黃 鈺，李 皓，曹 水

(1.貴州省冰雹防控技術工程中心，貴州 貴陽 550081；2.貴州省氣象災害防御技術中心，貴州 貴陽 550081；3.貴州省人工影響天氣辦公室，貴州 貴陽 550081)

0 引言

新一代多普勒天氣雷達能夠連續(xù)監(jiān)測云體結構和發(fā)展演變，是目前強對流天氣監(jiān)測重要的工具之一[1-2]。很多研究都表明多普勒雷達回波強度和回波頂高度的變化、垂直積分液態(tài)水含量等都對冰雹有很好的識別作用，并且在出現大冰雹之前雷達回波會出現諸如入流缺口、V型缺口、指狀回波等形態(tài)特征[3-6]。除了雷達資料，也有不少研究者結合探空資料的特征參數區(qū)分不同的強對流天氣類型，并且發(fā)現冰雹、雷暴大風一般伴隨著較大的垂直風切變，0 ℃與-20 ℃層高度明顯低于暴雨過程，同時850 hPa與500 hPa溫差也較大，但是由于各地環(huán)境條件不一，不同類型的冰雹過程之間也存在差異[7-8]。俞小鼎提出對流層中層如果有較大干層存在則會降低冰雹融化層高度，并且直接導致大冰雹的產生[9]。貴州屬于中低緯度高原，典型的喀斯特山地氣候，由于地形因素導致雷達探測盲區(qū)的問題始終存在。閃電定位系統安裝靈活，探測精度高，能彌補因山脈阻擋造成的雷達掃描盲區(qū)。閃電資料對強對流天氣有一定的指示作用[10-11]，并且在不同類型的天氣過程中體現出不同閃電活動特征，因不同地理位置、氣象條件和海拔高度均可能引起放電特征的差異[12-15]。本文將雷達、閃電及探空等多種探測資料結合起來，對2018年貴州省境內一次超級單體引起的降雹過程(最大降雹粒徑為5 cm)進行垂直結構、閃電活動特征分析,以彌補單一資料的不足，并嘗試為強冰雹等強對流天氣的預報預警提供參考。

1 雹暴實況及垂直結構分析

1.1 降雹分布

2018年4月4日傍晚，貴州北部和西南部分別受到單體雹暴的影響，產生多次降雹，為方便分析，將影響貴州北部的單體命名為單體A，影響貴州西南部的單體命名為單體B。15時07分單體A從云南鎮(zhèn)雄自西向東移動進入貴州北部畢節(jié)市境內，隨后一路東移，經過貴州畢節(jié)的大方縣、金沙縣和遵義的播州區(qū)，期間產生多次降雹，最大降雹粒徑達50 mm(畢節(jié)、金沙、嵐頭)。15時08分，單體B在貴州西南部黔西南州興仁縣境內生成初始回波，自西向東偏北移動，最后移入安順境內，期間產生降雹記錄8次，影響黔西南興仁縣、貞豐縣和安順鎮(zhèn)寧縣，其中最大冰雹直徑達20 mm(黔西南、貞豐、長田)，降雹、短時強降水及閃電分布如下圖1所示，降雹情況詳見表1。

表1 2018年4月4日貴州降雹概況
Tab.1Overview of Hail(2018.04.04)

雹暴降雹區(qū)域所屬縣冰雹出現時間冰雹直徑/mm雹暴A(畢節(jié)—遵義)長石大方16∶5030果瓦大方17∶0115太平金沙17∶1530爛壩金沙17∶2310～15太平金沙17∶2520金塔金沙17∶3310～20平壩金沙17∶3320桂花金沙17∶3510大山大方17∶4010金沙縣城金沙17∶5336龍壩金沙18∶1230茶園金沙18∶3015安底金沙18∶3235嵐頭金沙18∶3350木孔金沙18∶4810沙土金沙18∶5012荀江播州區(qū)18∶565三合播州區(qū)19∶005尚嵇播州區(qū)19∶255團溪播州區(qū)19∶465回籠習水20∶553雹暴B(黔西南—安順)潘家莊興仁17∶403大山興仁17∶403回龍興仁17∶5612長田貞豐18∶0520平街貞豐18∶115北盤江貞豐18∶255良田鎮(zhèn)寧19∶005六馬鎮(zhèn)寧19∶115

1.2 大氣垂直結構分析

該次過程單體A由云南入貴州境內并一路向東發(fā)展，單體B則由黔西南地區(qū)生成，省內探空威寧站靠近云南，貴陽站位于貴州中部地區(qū)，故結合貴陽、威寧兩地探空資料進行分析。一般研究結果均認為較大的CAPE值、較強的垂直風切變、0 ℃層高度適宜，容易產生大冰雹。當日的探空資料及相關計算參量見表2、圖2。從低層到高層的垂直溫度遞減率大，增大了層結的不穩(wěn)定性，08時威寧的CAPE值并不顯著，但隨著午后氣溫上升，用地面14時溫度進行訂正后，威寧站對流有效位能CAPE達到2 195 J/kg、貴陽站達到2 323 J/kg，不穩(wěn)定能量十分有利于強對流發(fā)展。冰雹天氣發(fā)生的0 ℃、-20 ℃層區(qū)域為過冷水累積區(qū)，當兩者之間厚度越小時，過冷水濃度越大，越有利于冰雹的形成，當日兩站探空得到干球0 ℃層(英文縮寫DBZ)的高度均在4.5 km左右，600 hPa附近，干球-20 ℃層高度均在7 km上下，400 hPa附近，這種高度適于冰雹生長。同時兩處在700 hPa附近均存在逆溫層，并且低層風向隨高度順轉，為暖平流；中層風向(500～700 hPa)隨高度逆轉,為冷平流，深層(0～6 km)風矢量差分別為12.8 m/s、14.6 m/s，存在一定強度的垂直風切變，有組織成較強的多單體或者超級單體的條件。從水汽分布來看，兩站點大致呈上干下濕的狀態(tài)，并且中層均為明顯干層，干冷空氣被夾卷進入下沉氣流，使得冰雹在該層表面溫度會降到0 ℃以下而重新凍結，直到降落到大約濕球溫度0 ℃層(英文縮寫WBZ)附近冰雹才開始真正的融化[9]，通過估算冰雹融化層溫度，均比干球溫度 0 ℃層低了0.6 km、1.7 km左右，顯著的降低了冰雹的融化層高度。此外，干空氣的侵入還會進一步降低WBZ和地面間的平均溫度，這是因為在對流中層產生了更強更冷的下沉氣流，使得冰雹在下落過程中更不容易融化，這可能是此次超級單體引起了大冰雹產生的原因之一。

表2 探空資料特征參量(2018-04-04 08時)Tab.2 Partial Sounding data(2018-04-04 0800)

注：Shear 代表0～6 km風矢量差，表征垂直風切變，0 km采用高空觀測最低層值，3 km采用鄰近700 hPa觀測值，6 km采用鄰近500 hPa觀測值；ΔT85為500 hPa和850 hPa溫差，威寧海拔較高，以高空觀測最低層值；ΔT75為500 hPa和700 hPa溫差。

圖2 4月4日08時威寧(左)和貴陽(右)T-lnP圖Fig.2 T-lnp diagram of Weining (left) and Guiyang (right) (2018.04.04 08∶00)

2 多普勒雷達資料分析

2.1 雷達回波強度及發(fā)展高度

對于單體A，初始發(fā)展時刻回波中強度為25 dBz，回波頂高超8 km，回波自西向東以約35 km/h的移速不斷移動增強，雷達回波頂高增高，回波中心強度增大，45 dBz及以上強度回波面積增大。圖3a給出了雹暴A16時12分—19時57分之間0 dBz、45 dBz發(fā)展高度及回波最大強度隨時間的演變，降雹之前最大回波強度有躍增，降雹前維持62.5 dBz較長時間，并在整個降雹階段都維持高值，45 dBz回波高度在降雹階段維持在8 km以上，超過了-20 ℃層高度，在降雹結束后呈明顯下降趨勢?；夭敻咴诮当㈦A段保持高值，隨降雹后明顯回落，在17時45分接近20 km，說明對流十分旺盛，此時正好對應地面最大粒徑降雹(嵐頭，50 mm)。結合圖3b可以看到，單體呈現顯著的“V”缺口特征，對流單體已發(fā)展為十分成熟的冰雹云，而雹暴A最早引起降雹是在16時50分，粒徑達30 mm，這與旺盛的對流運動，較大的CAPE、垂直風切變，融化層高度(WBZ)較低均有密不可分的關系。對于單體B，回波自西向東北移動，移速約為40 km/h，圖3c給出了雹暴B17時00分—19時15分之間0 dBz、45 dBz發(fā)展高度及回波最大強度隨時間的演變，降雹之前最大回波強度也存在躍增，回波強度超過了60 dBz，并在整個降雹階段維持，回波頂高在降雹階段維持在8 km以上，也是超過-20 ℃層高度，45 dBz回波高度在降雹階段維持在6 km以上，最大降雹點(20 mm)發(fā)生時間也對應著最強的回波發(fā)展，但是較雹暴A而言，對流發(fā)展相對較弱。整體上兩個單體的大面積強回波中心所處高度均在6 km左右，均對應對流中層干層，大量的過冷水累積區(qū)。

圖3 雹暴A 16時12分—19時57分0 dBz、45 dBz發(fā)展高度及回波最大強度隨時間的演變(a)；16時44分畢節(jié)雷達探測出的“V”型缺口(b)；雹暴B 16時48分—19時15分0 dBz、45 dBz發(fā)展高度及回波最大強度隨時間的演變(c)Fig.3 Evolution of 0 dBz, 45 dBz development height and maximum echo intensity of hailstorm A(16∶12—19∶57) (a); "V" notch detected by bijie radar(16∶44) (b); Evolution of 0 dBz, 45 dBz development height and maximum echo intensity of hailstorm B(16∶48—19∶15)(c)

2.2 垂直液態(tài)水含量及垂直液態(tài)水含量密度

垂直液態(tài)水含量VIL的閾值會隨著地形、季節(jié)、個例特性的變化而改變，Amburn[16]提出垂直累積液態(tài)含水量密度 VILD，即垂直累積液態(tài)水含量與回波頂高度之比，經過大量個例研究得出當VILD值>3.5 g/m3對應強冰雹的可能性為90%，如果VILD超過4 g/m3，一般會產生直徑超過20 mm的大冰雹。劉曉璐等也發(fā)現VILD、VIL的演變特征對于冰雹云的形成與衰減有較好的指示作用[17]。由圖4可知，此次過程雹暴A、B在降雹前VIL、VILD都存在著明顯的躍增，VILD峰值分別靠近10 g/m3及5 g/m3，均大于4 g/m3，實際也都產生了粒徑>20 mm的降雹(雹暴A導致的降雹粒徑最大50 mm，雹暴B對應為20 mm)。VIL在降雹階段基本保持在60 kg/m2及40 kg/m2以上，雹暴A較B而言VILD整體上都維持著大于4 g/m3，并且VIL一直維持著高的水平，這是強降水發(fā)生的重要特征，結合個例當日的冰雹災情信息，雹暴A引起的降雹持續(xù)時間很長，多地雹粒>20 mm，并且沿著冰雹移動路徑多地產生了強降水，而雹暴B并未伴隨強降水，降雹結束后VILD、VIL都呈明顯的下降趨勢。兩者對降雹有一定的指示作用，VIL、VILD躍增后的陡降一般都是對應冰雹的降落，在出現躍增時可作為冰雹預警的一個指標，并且VILD值能夠反映對流發(fā)展的高度，若VIL處于高值，同時VILD在出現高值后相對處于低值(但也保持著>3.5 g/m3)的狀態(tài)，此時對大冰雹的指示作用將十分突出。

3 閃電活動特征

由于當日雹暴B并未伴隨明顯的閃電活動，所以雹暴過程的全閃活動分析主要針對雹暴A進行，雹暴A主要是在畢節(jié)(大方、織金)及遵義播州地區(qū)，對兩地的閃電活動分別進行分析，首先需要指出的是雹暴A在畢節(jié)地區(qū)是降雹之后大概1 h有短時強降水，而遵義地區(qū)是降雹階段就伴隨著短時強降水。閃電的活動特征統計特征如表3所示，整體上還是以負閃為主，并且總閃頻次較大的伴隨著更強的短時強降水，但其正地閃比率不是很高，遠低于馮桂力給出的山東地區(qū)冰雹過程中的正地閃比值57.4%[13]。很多研究結果也發(fā)現，一般伴隨著降水的雹暴有更多的閃電發(fā)生，且以負地閃為主，這可能和整體云層垂直結構、溫度分布、水汽含量都有關系，這也在一定程度上揭示了閃電的發(fā)生可能和VIL水平有一定的關系。同樣對于同一地區(qū)在不同類型的降雹之間的差異也比較明顯，將此個例播州地區(qū)的閃電活動特征與同地區(qū)2018年4月12日由局地強對流引起的降雹過程進行對比分析，2018年4月12日的過程未伴隨降水，產生的冰雹粒徑卻達30 mm，總閃頻次并不高但是正閃比率卻很高，結合兩個個例推斷，強的獨立對流單體、超級單體比起散的多單體一般更容易產生大冰雹，如果當時的水汽相對不充沛，即“干降雹”可能對應明顯更高的正閃比率，如若伴隨著強降水則負閃明顯占據優(yōu)勢。

圖4 雹暴A VIL、VILD隨時間的演變(a)；雹暴B VIL、VILD隨時間的演變(b)Fig.4 Evolution of VIL、VILD over time of hailstorm A(a) and hailstorm B(b)

表3 閃電基本活動特征Tab.3 Basic activity characteristics of lightning

國內外很多研究者對冰雹天氣過程中閃電特征進行過統計分析，認為降雹過程具有較高的正地閃比例，且在雹云快速發(fā)展階段，地閃頻次存在明顯的“躍增”現象，負地閃峰值出現通常提前0～20 min。圖5給出了雹暴A2018-04-04、2018-04-12個例與降雹時刻對應的閃電頻次分布曲線，基于閃電數據選取的合理性選取與雷達體掃時間間隔對應的閃電頻次的統計結果，圖中淺紅色柱狀代表首次降雹持續(xù)時間段，黑色箭頭為降雹開始時間。大方、金沙降雹階段都對應閃電頻次高值，但正閃比率卻是低值，反而在降雹前總正閃比率、正地閃比率都曾出現過峰值，并且在降雹后正閃比率都有再次增加的趨勢。播州地區(qū)(2018-04-04)降雹粒徑不大，并伴隨著降水，閃電頻次較高，而2018-04-12是由遵義當地局地對流產生的，發(fā)展很快，消亡很快，并未產生降水，頻次很低。遵義地區(qū)的兩次降雹也在降雹前出現了總正閃比率、正地閃比率的峰值，并在降雹后又呈上升趨勢，但是降雹階段都對應較低值。此外，閃電頻次每5 min變化對應降雹也具有一定的規(guī)律性，在降雹時間點前閃電頻次變化均出現不同程度的躍增，有個小峰值，并在降雹階段呈現高值。不同冰雹天氣過程閃電躍增幅度不等，但在每次降雹前均出現了正閃比率、正地閃比率的高值，并在降雹后再次增加，反而降雹階段正閃較少，這與目前國內其他地區(qū)的研究結果并不一致，但是可以看出降雹前后的確存在著雷暴電荷結構的極性反轉，具體電荷結構呈偶極性還是三極性的分布待更多的個例論證。

圖5 金沙、大方2018-04-04(a)；播州2018-04-04(b)；播州2018-04-12(c)Fig.5 Jinsha、Dafang(a,2018-04-04);Bozhou (b,2018-04-04);Bozhou (c,2018.04.12)

4 總結與討論

較大的CAPE值，明顯的垂直風切變是層結不穩(wěn)定的表征，高低空的溫差能夠反映對流層中層不同強度的冷空氣對對流天氣過程形成的影響，上干下濕的水汽分布條件下，中高層干冷空氣的侵入更有利于強冰雹的產生和發(fā)展。此外，多普勒雷達回波低層PPI上也在降雹前出現了明顯的“V型缺口”特征，降雹前最大回波強度及回波頂高特征參數值、垂直液態(tài)水含量VIL與垂直液態(tài)水含量密度VILD均對冰雹預警具有指導意義，超級單體VILD對大冰雹的指示的指示作用十分明顯。

閃電頻次每5 min變化、正閃比率對應降雹過程呈現較為規(guī)律的變化，并且伴隨強降水的降雹過程閃電活動更為頻繁，降雹前后雹云的確存在電荷極性反轉，但在降雹階段并不對應更多的正閃發(fā)生，這與目前國內的主要研究結果并不一致，可能與貴州獨特的山地環(huán)境有關，冰雹等強對流天氣過程的電荷結構分布可能有著自身的特點，這有待于進一步的研究。整體上結合多源探測資料對冰雹的識別可以彌補單一資料的不足，有重要的研究意義。