青海兩次多單體降雹過程的雹譜分布特征

劉曉莉，水旭瓊

(1．南京信息工程大學中國氣象局氣溶膠與云降水重點開放實驗室，江蘇南京210044;2．寧?？h氣象局，浙江寧波315600)

LIU Xiao-li1，SHUI Xu-qiong2

(1．Key Laboratory for Aerosol-Cloud-Precipitation of China Meteorological Administration，NUIST，Nanjing 210044，China;2．Ninghai Metrorological Bureau，Ningbo 315600，China)

0 引言

冰雹災害是我國最嚴重的氣象災害之一。冰雹云的形成是大、中尺度系統(tǒng)以及云物理過程相互作用的結果，同時還與云內的微物理場以及復雜地形、地表熱力差異等環(huán)境場有著密不可分的聯(lián)系，在研究冰雹形成機理中存在許多困難(宋斌，2007)。

地面冰雹譜觀測表明，不同雹云過程以及雹云不同發(fā)展階段、部位冰雹譜具有不同的分布演變規(guī)律。冰雹譜分布演變是雹云一系列復雜動力熱力過程和微物理過程相互作用的結果，對于冰雹譜分布演變特征的研究有助于清楚認識不同地域、雹云類型冰雹粒子的形成增長機理。青藏高原由于其獨特的地理位置及地形特點，冰雹云頻發(fā)，且雹云物理結構及成雹機理均存在其特殊性。在高原冰雹觀測中發(fā)現，由于高原夏季雹云具有云底高變及地面氣溫都偏低的特點，地面雹譜較為接近于云中的狀況(趙仕雄，1982)。高原雹譜有單調下降、雙峰、均譜三種。由于高原地區(qū)海拔較高，大冰雹中霰胚居多、凍滴胚較少，冰雹生長以冷相機制為主(趙仕雄，1986;張國慶和孫安平，2007)。

由于冰雹天氣系統(tǒng)的局地性和突發(fā)性強，云體發(fā)展非常迅速、生命史較短、且上升氣流劇烈，云內微物理結構的數據資料相對匱乏。云模式可以詳細認識雹云微物理結構、定量研究冰雹形成及演變特征，也可以對冰雹形成演變的物理機制進行詳細探討，是研究成雹機理的必要和有效工具。數值研究表明，不同雹云中冰雹粒子形成、增長的環(huán)境場存在差異，云內過冷水累積特征對于冰雹粒子的形成增長具有重要的影響(Foote，1984;Nelson，1987;許煥斌和段英，2001，2002;鄭凱琳和陳寶君，2011)。冰雹的尺度范圍變化很大，冰雹尺度分布函數斜率和截距在時空上演變劇烈，使得對冰雹粒子譜分布的精確參數化描述相當困難，對于雹云內冰雹粒子分布演變特征的描述最理想應采用粒子分檔方案(Farley，1987;Farley and Orville，1987;劉曉莉和牛生杰，2007)。郭學良等(2001a，2001b)建立和發(fā)展了三維冰雹分檔數值模式，該模式基于三維完全彈性動力框架(孔凡鈾等，1990;洪延超，1998)，可較為真實地再現冰雹譜分布的時空分布演變特征，適合于研究降雹過程以及冰雹粒子尺度分布的時空演變特征。

因此，本文利用三維冰雹分檔數值模式(郭學良等，2001a，2001b)模擬研究高原地區(qū)降雹過程冰雹譜時空分布演變特征，探討高原地區(qū)雹云物理結構及冰雹形成的宏微觀物理過程，以加深對青藏高原冰雹云物理結構及成雹機理的科學認識。

1 模式介紹

采用郭學良(2001a，2001b)發(fā)展的三維冰雹分檔數值模式，包括云滴、云冰、雨滴、雪團、霰和雹等冰雹云中主要水成物粒子及凝結、撞凍等37種主要微物理過程。該模式是針對多數冰雹云參數化模式中假定冰雹譜服從特定的負指數分布，冰雹增長率依賴其加權平均末速度以及粒子間的數濃度轉換不守恒等局限性。模式中將水成物分成云水，雨水，冰水，雪團以及冰雹/霰5種，再對冰雹/霰按照指數分檔方法劃分為21檔。由于冰雹之間的相互碰并系數很小，所以不考慮冰雹間的碰撞問題。這樣每檔的冰雹由于其增長率依賴于其本身檔的下落末速度對其以外的其他粒子的連續(xù)收集過程，相比較于將冰雹作群體，粒子服從特定的譜型，其增長率依賴于質量的權重平均末速度的參數化模式更接近實際。

2 1979年青海西寧兩次冰雹個例分析

青藏高原、青海中南部、四川西北部、甘肅中南部地區(qū)是中國冰雹的高發(fā)區(qū)(陳思蓉等，2009)，本次模擬分析了1979年7月20日和8月5日青海西寧兩次多單體冰雹過程，選取7月20日08時和8月5日20時(北京時間，下同)的探空觀測資料(數據來自 http://weather．uwyo．edu/upperair/sounding．html)，前者記為個例一，后者記為個例二。

2.1 模式初始條件

為了觸發(fā)模式中對流的產生，本模式采用濕熱泡啟動技術。兩個個例的模擬域中心放置最大水平直徑8 km和垂直直徑為4 km的橢球型濕熱泡，其距離地面4 km，個例一濕熱泡中心最大擾動位溫為1.0 K，個例二為0.5 K。模擬中心點取X=18 km，Y=18 km，采用模擬域隨風暴移動技術使模擬風暴始終處在模擬域中央。模擬域的水平范圍為36 km×36 km，垂直高度為18.5 km，網格間距為ΔX=ΔY=1 km，ΔZ=0.5 km，模擬時間為80 min。

2.2 模擬結果

2.2.1 生命史

分析兩個個例各高度層水平氣流場特征(圖1a—d)，冰雹云發(fā)展過程中低層均在第6分鐘出現輻合且不斷增強，第12分鐘達到最強，第16分鐘出現降水后輻合逐漸減弱，輻散加強。中層有明顯的輻合輻散轉換，而兩者高層在起初并沒有明顯的輻散氣流，之后輻散范圍和強度不斷增大，分別在個例一的第26分鐘和個例二的第20分鐘達到最大后逐漸減弱。

對比兩個個例可知(圖2a—d)，風暴在發(fā)展和移動過程中，出現了多個上升氣流中心，因此兩者都屬于多單體風暴，但后者的上升氣流速度明顯高于前者，因此后者發(fā)展更旺盛，其發(fā)展最強時雷達回波頂高可達13～14 km(圖2e—f)，根據資料顯示(趙仕雄，1982)，該日雹云的雷達回波頂達14 km，40 dBz的強回波區(qū)在6 km以下，模擬結果與實況較為一致。

圖1 水平風矢量場(單位:m/s) a．個例一低層;b．個例一高層;c．個例二低層;d．個例二高層Fig．1 Horizontal wind vector fields(units:m/s)at(a)low and(b)high levels for Case One，and(c)low and(d)high levels for Case Two

圖2 模擬的冰雹云垂直速度水平分布(a—d;單位:m/s)以及雷達反射率因子的垂直剖面(e，f;單位:dBz) a．個例一第16分鐘;b．個例一第24分鐘;c．個例二第16分鐘;d．個例二第22分鐘;e．個例一第44分鐘;f．個例二第34分鐘Fig．2 (a，b，c，d)Horizontal distributions of simulated vertical velocity(units:m/s)of hail cloud at(a)the 16th min and(b)the 24th min for Case One，and(c)the 16th min and(d)the 22nd min for Case Two，and(e，f)vertical profiles of radar reflectivity(units:dBz)of hail cloud at(e)the 44 min for Case One and(f)the 34 min for Case Two

2.2.2 地面降水

在數值模擬中，兩個個例的降雨均從第16分鐘開始并增強。個例一在第30分鐘(圖3a)出現40 mm/h的雨強，持續(xù)到第34分鐘逐漸減小，至第56分鐘結束。個例二在第32分鐘(圖3b)出現雨強最大值160 mm/h后減小，至第58分鐘結束。個例一在第32分鐘的降雹強度達到0.5 mm/h并不斷增大，在第36分鐘達到最大值(圖3c)8 mm/h后逐漸減弱，至第48分鐘降雹結束。而個例二在第28分鐘出現3 mm/h的降雹強度，在第32分鐘時達到最大值(圖3d)39 mm/h后逐漸減弱，至第46分鐘降雹結束。從趙仕雄(1982)分析實況資料來看，個例二降水過程中的中心雨強及降雹強度遠大于個例一，因此通過數值模擬得出的結果基本符合實況，也為對比分析兩個個例雹譜分布提供了有利依據。

圖3 降水和降雹強度的變化(單位:mm/h) a．個例一降雨第30分鐘;b．個例二降雨第32分鐘;c．個例一降雹第36分鐘;d．個例二降雹第32分鐘Fig．3 Variations of rainfall and hailfall intensities(units:mm/h) a．rainfall at the 30 min for Case One;b．rainfall at the 32 min for Case Two;c．hailfall at the 36 min for Case One;d．hailfall at the 32 min for Case Two

2.2.3 含水量及微物理過程演變特征

分析各種水成物不同時刻的垂直剖面以及云中垂直速度分布，有利于了解云中各種水凝物在相應流場中分布的高度和演變狀況，并結合云中發(fā)生的各種微物理過程和各種轉化過程，得出冰雹形成機制。以下選取X-Z剖面(Y=18 km)，對比分析兩次風暴發(fā)展各個時期模擬水成物的分布情況及轉化過程。

圖4給出了兩者在不同時刻的云水含量垂直剖面，可知兩者的云水比含水量均從開始就隨時間變化而增大，且最大值高度不斷升高。個例一第16分鐘(圖4a)的云水比含水量最大值2.4 g/kg出現在5 km高度處，對應此時降水開始，逐漸加強的下沉氣流使得其中心位置不斷下降。在第24分鐘(圖4b)出現兩個云水比含水量最大值中心并開始由下沉氣流占主導，而后云水比含水量隨著下沉氣流逐漸地減弱也減弱消亡。個例二在第12分鐘時位于3 km高度處(圖4c)出現云水比含量最大值2 g/kg，至第16分鐘(圖4d)降水產生時開始減少，第22分鐘保持在0.4 g/kg左右，此時低層主要是下沉氣流，但高層依舊存在強的上升氣流，直至第42分鐘隨下沉氣流逐漸減弱而減弱消失?？傮w而言，隨云體的發(fā)展，云水比含水量中心位于上升氣流區(qū)，當地面產生降雨之后，由于水凝物的下降，云水比含水量中心分裂為兩個中心，在發(fā)展過程中云水比含水量隨雹云的發(fā)展呈先增加后減少的特點。

圖4 云水比含水量的變化(單位:g/kg) a．個例一第16分鐘;b．個例一第24分鐘;c．個例二第12分鐘;d．個例二第16分鐘Fig．4 Variations of cloud water mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 16 min and(b)the 24 min for Case One，and(c)the 12 min and(d)the 16 min for Case Two

分析雨水比含水量的垂直剖面(圖5)，雨水比含水量產生位于主上升氣流的前方，且中心高度隨垂直氣流增強逐漸升高。個例一在第16分鐘3 km高度處(圖5a)最大值達2.0 g/kg;個例二在第14分鐘(圖5c)5 km高度處最大值達5.0 g/kg，為降雨過程提供了有利條件。兩者雨水比含水量持續(xù)增大，從第30分鐘起個例一開始逐漸減少，其中心位置不斷下移，當地面開始降雹后，第38分鐘(圖5b)出現多個中心。個例二在7.5 km高度處達到最大值9.0 g/kg后，中心位置下移，第28分鐘其最大值減少至1.0 g/kg，此時地面開始降雹，第32分鐘出現多個中心(圖5d)。雨水的發(fā)展相對云水略顯滯后，同時其他水凝物還尚未發(fā)展，因此雨水的主要來源是云水的自動轉化，后期雨水主要來源于冰雹融化。

圖5 雨水比含水量的變化(單位:g/kg) a．個例一第16分鐘;b．個例一第38分鐘;c．個例二第14分鐘;d．個例二第32分鐘Fig．5 Variations of rain water mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 16 min and(b)the 38 min for Case One，and(c)the 14 min and(d)the 32 min for Case Two

圖6 冰晶比含水量的變化(單位:g/kg) a．個例一第20分鐘;b．個例一第28分鐘;c．個例二第16分鐘;d．個例二第36分鐘Fig．6 Variations of cloud ice mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 20 min and(b)the 28 min for Case One，and(c)the 16 min and(d)the 36 min for Case Two

由兩者的冰晶含量垂直剖面(圖6)可知，個例一冰晶0.2 g/kg的比含水量在第20分鐘出現(圖6a)，個例二冰晶0.3 g/kg的比含水量在第16分鐘出現(圖6c)。兩者的冰晶比含水量中心出現在上升氣流上方并不斷向后推移，在水平方向上伸展得很寬，而在垂直方向上所處的區(qū)域卻較狹窄，這一點在個例一中尤其明顯(圖6b)。個例二的冰晶比含水量整體比個例一要大許多(圖6d)，這與其龐大的冰雹云云體有關，云頂高度高，上層的冰晶含量就多。同時個例一冰晶比含水量在第34分鐘就已經消失，而個例二一直存在到模擬時間結束。

對比分析兩者雹比含水量的垂直分布(圖7)，個例一的雹比含水量在第20分鐘(圖7a)出現于最大上升氣流上方并逐漸增加，第24分鐘其中心位置隨上升氣流速度減小開始下降，但雹比含水量有所增加，在第28分鐘突然增加到0.7 g/kg，這是因為高度越低云體內含水量越高，越利于冰雹增長。此后由下沉氣流占主導，高度持續(xù)降低，至第34分鐘起(圖7b)雹比含水量開始減少，對應于降雹產生。在地面結束降雹的后期，由于大部分冰雹粒子己降落至地面，云中的雹比含水量迅速減小。而個例二的雹比含水量在第16分鐘(圖7c)出現在最大上升氣流上方，其形態(tài)與雷達回波圖十分吻合。在第28分鐘(圖7d)雹比含水量隨著冰雹的降落而不斷減少，最大值中心高度也隨之下降并逐漸消失。

圖7 雹比含水量的變化(單位:g/kg) a．個例一第20分鐘;b．個例一第34分鐘;c．個例二第16分鐘;d．個例二第28分鐘Fig．7 Variations of hail mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 20 min and(b)the 34 min for Case One，and(c)the 16 min and(d)the 28 min for Case Two

圖8 微物理過程 a．個例一的冰雹形成;b．個例一的冰雹增長;c．個例二的冰雹形成;d．個例二的冰雹增長Fig．8 The microphysical processes a．the hail formation of Case One;b．the hail growth of Case One;c．the hail formation of Case Two;d．the hail growth of Case Two

結合各類比含水量分布分析，可發(fā)現它們對雹胚形成和增長具有突出貢獻。云水和雨水的發(fā)展依賴于上升氣流，呈先增后減的特點。在雹胚形成之前，過冷雨水中心位于上升氣流中心附近，有利于充分的水汽向上層輸送，從而為冰雹的生長提供充足的水源。兩個個例冰雹均出現在上升氣流頂部，此時雨水比含水量大值區(qū)位于負溫區(qū)，因此可認為冰雹主要由過冷雨滴凍結成霰而形成。同時當過冷雨水比含水量開始減少時，對應雹比含水量迅速增長。

分析微物理過程(圖8)，個例一冰雹形成的主要來源是過冷雨滴凍結(RNUrg)以及少量的冰晶凇附增長，即冰晶碰并過冷云水(RCLci)(圖8a)。霰和冰雹的增長主要通過霰的凝華過程(RVDgv)以及霰與冰雹碰并過冷云水(RCLcg)過程(圖8b)。個例二的冰雹形成及增長的總質量生成率明顯比個例一高，其冰雹的形成和增長方式與個例一一致(圖8c、d)。從表1可知冰雹的干增長過程最大增長率基本與冰雹收集云水的最大收集率一致，因此冰雹的干增長過程主要收集云水造成的。雖然冰雹的增長是干濕增長共同作用的，但這兩次過程均以冰雹的干增長過程為主。

表1 降雹強度最大處的微物理過程Table 1 The microphysical processes where the hailfall intensity is the maximum g·g－1·s－1

2.2.4 冰雹譜分布

中心坐標(18，18)由于接近冰雹云中心，最大上升氣流處，沒有冰雹數濃度分布，因此選取降雹強度最大值處，分別就個例一(20，20)和個例二(21，16)進行雹譜分析。

圖9 個例一的模擬雹譜 a．低層第18分鐘;b．低層第32分鐘;c．低層第44分鐘;d．中層第20分鐘;e．中層第32分鐘;f．中層第42分鐘;g．高層第20分鐘;h．高層第26分鐘;i．高層第40分鐘Fig．9 Simulated hail size distributions for Case One at low level at(a)the 18 min，(b)the 32 min and(c)the 44 min，at middle level at(d)the 20 min，(e)the 32 min and(f)the 42 min，and at high level at(g)the 20 min，(h)the 26 min and(i)the 40 min

個例一低層在第18分鐘出現雹譜數濃度分布，粒徑范圍約為9～11 mm(圖9a)，第20至第36分鐘是冰雹增長過程(圖9b)，數濃度基本穩(wěn)定不變。在第40分鐘由于降雹過程導致數濃度突然變小。第42分鐘數濃度又有所增加，這是由于下沉氣流將上層已生長的冰雹粒子帶入低層中，一部分降落至地面，另一部分隨上升氣流繼續(xù)循環(huán)增長。在第44分鐘(圖9c)存在不同尺度的冰雹粒子，但是小粒子比大粒子多。中層第20分鐘(圖9d)出現雹譜分布，粒徑約4 mm左右，之后增長(圖9e)。第40分鐘由于一部分冰雹下落至低層，同時大冰雹存在一定程度的融化，導致冰雹尺度降低。在第42分鐘(圖9f)存在尺度為9～15 mm之間的冰雹粒子。高層從第20分鐘(圖9g)起出現雹譜且尺度較大，大量水汽伴隨著上升氣流加強從底層輸送到高層，使得高層的部分冰粒子處于重結凇狀態(tài)，粒子粒徑很大，同時低層的小粒子伴隨傾斜上升氣流到達高層已經增長。這些大粒子會被高層的強輻散作用帶到主上升氣流兩側，因此從第22至第30分鐘冰雹不斷增長(圖9h)。第32分鐘由于地面開始降雹，高層大粒子全部降落，只存在小尺度冰雹粒子，但數濃度很高，其后小粒子又開始增長。在第40分鐘(圖9i)同時存在大小粒子，數濃度因地面降雹而變化明顯。

個例一的實況如圖10所示，在傾斜上升氣流作用下，冰雹粒子不斷增長，冰雹個數也隨著雹云發(fā)展不斷增加，雹譜相對較寬，過程中大小尺度粒子共存，模擬結果與其基本吻合。

個例二低層從第16分鐘開始出現雹譜數濃度分布，粒徑約4 mm左右(圖11a)，相對個例一雹譜較窄，第16分鐘至第38分鐘(圖11b)冰雹增長，強上升氣流帶入大量水汽有利于冰雹形成發(fā)展，同時降雹過程影響冰雹數濃度變化，第42分鐘(圖11c)數濃度有明顯增加。同個例一，在第46分鐘降雹結束后仍存在一定的冰雹粒子，但是基本在降至地面前就融化成雨水降落。中層第16分鐘(圖11d)出現雹譜分布，粒徑與低層相近，第16分鐘到第32分鐘不斷增長(圖11e)，同時低層粒子隨上升氣流進入中層，數濃度明顯提高。在第34分鐘由于地面降雹，數濃度降低，第42分鐘(圖11f)存在粒徑為17～20 mm的冰雹粒子。個例二強垂直上升氣流造成冰雹數濃度明顯大于個例一，但并不利于冰雹的循環(huán)增長。高層第16分鐘(圖11g)開始出現雹譜分布，尺度較大，隨上升氣流加強存在與中低層相似的增長過程(圖11h)。第30分鐘由于地面降雹，高層的大粒子全部降落，只存在小尺度的冰雹粒子，數濃度明顯降低。在第48分鐘(圖11i)存在9 mm粒徑的冰雹粒子。

個例二的實況如圖12所示，冰雹雹譜較窄，冰雹云發(fā)展相對個例一較旺盛，冰雹個數也比個例一多，模擬結果與其基本吻合。

圖10 個例一的實況雹譜 a．13:03;b．13:10;c．13:19Fig．10 Observed hail size distributions for Case One at(a)13:03 BST，(b)13:10 BST and(c)13:19 BST

3 結論

對兩次冰雹天氣過程發(fā)生發(fā)展的環(huán)境場特征、動力機制、云宏微觀結構及云內微物理特征演變展開研究。并通過冰雹分檔模式，分析水成物的分布特征以及雹譜分布狀況。

1)這兩次降雹過程的冰雹雹譜分析與實際(趙仕雄，1982)對比基本符合，兩次降雹均為多單體風暴過程，多單體風暴過程強回波區(qū)域對應強降雹的發(fā)生。

2)云水比含水量中心位于上升氣流區(qū)，為降水提供了有利條件。云水、雨水比含水量隨雹云的發(fā)展呈先增長后減少的特點。

3)兩次個例冰雹形成的主要來源是過冷雨滴凍結以及少量的冰晶凇附增長，霰和冰雹的增長主要通過霰的凝華過程以及霰與冰雹碰并過冷云水。

4)個例一的傾斜上升氣流有利于冰雹的循環(huán)增長，雹譜相對較寬，過程中大小尺度粒子共存，個例二的氣流場中沒有傾斜上升氣流，強垂直上升氣流使得冰雹粒子尺度較大，冰雹雹譜較窄。同時個例二冰雹云發(fā)展較為旺盛，云水、雨水、冰晶、雹等比含水量明顯大于個例一，因此冰雹形成發(fā)展過程中，數濃度明顯高于個例一。

圖11 個例二的模擬雹譜 a．低層第16分鐘;b．低層第32分鐘;c．低層第42分鐘;d．中層第16分鐘;e．中層第32分鐘;f．中層第42分鐘;g．高層第16分鐘;h．高層第20分鐘;i 高層第48分鐘Fig．11 Simulated hail size distributions for Case Two at low level at(a)the 16 min，(b)the 32 min and(c)the 42 min，at middle level at(d)the 16 min，(e)the 32 min and(f)the 42 min，and at high level at(g)the 16 min，(h)the 20 min and(i)the 48 min

圖12 個例二的實況雹譜 a．21:04;b．21:18Fig．12 Observed hail size distributions for Case Two at(a)21:04 BST and(b)21:18 BST

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