葫芦岛市一次冰雹天气形成机制分析

总结比较利于冰雹出现的天气形势，建立预报方法或分析出一些预报指标或着眼点；也有学者[4-5]从物理量分析角度对冰雹过程进行分析，找出一些冰雹天气的预报方法。近年来，多普勒雷达在业务中的应用越来越广泛，基于雷达产品的冰雹短时预报研究也逐渐深入[6-10]。

葫芦岛市位于辽宁西南部，东部、南部濒临渤海，为狭长的沿海平原带，中部为丘陵区，而西部和北部则为燕山山脉和松岭山脉，有一些海拔超过1 000 m的山峰。这种地形分布使得夏季葫芦岛沿海地区空气湿润，山地对西来的冷空气产生的动力作用，常常在葫芦岛中部丘陵和沿海平原一带出现冰雹天气，给农业带来重大灾害。因此，研究冰雹的预报方法，对当地气象防灾减灾有重要意义。

1 资料与方法

本文应用的资料为高低空常规观测资料、营口多普勒雷达资料和NCEP 1°×1°再分析资料等对此次冰雹天气的成因进行分析。

2 环流背景分析

2.1 天气概况

2014年6月18日午后葫芦岛地区先后2次遭受冰雹天气袭击：15：05—15：10兴城市城区出现冰雹天气；18：00，连山区西部乡镇再次出现冰雹。雹粒直径超过2 cm，2次冰雹造成市区多辆汽车损坏，约2 451 hm2农作物受灾，其中成灾面积1 586 hm2，绝收面积905 hm2，受灾人口超过2.5万人，经济损失超过2 500万元。

2.2 环流分析

6月18日8：00的环流形势上，500 hPa中纬度地区在贝加尔湖以西和日本海上空存在2个槽，在之间的华北地区存在1个小槽，700 hPa上在华北地区也存在1条槽线与500 hPa的小槽对应，通过2个层次的对比发现700 hPa槽线的位置落后于500 hPa，说明在对流层中低层华北北部存在一个前倾槽；在地面上，辽宁北部存在一个低压中心，在辽西-陕北的低压带中存在一条冷锋。到14：00，500 hPa的小槽东移到华北地区东部，同时温度场上有一个位于华北北部和辽宁西北部、中心温度达到-14 ℃的冷中心与之配合，700 hPa槽线也东移，与500 hPa上的槽位置几乎重合，而850 hPa温度场上华北北部也存在一个温度脊，地面低压中心位置变动不大，仍位于辽宁北部，低压内的冷锋从辽宁西部穿过（图1）。

通过以上分析可知，此次冰雹过程发生在500 hPa小槽东移、地面冷锋过境的过程中，高空槽前倾和高空冷中心、低层暖脊叠加的配置，非常利于大气对流运动的发展，是造成此次葫芦岛市冰雹天气发生的有利条件。

3 物理量分析

3.1 对流有效位能CAPE

大的对流有效位能CAPE和较大的垂直风切变是产生大冰雹的有利条件[15]。

6月18日2：00对流有效位能CAPE大值区位于河北东部到山东北部，中心强度大于700 J/kg，位于河北东部；到8：00，大值区东移到渤海上，中心强度大于800 J/kg；到14：00（图2a），大值区继续东移，中心移到渤海海峡上，强度达到900 J/kg；到20：00（图2b），向东南方向移动到黄海上，辽西位于较弱的CAPE区。分析发现，14：00之前葫芦岛的CAPE值不断增加到600 J/kg，18：00冰雹发生后，不稳定能量被激发释放，CAPE值20：00下降到400 J/kg左右。

从14：00和20：00 2个时次CAPE的分布来看，葫芦岛市一直位于中心北部梯度较大的位置，表明冰雹不是发生在CAPE大值中心，而是发生在中心西北部的等值线密集区处，这也与文献的结论一致[7]。

3.2 相对湿度

从葫芦岛附近格点121°E、41°N相对湿度的时间空间剖面图（图3a）上可以看出，17日20：00开始对流层中高层相对湿度普遍达到了80%以上，但在18日8：00之前低层相对湿度较低，而近地层湿度在80%以上，表明在葫芦岛的上空低层存在一个干层覆盖，但由于在温度的垂直分布上低层没有逆温现象存在，因此这只是一个“干盖”，其导致气块在低层沿干绝热上升，使大气层结不稳定性增强；8：00前后低层湿度也开始增大，表明“干盖”渐渐被揭开，低层大气逐渐趋于饱和，到14：00葫芦岛上空整层大气基本都达到饱和；20：00中高层相对湿度急剧下降，中心降到了30%，而低层湿度进一步增加达到饱和，表明在中高层存在干空气平流、低层存在湿空气平流，造成不稳定层结，导致冰雹天气的发生。

3.3 垂直速度和0 ℃高度

通过121°E、41°N垂直速度和0℃的时间空间剖面图（图3b）的分析发现，在14：00之前葫芦岛上空以下沉运动为主，到14：00，对流层中低层450 hPa到650 hPa形成一个上升运动区，垂直速度达到-0.2 Pa/S，到20：00，葫芦岛上空的上升运动区又转为下沉运动。同时葫芦岛上空0 ℃等温线高度在700 hPa附近，在14：00之前一直呈下降趋势，从2900位势米下降到2200位势米，到20：00又略有升高。从垂直速度和0℃高度的配置来看，最大上升运动区位于0℃等温线以上，从相对湿度场上看，同时次该区域相对湿度大于90%，空气非常饱和，因此该区域的水滴为过冷水滴，是产生冰雹的主要源地，而较强的上升运动使雹胚与水滴不断碰并成大冰雹。

3.4 垂直风切变

通过对14：00沿41°N的风场垂直剖面图（图4）的分析，可发现底层的锋面系统位于119°E附近，其东西两侧风向分别为SW和NW，其高空风速达36 m/s，为高空急流带；葫芦岛上空高层风速达30 m/s，而900 hPa到地面风速在2 m/s左右，高低空风速差超过20 m/s，表明午后葫芦岛上空存在明显垂直风切变。随着系统的东移，当锋面移到葫芦岛境内时，触发强对流天气，产生冰雹。因为有高空急流经过的地区垂直风切变一般都较大，且风切变的变化实际代表的是有效动能的变化，所以有效动能的增加，激发了低层干盖的揭开，引起高低层能量的交换，促进了强对流暴发。

4 雷达反射率与径向速度分析

从18日下午营口多普勒雷达站0.5°仰角的基本反射率上可以看到，18日下午，在辽西地区先后生成多个对流单体，并在高空西风的引导下向东移动。

15：00前后有一个对流单体从葫芦岛地区中部经兴城市区东移到海上，在入海前该单体的强度不断增强，中心最大发射率达到60 dBz，给兴城市区带来冰雹，但由于该单体范围较小，持续时间较短，此次冰雹的时间也较短。

在16：44从朝阳市境内有一对流单体移入葫芦岛市连山区境内，并且强度不断增强，在18：00前后强度达到最强，开始出现冰雹。

对18日18：09的各层仰角的雷达反射率和径向速度（图5）进行分析，发现各个层次的反射率都较强。在0.5°仰角上，风暴中心最大反射率达到66 dBZ，也是所有层次中最大的，其高度在2.3 km左右，与0℃层高度一致；1.5°仰角上，最大反射率62 dBZ；2.4°仰角上最大反射率达到61 dBZ，并出现三体散射长钉TBSS，其高度在6.5 km左右，与450 hPa的高度一致，超过-20 ℃层（500 hPa附近）的高度，表明在 -20 ℃层以上也存在明显的强回波中心；3.4°仰角上的最大回波强度为58 dBZ。

从同时刻的径向速度图上可以看出，在0.5°仰角上，风暴中心处存在一个气旋式辐合，到1.5°和2.4°仰角上辐合仍存在，但范围和强度均较弱，到3.4°仰角上已不存在辐合，在葫芦岛上空存在一条明显的西风急流，表明该存在辐散。综上，此次过程的辐合发展到6 km（450 hPa）的高度，在8 km附近（350 hPa）存在辐散，这种低层辐合、高层辐散的特征以及低层存在中气旋是冰雹形成的极有利条件。

5 结论

此次冰雹过程发生在500 hPa小槽东移、地面冷锋过境的过程中，高空槽前倾和高空冷中心、低层暖脊的配置，是造成葫芦岛市冰雹发生的有利条件。

冰雹发生前葫芦岛对流有效位能CAPE积聚，冰雹过后CAPE下降，并且冰雹发生在CAPE中心西北部的等值线密集区处。冰雹发生前最大上升速度区和水汽饱和区均位于0 ℃层上，促使过冷水滴碰并成雹块。垂直风切变的增大，激发了干盖的揭开，促进强对流爆发。

雷达发射率因子图上存在三体散射长钉TBSS，-20 ℃层上存在强回波，径向速度图上存在低层辐合、高层辐散的特征，低层存在中气旋，这些都是冰雹形成的极有利条件[11]。 6 参考文献

[1] 王华，孙继松，李津.2005年北京城区两次强冰雹天气的对比分析[J].气象，2007，33（2）：49-56.

[2] 陈传雷，吴晓峰，孙晓巍，等.辽宁省强对流性天气的气候特征分析[J].气象与环境学报，2010，26（3）：27-33.

[3] 刘晓梅，李晶，戴萍，等.1951—2008年辽宁冰雹的时空分布特征[J].气象与环境学报，2009，25（5）：24-26.

[4] 孙莹，寿绍文，沈新勇，等.广西地区一次强冰雹过程形成机制分析[J].高原气象，2008，27（3）：677-685.

[5] 闵晶晶，刘还珠，曹晓钟，等.天津“6.25”大冰雹过程的中尺度特征及成因[J].应用气象学报，2011，22（5）：525-536.

[6] 廖玉芳，俞小鼎，郭庆.一次强对流系列风暴个例的多普勒天气雷达资料分析[J].应用气象学报，2003，14（6）：656-662.

[7] 闵晶晶，刘还珠，曹晓钟，等.天津“6.25”大冰雹过程的中尺度特征及成因[J].应用气象学报，2011，22（5）：525-536.

[8] 廖玉芳，俞小鼎，郭庆.一次强对流系列风暴个例的多普勒天气雷达资料分析[J].应用气象学报，2003，14（6）：656-662.

[9] 张腾飞，段旭，鲁亚斌，等.云南一次强对流冰雹过程的环流及雷达回波特征分析[J].高原气象，2006，25（3）：531-538.

[10] 俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等.多普勒天气雷达原理与业务应用[M].北京：气象出版社，2010：145-155.

[11] 卢雪勤.冰雹形成原理和观测方法[J].广西气象，2006（3）：75.

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