金华区域性冰雹天气过程的综合分析

陆　韬　张行才　严红梅

(金华市气象台，浙江 金华 321000)



金华区域性冰雹天气过程的综合分析

陆韬张行才严红梅

(金华市气象台，浙江 金华 321000)

摘要：选取发生在金华的5次区域性冰雹天气过程，应用常规观测资料和多普勒天气雷达资料，从天气形势背景、下垫面、物理条件和雷达回波演变等方面进行了综合分析。结果表明：区域性冰雹天气多发在午后到前半夜，落区多是引导气流前方山地的迎风坡或是被大山包围、水体附近的迎风坡上；需要具备不稳定的大气层结(IC指数<-5 ℃)和适宜冰雹成长的温度层结(0 ℃层高度位于620 hPa附近，-20 ℃层高度位于420 hPa附近)；垂直风切变和CAPE值都是区域性冰雹天气条件发生很好的表征；区域性冰雹天气按照风暴类型可以分为多个超级单体风暴和强烈多单体风暴两种，前者在雷达回波上反映更为明显和剧烈。

关键词：区域性冰雹 下垫面 不稳定大气层结 温度层结 雷达特征

0引言

冰雹灾害是由强对流天气系统引起的一种局地性强、破坏性大、季节性明显、具有突发性和阵性特征的气象灾害。一场强烈的降雹会给农业、畜牧业、交通、通信、城市建筑等造成巨大损失，出现了多处降雹的冰雹风暴(定义为区域性冰雹)更是给人民的生命财产带来了严重的危害。本文对金华地区观测到的5次区域性冰雹天气过程进行整理分析，以求寻找出此类冰雹天气出现前的环境场、雷达产品的共同特征。

1天气形势背景

5次区域性冰雹天气过程发生的时间均为午后到前半夜对流旺盛的阶段。影响系统具有代表性，其中2009年2月份的两次过程出现在上干冷下暖湿的条件下，对流性不稳定增强，中低层切变线和地面弱冷空气是触发机制；“2009.06.05”过程为东北冷涡后部西北气流影响，触发了对流不稳定能量；“2009.11.09”过程为高空短波槽、地面弱冷空气影响；“2013.07.09”过程为副热带高压内部热力不稳定，由地面中尺度辐合线触发造成(表1)。

表1　5次区域性冰雹天气过程信息表

2下垫面的影响

为了分析地形对风暴形成的作用，将5次过程的11个降雹落区地点叠加在地形高程图上(图1)，图中带红色圆圈的白色标记表示降雹落区，浅蓝色线为河流水系。在5个区域性冰雹过程中，2009年6月5日夜里发生在浦江县花桥乡、义乌市大陈镇的降雹过程的引导气流为西北气流，除此之外其余过程的引导气流均为西南气流。从图1可以看到，有7个降雹落区位于引导气流前方山地的迎风坡，有2个位于大山周围、水体附近、山区迎风坡，另外2个处于盆地，附近有河流或水体包围。

上述特点表明不同性质的下垫面对冰雹的形成产生影响：山谷对气流起到强迫阻挡作用并使其折转汇合，引起辐合上升，加速剧烈的垂直运动，提供了冰雹形成所需的强烈上升的动力条件，同时水汽聚集，温度增加，引起不稳定能量累积，对冰雹云形成和发展有加强作用。

水体的影响较为复杂，一方面对局地有降温作用，扰动温度梯度加大，廖玉芳[1]研究发现大的温度梯度不但加强了有利于强对流系统形成的垂直风切变，而且地形热力环流的上升运动支也提供了雷暴的触发机制，同时水体的蒸发使得空气湿度增大，为强对流天气系统在水体附近的发展提供了有利的层结不稳定条件；另一方面，河流流域、大中型水库水体的对风向风速有一定阻滞作用，下垫面湿度大，水汽过于充沛，不利于冰雹的发生发展，因此在平原或盆地地区的宽阔水体附近很少观测到降雹。

图1　5次区域性冰雹天气过程落区示意图

3降雹发生前期物理条件分析

冰雹天气属于中小尺度天气系统的强对流天气现象，它的发展既取决于大尺度环流场的物理条件，反过来它又影响大尺度环流场。因此，区域性冰雹的形成条件是在有利的天气环流背景下，一定范围内的大气具备不稳定层结、温度层结、触发机制和强的垂直风切变[2]。

5次区域性冰雹过程发生的时间从2月到11月，跨越了春季、夏季和秋季，对流参数在每个过程中体现了不同的指示意义。表2对5次区域性冰雹过程发生前的物理条件进行了归纳，从表2可以看到，IC指数是判别大气稳定度的很好指标，适宜的0 ℃和-20 ℃层高度是影响冰雹生长的重要因子，垂直风切变和CAPE值分别是表征冰雹天气发生的动力学条件和热力学条件。

3.1稳定度指数

K指数:K=(T850-T500)+Td850-(T700-Td700)。既考虑了垂直温度梯度，又考虑了低层水汽，一般K值越大表示层结越不稳定。4次冰雹天气发生前期K指数均≥32 ℃，最大达到了37 ℃，尤其是2009年冬末春初的两次过程，在冷季环境温度较低的情况下，中低层较好的水汽条件对出现较大的K值做出了主要贡献。但K指数受环境温度影响较大，例如2009.06.05过程由于前期出现过降水天气，温度刚刚回升，K指数较低，不具有指示作用。

VT(Vertical Totals指数)：VT=T850-T500,反映了大气垂直温度递减率。冰雹发生前期上冷下暖，从表2可见850 hPa和500 hPa温度差在23～29 ℃，且多有高层干冷平流和低层暖湿平流的输送，加大了高低层的温差，使大气层结不稳定度加大。与K指数类似，不同季节的环境温度造成VT数值差别较大，指示意义不明显。

IC指数：IC=θse(500-850)。假相当位温(θse)的垂直分布反映了大气层结对流不稳定度的状况,利用冰雹出现前距离最近的探空站850 hPa与500 hPa的θse差值来判断大气的稳定性，5次过程θse均随高度而减小,大气呈对流不稳定状态。IC指数越小，大气层结越不稳定，5次区域性冰雹过程IC指数<-5，4次过程IC指数<-10，利于冰雹等强对流天气的发生。

3.2适宜冰雹成长的温度层结

适宜的0 ℃和-20 ℃层高度是影响冰雹生长的重要因子，以有利于冰雹胚胎在生长层内不断增大。0 ℃层高度一般在620 hPa(3.3～4.3 km)，-20°层在420 hPa附近(6.6～7.5 km)附近或以下有利于冰雹的增长，二者厚度在200 hPa之间。

4次过程在低层都有逆温层存在，逆温层的厚度在30～80 hPa之间，适宜的厚度既利于低层能量的累积，又使得在一定的触发机制下能冲破阻挡层，使聚积的能量得到释放。

3.3热力动力指数

CAPE(对流有效位能)：是气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生的能量的垂直积分，可以反映大气层结垂直稳定度和水汽条件。CAPE可以很好的预示强对流天气的发生[3]，数值越大表示上升的强度越强。区域性冰雹的发生发展需要一定范围内存在高能量区，“2009.11.09”和“2013.07.09”两次过程CAPE值大于900，尤其是2013年7月9日受副高边缘影响具有很大的热力不稳定，表明强雷暴有较好的发展潜势。但也应该注意到，由于CAPE与上升气块起始高度、空气湿度的关系很敏感，计算出来的数值变化很大，对其余几次多单体强风暴并没有很好的反映。

垂直风切变指的是风向风速随高度的变化，是决定对流风暴的组织结构和强弱的关键因子之一。一般来说，在一定的热力不稳定条件下，垂直风切变的增强将导致风暴进一步加强和发展。其主要原因在于：在切变环境下能够使上升气流倾斜，这就使得上升气流中形成的降水质点能够脱离上升气流，而不会因拖带作用减弱上升气流的福利；其次，垂直风切变可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和底层冷空气外流。再通过强迫抬升使得流入的暖湿气流更强烈地上升，从而加强对流[4]。

垂直风切变增加了对流的组织性，使对流风暴能够持续更长时间，有利于强冰雹的形成。在较强垂直风切变条件下，有利于组织完好的对流风暴，通常呈现出强烈多单体风暴和超级单体风暴形态。表2中的风垂直切变是利用距离降雹地最近的探空站高层(200 hPa)与低层(850 hPa)风矢量之间的差值，根据公式α= ln(S2/S1)/ln(H2/H1)进行计算。其中：S1和S2分别是距地面高度H1和H2处的风速。S的单位是 m/s，H的单位是 m。

钟伟研究认为，CAPE可以表征热力学条件，垂直风切变可以表征动力学条件[5]。可以看出，“2009.06.05”、“2013.07.09”过程CAPE数值较大(>1000 J·kg-1f)、垂直风切变小于2.5 m·s-1·km-1，属于浮力能量大于风垂直切变的情况，分别是东北冷涡后部冷平流引发干冷空气入侵的热力不稳定与副高边缘的热力不稳定引起的，弱动力条件下发生的强对流天气。2009年2月份的两次过程CAPE数值较小，垂直风切变都大于4 m·s-1·km-1，属于垂直切变大于浮力能量的情况，为强动力抬升、弱热力学条件的强对流天气。“2009.11.09”过程CAPE接近1000 J·kg-1，垂直风切变大于4 m·s-1·km-1，属于强热力学和动力学条件的强对流天气，对流强度为5个过程中最大，冰雹的直径达到30～50 mm。

表2　冰雹出现前期环境特征

4雷达特征分析

多个对流单体组成的冰雹风暴可以分为多个超级单体风暴和强烈多单体风暴两种。在这5次过程中，3个为多个超级单体风暴、2个为强烈多单体风暴。在多普勒天气雷达的监测产品中，这两种风暴分别有不同的特征，以下根据基本反射率因子、风暴相对平均径向速度和反射率剖面等产品进行分析。

4.1反射率因子

11个冰雹单体中(图2)，冬末春初温度较低，对流发展不是特别的旺盛，单体2a、2b、2c、2d、2e的回波强度最大只有58 dBz；其余的过程发生在夏季或者秋初，最大回波强度达到了68 dBz。从回波的形态来看，有4个过程表现为弓状回波(图2a、2b、2e、2i)，5个沿低层入流方向有明显的突出物(图2f、2g、2h、2i、2j、2k)，有2个为块状回波(图2c、2d)。单体a、b出现了钩状回波，单体i不但具有钩状回波，在风暴右侧还出现了入流缺口。

图2　冰雹单体0.5°仰角回波图

4.2垂直剖面结构

由于部分过程基数据资料的缺失，以及排除雷达静锥区对站点附近降雹的剖面影响，本文对“2009.02.23”和“2013.07.09”两次区域性冰雹过程中进行了垂直剖面结构的分析图3。从冰雹过程成熟阶段的剖面来看，“2009.02.23”过程中，冷季强回波(>50 dBz)伸展到5 km高度，达到了一般冰雹云体发展强烈的高度(5～6 km)下限，低层有弱回波区，中高层有回波悬垂，强烈的抬升气流使得水汽形成了冰晶或霰，但由于缺乏足够动力继续向上撞冻增长，最后形成的冰雹直径较小，多为10 mm以下；“2013.07.09”过程中暖季强回波(>60 dBz)伸展到6～8 km高度，低层沿入流一侧反射率因子具有很大的梯度，低层弱回波区，中高层悬垂的强回波，并出现了三体散射(图3b)，是比较典型的冰雹回波特征，可以判断出现大冰雹。

图3　冰雹单体垂直剖面结构图

4.3风暴相对平均径向速度

出现持续的中气旋是确定超级单体的重要依据。在11个冰雹单体中(图4)，发生在2009年2月份的a、b、c、d、e冰雹过程没有探测到中气旋，风场上主要以低层的辐合或“逆风区”的形态出现，属于多单体风暴引起的降雹； “2009.06.05”“2009.11.09”和“2013.07.09”均探测到了中气旋，其中单体f、i出现了双中气旋，预示着强天气的出现[6]。中气旋的尺度不一，最大旋转速度为21 m·s-1。

图4　冰雹单体风暴相对平均径向速度图

5结语

1)区域性冰雹天气过程发生的时间均为午后到前半夜对流旺盛的阶段。山谷对冰雹的发生发展有抬升作用，水体对冰雹的发生发展既有促进作用又有阻滞作用。因此，区域性冰雹天气的落区多是引导气流前方山地的迎风坡或大山包围、水体附近的迎风坡上，而较少出现在大型水体附近的盆地上。

2)判别是否存在有利于区域性冰雹天气发生的不稳定层结时，K指数，VT指数受到环境温度的影响，有一定的局限性；IC指数<-5 ℃有很好的指示作用。适宜冰雹生长的温度层结为：0 ℃层高度位于620 hPa附近，-20 ℃层高度位于420 hPa附近；低层(800～1000 hPa之间)存在厚度为在30～80 hPa之间逆温层；。

3)垂直风切变和CAPE值是区域性冰雹天气条件发生很好的表征。较大CAPE值、强垂直风切变的环境和较小CAPE值、弱垂直风切变的环境都有可能产生区域性冰雹天气，大CAPE值、强垂直风切变的环境下有利于出现直径大于30mm的区域性冰雹天气。

4)区域性冰雹天气按照风暴类型可以分为多个超级单体风暴和强烈多单体风暴两种。二者在回波形状、面积上、结构属性上的差异并不

明显。二者的共同点是强回波伸展到0 ℃层以上高度甚至更高，具有低层弱回波区，中高层强回波垂悬的结构，其中，强回波伸展到冰雹云的发展下限5 km时就可产生弱降雹。但多个超级单体风暴比强烈多单体风暴更为剧烈，表现回波强度更强、发展高度更高，能够探测到入流缺口、中气旋、三体散射等典型特征，而强烈多单体风暴在速度图上的表现形式则为低层辐合或逆风区。

参考文献：

[1]廖玉芳,俞小鼎,唐小新，等.基于多普勒天气雷达观测的湖南超级单体风暴特征[J].南京气象学院学报,2007,30(4):433-443.

[2]河北省气象局.河北省天气预报手册[M].北京:气象出版社,1987:148-150.

[3]郭媚媚,赖天文,罗炽坤,等.2011年4月17日广东强冰雹天气过程的成因及特征分析[J].热带气象学报,2012,28(3):425-432.

[4]俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等.多普勒天气雷达原理与业务应用[M].北京:气象出版,2006:92-93.

[5]钟伟,陆汉城.中低空急流带内的强对流天气的风暴强度指数[J].解放军理工大学学报(自然科学版),2004,5(6):66-69.

[6]宋晓辉,柴东红,蔡守新，等.冰雹天气过程的综合分析[J].气象科技,2007,35(3):233-237.

收稿日期：2015-04-15