金華區域性冰雹天氣過程的綜合分析

陸　韜　張行才　嚴紅梅

(金華市氣象臺，浙江 金華 321000)

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金華區域性冰雹天氣過程的綜合分析

陸韜張行才嚴紅梅

(金華市氣象臺，浙江 金華 321000)

摘要：選取發生在金華的5次區域性冰雹天氣過程，應用常規觀測資料和多普勒天氣雷達資料，從天氣形勢背景、下墊面、物理條件和雷達回波演變等方面進行了綜合分析。結果表明：區域性冰雹天氣多發在午后到前半夜，落區多是引導氣流前方山地的迎風坡或是被大山包圍、水體附近的迎風坡上；需要具備不穩定的大氣層結(IC指數<-5 ℃)和適宜冰雹成長的溫度層結(0 ℃層高度位于620 hPa附近，-20 ℃層高度位于420 hPa附近)；垂直風切變和CAPE值都是區域性冰雹天氣條件發生很好的表征；區域性冰雹天氣按照風暴類型可以分為多個超級單體風暴和強烈多單體風暴兩種，前者在雷達回波上反映更為明顯和劇烈。

關鍵詞：區域性冰雹 下墊面 不穩定大氣層結 溫度層結 雷達特征

0引言

冰雹災害是由強對流天氣系統引起的一種局地性強、破壞性大、季節性明顯、具有突發性和陣性特征的氣象災害。一場強烈的降雹會給農業、畜牧業、交通、通信、城市建筑等造成巨大損失，出現了多處降雹的冰雹風暴(定義為區域性冰雹)更是給人民的生命財產帶來了嚴重的危害。本文對金華地區觀測到的5次區域性冰雹天氣過程進行整理分析，以求尋找出此類冰雹天氣出現前的環境場、雷達產品的共同特征。

1天氣形勢背景

5次區域性冰雹天氣過程發生的時間均為午后到前半夜對流旺盛的階段。影響系統具有代表性，其中2009年2月份的兩次過程出現在上干冷下暖濕的條件下，對流性不穩定增強，中低層切變線和地面弱冷空氣是觸發機制；“2009.06.05”過程為東北冷渦后部西北氣流影響，觸發了對流不穩定能量；“2009.11.09”過程為高空短波槽、地面弱冷空氣影響；“2013.07.09”過程為副熱帶高壓內部熱力不穩定，由地面中尺度輻合線觸發造成(表1)。

表1　5次區域性冰雹天氣過程信息表

2下墊面的影響

為了分析地形對風暴形成的作用，將5次過程的11個降雹落區地點疊加在地形高程圖上(圖1)，圖中帶紅色圓圈的白色標記表示降雹落區，淺藍色線為河流水系。在5個區域性冰雹過程中，2009年6月5日夜里發生在浦江縣花橋鄉、義烏市大陳鎮的降雹過程的引導氣流為西北氣流，除此之外其余過程的引導氣流均為西南氣流。從圖1可以看到，有7個降雹落區位于引導氣流前方山地的迎風坡，有2個位于大山周圍、水體附近、山區迎風坡，另外2個處于盆地，附近有河流或水體包圍。

上述特點表明不同性質的下墊面對冰雹的形成產生影響：山谷對氣流起到強迫阻擋作用并使其折轉匯合，引起輻合上升，加速劇烈的垂直運動，提供了冰雹形成所需的強烈上升的動力條件，同時水汽聚集，溫度增加，引起不穩定能量累積，對冰雹云形成和發展有加強作用。

水體的影響較為復雜，一方面對局地有降溫作用，擾動溫度梯度加大，廖玉芳[1]研究發現大的溫度梯度不但加強了有利于強對流系統形成的垂直風切變，而且地形熱力環流的上升運動支也提供了雷暴的觸發機制，同時水體的蒸發使得空氣濕度增大，為強對流天氣系統在水體附近的發展提供了有利的層結不穩定條件；另一方面，河流流域、大中型水庫水體的對風向風速有一定阻滯作用，下墊面濕度大，水汽過于充沛，不利于冰雹的發生發展，因此在平原或盆地地區的寬闊水體附近很少觀測到降雹。

圖1　5次區域性冰雹天氣過程落區示意圖

3降雹發生前期物理條件分析

冰雹天氣屬于中小尺度天氣系統的強對流天氣現象，它的發展既取決于大尺度環流場的物理條件，反過來它又影響大尺度環流場。因此，區域性冰雹的形成條件是在有利的天氣環流背景下，一定范圍內的大氣具備不穩定層結、溫度層結、觸發機制和強的垂直風切變[2]。

5次區域性冰雹過程發生的時間從2月到11月，跨越了春季、夏季和秋季，對流參數在每個過程中體現了不同的指示意義。表2對5次區域性冰雹過程發生前的物理條件進行了歸納，從表2可以看到，IC指數是判別大氣穩定度的很好指標，適宜的0 ℃和-20 ℃層高度是影響冰雹生長的重要因子，垂直風切變和CAPE值分別是表征冰雹天氣發生的動力學條件和熱力學條件。

3.1穩定度指數

K指數:K=(T850-T500)+Td850-(T700-Td700)。既考慮了垂直溫度梯度，又考慮了低層水汽，一般K值越大表示層結越不穩定。4次冰雹天氣發生前期K指數均≥32 ℃，最大達到了37 ℃，尤其是2009年冬末春初的兩次過程，在冷季環境溫度較低的情況下，中低層較好的水汽條件對出現較大的K值做出了主要貢獻。但K指數受環境溫度影響較大，例如2009.06.05過程由于前期出現過降水天氣，溫度剛剛回升，K指數較低，不具有指示作用。

VT(Vertical Totals指數)：VT=T850-T500,反映了大氣垂直溫度遞減率。冰雹發生前期上冷下暖，從表2可見850 hPa和500 hPa溫度差在23～29 ℃，且多有高層干冷平流和低層暖濕平流的輸送，加大了高低層的溫差，使大氣層結不穩定度加大。與K指數類似，不同季節的環境溫度造成VT數值差別較大，指示意義不明顯。

IC指數：IC=θse(500-850)。假相當位溫(θse)的垂直分布反映了大氣層結對流不穩定度的狀況,利用冰雹出現前距離最近的探空站850 hPa與500 hPa的θse差值來判斷大氣的穩定性，5次過程θse均隨高度而減小,大氣呈對流不穩定狀態。IC指數越小，大氣層結越不穩定，5次區域性冰雹過程IC指數<-5，4次過程IC指數<-10，利于冰雹等強對流天氣的發生。

3.2適宜冰雹成長的溫度層結

適宜的0 ℃和-20 ℃層高度是影響冰雹生長的重要因子，以有利于冰雹胚胎在生長層內不斷增大。0 ℃層高度一般在620 hPa(3.3～4.3 km)，-20°層在420 hPa附近(6.6～7.5 km)附近或以下有利于冰雹的增長，二者厚度在200 hPa之間。

4次過程在低層都有逆溫層存在，逆溫層的厚度在30～80 hPa之間，適宜的厚度既利于低層能量的累積，又使得在一定的觸發機制下能沖破阻擋層，使聚積的能量得到釋放。

3.3熱力動力指數

CAPE(對流有效位能)：是氣塊在給定環境中絕熱上升時的正浮力所產生的能量的垂直積分，可以反映大氣層結垂直穩定度和水汽條件。CAPE可以很好的預示強對流天氣的發生[3]，數值越大表示上升的強度越強。區域性冰雹的發生發展需要一定范圍內存在高能量區，“2009.11.09”和“2013.07.09”兩次過程CAPE值大于900，尤其是2013年7月9日受副高邊緣影響具有很大的熱力不穩定，表明強雷暴有較好的發展潛勢。但也應該注意到，由于CAPE與上升氣塊起始高度、空氣濕度的關系很敏感，計算出來的數值變化很大，對其余幾次多單體強風暴并沒有很好的反映。

垂直風切變指的是風向風速隨高度的變化，是決定對流風暴的組織結構和強弱的關鍵因子之一。一般來說，在一定的熱力不穩定條件下，垂直風切變的增強將導致風暴進一步加強和發展。其主要原因在于：在切變環境下能夠使上升氣流傾斜，這就使得上升氣流中形成的降水質點能夠脫離上升氣流，而不會因拖帶作用減弱上升氣流的福利；其次，垂直風切變可以增強中層干冷空氣的吸入，加強風暴中的下沉氣流和底層冷空氣外流。再通過強迫抬升使得流入的暖濕氣流更強烈地上升，從而加強對流[4]。

垂直風切變增加了對流的組織性，使對流風暴能夠持續更長時間，有利于強冰雹的形成。在較強垂直風切變條件下，有利于組織完好的對流風暴，通常呈現出強烈多單體風暴和超級單體風暴形態。表2中的風垂直切變是利用距離降雹地最近的探空站高層(200 hPa)與低層(850 hPa)風矢量之間的差值，根據公式α= ln(S2/S1)/ln(H2/H1)進行計算。其中：S1和S2分別是距地面高度H1和H2處的風速。S的單位是 m/s，H的單位是 m。

鐘偉研究認為，CAPE可以表征熱力學條件，垂直風切變可以表征動力學條件[5]。可以看出，“2009.06.05”、“2013.07.09”過程CAPE數值較大(>1000 J·kg-1f)、垂直風切變小于2.5 m·s-1·km-1，屬于浮力能量大于風垂直切變的情況，分別是東北冷渦后部冷平流引發干冷空氣入侵的熱力不穩定與副高邊緣的熱力不穩定引起的，弱動力條件下發生的強對流天氣。2009年2月份的兩次過程CAPE數值較小，垂直風切變都大于4 m·s-1·km-1，屬于垂直切變大于浮力能量的情況，為強動力抬升、弱熱力學條件的強對流天氣。“2009.11.09”過程CAPE接近1000 J·kg-1，垂直風切變大于4 m·s-1·km-1，屬于強熱力學和動力學條件的強對流天氣，對流強度為5個過程中最大，冰雹的直徑達到30～50 mm。

表2　冰雹出現前期環境特征

4雷達特征分析

多個對流單體組成的冰雹風暴可以分為多個超級單體風暴和強烈多單體風暴兩種。在這5次過程中，3個為多個超級單體風暴、2個為強烈多單體風暴。在多普勒天氣雷達的監測產品中，這兩種風暴分別有不同的特征，以下根據基本反射率因子、風暴相對平均徑向速度和反射率剖面等產品進行分析。

4.1反射率因子

11個冰雹單體中(圖2)，冬末春初溫度較低，對流發展不是特別的旺盛，單體2a、2b、2c、2d、2e的回波強度最大只有58 dBz；其余的過程發生在夏季或者秋初，最大回波強度達到了68 dBz。從回波的形態來看，有4個過程表現為弓狀回波(圖2a、2b、2e、2i)，5個沿低層入流方向有明顯的突出物(圖2f、2g、2h、2i、2j、2k)，有2個為塊狀回波(圖2c、2d)。單體a、b出現了鉤狀回波，單體i不但具有鉤狀回波，在風暴右側還出現了入流缺口。

圖2　冰雹單體0.5°仰角回波圖

4.2垂直剖面結構

由于部分過程基數據資料的缺失，以及排除雷達靜錐區對站點附近降雹的剖面影響，本文對“2009.02.23”和“2013.07.09”兩次區域性冰雹過程中進行了垂直剖面結構的分析圖3。從冰雹過程成熟階段的剖面來看，“2009.02.23”過程中，冷季強回波(>50 dBz)伸展到5 km高度，達到了一般冰雹云體發展強烈的高度(5～6 km)下限，低層有弱回波區，中高層有回波懸垂，強烈的抬升氣流使得水汽形成了冰晶或霰，但由于缺乏足夠動力繼續向上撞凍增長，最后形成的冰雹直徑較小，多為10 mm以下；“2013.07.09”過程中暖季強回波(>60 dBz)伸展到6～8 km高度，低層沿入流一側反射率因子具有很大的梯度，低層弱回波區，中高層懸垂的強回波，并出現了三體散射(圖3b)，是比較典型的冰雹回波特征，可以判斷出現大冰雹。

圖3　冰雹單體垂直剖面結構圖

4.3風暴相對平均徑向速度

出現持續的中氣旋是確定超級單體的重要依據。在11個冰雹單體中(圖4)，發生在2009年2月份的a、b、c、d、e冰雹過程沒有探測到中氣旋，風場上主要以低層的輻合或“逆風區”的形態出現，屬于多單體風暴引起的降雹； “2009.06.05”“2009.11.09”和“2013.07.09”均探測到了中氣旋，其中單體f、i出現了雙中氣旋，預示著強天氣的出現[6]。中氣旋的尺度不一，最大旋轉速度為21 m·s-1。

圖4　冰雹單體風暴相對平均徑向速度圖

5結語

1)區域性冰雹天氣過程發生的時間均為午后到前半夜對流旺盛的階段。山谷對冰雹的發生發展有抬升作用，水體對冰雹的發生發展既有促進作用又有阻滯作用。因此，區域性冰雹天氣的落區多是引導氣流前方山地的迎風坡或大山包圍、水體附近的迎風坡上，而較少出現在大型水體附近的盆地上。

2)判別是否存在有利于區域性冰雹天氣發生的不穩定層結時，K指數，VT指數受到環境溫度的影響，有一定的局限性；IC指數<-5 ℃有很好的指示作用。適宜冰雹生長的溫度層結為：0 ℃層高度位于620 hPa附近，-20 ℃層高度位于420 hPa附近；低層(800～1000 hPa之間)存在厚度為在30～80 hPa之間逆溫層；。

3)垂直風切變和CAPE值是區域性冰雹天氣條件發生很好的表征。較大CAPE值、強垂直風切變的環境和較小CAPE值、弱垂直風切變的環境都有可能產生區域性冰雹天氣，大CAPE值、強垂直風切變的環境下有利于出現直徑大于30mm的區域性冰雹天氣。

4)區域性冰雹天氣按照風暴類型可以分為多個超級單體風暴和強烈多單體風暴兩種。二者在回波形狀、面積上、結構屬性上的差異并不

明顯。二者的共同點是強回波伸展到0 ℃層以上高度甚至更高，具有低層弱回波區，中高層強回波垂懸的結構，其中，強回波伸展到冰雹云的發展下限5 km時就可產生弱降雹。但多個超級單體風暴比強烈多單體風暴更為劇烈，表現回波強度更強、發展高度更高，能夠探測到入流缺口、中氣旋、三體散射等典型特征，而強烈多單體風暴在速度圖上的表現形式則為低層輻合或逆風區。

參考文獻：

[1]廖玉芳,俞小鼎,唐小新，等.基于多普勒天氣雷達觀測的湖南超級單體風暴特征[J].南京氣象學院學報,2007,30(4):433-443.

[2]河北省氣象局.河北省天氣預報手冊[M].北京:氣象出版社,1987:148-150.

[3]郭媚媚,賴天文,羅熾坤,等.2011年4月17日廣東強冰雹天氣過程的成因及特征分析[J].熱帶氣象學報,2012,28(3):425-432.

[4]俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等.多普勒天氣雷達原理與業務應用[M].北京:氣象出版,2006:92-93.

[5]鐘偉,陸漢城.中低空急流帶內的強對流天氣的風暴強度指數[J].解放軍理工大學學報(自然科學版),2004,5(6):66-69.

[6]宋曉輝,柴東紅,蔡守新，等.冰雹天氣過程的綜合分析[J].氣象科技,2007,35(3):233-237.

收稿日期：2015-04-15