2018, Vol. 37
冰雹是全球性的灾害性天气现象, 地势对冰雹的大小和时空分布有显著影响(杨贵名等, 2003; 孙继松等, 2006; Zhang et al, 2008; Xie et al, 2010; Punge et al, 2016)。冰雹多由生命史短、空间范围小、移动演变快的中小尺度对流系统直接产生, 短时临近时效的预报往往依赖于雷达、卫星等遥感手段(黄治勇等, 2015), 但由于雷达、卫星等遥感资料临近外推预报时效性的限制, 短期时效的冰雹预报仍然要依赖于环境条件的识别, 而如何在潜势预报中较准确地预报冰雹事件, 仍然是强对流业务预报中面临的重要挑战之一(McNulty, 1995)。针对冰雹的预报问题, 国内外的许多专家学者做了大量的工作, 其中美国学者(Johns et al, 1992; Doswell et al, 1996; Rasmussen et al, 1998; Johnson et al, 2014)在冰雹预报的研究中取得了显著进展, 这些研究成果为美国冰雹等强对流天气的预报提供了理论基础和预报依据。
中国是冰雹灾害多发国家(赵金涛等, 2015), 青藏高原(下称高原)等高海拔地区虽发生冰雹频次较多, 但冰雹尺寸一般较小; 低海拔地区的冰雹发生频次虽然相对较少, 但冰雹尺寸往往较大, 易导致严重灾害, 比如2015年4月28日发生在江苏、上海等地的大冰雹天气(徐芬等, 2016)。由于地形影响和气候等方面的差异, 我国强对流天气的类型、强度和环境条件与美国具有较大差异。Zheng et al(2013)利用探空资料对比中国中东部和美国中尺度对流系统发生时的环境特征时发现, 中国一些对流系统的环境条件要比美国对应天气的环境更湿。因此, 一些学者针对我国各类强对流天气的环境条件和对流参数开展了相关的研究和统计分析(冯晋勤等, 2012; 樊李苗等, 2013; Tian et al, 2015; 方翀等, 2017)。Xie et al(2008)对我国冰雹的气候趋势进行了分析, 并尝试通过分析环境场的变化来帮助理解冰雹的长期趋势。
尽管如此, 与短时强降水和雷暴大风相比, 针对冰雹的环境物理量特征研究还有很多不足, 尚缺乏定量的预报依据。业务人员虽然积累了一定的主观预报经验, 但如何将相关的经验与冰雹发生的客观环境结合起来, 并给出能够业务应用的客观阈值和指标范围, 是冰雹短期预报中亟需解决的问题。此外, 我国地形地势具有显著的三级阶梯状分布的特征, 地形地势对冰雹天气的分布具有决定性作用(杨贵名等, 2003; 孙继松等, 2006; Zhang et al, 2008; Xie et al, 2010; Punge et al, 2016), 但对不同海拔冰雹在环境方面的特征及其差异大小, 仍然不甚清楚, 这些均是迫切需要解决的问题。
使用逐小时冰雹观测和NCEP(National Centers for Environmental Prediction)一天四次的最终分析FNL(Final Analysis)资料, 对多个表征大尺度环境场水汽、不稳定以及动力抬升等特征条件的物理量进行统计分析, 并对比我国海拔3 km以下两级阶梯地势区域(简称两级阶梯, 分别用站点海拔1~3 km和小于1 km来表征)的相应物理量分布特征, 从而给出对两级阶梯的冰雹预报具有指示意义的物理量的分布特征, 为冰雹的主客观预报提供参考依据, 并为冰雹预报准确率的提高奠定基础。
2 资料和方法所用实况为全国756个基准气象站1980—2010年整点时刻的冰雹逐时观测资料, 由国家气象信息中心提供并进行了质量控制。每个整点时次的记录为整点时次之前一个小时内是否出现冰雹天气的观测结果, 不含冰雹大小的信息。我国冰雹多发于春、夏、秋三季(Zhang et al, 2008), 但可用的NCEP FNL资料开始年份为2002年, 因此选取2002—2010年3月1日至9月30日的冰雹观测资料和NCEP FNL资料进行分析。
2002—2010年3月1日至9月30日的冰雹总频次(图 1)显示, 我国冰雹的空间分布差异明显, 总体表现为高原多、平原少的特征, 与地形有较大的相关性, 其中, 高原为冰雹高发区, 2002—2010年部分台站冰雹发生总次数超过了60次, 相比之下, 除华北北部和西南地区东南部外, 我国大部分地区的冰雹总次数少于10次。观测显示, 高原等高海拔地区冰雹尺寸一般较小(郭恩铭, 1984), 而海拔较低地区发生冰雹频次虽少(图 1), 但由发展较强的超级单体风暴系统造成的冰雹尺寸往往较大, 致灾性较强, 且受限于NCEP FNL资料在高海拔地区(尤其高原区域)的代表性和可用性, 主要分析我国海拔3 km以下站点(图 2)的冰雹环境物理量。
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图 1 2002—2010年3月1日至9月30日冰雹发生的总频次分布 红点表示两级阶梯区域四个代表站的位置 Figure 1 The frequency of hail from 1 March to 30 September during 2002—2010.Red solid boxes indicate the locations of four representative stations over the two-step terrains |
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图 2 地形(彩色区, 单位: m)和海拔3 km以下671个气象站点(黑点)的分布 红点表示两级阶梯区域四个代表站的位置 Figure 2 The topography (color area, unit: m) and distribution of the 671 stations (black dot) with altitude below 3 km.Red solid boxes indicate the locations of four representative stations over the two-step terrains |
由于地势分布对冰雹分布有显著影响(杨贵名等, 2003; 孙继松等, 2006; Zhang et al, 2008; Xie et al, 2010; Punge et al, 2016), 将我国海拔低于3 km的站点分为1~3 km(二级阶梯)和小于1 km(一级阶梯)的两级阶梯(图 2)。根据冰雹的发生频次和站点的南北分布, 分别从两级阶梯的测站中挑选两个具有代表性的站点, 用以查看不同阶梯地势的冰雹随时间变化的特征。这四个代表站点冰雹发生总频次的逐日变化(图 3)显示, 如同图 1所示的结果, 二级阶梯站点的冰雹发生频次明显多于一级阶梯站点的冰雹发生频次, 但随着站点位置从南向北, 冰雹开始出现的时间逐渐后延, 其中湖南芷江[图 3(a)]和贵州兴仁[图 3(b)]在1月就可能出现冰雹, 天津塘沽[图 3(c)]4月开始出现冰雹, 而山西五台山[图 3(d)]在5月中旬才可能出现冰雹。此外, 冰雹集中出现的时间段和站点所在地区也有密切联系, 如位置较为偏南的湖南芷江和贵州兴仁均主要集中在春季, 而位于华北的天津塘沽的冰雹出现在4—8月份, 但主要集中在4—5月份, 山西五台山的冰雹主要集中在5—9月份, 且以6月份较为集中。对于纬度较近的站点(如湖南芷江和贵州兴仁或天津塘沽和山西五台山), 海拔较高站点的冰雹集中出现的时间一般晚于海拔较低的站点。站点冰雹的时空分布显示, 站点地理位置及其海拔均对冰雹有显著影响。
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图 3 2002—2010年一级阶梯代表站(a, c)和二级阶梯代表站(b, d)冰雹发生总频次的逐日变化 站点位置见图 1和图 2中的红点 Figure 3 Temporal variation of hail frequency at the first-step [(a), (c)] and the second-step [(b), (d)] over the two-step terrains.Locations labeled with red solid points both in Fig. 1 and Fig. 2 |
探空得到的大气层结结构可以表征实际的大气状况, 但由于探空站空间分布较稀疏, 且探空资料一天只有早晚两次, 而冰雹发生时段主要集中在午后(杨贵名等, 2003; Punge et al, 2016), 因此, 利用探空资料分析冰雹天气的环境条件存在一定的局限性。通过对比分析根据探空和NCEP分析资料得到的多个超级单体风暴环境的温度、湿度、风廓线特征, 王秀明等(2012)指出, NCEP分析资料的温度以及深层和中层风垂直切变等参量的可靠性较高, 具有较好的可用性。因此, 利用NCEP一天四次的1°×1° FNL资料计算得到的物理量进行分析。由于分析资料为一天四次, 时刻分别为02:00(北京时, 下同), 08:00, 14:00和20:00, 而实况观测每天有24次记录, 在实际处理中, 首先将24次实况观测记录以四次分析资料的时间为中心划分为四个时间段, 对于每个站点每个时间段中6 h的冰雹观测资料, 只要有一个时次出现冰雹, 即记为有冰雹, 反之则为无冰雹, 经过以上处理, 得到的一级阶梯和二级阶梯有冰雹的样本量分别为1 441和1 434个。同时, 采用双线性插值方法, 得到相应站点的各个物理量值。
3 冰雹天气的环境物理量分布特征冰雹天气作为强对流天气现象的一种, 其发生时的环境条件在具备一般对流天气所需要的动力、热力及水汽条件外, 为了保证冰相粒子的形成和发展, 还需同时具备合适的0 ℃层高度(Z0)和-20 ℃层高度(Z20), 而大冰雹的形成还要求具备较大的深层次垂直风切变条件。利用NCEP FNL资料, 在对特性层高度进行分析的基础上, 对两级阶梯表征冰雹天气环境水汽、热力和动力条件的物理量(表 1)进行统计和对比分析。需要特别说明的是, 文中的Z0和Z20都是距地面的高度, 而非海拔。
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表 1 物理量的名称、简写符号及单位 Table 1 The names、abbreviations and units of analyzed parameters |
许新田等(2010)和濮文耀等(2015)的研究表明, 适宜的Z0和Z20有利于雹胚的形成和增长, 0 ℃层的冰雹半径和Z0会影响地面冰雹的大小。因此合适的Z0和Z20是判断冰雹天气的重要环境条件, 比如, 当Z0过低的时候, 0 ℃层至地面的距离太近使得云中的冰粒子无法增长到足够大即以霰或小冰粒的形式降落到地面, 也可能表明近地面温湿条件不利于对流天气的发展, 因为过低的Z0可能指示地面温度太低、湿度太小而不利于出现对流天气; 而当Z0过高的时候, 冰相粒子在下落到达地面之前即可能融化为液态水滴。Johns et al(1992)和McNulty(1995)一般将湿球温度Z0作为冰雹融化层的近似高度, 但利用FNL资料计算湿球Z0较为复杂, 且许新田等(2010)和濮文耀等(2015)给出的都为干球温度Z0, 因此, 为了便于同国内已有文献结果进行比较, 仍然使用干球温度Z0来统计两级阶梯冰雹天气的特性层高度。
分别统计两级阶梯有无冰雹时的Z0和Z20, 制成方框-端须图(图 4, 图 5)。图 4中最上端和最下端的星号分别表示有无冰雹时Z0的最大值和最小值, 上下端的短横线分别表示有无冰雹发生时Z0的第95和第5百分位数值, 箱子从上至下的三条横线分别表示有无冰雹时Z0的第75、第50和第25百分位数值(图 5至图 9端须图意义同图 4)。图 4和图 5显示, 两级阶梯有无冰雹时的Z0和Z20差别显著, 以Z0为例(图 4), 一级阶梯和二级阶梯出现冰雹时的Z0中值分别为3 099 m和2 283 m, 同时其上限阈值也随站点海拔的升高而显著降低, Z20也有类似的分布特征(图 5), 表明与二级阶梯相比, 一级阶梯的冰雹往往具有较高的Z0和Z20。另外, 樊李苗等(2013)得到的我国直径超过2 cm的大冰雹天气的0 ℃层和-20 ℃层海拔的平均值分别为4 300 m和7 000 m, 相比而言, 本文的统计值偏低, 这与计算特性层高度时减去了站点本身的海拔、且未考虑冰雹的大小有关。同已有研究结果相比, 统计得到的以海拔衡量的一级阶梯冰雹发生时的Z0和Z20中值分别为3 504 m和6 646 m, 二级阶梯分别为4 184 m和7 084 m(图略), 与已有研究成果略有差异。
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图 4 一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)有无冰雹天气时的0 ℃层距地面高度箱线图 Figure 4 Box-and-whisker plots for the height of the 0 ℃ layer above ground level with and without hail over the first-step(< 1 km) and the second-step(1~3 km) terrains |
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图 5 一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)有无冰雹天气发生时的-20 ℃层距地面高度箱线图 Figure 5 Box-and-whisker plotsfor the height of -20 ℃ layer above ground level with and without hail over the first-step (< 1 km) and the second-step(1~3 km) terrains |
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图 9 表征一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)冰雹天气动力条件的物理量箱线图分布 Figure 9 The box-and-whisker plots of parameter representing the environmental dynamic conditions over the first-step (< 1 km) and the second-step(1~3 km) terrains |
同一级阶梯有无冰雹时的特性层高度对比显示, 有冰雹时, Z0和Z20的分布更为集中, 一级阶梯冰雹对应的Z0和Z20分别为690~4 477 m和3 984~7 810 m, 而二级阶梯分别为956~3 428 m和3 832~6 725 m, 而无冰雹时的一级阶梯和二级阶梯的Z0分别集中在1 162~5 336 m和757~4 132 m, Z20分别集中在4 085~8 710 m和3 496~7 533 m, 有无冰雹时的特性层高度区间差别显著, 并且有冰雹时的特性层高度上限阈值和中值均小于无冰雹发生时的高度值。两个区域相比较而言, 一级阶梯上的Z0(图 4)和Z20(图 5)对是否有利于冰雹的指示意义要好于二级阶梯。
既然Z0对两级阶梯有无冰雹的指示意义较强, 为更好的突出其他环境物理量特征, 将Z0作为控制条件, 对样本进行过滤, 然后再对两级阶梯冰雹天气的水汽、热力和动力特征进行分析, 以突出两级阶梯冰雹在水汽、热力和动力等方面的差异。由于当Z0高度较低时, 霰或小冰雹的可能性更大, 因此, 结合图 4中冰雹天气Z0的分布特征, 一级阶梯冰雹天气的Z0控制区间为2 000~4 500 m, 二级阶梯冰雹天气的Z0控制区间为1 000~3 500 m。
3.2 水汽条件分析根据起伏增长理论(徐家骝, 1978), 湿度条件和垂直运动的强度都可能显著影响冰雹的大小。由于水汽主要集中在对流层下层, 使用单一气压层的水汽表征量不利于两级阶梯水汽特征的对比, 因此选用表征大气水汽总含量的整层大气可降水量(PWAT)对水汽特征进行对比分析。
PWAT是从地面到200 hPa的水汽积分, 代表大气中的水汽总含量。两级阶梯冰雹天气的PWAT箱线图(图 6)显示, 超过90%的两级阶梯冰雹天气的PWAT分别集中在15~41 mm和6~30 mm, 随着海拔的升高, 形成冰雹时所需的环境PWAT下限阈值显著降低。二级阶梯50%冰雹的环境PWAT集中在11~20 mm之间, 当PWAT值小于3 mm时, 可以不考虑冰雹出现的可能性。而对于一级阶梯, 95%的冰雹均出现在PWAT超过15 mm的情况下, 其中50%的冰雹的环境PWAT集中在21~32 mm之间, 当PWAT低于7 mm时可以不考虑冰雹出现的可能性。显然, 海拔越低的地区, 出现冰雹天气所需要的环境水汽的下限也就越高。但当环境PWAT超过56 mm时, 无论是一级阶梯还是二级阶梯, 均可以不考虑冰雹出现的可能性, 这是因为此时大气非常暖湿、大气垂直温度递减率较小、零度层高度通常较高, 使得固相粒子难以到达地面的缘故。此外, 与超过75%的短时强降水出现在PWAT大于51 mm(Tian et al, 2015)的环境中相比, 差异也比较明显。表明冰雹和短时强降水的环境水汽条件差别显著, 非常湿润的环境反而不利于冰雹的出现, 这是因为非常湿润的大气环境往往气温也较高, 冰相粒子在下落过程中较易融化为液态水的缘故。
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图 6 一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)冰雹天气的整层可降水量(PWAT)箱线图 Figure 6 The box-and-whisker plots of PWAT for hail over the first-step (< 1 km) and the second-step (1~3 km) terrains |
由于大气中的水汽主要集中在对流层低层, 因此, 海拔较低地区的PWAT往往会高于海拔较高的邻近地区。通过对两级阶梯地势区域冰雹天气相应的PWAT的分布对比可知, 15~41 mm和6~30 mm的PWAT区间分别是一级阶梯和二级阶梯冰雹发生的有利环境水汽条件, 下文将分析冰雹天气所需要具备的热力和动力抬升环境条件分布特征。
3.3 热力和能量条件分析用于反映大气层结结构稳定与否及其稳定程度的物理量有多个, 但总指数、强天气威胁指数等多个指标均涉及850 hPa要素的计算, 对于海拔较高的二级阶梯区域, 这些指数一般不适用, 因此, 主要对最有利抬升指数(BLI)、最优对流有效位能(BCAPE)和垂直温度递减率(TLR)三个物理量进行分析。
BLI是指将700 hPa以下的大气, 按50 hPa间隔分为多层, 并将各层中间高度处的平均气块, 分别沿干绝热线抬升到各自的凝结高度, 然后再分别沿湿绝热线抬升到500 hPa后, 气块温度与500 hPa环境温度差值的最大值。当BLI值为正时表示大气层结是稳定的, 为负时表示大气层结是潜在不稳定的, 值越小表示潜在不稳定性越强。一级阶梯冰雹的BLI中值为-1.4 ℃[图 7(a)], 第75百分位的BLI值为0.2 ℃, 接近0 ℃, 表明NCEP FNL资料能够捕捉到约75%的一级阶梯冰雹天气的潜在不稳定的大气层结。对于二级阶梯而言, 其BLI的中值为-0.1 ℃, 接近0 ℃, 表明NCEP FNL资料能够捕捉到约50%二级阶梯冰雹天气的潜在不稳定的大气层结。对比显示, 一级阶梯的冰雹往往出现在较强的静力不稳定环境中。尽管如此, 两级阶梯的BLI第95百分位值均约为2.8 ℃, 表明当BLI大于2.8 ℃时, 两级阶梯均可以不考虑冰雹出现的可能性。
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图 7 一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)冰雹天气的最有利抬升指数(BLI) (a)和最优对流有效位能(BCAPE) (b)箱线图 Figure 7 The box-and-whisker plots of BLI (a) and BCAPE (b) for hail over the first-step(< 1 km) and the second-step(1~3 km) terrains |
对流有效位能(CAPE)表示单位质量空气从自由对流高度(LFC)上升到平衡高度(EL)对环境做的功, 在探空曲线图上为自由对流高度到平衡高度间的层结曲线和状态曲线所围成的面积, 而BCAPE指针对近地层不同高度处气块抬升所能得到的CAPE最大值。因此, BCAPE所表征的是不稳定大气受到扰动时所可能释放的最大潜在能量。针对BCAPE的统计结果显示[图 7(b)], 两级阶梯地势区域冰雹发生时的BCAPE中值分别为320和65 J·kg-1, 随着海拔升高, BCAPE中值降低明显, 并且第95百分位的BCAPE差别显著。两级阶梯超过75%的冰雹均出现在具有一定BCAPE的环境中, 且一级阶梯的冰雹天气所具有的BCAPE显著高于二级阶梯, 表明一级阶梯的冰雹往往伴有较强的热力不稳定能量条件, 这通常与较大的大气垂直温度递减率相关, 一级阶梯易于出现大冰雹天气可能与此有关, 后文将做进一步分析。
潜在不稳定的大气层结或一定的不稳定能量积累是对流天气发生的基本条件之一, 但对BLI和BCAPE的分析显示, 两级阶梯中均有超过25%的冰雹是出现在BLI大于0 ℃的情况下, 此时所对应的BCAPE值也较小, 可能与分析资料的时空分辨率较低, 不能完全准确反映冰雹发生时的大气层结状况有关, 也可能是实况与分析资料的时空匹配方法造成的, 同时也表明, 基于较低时空分辨率的模式资料进行的环境物理量分析不能完全准确地表征中小尺度对流系统的环境状态, 这是目前使用探测资料或者分析资料统计对流天气有利环境条件时存在的共同难题。尽管如此, 本文的统计结果仍然表明, 两级阶梯的冰雹天气的热力环境存在显著差异, 针对两级阶梯的不同地形特征, 业务人员要区别对待, 这些结果也可以帮助预报员锁定两级阶梯可能出现冰雹的环境区域。
大气具有较高的CAPE值时, 垂直温度递减率通常会较大, 因此高低层温差也能够在一定程度上表征大气的静力稳定度, 但对于不同的海拔, 需要取不同的层次温差, 如一级阶梯通常取850 hPa和500 hPa的温差, 而二级阶梯一般取700 hPa和500 hPa的温差, 为便于比较, 分别计算其相应的垂直温度递减率(TLR)。统计结果表明(图 8), 两级阶梯冰雹发生时的TLR存在一定差异, 二级阶梯的TLR无论是中值还是上、下限阈值均略高于一级阶梯。Craven et al(2004)针对美国强对流天气的分析显示, 大约75%的强冰雹和雷暴大风所对应的700 hPa和500 hPa TLR大于6.5 ℃·km-1。我国一级和二级阶梯冰雹天气相应的TLR(图 8)第25百分位分别为6.3和6.6 ℃·km-1, 与美国的强冰雹相当, 中值分别为6.9和7.2 ℃·km-1, 也与美国相当。Craven et al(2004)的统计也表明TLR达到7 ℃·km-1是非常大的TLR, 因此我国一级和二级阶梯冰雹天气相应的TLR中值属于非常大的TLR。
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图 8 一级阶梯(< 1 km)和二级阶梯(1~3 km)冰雹天气的垂直温度递减率(TLR)箱线图 Figure 8 The box-and-whisker plots of the vertical temperature lapse rate (TLR) over the first-step (< 1 km) and the second-step(1~3 km) terrains |
动力触发抬升机制是对流天气的必要条件之一, 风向的辐合、风速的切变、垂直运动以及垂直风切变等均被视作动力相关的条件。考虑两级阶梯的海拔差异及对比方便, 选取低层散度、700 hPa垂直速度和0~6 km垂直风切变分析动力条件方面的差异。
当大气近地面层存在辐合时, 可造成上升运动。配合有利的热力不稳定和水汽条件, 如果上升运动克服了对流抑制能量, 将导致对流的触发或发展。由于两级阶梯海拔不同, 因此分别取850 hPa和700 hPa散度作为其低层大尺度辐合抬升触发条件的表征层。结果显示[图 9(a)], 两级阶梯冰雹所对应的低层散度的变化范围接近, 一级阶梯对应的850 hPa散度第50百分位为-0.6×10-5 s-1, 而二级阶梯对应的700 hPa散度第50百分位数为-0.4×10-5 s-1, 表明两级阶梯均有超过50%的冰雹发生在低层存在有利的辐合抬升动力条件下, 因此, 一定的较大尺度动力强迫抬升是有利于冰雹天气产生的。
段英(2009)的研究结果表明, 冰雹云是强对流云, 通常具有一条强大的上升气流, 能够把水粒子输送到-15 ℃层以上, 才能满足成雹条件。Johns et al(1992)指出, 强的上升气流是产生大冰雹的重要条件。两级阶梯冰雹天气700 hPa垂直速度的统计结果显示[图 9(b)], 两级阶梯的冰雹所对应的700 hPa垂直速度变化范围接近, 二者所对应的第75百分位700 hPa垂直速度分别为0.7×10-2 Pa·s-1和0.2×10-2 Pa·s-1, 表明两级阶梯均有大约75%的冰雹发生在700 hPa有上升运动的情况下。冰雹天气的发生需要低层大气的辐合抬升运动, 但统计结果显示部分冰雹天气发生在低层辐散气流和700 hPa下沉气流中, 这可能是因为所用NCEP FNL资料时空分辨率较低、不能够完全准确反映冰雹天气发生时的大气环境的缘故。
强的垂直风切变有利于风暴系统的发展和组织化, 特别是对于可形成大冰雹的超级单体风暴而言, 较强的垂直风切变条件是必不可少的。针对超级单体风暴的观测分析和数值模拟研究显示(Weisman et al, 1982; Bunkers, 2002), 0~6 km垂直风切变数值达到15~20 m·s-1是超级单体形成的必要条件之一。而冰雹环境的垂直风切变统计结果显示[图 9(c)], 一级阶梯0~6 km垂直风切变中值为15.7 m·s-1, 二级阶梯的中值为17.0 m·s-1, 均与有利于超级单体形成所需要的垂直风切变值相当, 表明两级阶梯均有超过50%的冰雹出现在有利于超级单体发展的垂直风切变环境中。
3.5 两级阶梯冰雹的物理量联合分布特征前述统计结果表明, 两级阶梯冰雹天气的环境条件具有显著差异, 尤以水汽和热力方面的差异较为明显。Rasmussen et al(1998)研究不同物理量在美国非超级单体风暴、超级单体和龙卷天气中的分布特征时发现, 单一的风场或热力场指数对三类天气系统区分度一般, 但若将两个参数结合后得到的综合指数对三类天气系统的区分度将更好, 并能够清楚展示最有利于各类风暴系统的物理量条件。根据前述结果, 将继续考察表征环境水汽和热力条件的PWAT和BLI的分布以及PWAT和0~6 km垂直风切变的分布, 以期得到两级阶梯冰雹环境条件方面显著差异更为直观的结果。
BLI和PWAT的散点分布及其概率密度分布(图 10)显示, 两级阶梯的冰雹各有一个高概率密度区, 二级阶梯冰雹的PWAT-BLI概率密度大值区接近圆形, 中心点所对应的PWAT和BLI值分别为12 mm和0.5 ℃, 而一级阶梯冰雹的PWAT-BLI概率密度大值区为椭圆形, 中心点所对应的PWAT和BLI值分别为23 mm和-1.0 ℃, 表明相对于二级阶梯而言, 一级阶梯的冰雹往往出现在较高的PWAT和较低的BLI环境中。具体而言, 一级阶梯冰雹的概率密度大于0.1 mm·℃的区域所对应的PWAT和BLI的区间分别为18~32 mm和-3.5~1.0 ℃, 而二级阶梯冰雹的概率密度大于0.1 mm·℃的区域所对应的PWAT和BLI的区间分别为6~22 mm和-2.0~2.5 ℃, 这分别是两个区域最有利于冰雹天气的PWAT和BLI分布。
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图 10 一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)冰雹天气的整层可降水量和最有利抬升指数散点(星号和圆圈)及概率密度(等值线)分布(单位: mm·℃) Figure 10 Scatter plots (the stars and circles) and the probability density (the contour) of BLI and PWAT for hail over the first-step (< 1 km) and the second-step (1~3 km) terrains.Unit: mm·℃ |
尽管两级阶梯冰雹天气的0~6 km垂直风切变差异较小[图 9(c)], 但0~6 km垂直风切变与PWAT的概率密度分布(图 11)显示, 两级阶梯冰雹天气的0~6 km垂直风切变和PWAT高概率密度区存在明显区别, 一级阶梯冰雹概率密度高于0.06 mm·m·s-1的区间所对应的PWAT和0~6 km垂直风切变的范围分别为18~28 mm和10~17 m·s-1, 而二级阶梯冰雹概率密度高于0.06 mm·m·s-1的区间所对应的PWAT和0~6 km垂直风切变的范围分别为6~20 mm和4~14 m·s-1, 这分别是两个区域最有利于冰雹天气的PWAT和0~6 km垂直风切变分布, 表明一级阶梯冰雹天气通常要求大气具有更强的垂直风切变条件。但表征环境热力条件的BLI和表征垂直风切变条件的0~6 km垂直风切变的联合分布(图略)显示两级阶梯的差异并不如BLI和PWAT的联合分布显著。
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图 11 一级阶梯(＜1 km)和二级阶梯(1~3 km)冰雹天气的整层可降水量和0~6 km垂直风切变的概率密度分布(单位: mm·m·s-1) Figure 11 The probability density of PWAT and 0~6 km vertical wind difference for hail over the first-step(< 1 km) and the second-step(1~3 km) terrains.Unit: mm·m·s-1 |
从前述分析可见, 除动力条件外, 与二级阶梯的冰雹相比, 一级阶梯的冰雹往往出现在更好的环境水汽条件、更强的热力不稳定及更强的能量条件下, 这是由其地理和气候等条件决定的, 即海拔对一个地区可能的PWAT和不稳定能量的强弱具有重大影响, 但对其他一些物理量, 如近地层辐合抬升触发以及0 ℃层高度的影响却并不是那么显著, 如同样的环流背景下, 华北平原往往比黄土高原具有更好的PWAT和CAPE, 由于相对于海平面的0 ℃层高度相差并不那么显著, 当对流系统形成之后, 高原地区的冰相粒子由于距离地面更近, 因此降落到地面时更容易保持固相, 从而被记录为冰雹, 这也是同纬度高原地区出现冰雹的频次高于平原地区的原因。尽管平原地区出现冰雹的频次相对较少, 但由于这一区域往往具有相对较好的水汽、热力和不稳定能量条件, 再配合有利的垂直风切变条件, 较大的冰雹也往往出现在这一区域。本文的研究中未对冰雹的大小进行分类, 不能完全体现与冰雹大小有关的信息。
4 结论和讨论在对冰雹天气的气候特征进行分析的基础上, 将中国海拔低于3 km的站点以1 km为界, 分为一级阶梯和二级阶梯, 使用0 ℃层距地面的高度作为控制条件的前提下, 对表征两级阶梯冰雹环境水汽、热力和动力等条件的物理量进行了分析, 得到了对两级阶梯冰雹具有指示意义的关键物理量的分布及其特征阈值, 并给出了多个物理量的散点分布及其概率密度分布, 主要结论如下:
(1) 两级阶梯冰雹的环境水汽条件差异显著, 一级阶梯冰雹的PWAT集中在15~41 mm, 二级阶梯冰雹的PWAT集中在6~30 mm, 显著低于一级阶梯冰雹的水汽含量。一级阶梯的PWAT小于7 mm或大于56 mm可以不考虑冰雹出现的可能性, 二级阶梯的PWAT小于3 mm或大于55 mm时可以不考虑冰雹。
(2) 两级阶梯冰雹天气的环境热力条件差异明显, 可以很好地通过BLI和BCAPE进行表征, 与二级阶梯相比, 一级阶梯同一百分位点的BLI(BCAPE)值均小于(大于)二级阶梯, 两级阶梯均有超过50%的冰雹出现在不稳定的环境中, 当BLI大于2.8 ℃时可不考虑冰雹出现的可能性。两级阶梯的TLR存在一定差异, 二级阶梯的TLR无论是中值还是上、下限阈值均略高于一级阶梯。
(3) 尽管两级阶梯中超过50%的冰雹均发生在有利的大尺度低层辐合抬升动力环境中, 且超过75%的冰雹都发生在700 hPa为上升运动的情况下, 所对应的0~6 km垂直风切变中值均超过15 m·s-1, 但低层散度、700 hPa垂直速度和0~6 km垂直风切变显示, 两级阶梯冰雹天气环境动力因子方面的差异并不明显。
(4) 物理量的散点分布和概率密度分布可以更加直观地给出有利于冰雹天气的物理量分布特征, 且清楚表明两级阶梯冰雹天气发生的高概率区间存在明显差异, 可直接用于两级阶梯冰雹天气环境的识别和预报。
大量研究表明, 我国三级阶梯状的地势分布是东亚季风区形成的决定性因素, 同时也决定了各种天气在预报和预测方面所面临的难度。冰雹对我国农业生产等方面的影响及所造成的损失被广为报道, 但对冰雹天气的预报长期以来无法完全满足社会需求。本文得到的结果为两级阶梯冰雹天气的预报提供了客观化的物理量分布特征参考, 并给出了具体的阈值分布信息, 这是提升两级阶梯冰雹预报准确率的重要基础。在统计研究特性层高度时, 对其进行了一定处理, 减去了站点本身的海拔, 特指距地面的高度, 因此, 相较已有的相关统计结果, 所得的特性层高度偏低。已有的一些研究中(Craven et al, 2004; 樊李苗等, 2013; Johnson et al, 2014)均针对大冰雹过程的环境特征进行分析, 文中考虑了所有的冰雹过程, 因此得出的结果与其有所不同。
需要指出的是, 由于文中使用的冰雹实况观测和NCEP模式分析资料的时空分辨率较低, 且通过时空匹配对资料进行处理, 无法完全准确地表征产生冰雹的中小尺度对流系统的大气环境状态, 因此, 统计结果会存在一定的偏差。此外, 虽然考虑了两级阶梯冰雹的环境条件, 但未考虑不同地区气候特征的差异, 因此相关结果应用于特定地区时还需要根据其气候特征进行相应调整。
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