(1982)模型中东西走向的飑线及低层切变线或辐合线不同，本次个例为南北走向。14时，在对流系统A3的东部前沿临安地区存在接近南北走向的地面辐合线，辐合线两侧的温度梯度强[约3.3℃·(10 km)-1]，同时辐合线东侧有较好的湿度条件。而在对流A4的东南前沿，也有东北—西南向的地面辐合线，辐合线的东南一侧具有较好的暖湿条件(图略)。此次过程中飑线生成于地面辐合线附近、靠暖湿一侧，飑线的生成与地面辐合线关系紧密。进一步根据美国国家环境预测中心(NCEP) GFS (Global Forecasting System)逐3 h资料进行中尺度环境条件分析，该资料包括逐6 h分析场资料(世界时00、06、12和18时)，及其对应的3 h预报场资料(03、09、15和21时)，空间分辨率0.5°×0.5°。下午14时A3和A4对流区前方的CAPE普遍在2000 J·kg-1以上(图 4c)，不稳定能量和抬升条件有利于对流的新生。此外，14时0~6 km垂直风切变也较08时显著增强，>12 m·s-1，有利于对流的加强。
3 对流移入杭州湾后的变化及其对飑线的影响从第1节的分析可知，作为飑线的重要组成部分——杭州湾上加强发展的对流对于飑线较长时间维持有重要作用。这些对流大多不是在海上直接生成，而是从南北两岸移入杭州湾。根据飑线东移过程中，杭州湾对流的回波特征，可以将杭州湾上对流的发展分为两个部分，一是，从杭州湾北岸入海的对流单体的加强使得飑线维持；二是，多个从南岸入海的对流发展成的弓形回波有利于飑线的进一步维持。本节将进一步分别对这两个部分对飑线发展和维持机制进行讨论。
3.1 从杭州湾北岸入海并加强的对流单体 3.1.1 对流单体入海前后演变过程根据杭州雷达组合反射率因子图，17:03已有对流从杭州湾两岸入海，但强度普遍在40 dBz以下(图略)。17:14杭州湾上的回波中心强度超过55 dBz，40 dBz以上对流区与苏南、浙北线状对流相连、形成飑线。之后又有多个对流入海加强，其中最为典型的是17:26从嘉兴平湖入海并且是北岸入海对流中的强度最强的对流单体(记为X7)，最强回波中心在60 dBz以上(图 5a)。对流单体X7入海后面积不断扩大，且17:31能够识别出中气旋，这种小涡旋有利于单体的发展。17:37以后回波>40 dBz的面积增加。17:54以后X7减弱。从图 5a还可以看到，17:31以后，对流单体X7主要位于杭州湾的北部，它与从杭州湾南岸入海的对流连接，使得17—18时接近南北走向的飑线形态没有被破坏。
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图 5 (a)强对流单体X7的移动路径和17:54组合反射率因子(黑点和黑线分别表示单体位置和移动路径，蓝色线表示杭州湾海岸线位置); (b)杭州湾北岸测站的极大风的出现位置、时间及风速和对流单体X7(圆点)入海前后移动路径和时间 Fig. 5 The moving path of convective cell X7 in Hangzhou Bay and the radar composite reflectivity at 17:54 BT (a), the location, velocity and the occurrence time of maximum wind in north shore of Hangzhou Bay and the moving path before and after convective cell X7 into the sea (b) (In Fig. 5a, black points and line mean the location and path of the convection, the blue line mean the Hangzhou Bay shoreline) |
根据对流单体X7相关特征的时间变化表(表 1)可以看出X7单体在进入杭州湾后经历了强度先增强后减弱两个阶段。强度增强阶段，从17:14开始的半个小时内，X7的最大反射率因子保持在60 dBz左右。回波高度逐渐升高，到17:26最大反射率因子位于6 km左右，17:31达到最高，约8 km，说明单体发展到最强盛。对应17:14—17:31，垂直液态水含量维持在较大值60 kg·m-2左右。强度减弱阶段，17:37最大反射率因子高度下降到4 km以下，垂直液态水含量也降至40 kg·m-2，单体趋于减弱。17:43最大反射率因子高度继续下降，垂直液态水含量继续减少，单体减弱明显。对流以单体形式存在，生命史较短。在X7入海后的十几分钟内，平湖及其海岸线附近出现大风，极大风速达到7级甚至以上(图 5b)。
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表 1 单体X7相关特征时间变化表 Table 1 Temporal variation of the convective cell X7 features |
由于缺乏杭州湾海上的探测资料，主要利用GFS资料诊断分析，解释单体入海增强的可能原因。基于GFS资料计算的CAPE表明，17时浙北及杭州湾北岸的CAPE由14时的2000 J·kg-1左右增加到2200~2400 J·kg-1(图 6a)。此外，与14时相比，17时杭州湾上水汽通量辐合明显加强，且海上的水汽辐合略高于北边的陆地(图 6b)。杭州湾西段的0~6 km垂直风切变也较14时有所增加，数值约12~15 m·s-1(图 6a)。上述分析表明，杭州湾上的热力和动力条件均有利于对流X7从北岸进入杭州湾后发展、加强。
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图 6 2014年7月27日17时，基于GFS资料(a)地面CAPE(阴影, 单位：J·kg-1)、0~6 km垂直风切变(等值线，单位：m·s-1)，(b)850 hPa水汽通量散度 (阴影，单位10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)和风场(矢量) Fig. 6 Based on GFS data, the ground CAPE shaded area (shaded area, unit: J·kg-1), 0-6 km vertical wind shear (isoline, unit: m·s-1) (a), 850 hPa moisture flux divergence (shaded, unit: 10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1) and wind (vector) at 17:00 BT 27 July 2014 (b) |
从0.5°仰角的反射率因子图和速度图可以看出(图略)，当17:14飑线形成后，很快在紧贴飑线前方的位置形成了强的出流边界。在对流单体入海前后17:20—17:37近20 min内，单体前方维持较强的出流边界，最大速度约20~27 m·s-1，与杭州湾北岸附近地面大风的出现时间一致(图 5b)，强的出流对于入海单体X7的加强和维持也有重要作用。17:43低层出流边界变弱，单体X7强度减弱。
3.2 从杭州湾南岸入海对流发展过程分析从18时开始，随着杭州湾喇叭形开口变大，飑线位于海上的对流比重越来越大，并且这些对流以从南岸入海为主，通过雷达图像可以看到，对流K5、R0、V9等从南岸慈溪附近入海。飑线过境后，其后侧(西边)降温明显，飑线前侧(东边)具有较好的温湿条件。慈溪、宁波海岸线附近的温度和露点相对较内陆地区高出1~2℃(图略)。而基于17时GFS资料的计算表明，对流入海海域的地面温度和露点与南岸陆地相比没有明显变化(图略)，同时0~6 km垂直风切变在10 m·s-1以上(图 6a)，使得这些对流从南岸入海后强度没有减弱，并发展为弓形回波，在沿海地区产生了17 m·s-1以上的大风(图 7)。从图 1i~1k可以看到，海上的弓形回波组成了飑线南段，使得飑线南段的形态和强度能够维持较长时间。进一步对弓形回波的回波特征及影响机制进行分析。
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图 7 弓形回波演变(点划线表示弓形回波前沿)和18—19时极大风速超过17 m·s-1的站点分布 Fig. 7 The evolution of bow echo frontier, and the position and velocity of maximum wind faster than 17 m·s-1 from 18:00 to 19:00 BT |
进一步分析这个对飑线后期的维持具有重要作用的弓形回波的特征。虽然弓形回波从生成到成熟最后到消散只有1 h，但弓形回波的主要特征还是非常清晰：(1) 在反射率因子图中，35 dBz以上的强回波带呈现弓形，回波前沿有较明显的反射率因子梯度，后侧有入流缺口。在18:29的2.4°仰角反射率因子图上可以看到弓形前沿的反射率因子超过50 dBz (图 8a)；(2) 在18:12—18:35期间，与反射率因子图的后侧入流缺口对应，速度图上出现了较大风速的后侧入流(如图 8b)，18:29，0.5°和1.5°仰角的径向速度图上，高度约2~4 km处出现了27 m·s-1左右的中层后侧入流。一方面强的后侧入流有助于中层气流加速进入对流系统，使在系统中心的对流单体加速向前运动，有助于弓形回波系统的形成和维持(Fujita，1978)；另一方面，后侧入流使得中层干空气卷入，有利于加强对流中的下沉运动，同时本身具有较大动能的中层入流进入下沉气流后，动量下传，容易在地面造成大风(图 7)。(3) 弓形回波的中尺度流型表现为北端的气旋式旋转和南端的反气旋式旋转，使回波的两端进一步向后弯曲。根据舟山雷达资料，18:12—18:29，弓形回波北侧能识别出中气旋(图 8c中黑色圈标注)，南侧有反气旋式旋转(图 8c中粉色圈标注)。(4) 弓形回波中层存在径向辐合，代表了由前向后强上升气流和后侧入流之间的过渡带(图 8d，图 9b)。
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图 8 2014年7月27日18:29舟山雷达(a)反射率因子(2.4°仰角)，(b)0.5°仰角径向速度，(c)2.4°仰角径向速度，(d)3.4°仰角径向速度 (红色直线为图 9剖面基线位置) Fig. 8 Zhoushan radar reflectivity at elevation 2.4° (a), vertical velocities at elevation 0.5° (b), elevation 2.4° (c) and elevation 3.4° (d) at 18:29 BT 27 July 2014 (red line represents the positon of cross section baseline in Fig. 9a) |
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图 9 2014年7月27日18:29舟山雷达(a)反射率因子垂直剖面图(单位:dBz)(b)径向速度垂直剖面图(单位:m·s-1)， (图中白色箭头代表下沉气流，蓝色箭头代表上升气流，黄色框为MARC区域) Fig. 9 Cross section of Zhoushan radar reflectivity (unit: dBz) (a), velocity cross section (unit: m·s-1) at 18:29 BT 27 July 2014 (b) (White arrow represents downdraft, blue arrow is updraft, and yellow box is MARC) |
在弓形回波强盛阶段，沿弓形回波的回波顶点、并沿雷达径向方向分别做反射率因子和径向速度图的垂直剖面(基线位置见图 8a)，进一步分析弓形回波的结构特征。在图 9a中，3~4 km左右高度反射率因子最大，回波强度和高度远小于强盛时期的单体X7。而在速度剖面图中(图 9b)，有很明显的后侧入流急流，大风区随着下沉气流一直延伸到地面，风暴中的下沉气流到地面形成冷的出流(对应地面冷池和雷暴高压，图 10)。从速度剖面图中还可以看到，暖湿上升气流位于地面冷池上方，即地面雷暴高压上方存在低压，低层雷暴高压气流辐散，中空则对应有补偿性的辐合气流(对应图 8d和图 9b中层径向辐合，中层径向辐合高度约3~6 km)，因而位于风暴后侧的补偿气流反作用于后侧入流急流。可见，后侧入流和地面的冷池和雷暴高压存在相互作用，后侧入流的强度与地面冷池和雷暴高压的强度密切相关。
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图 10 2014年7月27日19时(a)和20时(b)1 h变温(红色，只显示负变温)、1 h变压(蓝色，只显示1 hPa以上)和风场 (蓝色点划线表示弓形回波前沿) Fig. 10 One-hour temperature change (red, only negative), 1 h pressure change (blue, only more than 1 hPa) and wind at 19:00 BT (a), 20:00 BT (b) 27 July 2014 (Blue dashed line represents bow echo frontier) |
在弓形回波中，如果地面冷池和雷暴高压越强，则后侧入流越强，越有利于对流的发展。图 10a是27日19时与18时地面加密自动站的温度差(红色)、气压差(蓝色)，可以看出在杭州湾南岸陆地上有很明显的降温、升压区域，最强降温中心可达7℃，降温主要集中在回波前沿的后方，在降温区附近升压明显，最大达2~3 hPa，表明该地区的冷池范围较大、强度较强，较强的冷池有利于19时从南岸入海的弓形回波发展。随着对流从南岸陆地移入杭州湾，下垫面的改变引起冷池强度变化，降温和升压区域仍然存在，但降温幅度减小，冷池强度和范围减弱(图 10b)。受地面减弱的冷池影响，后侧入流急流的速度减小，使得后侧入流急流与上升气流之间的速度差减小，进而使得中层径向辐合MARC特征变弱，使得弓形回波的垂直结构和强度发生变化，对应20时之后弓形回波强度减弱，结构变松散(图 1l)。而且根据雷达图显示，27日20时之后，飑线已东移进入东海宽阔海域。在杭州湾开口处、舟山群岛附近的CAPE不足2000 J·kg-1，但总体仍在1000 J·kg-1以上，而0~6 km和0~3 km的垂直风切变都减小到8 m·s-1以下(图略)。虽然上述地区的能量条件依然存在，冷池仍维持一定强度(图 10b)，但垂直风切变弱，使得冷池和垂直风切变之间不能相互平衡，飑线结构难以维持，很快消亡。
4 结论与讨论本文针对2014年7月27日发生在浙北南北向横跨杭州湾、并持续东移的一次飑线过程，通过时空分辨率较高的多普勒雷达回波剖析了飑线的形态和生消演变过程，并利用实况观测资料和GFS资料，分析了有利于此次飑线发生发展的环境条件，并重点对飑线东移过程中，飑线中对流移入杭州湾后的变化特征及其对飑线整体的发展维持机制展开了分析。得到以下结论：
(1) 区别于丁一汇等概括出的飑线发展的天气概略模型，本次飑线的大尺度环境为高层干冷，低层由副热带高压西北侧的西南气流带来暖湿气流。同时，南北向的地面辐合线的东侧高温、高湿带来的较大对流有效位能，以及中等强度的深层垂直风切变，是此次飑线生成和发展的关键中尺度环境因素。
(2) 飑线东移过程中横跨杭州湾两岸，从南北岸移入杭州湾。飑线中对流单体从北岸入海后强度加强，连接苏南、浙北两条线状对流，使得飑线持续发展；飑线中多个对流从南岸入海后逐渐发展成弓形回波，使得飑线南段的形态和强度维持了较长时间。
(3) 相比北岸陆地，由于杭州湾上的水汽通量辐合更明显、对流有效位能更大，且保持了较强的垂直风切变，使得从北岸移入杭州湾的对流单体入海后发展加强，从而连接苏南、浙北两条线状对流, 进而使得飑线得到持续发展。
(4) 杭州湾南岸附近的海表温度和露点与南岸地表相当，同时具有较强的垂直风切变，使得南岸的对流入海后强度维持，进而在地面较强的冷池和中层较大风速后侧入流的共同影响下，在杭州湾海面上发展成弓形回波，从而使飑线得到进一步维持。
由于高空观测资料和GFS资料时空分辨率的限制，关于杭州湾海温、水体上方大气的热力、动力特征对入海对流强度的影响，风暴的热动力结构及中层后侧入流与冷池之间的相互关系等问题，我们正在进行高分辨率的数值模拟研究，以及杭州湾对飑线发展作用的数值模拟敏感性试验。
陈淑琴, 黄辉, 周丽琴, 等, 2011. 对流单体在杭州湾入海时的强度变化分析[J]. 气象, 37(7): 889-896. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2011.07.014 |
陈涛, 代刊, 张芳华, 2013. 一次华北飑线天气过程中环境条件与对流发展机制研究[J]. 气象, 39(8): 945-954. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2013.08.001 |
丁一汇, 李鸿洲, 章名立, 等, 1982. 我国飑线发生条件的研究[J]. 大气科学, 6(1): 18-27. |
何宽科, 王坚侃, 2005. 舟山海域一次强对流天气过程多谱勒雷达资料分析[J]. 海洋预报, 22(2): 67-71. DOI:10.11737/j.issn.1003-0239.2005.02.010 |
李娜, 冉令坤, 高守亭, 2013. 华东地区一次飑线过程的数值模拟与诊断分析[J]. 大气科学, 37(3): 595-608. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.12007 |
李延江, 景华, 李江波, 等, 2013. 一次渤海强对流天气系统监测与大风成因探讨[J]. 海洋预报, 30(1): 25-35. DOI:10.11737/j.issn.1003-0239.2013.01.004 |
刘莲, 王迎春, 陈明轩, 2015. 京津冀一次飑线过程的精细时空演变特征分析[J]. 气象, 41(12): 1433-1446. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2015.12.001 |
马中元, 苏俐敏, 湛芸, 等, 2014. 一次强飑线及飑前中小尺度系统特征分析[J]. 气象, 40(8): 916-929. |
潘玉洁, 赵坤, 潘益农, 2008. 一次强飑线内强降水超级单体风暴的单多普勒雷达分析[J]. 气象学报, 66(4): 621-636. DOI:10.11676/qxxb2008.059 |
沈杭锋, 翟国庆, 朱补全, 等, 2010. 浙江沿海中尺度辐合线对飑线发展影响的数值试验[J]. 大气科学, 34(6): 1127-1140. |
孙建华, 郑淋淋, 赵思雄, 2014. 水汽含量对飑线组织结构和强度影响的数值试验[J]. 大气科学, 38(4): 742-755. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2013.13187 |
谢磊, 唐跃, 徐珊君, 等, 2005. 浙北沿海一次多单体线性风暴天气过程分析[J]. 海洋预报, 22(4): 20-26. DOI:10.11737/j.issn.1003-0239.2005.04.003 |
许爱华, 孙继松, 许东蓓, 等, 2014. 中国中东部强对流天气的天气形势分类和基本要素配置特征[J]. 气象, 40(4): 400-411. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2014.04.002 |
郑丽娜, 刁秀广, 2016. 一次华北飑线的阵风锋天气过程分析[J]. 气象, 42(2): 174-182. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2016.02.005 |
朱乾根, 林锦瑞, 寿绍文, 等, 2007. 天气学原理和方法[M]. 北京: 气象出版社.
|
Bluestein H B, Jain M H, 1985. Formation of mesoscale lines of pirecipitation:Severe squall lines in Oklahoma during the spring[J]. J Atmos Sci, 42(42): 1711-1732. |
Chen G T J, Chou H C, 1993. General Characteristics of Squall Lines Observed in TAMEX[J]. Mon Wea Rev, 121(3): 726-733. DOI:10.1175/1520-0493(1993)121<0726:GCOSLO>2.0.CO;2 |
Fujita T T, 1978.Manual of downburst identification for project NIMROD.SMRP Research paper No.156[Z].Universityof Chicago, 104.
|
Gallus W A, Snook N A, Johnson E V, 2008. Spring and summer severe weather reports over the midwest as a function of convective mode:A preliminary study[J]. Wea Forecasting, 23(1): 101-113. DOI:10.1175/2007WAF2006120.1 |
Geerts B, 1998. Mesoscale convective systems in the Southeast United States during 1994-1995:a survey[J]. Wea Forecasting, 13(3): 860-869. DOI:10.1175/1520-0434(1998)013<0860:MCSITS>2.0.CO;2 |
Lericos T P, Fuelberg H E, Weisman M L, et al, 2007. Numerical simulations of the effects of coastlines on the evolution of strong, long-lived squall lines[J]. Mon Wea Rev, 135(5): 1710-1731. DOI:10.1175/MWR3381.1 |
Lilly D K, 1979. The dynamical structure and evolution of thunderstorms and squall lines[J]. Ann Rev Earth Plan Sci, 7(1): 117-161. DOI:10.1146/annurev.ea.07.050179.001001 |
Lombardo K A, Colle B A, 2010. The spatial and temporal distribution of organized convective structures over the Northeast and their ambient conditions[J]. Mon Wea Rev, 138(12): 4456-4474. DOI:10.1175/2010MWR3463.1 |
Lombardo K A, Colle B A, 2011. Convective storm structures and ambient conditions associated with severe weather over the Northeast United States[J]. Wea Forecasting, 26(26): 940-956. |
Lombardo K A, Colle B A, 2012. Ambient conditions associated with the maintenance and decay of quasi-linear convective systems crossing the Northeastern U.S.Coast[J]. Mon Wea Rev, 140(12): 3805-3819. DOI:10.1175/MWR-D-12-00050.1 |
Lombardo K A, Colle B A, 2013. Processes controlling the structure and longevity of two quasi-linear convective systems crossing the southern New England Coast[J]. Mon Wea Rev, 141(11): 3710-3734. DOI:10.1175/MWR-D-12-00336.1 |
Maddox R A, Rodgers D M, Howard K W, 1982. Mesoscale convective complexes over the United States during 1981-Annual Summary[J]. Mon Wea Rev, 110(10): 1501-1514. DOI:10.1175/1520-0493(1982)110<1501:MCCOTU>2.0.CO;2 |
Meng Z Y, Zhang Y, 2012. On the squall lines preceding landfalling tropical cyclones in China[J]. Mon Wea Rev, 140(2): 445-470. DOI:10.1175/MWR-D-10-05080.1 |
Murray J C, Colle B A, 2011. The spatial and temporal variability of convective storms over the Northeast United States during the warm season[J]. Mon Wea Rev, 139(139): 992-1012. |
Ogura Y, Liou M T, 1980. The structure of a midlatitude squall line:A case study[J]. J Atmos Sci, 37(3): 553-567. DOI:10.1175/1520-0469(1980)037<0553:TSOAMS>2.0.CO;2 |
Parker M D, Johnson R H, 2000. Organizational modes of midlatitude mesoscale convective systems[J]. Mon Wea Rev, 128(10): 3413-3436. DOI:10.1175/1520-0493(2001)129<3413:OMOMMC>2.0.CO;2 |