飑线是一种带（线）状的中尺度深厚对流系统，水平尺度通常为几百千米，典型生命期6—12 h，常带来灾害性的雷雨大风或局地强降水，有时伴有冰雹和龙卷，是一种发展快、破坏力强的β中尺度天气系统。飑线的触发和组织化过程常与地面风场辐合线、锋面、中空急流等中尺度扰动及地形等因素关系密切（Meng，et al，2012，2013；Chen M X，2012；French，et al，2014；潘玉洁等，2012；Wu，et al，2016；Chen X C，2016；Zhou，et al，2020；雷蕾等，2021）。许多研究发现，边界层内的中尺度辐合线对强对流天气的形成演变具有重要作用，对弱窄带回波、出流边界或阵风锋的分析有利于及早做出强对流天气的临近预报（孙继松等，2012；孙敏等，2015；高晓梅等，2018；何娜等，2020）。刁秀广等（2009）和刁秀广（2018）研究认为，出流边界的叠加或者出流边界与环境辐合带的叠加可促使边界层辐合上升运动加强，在不稳定大气状态下可能激发强风暴的形成并维持其发展，产生较为剧烈的强天气。强风是飑线系统最重要的灾害天气之一。对流下沉气流到达地面后产生的辐散大风，按照影响系统和尺度大小可以分为：与孤立雷暴对应的微下击暴流、与对流冷池对应的出流阵风（阵风锋）、高度组织化的飑线系统对应的直线型辐散大风等，这类地面大风的风向一般是远离对流系统的，也被称为出流大风（孙继松等，2014）。王秀明等（2012）、梁建宇等（2012）、陈明轩等（2012）对华北、黄淮地区强飑线大风个例分析后认为，飑线经过时气压涌升所形成的雷暴高压、强气压梯度以及飑线的快速移动均有利于地面大风的出现。刘香娥等（2012）研究认为，降水粒子的蒸发和融化冷却过程对产生地面强风具有重要影响。地面对流大风的产生和强度与负浮力直接相关，同时受热力强迫和动力强迫影响。热力强迫主要来自于潜热冷却（Wakimoto，et al，1988；Proctor，1989；Fu，et al，2007）和水成物负荷（Markowski，et al，2010；Mahale，et al，2016）。一般认为，水成物负荷在下沉气流产生前期极为重要，之后其他作用才起作用（Fu，et al，2007；Markowski，et al，2010；Mahale，et al，2016）。动力强迫主要指气压扰动，非线性动力气压扰动随高度增加，将产生负浮力，通常在强风垂直切变环境中较为显著，一般认为，动力强迫通常弱于热力强迫。
飑线系统的形态演变与飑线系统中某些特定位置上的极端对流灾害天气存在密切关系，Fujita（1979）给出了飑线系统生命史过程中的形态演变特征及其与下击暴流的对应关系，在弓形回波顶端的下击暴流是灾害大风发生的主要位置（Fujita，et al，1977），孙继松等（2013）认为，直线型对流系统与其移动前方近地面层的水汽辐合区相遇可能是弓状回波快速形成的重要机制。山东地区三面环海，受海陆非绝热加热差异的影响，夏、秋季的午后，常有海风向内陆推进。海上的冷湿气团与内陆的暖干气团之间形成类似锋面性质的气团交界面，被称为海风锋（Jeffreys，1922）。海风锋对强对流天气有触发作用，王彦等（2014）针对渤海湾西部天津等地的边界层辐合线对强对流系统形成和发展的影响进行了研究，认为渤海湾海风锋、对流阵风锋和局地地形引起的辐合线与强对流的发生、发展关系密切。这些边界层辐合线的演变和碰撞，一般在交叉处更容易造成强对流天气（俞小鼎等，2006；漆梁波等，2006；车军辉等，2017；侯淑梅等，2018）。另外，海风水汽输送作用有利于对流系统在海风锋后侧进一步发展（梁钊明等，2013，2014）。山东半岛同时受到渤海湾南部和黄海西部的海陆风环流影响，目前，专门针对山东半岛受海风锋影响的飑线过程研究相对较少。2016年6月30日中午开始，初始对流系统在河北中南部地区生成，之后向东偏南方向移动并发展成飑线回波带，强回波前沿于当日12时（北京时，下同）前后开始影响山东省，直到20时全部移出陆地区，历时超过8 h，造成了山东地区大范围雷暴大风天气，其中广饶大码头站出现12级极端大风。值得关注的是，飑线移动过程中，对流风暴经历了组织化、分裂、再次组织化的过程，山东半岛独特的海风锋环流是否对这一过程产生了影响？另外，这次过程中极端大风和冰雹发生在飑线系统再组织化的初期，它是否也与海风锋的影响有关？这是本研究关注的核心问题。
2 天气概述2016年6月30日中午到夜间，河北东南部至山东东部发生了大范围强对流天气。源于河北东南部、近似于东西向分布的线状对流系统自西北向东南方向移动的过程中，经历了线状对流风暴分裂、断裂处多单体新生，然后主体回波与新生雷暴单体合并后重新组织化，最终形成长度更长、最大回波强度更大、东北—西南走向的长生命期弓形回波飑线（图1）。受其影响，12时至20 时，山东中东部局地出现短时强降水（最大雨强 57.1 mm/h，17—18 时，诸城百尺河站）、冰雹（庆云、沾化、寿光、安丘等地，其中最大冰雹直径为4 cm，出现在潍坊寿光，15时前后）和大范围8级以上的雷暴大风天气，其中国家级站点最大阵风超过10级的有21站次，广饶大码头站记录到的最大阵风风力为12级（33.2 m/s，14时56分）。从图1可以看到，冰雹和极端大风发生在对流系统第2次组织形成弓形飑线系统阶段，位置位于飑线向前（移动方向）突出的弓部。
图 1 2016年6月30日12—20时飑线系统逐时演变过程 （色阶：45 dBz以上雷达组合反射率拼图，相同虚线颜色代表同一时次；风向杆：10级及以上阵风；绿色圆点：30 mm/h以上降水；▲：最大冰雹出现位置）Fig. 1 Hourly evolution of the squall line from 12:00 to 20:00 BT 30 June 2016 （color shaded：composite reflectivity above 45 dBz and the dashed lines in same color correspond to same time，wind barbs：gusts greater than Grade 10，green dots：hourly precipitation above 30 mm/h，▲：location of the largest hail）图选项3 飑线产生的环流背景与大气层结条件6月30日08时，中高纬度地区存在深厚的东北冷涡系统。500 hPa冷中心强度为−18℃，冷涡后部的内蒙古中部有一短横槽，引导中层干冷空气南下，华北地区位于冷温度槽中，40°N附近存在一支风速超过20 m/s的西北风急流，山东位于这支急流的南侧。850 hPa上，东北至华北北部存在切变线，与之对应，从内蒙古东部—辽宁交界处至河北中部，地面存在一条明显的风场辐合线，辐合线两侧存在显著的温度露点差异，在平原地区辐合线两侧的露点差达到5℃左右（图2c），具有典型的地面锋面特征。从层结特征来看，08时山东地区850 hPa与500 hPa的温度差达到了33—35℃，高空干冷平流与低层暖湿平流相叠置有利于层结不稳定发展；青岛08时探空显示，层结曲线存在上干下湿的结构，700 hPa以下风随高度顺转，结合图2b也可以看到，对流层中低层存在明显暖平流，而对流层中上层干层深厚，500 hPa附近及上层温度露点差大于20℃，对应的对流有效位能（CAPE）为1370 J/kg。0℃层和−20℃层的高度分别在600和400 hPa上下，0—3 km存在较强的风垂直切变，700—1000 hPa的风速差达到16 m/s。上述分析表明，大气环境条件有利于风雹天气的产生。
图 2 2016年6月30日08时 （a） 500 hPa、（b） 850 hPa、（c） 地面的天气形势和 （d） 青岛探空 （深棕色线：槽线，蓝色断线：锋面，绿色数字：露点温度）Fig. 2 Synoptic weather charts at （a） 500 hPa，（b） 850 hPa and （c） surface，and （d） skew T-lgP sounding diagram for Qingdao station （dark brown solid line：trough line，blue broken line：front，green numbers：dew temperature）图选项4 飑线触发、组织化及维持机制分析在上述环流背景下发展起来的飑线系统，经历了两次组织化过程，成熟期的飑线系统具有典型的弓状结构，且长时间维持。地面极端大风（33.2 m/s）、冰雹是由弓状回波顶端的最强对流单体造成的。以下围绕山东半岛复杂的海风锋特点在飑线系统的断裂、再组织以及在极端大风、冰雹形成过程中的作用进行分析。
4.1 上游线状对流的触发与组织化09时前后，河北定县附近首先开始出现40 dBz 的零星对流回波，并向东南方向移动。随后，其东侧开始出现具有线性组织化特征的弱对流，该对流系统与地面辐合线具有良好的对应关系（图3a中的白色断线），这条地面辐合线是图2c所示的、向东南方向移动的锋面系统的一部分。10时前后，在河北东部平原地区形成了一条强度小于35 dBz 的弱回波带，并向南移动（图3a、b）。10时30分，在对流系统移动方向前侧，地面气温升高至28—30℃，在环境偏南暖湿平流作用下，露点温度升高至23—24℃（图略），热力和湿度条件均有所改善，带状回波上的对流单体强度有所加强；在向东南方向移动的西侧对流系统与向南移动的东侧线状对流系统形成 “人字形”对流系统过程中，在其南侧的低空西南气流中出现了多条与风向平行的水平对流卷（图3b红色点线圈）。水平对流卷北端与弱回波带相交处对流活动明显增强（图3c）。在高空西北气流引导下，西侧不断发展、合并的对流系统的移动速度明显快于其东侧的线性对流（图3c、d），最终（12时前后，图3e）两条回波带趋于合并，强度显著加强，发展成为准东西向的线状对流系统，且呈高度组织化。对流系统的水平空间尺度达到200 km，长宽比大于5∶1，最大反射率因子超过60 dBz，满足了飑线的尺度标准（Meng，et al，2013）。以上分析表明，前期形成于河北东南部的准东西走向的飑线，其初始弱对流与冷涡影响下的地面冷锋系统有关，在对流系统向地面暖湿区推进过程中，与水平对流卷相交时，对流快速发展，随后对流系统组织发展为东西走向的直线型飑线。
图 3 图选项4.2 飑线系统的断裂山东半岛三面环海，海陆热力差异作用常常会造成大气边界层形成多条辐合线（即海风锋）并向内陆推进。此处首先分析渤海湾南部海风锋辐合线在本次飑线演变过程中的作用。
12时20分前后，形成于河北东南部的飑线开始靠近山东，最强反射率因子60 dBz，反射率因子大梯度区位于飑线前沿（图3e）。受飑线影响，12时30分地面自动气象站观测到飑线过境时的典型气象要素演变特征：鲁西北地区的庆云、乐陵、阳信等地出现了5站次8级阵风，地面上出现对流冷池，冷中心气温为 22℃，比系统移动前侧的站点气温低8—10℃（图略）。飑线在13时30分前后移动至山东滨州北部时开始断裂，14时50分前后系统主体即将移出滨州时，位于淄博（桓台）和东营（广饶）之间的对流系统断裂处开始出现多单体风暴，随后对流系统再次组织化，形成了水平尺度更大、具有典型弓状回波的飑线系统（图1、图4）。由于系统移动路径上均为平原，飑线系统的断裂和再组织化过程显然与地形无关。是什么机制导致了飑线系统的断裂和再组织化过程的呢？
图 4 2016年6月30日滨州雷达0.62°仰角不同时刻 （a. 13时18分，b. 13时36分，c. 14时23分，d. 14时29分，e. 14时46分） 的反射率因子与 （f） 垦利站 （☆位置） 气象要素演变Fig. 4 Radar reflectivity at 0. 62° elevation in Binzhou at （a） 13:18，（b） 13:36，（c） 14:23，（d） 14:29，and （e） 14:46 BT，and （f） evolution of weather elements at Kenli station （☆：the location of Kenli） on 30 June 2016图选项从滨州雷达0.5°仰角反射率因子可以看到，13时12分开始，在飑线系统前部，存在多条不同性质的弱反射率窄带回波（图4a、b）：远离对流系统、与环境西南气流平行的水平对流卷；与飑线平行的阵风锋回波；近似垂直于飑线系统、几乎平行的两条窄带弱回波，结合地面流场和温度场的分布（图5a）可知，它们是两条海风锋辐合线。两条海风锋辐合线的形成与黄河入海口形成的三角洲地形有关：外侧海风锋（海风锋Ⅱ）的初始阶段与三角洲北侧的海陆温差有关，在对流影响三角洲之前，三角洲北部沿海地区气温在25℃左右，而内陆地区在31℃以上（图略）。随着系统东段（位于三角洲北岸）对流系统的发展，冷池效应进一步强化了热力差异，因此即便是在源于莱州湾的海风锋Ⅰ的北段已经过该区域（海风已经造成陆面气温有所下降），依然可以在低仰角雷达上看到这条海风锋Ⅱ，但是强度明显弱于海风锋Ⅰ，其移动方向是自北向南推进，且海风锋Ⅱ西北段（靠近飑线）移速明显快于东南段；而内侧的海风锋（海风锋Ⅰ）与三角洲南侧的莱州湾海陆温差有关，移动方向大体上自西向东推进。以渤海南部海风影响站点垦利站为代表（图4中用☆标注）：该站点受强对流系统影响时段在14时前后，11时前后，该站点受到海风锋Ⅰ过境的影响，地面气温开始下降，露点温度升高，风向逐渐稳定为偏东，风速由2 m/s增强为4 m/s（图4f），13时前后，海风锋Ⅱ过境该站（图4a），气温下降更快，露点温度由升转降。13时24分多条辐合线（即海风锋Ⅰ、海风锋Ⅱ和阵风锋）相交于滨县北侧（图略），其交汇处迅速触发了新的对流单体（图4a、b中黄色椭圆处），并与原飑线东段合并，造成对流系统东段逐渐演变为东北—西南走向的带状回波（图4c—e），原来近似于东西向的飑线系统逐渐断裂。与此同时，原飑线系统西段阵风锋处开始出现新生对流系统（图4a、b中白色椭圆位置），与之分离的西段原风暴系统趋于减弱，这可能与新生风暴对后侧风暴系统的暖湿入流阻滞有关。在海风湿平流作用下的黄河三角洲地区低层水汽条件明显优于内陆地区，因而东段对流系统发展程度更为旺盛，组织化程度更高。
图 5 2016年6月30日 （a） 14时10分和 （b） 14时30分的自动气象站流场、温度 （冷色阴影区） 叠加40 dBz以上雷达组合反射率 （暖色阴影区）（G：雷暴高压，红色断线：辐合线，绿色断线：海风锋辐合线；蓝色箭头：气流方向，W：西段风暴，E：东段风暴，S：新生风暴，▲：雷达站）Fig. 5 Distributions of surface temperature （cool color shaded），streamlines with composite reflectivity above 45 dBz （warm color shaded） at 14:10 （a） and 14:30 （b） BT 30 June 2016 （G：thunderstorm high，red broken line：convergence line，green broken line：sea breeze front convergence line，blue arrow：direction of airflow，W：the western storm，E：the eastern storm，S：newborn storm，▲：radar station）图选项分裂后的对流系统两段诱发的新生对流沿着不同发展路径演绎：强对流风暴系统的阵风锋的两端都触发了新生雷暴，其中西段风暴末端诱发的新生对流（图4c、d中黑色圆圈、图5b风暴S）不断发展，其后侧的“老”对流系统减弱，造成已经断裂的西段对流系统（W）出现“蛙跳式”传播，而东段对流系统（E）前侧诱发的新生对流系统（图4d、e白色圆圈）不断与原系统合并，造成靠近断裂处一端的对流系统移动更快。可以从14时10—30分的地面观测（图5）看到这种不同演变的可能原因：东段风暴（E）移动方向前侧的新生对流系统与多支气流形成的强辐合作用有关，即环境西南风与东南风辐合线、冷池出流风与环境西南风的辐合线、海风锋辐合线，三股气流汇合处在14时10分形成了一个小尺度的气旋环流中心。从双雷达反演的风场可以看到，该辐合区6 km上空存在很强的辐散气流，这表明对流层中低层存在很强的上升运动，与之对应14时30分该位置的对流风暴强度迅速发展到超过40 dBz；而西段的新生对流（图5b风暴S）距离母体风暴更远，其触发机制可能与冷池出流风与环境西南气流辐合最强处的抬升作用有关。
上述分析表明，飑线系统的断裂过程与黄河三角洲在午后形成的两条不同移动方向的海风锋和飑线系统的出流阵风锋相互作用有关：即两条海风锋的北端与阵风锋在飑线系统中段前部相交处，形成强烈的抬升机制，诱发新生对流单体并迅速发展，并与原对流系统合并，造成该处的对流系统更快地向前传播，而西段对流系统的阵风锋触发的新生对流几乎独立母体对流系统发展，这一过程造成后侧母体风暴低层入流逐渐被切断而减弱，于是出现了飑线系统的断裂现象。风暴系统断裂后，在海风湿平流作用下的黄河三角洲地区低层水汽条件明显优于内陆地区，因而东段对流系统发展程度更为旺盛，组织化程度更高。那么，分裂成东西两段且对流发展组织化程度具有明显差异的对流系统是如何再次组织化，并形成更大水平尺度的飑线系统的呢？
4.3 飑线系统的再组织化过程从雷达观测的系统演变来看，飑线系统的再组织化过程发生在14时30分—15时，这一过程并不是断裂后的原来两个对流系统再次直接“连接”形成的，而是在东段对流系统（E）的西南侧多个新生单体发展合并形成。分裂后的两个对流系统（即图5中的E和W）各自演变过程中，西段对流系统前侧阵风锋处在14时20分前后（图4c）触发的新生风暴S发展迅速，并向东偏北方向传播。14时23分风暴S范围为30 km×20 km，中心最大强度为57 dBz，与风暴E南端相距40 km，与风暴W的东南侧相距最近约10 km；14时23—46分，风暴S的西南侧边界的位置几乎没有变化（图4c、d、e），其东北端不断向对流系统E的末端发展，而原飑线系统断裂形成的对流系统W则逐渐减弱消失。与此同时，对流风暴E和S之间不断有多单体新生风暴（图4e红色椭圆区），多单体新生风暴于14时58分组织为一个42 km×30 km对流系统，两端分别与对流系统E和S相接，完成飑线的再组织化过程。15时03分，飑线系统的强回波（大于40 dBz）长宽比大于5∶1，镶嵌着多个强单体风暴，长度约200 km，强反射率因子超过65 dBz，结构上表现为显著的线状排列强回波区、前沿阵风锋及后部层云区，风暴高度超过12 km，其中，在新生风暴（原断裂处）与对流系统E结合部，即飑线系统中部形成向前突出的弓部（图7b）。从现象上看，飑线的再组织化过程可能与S风暴和对流系统E之间的相互作用密切相关，下面用济南、滨州双雷达的反演风场来揭示这一过程。
选取对流系统S和E之间新单体触发前的时刻（14时13分）双雷达资料进行反演。风场反演分析的区域位于滨州和济南两部SA雷达共同扫描的范围内，两站相距约为125 km，呈西南—东北向分布，其中济南雷达位置偏西南（图5a黄色三角标注位置），鉴于其与对流系统E相对较远，近地面层的双雷达反演资料不可靠，这里只分析2 km以上的反演风场。利用美国国家大气研究中心（NCAR）提供的SPRINT（Sorted Position Radar INTerpolation）软件将雷达体扫数据从极坐标系插值到笛卡尔坐标系下（数据插值采用双线性插值法），并对径向速度进行局地退模糊处理，然后选择两部雷达观测时间一致（差别小于3 min）的体扫数据进行三维风场的反演，反演采用NCAR的CEDRIC（Custom Editing and Display of Reduced Information in Cartesian Space）软件，反演原理参考Ray等（1978）。由于雷达观测为径向速度，在两部雷达连线附近观测到的径向风为接近平行的两个矢量，无法正确地反演出切向速度，因此在该区域内反演出的速度场不可信，已经进行了剔除（孙敏等，2015）。从2 km高度的反演风场可以看到（图6a），随着单体S快速发展，其右前侧产生了指向东北方向的强出流，风速在20 m/s以上，与其前侧的弱西南风产生了明显的风速辐合（图6a 红色圆区域），这种风速的辐合直至4.5 km高度上仍较为明显（图略）。这一高度上出现的强西南风，是环境风（西南气流）与发展中的风暴系统S前侧不断增强的垂直切变叠加的结果：与风暴前部的上升气流对应，低层偏北入流（与风暴E近地面的出流对应，如图5b）在对流系统中上层向东北方流出。正是在这气流辐合作用最强的一侧，对流系统S强度在迅速增强的同时，不断向东北方向发展，即出现向前传播过程。
图 6 14时13分双雷达反演的 2 km （a） 和6 km （b） 高度风矢以及反射率因子 （色阶）Fig. 6 Retrieved wind vectors at 2 km （a） and 6 km （b） heights superimposed on radar reflectivity （shaded areas）图选项从6 km反演风场可以更加清晰地看到对流风暴E在南端新生风暴中的作用，即风暴系统的后向传播机制。在对流系统E的右前侧（图6b黑色圈）中层存在极强的辐散气流，而低层对应于风暴前侧阵风锋的辐合线，14时29分在该对应位置已经有新的对流单体产生（图4d中的白色圈），也就是说，在这种低层辐合、中层辐散造成的强抬升机制作用下，风暴单体在其移动方向前侧不断被触发、发展并与主体回波合并。在对流系统E的末端（图6b红色圆）同样存在非常清晰的γ中尺度反气旋或者说辐散气流，与右前侧辐散气流轴线与风暴系统长轴几乎垂直不同，该辐散气流正好位于对流系统E的轴线末端。观察飑线系统断裂后，从东段对流系统（E）向东南方向移动过程中可以看到（图4c—e），其末端不断有“指状”对流系统新生，也就是说，其末端存在的中上层辐散气流产生抽吸作用可能是对流风暴后向传播过程的动力强迫机制。至此，新生风暴S的前向传播和风暴E的后向传播机制相作用，使两者之间区域内不断产生新的对流单体，逐渐完成飑线的再次组织化过程（图4e）。
风暴S和风暴E的传播方向不同（分别为向前传播和后向传播），显然与风暴所处的位置差异有关：风暴S远离正在不断减弱的对流系统W，位于浅薄的地面冷池之上（图5），其东北方向的近地面层更容易受到风暴E形成的向东南发展的强冷池效应影响，发生向前传播的现象，而风暴E的低层冷池出流（西北气流）与环境西南风的相互作用而更容易发生后向传播（Corfidi，2003）。
5 飑线极端大风成因分析本次飑线过程造成山东21站次10级及以上阵风，其中极端大风（33.2 m/s）与大冰雹均发生在15时前后，分别位于相邻的两个站点（广饶大码头站、台头站）。从图7b可以看到，本次飑线过程的极端灾害天气位于飑线再次组织化初期，且与突出的弓状部位中的强风暴单体有关。研究结果已经表明，地面极端对流大风往往是多种热动力学作用的共同结果：包括地面冷池形成的密度流（即气压梯度风）、蒸发冷却过程（Wakimoto，et al，1988；Proctor，1989；Fu，et al，2007）、水成物负荷（Markowski，et al，2010；Mahale，et al，2016）等。
图 7 图选项从地面观测资料可以看到飑线系统造成的地面要素变化特征。14时50分前后，飑线后部具有清晰的雷暴高压和强冷池，闭合雷暴高压中心气压最大达1006 hPa，小时变温超过10℃（图7b）。地面冷池前沿形成密度流，冷池中心最低气温18℃，而冷池前气温可超过35℃（图7 a），飑线前后构成了很强的水平温度梯度。自动气象站地面要素变化十分剧烈，以广饶大码头站为例（图7c），飑线影响前，该站以东南风为主，气温34℃，14时40分至15时15分，飑线主体过境时，气温迅速下降到21℃以下，最大降温超过10℃，地面气压涌升，从1001 hPa升至1006 hPa，雷暴高压达到最强阶段，风向迅速转为偏北，平均风速迅速增大到12.7 m/s，阵风达到30.9 m/s（12级）。该飑线系统形成较大范围的雷暴大风，显然与对流层中上层存在深厚的干层环境大气有关，弓状回波后侧清晰的后侧入流缺口也表明（图8a、b），干空气卷入后强烈的蒸发冷却造成的下沉气流非常强：在15时03分0.5°仰角的速度图上，入流速度明显增强且入流大值区域扩大，飑线后侧出现了大片速度模糊，经退模糊处理后速度西北风力达31 m/s，局部超过37 m/s（图略）。
图 8 2016年6月30日 （a） 14时58分和 （b） 15时03分潍坊雷达0.62°的反射率因子和沿白线的垂直剖面 （单位：dBz）Fig. 8 Reflectivity （unit：dBz） at 0. 62° elevation and the vertical sections along the white line at Weifang at （a） 14:58 and （b） 15:03 BT 30 June 2016图选项水成物负荷是否在这一过程中发挥了重要作用呢？从穿过造成冰雹和极端大风超级单体的垂直剖面（图8a、b）可以看到，该单体具有典型的超级单体特征：中高层明显的回波悬垂、低层弱回波区，回波顶高度达到13 km。在观测到地面冰雹时刻和极端大风期间，有60 dBz的强反射率核从高空快速下降，剖面图捕捉到了强反射率核（冰雹）的落地过程，这一时刻也正是地面冰雹和极端阵风出现时刻。为了更清晰地说明密度流、后侧入流和水物质负荷在地面极端大风中的作用，鉴于该超级单体位于滨州、潍坊两部雷达（相距约110 km，图5a）连线中段的东北侧，非常适合使用双雷达进行风场反演。反演风场沿对流传播方向（西北—东南）作垂直剖面（图8b中白色线位置），飑线前部阵风锋出流与环境风场辐合上升运动触发的新生对流单体清晰可见。图9可以看到，与大多数湿下击暴流的流场结构有所区别（杨波等，2019），三支不同性质气流对这次地面极端大风的形成都具有重要意义：后侧入流急流倾斜进入风暴，形成强烈的下沉运动直达地面；与低层冷池对应的水平出流（密度流）；与紧邻对流云墙前侧上升气流对应、存在一支与60 dBz的强反射率（冰雹）伴随的下沉气流从高空下降到地面，这支气流与后入急流对应的下沉气流在3 km高度以上是完全分离的，它显然与后入急流的动量下传没有关系而是与水成物负荷有关。一般认为，水成物负荷只在下沉气流产生前期极为重要，后期的动量下传以及下沉气流中水成物蒸发冷却是地面大风形成的主要贡献者（Fu，et al，2007；Markowski，et al，2010；Mahale，et al，2016）。对比两支不同性质的下沉气流的强度可以看到，与水成物负荷对应的下沉气流甚至强于后侧入流急流下沉运动，它的形成可能与水成物下落过程中的相变冷却（冰雹融化）、蒸发冷却等热力学过程以及水成物本身造成的拖曳有关。
图 9 2016年6月30日15时03分双多普勒雷达反演的风场和雷达反射率因子 （色阶）的垂直剖面 （▲：台头站位置；红色断线：阵风锋出流边界）Fig. 9 Vertical cross sections of reflectivity factor （shaded） and winds retrieved from the dual-Doppler radar at 15:03 BT 30 June 2016 （▲：Taitou station，red broken line：the outflow boundary of gust front）图选项6 海风锋在飑线长时间维持过程中的作用飑线于12时前后完成第一次组织化，14时46分再次完成组织化，之后继续向东南方向移动，20时前后完全移出内陆进入黄海，入海后也一直保持线状形态，整个生命期陆上可达8 h。飑线在鲁中西部地区完成第2次组织化期间，正值午后，系统移动前方地面气温高，鲁中的淄博、潍坊等地最高气温可达35℃，局地超过37℃。至16时30分，尽管地面气温有所下降，但未受对流影响的半岛内陆地区气温仍超过30℃。午后开始，半岛东部黄海沿岸的海风环流也逐渐建立起来，风场上表现为垂直于海岸线的东南风。黄海海风的建立有利于海上的湿空气向内陆地区输送，海风向内陆推进最远可超过70 km。
16时08—32分，向东南方向移动的飑线系统与向西北方向推进的黄海海风锋辐合线中段的最凸出部分相遇，图10a—c展示了两者的相遇过程。16时08分（系统相遇前），飑线系统西段，其结构趋于松散，组织化程度相对较低；海风锋辐合线中段向西推进至潍坊雷达站以东，相距50 km处，此时它与飑线相距约20 km（图10a）。16时20分前后，飑线向东南方向突出的弓部与海风锋中段迎面相遇。此后，两者相遇处对流存在快速增强过程：最大反射率因子从59.5 dBz增强至63 dBz（图10c），回波顶高度从12 km增至15 km，垂直积分液态水含量（VIL）从35 kg/m2迅速跃增至60 kg/m2，并造成了安丘地区的冰雹（16时38—44分）。
图 10 2016年6月30日 （a） 16时08分 、（b） 16时14分、（c） 16时44分潍坊雷达0.62°反射率因子和 （d） 16时30分自动气象站物理量分布（温度 （色阶）、风场 （只显示风速≥4 m/s的地面观测） 和等露点线） 以及 （e） 16时30分地面1 h变温 （冷色阴影）、流线和16时26分的雷达组合反射率因子 （暖色阴影）Fig. 10 （a—c） Radar reflectivity at 0.5° elevation at （a） 16:08，（b） 16:14，（c） 16:44 BT，（d） distributions of wind field （surface wind≥4 m/s），surface temperature （shaded areas） and dew temperature （broken line） at 16:30，（e） 1 h variation of temperature （cool color shaded），surface streamlines at 16:30 and radar composite reflectivity above 45 dBz （warm color shaded） at 16:26 BT on 30 June 2016图选项图 10 图选项飑线继续东移，推进至黄海海风控制区域。源于黄海的陆上海风、环境西南风和飑线冷池的西北风出流三股气流之间，形成了东北—西南向、斜跨半岛东部的地面辐合线（图10e）。辐合线不仅强化了飑线系统前侧的抬升运动，而且形成了水汽辐合带，在冷池出流前侧形成了露点气温的高值中心（图10d）。陆地上的海风控制区一直维持较高的露点温度，表明海风存在很强的水汽输送。因此，海风与飑线相遇不仅有利于飑线前侧抬升机制的加强，而且辐合线附近低层水汽的相对密集带，为飑线的长时间维持提供了有利维持和发展条件。
7 结 论2016年6月30日华北南部的一次强飑线过程，造成了山东地区大范围风雹天气。文中利用常规观测资料、区域自动气象站观测数据及雷达监测产品，分析了山东半岛复杂的海风锋特征在本次飑线系统的断裂、再组织化过程以及极端大风和冰雹灾害形成过程中的重要作用。主要得到以下结论：
（1）初始对流是在地面冷锋辐合线上触发的弱对流，在对流系统向更不稳定区域移动时与水平对流卷相交，对流迅速发展，并组织成东西走向的直线型飑线。
（2）飑线系统继续在平原地区向前移动过程中发生断裂，这一过程与渤海湾在黄河三角洲形成的两条移动方向不同的海风锋和飑线系统阵风锋的作用过程有关：向内陆推进的两条海风锋与阵风锋在飑线系统的中段前部相交，诱发新生对流单体，造成该处对流系统更快速的向前传播，导致飑线系统断裂；与此同时断裂后的西段风暴因低层暖湿入流被切断而逐渐减弱。
（3）断裂后西段残留风暴系统出流阵风产生的新生风暴向东北方向发展和断裂后的东段风暴发生的后向传播（向西南方向发展）机制，完成了飑线的再次组织化过程，形成了具有典型弓状特征、水平尺度更大、近似于东北西南走向的飑线系统。
（4）长生命史飑线系统造成的极端雷暴大风和最大冰雹出现在飑线再组织化初期，位于飑线系统“弓部”位置，地面极端雷暴大风是冷池密度流、强后侧入流急流和与水物质对应的下沉气流共同作用的结果。与后侧强入流急流几乎完全分离的、紧邻对流云墙上升气流的下沉气流的形成可能与水物质下落过程中的相变冷却（冰雹融化）、蒸发冷却和水物质本身造成的拖曳有关。
（5）山东半岛东侧的黄海海风向内陆推进（东南向西北）过程中与自西北向东南移动的飑线相遇，加强了风暴前侧的抬升、水汽供给和组织化程度，为飑线的长时间维持提供了有利条件。
致谢：山东省气象局刁秀广研究员在雷达资料分析方面提供了宝贵建议，谨此致谢。