胡燕平，單鐵良，武 威

(漯河市氣象局，河南漯河 462300)

暴雪是我國北方冬季常見的災(zāi)害性天氣之一。2008年1月全國性的雨雪冰凍天氣以及2009年11月的特大暴雪過程，影響范圍廣，致災(zāi)嚴(yán)重，廣大氣象工作者對其進(jìn)行了深入的分析研究[1-5]。另外，王宏等[6]應(yīng)用濕位渦理論，診斷發(fā)現(xiàn)降雪過程的MPV1基本為正值，MPV2為負(fù)值。楊曉亮等[7]對一次暴雨與特大暴雪并存的華北強降水過程進(jìn)行了分析，表明暴雨區(qū)、暴雪區(qū)分別為對流不穩(wěn)定、條件性對稱不穩(wěn)定大氣層結(jié)，而鋒生作用更有利于暴雪產(chǎn)生；雪花形成和增長的環(huán)境條件與雪花下降過程是否融化在判斷降水相態(tài)方面同等重要。李兆慧等[8]分析了鋒生函數(shù)和急流-鋒面次級環(huán)流的關(guān)系。張萍萍等[9]對比分析了2013年湖北省兩次暴雪過程，指出了干、濕雪過程的水汽、不穩(wěn)定、動力及層結(jié)方面的差異。

河南省位于我國中緯度內(nèi)陸，屬暖溫帶半濕潤氣候區(qū)，氣象災(zāi)害以夏季暴雨洪澇為主,近年來，寒潮大風(fēng)、暴雪等冬季氣象災(zāi)害天氣頻發(fā)。2016年11月22日08時—23日08時(北京時，下同，簡稱“16·11”暴雪過程)和2017年2月21日08時—22日08時(簡稱“17·02”暴雪過程)河南省出現(xiàn)了兩次大范圍的暴雪天氣過程。其中“16·11”暴雪過程為純雪，降雪量大，部分地區(qū)達(dá)到大暴雪，局部達(dá)特大暴雪，積雪深度較深；“17·02”暴雪過程出現(xiàn)雨、雨夾雪、冰粒、純雪等多種降水相態(tài)轉(zhuǎn)換，大部分地區(qū)達(dá)到暴雪，局部達(dá)大暴雪，積雪深度多在5 cm以下。利用常規(guī)氣象觀測資料和NCEP1°×1°再分析資料對這兩次暴雪過程進(jìn)行動力和熱力學(xué)診斷對比分析，以期發(fā)現(xiàn)河南省不同季節(jié)區(qū)域性暴雪產(chǎn)生的原因和機理，為區(qū)域性暴雪的預(yù)報提供思路。

1 過程概況

“16·11”暴雪過程(圖1a)暴雪區(qū)主要位于河南西部, 119站中有56站出現(xiàn)暴雪，21站出現(xiàn)大暴雪，2站出現(xiàn)特大暴雪。降雪主要集中在22日白天，最大降雪中心位于汝陽(36 mm)，其中22日14：00—20：00降雪量達(dá)28 mm；積雪深度最大為新安，達(dá)28 cm。“17·02”暴雪過程(圖1b)暴雪區(qū)主要位于河南中東部，119站中有64站出現(xiàn)暴雪，降雪主要集中在21日白天，最大降雪中心位于夏邑(27 mm)，其中21日14：00—20：00降雪量達(dá)24 mm；積雪深度最大為盧氏，達(dá)11 cm。

單位為mm；a 2016-11-22T08—23T08；b 2017-02-21T08—22T08。圖1 河南省降雪量分布圖

2 環(huán)流形勢和影響系統(tǒng)分析

高空圖上(圖2)，“16·11”暴雪過程開始前500 hPa上東北地區(qū)北部有一中心溫度為-50 ℃的低渦，低渦中心到貝加爾湖南部有一橫槽，中緯度地區(qū)在高原東部有短波槽東移。22日08：00—14：00(圖2a),冷渦中心東移南壓,橫槽隨之東移南壓,南支槽緩慢東移,河南處于槽前弱西南氣流中。700 hPa在河南中東部形成一條東西向切變線，其南部有一條風(fēng)速為12 m/s的西南急流。850 hPa以下為一致的東北或偏北氣流控制，形成深厚的冷墊。22日20：00—23日08：00 500 hPa河南轉(zhuǎn)為偏西氣流控制,700 hPa切變和急流進(jìn)一步東移, 850 hPa以下仍為偏北氣流控制。

細(xì)實線為500 hPa位勢高度線，單位dagpm；粗實線為700 hPa切變線或槽線；陰影區(qū)為700 hPa≥12 m/s等風(fēng)速區(qū)；風(fēng)向桿為700 hPa風(fēng)場。圖2 高空環(huán)流形勢和影響系統(tǒng)綜合圖(a 2016-11-22T14，b 2017-02-21T14)

“17·02”暴雪過程開始前500 hPa中高緯地區(qū)為兩槽一脊環(huán)流型，高原東部有低槽東移，且溫度槽落后于高度槽。21日08：00(圖略)，500 hPa低槽移至103 °E附近，河南處于槽前西南氣流中，南陽站的風(fēng)速由16 m/s增強到22 m/s。700 hPa低槽位于河套東部，懷化、宜昌、南陽到鄭州一線形成一條西南急流，急流核風(fēng)速達(dá)24 m/s。850 hPa東北—西南向切變線位于湖南北部、湖北中東部至河南南部一線，切變線兩側(cè)存在偏南急流和偏東急流。925 hPa有一支風(fēng)速達(dá)16 m/s的偏東風(fēng)急流將東海的水汽輸送到河南。14：00(圖2b),500 hPa低槽移至107 °E附近，槽前西南氣流明顯加強, 700 hPa低槽移至河南西部，其前部的低空急流隨之東移，河南大部處在急流左側(cè)的輻合區(qū)內(nèi)。850 hPa切變北抬至河南南部，其南部出現(xiàn)中心風(fēng)速達(dá)20 m/s的西南急流。20：00(圖略)，500 hPa低槽移動到河南西部，700 hPa低槽移至河南中部，850 hPa及以下河南轉(zhuǎn)為偏北氣流控制。降雪逐漸減弱結(jié)束。

地面圖上(圖略)，“16·11”暴雪過程開始前貝加爾湖西北部有一中心值為1 060 hPa的強大冷高壓。冷鋒主體位于河南東南部，河套東部有一條副冷鋒，河南大部氣溫高于0 ℃。11月22日08：00，冷空氣不斷分裂南下，冷高壓前部出現(xiàn)一個中心為1 057.5 hPa的冷高壓。主冷鋒南壓至30 °N附近，副冷鋒移至河南西北部。除南部外，河南大部氣溫在0 ℃以下，有利于降雪的產(chǎn)生。22日14：00(圖略)，副冷鋒攜帶冷空氣補充南下，河南大部地面氣溫進(jìn)一步下降至-2 ℃以下，有利于降雪的加強，對應(yīng)22日14：00—20：00強降雪時段。

“17·02”暴雪過程開始前，西北和東北地區(qū)分別有兩股冷空氣，冷空氣中心強度分別為1 045 hPa和1 035 hPa，西南地區(qū)有一中心值為1 005 hPa的低壓中心，低壓倒槽伸向河套北部，形成明顯的錮囚形勢。2017年2月21日08：00(圖略)，低壓倒槽進(jìn)一步向北發(fā)展，在內(nèi)蒙古形成一1 025 hPa的低壓中心，與倒槽分離，河南處在東路冷空氣與西南暖倒槽交匯地區(qū)。除豫西外，河南大部分地區(qū)地面氣溫在0～2 ℃，雨雪分界線位于沿黃以北及豫西山區(qū)。21日14：00(圖略)，隨著東西兩股冷空氣逐漸向南擴散、合并，除信陽地區(qū)外，河南其它地區(qū)地面氣溫均降至0 ℃以下，雨雪分界線也南壓至信陽以北。21日17：00—20：00西路冷空氣進(jìn)一步補充南下，有利于降雪形態(tài)的維持和加強。

以上分析可以看出，河南省兩次暴雪過程均出現(xiàn)在中高空西南或偏南氣流、地面及近地層?xùn)|北或偏北氣流的有利形勢下。但兩次過程中低空西南急流強度和冷空氣強度存在差異：“16·11”暴雪過程700 hPa西南急流較弱，850 hPa以下則為一致的東北或偏北氣流控制，冷空氣強盛，冷墊深厚，主冷鋒南下后副冷鋒的補充對降雪的加強起到了主要的作用；“17·02”暴雪過程中低空西南急流強盛，700 hPa急流核風(fēng)速達(dá)24 m/s，冷空氣勢力較弱，冷墊淺薄，但西路冷空氣的補充為降雪的形成與加強起到至關(guān)重要的作用。

3 物理量診斷分析

3.1 鋒生、散度與垂直速度

鋒面附近常有比較劇烈的天氣變化，鋒生函數(shù)可以考察鋒面維持或發(fā)展的機制。由于這兩次降雪過程中空氣濕度較大，垂直運動可近似為濕絕熱過程?？紤]到假相當(dāng)位溫θse與相當(dāng)位溫近似相等，在干絕熱、濕絕熱和假絕熱過程中守恒，所以選取θse為氣象參數(shù)來計算鋒生函數(shù)。其表達(dá)式為

(1)

其中F1、F2、F3、F4分別為非絕熱加熱項、水平輻散項、水平變形項和與垂直運動有關(guān)的傾斜項。當(dāng)F>0時為鋒生，F(xiàn)<0時則為鋒消。非絕熱加熱項F1計算方法復(fù)雜難以準(zhǔn)確計算，故不討論；與垂直運動有關(guān)的傾斜項F4的量級較小，對鋒生函數(shù)的作用可忽略不計；鋒生函數(shù)變化主要是水平輻散項F2和水平變形項F3的貢獻(xiàn)。因此，鋒生函數(shù)僅分析F2和F3的作用。

圖3a是“16·11”暴雪過程暴雪中心汝陽的鋒生函數(shù)和風(fēng)的時間-垂直剖面。700 hPa以下均為偏北風(fēng)，冷墊較厚。從22日02：00開始500 hPa以下均為鋒生，08：00—20：00鋒生加強，14：00在850 hPa和650 hPa分別出現(xiàn)5×10-10K/(m·s)和10×10-10K/(m·s)的鋒生函數(shù)大值中心。進(jìn)一步分析同期暴雪中心的散度和垂直速度的演變特征(圖略)。22日02：00，中低層有弱的輻合，中高層有輻散。08：00中層600～800 hPa輻合有所加強；800 hPa以下、600 hPa以上為輻散；500 hPa以下為上升運動區(qū)，-1.0 Pa/s強中心在850 hPa。14：00，中高層的輻合、輻散中心進(jìn)一步加強，中心強度分別達(dá)到-5.0×10-5s-1、4.0×10-5s-1，造成暴雪區(qū)上升運動增強，出現(xiàn)強垂直速度柱，高度達(dá)450 hPa；除了中低層的上升運動中心外，在600～500 hPa出現(xiàn)-1.6 Pa/s的強中心，造成了汝陽站22日14:00—20：00出現(xiàn)28 mm的強降雪。20:00之后冷墊增厚，550 hPa以下為偏北風(fēng)，鋒生也有所減弱；中高層的輻合、輻散中心雖然維持，但強度有所減弱；對應(yīng)暴雪區(qū)上空仍為垂直速度柱，但中心強度明顯減弱。

圖3b是“17·02”暴雪過程暴雪中心夏邑的鋒生函數(shù)和風(fēng)的時間-垂直剖面。900 hPa以下均為偏北風(fēng)，冷墊較薄。21日02:00—08：00在950～750 hPa有較強鋒生，函數(shù)大值中心在800～750 hPa，強度為4×10-10K/(m·s)；20：00鋒生集中在850～700 hPa之間，函數(shù)大值中心在750 hPa，強度減弱為3×10-10K/(m·s)。同樣分析同期暴雪中心的散度和垂直速度的演變特征(圖略)。21日02：00，850 hPa以下為弱輻合，以上為弱輻散，2.0×10-5s-1的輻散中心在800 hPa。08：00散度有所加強，低層輻合擴展到750 hPa，輻散中心抬至700 hPa，強度增至3.0×10-5s-1。此時暴雪區(qū)上空為一致的上升運動區(qū)，垂直速度中心強度達(dá)-0.2 Pa/s。14：00輻合進(jìn)一步加強，中心位于850 hPa，強度為-4.0×10-5s-1；輻散也進(jìn)一步加強，中心位于250 hPa，強度為5.0×10-5s-1。低層較強的輻合與高層較強的輻散配合，使中層(750～500 hPa，中心位于600 hPa)上升運動進(jìn)一步加強，強度增強為-0.6 Pa/s，對應(yīng)降雪增強時段，21日14:00—20:00夏邑站降雪量達(dá)24 mm。20:00之后冷墊增厚，鋒生繼續(xù)減弱消失，直至轉(zhuǎn)為鋒消，輻合、輻散強度減弱，上升運動也明顯減弱。

a 汝陽(34.2 °N、112.5 °E)，2016-11-21T20—23T08；b 夏邑(34.3 °N 、116.1 °E)，2017-02-20T20—22T08。圖3 鋒生函數(shù)F2+F3(實線>0，單位為10-10K/(m·s))和風(fēng)沿暴雪中心的時間-垂直剖面

3.2 水汽通量與水汽通量散度

圖4為暴雪過程暴雪中心的水汽通量和水汽通量散度時間-垂直剖面圖。“16·11”暴雪過程(圖4a)前的22日02：00，暴雪中心上空水汽通量低于5 g/(cm·hPa·s)，僅在700 hPa上下有小于-5×10-9g/(cm2·hPa·s)的水汽通量輻合區(qū)。之后，暴雪中心中高空750～550 hPa水汽通量和水汽通量輻合急劇增強，08：00，600 hPa附近出現(xiàn)8 g/(cm·hPa·s)的水汽通量大值區(qū)，650 hPa出現(xiàn)-20×10-9g/(cm2·hPa·s)的輻合中心。尤其是14：00水汽輻合層次增厚，分布在750～350 hPa，增厚近一倍。20：00以后水汽通量輻合中心明顯減弱，降雪趨于結(jié)束。整個過程中最有利的水汽條件集中在中高層。

“17·02”暴雪過程(圖4b)在21日02：00暴雪中心上空有小于4 g/(cm·hPa·s)的水汽通量區(qū)，500 hPa以下為水汽輻合區(qū)，中心強度小于-15×10-9g/(cm2·hPa·s)。之后，暴雪中心水汽通量和水汽通量輻合急劇增強，14:00水汽通量中心強度增至13 g/(cm·hPa·s)，在800 hPa附近水汽通量輻合中心增大到-35×10-9g/(cm2·hPa·s)，層次也比08:00增厚近一倍。20:00水汽通量大值區(qū)雖然維持，但水汽通量散度轉(zhuǎn)為以輻散為主，降雪趨于結(jié)束。本次暴雪過程水汽輸送及水汽輻合主要位于中低層。

a汝陽(34.2 °N、 112.5 °E)，2016-11-21T20—23T08；b夏邑(34.3 °N、116.1 °E)，2017-02-20T20—22T08。圖4 暴雪中心水汽通量(虛線，單位為g/(cm·hPa·s))和水汽通量散度的時間-垂直到剖面(實線<0，單位為10-9g/(cm2·hPa·s))

4 熱力及穩(wěn)定度分析

4.1 溫度平流

分析兩次暴雪過程中的冷暖平流變化(圖略)，以了解暴雪過程的熱力條件?！?6·11”暴雪過程在開始前12小時暴雪區(qū)上空700 hPa以下為冷平流，其上34 °N以南為暖平流，以北為冷平流；22日08:00降水開始時暴雪區(qū)700 hPa以下為冷平流，以上為較強暖平流，600 hPa出現(xiàn)16×10-5K/s的暖平流中心。隨著冷空氣的補充和中低空偏南氣流的加強，22日14:00(圖略)，暴雪區(qū)上空暖平流進(jìn)一步加強，中心為28×10-5K/s，位于550 hPa?！?7·02”暴雪過程開始前12小時暴雪區(qū)上空900 hPa以下為冷平流，800～700 hPa為弱的暖平流。隨后900 hPa以上的暖平流迅速增強，21日08:00，在850 hPa 的32 °N～34 °N 之間出現(xiàn)52×10-5K/s的強暖平流中心，600 hPa出現(xiàn)16×10-5K/s的暖平流中心；21日14:00(圖略)，暴雪區(qū)上空暖平流進(jìn)一步加強，中心為56×10-5K/s，出現(xiàn)在800 hPa。根據(jù)ω方程，暖平流有利于上升運動發(fā)展，在暖平流中心附近上升運動增強，有利于降水產(chǎn)生。

兩次暴雪過程均產(chǎn)生在低層冷平流，中高層暖平流相疊置的區(qū)域。08：00以后均有暖平流加強，顯示有中高層西南暖濕氣流加強、上升運動發(fā)展的過程，對應(yīng)白天時段降水增大。20:00以后，暖平流減弱，降水減弱消失。差異在于“16·11”暴雪過程由于冷空氣強盛，冷墊深厚，暖平流中心較“17·02”暴雪過程高，且強度較弱。

4.2 條件性對稱不穩(wěn)定

從兩次過程暴雪中心濕位渦分量MPV1和MPV2隨時間的演變(圖5)來看：“16·11”暴雪過程(圖5a)暴雪中心在900 hPa以下有很弱的MPV1<0 PVU的區(qū)域，900～500 hPa之間均為MPV1>0 PVU的區(qū)域；“17·02”暴雪過程(圖5b)暴雪中心整層基本為MPV1>0 PVU的區(qū)域。這與楊文峰等[5]和王宏等[6]應(yīng)用濕位渦理論，診斷發(fā)現(xiàn)降雪過程的MPV1基本為正值的結(jié)論一致。由于在大氣邊界層內(nèi)，NCAR分析資料存在較大的誤差[10]，特別是NCEP再分析資料水汽參數(shù)與探空資料差異大，需用觀測資料訂正[11]；有實況探空的站點距離較遠(yuǎn)，訂正能力有限，不能完全肯定對流不穩(wěn)定的存在。所以主要分析兩次暴雪過程是否存在條件性對稱不穩(wěn)定。

2016年11月22日08:00前850～700 hPa條件性對稱不穩(wěn)定較明顯，中心區(qū)MPV2<-0.4 PVU。08:00以后由于冷墊持續(xù)增厚，700 hPa以下條件性對稱不穩(wěn)定減弱，700 hPa以上的條件性對稱不穩(wěn)定增強，650～600 hPa的強中心區(qū)由08:00以前的MPV2>-0.2 PVU增強到MPV2<-0.6 PVU(圖5a)。根據(jù)吳國雄等[12]的傾斜渦度發(fā)展理論，暴雪區(qū)垂直渦度將得到較大的增長，有利于降雪增強。

“17·02”暴雪過程，在中低層850～700 hPa存在較強的條件性對稱不穩(wěn)定。其中MPV2負(fù)值中心在21日08:00達(dá)到-1.2 PVU；從08:00到20:00，中低層的條件性對稱不穩(wěn)定強度雖然趨于減弱，但是到20:00依然有MPV2<-0.6 PVU的較強條件性對稱不穩(wěn)定存在(圖5b)。

a 汝陽(34.2 °N 、112.5 °E)，2016-11-21T20—23T08；b 夏邑(34.3 °N、116.1 °E)，2017-02-20T20—22T08。圖5 沿暴雪中心MPV1(陰影區(qū)<0，單位為PVU)和MPV2(虛線，單位為PVU)的高度-時間演變

在濕位渦守恒的制約下,由于等熵面的傾斜，大氣水平風(fēng)垂直切變或濕斜壓性的增加能夠?qū)е麓怪睖u度的顯著發(fā)展。傾斜越大，發(fā)展越激烈?！?6·11”暴雪過程等熵面的傾斜程度明顯大于“17·02”暴雪過程。由于等熵面密集且明顯傾斜，傾斜渦度得到較大增長，同時使得MP2<0 PVU，導(dǎo)致條件性對稱不穩(wěn)定的產(chǎn)生，有利于傾斜渦度的發(fā)展，且與強降雪時段相對應(yīng)。條件性對稱不穩(wěn)定機制是這兩次暴雪發(fā)生、發(fā)展的一種可能的重要機制。由于兩次過程冷墊厚度不同，其條件性對稱不穩(wěn)定演變特征也不同。“16·11”暴雪過程主要在850 hPa以上的層次，“17·02”暴雪過程主要在700 hPa以下層次?！?7·02”暴雪過程MPV2雖有減弱趨勢，但是其負(fù)值最弱時段與“16·11”暴雪過程最強時段相當(dāng)，條件性對稱不穩(wěn)定條件更為有利。

5 層結(jié)特征與降水相態(tài)對比

兩次暴雪過程降水相態(tài)明顯不同，“16·11”暴雪過程為純雪，而“17.02”暴雪過程出現(xiàn)雨、雨夾雪、冰粒轉(zhuǎn)雪的過程，降水相態(tài)復(fù)雜。從兩次過程暴雪中心的溫度-露點的變化情況(圖略)來看，“16·11”暴雪過程開始整層氣溫均在-5 ℃以下，在降雪過程中22日14:00，850～700 hPa之間出現(xiàn)逆溫，但溫度仍在-5 ℃以下，因此，降水相態(tài)為純雪。

“17·02”暴雪過程開始時500～700 hPa為溫度小于0 ℃的冰晶層，700～850 hPa為溫度大于0 ℃的暖層，800～925 hPa之間出現(xiàn)明顯的逆溫，850 hPa以下為溫度小于0 ℃的冷層，這種層結(jié)結(jié)構(gòu)類似凍雨的層結(jié)結(jié)構(gòu)。21日14:00暖層變薄為700～800 hPa，冷層增厚，800 hPa以下為冷層，850 hPa溫度小于-3 ℃，900～950 hPa之間溫度為-5 ℃左右。冰晶或雪花經(jīng)暖層融化為液態(tài)水，或未完全融化為雨雪混合物，經(jīng)過較厚的冷層下落，且地面溫度接近0 ℃，雨滴或雨雪混合物凍結(jié)成冰粒降至地面，這可能也是本次過程沒有出現(xiàn)凍雨而是形成降雪的原因。20:00，暴雪區(qū)上空整層溫度均下降到0 ℃以下。另外，兩次暴雪過程整層大氣的溫度線和露點溫度線近于重合，說明這兩次過程的水汽條件一直比較充沛，有利于暴雪的產(chǎn)生。

6 結(jié)論

通過對河南省發(fā)生的兩次暴雪過程進(jìn)行對比分析，初步得到以下結(jié)論。

(1)兩次暴雪過程均出現(xiàn)在中高空西南或偏南氣流、地面及近地層?xùn)|北或偏北氣流的有利形勢下，是河南省典型的暴雪形勢。但兩次過程中低空西南急流的強度和冷空氣強度存在差異：“16·11”暴雪過程700 hPa西南急流較弱，850 hPa以下則為一致的東北或偏北氣流控制，冷墊深厚，主冷鋒南下后副冷鋒補充對降雪的加強起到了主要的作用；“17·02”暴雪過程中低空西南急流強盛，700 hPa急流核風(fēng)速達(dá)24 m/s，冷空氣勢力較弱，冷墊淺薄，但是西路冷空氣的補充對降雪的形成與加強起到至關(guān)重要的作用。

(2)兩次過程均存在持續(xù)的鋒生，鋒面的維持和加強，使熱成風(fēng)平衡遭到破壞，產(chǎn)生地轉(zhuǎn)偏差，進(jìn)而使散度場加強，上升速度加大，這是降雪增加的重要原因。“16·11”暴雪過程受高空急流影響，且鋒生較“17·02”暴雪過程更強，動力作用也比后者更強，水汽輸送和水汽輻合集中在中上層。后一過程水汽輸送和水汽輻合集中在中低層，水汽更充沛。

(3)兩次暴雪過程均產(chǎn)生在低層冷平流，中高層暖平流相疊置的區(qū)域，均為條件性對稱不穩(wěn)定。后者的條件性對稱不穩(wěn)定較前者更顯著。

(4)兩次暴雪過程由于層結(jié)結(jié)構(gòu)的不同導(dǎo)致降水相態(tài)的不同：“16·11”暴雪過程整層氣溫均在0 ℃以下，降水相態(tài)為純雪；“17·02”暴雪過程則在中層出現(xiàn)溫度大于0 ℃的暖層，隨著冷空氣加強，存在著由雨或雨夾雪轉(zhuǎn)為純雪的相態(tài)變化，影響了積雪深度。