飑线是由许多活跃的雷暴单体排列而成的线状中尺度对流系统，且飑线过境常伴随暴雨、冰雹、下击暴流、闪电或者龙卷等灾害性天气，具有极强的破坏性，常常造成重大人员伤亡和财产损失，因此对飑线的研究和预报一直倍受关注。目前，对于飑线的判定存在几种不同标准。Parker等^[1]根据88个线性中尺度对流系统（MCSs）的雷达回波特征，将强度>40 dBz、长度≥100 km且持续时间≥3 h的连续或准连续雨带，以及线性或准线性对流区域有一个共同前沿则判断为飑线。Meng等^[2]在Parker标准的基础上将强度为40 dBz的连续雨带判定为飑线，并总结了2008—2009年发生在中国东部的飑线基本特征。此外，国内外研究者在飑线的组织演变、中尺度结构、雷达回波特征和数值模拟等方面已有较多研究成果^[3-4]。Bluestein等^[5]根据美国国家强风暴实验室40次飑线过程中的雷达回波资料，按形成期的组织特征将中纬度飑线划分为断线型、后部扩建型、碎块型和嵌入层状云区型四种类型。Houze等^[6-7]通过对拖尾型飑线个例的研究，进一步得到中纬度地区飑线成熟阶段系统结构的概念模型，指出成熟期飑线系统的雷达回波包含三部分：（1）位于前沿的垂直高耸的强回波带；（2）位于后方包含雷达回波亮带的宽广层状云区；（3）介于这二者之间的弱回波过渡带。在垂直风场结构上，飑前存在近地面入流，对流区前沿为强烈的上升气流，过渡区域内由于降水拖曳作用呈现明显的下沉气流，层状云区存在中上层由前向后的上升出流及中下层向前的下沉入流。飑线系统中常出现弓形回波结构。Fujita^[8]首先提出弓形回波经典模式，并指出尾部入流与弓形回波的形成密切相关，回波中部强烈的尾部入流推动对流单体快速移动，进而形成弓形回波。

由前人的研究可知，飑线中雷达回波的结构有很多种，且这些结构会不断变化。对于导致飑线结构变化的原因目前讨论较少。本文利用ARPS模式中的三维变分同化系统对2013年7月4—5日发生在江淮地区的一次飑线过程中的多普勒天气雷达反射率资料进行变分同化，并将同化后的结果放入WRF中尺度数值模式进行模拟，旨在对本次过程的中雷达回波组织结构变化及成因进行细致分析，以加深对飑线的发展机理和内部结构演变的认识，以期对飑线天气的预报有一定指示意义。

2013年7月4日夜间至6日上午，江淮流域出现2013年入梅以来持续时间最长、范围最大、降水强度最大且雷暴持续时间最长的一次大暴雨伴雷暴的天气过程，江淮大部分地区降水量大于50 mm，局部地区降水量超过200 mm^[9]。此次过程与以往的梅雨不同，江淮地区5日00时开始出现雷暴天气，持续时间长达8 h。造成江苏、安徽多个县区多地的水位迅速上升，诱发山洪、塌方等次生灾害，直接经济损失数以亿计。这次暴雨伴雷暴天气是由飑线活动造成的。图 1为4日18时—5日06时（世界时，下同）的12 h累积降水分布，其降水区域呈东北-西南向分布，其中主要的2个降水中心分别位于安徽中部与江苏中东部地区，最强的12 h降水量>75 mm，且降水相对集中并具有明显的中尺度特征。

图 1

图 1 2013年7月4日18时—05日06时的12 h累积降水分布 单位：mm。

从2013年7月4日12时的500 hPa高空环流形势场（图 2a）可以看出，整个欧亚大陆为一槽一脊的形势，高压脊位于贝加尔湖以西，东北地区有一冷涡，槽线位于东北平原-山东半岛-黄河流域一带。850 hPa切变线位于山东半岛南部35 °N附近，南部有较大范围的低空西南风急流配合（图 2b）。18时在江苏北部和安徽北部分别存在东北风与西风、西北风与西风的切变，两省北部的雨带与切变线相对应（图略）；00时北风增强，切变线南压，且分别位于安徽与江苏两省中部，风向切变基本不变，低空西南急流增强（图 2c）。06时北风减弱、切变减弱，急流轴东移入海（图 2d）。这次过程中的大尺度背景场与丁一汇等^[10]总结的槽前型类似，即飑线发生在500 hPa槽前偏西气流中。500 hPa槽前有一强风速区，风速大于20 m/s，飑线发生在这个强风速轴与高空槽之间。200 hPa上江淮地区位于高空急流的辐散气流中（图略），为飑线的形成提供动力条件，高层辐散流场在低空西南急流左前侧的辐合流场上空叠置，抬升力加强利于垂直上升运动维持。

图 2

图 2 500 hPa等压面图（a）和850 hPa风场（b~d，单位：m/s）分布 黑实线为等高线（单位：dagpm），红实线为等温线（单位：℃），蓝色实线为全风速>20 m/s，箭头为风场，阴影为低空急流（单位：m/s），棕实线为切变线。a、b. 4日12时；c. 5日00时；d. 5日06时。

由850 hPa假相当位温和水汽通量场分析可知，4日12时（图 3a），山东半岛南部为相当位温密集带（即能量锋区），江淮地区处于θ_se > 348 K的高温、高湿环境中，水汽通量大值区与高能区相匹配；随着系统向东南方向移动，5日00时（图 3b），高能区位于31~33 °N，呈东西向带状分布，在高能区的北侧能量锋区宽度约200~300 km，位于33 °N附近，此时强烈的上升运动中心与高能区域相对应，使得高温、高湿气团向上输送，水汽通量也相应加大（图略）；5日06时（图 3c），锋区南压至31 °N附近，水汽通量大值区随急流轴东移。由5日00时沿119 °E假相当位温和经向环流的垂直分布可看出（图 3d），降水区上空32 °N附近有较强的对流不稳定，在900 hPa和中层有2个相对干、冷区，这可能是雷暴维持的主要原因，在梅雨锋内600 hPa以下较之周围为高能区；而经向环流显示，干冷空气在锋区南侧与暖湿气流交汇，并引起强烈的上升运动，上升运动一直延续至350 hPa以上。综上所述，5日00时以后，低空急流和水汽通量的减弱可能是飑线减弱的主要原因，南部干冷空气引发的对流不稳定和锋区的维持是雷暴长时间维持的主要原因。

图 3

图 3 4日12时（a）、5日00时（b）、5日06时（c）的850 hPa假相当位温（实线，单位：K）、水汽通量（阴影，单位：g/（cm·hPa·s））和5日00时（d）沿119 °E假相当位温（实线，单位：K）、经向环流（箭头，垂直风速为w×10 m/s）的垂直分布

分析离这次强对流天气过程发生地最近的探空资料（表 1）可知，对流触发前4日12时南京站的CIN为33 J/kg，CAPE值为1 115 J/kg，合肥站CIN为51 J/kg，CAPE值为934 J/kg，说明不稳定能量已有一定积累，两站的K指数分别为34 ℃和36 ℃，抬升指数LI分别达到-3 K和-2 K，500 hPa和850 hPa假相当位温之差分别为-19.31 ℃和-13.42 ℃。说明此时大气已具有较强的对流不稳定性，在某些触发机制下可使大气抬升，激发和组织强对流系统生成。而5日00时两站的对流有效位能分别减弱至696 J/kg、718 J/kg，5日06时均减弱至300 J/kg以下，但这时期的对流有效位能始终存在。

表 1

表 1 计算得到的7月4日12时的大气对流指数 站点 抬升指数LI/K 对流有效位能CAPE/(J/kg) 对流抑制能量CIN/(J/kg) K指数/℃ θse(500-850)/℃ 南京 -3 1 115 33 34 -19.31 合肥 -2 934 51 36 -13.42

表 1 计算得到的7月4日12时的大气对流指数

伴随着切变线的南压，4日18时在安徽与江苏的北部各生成一条强度大于40 dBz呈东西向的回波带（图 4a），这两条回波带在19：30合并后至22时经历一次从衰减到加强的过程，22时又形成长度为上百千米的回波带（图略），该回波带一直维持至5日01时（图 4b），长度约为300 km，是较典型的飑线过程^[1-2]。此后在01：36—02：12回波带向东南方向缓慢移动过程中，很快发生断裂且对流强度明显减弱，并由原来的准东西向的回波带转变成短的东北-西南向回波带，大于40 dBz的回波带长度小于100 km（图 4c），即在30分钟内由飑线转为非飑线。之后南部有新对流单体生成，其发展成熟后并入主体回波（图 4d），形成多条长的东北-西南向松散的弱回波带。

图 4

图 4 2013年7月4—5日18:00（a）、01:00（b）、02:12（c）和04:12（d）的实况雷达回波反射率 单位：dBz。黑色椭圆表示对应时刻对流单体或对流线的位置。

综上所述，在本次过程中，准东西向的飑线在较短时间内转变成松散的非飑线结构。在转换过程中云的组织结构如何变化及其变化原因将是下文讨论的主要问题。

本模式模拟的背景场由每6 h一次的NCEP 1 °×1 °分辨率的格点资料提供。首先利用ARPS模式中的ARPS 3DVAR模块对7部（南京、南通、盐城、常州、合肥、蚌埠、阜阳）多普勒雷达反射率资料进行三维变分同化，得到模式的初始场和侧边界场，再利用WRFV3.5.1模式进行数值模拟。采用的物理方案主要包括：WSM6（WRF Single-Moment 6-Class）方案、1.5阶湍流动能方案、大气辐射传输方案和两层强迫回归土壤模式等。模拟采用单层模式区域（图 5），中心位置为117.3 °E，31.9 °N，水平分辨率为2.5 km，水平格点数为436×436，垂直方向为51层。模拟的初始时间为2013年7月4日12时，在15时进行7部雷达资料同化，再从15时开始积分计算15 h，每12分钟输出一次模式资料。

图 5

图 5 模拟区域示意图

将5日00—06时模拟的6 h累积降水量（图 6b）与实况（图 6a，见下页）对比发现：观测的6 h累积降水区主要位于32 °N附近，横跨安徽与江苏两省，雨带呈东西向，降水中心位于安徽中西部，且最强降水位于117 °E，32 °N附近，其降水量大于75 mm；另外，在安徽与江苏交界处、江苏中东部120 °N附近也存在降水量大于50 mm的降水中心。模式模拟的6 h累积降水分布的主要特征与实况较接近, 但模拟降水区的南北跨度略小于实况，位于117 °E的最强降水中心较实况偏北约0.2 °N，其降水极大值达125 mm以上，大于50 mm的降水区成带状分布与实况中的3个降水中心相对应。模式模拟的6 h累积降水落区与实况基本一致，但模拟的降水比实况偏强，3个降水中心范围也大于实况，这可能与本次模拟采用的水平分辨率较高有关。总体来说，本次模拟试验较好地模拟出降水落区、雨带走向及其分布的基本特征。

图 6

图 6 2013年7月5日00—06时实况（a）和模拟（b）的降雨量分布 单位：mm。实线（降雨量>50 mm），黑色椭圆为主要降水区域。

对比模拟（图 7a~7d，见下页）和观测（图 4a~4d）的雷达回波发现，模拟试验较好地再现了此次飑线过程。00：48时模拟的飑线系统主体与实况基本一致，飑线系统主体部分位于32 °N，呈准东西向，宽度约为100~150 km，内含许多小尺度对流单体（图 7a）；飑线在南移过程中，前部有分布较均匀的对流单体生成（图 7b），与实况前部新生对应（图 4c），此时北部回波开始分裂且强度减弱，即在01：24—02：24的1 h期间，大于40 dBz的回波带断裂由飑线转为非飑线；03：12南部新生单体并入后部对流带形成短而强的对流东北-西南向回波带，回波带分裂愈加明显（图 7c）；到04：24主回波带已分裂成多条东北-西南向松散的回波带（图 7d）。可见本次模拟的飑线位置和演变过程与实况较接近。下面做进一步分析。

图 7

图 7 2013年7月5日00：48（a）、02：24（b）、03：12（c）和04：24（d）的模拟雷达回波反射率 单位：dBz。黑色椭圆表示对应时刻对流单体或对流线的位置。

由实况和模拟分析均得到前期的东段强回波在减弱的同时，飑线前部有新的对流单体生成，逐渐发展并入对流带主体，使飑线回波分裂。如图 8所示，02：12飑线系统前部有3个较小的对流单体生成（图 8a）；02：24新生单体与前1时刻相比强度明显增强，同时在其东侧新生3个对流单体，6个对流单体均匀排列成一线（图 8b）；02：36对流单体逐渐加强（图 8c）；02：48主对流带减弱，南部单体多数仍在加强（图 8d），119 °E附近的单体已并入主对流带；03：00单体A发展强盛并不断向回波主体靠近，单体C减弱同时与主体回波区基本相连，这时新单体的南侧出现许多小对流单体（图 8e）；03：12新生单体已完全并入主对流带，在主对流带的边缘形成多条东北-西南向对流带（图 8f）。可以看出，当南部新对流单体不断出现的同时，主对流带减弱。

图 8

图 8 图 8 2013年7月5日的模拟雷达回波反射率 单位：dBz。黑色椭圆表示对应时刻对流单体或对流线的位置。

03：24之后，西南侧新生对流单体的回波区连成较长的对流线，与对流带主体相连，主对流区渐渐由层状云控制（图略）；04：00对流带主体由多条对流线构成，“3”区上单体强盛，为一条强对流线，“2”区为弱对流单体和层状云区，“1”区回波杂乱，破碎成块状（图 8g）；之后各区回波逐渐东移（图 8h）；05：00各区对流单体组织排列成3条东北-西南向近似平行的对流线，对流线“1”和“2”重新增强但线状结构微弱，对流线“3”上单体间的回波区连成一片，组织化更明显（图 8i）。

03：00之前是主次对流带合并的过程。由图 8b中单体A和飑线主体的垂直剖面可以看出：02：24在31.75 °N有一新生的对流单体（图 9a、9c），北侧为多单体的对流主体，其后部500 hPa以下由于雨滴的拖曳作用和水汽蒸发吸热作用，多盛行偏冷的下沉气流，气流下沉与其西南侧的暖湿气流交汇于31.75 °N附近，引发上升运动，从而有利于飑线前部新生对流单体的发展；03：00新生对流单体伸展高度达到200 hPa，55 dBz回波伸展至300 hPa，向南的冷出流快速嵌入暖入流，加速了入流并加强上升气流，新生单体发展成熟并入主回波带，位于32.25 °N附近的对流主体受下沉气流拖曳作用强度减弱，下沉气流增强在边界层激发出新的上升气流而形成一个闭合环流圈，促使单体持续发展并入对流主体（图 9b、9d）。03:00之后对流单体的发展与之前基本类似，表现为对流主体更弱，南部对流单体较多（图略）。

图 9

图 9 沿图 8b中黑色实线模拟的02：24（a、c）、03：00（b、d）雷达回波反射率（阴影，单位：dBz）和相当位温（等值线，单位：K）（a、b）及散度风垂直环流（流线，单位：m/s）（c、d）的垂直剖面

综上所述，对流线内的偏冷出流与西南暖湿气流相遇，激发单体新生，前侧新生的对流线使飑线前期得以维持，西南侧单体的发展使后期分裂的西段雨带又重新组织、合并成新的对流线。

由模拟和实况分析均得到，准东西向有组织的飑线结构在较短时间内转变成松散的非飑线结构，下面利用模拟资料来分析导致飑线结构变化的因素。

由于在切变线上速度的不连续，所以在切变线薄层内会出现一个大的速度梯度，构成一个涡层^[11]。高守亭等^[12-13]基于传统的Kelvin-Helmholtz研究切变不稳定的观点，考虑了强涡度切变存在时切变线已构成一个涡层，涡层的不稳定使得切变线附近的降水表现为不均匀。由图 2可知，本次过程为一次切变线降水过程，5日00时切变线位于33 °N附近（图 2c），随后切变线南压。从700 hPa上-∂u/∂y切变涡度可知，在雷达回波带上，初期正、负涡度交错呈东西向排列（图 10a）；02：48在32.2 °N附近出现连续的正切变涡度带即涡层，在119.8~121.0 °E，31.7 °N附近的切变涡度呈准东西向带状分布，此时对应飑线主体前部不断有新对流单体生成（图 10b）；03：00之后切变涡度带上出现波动，显示涡层强度增强且不稳定（图 10c、10d），涡层扰动的出现伴随南部回波带的松散（图 8）；05：00涡层切变扰动减弱，对流带已分裂成多条东北-西南向的弱回波带。从850 hPa上-∂u/∂y切变涡度也可发现，04：12在32.1 °N处涡层出现，随后出现弱小的波动，其前部正、负涡度交错呈东北-西南向分布（图略）。可见，当切变涡度加大，且切变涡度上出现扰动时，利于回波带变得松散。

图 10

图 10 5日01:00(a)、02:48(b)、04:12(c)和05:00(d)的700 hPa切变涡度-∂u/∂y 单位：10-4 s-1。

由5日700 hPa的流场（图 11a）可知，02：24切变线位于32.2 °N附近，为准东西向。随后由于中尺度扰动的发展使得切变线已成波动型分布，利用高守亭等^[12-13]提出的切变线上涡层不稳定的判据：1-R_v+R_id>0、U(y，t)/U(A(t))>1。其中R_v为切变理查逊数，R_id为混合理查逊数，U(y，t)为环境场的纬向速度分量，U(A(t))为离切变线距离y为A(t)时的环境场的纬向风速，为两格距间的平均值，k为波长的倒数。采用如下公式分别计算了图 10中4个时次所对应的700 hPa、118~121 °E各个物理量的平均值（表 2），其中前2个时次沿32.2 °N，后2个时次沿32 °N。

图 11

图 11 02:24（a）、04:00（b）、05:00（c）的700 hPa流场、局地理查逊数（阴影）和700 hPa上119.0~119.5 °E区域平均的纬度-时间演变以及切变涡度-∂u/∂y（d，阴影，单位：10-4 s-1）和雷达回波（e，阴影，单位：dBz）

表 2

表 2 计算得到的图 10中各个时次的物理量 时次 η/×10 -4 R/×10-7 Rv Rid 01:00 0.73 1.16 5.88 -0.002 02:48 5.94 -1.86 15.13 0.026 04:12 3.25 -0.25 0.04 0.004 05:00 4.41 -1.39 -13.04 -0.061

表 2 计算得到的图 10中各个时次的物理量

结果发现在02：48之后：1-R_v+R_id>0、U(y，t)/U(A(t))>1，满足不稳定的必要条件。此外，Eliassen^[14]指出，当风速和位势密度都随高度连续变化时（本次过程中切变线附近的风随高度连续变化，位势密度变化较小（图略）），则出现分层切变气流的情况，当气流中某处R_i < 1/4时，此时分层切变气流可产生不稳定。由局地理查逊数：${R_i} = \frac{g}{\theta }\left( {\frac{{{\rm{d}}\theta }}{{{\rm{d}}z}}} \right)/{\left( {\frac{{{\rm{d}}U}}{{{\rm{d}}z}}} \right)^2} $，其中分别选用750 hPa和650 hPa为标准层，又由于涡层区域位于回波带中，相对湿度趋于饱和，因此可用相当位温代替原公式中的位温。由图 11a可见，仅02：24在118.2 °E，32.1 °N附近R_i < 1/4，切变气流出现不稳定，此时波动不明显，切变线较平直。

之后不稳定区东移，在04—05时，不稳定明显增强，R_i < 1/4范围扩大（图 11b、11c），切变线附近风场小扰动增多。因此涡层不稳定出现后，切变线上小扰动增多，使对流单体不易组织成较大范围的对流带，这可能是对流回波带松散的主要原因。对应119.0~119.5 °E平均切变涡度与雷达回波随时间的演变，00—03时在32.3 °N附近存在连续的dBz>40的回波带，至02时起32.3 °N附近正切变涡度增强，其南部对应32 °N附近的回波带开始松散且回波强度逐渐减弱（图 11d、11e）。可见强切变涡度存在时，涡层的不稳定伴随南部雨带松散的出现。

涡层的不稳定使得切变线附近的降水不均匀，由12分钟降水分布可知，02：24雨带位于32.2 °N附近呈东西向分布，且存在3个强降水中心，此时涡层还未形成（图 12a，见下页）；03：36风场出现扰动，涡层不稳定发生，连续的雨带断裂并由东西向转为几条东北-西南向的雨带，降雨量减小，>5 mm的降水中心分布不均匀（图 12b）；此后雨带南压且降水范围逐渐减小，对应后期松散的弱回波带（图 12c、12d）。可见涡层的不稳定使完整的雨带分裂成多条雨带，且降水分布更不均匀。

图 12

图 12 不同时次的12分钟降水量分布 单位：mm。

本文分析了2013年7月4—5日发生在江淮地区的一次飑线过程的环流背景、雷达回波特征，并利用ARPS 3DVAR模块同化实况雷达反射率资料以及WRF模式进行数值模拟，模拟结果较好地再现了飑线过程中雷达回波组织结构变化，并进一步分析了单体新生以及回波分裂的原因。

（1）此次飑线过程发生在200 hPa高空辐散区，500 hPa槽前偏西气流，850 hPa切变线南侧低空急流北侧，类似于丁一汇等^[10]所归纳的“槽前型”大尺度背景场。中低层水汽充足，西南低空急流的存在为对流区输送了大量水汽。强降水期间大气低层的对流性不稳定为对流的持续发展提供了不稳定能量。

（2）对实况与模拟飑线过程的雷达回波进行分析均得出了本次过程中的雷达回波组织结构变化特征：4日22时—5日02时在安徽与江苏的中部已出现准东西向发展的飑线系统；之后飑线南移，对流线内的冷出流激发其前部和西南侧单体新生，使系统得以维持；03时左右主体回波迅速分裂，变成松散的东北-西南向的弱回波带。

（3）回波带的快速衰减与速度不连续的切变线上涡层的形成及涡层不稳定发展有关。02：48左右出现强的涡度切变层；03：00之后主体回波附近涡层出现波动，并伴随中低层切变线附近的小扰动增多，使对流单体不易组织成较大范围的对流带，而松散的回波带使降水分布不均匀。