傳播運動在對流風暴合并過程中的作用

侯淑梅 閔錦忠 王改利 呂博 王俊 孫晶 景安華

摘要 2012年8月18日下午，山東省境內颮線在形成過程中發(fā)生多次合并，強度增強，造成章丘和寧陽分別出現(xiàn)9級和10級雷暴大風。基于多普勒天氣雷達反演風場和地面加密自動氣象站資料，分析了傳播運動在對流風暴合并過程中的作用。結果表明：1）地面冷池前沿陣風鋒強度大，垂直厚度達2 km。受其影響，颮線向東移動的同時向東傳播（前向傳播），北段逐漸演變?yōu)楣位夭ā?）弓形回波與單體E分別具有獨立的垂直環(huán)流，均為前向傳播，但位于上游的弓形回波傳播速度快，二者最終合并，垂直環(huán)流合二為一。3）弓形回波與單體E合并過程中，水平風速與上升運動明顯增大，氣壓降低，尺度減小，最終形成強烈旋轉上升的小尺度低氣壓柱，造成章丘大風。4）颮線尾部水汽充沛，陣風鋒輻合造成颮線前側的暖濕空氣抬升，不斷產生新的對流單體并逐漸合并增強，導致颮線向西南方向傳播（后向傳播）。5）位于下游的對流單體傳播方向與平流方向相反，在3 km高度產生云橋，最終與上游單體整層合并。颮線尾部對流風暴多次合并，強度持續(xù)增強，造成寧陽大風。

關鍵詞傳播運動;合并;陣風鋒;颮線;風場反演

暴雨、冰雹、龍卷等強對流天氣中往往會出現(xiàn)對流風暴之間的合并現(xiàn)象。甄長忠（1981）早在20世紀80年代就發(fā)現(xiàn)產生冰雹的超級單體是由多塊小單體在一個主要單體上合并而成的。王昂生和趙小寧（1983）根據華北地區(qū)的大量觀測資料，指出云體合并是出現(xiàn)雹云躍增的重要因素之一，合并可以形成更強的冰雹云。之后陸續(xù)有研究表明，合并過程不僅能夠使得云體的尺度和強度發(fā)生變化，影響降水效率并引起地面強降水（楊金錫等，1993;張騰飛等，2006;李改琴等，2007;孫晶等，2007，徐八林等，2010），而且在冰雹、雷電等災害性天氣過程中起著重要作用（王昂生等，1980a，1980b;許愛華等，2004;付丹紅和郭學良，2007;曹治強等，2008）?？嫡灼己土钟垒x（2017）研究華南一次颮線的對流模態(tài)變異機理時，發(fā)現(xiàn)位于廣西來賓附近的零散對流單體逐漸發(fā)展合并為一個對流單體，位于來賓西北部的對流單體不斷發(fā)展，呈現(xiàn)后向傳播特征，在該單體的后部不斷有新的對流單體產生，逐漸演變?yōu)榫€狀多單體風暴，最終與來賓附近的對流單體合并組織為一個明顯的西北—東南向的線狀對流帶。之后，這個線狀對流帶又與其東北側再次發(fā)展的對流風暴合并，形成弓形回波。在觀測事實分析的基礎上，對流云合并的機制也得到了深入的研究（Simpson et al.，1980;Pozo et al.，2006a，2006b;Lee et?al.，2006a，2006b），云的發(fā)展階段、強度、距離等均會影響對流云的合并（黃美元等，1987）。云下層顯著的水平氣壓梯度力（Orville et al.，1980）、擾動氣壓（Takahashi et al.，2001）以及相鄰對流間的相互作用（黃美元等，1987;黃勇等，2012;黃勇和覃丹宇，2013）都是促使合并的原因。云合并的初始位置不同，產生合并的機制也不同（李艷偉等，2009）。

2012年8月18日下午，河北省境內的對流風暴移入山東后呈后向傳播特征，其尾部不斷產生新的單體，單體之間合并增強，最終形成一條東北-西南向的颮線，在山東省中西部帶來區(qū)域性7～8級雷暴大風，部分區(qū)域自動站監(jiān)測到9級以上大風。颮線發(fā)展過程中，颮線尾部對流單體與單體之間不斷發(fā)生合并，強度增強，造成寧陽境內出現(xiàn)26.5 m·s-1（10級）的大風。颮線東移過程中，其頭部逐漸演變?yōu)楣位夭?，弓形回波與對流單體合并時，在章丘境內產生22.4 m·s-1（9級）的大風（侯淑梅等，2018a）。利用多普勒天氣雷達風場反演資料和地面加密自動站資料，以寧陽和章丘為例，就此次颮線發(fā)展過程中，對流單體與單體之間以及颮線與對流單體之間合并的機理進行分析研究，加強對流風暴合并機理的認識和理解，提高對災害性天氣的預報預警能力。

1 資料和方法

1.1 資料

使用的資料有濟南齊河（116°46′51″E、36°48′10″N;0.073 km）CINRAD/SA和濱州（118°00′00″E、37°22′12″N;0.07 km）CINRAD/SC雷達數(shù)據，地面逐10 min加密自動站資料及常規(guī)探空資料。

1.2 雷達風場反演方法

濟南齊河和濱州兩部雷達相距125.5 km，有效反演區(qū)域定義為兩個雷達探測的徑向速度夾角在45°～135°所圍的范圍，主要反演區(qū)域如圖1的區(qū)域Ⅰ和區(qū)域Ⅱ所示。雙多普勒雷達風場反演方法用直接合成法對雙雷達數(shù)據進行風場反演（王俊等，2007，2011）。單多普勒雷達風場反演算法是中國氣象科學研究院提供的基于4DVAR同化技術反演的多普勒雷達風場（牟容等，2007;呂博等，2009）。對于這兩種反演方法及其在科研和業(yè)務中的實用性，已有很多學者在文獻中論述，此處不再贅述。

表1是這兩種反演方法對2012年8月18日20時（北京時，下同）章丘的反演風與章丘探空站的實測風。可見，兩種方法對于各特性層的風向反演均較好，均反演出章丘站上空受西南風控制，風向誤差小于10°，與實測風基本吻合。對于風速的反演，兩種方法反演的風速，均比實測風速小，雙雷達反演的風速與實況誤差小于單雷達反演的風速?？梢姡瑑煞N方法對當天的風向均能做出較好的反演，風速雖然比實測風小，但不影響對小尺度環(huán)流定性的分析，定量分析可能會低于實際情況。

由圖1可見，章丘位于雙雷達的有效反演區(qū)域內，寧陽處于雙雷達的有效反演區(qū)域外。由于雙雷達反演風速的精度優(yōu)于單雷達，所以對于造成章丘大風的弓形回波與單體合并，采用雙雷達反演風場，而對于造成寧陽大風的單體之間合并，則采用齊河單雷達反演風場。

2 大氣環(huán)境條件

2012年8月18日08時500 hPa副高較強，588 dagpm線呈帶狀，控制著魯南、河南省和湖北省以南地區(qū)，從內蒙古東北部、內蒙古中部、河套地區(qū)到四川省為高空槽區(qū)，山東省受槽前西南氣流控制（圖2a）。700 hPa與850 hPa中支槽比500 hPa略偏東（圖略），850 hPa河北省東部、遼寧省西部和山東省受18 ℃的暖溫度脊控制。下午，高空槽東移。受其影響，在河北、山東境內產生對流風暴，并發(fā)展成颮線。地面加密區(qū)域自動站數(shù)據表明，18時在魯中的北部和魯中到魯西南地區(qū)分別有一條緯向和經向輻合線（圖2b），颮線主體位于經向輻合線附近。19時輻合線東移，章丘和寧陽均處于地面輻合線上。

由08時章丘站的T-lnP（圖2c）及對流參數(shù)（表2）可見，大氣層結為上干下濕型，850?hPa比濕高達14.31 g·kg-1，719 hPa和485 hPa分別有一個干層，719 hPa以下為位勢不穩(wěn)定大氣層結。CAPE值為626.6 J·kg-1，DCAPE值為330.2 J·kg-1，抬升凝結高度979.5 hPa，CIN只有9.6 J·kg-1。用11時章丘站的氣溫和露點進行訂正后（王秀明等，2014），CAPE和CIN分別為1948 J·kg-1和0 J·kg-1。由表2可見，沙氏指數(shù)、抬升指數(shù)、K指數(shù)、強天氣威脅指數(shù)均表明當天的環(huán)境條件非常有利于發(fā)生強對流天氣（劉健文等，2011）。同時也看到，基于章丘探空站的0～6 km垂直風切變?yōu)?9.83 m·s-1，接近強垂直風切變，0～1 km垂直風切變?yōu)?.63 m·s-1，為中等強度（俞小鼎，2011）。分析齊河雷達站的VWP產品發(fā)現(xiàn)，15：01基于雷達VWP的0～6 km深層垂直風切變高達26.0 m·s-1，0～1 km低層垂直風切變?yōu)?1.75 m·s-1，遠遠大于基于探空資料計算的垂直風切變。

綜上所述，當天大氣處于極不穩(wěn)定狀態(tài)，抬升凝結高度較低，不穩(wěn)定能量較高，無對流抑制能量，只要稍有點抬升力，即可觸發(fā)對流。對流層低層水汽充沛，中層為干層，上干下濕的垂直結構有利于大氣不穩(wěn)定度的增加。中層的干侵入有利于雷暴大風的出現(xiàn)（俞小鼎等，2012），強的垂直風切變有利于對流風暴有組織的發(fā)展加強（俞小鼎等，2006）。

3 傳播運動

對于一個中β尺度對流系統(tǒng)，其雷達回波的移動向量是平流和傳播的合成（俞小鼎等，2012）。平流是指中尺度對流系統(tǒng)（Mesoscale Convective System，MCS）中任何單體基本上沿著風暴承載層的平均風移動;傳播是指MCS的某一側不斷有新的對流單體生成導致的回波移動。侯淑梅等（2018a）的分析發(fā)現(xiàn)，此次颮線在移動過程中既有單體與單體的合并，也有弓形回波與單體的合并。無論哪種合并，雷達回波之間的距離較近，處于同一天氣尺度背景場中，可以粗略地認為對流風暴所受的引導氣流是相同的，平流運動的差異較小，造成對流風暴合并的原因可能是雷暴的傳播運動造成的。雷暴的傳播與雷暴新生和發(fā)展有關，因此本節(jié)著重從影響雷暴新生的因子入手，分析傳播運動與對流風暴合并的關系。

3.1 地面冷池前沿陣風鋒

3.1.1 弓形回波與對流單體合并

從地面加密自動站風場演變來看，18：20颮線后側下沉氣流產生的陣風鋒呈東北西南向位于颮線前沿（圖3a），稱其為經向陣風鋒;颮線頭部降水產生的陣風鋒呈準東西向位于博山到章丘南部，稱其為緯向陣風鋒，二者在濟南和章丘之間相交。經向陣風鋒后側的西北風較強，極大風速高達16～18 m·s-1，前部為西南—東南風入流，極大風速高達8～12 m·s-1，在二條陣風鋒相交處輻合最大。颮線中部的西北風已穿過颮線到達颮線東側，說明陣風鋒后冷空氣的移速快于颮線，并與颮線前側的暖濕入流輻合，產生新的單體，單體E位于颮線東側緯向陣風鋒附近。

從同時刻雙雷達的反演風場可見（圖3c），2 km高度的風場分布特征與地面相似，颮線中部較強的西北風已穿過颮線伸到颮線東側，與颮線東側的西南風形成輻合。颮線與單體E之間的弱回波區(qū)剛好處于西北風與西南風的輻合線上，輻合抬升導致該處回波處于發(fā)展趨勢。3 km高度颮線西側為偏西風，颮線南部和東側為西南風。綜合地面10 m、低層2 km和中層3 km高度的風場結構可知，颮線強降水拖曳和蒸發(fā)導致強烈的下沉運動，產生地面冷池前沿陣風鋒，冷池與陣風鋒向上伸展高度達2 km。冷池前沿陣風鋒穿越颮線伸到颮線東側，與陣風鋒東側暖濕空氣交綏，觸發(fā)產生了對流單體E。單體E與颮線之間為輻合上升區(qū)，促使颮線向東傳播。18：40在經向陣風鋒與緯向陣風鋒交綏處章丘附近形成一個小尺度渦旋環(huán)流（圖3b），颮線的北段向東彎曲演變?yōu)楣位夭ú⑴c單體E合并。地面渦旋增強了上升運動，致使合并后的弓形回波強度增強。此時2 km和3 km高度（圖3d）弓形回波與單體E之間為西北風與西南風的槽區(qū)，二者之間的回波已達到40 dBz，強度比18：20明顯增強，并且仍然處于發(fā)展階段，強度將繼續(xù)增強，預示著二者將逐漸趨于完全合并。

綜上所述，地面冷池前沿形成較強的陣風鋒，向上伸展高度達2 km。颮線北段陣風鋒穿越颮線與其前側的偏南風形成輻合，導致颮線不斷向前傳播，逐漸演變?yōu)楣位夭?，在強烈的后側入流處斷裂，并與其前側的單體E合并。

3.1.2 單體與單體合并

從地面加密自動站風場演變可見，18：10（圖4a），經向陣風鋒后部的極大風速為西北風4～12?m·s-1，個別部位的西北風已經擴散到颮線的前部，颮線前部的東南風風速小于4?m·s-1，在陣風鋒附近形成多個小尺度的渦旋環(huán)流。在颮線尾部陣風鋒東側的東南風區(qū)域內生成多塊對流單體，單體A和單體B是臨近颮線的兩個單體。從同時刻單雷達反演1～3?km風場發(fā)現(xiàn)（圖略），颮線的尾部各層均處于南到西南風的水汽輸送通道內，源源不斷的水汽向颮線輸送，有利于颮線后向傳播（侯淑梅等，2018b），在地面輻合線附近不斷產生新的對流單體。

18：40（圖4b）單體B與單體A之間生成單體C，并且三個單體合并在一起，形成一條新的帶狀回波與颮線連接在一起。同時，單體B的西南又有新的單體生成，范圍擴大，強度增強。

可見，颮線的尾部處于水汽輸送通道內，水汽充沛，冷池前沿陣風鋒鋒后西北風較大，在鋒區(qū)前沿產生較強的輻合抬升，不斷產生對流單體并逐漸合并增強，導致颮線向西南方向傳播，即后向傳播。

3.2 垂直運動

上文通過地面加密自動站資料定性分析了地面冷池前沿陣風鋒與颮線傳播運動的關系，下面將從颮線內部的垂直結構進一步分析颮線傳播過程中垂直運動的特征及其與對流風暴合并的關系。

3.2.1 弓形回波與對流單體合并

沿著弓形回波和單體E的強回波中心做緯向剖面，根據雷達反演風場分析二者內部的垂直結構。18：18（圖5a），弓形回波內部有兩個強中心，呈現(xiàn)典型的前部上升后部下沉的經典垂直環(huán)流，前部強回波中心高度比后部高，正處于發(fā)展趨勢。低層輻合中心位于前部2～3 km高度，中心散度為-20×10-4 s-1，形成強烈的上升氣流直達對流層頂，到高空輻散形成下沉氣流。颮線后部強回波中心高度為1.5～2.5 km，強回波中心高度下降產生下沉運動，在3?km高度以下形成輻散中心，并在地面形成冷池前沿陣風鋒（圖3a）。單體E西側（靠近弓形回波一側）上層為下沉運動，東側為輻合上升區(qū)，因此單體E隨高度向遠離弓形回波一側傾斜發(fā)展，為前向傳播。單體E內部以及單體與弓形回波之間的區(qū)域垂直運動較弱。隨著弓形回波的發(fā)展，18：30（圖5b），弓形回波后部下沉運動更加旺盛，下沉區(qū)的垂直厚度增加，在5 km以下形成一個-10×10-4 s-1的輻散中心。強烈的下沉氣流一方面阻斷了弓形回波南部暖濕空氣入流，導致弓形回波與颮線斷裂，另一方面冷出流與颮線前部暖濕空氣輻合，造成颮線前部的上升氣流增強，颮線與單體E之間的區(qū)域5 km高度以下已轉為弱的上升運動區(qū)，說明該區(qū)域回波將呈發(fā)展趨勢，弓形回波將加速向前傳播。此時，颮線內部最大上升速度為8 m·s-1，40 dBz回波的上升速度為4～6 m·s-1（圖5c），遠遠大于單體E內部的上升速度。18：42（圖5d），弓形回波與單體E的強回波中心完全合并，中心強度增強到50 dBz，垂直環(huán)流合二為一，最大上升速度為12 m·s-1，40 dBz回波的上升速度為9?m·s-1，上升運動明顯比合并前增強。這與楊軍等（2017）在研究太行山對強對流的影響時發(fā)現(xiàn)，太行山西側對流單體在山頂與東側山坡對流單體在中空合并后上升速度由開始合并時的2.4 m·s-1（西側單體）和1.5 m·s-1（東側單體）增強到7.1 m·s-1的結論一致。

由圖5可見，弓形回波與單體E的反射率因子大于30 dBz的回波高度均位于8 km以下，分析二者合并過程中3～8 km之間的水平風速的演變（表3）發(fā)現(xiàn)，弓形回波與單體E在合并過程中，二者的風速均有不同程度的增大。從18：18到18：30，弓形回波內部3～8 km高度內每層的風速均增大了2 m·s-1，到18：36，5～6 km的風速繼續(xù)上升了2 m·s-1，直到18：42完全合并后，3 km、7～8 km的風速又增大了2 m·s-1，整個合并過程中各層風速均增大了4 m·s-1左右。無獨有偶，單體E在合并過程中，4～6 km高度內的風速從18：24開始增大，至18：30繼續(xù)增大，直到二者完全合并風速達到最大。根據流體力學的柏努力方程“密度×速度=常數(shù)”的原理（易笑園等，2012），風速增大必然導致氣柱內空氣密度降低、氣壓減小，二者合并后形成水平尺度10 km左右的低氣壓柱（以圖5d中40 dBz以上回波柱的范圍粗略地估計）。

對于水平尺度小的氣旋性渦旋，根據旋衡風原理，氣壓梯度力與慣性離心力平衡。由于低氣壓柱內氣壓降低，導致氣壓梯度力增大。為滿足旋衡風平衡，慣性離心力必然增大，因此風速繼續(xù)增大或半徑減小，形成尺度更小、氣壓更低的低氣壓柱。同時，由圖5d還可見，合并后的弓形回波兩側形成強烈的下沉區(qū)，下沉氣流到達地面后，必然向低氣壓柱內輻合，促使上升運動繼續(xù)增強。因此，該低氣壓柱內無論是水平風速還是垂直上升速度均不斷上升，且半徑逐漸減小，在低氣壓柱內形成強烈旋轉的上升氣流。地面加密自動站資料（圖3b）顯示，在章丘附近形成一個小尺度渦旋環(huán)流。

綜上所述，颮線垂直結構的分析結果與3.1節(jié)水平結構的分析結論一致，弓形回波后部下沉氣流形成地面冷池前沿陣風鋒與其東側的暖濕空氣產生輻合，促使弓形回波前部上升運動增強，因此弓形回波向東移動的同時向東傳播。弓形回波與單體E均為前向傳播，但弓形回波的傳播速度大于單體E，最終與單體E合并。二者強回波中心合并過程中，水平風速和垂直上升速度均明顯增大，導致氣壓降低，并促使風速繼續(xù)增大，尺度減小，最終形成一個小尺度的、強烈旋轉的低氣壓柱，造成章丘大風。當然，上述分析只能定性地說明這種演變趨勢，實際情況遠比上述分析復雜得多。

3.2.2 單體與單體合并

沿著35.74°N經過單體A與颮線尾部中心D做緯向垂直剖面，18：30（圖6a）中心D的結構與弓形回波相似，是典型的前部上升后部下沉的垂直結構，所不同的是其前部的上升區(qū)一直伸到單體A內部，而且二者的低層輻合區(qū)也連接在一起。也就是說，單體A與中心D處于同一個垂直環(huán)流圈，這與第3.2.1節(jié)弓形回波與單體E分別具有獨立的垂直環(huán)流不同。同時還發(fā)現(xiàn)，單體A與中心D均為低層輻合、高層輻散的垂直結構，且單體A內的輻合層向上伸展高度高于中心D，上升速度也大于中心D，說明二者雖然都處于發(fā)展趨勢，但單體A的發(fā)展程度大于中心D。單體A靠近中心D一側是低層輻合高層輻散的上升運動區(qū)，遠離中心D一側為相反結構的下沉運動區(qū)，說明單體A主要向中心D一側發(fā)展。同理，中心D也向靠近單體A一側發(fā)展，即二者之間的區(qū)域為對流風暴發(fā)展加強區(qū)，導致二者逐漸趨于合并。

18：36（圖6b），單體A內低層的輻合區(qū)向西向上發(fā)展，上升運動明顯增強，單體A向西發(fā)展，在3?km高度處30 dBz回波與中心D合并，形成云橋。中心D的強度也增長到45 dBz，但范圍較小。18：48（圖略），單體A內強烈的上升運動使其強度和范圍遠遠大于中心D，二者之間35 dBz回波已完全合并。中心D內部的上升運動明顯減弱，其強度和范圍明顯減小，其強回波中心與單體A的距離明顯減小，直到18：53，中心D并入單體A二者完全合并為一體。

由此可見，颮線尾部對流單體與颮線距離較近，二者處于同一個垂直環(huán)流圏。下游對流單體的傳播方向與平流方向相反，在3 km高度產生云橋，最終與上游單體整層合并。事實上，在颮線尾部，對流單體之間以及單體與颮線之間發(fā)生了多次合并，強度持續(xù)增強，最終造成寧陽大風。

4 結論與討論

通過分析高時空分辨率的雷達反演風場和地面加密自動站資料發(fā)現(xiàn)，強烈的不穩(wěn)定大氣層結、強的垂直風切變和中層干侵入是颮線發(fā)生發(fā)展的有利環(huán)境條件。雷暴的傳播運動在對流風暴合并過程中起著重要作用。

1）颮線后部下沉氣流形成地面冷池前沿陣風鋒，垂直厚度高達2 km。颮線北段陣風鋒穿越颮線與其前側的偏南風形成輻合，促使前部上升運動增強，因此颮線向東移動的同時向東傳播（前向傳播），逐漸演變?yōu)楣位夭?，在強烈的后側入流處斷裂?/p>

2）弓形回波與單體E分別具有獨立的垂直環(huán)流，二者均為前向傳播，但位于上游的弓形回波傳播速度快，二者最終合并，垂直環(huán)流合二為一。

3）弓形回波與單體E合并過程中，水平風速和垂直上升速度均明顯增大，導致氣壓降低，外界向內的氣壓梯度力增大，并促使風速繼續(xù)增大，尺度減小，最終形成一個小尺度的、強烈旋轉的低氣壓柱，造成章丘大風。4）颮線尾部處于南到西南風的水汽通道內，水汽充沛，陣風鋒輻合造成颮線前側的暖濕空氣抬升，不斷產生新的對流單體并逐漸合并增強，導致颮線向西南方向傳播（后向傳播）。5）颮線尾部對流單體與颮線距離較近，二者處于同一個垂直環(huán)流圏。位于下游的對流單體傳播方向與平流方向相反，在3 km高度產生云橋，最終與上游單體整層合并。事實上，在颮線尾部，對流單體之間以及單體與颮線之間發(fā)生了多次合并，強度持續(xù)增強，最終造成寧陽大風。

通過分析發(fā)現(xiàn)，雷暴的傳播運動在對流風暴合并過程中起著非常重要的作用，合并是由雷暴的傳播運動造成的（侯淑梅等，2020）。但是影響雷暴傳播運動的因素非常復雜，除了熱力、動力和水汽等環(huán)境條件（章翠紅等，2018;趙宇等，2018）會影響雷暴的傳播，地形（連鈺等，2017;楊軍等，2017）、垂直風切變（鄭淋淋和孫建華，2016;陳耀登等，2017;王雪等，2019）和不穩(wěn)定（丁治英等，2019）等條件均對雷暴的傳播運動均有較大影響。因此要弄清楚雷暴的生消演變，還需要進一步深入研究不同天氣條件下，雷暴是如何傳播的。

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Effect of propagation moving on the convective storm mergence process

HOU Shumei1，2，MIN Jinzhong2，WANG Gaili3，LYU Bo4，WANG Jun5，SUN

Jing1，JING Anhua6

1Shandong Meteorological Observatory，Jinan 250031，China;

2Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，China;

3State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorological

Sciences，Beijing 100081，China;

4Liaocheng Meteorological Bureau，Liaocheng 252060，China;

5Shandong Weather Modification Office，Jinan 250031，China;

6Heze Meteorological Bureau，Heze 274000，China

There have previously been many mergences during the squall line formation?process，after which its intensity enhanced and caused 9-and 10-scale?thunderstorm gales in Zhangqiu and Ningyang in Shandong Province in the?afternoon of 18 August 2012.Based on the retrieved wind from Doppler weather?radar and automatic weather station（AWS） data，this paper analyzes the effect of?propagation moving on the convective storm mergence during the squall line?developmental process.The results show the following：1）The gust front prior to?the surface cold pool was intensive，its vertical thickness reached up to 2?km，under its influence the squall propagated eastward while moving eastward（forward propagation），and the north of squall line changed to bow echo.2）The bow?echo and cell E both possessed independent vertical circulations，and all?propagated forward.The propagation velocity of the squall line located upstream?was faster than that of the cell E，thus they emerged in the end and their?vertical circulation combined.3）During the mergence process，the horizontal and?upward wind speed were all significantly increased，and the pressure in the air?column was reduced.Under the influence of pressure gradient force，a small scale?low pressure column with strong rotating updrafts was formed，after which?thunderstorm gales were produced in Zhangqiu.4）Due to the fact that there was?abundant vapor present in the end of the squall line，the warm and moist air were?lifted by the gust front，so that new cells were produced continually and their?strength increased in the case of mergence，resulting in the squall line?propagating southwestward（back propagation）.5）The downstream convective cells?propagated in the opposite direction of the advection direction，generating a?cloud bridge at a height of 3 km，and eventually merged with the upstream?cells.The convective storms at the tail of the squall line merged several?times，and the strength continued increasing，thereby causing the Ningyang?thunderstorm gales.

propagation moving;mergence;gust front;squall line;wind field retrieval

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20180416002

（責任編輯：袁東敏）