冷涡背景下一次致灾超级单体雹暴过程的数值模拟

李根 吴福浪 郑怡

(1 中国民用航空华东地区空中交通管理局山东分局，济南 250031； 2 中国民用航空宁波空中交通管理站，宁波 315154； 3 山东省气象台，济南 250031)

引言

超级单体雹暴是具有深厚中气旋的强对流风暴，常伴随有冰雹、大风、短时强降水等灾害性天气[1]，是预报预警工作中的难点。华北地区在冷涡影响下，极容易因地面中尺度辐合线的触发而产生冰雹、短时强降雨等强对流天气[2-4]。不少学者对冷涡背景下超单体雹暴的雷达特征进行分析，指出在雷达上表现为钩状回波、有界弱回波、中高层回波悬垂、中气旋等超级单体的典型特征；径向速度在低层气旋性辐合、中层纯气旋性旋转、高层辐散有利于维持旋转上升气流，有利于冰雹生成[5-6]。但是多普勒雷达产品分析多用于临近预报，且在认识雹云微物理结构方面的作用有限。随着中尺度数值模式的发展，逐渐有学者从雹云结构和演变特征、云微物理的角度对华北冷涡背景下冰雹天气过程进行研究，以弥补再分析资料、雷达资料在认识雹云微物理结构上的不足。蔡雪薇等[7]对同一冷涡背景下华北北部为短时强降雨而华北南部为冰雹的天气过程进行模拟，指出高层干冷空气、地面冷池均有利于对流组织化发展并形成冰雹。付烨等[8]、况祥等[9]对冰雹强对流过程的水成物进行分析，指出雪晶和过冷雨滴的碰冻过程有利于霰粒子的增长。目前，使用中尺度数值模式对华北冷涡背景下山东地区雹云结构以及冰雹形成机制的研究还较少。因此，本文使用WRF模式从雷达回波特征、冰雹发生的环境条件以及云微物理的角度，对华北冷涡背景下山东中部一次超级单体雹暴过程进行分析，以期为山东冰雹天气的预报预警、防灾减灾提供理论参考。

1 过程概述

2018年6月13日，河北、天津、山东等地先后出现强对流天气。11:00—17:00(北京时，下同)聊城、德州、滨州、东营、淄博和济南等地还相继出现大范围的冰雹天气(图1)，对山东省麦收、农业设施、果蔬等造成了不小的影响。本文研究的超单体雹暴最初于山东西北部形成，之后逐渐向东南方向移动，在其成熟阶段相继给济南市济阳区的多个街镇带来冰雹和短时强降雨天气，最大冰雹直径达40 mm，损坏大棚千余座，造成13000余亩农田受灾，经济损失数千万元。同时，济阳区济南机场15:09—15:20受冰雹天气影响，造成26架次航班延误，停场航空器和各类设备不同程度受到损伤。

图1 2018年6月13日11:00—17:00山东省冰雹、 短时强降雨站点分布 (△为冰雹站点、+为短时强降雨站点)

由6月13日08:00环流形势可以看出，200 hPa急流位于35°N附近(图2a)，急流中心最大风速超过50 m·s-1，山东处于高空急流出口左前侧，在非地转效应影响下，有利于高空辐散的发展。500 hPa华北地区北侧为冷涡影响。冷涡中心位于内蒙古与蒙古上空，中心西侧有明显的横槽。850 hPa河北中部配合高空冷涡存在辐合较强的气旋(图2b)。850～700 hPa(图略)高空槽系统倾斜度较大，有利于垂直风切变的发展和维持[10]。山东大部处于高空槽前部和入海高压环流后部的共同影响，西南风较大，最大达到14 m·s-1。温度场上，气旋后部有冷槽。山东大部受暖脊的影响，高空弱冷空气渗透南下有利于条件性静力不稳定增强[11]。综上分析，本次雹暴天气是典型的华北冷涡系统影响下产生的。

图2 2018年6月13日08:00环流形势:(a)200 hPa风速(阴影)及500 hPa风场(风羽，单位：m/s)、 温度场(红色等值线，单位：℃),(b)850 hPa风场(风羽，单位：m/s)、温度场(红色等值线，单位：℃)

使用6月13日14:00的温度和露点对08:00济南章丘站的探空曲线进行订正(图3)可知，CAPE值达到2965 J·kg-1，CIN为 99 J·kg-1，K指数达到34.7 ℃，具有较高的不稳定能量。露点曲线上，从近地面层至对流层中低层并非整层相对湿度均较高，而是仅在900～800 hPa之间维持较高的湿度。在温度和露点温度廓线上表现为“X”形[12]。至对流层中高层温度露点差则明显增大，说明在对流层中高层有干冷空气入侵。500 hPa以下风随高度顺转，有暖平流，500～400 hPa，风随高度逆转，有弱冷平流。0～3 km平均每1 km切变为3.3 s-1，属于强风切变，有利于出现强对流天气[13-15]。

图3 2018年6月13日14:00订正后章丘站探空曲线

2 雷达特征分析

连续跟踪济南站多普勒雷达1.5°仰角的基本反射率变化(图4)可知，本次雹云发展可以分为4个时段:①11:06开始，鲁西北自东北至西南出现了侧向排列的多个孤立的对流单体快速向东南偏东方向移动。在移动的过程中。东南侧对流单体逐渐消亡减弱，西北侧又有多个孤立对流单体生成。其中造成本次冰雹天气的雹云于12:55生成，雹云进入初生发展阶段(图4a)。②13:07—14:16，多个孤立对流单体在移动过程中逐渐发展形成两条东北—西南走向的较强带状回波(图4b)。回波带A在向东南移动过程中逐渐减弱消散，回波带B则持续发展，对应雹云进入发展加强阶段。③14:16—14:56，雹云逐渐发展成熟(图4c)。14:56，带状回波发展至最强，回波中心反射率超过65 dBz。结合过最大反射率中心作的反射率垂直剖面(参见图8a)可以看出此时回波顶高已经超过14 km，超过35 dBz的强回波接近12 km，最强回波超过60 dBz，位于6 km高度附近。由于强回波距离济南雷达较近，径向速度分析选取滨州雷达。从1.5°径向速度可以看出14:56在强回波右前侧存在一个明显的中气旋，正负速度对距离滨州雷达75 km、转动速度达27 m·s-1，属于中等强度中气旋的上限(图5)。④15:02之后，雹云进入降雹阶段(图4d)，济阳区和济南机场相继出现冰雹天气。回波在降雹时有所增强，之后逐渐减弱东移。

图4 2018年6月13日济南站雷达1.5°仰角基本反射率:(a)12:55,(b)13:07,(c)14:56,(d)15:02

图5 2018年6月13日14:56滨州雷达 1.5°仰角相对径向速度

3 数值模拟

3.1 模式设计

为更好地分析此次雹暴过程的形成机制和云微物理特征，利用WRF模式(3.6版本)对此次过程进行模拟。采用三重双向嵌套模拟，模式的初始场和边界条件使用FNL再分析资料(1°×1°)。模拟区域的中心位置为(37°N，117°E)，采用兰伯特投影，第1层网格格点数为350×350，格距9 km，第2层网格格点数为451×478，格距为3 km，第3层网格点数为436×463，格距1 km；垂直方向为32层；积分时间为6月13日02:00至14日02:00共24 h；第1层每3 h输出1次模拟结果，第2层每1 h输出1次模拟结果，第3层每10 min输出1次模拟结果。模式所采用的物理过程参数为：第1层采用WSM6云物理过程，第2层和第3层均采用NSSL双参云微物理过程[16]；RRTM长波辐射方案、Dudhia短波辐射方案，每10 min调用1次辐射方案；第1层和第2层Kain-Fritsch积云对流方案，第3层不使用对流方案；Noah陆面模式方案；Monin-Obukhov近地面层模式方案以及YSU行星边界层方案。

3.2 模拟结果检验

对比13日11:00—17:00实况和模拟的降雨量分布(图6)，可以看出模拟的降雨带与实况基本吻合，山东西北部和山东中部沿海的2个强降雨中心在模拟降雨中也得到体现，只是模拟的雨强和强降水范围较实况略小。数值模式对山东中西部的降水模拟效果总体较好。

图6 2018年6月13日11:00-17:00 山东省6 h累计降雨量:(a)自动站,(b)模拟

对比模拟与实况雹暴云演变过程，模拟结果自10:20开始，出现侧向排列的孤立对流单体并向东南偏东方向移动，对应雹云的初生发展(图7a)。11:20孤立对流单体逐渐加强并汇聚成带状对流回波，对应雹云的发展加强阶段(图7b)。至11:50，雹云进入成熟阶段，强回波中心接近60 dBz(图7c)。12:20之后，随着雹云进入降雹阶段，强回波逐渐减弱消散。沿最强回波中心所在纬度作剖面(图8b)。

图8 2018年6月13日实况和WRF模式模拟雷达反射率剖面:(a)14:56沿图4c实线的实况反射率剖面, (b)11:50沿图7c实线模拟的反射率剖面(阴影)、风场(流线,单位：m/s)以及0 ℃(红色实线)、 20 ℃(红色虚线)等温线

从反射率分布可知，模拟的雷达反射率回波顶高达到14 km，雹云右侧存在有界弱回波以及回波悬垂结构，具有典型的超级单体回波特征。超过40 dBz的雷达回波达到12 km，-20 ℃等温线雷达回波接近50 dBz，0 ℃等温线距离地面小于4.5 km表明有利于出现强冰雹。对比实况雷达反射率和模拟的雷达反射率可以看出，本次模拟的回波范围、走向、最大回波强度与实况基本一致，较好的再现了超级单体的形成、发展、成熟和消亡的演变。与实况不同的是模拟的超级单体较实况提2 h。

综合以上降雨、雹暴云发展过程对比，WRF模式基本能够刻画此次超级单体雹暴过程的整体演变，可用于进一步的研究分析。

4 超级单体雹暴触发与维持机制分析

4.1 触发机制

大多数风暴起源于边界层辐合线附近[17]。根据模拟的地面风场(图9)可以看出13日上午山东西北部一直维持一条近东西走向的中尺度辐合线。结合上述层结稳定度分析可知山东西北部具有较高的不稳定能量[18]。在中尺度辐合线的触发作用下，10:20，辐合线上开始出现侧向排列的分散对流云团，并在之后逐渐发展成为超级单体雹暴。

图9 WRF模式模拟的2018年6月13日09:30地面风场 (黑色虚线为地面辐合线)

4.2 维持机制

对于超级单体风暴，仅靠最初的抬升触发机制无法形成最终的强上升气流，需要一定的维持机制[19]。结合模拟的地面风场和地面1 h变温[20]分析超级单体雹暴的维持机制(图10)。10:20，在中尺度辐合线上开始出现对流云团。受云团降雨的蒸发冷却影响，对流云团所在范围内开始出现降温(图10a)。11:20，随着对流云团的发展，地面辐合线在向东南偏东方向移动的过程中，南侧风速辐合有所增强，雹云进入发展阶段(图10b)。此时，地面1 h最大降温达4 ℃。与之相对应，在冷池中心前侧的强变温梯度区出现了风速大于12 m·s-1的强地面风。11:50，雹云进入成熟阶段(图10c)。地面1 h降温达8 ℃，强变温梯度区附近最大风速达到24 m·s-1。之后，超级单体随着地面降雹逐渐减弱消散，地面冷池相继减弱(图10d)。由此可以看出本次超级单体在其初生发展阶段产生降水。在降水的蒸发冷却作用下，地面随即形成冷池。同时，随着冷池的增强，冷池浅层强温度梯度造成的辐散出流与西南风环境风场形成强辐合，一方面有利于本次超级单体的发展和维持，另一方面使得辐合线逐渐向东南方向移动。

从垂直流场结构分析(图8b)，雹云主体为明显的上升运动。雹云左侧0～4 km之间为反气旋环流，伴随降雨形成中尺度雷暴高压。雹云左侧4 km以上的入流一部分在高层与辐散出流形成反气旋，进一步加强高层辐散；另一部分入流在下降的过程中受雹云主体的影响，逐渐再一次转为上升气流。同时，在-20～0 ℃之间回波悬垂的区域，也存在着上升→下沉→上升运动的转换，有助于各水成物粒子在这一高度上长时间、反复运动，进而有助于冰雹粒子的碰并增长。在上升运动的顶部，即13 km处，上升运动转为向雹云左侧和右侧的辐散出流。这种高层辐散、低层辐合的流场结构进一步加强了上升运动的发展。在高层8～12 km之间，上升运动有一部分随着高空的西风环流向东侧流出，形成了云砧。

5 冰雹形成微物理过程分析

图11为模拟的雹云发展、成熟和降雹阶段的各水成物分布。可以看出在发展阶段(a1、b1、c1)，云水主要集中在4～8 km高度的上升运动区，以过冷云水的形式存在。云冰位于7～11 km的高度，与云顶高相对应。雪晶位于6～11 km高度，存在多个大值中心，每个大值中心均与上升运动区、过冷云水高值区顶部以及云冰高值区底部相对应，说明雪晶是由过冷云水和云冰碰并生成。霰粒子较初生阶段(图略)出现了明显的增长，高值区位于上升运动区上部和雪晶的低值区，中心位于雪晶2个高值区之间，这充分说明霰粒子是由雪晶增长而来。而此时雹粒子尚未形成。至成熟阶段(a2、b2、c2)云水范围，尤其是过冷云水范围较之前显著增长。雨水高度抬升并出现过冷雨水。此时在上升区(4～8 km高度)存在过冷水累积带，当有霰粒子和雹粒子经过时，将有利于其通过淞附作用增长。雪晶存在2个大值中心，分别位于主上升区的两侧。霰粒子不论从含量还是范围均显著增长。8～11 km霰粒子所在区域对应着雪晶低值区再一次印证了霰粒子是由雪晶增长而来。在过冷水累积带和霰粒子增长的共同影响下，此阶段雹粒子开始出现，大值区位于4～8 km之间，中心最大含量为1.2 g·kg-1，在垂直方向上略高于过冷水累积带。雹粒子大值区左侧为下沉气流，结合流场分布可以看出，在这一高度上为下沉气流—上升气流的转换区，有利于霰粒子和雹粒子在这一区域循环反复增长。至降雹阶段(a3、b3、c3)上升运动整体有所减弱，尤其是在近地面层，下沉运动逐渐替代上升运动。过冷云水、过冷雨水范围和含量均有所降低，说明此时过冷水累积带逐渐减弱，霰粒子和雹粒子后续也随之持续减弱。此阶段，雹粒子在上升运动减弱的影响下逐渐接地，对应地面开始降雹。

6 结论

(1)本次冰雹天气过程是在华北冷涡背景下产生的，冷涡底部弱冷空气渗透南下与低层暖湿空气叠加、低层强垂直风切为冰雹形成提供了有利的热力和动力条件。

(2)此次过程中的超级单体具有典型的有界弱回波和回波悬垂特征，并出现旋转速度达27 m·s-1的中气旋。成熟阶段雹云的0 ℃高度位于4 km，超过40 dBz的回波高度达到12 km。

图11 WRF模式模拟的2018年6月13日11:20(a1、b1、c1)、11:50(a2、b2、c2)和12:20(a3、b3、c3)各雹云发展阶段 水成物含水量(等值线，单位：g/kg)、垂直速度剖面(阴影)和等温线(单位：℃) (图a1～a3中云水含量(黑实线，间隔0.5 g/kg),云冰含量(黑虚线，间隔0.5 g/kg),等温线(红线);图b1～b3中雨水含量(黑实线，间隔 0.5 g/kg),雪晶含量(黑虚线，间隔0.5 g/kg);图c1～c3中雹含水量(黑实线，间隔0.2 g/kg),霰含水量(黑虚线，间隔0.5 g/kg))

(3)地面中尺度辐合线触发对流产生，降雨和下沉气流引发的地面冷池进一步增强了地面辐合。成熟阶段的雹云在流场上主体为上升运动，上升运动两侧存在上升→下沉→上升运动的转换，有利于冰雹的碰并增长。雹云顶端强辐散出流的抽吸作用有利于进一步加强上升运动的发展。

(4)自雹云初生至发展、成熟阶段，雹云以上升运动为主，有利于过冷水的增长。雪晶由过冷云水、云冰碰并生成，之后通过碰并过冷水转化为霰粒子。过冷水累积带对霰粒子和雹粒子的生成和增长至关重要。霰粒子和雹粒子在上升运动的带动下反复经过雹云中的过冷水累积带有利于自身不断增长并转化形成大冰雹。