2024, Vol. 50 
2. 河北省气象与生态环境重点实验室，石家庄 050021；
3. 河北省唐山市气象台，唐山 063000；
4. 河北省气象台，石家庄 050021；
5. 天津市气象台，天津 300074
2. Key Laboratory of Meteorology and Ecological Environment of Hebei Province, Shijiazhuang 050021;
3. Tangshan Meteorological Observatory of Hebei Province, Tangshan 063000;
4. Hebei Meteorological Observatory, Shijiazhuang 050021;
5. Tianjin Meteorological Observatory, Tianjin 300074
超级单体风暴是对流风暴中最强烈的一种，往往带来短时强降水、大风、冰雹，甚至龙卷等灾害性天气，多年来一直是气象工作者研究的重点之一。超级单体最早是由Browning(1962)提出，随后弱回波区(WER)、有界弱回波区(BWER)以及低层钩状回波等特征也逐渐被发现(Browning and Ludlam, 1962; Browning and Donaldson, 1963; Browning, 1964)。进入20世纪70年代，随着多普勒雷达资料的应用，超级单体的旋转特性被揭示出来(Donaldson, 1970)，即后来广泛使用的中气旋特征，许多研究表明中气旋特征总是与超级单体风暴相伴随(Brown et al, 1973; Klemp et al, 1981; Rotunno and Klemp, 1985)，于是Browning(1978)建议重新定义超级单体的概念，即超级单体应该是含有中气旋的对流单体，此后雷达气象学界便以具有深厚持久的中气旋作为超级单体风暴的定义(Doswell Ⅲ, 2001; Davies-Jones, 2015)。Lemon and Doswell Ⅲ(1979)曾提出了超级单体的概念模型，Moller et al(1994)又将超级单体分为经典超级单体、强降水超级单体和弱降水超级单体，也给出了其相应的模型，显然这些模型的建立对于风暴研究很有帮助。随着观测增多和数值模拟的提高，气象学家发现超级单体的形态特征并不唯一，动力结构以及中气旋的成因等也不尽相同(Marquis et al, 2012; Brown and Nowotarski, 2019; Murdzek et al, 2020)。
我国科研工作者针对超级单体进行了较为系统的研究，大多认为超级单体产生于较大的对流有效位能和较强的深层垂直风切变环境下(俞小鼎等, 2006; 冯晋勤等, 2012; 吴木贵等, 2013)，如果抬升凝结高度较低且低层0~1 km垂直风切变较大则容易出现龙卷(俞小鼎等, 2008; 郑媛媛等, 2009)。大部分超级单体的雷达回波特征均表现出明显的钩状回波、WER或BWER以及入流缺口等(吴芳芳等, 2013)，当然，超级单体的雷达回波特征并不唯一，尤其是强降水超级单体风暴雷达回波形态较多，有肾形、逗点形和“S”型等(俞小鼎等, 2008; 吴芳芳等, 2010; 戴建华等, 2012)。关于超级单体的演变也存在明显的不同，刁秀广等(2009)总结分析了三次超级单体风暴，提出了多单体传播型、单体自身发展型和群发单体合并型及它们之间的差异。随着高分辨率资料和中尺度模式的发展，超级单体的一些动力过程也被揭示出来，王秀明等(2009)认为超级单体雹云水平流场上的“S”型结构是垂直运动、云中涡偶和环境风共同作用的结果。陈明轩等(2012)利用变分多普勒雷达分析系统(VDRAS)分析了一次强降水超级单体的热动力机制，在超级单体发展阶段，冷池出流抬升了暖湿入流，有利于超级单体的发展和维持。VDRAS资料能够提供较为准确的风向、风速、气温等动力、热力分析场，目前广泛应用于科研和业务之中(陈明轩和王迎春, 2012; 陈明轩等, 2013; 肖现等, 2013)。周海光(2018)通过双多普勒雷达反演的三维风场研究得出，超级单体形成之前的中低层就有中尺度气旋生成，且风暴中涡旋偶对于EF4级龙卷发生发展有重要作用。近年来双偏振雷达资料的使用也揭示出一些超级单体的云物理特征，差分反射率因子柱对于识别上升气流的位置很有帮助，而差分反射率因子弧和差分相移率足相结合可以指示极端大风(潘佳文等, 2020; 管理等, 2022)。
综上所述，超级单体从概念的提出到其模型的建立，经过了多次修改和补充，说明超级单体的结构存在共性，但是这种局地强风暴也存在着各自不同之处，国内外的研究大多针对单一或是嵌入于对流系统中的超级单体风暴，而对于尾随其他强风暴、渐次而行并相互影响的超级单体观测分析较少。2017年6月19日傍晚到夜间，河北省东部地区(简称冀东)出现了一次罕见的强降水超级单体风暴(图 1)，在其形成之前，其移动路径的左前侧首先形成了普通单体风暴和多单体强风暴，在多单体强风暴影响下低层环流发生改变，配合有利的中尺度环境条件，使得上游地区相距大约60~80 km的一个普通单体发展成为强降水超级单体，其雷达回波特征与Moller et al(1994)总结的概念模型极为相似，持续时间较长，带来了短时强降水、局地大冰雹和灾害性大风天气。关于此次过程的判识，短期出现了空报，临近预警也低估了对流的强度，因此本文利用多源资料对此次过程的中尺度环境、超级单体发生、发展演变以及低层动力特征进行系统分析，以期加深对此类天气过程机理的认识，为强对流预报业务提供借鉴。
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图 1 2017年6月19日17:00—21:30冀东地区风暴移动路径(蓝色实线)示意图 注：蓝色实心点表示单体位置，超级单体S：18:30-21:30；多单体T：19:00-21:00，普通单体U：17:00-18:30；黑色实心圆：超级单体移动路径上的雨量站，B1：东新庄，B2：党峪，G3：丰润国家站，B4：唐山市气象局，B5：开平水利局；蓝色虚线：多单体阵风锋；“+”：雷达位置，TJRS：天津雷达，QHDRS：秦皇岛雷达；空心圆：乐亭探空站。 Fig. 1 The moving path (blue solid line) of convective storm in eastern Hebei Province from 17:00 BT to 21:30 BT 19 June 2017 |
本文所用资料包括：(1)欧洲中期数值预报中心(ECMWF)的第五代全球再分析资料(ERA5)，空间分辨率0.25°×0.25°、时间分辨率1 h，用于分析天气形势。(2)中国气象局MICAPS常规探空资料(2017年6月17日08:00和20:00张家口、北京和乐亭站探空，本文所用时间均为北京时)。(3)京津冀地区自动气象站资料，要素包括气温、气压、风向、风速和降水量。(4)国家卫星气象中心提供的FY-2G气象卫星产品。(5)2017年6月19日天津CINRAD-SA多普勒天气雷达资料，反射率因子分辨率1 km；径向速度分辨率0.25 km，最大探测半径460 km，每6 min一次体扫。(6)北京城市气象研究院开发的变分多普勒雷达分析系统(VDRAS)的热力、动力分析资料，时间分辨率18 min，空间分辨率5 km×5 km，垂直方向15层，最低层高度约为200 m，每层间隔400 m。
1.2 方法根据雷达风暴追踪信息产品确定单体位置信息。超级单体形成时，多单体风暴已不再发展，即19:00之后多单体位置信息采用其前侧单体位置来确定。
针对中气旋识别，我国CINRAD/SA采用的中气旋探测算法对于超级单体的中气旋诊断较好(俞小鼎等, 2006)，从雷达判识的中气旋结构属性中读取相关信息，并探讨中气旋随时间的演变特征。
关于午后冀东地区的潜势分析，选取08:00乐亭站探空资料和14:00唐山国家级气象观测站(以下简称唐山国家站)地面气温和露点进行时空订正。鉴于20:00前后乐亭探空站位于超级单体风暴的下风方且距离超级单体发生时段最为接近(图 1)，其资料对于上游大气层结来说具有较好的参考价值(吴芳芳等, 2013)，结合风暴前端丰润国家级气象观测站地面2 m平均风计算0~6 km垂直风矢差，用于表示超级单体发生、发展时段中尺度环境深层垂直风切变的变化。
关于物理量诊断，风暴相对螺旋度(SRH)是衡量风暴旋转潜势的重要动力参数，反映了低层一定厚度内，相对入流强弱和沿入流方向涡度分量的大小(Kerr and Darkow, 1996; Weisman and Rotunno, 2000)。SRH的计算公式如下：
| $ \mathrm{SRH}=\int_0^z\left[(\boldsymbol{V}-\boldsymbol{C}) \cdot\left(\boldsymbol{k} \times \frac{\mathrm{d} \boldsymbol{V}}{\mathrm{d} z}\right)\right] \mathrm{d} z $ | (1) |
式中：k×dV/dz表示z高度水平涡度，V表示z高度附近环境风矢量，C是风暴移动速度矢量，则V-C就是风暴的相对速度。
2 天气实况和环流背景分析 2.1 天气实况2017年6月19日17:00—21:30受冷涡低槽影响，冀东出现了大范围强对流天气，主要有普通单体风暴、多单体强风暴和超级单体风暴过境(图 1)，其中超级单体风暴自西北向东南穿过唐山地区，遵化、丰润、唐山市区等, 先后出现了冰雹、短时强降水和短时大风等天气，丰润国家级气象观测站(以下简称丰润国家站)观测到了直径12 mm的冰雹、20 mm·h-1强降水和20.7 m·s-1的灾害性大风，区域自动站记录有10个站次出现了短时强降水，其中开平区水利局站小时降水量达到了51.6 mm。灾情调查显示，丰润多地房屋受损、林木折断，说明局部地区遭遇了更为严重的灾害性大风和冰雹。
2.2 环流背景2017年6月19日08:00高空图(图 2a)显示，500 hPa亚洲中高纬呈“两槽一脊”型，在我国东北地区有一深厚的椭圆状低涡，中心位势高度为554 dagpm，并伴有-15℃冷中心，冷涡底部宽广槽区内活跃的冷空气为此次过程提供了有利的热力和动力条件，此时低槽位于116°E附近并发展东移，40°N附近有一支与低槽相伴的大风速核(约16 m· s-1以上)引导冷空气南下影响河北中北部，这种中空大风速核会造成较大的垂直风切变，有利于超级单体的形成(吴木贵等, 2013; 王福侠等, 2014)。200 hPa上大于30 m·s-1的高空急流位于30°~40°N，冀东地区处于急流左侧的分流区，有明显的辐散通气作用。850 hPa切变线位于河北和内蒙古交界处，切变线右侧的西南风中有暖温脊发展，至20:00切变加强且暖温脊东伸，整个河北中东部地区处于低空西南气流控制之下(图略)。探空数据对比分析，08:00—20:00张家口和北京站500 hPa温度分别下降了3℃和2℃，说明中层有干冷空气入侵，叠加在暖湿气流之上，加剧了对流不稳定。与此同时地面填图显示，在京津冀地区形成一个中低压并逐渐加强，冀东地区位于低压倒槽附近的偏南风里，17:00前后(图 2b)在倒槽辐合线附近不断有对流单体生成。
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图 2 2017年6月19日(a)08:00 500 hPa高度场(实线，单位：dagpm)、850 hPa风场(风羽)和温度场(虚线，单位：℃)，(b)17:00海平面气压(实线，间隔1 hPa)、辐合线(白色虚线)、风场(风羽)和FY-2G红外云图(填色：云顶亮温) Fig. 2 (a) The 500 hPa height (solid line, unit: dagpm) and 850 hPa wind field (barb) and temperature field (dashed line, unit: ℃) at 08:00 BT, and (b) surface pressure (solid line, isobar with 1 hPa interval), convergence line (white dashed line), wind field (barb) and FY-2G infrared satellite (colored: infrared bright temperature of cloud top) at 17:00 BT 19 June 2017 |
热力(浮力)不稳定是对流发展的重要原因之一，最具代表性的物理量就是对流有效位能(CAPE)。19日08:00，乐亭站探空曲线(图 3a)呈现出典型强对流天气的“喇叭口”型结构，为条件性不稳定，500 hPa以上空气湿度迅速减小，大气上干下湿，CAPE达到1129 J·kg-1，K指数为38.6℃，SI指数为-2.42℃。到了午后，随着近地层升温和高层冷平流的侵入，这种不稳定度继续增大，使用14:00唐山国家站气温32℃和露点温度18℃对探空曲线进行时空订正，得到午后唐山中北部地区的CAPE约为1957 J·kg-1，属于中等到强的CAPE，有利于强对流的发生。
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图 3 2017年6月19日(a)08:00，(b)20:00乐亭站T-lnp图和(c)20:00风矢端迹(折线)图 注：图c中黑色箭头表示风暴移动方向; 折线上数字表示风矢量高度，单位：hPa。 Fig. 3 T-lnp diagram at Laoting Station at (a) 08:00 BT, (b) 20:00 BT and (c) hodogragh of storm at 20:00 BT 19 June 2017 |
根据乐亭站08:00探空资料，近地面比湿为14.1 g·kg-1，700 hPa为7.2 g·kg-1，比湿随着高度迅速减小，符合强对流的比湿垂直分布特征，且冀东地区的抬升凝结高度较低(918 m)，说明低层相对湿度大，下沉气流在低层大气中被蒸发冷却的变率较小，负浮力不会过大，避免了因阵风锋过强而切断暖湿入流，从而有利于超级单体维持较长时间。
2.3.3 垂直风切变垂直风切变的大小往往和形成风暴的强弱密切相关，一般认为0~6 km垂直风切变决定对流类型。利用1.2节所述方法，选取风暴发生前最近时段(16:20—18:50)丰润国家站地面2 m平均风和20:00探空资料(图 3b)，计算0~6 km垂直风矢差的量值为22 m·s-1(切变值达3.6×10-3 s-1)，大的垂直风切变有利于对流风暴更具有组织性。
风矢端迹图显示(图 3c)，近地面层3 km以下为偏南风，中高层为偏西风，0~3 km垂直风矢差量值为14 m·s-1，对流层大气低层风向顺时针旋转，风速增大，尤其是地面到850 hPa风向顺时针旋转幅度最大，这种垂直风切变随高度顺转的分布有利于气旋式右移风暴的产生和发展。本次超级单体(19:24—21:00)风暴承载层的平均风向为270°，风速为19 m·s-1，超级单体的平均来向为315°，速度为13 m·s-1，即该超级单体风暴沿承载层平均风向右侧45°方向移动，移动速度为承载层平均风速的68%左右，说明该超级单体具有右移风暴特征。
以上分析表明，此次强降水超级单体发生发展的中尺度环境是：中等到强的热力不稳定(CAPE约为1957 J·kg-1)、强垂直风切变(0~6 km风矢差量值约为22 m·s-1)和较大低层湿度，这与Moller et al(1994)总结的强降水超级单体的环境条件较为一致。
3 超级单体风暴的演变特征 3.1 雷达回波特征2017年6月19日17:00前后(图 4a)，天津多普勒雷达显示在密云境内形成一个风暴S(S中雷暴单体S1将发展成为超级单体)，在卢龙境内有风暴T发展，并伴有下沉出流。在风暴T和S之间亦有一个较强单体发展东移(以下简称U)。值得注意的是，一股强劲的偏南气流北伸，形成了一条西南—东北向的弧形边界，即海风锋，此海风锋的出现对于强降水超级单体风暴的生成和发展有着重要作用。
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图 4 2017年6月19日天津雷达0.5°仰角反射率因子 Fig. 4 Reflectivity at 0.5° elevation from Tianjin Radar on 19 June 2017 |
17:30风暴T中单体T1减弱，其西侧新生单体T2和T3。从其演变不难看出，风暴T为多单体强风暴(图 4b)，其特征符合俞小鼎等(2006)对多单体强风暴的描述，此后的1小时内，不断有新单体在上升气流中生成、发展进行新老交替(图 4c，4d)，其中18:00前后风暴T的出流边界西端与海风锋东端相接，将南来暖湿气流闭合，形成一条“舌”状热动力边界，使得其以南区域低层不稳定能量积聚，为强对流风暴的出现提供了较好的热力和动力条件(图 4c)，且随着风暴U的并入，其出流边界加强，进一步加剧了弧状边界的热力不稳定并增强了动力抬升作用。这期间，单体S1周围不断有单体生消，至19:12逐渐发展成近东西向的带状中尺度对流系统(图 4d)，单体S1强回波开始由低层向高层迅速发展，且伴有阵风锋出流。
19:24带状风暴S中有多个单体(S1、S2和S3)活动，S1沿着多单体强风暴T提供的阵风锋向南进入“舌”状热动力边界并开始强烈发展(图 5a)，在0.5°仰角上可以清楚看到一个宽广的高反射率因子(＞55 dBz)、钩状回波区，前侧倒V型缺口反射率因子梯度较大，55 dBz强回波位于低层反射率因子梯度大值区之上(图 5b)，形成WER。另外，雷达还探测到一个小于10 km的涡旋，相对风暴平均径向速度图(SRM)显示其旋转速度达到了15 m·s-1，属于中等强度的中气旋(俞小鼎等, 2006)，且几乎被降水所包裹(图 5k，5l)，说明单体S1已经发展为强降水超级单体。根据与S1移动路径较近的自动站数据分析(图 1和图 6)，强降水发生在超级单体后侧的低层强回波区，遵化东新庄5 min降水量达到了13.5 mm，之后超级单体所经之处均出现了30 min左右的降水，瞬时降水强度均较大，尤其是开平水利局观测到5 min内15.9 mm的强降水。之后的两个体扫内，随着单体T5并入风暴S中，多单体强风暴T上升气流中不再有新的单体生成，而是逐渐减弱。至19:48新单体S4从风暴后侧分裂出来，超级单体S1进入丰润(图 5c)，＞50 dBz强回波区完全位于倒V型缺口上，形成BWER(图 5d)，说明超级单体S1发展强烈。随着下沉出流增强，S1的阵风锋和多单体强风暴T的阵风锋西端几近相接，增强了低层南来暖湿气流的抬升，有利于超级单体S1的发展和维持。
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图 5 2017年6月19日天津雷达(a，c，e，g，i)0.5°仰角基本反射率因子和(b，d，f，h，j)相应时刻沿直线AB的反射率因子剖面，(k，l)1.5°仰角(k)基本反射率因子和(l)相对风暴平均径向速度 注：图k, l中圆圈指示中气旋位置。 Fig. 5 (a, c, e, g, i) Reflectivity at 0.5° elevation and (b, d, f, h, j) vertical cross-section of the reflectivity along the line AB, (k) reflectivity and (l) storm relative mean radial velocity at 1.5° elevation from Tianjin Radar on 19 June 2017 |
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图 6 2017年6月19日19:20—21:00沿超级单体移动路径上自动站5 min降水量和丰润国家站地面要素时序图 注：风羽：极大风。 Fig. 6 Evolution of the 5 min precipitation at automatic weather stations along the path of supercell storms and variation of elements at Fengrun Station from 19:20 BT to 21:00 BT 19 June 2017 |
20:06风暴S中又有单体S5分裂左移(图 5e)，S1前侧的倒V型缺口更加明显，＞65 dBz强回波伸展到7.5 km高，形成一堵密实的回波墙(图 5f)，6.0°仰角以上的椭圆形云区范围进一步扩大，WER或BWER特征明显，说明此时风暴内旋转上升气流非常强，云体结构紧密。Witt et al(1998)曾指出当强回波区扩展到-20℃等温线的高度以上时，对强降雹的潜势贡献最大，俞小鼎等(2006)也认为高反射率因子(45 dBz或50 dBz)能否扩展到-20℃以上是判断大冰雹产生的最有效方法。结合探空分析图 5f，0、-20和-30℃等温线高度分别是3.9、7.1和8.4 km，BWER的存在表明强上升气流明显伸展到了-20℃等温线高度附近，＞55 dBz强回波区位于-30~0℃等，都表现为高质心的雹暴特征，故出现大冰雹的可能性很大。20:00前后超级单体发展最强，丰润国家站显示(图 6)，较强的下沉出流致使气压涌升，气温骤降8℃左右，极大阵风达20.7 m· s-1并伴有直径12 mm的冰雹落地。
超级单体的高质心雹暴特征一直维持到20:42前后(图 5h)，之后S1移过唐山市区，又有单体S6从母暴中分裂东移(图 5g)，倒V型缺口趋于填塞，阵风锋开始远离母体。21:00单体S1进入丰南，钩状回波消失(图 5i)，WER减弱且高度降低(图 5j)，中气旋特征转为三维相关切变，阵风锋与母体完全断开，低层偏南暖湿气流被切断，超级单体风暴特征消失。
从雷达回波的演变来看(图 1和图 5)，6月19日傍晚，在冀东地区多单体强风暴T首先形成并伴有明显的冷池出流，其阵风锋与海风锋相交阻挡了偏南暖湿气流，形成了“舌”状热动力边界。大约1小时后，在风暴T右后侧的上游地区相距大约60~80 km处的单体S1逐渐移入“舌”区，可看出风暴T的出流边界为单体S1提供了较好的热力和动力条件，单体S1移入这条出流边界后便快速发展成为超级单体，超级单体形成之后一定程度上影响了多单体强风暴的发展，造成多单体强风暴不再进行新老单体的交替，缓慢减弱的多单体强风暴维持相对“稳定”的下沉出流，即为超级单体S1提供了长时间、相对稳定的热动力边界，超级单体S1便沿着这条出流边界向东南方向移动并发展成熟。
3.2 中气旋演变特征在超级单体S1形成之初，19:24低层0.5°仰角出现气旋性旋转(图 7a)，1.5°和2.4°仰角为气旋性辐合旋转(图 7b)，3.4°和4.3°仰角为反气旋旋转(图略)，6.0°为纯辐散且出现速度模糊，正负速度差达到54 m·s-1，风暴顶强辐散(图 7c)，此涡旋符合蓝金组合模型，1.5°仰角旋转速度约为17 m·s-1，最大切变位于3.5 km高，为18×10-3 s-1，此时风暴距雷达的径向距离为110 km，根据中气旋的判定标准(俞小鼎等, 2006)，此为中等强度的中气旋，超级单体风暴开始形成。
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图 7 2017年6月19日天津雷达不同仰角相对风暴平均径向速度 注：圆圈：中气旋位置。 Fig. 7 Relative storm mean radial velocities at different elevations from Tianjin Radar on 19 June 2017 |
19:24—19:36中气旋快速向上发展(图 8)，0.5°仰角(1.8 km高度)是气旋性辐合旋转，1.5°~3.4°仰角是气旋性旋转，4.3°仰角是反气旋性旋转辐散，6.0°仰角为纯辐散，中气旋趋于成熟。19:48前后中气旋整体下降，底部降至1.4 km高度，0.5°~4.3°仰角均表现为气旋性旋转(图 7d，7e)，6.0°仰角维持强辐散(图 7f)，4.7 km高度处旋转速度达15 m·s-1，此时雷达显示龙卷涡旋特征标识(TVS)，地面出现风、雹天气。19:54和20:00，雷达PPI上并未标识出中气旋(图略)，结合SRM和反射率因子图分析，雷达可能出现了误判，中气旋应该是维持的。从图 7g和7h可以看到，20:06受低层强出流影响，中气旋被锢囚到较高仰角，1.5°~4.3°仰角为气旋性旋转，旋转速度维持在15 m·s-1，6.0°仰角仍为强辐散(图 7i)。之后中气旋呈现波动性特征，顶部逐渐降低，底部逐渐向上收缩，维持弱的中气旋强度。20:48—21:00中气旋在中层(约5 km高度)转为三维相关切变并逐渐消失。
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图 8 2017年6月19日19:00—21:05中气旋顶、中气旋底及最大切变高度变化 Fig. 8 Variation of the top and base of mesocyclone and the maximum shear heights from 19:00 BT to 21:05 BT 19 June 2017 |
此中气旋较强旋转始于低层0.5°~1.5°仰角，这与大部分中气旋形成于中层(5 km左右)有所不同，从特征结构来讲，刁秀广等(2011)也指出镶嵌类的超级单体中气旋多始于低层，本文超级单体与之有类似之处，但也存在明显的不同，Markowski et al(1998)曾提出，超级单体在热力边界冷空气一侧，斜压性产生的水平涡度达到最大化，最容易导致低层的中气旋形成。此次超级单体的形成与Markowski et al(1998)给出的模型相似，当偏南暖湿气流沿着西北—东南向热力边界在冷的一侧上移动时，斜压性产生的水平涡度随着入流逐渐转为垂直涡度，进而在低层开始形成中气旋，之后迅速向上发展为深厚的中气旋。
4 超级单体热动力成因分析 4.1 深层(0~6 km)垂直风切变结合地面观测资料分析，18:00前后唐山东北部受风暴下沉出流影响，地面形成明显冷池，冷池中心温度在18℃左右，地面为较强的东北风(图 9a)，唐山中西部地区气温在28~34℃，为高温、高湿区，地面为偏南风，这与前文中提到的“舌”状区相对应。如前所述，此时段丰润地区0~6 km垂直风矢差的量值为22 m·s-1(切变值达3.6×10-3 s-1)。随着多单体强风暴T的冷池出流逐渐向西南方向扩展(图 9b)，丰润国家站19:05—19:25地面2 m平均风向转为偏东，且平均风力明显增大到5.2 m·s-1，0~6 km垂直风矢量差值达到27 m·s-1(切变值达4.5×10-3 s-1)，方向仍指向偏东，较之前近地面偏南风造成的垂直切变明显增大，此时单体S1移入“舌”状区头部便快速发展成超级单体。
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图 9 2017年6月19日地面10 m风场(风羽)和2 m气温(填色) 注：黑色虚线：风暴阵风锋，蓝色虚线：海风锋。 Fig. 9 10 m wind field (barb) and 2 m temperature (colored) at surface automatic weather station on 19 June 2017 |
低层(0~3 km)垂直风切变对雷暴发展也有很重要的影响(Droegemeier and Wilhelmson, 1987; 肖现等, 2015)，尤其是超级单体S1受多单体强风暴低层的下沉出流影响较大，因此很有必要对超级单体的低层垂直风切变进行分析。VDRAS数据显示，超级单体形成前的18:42(图 10a)，受多单体强风暴冷池出流影响，200 m高度处冷池出流形成大约8 m·s-1的偏东风与边界层10 m·s-1左右的偏南风形成了明显的西北—东南向辐合带，强的温度梯度位于冷池西南侧，容易形成较强的强迫抬升，而此时单体S1位于冷池的东北侧，尚未移入冷池，附近温度梯度小，辐合抬升偏弱，0~3 km低层垂直风切变(以利用VDRAS计算的3400 m和200 m之间风矢差代表)为13 m·s-1左右(图 10c)，到了超级单体形成时的19:18前后(图 10b)，单体S1已经进入到了多单体强风暴出流边界的偏冷一侧，冷池边缘大的温度梯度位于其前侧入流区，辐合抬升作用明显增强，低层垂直风切变增大到17~19 m·s-1，方向指向偏东(图 10d)，更加有利于超级单体的形成。参考大气垂直涡度方程(俞小鼎等, 2008)，低层水平涡度增大且方向由南指向北，此时边界层南风增加到了12 m·s-1，随着较强的偏南入流，水平涡度可以直接扭曲成垂直涡度进而发展成中气旋。相较于暖区一侧强的东北方向的水平涡度，显然在辐合线附近偏冷一侧的高值低层垂直风切变更加有利于超级单体中气旋的形成和维持，这也是单体S1移进多单体强风暴出流边界后快速发展成为超级单体的重要原因，符合斜压涡生理论(Klemp and Rotunno, 1983; Rotunno and Klemp, 1985; Markowski et al, 1998; 郑永光等, 2020)。之后在辐合带附近低层垂直风切变始终维持在20 m·s-1左右，方向也始终指向偏东，超级单体沿着辐合带发展并维持了较长时间。
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图 10 2017年6月19日(a, b)VDRAS 200 m风场(风羽)、扰动气温(阴影)和1 km垂直涡度(黑色等值线，单位：10-5 s-1), (c, d)VDRAS 200 m扰动气温(阴影)、0~3 km垂直风切变(风矢)和风暴相对螺旋度(SRH)(红色等值线，单位：m2·s-2) 注：红色三角：单体S1的位置，蓝色方框：入流区30 km×30 km。 Fig. 10 (a, b) VDRAS 200 m wind field (barb), perturbation temperature (shaded) and 1 km vertical vorticity (black contour, unit: 10-5 s-1), (c, d) VDRAS 200 m perturbation temperature (shaded), 0-3 km verticle wind shear (vector) and storm-relative helicity (SRH) (red contour, unit: m2·s-2) at (a, c) 18:42 BT, and (b, d) 19:18 BT 19 June 2017 |
多单体强风暴冷池出流不仅造成了冷池边缘处较大的低层垂直风切变，有利于维持上下层旋转，形成较大的水平涡度，而且冷池还增大了在其边缘处对偏南风的“阻碍”作用，加强了绕流，增强了气旋性旋转，进而增大了垂直涡度(图 10a，10b)。分析1 km高度层可发现，沿着冷池边缘分布着较大的垂直涡度带，中心强度达到30×10-5~40×10-5 s-1，甚至在有的层结能够达到100×10-5 s-1左右，即在单体S1前侧不断有垂直涡度随着偏南入流进入风暴，在辐合抬升作用下将低层涡度输送至高层，更加有利于中气旋的形成和维持。
4.3 风暴相对螺旋度(SRH)SRH一般用来表征低层沿风暴入流方向气流的旋转强弱。根据式(1)可知，SRH与低层垂直风切变和风暴运动密切相关，利用VDRAS模拟的200~3400 m高度间每层网格点数据计算出0~3 km的SRH，从图 10c和10d可以看到，沿着辐合线偏冷一侧存在着一条明显的SRH大值带，强度在100~400 m2·s-2，说明单体S1沿着辐合线向东南方向移动，其前部入流的旋转潜势条件最好，有利于超级单体风暴的形成和维持。
考虑到SRH是一个空间量，根据单体S1的移动轨迹，选取相应时刻其前侧入流区30 km×30 km范围(图 10c和10d中的蓝色方框)内的SRH并求取平均值进行分析。从SRH随时间演变来看(图 11)，超级单体形成之前(18:30—19:24)SRH由109 m2·s-2逐渐增大到157 m2·s-2，而后快速降低，大部分时段SRH小于150 m2·s-2，在其发展和成熟阶段(19:24—21:00)SRH从140 m2·s-2左右增大到171 m2·s-2，大部分时段大于150 m2·s-2，而在超级单体消散阶段(21:00之后)SRH快速减小，明显低于150 m2·s-2，这与Kerr and Darkow (1996)和陈明轩等(2012)研究基本一致，说明SRH对于超级单体的生消具有明显的指示意义。
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图 11 基于VDRAS计算2017年6月19日18:30—21:18 0~3 km SRH随时间的变化 注：横线：SRH=150 m2·s-2标记线。 Fig. 11 Variation of storm-relative helicity (SRH) in 0-3 km height layer from 18:30 BT to 21:18 BT 19 June 2017 based on VDRAS |
本文对2017年6月19日发生在多单体强风暴影响下的一次强降水超级单体风暴的演变特征进行了详细分析，得到以下结论：
(1) 此次强降水超级单体风暴发生在中等到强的热力不稳定(CAPE约为1957 J·kg-1)、强垂直风切变(0~6 km风矢差量值约为22 m·s-1)和较低抬升凝结高度的环境条件下，其表现为明显的右移风暴特征，平均移向为承载层平均风向的右侧45°左右，平均移速为承载层平均风速的68%。
(2) 雷达资料显示，海风锋和多单体强风暴的阵风锋以及它们所围成的低层“舌”状高温、高湿区为超级单体风暴形成提供了较好的热力和动力条件。当对流单体移入“舌”区之后，便快速发展为超级单体并一直沿着多单体强风暴出流边界冷的一侧向东南方向移动。超级单体和多单体强风暴渐次而行，在超级单体的影响下，多单体强风暴不再发展更新，而是缓慢减弱，其相对“稳定”的阵风锋不仅为超级单体发展和维持提供了长时间的热力、动力条件，而且还为其移动提供了引导作用，这对于强对流天气的短时临近预警有很好的指示意义。
(3) 受多单体强风暴冷池出流影响，近地面环流发生改变，不仅增加了超级单体前侧南风入流的辐合抬升作用，而且最重要的是使得中尺度环境向着更有利于超级单体形成的方向发展，即0~6 km垂直风切变由22 m·s-1增大到27 m·s-1和0~3 km垂直风切变由13 m·s-1增大到17~19 m·s-1，这是中气旋形成并维持的主要原因；其次，冷池边缘附近较强的垂直涡度平流也有利于中气旋的形成和维持。另外，此次超级单体中气旋始于低层，通过VDRAS数据得到的0~3 km垂直风切变始终维持在20 m·s-1左右，为超级单体的发展和维持提供了较大的、长时间的水平涡度输入，符合斜压涡生理论。
(4) 受多单体强风暴冷池出流影响，沿着辐合线偏冷一侧形成了SRH大值带且恰好位于超级单体的入流区间，在超级单体形成、发展和成熟阶段，SRH均值在140~171 m2·s-2，大部分时段在150 m2· s-2以上，而在超级单体形成之前和接近消散阶段，SRH明显较小，大部分时段在150 m2·s-2以下，这与前人分析基本一致，同时也表明SRH对于超级单体发生发展有较为明确的指示意义。
(5) 本次超级单体维持较长时间与适合的中尺度环境密切相关。冷池出流(阵风锋)先于超级单体形成并不是单体减弱的标志，反而促进了超级单体的发展和维持，这与国内部分学者的研究有所不同(郑媛媛等, 2004; 郭媚媚等, 2006; 吴木贵等, 2013)，Gilmore and Wicker(1998)曾利用三维非静力平衡云模式探讨了不同下沉对流有效位能状况对超级单体形态和发展的影响，其认为在风切变较强且干空气位置较高的环境下，下沉气流稀释较为严重，到达低层的下沉外流会变得较弱，但这种情况反而有利于风暴内上升气流的维持。本文中冷池出流在单体发展阶段(19:12前后)先于超级单体出现(19:24前后)，结合乐亭站探空分析(图 3)，不难发现干空气层底部位于500 hPa附近且存在较强的下沉对流有效位能，这种适宜的中尺度环境造成了当风暴出现冷池出流之后，单体未减弱而是发展加强并形成超级单体。
超级单体形成之后，其冷池出流与中尺度环境的相互作用又显得尤为重要，低层强盛的偏南暖湿入流遇到冷池“障碍物”的阻挡，使得入流区辐合抬升加强，有利于超级单体的发展和维持。另外，超级单体中不断有单体从母暴中分裂并减弱东移，一定程度上削弱了超级单体的强烈发展，但恰恰使得下沉出流不至于过强而造成阵风锋快速远离并切断暖湿入流，使得冷池始终维持一定的强度，同时在超级单体的移动路径上，多单体强风暴的阵风锋又给超级单体提供了稳定的0~3 km的垂直风切变(始终维持在20 m·s-1左右)，就造成了超级单体前端的风切变和冷池强度保持了长时间的平衡，这也符合RKW理论(Rotunno et al, 1988)，最终造成超级单体长时间维持“稳定态”。限于本文所使用的资料比较粗糙，并不能完全阐述其中的细节，但从其演变特征来看，中尺度环境提供的适当垂直风切变等与风暴发展保持平衡是超级单体长时间维持自组织状态的主要原因。
致谢：感谢中国气象科学研究院陈军明研究员和南京信息工程大学杨军副教授的悉心指导和帮助。
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