2020年6月25日京津冀风雹灾害成因分析

高振泽，王健博，田 野，宋广禄，徐维森

1.长海县气象局，辽宁长海 116500；2.吉林省辽源市气象局，吉林辽源 136200；3.大连市气象装备保障中心，辽宁大连 116001；4.台安县气象局，辽宁台安 114100

深厚的高空冷涡是产生超级单体的主要环流背景。在冷涡槽后干冷气流影响下，中高层干冷、低层暖湿的不稳定层结，对强对流天气产生提供了有利的热、动力条件[1]。从冰雹的产生机理出发，探讨短时间内形成大冰雹的天气系统、深厚的高空冷涡对冰雹形成的重要作用，中高层（-20℃层高度以上）冷空气侵入对产生冰雹的作用、对流性不稳定能量和对流有效位能反映大气热力不稳定的能量等。

1 过程概况

2020年6月25日15:00，保 定7县、北京昌平、沧州5县先后遭遇风雹灾害；冰雹最大直径3.5 cm，并伴有10级雷暴大风；保定和沧州地区分别有8 000多辆汽车被砸，损失惨重。25日21:00，又一强对流风暴横扫北京、廊坊、天津部分地区。北京大兴冰雹最大直径达到5.0 cm，瞬时风力达到了12级。廊坊最大风速达28.5 m/s（11级）。天津西青区受灾最严重，最大风力出现在张家窝镇，极大风力达13级，风速达到41.4 m/s（图1）。

图1 6月25日风雹所经过地区的极大风、1 h雨强（a）及塘沽雷达间隔为30 min的雷达拼图（b）

2 环流形势背景

2.1 高空环流形势分析

从6月25日08:00（以下均为北京时间）200 hPa的环流分析来看，我国北部地区处于深厚的蒙古气旋环流中，槽线底部南伸到长江流域，说明蒙古冷涡十分深厚，影响范围极广（图2a）。槽线位于呼和、太原、郑州一线。急流轴线位于黄河流域，最大风速达到58 m/s。20时300 hPa环流形势，槽线已移到乐亭、青岛一线，温度槽落后于高度槽，槽后有冷平流，京津冀地区位于急流轴的左侧（图2b）。

6月25日08:00 500 hPa南支槽线在北京、济南、徐州一线；850 hPa 、700 hPa南支槽线已经移到大连、烟台一线。北支槽自700~500 hPa基本重合（受冷涡影响的是北支槽），均位于呼和、太原一线；850 hPa在呼和、太原之间有一切变线。

2.2 地面形势分析

25日11:00地面锋面气旋位于内蒙古中部二连浩特与呼和之间，在山西大同、原平一线有一地面辐合线（黑色断线），对流云团触发于该地面辐合线附近（图2c）。

图2 2020年6月25日08:00 200 hPa（a）、20:00 300 hPa高空图（b）、11:00地面图（c）

3 热力和动力不稳定能量分析

3.1 深厚垂直次级环流的建立、动量下传垂直风切变不断增大

2020年6月24日08:00~25日20:00有关探空站垂直风场演变可以看出： 25日08:00， 400 hPa以上高空槽均已过呼和浩特、太原；300 hPa槽线已经移过邢台；此时北京400 hPa以上为槽前西南气流，中层700~400 hPa为西北气流，风速在9 m/s以下，925~800 hPa均为西南暖湿气流，近地面层为东南气流（图3）。20:00，北京高空650 hPa以上均转为西北气流，中层风速明显增大，600~400 hPa风速达到20 m/s以上，而300 hPa以上风速明显减小，表明高空动量下传至中层；此时700 hPa由西北风转为西南风，风速却减小至4 m/s，暖湿气流进一步增厚；近地层东南气流进一步增厚、增强，已达到925 hPa，风速达到8~9 m/s（低层红色圆圈处）；950~850 hPa、700 hPa、600 hPa、500 hPa的风矢量差分别为11、10、27、31 m/s，达到强垂直风切变。此时300 hPa槽线已过乐亭。从高层槽的移动速度看出，降雹时高空形成近地层为东南、低层为西南暖湿气流，中高层为西北干冷气流的深厚垂直环流，这种下暖湿上干冷的热力不稳定层结，加之强烈的深层垂直风切变，极易产生冰雹等强对流天气。

图3 2020年6月24日08:00~25日20:00有关探空站风场

3.2 西部山区地形对初始对流云团的触发作用

从6月25日12:00地面1 h极大风和雷达回波看，在山西东部、河北北部、北京西北部山区有一东北西南向的地面辐合线，辐合线左侧为东北、西北风，其右侧为东南风；由于下垫面受热不均匀，山区的气温上升较快，海拔高度在900 m以上的广灵、蔚县气温达到29℃左右，而比平原地区上空同一海拔高度的温度高出10℃以上（图4a）。这就极大地增加了山区上空的垂直温度递减率，使山区上空热力不稳定能量迅速增大。加之西部山区以东的华北平原盛行强盛的东南风，在山区迎风坡抬升的动力作用下，12:00在辐合线附近触发了对流云团，然后在东移的过程中迅速发展，造成25日下午保定、北京、沧州部分地区的风雹灾害。19:00，除了中部辐合线略有南压外，山西东部、北京西北部的辐合线基本未动（图4b）。对流云团又是在西部山区地面辐合线附近触发，然后向东南移动并迅速发展，形成25日晚上的风雹灾害；至于对流云团的形成是否与高层槽过境和动量下传有关，还有待研究。

图4 6月25日12:00和19:00加密观测站1 h极大风、多普勒反射率因子

3.3 对流有效位能与对流性不稳定能量

对于气块而言，不论是干绝热还是湿绝热过程，假相当位温θse都是保守的。在v-3θ图上，以低层最大的θse点作平行于Y轴的直线，该直线与饱和假相当位温θse曲线所围成的面积（粉色区域）为对流有效位能CAPE（图5）[2]。该直线与θse曲线所围成的面积（粉色+黄色），称为对流性不稳定能量。因为θse曲线代表了整层大气的温、压、湿状况，它更能代表环境大气的热力不稳定特征；而CAPE只考虑了抬升气块的温湿状况，而与抬升气块之上的环境大气水汽条件无关，这显然不切实际。北京08:00（图5a）、15:00（图5b）、20:00（图5c）对流有效位能分别为：826、2 360、1 073 J/kg，最大上升速度分别为：40、68.7、46.5 m/s；而对应的对流性不稳定能量分别为：1 650、3 540、1 600 J/kg，最大上升速度分别为：57.5、83.5、56.5 m/s。而实际最大上升气流最多为上述理想值的50%。此次风雹灾害冰雹的最大直径达到5 cm，可见用对流性不稳定能量计算得到的最大上升速度更切合实际。

图5 6月25日北京08:00（a）、15:00（b）、20:00（c）对流性不稳定能量图

3.4 高层大的垂直温度递减率对冰雹的作用

由于冰雹的形成过程在对流层中高层，并且在短时间内成长为大冰雹。这就要求对流层中高层必须具备2个必要条件：（1）强烈且持续时间较长的上升气流。（2）冰雹只有在低温的环境中短时间内才能形成“速冻”，这也是常被大家忽略而又十分重要的条件。吴剑坤等[3]指出，50 dBz最大高度越高，冰雹直径越大。欧阳首承等[4]指出，冰雹只有在低温的环境中短时间内形成“速冻”，才有利于冰雹的成长，不会在冰雹下降过程中融化。上述文献说明了冰雹在形成过程中，其上升高度越高，环境温度越低，冰雹才能实现“速冻”和增长。这就要求对流层中高层有强烈的上升运动作为支撑，强烈的上升运动是依靠热浮力来实现的；浮力的大小是由垂直温度递减率决定的，可见对于大的冰雹（冰雹直径≥2 cm）要求中高层（-20℃层以上），温度垂直递减率要大。笔者曾统计了我国84个大冰雹个例，在对流层顶以下-20℃高度层以上，均存在一个垂直温度递减率＞0.8℃/100 m的层次（平均达到0.89℃/100 m），对大冰雹的形成起到至关重要的作用，而0℃~20℃层的垂直温度递减率要小得多（平均为0.68℃/100 m）。25日08:00，429~373 hPa高度层垂直温度递减率达到0.94℃/100 m；0℃~20℃层的垂直温度递减率为0.66℃/100 m（图6a）。25日20:00，463~384 hPa高度层垂直温度递减率为0.9℃/100 m，0℃~20℃层之间的垂直温度递减率为0.67℃/100 m（图6c）。此次风雹灾害的强回波在-30℃高度层左右，与-20℃高度层以上大的垂直温度递减率的高度基本一致。

图6 6月25日08:00北京（a）、15:00肃宁（b）、20:00北京（c）T-lnP图

4 结论与讨论

（1）高空冷涡（蒙古冷涡、东北冷涡）是“6·25”京津冀地区罕见大冰雹的重要环流背景。

（2）“速冻”是产生大冰雹的必要条件，在-20℃层高度以上平衡高度以下，存在垂直温度递减率大于0.8℃/100 m的层次，远大于0℃~-20℃高度层之间的垂直温度递减率。上干冷（高层一致的西北风）下暖湿（近地面层东南、低层西南风）的垂直环流形势，使动量迅速下传，增加大气水平涡度（垂直风切变），以及对流性不稳定能量，是风雹产生的重要条件。对流性不稳定能量更能反映环境大气的热力不稳定特征。在暖区强对流中，山区迎风坡的动力抬升和地面辐合线是强对流的主要触发机制。

（3）风雹的移动方向具有直线型的特征，与300 hPa高空风的方向基本一致，对于高质心的云来说，引导气流偏高。