冀中平原強對流天氣分布及環(huán)境參數(shù)特征研究

劉艷杰， 王鶴婷， 王清川

（廊坊市氣象局，河北廊坊 065000）

冀中平原地處河北省中部，北臨燕山山脈，西部為太行山脈，特殊的地形條件導致短時強降水、短時大風和冰雹等強對流天氣頻發(fā). 如2019年5月17日入夜前后，廊坊市主城區(qū)突發(fā)短時暴雨，同時伴隨冰雹和大風天氣，區(qū)域站最大小時雨強達81.5 mm/h. 由于強對流天氣多具有局地性，且突發(fā)性強、持續(xù)時間短、災(zāi)種多、災(zāi)害嚴重，一直是預(yù)報業(yè)務(wù)中關(guān)注的重點和難點［1-3］.

近年來，氣象學者們通過大量的觀測與研究，取得了很多成果，逐步提升了國內(nèi)強對流天氣的預(yù)報和預(yù)警能力. 許愛華等［4］基于潛勢條件的相對重要性將強對流天氣分為冷平流強迫類、暖平流強迫類、斜壓鋒生類、準正壓類和高架對流類. 俞小鼎等［5］總結(jié)了各類強對流天氣的生成條件、觸發(fā)機制和預(yù)報預(yù)警技術(shù). 張小玲等［6］利用“配料法”預(yù)報的思路，研發(fā)了中尺度對流天氣的環(huán)境場條件分析技術(shù). 陳秋萍等［7］應(yīng)用雷達、衛(wèi)星資料，建立強對流天氣預(yù)報預(yù)警系統(tǒng). 還有許多研究從強對流天氣的氣候特征、形成機理、數(shù)值模式和新資料應(yīng)用等［8-13］多個角度開展.

前人的研究為強對流天氣預(yù)報提供了理論基礎(chǔ)和技術(shù)支撐，但怎樣準確預(yù)報強對流天氣的種類仍是一個難題. 諶志剛等［14-15］利用天氣分型和統(tǒng)計分析方法，結(jié)合中尺度數(shù)值模式對強對流天氣分類預(yù)報進行初步探索. 樊李苗和雷蕾等［16-17］通過對比分析探空數(shù)據(jù)與環(huán)境參數(shù)，發(fā)現(xiàn)短時強降水與其他強對流天氣的環(huán)境參數(shù)存在明顯差別，較容易分辨，但不伴隨強降水的風雹天氣則難以判別. 高曉梅等［18-19］對魯中強對流天氣進行了詳細的分析，分類總結(jié)了該地區(qū)強對流天氣分布及環(huán)境參數(shù)特征，并給出具體閾值. 由于以上研究所用數(shù)據(jù)來自全國范圍或各自地域，因此得出的結(jié)論具有較大差異和局限性. 本文只統(tǒng)計河北省中部平原的強對流天氣個例，對比單純雷暴大風、冰雹大風、混合濕對流3類強對流天氣的時空分布特征和對應(yīng)環(huán)境參數(shù)，為冀中地區(qū)強對流天氣分類預(yù)報提供一些參考依據(jù).

1 資料與方法

強對流天氣數(shù)據(jù)來自冀中平原18個國家地面氣象站常規(guī)監(jiān)測數(shù)據(jù). 將強對流天氣分為3種類型；單純大風型是指1個及以上站點出現(xiàn)的大風天氣（極大風速≥17 m/s）并伴有雷暴，但沒有出現(xiàn)冰雹和短時強降水（雨強≥20 mm/h）；冰雹大風型是指1個及以上站點出現(xiàn)雷暴和冰雹或伴有雷暴大風，但未出現(xiàn)短時強降水；濕對流混合型是指2個及以上站點發(fā)生雷暴和短時強降水且伴有冰雹或大風或冰雹大風. 需要指出的是濕對流混合型不包括有大尺度系統(tǒng)造成的區(qū)域性暴雨天氣過程，而是局地伴有短時強降水的混合對流.

根據(jù)北京站（54511）探空資料，選擇對流天氣出現(xiàn)前的臨近時次（08時或20時）計算各環(huán)境參數(shù). 廖曉農(nóng)等［20］指出，14時探空在判別對流是否發(fā)生時優(yōu)于08時. 因此發(fā)生在14—20時的強對流個例，計算濕對流有效位能（CAPE）時，利用14時地面氣壓、氣溫和露點溫度對對流有效位能進行訂正.

2 冀中平原強對流天氣時空分布特征

2.1 強對流天氣的空間分布

2010—2019年冀中平原出現(xiàn)76次強對流天氣，共315站次，其中單純大風型30次，冰雹大風型19次，濕對流混合型27 次. 從冀中平原強對流天氣的空間分布可見（圖1）2010—2019 年以來出現(xiàn)20 次及以上強對流天氣的站點主要集中在保定中東部、雄安新區(qū)和廊坊北部，其中保定市區(qū)強對流出現(xiàn)次數(shù)最多，為29次，其次是高碑店和安新分別為26次和25次. 廊坊中南部、滄州北部強對流次數(shù)明顯偏少，其中霸州最少，僅出現(xiàn)10次，且僅有1次冰雹天氣，其余均為短時強降水和短時大風. 雖然所選站點海拔高度均在30 m以下，但由于冀中地區(qū)西部為太行山，北臨燕山山脈，中間為廣闊平原，受復(fù)雜地形的影響，強對流多發(fā)區(qū)均位于山前平原地區(qū)，而距離山脈較遠的區(qū)域強對流相對偏少.

圖1 冀中平原強對流站次空間分布Fig.1 Spatial distribution of total number of severe convection events in the central Hebei Plain

2.2 強對流天氣分級

根據(jù)強對流天氣的量級大小進行分類，按小時雨強大小將短時強降水分為20～29、30～39、40～49 mm/h和≥50 mm/h 4 個等級；按極大風速值將出現(xiàn)的短時大風分為17.0～20.7 m/s（8 級）、20.8～24.47 m/s（9 級）和≥24.5 m/s（10 級及以上）3個等級；按最大直徑將冰雹分為2～4 mm、5～9 mm和≥10 mm 3個等級. 統(tǒng)計分析發(fā)現(xiàn)，冀中平原地區(qū)出現(xiàn)20～29 mm/h的強降水發(fā)生頻率最高，為62.1%；其次為30～39 mm/h 的強降水，頻率為17.1%；40 mm/h及以上強度的降水明顯減少；≥50 mm/h的強降水僅13個站次. 最大小時雨強為76.3 mm/h，于2013年7月31日20—21時出現(xiàn)在涿州. 極大風速小于20.8 m/s的短時大風最為常見，占比81.1%；達到或超過24.5 m/s的短時大風僅出現(xiàn)4次，占比2.4%；觀測到的最大瞬時風速為28.9 m/s，即11級，2013年7月4日18—19 時出現(xiàn)在霸州. 直徑5～9 mm 的冰雹在冀中平原出現(xiàn)次數(shù)最多，占比57.1%；其次為直徑＜5 mm 的冰雹，占比25.7%；直徑≥10 mm的冰雹最少，僅出現(xiàn)6次，占比17.2%. 最大冰雹直徑為20 mm，2015年5月17日出現(xiàn)在霸州，降雹持續(xù)時間最長為38 min，出現(xiàn)在廊坊市區(qū)，于2016 年6 月10 日16 時59 分開始降雹，當日17時37分結(jié)束（圖2）.

圖2 短時強降水、大風、冰雹分級頻率分布Fig.2 Classification frequency distribution of short-term heavy rainfall，thunderstorm gales and hail

2.3 強對流天氣月分布與日變化

冀中平原強對流最早和最晚的出現(xiàn)日期分別為4月22日和10月22日. 3種類型強對流一起計算，4—10月強對流次數(shù)呈單峰形勢，先增加后減少，6月達到高峰期，共出現(xiàn)27次強對流天氣，占比36.0%. 這與冀中平原所處緯度帶有關(guān)，冀中地區(qū)全年氣溫呈先增后減的趨勢，6月份氣溫上升非常快，冷暖空氣均較活躍，不穩(wěn)定能量積累迅速，且有一定的水汽輸送，因此易出現(xiàn)強對流天氣.

冀中平原3種類型強對流天氣多集中在5—8月（圖3）. 其月分布并不完全一致，單純雷暴大風型出現(xiàn)在5—10月，冰雹大風型出現(xiàn)在4—10月，濕對流混合型出現(xiàn)在4—9月. 5—6月冰雹大風型較多，濕對流混合型較少，這與5—6月北方水汽條件不是非常充沛但斜壓性較強有關(guān). 6—7月單純大風型出現(xiàn)頻率最高，單純大風型和冰雹大風型強對流峰值均出現(xiàn)在6月. 7—8月隨著副熱帶高壓北抬，其外圍水汽不斷向北輸送至冀中平原，濕對流型強對流天氣增多，7月達到峰值.

圖3 強對流出現(xiàn)頻率的月變化Fig.3 Monthly distribution of occurrence frequency of three types of severe convection

圖4給出冀中平原3種類型強對流天氣一日內(nèi)各時段的頻率分布，統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)冀中平原強對流普遍出現(xiàn)在午后至夜間. 冰雹大風型主要出現(xiàn)在12—20時，即午后至傍晚時段，共占比90.8%，其中12—17時占比最大，為54.5%. 單純大風型和濕對流型主要出現(xiàn)在17時至次日08時，分別占比87.9%和86.5%. 綜上所述，午后至夜間為冀中平原強對流天氣出現(xiàn)概率最大的時段，這是由于經(jīng)過白天的太陽輻射，該時段不穩(wěn)定能量得以積累，一旦被抬升很容易誘發(fā)局地強對流. 而冰雹天氣在20時之后出現(xiàn)概率較少的原因可能是由于冰雹為人工觀測項目，部分測站沒有夜間觀測，導致出現(xiàn)在20—08時的冰雹大風型占比較少.

圖4 3種類型強對流出現(xiàn)頻率的時間分布Fig.4 Daily distribution of the frequency of three types of strong convection

3 基本環(huán)境參數(shù)特征

許多研究表明，觸發(fā)強對流的中小尺度天氣系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展的4個條件分別為水汽條件、不穩(wěn)定條件、垂直風切變和抬升觸發(fā)［21］. 抬升觸發(fā)機制需要通過分析環(huán)流背景、地面氣象要素等綜合判斷，本文僅從環(huán)境參數(shù)角度對強對流天氣的前3個條件進行客觀分析.

3.1 水汽條件

大氣中水汽普遍集中在700 hPa 以下，強對流天氣過程中常分析低層大氣的水汽條件，用850 hPa 和地面的平均溫度露點差來表征低層水汽，其值越小水汽含量越大. 由圖5a可見，3種類型強對流天氣低層水汽含量的差別較為顯著，單純大風型分布比較分散，箱體最寬，低層平均溫度露點差為2～24 ℃；濕對流混合型和冰雹大風型箱體相對較窄，分布較為集中，平均溫度露點差分別為3～16 ℃和1～15 ℃；濕對流混合型箱體位置較低，表明此類強對流天氣對應(yīng)較高的低層水汽，而單純大風型對應(yīng)箱體位置較高，表明其對低層水汽含量的需求較低；冰雹大風型介于兩者之間. 3種強對流天氣對應(yīng)低層平均溫度露點差的25～75百分位范圍分別為6～14 ℃（單純大風型）、5～11 ℃（冰雹大風型）和3～9 ℃（濕對流混合型）. 從以上分析可見，通過低層平均溫度露點差在一定程度上可以將3種類型強對流天氣加以區(qū)分.

圖5 3種類型強對流對應(yīng)的低層平均溫度露點差和大氣可降水量的箱線圖Fig.5 Box plot of low-level mean temperature-dewpoint difference and atmospheric precipitable water corresponding to three types of strong convection

大氣可降水量代表該地區(qū)整層大氣的水汽含量，將大氣可降水量作為另一個衡量大氣水含量的物理量（圖5b）. 單純大風型大氣可降水量分布依然比較分散，范圍為10～61 mm，濕對流混合型和冰雹大風型分別為22～63 mm和13～40 mm. 濕對流型箱體位置較高，表明此類強對流天氣對整層大氣水汽含量要求較高，其對應(yīng)的25至75百分位范圍為35～50 mm，單純大風型和冰雹大風型則相對較低，對應(yīng)的25至75百分位范圍分別為23～42 mm和22～36 mm. 因此大氣可降水量在濕對流型與其他兩種類型具有一定的可區(qū)分性，但單純大風型和冰雹大風型則較難以區(qū)分.

3.2 靜力不穩(wěn)定與能量條件

在日常預(yù)報業(yè)務(wù)中，常用850 hPa 和500 hPa 之間的溫差（ΔT85）來代表大氣中低層溫度直減率［16］，本文用其來表征大氣靜力穩(wěn)定度情況，其值越大，表示大氣不穩(wěn)定性越強. 3種類型強對流天氣發(fā)生前△T85分布均較為集中，單純大風型范圍為23～38 ℃，冰雹大風型和濕對流型均為21～34 ℃（圖6a）. 單純大風型箱體較其他兩種類型強對流偏高，其平均值為30 ℃，25至75百分位范圍為28～32 ℃，其他兩種均值分別為28 ℃和27 ℃，25 至75 百分位范圍為25～29 ℃和25～30 ℃. ΔT85≥25 ℃的個例占總個例數(shù)的87%，≥28 ℃的個例占總個例數(shù)的65%，表明大部分強對流天氣發(fā)生在不穩(wěn)定大氣層結(jié)中，單純雷暴大風發(fā)生前大氣不穩(wěn)定程度更高.

濕對流有效位能（CAPE）是一個綜合水汽條件和靜力不穩(wěn)定而形成的物理量，是一個能夠表征對流潛勢的重要參數(shù). 從CAPE分布可知（圖6b），濕對流混合型對應(yīng)較高的對流有效位能，而冰雹大風型和單純大風型強對流箱體位置較低，3種類型CAPE值25～75百分位范圍分別為647～2857、316～1484、373～1820 J/kg. 由于單純雷暴大風和冰雹大風CAPE值箱體高度接近，且相對集中，不宜根據(jù)CAPE值進行區(qū)分.

圖6 3種類型強對流對應(yīng)的850 hPa與500 hPa溫差和濕對流有效位能（CAPE）的箱線圖Fig.6 Box plot of temperature diffrence and convective available potential energy（CAPE）at 850 hPa and 500 hPa corresponding to three types of strong convection

3.3 垂直風切變

在滿足一定水汽和靜力不穩(wěn)定條件下，抬升觸發(fā)可產(chǎn)生對流性天氣，而垂直風切變使得風暴得以加強和維持，決定著風暴類型的演變和發(fā)展，其強弱往往對應(yīng)不同類型的強對流天氣. 本文用0～6 km垂直風切變來表征深層垂直風切變的分布情況，發(fā)現(xiàn)3種類型強對流天氣垂直風切變略有不同（圖7），冰雹大風型對應(yīng)垂直風切變最大，單純大風型次之，濕對流混合型最??；其中位數(shù)分別為2.5×10-3s-1、2.3×10-3s-1和1.9×10-3s-1；25～75百分位值分別為（2.1～3.6）×10-3s-1、（1.7～3.2）×10-3s-1、（1.5～2.6）×10-3s-1. 以上分析和數(shù)據(jù)表明，冰雹大風發(fā)生前，深層垂直風切變更大，風暴組織性更強.

圖7 3種類型強對流天氣0～6 km垂直風切變的箱線圖Fig.7 Box plot of 0-6 km vertical wind shear in three types of severe convective weather

4 與具體強對流天氣相關(guān)的物理量

強對流天氣除滿足基本條件外，雷暴大風的形成還與強烈的下沉運動有著密切關(guān)系，當未飽和空氣中出現(xiàn)降水，蒸發(fā)作用產(chǎn)生下沉運動，如中高層有明顯干空氣卷入其中，蒸發(fā)更為迅速，下沉運動得以加強，從而形成大風. 冰雹的產(chǎn)生則需要合適的負溫區(qū)，以供其雹胚生長，強降水天氣暖云層需達到一定厚度.

4.1 中高層干空氣強度和DCAPE

本文用400、500、700 hPa這3層的平均溫度露點差來表征中高層干空氣強度. 用DCAPE值衡量雷暴中下沉氣流可能達到的大小. 分析發(fā)現(xiàn)，單純大風型箱體最窄，中高層干空氣分布較為集中，而其他兩個類型分布較為分散，尤其是冰雹大風型（圖8a）. 三者中值分別為13 ℃（單純大風型）、13 ℃（冰雹大風型）和7 ℃（濕對流型），單純雷暴大風和冰雹大風天氣均有60%的個例中高層干空氣強度≥10 ℃，濕對流天氣僅41%的個例≥10 ℃. 以上分析和數(shù)據(jù)說明不伴有短時強降水的風雹天氣中高層干空氣更明顯，而濕對流型由于濕層比較深厚，中高層干空氣相對弱一些. 單純大風型、冰雹大風型和濕對流型25～75百分位值分別為8～16、7～21、4～17 ℃. 計算單純雷暴大風、冰雹大風和混合濕對流天氣DCAPE均值分別為1039、694、855 J/kg. 單純雷暴大風箱體最窄，也最高，明顯區(qū)別于其他兩種天氣（圖8b），其25～75百分位值為887～1286 J/kg，也遠高于冰雹大風型（471～1167 J/kg）和濕對流混合型（665～1091 J/kg）.

通過分析與雷暴大風密切相關(guān)的兩個物理量發(fā)現(xiàn)，雷暴大風和冰雹大風天氣中高層干空氣均較為明顯，但單純雷暴大風的DCAPE值遠高于其他兩種類型.

圖8 3種類型強對流天氣中高層大氣平均溫度露點差和DCAPE的箱線圖Fig.8 Box plot of the mean temperature-dewpoint difference and downdraft convective available potential energy（DCAPE）in the middle and upper atmosphere corresponding to three types of strong convection

4.2 0 ℃層和-20 ℃層高度

圖9 3種類型強對流的特征層高度0 ℃層和-20 ℃層的箱線圖Fig.9 Box plot of characteristic layer height of 0 ℃layer and-20 ℃for three types of strong convection

冰雹的形成需要一定厚度的負溫區(qū)使雹胚得以增長［22］，一般認為，冰雹天氣0 ℃層和-20 ℃層的適宜高度分別在600 hPa和400 hPa附近. 具體分析冀中地區(qū)兩個特征層高度（圖9）發(fā)現(xiàn)，0 ℃層高度對應(yīng)3個類型強對流天氣平均值分別為4125 m（單純大風型）、3495 m（冰雹大風型）和4330 m（濕對流型），25～75百分位值分別為3821～4406、3184～3916、4098～4880 m. -20 ℃層高度對應(yīng)3個類型強對流天氣平均值分別為7242 m（單純大風型）、6434 m（冰雹大風型）、7637 m（濕對流型），25～75 百分位值分別為6764～7667、6155～6893、6982～8268 m. 由于大部分冰雹個例都集中在冰雹大風型中，且該類型0 ℃層高度和-20 ℃層高度分布范圍小，可認為3184～3916 m和6155～6893 m是冀中平原冰雹天氣比較適宜的高度.

4.3 暖云層厚度

暖云層厚度是衡量降水效率的一個物理量，其值越大，降水率越高［21］，是出現(xiàn)強降水的一個有利條件. 濕對流混合型強對流對應(yīng)暖云層厚度中值最大為3706 m，遠高于單純大風型（3306 m）和冰雹大風型（2995 m）. 濕對流混合型、單純大風型和冰雹大風型強對流暖云層厚度的25 至75 百分位值依次為3112～4448、2561～3670、2496～3224 m. 以上分析表明，伴隨短時強降水的混合強對流對應(yīng)的暖云層厚度顯著偏高，可作為區(qū)分濕對流與一般性風雹天氣的重要指標（圖10）.

圖10 3種類型強對流對應(yīng)暖云層厚度的箱線圖Fig.10 Box plot of the warm cloud thickness corresponding to three types of strong convection

5 各環(huán)境參數(shù)的月分布

隨著季節(jié)變化，大氣溫濕條件等也會產(chǎn)生變化，導致強對流天氣各月環(huán)境參數(shù)不盡相同. 由于4 月和9—10月冀中平原強對流天氣個例較少，統(tǒng)計可能不具有很強的代表性，因此僅做參考，主要分析5—8月各環(huán)境參數(shù)的月變化. 從表1來看，5—8月低層平均溫度露點差呈先降后升趨勢，大氣可降水量則先升后降，7 月低層水汽條件最為充沛，整層大氣可降水量也達到最大，為45 mm. 5—6 月850 hPa 與500 hPa 溫差較7—8月大，CAPE值較7—8月小，表明春末夏初季節(jié)冷空氣較為活躍，大氣不穩(wěn)定較夏季更強，夏季暖濕氣流強盛，能量條件更有利. 5—6 月0～6 km 垂直風切變的值更大，表明風暴組織性更強，因此容易出現(xiàn)風雹天氣. 中高層干空氣5月最強，6—8月強度相當，這與春季北方冷空氣活動頻繁有關(guān). 0 ℃和-20 ℃層高度隨時間的演變呈一致性，7—8月兩個特征層高度明顯升高，在冰雹天氣預(yù)報中需注意區(qū)分. 暖云層厚度也是在7—8月較大，8月達到最大，為3818 m，在短時強降水預(yù)報中也需要引起關(guān)注.

表1 冀中平原4—10月強對流天氣各物理量參數(shù)均值的分布情況Tab.1 Distribution of mean values of physical parameters of severe convective weather from April to October in central Hebei Plain

6 總結(jié)與討論

對2010—2019 年冀中平原76 次強對流天氣過程進行分類，并對其時空分布和環(huán)境參數(shù)特征進行了詳細研究，得出以下結(jié)論：

1）受復(fù)雜地形的影響，冀中平原強對流天氣多發(fā)生在山前迎風區(qū)，而距離山脈較遠的地區(qū)強對流相對偏少. 6—8月是冀中平原出現(xiàn)強對流的主要月份，其中6月最多. 12—17時出現(xiàn)冰雹大風占比最大，17時至次日08時是單純雷暴大風和濕對流的高發(fā)時段.

2）濕對流混合型強對流天氣出現(xiàn)在低層濕度、整層可降水量和濕對流有效位能較大、垂直風切變較小，暖云層較厚的環(huán)境條件下. 單純雷暴大風和冰雹大風多出現(xiàn)在低層有淺薄濕層，大氣不穩(wěn)定性較強，中等到強的垂直風切變環(huán)境中. 冰雹天氣對應(yīng)的0 ℃和-20 ℃層高度集中在3184～3916 m和6155～6893 m，單純雷暴大風天氣對應(yīng)的DCAPE值最大，多為887～1286 J/kg.

3）5月冷空氣活動頻繁，整層大氣偏干，但不穩(wěn)定性較強，5—6月ΔT85達到最大為29 ℃. 7—8月大氣增濕明顯，整層可降水量和CAPE值均呈先增后減的趨勢. 5—6月0～6 km垂直風切變大于7—8月，但暖云層厚度、0 ℃和-20 ℃層高度均偏小.

4）根據(jù)以上環(huán)境參數(shù)的分布特征，可在一定程度程度上區(qū)分3種類型強對流天氣，但不同類型強對流之間參數(shù)仍會有一些重疊，因此預(yù)報時還需結(jié)合環(huán)流形勢和觸發(fā)機制等多種要素綜合考慮.