中国天眼“FAST”所在地两次大冰雹天气过程的对比分析

罗喜平，罗 雄**，李国平，王兴菊

(1. 贵州省人工影响天气办公室，贵州 贵阳 550081；2. 成都信息工程大学 大气科学学院，四川 成都 610225；3. 气象灾害预报预警与评估协同创新中心，江苏 南京 210044；4. 安顺市气象局，贵州 安顺 561000)

冰雹是贵州省主要的灾害性天气之一，由于其局地性强、破坏力大等特点，这类灾害是一种致灾性很强的对流天气，给工农业生产、交通、国防建设及人民生命财产等带来严重危害，尤其是大冰雹，其造成的直接损失更大，长期以来国内外学者开展了深入的研究. Johns等[1]认为长时间的、较强的上升运动是支撑冰雹增长为大冰雹的必要条件；研究表明，所有大冰雹时间都与深厚对流有关[2]；Weisman等[3]认为强的垂直风切变是产生大冰雹的强风暴发展与维持的重要因素；刘治国等[4]研究表明，冰雹云中最大垂直累积含水量与地面最大降雹直径之间存在函数式的定量关系；钟爱华等[5]指出冰雹区位于TBB梯度最大处，TBB梯度的增强和减弱对冰雹天气的出现和减弱有一定的指示作用. 对贵州冰雹的研究始于20世纪70年代中期，贵州省气象科学研究所[6]对贵州冰雹的地区分布、出现时间、强度和活动规律进行了较全面的分析；帅军等[7]通过降雹天气系统与冰雹落区的关系分析，总结了贵州冰雹天气的趋势预报和短期预报方法，并利用1979—1989年3至5月的250个冰雹天气和一般雷阵雨天气样本，建立了客观冰雹预报方法. 近年来，贵州强对流天气的研究取得了不少成果，周永水等[8]选取与冰雹相关性好的对流参数作为预报因子，用判别分析法和指标叠加法制作贵州春季冰雹潜势预报；万雪丽等[9]利用13年贵州春季强冰雹个例，总结出贵州强冰雹的环流分型，并给出降雹前雷达回波的特征；邹书平等[10]利用贵州6次强冰雹天气过程的雷达观测资料，分析了冰雹云单体的回波强度、高度结构等的形成发展过程，并针对回波强度和高度的梯度变化提出了跃增特性的划分方法；周明飞等[11]分析了30年（1982—2011年）贵州高架雷暴冰雹的分布特征及分型，并对3次高架雷暴冰雹个例进行了天气成因分析. 此外，不少学者[12-14]对贵州各地冰雹个例开展了天气成因及中尺度特征研究，得到了不少有意义的结果. 上述研究，为认识贵州冰雹灾害的形成机理及预报着眼点打下了良好基础.

但是，冰雹天气属于中小尺度的灾害性天气，定点预报仍属于世界性难题. 位于贵州省平塘县的500 m口径球面射电望远镜（简称“中国天眼”或“FAST（Five-hundred-meter Aperture Spherical Radio Telescope）”），是利用贵州南部喀斯特洼地的独特地形条件建设的全球最大高灵敏度巨型射电望远镜，于2016年9月25日在平塘县克度镇建成启用，因为“FAST”反射面板由仅1 mm的铝合金构成[15]，极易受到冰雹冲击而损伤. 因此，为保障“FAST”免受冰雹灾害的威胁，本文选取了近5年发生在平塘县的2次大冰雹天气过程，利用常规气象资料、NCEP-FNL分析资料、新一代多普勒雷达资料和FY−2F卫星TBB资料，开展综合性天气诊断分析，以期揭示该地大冰雹的成因，为服务于“FAST”的冰雹天气监测、预报预警提供科学依据.

1 冰雹天气概况

1.1 冰雹灾情利用平塘县站（2010—2019 年）逐日冰雹资料，统计出10年间该县共发生了6次冰雹. 按照冰雹等级的国家标准[16]，其中有4次为小到中冰雹（5 mm≤D＜20 mm，下同）、2次大冰雹（20 mm≤D＜50 mm，下同），大冰雹分别出现在 2016年 4月9日（以下简称“04.09”过程）19:42—19:47（北京时，下同）和2019年3月4日（以下简称“03.04”过程）19:54—19:56，本文对这2次大冰雹进行对比分析. 2次大冰雹过程均发生在傍晚，持续时间分别为 5 min 和 2 min，最大冰雹直径（D）分别为40 mm 和 20 mm.

据贵州气象信息中心月报表显示，“04.09”过程受灾7个乡（镇）、30个村、209个村民组，受灾户数 8 039 户、32 175 人，因灾导致农房严重损坏1 080 间（涉及180 户、720 人）、一般损坏户2 615 间（涉及 523 户、2 312 人）. 农作物受灾面积 280 hm2，成灾面积 160 hm2，绝收面积 65 hm2；造成直接经济损失832.8万元，其中农业经济损失277.2万元，基础设施经济损失78万元，家庭经济损失477.6万元. “03.04”过程虽无灾情描述，但据“FAST”台址的值班记录，此次冰雹天气过程在“FAST”台址降了直径为5 mm的软雹，对“中国天眼”的安全运行有一定威胁.

1.2 降雹路径利用贵州自动气象站资料、新一代多普勒雷达和FY−2F卫星TBB资料，综合分析平塘县降雹路径，并绘制出这2次大冰雹过程的冰雹分布及路径图. “04.09”过程降雹区域呈线状分布（图1（a）），分布在贵阳市南部边缘、黔南州中南部、黔东南州西南部局地，降雹的起止时间是2016年4月9日16:57—21:13，主要降雹时段在18:00—20:00之间，贵州省共2县12乡（镇）降雹，其中大冰雹、中冰雹均有7站次. 本次影响平塘的冰雹云路径是西北路径，16:07冰雹云系在贵阳市花溪区生成并原地发展，16:57花溪青岩降雹，冰雹云于17:15开始逐步向东南方向移动，经惠水影响平塘.本次冰雹天气具有范围小、持续时间短、冰雹大的特点.

图 1 2 次冰雹落区、冰雹直径与平塘县降雹路径Fig. 1 The falling zone, diameter, and hail path in Pingtang County of those two hail processes

“03.04”过程降雹范围广（图 1（b）），分布在遵义市南部、毕节市东部、贵阳市、安顺市、黔西南州东部、黔南州西部和南部、黔东南州西部和南部等地，降雹的起止时间是2019年3月4日15:07至5日02:36，主要降雹时段在15:30—21:00之间，贵州省共10县67个乡（镇）降雹，其中大冰雹8站次、中冰雹 47站次、小冰雹（D＜5 mm，下同）22站次. 本次影响平塘的冰雹云路径是偏西路径，16:35冰雹云系在黔西南州晴隆县生成，17:03发展东移，经关岭、镇宁、紫云、长顺、惠水到平塘. 本次冰雹天气具有范围广、持续时间长、冰雹小到中等的特点.

2 环流形势对比分析

对于“04.09”过程，500 hPa（图 2（a））08:00 欧亚中高纬盛行径向环流，为两槽一脊型，在乌拉尔山、东亚地区分别为槽区，高压脊位于西伯利亚到新疆北部，脊前西北气流引导冷空气南下. 08:00中低纬川东到滇东北地区有高空槽，贵州为槽前西南气流控制，20:00（图略）高空槽明显向东南移至重庆到百色. 中低空（图略）均有西南急流维持，使得中低层湿度增加、温度升高，并且850 hPa切变线南压影响贵州，至20:00切变线南压至贵州南部，为强对流天气的发生提供了有利的水汽、动力和能量条件. 地面热低压位于滇东到贵州西南部（图略），受其影响贵州南部地面温度升高，大气不稳定加剧，地面辐合线一直维持在安顺市北部及黔南、黔东南两州中部，至17:00辐合线略南压，降雹区与辐合线位置几乎重叠，故认为地面辐合线是本次冰雹天气的主要触发机制. 利用高空和地面观测资料，基于MICAPS系统开发的中尺度分析平台，分析08:00主要影响系统（图2（b））可知，本次冰雹天气主要的影响系统有高空槽、低层切变线、中低空急流和地面辐合线，降雹区（见图 1（a））位于 500 hPa干区及中低层湿区叠加区域，同时500 hPa在贵州省中部存在温度槽，850 hPa在贵州省的西南部存在温度脊，整层大气为“上干冷−下暖湿”的对流不稳定层结.

“03.04”过程中，500 hPa（图 3（a））08:00 时欧亚中高纬也盛行经向环流，为一槽一脊型，位于巴尔喀什湖到贝加尔湖之间为强大的东北—西南向脊区，贝加尔湖以东为宽广的槽区，脊前西北气流上多波动槽下滑引导冷空气南下；中低纬青藏高原东部有高空槽东移发展，92°E存在南支浅槽，贵州受槽前西南气流控制，至20:00（图略）高空槽及南支浅槽均快速东移，分别位于甘南至川东、滇黔交界一带. 700 hPa（图略）08:00 低涡切变线位于陕南—川西高原一带，云南到贵州受西南急流控制，20:00低涡切变线南压到川东到川南，西南急流大值区也随之南压到贵州—广西交界处，贵阳的风速从08:00的 28 m·s−1减弱至 20:00 的 16 m·s−1；850 hPa（图略）08:00在湖北—川南的低涡−切变线，20:00快速南压至贵州东部及南部地区，贵阳本站由东南风转为东北风，切变线南侧的低空急流持续维持，最大风速为 24 m·s−1；地面在贵州西部有准静止锋维持，锋前热低压中心位于川南. 利用高空和地面观测资料，基于MICAPS系统开发的中尺度分析平台，分析08:00主要影响系统（图3（b））可知，本次冰雹天气主要影响系统是准静止锋、高空槽、低层切变线和中低空急流，降雹区（图3（b）阴影区）发生在准静止锋锋后，位于500 hPa干区及低层湿区叠加区域. 同时，500 hPa 在川南存在温度槽，700 hPa 在云南东部及贵州西部的温度脊发展，中层大气呈现“上干冷−下暖湿”的不稳定层结，近地面则为静止锋的锋后冷区.

图 2 2016 年 4 月 9 日 08:00 500 hPa 形势场和主要影响系统Fig. 2 500 hPa situation field and the primary systems at 08:00 on April 9, 2016

综上所述，这2次大冰雹天气的环流形势的相似之处是中高纬度环流经向度大，均有高空冷槽、低层低涡−切变线配合，并且中低空有强盛的偏南急流维持；不同之处是冰雹的触发系统有差异，“04.09”过程为地面辐合线触发对流，“03.04”过程为准静止锋触发对流. 按照万雪丽等[9]对贵州春季冰雹的分型研究，“04.09”过程属于高空槽型、“03.04”过程属于静止锋高架雷暴型.

3 物理量诊断

3.1 热力不稳定假相当位温不仅综合反映温度和湿度的特征，又能反映大气不稳定能量的分布，图 4 （a）是“04.09”过程 0 8:00 假 相当位温沿 1 07°E的经向剖面图. 由图 4 （a）可见，在降雹区（25.5°～26.4°N）低层存在自南向北伸展的高能舌，高能舌轴之下，假相当位温随高度增加，即 ∂θse/ ∂z＞273 K，为对流稳定区，说明降雹区低层出现逆温层，为不稳定能量的积蓄及释放提供了重要作用，低层的暖湿大气在上午受到逆温层的抑制，使不稳定能量不至于过早释放，有利于午后强对流天气的发生；中层大气有明显的冷盖（θse小于324 K），在高能舌轴之上（850 hPa附近）到冷盖中心轴（600 hPa附近）θse变化幅度较大，且随高度迅速减小，此时贵阳Δθse（792～588 hPa）为 2 98 K，即 ∂θse/ ∂z＜273 K，为对流不稳定区.

图 4 （b）是“03.04”过程 0 8:00假相当位温沿107°N 的 经向剖面图，在降雹区域（25.4°～27.5°N）850 hPa附近为等假相当位温线的密集区（锋区），锋区随高度自南向北倾斜，说明低层有冷空气自北向南侵入到贵州地区，锋区之上在800 hPa附近存在自南向北伸展的高能舌，中层大气有明显的冷盖（小于316 K），高能舌以下及冷盖中心轴以上，假相当位温变化随高度增加为 ∂θse/ ∂z＞273 K的对流稳定层，而高能舌以下的逆温层，为不稳定能量的积蓄及释放提供了重要作用，低层的暖湿大气在上午受到逆温层的抑制，使不稳定能量不致于过早释放，有利于午后强对流天气的发生；而在高能舌到冷盖中心轴（640 hPa附近）之间θse变化随高度迅速 减小， 贵 阳 Δθse（784～641 hPa） 为 2 89 K，即∂θse/∂z＜273 K，为对流不稳定区，不稳定层结较浅薄，不稳定层出现在锋区冷垫之上，正是“高架”雷暴的重要特征.

图 3 2019 年 3 月 4 日 08:00 500 hPa 形势场和主要影响系统Fig. 3 500 hPa situation field and the primary systems at 08:00 on March 4, 2019

图 4 假相当位温沿 107°E 的经向−高度剖面（单位：K）Fig. 4 The meridional-vertical cross section of pseudo-equivalent temperature along 107°E (unit: K)

综上所述，2次过程的相似之处是从低纬度24°N地面（或近地面）到 700 hPa有高能舌伸向 29°N，而中层（700～500 hPa）有强大的干冷空气，这种干冷空气叠加在暖湿空气上，造成强烈的不稳定层结；不同之处是“04.09”过程低层的暖湿空气、不稳定度均强于“03.04”过程，但中层的干冷空气弱于“03.04”过程；同时，“03.04”过程近地层有自北向南的冷空气侵入降雹区形成冷垫，冷垫之上触发对流.

3.2 动力不稳定涡度场（ζ）的演变和天气系统的发生、发展密切相关. 由“04.09”过程08:00和14:00沿降雹区上空107°E的涡度经向剖面图（图5）可知，强对流发生之前涡度场有明显增强，08:00（图5（a））在降雹区（25.5°～26.4°N）从地面至 200 hPa均为正涡度区，随着高空低值系统向东南移动，位于250 hPa上强度达 12 ×10−5s−1的涡度大值区也随之向东南移动. 至 14:00（图 5（b））降雹区形成明显的垂直涡柱，450 hPa 附近为大值中心，中心强度高达 15 ×10−5s−1，正是这种深厚的正涡度层为水汽的抬升提供了强有力的动力条件.

“03.04”过程 08:00、14:00和 20:00沿 26°N 降雹区上空的涡度纬向剖面图显示，在强对流发生之前 08:00（图略）降雹区（105.5°～109°E）涡度场从低层到高层呈现“正−负−正”的垂直结构. 至14:00（图 6（a））降雹区从地面到 200 hPa整层均为正涡度区，最大值为 6 ×10−5s−1. 至 20:00（图 6（b））随着高空槽继续东移发展，降雹区涡度继续加大，自下而上呈现“强−弱−强”的特征，且低层值大于高层值，最强涡度中心位于 750 hPa 附近，强度高达 15 ×10−5s−1，也正是这种深厚的涡度柱为水汽的抬升提供了强有力的动力支撑.

图 5 2016 年 4 月 9 日涡度沿 107°E 的经向−高度剖面Fig. 5 The meridional-vertical cross section of vorticity along 107°E on April 9, 2016

图 6 2019 年 3 月 4 日涡度沿 26°N 的纬向−高度剖面Fig. 6 The zonal-vertical cross section of vorticity along 26°N on March 4, 2019

综上所述，“04.09”过程的动力条件比“03.04”过程强，正涡度柱先于降雹天气出现，在预报上有重要的指示意义.

3.3 水汽条件“04.09”过程冰雹发生前 08：00，贵阳到广西北部 700 hPa和 850 hPa的比湿分别为 7 g/kg、（13～17）g/kg. 图 7（a）为沿 26°N 降雹一线的水汽通量散度纬向剖面，08:00在降雹区（106.5°～108°E）近地层有明显的水汽辐合，800 hPa以上均为辐散区，至20:00（图略）水汽通量散度低层辐合区向上发展到 700 hPa，中心为（−8 ×10−5）g·s−1·cm−2·hPa−1，700 hPa 以上为辐散，且底层辐合大于高层辐散；同时，相对湿度剖面显示在降雹区域呈现明显的“上干下湿”特征（图 7（b））.

“03.04”过程冰雹发生前 08：00，贵阳到广西北部 700 hPa和 850 hPa的比湿分别为（3～4）g/kg、（10～13）g/kg；图 8（a）为沿 107°E 降雹一线的水汽通量散度经度剖面，降雹区域（25.4°～27.5°N）在500 hPa以下均为水汽辐合，近地层水汽辐合最显著，中心为（−4.0×10−5）g·s−1·cm−2·hPa−1，500 hPa以上为弱辐散区；相对湿度（图8（b））在降雹区域从低层到高层为“湿−干−湿”的结构，没有明显的“上干下湿”特征，700～500 hPa相对较干，干区与冷区对应.

图 7 2016 年 4 月 9 日 08:00 沿 26°N 水汽通量散度（单位：10−5 g·s−1·cm−2·hPa−1）、相对湿度（RH，填色）与温度（等值线，单位：℃）的纬向−高度剖面Fig. 7 The zonal-vertical cross section of water vapor flux divergence (unit: 10−5 g·s−1·cm−2·hPa−1), relative humidity (RH, shade),and temperature (isoline, unit: ℃) along 26°N at 08:00 on April 9, 2016

图 8 2019 年 3 月 4 日 08:00 沿 107°E 水汽通量散度（单位：10−5 g·s−1·cm−2·hPa−1）、相对湿度（RH，填色）与温度（等值线，单位：℃）的经向−高度剖面Fig. 8 The meridional-vertical cross section of water vapor flux divergence (unit: 10−5 g·s−1·cm−2·hPa−1), relative humidity (RH,shade), and temperature (isoline, unit: ℃) along 107°E at 08:00 on March 4, 2019

综上所述，“04.09”过程的水汽条件比“03.04”过程的水汽条件好，但“03.04”过程水汽辐合层较深厚；在湿度层结上，2次过程也存在差异，“04.09”过程为“上干下湿”典型的冰雹天气湿度层结，而“03.04”过程为“湿−干−湿”的垂直结构.

4 降雹的物理因子探讨

4.1 0 ℃ 层和−20 ℃ 层高度一般来说，冰雹都发生在0 ℃层和−20° C层高度适宜的情况下，因为0 ℃等温线和−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[17-18]. 因平塘未设探空站，以下部分因子采用邻近的贵阳站探空资料.

分析了 2次过程 08:00和 20:00的 0 ℃层、−20 ℃层高度及两者之间的厚度，结果如表1所示. 可见“04.09”过程环境大气 0 ℃ 层高度约在4.1～4.6 km之间，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达到该高度，为冰雹生成提供丰沛的水汽条件，且当雹粒增长到足够大而落下时，不至于因暖层过厚而被融化[17]，−20 ℃ 层高度约在 6.9～7.6 km 之间，0 ℃ 至−20 ℃ 层结厚度为 2.7～3.0 km 之间，有利于大冰雹的生成. “03.04”过程环境大气 0 ℃ 层高度、−20 ℃ 层高度均比“04.09”过程偏低 0.6 km，但0 ℃ 至−20 ℃ 层结厚度为 3.1 km 左右，较“04.09”过程厚，表示“04.09”过程垂直温度梯度更大，大气层结更趋于不稳定，这可能是“04.09”过程冰雹直径大于“03.04”过程的一个重要原因.

4.2 不稳定能量指数和强对流指数根据国内外学者关于强对流指数的应用研究[19-20]，K指数反映大气稳定度；强天气威胁指数（Strong Weather Threat Index，SWEAT）主要用来监测强烈的对流天气，它反映了不稳定能量与风速垂直切变及风向垂直切变对风暴强度的综合作用，是一个无量纲量；对流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE）是大气在给定环境中绝热上升时正浮力所产生的能量的垂直积分，是风暴潜在强度的重要指标；综合判断这些物理量对预报强对流有重要的意义.

表 1 贵阳探空站 0 ℃ 和−20 ℃ 层的高度Tab. 1 The parameters of 0 ℃ and −20 ℃ layers height of Guiyang sounding station

K指数考虑了中低层的水汽条件，是分析强对流、暴雨的一种较好的热力稳定度指数[21]. 从表2的K指数看，“04.09”过程在08:00和20:00表现为不稳定层结特征分别达 36 ℃ 和 33 ℃，“03.04”过程仅为 22.6 ℃ 和 28.1 ℃，可见“04.09”过程中低层水汽条件明显要好于“03.04”过程.

强天气威胁指数（SWEAT）其值越大，发生龙卷风和强雷暴的可能性越大. 在美国，发生龙卷风时SWEAT的临界值为400，发生雷暴时的临界值为300[22]. 2次过程贵阳站的SWEAT值均有反映，但是其值均小于美国应用发生雷暴的临界值，是否与空间和时间的差异有关？利用SWEAT计算公式，计算其空间分布图（如图9），2次过程降雹区在降雹前14:00时SWEAT明显上升，且SWEAT高值与降雹落区有较好的对应. “04.09”过程中心强度达 400，“03.04”过程中心强度达 320，与美国发生雷暴时的临界值相当，也是“04.09”过程冰雹直径大于“03.04”过程的又一原因. 至20:00强对流即将结束时（图略），SWEAT指数较发生前14:00有明显下降，降雹后的区域SWEAT指数降到250以下.

贵阳站2次过程在08:00和20:00常规观测时刻对流有效位能（CAPE）均比较小，尤其是“03.04”过程（表 2）. 根据 2 次过程 08:00—20:00 逐 6 h 的CAPE 的分布图（图 10）可知，08:00时“04.09”过程CAPE大值中心在越南北部，高能舌经广西西部伸向贵州西南部地区，但是贵州黔西南州CAPE最大值仅600 J/kg；至14:00由于热低压发展对地面的加热作用，CAPE高能舌向东向北发展，贵州境内的大值区处于贵州的黔南州（降雹区），平塘县处于强中心，CAPE 增加至 1 200 J/kg，表明在强对流发生前，CAPE有一个明显增大的过程；至20:00黔南州的CAPE值减小到600 J/kg，大气开始处于稳定状态，此时对流过程逐步结束. 08:00 时“03.04”过程CAPE高能舌在云南东部，贵州区域CAPE均为0；至14:00时CAPE高能舌迅速向北伸展到贵州中西部地区，大值区处于贵州的毕节市东南部（冰雹源地），强中心增加到700 J/kg，毕节的黔西县于16:44开始降雹；20:00 CAPE大值区南移，中心值减小到500 J/kg，大气开始处于稳定状态，此时对流过程趋于结束.

以上分析可知，降雹日14:00在贵州降雹区均处于 SWEAT和 CAPE的高值区内，降雹区与SWEAT和 CAPE 高值区几乎重叠. “04.09”过程SWEAT和 CAPE值比“03.04”过程大，说明“04.09”过程的能量条件更有利于强对流的产生，降雹强度及直径更大. 但是，“04.09”过程 SWEAT 和 CAPE高值区范围比“03.04”过程小，降雹范围也小一些.可见，SWEAT和CAPE指数的高值对强对流天气的产生有很好的指示意义.

表 2 贵阳探空站 K、SWEAT、CAPE 指数Tab. 2 The parameters of K, SWEAT, and CAPE of Guiyang sounding station

图 9 2 次过程强天气威胁指数分布Fig. 9 The distribution of Strong Weather Threat Index of those two hail processes

图 10 2 次过程不同时刻 CAPE（单位：J·Kg−1）的分布Fig. 10 The distributions of Convective Available Potential Energy (unit: J·Kg−1) of those two hail processes at different times

4.3 垂直风切变在一定的大气热力条件下，环境水平风场的垂直切变（简称垂直风切变）可以使高低层发生能量交换，激发对流不稳定能量的释放，对强对流天气的发生发展具有重要影响[23-24]. 垂直风切变可以用500 hPa和地面之间的风矢量差表示，若该值超过 20 m·s−1，则属于较强垂直风切变；若该值在 12～20 m·s−1之间，则属于中等偏上垂直风切变；若该值在 12 m·s−1以下，则是比较弱的垂直风切变[22].

利用探空资料及地面常规观测资料，计算贵阳2次冰雹08:00和20:00过程500 hPa与地面之间的风矢量差（表3），可见2次过程在降雹前08:00均达到较强垂直风切变，“04.09”过程在降雹结束后20:00垂直风切变明显减小，但“03.04”过程降雹结束后20:00垂直风切变更强，且2个时次均明显强于“04.09”过程.

表 3 贵阳探空站 500 hPa 和地面之间的风速差Tab. 3 The wind speed difference between 500 hPa and ground in Guiyang sounding station

同时，利用NCEP-FNL分析资料，2次冰雹日平塘附近（26°N，107°E）08:00 至次日 02:00 水平风的垂直分布（图11），可分析整层风向切变及冷暖平流情况. “04.09”过程，08:00 在 700 hPa 以下风向随高度顺转显著，500～400 hPa风向有一定逆转，说明低层有利于辐合上升运动，中层有一定的冷平流侵入，有利于促进中尺度天气的发展；至14:00冰雹天气发生前，低层的暖平流维持，中层的冷平流加强，更有利于促进中尺度系统的发展. “03.04”过程，08:00在700 hPa以下风向随高度顺转也显著，700～500 hPa之间风向有逆转，但风速随高度略减小，说明垂直风切变主要集中在中低层，低层有利于辐合上升运动，中层有一定的冷平流侵入，也有利于促进中尺度系统的发展；至14:00风随高度增大发展到高层，辐合上升运动发展加强，此时850～500 hPa风速矢量差大于“04.09”过程，同样显示“03.04”过程动力不稳定强于“04.09”过程.

5 结论

（1）2次影响平塘县的大冰雹天气都是在中高纬经向度较大、高空有冷槽、低层有低涡−切变线且中低空有急流配合的环流背景下，但触发机制不同，“04.09”过程为地面辐合线触发对流，“03.04”过程则为准静止锋触发对流.

图 11 平塘附近（26°N，107°E）水平风（单位：m·s−1）的高度−时间剖面Fig. 11 The time-height cross section of wind field (unit: m·s−1) near Pingtang (26°N, 107°E)

（2）中层干冷空气叠加在低层暖湿空气上，造成强烈的热力不稳定，是产生强对流天气的重要原因. 同时，近地层出现的逆温层为不稳定能量的积蓄及释放提供了重要作用. 2次过程的正涡度柱均先于降雹天气出现，在预报上有重要的指示意义；“04.09”过程为“上干下湿”典型的冰雹天气湿度层结，而“03.04”过程为“湿−干−湿”的垂直结构；灾情较重的“04.09”过程的动力条件和水汽条件均好于“03.04”过程.

（3）适宜的 0 ℃ 层和−20 ℃ 层高度有利于雹粒的增长. 2个温度层之间厚度较小时，垂直温度梯度较大，大气层结更趋于不稳定，可能是“04.09”过程冰雹直径大于“03.04”过程的一个重要原因.降雹区均处于SWEAT和CAPE指数的高值区内，并且降雹区与CAPE高值区几乎重叠，“04.09”过程的能量条件更高、降雹强度及直径更大.

（4）2次过程在降雹前均达到较强垂直风切变.“03.04”过程动力不稳定强于“04.09”过程，这可能是“03.04”过程虽然水汽条件及能量条件均不及“04.09”过程，但仍产生大冰雹的一个重要原因.

由于资料和篇幅限制，本文仅从大尺度天气系统及物理量场对2次大冰雹过程进行对比诊断，在今后的研究中将利用高时空分辨率的雷达、卫星资料对冰雹云的中尺度特征开展分析，以期提高冰雹天气的临近预报和预警能力，更好地服务国家重大工程的防雹减灾.