引　言

高架雷暴也称为高架对流，由Colman (1990a，1990b)首次提出，典型的高架雷暴发生在地面暖锋或静止锋前(或冷锋后)的冷气团中，且边界层低层大气是稳定的。由于高架雷暴触发在边界层上，地面为冷区气温较低，业务中易被忽视，出现漏报。俞小鼎(2012)指出从预报角度来看高架雷暴的预报比地面雷暴的临近预报困难得多。与地基对流一样，高架雷暴可以引发雷电、冰雹、短时强降水等灾害性强对流天气。统计表明在美国高架强对流天气大多数为冰雹，少部分雷暴大风，个别龙卷(Grant，1995；Horgan，2007)。国内的高架雷暴强度相对较弱，研究表明其产生的灾害性天气以冰雹和短时强降水为主(盛杰等，2014)，有时会产生雷暴大风，但从未观测到龙卷(俞小鼎等，2012)。

高架雷暴的形成常由500 hPa高空槽、低空切变线、低空急流和地面冷空气等系统共同作用(刘晓岳等，2020)，高空槽前正涡度平流和低层暖湿平流的强迫作用促使700 hPa出现较强上升运动(张一平等，2014)。另外500 hPa 冷平流、850 hPa 暖湿平流、925 hPa假相当位温高能舌(张伟等，2023)，“上干下湿”的不稳定层结(陈军等，2017)和强垂直风切变(曹舒娅等，2018)，低层辐合高层辐散的抽吸作用(李典南等，2019)，槽前次级环流(姚静等，2018；李姝霞等，2023)等也是触发高架雷暴的有利条件。

高架雷暴也可由多种不稳定机制引起。俞小鼎等(2016)分析了三次高架雷暴的不稳定机制分别为条件不稳定和条件对称不稳定，其中条件对称不稳定形成的对流较弱。李博等(2023)认为锋生过程引发的上升运动是山东地区一次高架对流的形成原因。刘洋洲等(2018)认为条件对称不稳定和弱条件稳定度的锋生强迫引发的较强上升运动是造成华北冷季高架对流的主要不稳定机制。另外，黄小刚等(2017)研究指出在绝对地转动量差(ΔM)调整机制作用下，自低层抬升的气块将产生沿等熵面的惯性加速度从而加强了倾斜运动，也会激发对称不稳定，从而更进一步加强倾斜环流。陈淑琴等(2019)研究了两次华东地区高架对流过程，发现不稳定机制分别是锋面强迫和绝对地转动量调整导致的对称不稳定。

由于低层逆温不利于下沉气流保持负浮力到达地面，高架雷暴较少产生极端大风，但是其形成机制引起很多学者关注。目前国外研究认为高架雷暴大风主要有两种形成机制。第一种是对流产生的强下沉气流冲破稳定层结到达地面。浅薄的逆温层和逆温层上较强的不稳定能量使对流相关的上层高动量空气容易达到地面(Horgan，2007；Reif and Bluestein，2017)；Bryan和Weisman(2006)通过模拟再现了一次高架飑线过程中冷池首先在稳定层结上形成并向前传播，然后下沉到地面的过程，轨迹追踪显示地面大风只来源于中层。第二种认为高架雷暴大风来自一种“上升-下降”轨迹气流(“up-down” trajectories)(Schmidt and Cotton，1989)。即来自近地面的稳定气块由于某些动力抬升机制(如强垂直扰动气压梯度力(Bernardet and Cotton, 1998；Macintosh and Parker，2017)或重力波(Schumacher et al.，2023)的作用下被抬升到上空，气块变得更加稳定，最后由于强负浮力或水凝物负载等原因加速下沉，导致地面强风。Borchardt等(2024)分析了多个和重力波相关的高架derecho事件的雷达特征，发现雷达低仰角径向速度场存在多个辐合-辐散对，并与上部对流的中层急流相分离，认为这些过程的地面大风和上部对流的高动量气流无关。可见不同高架雷暴大风过程的形成机制非常复杂，不同个例有很大差异，而国内相关研究几乎还是空白。

2022年11月28日浙江北部出现了一次高架雷暴过程，伴有短时强降水、密集闪电和局地8～9级雷暴大风。此次强对流发生在深秋季节，大幅刷新浙江省出现8级以上雷暴大风天气的最晚时间记录，具有一定的极端性。而且国内高架雷暴伴随雷暴大风的过程较罕见，其形成机制可能具有一定的特殊性，值得进一步研究。因此，本文利用探空、地面自动站、EAR5再分析资料、双偏振雷达、闪电定位仪、微波辐射计等资料对此次高架雷暴的环境背景，动力条件，不稳定机制及对流活动特征等进行了分析，重点分析和讨论了高架雷暴大风的观测特征和形成原因，为今后此类天气过程的预报提供参考。

1.   资料来源和天气实况

1.1   资料来源

本文所用该资料包括：(1)浙江省气象信息网络中心提供的2022年11月28日08:00 (北京时，下同)杭州站探空资料，用于分析对流发生前的环境条件；(2)浙江省气象信息网络中心提供的2022年11月28日08:00—13:00地面自动站整点及分钟观测数据，用于分析天气实况；(3)浙江省气象信息网络中心提供的2022年11月28日10:00—12:00杭州下沙(简称杭州雷达)和嘉兴S波段双偏振雷达资料，6分钟一次体扫，共9个仰角，包括反射率因子，径向速度，差分反射率因子，差分传播相移率等以及基于双偏振雷达参量反演的水凝物粒子分类产品，用于研究对流演变过程和微物理特征；(4) 浙江省气象安全技术中心提供的2022年11月28日07:00—13:00全省地面闪电监测数据，用于分析雷电实况和演变；(5) 浙江省大气探测中心提供的2022年11月28日08:00—11:00质控后杭州微波辐射计数据，用于分析低层温度层结的演变特征；(6) ECMWF发布的2022年11月28日00:00—20:00 ERA5再分析资料，水平分辨率0.25°×0.25°，时间分辨率1 h，用于分析此次过程的环流特征、动力条件和不稳定机制。

雷达资料采用arm_pyart 模块(Helmus and Collis，2016)进行质量控制和速度退模糊处理，并插值到格点，水平分辨率1 km，垂直分辨率500 m。由于距离雷达较远，10:21雷达回波插值后起始高度为2 000 m，其余时次数据起始高度为500 m。水凝物粒子分类数据由新一代天气雷达ROSE软件系统水凝物分类算法反演得到。

1.2   天气实况

从2022年11月28日07:00—13:00时地闪数据演变(图1a)可见, 07:00—08:00，对流出现在安徽南部和浙江西部，并伴有少量雷电。10:00闪电主要位于杭州西部，数量显著增多，1 h闪电数达640余次。11:00—12:00闪电主要位于杭州东部和绍兴西部，此时闪电密度达到最大，1 h累计达1 000余次，以负地闪为主。12:00—13:00移到绍兴东部、宁波、嘉兴一带，闪电数量有所减少。10:00—13:00，对流从浙江西部移至东部沿海，移速超过100 km·h⁻¹。从08:00—13:00雨量和大风分布图(图1b)中可见，累计雨量分布不均，出现多条东北-西南走向的狭长雨带，最大累计雨量35 mm，位于杭州临安顺溪村(图1d中蓝色方形)，杭州余杭华丰新村站(图1d中蓝色星形)累计雨量也达32.9 mm。虽然累计雨量并不大，但带有显著对流性，10:00—11:00杭州西部、11:00—12:00杭州东部、12:00—13:00绍兴北部都出现了20～30 mm·h⁻¹的短时强降水 。从图1c杭州余杭区华丰新村站分钟降水分布可见最大分钟雨量达3.1 mm，降水效率非常高。另外11:00—12:00在杭州东部局地出现了5站8～9级雷暴大风，最大21.9 m·s⁻¹，12:00—13:00绍兴北部也出现局地8～9级雷暴大风。

图  1  2022年11月28日07:00—13:00时闪电(a)、08:00—13:00时累计降水(等值线)，瞬时风速超过8级(去除海拔300 m以上高山站)和1 h雨量大于20 mm的站点(圆点) ( b，不同颜色代表不同的发生时间)、杭州余杭华丰新村站11:00—11:59分钟雨量以及逐5 min温度和露点温度(c)、地形高度(阴影)和观测站点位置(d，黑色三角代表雷达，红色三角形代表杭州探空和微波辐射计，蓝色星形代表余杭华丰新村站，蓝色正方形代表临安顺溪村站)

Figure  1.  (a) Lightning from 07:00 BT to 13:00 BT, (b) accumulated precipitation (contour), stations with instantaneous wind speed exceeding Beaufort force 8 (excluding high mountain stations above 300 meters above sea level), and hourly rainfall greater than 20 mm from 08:00 BT to13:00 BT (different colors represent different times of occurrence), (c) minute precipitation, 5-minute temperature and dew point temperature at Huafeng Xincun Station in Yuahang, Hangzhou City from 11:00 BT to 11:59 BT on November 28, 2022. (d) elevation height (shaded) and observation site locations (the black triangle represents the radar station, the red triangle represents the Hangzhou sounding and microwave radiometer station, the blue star represents the position of Huafeng Xincun Station in Yuhang, and the blue square represents the position of Shunxicun Station in Linan)

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从演变过程可见，对流在10:00左右存在突然增强，监测到大量闪电,另外11:00—13:00出现了局地雷暴大风。无论数值模式还是预报员，都未能正确预报对流的发展增强过程。有必要针对此次高架背景下对流发展加强的原因，对流活动特征、形成雷暴大风的物理机制等进行进一步研究。

2.   环流背景分析

从2022年11月28日08:00高空形势图(图2a)上可见, 500 hPa高度场上在江西地区有一浅槽，浙江位于槽前西南偏西气流中。850 hPa江南南部和华南地区都为强西南气流控制，急流中心位于湖南南部，达到20 m·s⁻¹, 浙江西部风速为12 m·s⁻¹，形成强风速辐合。华南地区850 hPa温度超过16 ℃，比湿超过13 g·kg⁻¹，强盛的西南气流将华南和江南南部的水汽和热量不断向浙江地区输送，浙江北部850 hPa温度已达到14 ℃，超过同期气候平均值(4.2 ℃)的3倍，处于异常偏暖的状态。

图  2  2022年11月28日08:00 500 hPa高度场(黑线，单位：gpm)、850 hPa温度场(红线，单位：℃)、风场(风羽)、比湿(填色，单位： g·kg⁻¹) (a)；海平面气压(蓝线，单位：gpm)、10 m风场(风羽)、2 m温度场(红线，单位：℃)(b，棕色线代表500 hPa槽线，蓝色粗虚线代表冷锋，红色粗虚线代表暖锋，蓝色椭圆表示对流发生位置)

Figure  2.  (a) The 500 hPa geopotential height (black line), 850 hPa temperature (red line), wind (barb), and specific humidity (colored, unit: g·kg⁻¹), (b) sea level pressure (blue line), 10-meter wind (barb), 2-m temperature (red line) at 08:00 BT on November 28, 2022 (The thick brown solid line in panel (a) represent trough. In panel (b), the thick blue dashed line represents a cold front, and the thick red dashed line represents a warm front, the blue oval indicates where convection occurs)

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从11月28日08:00地面图(图2b)可见，冷锋位于山东南部至湖北中部，距离浙江较远；暖锋位于江西中部至湖南北部，对流发生区域(图中2b中椭圆)位于暖锋前部，距离150 km左右。地面为弱偏南风，无明显辐合线，缺乏系统性触发抬升条件。另外，08:00浙江大部地面温度15 ℃左右，相对周围偏低。分析浙江及周边地形发现，浙江西部、南部以及福建北部多山脉和丘陵，局部海拔高度超过1 000 m，地形对低层冷气团形成阻滞，也阻挡了925 hPa以下的南方暖湿气流北上，导致对流发生区域地面温度相对偏低。而925 hPa以上暖湿气流不受阻挡，暖平流增温效应显著，有利于形成边界层逆温。逆温抑制了低层空气的上升，触发抬升发生在逆温层之上，形成暖锋前部高架对流。

3.   对流发展增强机制分析

3.1   环境层结条件分析

从2022年11月28日08:00杭州站探空(图3a)可见，900 hPa到地面为稳定层结，以地面为抬升点的对流有效位能CAPE为0 ，但如果取850 hPa为抬升点，计算的CAPE值达到520 J·kg⁻¹，表明存在一定的对流不稳定能量。600 hPa到地面露点和温度接近，空气湿度大，600—300 hPa存在干层。上干下湿的层结，有利于形成条件不稳定。中层干空气夹卷进入对流风暴，也有利于降水粒子蒸发形成负浮力。取600 hPa为气块起始下沉高度，计算得下沉对流有效位能DCAPE达681 J·kg⁻¹，表明存在较强的下沉潜势。

图  3  2022年11月28日08:00杭州站探空图(a，蓝色实线从地面抬升的状态曲线，黑色实线为从850 hPa抬升的状态曲线)及08:00—11:00杭州站微波辐射计反演的温度廓线(b)

Figure  3.  (a) Radiosonde map of Hangzhou Station at 08:00 BT (the blue line is the state curve rising from the ground, and the black line is the state curve rising from 850 hPa), and (b) temperature profiles retrieved from Hangzhou microwave radiometer from 08:00 BT to 11:00 BT on November 28, 2022

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从图2a可见，28日08:00低层850 hPa强西南气流为浙北地区带来暖湿平流，可使925—850 hPa温度升高，而低层相对湿度大，云系较多，白天辐射增温不强，难以破坏低层的逆温结构。从杭州微波辐射计反演的温度廓线(图3b)可见，08:00—11:00时，地面温度由15 ℃升至17 ℃左右，上空温度也同步上升，800 m高度的温度由17.2 ℃ 升至18.3 ℃。可见，即使在对流迅速发展时段(10:00—11:00)，环境边界层也始终存在逆温，确认为高架对流。

与俞小鼎等(2016)和陈淑琴(2019)研究的几个的高架对流相比，这个过程逆温层浅薄，微波辐射计观测的逆温层厚度约800 m，逆温层顶底的温差仅为1～3 ℃左右。与Horgan等(2007)总结的美国落基山东部5次产生雷暴大风的高架对流过程相比，本过程具有类似的环境特征：即逆温层上存在正不稳定能量，逆稳层厚度小于100 hPa。正不稳定能量使对流发展比较旺盛，逆温层厚度小，有利于下沉气流冲破逆温到达地面。

3.2   动力条件分析

图4a给出28日10:00 500 hPa高度、涡度和700 hPa垂直速度、水平风场，从中可见，槽区附近为正涡度区，配合环境西南偏西风，为杭州地区带来正涡度平流；浙江西部位于短波槽前，700 hPa存在水平风速辐合，垂直速度场上对应存在1～2 pa·s⁻¹的上升运动。沿着对流发展路径作涡度平流垂直剖面(图4b)，可见28日11:00对流发展区域(119°—120°E，图中黑色矩形)，低层800 hPa以下为负涡度平流，800—500 hPa为正涡度平流，其中600—500 hPa正涡度平流达到1.5×10⁻⁸ s⁻²。根据准地转ω方程，当涡度平流随高度增加就会在这一区域激发出上升运动，形成有利于对流发展的天气尺度抬升。

图  4  2022年11月28日10:00 500 hPa等高线(单位：gpm)和涡度(填色，单位：10⁻⁵ s⁻¹)、700 hPa垂直速度(蓝色线，单位：pa·s⁻¹)和水平风场(a)；沿图5a中直线所作11:00涡度平流垂直剖面(b，单位：10⁻⁸ s⁻²)；(c) 02:00—20:00沿(120°E，30°N)水平风、散度(填色，单位：10⁻⁵ s⁻¹ )时间高度剖面图(c，绿色虚线标出各层风速开始增大的时间)

Figure  4.  (a) The 500 hPa geopotential height contour (unit: gpm) and vorticity (shaded, unit: 10⁻⁵s⁻¹), 700 hPa vertical velocity (blue line, unit: pa·s⁻¹) and horizontal wind field at 10:00 BT, (b) vertical profile of vorticity advection (unit: 10⁻⁸s⁻²) along the straight line in Fig. 5a at 11:00 BT, (c) height-temporal evolution diagram of horizontal wind and divergence (shaded, unit: 10⁻⁵ s⁻¹) at grid point (120°E, 30°N) form 02:00 to 20:00 BT on November 28, 2022 (the green dashed line marks the time when the wind speed at each level begins to increase)

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高架雷暴的发生发展常伴随着较强的深层垂直风切变(刘洲洋等，2018)，杭州站08:00探空计算0—6 km垂直风切变为22.1 m·s⁻¹，用ERA5资料计算的杭州站附近格点(120°E，30°N) 0—6 km垂直风切变从08:00至12:00呈不断增强的趋势，12:00达到27 m·s⁻¹(图略)。强垂直风切变有利于对流组织化和形成对称不稳定(刘洲洋等，2018)。

图4c为基于ERA5资料的杭州站附近格点(120°E，30°N)水平风场和散度的高度时间演变图，绿色粗虚线标出各层风速开始增大的时间。可以看到从02:00起400 hPa风速开始增大，呈现从上到下传递的特征，到09:00左右，低层700 hPa以下风速也显著增大，伴随风速增大，低层散度场出现明显的辐合，达−4×10⁻⁵ s⁻¹ 。11:00—12:00，450—925 hPa 均为辐合区，450 hPa以上为辐散区，深厚的辐合层，配合高层辐散，形成抽吸作用，促使低层暖湿空气抬升、对流发展。

从上面分析可见，高空短波槽前涡度平流随高度增加引起上升运动，强垂直风切变，以及低空急流前部伴随的强烈且深厚的辐合，为对流发展提供了有利的动力条件，是10:00—11:00对流发展加强的原因之一。

3.3   不稳定机制分析

从图3a杭州站探空已知，气块从850 hPa抬升存在正的对流有效位能，并且有上干下湿的层结，满足条件不稳定判据。本次对流过程离锋面较远，不易产生强锋生强迫。但是否存在对称不稳定，以及两种不稳定机制在对流发展过程中起的作用，需要进一步分析。

条件对称不稳定的CSI判据为

即在垂直于热成风方向(或深层垂直风切变矢量的方向)的横截面内饱和相当位温的坡度大于地转绝对动量的坡度，说明这一区域很有可能发生条件对称不稳定。地转绝对动量计算公式为

式中，$ {U}_{g} $ 是x方向地转风分量，f 为地转参数，y 为 y方向距离原点的距离。

图5a为300—700 hPa等厚度线，代表平均热成风方向(章丽娜等，2018)。在对流发生发展的区域取垂直于热成风方向作一条剖线(图5a中直线AB，A点为原点)，沿该剖线绘制28日08:00和11:00饱和相当位温、地转绝对动量的垂直剖面(图5b、c)，由图5b可见，28日08:00对流位于118°—119 °E附近，此位置上空900—500 hPa等饱和相当位温随高度变化很小，没有明显的条件不稳定；地转绝对动量$ {M}_{g} $的坡度大于饱和相当位温坡度，没有条件对称不稳定。11:00，对流东移至119.5 °E附近，从图5c可见，该位置上空900—650 hPa (图中黑色实线框)等饱和相当位温随高度显著减小，等值线较08:00更加密集，表明条件不稳定增强。在条件不稳定区之上，图5c中黑色虚框区域可以看到绝对地转动量斜率小于饱和相当位温的斜率，表明该区域满足条件对称不稳定。

图  5  2022年11月28日08:00 300—700 hPa厚度差(a)以及沿图a中直线所作08:00 (b)，11:00 (c)饱和相当位温(绿色实线，单位：K)和地转绝对动量(黑色虚线，单位：m·s⁻¹)垂直剖面图(黑色虚线矩形表示对称不稳定区，黑色实线矩形表示条件不稳定区)

Figure  5.  (a) The 300—700 hPa thickness difference at 08:00 BT, vertical cross-section of saturated equivalent potential temperature (green solid line, unit: K) and absolute momentum (black dotted line, unit: m·s⁻¹) along the straight line in panel (a) at (b) 08:00 BT, (c) 11:00 BT on November 28, 2022 (black dashed rectangle represents the symmetric unstable region, the black solid rectangle represents the conditionally unstable region)

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可见从08:00到11:00，杭州东部(119°—120.5 °E)条件不稳定和条件对称不稳定同时加强，为对流发展提供充足的能量条件，有利于对流快速增强。条件(对流)不稳定主要位于900—650 hPa，对称不稳定主要位于550—450 hPa。根据08:00杭州探空计算的CAPE为520 J·kg⁻¹, 根据垂直速度和CAPE经验公式:

估算得到对流系统最大垂直速度达16 m·s⁻¹，而一般由对称不稳定机制导致的上升气流量级为1 m·s⁻¹(俞小鼎等，2016)。因此条件不稳定在这次过程中起主要作用。

4.   雷达特征分析

4.1   雷达回波演变及微物理特征

为了认识对流的演变规律和微物理特征，利用杭州、嘉兴雷达资料，按对流发展阶段，选取10:21、11:11和11:34 这3个时次，分析回波结构、偏振量以及水凝物粒子的演变。图6为各时次等高面反射率和雷达参量的垂直剖面，图7为水凝物粒子分类垂直剖面。

图  6  2022年11月28日10:21 (a—d)、11:11 (e—h)杭州雷达和11:34 ( i—l)嘉兴雷达2.0 km高度反射率(a、e、i)、反射率因子垂直剖面(b、f、j)、Z_DR剖面 (c、g、k)和K_DP剖面(d、h、l)(剖面位置分别如平面图a、e、i中黑色直线所示)

Figure  6.  Radar reflectivity at 2.0 km altitude (a, e, i), reflectivity vertical profile (b, f, j), Z_DR vertical profile (c, g, k), and K_DP vertical profile (d, h, l) at 10:21 BT (a–d), 11:11 BT (e–h) from Hangzhou radar, and 11:34 BT (i–l) from Jiaxing radar on November 28, 2022 (the cross-section positions are indicated by the black lines in the plan view panels (a, e, i))

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图  7  2022年11月28日10:21 (a)、11:11 (b)杭州雷达及11:34 (c)嘉兴雷达分别沿图6(a、e、i)中黑色直线所得水凝物粒子分类垂直剖面

Figure  7.  Vertical cross-section of hydrometer classification along the black line in Fig.6 (a, e, i) from the Hangzhou radar at (a) 10:21 BT, (b) 11:11 BT and the Jiaxing radar at (c) 11:34 BT on November 28, 2022

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从图6a可见，10:21杭州西部有一些单体对流，尺度较小，处于新生阶段。图6b中反射率因子中心强度45～50 dBz, 反射率因子中心随高度向下游倾斜成悬垂结构。45 dBz以上强反射率因子可以达到6 km，接近－10 ℃高度，40 dBz回波可以达到7 km，即−20 ℃层高度。图6c中Z_DR最大值为2～3 dB, 大于1 dB的Z_DR柱超过0 ℃层，并向上伸展约1.5 km，表明低层雨滴被大量输送到0 ℃层以上，是存在强上升运动的标志。图6d中K_DP中心值为1～2 deg·km⁻¹，0 ℃层以上也存在K_DP柱。在5.5 km以上，Z_DR值迅速降低，而反射率因子仍较强，表明对流风暴中上层主要为冰相粒子。水凝物粒子分类(图7a)显示对流中上层以霰为主混合少量冰雹。对流风暴内强上升气流和大量冰相粒子的存在有利于产生雷电(Deierling et al.，2008)，从图1a中可以看到该区域闪电数量开始增多。

11:11雷达回波融合加强形成准线状回波(图6e)，反射率因子中心强度达55～60 dBz，位于3—4 km高度，50 dBz高度达到7 km，回波倾斜悬垂的特征更加明显(图6f)。不少高架对流(杜佳等，2019；李姝霞等，2023)的雷达回波也呈现这样的倾斜特征，是对流发展强盛的标志。Z_DR大值区位于2—4 km高度，中心强度和新生阶段接近。在强回波前部存在向上伸展的Z_DR柱和K_DP柱，表明此处上升气流强盛。K_DP中心强度达到2 deg·km⁻¹左右, 比10:21增强，表明空中水凝物含量增多。水凝物分类结果(图7b)显示对流中上层仍以霰为主，但冰雹范围增大，表明在强盛的上升气流作用下较多水凝物转化为冰雹，此时也出现大量闪电活动(图1a)。

11:34回波移到杭州东北部，伴有密集的闪电，并在3分钟后观测到局地雷暴大风。反射率因子垂直剖面图(图6j)中可以看到存在两个强中心，中心强度都为50～55 dBz，强回波质心显著下降，前侧(相对于对流的移动方向)中心接近地面，后侧中心位于2 km左右高度。从Z_DR剖面(图6k)也可见两个中心，分别和两个反射率因子中心位置接近。而K_DP剖面(图6l)中只存在一个和后侧强反射率中心对应的大值区，中心强度进一步增强到2.5 deg·km⁻¹左右。表明前侧的反射率因子中心存在较多的大粒子，后侧反射率因子中心有更多降水物质。虽然回波中心高度和回波强度都明显降低，但零度层之上大于40 dBz回波面积仍较大。水凝物分类(图7c)结果显示大部分冰雹粒子下降到低层，位于3 km以下，但零度层以上仍存在大量霰粒子，有利于产生闪电。

4.2   速度场特征及雷暴大风形成机制分析

为了认识高架雷暴大风的形成机制，利用不同时刻径向速度垂直剖面，分析风暴内气流的演变及与回波结构的对应关系，并通过分析负浮力和水凝物负载的作用解释雷暴大风的形成原因。图8为与图6中回波演变对应的径向速度垂直剖面，由于环境风场基本为西南或偏西风，地面雷暴大风也为偏西风，剖面方向选取西南东北向(位置与图6相同)，并与雷达射线方向接近，使剖面上径向速度接近实际速度。

图  8  2022年11月28日10:21 (a)、11:11 (b)杭州雷达及11:34 (c)嘉兴雷达反射率因子(黑色等值线，单位：dBz)以及径向速度(填色，单位：m·s⁻¹)剖面图(剖面位置与图6相同)

Figure  8.  The radial reflectivity (contour, unit: dBz) and velocity (shaded, unit:m·s⁻¹) profiles of Hangzhou radar at (a) 10:21 BT, (b) 11:11 BT, and Jiaxing radar at (c) 11:34 BT on November 28, 2022 (the profile positions are the same as Fig. 6)

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10:21(图8a)对流回波前侧径向速度为−15～−20 m·s⁻¹, 风暴后部径向速度为−20～−25 m·s⁻¹，在风暴中心1—5 km高度形成弱辐合。11:11(图8b)风暴后侧3—5 km公里高度形成一条径向速度大值带(绝对值超过25 m·s⁻¹)，即风暴后侧入流急流，风暴前侧的径向速度减弱到−5 m·s⁻¹，因此在风暴中心形成强烈的中层径向速度辐合(MARC)，此时对流垂直发展非常旺盛。后侧入流急流在风暴中心下方略向下伸展，使风暴中心下方的速度值比周围更大，图8b中风暴中心下方0.5—1 km高度径向速度为−10～−15 m·s⁻¹，此时地面还未出现8级大风。到11:34(图8c)后侧入流继续向下发展，在前侧反射率因子中心下方0.5 km高度径向速度达到−20 m·s⁻¹，11:37—11:40地面监测到8～9级大风。

从以上分析可知，随着风暴的发展，后侧入流急流形成，而后在风暴中心附近下沉到达近地面，表明存在前文所述的高架雷暴大风的第一种形成机制, 即下沉气流冲破逆温层，并将中层高动量空气带到地面。

对流内下沉气流一般主要受负浮力和水凝物负载两种机制的作用(俞小鼎等，2020)，近地面逆温层的存在会导致负浮力作用减弱。从图1c杭州华丰新村站5分钟温度演变看，对流发生前后温度下降仅1.2 ℃，露点温度存在先上升后轻微下降的情况，表明地面温度下降的大部分原因可能是降水蒸发，而下沉气流携带的冷气团(即负浮力)的作用很小。从图6可见11:11和11:34反射率因子核心与K_DP 核心位置一致，并同时下降。反射率因子核心下降被认为是水凝物拖曳作用带动风暴内下沉气流形成的标志(孙凌峰等，2003；王艳春等，2022)。K_DP中心位于反射率因子核心区内对下沉气流有较好的指示(唐明晖等，2023)。从图7c中可见冰雹粒子从中上层快速下降，积聚在2 km左右高度，部分融化成大雨，部分保持固态下降到1 km左右，表明低层存在强下沉拖曳作用。图6j中可见前侧强回波中心接近地面，强度达50～55 dBz, 将反射率因子换算成与水凝物负载等效的下沉气流和环境温差(负浮力)(俞小鼎等，2020)，得到对应的温差可达−0.55～−1 ℃左右，可见对下沉气流有明显的增强作用。表明大粒子水凝物的拖曳可能对下沉气流到达地面形成地面大风有重要作用。

图8b中对流前部近地面径向速度减小至接近0，相对于快速东移的风暴来说，将产生强烈的低层相对风暴入流气流。该入流高度位于500—1 000 m左右，极有可能有稳定气块进入风暴。这个入流是否会形成“up-down”轨迹下沉气流，进而增强地面大风，有待采用高分辨率数值模拟和轨迹分析等技术方法进一步深入研究。

5.   结论与讨论

本文利用ERA5再分析资料、地面闪电定位仪、双偏振雷达以及微波辐射计等观测资料，对2022年11月28日浙北地区一次高架雷暴过程的环境背景，动力条件，不稳定机制，对流活动特征和雷暴大风形成机制等进行了分析，得出以下结论：

(1) 500 hPa高空槽和低层强西南急流是导致此次暖锋前高架雷暴的主要影响系统。高空短波槽前涡度平流随高度增加引起上升运动，强垂直风切变，以及低空急流前部伴随的强烈且深厚的辐合，为对流发展提供了有利的动力条件。

(2) 环境条件分析表明逆温层上存在正不稳定能量，有利于对流发展；中层干空气和较强的DCAPE有利于形成强下沉气流；浅薄的逆温层使下沉气流更容易到达地面。

(3) 条件不稳定和条件对称不稳定共同作用为对流发展提供了充足的能量，其中条件不稳定起主要作用。

(4) 双偏振雷达数据分析显示，对流发展高度较高，最强盛阶段回波50 dBz强回波可以达到−20 ℃层；0 ℃层以上存在Z_DR柱和K_DP柱，表明上升气流强盛。水凝物分类数据显示对流中上层存在大量霰粒子和部分冰雹。强上升气流和大量冰相粒子共存有利于出现密集闪电。

(5) 反射率因子核心快速下降，表明风暴内产生了强下沉气流。伴随风暴的发展，后侧入流急流形成，经由风暴强反射率因子核心下方下降到近地面，表明存在高架雷暴大风的第一种形成机制，即对流产生的强下沉气流冲破逆温层，带动上层高动量空气达到地面形成地面大风。对流发生前后地面温度变化很小，表明在低层下沉气流的负浮力作用较小。水凝物分类结果显示大量冰雹粒子下落到低层，等效水凝物负载估算结果表明降水粒子的拖曳对下沉气流有较强的增强作用。

另外，对流发展强盛的阶段，近地面存在强烈的相对风暴入流，也就是说稳定层内的空气也极有可能被带进风暴内，是否会形成“上升-下降”轨迹,下沉到地面助力地面大风的形成，有待下一步采用高分辨率数值模拟和轨迹分析等技术方法进一步研究。