2019, Vol. 45 
2. 国家气象中心，北京 100081；
3. 黑龙江省气象台，哈尔滨 150001
2. National Meteorological Centre, Beijing 100081;
3. Heilongjiang Meteorological Observatory, Harbin 150001
2016年6月30日上午至夜间，山西、河北、山东、辽宁等地发生了大范围的雷暴大风、冰雹与强降水天气，这是一次冷涡带来的罕见的多个飑线系统所致的大范围强对流天气过程(图 1)。该日07 UTC(北京时15时)，中央气象台发布强对流天气黄色预警，这是中央气象台历史上首次在非常规时段发布预警。
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图 1 对流天气和4次飑线路径 (a)2016年6月30日00 UTC至7月1日00 UTC强对流天气和闪电分布；(b)4次飑线(分别标注为A、B、C和D)移动路径(标有数字、绘有紫红色和黑色圆点的彩色实线)及其飑线C不同时刻(02、05、08、11 UTC)雷达组合反射率因子分布(黑色实线表示飑线系统前沿；图中标注的数字为世界时，每3 h标注一次；A飑线从29日17 UTC开始发展) (绿色圆点分别表示北京、天津、石家庄、济南和青岛) Fig. 1 Convective weather and paths of four squall lines (a) distribution of severe convective weather and lightning from 00 UTC June 30 to 00 UTC 1 July 2016 (Red triangles present hail; light blue, blue, purple and magenta dots represent hourly precipitation of 20-29.9 mm, 30-49.9 mm, 50-79.9 mm and no less than 80 mm, respectively; green minus signs represent negative cloud-to-ground lightning, purple plus signs represent positive cloud-to-ground lightning); (b) paths (marked by numbers, with solid lines which have purple or black dots on them) of 4 squall line systems (marked A, B, C, and D, respectively) and composite radar reflectivity of squall line C at different hours (0200, 0500, 0800 and 1100 UTC; thick solid lines denote the leading edge of squall line C; the labeled numbers are UTC time with 3 h interval; squall line A was initiated at 1700 UTC 29 June 2016) (Green dots represent cities of Beijing, Tianjin, Shijiazhuang, Jinan and Qingdao, respectively) |
飑线尤其弓状回波飑线是导致我国北方大范围雷暴大风、冰雹等天气的最重要的中尺度对流系统之一(俞小鼎等，2012；郑永光等，2018a)。已有非常多的研究表明，弓状回波飑线比普通飑线更易于导致雷暴大风天气(Fujita，1978；Przybylinski，1995；Weisman，2001；Atkins et al，2005)。飑线发生的天气背景以槽后、冷涡的西南部和高空槽前为主，其中冷涡是造成我国北方飑线发生发展的重要天气尺度系统之一(丁一汇等，1982；章国材，2011；戴建华等，2012；孙继松等，2014)。美国产生大范围大风事件的飑线也大多发生在500 hPa西风气流之下，其中25%的事件500 hPa为西北风气流(Johns and Hirt, 1987)。
早年，美国总结的飑线发生条件就强调了飑线和地面锋的联系。Johns and Hirt(1987)发现美国产生大范围大风事件的飑线与地面锋面密切相关，其中与静止锋相关的飑线占其统计个例总数的比例达76%。飑线产生的近地面冷池和低层环境垂直风切变相互作用对飑线发展具有非常重要的作用(Rotunno et al，1988)，陈明轩和王迎春(2012)使用数值模拟和RKW(Rotunno-Klemp-Weisman)理论分析了一次冷涡背景下华北飑线发展过程中低层垂直风切变和冷池的相互作用；但RKW理论一直存在争议，如Coniglio et al(2012)。陈涛等(2013)、陈淑琴等(2017)和张宁等(2017)则分别分析了2008年6月23日京津冀、2008年7月2日浙北沿海3次飑线和2014年7月29日河南的飑线过程的环境条件、演变、触发和维持机制。但飑线的触发和形成机制复杂，包括冷锋、低层切变线或者辐合线、海风锋等各种条件都可能触发对流形成飑线系统(丁一汇等，1982；俞小鼎等，2012；郑永光等，2018b)。
飑线会有不同的组织模态。Parker and Johnson(2000)总结出了美国飑线的3类组织模态：尾随层状降水模态(TS型)、前导型层状降水模态(LS型)和平行层状降水模态(PS型)，其中，TS型占大多数。Zheng et al(2013)则给出了我国东部的中部地区中尺度对流系统(MCS)的7种组织模态。这些模态的差异通常与对流系统发生发展的环境条件尤其垂直风切变密切相关(Parker and Johnson, 2000)。
基于常规地面、重要天气报、自动站、探空、云-地闪电(简称闪电)定位、静止气象卫星和新一代天气雷达等观测资料以及NCEP (美国国家环境预报中心) 1°×1°分析资料，应用“配料法”(Doswell et al，1996；俞小鼎，2011)等，本文综合分析发生在冷涡南侧和低层暖区, 影响河北东南部和山东大部一次长生命史弓状飑线过程(图 1b中飑线C)的环境条件、触发、演变、风暴结构和弓形回波的形成与维持机制，以及其中的预报难点，从而加深对该类天气系统触发机制和发生发展规律的认识，并为预报预警提供参考依据。
1 天气和对流实况及天气形势 1.1 天气和对流实况2016年6月30日上午至夜间的大范围强对流天气分布如图 1a；其中多个国家级气象测站观测到最大瞬时风速达9级以上(超过20 m·s-1)的强风，飑线C(图 1b)导致山东寿光最大瞬时风速达33 m·s-1；多个测站观测到直径达2 cm左右的冰雹，飑线C所致的山东寿光局地最大冰雹直径达4 cm。需要指出的是，强对流导致的瞬时大风分布空间尺度小，目前虽然自动气象站网已经较为稠密，但仍存在难以全面监测的困难(郑永光等，2017)。
2016年6月30日00—21 UTC，强对流天气主要发生区域(33°~49°N、104°~130°E)对流系统产生的闪电中，正闪比例一直维持超过15%的较高比例(图略)，该值显著超过了中国大陆3.94%的总体比例(宋敏敏和郑永光，2016)。较高比例的正地闪活动通常出现在冰雹、雷暴大风天气过程中伴有(Carey and Rutledge, 1998；冯桂力等，2007)，这因为产生这些天气的对流系统中包含较多的冰相粒子的缘故(Carey and Rutledge, 1998)，后文分析将展示本次过程对流系统的这些显著特征。
该日4次长生命史强弓状飑线(图 1b，标注了A、B、C和D)的移动路径显示其持续时间都超过了10 h，成熟阶段具有尺度大、移速快、显著的弓状回波等特征，表明产生了非常强的下沉气流和强雷暴大风天气。其中，图 1b中给出了飑线C 02—11 UTC逐3 h的组合反射率因子分布，该飑线的初始对流发生在02 UTC，到16 UTC消失于梅雨锋云系中，历时14 h，是一次典型的长生命史飑线。它发生在冷涡南侧补充冷空气来临前的暖区，预报难点较多，因此本文只分析飑线C的环境条件、触发、演变、结构特征和维持机制。
1.2 天气形势2016年6月30日00 UTC，亚洲中高纬区域500 hPa为“两低一高”形势，西西伯利亚和东西伯利亚以及我国东北为冷涡控制，中西伯利亚为Ω流型的阻塞高压形势(图 2)。受东西伯利亚和我国东北上空500 hPa冷涡的持续维持影响，在850 hPa等压面华北至东北一带存在一个低压切变系统，地面天气图上河北中南部存在一条准静止锋面(见后文)，为该区域对流系统发展提供了有利的环境抬升条件。其中，飑线C系统(图 1b)发生在500 hPa冷涡底部、850 hPa低压切变系统和地面静止锋这样的天气形势下。
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图 2 2016年6月30日00 UTC天气形势 (绿色圆点分别表示北京、天津、石家庄、济南和青岛等城市；黑色实线：500 hPa位势高度等值线，单位：dagpm，间隔：4 dagpm；灰度填色：500 hPa风速；蓝色风羽：850 hPa风场) Fig. 2 Synoptic patterns at 0000 UTC June 30 2016 (Green dots represent the locations of Beijing, Tianjin, Shijiazhuang, Jinan, Qingdao, respectively; black solid lines: contours of geopotential height at 500 hPa, unit: dagpm, interval: 4 dagpm; gray levels: wind speed at 500 hPa; blue barbs: winds of 850 hPa) |
500 hPa，飑线C的初生对流发生在河北中部偏南地区，位于冷涡西南部槽底(图 2)，等高线平直，没有明显的低槽系统影响该区域；位于≥15 m·s-1大风速区的南侧，为西北偏西气流，风速仅约12 m·s-1左右(图 2和图 3a)，弱于美国大多数大范围大风事件的相应数值超过15 m·s-1的这一结果(Johns and Hirt, 1987)；河北南部和山东西北部500 hPa温度为-12~-10℃，温度平流不显著(图 3a)，而山东西北部冷平流较河北南部略显著一些，与图 3c中500 hPa左右的逆时针风向转变相一致，有利于静力不稳定度的维持或者加强。
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图 3 2016年6月30日00 UTC天气形势(a)、对流天气环境条件(b)与邻近济南的章丘探空站Skew T-logp图(c) (绿色圆点分别表示北京、天津、石家庄、济南和青岛等城市；图 3a中，红色划线：500 hPa等温线，单位：℃，间隔2℃，其中加粗虚线：-10 ℃等温线；灰度填色：500 hPa风速；紫红色实线：850 hPa等温线，单位：℃，间隔2℃，其中加粗等值线：20℃等温线；蓝色风羽：850 hPa风场。图 3b中，绿色等值线：大气可降水量场，单位：mm，间隔10 mm，其中40 mm等值线加粗；灰度填色：CAPE，单位：J·kg-1，间隔500 J·kg-1，其中红色实线：1000 J·kg-1等值线；蓝色等值线：CIN，单位：J·kg-1，间隔50 J·kg-1，其中150 J·kg-1等值线加粗。图 3c中，蓝色粗实线：温度廓线；绿色粗实线：露点廓线；红色粗实线：抬升曲线) Fig. 3 Synotic patterns (a), environmental conditions (b) and Skew T-logp diagram of sounding at Zhangqiu Station near Jinan (c) at 0000 UTC 30 June 2016 (Green dots represent cities of Beijing, Tianjin, Shijiazhuang, Jinan, Qingdao, respectively. In Fig. 3a, red dotted lines: isotherms at 500 hPa, unit: ℃, interval: 2℃, and -10℃ isotherms are thick; grey colored: wind at 500 hPa; purple solid lines: isotherms at 850 hPa, unit: ℃, intervel: 2℃, and 20℃ isotherms are thick; blue wind bards: at 850 hPa. In Fig. 3b, green solid lines: contours of precipitable water content, unit: mm, interval: 10 mm, and 40 mm isolines are thick; gray shaded areas: CAPE, unit: J·kg-1, interval: 500 J·kg-1; red solid lines: isolines of 1000 J·kg-1; blue solid lines: contours of CIN at 50 J·kg-1 intervals, unit: J·kg-1, and 150 J·kg-1 isolines are thick. In Fig. 3c, thick blue solid line: temperature; green solid line: dew point; red soid line: the lifting curve) |
850 hPa，飑线C发生区域位于副热带高压的西北侧，大风速区的左前侧(图 2和图 3a)，存在明显的西南偏南风转西南偏西风的水平风切变；虽然是反气旋式水平风切变，但散度分布显示是辐合流场，为系统的发展提供了大尺度上升气流环境。海平面气压分布表明飑线C发生低压槽区，存在地面静止锋辐合线，其与925、850 hPa的低压切变系统共同为飑线系统的触发提供了大尺度辐合抬升条件；200 hPa该区域为分流式辐散流场，有利于大尺度上升运动的维持。
850 hPa温度场(图 3a)显示飑线C发生区域位于温度脊的北侧，温度在20℃左右，有非常显著的暖平流，有利于该区域静力不稳定度的加强。850 hPa比湿分布表明飑线C发生区域为一比湿≥10 g·kg-1湿气团所控制，其与图 3b中≥40 mm大气可降水量(PW)的分布接近；其完全满足强对流天气发生发展所需水汽条件的要求(王秀明等，2014；Tian et al，2015；郑永光等，2017)。
00 UTC NCEP分析资料计算的对流有效位能(CAPE)(图 3b)和02 UTC自动站气温(图 4)分布来看，飑线C发生在高温、高能区，02 UTC地面气温超过27℃；00 UTC CAPE数值超过1000 J·kg-1，最大超过2500 J·kg-1；美国得到的有利于弓状回波生成的CAPE值至少为2000 J·kg-1(Weisman，1993；2001；Przybylinski，1995)。图 3b中NCEP分析资料计算的章丘附近的地表CAPE同章丘探空资料(图 3c)计算的约2500 J·kg-1 CAPE值基本一致，不过随着太阳短波辐射的加强，CAPE值显著加大，2.2节将进一步分析。
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图 4 2016年6月30日01 UTC(a)和02 UTC(b)沧州雷达0.5°仰角径向速度场、自动站风场、散度和气温 (黑色圆点分别表示沧州雷达站和石家庄市位置；蓝色风羽：偏北风；黑色风羽：偏南风；阴影：径向速度) Fig. 4 Radial velocity of Cangzhou Radar at 0.5° elevation, wind, divergence and temperature of automatic weather stations at 0100 UTC (a), 0200 UTC (b) 30 June 2016 (Black dots indicate locations of Cangzhou Radar Station and Shijiazhuang City; shaded: radial velocity; blue barbs: northerly; black barbs: southerly) |
飑线C发生区域存在较大的对流抑制能量(CIN)(图 3b)是不利于本次飑线触发和发展的一个重要环境条件，其最大数值超过了200 J·kg-1，因此尽管该区域存在一条地面辐合线，但需要更强的和持续的抬升才能触发对流系统，这是预报该次飑线系统的一个难点。
2.2 章丘T-logp图特征飑线C的初生对流位于河北东南部，但没有探空测站；因此本文分析了处于暖区的章丘(邻近济南)站00 UTC(图 3c)的探空特征。章丘900~600 hPa层次风向随高度顺时针转变，有显著暖平流，这与图 3a所展示的暖平流特征相一致。章丘站处于高温(地表气温超过26℃)、高湿(地表露点达20℃)和高能(CAPE值约2500 J·kg-1)的大气环境中。章丘探空资料计算的PW数值仅约为26 mm，数值较小，但能够满足对流发展所需的水汽条件(王秀明等，2014；Tian et al，2015；郑永光等，2017)，与NCEP分析资料(图 3b)给出的约40 mm数值差异较大，这与NCEP分析资料的湿度偏差相关(王秀明等，2012)。不过，与章丘探空站邻近的邢台和北京探空测站计算的PW都约为40 mm，与NCEP分析资料相应值基本一致。
随着大气低层西南暖湿气流的输送和加强，章丘站的水汽条件随着时间演变逐渐增加。地面自动站观测显示，在03 UTC，章丘及其周边区域气温就超过了31℃，露点超过了22℃；而飑线C初生的河北东南部虽然大气中存在一些积云，地面气温也达到了28℃，露点达到了23℃；这都表明这些区域的大气低层温湿条件的改善进一步增加了对流不稳定能量。如果分别以前述这两个区域的地面气温和露点来修正章丘探空的近地面层数据，CAPE都超过4000 J·kg-1。
这次过程观测到多站次的冰雹。不太高的0℃气温层高度和较大的垂直减温率是有利于冰雹天气的重要环境条件(章国材，2011；俞小鼎等，2012；樊李苗和俞小鼎，2013；曹艳察等，2018)。据图 3c计算的0℃层高度约为4.2 km或611 hPa；实际上，湿球温度0℃层才是冰雹融化层的近似高度(俞小鼎，2014)，而章丘湿球温度0℃层高度更低，约为3.6 km或656 hPa，非常有利大冰雹形成(俞小鼎，2014)。850与500 hPa温差达33℃，换算为垂直减温率约为7.6 ℃·km-1，这属于非常大的垂直减温率数值(Craven and Brooks, 2004；郑永光等，2017)。我国中东部0℃层海拔高度平均在4.1~4.3 km, 垂直减温率为6.3~7.9 ℃·km-1有利于冰雹天气的发生(樊李苗和俞小鼎，2013；曹艳察等，2018)；因此，本次过程的大气温度分布非常有利于冰雹天气。章丘-20℃层高度为408 hPa或者7.3 km，这是适宜冰雹发展的高度(曹艳察等，2018)；干球、湿球温度0℃层与-20℃层之间厚度分别约为3.1、3.7 km，有利于雹胚增长为大冰雹(孙继松等, 2014)。
在00 UTC，章丘整层大气都较为干燥，相对湿度低，温度露点差≥6℃，最大达28℃，且在500 hPa左右存在一个较明显的下沉逆温层，这些特征非常有利于对流风暴中产生强下沉气流形成下击暴流从而导致地面雷暴大风天气(Johns and Doswell, 1992；俞小鼎等，2012；郑永光等，2017)。由章丘探空数据计算的下沉对流有效位能(DCAPE)数值约为1600 J·kg-1，超过2015年“东方之星”翻沉事件的相应值(郑永光等，2018b)。
超级单体风暴以及强冰雹和区域性的雷暴大风天气通常发生在强垂直风切变环境下(Johns and Doswell, 1992；俞小鼎等，2012)。通常，0~6 km垂直风切变达15~20 m·s-1为中等强度垂直风切变，超过20 m·s-1为强垂直风切变(樊李苗和俞小鼎，2013；郑永光等，2017)；0~6 km垂直风切变数值达到15~20 m·s-1以上是超级单体形成的必要条件之一(Weisman and Klemp, 1982)。虽然章丘探空观测的500 hPa风速为9 m·s-1，但地表至700 hPa垂直风切变为11.9 m·s-1，地表至500 hPa则为15.6 m·s-1，都为中等强度垂直风切变。较弱的500 hPa风速是预报飑线C过程的另一个难点，这点同2009年6月3日河南的飑线过程(王秀明等，2013)类似。但需要指出的是，章丘附近区域地面观测的风速演变表明，其在飑线C影响前的05 UTC地面南风(图略)较上午时段显著较大，由于500 hPa为西北偏西风，这有利于0~6 km垂直风切变的增强；此外，飑线C系统发生在章丘站以北区域，该区域500 hPa风速显著大于章丘。
3 飑线C的触发边界层辐合线是强对流天气的重要抬升触发条件之一，尤其当两条辐合线相遇时更容易有对流生成(Wilson and Mueller, 1993；Wilson and Megenhardt, 1997)。30日00 UTC，河北东南部较大的CIN抑制了对流的触发；因此，需要有持续的抬升力或者边界层辐合持续加强将地面气块抬升，克服CIN直到自由对流高度以上才能够触发对流(俞小鼎等，2012；郑永光等，2015；2017；Wu and Luo, 2006)。
29日(图略)，地面冷锋从西北向东南方向移动；08 UTC，地面冷锋到达河北中部；13—23 UTC，锋面在河北东南部与山东西北部交界区域附近维持，演变为静止锋；30日00—01 UTC，偏南气流加强(图 4a)，锋面有所北退；02和03 UTC，受MCS A(对应飑线A)和C’出流气流影响(图 4b)，北侧冷空气有所加强，锋面有所南压，飑线C的初生对流系统生成(图 1b和图 4b)，下面进行具体分析。
从积云和初生对流区域(图 4深红色和黑色粗实线区域)的地面温湿条件来看，30日01—02 UTC，气温已达25~28℃(图 4)，露点温度达22~23℃，这使得该区域的CAPE显著增加、CIN减小，从而更有利于对流的触发；但使用此条件修正00 UTC章丘探空数据计算的CIN依然超过了150 J·kg-1。
从风场来看，01 UTC的积云区域的地面辐合线上存在涡旋式弱风场结构，风速仅为1~2 m·s-1。同时刻沧州雷达的0.5°仰角径向速度场显示，沧州雷达站的西北方向零速度线走向表明有西南风；而雷达站的东南方向零速度线走向显示为西南偏西风；而负速度区范围小于正速度区表明该区域为辐散流场，不利于大气低层空气持续的动力抬升。
至02 UTC(图 4b)，积云发展为反射率因子≥35 dBz的初生对流，并从西北向东南方向移动到沧州雷达站的正西方。地面涡旋式风场结构更清楚，且地面风速显著加大，最大的西北风和东南风都为3~4 m·s-1，最大东北风为5 m·s-1，因此地面辐合显著加强；对流初生区域最强辐合从01 UTC的约为-1×10-4 s-1增强为02 UTC的约-2×10-4 s-1。
同时刻沧州雷达的0.5°仰角径向速度场也有了显著变化，沧州雷达站的西北方向零速度线出现了折角，表明折角的左侧有西北偏西风；而折角以南的风向主要为西南风，风速显著大于01 UTC，约为12 m·s-1，形成了明显的低空急流，与地面西南风速加大相吻合；负速度区范围明显大于正速度区，表明存在较大尺度的辐合流场。02 UTC对流初生区域在沧州雷达的0.5°仰角所处的高度约为0.9~1.7 km，属于边界层上部位置或者接近850 hPa气压层，这表明已经形成了较为深厚的持续的大气低层空气动力抬升，加之前文给出的有利的地面、925和850 hPa(图 3a)大尺度抬升环境条件以及200 hPa辐散条件，从而在该时段使得积云发展为初生对流。
02 UTC地面西南和东南风速加大与整体的西南暖湿气流的北上密切相关，而东南风速的加大可能还与渤海上空飑线A产生的冷池作用相关；此时渤海上空对流非常强盛，其与飑线C成熟阶段强度相当(图 1b)，可以合理推测其产生的地面冷池和强风风速也与飑线C相当甚至更强，飑线A冷池西南侧正是河北中部偏东地区(图 4)，因此其作用必然使得该区域东南风速加大。西北风速的加大与后文给出的MCS C’(图 5)密切相关，图 4b显示其产生了明显的冷池，因此西北风速的加大是MCS C’冷池作用的结果。该时刻沧州雷达的0.5°仰角径向速度分布也表征了大气边界层顶附近的辐合增强，这种变化是由天气尺度环境的偏西风东移(图 3a)和MCS C’的东移造成的西北风加强(图 4b)共同作用所造成。但地面东北风速加大的机制还不完全清楚，其可能是飑线A所经过区域的残留地面冷池产生的西侧外流气流传播作用的结果；还存在一种可能性是，MCS C’冷池与原辐合线北侧东北气流相互作用使得气压梯度加大导致风速增加，这些推测都还有待进一步的数值模拟分析来验证。
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图 5 2016年6月30日静止气象卫星观测(a)03 UTC闪电与FY-2G TBB分布，(b)06 UTC葵花8号0.5 km分辨率增强可见光云图 (绿色圆点分别表示北京、天津、石家庄、济南和青岛等城市。图 5a中，填色和灰实线：TBB分布，单位：℃，间隔10℃；A、B、C’和C分别表示不同的MCS；闪电为02:30—03:30 UTC时段分布，红色圆点：负闪，紫色“+”号：正闪。图 5b中，黑色圆内和黄色箭头所示位置有较明显旋转特征) Fig. 5 Observations from geostationary meteorological satellites on 30 June 2016 (a) TBB of FY-2G and lightning for 0300 UTC, (b) enhanced visible image of Hamawari 8 for 0600 UTC (Green dots represent the locations of Beijing, Tianjin, Shijiazhuang, Jinan, and Qingdao, respectively. In Fig. 5a, TBB is shaded and contoured using gray solid lines, unit: ℃. A, B, C' and C denote different MCSs, respectively; lightning for 0230-0330 UTC is given, red dots: negative lightning, purple plus signs: positive lightning. In Fig. 5b, black circle and yellow arrow indicate obvious rotations) |
本部分给出静止气象卫星观测的飑线C的TBB演变和可见光云图特征(图 5)。图 5中标注A、B和C的MCS分别对应于图 1b中相应的飑线系统；而MCS C’是一个持续时间短、消亡早的对流系统，其与飑线C初生对流的触发密切相关。
飑线C相应的MCS C并非是由MCS C’直接发展而来。在MCS C形成之前阶段，00—01 UTC，与地面辐合线相对应，可见光云图上可见石家庄以北的河北中部偏南地区存在一条积云云带，TBB约在-12~0℃。02 UTC，雷达反射率因子虽然已经达到对流初生标准的35 dBz(图 4b)，但TBB约在-20~12℃，并没有观测到闪电。
MCS C快速发展阶段主要在03—06 UTC。03 UTC (图 5a)，MCS C’东侧生成TBB低于-32℃的MCS C，02:50 UTC观测到一些负闪。04 UTC，MCS C’消散，MCS C迅速发展，TBB显著降低，低于-52℃，空间尺度迅速增大；可见光云图呈现出类似沸腾的水泡状上冲云顶特征；闪电数目显著增加，出现较多正闪，说明该MCS垂直伸展高度增加，系统中的冰相粒子显著增多。05和06 UTC，MCS C形成近似圆形的MαCS(即中尺度对流复合体，MCC)，可见光云图的旋转和波动特征清晰(图 5b)，旋转水平尺度可达100 km，这是因为该MCS已经接近成熟、上升运动强、云顶已经伸展到对流层顶的缘故；这种旋转特征也存在于2016年6月23日江苏阜宁龙卷MCS(郑永光等，2018b)。
MCS C成熟阶段主要在07—13 UTC，在14 UTC显著减弱。07—08 UTC，MCS C依然为近似圆形的MCC，其西南侧已经具有不太显著的楔状特征。09—13 UTC，MCS C的形状转变为显著的楔状MαCS，这是由MCS左侧有对流新生和高层的强分流气流所致；值得注意的是，MCS C产生的闪电和地面大风并非分布于TBB大梯度处，而是较低TBB处，这也是由高层强分流气流所决定的。
4.2 飑线C演变雷达组合反射率因子演变(图 6)显示，02—03 UTC为飑线C形成前的对流初生和发展阶段；04—06 UTC为飑线C的形成和发展阶段，但尚不具有明显的弓状回波特征；07—13 UTC为成熟阶段，其中07—09 UTC弓状回波特征显著；14—16 UTC为飑线C的减弱阶段(图略)。
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图 6 2016年6月30日(a)02 UTC，(b)07 UTC，(c)08 UTC≥25 dBz雷达组合反射率因子分布 (黑色圆点分别表示天津、石家庄、济南和青岛等城市；图 6a中蓝色矩形中为飑线C初始阶段对流) Fig. 6 Radar composit reflectivity no less than 25 dBz at (a) 0200 UTC, (b) 0700 UTC, (c) 0800 UTC 30 June 2016 (Black dots represent the locations of Tianjin, Shijiazhuang, Jinan and Qingdao, respectively; blue rectangle in Fig. 6a denotes the location of the initial convective system) |
飑线C形成之前的对流初生和发展阶段为02—03 UTC。02 UTC，东西向线状对流的最大反射率因子已达35 dBz以上(图 6a中蓝色矩形中反射率因子分布)，达到了对流初生的标准(Roberts and Rutledge, 2003)。03 UTC，线状对流的尺度显著增大，最大反射率因子已达50 dBz左右；在02:50 UTC左右，最强反射率因子附近有负闪产生(图 5a)，表明对流风暴垂直向上发展剧烈，风暴中存在过冷水滴、软雹、冰晶等混合相态水物质(Williams，1989)；相应的沧州雷达垂直剖面分布显示最强反射率因子主要分布于3~5 km海拔高度，超过了前文给出的4.2 km的0℃层高度。此阶段对流系统的尺度并未达到美国气象学会(AMS)定义的飑线尺度标准(American Meteorological Society, 2018)，因此称之为飑线C形成前的对流初生和发展阶段。
飑线C在04 UTC形成为强飑线，05—06 UTC继续发展。04 UTC，最大反射率因子已超过65 dBz，表明对流系统中有显著的冰雹粒子；沧州雷达低仰角的径向速度场显示飑线的西段具有明显的书端涡旋，04:30—04:52 UTC飑线东段形成中气旋，并有三体散射特征；垂直剖面分布显示最强反射率因子主要分布于3~11 km海拔高度。05 UTC，飑线C空间尺度达200 km左右，沧州和滨州雷达径向速度场都显示存在多个中涡旋。06 UTC，飑线C的形态演变为东西两个部分，且呈现为东北—西南向；滨州雷达在东段对流观测到了中涡旋，且飑线前方10 km左右已存在弱的阵风锋回波(尽管时次不同，可参见图 7a)。04—06 UTC，沧州和滨州单站雷达观测到的强回波具有回波悬垂、有界弱回波区(BWER)、后侧入流缺口(RIN)、中层径向速度辐合(MARC)、强反射率因子核下降等特征。
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图 7 2016年6月30日07:04 UTC滨州雷达观测的0.6°仰角(a, b)和2.5°仰角(c, d)反射率因子(a, c；填色)和径向速度(b，d)分布，以及垂直剖面(e，f) (图 7b，7d，7e和7f填色：径向速度，色标相同。图 7e，7f等值线：反射率因子；横坐标下方标注上排数字：离滨州雷达站的距离，单位: km；标注下排数字：方位角，单位: °) Fig. 7 Radar reflectivity (a, c) and radial velocity (b, d) from Binzhou Radar Station for 0704 UTC 30 June 2016 (a, b) 0.6° elevation, (c, d) 2.5° elevation, (e, f) vertical cross sections (Reflectivity is shaded in Figs. 7a and 7c, and radial velocity is shaded in Figs. 7b, 7d, 7e and 7f. In Figs. 7e and 7f, isoline: reflectivity, unit: dBz; the upper numbers labeled below the abscissa: distance away from Binzhou Radar Station, unit: km; the lower numbers: the azimuth angles) |
飑线C成熟阶段的07—09 UTC，飑线C具有显著的东北—西南向弓状回波特征，具体结构特征见4.4节。10—13 UTC，飑线C中的对流单体依然非常旺盛，但弓状回波特征有所减弱。
4.3 飑线C的组织模态飑线对流系统的不同阶段、组织模态会不同(Bluestein and Jain, 1985；Parker and Johnson, 2000；Zheng et al，2013)。从飑线C的演变来看，02—05 UTC，其为几乎没有层状降水的东西向的线状对流模态。06 UTC，发展为接近东北—西南走向的逗点状TS型线状对流模态。07—13 UTC阶段，飑线C的组织模态不同于已有文献中给出的类型，其组织模态为TS型、LS型和PS型相结合的类型，为“尖锥”状或者“胡萝卜”状模态，但呈现为显著的不对称特征，该模态主要由飑线C西侧有新生对流风暴和高层存在强分流气流所致。14—16 UTC，飑线C组织模态转变为TS型。由于飑线的这些不同组织形态不仅与垂直风切变(Parker and Johnson, 2000)相关，而且与大气高层流场、大气的温湿分布和潜在不稳定条件分布密切相关，因此飑线C的演变特征差异也表明其在不同发展阶段所处的大气环境条件的差异。
4.4 成熟风暴结构、弓状回波形成和维持机制图 7展示了飑线C成熟阶段的水平和垂直结构特征与气流分布。07:04 UTC，滨州雷达站东南方向0.6°和2.5°仰角反射率因子分布呈现出显著的弓状回波特征，0.6°仰角的寿光附近存在弱阵风锋回波，都表明有强下沉气流；强梯度区位于飑线后侧，体现出强高空风使得高空层状降水区位于飑线前侧；前侧和后侧都存在入流缺口，表明前侧入流和后侧入流都很强；这些特征与相应径向速度分布一致，也体现了CAPE≥4000 J·kg-1对对流风暴发展的作用。
滨州雷达0.6°仰角强正径向速度区前沿也呈现为弓形，并位于强反射率因子区域前方；而2.5°仰角强反射率因子区对应的径向速度呈现出多个中涡旋分布，其中A—B白色实线附近中涡旋至少两个体扫达到了中气旋(图 7f)的定义标准，因此该对流风暴发展为超级单体风暴。值得注意的是，有多个时次的单站雷达观测的0.6°仰角径向速度场存在速度模糊(如图 7b中深蓝色小区域)，表明对流风暴的近地层出流非常强盛，超过了27 m·s-1的最大不模糊速度；其中滨州雷达06：58、07：04 UTC和潍坊雷达07：03、07：15 UTC等时次0.6°仰角退模糊后最大速度可达30~37 m·s-1左右，与寿光观测到的33 m·s-1地面极大风速接近。
垂直剖面(图 7e和7f)显示飑线C上的对流风暴具有回波悬垂、BWER、强反射率因子分布高等特征，这都是雹暴的一些典型结构特征；而超过50 dBz反射率因子最大高度达11 km，远超过-20℃层高度7.3 km，相应的垂直液态水含量(VIL)值达到≥100 kg·m-2的异常大值，这些都是产生大冰雹的雹暴特征(孙继松等, 2014)，也与前文给出的天气实况相一致。图 7e也表明超级单体风暴的后侧5 km左右高度存在最为明显的后侧入流缺口，强后侧入流主要位于5~11 km高度，且具有明显强前侧入流和MARC特征。图 3c章丘T-logp图表明这些高度的温度露点差非常大，因此强后侧入流把大量干冷空气输入超级单体风暴，使得液态过冷水、软雹、冰雹、冰粒、冰晶、雪片等混合相态水物质强烈蒸发、融化或者升华，形成后侧入流缺口；其吸收大量热量，使得后侧大气剧烈降温形成强下沉气流(下击暴流)从而导致地面气温剧烈下降、形成冷池和强风；地面观测到寿光最大阵风达33 m·s-1，自动站气温下降幅度普遍约为10℃，最大约为12℃。中气旋、强后侧入流和强下沉气流使得飑线该部分的对流风暴和地面冷池移动速度显著超过其他部分，从而形成前凸状的弓状回波结构。
07—09 UTC是弓状回波最为显著的时段，在飑线C影响之前，山东半岛大部地面气温超过33℃、露点超过23℃，CAPE超过4000 J·kg-1，CIN减小为20 J·kg-1以下，PW值超过45 mm，对流层具有大的温度露点差；虽然0~6 km环境垂直风切变仅约为15 m·s-1，但图 7e和7f表明强后侧入流显著增强了3~6 km垂直风切变，加之有利的环境条件、中气旋或者中涡旋使得地面冷池与暖湿气流的辐合形成强前侧入流的共同作用使得飑线C及其弓状回波特征持续维持。
图 7e揭示了低层冷出流和强的前侧暖空气入流分布，低层冷出流位于3 km以下的高度；强的径向速度辐合位于3~7 km的高度，也就是前侧暖空气入流导致的竖直强上升运动主要位于这个高度层，这不同于Rotunno et al(1988)提出的RKW理论中的最优飑线维持模态，该模态的竖直强上升气流主要位于冷出流的前沿。这可能与飑线的强后侧入流、前侧入流急流和中气旋等相关，因为这些都会改变RKW理论提出的飑线冷池传播速度、垂直上升速度与垂直风切变之间的联系(Weisman，1992；Coniglio et al，2012)。
5 结论和讨论2016年6月30日，华北东南部和东北南部等地出现了罕见的冷涡影响下4次飑线过程导致的大范围雷暴大风、冰雹和短时强降水等强对流天气。综合多源观测资料和NCEP分析资料，本文详细分析了该次过程中30日上午至夜间影响河北东南部、渤海和山东大部的长生命史强弓状飑线(飑线C)的环境条件、触发、演变、弓形回波形成和维持机制，简要分析了RKW理论中最优发展模态对此次飑线的适用性，加深了对该类对流天气系统环境条件和演变特征复杂性的认识。
飑线C发生环境为500 hPa冷涡底部和风速较小的西北偏西气流，925与850 hPa的低压切变系统以及地面存在锋面辐合线，850 hPa暖平流明显；飑线C发生在地面高温和高湿、异常CAPE值达4000 J·kg-1以上、中等强度0~6 km垂直风切变、对流层温度露点差大、垂直减温率和DCAPE都很大、湿球温度0 ℃层高度仅为3.6 km的环境条件下，有利于对流系统维持和产生地面强风与大冰雹天气。
飑线C的初生区域存在较大的CIN。地面湿度加大和太阳辐射导致的地面升温使得CAPE增大、CIN减小；MCS A(即飑线A)和东移而来的MCS C’出流气流加强了地面静止锋辐合线使得辐合强度增加了1倍，叠加由增强的低空西南气流同新出现的低空西北偏西气流之间的边界层辐合，从而克服了CIN、触发了飑线C初生对流。
静止气象卫星观测表明飑线C由位于河北中部偏南地区的一条积云带中的线状积云发展成为一个尖锥状、近似圆形的MCC；主要为正闪的闪电和地面大风分布于低TBB处；高分辨率可见光云图具有粗糙的纹理、显著的上冲云顶和旋转等特征。雷达观测资料则显示飑线C由一个β中尺度、东西向的线状对流系统发展成为一个α中尺度、东北—西南向弓状飑线系统，西侧对流新生和高层强分流气流使其在成熟阶段组织为非对称尖锥状。
飑线C成熟阶段的超级单体风暴具有显著的回波悬垂、BWER、中气旋、中涡旋、强后侧入流、RIN、前侧入流缺口和MARC等结构特征，异常大的VIL值≥100 kg·m-2；强的后侧入流和大的温度露点差形成强下沉气流使得飑线C的超级单体风暴及其冷池移速显著超过其他部分，从而形成弓状回波结构。CIN接近于0 J·kg-1与有利的环境条件、强后侧入流加强的3~6 km垂直风切变、中气旋(有时为中涡旋)使得飑线前侧辐合区后侧形成的强前侧入流的共同作用使得飑线C和弓状回波特征持续维持，但RKW理论的最优发展模态并不适合此次飑线。
较弱的500 hPa风速、当日上午前期较大的CIN、CIN的迅速减小和能否成功预判抬升触发条件的演变加强是短期时段能否成功预报飑线C的难点。本文虽然对飑线C抬升触发机制进行了分析，但还有待采用高分辨率的数值模拟结果作进一步的深入分析验证。本文并没有同当日发生的其他几次飑线进行对比研究，这是以后研究工作的一个方向；对这次长生命史的弓状飑线的分析还有待更为深入，比如飑线的演变和维持机制、RKW理论的适用性、中涡旋等对地面大风的作用等研究工作。
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