雹暴:监测技术9787030712431

第1章 绪论 1

1.1 雹暴的局地发生概率及长期统计特征 1

1.2 气候变化背景下的雹暴特征 2

1.3 雹暴中冰雹形成主要过程 2

1.4 冰雹的强度 4

1.5 雹暴灾害的预警与预防 4

1.6 小结 5

参考文献 5

第2章 雹暴的主要物理过程 8

2.1 雹暴的基本物理特征 8

2.1.1 基于内部直接监测的雹暴基本物理特征 8

2.1.2 雹暴产生的冰雹形状 10

2.1.3 雹暴的基本动力特征 12

2.1.4 雹暴的基本热动力特征 15

2.1.5 雹暴的基本微物理特征 19

2.1.6 雹暴的基本雷电活动特征 23

2.2 雹暴中动力、微物理及电过程的相互作用 30

2.3 城市化对于雹暴的影响 32

2.4 小结 33

参考文献 34

第3章 雹暴的地基基本监测方法 39

3.1 地面的降雹记录 39

3.2 雹暴识别方法评估 40

3.3 雹暴的地基监测研究中存在的问题 41

3.4 地基遥感探测方法对强降雹与雹暴进行监测的基本方法 41

3.5 基于雷达观测的冰雹落区的监测方法 42

3.6 闪电监测资料在雹暴天气监测中的应用 45

3.7 小结 47

参考文献 47

第4章 雹暴的空基遥感探测方法 49

4.1 机载雷达监测强雹暴的主要设备 49

4.2 典型的飞机观测雹暴过程 50

4.3 机载设备对于雹暴微物理特征的监测 53

4.4 小结 56

参考文献 56

第5章 雹暴的天基遥感探测方法 58

5.1 利用天基遥感探测平台研究雹暴的现状 58

5.2 研究中主要的卫星资料 60

5.3 利用TRMM卫星资料分析雹暴特征 60

5.4 GPM卫星的应用 61

5.5 利用GOES-16的快速扫描功能分析强雹暴 63

5.6 小结 64

参考文献 64

第6章 双偏振雷达对于雹暴天气过程的观测 66

6.1 常用的双偏振雷达 66

6.2 雹暴的偏振特征 67

6.3 龙卷的偏振特征 67

6.4 关于ZDR柱的观测背景 68

6.5 ZDR柱的基本定义 70

6.6 KDP的定义及物理解释 70

6.7 不同CCN浓度环境条件下的ZDR柱 71

6.8 ZDR柱的演变特征 71

6.9 ZDR柱的物理解析 72

6.10 小结 84

参考文献 84

第7章 典型雹暴的综合监测方法 87

7.1 冰雹大量累积雹暴的闪电及双偏振雷达特征 88

7.2 使用常规天气雷达预警雹暴中的冰雹累积 89

7.3 基于雷达冰雹识别算法扩大冰雹天气数据库的方法 92

7.4 美国南部大平原冰雹的时间变化和成因的监测研究 92

7.5 产生大量小雹的雹暴的监测研究 93

7.6 雨滴谱仪与X波段雷达对雹暴系统中对流性降水的监测 95

7.7 超级单体爆发性增长的云顶及其雷达观测特征 97

7.8 多单体雹暴 103

7.9 低仰角偏振雷达对于雹暴的监测 104

7.10 小结 108

参考文献 108

第1章　绪论

 众所周知，气候处于不断的变化中，不仅平均变化明显，而且其中极端事件也层出不穷。然而人类对气候变化反映在具体天气现象上的监测能力存在诸多的不确定性，对于造成此类变化原因的认识亦十分有限。与雹暴相关的极端天气通常指的是那些持续时间较短，其中风或降水水平与类型在中小尺度的范围内，对于特定时间和地点而言，为不常发生的事件。

 雹暴可产生冰雹、强降水、大风及雷电等致灾性天气现象，其在全球的很多地区都能造成巨大的生命与财产损失，及时、连续、高效地监测雹暴，是预防和减少雹暴灾害的重要手段。

 从气候变化的角度分析并评估一个地区的雹暴灾害是十分重要的工作，然而目前全世界范围内直接、连续及长期的雹暴观测仍然不足，对于雹暴的数值预报及临近预报也存在较大的不确定性。主要原因是对于雹暴的各类物理过程监测及研究不够深入，因而将观测结果同化于模式中的工作也就相对较为滞后，且存在较大的不确定性。利用各类遥感监测方法（如雷达、卫星或雷电传感器等），也可以发展一些雹暴预警的替代方法。

 目前对于雹暴的研究主要聚焦于（Martius et al.，2018）：①雹暴的局地发生概率及长期统计特征；②气候变化背景下的雹暴特征；③雹暴的基本物理特征；④雹暴灾害的预警与预防。

 1.1　雹暴的局地发生概率及长期统计特征

 雹暴的局地、区域或洲际尺度的发生概率分析及雹暴发生的大气环境研究是学术界关注的科学问题之一。雹暴发生概率主要是通过雷达与卫星的监测，并辅之以一些测雹板得到的。其中，雷达监测的时空分辨率较高，因而其监测的准确性较高。目前雷达观测体系复杂，主要包括S、C、X波段，以及单偏振与双偏振等制式。

 通过长期系统地观测，可以揭示雹暴发生的时空规律，以及大尺度的大气条件与局地的触发条件。卫星在观测雹暴时可以发现其洲际尺度的特征，需要明确强对流发生与地面降雹之间的关系。卫星观测有时会对发展较弱的降雹对流产生误判。在全球范围内雹暴可普遍发生于亚热带及温带地区，降雹过程中冰雹直径大于10cm的雹暴在很多地区都曾出现。在雹暴气候统计的工作中，通常需从雹暴的发生环境（如大气不稳定度、低层水汽含量）进行分析，此类方法简单易行，但基于雷达与卫星的雹暴识别方法更为重要。除此之外，测雹板与自动冰雹记录仪所获得的资料，以及雹灾损失的保险资料也都可以用于分析。

 1.2　气候变化背景下的雹暴特征

 在全球变化的大背景下，对潜在的雹暴发生频率、强度及冰雹尺度分布的变化是很难进行评估的，这可能与冻结层高度增加及在雹暴中的上升增强等有关，同时也与雹暴的动力、热动力及因未来气溶胶浓度变化导致的微物理等过程的不确定性有着一定的联系。这种不确定性还与观测的不连续相关。目前在全球范围内，高密度的测雹板的设置只在少数地区得以实现，主要包括法国部分地区、西班牙北部、意大利东部及中国部分地区。然而，这些地区雹暴的变化趋势可能是完全相反的，这些变化趋势与宏观和微观物理及动力效应都有关系，可具体体现于不稳定度、湿平流、冻结层高度及气溶胶浓度等的变化。

 对于没有观测资料的区域而言，再分析资料与气候模式通常可被用于分析雹暴的气候特征。虽然这些方法并没有涉及雹暴的触发机制，但是其能够提供空间上“准一致性”的气候分析结果。

 1.3　雹暴中冰雹形成主要过程

 已有研究表明，强对流不稳定度、高的大气湿度及中等强度的风切变都有利于强雹暴的发展。Foote（1984）指出冰雹的尺度主要受主上升气流的宽度与倾斜程度的影响，而根据Browning和Foote（1976）的冰雹增长模型可知，小的冻结水成物粒子或者雹胚，自向后倾斜的云砧中落下（即“胚胎帘”），并重新进入上升气流，这些水成物粒子在上升气流中不断地凇附液态水。通常*大的冰雹生长于中等强度的上升气流中，其中冰雹的下落速度基本可以与上升气流速度达到平衡。Takahashi（1976）研究发现在雹暴上升气流中，冰雹的循环是其增长的主要因子，并认为在上升气流中循环的冰晶会率先形成霰粒子；在雹暴的*后阶段冰雹自云中降落，并在与云滴相互作用过程中不断增长。Nelson（1983）利用多部多普勒雷达资料，通过垂直速度与云水含量发展了雹粒子的增长模型。Tessendorf等（2005）利用双偏振雷达与多普勒雷达研究发现多数大冰雹*初的尺度接近毫米级，主要源自中高层气流的停滞区，其主要是围绕上升气流上部辐散出流中如障碍物的气流区域；循环增长的雹胚粒子沿着上升气流中心右侧落下，并重新进入上升气流中，与从云底沿主低空上升气流生长的其他较小粒子混合。

 Seigel和Van Den Heever（2013）利用区域大气模拟系统（regional atmospheric modeling system，RAMS）模拟了一次飑线过程，研究表明冰雹与雨水通过夹卷进入0℃层以下的上升气流上风方，这不仅促进了冰雹的增长，而且导致额外的潜热释放，进而增强浮力与降水过程。观测及数值模拟研究的结果都表明，在雹胚循环增长的过程中，冰雹通过撞冻过冷水得以增长。因此，过冷水的质量将实质性地影响雹粒子的尺度。云凝结核浓度的增加可能导致过冷水含量的增加（Freud et al.，2008），因此云凝结核对于冰雹的质量与尺度均有明显的影响。为了进一步分析气溶胶对于冰雹质量与尺度的影响，需要深入了解雹暴的微物理过程。

 云物理的参数化对于强对流天气过程的模拟至关重要，好的参数化设计可以减小模拟误差（Clark and Coauthors，2012），不同的微物理方案涉及的物理过程也有较大的差异（Morrison and Milbrandt，2015；Khain et al.，2016；Fan and Coauthors，2017；Han and Coauthors，2019）。冰相粒子的融化过程与冷池的形成及降水的形式密切相关，在一般的物理方案中处理得相对简单。在这些方案中，通常仅用总质量与粒子数两个量描述冰相粒子的尺度分布。Rasmussen等（1984）认为融化的冰相粒子的降落有赖于粒子的尺度，也会影响冰雹及雨滴的尺度，同时会影响雷达的偏振参量（Jung et al.，2012；Dawson et al.，2013，2014；Johnson et al.，2016；Putnam et al.，2017；Snyder et al.，2017）。

 在模式的参数化方案中，降水粒子（包括雹粒子）的尺度分布通常被设定为伽马分布或指数分布。由于大冰雹的尺度与分布的*右端相对应，因此对于冰雹而言这部分分布应当得到更加详细的描述。Farley和Orville（1986）在整体参数化方案中应用了分档微物理方案，其中冰雹部分包含几十个质量分档进行计算。为了模拟直径超过1cm的冰雹，Noppel等（2010）在Seifert和Beheng（2006）的“双参”参数方案中引入新的冰雹粒子分类，而在一些“三参”参数化方案中（Loftus and Cotton，2014），伽马分布的形状参数也被纳入其中进行分析，以便更好地分析冰雹尺度的分布。通常而言，在冰雹的尺度分析中，“三参”参数化方案比“双参”参数化方案更具优势。

 气溶胶或云凝结核对于冰雹的形成与尺度都有一定的影响，在特定的条件下，冰雹的尺度、雷达反射率及降水量都会随着云凝结核浓度的增加而增加（Noppel et al.，2010）。事实上，冰雹的形成与增长机制都是十分复杂的。有研究认为过冷液滴的冻结会很快形成冰雹，而雨滴的冻结过程与时间有关，且雨滴完全冻结所需的时间可能达到数分钟（Phillips et al.，2014）。雹暴系统中冻滴通过对流及背景气流输送数百米至数公里。过冷液滴的连续撞冻增加了液滴的冻结时间。液滴特性（主要包括液水含量、粒子形状、密度及下落速度）在冻结过程中会随时间发生变化。冻滴有别于雨滴与冰雹，其可以被归为单独的一类。

 大雨滴为非球形的，并有一定的取向，当双偏振雷达在测量它们时，会得到较大的差分反射率（ZDR）。由于冻滴中包含的并非纯水，冻滴的ZDR值会小于雨滴的ZDR值。在ZDR柱形成机制中，冻滴起着重要的作用。冻滴的空间分布会影响冰雹的形成及冰雹形成的相区域。冻滴及冰雹的生长机制通常存在两种状态，即干增长与湿增长，对其的研究不仅有益于了解冰雹粒子分层结构的成因，而且有助于计算这些粒子的增长率。在冰雹的干增长状态中，当冰雹的表面较干时，不能收集冰粒子；相反，当冰雹处于湿增长状态时，其表面有一层液水膜，则能够收集冰粒子。由于干湿粒子表面的粗糙度不同，因此冻滴、霰粒子及冰雹的下落速度也有赖于其增长状态。湿增长过程决定着粒子冻结潜热释放的垂直分布，其对雹云的动力过程有着一定的影响。云微物理模型倾向于假设在湿增长阶段的冰雹粒子表面的水层会很快脱落，尽管这种假设将冰雹的增长过程进行了简化，但是从物理原理上看却是错误的。为了更好地模拟冰雹或霰粒子的湿增长过程，需要考虑这些粒子中存在的液态水。Phillips等（2014） 将冰雹粒子的结构设定为包含有“核”且表面有液体层的多层“海绵体”，此类冰雹或霰粒子的增长取决于其表面的温度。由于“海绵体”中的液体冻结需要一定的时间（这有赖于环境条件），冰雹在开始干增长时，内部包含有前面湿增长阶段累积的液体。

 在气候变化的背景下，气溶胶对于次生冰晶繁生与冰雹形成都有重要的影响。模式模拟有时得出完全相反的结论，即随着气溶胶浓度的升高，雹暴出现的频率会增加或减少；模式对于积分的时间步长及微物理方案都较为敏感。在模式研究中，冰雹的下落末速度（与动能成正比）是重要的影响因子，其与冰雹的尺度相关。由于冰雹下落末速度非线性依赖其密度与形状，特别是冰雹并非为球形，因此下落末速度很难估算。在模式中，冰雹尺度及相关的动能通常是通过假设冰雹为球形进行计算的。

 1