2020年6月25日京津冀風雹災害成因分析

高振澤，王健博，田 野，宋廣祿，徐維森

1.長?？h氣象局，遼寧長海 116500；2.吉林省遼源市氣象局，吉林遼源 136200；3.大連市氣象裝備保障中心，遼寧大連 116001；4.臺安縣氣象局，遼寧臺安 114100

深厚的高空冷渦是產生超級單體的主要環流背景。在冷渦槽后干冷氣流影響下，中高層干冷、低層暖濕的不穩定層結，對強對流天氣產生提供了有利的熱、動力條件[1]。從冰雹的產生機理出發，探討短時間內形成大冰雹的天氣系統、深厚的高空冷渦對冰雹形成的重要作用，中高層（-20℃層高度以上）冷空氣侵入對產生冰雹的作用、對流性不穩定能量和對流有效位能反映大氣熱力不穩定的能量等。

1 過程概況

2020年6月25日15:00，保 定7縣、北京昌平、滄州5縣先后遭遇風雹災害；冰雹最大直徑3.5 cm，并伴有10級雷暴大風；保定和滄州地區分別有8 000多輛汽車被砸，損失慘重。25日21:00，又一強對流風暴橫掃北京、廊坊、天津部分地區。北京大興冰雹最大直徑達到5.0 cm，瞬時風力達到了12級。廊坊最大風速達28.5 m/s（11級）。天津西青區受災最嚴重，最大風力出現在張家窩鎮，極大風力達13級，風速達到41.4 m/s（圖1）。

圖1 6月25日風雹所經過地區的極大風、1 h雨強（a）及塘沽雷達間隔為30 min的雷達拼圖（b）

2 環流形勢背景

2.1 高空環流形勢分析

從6月25日08:00（以下均為北京時間）200 hPa的環流分析來看，我國北部地區處于深厚的蒙古氣旋環流中，槽線底部南伸到長江流域，說明蒙古冷渦十分深厚，影響范圍極廣（圖2a）。槽線位于呼和、太原、鄭州一線。急流軸線位于黃河流域，最大風速達到58 m/s。20時300 hPa環流形勢，槽線已移到樂亭、青島一線，溫度槽落后于高度槽，槽后有冷平流，京津冀地區位于急流軸的左側（圖2b）。

6月25日08:00 500 hPa南支槽線在北京、濟南、徐州一線；850 hPa 、700 hPa南支槽線已經移到大連、煙臺一線。北支槽自700~500 hPa基本重合（受冷渦影響的是北支槽），均位于呼和、太原一線；850 hPa在呼和、太原之間有一切變線。

2.2 地面形勢分析

25日11:00地面鋒面氣旋位于內蒙古中部二連浩特與呼和之間，在山西大同、原平一線有一地面輻合線（黑色斷線），對流云團觸發于該地面輻合線附近（圖2c）。

圖2 2020年6月25日08:00 200 hPa（a）、20:00 300 hPa高空圖（b）、11:00地面圖（c）

3 熱力和動力不穩定能量分析

3.1 深厚垂直次級環流的建立、動量下傳垂直風切變不斷增大

2020年6月24日08:00~25日20:00有關探空站垂直風場演變可以看出： 25日08:00， 400 hPa以上高空槽均已過呼和浩特、太原；300 hPa槽線已經移過邢臺；此時北京400 hPa以上為槽前西南氣流，中層700~400 hPa為西北氣流，風速在9 m/s以下，925~800 hPa均為西南暖濕氣流，近地面層為東南氣流（圖3）。20:00，北京高空650 hPa以上均轉為西北氣流，中層風速明顯增大，600~400 hPa風速達到20 m/s以上，而300 hPa以上風速明顯減小，表明高空動量下傳至中層；此時700 hPa由西北風轉為西南風，風速卻減小至4 m/s，暖濕氣流進一步增厚；近地層東南氣流進一步增厚、增強，已達到925 hPa，風速達到8~9 m/s（低層紅色圓圈處）；950~850 hPa、700 hPa、600 hPa、500 hPa的風矢量差分別為11、10、27、31 m/s，達到強垂直風切變。此時300 hPa槽線已過樂亭。從高層槽的移動速度看出，降雹時高空形成近地層為東南、低層為西南暖濕氣流，中高層為西北干冷氣流的深厚垂直環流，這種下暖濕上干冷的熱力不穩定層結，加之強烈的深層垂直風切變，極易產生冰雹等強對流天氣。

圖3 2020年6月24日08:00~25日20:00有關探空站風場

3.2 西部山區地形對初始對流云團的觸發作用

從6月25日12:00地面1 h極大風和雷達回波看，在山西東部、河北北部、北京西北部山區有一東北西南向的地面輻合線，輻合線左側為東北、西北風，其右側為東南風；由于下墊面受熱不均勻，山區的氣溫上升較快，海拔高度在900 m以上的廣靈、蔚縣氣溫達到29℃左右，而比平原地區上空同一海拔高度的溫度高出10℃以上（圖4a）。這就極大地增加了山區上空的垂直溫度遞減率，使山區上空熱力不穩定能量迅速增大。加之西部山區以東的華北平原盛行強盛的東南風，在山區迎風坡抬升的動力作用下，12:00在輻合線附近觸發了對流云團，然后在東移的過程中迅速發展，造成25日下午保定、北京、滄州部分地區的風雹災害。19:00，除了中部輻合線略有南壓外，山西東部、北京西北部的輻合線基本未動（圖4b）。對流云團又是在西部山區地面輻合線附近觸發，然后向東南移動并迅速發展，形成25日晚上的風雹災害；至于對流云團的形成是否與高層槽過境和動量下傳有關，還有待研究。

圖4 6月25日12:00和19:00加密觀測站1 h極大風、多普勒反射率因子

3.3 對流有效位能與對流性不穩定能量

對于氣塊而言，不論是干絕熱還是濕絕熱過程，假相當位溫θse都是保守的。在v-3θ圖上，以低層最大的θse點作平行于Y軸的直線，該直線與飽和假相當位溫θse曲線所圍成的面積（粉色區域）為對流有效位能CAPE（圖5）[2]。該直線與θse曲線所圍成的面積（粉色+黃色），稱為對流性不穩定能量。因為θse曲線代表了整層大氣的溫、壓、濕狀況，它更能代表環境大氣的熱力不穩定特征；而CAPE只考慮了抬升氣塊的溫濕狀況，而與抬升氣塊之上的環境大氣水汽條件無關，這顯然不切實際。北京08:00（圖5a）、15:00（圖5b）、20:00（圖5c）對流有效位能分別為：826、2 360、1 073 J/kg，最大上升速度分別為：40、68.7、46.5 m/s；而對應的對流性不穩定能量分別為：1 650、3 540、1 600 J/kg，最大上升速度分別為：57.5、83.5、56.5 m/s。而實際最大上升氣流最多為上述理想值的50%。此次風雹災害冰雹的最大直徑達到5 cm，可見用對流性不穩定能量計算得到的最大上升速度更切合實際。

圖5 6月25日北京08:00（a）、15:00（b）、20:00（c）對流性不穩定能量圖

3.4 高層大的垂直溫度遞減率對冰雹的作用

由于冰雹的形成過程在對流層中高層，并且在短時間內成長為大冰雹。這就要求對流層中高層必須具備2個必要條件：（1）強烈且持續時間較長的上升氣流。（2）冰雹只有在低溫的環境中短時間內才能形成“速凍”，這也是常被大家忽略而又十分重要的條件。吳劍坤等[3]指出，50 dBz最大高度越高，冰雹直徑越大。歐陽首承等[4]指出，冰雹只有在低溫的環境中短時間內形成“速凍”，才有利于冰雹的成長，不會在冰雹下降過程中融化。上述文獻說明了冰雹在形成過程中，其上升高度越高，環境溫度越低，冰雹才能實現“速凍”和增長。這就要求對流層中高層有強烈的上升運動作為支撐，強烈的上升運動是依靠熱浮力來實現的；浮力的大小是由垂直溫度遞減率決定的，可見對于大的冰雹（冰雹直徑≥2 cm）要求中高層（-20℃層以上），溫度垂直遞減率要大。筆者曾統計了我國84個大冰雹個例，在對流層頂以下-20℃高度層以上，均存在一個垂直溫度遞減率＞0.8℃/100 m的層次（平均達到0.89℃/100 m），對大冰雹的形成起到至關重要的作用，而0℃~20℃層的垂直溫度遞減率要小得多（平均為0.68℃/100 m）。25日08:00，429~373 hPa高度層垂直溫度遞減率達到0.94℃/100 m；0℃~20℃層的垂直溫度遞減率為0.66℃/100 m（圖6a）。25日20:00，463~384 hPa高度層垂直溫度遞減率為0.9℃/100 m，0℃~20℃層之間的垂直溫度遞減率為0.67℃/100 m（圖6c）。此次風雹災害的強回波在-30℃高度層左右，與-20℃高度層以上大的垂直溫度遞減率的高度基本一致。

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

4 結論與討論

（1）高空冷渦（蒙古冷渦、東北冷渦）是“6·25”京津冀地區罕見大冰雹的重要環流背景。

（2）“速凍”是產生大冰雹的必要條件，在-20℃層高度以上平衡高度以下，存在垂直溫度遞減率大于0.8℃/100 m的層次，遠大于0℃~-20℃高度層之間的垂直溫度遞減率。上干冷（高層一致的西北風）下暖濕（近地面層東南、低層西南風）的垂直環流形勢，使動量迅速下傳，增加大氣水平渦度（垂直風切變），以及對流性不穩定能量，是風雹產生的重要條件。對流性不穩定能量更能反映環境大氣的熱力不穩定特征。在暖區強對流中，山區迎風坡的動力抬升和地面輻合線是強對流的主要觸發機制。

（3）風雹的移動方向具有直線型的特征，與300 hPa高空風的方向基本一致，對于高質心的云來說，引導氣流偏高。