引言

冰雹尤其是强冰雹是我国的重要灾害性天气之一，全国各地包括海南在内都有发生。强冰雹是指落在地上的直径≥20 mm的冰雹。长期以来关于中国冰雹的气候、天气背景和雷达回波特征一直有不断的研究，即便是最近几年仍有不少研究（段鹤等，2014；刘晓璐等，2014；农孟松等，2013；戴建华等，2012；闵晶晶等，2012；王秀玲等，2012；俞小鼎等，2012；李德俊等，2011）。产生冰雹尤其是强冰雹要求对流风暴内具有较强的并且持续时间相对长的上升气流，因而较大的对流有效位能和相对强的深层垂直风切变是有利于强冰雹产生的环境条件（Johns et al, 1992; 俞小鼎等，2012）。此外，冰雹在下降过程中在0℃以上环境下会发生融化，因此不太高的融化层到地面的高度也应该作为强冰雹产生的条件之一（Witt et al, 1998；俞小鼎等，2006；2012）。我国大多数预报员都将干球温度0℃层（Dry Bulb Zero, DBZ）作为冰雹融化层高度，而在以本人为第一作者所撰写的强对流天气综述论文中（俞小鼎等，2012），也将干球温度0℃层作为冰雹的融化层高度。这样选择是正确的吗？另一方面，很多观测事实揭露，冰雹尤其是强冰雹通常发生在对流层中层存在明显干层的环境下（王令等，2006；许爱华, 2013, 私人通信）。对流层中层存在明显干层将会使降水导致的下沉气流中雨滴强烈蒸发而导致下沉气流明显降温，产生较大负浮力，有利于地面雷暴大风的产生。但是干层的存在为什么也有利于冰雹的产生呢？本文将对以上两个问题进行讨论。

1 湿球温度与湿球温度0℃层

冰雹的融化层更接近于湿球温度0℃层（WBZ）而不是多数人所认为干球温度0℃层（DBZ）。Johns等(1992)以及Moller(2001)非常明确地指出了这一点。其实，在他们之前，也有其他美国学者（Miller，1972；Crisp，1979）指出了这一点。作者主编的《多普勒天气雷达原理与业务应用》一书中（俞小鼎等，2006），关于冰雹融化层高度的确定，采用了Johns等(1992)以及Moller（2001）的说法，即湿球温度0℃（Wet Bulb Zero, WBZ）层的高度（见该书145页）。因为湿球温度不能从MICAPS探空资料方便得到，而且作者当时错误认为湿球温度0℃与干球温度0℃层的高度应该差不多，所以在后来的课堂授课和撰写的论文中，都错误地用干球温度0℃层高度作为冰雹融化层高度，而且大多数预报员也是想当然地这样认为。

大家对于干球温度和湿球温度概念的直接经验主要来自传统的测量相对湿度的干湿球湿度表。干球温度即对应通常的气温，而湿球温度计的酒精球包着湿的纱布，百叶箱内具有自然通风。当相对湿度为100%时，干湿球的温度是相等的，因为包裹湿球酒精球的湿纱布没有任何蒸发降温。如果环境相对湿度较低，则由于包裹湿球酒精球的湿纱布的剧烈蒸发，湿球温度将明显低于干球温度，通过查表可以得到环境相对湿度。

现在回到冰雹的情况。首先记住，在0℃附近，冰的融化潜热和水的蒸发潜热分别为3.3×10⁵和2.5×10⁶J·kg^-1，即水的蒸发潜热相当于冰的融化潜热的8倍左右。当冰雹下落到干球温度0℃层以下时，由于融化，其表面出现一层水膜，非常类似于包裹着湿纱布的酒精玻璃球：如果环境大气整层相对湿度近乎100%，则冰雹表面的水膜没有蒸发，其温度与干球温度大致相等；如果环境大气特别是对流层中层大气较干，干空气被夹卷进下沉气流内使得冰雹表面的水膜蒸发并吸收大量的蒸发潜热，使水膜的表面温度降到0℃以下而重新冻结，直到降落到大约湿球温度0℃层附近冰雹才开始真正融化。也就是说，如果整层大气近乎饱和，则WBZ层高度与DBZ层高度大致相等，而如果对流层大气相对湿度较低，尤其是对流层中层存在明显干层，则冰雹开始有效融化的高度将明显低于DBZ的高度，因为其开始有效融化的高度大致对应于WBZ高度，该高度会明显低于DBZ高度。

图 1给出了一个具体探空例子。800 hPa以上存在明显干层，湿球温度廓线位于温度廓线和露点廓线之间。干球温度0℃位于600 hPa，对应海拔高度为4.3 km左右，而湿球温度0℃位于700 hPa，对应大约3.0 km的海拔高度，二者间差异明显，湿球温度0℃层明显低于干球温度0℃层。

在T-logp图上绘制湿球温度廓线的具体步骤如下（Potter et al, 2003）：

(1) 求某一气压层对应的湿球温度：从该气压层的温度出发，让气块从该气压层沿着干绝热曲线上升直到与该气压层露点对应的等饱和比湿线相交；然后从两线交点处沿着湿绝热线下降到气块的起始气压高度，所对应的温度即为该气压层的湿球温度；

(2) 对不同气压层重复上述过程，则得到不同气压层的湿球温度；

(3) 将不同气压层的湿球温度点连接起来，则得到湿球温度垂直廓线，而该垂直廓线与0℃等温线的交点对应高度即为WBZ高度。

在实际过程中，可以只在T-logp图上垂直温度坐标0℃附近求得两个湿球温度的点，将这两个点用直线连在一起，该直线段与T-logp图上垂直温度坐标0℃等值线的交点所对应的高度即是WBZ高度（图 3和图 7）。

根据美国预报员的经验，在其他有利于大冰雹的环境条件满足的情况下，WBZ高度在地面以上2.1～3.2 km时最有利于大冰雹降到地面（Crisp，1979）。需要指出的是，美国的强冰雹大多出现在落基山以东的大片高原地区，海拔高度从0.6～1.8 km不等，而中国相当一部分强冰雹发生在华北平原、长江中下游平原和东北平原等低海拔地区，上述地区最有利于强冰雹的WBZ高度应该明显高于上述2.1～3.2 km的区间。

除了WBZ高度外，WBZ到地面之间的平均温度也是影响冰雹融化的重要因子。当对流层中层存在明显干空气层时，不但会使WBZ高度偏低，而且还会导致更强、更冷下沉气流并在大气边界层形成强的冷池，进一步降低WBZ和地面间的平均温度，使得冰雹在下落过程中更不容易融化，掉到地面后也会存在较长时间而不致迅速融化。

除了较大的CAPE值，明显的深层垂直风切变，和适宜的融化层（WBZ）高度，冰雹的大小和强弱还取决于具体微物理过程的细节，而这方面我们了解很少。

在第二节中将给出两个例子，一个具有明显雹暴回波特征，DBZ高度不高，但整层大气相对湿度较大，导致WBZ高度较高，地面没有出现明显降雹的例子；另一个例子是对流层中层具有明显干空气层，有效降低了冰雹融化层高度，同时CAPE值和深层垂直风切变值都很大，降了巨大冰雹的例子。

2 具体个例 2.1 2007年8月6日北京雹暴个例

2007年8月6日下午，北京城区出现局地强降水，降水区域位于北京海淀和朝阳城区部分（北五环以里），3个区域自动站测到50 mm以上雨量，最大为雨量为64 mm。最强降水时段出现在下午15—16时之间，位于海淀和朝阳之间北四环附近2个自动站测到50 mm以上降水。

从当天08时500 hPa形势（图 2）看，北京上空存在一个弱的冷涡，从冷涡向南是一个短波槽。该时刻北京探空（图 3）显示整个对流层相对湿度较大，深层垂直风切变较弱，对流有效位能在1300 J·kg^-1左右。特别注意到DBZ高度为4.2 km，对于8月上旬的北京这是一个较低的值。但因为对流层整层相对湿度较大，因此WBZ高度只是略低于上述高度，为4.0 km，属于相对较高的值。结合低空形势，大致可判断北京午后可能会出现雷阵雨天气，伴随短时强降水的几率较大。

大约13时前后，雷暴在海淀区北部生成，之后缓慢向偏东方向移动。大约14：20左右，演变为超级单体风暴。图 4给出了北京SA天气雷达14：18时的4.3°仰角的反射率因子图和径向速度图，速度图上箭头所指为一个中等强度中气旋。考虑到08时弱的0～6 km垂直风切变, 雷暴演变为超级单体风暴是出乎意料的。分析位于海淀的风廓线雷达发现12时以后，地面到4 km之间的垂直风切变有相当增加，风向随高度急剧顺时针旋转，可以部分地解释为什么14时以后雷暴演变为超级单体风暴。在14：30之后，上述超级单体风暴呈现出明显的雹暴特征，如高悬的强回波和三体散射长钉（图 5），尤其是S波段雷达回波中三体散射长钉的出现，意味着风暴内部必定存在较大冰雹（Lemon, 1998；廖玉芳等，2007；俞小鼎等，2012）。如果认定DBZ为冰雹融化层，则4.2 km的0℃层高度并不高，应该期待地面会出现明显降雹，而事实上地面并没有出现明显降雹（最强回波区域位于北京城中繁华地带，气象部门没有任何降雹记录，但不排除发生零散小冰雹降落的可能），其主要原因在于更接近于冰雹融化层的湿球温度零度WBZ层的高度也接近4.0 km，冰雹融化层较高，这可能是冰雹在下落到地面之前大部分都融化了的主要原因之一。

2.2 2005年6月14—15日苏北皖北强雹暴个例

2005年6月14—15日，山东、江苏北部和安徽北部先后遭受强烈雹暴袭击。14日夜间到15日凌晨，一个强烈超级单体雹暴在移过安徽北部的过程中一路降下大冰雹，15日凌晨00:30前后在安徽固镇降下此次过程最大冰雹，直径达12 cm。图 6为6月14日20时500 hPa天气图，图中红色方框内为强降雹区域，该区域位于东北冷涡底部，位于相应高空槽的尾部紧接的下游区域，风速超过20 m·s^-1。20时徐州的探空表明较大的CAPE值（2600 J·kg^-1）和强的深层垂直风切变，0～6 km的风矢量差为28 m·s^-1，环境条件有利于超级单体风暴的形成和发展以及大冰雹和雷暴大风的产生。地面至850 hPa、800～530 hPa和470 hPa以上高度存在明显干层，干球温度0℃层DBZ和湿球温度0℃层WBZ距地面高度分别为4.4和3.5 km，上述800～530 hP间明显干层的存在使得WBZ高度明显低于DBZ高度，显著降低了冰雹的融化层高度(图 7)。

14日23时前后，在安徽北部的多单体风暴演化为超级单体风暴，该超级单体风暴在15日00—01时期间最为强盛，具有明显中气旋（图略）、高悬的强反射率因子核心、低层强反射率因子梯度和内凹的弧形入流槽口、中低层弱回波区和宽大强盛的回波悬垂（图 8）、强烈的风暴顶辐散（图略）以及明显的三体散射（图略，但在图 8低层显示的0.5°仰角反射率因子图上仍可见由前侧入流槽口向南伸的三体散射长钉）等强烈雹暴的特征。在15日凌晨00:30前后该超级单体雹暴在安徽固镇降下直径12 cm的冰雹，周围是大量3～5 cm直径的冰雹。

与2007年8月6日北京雹暴例子相比，虽然都是超级单体雹暴，但2005年6月14—15日安徽超级单体雹暴显然更为强大，其环境条件中，CAPE值是北京例子的2倍，而深层垂直风切变更是大大超过北京例子，非常有利于强烈超级单体雹暴的产生。另外，我们也注意到，与北京例子中整层相对湿度较大形成鲜明对照，安徽例子整层基本都较干，尤其是位于对流层中低层（800～530 hPa）的干层使湿球温度0℃层WBZ的高度（3.5 km）比干球温度0℃层DBZ的高度（4.5 km）低了0.9 km，显著降低了冰雹融化层的高度，是此次创纪录大冰雹落地的原因之一。同样由于深厚干层的存在，下沉气流产生的强烈冷池在安徽超级单体雹暴低层前沿产生了明显的阵风锋，明显降低了大气边界层的气温，使得融化层到地面之间的平均温度降低，进一步降低了冰雹融化的速度。

3 结论

多数预报人员想当然地认为冰雹融化层的高度是干球温度0℃层高度，而实际上融化层的高度更接近于WBZ高度。本文主要目的就是澄清这一事实。虽然长期以来，国外英文文献上一直都将WBZ作为冰雹融化层的近似高度，但这一事实一直没有引起国内预报人员和部分研究人员包括作者在内的足够注意，以至于一直到现在，国内绝大多数预报人员仍然将DBZ作为冰雹融化层的近似高度。

当对流层大气整层相对湿度近乎饱和时，DBZ和WBZ高度几乎是一样的；但是当对流层大气尤其是对流中层或中下层存在明显干层（即相对湿度较低）时，WBZ高度明显低于DBZ高度：因为当冰雹下落到DBZ以下时，由于融化，其表面出现一层水膜，干空气被夹卷进下沉气流内使得冰雹表面的水膜剧烈蒸发降温，迅速冻结，其表面温度降到0℃以下，直到降落到大约WBZ附近冰雹才开始真正融化。

利用两个差异很大的雹暴个例，进一步说明冰雹融化层高度的高低对冰雹大小甚至降雹与否的可能影响。需要指出的是，根据常规探空确定的WBZ高度只是冰雹融化层的大致高度。实际冰雹融化层高度，与上述计算得到的WBZ高度是有差异的。例如降水发生后对湿度的影响，会对WBZ高度，雷暴本身对环境的扰动越大，则其差异也越大。

建议在MICAPS系统的T-logp图分析部分增加WBZ高度计算和显示功能。