高空冷涡和副高背景下青海冰雹特征对比分析

苏永玲，马秀梅，马元仓，徐 亮

（青海省气象台，青海 西宁810001）

近几年来青海冰雹频发，给预报服务，防灾减灾工作造成了巨大压力。陈思蓉等[1]指出青藏高原、青海中南部、祁连山地区是中国冰雹的高发区。刘德祥等[2]分析了西北地区降雹的空间分布和年、日变化及持续时间，指出西北地区冰雹与地形、海拔高度有密切关系，具有明显的局地性。张国庆[3]、王芝兰等[4]总结出青海地区冰雹的特征：冰雹在高原和高山地区多，在平川和盆地地区少，各地冰雹年变化均呈单峰型，峰值在7月。郭三刚等[5]分析了青海东部地区冰雹天气的雷电特征，指出青海成片区域降雹日雷电活动在7月次数最多，8月次之，9月最少。还有不少作者[6-7]对青海冰雹云的微物理结构做过研究：雹谱呈双峰型，雹块呈锥状，少数为椭圆体，倾斜上升气流有利于冰雹循环增长，雹谱较宽。管琴等[8]利用WRF模式对青海黄南州冰雹进行数值模拟和诊断分析，得出高层冷平流强迫、低层暖平流强迫、斜压锋生三类冰雹分型。

张磊[9]、敖泽建等[10]分析冰雹的多普勒雷达回波特征，雹云内存在较强的气流辐合和垂直风切变，径向速度图上有逆风区、辐合区等中尺度强降水特征出现，垂直积分液态含水量（VIL）突变增加时，可以预示降雹开始，强对流附近出现低空大风速可能是对流云的出流，垂直风切变可能会突然增大，但对流不一定发展。李园园等[11]对南疆冰雹成因分析指出冰雹出现前，雹区附近低层到地面存在中尺度切变线、涌线和地面中低压等多个中尺度系统，找出了11个对南疆冰雹预警具有较好的指示意义。李浚河等[12]对冰雹天气大尺度环流背景、物理量场、S雷达、风廓线、加密自动站进行综合分析。张云惠等[13]对比分析冰雹环境场，冰雹有冷平流强迫类型，不同冰雹过程中亚低涡位置、强度、物理机制也有所不同。祝青林等[14]分析了地形高度与大连冰雹分布有相关性，地形抬升下的强对流天气系统有利于降雹，地形起伏显著的区域更有利于冰雹的形成和降落。

预报员针对青海冰雹天气做过一些时空分析，但对雷达覆盖的东部农业区冰雹环境场预报预警阈值提取以及中尺度分析方面比较欠缺，因此，开展这方面的研究，可以提高局地冰雹监测预报能力，及时发布灾害预警，并为冰雹预报技术作一补充。本文分析资料选取时间为冰雹产生前1～12 h的常规资料、1～6 h的 NCEP1°×1°再分析资料、0～6 h的FY-2G云图TBB资料和西宁单部CINRAD/CD多普勒雷达资料，诊断分析冷涡背景和副高背景下冰雹个例环境场、卫星、雷达的特征，凝练出预报预警指标。

1 冰雹天气概况及灾情

2015年7月13日门源县15:28—15:33（简称“7·13”）出现冰雹，最大直径11 mm。2015年7月14日化隆地区巴燕测站12:10—12:17，15:05—15:13出现冰雹（简称“7·14”），最大直径8 mm，造成农业直接经济损失1 458.91万元。2015年7月30日大通塔尔23:40—23:55（简称“7·30”），出现短时强降水并伴有冰雹，最大直径20 mm，造成农业直接经济损失249.95万元。

2 环流形势及中尺度环境对比

从图1中尺度环境分析凝练出3个冰雹个例环流形势特征（表1）：“7·13”（图1a）和“7·14”（图1b）过程08：00，高空500 hPa主要影响系统为蒙古冷涡，中心强度均超过568 dagpm，并配合-12℃冷中心，500 hPa冷平流明显，蒙古冷涡持续为青海地区提供冷空气，产生冰雹，500 hPa高空盛行西风气流，干冷空气源源不断流向雹区，地面比较潮湿，T-Td≤2℃，上干下湿形成对流性不稳定层结，利于降雹。切变线，地面辐合线和干线是冰雹触发机制，强冷平流强迫产生冰雹，冰雹区位于地面干线和辐合线叠置区。“7·30”过程（图1c）环流形势与冷涡背景明显不同，500 hPa青海地区受副热带高压588 dagpm控制，700 hPa低压中心强度304 dagpm，配合24℃暖中心，热力强迫明显，造成位势不稳定，降雹区同样位于T-Td≤5℃高湿区。地面干线也是此类冰雹触发机制，区别于冷涡背景，副高背景暖平流强迫产生冰雹。总之，蒙古冷涡背景动力强迫为主，副高背景热力强迫为主，二者区别明显，对比分析中尺度环流背景后，进一步分析环境场条件。

表1 3个典型冰雹个例环流对比分析

3 环境场条件

3.1 θse的垂直分布特征

图2a是“7·13”过程14:00，θse沿101°E的经向剖面图，青海东北部33°～36°N对流层低层700 hPa以下θse随高度迅速减小，△θse850-500=12 ℃即∂θ/∂z＜0，特别是850～700 hPa为等θse线的密集区（锋区），该锋区随高度向南倾斜。而在700 hPa以上中层θse变化幅度较小，即∂θ/∂z≈0，基本为中性的稳定层，同时反映出湿层较深厚，维持在700 hPa以下。由于在青海东北部上空的中层大气形成一个明显的冷盖（352 K），低层的暖湿大气受到抑制，使不稳定能量聚集，有利于冰雹天气发生。“7·14”过程08:00，在青海东北部27°～30°N，近地面层θse有一400 K的大值区（图2b），在700 hPa以下存在着明显的等θse线密集区（锋区），△θse850-500=28 ℃，为显著的对流不稳定。“7·30”过程20:00，在青海东北部27°～30°N，近地面层θse均有一388 K的大值区（图2c），在700 hPa以下存在着明显的等θse线密集区（锋区），△θse850-500=20℃为显著对流不稳定。3次过程相似之处：3次冰雹发生前，地面至700 hPa，从四川盆地有高能舌伸向青海，而在中高层（700～300 hPa）从北方下滑的干冷空气非常强大，在对流层中层均有明显的冷盖存在，这种强的高空干冷空气叠置在低层暖湿空气上，造成强不稳定层结，是产生这3次冰雹天气的重要原因。不同之处：“7·30”冰雹过程的高空干冷空气的势力要强于“7·13”和“7·14”，但从低层前期积累的不稳定能量和有利于能量聚积的条件来看，“7·13”和“7·14”的过程又强于“7·30”的。

图1 中尺度环境分析

3.2 温度平流特征

温度平流不仅可以造成大气层结不稳定，而且可以产生垂直运动[15-16]。“7·13”冷平流呈南北走向（图3a），在青海东部（36°～38°N）低层700 hPa以下为冷平流，700～600 hPa对应暖平流强中心，中高层550～450 hPa又一冷平流中心，450～300 hPa对应又一暖中心，高层300 hPa以上对应强冷平流中心。即在36°N附近700、500、250 hPa各有-20×10-5K·m·s-1的冷平流中心，相间出现在其上空的650、400 hPa为同量级的暖平流中心，而降雹区正处于中高层温度平流强中心和中层暖平流中心叠置区域。“7·14”冷平流呈南北走向（图3b），在青海东北部（34°～36°N）500 hPa以上中高层的温度平流分布与“7·13”的基本类似，但低层为一致的暖平流，维持高度较高，强度较弱，且高层200 hPa冷平流中心比“7·13”强度要强，中高层450～300 hPa暖平流基本与“7·13”相当，且中心仍在400 hPa，达25×10-5K·m·s-1。同样，这次降雹区也大致处于高、中层温度平流强中心的叠置区域。“7·30”冷平流仍呈南北走向（图3c），在青海东北部（33°～36°N）600 hPa和250 hPa分别有一冷平流中心，冷平流中心相对前两个例强度较弱，位置相当，低层600 hPa冷中心强度与位置“7·13”相似，而在中高层500～300 hPa之间为弱暖平流，中高层的温度平流分布与前两个例存在明显差异，这次降雹区也大致处于高、中层温度平流强中心的叠置区域。3个例相似之处：冷平流走向基本都是南北走向。前两次过程的相似之处：高层300～200 hPa都为显著的冷平流，中层400 hPa为强的暖平流，这种温度平流垂直分布为雹暴的发生、发展创造了强的层结不稳定条件，同时，高低空温度平流的配置与冰雹的落区有很好的对应关系，即降雹区基本处于高、中层温度平流强中心的相叠置区域。不同之处：前两个例冷暖平流均强于后者。

4 降雹物理条件对比分析

4.1 0℃层和-20℃层高度及最大反射率因子之间关系

图2 θse沿101°E的经向剖面（单位:K）

图3 沿101 °E温度平流经向剖面（单位:×10-5K·m·s-1）

冰雹都发生在0℃层和-20℃层高度适宜的情况下，因为0℃等温线至-20℃等温线之间的区域主要由过冷水滴，雪花及冰晶组成，这个区域是冰雹生成的雹源区[17]。

由表2可知，“7·13”和“7·30”0 ℃层高度维持在500 hPa附近，“7·14”维持在600 hPa附近，“7·13”和“7·14”-20 ℃层高度在400 hPa以下，“7·30”在400 hPa以上，这样的高度使得对流云可向更高处发展，使低层的水汽通过强烈的上升运动能够超过该高度，为冰雹生成提供了丰沛的水汽，且当雹粒增长到足够大而下落时，不至于因暖层过厚而被融化[17]。副高背景下“7·30”0℃层高度，-20℃层高度明显比“7·13”和“7·14”要高，故“7·30”冰雹直径20 mm明显大于“7·13”的11 mm和“7·14”的8 mm。△H0～-20℃表示-20℃层与0℃层间的垂直温度梯度，△H0～-20℃越小，表明垂直温度梯度越大，大气层结越不稳定，有利于产生冰雹，并且，雹胚在过冷水含量丰富的环境中，相互碰撞的机会增大，有利于生成大冰雹[17]。副高背景下“7·30”雹径明显大于冷涡背景下“7·13”和“7·14”雹径的又一原因是△H0～-20℃最小，仅为2555m。

综上所述，“7·13”和“7·14”的0 ℃层和-20 ℃层高度均较低，强回波达不到-20℃层高度（“7·13”-20 ℃层7.6 km，“7·14”-20 ℃层7.5 km）。“7·30”的-20℃层高度较高（8.5 km），上升气流很强，最大反射率因子伸展高度5.3 km，虽使强回波发展不到-20℃层高度，但足够强的上升通道有利于大冰雹的生成。一般地，风暴单体内在0℃层高度出现45 dBz以上强回波时，如果单体内上升气流强盛，强回波将进一步向上发展，超过-20℃层高度，则有利于大冰雹形成[17]。

表2 冰雹0℃层和-20℃层高度和最大反射率因子及其高度、回波顶高、45 dBz对应高度、VIL和VIL密度

风暴单体强盛时的最大反射率因子及其高度，回波顶高和45 dBz回波高度可以较好地分析风暴单体内回波强度及其垂直发展高度，并在一定程度上能反映出风暴单体内垂直上升气流的强度：3个雹暴最大反射率因子超过55 dBz，最大64.5 dBz，最小55.5 dBz。最大反射率因子对应的高度都超过3 km，最大5.3 km。“7·30”个例45 dBz高度超过10 km，另外两个个例也有6～8 km。“7·30”过程，最大反射率因子64.5 dBz，对应高度5.3 km，回波顶高14.1 km，45 dBz回波高度超过12.2 km，说明该风暴单体发展极为旺盛，强于另外两个个例。Amburn等[18]定义风暴单体垂直积分液态含水量（VIL）与回波顶高之比为VIL密度，研究表明，如果VIL密度超过4 g·m-3，则风暴单体几乎都会产生大冰雹。表2中3个冰雹风暴单体强盛时的VIL及VIL密度。其中，VIL和回波顶高均来自于GR2Analyst雷达软件产品。“7·14”过程VIL值较小，回波顶高也较低，距离西宁雷达较远，可能是造成VIL密度偏小的原因，而“7·30”过程VIL密度高达4 g·m-3，产生了20 mm的大冰雹。

3次过程的影响系统均为中尺度对流系统，而且都是在较明显的径向辐合处发展起来。“7·30”过程中的对流发展比较旺盛。不同之处：3次过程的回波强度，回波顶高和垂直积分液态含水量有较明显的差异，“7·30”回波强度较大，横向伸展范围较宽，回波顶高较高且对流系统入流更强，强回波伸展高度更高，因而更易产生大冰雹。

4.2 稳定度指标和强对流指数

利用NCEP1°×1°再分析资料计算“7·13”，“7·14”和“7·30”过程在冰雹发生时基本量、天气动力、热力、水汽等环境参数均值（表3）。“7·13”和“7·30”过程比“7·14”过程具有较丰富的水汽供应和较强的水汽辐合，两个过程数值（露点温度，比湿，相对湿度）都比“7·14”数值高，冰雹直径也都大于“7·14”过程。副高背景下“7·30”冰雹过程假相当位温391 K，850 hPa和500 hPa假相当位温差31℃，为显著对流不稳定，数值比冷涡背景下“7·13”和“7·14”冰雹过程稍大。3个过程总指数都＞40，“7·13”数值最大50，次者“7·14”达48，“7·30”最小仅41。“7·13”冰雹过程强天气威胁指数260，抬升凝结高度857 m，比“7·

表3 冷涡和副高背景下冰雹个例天气动力、稳定度特征等对流参数均值对比分析

14”和“7·30”过程数值均较高，冷涡背景下需要较高的动力抬升条件才能产生冰雹。“7·14”冰雹过程0～6 km垂直风切变2.0 s-1，高于“7·13”和“7·30”过程，较大尺寸的冰雹主要发生在较弱的风切变环境中。“7·30”冰雹过程的锋生数值高于“7·13”和“7·14”过程，锋生有利于产生大冰雹。总之，冷涡背景和副高背景产生冰雹所需条件不同，副高背景下热力强迫为主，冷涡背景下动力强迫为主。冰雹直径所需条件也不同，较大冰雹尺寸需要更高的水汽条件和热力条件，另外高的强天气威胁指数与较大尺寸冰雹有较好的对应关系。

5 中尺度对比分析

5.1 TBB对比分析

云顶亮温TBB可以直接展示对流发展的旺盛程度，推断云团发展的强度及所处的阶段[19-23]。同时TBB可以定量地反映云团中的中小尺度系统的演变特征[24]。通过3次冰雹过程的逐小时FY-2G云图TBB资料对比分析，发现3次过程的TBB旺盛程度和发展阶段存在一些差异，“7·13”过程14:00以前祁连山区为晴空区，14:00开始有孤立的单体对流云发展，TBB大约在-40℃。15:00在祁连山区和唐古拉山区分别有一条发展的中尺度对流云带，在这两条对流云带上分别有内嵌TBB值＜-40℃的小对流核发展。15:00以后，云团明显向东南方向移动，且移速较快，约35 km/h。移动过程中云团面积急剧扩大，冷中心TBB下降迅速，其东南一侧TBB梯度明显加大。17:00，云团发展成椭圆状的中-β尺度云团东北走向，受其云团影响，15:28—15:33，出现11 mm的冰雹。18:00云团已东南移到甘肃河西走廊附近，其长轴达100 km，短轴达60 km，近似椭圆，这时云团发展最强盛，冷中心TBB最低达-50℃，-40℃等值线闭合面积达到最大。值得注意的是，-50℃冷中心并不在云图的几何中心处，而明显偏向于云团西南部，这里也是TBB梯度最密集处。18:00以后飑线进入衰减期，此时云团面积继续扩大，TBB升高，中心对流减弱迅速，TBB梯度明显减弱。19:00以后对流云团基本消失，前后一共维持了6 h左右。

从7月14日下午到傍晚，由于青海处于高空冷涡底后部，青海早上就有对流云团存在，虽然这一时段对流生消旺盛，但TBB基本维持在250～270 K（-20℃），强度变化不大。从午后12:00开始，在高空冷涡底部祁连山区南麓出现中-β尺度的对流云团，TBB达-40℃。随后以上云团迅速发展，TBB明显下降，云团面积扩大，中心对流合并加强，以25～30 km/h移速缓慢向东南方向移动。15:00，云团逐渐东移到青海东部地区，影响化隆等地，12:10—12:17，15:05—15:13出现冰雹天气，冰雹最大直径8 mm。18:00，海西东部有新的对流云团生成，逐渐东移，影响祁连山区和东部农业区，冷中心TBB下降到-50℃。受对流单体影响，18:40—18:50宝库乡出现冰雹。云团移动缓慢，19:00仍维持在东部农业区湟源附近，19:26—19:29，受强对流天气影响，湟源县日月乡下若药村、若药堂村、大茶石浪村等14村遭受风雹。

从7月30日夜间，青海受副高控制，这一时段对流生消旺盛，但TBB基本维持在230～260 K（-40℃）。从22:00开始，副高控制区即海西东部地区出现2个中-β尺度的对流云团，TBB达220～230K（-50℃）。同时，在海西东部，祁连山南麓出现1个对流单体，TBB数值230 K左右（-40℃）。随后云团迅速发展，TBB明显下降，云团面积扩大，中心对流合并加强，而且以25～30 km/h的速度缓慢向东南方向移动。23:00，海西东部云团合并成一个更大的中-β尺度的云团，云团维持在东部农业区附近，此时，TBB的240 K（-30℃）线闭合面积达到最大，长轴达100 km，短轴达100 km，近似圆形，冷中心TBB下降到220～230 K（-50℃），冷中心最低达220 K（-50℃）。云团的220 K冷中心基本在220 K等值线的几何中心处，受对流单体影响，23:40—23:55大通塔尔出现冰雹。云团移动缓慢，00:00仍维持在东部农业区大通附近，云团开始减弱。此时冷中心开始偏向于云团东南部，即TBB梯度最大处，而在此期间对流单体的移速加快。

5.2 雷达回波对比分析

在冰雹等强对流天气的临近预报中，多普勒雷达不仅能测定其回波的强度和位置，还能测定与其有关的径向风场运动信息，对冰雹的形成，发展和移动路径起到很好的监测作用[15]。由于门源为X波段雷达，探测效果较差，故使用西宁C波段多普勒雷达。“7·13”过程15:24以后，西宁雷达站西北方向门源开始出现一个强反射率因子回波团，云团发展迅速，15:36回波强度1.5°、2.4°、3.4°、4.3°仰角强度都较强，垂直结构发展旺盛，1.5°仰角回波发展近似勾状（图4），中心强度61 dBz，冰雹指数0.99英寸，2.4°仰角回波发展形态变化不大，范围稍有变大，强回波中心强度60 dBz，零星分布在门源附近。3.4°和2.4°仰角回波近似团状，强度维持60 dBz，由于4个仰角强度稳定维持在60 dBz左右，发展旺盛，垂直结构深厚，两个体扫后回波中心强度超过60 dBz，成为门源冰雹的主要影响系统。同一时次，回波顶高最大39.0 kft（13 km），垂直液态含水量25.6 kg/m2。“7·14”11:56左右，西宁多普勒雷达强度（2.4°仰角）出现 55 dBz以上的强对流回波（图5a）。沿白线做垂直剖面，最大回波强度在高度3 km（图5b），回波顶高9.1 km，造成化隆地区冰雹天气。

“7·30”中的强回波团沿雷达回波1.5°仰角径向中标示做剖面，“7·30”对流发展较旺盛，存在径向风场中层辐合（图6a）。23：49，1.5°仰角强度高达60.5 dBz，横向伸展范围较宽，0.5°～9.9°7个仰角上强度均高于55 dBz，垂直结构发展旺盛，1.5°仰角上形状类似钩状，是冰雹典型雷达回波特征，此时回波顶高约15.7 km，有利于产生冰雹。沿白线方向剖面，55 dBz的强回波垂直高度伸展到约13 km，中尺度系统的前侧暖湿气流非常强，一直冲到回波顶（图6b）。对比3次冰雹过程，对流发展都比较旺盛，回波强度较大（＞55 dBz），而“7·30”发展最旺盛（＞64 dBz），强度明显大于“7·13”和“7·14”，回波顶高（＞14 km）也高于其余两个例，“7·30”前侧入流强盛。

6 结论

（1）“7·13”，“7·14”冰雹天气环流形势为蒙古冷涡，副高，地面辐合线和干线是“7.30”冰雹天气触发机制。

图4 “7·13”强度剖面图

图5 “7·14”过程11:56（2.4°仰角）

图6 “7·30”过程23:49（1.5°仰角）

（2）“7·30”冰雹过程的高空干冷空气的势力要强于“7·13”和“7·14”，但从低层前期积累的不稳定能量和有利于能量聚积的条件来看，“7·13”和“7·14”的过程又强于“7·30”的。

（3）“7·13”中高低层两对冷暖平流相间出现，强度较强，△θse850-500=12 ℃，而“7·14”中高层只有一对冷暖平流相间出现△θse850-500=28℃，强度与“7·13”相当，而“7·30”中，高、低基本曾现冷、暖、冷平流相间出现，△θse850-500=20℃，但是强度远没有前两个个例强，前两个个例冷暖平流均强于后者。强的不稳定层结和对流层中层冷盖是产生冰雹天气的共同特征。

（4）3次过程SWEAT指数都＞250，高SWEAT指数与强对流冰雹落区有较好的对应关系。不同之处：“7·30”和“7·14”的K指数明显大于“7·13”的，说明前两者的水汽条件明显好于后者。“7·30”大通站和“7·13”门源站的SWEAT指数明显大于“7·14”化隆站的，因而前两者的降雹站数多，冰雹直径明显大于后者。TBB梯度密集处对应云团TBB冷中心，有利于降雹。

（5）3次过程对流发展都比较旺盛，回波强度较大，而“7·30”发展最旺盛，强度明显大于另两例，雷达回波顶高也高于另两例，其前侧入流非常强，因而更易产生大冰雹。