山东半岛一次冰雹天气的雷达特征分析❋

孙 贞，徐天洋，黄树华

(1.青岛市气象局青岛市气象灾害防御技术中心，山东 青岛 266003；2.山东财经大学计算机学院，山东 济南 250014)

春夏之交是山东冰雹多发季节。2020年5月17日18时(北京时，下同)前后到22时，在高空冷涡影响下，山东潍坊、青岛等多个地区，先后出现冰雹、强雷雨和8～11级阵风。其中，青岛城阳、平度、莱西等地区局地大冰雹直径4～6 cm，给当地造成了较大经济损失。近些年，采用风廓线雷达和多普勒雷达分析和研究冰雹天气的成果逐渐增多，得出大量有意义的研究结论。张小雯等[1]指出，风廓线雷达探测产品能够监测中小尺度天气系统的结构和演变。李聪等[2]利用风廓线雷达和多普勒雷达资料分析一次冰雹天气过程，得出降雹前6 km高度高空急流有利于上空形成有利的辐散形势。李彦良等[3]利用风廓线雷达计算了风暴相对螺旋度(SRH，Storm Relative Helicity)，分析了一次冰雹天气过程，指出冰雹发生前 0～1 h，低层相对螺旋度迅速增大；冰雹天气发生前，近地层为一致暖平流。周志敏等[4]讨论了冰雹天气风廓线雷达资料特征，指出风廓线雷达能清楚地分析出冷暖平流的分布形势。

但冰雹这类强对流天气仍然是目前天气预报的难点之一。以往研究[5-10]多为利用单部风廓线雷达和多普勒雷达等资料分析强对流天气，利用多部风廓线雷达、多普勒雷达分析冰雹过程文献还不多见。本文使用青岛、潍坊、蓬莱的风廓线雷达和青岛、潍坊的多普勒雷达资料以及探空、自动气象站、GPS/Met等资料，对2020年5月17日发生在青岛、潍坊的冰雹天气过程进行分析。

1 天气概况

2020年5月17日08时在内蒙中东地区500 hPa上空存在强大的高空冷涡，低槽从冷涡中心伸向华北平原西部，呈南北向，冷中心在500 hPa低涡中心以西5个经度左右。山东半岛地区有浅槽东移；850 hPa山东南部有20 ℃的暖中心，暖脊从鲁东南部向半岛东北方向铺开。在5月17日08时地面分析图上，东北中东部和华北中南部处在西南-东北向的大范围热低压带中，地面冷锋位于低压西部与蒙古高压之间，在华北平原北部呈西南-东北的走向。在5月17日14时山东地面自动气象站的探测资料中可以看到存在多个气温高于30 ℃的高温区域,并存在多条辐合线。

2 环境条件分析

冰雹天气发生须具备特定的环境条件。通过对比2020年5月16日08时—17日20时青岛站的探空T-logP图及其计算的物理量，发现沙氏指数(SI)从16日08时的2.41 ℃逐步减小到17日08时的-1.22 ℃，到17日20时减小为-7.61 ℃；K指数从16日08时的19 ℃增大到17日08时的31 ℃，到17日20时略减小为27 ℃；总指数从16日08时的46 ℃开始逐步增加，到17日20时增大为59 ℃；强天气威胁指数(SWEAT)从16日08时的86.5，到17日08时突然增强，达到231.6，到17日20时更是增大为629.1。这些物理量均反映了半岛地区在17日白天时处于有利于较强对流天气发生的环境条件。从5月17日08时青岛T-logP图(见图1(a))可知，青岛上空600 hPa以下相对湿度在51%～100%之间，604 hPa为59%，而596 hPa则降为10%，556 hPa以上的相对湿度在2%～7%之间，这是明显的“上干下湿”，是典型的冰雹天气的高空相对湿度特征[11-12]。对于对流有效位能(cape)，虽然17日08时的cape数值不大，仅为47.6 J·kg-1，但是经过14时订正后计算得到的cape为1 522.5 J·kg-1(见图1(b))，具备了发生强对流天气的潜势条件。另外，17日08时青岛0 ℃层、-20 ℃层分别为3 776和6 515 m，到17日20时0 ℃层、-20 ℃层分别为3 805和6 565 m。需要注意的是湿球温度零度层的高度从17日08时的约3 280 m到20时降为2 895 m，介于2 000～3 000 m之间，对产生大冰雹极为有利[13]。

图1 2020年5月17日(a)08时青岛站的探空T-logP图及(b)经14时地面资料订正后的探空T-logP图

图 2为根据GPS/Met反演的大气可降水量分布图。图中可以看到，5月17日中午12时在山东境内降水量从东部沿海的26 mm向内陆逐渐降低到18 mm，沿海附近降水量最大。到18时山东中部出现32 mm的大值中心，青岛沿海增大到28 mm。到20时，山东中部降水量最大达35 mm，青岛增大到34 mm，增长率为1.25 mm·h-1。到18日04时随着天气系统东移出海，山东西部降水量降低到12～16 mm，青岛附近已经减少到20～26 mm。可以看到，在强对流天气影响前，青岛及上游地区大气层内可降水量在不断增大，为强对流天气发生提供了有利的水汽条件[14]。

图2 2020年5月17日(a)12时、(b)18时、(c)20时和(d)18日04时GPS/Met反演大气可降水量

3 风廓线雷达计算的物理量特征分析

3.1 温度平流

温度平流是重要的天气系统发展的动力学因子之一。以往研究中较少见利用风廓线雷达资料计算温度平流分析冰雹天气，多为定性分析风向随高度的变化[8-9]。利用风廓线雷达风的资料计算风随高度的变化，从而可以定量分析风廓线雷达测站上空的冷暖温度平流。根据天气学原理，在热成风假定下，当风向随高度顺时针旋转时为暖平流，逆时针旋转时为冷平流[15]。利用单站风廓线资料计算温度平流公式如下[16]：

由于温度平流公式中需要用到各高度上的气压，而风廓线雷达测得数据所在高度以米为单位，因此还需要利用高度与位势高度、位势高度和气压的相互转换关系(公式略)，将风廓线所测数据的高度转为温度平流公式要用的气压，再计算得到温度平流。

图3(a)和3(b)为利用青岛风廓线雷达和潍坊风廓线雷达计算的温度平流。图3(a)中可以清楚地看到5月17日19:40之前，在强对流天气系统影响测站前，7 000 m左右以上的高空由于干燥湿度较小，风廓线雷达探测不到，故无数据。强对流天气系统影响测站后探测高度最高可达13 000 m。图中暖色调为正值代表暖平流，冷色调为负值代表冷平流。

图3(a)可见，5月17日下午14:35—19:35，暖平流逐渐从4 000 m左右向下扩展，到17:30以下都转为暖平流。到19时,2 500和1 000 m分别出现暖平流中心，1 000 m的暖平流中心大于2 500 m，而在3 000 m以上为冷平流，说明暖平流厚度较大，低层暖平流要大于上层。暖平流增大表明高空槽和地面低压系统不断移近，根据准地转位涡方程和准地转ω方程，下层暖平流，上层冷平流，有利于相对涡度增加，也有利于气流的上升运动[17]。

5月17日19:40，强对流云团到达风廓线测站。对照雷达回波图，强对流云团在19:40—22:00期间为强对流云团影响期间。这个期间，7 000～2 000 m之间冷平流和暖平流交替出现，而在2 000 m以下主要为暖平流。22时以后高空主要为冷平流影响，18日02时前后3 000 m短时将出现暖平流，01时到02时1 000 m以下出现暖平流。18日02:15分左右以后高空都为冷平流控制。

图3(b)为利用潍坊风廓线雷达计算的温度平流。和青岛的相似之处是，强对流天气系统影响测站前，5 000 m左右以上的高空由于湿度较小，风廓线雷达无数据，最高探测高度达到了13 000 m。5月17日14时前4 000～2 000 m为暖平流，14时在5 000 m出现暖平流，16时至20时从4 000 m以下都为暖平流，20时以后受对流云团影响冷暖平流交替出现，从21:30分后测站上空的冷平流明显增多，暖平流明显减少减弱。

图3 利用(a)青岛、(b)潍坊风廓线雷达资料计算的2020年5月17日8:00—18日7:55温度平流

上面两图分析表明，在强对流天气发生前都有较为深厚的低层暖平流，为强对流天气的发生积累了不稳定能量，这对强对流天气预报有一定的指示意义。

3.2 散度和涡度分析

常规探空天气资料一天只有早晚两次，无法满足中小尺度天气的诊断分析。利用三部风廓线雷达组成区域风廓线雷达观测网，可采用三角法或有限元法计算出各时次各层次的散度和涡度[16]。这样计算出来的散度和涡度时间在空间上和时间上的密度都比较高，可以用于中小尺度系统分析。本文利用青岛、潍坊和蓬莱风廓线雷达，采用有限元法分别计算散度和涡度。在计算之前首先对这三部不同海拔高度、不同时刻的风廓线雷达的原始资料进行了高度和时间插值，使所有测风资料都归一化到同一高度和时间上。散度(D)和涡度(ζ)的具体计算公式如下[16]:

式中：ui,vi,(i=1,2,3)是三部风廓线雷达某一层次的风速分量；xi,yi,(i=1,2,3)是三部风廓线雷达相对于任一坐标系的位置坐标。

图4(a)为计算的2020年5月17日08:00—18日07:54散度图。冷色调为辐合区，暖色调为辐散区。图中可见，17日14时至18时，在2 000～4 000 m为辐合，最大辐合中心在3 000 m附近。18时至22时,5 000 m以下为辐合。在19时至22时，5 000 m以上出现较强辐散。这种底部强辐合，高层强辐散的结构，有利于强对流天气的发展。

图4(b)为计算的2020年5月17日08时-18日07:54涡度图。图中可见，17日14时至20时，4 000～2 000 m为负涡度，2 000 m以下为正涡度。正负涡度的转换高度低于湿球温度零度，更低于0 ℃高度，这是否是对流风暴发生发展的普遍特征还有待于进一步统计分析。20时至22时，从高层到低层基本为正涡度，表明气旋式旋转有利于强对流天气的发展。对比图5(a)散度图，20时至22时期间低层为气旋式旋转辐合，高层为气旋式辐散，这种结构有利于产生较强的上升气流，有利于对流风暴的维持发展。

图4 利用青岛、潍坊、蓬莱风廓线雷达资料计算的2020年5月17日8:00—18日07:55散度(a)及涡度(b)

3.3 风暴相对螺旋度分析

风暴相对螺旋度(SRH)是强对流风暴的一个动力诊断参数，即水平相对速度和水平涡度的积,用来衡量一定气层厚度内风暴入流气流及沿入流方向水平涡度分量的大小，其定义式如下[18]：

由风暴相对螺旋度的定义可知，SRH不仅表征了环境场的旋转程度，而且还表示输入到天气系统中环境涡度的多少。SRH的大值区与对流风暴的运动、发展增强有很好的相关性。本文利用青岛、潍坊风廓线资料，计算3 km的SRH(见图5)。从图5(a)中可以看到，5月17日10时开始，SRH逐渐升高到150 m2·s-2左右，14:00—16:20下降到0线附近，随后于16:20开始迅速增大，至19:40增大为491 m2·s-2。对比图5(a)可以看到这段时期恰好对应着暖平流逐渐向下扩展到2 km以下的时期。20时以后SRH开始剧烈波动，于21时达到最高值1 035 m2·s-2，22:30降为负值，后又于18日02:00快速升高至416 m2·s-2，以后迅速下降为负值。

图5(b)为潍坊风廓线计算的SRH,10时至12时平均约为190 m2·s-2，12时短暂的下降到0线附近，从15时开始升高，到17:24为510.8 m2·s-2，之后逐步下降，22时短暂降为负值后，18日02时前基本为200～100 m2·s-2，18日02时之后降为0线附近震荡。两个SRH计算表明，在强对流系统发展前期存在较强的持续性的环境入流涡度，大于150 m2·s-2有利于风暴发生[18]，对预报强对流天气发生有一定的预报指示意义。

图5 利用(a)青岛、(b)潍坊风廓线雷达资料计算的2020年5月17日08:00—18日07:55风暴相对螺旋度

4 多普勒雷达特征

4.1 强对流云团反射率因子特征

在本次冰雹过程中，从雷达回波生成和分布看，对流风暴可以分为南北两个部分。本文利用青岛和潍坊多普勒雷达从南北回波中各选出一个强对流风暴的回波进行分析。南部对流风暴生成于青岛胶州西部，北部对流风暴的生成于潍坊西部。两个强对流云团都造成了沿途冰雹和大风天气。下面对南北两个对流风暴分别分析。

4.1.1 南部对流风暴 南部回波首次从18:49在青岛胶州西部开始出现，到21:05从崂山东部移出陆地到海上，共在陆地持续了2 h 15 min左右，移动距离约106 km，每小时移动速度约为47 km。其中20:04前移动方向为东北，之后逐渐转为偏东方向。

18:49在青岛胶州西部约5 km高度出现19.5 dBZ的回波，对照当天20时探空资料，该高度温度约-10 ℃,高于0 ℃的3 805 m高度。到18:54时，该时刻最强回波35.5 dBZ出现在5.78 km(见图6(a1)、(a2))，该高度温度约-15 ℃。到19:00时，在8.96 km高度上最强回波为45.5 dBZ,高于-20 ℃的6 565 m高度。对流风暴在初生阶段最强回波高度超过了0 ℃层高度，同时大于45 dBZ强回波高度大于-20 ℃层高度，有利于大冰雹的生成及积累[13]。

在19:23对流风暴发展后出现60 dBZ以上强度回波,同时在回波中层开始出现弱的中气旋，切变速度16.75 m·s-1。19:34在9.79° 仰角上出现了首次三体散射回波，预示着冰雹发生[13,19]。此后，在回波的9.79°仰角上一直出现三体散射并持续到20:54。19:46时，强回波60 dBZ主体层现垂直分布状态，向上伸展到 9 km，5.95°仰角上的中气旋切变速度为20.25 m·s-1，属于中等强度的中气旋。19:57水平反射率图上回波呈现东西分布特征，移动方向偏东北，60 dBZ强回波主体垂直伸展高度达11 km，为本次过程最高(见图6(b1)、(b2))。图6(a2)中还可以看到在5和8 km分别出现大于65 dBZ的强回波。

图6(c1)为20:03水平反射率因子14.49°仰角分布图。图中可见三体散射现象，并在回波右侧出现入流缺口，图6(c2)的剖面图中可见60 dBZ回波墙主体依然保持垂直伸展状态，高度达到9 km。需要注意的是60 dBZ中出现了大于65 dBZ 垂直回波墙，最强回波达到70 dBZ。这个大于60 dBZ的垂直回波墙在2.5～8.5 km左右，厚度约6 km，最低高度已经低于0 ℃的3 805 m的高度，高度超过了-20 ℃的6 565 m高度，形成了深厚的强度较大的回波墙，这是大冰雹才能产生的回波墙。此时刻的中气旋向下延伸到 1.44°，强度为中等中气旋。分析对流风暴顶的速度图可知，正负速度差值为60.5 m·s-1，表明存在很强的风暴顶辐散，说明上升气流较强，非常有利于产生大冰雹[13]。

((a1)18:54 5.9°,(b1)19:57 1.4°,(c1)20:03 14.4°,(d1)20:31,3.2°仰角雷达反射率因子,(a2)、(b2)、(c2)、(d2)同时刻沿红线的反射率剖面;(e1)20:14、(e2)20:31 3.2°仰角径向速度。(a1)18:54 with elevation at 5.9°,(b1)19:57 with elevation 1.4°,(c1)20:03 with elevation 14.4°,(d1)20:31 with elevation 3.2°.(a2)(b2)(c2)and(d2)illustrate the cross-sections of the reflectivity along the respective red lines.(e1)and(e2)illustrate the radial velocity at 20:14 and 20:31 with elevation at 3.2°.)

图6(d1)、(d2)为20:31的反射率和剖面图。此时20:31开回波移动方面已转为偏东方向移动，回波向南伸出的钩形回波强度虽然不强，但是对应着图6(d2)的速度图中的中气旋位置，造成地面出现阵性大风。该时刻对流风暴顶的速度正负速度差值为61.0 m·s-1，表明风暴顶辐散依然很强，有利于大冰雹的产生，而事实是在该时刻崂山出现了直径约4～6 cm的大冰雹。

分析南部回波径向速度图可知，中气旋首次在19:23中层出现，高度约为4 km，半个小时之后19:57中气旋向高层和低层扩展，之后一直持续到20:48, 在20:25发展为中等强度气旋。图6(e1)、(e2)分别是20:14、20:31 的3.19°仰角的径向速度图。20:14在中气旋经过的地面上出现7级大风，20:31中气旋经过的地面上出现了8级大风。从中气旋运行轨迹及地面大风实况来看，这个回波中的中气旋是造成地面大风的主要原因。

4.1.2 北部强对流回波特征 北部回波从18:30开始出现，到22:02移出陆地到海上，共在陆地持续了约3.5 h，移动距离约210 km，平均移动速度约60 km·h-1。其中20:04前移动方向为偏东方向，之后转为东偏南方向。

北部回波从18:30开始出现，回波中强度最大为23 dBZ，出现在4.21 km上，高于0 ℃的3 805 m高度。到下一个时刻18:36，最强回波38.5 dBZ出现在5.69 km上(见图7(a1)、(a2))。对照当天20时探空资料，该高度温度约-14 ℃。15 min后到18:59时，强度已迅速增大到62.5 dBZ，并首次在14.59°仰角出现了三体散射，三体散射一直持续直到19:29消失。图7(b1)、(b2)为19:11的4.31°仰角发射率因子及其剖面图。图中可见，45 dBZ高度达8 km，超过了-20 ℃的6 565 m高度，在剖面图上首次出现65 dBZ垂直分布的回波，高度约为3～6 km(见图7(b2))。

图7(c1)为19:29组合反射率因子图，回波前端出现了入流缺口,图中可见明显的三体散射，表明冰雹可能已经产生。剖面图上(见图7(c2))60 dBZ以上开始向下扩展到近地面，形成深厚的强回波墙，在其右侧出现宽度达8～9 km的有界弱回波区和其上较强的回波悬垂，表明具有降大冰雹的潜势，同时也说明入流气流非常旺盛。在该对流系统后续发展东移中，有界弱回波区一直持续出现，直到21:30消失。在此过程中分析该对流风暴的顶部速度图(图略)可知，风暴顶辐散一直维持较大的正负速度差达60.0～63.0 m·s-1，而强大的风暴顶辐散表明，上升气流很强，也对应着大冰雹的产生[13]。

到 20:27时该对流风暴出现了钩状回波(见图7(d1))，剖面图上(见图7(d2))还可见旁瓣回波，表明回波中冰雹形成区较强。图7(e2)为20:27对应图7(d1)的速度图，可以看出在钩状回波底部中气旋，对应地面则出现了7级大风。之后这个对流风暴逐渐东移减弱入海。

((a1)18:36 9.7°,(b1)19:11 4.3°,(c1)19:29 9.7°,(d1)20:27,1.4°仰角雷达反射率因子。(a2)、(b2)、(c2)、(d2)同时刻沿红线的反射率因子剖面;(e1)19:17、(e2)20:27 3.3°仰角径向速度。(a1)18:36 with elevation at 9.7°,(b1)19:11 with elevation 4.3°,(c1)19:29 with elevation 9.7°,(d1)20:27 with elevation 1.4°。(a2)(b2)(c2)and(d2)illustrate the cross-sections of the reflectivity along the respective red lines.(e1)and(e2)illustrate the radial velocity at 19:17 and 20:27 with elevation at 3.3°.)

分析该对流风暴的中气旋可知，在18:47回波刚生成时，在约高层6～8 km出现较强的中气旋，最强中心出现在7 km，切变速度为33.5 m·s-1。18:53 中高层中气旋开始向低层发展延伸，图7(e1)、(e2)为19:17和20:27 的3.39°仰角的径向速度图。图7(d1)中最大切变段15.8 m·s-1，强度为弱中气旋。图7(e2)为20:27钩状回波底部中气旋，范围已明显缩小。之后开始中气旋逐渐减弱，高度降低到4 km以下，直至消失。

上述分析表明，在本次强对流系统中，南北两个风暴起始回波中的最强回波约为20 dBZ左右，发生高度都在0 ℃层以上，并且在一个体扫后都迅速跃增到-15 ℃左右的高度，强度也迅速增大35 dBZ以上。起始回波的这种跃增变化对这类冰雹强对流天气的发展具有可参考价值。之后强对流回波强度继续迅速增大超过60 dBZ。在长时间的中低层中气旋辐合和风暴顶强辐散的配置下，造成了本次强对流天气冰雹过程持续时间长、冰雹尺度较大的特点。

4.2 垂直累积液态水含量VIL、VIL密度和60 dBZ反射率因子高度特征分析

图8(a1)、(b1)为南北两个对流云团VIL和最大反射率因子图，图中柱状线为回波经过的最大阵风风速。

由VIL的定义可知，对液态水混合比M=3.44×10-3Z4/7(Z为雷达发射率因子，单位dBZ)进行垂直积分可得到VIL。VIL表示的是将反射率因子转换成等价的液态水值，并假定反射率因子完全由液态水反射得到[18]。当冰雹生成时，粒子散射将由瑞利散射变为米散射，因此VIL出现快速增大是因为回波中有冰雹生成。当VIL值迅速降低，则意味着冰雹从回波体中降落，也意味着地面大风的发生。因此VIL常用来判断对流风暴中冰雹的生成和大风的发生[13,20]。

从图8(a1)、(b1)中可以看到，南北两个VIL都是在发展初期迅速增大到最大值，南部的VIL最大达到68.3 kg·m-2，北部的VIL最大达到55.9 kg·m-2，南部的VIL最大跃增值达18.0 kg·m-2，北部的VIL最大跃增值达16.8 kg·m-2。较大的VIL及较高的VIL跃增值非常利于产生大冰雹[20]。北部回波的VIL小于南部的原因可能是由于VIL是计算的垂直方向的累积，而北部回波倾斜度更大，移动速度更快，因此计算的VIL要低于南部的VIL。

图8 2020年5月17日18:49—21:22南部(a1)、18:36—22:08北部(b1)对流风暴VIL(虚线，单位:kg·m-2)、最大反射率因子(实线，单位:dBZ)、地面最大阵风风速(柱状线，单位:m·s-1)，南部(a2)、北部(b2)对流风暴VIL密度(单位:g·m-3)及南部(a3)、北部(b3)对流风暴60 dBZ反射率因子高度(单位: km)

从图8图(a1)、(b1)中还可以看到，北部最大反射率因子在20 min内迅速增大到超过60 dBZ，南部则是在1 h左右才达到60 dBZ，北部增大的更快。北部最大回波强度先达到62.5 dBZ，约40 min后，相应VIL才增长到最大值。而南部两者几乎是同时达到最大值。图8中还可见，南北的地面阵风大风出现在VIL和最大反射率因子在高位维持阶段，并且更多出现在VIL剧烈变化阶段。

VIL与风暴顶高度之比为VIL密度，图8(a2)、(b2)为南北两个对流风暴的VIL密度。如果VIL密度超过4 g·m-3，则对流风暴产生的冰雹直径将大于2 cm[13,20]。如图8所示，南部对流风暴从19:40开始到入海这个阶段，VIL密度基本在4 g·m-3之上；北部对流风暴在19:30和20:30分别有两个大于4 g·m-3的峰值阶段。以上VIL密度特征有利于南北两个对流风暴产生的冰雹直径大且持续时间长，这与实况是吻合的。

图8(a3)、(b3)为60 dBZ南北两个对流云团反射率因子的高度。从图8(a3)、(b3)中可见，南北两个对流风暴的60 dBZ以上强回波主体，高度超过了-20 ℃ 高度，形成了深厚的高强度回波墙，这是大冰雹产生的有利条件。

南部回波出现60 dBZ以上的时间要长于北部回波，南部回波达到8.75 km的高度约1 h，达到12 km，约1 h 10 min。而北部回波从生成后迅速增高达到8.75 km，不到1 h达到最高高度达9.27 km。这两个回波都在生命史中长时间维持60 dBZ以上强回波主体，其中65 dBZ回波体也存在了较长时间，中气旋的维持时间也基本与60 dBZ反射率因子时间相同。强回波主体长时间维持，同时强度较强，这是造成长时间冰雹和大风的主要原因。

5 结论

(1)此次冰雹过程发生在有利的环境条件中：SI指数、K指数、总指数、强天气威胁指数、湿球温度零度层高度、cape等各物理量均处于有利于冰雹发生的数值范围，同时高空为明显的“上干下湿”，是典型的冰雹天气的高空相对湿度特征。青岛及上游地区大气可降水量在不断增大，为强对流天气发生提供了有利的水汽条件。

(2)利用青岛、潍坊单站风廓线雷达资料计算的温度平流、SRH能指示出强对流天气发生前，低层存在较强的暖平流，且SRH持续增大，具有一定的指示意义。

(3)利用青岛、潍坊和蓬莱三部风廓线雷达联合计算的散度表明，在强对流天气发生前，中低层辐合不断增大，在强对流天气影响期间低层辐合高层辐散，有利于强对流风暴的发展维持；计算的涡度表明，在强对流天气发生前中低层为正涡度，而中层为负涡度。强对流天气影响期间，从高层到低层基本为正涡度，同时结合散度分析表明，低层为气旋式旋转辐合，中高层为气旋式辐散，这种结构有利于产生较强的上升气流，有利于对流风暴的维持发展。

(4)多普勒雷达资料分析表明，南北两个对流风暴都具备生成大冰雹的条件：深厚的60 dBZ以上回波墙结构、三体散射回波、旁瓣回波、较强的中气旋和较大的风暴顶辐散，北部对流风暴回波还有宽广的有界弱回波区、悬浮回波。强对流风暴的起始回波发生高度在0 ℃层高度以上，并且在短时间内迅速跃增达到-15 ℃左右高度。起始回波的这种跃增变化对这类冰雹天气的发展具有可参考价值。

(5)南北两个对流风暴的VIL及跃增值都很大，非常利于产生大冰雹。VIL密度长时间在4 g·m-3之上，以及强回波主体长时间维持，有利于产生持续时间长且直径较大的冰雹。地面大风出现在VIL和最大反射率因子在高位维持阶段，并且更多出现在VIL剧烈变化阶段。