引言

冰雹是广西晚冬、春和初夏季出现的一种灾害性天气，它往往给农业、交通、电力部门和人民生活带来较大的影响。近几年由于冰雹造成的灾害越来越严重，引起社会高度关注，因而对冰雹动力条件研究逐渐开展起来。谢义明等(2008)对江苏2002年一次强对流天气物理机制分析，认为高空急流显著加强引发低层锋区增强，加速低层锋区南压是其触发因素；低层的对流不稳定和中层的条件性对称不稳定叠加是其不稳定机制；而强的垂直风切变则使得强对流风暴得以维持和加强。王晓玲等(2010)研究春季冰雹触发条件，地面干线及锋面是不稳定能量释放的主要触发条件。另外，在冰雹发生的气候背景、数值模拟等方面也有许多研究，多侧重于环流形势、水汽和动力条件方面(谢梦莉等，2002；纪文君等，2005；周后福等，2010；张涛等，2012；苏永玲等，2011；许爱华等，2011；仇娟娟等，2013)，对锋面后部(高架雷暴)冰雹的研究较少。高架雷暴是在大气边界层以上被触发的，地面附近通常为稳定的冷空气，有明显的逆温，来自地面的气块很难穿越逆温层而获得浮力，而逆温层之上的气块绝热上升获得浮力导致雷暴产生(俞小鼎，2011；吴乃庚等，2013)。目前对高架雷暴引发的冰雹过程研究仍较少，且预报难度较大。

2012年2月27日下午至上半夜，广西出现了一次因高架雷暴引起的冰雹强对流天气过程。这次强对流天气主要发生在广西东北部，其中全州、兴安、灌阳和桂林等14站出现冰雹，测站观测记录中，冰雹直径最大为8 mm，最小为3 mm，南宁市市区也出现了冰雹，但站点无观测记录。此次冰雹过程伴随55站出现雷暴。这次强对流天气发生在早春季节，冰雹尺度较小，没有造成较大危害，但影响范围比较大。

本文利用常规观测资料和非常规资料，对高架雷暴冰雹发生环境的温湿风垂直结构、触发条件、中尺度系统及雷达资料特征分析，希望为这一类天气的临近预警提供有价值的思路。

1 天气系统特征

在地面图上，从2012年2月24日开始，北方强冷空气从东路南下影响广西，受冷空气不断补充影响，27日08时(北京时，下同)，高压中心位于山东半岛，地面静止锋在海南岛三亚以南，广西大部地区出现了小雨。地面气温：广西东北部为2~4℃，其他大部地区为5~8℃，接近当年的最低气温。气压场上，广西大部的海平面气压在1020~1026 hPa之间，从中午开始，广西北部地区有雷雨出现，雷雨向东传播，雷雨带呈东北—西南走向，在广西境内长宽分别为400和250 km，最北端位于桂林市，最南端延伸至南宁市。冰雹主要出现在广西东北部地区，位于冷锋北部约1000 km处，有13个测站观测到冰雹，时间从上午10时到晚上20时，冰雹直径在3~8 mm之间。20时的地面图上，地面气温仍然很低，湖南南部、广东北部也有雷暴出现，但范围不及广西大。广西西北部、南宁市南部—玉林—贵港—梧州等市地区以南一线也出现了阵雨，雨量为小到中雨，没有雷电。

27日08时(图 1a)，925 hPa广西为东北气流控制；850 hPa切变线位于广西中部—广东北部，广西北部受高压底部偏东气流控制，桂林探空站风速为4 m·s^-1，南部受偏南急流控制，梧州探空站风速为14 m·s^-1，广西东部存在强的风向、风速辐合，斜压性明显；广西上空有4根间隔4℃的等温线，北海与桂林的温差达13℃；温度露点差1~2℃，空气接近于饱和。700 hPa低槽位于四川东部至云南西北部，西南急流轴穿过广西北部，风速≥22 m·s^-1，广西6个探空站有2~4℃的升温，暖平流明显。500 hPa高原东部低槽位于四川东部至贵州西部，≥32 m·s^-1的西南急流穿越广西北部；河池以东大部地区有明显的负变温，24 h变温≤-6℃，其中桂林24 h降温达-9℃，高空槽前冷平流明显；桂林700与500 hPa温差等于19℃，中层有较大的垂直温度递减率；200 hPa广西位于急流轴入口区右侧的强辐散区中，有利于垂直上升运动。

20时(图 1b)，850 hPa切变线西段少动，东段北抬到湖南南部—江西南部，华南沿海的偏南急流加强，冰雹出现在切变线附近南北两侧约200 km范围。700和500 hPa急流轴南压到广西中部，24 h负变温区也扩展到广西大部地区。

由以上分析可知，冰雹发生在地面冷锋后约1000 km处，边界层以下为东北气流控制，850 hPa上有切变线和明显温度锋区，强斜压性为对流发展提供抬升条件；700 hPa以上有强急流穿过，明显的700 hPa正变温与500 hPa负变温，使得垂直温度递减率加大，从而加大了对流性不稳定，这是高架雷暴产生的一个重要条件；对流层顶急流轴入口区右侧的强辐散加强了垂直上升运动。

2 T-lnp图分析

图 2a为2012年2月27日08时桂林探空站T-lnp图。从图中可见，CAPE仅为10 J·kg^-1。884~752 hPa有一明显逆温层，逆温达到9℃，地面到850 hPa风向随高度逆转，有冷平流，受冷空气控制；700 hPa到400 hPa风向随高度顺转，有暖平流输送。925 hPa到500 hPa桂林上空温度露点差为1~2℃，环境大气基本处于饱和状态。由于逆温层非常强和深厚，逆温层以上部分很暖湿，层结接近湿绝热，对状态曲线进行订正，假定气块从最强逆温层顶752 hPa开始绝热上升，从图 2b可见，订正后的对流有效位能亦很小，主要集中在-10~-20℃高度之间。垂直方向的风向，桂林近地层为东北风，850 hPa为东北风3 m·s^-1，700 hPa逆转为西南风，风速陡增至26 m·s^-1，500 hPa为32 m·s^-1，400 hPa以上为西南风48 m·s^-1。700 hPa以上存在强急流，700~400 hPa的垂直风速切变达到22 m·s^-1，如此强的垂直风切变有利于对流风暴的发生和维持。可见，本次冰雹过程，有较小的对流有效位能与很强的垂直风切变配合，对应着范围大和小冰雹天气出现。

08时桂林站探空有3个0℃层，分别在955、850和670 hPa，最高0℃层高度为3356 m，-20℃层高度6540 m，0℃到-20℃层之间的冻结层厚度有3.2 km。与春末夏初广西冰雹相比，0和-20℃层高度偏低，但冻结层厚度比平均值(2.6~3.0 km)略厚。值得注意的是，在最高0℃层以下，670与850 hPa之间，有约1.8 km厚的融化层，它的存在使冰胚在下降过程中融化，可能是导致小冰雹的原因之一。

订正后的自由对流高度从1002.9 hPa抬升至500 hPa，预示着需要有外力做功克服一定的负浮力，气块才可以依靠热浮力绝热上升。

通过以上分析，此次过程边界层附近为冷平流控制，中低层有明显的逆温，逆温层以上为暖平流控制，层结接近饱和；中层有强垂直风切变，有利于对流风暴生长和维持；有较厚的冻结层厚度，0℃层以下有较厚的融化层和小的对流有效位能可能是导致小冰雹形成的主要原因。

3 对流触发条件及物理量分析 3.1 高原槽前负变温且东移加深

27日08时，500 hPa高原东部低槽位于四川东部至贵州西部，冷温槽落后于高度槽约10个经度，高度槽将要加深发展。最大24 h负变温在桂林，达到-9℃，河池-6℃，南宁-4℃，梧州-4℃，槽前负变温是垂直温度递减率增大原因之一，使层结对流不稳定加大。20时，高空槽东移加深，急流轴贯穿广西中东部。当500 hPa低槽移至强锋区上空时，锋面坡度变陡，上升运动加强，不稳定性增大，使得冰胚在对流层中层增长而形成冰雹。

3.2 高空槽前正涡度平流

图 3为27日20时沿110°E涡度平流的垂直剖面图。在25°~26°N，850 hPa以下有弱的正涡度平流，而700 hPa为负的涡度平流，700 hPa以上，正涡度平流急剧增加，500 hPa有大值中心，正涡度平流随高度增加，根据准地转ω方程，700 hPa以上有垂直上升运动发生。而700 hPa以下层有下沉运动。从以上分析可知，虽然700 hPa以下层结为稳定层结，但700 hPa以上有强劲的西南暖湿气流输送，加上500 hPa负变温的叠加，导致层结对流不稳定增大；高原槽前有正涡度平流导致强烈上升运动，从而触发对流的发生发展。

3.3 垂直速度

图 4是27日14时沿110°E垂直速度ω和合成垂直流场的垂直剖面图，从图中可以看到，21°~27°N，边界层被下沉气流控制，存在3个弱的下沉运动中心；而在700 hPa以上，转为偏南气流控制，从24°N开始，气流明显加大，高度一直延伸到300 hPa以上，强劲的偏南气流，在桂东北即24°~26°N造成一个强的上升运动中心，其中心高度位于600~500 hPa，强度为-70×10^-3 hPa·s^-1，上升运动向北伸展到300 hPa；20时，强上升运动中心东移，桂东北上空整层仍为上升运动，但最大上升运动位于600~500 hPa，强度约为-45×10^-3 hPa·s^-1；强上升运动有利于将中层暖湿气流在低层锋区上抬升，形成不稳定，但同时也可看到，强上升气流能到达的高度不高，是由于正涡度平流中心所在高度不高所致。

4 对流云团活动

图 5为FY2E沿110°E TBB值的时间变化的经向剖面图，可以看到，主要对流发生在25°~26°N；27日12时开始发展，14时有最大值，之后稍减弱，18时又再次发展并北抬到湖南南部一带，22时减弱消亡。整个强对流发生时段里，TBB值均较小，最大约为-30~-25℃，说明云顶较低，对流伸展高度不高，这可能是垂直上升运动中心偏低，强上升气流所能到达的高度不高所致。

高架雷暴的可能触发机制：中层强西南暖湿气流在低层强锋区上，高空槽前负变温使得中层垂直温度递减率加大，层结对流不稳定加强，锋面坡度变陡，当500 hPa低槽移至强锋区上空时，上升运动加强，使得冰胚在对流层中层增长而形成冰雹。强的垂直风切变有利于对流风暴的发展和维持。对流有效位能小，最高0℃以下有较厚的融化层及强上升运动所到达的高度较低，是落到地面冰雹直径较小的主要原因。

5 雷达资料分析 5.1 基本反射率

27日中午，桂林周边的回波开始加强发展。14:01(图 6a)，桂林市南部的阳朔、荔浦和平乐为较完整的块状回波，而在桂林的北面和西面，则以零散回波为主。而后，南部的块状回波逐渐东移减弱，西面以及北面的零散回波则逐渐加强、发展和合并，至15时合并为东北—西南走向的带状回波，带状回波强度为35~45 dBz，带状回波中夹杂有50 dBz左右的单体东移与桂林、灵川、临桂等地的小冰雹出现的时间一致。此时的环境风场，高层为偏西南风，回波主要往西南方向发展，两者夹角较大，回波随时间缓慢南压，同时在其南侧及后部不断有新回波生成。16:00(图 6b)，在带状回波的南侧，即柳州附近，又有新的回波生成，回波生成时呈零散的块状，反射率强度不强，强度为10~15 dBz；随着时间推移，零散的块状回波逐渐相互连接，呈长条状，且反射率强度有所加强，强度达到20~30 dBz。新生成的回波不断合并至带状回波之中，形成更大范围的回波群，夹杂在大片层状云回波中最大反射率因子50 dBz的单体是导致桂东北小冰雹天气的主要回波，回波持续至21时左右，才逐渐消散。

5.2 基本径向速度

从桂林及柳州多普勒雷达的基本径向速度图可以看出，本次过程的环境风场，其基本径向速度呈现出明显的高低空不连续性，在2 km以下，东北面为负值区，西南面为正值区，零线呈现出西北—东南走向，由此可见，低层(即2 km以下)为明显的偏东北气流控制，而在2 km以上，正、负径向速度则与2 km以下完全相反，东北面为正值区，西南面为负值区。在2 km高度附近，高、低空的风场在此处出现极大的不连续性，以雷达为圆心，出现一环形的零径向速度线。同时在2 km以上的高度层，出现明显的速度模糊，表明此处有显著的西南急流，径向速度值达到30 m·s^-1以上(图 7a和7b)。相应地，在风廓线产品上，也可看到相同的特征，即在2 km以上，存在着一支强盛的西南急流(图 8a和8b)。

分析对应冰雹出现时刻的基本径向速度图，并未发现明显的逆风区，可能是由于强大的环境风场，以及冰雹云强度不大而共同造成的。

5.3 风暴单体垂直结构

桂林冰雹出现时间在16：36，直径8 mm，通过对降雹前风暴单体追踪，16：12在雷达站西264°追踪到单体在1.5°基本反射率最大达到50 dBz，抬高仰角到2.4°和3.4°，35~45 dBz的较强回波面积扩大，且向东南方向倾斜。从雷达站沿264°做基本反射率和基本速度的垂直剖面，如图 9a和9b, 随着高度上升对流风暴单体呈现明显的向偏东方向倾斜，主要是由于2 km以上垂直风切变很大造成的；从基本速度上可见，风暴的入流也是偏西气流，而且风速很大，甚至在4.5 km左右高度出现速度模糊。50 dBz反射率因子高度在3 km附近，可见冰雹的高度和强度都不大；30 dBz回波伸展到7 km以上，超过探空-20℃层的高度，大量冰晶生成是导致大片雷暴产生的主要原因。

5.4 基本谱宽

本次过程，由于基本反射率以及基本径向速度所呈现出来的冰雹云的特征并不明显，冰雹云并非独立的超级单体，而是夹杂在大范围的雷暴群中，所以谱宽值的分析显得特别重要。虽然本次过程冰雹云的回波强度较弱，但是依靠基本谱宽值仍可识别到相对较强的回波块(图略)，如融水的冰雹云，在基本反射率上并不存在强回波，但在基本谱宽上，可以看到，沿着径向在最大反射率的后部，出现了相对较大的谱宽值，这是由于此处辐合、辐散和反气旋、气旋结构比周围回波要明显，识别出来的谱宽值比其他地方要大。

5.5 风暴追踪信息

从风暴追踪信息可发现，柳州几个雷暴的风暴追踪信息存在着十分相似的特征，首先是雷暴生成高度较高。追踪编号为H5和Y5的两个风暴，发现其生成阶段，风暴底高度约5 km，风暴顶为7 km左右，风暴质心均在6 km，随着发展，风暴底以及风暴质心逐渐降低。其次是风暴整体的垂直积分液态含水量较低，均在10 kg·m^-2以下，但是在降雹的前2~3个体扫，液态含水量的值还是有一定程度的增长。第三是最大反射率强度并非十分强，主要在50~55 dBz之间(图 10a和10b)。

对比桂林的冰雹云追踪信息，风暴生成阶段，其风暴底的高度较柳州的低，但是风暴质心仍处于5 km高度，与柳州的风暴信息十分相似。另外其液态含水量也较低，最大反射率强度也与柳州的冰雹云相当。

从上述风暴追踪信息可看出，此次过程具有十分明显的高架雷暴特征。风暴生成高度很高，其生成时的质心均在5~6 km，风暴生成后，随着时间的推移逐渐向低层发展。风暴的垂直积分液态含水量均不大，在10 kg·m^-2以下，最大反射率的强度相对于经典的冰雹云也略小，为50~55 dBz之间。这是由于冰雹体积较小，雷达识别出来的最大反射率以及液态含水量均不会特别强，但是冰雹毕竟是固体，其相态已经产生了变化，所以在液态含水量上依然能看到一定程度的增大，但并不明显。

识别此类冰雹云的着眼点。对于典型的冰雹云，其多普勒雷达回波特征十分明显，主要表现在以下几个方面。一是十分强的基本反射率，且对应着明显的三体散射特征；基本径向速度图上能看到气旋性辐合，甚至中气旋，垂直剖面上能看到明显的一支上升气流，对应着基本反射率上的有界弱回波区；垂直积分液态含水量在降雹前的几个体扫会出现明显的跃增。本次冰雹过程，由于冰雹体积小，雷达并没有识别出上述的大多数特征，识别此类冰雹云，需要基本谱宽值帮助。

6 对比分析

为了对近年冬末到初春季节广西冰雹个例的影响系统和温湿风结构特征做进一步了解，表 1统计了2001—2012年1月1日至3月10日广西冰雹过程中的风垂直切变、垂直温度差和温度露点差的情况。将地面有无冷空气影响分为：锋后冰雹(高架雷暴冰雹)类、高压后部偏南气流冰雹类和锋面过境或锋面前暖区冰雹类。通过对比，得出以下结论：

(1) 早春冰雹多发生在广西东北部和西北部，有明显的地域特征。冰雹直径均在20 mm以下，锋前冰雹和高压后部冰雹在16 mm以下，高架雷暴冰雹为3~8 mm。

(2) 早春冰雹均发生在中层急流轴下方，高架雷暴冰雹和锋面冰雹均伴有低层切变线和高空槽东移影响。高架雷暴冰雹落在切变线两侧约200 km范围。出海高压后部冰雹低层有偏南风速辐合，中层为强劲偏南急流控制。

(3) 高架雷暴冰雹由于850 hPa以下层为冷平流控制，700 hPa以上有强劲的偏南急流输送，700~850 hPa风垂直切变很强，均在20 m·s^-1以上，而锋面冰雹和出海高压后部冰雹对流层低层均为偏南急流控制，风垂直切变很小，在10 m·s^-1以下。

(4) 8次冰雹过程前500 hPa气温在-16~-10℃之间(500 hP气温气候平均:桂林-9℃，百色-8℃，南宁-7℃)，并有24 h 2~9℃降温，由于中层降温而导致垂直温度递减率加大，层结不稳定加大；700~500 hPa垂直温度差：高架雷暴冰雹在17~19℃之间，比其他类要大1~2℃；但850~700 hPa垂直温度差区别比较明显，高架雷暴冰雹在16~23℃之间，而其他两类冰雹则在25~30℃之间。

(5) 高架雷暴冰雹和高压后部冰雹中低层温度露点差均在4℃以下，湿层较深厚，伸展到500 hPa；而锋面冰雹只有850 hPa温度露点差小于4℃，700 hPa以上层温度露点差大于8℃，湿度呈“上干下湿”结构。

7 小结

(1) 冰雹发生在地面冷锋后约1000 km处，边界层以下为东北气流控制，850 hPa上有切变线和明显温度锋区，强斜压性为对流发展提供抬升条件，冰雹发生在850 hPa切变线南北两侧约200 km范围；700 hPa以上有强急流穿过；500 hPa有明显的负变温，明显的700 hPa正变温与500 hPa负变温，使得垂直温度递减率加大，从而加大了对流性不稳定，这是高架雷暴产生的主要条件。

(2) 边界层附近为冷平流控制，中低层有明显的逆温，逆温层以上转为暖平流，层结接近饱和；中低层有强垂直风切变，有利于对流风暴生长和维持；较厚的冻结层厚度对冰雹增长有利。对流有效位能小，最高0℃以下有较厚的融化层及强上升运动所到达的高度较低，是落到地面冰雹直径较小的主要原因。

(3) 高架雷暴的可能触发机制：中层强西南暖湿气流在低层强锋区上，高空槽前负变温使得中层垂直温度递减率加大，层结对流不稳定加强，锋面坡度变陡，当500 hPa低槽移至强锋区上空时，上升运动加强，使得冰胚在对流层中层增长而形成冰雹。

(4) 雷达资料显示，过程中冰雹单体夹杂在大片层状云回波中，最大反射率因子为50 dBz左右；速度图中无明显的气旋性辐合；由于冰雹直径小垂直液态水含量不高，但有一定的增长。中低层强垂直风切变，使风暴在垂直方向上倾斜增长。回波顶高度超过-20℃高度，有大量冰晶产生而导致大范围的雷暴出现。

(5) 风暴追踪信息显示风暴生成高度高，质心均在5~6 km，风暴生成后，随着时间的推移逐渐向低层发展，最大反射率以及液态含水量均不大，具有明显高架雷暴特征。