湘中以南地区一次飑线过程雷达回波分析

朱家亮，贺 科，肖 兰，陈德桥

(湖南省衡阳市气象局，湖南 衡阳 421001)

1 引言

冰雹常产生于超级单体或飑线中，出现时常伴有阵性强降水和大风，给人民的生命财产造成严重损失。随着新一代天气雷达用于灾害性天气的监测预警，很多学者针对不同地区的冰雹过程进行了研究分析。俞小鼎［1］等分析了华东地区一次伴有强降雹的系列下击暴流。郑媛媛［2］等利用多普勒雷达资料对安徽一次典型超级单体结构及其演变进行了详细分析。针对湖南的冰雹天气过程，廖玉芳［3］等统计强雹暴的雷达三体散射特征，并分析了一次发生在永州市的冰雹大风天气过程。这些研究得出了一些对冰雹天气进行有效预报预警的指标，为了解冰雹天气的形成和发展机制提供了很好的理论依据。

2013年3月19 日20 时—20日08 时，一次强烈飑线自西向东袭击湘中以南地区，造成经过之处102 乡镇出现暴雨，12 县市出现冰雹，冰雹最大直径达50 mm，16 县市出现雷雨大风，湘西南道县瞬时最大风速达30.7 m·s－1。共造成81.3 万人受灾，因灾死亡3 人，67.7 千hm2农作物受灾，多间房屋倒塌，直接经济损失达7.2 亿元。本文利用常规气象资料和新一代雷达资料着重分析强对流发展演变过程中的雷达回波特征，以加深对冰雹天气的发生机制和对流演变特征的认识，为今后的强对流天气的监测预警提供参考。

2 天气形势

2.1 前期天气形势

2013年19日08 时(图略)，500 hPa 上，中高纬地区为两槽一脊型环流，东北低涡中心位于50°N，132°E 附近，70～110°N 为宽广的脊区控制，环流经向度大，有利于引导北方冷空气南下，中低纬地区南支槽位于川东—黔西—滇北一线，湖南处于槽前旺盛的西南暖湿气流中，700 hPa 切变线位于鄂西北—川西南一线，四川东部有西南低涡发展，百色—桂林—长沙一线西南急流建立，急流中心风速达24 m·s－1以上，850 hPa 切变位于渝黔交界处，西南急流与700 hPa 近乎重合，长沙站风速达20 m·s－1。19日20 时(图略)，500 hPa 上，东北低涡稳定少动，东亚大槽略有东移，带动南支槽东出，700 hPa切变线移至湘西北地区，西南急流维持，850 hPa 切变线南压至湘中地区，西南急流强度有所减弱，郴州站风速18 m·s－1。从图1 可以看出，19日08—20 时，高空影响系统东移南压，切变辐合增强。19日17 时—20 时地面图上(图略)，西南倒槽发展，湘中以南地区处于倒槽暖区内，增温增湿明显，23 时(图略)，冷空气侵入倒槽，触发对流发展。由此可知，此次强对流天气是发生在500 hPa 高空槽前，中低层切变线以南、低层西南急流轴的左侧。

图1 高空系统配置综合图

2.2 探空资料分析

19日20 时郴州站探空资料显示(图2)，测站对流有效位能CAPE 值为1 269 J·kg－1，SI 为－1.32，表明有对流不稳定。从温度曲线和露点曲线的差值可以看出，700 hPa 以下大气湿暖，700 hPa 以上明显变干，表现为上干下湿的对流不稳定层结。低层风向随高度顺转，有暖平流，中层风向随高度逆转，有冷平流，表明中层有冷平流侵入，这种低层暖平流、中层冷平流的垂直结构增加了气层不稳定性，是强对流发生发展的重要特征。中低层有强的垂直风切变，从地面到500 hPa 风向由180°顺转到255°，风速由4 m·s－1增大到34 m·s－1，垂直风切变达5.7×10－3m·s－1，这种强的垂直风切变有利于有组织的强对流风暴产生和发展。因此，对流发生于上干冷、下湿暖的不稳定大气层结中，中层有冷平流侵入与强烈的垂直风切变为对流的发生发展提供了有利条件。

图2 2013年3月19日20 时郴州T－lnP 图

3 雷达回波分析

3.1 反射率因子特征分析

飑线是呈线状排列的对流单体族，此次飑线过程的发展形成主要经历了3个阶段。对流单体的形成发展阶段(图3a)，19日21 时45 分在雷达站西南部有3个呈东北西南向排列的对流单体A、B、C，C处于发展阶段，A、B 早于C 生成，在东移过程中表现出超级单体的钩状回波、三体散射特征，先后经过靖州，造成靖州的两次降雹;单体的合并发展阶段(图3b～3c)，19日22 时59 分，B、C 合并为对流云团D，强回波范围持续扩大，20日00 时08 分，D发展成为一块南北向的长70 km，宽30 km 的强对流云团，云团中心强度由55 dBz 迅速上升至69 dBz，回波顶高由12 km 迅速发展到16 km，对流发展旺盛，地面开始降雹;A 在移动过程中有新的单体并入，范围扩大;带状对流云团E 进入雷达探测区。发展成熟阶段，D 中心回波强度升至70 dBz 以上，回波顶高超过16 km，20日00 时27 分在雷达基本反射率PPI 图上探测到三体散射(图4a)，地面将雹范围扩大;E 在向东南方向移动过程中经历了强度先增后减，范围扩大的变化，20日00 时前后形成“弓”型飑线结构，E 扫过邵阳市南部和永州市北部地区，造成该地区的短时暴雨、大风天气，道县极大风速达30.7 m·s－1;20日01 时10 分(图3d)，在雷达探测范围内形成一条东北西南向，长达300 km 的飑线回波带。分析发现，云团D 于20日01 时前后发展最为旺盛，此后逐渐减弱，从A、B 合并为D 至其消散历时长达5h，长时间维持高值回波中心，是造成此次湘南地区大范围冰雹天气的主要影响云团。

图3 对流云团发展演变图

简单有效判断有无大冰雹的方法［4］是比较强回波区相对0℃和－20℃等温线高度的位置，如果－20℃等温线对应高度上反射率因子超过50 dBz ，同时0℃层距离地面的高度不超过4.5 km 时，则有可能产生大冰雹。Witt［5］等在研究中指出，相应反射率因子的值越大，对应高度越高，产生大冰雹的可能性和严重程度越大。对出现三体散射时刻的对流云团D 作垂直剖面(图4b)，发现云团高层为高悬的穹窿结构，低层为有界弱回波区BWER，强回波中心结构密实，穹窿下方反射率因子梯度很大，表明此处有强烈的上升气流。云团D 的强回波水平距离超过30 km，60 dBz 强回波扩展到9 km 以上。19日20 时最近探空站郴州站0℃层高度为4 435 m，－20℃层高度为7 201 m。由此可知，当日湘南地区0℃等温层高度低于4.5 km，有利于降雹，对流云团中50 dBz 回波伸展至－20℃等温层以上，表明上述标准适用于本次降雹过程。

图4 三体散射和剖面图

3.2 径向速度分析

3.2.1 中尺度辐合线 对流发展阶段，低层有气流的辐合，在径向速度图上常表现为一条中尺度辐合线。图5b 为对流云团D 经过测站后的径向速度图，在测站东部有一条南北向的中尺度辐合线，辐合线左边为远离雷达的正速度区，右边为趋向雷达的负速度区，气流在辐合线附近辐合抬升，为强对流的发生、发展提供有利的动力条件。辐合线左边的正速度达27 m·s－1，右边的负速度为－12 m·s－1，最大正负速度差达39 m·s－1，低层气流辐合强烈，此时的雷达反射率因子图上(图5a)一块状强回波与之对应，最大回波强度达69 dBz，回波顶高16 km。在对流云团E 发展旺盛期间(图略)，径向速度图上两条零速度线近于平行排列，迎风方向上的为中尺度辐合线，涡旋运动和对流单体在此生成。

图5 速度辐合线

3.2.2 中气旋与“逆风区” 20日00 时45 分(图6)，径向速度图上探测到气旋式切变速度对，即中气旋。将仰角从2.4°抬高至4.3°仍可清楚探测到中尺度速度对，表明此处有很强的旋转上升运动，此时的雷达反射率因子图上，强回波区前沿出现入流缺口，最大回波强度达72 dBz，回波顶高18 km。沿图中斜线作径向速度剖面图(图7b)，可以看到，低层是一个辐合式正负速度对，高层表现为气流的辐散，形成低层辐合高层辐散的抽吸式上升运动。该时刻的径向速度图上小块负速度块镶嵌于正速度区中，形成“逆风区”，“逆风区”反应了大气流场中的一种不均匀性，云体运动的下风方是低层辐合，高层辐散，使整个对流得以维持发展［6］。

图6(a 为20日00 时45 分雷达1.5°仰角基本反射率图;b 为20日00 时45 分雷达2.4°仰角径向速度图;c 为20日00 时45 分雷达3.4°仰角径向速度图;d 为20日00 时45分雷达4.3°仰角径向速度图)

图7(a 为20日00 时45 分雷达2.4°仰角径向速度图;b为沿a 中斜线的径向速度剖面图)

3.2.3 速度模糊 多普勒天气雷达的速度初猜值是以脉冲对相移小于180°为基础的，当降水颗粒速度较大，使得脉冲对相移等于或大于180°时，则雷达的初值猜想将是错误的，从而产生速度模糊［4］。出现速度模糊，表明云内部风速很大，低层出现速度模糊时，可作为预报大风的指标。图8 是20日01 时30 分前后雷达2.4°仰角的连续3个体扫径向速度图，20日01 时23 分(图8a)零径向速度线两边分别为风向一致的正负速度区，01 时29 分(图8b)正负速度正速度大值区中突然出现一小块大值负速度块，出现速度模糊，01 时35 分(图8c)大值负速度块消失。该时刻的长沙雷达基本反射率因子图上相应位置出现入流缺口(图略)，对流云团D 移至衡阳市区，造成剧烈的冰雹、大风天气。

图8 速度模糊(a 为20日01 时23 分雷达2.4°仰角径向速度图;b 为20日01 时29 分雷达2.4°仰角径向速度图;c 为20日01 时35 分雷达2.4°仰角径向速度图)

3.3 风廓线分析

VWP 产品可实时提供测站上空不同时刻、不同高度上的风向风速，可用于探测测站上空风场的垂直切变。统计分析表明，环境风向风速的垂直切变大小往往和形成风暴的强弱密切相关［4］。在一定的热力不稳定条件下，垂直风切变的增强将导致对流进一步加强和发展［4］。分析风廓线变化发现，垂直风切变先于对流发展加强，对流云团发展旺盛时期，垂直风切变大，20日03 时前后中层由西南风逐渐转为西北风，垂直切变减弱，对流随之减弱。从图9 可以看出，在3.2 km 高度上下风场存在明显切变，曲线上方为暖湿的西南气流，曲线下方为偏北气流，低层有冷空气侵入;另外垂直方向上风速从8 m·s－1增至20 m·s－1，风速切变明显。可见垂直风切变对此次对流的发展和维持具有很强的促进作用。

图9 20日01 时23 分风廓线图

3.4 垂直液态含水量分析

垂直液态水含量VIL 定义为液态水混合的垂直积分，VIL 是判断强雷暴中是否会降雹的一个有效判据。对流云中含有固态的冰雹等大粒子，其散射往往不满足雷利散射的条件，由其反演的VIL 远远大于云中实际具有的垂直累积液态水含量，因而偏大的VIL恰好反映了云中含有较大的冰晶。Amburn 和Wolf定义VIL 和风暴顶高度之比为VIL 密度［7］。研究表明［7］，如果VIL 密度超过4 g·m－3，则风暴几乎肯定会产生直径超过20 mm 的大冰雹。由图10 中可以看出，19日23 时55 分—20日00 时08 分，垂直液态含水量从53 kg·m－2跃升至73 kg·m－2，VIL 密度也由3.9 kg·m－3上升至4.9 kg·m－3，明显大于4 g·m－3，此时地面开始降雹;20日00 时08 分—统计时段内，垂直液态含水量维持在70 kg·m－2左右，最大时达到80 kg·m－2，VIL 密度也在4 g·m－3以上，对流云团D内垂直液态含水量长时间处于高值状态，使得降雹得以维持;雷达反射率因子也有明显上升，上升开始时间滞后于垂直液态含水量;雷达回波顶高在降雹期间也有所上升。另外分析对流云团E 内垂直液态含水量变化发现，E 在经过绥宁、城步降雹期间垂直液态含水量处于较高水平，之后VIL 迅速减小，E 逐渐演变为飑线结构，所扫过区域出现了大风、短时强降水，不再降雹。

图10 垂直液态含水量、回波强度、回波顶高演变图(圆点线为垂直液态含水量;方点线为回波强度;三角线为回波顶高)

4 小结

①此次强对流天气是高空南支槽、低层西南急流、地面冷空气和地面倒槽共同作用的结果。

②强对流发展的前期，干冷空气叠加于湿暖空气之上，大气层结极不稳定，环境风场具有强烈的垂直风切变，低层有暖平流，高层有冷平流，具有产生深厚对流的潜势。

③飑线由对流单体经过合并、发展形成，在雷达反射率因子图上表现出钩状回波，三体散射、有界弱回波区BWER，高悬穹窿等特征;径向速度图上中尺度辐合线与强回波区相对应，在对流云团发展旺盛阶段出现了中气旋、“逆风区”、速度模糊;垂直风切变对对流的发展和维持有很大的促进作用;在降雹前垂直液态含水量出现跃升，并且长时间处于高值状态。

［1］俞小鼎，郑媛媛，张爱明，等. 安徽一次强烈龙卷的多普勒天气雷达分析［J］. 高原气象，2006，25(5):915－923.

［2］郑媛媛，俞小鼎，方种，等. 一次典型超级单体风暴的多普勒天气雷达观测分析［J］. 气象学报，2004，62(3):317－328 .

［3］廖玉芳，俞小鼎，吴林林，等. 强雹暴的雷达三体散射统计与分析［J］. 高原气象，2007，26(4):813－820.

［4］俞小鼎，姚秀萍，熊延南，等. 多普勒天气雷达原理及业务应用［M］. 北京:气象出版社，2006.

［5］Witt Arthur，Eilts Mlehael D ，Stumpf Gregory J，et a l.An enhanced hail detec－ tion algorithm for the WSR 一 88D.Wea Forecasing，1998，13:286－303.

［6］吴锐涛，等. 暴雨天气过程的多普勒雷达产品特征分析［J］. 安徽农业科学，2008，(4):1508－1510.

［7］Amburn S A，Wolf P L.VIL density as a hail indicator.Wea，1997，12:473－478.