一次大冰雹天氣過程的物理量垂直結構分析

段 榮，李 雪， 趙玉金， 袁洪釗， 范元品， 王戀平

(1.貴州省黔西南州氣象局，貴州興義 562400；2.貴州省山地氣候與資源重點實驗室，貴州貴陽 550002)

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一次大冰雹天氣過程的物理量垂直結構分析

段 榮1,2，李 雪1， 趙玉金1， 袁洪釗1， 范元品1， 王戀平1

(1.貴州省黔西南州氣象局，貴州興義 562400；2.貴州省山地氣候與資源重點實驗室，貴州貴陽 550002)

利用FNL(NCEP/NCAR)1°×1°經緯度網格再分析資料，通過4個時次跟蹤分析了2013 年4 月27日發生在貴州省西南部的一次大冰雹天氣過程，揭示了冰雹形成、發展、成熟、消散和大氣物理量垂直結構特征。結果表明，冰雹形成前3～8 h,高、低空存在較強的風向、風速垂直切變，構成了疊加在基本氣流上的次級環流，為不穩定能量的暴發提供了很強的外部抬升力；大氣中低層出現較強的水汽短時強輻合區，水汽通量輻合中心位于700 hPa附近，水汽通量值達-2.5×10-6g/(cm2·hPa·s)；假相當位溫及溫度垂直剖面圖上隨高度增加均存在遞減鋒區，說明大氣層斜壓不穩定增強,為冰雹發生區提供大量不穩定能量；- 20 ℃層高度與0 ℃層間厚度適宜，有利于生成大雹；大氣中高層先結束水汽輻合輸送轉為水汽輻散，冰雹天氣過程結束。

冰雹；物理量；垂直結構

冰雹天氣發生突然、天氣劇烈、破壞力極大，常伴有雷雨大風以及局部強降雨等強烈對流性災害天氣[1]。由于破壞性很強，常給人們的生命財產安全帶來嚴重威脅。關于冰雹天氣的研究，氣象學者分別從天氣形勢、物理量場和雷達回波特征等方面進行了分析，并已取得了一些成果[2-6]。研究表明，影響冰雹天氣的發生最重要的是中層干空氣和強垂直風切變[2]；最有利于冰雹天氣產生的探空結構為低層暖濕，中高層有干冷空氣，不穩定度較大，風垂直切變較大[3]；在冰雹天氣發生前，對流層低層一般為上升運動，來自大氣中、上層的干冷空氣及其伴隨的下沉氣流有利于不穩定層結的增強[4]。這些研究對冰雹的天氣形勢及物理量特征有了一定的認識，指出了有利于冰雹天氣產生的條件。2013年4月27日貴州西南部出現一次冰雹天氣過程(圖1)，造成興義市3個鄉鎮受災，農作物受災面積為1 354.0 hm2,損壞房屋約760間,經濟損失約193萬；安龍縣3個鄉鎮受災，農作物受災面積為2 721.4 hm2,損壞房屋2 910間，直接經濟損失約30萬元；興仁縣7個鄉鎮遭受冰雹襲擊，農作物受災面積為3 125.9 hm2，因災死亡大牲畜15頭，房屋損壞10 728間，直接經濟損失1 318.14萬元；晴隆縣4個鄉鎮農作物受災面積為421.7 hm2，因災死亡家禽350只；受災房屋達242棟。由于冰雹的發生發展均十分迅速，局地性強，對其預報預警一直是氣象服務中熱點難點。國內外學者對冰雹均作過系統的研究[7-10]，但還缺乏對冰雹整個過程進行動態、連續、加密地跟蹤分析其物理量空間垂直結構變化特征。筆者利用FNL再分析資料以及GrADS數據處理和顯示軟件系統通過4個時次(27日08：00、14：00、20：00、28日02：00)完整、連續、加密跟蹤分析了這次冰雹天氣過程的物理量場空間垂直結構演變特征，以便提高對此類天氣系統的認識，為預報該類天氣提供參考。

1 過程分析

4月27日08：00 500 hPa中高緯度基本上為徑向環流、兩槽一脊的形勢，巴爾克斯湖到貝加爾湖之間為脊控制，在貝加爾湖以西的脊前偏北氣流，引導干冷空氣沿青藏高原東側南下影響貴州西部，貴州中部有一東北-西南向的切變線，南壓影響貴州西南部，20：00移出貴州。27日08：00 700 hPa溫度槽明顯落后于高度槽，斜壓性較大，位于貴州西北部一低渦發展加深，從溫度場上看在貴州西部有一個明顯的溫度脊控制，貴州西部處于低渦右前方西南急流中，說明貴州西部中低層為暖濕氣流控制，形成大氣不穩定層結；850 hPa位于四川南部的低渦移至云南東部至貴州西部，發展加深配合貴州中部的地面輻合線，造成了這次冰雹天氣整個降雹過程，14:00貴州西南部就開始出現雷雨天氣，雷達回波圖上17:00～20:00處于貴州西南部的普安、晴隆北部邊緣有對流單體生成，回波強度超過50 dBz，回波帶狀分布，沿高空引導氣流移動，強回波區域為冰雹產生區域，相應這個時段在衛星紅外云圖上，貴州西南出現明顯的中尺度云團，云頂亮溫達-45～-60 ℃(圖2)，冰雹就出現在17:00～21:00這個時段。

2 物理量場垂直結構特征分析

2.1 渦度垂直結構特征分析渦度垂直剖面圖發現， 27日08:00冰雹發生區，900～1 000 hPa處于弱輻散下沉運動負渦度區，900～850 hPa有弱輻合上升正渦不穩定區，850～600 hPa為高層輻散下沉運動負渦度區，說明在大氣中低層有一弱的不穩定層生成(圖3a)；27日14:00,冰雹區900～700 hPa為正渦不穩定區輻合上升區，還形成一個正渦大值中心6×10-5s-1，說明不穩定輻合層開始增強增厚(圖3b)；27日20:00，冰雹區900～700 hPa為正渦不穩定區輻合上升區，700～500 hPa處于輻散下沉運動負渦度區，上升區、下沉區強度、面積基本對稱，導致強烈的上升運動，地面在貴州西南部出現了雷雨冰雹天氣(圖3c)；28日02:00，冰雹區1 000～400 hPa為正渦不穩定區輻合上升區，在有利于降雹的中高層已無明顯的抽吸效應，即不會造成強烈的上升運動，冰雹雷雨天氣結束(圖3d)。

2.2 垂直風場、垂直速度結構特征分析垂直風場、垂直速度剖面圖發現，垂直上升速度大值中心與風速大值中心基本重合。27日08:00冰雹發生區，1 000～800 hPa大氣處于上升運動不穩定區，800～600 hPa為下沉運動區，上升垂直速度最大值中心及風速大值中心位于850 hPa附近中心，垂直速度最大值達-2.5×10-3hPa/s，風速最大值達12 m/s，高層輻散、中低層輻合，弱的抽吸效應開始形成(圖4a)；27日14:00,冰雹區1 000～600 hPa大氣處于上升運動不穩定區，上升垂直速度最大值中心及風速大值中心位于700 hPa附近，中心最大值達-3.0×10-3hPa/s，風速最大值達36 m/s，說明上升運動不穩定層開始增強增厚，上升垂直速度及風速開始增大，600～200 hPa為下沉運動區，中低層輻合、高層輻散，一個強盛的抽吸效應開始形成(圖4b)； 27日20:00,冰雹區1 000～450 hPa大氣處于上升運動不穩定區，上升垂直速度最大值中心及風速大值中心上升至650 hPa附近，中心最大值達-5.0×10-3hPa/s，風速最大值達68 m/s，400～200 hPa下沉運動區，不穩定層繼續增強增厚，低層輻合、高層輻散，一個強盛的抽吸效應開始形成，另外冰雹發生區相鄰的左右側有一個強強盛的下沉氣流，構成了疊加在基本氣流上的次級環流，高、低空強的風速垂直切變和強烈上升運動有利于不穩定度傾向加大，導致冰雹發生區產生強烈的上升運動(圖4c)；28日02:00，上升垂直速度及風速已減小，且大值中心及大風中心下降至800 hPa附近，垂直上升速度最大值減小至-2.5×10-3hPa/s，最大風速值已減小至10 m/s，說明大氣趨于穩定，冰雹雷雨天氣結束(圖4d)。

2.3 水汽通量散度垂直結構特征27日08:00冰雹發生區，1 000～850 hPa為弱的水汽通量輻合，850～600 hPa還是水汽輻散區(圖5a)；27日08：00～14:00僅相差6 h冰雹發生區，900～600 hPa就出現了較強的水汽強輻合區 ，為降冰雹提供了充足的水汽，水汽通量輻合中心位于700 hPa附近，水汽通量值達-2.5×10-6g/(cm2·hPa·s)(圖5b)；27日20:00冰雹發生區1 000～700 hPa還維持較強的水汽強輻合區，但較14:00開始減弱，水汽通量輻合中心水汽通量值達-1.5×10-6g/(cm2·hPa·s)，且水汽通量輻合中心下降至900 hPa附近,說明大氣中高層水汽輻合輸送減小(圖5c)；28日02:00冰雹發生區，1 000～850 hPa還維持較弱的水汽通量輻合，水汽通量輻合中心水汽通量值減小至-0.5×10-6g/(cm2·hPa·s)，850～700 hPa轉為水汽輻散，說明大氣中高層先結束水汽輻合輸送，冰雹結束(圖5d)。

2.4 假相當位溫垂直結構特征分析黔西南州27日08:00～28日02：00θse垂直結構變化特征發現，27日08:00冰雹發生區，1 000～700 hPa假相當位溫隨高度的變化遞增，說明700 hPa以下大氣層是穩定的(圖6a)；27日14:00冰雹發生區，1 000～500 hPa隨高度的增加很快遞減，且在1 000～900 hPa、700～500 hPa分別存在一個遞減鋒區，說明500 hPa大氣層極不穩定(圖6b)；27日20:00冰雹發生區，1 000～500 hPa隨高度的變化仍然維持遞減，但遞減鋒區減弱，說明500 hPa大氣層由極不穩定開始轉向穩定(圖6c)；28日02:00冰雹發生區上空(1 000～500 hPa)，隨高度增加已無明顯的遞減鋒區結構，說明500 hPa大氣層趨于穩定(圖6d)。

2.5 濕場垂直結構特征4個時次(27日08:00、14:00、20:00、28日02:00)相對濕度場垂直結構特征(圖7)分析表明，無明顯的深厚濕層，27日20:00和28日02:00只是近地層800 hPa以下有大于>90%的濕層，冰雹天氣是發生前后8 h均無明顯的深厚濕層背景，800～500 hPa相對濕度維持在40%～70%，說明春季出現冰雹天氣不需要明顯的深厚濕層背景。有冰雹天氣時，水汽會出現短時強輻合，在冰雹出現區域上空維持短時深厚濕層。

2.6 0 ℃層和-20 ℃層高度溫度場垂直結構特征一般來說,0 ℃等溫線至- 20 ℃等溫線之間的區域主要由過冷水滴、雪花及冰晶組成,這個區域是冰雹生成的“雹源區”[11]。經分析,27 日 0 ℃層高度均維持在600 hPa (4 000 m) 左右,這樣的高度使得對流云可向更高處發展,使低層的水汽通過強烈的上升運動能夠達到該高度,為雷雨、大風、冰雹以及局部強降雨提供了豐富的水汽條件,且當雹粒增長到足夠大而下落時,不至于因暖層過厚而被融化。27 日- 20 ℃層高度均維持在400 hPa (8 000 m)左右,與0 ℃層間厚度適宜,因高空冷空氣進入中層,加劇了層結的對流不穩定性,同時,使得雹胚在過冷水含量豐富的環境中相互碰撞的機會較多,雹粒增長快,有利于生成大雹[12]。27日08:00冰雹發生區，1 000～850 hPa存在溫度隨高度遞減的弱鋒區，說明850 hPa以下大氣層存在一弱的斜壓不穩定(圖8a)；27日14:00冰雹發生區，1 000～700 hPa溫度隨高度遞減弱鋒區增強，說明700 hPa以下大氣層斜壓不穩定增強，大氣中低層極不穩定(圖8b)；27日20:00，1 000～700 hPa仍然存在溫度隨高度增加出現遞減鋒區，但鋒區開始減弱，說明500 hPa大氣層由極不穩定開始轉向穩定(圖8c)；28日02:00溫度隨高度已沒有明顯遞減鋒區結構，說明500 hPa大氣層趨于穩定(圖8d)。

3 小結

(1)冰雹形成前3～8 h，高、低空存在較強的風向、風速垂直切變，構成了疊加在基本氣流上的次級環流，為不穩定能量的暴發提供了很強的外部抬升力。

(2)冰雹天氣發生前3 h,900～600 hPa就出現較強的水汽強輻合區，為降冰雹提供了充足的水汽，水汽通量輻合中心位于700 hPa附近，水汽通量值達-2.5×10-6g/(cm2·hPa·s)；假相當位溫垂直剖面圖上1 000～900、700～500 hPa隨高度增加分別存在一個遞減鋒區，溫度垂直剖面圖上1 000～700 hPa隨高度增加同樣存在一個遞減強鋒區，說明700 hPa以下大氣層斜壓不穩定增強。

(3)-20 ℃層高度在400 hPa 左右,與0 ℃層間厚度適宜,因高空冷空氣進入中層,加劇了層結的對流不穩定性,同時,使得雹胚在過冷水含量豐富的環境中相互碰撞的機會較多,雹粒增長快,有利于生成大雹。

(4)冰雹天氣是發生前后8 h均無明顯的深厚濕層背景，800～500 hPa相對濕度維持在40%～70%，說明春季出現冰雹天氣不需要明顯的深厚的濕層背景。有冰雹天氣時，水汽會出現短時強輻合，在冰雹出現區域上空維持短時深厚濕層。

(5)地面輻合線的影響,為不穩定能量的暴發提供了很強的外部抬升力；冰雹落區就出現在水汽短時強輻合區，大氣中高層先結束水汽輻合輸送轉為水汽輻散，冰雹結束。

[1] 盧衛星,葉子祥,莊千寶,等.低空東南風急流影響的兩次冰雹過程對比分析[J].冰雹災害,2011,30(3):227-233.

[2] 曹芳,李昀英.一次特冰雹過程的中尺度低壓特征及發展因子分析[J].冰雹災害,2011,30(1):28-35.

[3] 王芬,李腹廣.多普勒天氣雷達冰雹探測算法評估及檢驗改進[J].氣象科技,2009,37(3)：345-348.

[4] 陳傳雷,孫欣,李玉鳴,等.2010年遼寧主汛期冰雹過程副高、急流及層結特征分析[J].氣象科技,2013,41(1):146-152.

[5] 萬文龍,張杰，朱克云，等.CPS-PW資料在川西冰雹中的應用研究[J].安徽農業科學,2010,38(13):145-150.

[6] 陳金敏,刁秀廣.冰雹與對流性強降水天氣的物理量和雷達參數對比分析[J].安徽農業科學,2010,38(5):253-255，283.

[7] 段榮,王芬,熊方.西南低渦造成連續冰雹天氣個例診斷分析[J].安徽農業科學,2011,39(2):4696-4699.

[8] 黎惠金,李向紅,黃芳,等.廣西一次特冰雹的MCC演變過程及結構特征分析[J].高原氣象,2013,32(3):806-817.

[9] BAIK JONG JIN.Response of a Stably Stratified Atmosphere to Low-Level Heating—An Application to the Heat Island Problem[J].J AppliedMeteorology,1992,31(3):291-303.

[10] SMITH ERIC A.The Structure of the Arabian Heat Low Part II:Bulk Tropospheric Heat Budget and Implications[J].Mon Wea Rev,1986,114(6):1084-1102.

[11] 陸忠漢,陸長榮,王婉馨.實用氣象手冊[M].上海:上海辭書出版社,1984:320-327.

[12] 張霞,周建群,申永辰,等.一次強冰雹過程的物理機制分析[J].氣象,2005，31(4):13-17.

Physical Vertical Structure Analysis of a Large-hail Process

DUAN Rong1,2,LI Xue1,ZHAO Yu-jin1et al

(1.The Meteorological Bureau of Southwestern Guizhou,Xingyi,Guizhou 562400; 2.Key Laboratory of Mountainous Region Climate and Resources of Guizhou Province,Guiyang,Guizhou 550002)

Using FNL (NCEP / NCAR) 1 ° × 1 °reanalyzed data,through four time tracking analysis of a large-hail process occurred in the southwester Guizhou Province on April 27,2013,the hail formation,development,maturity,dissipation,atmosphere physical vertical structure were revealed.The results showed that:there is a strong vertical wind shear in the high and low altitude before the formation of hail 3-6 hours,constitute the secondary circulation superimposed on the basic flow,to provide a strong external uplift force to the outbreak of instability energy; atmospheric low-middle rise appeared a short-term strong water-vapor convergence zone,the maximum of convergence of moisture flux near 700 hPa,moisture flux value is -2.5 × 10-6g/(cm2·hPa·s); there are diminishing frontal zone with height in the profile of the potential pseudo-equivalent temperature and the temperature,it showed that the atmosphere baroclinic instability enhanced to provide a lot of energy in the hail occurred unstable areas; the thickness between -20 ℃ and 0 ℃ layer height was appropriate and conducive to generate large-hail; end of the first moisture convergence transport to atmospheric moisture divergence in the middle-high level,the hail process is over.

Hail; Quantities; Vertical structure

段榮(1962- )，女，貴州晴隆人，高級工程師，從事短期預報工作。

2014-11-24

S 427

A

0517-6611(2015)02-215-06