浙江突發冰雹強對流天氣過程對農業的影響分析

孟莉萍

(紹興氣象技術服務有限公司，浙江 紹興 312000)

引言

一般而言，冰雹出現的季節多為晚秋和早春。而2009年和2010年浙江冬季連陰雨天氣過程中都出現了較為罕見的強對流天氣，強對流主要以雷雨大風和冰雹為主，且冰雹最大直徑都達到了大冰雹的標準。冰雹，特別是大冰雹[1](指直徑≥20mm的冰雹)嚴重威脅著人們的生活、生產活動甚至生命安全。對于廣大氣象工作者來說，如何預警預報出降雹事件，提前及時做好臨近預報，從而最大限度減少人們的生命財產損失，是擺在氣象工作者面前亟待解決的課題。對于冰雹的分析和預報，一般借助相關天氣型的辨識以及參數大小的計算。在環流形勢和天氣影響系統方面，廖曉農[2]等對北京盛夏1次罕見大冰雹事件進行了分析，發現冰雹發生在蒙古低渦低槽大尺度環流背景下，500hPa冷空氣疊置在低層暖空氣上為冰雹天氣的出現提供了有利條件；宋曉輝[3]等對5次冰雹天氣過程綜合分析的結果表明，冰雹天氣現在對流性不穩定層結條件下，中高層干冷低層暖濕，地面有中尺度輻合切變線配合。另外，一些對流參數可以較好地預示強對流天氣的發生發展，表征著對流參數對冰雹天氣的有效性。陳曉紅[4]等的計算分析發現，CAPE、NCAPE、SSI和SHR等參數較好地反映出強冰雹天氣過程的出現，而KI、SI指數對于預示冰雹過程存在著一定的局限性。

2009年2月24日夜間，浙江中北部的金華東部—紹興南部—寧波西南部一帶部分地區先后出現了冰雹強對流天氣，冰雹直徑普遍為10～20mm，最大冰雹直徑達到30mm以上。此次冰雹天氣過程影響范圍之廣，出現時間之早，為歷史罕見，為50a一遇。直至25日上午，紹興嵊州浦口街道的地面還覆蓋著厚厚一層冰雹。2010年2月25日晚，浙江金華蘭溪和臺州臨海的部分鄉鎮也遭受了冰雹襲擊，整個過程持續時間約10min，冰雹的最大直徑約30mm。由于持續時間較長，且冰雹顆粒較大。冰雹天氣給農業生產帶來巨大影響，給農戶帶來了直接經濟損失和生命安全威脅。

近年來，隨著多普勒天氣雷達的廣泛布設和數值預報技術水平的提高，通過高時空分辨的雷達資料或數值模擬資料對冰雹發生發展的機理研究已成為重要手段。張天峰[5]等通過對甘肅慶陽區域性冰雹天氣的雷達回波資料分析，得到了冰雹云在強度回波、速度回波和物理量產品中的特征，揭示了此次特大冰雹是颮線移動中在慶陽市區產生超級單體風暴造成的。刁秀廣[6]等利用濟南雷達探測資料對發生在山東境內的3次強天氣過程的風暴單體演變趨勢進行分析，結果表明，在地面出現冰雹前，部分強單體具有基于單體的垂直累積液態水含量(C-VIL)和單體強中心高度同步增長現象。在冰雹數值模擬方面，宋娟[7]和于華英[8]利用中科院大氣所的完全彈性三維冰雹云模式都較好地模擬了冰雹云過程，得到碰并增長是冰雹云中各種水物質的形成和增長方式，但前者雹的增長主要來源于霰的自動轉化，而后者冰雹粒子中凍滴的貢獻則較大。王秀明[9]利用WRF中尺度數值模式模擬了冰雹強對流過程，模擬結果很好地再現了影響天氣系統和強對流單體結構，發現冰雹云單體具有超級單體概念的特征結構，在水平結構上有不對稱的雙“S”型流場和回波結構，垂直結構有回波墻—有界弱回波區—懸掛回波結構。

本文以浙江省2次冬季冰雹天氣過程為例，采用NCEP再分析資料并結合所能得到的探空等觀測資料，力求尋找冬季冰雹天氣出現前期的環境場以及對流參數、能量參數的特征，為此類災害性天氣的預報、預警與服務提供依據。

1 環流形勢分析

1.1 冬季冰雹過程的大尺度環流形勢

2009年2月24日08∶00 500hPa，見圖1，在四川東部有一低槽，副熱帶高壓位于海上，脊線位置較常年偏北偏西，588dgmp西脊點已西伸至E115°附近，高空槽前和副高西北側為寬廣的西南氣流，整個浙江處于槽前的西南氣流控制下，有著強盛的暖濕平流，中緯度則為平直西風環流，不利于冷空氣的南下，未來副高位置穩定少動，而低槽則緩慢東移，至冰雹發生時浙江都為西南氣流。相比于2009年，2010年冰雹過程中，2月25日08∶00 500hPa在四川重慶交界處也有一低槽存在，槽前為西南氣流，但由于副高位置較偏南，使得副高北側的西南氣流弱于2009年，浙江上空基本為偏西氣流控制，隨著低槽東移，浙江上空逐漸轉為西偏南氣流。從2次冰雹過程500hPa環流形勢看，其與眾多冰雹個例[2,7]中500hPa為西偏北氣流不同，這2次冰雹過程中高空沒有較強的冷平流，相反具有很深厚的暖濕平流，因而其降雹類型都屬于南支槽型。

在850hPa形勢場上，見圖2，2009年冰雹發生前，24日08∶00四川上空有一低渦存在，低渦東側N32°附近為東西向的切變線，但此時切變東端還只抵達安徽西部，切變北側為偏東風，南側為西南風，偏東風和西南風2支氣流構成了較好的低層輻合條件，有利于上升運動的發展。從風速大小看，江西以西地區西南風已達低空急流的強度，表明暖濕平流很強，但此時浙江區域內的風速仍較小，未來隨著低空急流東傳發展，浙江境內的風速也顯著增大，至24日14∶00也達急流標準，低空急流輸送的暖濕平流為冰雹強對流天氣的發生提供了良好的能量條件。與此同時，低渦也沿著切變線東移，冰雹發生前夕低渦切變已移至安徽至江蘇中南部，浙江正位于低渦東南部區域，該區有著很強的不穩定。在2010年冰雹天氣過程中，2月25日08∶00 850hPa風場上浙江西北方向也有一切變維持，但其走向與2009年冰雹過程有所不同，后者為NE—SW走向，切變北側為偏北風，表明2010年冰雹過程中冷空氣條件較2009年好，浙江處于切變南側西南氣流中，熱力條件良好，未來隨著切變南壓將觸發不穩定能量的釋放。

1.2 冬季冰雹過程的地面形勢

2009年和2010年冬季冰雹過程的地面形勢具體見圖3。2009年冰雹發生前，2月24日08∶00，我國華西地區就處于大片的低值區，配合高空槽的東移，地面低值系統不斷向東發展，至24日20∶00該低值系統東側的范圍已經延伸到了江浙沿海地區，此時強對流天氣正在發生，冰雹天氣發生區域位于該地面倒槽延伸出來的輻合線附近，因為那里冷暖空氣交匯最為劇烈。分析2010年冰雹過程地面形勢的演變也類似，冰雹也出現地面輻合線附近。

圖1 2次冰雹發生前850hPa形勢場

圖2 2次冰雹發生前850hPa高度場和風場

圖3 地面形勢圖

2 水汽和不穩定層結分析

水汽是提供成云致雨的原料，對流云的形成必須有豐富的水汽和水汽供應，在有利的大尺度環流形勢下，大氣中的水汽含量是產生冰雹的決定性因素之一。圖4給出了2次冰雹發生前夕的水汽通量分布。從低層的水汽通量演變看，2次冰雹發生過程中浙中北地區都有較高通量的水汽輸入，2009年和2010年冰雹發生前浙中北區域的水汽通量都在10g·s-1·hPa·cm-1以上，且水汽通量分布特征與圖1中的低空西南急流相一致，大值區分布在低空急流帶上，表明西南風低空急流是此次強對流過程的主要水汽輸送帶。但從圖2中也可看出，冰雹并非出現在水汽通量最大的地方，這個原因可能是因為低層水汽含量過大，在對流云發展早期，云內就會有大量的水汽凝聚，形成雨滴而降落，阻礙上升氣流的進一步發展，反而不利于形成冰雹。水汽的垂直分布是影響氣層穩定度的重要因子，當低層有濕舌而其上層覆蓋著一干氣層時，或在高層干平流與低層濕平流相疊加的區域，會使對流性不穩定增強。從圖5、6水汽通量垂直剖面圖上可以看到，水汽的輸送主要集中在對流層低層，而高層則是相對干的區域，這種上干下濕的濕度配置反映出氣層的對流性層結不穩定。

強對流天氣的發生發展是不穩定能量積聚和釋放的過程，低層充沛水汽輸送為大面積冰雹的產生提供了有利的不穩定層結條件。在2次冰雹過程中，沿著低空急流在浙江有NE—SW走向的相當位溫高能舌，且高相當位溫值區域與低空急流水汽輸送帶基本重合，相當位溫最大中心也出現在急流最大風速核區內，表明浙江中北部地區已具備發生強對流所需的大量不穩定能量。

圖4 冰雹發生前850hPa水汽通量(陰影區域，g·s-1·hPa·cm-1)和相當位溫(等值線，K)

圖5 水汽通量垂直剖面圖120°E

圖6 水汽通量垂直剖面圖30°N

3 環境風垂直切變分析

統計分析表明，環境風垂直切變的大小往往和形成強對流風暴的強弱密切相關。在給定濕度、不穩定性及抬升的深厚濕對流中，垂直風切變對對流風暴組織和特征的影響最大。垂直風切變的增強能使得強對流風暴進一步加強和發展，因為在大的切變環境下能夠使上升氣流傾斜，使得上升氣流中形成的降水質點能夠脫離上升氣流，而不會因降水拖曳作用減弱上升氣流的浮力；還可以增強中層干冷空氣的吸入，加強對流風暴中的下沉氣流和低層冷空氣外流，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。本文以200hPa和850hPa緯向風u之差來表示高低層風的垂直切變(s=?u/?z)，圖7給出了冰雹發生前環境風垂直切變分布，如圖7所示，無論是2009年還是2010年，2次冰雹過程中浙中北地區都處于大的風速切變環境中，切變值接近60m·s-1，在這種風切變環境下有利于組織完好的強對流風暴的強烈發展。

4 對流參數分析

4.1 對流有效位能(CAPE)

形成大冰雹的一個必要條件是要有強的，能長時間支撐著雹塊的上升氣流，足以使雹塊增長到較大的尺寸。對強上升氣流有主要貢獻的是熱浮力，一般來說，浮力越大，出現大冰雹的可能性越大。對流有效位能(CAPE)是指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，是風暴潛在強度的一個重要指標。在溫度對數壓力圖上，CAPE正比于氣塊上升曲線和環境溫度曲線從自由對流高度至平衡高度所圍成的區域的面積。在浮力估計方面，CAPE的積分較其它指數更加可靠，CAPE的數值越大，則CAPE能量釋放后形成的上升氣流強度就越強。從CAPE值的演變來看，2009年2月24日08∶00CAPE高能帶位于E118°以西地區，高能帶上分布著2個中心，分別位于湖南江西交界處和廣東西部，其中心值在1100J·kg-1以上，而此時浙中北地區CAPE值還很小，都在100J·kg-1以下，熱浮力條件較差。至14∶00，見圖8a，由于太陽輻射和暖平流的增溫作用，CAPE高能中心值已增大至1300J·kg-1并東移至江西境內，此時浙中北的CAPE也逐漸增大，達200～300J·kg-1時，至24日20∶00即冰雹發生時刻，浙江中北部CAPE又有顯著增長，浙江中西部地區已被CAPE高能中心控制，達1200J·kg-1以上，比較有利于冰雹的出現。2010年冰雹過程中，2月25日08∶00CAPE高能區呈NE—WS的帶狀分布，見圖8b，在江蘇安徽南部交界處、江西北部和湖南東北部分布著3個CAPE高值中心，中心值都在1000J·kg-1以上，此時浙江處于CAPE高值帶南側，其中浙北地區CAPE已達500J·kg-1以上。未來伴隨低空切變的南壓，CAPE高能帶也相應南移，至25日14∶00整個浙江都已為CAPE高能區控制，生成冰雹的環境條件變得良好，但因25日白天浙江出現降水，太陽輻射升溫條件較2009年冰雹過程差，至14∶00CAPE值增加不明顯。從這2次冰雹過程CAPE數值與以往冰雹研究個例[2,4]的CAPE數值對比看，2009年和2010年冬季浙江冰雹過程的CAPE值都較小，這可能是冬季熱力條件不如夏季所造成的。

圖7 環境風垂直切變(m·s-1)

圖8 冰雹發生前夕對流有效位能CAPE分布(J·kg-1)

4.2 抬升指數(LI)

抬升指數(LI)是一種表示自由對流高度以上不穩定能量大小的指數。其表示一個氣塊從抬升凝結高度出發，沿濕絕熱線上升到500hPa處所具有的溫度被該處實際大氣溫度所減得到的差值。差值為正數時，表示大氣層結穩定。當差值為負數時，表明氣塊比其環境溫度更暖，因此將會繼續上升,該差值的絕對值越大，出現對流天氣的可能性也越大。對2次冰雹中抬升指數的演變情況進行分析。2009年冰雹過程中2月24日08∶00浙中北仍為抬升指數正值區控制，其值從南到北為2～4不等，表明此刻浙中北的大氣層結不穩定條件還不十分有利，浙江以西為負值區，負值中心則分布在江西和湖南交界處，未來負值區迅速向東擴展；至24日14∶00，見圖9a，浙中北已由正值區演變為負值區，其值已降至-1左右，不穩定條件開始變得良好，至24日20∶00浙中北的抬升指數進一步陡降至-3～-5，見圖10,冰雹正是在臨近此時刻發生的。與2009年冰雹過程抬升指數演變有所不同，2010年冰雹過程中浙中北抬升指數負值區的出現時間較早，早在2月24日20∶00浙中北抬升指數已降至-2～-3，此時距離冰雹發生還有近24h，表明大氣早已處于層結不穩定，隨后此負值區一直維持至冰雹出現，但數值的絕對值沒有出現陡增的現象，見圖9b。

圖9 冰雹發生前夕抬升指數LI分布

圖10 抬升指數LI分布

5 成雹條件分析

影響落到地面冰雹尺寸的重要因子還有當雹塊從凍結高度向地面降落時的融化效應。這種融化效應又受到很多因素的影響。凍結層至地面的距離。環境濕球溫度0℃層高度接近下沉空氣的凍結層高度，此層處最有可能出現雹塊，這一層次離地越高，融化過程就越長，一般而言，0℃層的適宜高度為700～600hPa。從圖11給出的E120°、N29°處溫度探空曲線可知，2009年和2010年冰雹發生前0℃層高度分別約為600hPa和650hPa。凍結層和地面之間下沉空氣的平均溫度。平均溫度越高，融化速度就越塊。要產生冰雹除了凍結層高度合適外,還必須有足夠的逆溫區供冰雹運動和增長，這在圖9中也可以看到，2次冰雹過程中低層都有溫度垂直遞減率小或逆溫區存在。由于大水滴自然成冰的溫度在-20℃左右，因此-20℃層的高度也是一個判斷環境大氣是否有利于冰雹云形成的參數。一般來講，-20℃層的高度在400～500hPa時有可能出現冰雹，而2009年和2010年冰雹過程中-20℃層的高度都約在450hPa左右，均滿足出現冰雹的條件。0℃層和-20℃層2個溫度所在高度的氣壓差(凍結層厚度)分別為150hPa(約1.62km)和200hPa(約2.15km)，與形成冰雹的凍結層厚度相吻合。

圖11 E120°，N29°溫度垂直分布

圖12 2009年2月24日組合反射率因圖

6 雷達資料分析(以2009年冰雹為例)

根據寧波WSR-98D雷達探測資料分析，2009年2月24日傍晚開始，浙江西北部、蘇南一帶地區有回波生成并發展。18∶00—19∶00在金華有回波生成，并向東陽、嵊州方向移動并發展，19∶10回波移至東陽附近，在0.5仰角的反射率因子圖上回波強中心已達50dBZ，此時該地區的天氣實況有雷電但尚無冰雹出現，表明回波正處在發展階段。19∶23部分強回波東移至嵊州西南部，低仰角觀測到55dBZ的反射率因子面積進一步擴大，預示著地面冰雹區域的擴大，見圖12a，中心極值達65dBZ以上，表明此時降落的冰雹粒子較大，地面實況為嵊州長樂鎮出現了非常密集的直徑為20～40mm的冰雹，同時地面伴有8級的冰雹大風，可見低仰角55dBZ以上的強回波通常與地面冰雹相聯系。由圖12b可知，19∶36，第1塊強回波移至嵊州市區一帶，強度略有減弱，地面天氣實況為嵊州市區出現密集冰雹；第2塊回波移入嵊州西南部，強度已增強到60dBZ，對應地面實況出現小冰雹；第3塊回波也已增強至55dBZ，位于東陽境內。由圖12c可知，19∶56，第1塊強回波移至寧波境內，強度略有減弱，仍在55dBZ以上，地面天氣實況為寧波西南部出現小冰雹；第2塊回波移入嵊州市區東部，強度已增強到60dBZ以上，范圍進一步擴大，對應地面實況浦口街道、下王出現大范圍的直徑20～40mm的冰雹；第3塊回波強度有所減弱，55dBZ中心很小，對應地面局地小冰雹。由圖12d可知，20∶03,第2塊強回波基本移出嵊州，強度略有減弱，嵊州的冰雹基本結束，寧波的奉化出現了冰雹；第3塊回波強度減弱，冰雹過程基本結束。從上述雷達回波特征及演變來看，這是一次多單體風暴，其生命史從發展至減弱約經歷2h。

上述回波特征顯示，低仰角55dBZ以上的強回波往往與冰雹發生地區有較好的對應關系，強回波中心范圍越大，對應地面出現區域性冰雹的概率較大，大值中心移過的路徑對應冰雹出現區域。此次強回波中心自西向東貫穿全市大部地區，從而造成了該次大范圍罕見冰雹。

7 小結

本文從大尺度環流形勢、水汽和穩定度條件、環境風垂直切變、對流指數、成雹條件以及雷達資料等多角度探討了出現在2009年和2010年冬季浙江的2次罕見冰雹天氣事件的成因。分析表明：2次冰雹過程都屬于南支槽型，高空槽前強盛的西南氣流和低層豐富的水汽輸送為冰雹的產生提供暖濕不穩定層結條件，相當位溫分析表明浙中北處于高能帶中，地面輻合切變線是冰雹強對流天氣發生發展的觸發機制；2次冰雹事件都產生在較強環境風垂直切變中,200hPa和850hPa環境風垂直切變的絕對值都達到60m·s-1。環境溫度的垂直分布也為冰雹的出現創造了良好的條件，0℃層和-20℃層的高度以及凍結層的厚度都有利于冰雹的增長；對流有效位能(CAPE)和抬升指數(LI)反映了有可能轉化為上升氣流的潛在能量,從而與強對流天氣有好的對應，雖然冬季冰雹過程中CAPE和LI的絕對值較夏季冰雹事件要小，但CAPE的正值區和LI的負值區的發展仍對冰雹強對流的發生有指示意思；雷達低仰角55dBZ以上強的反射率因子與地面冰雹有較好的對應，其范圍大小決定了降雹區域大小，其移動路徑區域決定了一次冰雹過程的影響范圍；而回波強中心極值大小對應地面冰雹的最大直徑。