引言

雷暴根据其发生高度的不同，可分为地基雷暴和高架雷暴(吴乃庚等，2013)。大部分雷暴属于地基雷暴，即被来自地面附近的上升气块触发。气象工作者对此进行了大量的研究，取得许多新成果和观测事实(沈杭锋等，2016；覃靖等，2017；黄晓龙和高丽，2016；徐芬等，2016; 段亚鹏等, 2017; 薛谌彬等, 2017; 侯淑梅等, 2018; 肖安和许爱华, 2018)。但有一部分雷暴是在大气边界层以上被触发，被称为高架雷暴。高架雷暴发生前地面附近通常为稳定的冷空气，有明显的逆温，来自地面的气块很难穿越逆温层而获得浮力，而逆温层之上的气块绝热上升获得浮力导致雷暴产生(俞小鼎等，2016；吴乃庚等，2013)。高架雷暴这个概念由美国学者Colman(1990a；1990b)最早引入，其研究发现高架雷暴常发生在无对流有效位能(CAPE)、但具有条件性对称不稳定(CSI)的区域附近。Grant(1995)通过3年11个高架雷暴个例统计研究指出，逆温层以上的不稳定是造成高架雷暴的原因。近年来我国气象工作者对高架雷暴也有研究。盛杰等(2014)统计分析了2010—2012年我国春季冷锋后高架雷暴的时空分布特征和强对流天气特点。同时一些工作开展了机理研究。鲍媛媛等(2015)对2009年早春南方地区一次高架雷暴的机理分析中指出，低空急流造成暖湿气流输送和高空急流造成冷平流侵入是高架对流的触发机制。农孟松等(2013)给出了早春广西高架雷暴可能的触发机制：中层强西南暖湿气流在低层强锋区上, 高空槽前负变温使得中层垂直温度递减率加大，层结对流不稳定加强，锋面坡度变陡，当低槽移至强锋区上空时，上升运动加强。张一平等(2014)给出早春河南高架雷暴模型，并指出西南暖湿低空急流为高架雷暴的产生提供了充足的水汽和能量，并使低层逆温层顶以上出现弱条件不稳定层结和较高的露点，两者结合导致弱的最不稳定CAPE。黄小刚等(2017)对2013年冬季长江中下游地区一次高架雷暴过程的成因分析表明：在对流稳定的环境大气条件下，由于地形强迫和锋面抬升、绝对地转动量差调整、辐合切变线和高低空急流耦合以及对称不稳定等机制的联合作用激发了倾斜对流运动的强烈发展，使倾斜CAPE大量累积并释放，最终形成了冬季高架雷暴天气过程。以上研究虽然都聚焦高架雷暴，但侧重于华南、华中、华东地区，关于西北地区初冬高架雷暴的研究较为少见。

本文利用常规地面高空观测资料、闪电定位资料、西安和安康多普勒天气雷达观测资料以及欧洲中心(EC)细网格0.25°×0.25°逐3 h预报资料，对2016年11月22日发生在陕西中南部的高架雷暴天气过程和产生机制进行分析，以期为初冬高架雷暴预报提供有价值的思路。

1 高架雷暴

2016年11月22日08时至23日08时，陕西的关中、陕南地区出现了一次较大范围的降水过程，包含暴雪、冰雹、雨夹雪、雨等多种降水类型。此次过程降水量如下：关中0.0~16.6 mm，陕南0~32.8 mm。其中22日10—17时关中中东部、陕南中东部部分地区伴有雷暴，出现闪电(图 1，22日10—11时陕西地区只有安康紫阳出现1次闪电，其他闪电主要发生在22日11—17时)和雷声。22日11时前后，在安康的汉阴、紫阳、汉滨3个县、区交界处(图 1)，出现十几分钟的冰雹天气，根据视频资料估测冰雹直径约10 mm。商洛、关中中东部暴雪与闪电落区基本一致，强降水时段主要发生在22日11—17时。陕西的雷暴、冰雹多出现在4—10月，11月出现雷暴和冰雹非常罕见，预报难度较大，而雷暴及冰雹发生后受到了公众的广泛关注，社会影响也较大。本文针对此次天气过程中的雷暴是常见的地基雷暴还是高架雷暴开展研究。

在2016年11月22日08时地面图(图略)上，冷空气从蒙古国南下，冷锋已移至长江中上游以南及重庆北部地区，22日11时(图 11b)陕西雷暴发生区距离冷锋后350~500 km区域内。受冷锋后冷气团控制，陕西地面气温较前期偏低，22日11—17时雷暴发生时关中地面气温-3~-1℃，陕南地面气温在3~6℃。

对比分析西安和安康(雷暴发生区)探空站22日08时雷暴发生前的层结特征(图 2a和2b)。从图中可见, 两个探空低层都有明显的逆温层。其中西安站740~639 hPa出现两段逆温层，740~700 hPa为逆温层，逆温层底和顶的温度分别在-14、-9℃，冷垫内平均温度为-11℃，653~639 hPa也是逆温层，冷垫内平均稳定为-6℃。安康站在738~700 hPa约有300 m厚度的逆温层，逆温层底和顶的温度分别为-6℃、0℃，冷垫内温度在-5℃左右。西安探空站从地面到逆温层顶的冷垫厚度(俞小鼎等，2016)超过3 km，安康站冷垫厚度约3 km。

西安站925~500 hPa温度露点差均为1℃，表明大气接近饱和。905~740 hPa的γ>γ_s，大气层结是绝对稳定的。740~700 hPa为逆温层，是绝对稳定层结；700~653 hPa大气层结接近中性；653~639 hPa的逆温层仍是绝对稳定的大气层结。根据条件性不稳定的判据，若饱和假相当位温随高度增大，则大气层结是绝对稳定的(王秀明等, 2014)。计算得到西安站925、850、740、700 hPa的饱和假相当位温分别为8、9、14、34℃，因此905~700 hPa的大气层结是绝对稳定的。安康站850 hPa以下为条件性不稳定层结，γ_d>γ>γ_s，饱和假相当位温随高度增加而减小。850~557 hPa的γ>γ_s，大气为绝对稳定的层结，饱和假相当位温随高度增加而增加，850 hPa为17℃，557 hPa为49℃。可见西安站、安康站低层为绝对稳定的大气层结。

进一步计算表征层结稳定度条件的物理量(表 1)。不管是基于地面还是基于逆温层顶抬升气块，西安站计算的CAPE值均为0；而安康站从地面抬升气块时，计算的CAPE非常小，仅为10 J·kg^-1(表略)，对流抑制能量(CIN)为15 J·kg^-1(表略)。若改变抬升高度，沿着逆温层以上抬升气块时，计算的CAPE为0。从K指数、SI指数以及对流不稳定指数等表征层结不稳定条件的参数来看，并不利于地面雷暴的发生。

由以上分析可知，陕西中南部雷暴区位于地面冷锋后350~500 km区域内，雷暴区3 km以下是深厚的冷垫，同时中低层存在明显的逆温层，低层是绝对稳定的大气层结，边界层没有高温高湿的不稳定能量积累，不利于地面雷暴发生，这说明此次雷暴天气为高架雷暴。

2 不稳定机制分析 2.1 欧洲中心细网格数值预报产品的检验

EC细网格数值预报水平分辨率为0.25°×0.25°，时间间隔为3 h。图 3b为11月21日20时起报的22日11—17时的6 h降水量分布。预报的关中、陕南降水量位置和强度与实况(图 3a)比较一致。预报和实况降水量超过4 mm的落区均在关中、陕南中东部地区。这种较大的降水落区与高架雷暴发生的区域较为一致。可见，关中、陕南中东部地区的降水与高架雷暴的发生密切相关。此外，EC细网格21日20时起报的22日的形势场、流场、温度场等与实况均较吻合，不再详述。

将22日08时EC细网格预报资料插值到西安站和安康站，得到两站的T-lnp图(图 4a和4b)。模式预报出了大气的基本层结特征，尤其对温度廓线和风向风速有着较好的预报。但露点廓线偏差相对较大，西安站500 hPa的露点预报较实况偏低，而安康站500 hPa以上的露点预报比实况偏高。进一步计算主要的对流参数(表 1)，与实况计算的对流参数相比，抬升逆温层以上气块得到的CAPE值，SI指数、对流稳定度指数都比较接近，但K指数因为受露点影响较大，差异最大。

当0~6 km垂直风切变为15~20 m·s^-1时属于中等强度垂直风切变，超过20 m·s^-1为强垂直风切变(俞小鼎等，2010)。利用EC细网格预报资料计算出西安站0~6 km的垂直风切变为16 m·s^-1，比实况25 m·s^-1偏低；而安康站为26 m·s^-1，略高于实况的25 m·s^-1。可见模式对0~6 km垂直风切变有较好的预报能力，说明关中、陕南的大气有很强的热成风和较强的斜压性。西安站850~600 hPa大气层结γ>γ_s，大气为绝对稳定层结，600~300 hPa的γ接近γ_s，大气又接近中性层结。安康站逆温层以上850~500 hPa的γ>γ_s，大气为绝对稳定层结，500~300 hPa大气层结接近中性层结，与实况接近。

可见，EC细网格预报模式对环流形势、降水落区和量级、大气的层结曲线、强垂直风切变、大气接近中性或稳定的层结都有着较好的预报能力。总的来说，利用EC细网格资料做诊断分析是可信的。

2.2 不稳定机制分析

第一节的分析已经表明这次天气过程中出现了高架雷暴，那么其发生的不稳定机制是什么呢？寿绍文等(2003)指出，垂直风切变越大表示等绝对动量面愈平缓，即斜率越小，愈有利于条件对称性不稳定的发展。而大气层结愈接近中性，假相当位温的斜率越大，愈有利于条件对称不稳定的发展。11月22日08时的西安站探空观测具有以下特征：整层较湿、500 hPa以下接近饱和、700~400 hPa风随高度顺转(有暖平流)、0~6 km为大于20 m·s^-1的强垂直风切变，大气接近中性或稳定的层结。从探空分析来看大气层结是有利于条件性对称不稳定的发生发展。为了研究本次高架雷暴是否存在条件性对称不稳定，利用EC数值预报产品来计算湿位涡(MPV)、假相当位温(θ_se)、绝对涡度(ζ_a)等。

在P坐标中，大气垂直速度的水平变化远小于水平速度的垂直切变，当忽略其变化时，MPV(寿绍文，2010)可以表示为：

$ \begin{array}{l} MPV = - g\left( {\frac{{\partial v}}{{\partial x}} - \frac{{\partial u}}{{\partial y}} + f} \right)\frac{{\partial {\theta _{\rm{se}}}}}{{\partial p}} + \\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;g\left( {\frac{{\partial v}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{\rm{se}}}}}{{\partial x}} - \frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{\rm{se}}}}}{{\partial y}}} \right) \end{array} $

(1)

将其写成正压湿位涡和斜压湿位涡两部分：

$ MPV1 = - g\left( {\zeta + f} \right)\frac{{\partial {\theta _{\rm{se}}}}}{{\partial p}} $

(2)

$ MPV2 = g\left( {\frac{{\partial v}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{\rm{se}}}}}{{\partial x}} - \frac{{\partial u}}{{\partial p}}\frac{{\partial {\theta _{\rm{se}}}}}{{\partial y}}} \right) $

(3)

式中，ζ为垂直涡度(单位：10^-5 s^-1)，f为科氏参数，θ_se为假相当位温(单位：K)，g是重力加速度，u和v为风速(单位：m·s^-1)，p为气压(单位：hPa)。

式(2)表示惯性稳定度和对流稳定性的作用，式(3)表示湿斜压性和垂直风垂直切变的贡献。若ζ_a为正，则说明大气是惯性稳定的，若∂θ_se/∂p≤0，说明大气是对流稳定或中性，此时对应MPV1大于或等于0, 若MPV小于0，则大气是条件性对称不稳定的。

在具有风速切变、处于地转平衡的平均气流中，判断其惯性稳定度的扰动位移为南北向(寿绍文等，2003)。高架雷暴发生前，500 hPa陕西上空为偏西风，中高纬度500 hPa基本满足地转西风条件，且08时西安的探空观测(图 2a)表明，在西安上空整层大气的温度露点差为1℃，整层大气几乎是饱和的。利用EC细网格预报模式资料，绘制11月22日11时沿着雷暴发生区经向(108.5°E)的θ_se、MPV垂直剖面图(图 5a)及绝对涡度(ζ_a)垂直剖面图(图略)。高架雷暴区域(33°~34°N)，结合西安站探空曲线可知，700 hPa以下是逆温层，大气是绝对稳定的，600~400 hPa的θ_se较为陡立，∂θ_se/∂p≤0，大气层结接近中性，这有利于条件对称不稳定的发生。图 5a中33°~34°N区间内，600 hPa以下为绝对稳定的大气层结，在600~400 hPa，MPV < 0，此区域的ζ_a>0，并且∂θ_se/∂p≤0，即MPV1大于或等于0，表明大气同时满足惯性稳定和对流稳定或中性。因此在33°~34°N附近600~400 hPa湿位涡 < 0区域，大气是条件性对称不稳定的。此外，根据俞小鼎等(2016)条件性不稳定的判据：在垂直于热成风方向(或深层风垂直切变矢量的方向)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。图 5b给出了沿经向108.5°E做垂直于深层风垂直切变或热成风方向(东西方向)的南北方向垂直剖面，在剖面内给出绝对地转动量(M_g)和θ_se的等值线，西安站探空曲线(图 2a)显示整层大气几乎饱和，因此假相当位温与饱和相当位温几乎相等，同样可以大致判断出高架雷暴区(33°~34°N)600~400 hPa有假相当位温等值线坡度大于绝对地转动量，大气是条件性对称不稳定的。

分别计算MPV1和MPV2，发现600~400 hPa的MPV1>0，而南北向的扰动位移使得MPV2主要取决于-∂u/∂p与∂θ_se/∂y的乘积，假相当位温向北是逐渐减小的，即∂θ_se/∂y < 0，在600~400 hPa西风分量随高度的增大而增加，即∂u/∂p < 0，因此-∂u/∂p与∂θ_se/∂y的乘积 < 0，即MPV2 < 0，说明大气有着较强的垂直风切变和湿斜压性。从临近雷暴发生时刻经向(108.5°E)的温度平流剖面图(图 6)可以看到，33°N附近700~400 hPa存在较强的暖平流，在500 hPa附近有2×10^-4 K·s^-1暖平流中心，中高层较强的暖平流增强了大气的斜压性。结合MPV1和MPV2的分布特征，可见条件性对称不稳定的条件判据中湿位涡MPV的负值区取决于MPV2的贡献。锋面强迫700 hPa以上的暖湿空气倾斜向上爬升到600~400 hPa条件性对称不稳定区域，大气在惯性稳定区域和对流稳定区(或中性)会出现加速，即出现倾斜对流。

Markowski and Richardson(2010)指出：条件性对称不稳定导致的雨带或雪带几乎沿着热成风排列，与热成风夹角通常不超过15°。因此从雷达回波特征也可以进一步印证不稳定的机制。西安雷达组合反射率因子表明，西安附近在22日11—16时降雪回波呈现出数个平行带状回波(图 7)，其走向为西西南，回波中心强度多为30~35 dBz，回波顶高在7~9 km(图 8a)。平行带状走向与0~6 km风切变矢量西西南风平行，因此这种平行带状降雪回波应由条件性对称不稳定产生的倾斜对流所致。

此外，西安雷达南部安康北部柞水附近11—13时出现了小尺度的块状回波(图 7a, 7b)，安康雷达11时前后在其西南部侧出现小尺度的块状回波(图 9)，最强回波强度均达55~60 dBz，回波顶高在7~9 km (图 8b和8c)，导致了安康的汉阴、紫阳、汉滨3个县、区交界处出现冰雹天气。

第一节针对图 2b安康11月22日08时的探空分析可知，安康站上空为强垂直风切变，在热力不稳定环境中，强垂直风切变通常能导致对流更强和生命史更长的风暴的产生和发展(俞小鼎等，2006)，安康站强垂直风切变有利于对流发展。850~700 hPa大气为绝对稳定的大气层结，700~557 hPa温度露点差基本为1或2℃，大气接近饱和。500~300 hPa温度露点差在20℃及以上，中高层大气较干。从临近雷暴发生时刻108.5°E的温度平流剖面图(图 6)可以看到，安康地区32°~33°N 700 hPa有着较强的温度平流，中高层温度平流较弱。这种中低层大气暖湿、中高层大气干，形成了位势不稳定。中低层暖湿大气被锋面抬升，使得大气达到饱和，位势不稳定转化为条件性不稳定。进一步分析此时探空饱和假相当位温曲线发现，503 hPa饱和假相当位温53℃高于361 hPa的50℃，饱和假相当位温随高度减小，503~361 hPa大气为条件性不稳定层结。分析11时EC预报插值的探空也发现在500~400 hPa为条件性不稳定层结，但抬升层结高度，不管是08时实况还是11时的EC预报都没有发现明显的CAPE，这可能是因为饱和假相当位温随高度递减率太小的原因(图略)。但真实的情况10—13时大气层结有可能变化，块状回波尺度特别小，出现对流地点并没有探空资料，地形复杂地区探空代表性局限性较大，选取08时安康探空或11时EC细网格插值探空计算CAPE误差较大。但仍可以大致判断出块状回波为条件不稳定层结产生的垂直对流所致。

22日11时沿高架雷暴区108.5°E做垂直速度垂直剖面(图 10)，发现西安附近雷暴区域(33°~34°N)700~500 hPa均为上升运动，最大上升速度为0.5 Pa·s^-1。安康雷暴区32.5°N附近700~300 hPa均为上升运动，最大上升速度可达1.0 Pa·s^-1。做10:26安康雷达反射率因子剖面图(图 8b)，发现回波顶高达到8 km。11—16时西安雷达反射率因子剖面上回波顶高达到9 km(图 8a和8c)。EC细网格模式资料计算的条件对称不稳定毕竟与实况不可能完全一致，但总的来说，条件性对称不稳定、条件性不稳定区域与上升运动、雷达回波有着较好的对应关系。

由分析可知，中高层条件性对称不稳定使得上升气流倾斜发展，中高层条件性不稳定使得其垂直发展。西安附近中高层条件性不稳定、安康附近中高层条件性对称不稳定与其雷达组合反射率因子、反射率因子及上升运动间均有着较好的对应关系。中高层条件性对称不稳定、条件性不稳定是产生高架雷暴的不稳定机制。

3 高低空系统配置对髙架雷暴产生所起的作用

21日20时(图 11a)，500 hPa亚洲中高纬的咸海—巴尔喀什湖地区和黑龙江以北地区分别有两个低涡中心。我国黑龙江中西部地区至北京为跨5个纬度的低槽。亚洲中纬度地区以纬向气流为主，多短波槽活动，甘肃东部至陕南西部有一浅槽，高原上青海西南部有一西风槽。700 hPa从南海—广西—贵州—重庆—西安有一支西西南气流，甘肃与关中西部、陕南西部交界处有一切变线，西安上空风速较小为4 m·s^-1。安康风速2 m·s^-1。关中南部至陕南有暖平流。在850 hPa上，蒙古国西部及以北地区有一冷高压，西安位于冷高压前部的西北风中，陕南的汉中和安康位于冷高压底部(偏东风)；陕西均为冷平流，关中南部、陕南等温线较为密集，锋区较为明显。地面图上, 蒙古国西部及以北地区有一中心气压值为1060 hPa的冷高压中心，冷锋已移到长江附近地区。重庆西南部—四川东南部有一弱的倒槽，气压值为1012.5 hPa，倒槽向北伸展至陕南安康地区，陕西地区由于受秦岭的阻挡，冷锋移动比东部地区慢，冷锋移到陕南秦巴山区。

22日08时，500 hPa黑龙江以北地区的低涡缓慢东移南压，低涡底部低槽东移至黑龙江中东部至石家庄地区，槽后西北气流引导地面冷空气东移南下。高原上浅槽东移至甘肃东南部，仍为一浅槽(图 11b)，浅槽前部有利于辐合上升运动，浅槽前部西安为西南风，风速增大到24 m·s^-1，其西南风带来较强的暖平流，使得大气湿度较大；而安康地区位于槽前，风速增大到20 m·s^-1的西风，温度平流较弱，温度露点差为20℃，安康站上空大气较干。700 hPa南海至陕南偏南风有所加强，切变线仍维持在关中西部、陕南西部地区(图 11b)，为大气辐合上升提供了有利的条件，切变线的右侧，西安的西南风风速2 m·s^-1，为关中东部带来暖湿气流。安康西南风增大到16 m·s^-1，为安康地区带来暖湿气流，使得安康700 hPa湿度较大。850 hPa冷高压东移南压至蒙古国及河套地区，陕西汉中、安康位于冷高压的底部为东北风，西安仍为偏北风。陕西均为冷平流, 关中南部、陕南等温线仍较为密集，锋区仍较为明显。地面图上倒槽仍位于重庆西南部—四川东南部地区，等压线值增大到1017.5 hPa，1012.5 hPa线南移至南海—广西—越南地区。22日11时地面冷锋继续南压，陕南安康地区为等压线密集区，冷锋南移至重庆南部，陕西高架雷暴区距离冷锋350~500 km区域内。因此，高架雷暴发生在冷锋后部，地面至850 hPa的冷空气为陕西高架雷暴提供了冷垫。

分析850、700、500 hPa等温线的密集区发现，锋区从低到高、自南向北逐渐倾斜，西安站上空的700~400 hPa暖湿气流使得大气湿斜压性增强，为条件性对称不稳定提供了有利条件, 当暖湿气流被锋面抬升到条件性对称不稳定区域，产生倾斜对流；安康700 hPa为暖湿大气，500 hPa大气较为干，大气为位势不稳定层结，当暖湿大气被锋面抬升，达到饱和，位势不稳定转化为条件性不稳定。条件性对称不稳定使得关中中东部产生倾斜对流，安康地区条件性不稳定区域，产生垂直对流，强垂直风切变使得对流发展，产生高架雷暴。

初冬的高架雷暴预报中，当地面冷锋移过350~500 km，地面至850 hPa为冷空气控制，700 hPa以下有逆温层时，应重点分析:0~6 km探空站是否有强垂直风切变，700~400 hPa是否有暖平流、大气是否接近饱和；700 hPa是否有较强的暖平流、700~300 hPa大气的饱和度。若可能满足发生条件性对称不稳定或条件性不稳定时，可能产生高架雷暴。

4 结论

(1) 陕西中南部雷暴区位于地面冷锋后350~500 km的区域内，雷暴区3 km以下是深厚的冷垫，同时中低层存在明显的逆温层，低层是绝对稳定的大气层结，边界层没有高温高湿的不稳定能量积累，不利于地基雷暴发生，这说明此次雷暴天气为高架雷暴。

(2) 中高层条件性对称不稳定和条件性不稳定是产生本次高架雷暴的不稳定机制。

(3) 0~6 km强垂直风切变说明大气斜压性强，中高层暖湿气流有利于增强大气的湿斜压性，从而使中高层形成条件性对称不稳定，产生倾斜对流。中低层偏南风输送暖平流和水汽，中高层温度平流较弱，大气较干，形成位势不稳定，锋面抬升中低层暖湿大气达到饱和，位势不稳定转化为条件性不稳定，产生垂直对流。强垂直风切变有利于对流的发展。不稳定与上升运动及回波高度有着较好的对应关系。

(4) 雷达回波组合反射率因子表明：条件性对称不稳定区域，降雪回波呈现出数个平行带状回波，与0~6 km风切变矢量西西南风平行，回波中心强度多在30~35 dBz，回波顶高在7~9 km。条件性不稳定区域为小尺度的块状回波，最强回波强度达55~60 dBz，回波顶高在7~9 km。

(5) 在初冬的高架雷暴预报中，冷锋已过境，地面至低空为冷垫, 700 hPa以下有逆温层时，当0~6 km探空站为强垂直风切变，700~400 hPa有暖平流并接近饱和，或700 hPa有着较强的暖平流，接近饱和，而500 hPa以上较干时，有可能产生高架雷暴。