临近预报改进：2015年7月1日英格兰北部三次结构明显的强雷暴分析外文翻译资料

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临近预报改进：2015年7月1日英格兰北部三次结构明显的强雷暴分析

Matthew W.Lewis和Nicholas Silkstone

引言

2015年7月1日，一股强暖空气从法国和伊比利亚向北移动，英国大部分地区经历了短暂的高温期，导致希思罗机场（36.7°C）7月创下了新的最高气温记录。然而，在英格兰北部下午出现了一系列严重的雷暴，持续到第二天早晨，苏格兰上空的气象局到达时差（ATD）雷暴探测系统记录了5423次雷击。对于英国严重雷暴爆发已有若干案例研究，但这一事件值得注意的是，对于不同对流模式，使用新工具，在一天内如此小的区域内进行分析

目前正在进行的气象局雷达网络更新项目允许升级雷达更详细地分析雷暴结构。多普勒雷达长期以来一直用来测量朝向或者远离雷达的系统的径向风速。读者可查阅国家气象图书馆和档案馆简介15（气象办公室，2009年），了解雷达的基本原理。然而，“双偏振”雷达将提供更多被扫描环境场的信息，包括水文气象仪的形状（Paulitsch等人，2009年）。其中一个是差分反射率（Z_DR），它是对水平极化后向散射功率和垂直极化后向散射功率之差的测量。小雨滴通常接近球形，这意味着它们的雷达反射率很低，只返回一个零度附近的Z_DR。像大雨滴这样的扁圆形物体会产生一个很大的正Z_DR，因为在这个极化过程中，雨滴的水平尺寸越大，返回的能量就越大。相反，当大冰雹翻滚时，雷达经常“出现”球形冰雹，Z_DR的值趋向于零，甚至略为负值。大雨滴和大冰雹都与高雷达反射率有关，因此该产品有助于识别水文气象仪。

在空气质量分布不均匀或正在进行修正的情况下，附加观测对于通过比较预报演变与实际情况来验证数值天气预报（NWP）输出的性能具有重要作用。气象学家可以利用的一个这样的观测来源是全球飞机气象数据中继（AMDAR）系统。越来越多的商用飞机现在提供了垂直的温度、风廓线，最近还提供了起飞和着陆时的湿度，这补充了现有的无线电探空网。此外，通过诸如气象办公室天气观测网站（WOW）和社交媒体（包括在线天气论坛、Facebook、Instagram和Twitter）等门户网站直接提供的非官方观测数据也大幅增加。一旦质量得到控制，这些额外的地表观测就可以提供重要的局部细节和地面真实情况，而社会媒体的报道则可以以时间戳和地理定位照片的形式提供支持性证据引起对实时影响的关注。本文广泛利用这些新产品，来了解引发和随后的结构演变的风暴发展的新机制。

天气形势

在大西洋和欧洲西北部，对流层顶附近的位势高度形势和风场被放大。2015年7月1日上午，英国西部有一个长波槽，东部有一条脊线和地面高压。在低层，上游平流引起暖空气从欧洲大陆向西北穿过英国（图1）。起源于6月29日和30日低地国家和法国北部的天气尺度下降区域的边界层最初没有明显的水分。然而，从2015年7月1日在北海南部空气移动后的地面观察，一些湿润现象是明显的。

图1.2015年7月1日，0600 UTC，气象局地面分析，重点介绍主要天气特征和前沿位置。

与暖空气平流机制一致，气流转向南方通过中层大气。这吸引了一个起源于2天前升高的西班牙高原的干的热气团。2015年7月1日，上层模式向东缓慢推进，使高空槽更接近英国。由此产生的天气尺度上升提升了边界层空气，形成一个上升的混合层（EML），这在英国大约825hPa上升到500hPa的无线电探空仪中很明显。EML通常是垂直速度的来源，维持欧洲和美国的剧烈对流。

在晚上到达英格兰西北部，相当潮湿的空气在850hPa左右，其向后的轨迹（图2）突出了一个浅层非常温暖。这股空气来自比斯开湾的边界层，这可能解释了在风暴3之前在1800到2400m（6000到8000ft）之间形成的中层云的增加。如图2所示，2015年7月1日晚，英格兰北部边界层和中层空气的主要来源，除了所描述的动力特征外，还具有典型西班牙羽流的特征（Lewis和Gray，2010年）。

图2.2015年7月1日，气象局名称为III，66H，截止利兹上空的航空包裹的反向轨迹为1800 UTC时，500米（黄色）、1500米（绿色）、3500米（红色）和6000米（蓝色）。下部显示的是航空包裹的垂直轨迹。从2015年7月1日下午开始，所有包裹都会上升。

虽然天气尺度的上升随着中层云区域的形成在一天中都很明显，但是与嵌入在对流中的短波特征相关的上升直到晚上才显得足够重要，从而引发广泛的深对流。此后，水蒸气图像支持来自NWP模型输出的一个明显的短波波谷信号，从而在一夜之间在英格兰北部和苏格兰产生更大的上升运动。

风暴1：Leeming高空风暴

第一次风暴的开始在巴恩斯利附近的雷达上很明显，时间大约为1245 UTC，来自英格兰西南部的东北部的一个大气层中层的云区域。从诺丁汉/沃特纳尔上升的无线电探空仪在1100 UTC对这个大气层中层的云区的前缘进行了采样。从图3中上升运动的检查来看，需要35°C的表面温度来启动基于表面的对流，比在该区域观察到的温度高出几度。如果从700hPa左右触发对流，则空气包将积极浮力至225hPa（37000英尺或11km），对流有效位能（cape）为1200J·kg^-1。在激光云基地记录设备的数据支持下，该地区的人工观测报告了积雨云，其底部为2700-3000米（9000-10000英尺），证实了这场风暴的根源是高层。根据无线电探空仪的数据，云层内的垂直风切变约为15-20kn，这表明在典型的单体生命周期之外可以维持风暴的支持环境（Weisman和Klemp，1982年）。

图3.2015年7月1日，从诺丁汉/沃特纳尔上升到1100 UTC时。还从中层云（约710hPa）的底部绘制了一条理论上的高层地块曲线，角部用红色阴影（1230 J·kg^-1），CIN可忽略不计。

考虑到中上层气流取样不多，卫星图像分析也不确定，为什么这个单体形成的位置并不完全清楚。在没有明显动力强迫特征的广阔的暖空气平流区域，这种情况很常见。NWP输出结果确实突出了气流中的微小扰动，但由于这些扰动可追溯到建模的散射对流活动的起源区域，因此确切的细节不太可能可靠。考虑到缺少显著强迫作用，风暴的首选触发因素可能包括由云的先前存在区域内早期深层对流触发的重力波（Lac等人，2002年）和由法国西北部早期中尺度对流系统（MCS）产生的涡旋丝状云。

然而，这场风暴最值得注意的是它在地表的影响。在英国，基础为3000米（10000英尺）的孤立高层对流通常与强降水或强风无关。人们通常认为，大部分降水在到达地面之前就蒸发了，而小规模的对流单元会导致夹带，从而减缓最初的向下动量。

风暴1在不到一小时的时间内给达勒姆地区带来了8.6毫米的降雨量，皇家空军Leeming基地接收到7.0毫米的降雨量，并报告了冰雹（直径5-6毫米）持续10分钟。尽管跟踪了一个相对人口稠密的地区，但在1430至1500 UTC之间，纽卡斯尔只有一份社会媒体报告记录了冰雹，表明冰雹一般很小，很普通。有许多关于纽卡斯尔社会和传统媒体来源以及沿A1走廊向南的地表水泛滥的报道。

考虑到强降水是从亚热云层上方的高基对流到达地面的，随着冰雹的报告，存在着强外流风或“微爆发”的可能性。如在这种情况下观察到，小冰雹的融化，那和以前与湿微暴的产生有关（srivastava，1987；Atlas等人，2004）。除了小冰雹融化所起的作用外，温暖和干燥的亚云层中的雨水蒸发对加速下风口也很重要（Dotzek和Friedrich，2009年）。

经验方法可以用来预报非正面雷暴的峰值阵风。适用于孤立雷暴的Miller T1技术将600hPa与地面和边界层流之间的负浮力与产生的对流表面阵风的强度联系起来（Miller，1972）。利用诺丁汉/沃特纳尔上升计算得出的理论地面阵风为45kn。雷暴的过境点就在英国皇家空军Leeming基地以西，据报道，当时有32kn的阵风，而在达勒姆提斯谷机场记录到30kn的阵风。此外，据报道，达林顿西部有强风将一棵树连根拔起（Milligan和Riddell，2015年）。

高穆斯里雷达（图4）对这场风暴进行了最活跃阶段的采样。该雷达启用了多普勒效应，可以对降水的径向速度进行采样，还可以利用雷达反射率从统计关系中推断出常规降雨率。对雷达数据的检查显示，在降雨量最高的地区，出现了一个发展的、发散的径向速度信号，与到达地面并沿水平扩展的下击暴流一致。假设标准雷达传播，那在当地地面以上约800米（2600英尺）记录到最大径向速度为49kn。

图4.分析中引用的位置图，包括雷达及其所用产品的最大范围（虚线）。

根据常规地面观测绘制径向风的路径，即它们位于强风核心的外围，突出了这样一个事实（图5）。虽然没有观测到地面有45-50kn的阵风，但存在地面观测的雷达衍生风的良好相关性以及经验技术的支持表明，可能发生了阵风与这种强度的关系。

图5.风暴1的高穆斯莱径向速度图像。远离雷达的物体具有正的径向速度，而朝向雷达的物体具有负的径向速度。虚线区域表示与风暴相关的观测到的最高接近径向速度区域。

总之，从高穆斯里的多普勒雷达获得的数据在最初识别下击暴流及其随后的演变过程中是非常宝贵的，因为下击暴流在消散前呈放射状扩散。尽管它们出现在降雨雷达上，但由于前面讨论过的原因，上升对流对地表的影响有些不确定。在确实形成的狭窄、强烈的降水核心区内，尽管是局部影响，在相对丰富的观测区域内发生的这场风暴突出了潜在的重大影响，这将引起气象学家的关注。

风暴2：斯基普顿超级单体

风暴1产生的降雨使整个西约克郡的边界层变冷变湿，许多气象站报告说，与当天早些时候相比，气温受到了抑制。这意味着随后的加热和蒸发集中在一个静止的浅层大气中，而包含当天早些时候边界层特征的剩余层在上面保持不变。这一点在地面湿球温度高于一天中通常的温度（3小时内约2-3°C）时很明显，远离风暴路径的区域几乎没有变化。

随着一股轻微的东面风穿过该地区，这一修正的边界层被平流到了横穿三角洲的西面。到1800 UTC，修正后位于约克郡山谷上方的较浅边界层内的增湿，露点约为20-23°C，英国例外。

同时，卫星图像显示兰开夏、默西塞德和大曼彻斯特的云层减少。陆地-海洋温差的增加使得适度的海风在下午晚些时候形成，这是一种记录良好的深对流触发机制（Fovell，2005年）。向气象局提供的非官方观测数据的增加证明有助于跟踪图6所示的内陆进程，因为仅凭官方观测网络很难跟踪。对Hameldon Hill气象局雷达的原始单站雷达图像的分析（图6）也提出了海风锋的清晰的“晴空”回波特征（Atlas，1960），这在分析后处理的合成图像时不太可能出现。

图6.（a）根据气象局气象观测站和非官方地面观测推断的海风开始时间。（b）Hameldon Hill雷达反射率，在2015年7月1日1902 UTC时，风暴2开始后不久。用箭头突出显示的是“晴空”回声，观测到它从西向东传播，并在风暴开始的北缘传播（圈出）。

整个下午，接近的高空槽和相关的天气尺度上升有助于进一步冷却在中层大气。尽管气象局全球和欧洲4号核电站模型的预测上升显示出这一点，但从地表开始的对流仍处于边缘。由于该地区没有可用的无线电探空仪上升，AMDAR数据在验证NWP输出方面起着至关重要的作用。

AMDAR的数据来自于1716 UTC时从曼彻斯特起飞的飞机，用于验证并对图7中初始区域的预测温熵代表作了细微的调整。由此产生的温升图与诺丁汉/沃特纳尔-雷德森早期上升的温升图显示出一些重要的差异。最重要的是，850-650hPa之间明显的“暖脊”已经被侵蚀，降低了对流起始温度。根据大约1800 UTC时报告的地表条件，对流抑制（CIN）已降至约25 J·kg^-1。如果要通过相对温和的触发来克服这一点，则在最低6公里处垂直切变力为40 kn的环境中，最多可以释放3000 J·kg^-1的能量。这种环境支持严重的和潜在的超级单体雷暴（Rasmussen和Blanchard，1998年），因为强切变能够使同样强的可能旋转的上升气流倾斜，将其与发展中的下降气流分离。尽管这样的热力学环境在整个欧洲大陆更为普遍，Holley等人（2014年）发现cape超过3000 J·kg^-1，在英国10年内仅出现一次。

图7.温度表显示了1800 UTC时利兹附近的垂直温度分布，从1200 UTC时运行的欧洲4公里气象局NWP模型。温度曲线是根据曼彻斯特机场1716 UTC起飞的飞机提供的AMDAR数据修改的。此外，还绘制了基于表面的理论地块曲线，其中CIN用蓝色（25 J·kg^-1）阴影，cape用红色（3057 J·kg^-1）阴影。

在大约1850 UTC时，图6中的海风锋已经到达靠近海面的低水位湿度增强区域。这也是一个复杂的地形区域，很可能是由于斯基顿附近的几个维持因素的重叠导致了不久之后风暴2的开始。因此，风暴1的经过可能有助于更有利的环境，但这些额外的强迫机制是启动地面对流所必需的。

随后雷暴的轨迹穿过一个有限的地面观测区域，它在预测转向流和英格兰北部其他阵雨的右侧约20°处；偏离运动是一个通常与超级单体有关的特征（Browning，1964年）。改进的雷达网络能力和社交媒体报告再次提供了对风暴未来结构和影响的有用洞察。从Hameldon Hill雷达上看，在径向速度数据中有一个定义的“耦合”（图8），表明风暴上升气流区域的水平切变增强。尽管缺乏第二个多普勒雷达对风暴进行采样，阻止了像以前的案例研究那样产生一个完整的二维风场，但这一特征通常归因于自转（ Westbrook和Clark，2013年）。一

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