论文部分内容阅读
摘要：利用FNL（NCEP/NCAR）1°×1°经纬度网格再分析资料，通过4个时次跟踪分析了2013 年4 月27日发生在贵州省西南部的一次大冰雹天气过程，揭示了冰雹形成、发展、成熟、消散和大气物理量垂直结构特征。结果表明，冰雹形成前3～8 h，高、低空存在较强的风向、风速垂直切变，构成了叠加在基本气流上的次级环流，为不稳定能量的暴发提供了很强的外部抬升力;大气中低层出现较强的水汽短时强辐合区，水汽通量辐合中心位于700 hPa附近，水汽通量值达-2.5×10-6g/（cm2·hPa·s）;假相当位温及温度垂直剖面图上随高度增加均存在递减锋区，说明大气层斜压不稳定增强，为冰雹发生区提供大量不稳定能量;- 20 ℃层高度与0 ℃层间厚度适宜，有利于生成大雹;大气中高层先结束水汽辐合输送转为水汽辐散，冰雹天气过程结束。
关键词：冰雹;物理量;垂直结构
中图分类号 S427 文献标识码
A 文章编号 0517-6611（2015）02-215-06
Physical Vertical Structure Analysis of a Large-hail Process
DUAN Rong1，2，LI Xue1，ZHAO Yu-jin1 et al （1.The Meteorological Bureau of Southwestern Guizhou，Xingyi，Guizhou 562400; 2.Key Laboratory of Mountainous Region Climate and Resources of Guizhou Province，Guiyang，Guizhou 550002）
Abstract Using FNL （NCEP / NCAR） 1 ° × 1 °reanalyzed data，through four time tracking analysis of a large-hail process occurred in the southwester Guizhou Province on April 27，2013，the hail formation，development，maturity，dissipation，atmosphere physical vertical structure were revealed.The results showed that：there is a strong vertical wind shear in the high and low altitude before the formation of hail 3-6 hours，constitute the secondary circulation superimposed on the basic flow，to provide a strong external uplift force to the outbreak of instability energy; atmospheric low-middle rise appeared a short-term strong water-vapor convergence zone，the maximum of convergence of moisture flux near 700 hPa，moisture flux value is -2.5 × 10-6g/（cm2·hPa·s）; there are diminishing frontal zone with height in the profile of the potential pseudo-equivalent temperature and the temperature，it showed that the atmosphere baroclinic instability enhanced to provide a lot of energy in the hail occurred unstable areas; the thickness between -20 ℃ and 0 ℃ layer height was appropriate and conducive to generate large-hail; end of the first moisture convergence transport to atmospheric moisture divergence in the middle-high level，the hail process is over.
Key words Hail; Quantities; Vertical structure
作者简介 段荣（1962- ），女，贵州晴隆人，高级工程师，从事短期预报工作。
收稿日期 2014-11-24
冰雹天气发生突然、天气剧烈、破坏力极大，常伴有雷雨大风以及局部强降雨等强烈对流性灾害天气[1]。由于破坏性很强，常给人们的生命财产安全带来严重威胁。关于冰雹天气的研究，气象学者分别从天气形势、物理量场和雷达回波特征等方面进行了分析，并已取得了一些成果[2-6]。研究表明，影响冰雹天气的发生最重要的是中层干空气和强垂直风切变[2];最有利于冰雹天气产生的探空结构为低层暖湿，中高层有干冷空气，不稳定度较大，风垂直切变较大[3];在冰雹天气发生前，对流层低层一般为上升运动，来自大气中、上层的干冷空气及其伴随的下沉气流有利于不稳定层结的增强[4]。这些研究对冰雹的天气形势及物理量特征有了一定的认识，指出了有利于冰雹天气产生的条件。2013年4月27日贵州西南部出现一次冰雹天气过程（图1），造成兴义市3个乡镇受灾，农作物受灾面积为1 354.0 hm2，损坏房屋约760间，经济损失约193万;安龙县3个乡镇受灾，农作物受灾面积为2 721.4 hm2，损坏房屋2 910间，直接经济损失约30万元;兴仁县7个乡镇遭受冰雹袭击，农作物受灾面积为3 125.9 hm2，因灾死亡大牲畜15头，房屋损坏10 728间，直接经济损失1 318.14万元;晴隆县4个乡镇农作物受灾面积为421.7 hm2，因灾死亡家禽350只;受灾房屋达242栋。由于冰雹的发生发展均十分迅速，局地性强，对其预报预警一直是气象服务中热点难点。国内外学者对冰雹均作过系统的研究[7-10]，但还缺乏对冰雹整个过程进行动态、连续、加密地跟踪分析其物理量空间垂直结构变化特征。笔者利用FNL再分析资料以及GrADS数据处理和显示软件系统通过4个时次（27日08：00、14：00、20：00、28日02：00）完整、连续、加密跟踪分析了这次冰雹天气过程的物理量场空间垂直结构演变特征，以便提高对此类天气系统的认识，为预报该类天气提供参考。 注：为冰雹落区。
图1 2013年4月27日过程降雨量及冰雹落区
1 过程分析
4月27日08：00 500 hPa中高纬度基本上为径向环流、两槽一脊的形势，巴尔克斯湖到贝加尔湖之间为脊控制，在贝加尔湖以西的脊前偏北气流，引导干冷空气沿青藏高原东侧南下影响贵州西部，贵州中部有一东北-西南向的切变线，南压影响贵州西南部，20：00移出贵州。27日08：00 700 hPa温度槽明显落后于高度槽，斜压性较大，位于贵州西北部一低涡发展加深，从温度场上看在贵州西部有一个明显的温度脊控制，贵州西部处于低涡右前方西南急流中，说明贵州西部中低层为暖湿气流控制，形成大气不稳定层结;850 hPa位于四川南部的低涡移至云南东部至贵州西部，发展加深配合贵州中部的地面辐合线，造成了这次冰雹天气整个降雹过程，14：00贵州西南部就开始出现雷雨天气，雷达回波图上17：00～20：00处于贵州西南部的普安、晴隆北部边缘有对流单体生成，回波强度超过50 dBz，回波带状分布，沿高空引导气流移动，强回波区域为冰雹产生区域，相应这个时段在卫星红外云图上，贵州西南出现明显的中尺度云团，云顶亮温达-45～-60 ℃（图2），冰雹就出现在17：00～21：00这个时段。
注：a1、b1为17：00;a2、b2为18：00;a3、b3为19：00;a4、b4为20：00。
图2 2013年4月27日雷达回波图（a）和卫星红外云图（b）
2 物理量场垂直结构特征分析
2.1 涡度垂直结构特征
分析涡度垂直剖面图发现， 27日08：00冰雹发生区，900～1 000 hPa处于弱辐散下沉运动负涡度区，900～850 hPa有弱辐合上升正涡不稳定区，850～600 hPa为高层辐散下沉运动负涡度区，说明在大气中低层有一弱的不稳定层生成（图3a）;27日14：00，冰雹区900～700 hPa为正涡不稳定区辐合上升区，还形成一个正涡大值中心6×10-5s-1，说明不稳定辐合层开始增强增厚（图3b）;27日20：00，冰雹区900～700 hPa为正涡不稳定区辐合上升区，700～500 hPa处于辐散下沉运动负涡度区，上升区、下沉区强度、面积基本对称，导致强烈的上升运动，地面在贵州西南部出现了雷雨冰雹天气（图3c）;28日02：00，冰雹区1 000～400 hPa为正涡不稳定区辐合上升区，在有利于降雹的中高层已无明显的抽吸效应，即不会造成强烈的上升运动，冰雹雷雨天气结束（图3d）。
2.2 垂直风场、垂直速度结构特征
分析垂直风场、垂直速度剖面图发现，垂直上升速度大值中心与风速大值中心基本重合。27日08：00冰雹发生区，1 000～800 hPa大气处于上升运动不稳定区，800～600 hPa为下沉运动区，上升垂直速度最大值中心及风速大值中心位于850 hPa附近中心，垂直速度最大值达-2.5×10-3hPa/s，风速最大值达12 m/s，高层辐散、中低层辐合，弱的抽吸效应开始形成（图4a）;27日14：00，冰雹区1 000～600 hPa大气处于上升运动不稳定区，上升垂直速度最大值中心及风速大值中心位于700 hPa附近，中心最大值达-3.0×10-3hPa/s，风速最大值达36 m/s，说明上升运动不稳定层开始增强增厚，上升垂直速度及风速开始增大，600～200 hPa为下沉运动区，中低层辐合、高层辐散，一个强盛的抽吸效应开始形成（图4b）; 27日20：00，冰雹区1 000～450 hPa大气处于上升运动不稳定区，上升垂直速度最大值中心及风速大值中心上升至650 hPa附近，中心最大值达-5.0×10-3hPa/s，风速最大值达68 m/s，400～200 hPa下沉运动区，不稳定层继续增强增厚，低层辐合、高层辐散，一个强盛的抽吸效应开始形成，另外冰雹发生区相邻的左右侧有一个强强盛的下沉气流，构成了叠加在基本气流上的次级环流，高、低空强的风速垂直切变和强烈上升运动有利于不稳定度倾向加大，导致冰雹发生区产生强烈的上升运动（图4c）;28日02：00，上升垂直速度及风速已减小，且大值中心及大风中心下降至800 hPa附近，垂直上升速度最大值减小至-2.5×10-3hPa/s，最大风速值已减小至10 m/s，说明大气趋于稳定，冰雹雷雨天气结束（图4d）。
2.3 水汽通量散度垂直结构特征 27日08：00冰雹发生区，1 000～850 hPa为弱的水汽通量辐合，850～600 hPa还是水汽辐散区（图5a）;27日08：00～14：00仅相差6 h冰雹发生区，900～600 hPa就出现了较强的水汽强辐合区 ，为降冰雹提供了充足的水汽，水汽通量辐合中心位于700 hPa附近，水汽通量值达-2.5×10-6g/（cm2·hPa·s）（图5b）;27日20：00冰雹发生区1 000～700 hPa还维持较强的水汽强辐合区，但较14：00开始减弱，水汽通量辐合中心水汽通量值达-1.5×10-6g/（cm2·hPa·s），且水汽通量辐合中心下降至900 hPa附近，说明大气中高层水汽辐合输送减小（图5c）;28日02：00冰雹发生区，1 000～850 hPa还维持较弱的水汽通量辐合，水汽通量辐合中心水汽通量值减小至-0.5×10-6g/（cm2·hPa·s），850～700 hPa转为水汽辐散，说明大气中高层先结束水汽辐合输送，冰雹结束（图5d）。
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。涡度单位为10-5s-1。
图3 2013年4月27～28日沿25°N 剖面上涡度分布
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。垂直速度单位为hPa/s，风矢单位为m/s。 图4 2013年4月27～28日沿25°N 剖面上垂直速度与风场叠加分布
2.4 假相当位温垂直结构特征
分析黔西南州27日08：00～28日02：00 θse垂直结构变化特征发现，27日08：00冰雹发生区，1 000～700 hPa假相当位温随高度的变化递增，说明700 hPa以下大气层是稳定的（图6a）;27日14：00冰雹发生区，1 000～500 hPa随高度的增加很快递减，且在1 000～900 hPa、700～500 hPa分别存在一个递减锋区，说明500 hPa大气层极不稳定（图6b）;27日20：00冰雹发生区，1 000～500 hPa随高度的变化仍然维持递减，但递减锋区减弱，说明500 hPa大气层由极不稳定开始转向稳定（图6c）;28日02：00冰雹发生区上空（1 000～500 hPa），随高度增加已无明显的递减锋区结构，说明500 hPa大气层趋于稳定（图6d）。
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。水汽通量散单位为10-6
g/（cm2·hPa·s）。
图5 2013年4月27～28日水汽通量散度沿25°N垂直剖面
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。
图6 2013年4月27～28日假相当位温沿25°N垂直剖面（单位：℃）
2.5 湿场垂直结构特征
4个时次（27日08：00、14：00、20：00、28日02：00）相对湿度场垂直结构特征（图7）分析表明，无明显的深厚湿层，27日20：00和28日02：00只是近地层800 hPa以下有大于>90%的湿层，冰雹天气是发生前后8 h均无明显的深厚湿层背景，800～500 hPa相对湿度维持在40%～70%，说明春季出现冰雹天气不需要明显的深厚湿层背景。有冰雹天气时，水汽会出现短时强辐合，在冰雹出现区域上空维持短时深厚湿层。
2.6 0 ℃层和-20 ℃层高度温度场垂直结构特征
一般来说，0 ℃等温线至- 20 ℃等温线之间的区域主要由过冷水滴、雪花及冰晶组成，这个区域是冰雹生成的“雹源区”[11] 。经分析，27 日 0 ℃层高度均维持在600 hPa （4 000 m） 左右，这样的高度使得对流云可向更高处发展，使低层的水汽通过强烈的上升运动能够达到该高度，为雷雨、大风、冰雹以及局部强降雨提供了丰富的水汽条件，且当雹粒增长到足够大而下落时，不至于因暖层过厚而被融化。27 日- 20 ℃层高度均维持在400 hPa （8 000 m）左右，与0 ℃层间厚度适宜，因高空冷空气进入中层，加剧了层结的对流不稳定性，同时，使得雹胚在过冷水含量丰富的环境中相互碰撞的机会较多，雹粒增长快，有利于生成大雹[12]。27日08：00冰雹发生区，1 000～850 hPa存在温度随高度递减的弱锋区，说明850 hPa以下大气层存在一弱的斜压不稳定（图8a）;27日14：00冰雹发生区，1 000～700 hPa温度随高度递减弱锋区增强，说明700 hPa以下大气层斜压不稳定增强，大气中低层极不稳定（图8b）;27日20：00，1 000～700 hPa仍然存在温度随高度增加出现递减锋区，但锋区开始减弱，说明500 hPa大气层由极不稳定开始转向稳定（图8c）;28日02：00温度随高度已没有明显递减锋区结构，说明500 hPa大气层趋于稳定（图8d）。
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。
图7 2013年4月27～28日相对湿度沿25°N垂直剖面（单位：%）
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。
图8 2013年4月27～28日温度沿25°N垂直剖面（单位： ℃）
3 小结
（1）冰雹形成前3～8 h，高、低空存在较强的风向、风速垂直切变，构成了叠加在基本气流上的次级环流，为不稳定能量的暴发提供了很强的外部抬升力。
（2）冰雹天气发生前3 h，900～600 hPa就出现较强的水汽强辐合区，为降冰雹提供了充足的水汽，水汽通量辐合中心位于700 hPa附近，水汽
通量值达-2.5×10-6g/（cm2·hPa·s）;假相当位温垂直剖面图上1 000～900、700～500 hPa随高度增加分别存在一个递减锋区，温度垂直剖面图上1 000～700 hPa随高度增加同样存在一个递减强锋区，说明700 hPa以下大气层斜压不稳定增强。
（3）-20 ℃层高度在400 hPa 左右，与0 ℃层间厚度适宜，因高空冷空气进入中层，加剧了层结的对流不稳定性，同时，使得雹胚在过冷水含量丰富的环境中相互碰撞的机会较多，雹粒增长快，有利于生成大雹。
（4）冰雹天气是发生前后8 h均无明显的深厚湿层背景，800～500 hPa相对湿度维持在40%～70%，说明春季出现冰雹天气不需要明显的深厚的湿层背景。有冰雹天气时，水汽会出现短时强辐合，在冰雹出现区域上空维持短时深厚湿层。
（5）地面辐合线的影响，为不稳定能量的暴发提供了很强的外部抬升力;冰雹落区就出现在水汽短时强辐合区，大气中高层先结束水汽辐合输送转为水汽辐散，冰雹结束。
参考文献
[1] 卢卫星，叶子祥，庄千宝，等.低空东南风急流影响的两次冰雹过程对比分析[J].冰雹灾害，2011，30（3）：227-233.
[2] 曹芳，李昀英.一次特冰雹过程的中尺度低压特征及发展因子分析[J].冰雹灾害，2011，30（1）：28-35.
[3] 王芬，李腹广.多普勒天气雷达冰雹探测算法评估及检验改进[J].气象科技，2009，37（3）：345-348.
[4] 陈传雷，孙欣，李玉鸣，等.2010年辽宁主汛期冰雹过程副高、急流及层结特征分析[J].气象科技，2013，41（1）：146-152.
[5] 万文龙，张杰，朱克云，等.CPS-PW资料在川西冰雹中的应用研究[J].安徽农业科学，2010，38（13）：145-150.
[6] 陈金敏，刁秀广.冰雹与对流性强降水天气的物理量和雷达参数对比分析[J].安徽农业科学，2010，38（5）：253-255，283.
[7] 段荣，王芬，熊方.西南低涡造成连续冰雹天气个例诊断分析[J].安徽农业科学，2011，39（2）：4696-4699.
[8] 黎惠金，李向红，黄芳，等.广西一次特冰雹的MCC演变过程及结构特征分析[J].高原气象，2013，32（3）：806-817.
[9] BAIK JONG JIN.Response of a Stably Stratified Atmosphere to Low-Level Heating—An Application to the Heat Island Problem[J].J AppliedMeteorology，1992，31（3）：291-303.
[10] SMITH ERIC A.The Structure of the Arabian Heat Low Part II：Bulk Tropospheric Heat Budget and Implications[J].Mon Wea Rev，1986，114（6）：1084-1102.
[11] 陆忠汉，陆长荣，王婉馨.实用气象手册[M].上海：上海辞书出版社，1984：320-327.
[12] 张霞，周建群，申永辰，等.一次强冰雹过程的物理机制分析[J].气象，2005，31（4）：13-17.
关键词：冰雹;物理量;垂直结构
中图分类号 S427 文献标识码
A 文章编号 0517-6611（2015）02-215-06
Physical Vertical Structure Analysis of a Large-hail Process
DUAN Rong1，2，LI Xue1，ZHAO Yu-jin1 et al （1.The Meteorological Bureau of Southwestern Guizhou，Xingyi，Guizhou 562400; 2.Key Laboratory of Mountainous Region Climate and Resources of Guizhou Province，Guiyang，Guizhou 550002）
Abstract Using FNL （NCEP / NCAR） 1 ° × 1 °reanalyzed data，through four time tracking analysis of a large-hail process occurred in the southwester Guizhou Province on April 27，2013，the hail formation，development，maturity，dissipation，atmosphere physical vertical structure were revealed.The results showed that：there is a strong vertical wind shear in the high and low altitude before the formation of hail 3-6 hours，constitute the secondary circulation superimposed on the basic flow，to provide a strong external uplift force to the outbreak of instability energy; atmospheric low-middle rise appeared a short-term strong water-vapor convergence zone，the maximum of convergence of moisture flux near 700 hPa，moisture flux value is -2.5 × 10-6g/（cm2·hPa·s）; there are diminishing frontal zone with height in the profile of the potential pseudo-equivalent temperature and the temperature，it showed that the atmosphere baroclinic instability enhanced to provide a lot of energy in the hail occurred unstable areas; the thickness between -20 ℃ and 0 ℃ layer height was appropriate and conducive to generate large-hail; end of the first moisture convergence transport to atmospheric moisture divergence in the middle-high level，the hail process is over.
Key words Hail; Quantities; Vertical structure
作者简介 段荣（1962- ），女，贵州晴隆人，高级工程师，从事短期预报工作。
收稿日期 2014-11-24
冰雹天气发生突然、天气剧烈、破坏力极大，常伴有雷雨大风以及局部强降雨等强烈对流性灾害天气[1]。由于破坏性很强，常给人们的生命财产安全带来严重威胁。关于冰雹天气的研究，气象学者分别从天气形势、物理量场和雷达回波特征等方面进行了分析，并已取得了一些成果[2-6]。研究表明，影响冰雹天气的发生最重要的是中层干空气和强垂直风切变[2];最有利于冰雹天气产生的探空结构为低层暖湿，中高层有干冷空气，不稳定度较大，风垂直切变较大[3];在冰雹天气发生前，对流层低层一般为上升运动，来自大气中、上层的干冷空气及其伴随的下沉气流有利于不稳定层结的增强[4]。这些研究对冰雹的天气形势及物理量特征有了一定的认识，指出了有利于冰雹天气产生的条件。2013年4月27日贵州西南部出现一次冰雹天气过程（图1），造成兴义市3个乡镇受灾，农作物受灾面积为1 354.0 hm2，损坏房屋约760间，经济损失约193万;安龙县3个乡镇受灾，农作物受灾面积为2 721.4 hm2，损坏房屋2 910间，直接经济损失约30万元;兴仁县7个乡镇遭受冰雹袭击，农作物受灾面积为3 125.9 hm2，因灾死亡大牲畜15头，房屋损坏10 728间，直接经济损失1 318.14万元;晴隆县4个乡镇农作物受灾面积为421.7 hm2，因灾死亡家禽350只;受灾房屋达242栋。由于冰雹的发生发展均十分迅速，局地性强，对其预报预警一直是气象服务中热点难点。国内外学者对冰雹均作过系统的研究[7-10]，但还缺乏对冰雹整个过程进行动态、连续、加密地跟踪分析其物理量空间垂直结构变化特征。笔者利用FNL再分析资料以及GrADS数据处理和显示软件系统通过4个时次（27日08：00、14：00、20：00、28日02：00）完整、连续、加密跟踪分析了这次冰雹天气过程的物理量场空间垂直结构演变特征，以便提高对此类天气系统的认识，为预报该类天气提供参考。 注：为冰雹落区。
图1 2013年4月27日过程降雨量及冰雹落区
1 过程分析
4月27日08：00 500 hPa中高纬度基本上为径向环流、两槽一脊的形势，巴尔克斯湖到贝加尔湖之间为脊控制，在贝加尔湖以西的脊前偏北气流，引导干冷空气沿青藏高原东侧南下影响贵州西部，贵州中部有一东北-西南向的切变线，南压影响贵州西南部，20：00移出贵州。27日08：00 700 hPa温度槽明显落后于高度槽，斜压性较大，位于贵州西北部一低涡发展加深，从温度场上看在贵州西部有一个明显的温度脊控制，贵州西部处于低涡右前方西南急流中，说明贵州西部中低层为暖湿气流控制，形成大气不稳定层结;850 hPa位于四川南部的低涡移至云南东部至贵州西部，发展加深配合贵州中部的地面辐合线，造成了这次冰雹天气整个降雹过程，14：00贵州西南部就开始出现雷雨天气，雷达回波图上17：00～20：00处于贵州西南部的普安、晴隆北部边缘有对流单体生成，回波强度超过50 dBz，回波带状分布，沿高空引导气流移动，强回波区域为冰雹产生区域，相应这个时段在卫星红外云图上，贵州西南出现明显的中尺度云团，云顶亮温达-45～-60 ℃（图2），冰雹就出现在17：00～21：00这个时段。
注：a1、b1为17：00;a2、b2为18：00;a3、b3为19：00;a4、b4为20：00。
图2 2013年4月27日雷达回波图（a）和卫星红外云图（b）
2 物理量场垂直结构特征分析
2.1 涡度垂直结构特征
分析涡度垂直剖面图发现， 27日08：00冰雹发生区，900～1 000 hPa处于弱辐散下沉运动负涡度区，900～850 hPa有弱辐合上升正涡不稳定区，850～600 hPa为高层辐散下沉运动负涡度区，说明在大气中低层有一弱的不稳定层生成（图3a）;27日14：00，冰雹区900～700 hPa为正涡不稳定区辐合上升区，还形成一个正涡大值中心6×10-5s-1，说明不稳定辐合层开始增强增厚（图3b）;27日20：00，冰雹区900～700 hPa为正涡不稳定区辐合上升区，700～500 hPa处于辐散下沉运动负涡度区，上升区、下沉区强度、面积基本对称，导致强烈的上升运动，地面在贵州西南部出现了雷雨冰雹天气（图3c）;28日02：00，冰雹区1 000～400 hPa为正涡不稳定区辐合上升区，在有利于降雹的中高层已无明显的抽吸效应，即不会造成强烈的上升运动，冰雹雷雨天气结束（图3d）。
2.2 垂直风场、垂直速度结构特征
分析垂直风场、垂直速度剖面图发现，垂直上升速度大值中心与风速大值中心基本重合。27日08：00冰雹发生区，1 000～800 hPa大气处于上升运动不稳定区，800～600 hPa为下沉运动区，上升垂直速度最大值中心及风速大值中心位于850 hPa附近中心，垂直速度最大值达-2.5×10-3hPa/s，风速最大值达12 m/s，高层辐散、中低层辐合，弱的抽吸效应开始形成（图4a）;27日14：00，冰雹区1 000～600 hPa大气处于上升运动不稳定区，上升垂直速度最大值中心及风速大值中心位于700 hPa附近，中心最大值达-3.0×10-3hPa/s，风速最大值达36 m/s，说明上升运动不稳定层开始增强增厚，上升垂直速度及风速开始增大，600～200 hPa为下沉运动区，中低层辐合、高层辐散，一个强盛的抽吸效应开始形成（图4b）; 27日20：00，冰雹区1 000～450 hPa大气处于上升运动不稳定区，上升垂直速度最大值中心及风速大值中心上升至650 hPa附近，中心最大值达-5.0×10-3hPa/s，风速最大值达68 m/s，400～200 hPa下沉运动区，不稳定层继续增强增厚，低层辐合、高层辐散，一个强盛的抽吸效应开始形成，另外冰雹发生区相邻的左右侧有一个强强盛的下沉气流，构成了叠加在基本气流上的次级环流，高、低空强的风速垂直切变和强烈上升运动有利于不稳定度倾向加大，导致冰雹发生区产生强烈的上升运动（图4c）;28日02：00，上升垂直速度及风速已减小，且大值中心及大风中心下降至800 hPa附近，垂直上升速度最大值减小至-2.5×10-3hPa/s，最大风速值已减小至10 m/s，说明大气趋于稳定，冰雹雷雨天气结束（图4d）。
2.3 水汽通量散度垂直结构特征 27日08：00冰雹发生区，1 000～850 hPa为弱的水汽通量辐合，850～600 hPa还是水汽辐散区（图5a）;27日08：00～14：00仅相差6 h冰雹发生区，900～600 hPa就出现了较强的水汽强辐合区 ，为降冰雹提供了充足的水汽，水汽通量辐合中心位于700 hPa附近，水汽通量值达-2.5×10-6g/（cm2·hPa·s）（图5b）;27日20：00冰雹发生区1 000～700 hPa还维持较强的水汽强辐合区，但较14：00开始减弱，水汽通量辐合中心水汽通量值达-1.5×10-6g/（cm2·hPa·s），且水汽通量辐合中心下降至900 hPa附近，说明大气中高层水汽辐合输送减小（图5c）;28日02：00冰雹发生区，1 000～850 hPa还维持较弱的水汽通量辐合，水汽通量辐合中心水汽通量值减小至-0.5×10-6g/（cm2·hPa·s），850～700 hPa转为水汽辐散，说明大气中高层先结束水汽辐合输送，冰雹结束（图5d）。
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。涡度单位为10-5s-1。
图3 2013年4月27～28日沿25°N 剖面上涡度分布
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。垂直速度单位为hPa/s，风矢单位为m/s。 图4 2013年4月27～28日沿25°N 剖面上垂直速度与风场叠加分布
2.4 假相当位温垂直结构特征
分析黔西南州27日08：00～28日02：00 θse垂直结构变化特征发现，27日08：00冰雹发生区，1 000～700 hPa假相当位温随高度的变化递增，说明700 hPa以下大气层是稳定的（图6a）;27日14：00冰雹发生区，1 000～500 hPa随高度的增加很快递减，且在1 000～900 hPa、700～500 hPa分别存在一个递减锋区，说明500 hPa大气层极不稳定（图6b）;27日20：00冰雹发生区，1 000～500 hPa随高度的变化仍然维持递减，但递减锋区减弱，说明500 hPa大气层由极不稳定开始转向稳定（图6c）;28日02：00冰雹发生区上空（1 000～500 hPa），随高度增加已无明显的递减锋区结构，说明500 hPa大气层趋于稳定（图6d）。
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。水汽通量散单位为10-6
g/（cm2·hPa·s）。
图5 2013年4月27～28日水汽通量散度沿25°N垂直剖面
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。
图6 2013年4月27～28日假相当位温沿25°N垂直剖面（单位：℃）
2.5 湿场垂直结构特征
4个时次（27日08：00、14：00、20：00、28日02：00）相对湿度场垂直结构特征（图7）分析表明，无明显的深厚湿层，27日20：00和28日02：00只是近地层800 hPa以下有大于>90%的湿层，冰雹天气是发生前后8 h均无明显的深厚湿层背景，800～500 hPa相对湿度维持在40%～70%，说明春季出现冰雹天气不需要明显的深厚湿层背景。有冰雹天气时，水汽会出现短时强辐合，在冰雹出现区域上空维持短时深厚湿层。
2.6 0 ℃层和-20 ℃层高度温度场垂直结构特征
一般来说，0 ℃等温线至- 20 ℃等温线之间的区域主要由过冷水滴、雪花及冰晶组成，这个区域是冰雹生成的“雹源区”[11] 。经分析，27 日 0 ℃层高度均维持在600 hPa （4 000 m） 左右，这样的高度使得对流云可向更高处发展，使低层的水汽通过强烈的上升运动能够达到该高度，为雷雨、大风、冰雹以及局部强降雨提供了丰富的水汽条件，且当雹粒增长到足够大而下落时，不至于因暖层过厚而被融化。27 日- 20 ℃层高度均维持在400 hPa （8 000 m）左右，与0 ℃层间厚度适宜，因高空冷空气进入中层，加剧了层结的对流不稳定性，同时，使得雹胚在过冷水含量丰富的环境中相互碰撞的机会较多，雹粒增长快，有利于生成大雹[12]。27日08：00冰雹发生区，1 000～850 hPa存在温度随高度递减的弱锋区，说明850 hPa以下大气层存在一弱的斜压不稳定（图8a）;27日14：00冰雹发生区，1 000～700 hPa温度随高度递减弱锋区增强，说明700 hPa以下大气层斜压不稳定增强，大气中低层极不稳定（图8b）;27日20：00，1 000～700 hPa仍然存在温度随高度增加出现递减锋区，但锋区开始减弱，说明500 hPa大气层由极不稳定开始转向稳定（图8c）;28日02：00温度随高度已没有明显递减锋区结构，说明500 hPa大气层趋于稳定（图8d）。
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。
图7 2013年4月27～28日相对湿度沿25°N垂直剖面（单位：%）
注：a.27日08：00;b.27日14：00;c.27日20：00;d.28日02：00。图下粗实线表示冰雹区的经向跨度。
图8 2013年4月27～28日温度沿25°N垂直剖面（单位： ℃）
3 小结
（1）冰雹形成前3～8 h，高、低空存在较强的风向、风速垂直切变，构成了叠加在基本气流上的次级环流，为不稳定能量的暴发提供了很强的外部抬升力。
（2）冰雹天气发生前3 h，900～600 hPa就出现较强的水汽强辐合区，为降冰雹提供了充足的水汽，水汽通量辐合中心位于700 hPa附近，水汽
通量值达-2.5×10-6g/（cm2·hPa·s）;假相当位温垂直剖面图上1 000～900、700～500 hPa随高度增加分别存在一个递减锋区，温度垂直剖面图上1 000～700 hPa随高度增加同样存在一个递减强锋区，说明700 hPa以下大气层斜压不稳定增强。
（3）-20 ℃层高度在400 hPa 左右，与0 ℃层间厚度适宜，因高空冷空气进入中层，加剧了层结的对流不稳定性，同时，使得雹胚在过冷水含量丰富的环境中相互碰撞的机会较多，雹粒增长快，有利于生成大雹。
（4）冰雹天气是发生前后8 h均无明显的深厚湿层背景，800～500 hPa相对湿度维持在40%～70%，说明春季出现冰雹天气不需要明显的深厚的湿层背景。有冰雹天气时，水汽会出现短时强辐合，在冰雹出现区域上空维持短时深厚湿层。
（5）地面辐合线的影响，为不稳定能量的暴发提供了很强的外部抬升力;冰雹落区就出现在水汽短时强辐合区，大气中高层先结束水汽辐合输送转为水汽辐散，冰雹结束。
参考文献
[1] 卢卫星，叶子祥，庄千宝，等.低空东南风急流影响的两次冰雹过程对比分析[J].冰雹灾害，2011，30（3）：227-233.
[2] 曹芳，李昀英.一次特冰雹过程的中尺度低压特征及发展因子分析[J].冰雹灾害，2011，30（1）：28-35.
[3] 王芬，李腹广.多普勒天气雷达冰雹探测算法评估及检验改进[J].气象科技，2009，37（3）：345-348.
[4] 陈传雷，孙欣，李玉鸣，等.2010年辽宁主汛期冰雹过程副高、急流及层结特征分析[J].气象科技，2013，41（1）：146-152.
[5] 万文龙，张杰，朱克云，等.CPS-PW资料在川西冰雹中的应用研究[J].安徽农业科学，2010，38（13）：145-150.
[6] 陈金敏，刁秀广.冰雹与对流性强降水天气的物理量和雷达参数对比分析[J].安徽农业科学，2010，38（5）：253-255，283.
[7] 段荣，王芬，熊方.西南低涡造成连续冰雹天气个例诊断分析[J].安徽农业科学，2011，39（2）：4696-4699.
[8] 黎惠金，李向红，黄芳，等.广西一次特冰雹的MCC演变过程及结构特征分析[J].高原气象，2013，32（3）：806-817.
[9] BAIK JONG JIN.Response of a Stably Stratified Atmosphere to Low-Level Heating—An Application to the Heat Island Problem[J].J AppliedMeteorology，1992，31（3）：291-303.
[10] SMITH ERIC A.The Structure of the Arabian Heat Low Part II：Bulk Tropospheric Heat Budget and Implications[J].Mon Wea Rev，1986，114（6）：1084-1102.
[11] 陆忠汉，陆长荣，王婉馨.实用气象手册[M].上海：上海辞书出版社，1984：320-327.
[12] 张霞，周建群，申永辰，等.一次强冰雹过程的物理机制分析[J].气象，2005，31（4）：13-17.