1 引　言

雹云是发展极为旺盛的对流云，雹云的发展演变和成雹机制一直是冰雹预警和人工影响天气研究的热点。雹云有什么特征结构？中外许多学者基于不同的资料得到了不同的结论。例如，雹云常具有悬挂回波、弱回波区、回波墙（Browning，et al，1976），“S”形旋转上升流场（Miller，et al，1990；刘式适等，2004；许焕斌，2012），零域结构（许焕斌等，1999，2000，2001，2002；Kang，et al，2007；范皓等，2019）等特征。就以往相关研究结果概括比较而言，大多是依据观测分析和模拟研究及理论归纳获得的，其中一些直接观测分析的雹云结构是根据国外个例给出的（Foote，et al，1982，1983）；中国也给出了一些观测实例，大多是用雷达多普勒径向风定性勾画出的（周海光等，2002a，2002b，2005；张沛源等，2002；刘黎平，2003；郑媛媛等，2004）。其后，随着多普勒天气雷达和双偏振雷达探测技术的广泛推广应用，对强对流风暴动力结构的认识能力和含义理解随之有所提升。田利庆等（2005）、许焕斌等（2008）、俞小鼎等（2008，2012）、戴建华等（2012）、梅垚等（2018）、罗琪等（2019）、范皓等（2019）采用多普勒雷达开展了对强风雹云结构的观测与应用研究。杜牧云等（2011，2013）、胡志群等（2014）、刘黎平等（2015）、徐芬等（2016）对偏振雷达识别雹云的原理与应用技术做了研究并取得一定进展。上述研究利用双多普勒雷达风场反演、偏振雷达相态识别等技术展示了雹云发生、发展的动力、微物理和热力结构特征。但在研究中认识到各参数场配置关系尚不够紧密，在物理理解上尚欠清晰，在资料处理、分析思路和信息提炼上对融入云-降水物理学内容尚待探索，运用到业务中还有不少盲点或断点，需要对实例进行细致、深入地综合观测分析，从内容上“拾遗补缺”，从物理上明晰其含义。

2 天气背景与冰雹实况 2.1 天气背景分析

2018年6月13日08时（北京时，下同）500 hPa（图1a）蒙古高原为高压脊，河北北部—东北地区南部为低涡，自低涡中心到河套有近似东西向横槽，河北中南部处于涡后横槽南部的西北气流中，沿脊前强西北气流有冷空气向南输送。低层850及925 hPa低涡中心及切变线偏南，河北南部为暖中心，北部有冷平流，40°N附近为锋区。从高空到低层河北中南部形成上冷下暖的层结结构。地面河北处于低压顶部，保定到衡水北部的安平和衡水到冀州一线分别有偏北风与偏东风的地面辐合。高空强劲的偏北风急流促使涡后横槽转竖，槽后冷空气沿偏北气流南下，在低空低涡附近及地面辐合线上发展造成这次风雹天气。

08时北京探空曲线呈上干冷下暖湿的结构，500 hPa以下风向顺时针旋转，为暖平流，500—250 hPa逆时针旋转，有弱冷平流，在900 hPa高度附近存在明显风切变。K指数高达40℃，对流有效位能（CAPE）小于900 J/kg。利用衡水13时气温和露点温度对北京探空进行订正（图1b），得到衡水中午前后的对流有效位能超过2500 J/kg，而且08时的对流抑制能量（CIN）（164 J/kg）已全部消失。而在横槽南压过程中有冷平流同行，所以当下午对流发生时，实际大气环境的对流有效位能比用08时探空做地面实况订正的值可能还要大。同时在−20℃层以上的对流有效位能约占总对流有效位能的1/3以上，表明在−20℃层以上仍有大量的潜在不稳定能量。

2.2 风雹实况

2018年6月13日下午太行山东麓的河北省中南部自北向南出现强风雹天气（图2），保定、安平、深州、衡水城区、冀州5个县（市、区）气象站观测到冰雹，最大直径达22 mm。衡水市北部和西部共有5个县、市，21个乡、镇出现风雹天气，出现冰雹的站点有安平（16时08分，直径14 mm）、深州（16时30分，直径6 mm）、衡水（17时01分，直径8 mm）和冀州（17时24分，直径22 mm），灾情调查发现衡水多地出现鸡蛋大小的冰雹，冰雹最大直径达4 cm。保定、石家庄、衡水的7个县（市、区）出现8级以上大风，最大风速22.4 m/s（9级），于15时出现在保定市，深州出现大风（16时31分，22 m/s），衡水市区域站中有12个出现8级以上大风。

3 资料来源与分析方法

本研究所用的雷达资料来自石家庄（新乐）CINRAD/SA多普勒天气雷达（114°42′43″E，38°21′07″N，128.3 m，强度库长1000 m，速度库长250 m）和饶阳X波段双偏振雷达（115°44′35″E，38°13′23″N，32.9 m，强度、速度库长皆为60 m），两部雷达相距94 km，均采用VCP21模式进行观测，9个仰角，体扫时间约6 min。同时利用北京探空站（54511）和观测区常规气象观测资料。

2018年6月13日13时40分雹云在保定容城生成并向南移动（图2），所经路径发生间歇性降雹，16时30分冰雹云处于强盛期，同时在深州站观测到直径6 mm的冰雹和22 m/s的对流大风，此时雹云中心位于饶阳X波段双偏振雷达西南约40 km处，与新乐SA雷达构成三角形，符合雷达有效反演区域一般为两个雷达探测的径向速度夹角在30°—150°、雷达间的距离为60—100 km的精度要求，处于双雷达反演的有效区域（图3中矩形框区）。对X波段雷达探测资料进行了系统误差和衰减订正（胡志群等，2008），并对两部雷达观测到的回波强度资料进行融合，使这一时刻的雷达反演风场及回波强度场更接近于实况。由于回波移动甚快（向南移速17.1 m/s，向东移速2.7 m/s），背景流场与云体的风场有明显区别，为此，做了水平移速订正，得到比较接近实况的相对于云体的流场。

双多普勒雷达风场反演算法采用刘黎平（2003）提出的直角坐标处理方法，与“共面法”相比，这种直角坐标系下的处理方法更简单。将雷达体扫数据经过质量控制后，利用双线性插值处理方法插值到直角坐标系中，为了充分发挥偏振雷达的观测精度优势，插值时设置的格点水平精度为0.0025°（约250 m），共200×200个格点，垂直方向上的精度为500 m，高度从海拔0.5 km到20.5 km共40层。

4 雷达回波演变特征

石家庄新乐的SA多普勒雷达完整地监测到了这次强风雹天气过程（图4a）。13日中午保定东北部有偏北风和偏东风的地面辐合线生成，13时30分在辐合线附近的容城北部有小块回波开始发展，13时42分形成东西向带状回波。此后对流系统在西南方向新生、传播和发展，而其东部则逐渐减弱消散。14时36分对流风暴形成并向南移动，强度迅速加强，14时48分对流风暴到达保定，此后自北向南移动，15时—17时30分降雹时段50 dBz以上强回波面积迅速扩大，最强反射率因子达67 dBz。回波（≥30 dBz）移动路径表明，冰雹云前期移速较慢，自北向南移动，后期移速加快，移向转为南东南，到衡水南部又转为向南，18时于衡水南部消亡。

16时18—46分雨量及降雹区（图4b）显示，雹云强中心及右侧出现强降水及线状降雹带，强雨区在西北方位，雹云移动方向的右后侧，落雹区与大雨区方位一致，0.5 h雨量超过10 mm，降水区远大于降雹区，并且降水区明显超前于降雹区，大片雨区中雹区呈断点线分布，表明云中的成雨结构比成雹结构大得多、稳定得多，且成雹结构的空间分布具有明显的取向性。

针对强对流云在16时30分的特征结构进行深入分析发现，一是此时此地处于主降雹区末端，在深州出现冰雹（16时30分，直径6 mm）和对流大风（16时31分，22 m/s），再往南雹云已开始衰弱，降水性质由雹转雨；二是该个例16时30分位于饶阳雷达西南部，这个位置与新乐雷达和饶阳雷达位置构成三角形，有利于进行双多普勒雷达风场反演和对两部雷达的回波强度资料进行融合。早于或晚于16时30分的资料在作综合分析时会存在更多的不确定因素。

5 雹云流场-回波场的结构分析

由于雹云是深对流云，所以其垂直结构特别重要；又由于雹云结构经常是三维非对称的，不是任何一个垂直剖面皆可反映它的成雹结构特征。由于降雹区远小于雨区及降雹带的线状分布和不连续特征，这反映出成雹结构只占云体的一小部分且具有一定的走向，时间上也不是总能维持的。所以需仔细分析寻找特征剖面。分析步骤如下：

第1步，由于特征剖面往往穿过云体主入流区，因而需先分析水平各层上的流场和回波强度场；

第2步，在第1步分析基础上初步确定可能是特征垂直剖面的位置；

第3步，仔细分析该处是否具有特征结构（范皓等，2019）。

16时30分，云体位于饶阳X波段双偏振多普勒雷达西南部，与新乐CINRAD/SA雷达形成最佳的双多普勒风场反演位置。所以文中着重分析的是该时刻的资料。

5.1 雹云三维结构

图5为16时30分强回波中心所在的深州区域2.5—12.5 km高度间隔2.5 km不同高度上的回波强度CAPPI与反演风场的叠加。图中显示在5.0—7.5 km高度，强回波中心呈明显的“S”形水平流场，这是冰雹云的特征流型（Browning，et al，1976；Miller，et al，1990；刘式适等，2004；许焕斌，2012，2015），有利于成雹结构的形成及维持。

由图5可见，在5、7.5 km高度上均观测到S型流场，虽然这个是反S且中段偏长，但它基本还是S型，南部顺转、北部逆转。关于S型流场含义的叙述，请参见许焕斌（2012，图3.55b；2015），而且在S形流场中段处风场的南风强且吹入强回波区，应是云体主入流区，沿主入流区（X=70）处寻找垂直特征剖面（X、Y坐标值是水平格点数，X轴指向东，Y轴指向北，格距250 m）。

5.2 冰雹增长轨迹

从图6可见，16时30分沿格点X=70（图7a中黑实线）的垂直剖面也显示回波悬垂和弱回波区明显，强回波伸展高度12.5 km，在冰雹云前侧的弱回波区有强上升气流，它穿过冰雹云强回波中心到达回波顶。

图7a为6 km CAPPI，图7b、c分别为沿X=70水平风场与强度的叠加、水平风场与垂直速度叠加的垂直剖面。图7b、c中白色曲线位置，水平速度为0，为垂直速度大值区，具有明显的悬垂结构，为主上升气流所处位置，X=105附近有回波墙。这些都是冰雹云的回波特征，也是冰雹“0线”结构的一种表现（许焕斌等，2005，2008；范皓等，2019）。

从图5和图7中可看出，在5、6、7.5 km高度上均具有“S”形流场，其中以6 km高度的S形最明显。从图7a、b、c还可以看出，图7a中S形南部旋转区的下层（图5，5 km）是气流辐合区，在X=70处垂直剖面上对应着图7b、c中悬挂回波（O）、主上升气流和相对水平速度0线。“S”形的二弯曲中间南风强，应是云体的主入流区。

从图7a还可以看到，在雹云中常常具有这样特征，即存在水平风速近于“0”的区域，它邻近或穿越主上升气流区，且“0线”穿过悬挂回波。这些雹云的结构特征其实是流场与水成物粒子场相互作用的表现，为此需要了解流场（向量场）和回波场（dBz，标量场）的配置，标量场有雷达皆可取得，而取得向量流场就需要双多普勒雷达。在这个双多普勒雷达实例观测中直接看到了“0线”结构，体现在图7a的X=70剖面上，相对于雹云单体的水平相对速度0线穿过悬挂回波中心（dBz-V-0线，图7b），在0线附近区域中V近于0，但这里是云体上升气流轴线区（W-V-0线，图7c）。这是实况双多普勒雷达观测资料反演风场给出的“0线”结构。其基本特征不仅与理论图像（“穴道”结构）一致，而且也与单多普勒雷达探测资料定性分析勾画出的图像一致。但是用单多普勒雷达探测资料来寻判“0线”结构要求雹云移向与雷达径向夹角小，而用双多普勒雷达观测资料反演风场来寻找“0线”结构就没有这么严格的限制。

为了理解在图7中定性勾画出的结构下如何形成大雹的可行运行增长路径，作为一种猜测性的尝试，给出图8的示意。

图8是由双多普勒雷达资料反演的风场、回波强度场为背景，勾画雹云中一种可能的大雹运行增长轨迹个例示意。轨迹曲线侧的圆圈尺度示意所在位置上冰雹大小的变化。图8展示出0线的垂直部位对应上升气流轴线，最强回波顶位于回波墙（图8a中W处）的正上方，弱回波区（图8a中O处）对应主上升气流区，冰雹增长运行沿着水平风速为0的“0线”附近进入主上升气流区长大，其运行轨迹距0线越近，冰雹长得越大。

由图8粒子增长轨迹可见：粒子（图中1）从低层入流区进入云体主上升气流，水平气流向右，粒子边向上向右运行边增长，当其到达高层越过0线后（图中2），水平气流反转向左，粒子被向左带离主上升气流中心部位，所经位置处上升气流变弱，气流托不住粒子因而粒子开始下落；当粒子下落并穿过下面的0线后（图中3），水平气流转向右再次被粒子带入主上升气流区，粒子的移动方向由降转升，步入第2循环运行增长过程（图中4、5）；在每一次循环中粒子皆随着它的尺度长大使循环路径更贴近主上升气流轴附近的0线，直至长大成大冰雹在低层（图中6）再越0线并穿过主上升气流区中心后右向落地，形成回波墙（图中7）。

6 结论与讨论

根据以上观测事实及定性分析，可以得到以下几点：

（1）从实例双多普勒雷达反演风场看到：雹云的中层强回波中心呈明显的S形水平流场和悬挂回波配置的特征结构，是导致强单体雹云具有成雹的效应。据此通过实测的雹云单体三维结构佐证了雹云 “0线”结构及效应。

（2）根据双多普勒雷达反演的回波强度场和流场，给出了雹云的三维立体结构，不同强度的等值面均呈向回波移动方向的倾斜结构，剖面图展现出宽广的悬挂回波区和其下的弱回波区、回波墙等典型雹云特征。在分析研究中，也体会到如何做好综合观测、获得时空一致的能相互印证的资料是个大学问，不是有了设备就能做到的，需有周全的顶层设计和观测-分析流程。

（3）由于这次雹云过程中单体代谢较为频繁，特征结构维持时间较短，位置变化较快，天气现象多样，能由实测资料抓获几个体扫实况实属幸运，但总体看仅提供了一些“蛛丝马迹”，只能做些定性分析。通过所介绍的分析步骤给出的这一模型虽存在证据不足且欠严谨的问题，但其基本特征还是显现出来了，而且与典型概念模型类似。鉴于它是直接观测资料的综合分析结果，对了解各参量间的内在联系和物理含义还是有帮助的。至于它所显示出的与典型概念模型的差别，说明了规律的实际呈现形式可以是多样的，这启示对于实例的认识只能参考概念模型内涵去思考，而不能被概念模型的外表束缚住。