青海两次多单体降雹过程的雹谱分布特征

刘晓莉，水旭琼

(1．南京信息工程大学中国气象局气溶胶与云降水重点开放实验室，江苏南京210044;2．宁海县气象局，浙江宁波315600)

LIU Xiao-li1，SHUI Xu-qiong2

(1．Key Laboratory for Aerosol-Cloud-Precipitation of China Meteorological Administration，NUIST，Nanjing 210044，China;2．Ninghai Metrorological Bureau，Ningbo 315600，China)

0 引言

冰雹灾害是我国最严重的气象灾害之一。冰雹云的形成是大、中尺度系统以及云物理过程相互作用的结果，同时还与云内的微物理场以及复杂地形、地表热力差异等环境场有着密不可分的联系，在研究冰雹形成机理中存在许多困难(宋斌，2007)。

地面冰雹谱观测表明，不同雹云过程以及雹云不同发展阶段、部位冰雹谱具有不同的分布演变规律。冰雹谱分布演变是雹云一系列复杂动力热力过程和微物理过程相互作用的结果，对于冰雹谱分布演变特征的研究有助于清楚认识不同地域、雹云类型冰雹粒子的形成增长机理。青藏高原由于其独特的地理位置及地形特点，冰雹云频发，且雹云物理结构及成雹机理均存在其特殊性。在高原冰雹观测中发现，由于高原夏季雹云具有云底高变及地面气温都偏低的特点，地面雹谱较为接近于云中的状况(赵仕雄，1982)。高原雹谱有单调下降、双峰、均谱三种。由于高原地区海拔较高，大冰雹中霰胚居多、冻滴胚较少，冰雹生长以冷相机制为主(赵仕雄，1986;张国庆和孙安平，2007)。

由于冰雹天气系统的局地性和突发性强，云体发展非常迅速、生命史较短、且上升气流剧烈，云内微物理结构的数据资料相对匮乏。云模式可以详细认识雹云微物理结构、定量研究冰雹形成及演变特征，也可以对冰雹形成演变的物理机制进行详细探讨，是研究成雹机理的必要和有效工具。数值研究表明，不同雹云中冰雹粒子形成、增长的环境场存在差异，云内过冷水累积特征对于冰雹粒子的形成增长具有重要的影响(Foote，1984;Nelson，1987;许焕斌和段英，2001，2002;郑凯琳和陈宝君，2011)。冰雹的尺度范围变化很大，冰雹尺度分布函数斜率和截距在时空上演变剧烈，使得对冰雹粒子谱分布的精确参数化描述相当困难，对于雹云内冰雹粒子分布演变特征的描述最理想应采用粒子分档方案(Farley，1987;Farley and Orville，1987;刘晓莉和牛生杰，2007)。郭学良等(2001a，2001b)建立和发展了三维冰雹分档数值模式，该模式基于三维完全弹性动力框架(孔凡铀等，1990;洪延超，1998)，可较为真实地再现冰雹谱分布的时空分布演变特征，适合于研究降雹过程以及冰雹粒子尺度分布的时空演变特征。

因此，本文利用三维冰雹分档数值模式(郭学良等，2001a，2001b)模拟研究高原地区降雹过程冰雹谱时空分布演变特征，探讨高原地区雹云物理结构及冰雹形成的宏微观物理过程，以加深对青藏高原冰雹云物理结构及成雹机理的科学认识。

1 模式介绍

采用郭学良(2001a，2001b)发展的三维冰雹分档数值模式，包括云滴、云冰、雨滴、雪团、霰和雹等冰雹云中主要水成物粒子及凝结、撞冻等37种主要微物理过程。该模式是针对多数冰雹云参数化模式中假定冰雹谱服从特定的负指数分布，冰雹增长率依赖其加权平均末速度以及粒子间的数浓度转换不守恒等局限性。模式中将水成物分成云水，雨水，冰水，雪团以及冰雹/霰5种，再对冰雹/霰按照指数分档方法划分为21档。由于冰雹之间的相互碰并系数很小，所以不考虑冰雹间的碰撞问题。这样每档的冰雹由于其增长率依赖于其本身档的下落末速度对其以外的其他粒子的连续收集过程，相比较于将冰雹作群体，粒子服从特定的谱型，其增长率依赖于质量的权重平均末速度的参数化模式更接近实际。

2 1979年青海西宁两次冰雹个例分析

青藏高原、青海中南部、四川西北部、甘肃中南部地区是中国冰雹的高发区(陈思蓉等，2009)，本次模拟分析了1979年7月20日和8月5日青海西宁两次多单体冰雹过程，选取7月20日08时和8月5日20时(北京时间，下同)的探空观测资料(数据来自 http://weather．uwyo．edu/upperair/sounding．html)，前者记为个例一，后者记为个例二。

2.1 模式初始条件

为了触发模式中对流的产生，本模式采用湿热泡启动技术。两个个例的模拟域中心放置最大水平直径8 km和垂直直径为4 km的椭球型湿热泡，其距离地面4 km，个例一湿热泡中心最大扰动位温为1.0 K，个例二为0.5 K。模拟中心点取X=18 km，Y=18 km，采用模拟域随风暴移动技术使模拟风暴始终处在模拟域中央。模拟域的水平范围为36 km×36 km，垂直高度为18.5 km，网格间距为ΔX=ΔY=1 km，ΔZ=0.5 km，模拟时间为80 min。

2.2 模拟结果

2.2.1 生命史

分析两个个例各高度层水平气流场特征(图1a—d)，冰雹云发展过程中低层均在第6分钟出现辐合且不断增强，第12分钟达到最强，第16分钟出现降水后辐合逐渐减弱，辐散加强。中层有明显的辐合辐散转换，而两者高层在起初并没有明显的辐散气流，之后辐散范围和强度不断增大，分别在个例一的第26分钟和个例二的第20分钟达到最大后逐渐减弱。

对比两个个例可知(图2a—d)，风暴在发展和移动过程中，出现了多个上升气流中心，因此两者都属于多单体风暴，但后者的上升气流速度明显高于前者，因此后者发展更旺盛，其发展最强时雷达回波顶高可达13～14 km(图2e—f)，根据资料显示(赵仕雄，1982)，该日雹云的雷达回波顶达14 km，40 dBz的强回波区在6 km以下，模拟结果与实况较为一致。

图1 水平风矢量场(单位:m/s) a．个例一低层;b．个例一高层;c．个例二低层;d．个例二高层Fig．1 Horizontal wind vector fields(units:m/s)at(a)low and(b)high levels for Case One，and(c)low and(d)high levels for Case Two

图2 模拟的冰雹云垂直速度水平分布(a—d;单位:m/s)以及雷达反射率因子的垂直剖面(e，f;单位:dBz) a．个例一第16分钟;b．个例一第24分钟;c．个例二第16分钟;d．个例二第22分钟;e．个例一第44分钟;f．个例二第34分钟Fig．2 (a，b，c，d)Horizontal distributions of simulated vertical velocity(units:m/s)of hail cloud at(a)the 16th min and(b)the 24th min for Case One，and(c)the 16th min and(d)the 22nd min for Case Two，and(e，f)vertical profiles of radar reflectivity(units:dBz)of hail cloud at(e)the 44 min for Case One and(f)the 34 min for Case Two

2.2.2 地面降水

在数值模拟中，两个个例的降雨均从第16分钟开始并增强。个例一在第30分钟(图3a)出现40 mm/h的雨强，持续到第34分钟逐渐减小，至第56分钟结束。个例二在第32分钟(图3b)出现雨强最大值160 mm/h后减小，至第58分钟结束。个例一在第32分钟的降雹强度达到0.5 mm/h并不断增大，在第36分钟达到最大值(图3c)8 mm/h后逐渐减弱，至第48分钟降雹结束。而个例二在第28分钟出现3 mm/h的降雹强度，在第32分钟时达到最大值(图3d)39 mm/h后逐渐减弱，至第46分钟降雹结束。从赵仕雄(1982)分析实况资料来看，个例二降水过程中的中心雨强及降雹强度远大于个例一，因此通过数值模拟得出的结果基本符合实况，也为对比分析两个个例雹谱分布提供了有利依据。

图3 降水和降雹强度的变化(单位:mm/h) a．个例一降雨第30分钟;b．个例二降雨第32分钟;c．个例一降雹第36分钟;d．个例二降雹第32分钟Fig．3 Variations of rainfall and hailfall intensities(units:mm/h) a．rainfall at the 30 min for Case One;b．rainfall at the 32 min for Case Two;c．hailfall at the 36 min for Case One;d．hailfall at the 32 min for Case Two

2.2.3 含水量及微物理过程演变特征

分析各种水成物不同时刻的垂直剖面以及云中垂直速度分布，有利于了解云中各种水凝物在相应流场中分布的高度和演变状况，并结合云中发生的各种微物理过程和各种转化过程，得出冰雹形成机制。以下选取X-Z剖面(Y=18 km)，对比分析两次风暴发展各个时期模拟水成物的分布情况及转化过程。

图4给出了两者在不同时刻的云水含量垂直剖面，可知两者的云水比含水量均从开始就随时间变化而增大，且最大值高度不断升高。个例一第16分钟(图4a)的云水比含水量最大值2.4 g/kg出现在5 km高度处，对应此时降水开始，逐渐加强的下沉气流使得其中心位置不断下降。在第24分钟(图4b)出现两个云水比含水量最大值中心并开始由下沉气流占主导，而后云水比含水量随着下沉气流逐渐地减弱也减弱消亡。个例二在第12分钟时位于3 km高度处(图4c)出现云水比含量最大值2 g/kg，至第16分钟(图4d)降水产生时开始减少，第22分钟保持在0.4 g/kg左右，此时低层主要是下沉气流，但高层依旧存在强的上升气流，直至第42分钟随下沉气流逐渐减弱而减弱消失。总体而言，随云体的发展，云水比含水量中心位于上升气流区，当地面产生降雨之后，由于水凝物的下降，云水比含水量中心分裂为两个中心，在发展过程中云水比含水量随雹云的发展呈先增加后减少的特点。

图4 云水比含水量的变化(单位:g/kg) a．个例一第16分钟;b．个例一第24分钟;c．个例二第12分钟;d．个例二第16分钟Fig．4 Variations of cloud water mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 16 min and(b)the 24 min for Case One，and(c)the 12 min and(d)the 16 min for Case Two

分析雨水比含水量的垂直剖面(图5)，雨水比含水量产生位于主上升气流的前方，且中心高度随垂直气流增强逐渐升高。个例一在第16分钟3 km高度处(图5a)最大值达2.0 g/kg;个例二在第14分钟(图5c)5 km高度处最大值达5.0 g/kg，为降雨过程提供了有利条件。两者雨水比含水量持续增大，从第30分钟起个例一开始逐渐减少，其中心位置不断下移，当地面开始降雹后，第38分钟(图5b)出现多个中心。个例二在7.5 km高度处达到最大值9.0 g/kg后，中心位置下移，第28分钟其最大值减少至1.0 g/kg，此时地面开始降雹，第32分钟出现多个中心(图5d)。雨水的发展相对云水略显滞后，同时其他水凝物还尚未发展，因此雨水的主要来源是云水的自动转化，后期雨水主要来源于冰雹融化。

图5 雨水比含水量的变化(单位:g/kg) a．个例一第16分钟;b．个例一第38分钟;c．个例二第14分钟;d．个例二第32分钟Fig．5 Variations of rain water mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 16 min and(b)the 38 min for Case One，and(c)the 14 min and(d)the 32 min for Case Two

图6 冰晶比含水量的变化(单位:g/kg) a．个例一第20分钟;b．个例一第28分钟;c．个例二第16分钟;d．个例二第36分钟Fig．6 Variations of cloud ice mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 20 min and(b)the 28 min for Case One，and(c)the 16 min and(d)the 36 min for Case Two

由两者的冰晶含量垂直剖面(图6)可知，个例一冰晶0.2 g/kg的比含水量在第20分钟出现(图6a)，个例二冰晶0.3 g/kg的比含水量在第16分钟出现(图6c)。两者的冰晶比含水量中心出现在上升气流上方并不断向后推移，在水平方向上伸展得很宽，而在垂直方向上所处的区域却较狭窄，这一点在个例一中尤其明显(图6b)。个例二的冰晶比含水量整体比个例一要大许多(图6d)，这与其庞大的冰雹云云体有关，云顶高度高，上层的冰晶含量就多。同时个例一冰晶比含水量在第34分钟就已经消失，而个例二一直存在到模拟时间结束。

对比分析两者雹比含水量的垂直分布(图7)，个例一的雹比含水量在第20分钟(图7a)出现于最大上升气流上方并逐渐增加，第24分钟其中心位置随上升气流速度减小开始下降，但雹比含水量有所增加，在第28分钟突然增加到0.7 g/kg，这是因为高度越低云体内含水量越高，越利于冰雹增长。此后由下沉气流占主导，高度持续降低，至第34分钟起(图7b)雹比含水量开始减少，对应于降雹产生。在地面结束降雹的后期，由于大部分冰雹粒子己降落至地面，云中的雹比含水量迅速减小。而个例二的雹比含水量在第16分钟(图7c)出现在最大上升气流上方，其形态与雷达回波图十分吻合。在第28分钟(图7d)雹比含水量随着冰雹的降落而不断减少，最大值中心高度也随之下降并逐渐消失。

图7 雹比含水量的变化(单位:g/kg) a．个例一第20分钟;b．个例一第34分钟;c．个例二第16分钟;d．个例二第28分钟Fig．7 Variations of hail mixing ratio(units:g/kg)at(a)the 20 min and(b)the 34 min for Case One，and(c)the 16 min and(d)the 28 min for Case Two

图8 微物理过程 a．个例一的冰雹形成;b．个例一的冰雹增长;c．个例二的冰雹形成;d．个例二的冰雹增长Fig．8 The microphysical processes a．the hail formation of Case One;b．the hail growth of Case One;c．the hail formation of Case Two;d．the hail growth of Case Two

结合各类比含水量分布分析，可发现它们对雹胚形成和增长具有突出贡献。云水和雨水的发展依赖于上升气流，呈先增后减的特点。在雹胚形成之前，过冷雨水中心位于上升气流中心附近，有利于充分的水汽向上层输送，从而为冰雹的生长提供充足的水源。两个个例冰雹均出现在上升气流顶部，此时雨水比含水量大值区位于负温区，因此可认为冰雹主要由过冷雨滴冻结成霰而形成。同时当过冷雨水比含水量开始减少时，对应雹比含水量迅速增长。

分析微物理过程(图8)，个例一冰雹形成的主要来源是过冷雨滴冻结(RNUrg)以及少量的冰晶凇附增长，即冰晶碰并过冷云水(RCLci)(图8a)。霰和冰雹的增长主要通过霰的凝华过程(RVDgv)以及霰与冰雹碰并过冷云水(RCLcg)过程(图8b)。个例二的冰雹形成及增长的总质量生成率明显比个例一高，其冰雹的形成和增长方式与个例一一致(图8c、d)。从表1可知冰雹的干增长过程最大增长率基本与冰雹收集云水的最大收集率一致，因此冰雹的干增长过程主要收集云水造成的。虽然冰雹的增长是干湿增长共同作用的，但这两次过程均以冰雹的干增长过程为主。

表1 降雹强度最大处的微物理过程Table 1 The microphysical processes where the hailfall intensity is the maximum g·g－1·s－1

2.2.4 冰雹谱分布

中心坐标(18，18)由于接近冰雹云中心，最大上升气流处，没有冰雹数浓度分布，因此选取降雹强度最大值处，分别就个例一(20，20)和个例二(21，16)进行雹谱分析。

图9 个例一的模拟雹谱 a．低层第18分钟;b．低层第32分钟;c．低层第44分钟;d．中层第20分钟;e．中层第32分钟;f．中层第42分钟;g．高层第20分钟;h．高层第26分钟;i．高层第40分钟Fig．9 Simulated hail size distributions for Case One at low level at(a)the 18 min，(b)the 32 min and(c)the 44 min，at middle level at(d)the 20 min，(e)the 32 min and(f)the 42 min，and at high level at(g)the 20 min，(h)the 26 min and(i)the 40 min

个例一低层在第18分钟出现雹谱数浓度分布，粒径范围约为9～11 mm(图9a)，第20至第36分钟是冰雹增长过程(图9b)，数浓度基本稳定不变。在第40分钟由于降雹过程导致数浓度突然变小。第42分钟数浓度又有所增加，这是由于下沉气流将上层已生长的冰雹粒子带入低层中，一部分降落至地面，另一部分随上升气流继续循环增长。在第44分钟(图9c)存在不同尺度的冰雹粒子，但是小粒子比大粒子多。中层第20分钟(图9d)出现雹谱分布，粒径约4 mm左右，之后增长(图9e)。第40分钟由于一部分冰雹下落至低层，同时大冰雹存在一定程度的融化，导致冰雹尺度降低。在第42分钟(图9f)存在尺度为9～15 mm之间的冰雹粒子。高层从第20分钟(图9g)起出现雹谱且尺度较大，大量水汽伴随着上升气流加强从底层输送到高层，使得高层的部分冰粒子处于重结凇状态，粒子粒径很大，同时低层的小粒子伴随倾斜上升气流到达高层已经增长。这些大粒子会被高层的强辐散作用带到主上升气流两侧，因此从第22至第30分钟冰雹不断增长(图9h)。第32分钟由于地面开始降雹，高层大粒子全部降落，只存在小尺度冰雹粒子，但数浓度很高，其后小粒子又开始增长。在第40分钟(图9i)同时存在大小粒子，数浓度因地面降雹而变化明显。

个例一的实况如图10所示，在倾斜上升气流作用下，冰雹粒子不断增长，冰雹个数也随着雹云发展不断增加，雹谱相对较宽，过程中大小尺度粒子共存，模拟结果与其基本吻合。

个例二低层从第16分钟开始出现雹谱数浓度分布，粒径约4 mm左右(图11a)，相对个例一雹谱较窄，第16分钟至第38分钟(图11b)冰雹增长，强上升气流带入大量水汽有利于冰雹形成发展，同时降雹过程影响冰雹数浓度变化，第42分钟(图11c)数浓度有明显增加。同个例一，在第46分钟降雹结束后仍存在一定的冰雹粒子，但是基本在降至地面前就融化成雨水降落。中层第16分钟(图11d)出现雹谱分布，粒径与低层相近，第16分钟到第32分钟不断增长(图11e)，同时低层粒子随上升气流进入中层，数浓度明显提高。在第34分钟由于地面降雹，数浓度降低，第42分钟(图11f)存在粒径为17～20 mm的冰雹粒子。个例二强垂直上升气流造成冰雹数浓度明显大于个例一，但并不利于冰雹的循环增长。高层第16分钟(图11g)开始出现雹谱分布，尺度较大，随上升气流加强存在与中低层相似的增长过程(图11h)。第30分钟由于地面降雹，高层的大粒子全部降落，只存在小尺度的冰雹粒子，数浓度明显降低。在第48分钟(图11i)存在9 mm粒径的冰雹粒子。

个例二的实况如图12所示，冰雹雹谱较窄，冰雹云发展相对个例一较旺盛，冰雹个数也比个例一多，模拟结果与其基本吻合。

图10 个例一的实况雹谱 a．13:03;b．13:10;c．13:19Fig．10 Observed hail size distributions for Case One at(a)13:03 BST，(b)13:10 BST and(c)13:19 BST

3 结论

对两次冰雹天气过程发生发展的环境场特征、动力机制、云宏微观结构及云内微物理特征演变展开研究。并通过冰雹分档模式，分析水成物的分布特征以及雹谱分布状况。

1)这两次降雹过程的冰雹雹谱分析与实际(赵仕雄，1982)对比基本符合，两次降雹均为多单体风暴过程，多单体风暴过程强回波区域对应强降雹的发生。

2)云水比含水量中心位于上升气流区，为降水提供了有利条件。云水、雨水比含水量随雹云的发展呈先增长后减少的特点。

3)两次个例冰雹形成的主要来源是过冷雨滴冻结以及少量的冰晶凇附增长，霰和冰雹的增长主要通过霰的凝华过程以及霰与冰雹碰并过冷云水。

4)个例一的倾斜上升气流有利于冰雹的循环增长，雹谱相对较宽，过程中大小尺度粒子共存，个例二的气流场中没有倾斜上升气流，强垂直上升气流使得冰雹粒子尺度较大，冰雹雹谱较窄。同时个例二冰雹云发展较为旺盛，云水、雨水、冰晶、雹等比含水量明显大于个例一，因此冰雹形成发展过程中，数浓度明显高于个例一。

图11 个例二的模拟雹谱 a．低层第16分钟;b．低层第32分钟;c．低层第42分钟;d．中层第16分钟;e．中层第32分钟;f．中层第42分钟;g．高层第16分钟;h．高层第20分钟;i 高层第48分钟Fig．11 Simulated hail size distributions for Case Two at low level at(a)the 16 min，(b)the 32 min and(c)the 42 min，at middle level at(d)the 16 min，(e)the 32 min and(f)the 42 min，and at high level at(g)the 16 min，(h)the 20 min and(i)the 48 min

图12 个例二的实况雹谱 a．21:04;b．21:18Fig．12 Observed hail size distributions for Case Two at(a)21:04 BST and(b)21:18 BST

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