2017, Vol. 75
中国气象学会主办。
文章信息
- 韩颂雨, 罗昌荣, 魏鸣, 黄美金, 陈磊. 2017.
- HAN Songyu, LUO Changrong, WEI Ming, HUANG Meijin, CHEN Lei. 2017.
- 三雷达、双雷达反演降雹超级单体风暴三维风场结构特征研究
- Research on three-dimensional wind field structure characteristic of hail supercell storm by dual-and triple-Doppler radar retrieval
- 气象学报, 75(5): 757-770.
- Acta Meteorologica Sinica, 75(5): 757-770.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2017.058
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文章历史
- 2016-11-26 收稿
- 2017-06-04 改回
2. 浙江省气象信息网络中心, 杭州, 310001;
3. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京, 210044;
4. 福建省气象台, 福州, 350001;
5. 上海中心气象台, 上海, 200030
2. Zhejiang Meteorological Information Network Center, Hangzhou 310001, China;
3. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, NUIST, Nanjing 210044, China;
4. Fujian Meteorological Observatory, Fuzhou 350001, China;
5. Shanghai Central Meteorological Observatory, Shanghai 200030, China
冰雹是中国东部地区春、夏季常见的灾害性天气之一。因其突发性强、生命史短，预报难度大，常给国民经济和人民生命财产造成重大损失，至今仍是灾害性天气研究的重点和难点。随着天气雷达及多种探测技术的发展，对冰雹天气的回波结构开展了深入研究(Foote, et al, 1982; Johns, et al, 1992; 郑媛媛等，2004)，窥看到了降雹系统内部的大致流场结构；Browning等(1976)利用雷达和4架飞机的观测分析，建立了超级单体的冰雹增长模型。戴建华等(2012)利用双风廓线仪及雷达径向速度等观测信息给出了超级单体的简单流场模型，提到上升气流将水平涡管拉入风暴内形成垂直涡管，加强了上升气流的旋转程度。随着雷达风场反演技术的发展与应用，人们对降雹系统的精细三维风场结构特征有了进一步的认识。石燕等(2009)采用改进的简化伴随模式对一次冰雹过程进行单雷达三维风场反演分析，反演的上升运动比实际冰雹的发生有一定的提前性，可作为预报指征。Ray等(1975)较早提出双雷达风场反演的直接合成法ODD(Over Determined Dual-Doppler)技术，提高了雷达反演风场的精度。Miller等(1990)、Protat等(2001)先后用双雷达反演分析了冰雹云的水平、垂直风场结构，Miller等(1990)提到冰雹胚胎大致位于中层的上升入流处和中气旋环流处这两个区域。Murphy等(2013)反演的超级单体初生阶段最大上升气流在3 km高度达34.5 m/s。林品芳等(2003)用双雷达分析了夏季台湾北部的一次雹暴过程，并绘出气块的轨迹示意图。王俊等(2011a)利用单、双雷达分析了一次强烈雹暴的产生、发展和维持机制。孙敏等(2015)从反演的雷暴垂直风场中分析了向后形成新单体的雷暴传播机制。王俊等(2011b)、陶岚等(2014)均用双雷达反演了弓状回波个例风场，都提及反演的后侧入流是风暴加强的关键。罗昌荣等(2012)将双雷达风场反演方法由普遍采用笛卡尔坐标系改进为地球坐标系，提高了风场反演产品的适用性。相较于双雷达，三雷达反演风场精度更高，联合反演可扩大反演区域(Ray, et al, 1978), Foote等(1983)利用3部雷达反演分析风场，建立了一个较弱冰雹风暴的流场模型，结合上升气流可预测回波演变。
目前双雷达反演降雹过程风场结构的研究并不多，三雷达风场反演的应用工作更为少见，且均未提及超级单体完整的三维立体风场结构。本研究采用罗昌荣等(2012)提出的动态地球坐标系下的双雷达风场反演算法，加入第3部雷达，以2016年4月8日发生在福建漳州的冰雹过程为例，分析其初生、发展、成熟、降雹及减弱阶段的水平和垂直风场特征。基于风场反演结果分析，构建降雹超级单体的三维立体流场，以期为深入研究冰雹云精细结构及其变化、提高冰雹预警水平提供参考。
2 天气个例 2.1 天气背景2016年4月8日傍晚，受高层短波槽和低层切变影响，在福建省漳州市南靖、龙海等地出现了一次向偏东方向移动、持续近30 min的较强冰雹天气过程，伴随雷电和大风，最大冰雹直径超过4 cm，农作物大面积受灾。
位于降雹区上游的龙岩探空站20时(北京时，下同)资料(图 1a)显示，对流有效位能(CAPE)达1500 J/kg，0—6 km的风矢量差达26 m/s，0℃层高度4292 m，-20℃层高度7668 m。降雹前两日地面强烈回暖，日最高气温达30℃，500和850 hPa温差达24℃，K指数达36—37℃，热力不稳定条件较好。降雹区低层比湿达12 g/kg，整层可降水量40—45 mm，水汽条件较好，且上干下湿。图 1b是20时叠加500 hPa风场、高度场的中尺度分析，200 hPa高空急流出口区的左侧与700 hPa低空急流最大风速中心(20 m/s)叠加处明显的水汽辐合形成强上升运动，500 hPa急流中心位置也正位于此处，在降雹区的后侧。200及500 hPa高空观测的风场在降雹区为明显的辐散。结合粤闽交界地区地形抬升及地面辐合线触发，冰雹发生在500 hPa槽前、925 hPa切变线南侧(在图 1b中以冰雹天气符号标示其位置)。
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| 图 1 2016年4月8日20时龙岩探空站T-lnp图(a)和中尺度分析(b) Figure 1 T-lnp at Longyan sounding station (a) and mesoscale analysis (b) at 20:00 BT 8 April 2016 |
这是一次较强的冰雹天气过程，最强回波达74.5 dBz。三体散射长钉最长达25 km(19时05分的4.3°仰角回波图上可见，图略)，旁瓣回波最长达32.7 km(19时11分0.5°仰角的回波图，图 3b3)。垂直累积液态含水量(VIL)最大值达到51 kg/m2(18时47分)。
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| (a. 2.4°仰角，b. 0.5°仰角，c.沿图b红色细线的垂直剖面，d.径向速度) 图 3 龙岩雷达观测的回波演变 (a. 2.4° elevation, b. 0.5° elevation, c. vertical cross-section along the red line shown in Fig.b, d. radial velocity) Figure 3 Evolution of reflectivity at Longyan |
此次冰雹过程的回波轨迹路线如图 2a中白线所示，在粤闽交界生成的回波，自西向东进入福建境内，受博平岭山脉高山的地形抬升作用(图 2)，回波增强发展。分析区域自动气象站地面风场(图 2)可知，18时59分冰雹回波的前方地面风场辐合，且附近的风速明显增大(图 2a)，5 min极大风速最大的一个站点达25.6 m/s；19时11分冰雹回波的钩状缺口对应地面风场的东南风入流(图 2b)。在冰雹回波所经之处，温度下降2—4℃。
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| (冰雹符号代表此刻冰雹回波的位置) 图 2 2016年4月8日18时59分(a)与19时11分(b)自动站观测要素叠加地形 (hail symbols indicate locations of hail echo) Figure 2 Automatic station observations and terrain at 18:59 BT (a) and 19:11 BT (b) 8 April 2016 |
选用2016年4月8日18时10分、34分、59分、19时11分和41分分别代表冰雹回波单体的初生阶段、发展阶段、成熟阶段、降雹阶段和消散阶段，给出龙岩雷达探测到的回波发展演变(图 3)，从而对各阶段雷达回波演变特征进行分析。在冰雹的初生阶段(图略)，仅5300 m高度处出现60 dBz以上回波点, 回波顶高接近13 km，2.4°和0.5°仰角图(18时10分，图略)隐约可见旁瓣回波。发展阶段(18时34分)，初步形成超级单体的结构雏形，悬垂明显(图 3c1)。5500 m高度附近回波加强至70 dBz并向下伸展，65 dBz强回波范围2300—6780 m。回波顶高达16 km，2.4°和0.5°仰角图(图 3a1、b1)上旁瓣回波明显，2.4°仰角图(图 3a1)上可见三体散射长钉回波。0.5°仰角图(图 3b1)低层出现明显入流缺口和钩状回波，并持续出现至19时11分。在该时刻0.5°仰角径向速度图(图 3d1)中，低层出现弱的气旋式辐合(弱切变)，最大旋转速度达12 m/s，高度在2300 m附近，垂直方向厚度约100 m。成熟阶段(18时59分)，从过入流缺口的垂直剖面(图 3c2)看，弱回波区明显，上升运动剧烈。65 dBz强回波范围扩大(2170—8200 m)，形成强回波柱。60 dBz强回波向上伸展至9 km，在-20℃等温线高度以上，回波顶高达16 km，说明是上升发展最旺盛的时刻。2.4°和0.5°仰角图(图 3a2、b2)上旁瓣回波和三体散射长钉回波长度加长。在该时刻1.5°仰角径向速度图(图 3d2)中低层的中气旋发展，并向上伸展。最大旋转速度达32 m/s，在2170—3900 m高度，辐合上升加强。降雹阶段(19时11分)，整个风暴形态呈现由悬垂、弱回波区、强回波柱构成的完整超级单体结构(图 3c3)，形态似低头弯腰。60 dBz回波伸展至1.5 km以下，接近地面开始降雹。65 dBz强回波范围2140—7800 m，回波顶高15 km。2.4°与0.5°仰角图(图 3a3、b3)旁瓣回波与三体散射长钉回波较前一个时刻稍减弱变细长。在该时刻2.4°仰角径向速度图(图 3d3)中负速度区出现明显的速度模糊。中气旋的最大旋转速度达36.5 m/s，在2170—6300 m深厚的高度范围内，辐合维持且发展强盛。消散阶段(19时41分，图略)，回波强度迅速减弱，仅5200 m高度处还有60 dBz以上回波。回波顶高下降至13 km。0.5°仰角回波图(图略)上三体散射长钉回波消失，旁瓣回波也减弱。风暴整体趋于消散。
该对流风暴从初生至消散大致历时90 min，19时11分开始出现降雹并持续近30 min。过程中超级单体的形态特征明显，且维持约40 min。
3 风场反演方法及资料本研究在罗昌荣等(2012)提出的地球坐标系下双雷达风场反演方法的基础上，加入第3部雷达实现三雷达风场反演。反演原理如图 4所示，坐标原点设在地球球心，Z轴通过目标点P指向天顶，X轴指向P点的正东方向，Y轴指向P点的正北方向。坐标系不固定，它随目标点的变化而变化。反演网格选用等经纬度等高度网格(0.01°×0.01°×500 m)。将3部雷达体扫数据插值到反演网格时，水平方向采用克罗斯曼距离权重插值方法，垂直方向采用线性插值。
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| 图 4 三雷达反演示意 Figure 4 The geometry sketch of triple-Doppler radar retrieval |
P点的坐标为P(0, 0, z)。设P点的三维风速分量分别为u、v和w，则风场求解方程组为
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(1) |
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式中，(x01, y01, z01)、(x02, y02, z02)、(x03, y03, z03)分别为3部多普勒雷达天线的坐标位置。vr1、vr2、vr3为3部雷达探测的该点在3个方向的径向速度。wt为降水粒子在静止大气中的下落末速度，利用回波强度A进行估测：
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(7) |
式(1)、(2)、(3)、(7)中的4个变量可以直接求解。
对于双雷达，由于缺少第3部雷达对应的式(3)，无法直接求解。为此通过连续方程计算垂直速度，具体公式与罗昌荣等(2012)一致。
获得u、v、w后，涡度和散度直接用反演的风场进行计算。
在此利用龙岩、厦门、梅州3部SA雷达对此次冰雹个例进行双雷达和三雷达风场反演分析，3部雷达的海拔高度分别为1504.9、185.1和432.5 m。其中18时10分、19时11分、19时41分利用厦门、龙岩双部雷达(梅州雷达数据缺失)进行反演，两部雷达相距110 km。18时34分和59分尝试增加梅州雷达进行3部雷达反演，梅州雷达与龙岩、厦门雷达的距离分别为150、214 km。在反演前对雷达数据进行了杂波滤除等质量控制处理。
三雷达反演区域如图 5a所示，3部雷达形成的三角形夹角为27.04°、109.83°、43.14°，成熟阶段(18时59分)的强回波落在三雷达所围区域的中心位置，基本符合三雷达反演区域的要求。双雷达反演区域如图 5b所示，降雹阶段19时11分强回波中心与两部雷达形成的夹角为74.25°，符合双雷达反演区域的要求。
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| (a. 18时59分梅州雷达，b. 19时11分龙岩雷达；白色框线网格为反演区域网格) 图 5 2016年4月8日0.5°仰角的雷达探测回波强度 (white gridded areas represent retrieval areas) Figure 5 Reflectivity with 0.5° elevation at 18:59 BT at Meizhou (a) and at 19:11 BT at Longyan (b) 8 April 2016 |
图 6是厦门、龙岩双雷达反演的图 3a中红色细线的径向剖面(RCS)风场。发展阶段(18时34分)，风暴整体由上升气流所控制，上升速度随高度增大，风暴处于发展时期(图 6a)。成熟阶段(18时59分)，风暴回波前沿对应约20 m/s的上升气流，70 dBz风暴核中心开始出现明显的下沉气流(图 6b)。降雹阶段(19时11分)，径向剖面呈现的超级单体结构，其悬垂部分的上升气流最为强盛，约40 m/s，强回波柱的下沉气流对应降雹区(图 6c)。
初生阶段(18时10分)，从厦门-龙岩双雷达反演分析的3500 m水平风场和散度场(图 7)可见，在50 dBz强中心附近有明显的南北风向辐合，散度中心值达-60×10-4s-1。穿过强回波中心的东西、南北向垂直剖面风场分析显示(图略)，强回波处(4—7 km)均为上升气流，最大值约10 m/s。
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| (两部雷达的平均回波强度(色阶)，水平散度(白色等值线)，二维风矢量和风速(箭头)，水平风均已减去回波中心平均移动速度11 m/s) 图 7 厦门-龙岩双雷达反演的18时10分水平风场 (average reflectivity of Xiamen and Longyan radars are shaded, divergence (white isolines), wind vectors (arrows), the mean moving speed of echo center is 11 m/s and has been subtracted from the horizontal wind speed) Figure 7 Horizontal winds from Xiamen-Longyan dual-Doppler radar align="right"etrievals at 18:10 BT |
发展阶段(18时34分)，厦门-龙岩-梅州三雷达反演分析的3000 m水平风场和涡度场(图 8a)显示，55 dBz强回波南侧涡度值达3×10-3 s-1，呈现气旋性辐合。7000 m水平风场(图 8b)在60 dBz强回波右侧呈现弱的反气旋性辐散。穿过强回波中心的东西、南北向的垂直剖面风场(图 8c、d)显示，4—7 km上升气流为15—25 m/s，比上一个时刻明显增强，最大上升速度(图 11a)28.1 m/s出现在回波前沿东南入流的5 km高度处(24.6°N，116.71°E)。
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| (a. 3500 m水平风场u-v、涡度场与回波，b. 7000 m水平风场u-v与回波，c.沿24.65°N的东西向剖面风场u-w与回波，d.沿116.7°E的南北向剖面风场v-w与回波；3部雷达独立插值后取最大值的回波强度(色阶)、水平涡度(等值线)、二维风矢量和风速(箭头)；该时刻回波向正东方向移动；水平风均已减去回波中心平均移动速度11 m/s) 图 8 厦门-龙岩-梅州三雷达反演的18时34分风场 (a. 3500 m horizontal wind field u-v, vorticity field and reflectivity, b. 7000 m horizontal wind field u-v and reflectivity, c. vertical wind field u-w and reflectivity along 24.65°N, d. vertical wind field v-w and reflectivity along 116.7°E; maximum reflectivity of Xiamen, Longyan and Meizhou radar (shaded), vorticity (white isolines), wind vectors and speed (arrows); the direction of echo movement is eastward, the mean movement speed of echo center is 11 m/s, which has been subtracted from horizontal wind speed) Figure 8 Wind fields from Xiamen-Longyan-Meizhou triple-Doppler radars retrievals at 18:34 BT |
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| (a.最大垂直速度, b.最小散度, c.最大涡度, d.最大散度) 图 11 不同时次物理量的垂直廓线 (a. Maximum vertical velocities, b. minimum values of divergence, c. maximum values of vorticity, d. maximum values of divergence) Figure 11 Profile of physical parameter at different time at different heights |
成熟阶段(18时59分)，厦门-龙岩-梅州三雷达反演的2500、7500 m水平风场(图 9a、b)显示，与上个时刻相比，低层气旋性环流和高层反气旋性环流更加完整。将反演网格顺时针旋转10°，使X轴方向沿着风暴移动方向，分析穿过强回波中心垂直剖面风场(图 9c、d)发现，强回波区出现下沉气流。并且在东西向剖面上(图 9c)，上升气流与下沉气流形成两个垂直向的环流，据此分析出冰雹可能出现的轨迹路线如图中白色虚线所示。此时刻最大垂直速度(图 11a)在回波前沿东南入流的8 km高度处(24.58°N，116.90°E)，达23.5 m/s。
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| (a. 2500 m水平风场u-v与回波, b. 7500 m水平风场u-v与回波, c.沿24.62°N的东西向偏转10°剖面风场u-w与回波, d.沿116.92°E南北向偏转10°剖面风场v-w与回波, e.冰雹单体的最大反射率高度变化趋势；3部雷达独立插值后取最大值的回波强度(色阶)，二维风矢量和风速(箭头)，该时刻回波向东偏南10°左右方向移动；水平风均已减去回波中心平均移动速度15 m/s) 图 9 厦门-龙岩-梅州三雷达反演的18时59分风场 (a. 2500 m horizontal wind field u-v and reflectivity, b. 7500 m horizontal wind field u-v and reflectivity, c. vertical wind field u-w and reflectivity along black imaginary line shown in Fig. (a), d. vertical wind field v-w and reflectivity along black imaginary line shown in Fig. (a), e. variation of maximum reflectivity height; maximum reflectivity of Xiamen, Longyan and Meizhou radars (shaded), wind vectors and velocities (arrows), the direction of echo movement is 10° south of east; the mean moving speed of the echo center is 15 m/s, which has been subtracted from horizontal wind velocity) Figure 9 Wind fields from Xiamen-Longyan-Meizhou triple-Doppler radar retrievals at 18:59 BT |
云中的较大云滴在上升气流中变成了冰雹的初始胚胎，在高层迎风方一侧，由于云辐散出流与环境水平风场相互作用，云内产生下沉气流，一直向下伸至对流层中部4—5 km处，高空的冰相粒子随下沉气流到达云的中部，并与这一侧的上升气流汇合重新被带到高空(刘术艳，2003)，在此上上下下的运动循环过程中，经过湿增长和干增长，这些冰粒子增长成为大大小小的冰雹。另从19时17分龙岩雷达的该风暴单体的最大反射率高度变化趋势(图 9e)中看到，18时35分到19时17分最大反射率高度(均在3 km以上)出现了3次反复上升下降的特征，可以估计大冰雹区出现了3次上升和下降。
降雹阶段(19时11分)，从厦门-龙岩双雷达反演的2500、8000 m水平风场(图 10a、b)可知，强回波区低层依然对应完整的气旋性辐合，高层对应反气旋性辐散。穿过强回波中心的东西、南北向垂直剖面风场中(图 10c、d)上升气流较弱，难以托住上下翻滚形成的大冰雹。此时已出现系统性下沉气流(约10 m/s)，强回波向下伸展及地，表明已出现降雹。值得注意的是，这一阶段超级单体悬垂部位的上升气流依然非常强盛(图 6c)，最大垂直速度(图 11a)出现在悬垂部位(24.56°N，116.99°E)约7.5 km高度处，达51.06 m/s。Chisholm等(1972)指出，对流有效位能(ECAPE)与气块最大垂直速度(Wmax)有下列关系
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(8) |
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| (a. 2500 m水平风场u-v与回波, b. 8000 m水平风场u-v与回波, c.沿24.59°N的东西向剖面风场u-w与回波, d.沿117.01°E南北向剖面风场v-w与回波; 叠加双雷达的平均回波强度(色阶)，二维风矢量和风速(箭头)，该时刻回波向东偏南10°方向移动；水平风均已减去回波中心平均移动速度14 m/s) 图 10 厦门-龙岩双雷达反演的19时11分风场 (a. 2500 m horizontal wind field u-v and reflectivity, b. 8000 m horizontal wind field u-v and reflectivity, c. vertical wind field u-w and reflectivity along 24.59°N, d. vertical wind field v-w and reflectivity along 117.01°E; average reflectivity of Xiamen and Longyan radars (shaded), wind vectors (arrows), the direction of echo movement is 10° south to east; the mean moving speed of echo center is 14 m/s, which has been subtracted from horizontal wind velocity) Figure 10 Wind field from Xiamen-Longyan dual-Doppler radar retrievals at 19:11 BT |
在本次个例中，20时的对流有效位能达1500 J/kg，经计算Wmax为54.77 m/s，与反演的最大垂直速度51.06 m/s较接近，验证了风场反演的可靠性。
消散阶段(19时41分)，厦门-龙岩双雷达反演的3500、7500 m高度水平风场和计算的涡度场(图略)显示，强回波南侧维持，低层又有弱辐合，高层辐散。穿过强回波中心的东西、南北向垂直剖面风场中，移动方向前端强回波维持，北面消散。下沉气流对应之前的落雹区。
4.3 各阶段物理量随高度变化分析不同时次的最大垂直速度、最小散度值、最大涡度值、最大散度值4个物理量廓线如图 11所示。
初生阶段，最大垂直速度出现在5.5 km高度，达12.8 m/s(图 11a)。此后，4—8 km高度对应垂直速度增大区和辐合增强区，大于20 m/s的上升气流持续近37 min(图 11a)，正是这种较长持续时间的强上升气流促成了冰雹的形成(俞小鼎等，2012)。
发展阶段，最强辐合区出现在7 km高度，散度值达-1.55×10-2 s-1(图 11b)。
成熟与降雹阶段，涡度最大值出现在3—6 km高度范围内。其中降雹阶段(19时11分)出现在5.5 km，最大达1.01×10-2 s-1(图 11c)，7 km以上涡度均为负值，高层转为反气旋环流，该时刻垂直速度最大值51.06 m/s出现在7.5 km高度(图 11a)，且该时刻降雹阶段在10 km高度雷暴顶呈现强辐散，最大散度值达1.84×10-2 s-1(图 11d)。
消散阶段，6.5 km以上垂直速度为负值(图 11a)，均为下沉气流，辐合减弱(图 11b)，在6.5 km高度最大辐散值达2.26×10-2 s-1(图 11d)。
4.4 冰雹云超级单体三维立体流场结构根据雷达反演风场做出的成熟阶段(18时59分)冰雹云的三维风场和回波的立体结构(图略)可见，风暴高层向南倾斜。从东南方向看整个风暴，在风暴低层4 km附近呈现较强的气旋性辐合，在强回波的南端6 km处形成很强的上升入流，一直延伸到9 km的高空，在强回波的东北一侧形成反气旋性辐散，转而向下形成下沉气流。从东北方向看整个风暴，在风暴的东北方向一侧，出现下沉气流。从西北方向去看整个风暴，同样看到在风暴的南端有上升，东北一侧下沉。同时低层对应气旋性辐合，高层对应反气旋性辐散。在其成熟阶段的三维流场(图 12)上可见，整个流场表现为：水平场上低层的气旋性环流和高层的反气旋性环流，配合垂直场上升、下沉气流的环流。
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| 图 12 冰雹云18时59分的三维流场与叠加的回波(范围35—70 dBz) Figure 12 Three-dimensional flow field of hailstorm and radar reflectivity (within the range of 35-70 dBz) at 18:59 BT |
基于以上分析，构建了冰雹云超级单体的三维结构示意图(图 13)。大概如下：主上升气流在风暴移向前沿的低空形成气旋涡旋，进入风暴后逐渐倾斜上升到达风暴顶，一小部分气流向风暴后部辐散，大部分气流形成反气旋性环流，与上升入流反时针旋转270°后流向前方形成云砧，随后向下形成下沉气流。沿着风暴移动方向的垂直剖面投影中，悬垂、弱回波区，强回波柱等结构明显。
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| (V是风暴移向) 图 13 基于反演结果构建的冰雹云超级单体的三维结构 (V indicates the moving direction of the supercell) Figure 13 Schematic diagram of three-dimensional structure of a supercell from radar retrieval |
应用基于动态地球坐标系下的三雷达和双雷达三维风场反演方法，对厦门、龙岩、梅州3部雷达观测到的2016年4月8日发生在漳州地区的冰雹过程进行分析，反演结果揭示了冰雹回波的三维风场结构特征。主要结论如下：
(1) 这次雹暴受高层短波槽和低层切变影响，热力和水汽条件较好。具有较强的垂直风切变和较大的对流有效位能。另外，粤闽交界地区高山地形抬升，加强了地面辐合与对流的发展。在这些有利的环境条件下，本次雹暴具有典型的雷达回波特征：最强回波达74.5 dBz，回波顶最高达16 km，大于60 dBz的回波由初始发展高度5.3 km，向上发展至9 km，在-20℃等温线高度以上。出现最长达25 km的三体散射长钉回波和32.7 km的旁瓣回波。低层的钩状回波与入流缺口特征明显。
(2) 雷达反演的三维风场分析表明：在冰雹云初生、发展阶段，低层表现的气旋性弱辐合及上升运动，对预报具有一定的提前指示意义。冰雹云强盛阶段，环流结构最为完整紧实，表现为：水平场上低层气旋性环流和高层反气旋性环流，配合垂直场上上升与下沉气流共存的环流。冰雹翻滚增长，当上升气流难以托住其重量，开始降雹出现明显下沉气流，也抑制了上升气流的维持发展。而后进入冰雹云减弱阶段，表现为系统性下沉气流，强回波及地。
整个冰雹演变过程中，上升气流的强弱决定了冰雹的大小以及过程持续的时间，并且在发展初期上升运动的发生可以作为一种预报指征，是最为关键的一个特征量。
(3) 此次反演的降雹超级单体的三维流场结构表现为:主上升气流在风暴移向前沿低层形成气旋涡旋，进入风暴后逐渐倾斜上升，到达风暴顶一部分向风暴后部辐散，一部分形成反气旋性环流，并逐渐向下形成下沉气流。
雷达反演风场时，由于不同雷达的海拔高度差异，无法反演低层风场，需要注意结合地面风场观测进行分析。在本次个例中龙岩雷达的海拔较高，低层径向速度难以观测到，导致无法考虑低层的辐合与辐散，这对垂直速度反演精度会产生一定的影响。
另外，在双雷达反演的基础上，加入第3部雷达，一方面可以使得双雷达连线上得以反演，另一方面对于部分区域可以尝试三雷达反演。但三雷达处于理想距离且同时观测到同一回波的情况极其少见。由于三雷达反演不需要连续方程近似，所以反演的垂直速度会比双雷达更为可靠，这是三雷达反演的优势之一。
在分析风场结构的研究基础上，下阶段计划开展垂直速度、散度、涡度等物理量场临界指标参数的分析研究，为短时临近预报、预警提供依据。另外，将反演的三维风场同化应用到数值模式中，也是一项很有意义的工作。
| 戴建华, 陶岚, 丁杨, 等. 2012. 一次罕见飑前强降雹超级单体风暴特征分析. 气象学报, 70(4): 609–627. Dai J H, Tao L, Ding Y, et al. 2012. Case analysis of a large hail-producing severe supercell ahead of a squall line. Acta Meteor Sinica, 70(4): 609–627. DOI:10.11676/qxxb2012.050 (in Chinese) |
| 林品芳, 周仲岛, 游政谷. 2003. 北台湾夏季之双多普勒雷达分析. 大气科学(中国台湾), 31(4): 333–354. Lin P F, Zhou Z D, You Z G. 2003. Summer hailstorm observed by Doppler radars in northern Taiwan. Atmos Sci (Taiwan, China), 31(4): 333–354. (in Chinese) |
| 刘术艳. 2003. 双多普勒雷达反演风暴三维风场的数值模拟研究[D]. 南京: 南京信息工程大学. Liu S Y. 2003. Numerical simulation of storm by dual-Doppler radar wind field retrieval[D]. Nanjing:Nanjing University of Information Science & Technology (in Chinese) http://cdmd.cnki.com.cn/article/cdmd-10300-2003063776.htm |
| 罗昌荣, 池艳珍, 周海光. 2012. 双雷达反演台风外围强带状回波风场结构特征研究. 大气科学, 36(2): 247–258. Luo C R, Chi Y Z, Zhou H G. 2012. Characteristics of 3-D wind structure of typhoon outer intensive banded echo using dual-Doppler weather radar data. Chinese J Atmos Sci, 36(2): 247–258. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2011.10222 (in Chinese) |
| 石燕, 冯晋勤, 闵爱荣, 等. 2009. 一次冰雹过程的多普勒雷达资料的风场反演与分析. 暴雨灾害, 28(3): 255–260. Shi Y, Feng J Q, Min A R, et al. 2009. Wind field retrieve of a hail event using simple adjoint method. Torrent Rain Dis, 28(3): 255–260. (in Chinese) |
| 孙敏, 戴建华, 袁招洪, 等. 2015. 双多普勒雷达风场反演对一次后向传播雷暴过程的分析. 气象学报, 73(2): 247–262. Sun M, Dai J H, Yuan Z H, et al. 2015. An analysis of a back-propogating thunderstorm using the three-dimensional wind fields retrieved by the dual-Doppler radar data. Acta Meteor Sinica, 73(2): 247–262. DOI:10.11676/qxxb2015.012 (in Chinese) |
| 陶岚, 袁招洪, 戴建华, 等. 2014. 一次夜间弓形回波特征分析. 气象学报, 72(2): 220–236. Tao L, Yuan Z H, Dai J H, et al. 2014. Analysis of the characteristics of a nocturnal bow echo. Acta Meteor Sinica, 72(2): 220–236. DOI:10.11676/qxxb2014.027 (in Chinese) |
| 王俊, 俞小鼎, 邰庆国, 等. 2011a. 一次强烈雹暴的三维结构和形成机制的单、双多普勒雷达分析. 大气科学, 35(2): 247–285. Wang J, Yu X D, Tai Q G, et al. 2011a. Analysis on the three-dimensional structure and formation mechanism of a severe hailstorm with single-and dual-Doppler radar data. Chinese J Atmos Sci, 35(2): 247–285. (in Chinese) |
| 王俊, 盛日锋, 陈西利. 2011b. 一次弓状回波、强对流风暴及合并过程研究Ⅱ:双多普勒雷达反演三维风场分析. 高原气象, 30(4): 1078–1086. Wang J, Sheng R F, Chen X L. 2011b. Case study of bow echo, severe convective storm and merger processⅡ:Analysis on three-dimensional wind field retrieved by dual Doppler radar. Plateau Meteor, 30(4): 1078–1086. (in Chinese) |
| 俞小鼎, 周小刚, 王秀明. 2012. 雷暴与强对流临近天气预报技术进展. 气象学报, 70(3): 311–337. Yu X D, Zhou X G, Wang X M. 2012. The advances in the nowcasting techniques on thunderstorms and severe convection. Acta Meteor Sinica, 70(3): 311–337. DOI:10.11676/qxxb2012.030 (in Chinese) |
| 郑媛媛, 俞小鼎, 方翀, 等. 2004. 一次典型超级单体风暴的多普勒天气雷达观测分析. 气象学报, 62(3): 317–328. Zheng Y Y, Yu X D, Fang C, et al. 2004. Analysis of a strong classic supercell storm with Doppler weather radar data. Acta Meteor Sinica, 62(3): 317–328. DOI:10.11676/qxxb2004.032 (in Chinese) |
| Browning K A, Foote G B. 1976. Airflow and hail growth in supercell storms and some implications for hail suppression. Quart J Roy Meteor Soc, 102(433): 499–533. DOI:10.1002/(ISSN)1477-870X |
| Chisholm A J, Renick J H. 1972. The kinematics of multicell and supercell Alberta hailstorm. Alberta Hail Studies:1972, Research Council of Alberta Rep 72-2, 24-31 |
| Foote G B, Wade C G. 1982. Case Study of a hailstorm in Colorado. Part Ⅰ:Radar echo structure and evolution. J Atmos Sci, 39(12): 2828–2846. |
| Foote G B, Frank H W. 1983. Case study of a hailstorm in Colorado. Part Ⅲ:Airflow from triple-Doppler measurements. J Atmos Sci, 40(3): 686–707. |
| Johns R H, Doswell Ⅲ C A. 1992. Severe local storms forecasting. Wea Forecasting, 7(4): 588–612. DOI:10.1175/1520-0434(1992)007<0588:SLSF>2.0.CO;2 |
| Miller L J, Tuttle J D, Foote G B. 1990. Precipitation production in a large Montana hailstorm:Airflow and particle growth trajectories. J Atmos Sci, 47(13): 1619–1645. DOI:10.1175/1520-0469(1990)047<1619:PPIALM>2.0.CO;2 |
| Murphy T A, Knupp K R. 2013. An analysis of cold season supercell storms using the synthetic dual-Doppler technique. Mon Wea Rev, 141(2): 602–624. DOI:10.1175/MWR-D-12-00035.1 |
| Protat, Zawadzki I, Caya A. 2001. Kinematic and thermodynamic study of a shallow hailstorm sampled by the McGill bistatic multiple-Doppler radar network. J Atmos Sci, 58(10): 1222–1248. DOI:10.1175/1520-0469(2001)058<1222:KATSOA>2.0.CO;2 |
| Ray P S, Doviak R J, Walker G B, et al. 1975. Dual-Doppler observation of a tornadic storm. J Appl Meteor, 14(8): 1521–1530. DOI:10.1175/1520-0450(1975)014<1521:DDOOAT>2.0.CO;2 |
| Ray P S, Wagner K K, Johnson K W, et al. 1978. Triple-Doppler observations of a convective storm. J Appl Meteor, 17(8): 1201–1212. DOI:10.1175/1520-0450(1978)017<1201:TDOOAC>2.0.CO;2 |