湖北保康两次冰雹天气过程的综合分析

蔡寿强，牛生杰，郭彬，刘晓莉

(1．南京信息工程大学 大气物理学院，江苏 南京210044;2．保康县气象局，湖北 保康441600)

湖北保康两次冰雹天气过程的综合分析

蔡寿强1，牛生杰1，郭彬2，刘晓莉1

(1．南京信息工程大学 大气物理学院，江苏 南京210044;2．保康县气象局，湖北 保康441600)

利用MICAPS常规资料、TWR01雷达资料及十堰多普勒雷达观测资料，结合地面降雹的实况报告，对2009年6月6日和8月26日发生在保康县的两次冰雹天气过程的天气背景、雷达资料进行了分析。结果表明，高空冷槽、中低层切变线是主要的影响系统。6月6日冰雹由强单体雹云产生，雹云回波具有超级单体回波特点。雷达初始回波高，雹云发展速度快;强中心呈纺锤状，中低层有弱回波区，降雹前垂直液态水含量有明显的变化。8月26日过程发生在副高内部型环流形势下，由合并加强后的雹云产生降雹。

冰雹;多普勒雷达资料;特征分析

超级单体风暴是局地对流风暴发展的最强烈的表现形式，一般伴有冰雹、龙卷、灾害性大风(包括下击暴流)和暴洪等灾害性天气，超级单体在雹云中所占的比例仅为10%，但它造成的雹灾却占80%，因此研究冰雹和防雹必须抓住超级单体雹云(许焕斌等，2006)。Browning(1962)首次提出“超级单体”(supercell)的概念，之后还和其合作者利用天气雷达资料对超级单体的结构作了一系列开创性的工作。Marwitz(1972)正式提出将超级单体作为局地对流风暴的一种类型。Browning et al.(1963)指出，超级单体作为一个强烈发展的对流单体，一个重要的特征是雷达回波存在一个弱回波区WER(weak echo region)或有界弱回波区BWER(bounded weak echo region)。Stout and Huff(1953)首次观测到了超级单体的钩状回波特征，但并非所有的超级单体都能够呈现出典型的钩状回波特征，大多数情况下都是由风暴主体向着低层入流方向伸出的一个突出物。目前我国对于超级单体风暴也进行了一些研究。葛润生(1966)对1964年发生在北京地区的几次降雹过程的雷达回波进行了分析，其中一个雹暴的结构与超级单体风暴类似。有一些文献研究了中国的若干超级单体风暴，涉及到超级单体的反射率因子、中尺度结构和典型钩状回波特征等(郑媛媛等，2004)，还有一些文献探讨了超级单体的生成机制和演变机制(俞小鼎等，2006)。朱君鉴等(2004)分析了发生在山东东阿附近一次冰雹风暴发生、发展各阶段的演变过程，分析表明风暴跟踪信息、冰雹指数、垂直积分液态含水量、中气旋等产品对冰雹有较好的识别和预报能力。

冰雹是湖北保康地区最重要的灾害性天气之一。5—8月保康地区天气变化频繁，冷暖空气势力相当，雹灾往往集中发生，占全年的65%，有时同一个地方在同一天内，反复几次遭到冰雹的袭击，其中7、8月正是秋收作物扬花孕穗的季节，冰雹对农作物的危害极大。2009年6月6日13—15时(北京时间，下同)，保康地区遭受强冰雹袭击，冰雹最大直径约为30 mm，降雹时间近20 min，造成了巨大的经济损失。2009年8月26日14—15时，保康县店垭镇遭受历史罕见的暴风雨、冰雹袭击，造成直接经济损失1 071万元(图1)。本文利用天气资料和多普勒雷达资料对这两次冰雹过程进行分析，寻找监测预警和临近预报的雷达产品特征，为今后更好地利用天气雷达作好冰雹的监测预警和临近预报提供依据。

1 天气背景分析

1.1 环流形势演变

2009年5月31日—6月5日，500 hPa高度亚洲地区一直维持两高一低的经向环流形势，保康上空为较强的西北气流控制。5日20时，贝加尔湖高压脊开始崩溃，带动冷空气分股南下，到6日08时，蒙古至东北地区为宽广的低压环流，低涡底部不断有分裂槽下滑，低槽尾端南伸至川东南，保康地区有波动;环流在调整中，蒙古至东北冷涡缓慢东移，沿海槽逐渐北收，环流趋平(图2)。700～850 hPa环流形势相似，保康上空为西南气流控制。地面6日08—14时，保康均处在暖低压区。

8月26日08时500 hPa低槽位于110°E附近，贝加尔湖至鄂霍次克海为宽广的低值区，有冷堆发展，在陕西—川北形成冷槽，保康位于副高北缘内侧(图3);700 hPa的东北冷涡转动，在华北至陕西境内形成低槽区，槽线南伸至甘南，与川西高原上西南涡切变叠加，形成北槽南涡型，保康县处脊后槽前偏南气流中;850 hPa的148 dagpm高压脊线呈“Ω”型，保康地处狭窄不稳定区域;而地面图上保康处于逐渐减弱的暖低压区。

图1 2009年6月6日和8月26日保康雹灾示意图Fig.1 The hail schematic diagram in Baokang on 6 June 2009 and 26 August 2009

图2 2009年6月6日08时500 hPa环流形势Fig.2 Circulation situation at 500 hPa at 08:00 BST on 6 June 2009

1.2 温度场分析

图4为6月6日08时各层变温场。可见:高空冷平流作用明显，已影响到鄂西地区。河套地区700 hPa层出现了-6℃的明显降温区，其前沿已达到鄂西北;而在850 hPa低层，受暖平流影响，升温突出，湖北大部分地区增温幅度达2～3℃。这种高层降温、低层升温的机制使得大气层结趋于不稳定，有利于强对流天气的产生和发展。通过计算保康周边安康、南阳和宜昌三个探空站500与850 hPa的温度差得知，三站温差分别为32、34和33℃，根据资料(郭彬等，2007)，当两层温度差达到或超过25℃时，即可形成强对流天气。

图5为8月26日08时各层变温场。高空冷平流由西向东影响到陕西大部分地区，且湖北大部分地区在低层850 hPa有较强的暖湿输送带，24 h的变温率为2℃左右，但在700 hPa上为-1℃的负变温。这种上层干低层湿的形势为不稳定能量积累提供了动力条件，有利于强对流天气的发展。保康周边安康、南阳和宜昌三个探空站500与850 hPa的温度差之和为75℃，满足保康的降雹条件。

1.3 大气稳定度条件分析

保康县地处鄂西北山区，襄阳地区西南部，县境内山峦重叠，沟河纵横，海拔高度相差1 700多米，因此，一个站点的探空不能充分代表保康地区的实际情况，为提高资料的准确性，分别根据保康附近的两个站的探空资料分析当天的实际情况。根据保康上游的安康站和南阳站资料(图6)，中低层850 hPa以下为暖平流(风向随高度顺转)，300 hPa以上安康有冷平流(风向随高度逆转);风向由低层的南风、西南风沿顺时针方向逐渐转为西风、西北风，低层的垂直风切变明显强于中层，速度矢端的曲率也较大(图略)，有利于有组织的强对流风暴的产生和发展。表征大气稳定度状况的K指数、Δθ(850-500)、Si指数(表略)分析结果表明，本次降雹过程上游站安康、南阳6日08时各指数明显超过强对流天气的不稳定指标(郭彬等，2007)。

图3 2009年8月26日08时500 hPa环流形势Fig.3 Circulation situation at 500 hPa at 08:00 on 26 August 2009

图4 2009年6月6日08时24 h变温场 a.500 hPa;b.700 hPa;c.850 hPaFig.4 24 h temperature change at 08:00 BST on 6 June 2009 a.500 hPa;b.700 hPa;c.850 hPa

宜昌站和南阳站的探空资料(图7)表明，8月26日08时850 hPa以下风向顺转，有暖平流;500～300 hPa风向逆转，有冷平流;26日08时K指数、Δθ(850-500)、Si指数(表略)也很高，预示着可能发生强对流天气(郭彬等，2007)。与6月6日较为不同的是，8月26日的风速和垂直风切变较6月6日小，但对流有效位能相对较高，致使强对流天气的出现成为可能。

图5 2009年8月26日08时24 h变温场 a.500 hPa;b.700 hPa;c.850 hPaFig.5 24 h temperature change at 08:00 BST on 26 August 2009 a.500 hPa;b.700 hPa;c.850 hPa

图6 2009年6月6日08时探空T-lnp图 a.安康站;b.南阳站Fig.6 T-lnp diagrams at 08:00 BST on 6 June 2009 a.Ankang station;b.Nanyang station

0℃层和-20℃层是表示雹云特征的重要参数。郭彬等(2007)研究指出，保康上空0℃层高度小于等于5.4 km时就有可能出现强雹。由表1可见，2次冰雹天气发生前期0℃层高度都在5.4 km以下，说明0℃层高度较低，处于利于降雹范围以内。一般来说，强冰雹要求有较大的对流有效位能CAPE(convective available potential energy)值和垂直风切变。由表1可知，6月6日08时和8月26日08时各站点的CAPE值均大于等于800 J/kg。同时0～6 km高度风矢量差(深层垂直风切变)小于15 m/s，属于相对较弱的垂直风切变，但6月6日20时南阳站的0～6 km高度风矢量差迅速增大到20 m/s，深层垂直风切变的加强有利于降雹的发生与发展。8月26日宜昌站和南阳站的0～6 km高度风矢量差变化不大，表明8月26日的降雹过程并不满足强的垂直风切变这一条件。冰雹等强对流天气的产生还与当时大气环境垂直温度分布有关。由表1可见，850和500 hPa温度差在24～32℃，700和500 hPa温度差在15～20℃，说明保康附近地区存在“上冷下暖”的对流潜势，能够使得对流不断发展。

图7 2009年8月26日08时探空T-lnp图 a.宜昌站;b.南阳站Fig.7 T-lnp diagrams at 08:00 BST on 26 August 2009 a.Yichang station;b.Nanyang station

由6月6日和8月26日08时的T-lnp图和主要环境参量可以分析出以下有利于强对流天气发展的因素:一是都存在着低层暖平流、中高层冷平流，低层暖湿、中高层干冷的垂直热力不稳定分布显著增加了气层的不稳定性;二是各站点08时的指数都明显超过了保康当地强对流天气的不稳定指标，呈现对流垂直显著不稳定特征。但是6月6日降雹过程湿层厚度较大，500 hPa以下相对湿度大于60%，且高空风速和垂直风切变较8月26日大。

2 多普勒雷达资料分析

2.1 基本反射率强度回波演变及特征分析

6日l5时前，龙坪东南大约10 km左右的南漳境内有对流云活动。15时，龙坪西偏北方向出现新对流单体(10～20 dBz)，垂直发展，主体略向东南方倾斜(图8a)。15时08分，单体迅速发展，强中心达40 dBz，垂直发展，中心偏上略向东南偏东方向倾斜，云顶高度达11 km，15时14分单体强中心直径达20 km，顶部开始出现对流云羽，15时21分云羽向东南偏东方向伸展距离达30 km左右，强中心位于单体西边。

15时27分，强中心梯度明显加大，中心强度达50 dBz，重心偏上，比较1.5～3.4°仰角基本反射率(图8b)表明，此时单体呈纺锤状，云体伸展高度达15 km。15时33分强度达60 dBz，强中心最大面积出现在2.4°仰角层，各层中心强度一致，出现降雹迹象。15时39分，强中心下移，与地面降雹时间吻合。

15时45分，单体中心再次上移，2.4～3.4°仰角基本反射率最大强度达55～60 dBz，主体南压，其移动前方低层再次出现BWER，表明单体再度发展，3.4°仰角层云羽面积扩大到50×25 km2。15时51分，主体再度出现降雹迹象，纺锤状特征明显，强中心最大面积仍在2.4°仰角层(图8c)。15时57分60 dBz的强中心及地，此时地面出现第二次集中降雹。

表1 2009年6月6日08时和8月26日08时保康周边的主要环境参量Table 1 Main environmental parameters in the surrounding areas of Baokang at 08:00 BST on 6 June and 26 August 2009

图8 2009年6月6日1.5°、2.4°、3.4°仰角的多普勒基本反射率强度演变a.15时02分;b.15时27分;c.15时51分;d.16时09分Fig.8 The intensity evolution of Doppler basic reflectivity on 6 June 2009 at 1.5°，2.4°and 3.4°elevation a.15:02 BST;b.15:27 BST;c.15:51 BST;d.16:09 BST

此后，从16时03—22分，该单体缓慢东移南落，强中心一直位于单体西边，中心强度始终保持在55 dBz左右，强中心位置多次出现上移、下落现象，纺锤状结构交替出现。对应地面降雹也是时强时弱，阵性突出。

16时22分后，该单体才逐渐减弱，顶部下塌，在向东南移动过程中演变为降水云系。

8月26日11时13分，歇马站东北方向的聚龙山出现初始回波，该回波在原地经过发展、合并、加强、又原地减弱扩展(图9a)，前后持续了1 h 11 min之后，其他防区开始出现星零对流云。首先是望佛山、聚龙山、关山、金包和旦江出现对流云团，强度30～45 dBz不等，随后望佛山的云体发展加强，最强达到50 dBz，持续半小时左右，望佛山的云体东移减弱，并趋于消散(13时07分)。13时19分旦江的云体加强，强度45 dBz，同时店垭的云体也呈加强趋势(图9b)，旦江和店垭的对流云体在发展中逐渐靠近。

13时44分旦江上空的回波中心与店垭西面的云体合并，强中心向店垭上空偏移，强度为55 dBz(图9c)。13时48分云体向东南方向伸展，强中心位于单体西南部，其东南低层出现了明显的弱回波区，店垭开始出现降雹迹象，此后回波中心急剧下降贴近地面，店垭位置开始出现降雹(图10a)，回波下降时间与地面降雹时间吻合。14时26分强中心逐渐向境外移动，开始与三景的云体合并，强度为45 dBz(图9d)。14时39分强中心加强，重心偏上，再度出现降雹迹象(图略)。14时40分50 dBz的强中心及地(图10b)，此时地面出现第二次集中降雹。

图9 2009年8月26日多普勒组合反射率强度演变 a.11时11分;b.13时19分;c.13时44分;d.14时26分;e.14时39分;f.15时15分Fig.9 The intensity evolution of Doppler composite reflectivity on 26 August 2009 a.11:11 BST;b.13:19 BST;c.13:44 BST;d.14:26 BST;e.14:39 BST;f.15:15 BST

15时15分时两个对流云移到歇马、聚龙山上空，并且强度呈加强趋势(图9f)，此后仍持续降水，至19时后境内云体慢慢演变为降水云系，才趋于消散。该过程扫过保康的朱砂、后坪、歇马、麻坪、长岭、官斗、百峰、东坪、段江、老湾、店垭地区，除店垭出现暴风雨和大雹外，其他地区均普降暴雨。

2.2 径向速度场特征分析

通过各仰角径向速度场对比分析发现，在对流生成发展阶段，径向速度均为正值，且随高度面积增加，表明此阶段只有上升气流(图11a)。从15时14分开始有负径向速度出现，表明此时对流发展开始出现下沉气流，且在1.5°仰角的径向速度场中出现了气旋性扰动辐合系统，该扰动位于单体回波西北侧。15时27分扰动辐合达到最强，出现了辐合中心(图11b)，同时其他各层回波强中心附近也都出现了负速度区，表明下沉气流已达对流顶部，与上升气流形成明显切变，出现了弱的中气旋辐合系统。

图10 2009年8月26日TWR01天气雷达反射率 a.13时48分;b.14时40分Fig.10 The TWR01 radar graphs on 26 August 2009 a.13:48 BST;b.14:40 BST

15时45分，在1.5°仰角径向速度场中出现了近似于闭合的零径向速度线，与图11c对比发现，此时单体强度达到最强。从15时45—57分，地面降雹区一直与明显的径向速度梯度区对应。16时03分后，各层正径向速度区面积开始缩小，梯度减弱。与此相对应，对流单体也开始减弱并逐渐演变为普通对流，降雹过程逐渐结束。

2.3 垂直液态水含量

垂直液态水含量(VIL)是指降水云体中某一确定的底面积的垂直柱体的总含水量。垂直积分液态水与基本反射率的强度有关，而基本反射率因子强度的大小与水滴大小相关。高的VIL值是判别强对流天气造成的暴雨、冰雹等灾害性天气的有效工具(陈德生等，2006;牛广山等，2007;郑金盈等，2007)。

6月6日过程在回波生成阶段，VIL值一直维持在1～5 kg/m2。15时21—33分，VIL值出现跃增(图12)，VIL值由15时21分的5 kg/m2增加到15时27分的20 kg/m2，再跃增到15时33分的40 kg/m2。15时33分—16时03分，VIL值一直保持在35 kg/m2以上，大部分时间 VIL维持在40 kg/m2的最大值上，在这一过程中地面多次降雹，VIL的高值与地面的降雹有很好的对应。地面降雹发生在15时27分以后，而15时14分VIL值发生跃增，较降雹发生时间提前了13 min。图12表明，VIL值的跃增时间为15时14—33分，对应着冰雹云发展过程中的跃增阶段，反映了云体内冰雹粒子在生长区正迅速碰并长大，可作为预警冰雹的一个重要依据。从15时33分开始冰雹云进入成熟阶段，保康的龙坪地区多次发生降雹，可见VIL稳定在高值对降雹是有利的。因此，VIL值的变化可以较好的对应冰雹云的各个发展阶段，对于冰雹的预警也有重要的意义。

2.4 两次过程比较

两次冰雹天气过程是在不同的天气形势下形成的，其中6月6日过程为无类型(郭彬等，2007)天气环流形势，本次过程是保康1996年开展防雹工作以来，无类型环流形势首次出现成灾冰雹天气。8月26日过程为副高内部型天气环流形势，此次降雹为典型的副高内部型保康降雹，特点是降雹强度较弱、降雹时间短、降雹发生在午后、对流维持时间长、降雹形势为雨中带雹。

简单有效地判断有无冰雹，可以比较0℃和-20℃等温线的高度。0℃等温线高度上出现超过50 dBz的反射率因子结构才有可能降雹，而-20℃等温线高度上有超过50 dBz的反射率因子结构时，强降雹的可能性极大。6月6日过程能体现出这一特征，即当日0和-20℃的等温线高度分别位于4.2和7.2 km的高度(图略)，在7.2 km高度以上出现超过50 dBz的反射率因子结构(图略)，因此可以判断该超级单体有极大的降雹可能。同样由南阳8月26日08时的探空曲线可见，0和-20℃的等温线分别位于5.5和8.3 km高度上，对应的反射率因子(图略)显示8.3 km高度以上也有超过50 dBz的反射率的因子结构(图略)，亦可以判断降雹的可能极大。

图11 2009年8月26日1.5°、2.4°、3.4°仰角的多普勒径向速度演变a.15时02分;b.15时27分;c.15时45分;d.16时09分Fig.11 The intensity evolution of Doppler radial velocity on 26 August 2009 at 1.5°，2.4°and 3.4°elevation a.15:02 BST;b.15:27 BST;c.15:45 BST;d.16:09 BST

图12 2009年6月6日VIL最大值随时间变化(单位:kg/m2)Fig.12 The VIL maximum values varying with time on 6 June 2009(units:kg/m2)

3 结论

1)6月6日降雹过程发生在环流形势转型过程中，由高层侵入的冷空气、中低层辐合系统共同作用下产生的中小尺度系统。8月26日降雹过程的天气形势是受副高外围西南气流影响，中低层切变南压，地面鄂西北部有弱冷空气堆积。两次过程发生当日大气层结均呈上层寒冷干燥下层温暖潮湿的状态。环流形势和层结状态均有利于局地强对流天气的发生和发展。

2)低层暖平流、中层冷平流极大增加了气层的不稳定性，且6月6日的垂直风切变和速度矢端图的曲率变化显著大于8月26日，更有利于有组织的强对流风暴的产生和发展。

3)6月6日强降雹天气过程由强单体雹云产生，多普勒雷达回波具有超单体回波特征:PPI(plane position indicator)强度初始回波高度高，回波发展速度快，回波呈椭圆状;强中心回波呈纺锤状，中低层有弱回波区;垂直液态水含量的每一次变化与云体发展的不同阶段同步，冰雹在跃增最大值出现期间降落，随VIL的激减，降雹随之结束。因此，通过分析多普勒回波产品VIL值的变化可以预测冰雹云的发展。

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(责任编辑:刘菲)

A comprehensive analysis of two hail processes in Baokang area of Hubei Province

CAI Shou-qiang1，NIU Sheng-jie1，GUO Bin2，LIU Xiao-li1
(1.School of Atmospheric Physics，NUIST，Nanjing 210044，China;2.Baokang Meteorological Bureau，Baokang 441600，China)

Using MICAPS routine data，TWR01 radar data and the observation echo data of the Doppler radar in Shiyan，combined with hail reports on the ground，this paper analyzed the weather background and radar data of two hailstorm processes in Baokang on 6 June and 26 August 2009.The results showed that upper cold chamfer trough and low shear line were the main impact systems.The hail on 6 June was caused by strong cell hail cloud and the hail cloud echo presented supercell echo characteristics.The initial radar echo was high and the hail cloud developed fast.The strong center was in the shape of a spindle.Low middle layer have WER(weak echo region);vertically integrated liquid water values before the hail showed obvious responses.The hailstorm on 26 August occurred in the subtropical high internal circulation situation and was generated by the merged and strengthened hail clouds.

hail;Doppler radar data;characteristic analysis

P426

A

1674-7097(2014)01-0108-11

蔡寿强，牛生杰，郭彬，等.2014.湖北保康两次冰雹天气过程的综合分析［J］.大气科学学报，37(1):108-118.

Cai Shou-qiang，Niu Sheng-jie，Guo Bin，et al.2014.A comprehensive analysis of two hail processes in Baokang area of Hubei Province［J］.Trans Atmos Sci，37(1):108-118.(in Chinese)

0 引言

冰雹是由生命期较长的强风暴系统产生的强对流天气现象(陆忠汉等，1984)。此类天气具有影响范围小、发展速度快、持续时间短等特点，它虽是一种局部的灾害性天气，但同时也是最严重的自然灾害之一。张霞等(2005)详细分析了郑州地区的一次强冰雹过程，认为水汽条件、不稳定层结、外部抬升力等条件同时满足，导致郑州地区出现强对流天气。张腾飞等(2006)详细分析了云南2001年7月6日强对流冰雹天气过程，认为高层辐散流场和低层辐合流场的配置形成大气强烈不稳定，在有利的大尺度背景条件下产生的三个β中尺度系统直接导致此次滇中强对流冰雹天气过程。付双喜等(2006)通过分析2004年8月18日发生在甘肃中部的中小尺度冰雹天气过程，得出强回波区与辐合区、逆风区、中气旋、VIL(vertically integrated liquid water，垂直液态氷含量)在位置上有很好的对应关系，同时VIL产品对冰雹落区预报有很好的指示作用。Carls and Warren(2002)通过对美国89例风暴的研究，指出VIL值的波动可为判断风暴中大粒雹块的生成与降落提供有效的信息。伍志方和张沛源(2001)通过分析一次强对流天气认为，强对流天气的发生与下垫面地理特征之间有着密切关系。竹利和王厚伯(2008)认为大气层结对流不稳定、湿对称不稳定、充足的水汽以及干线的存在有利于西北气流型强冰雹天气过程的发生。纪晓玲等(2008)通过分析宁夏的两次典型冰雹天气过程，认为两次冰雹天气过程均是在“西高东低”有利于强对流天气发生的环流背景下，受蒙古冷涡影响而形成的。廖晓农等(2008)分析了1969年8月29日出现在北京的罕见大雹事件，认为北京在高能带的中心并且对流有效位能和抬升指数均达到了一个较高的水平，使大冰雹的出现成为可能。

2011-04-21;改回日期:2012-06-28

国家自然科学基金资助项目(40805057);湖北省气象局基金项目(2009y10)

蔡寿强，硕士，助理工程师，研究方向为强对流天气监测技术与方法，caishouqd@sina.com.