2011, 22 (5): 525-536
2. 国家气象中心，北京 100081;
3. 中国气象局气象探测中心，北京 100081
2. National Meteorological Center, Beijing 100081;
3. Meteorological Observation Center of CMA, Beijing 100081
.Water vapour transported through southwesterly flow from the southern part of Hebei forms a high humidity area, and Tianjin region is located in the area of wet tongue. Wind speed difference between 700 hPa level and near-surface reaches 20 m/s at 14:00, SHR (0—3 km) increases significantly, reaching moderate intensity (6.5 m · s-1· km-1). Super cell storms merged by a number of multi-cells have direct effects on the hail during the development of its mature stage. With the aid of Doppler radar, bow echo, weak echo region are found in the lower level, strong hanging echo in the middle-upper level and three-body scattering spike (TBSS) are observed. VIL jumps significantly from the lowest value to 65 kg· m-2before the hail occurs in Tanggu, and the top height of the storm remains 14 km, when VIL density increases to 4.6 g· m-3, exceeding the threshold of heavy hail. Analysis indicate that the dry intrusion of upper troposphere and cold air from the middle troposphere near the ground may also be the triggering factor in this process, besides the northwest-southeast convergence line located in Tanggu and the northeast of Hebei Province.
冰雹是一种严重的气象灾害，出现时常伴有阵性强降水和大风，具有很大的破坏力，在我国由于冰雹造成的直接经济损失每年可达数十亿元。
20世纪90年代末开始，我国针对冰雹的微物理过程和风暴单体结构开展了大量研究。许焕斌等[1-3]利用冰雹云模式和冰雹运行增长模式, 经过一系列系统研究，提出了新的“穴道”动力与微物理相互耦合的概念模型，探究了冰雹形成和增长致灾的机理。康凤琴等[4]利用三维冰雹云分档模式，模拟研究了各类冰雹形成和增长的过程，探究了青藏高原地区冰雹形成的机制。孙继松等[5]针对北京一次雹暴天气分析了由地形生成的重力波对雹暴发生发展的影响。郑媛媛等[6]利用多普勒雷达资料对安徽一次典型超级单体的结构及其演变过程进行了详细分析。俞小鼎等[7]分析了华东地区一次伴有强降雹的系列下击暴流，发现下击暴流的产生与反射率因子核从对流层中层的下降具有明确对应关系。这些成果为研究和了解冰雹天气的形成和发生发展机制提供了很好的理论依据。
随后，多种新型遥感观测系统开始建立和完善，特别是分辨率较好的雷达、卫星资料的出现，为分析和监测冰雹天气提供了更为详尽的资料和可靠的手段。国内许多学者利用这些高分辨率资料，针对不同地区的冰雹过程进行了许多观测研究和诊断分析，发现不同区域冰雹的形成原因和触发机制不同。朱君鉴等[8]利用多普勒雷达资料详细分析了山东一次冰雹风暴的发生、发展和消亡的演变过程。王令等[9]对北京地区2001—2002年出现的32块雹云的雷达径向速度图进行了详细分析，发现了一些降雹前出现的明显特征。张晰莹等[10]统计分析了黑龙江省多年降雹时在卫星云图上的特征，并建立了利用卫星云图资料估计产生降雹天气的方法。李英等[11]利用湿位涡理论对云南几次冰雹天气进行诊断分析发现，在θse陡立密集区，湿斜压涡度发展，密集区内冰雹容易发生；同时冰雹易在MPV2负值区南侧或MPV2正值区北侧发生。相比之下，对天津地区冰雹过程，特别是天津地区强风暴系统的发生发展以及触发机制的研究工作仍不多见。因此，进一步加强对天津地区强对流天气的深入研究，特别是对典型强风暴个例进行细致的中尺度特征分析十分必要。
本文利用逐小时地面加密自动站观测资料、高空探测资料、天津塘沽多普勒天气雷达资料、风云二号C星 (FY-2C) 静止卫星提供的逐时红外亮温 (TBB) 资料 (分辨率为0.1°×0.1°) 和水汽图像以及NCEP/NCAR 1°×1°再分析资料，对2008年6月25日午后天津地区一次罕见大冰雹过程的中尺度对流特征和形成原因进行分析和探讨，加深对天津地区冰雹过程的发生机制和强风暴演变特征的认识，为今后此类天气的监测和预警提供可参考的依据。
1 天气实况和背景条件2008年6月25日，河北、天津、河南、山东等地出现了较大范围的对流性天气。14:00(北京时，下同)—17:00，对流系统自西北向东南方向移动，给天津地区带来了一次剧烈的风雹天气。14:38—16:10塘沽出现了大范围的冰雹，最大冰雹直径达44 mm，为近10年所罕见；同时伴有雷雨大风，天津港出现8级大风，阵风风速达19 m/s；相比较而言，雨强相对较弱，仅11个自动观测站的1 h降水量超过20 mm (图 1)，其中8站位于塘沽区。本次天气过程以冰雹并伴有雷暴大风天气为主，造成1人死亡、大片果树和多处建筑毁坏，给当地交通、农业和居民生命财产带来了严重损失，尤其是在塘沽地区，造成的直接经济损失超过1100万元。
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| 图 1. 2008年6月25日天津14:00—17:00冰雹、大风 (不低于17 m/s) 与短时强降水区 (单位：mm，1 h降水量不低于20 mm) Fig 1. The area of hail, strong wind (no less than 17 m/s), short-term heavy rainfall (no less than 20 mm in an hour) during 14:00—17:00 on 25 June 2008 | |
2008年6月25日14:00 500 hPa高空图 (图 2a) 上，中高纬度地区环流经向型特征明显。从贝加尔湖为一强大的阻塞高压控制。华北地区上空为一高空冷涡，其中心位于蒙古东部上空 (48°N，107°E)，冷涡低压中心和冷温度槽基本重合，显示该冷涡处于成熟阶段，天津位于高空冷涡东南侧的偏北气流中。在冷涡南侧40°N附近地区，500 hPa高空槽位于107°E，而对流层低层低压槽位于104°E (图略)，这种前倾槽的结构有利于高层干冷空气叠加在低层暖湿空气上，导致不稳定层结出现；对应700 hPa风场，冷涡底部出现西北风与西南风的冷式切变线 (图 2a中粗虚线所示)，表明有冷空气向东南方向移动；同时，14:00 200 hPa高空图 (图 2b) 上可以看到，36°N附近存在一条高空急流轴，急流中心的风速大于50 m/s，天津处于大风核的左前方，即高空急流出口区的左侧，随着急流轴不断向东北方向移动，非地转效应将使天津上空的高空辐散不断增大，促使本地对流加强，有利于风暴系统的发展和组织。对多个个例对比分析发现，强对流天气区位于高空急流出口区的左前方是冷涡背景下强对流典型特征。相关研究表明：四川雹暴往往也发生在急流的左出口区[12]，与梅雨锋暴雨区通常位于高空急流的右侧[13]明显不同。这是因为在急流轴出口区，会产生偏北的非地转分量，且
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| 图 2. 2008年6月25日14:00 500 hPa高度场 (实线，单位：gpm)、温度场 (虚线，单位：K)、700 hPa风场 (矢量，单位：m/s)(粗实线表示500 hPa槽线；粗虚线表示700 hPa切变线)(a) 和200 hPa风速 (实线，不低于35 m/s)、散度场 (阴影，不大于-25×10-6s-1)(b) Fig 2. The geopotential height (solid line, unit:gpm), temperature (dashed line, unit:K) of 500 hPa, wind field of 700 hPa (solid thick line denotes the rough of 500 hPa; dashed thick line denotes the shear of 700 hPa)(vector, unit:m/s)(a), wind speed (solid line, no less than 35 m/s), divergence (shaded area, less than-25×10-6s-1) of 200 hPa (b) at 14:00 25 June 2008 | |
2 中尺度系统结构特征和发生发展 2.1 中尺度对流系统
使用TBB资料分析对流强度时，美国通常采用分层方法[14]，当云顶TBB≤-32℃，通常认为是对流云[15], 伴随着对流天气现象；当TBB≤-62℃，则认为云顶已伸过了对流层顶，称作穿顶对流，对流发展非常旺盛，将伴随着强对流天气现象。选取TBB≤-32℃作为对流云团的阈值，2008年6月25日13:00—18:00 FY-2C气象卫星反演的TBB图 (图 3)。由图 3可以很清晰地跟踪到造成天津本次雹暴的中尺度对流系统 (MCS) 发生发展的过程。
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| 图 3. 2008年6月25日13:00—18:00的TBB分布 Fig 3. The blackbody brightness temperature during 13:00—18:00 on 25 June 2008 | |
13:00河北北部 (燕山附近) 和西部 (太行山附近) 分别有3个β-中尺度对流系统生成，云顶中心TBB≤-52℃；14:00位于河北东北部和西北部的2个对流云团合并成带状，强度略有加强，并往东南方向缓慢移动。而位于河北西南部的β-中尺度对流系统由于热力作用强烈发展，TBB≤-62℃，云顶已穿过了对流层顶，并沿偏东方向往天津地区移动，此时对流发展非常旺盛；15:00两个对流云团东移过程中在河北东部及天津地区逐渐合并，在合并过程中，位于河北北部的带状对流系统移动速度明显偏慢，并急剧加强。而来自河北南部的中尺度系统则快速东移，强度趋于减弱；16：00合并后的中尺度对流云团在天津和河北唐山沿海地区进一步发展，其形状逐步演变为圆形。此时，TBB≤-32℃的面积接近于2×105km2(20个1°×1°网格点)，TBB≤-52℃的面积接近于9×104 km2(9个1°×1°网格点), 冷云中心TBB≤-62℃，合并后发展强盛的中尺度对流系统开始影响天津地区，塘沽附近TBB等值线十分密集，导致天津多处发生了剧烈风雹天气，可见α-中尺度对流系统引发了本次大冰雹过程。
17:00 TBB≤-52℃的冷云盖逐渐移出天津，往环渤海方向移动。天津地区TBB等值线梯度明显减小，对流云体开始慢慢减弱，天津地区风雹天气明显减弱。在唐山沿海地区，TBB等值线分布非常密集，表明这里的TBB梯度非常大，强对流云将向环渤海区域扩展[16]；18:00影响天津的对流系统强度进一步减弱，TBB值逐渐降低，天津地区强对流天气基本结束。
可见，造成此次天津雹暴过程的对流系统是由3个β-中尺度对流云团先后2次合并而成，呈近似圆形结构，水平尺度为α-中尺度，影响天津地区约4 h。
2.2 强风暴系统 2.2.1 超级单体发生发展此次大冰雹过程，主要集中在14:00—16:00的天津塘沽地区，在风暴单体发展旺盛时期，存在深厚持久的中气旋，表明产生这次雹暴过程的风暴单体是由多单体系统发展起来的超级单体风暴[17]。
由天津塘沽SA雷达2008年6月25日反射率因子的演变 (3.4°仰角) 可见，13:00雷达站西北侧的北京、廊坊、香河等地区不断有零散的对流单体生成，并不断向东南方向扩展、合并；14:00在武清和宝坻的交界处发展成水平尺度约为50 km的对流单体，中心强度在60 dBZ以上，同时，在其运动方向的右前方10 km范围内有一个中心强度为60 dBZ的小对流单体生成，而回波主体右侧新生的单体，往往会强烈发展和增强[18]；14:30主对流单体和新生对流单体在天津市区迅速合并发展成为超级单体，中心强度在55 dBZ以上，强回波中心范围较大，此时发展起来的超级单体开始影响天津市区；随后，超级单体继续发展并往东南方向移动，15:42强回波中心达到最强，发展旺盛的超级单体在塘沽雷达站东南方向20 km范围内，在PPI图 (图 4a和4b) 上呈现出弓型回波，中心强度达到65dBZ以上，同时弓型回波的凸起部分回波最强且正对着塘沽地区，造成塘沽地区发生了一次罕见的雹暴过程。
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| 图 4. 2008年6月25日天津塘沽多普勒天气雷达风暴单体反射率因子 (双箭头指示同一位置) (a)15:42, 2.4°仰角，(b)15:42, 4.3°仰角，(c)15:42, 9.9°仰角，(d)15:42, 14.6°仰角，(e)15:24, 1.5°仰角，(f)15:42, 沿图 4a中AB的反射率因子垂直剖面 Fig 4. Reflectivity images of Tianjin Tanggu Doppler weather radar on 25 June 2008(the double-arrow in the figure indicates the same location) (a)15:42, 2.4°, (b)15:42, 4.3°, (c)15:42, 9.9°, (d)15:42, 14.6°, (e)15:24, 1.5°, (f)15:42, vertical cross-section of reflectivity along segment AB in Fig. 4a | |
在对流单体成熟阶段 (15:42)(图 4a~4d)，2.4°, 4.3°, 9.9°, 14.6°仰角雷达产品最大回波强度均在50~65 dBZ，图中双箭头指示同一地方，可以判断出入流缺口上具有很明显的回波悬垂结构，在低层图上箭头所示位置有一V型缺口，表明强的入流气流进入上升气流；从4.3°~14.6°仰角雷达产品可以看到，强回波中心随着高度的增加向南 (后) 偏移，表明存在低层弱回波区和中高层悬垂结构。图 4f给出了穿过入流缺口和强回波中心的反射率因子垂直剖面，显示出非常明显的与低层入流对应的弱回波区、位于其上的回波悬垂及有界回波区，同时可以看出60 dBZ回波所在高度超过10.5 km，是一个高质心的雹暴结构，对流发展非常旺盛。15:06—15:48影响塘沽地区的单体持续存在三体散射现象，15：24尤其明显 (图 4e)。
简单有效判断有无大冰雹的方法[17]是对比强回波区相对0℃和-20℃等温线高度的位置。如果-20℃等温线对应高度上反射率因子超过50 dBZ，同时，0℃层距离地面的高度不超过4.5 km时，则有可能产生大冰雹。同时Witt等[19]在研究中指出，相应反射率因子的值越大，对应高度越高，产生大冰雹的可能性和严重程度越大。6月25日08:00离天津最近的北京探空站0℃层高度为4055 m, 而-20℃层高度为6707 m。可知当日天津上空0℃层高度明显低于4.5 km，利于降雹，而60 dBZ回波所在的高度远远超过-20℃等温线对应的高度，表明上述降雹判断标准对本次大冰雹过程适用。
根据不同仰角上的反射率因子来分析单体风暴的结构和最大反射率因子所在的高度，同时，结合剖面图和探空资料比较0℃和-20℃所在高度与最大反射率因子的高度，对冰雹的预警可以起到较好的指示作用。
2.2.2 超级单体结构特征低层 (3.4°仰角) 的径向速度图上，14:00(图 5a) 距离塘沽雷达测站西北向有一明显的风场辐合，同时在辐合中心附近有一条西北—东南向的远负近正的速度对，正负速度差值达到31 m/s，表明在距离测站西北向55 km的范围内存在一条风场辐合线，而形成的中尺度辐合线有利于上升运动发展，为强对流天气的发生、发展提供有利的动力条件。随着对流单体往东南方向移动，辐合线也随之向塘沽雷达测站靠近，14:42(图 5b) 在雷达北侧的20 km和40 km处存在两个负速度中心，最大速率 (入流) 均为24 m/s, 低层辐合加强，范围扩大。15:42(图 5c)，距离塘沽较近的地方，有一个最大正速度 (出流) 中心，最大速率达到27 m/s, 而同一径向方向较远的地方为负速度 (入流) 中心，最大速率达到27 m/s，正负速度最大差值达54 m/s，在距离雷达35 km的位置最大平均转动速度为20.5 m/s的中气旋，属于中等强度中气旋[20]。在6.0°，9.9°仰角径向速度图上 (图 5d~5e) 可以更加清楚地看到中等强度中气旋的存在，最大平均转动速度为20 m/s, 距离雷达34 km。可见，3.4°~9.9°仰角的速度图上都存在中等强度的中气旋，说明此时中气旋已经发展到成熟阶段, 而这个深厚的中气旋也显示此前的对流单体已发展成超级单体风暴。
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| 图 5. 2008年6月25日天津塘沽多普勒天气雷达径向速度图 (圆圈为中气旋所在区域) (a)14:00，3.4°仰角，(b)14:42, 3.4°仰角，(c)1542，3.4°仰角，(d)15:42，6.0°仰角，(e)15:42，9.9°仰角，(f)15:42，14.6°仰角 Fig 5. Racial velocity images of Tianjin Tanggu Doppler weather radar on 25 June 2008(the circle indicates the position of mesocyclone) (a)14:00, 3.4°, (b)14:42, 3.4°, (c)15:42, 3.4°, (d)15:42, 6.0°, (e)15:42, 9.9°, (f)15:42, 14.6° | |
高层 (14.6°仰角) 径向速度图上可以看出，15:00开始天津地区特别是塘沽高层气流主要为辐散，特别是15:42(图 5f) 超级单体发展到最旺盛的时候，高层有很强的风暴顶辐散，正负速度最大差值达54 m/s。
由不同仰角径向速度的分析结果可以看出，在低层主要表现为辐合特征，而高层为辐散特征，这种低层辐合、高层辐散的特征以及中低层存在深厚中气旋，是冰雹形成的极有利条件。
3 大冰雹过程的成因分析根据上述中尺度特征分析得知，本次天津地区罕见大冰雹过程直接由超级单体风暴造成。通常，一般风暴单体生成的3个基本条件是垂直层结不稳定、一定的水汽条件和触发机制，而强对流风暴的产生除了上述3个基本条件，通常还需要较强的风的垂直切变。这是因为在对流活动中，热力不稳定决定了对流发展的强度，而动力作用对触发对流和决定风暴类型起重要作用。
3.1 不稳定层结条件 3.1.1 对流不稳定能量由于对流有效位能可以很好地指示对流发展的强度，本文参考文献[21]中的公式，得到2008年6月25日08:00—20:00对流有效位能 (CAPE) 和对流抑制能量 (CIN) 的分布。08:00(图 6a) CAPE大值中心位于河北地区，天津地区CAPE为600 J/kg，对应的CIN值大于200 J/kg，有利于对流能量的积聚；由于中午地面太阳辐射对地面的加热作用，14:00(图 6b) CAPE大值中心往东南方向移动，处于北京地区，此时天津地区CAPE值增加到1200 J/kg，对应的CIN值减小到200 J/kg，表明在风暴发生前，CAPE有一个明显增大的过程，与之相对应，CIN有一个减小的过程，使得该地区短时间内将迅速积聚产生冰雹所需的高潜能，当触发条件合适，迅速发生对流天气；20:00(图 6c) 天津地区CAPE值减小到300 J/kg，而对应的CIN值增加到400 J/kg以上，表明午后发生的强对流过程释放了积累的有效位能，大气开始处于稳定状态，此时对流过程完全结束。
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| 图 6. 2008年6月25日02:00(a)、08：00(b)、14:00(c) 的CAPE (阴影) 和CIN分布 (等值线，单位：J/kg) Fig 6. CAPE (shaded area) and CIN (isoline) at 02:00(a), 08:00(b), 14:00(c) on 25 June 2008 | |
3.1.2 对流性不稳定度
由2008年6月25日02:00—20:00假相当位温随高度变化廓线图 (图 7) 可以看出：02:00在低层，
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| 图 7. 2008年6月25日02:00—20:00塘沽 (39°N，117°E) 的假相当位温 (θse) 廓线 (单位：℃) Fig 7. The pseudo-equivalent temperature profile along Tanggu (39°N, 117°E) during 02:00—20:00 on 25 June 2008(unit:℃) | |
本次过程是发生在较强的位势不稳定条件下，在风暴发生前，14:00 θse的廓线呈弓状，在最底层，θse存在一个极大值，随高度迅速减小，并在对流层中层 (500~600 hPa) 达到极小值，尔后又随高度增加，其中θsemax-θsemin=45℃，远远大于一般雷暴大风出现的平均差值20.9℃[23]。由此可见，此次大冰雹过程较一般雷暴大风过程的对流不稳定度强，强烈的对流不稳定条件度是否为天津大冰雹过程的充要条件，有待更多个例的进一步论证。
3.2 水汽条件风暴发生需要具备一定的水汽条件。从850 hPa水汽通量的水平分布 (图 8a) 可以看出，08:00在对流层低层, 与中尺度对流系统对应的天津地区和河北唐山为一水汽通量大值中心，水汽通量超过10 g·cm-1·hPa-1·s-1，表明天津附近为一高湿区，水汽由西南气流自河北南部向北输送，天津地区正处于湿舌附近。湿舌实际上是对流层下部一条狭窄的暖湿空气带，也是一条高静力能量舌，强对流系统常常开始在湿舌的西侧爆发，随后向东传播，由于湿舌在供应水汽和建立不稳定层结中有重要作用，所以可以将低空湿舌的存在作为风暴发展的一个必要条件[24]。
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| 图 8. 2008年6月25日08:00 850 hPa水汽通量 (等值线，不低于6 g·cm-1·hPa-1·s-1)(a) 和地面相对湿度 (单位：%；粗虚线表示干线)(b) Fig 8. 850 hPa water flux (isolines, no less than 6 g·cm-1·hPa-1·s-1)(a) and surface relative humidity (unit:%)(solid dashed line denote drying line)(b) at 08:00 25 June 2008 | |
地面相对湿度的分布 (图 8b) 表明，天津西部地区相对湿度为50%的相对干燥区域，而天津东部邻近渤海，相对湿度大于80%，天津东西两侧相对湿度梯度大，显示这次大冰雹过程风暴系统在干线 (即湿度梯度大值区) 附近生成和发展。
多普勒天气雷达提供的垂直液态含水量 (VIL) 可以直观显示风暴单体的水汽含量，也可以用来判断对流强度与大冰雹出现的可能性。2008年6月25日14:30—16:00垂直液态含水量最大值的时间演变 (图 9) 清楚表明了风暴发展过程中垂直液态含水量随时间的变化，风暴单体垂直液态含水量14:54—15:18有一个明显的跃减，垂直液态含水量由60 kg·m-2迅速下降到最低值42 kg·m-2；此后15:20—15:42最大垂直液态含水量由最低值跃增至最高值65 kg·m-2，塘沽地区在垂直液态含水量跃增到最大值时开始降雹。
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| 图 9. 2008年6月25日14:30—16:00垂直液态含水量最大值演变图 Fig 9. The evolution of the maximum VIL during 14:30—16:00 on 25 June 2008 | |
从15:30开始垂直液态含水量最大值一直持续在60 kg·m-2左右，高于美国Oklahoma州[17]6月产生大冰雹的垂直液态含水量的阈值55 kg·m-2；而Amburn等研究结果[25]表明，如果垂直液态含水量密度 (垂直液态含水量与风暴顶高度之比) 超过4 g·m-3，则风暴极可能会产生直径超过20 mm的大冰雹。15:30开始垂直液态含水量最大值一直持续在60 kg·m-2左右，而风暴顶高度也维持在14 km，垂直液态含水量密度达到4.3 g·m-3，15:42增加到4.6 g·m-3，超过产生大冰雹的阈值4 g·m-3。根据垂直液态含水量及其密度都可以判断本次过程极有可能生成大冰雹。
3.3 风的垂直切变环境水平风向、风速的垂直切变往往与形成的风暴强度密切相关，从2008年6月25日02:00—20:00的环境纬向风的垂直廓线 (图略) 和0~3 km的垂直风切变 (SHR) 分布 (图 10) 可以看出，02:00，08:00 700 hPa与近地面之间的风速差为10 m/s，垂直风切变仅为3.5 m·s-1·km-1，此时低层的垂直切变相对较弱，但是在200~300 hPa风速明显加强，这是因为高空急流中心东移，天津处于大风核的左前方 (图 1b)，利于低层垂直风切变加强，促使风暴单体发展；14:00, 700 hPa与近地面之间的风速差达到20 m/s，垂直风切变增大到6.5 m·s-1·km-1，属于较强的垂直风切变。环境风的垂直切变会造成上升气流倾斜，使降水质点能够脱离上升气流，而不会因拖带作用消减上升气流的浮力，同时，降落到下沉气流中的降水质点，会增强下沉冷空气出流，进而维持和激发上升气流增强；另外，垂直切变可以增强中层干冷空气的吸入，加强风暴中的下沉气流和底层的冷空气外流，而后通过强迫抬升，使流入的暖湿空气更强烈的上升，导致对流加强[22]。14:00强垂直切变为随后的降雹过程提供了很好的动力条件；20:00，700 hPa与近地面之间的风速又减弱为10 m/s，垂直风切变降低到4.5 m·s-1·km-1，此时，风暴单体已经开始远离天津塘沽地区，降雹过程也完全结束。
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| 图 10. 2008年6月02:00, 08:00, 14:00, 20:00垂直风切变 (0~3 km) 分布 (单位：m·s-1·km-1) Fig 10. Vertical shear (0—3 km) at 02:00, 08:00, 14:00, 20:00 on 25 June 2008 (unit: m·s-1·km-1) | |
3.4 触发机制 3.4.1 中尺度辐合线
14:00地面流场 (图略) 可以看出，在天津塘沽至河北东北部附近，存在一条西北—东南向的地面辐合线，而在前文中对雷达径向速度分析时，也可以看出14:06开始塘沽的西北侧存在一条中尺度辐合线。大多数风暴起源于边界层辐合线附近，或在两条边界层辐合线的相交处，如果大气垂直层结有利于对流发展，则极可能有风暴在那里发生[26]。
结合上述对层结稳定度和水汽条件的分析可知，14:00天津地区已具有很强的对流不稳定性层结和对流有效位能，在地面中尺度辐合线的触发作用下，对流风暴系统得以快速发展加强。
3.4.2 干冷空气侵入2008年6月25日14:00北京西部区域有一条近南北向的深灰色暗区 (图 11箭头所示位置)，表明高层有干冷空气向中低层侵入，强烈的冷空气下沉运动导致前缘的重力不稳定，引起天津东部和河北东北部地区对流云的发生发展。15:00暗区东移至天津和北京交界处，暗区灰度加深，显示干空气侵入更强，导致天津地区对流系统急剧发展，引发冰雹、雷雨大风等强对流天气。
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| 图 11. 2008年6月25日FY-2C 14:00和15:00的水汽云图 Fig 11. Vapor images of FY-2C satellite during 14:00 and 15:00 on 25 June 2008 | |
由雷达风廓线 (图略) 可以看出，13:42—14:30对流层中低层出现增暖增湿过程，西南风的厚度由大约3 km增加到4.9 km，同时600 m以下的近地面逐渐出现弱东南风；14:36中层5.5 km高度附近出现偏北风，表明有冷空气开始侵入；14:42—15:12中层偏北风携带冷空气不断向低层侵入，并到达近地面0.6 km高度。在此期间3.0 km高度以下风向、风速没有数据，表明有对流单体在塘沽雷达站上空活动，而3.0 km高度以上的风由原来的西南风变成西北风，表明低层持续的暖湿气流输送和中层冷空气向低空的侵入，使得该地区对流不稳定度加强；15:18以后，近地层由偏东风转为东北风，风向随高度逆转，显示冷平流进一步加强，冷空气快速侵入到边界层0.3 km以下，从而触发不稳定能量快速释放，对流系统急剧发展。可以推断风向在底层变化较大，此时经过测站的超级单体在给塘沽带来冰雹天气的同时可能还伴随有灾害性大风。
4 结论和讨论本文综合利用NCEP/NCAR再分析资料和主要基于卫星雷达等多种新型观测资料，对2008年6月25日下午天津地区一次罕见大冰雹过程风暴系统发展演变、结构特征和形成原因进行了分析与诊断，得到如下主要结论：
1) 天津罕见大冰雹过程是在华北冷涡背景下，前倾结构的高空槽使高层干冷空气叠加在低层暖湿空气上，导致不稳定层结出现；36°N附近高空急流的合理配置，有利于处于大风核左前方的天津地区高空非地转效应增大，促使对流风暴系统的组织化与发展。
2) 造成天津大冰雹过程的对流系统是由3个β-中尺度对流云团先后2次合并而成，呈近似圆形结构，水平尺度为α-中尺度，云顶中心TBB≤-62℃，已穿过了对流层顶，影响天津地区时间约4 h。
3) 产生这次大冰雹过程的对流风暴是由多单体合并而成的超级单体风暴。在发展成熟阶段，该超级单体呈现出弓型回波、低层弱回波区和中高层悬垂及三体散射结构；在低层主要表现为辐合特征，而高层有很强的风暴顶辐散，正负速度最大差值达54 m/s；风暴中低层存在中等强度 (平均转动速度约20 m/s) 的深厚中气旋。
4) 风雹发生前，对流有效位能有一个明显增大的过程，与之相对应，对流抑制能量有一个减小的过程，使得层结不稳定显著加大；风雹临近时，θse廓线呈弓状，θsemax-θsemin=45℃远远大于平均风暴的差值，表明此次大冰雹过程的对流不稳定度强于一般的雷暴大风过程。
5) 本次大冰雹过程风暴系统是在干线 (即湿度梯度大值区) 附近生成和发展；塘沽地区降雹前，垂直液态含水量最大值跃增至最高值65 kg·m-2，垂直液态含水量密度增加到4.6 g·m-3，分别超过产生大冰雹的阈值55 kg·m-2和4 g·m-3，起到很好的指示作用。
6) 降雹发生前，14:00, 700 hPa与近地面之间的风速差达到20 m/s，垂直风切变明显增大，达到6.5 m·s-1·km-1，属于较强的垂直风切变，为降雹过程提供了很好的动力条件。
7) 此次大冰雹过程的触发机制除了位于天津塘沽至河北东北部附近的西北—东南向地面辐合线之外，对流发生前高层的干冷空气向对流层中低层附近的侵入，对本次过程的发生发展也起到很重要的作用。
尽管本文的分析结果部分揭示了2008年6月25日下午天津地区一次罕见大冰雹过程风暴系统发展演变、结构特征和形成原因等一些重要事实，但是，此次大冰雹过程的发生与天津东部海陆热力差异的关系、超级风暴单体三维空间结构及发生发展的动力过程与物理机制目前仍不清楚，这些问题有待于今后通过更深入的分析以及高分辨率数值试验手段来进一步的研究。
| [1] | 许焕斌, 段英. 冰雹形成机制的研究并论人工雹胚与自然雹胚的"利益竞争"防雹假说. 大气科学, 2001, 25, (2): 277–288. |
| [2] | 许焕斌, 段英. 强对流 (冰雹) 云中水凝物的积累和云水的消耗. 应用气象学报, 2002, 60, (5): 575–584. |
| [3] | 许焕斌, 田利庆. 强对流云中"穴道"的物理含义和应用. 应用气象学报, 2008, 19, (3): 372–379. |
| [4] | 康凤琴, 张强, 马胜萍, 等. 青藏高原东北边缘冰雹形成机理. 高原气象, 2004, 23, (6): 749–757. |
| [5] | 孙继松, 王华. 重力波对一次雹暴天气过程演变的影响. 高原气象, 2009, 28, (1): 165–172. |
| [6] | 郑媛媛, 俞小鼎, 方翀, 等. 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, 2004, 62, (3): 317–328. DOI:10.11676/qxxb2004.032 |
| [7] | 俞小鼎, 郑媛媛, 张爱明, 等. 安徽一次强烈龙卷的多普勒天气雷达分析. 高原气象, 2006, 25, (5): 915–923. |
| [8] | 朱君鉴, 刁秀广, 黄秀韶. 一次冰雹风暴的CINRAD/SA产品分析. 应用气象学报, 2004, 15, (5): 579–589. |
| [9] | 王令, 郑国光, 康玉霞, 等. 多普勒天气雷达径向速度图上的雹云特征. 应用气象学报, 2006, 17, (3): 281–287. |
| [10] | 张晰莹, 方丽娟, 景学义, 等. 黑龙江省产生冰雹的卫星云图特征. 南京气象学院学报, 2004, 27, (1): 106–112. |
| [11] | 李英, 段旭. 湿位涡在云南冰雹天气分析时的应用. 应用气象学报, 2000, 11, (2): 242–248. |
| [12] | 雷雨顺, 吴宝俊, 吴正华. 冰雹概论. 北京: 科学出版社, 1978: 100. |
| [13] | 何立富, 周庆亮, 陈涛. "05.6"华南暴雨低纬度系统活动及相互作用. 应用气象学报, 2010, 21, (4): 385–394. |
| [14] | NESDIS/NOAA.The GOES Users Guide.1983:7-389. |
| [15] | 江吉喜, 范梅珠. 夏季青藏高原上的对流云和中尺度对流系统. 大气科学, 2002, 26, (2): 263–270. |
| [16] | 石定朴, 朱文琴, 王洪庆, 等. 中尺度对流系统红外云图云顶黑体温度的分析. 气象学报, 1996, 54, (5): 600–610. DOI:10.11676/qxxb1996.062 |
| [17] | 俞小鼎, 姚秀萍, 熊延南, 等. 多普勒天气雷达原理与业务应用. 北京: 气象出版社, 2006: 109;150. |
| [18] | 李云川, 王福侠, 裴宇杰, 等. 用CINRAD-SA雷达产品识别冰雹、大风和强降水. 气象, 2006, 32, (10): 64–71. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2006.10.010 |
| [19] | Witt Arthur, Eilts Michael D, Stumpf Gregory J, et al. An enhanced hail detection algorithm for the WSR-88D. Wea Forecasting, 1998, 13: 286–303. DOI:10.1175/1520-0434(1998)013<0286:AEHDAF>2.0.CO;2 |
| [20] | Tipton G A, Howieson E D, Margrae J A, et al. Optimizing the WSR-88D mesocyclone/tornadic vortex signature algorithm using WATADS—A case study. Wea Forecasting, 1998, 13: 367–376. DOI:10.1175/1520-0434(1998)013<0367:OTWMTV>2.0.CO;2 |
| [21] | 刘建文, 郭虎, 李耀东, 等. 天气分析预报物理量计算基础. 北京: 气象出版社, 2005: 91–92;141. |
| [22] | 寿绍文, 励申申, 寿亦萱. 中尺度气象学. 北京: 气象出版社, 2009: 228. |
| [23] | 廖晓农, 王华, 石增云. 北京地区雷暴大风日θe平均廓线特征. 气象, 2004, 30, (11): 35–37. DOI:10.3969/j.issn.1000-0526.2004.11.008 |
| [24] | 伍荣生. 现代天气学原理. 北京: 高等教育出版社, 1999: 262. |
| [25] | Amburn S A, Wolf P L. VIL Density as a hail Indicator. Wea Forecasting, 1997, 12: 473–478. DOI:10.1175/1520-0434(1997)012<0473:VDAAHI>2.0.CO;2 |
| [26] | 陈明轩, 俞小鼎, 谭晓光, 等. 对流天气临近预报技术的发展与研究进展. 应用气象学报, 2004, 15, (6): 754–766. |