肖貽青，肖湘卉，婁盼星，馬永永，刁一娜

（1.中國(guó)海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院，山東 青島266100；2.陜西省氣象臺(tái)，陜西 西安710014；3.渭南市氣象局，陜西 渭南714000；4.陜西省氣象科學(xué)研究所，陜西 西安710015）

暴雪是北方冬季常見的災(zāi)害天氣之一， 不僅給城市交通、農(nóng)牧業(yè)、工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)帶來極大的危害，甚至也威脅到人民生命財(cái)產(chǎn)安全。 隨著現(xiàn)代觀測(cè)手段的進(jìn)步、多元化數(shù)據(jù)的獲取以及數(shù)值模式的發(fā)展，對(duì)暴雪天氣的研究也越來越深入。 國(guó)內(nèi)外已經(jīng)有很多專家對(duì)暴雪發(fā)生的機(jī)理進(jìn)行了模擬和分析， 如周雪松等[1]對(duì)華北暴雪進(jìn)行的診斷分析表明，高空槽和地面回流冷鋒為主要影響系統(tǒng)， 且有三股氣流為暴雪過程提供了水汽來源；李如琦[2]、張俊蘭[3]、劉晶[4]、呂新生[5]等對(duì)新疆暴雪的研究發(fā)現(xiàn)，地形和鋒面強(qiáng)迫為暴雪提供了有利的動(dòng)力條件， 且水汽輸送在不同高度層對(duì)暴雪的作用是存在差異的； 孔凡超等[6]對(duì)華北一次暴雪與雷暴共存天氣過程分析認(rèn)為，中層較強(qiáng)的水汽通量輻合是造成暴雪天氣重要原因之一，而低層冷空氣堆上產(chǎn)生了高架雷暴；李曉霞[7]、段宇輝[8]等的研究表明，降雪前的驟烈降溫是雨雪轉(zhuǎn)化的重要原因，850 hPa 溫度和地面溫度是相態(tài)變化的重要特征，有較好的指示意義。 還有大量研究[9-19]從暴雪發(fā)生的高低空影響系統(tǒng)、水汽輸送、動(dòng)力機(jī)制、不穩(wěn)定發(fā)展、水汽輸送軌跡等方面對(duì)其進(jìn)行了細(xì)致的分析和模擬，從而得到了許多有意義的成果。

本文應(yīng)用常規(guī)天氣資料、加密自動(dòng)站、探空資料和NCEP FNL1°×1°和GDAS 0.5°×0.5°再分析資料，對(duì)陜西省2016 年11 月21—23 日和2017 年3 月12—13 日的2 次大范圍雨雪天氣的環(huán)流背景、水汽、動(dòng)力及對(duì)流特征進(jìn)行了對(duì)比分析，以加深對(duì)陜西暴雪天氣的認(rèn)識(shí)，提高暴雪預(yù)報(bào)準(zhǔn)確率。

1 實(shí)況分析

2016 年11 月21 日08 時(shí)—23 日08 時(shí)，陜西出現(xiàn)了一次暴雪天氣，并伴隨有雨、霰和冰雹、雷電等多種天氣現(xiàn)象，其中關(guān)中、陜南普降雨雪，暴雪出現(xiàn)在關(guān)中東部。 圖1a 為過程累積降水量，結(jié)合地面天氣圖分析可知，21 日08 時(shí)關(guān)中出現(xiàn)小雨，持續(xù)到20時(shí)轉(zhuǎn)為雨夾雪，23 時(shí)開始出現(xiàn)純雪；陜南則從21 日20 時(shí)—22 日05 時(shí)普降小雨， 至22 日08 時(shí)才出現(xiàn)降雪，因而從累積降水量不能較好地體現(xiàn)降雪強(qiáng)度。積雪資料表明降雪主要集中在關(guān)中和陜南東部，大部分地區(qū)積雪深度>3 cm，最大積雪深度31 cm。 另外，在降水初期，在關(guān)中南部和陜南北部交界處出現(xiàn)了雷電，整個(gè)過程監(jiān)測(cè)到閃電113 次，其中幾乎以負(fù)閃為主，占98.2%；通過閃電發(fā)生頻次的時(shí)間序列可以看到，閃電主要發(fā)生在22 日12—13 時(shí)，其中12時(shí)最為強(qiáng)烈，之后逐漸減少（圖2b）。

2017 年3 月12 日08 時(shí)—13 日08 時(shí)， 關(guān)中和陜南出現(xiàn)了大范圍雨雪天氣，暴雪出現(xiàn)在關(guān)中東部，且出現(xiàn)大范圍積雪，大部分地區(qū)積雪深度>1 cm，最大深度16 cm。 結(jié)合地面天氣圖分析發(fā)現(xiàn)，12 日08時(shí)起關(guān)中和陜南普降小雨，隨著時(shí)間推移降水增強(qiáng)，關(guān)中地區(qū)出現(xiàn)中到大雨， 陜南出現(xiàn)持續(xù)性小雨。 23時(shí)關(guān)中開始降雪，連續(xù)性降雪持續(xù)到13 日20 時(shí)；陜南則從13 日08 時(shí)起開始出現(xiàn)零星降雪， 但大部分地區(qū)還是以降雨為主。整個(gè)過程至13 日20 時(shí)結(jié)束，過程的降水量分布（圖1b）較過程I 要大很多，說明該過程的降水相態(tài)以雨為主， 且未監(jiān)測(cè)到閃電等其它對(duì)流現(xiàn)象。

圖2 過程I 中閃電的頻次分布

2 環(huán)流背景

對(duì)過程I 的環(huán)流分析表明，11 月21 日20 時(shí)500 hPa 歐亞地區(qū)為“兩槽一脊”（圖3a），“兩槽”分別為烏拉爾山西南部的橫向切斷低壓和東北冷渦，而“一脊”則位于2 個(gè)低壓之間的新疆北部，中緯度以平直的偏西氣流為主，而高原上空南支槽活躍。陜西位于東北冷渦后部，可能受上游橫槽轉(zhuǎn)豎、冷渦后部冷空氣以及南支槽影響較大。 700 hPa（圖3b）在陜西省與四川、 甘肅交界處存在偏北風(fēng)與偏南風(fēng)的切變， 南支槽將來自南海和孟加拉灣的水汽輸送至陜南和關(guān)中；850 hPa（圖3c）影響本省的低渦位于在四川東部，低渦外圍也有暖濕空氣向陜南輸送；地面圖（圖3d）顯示四川和重慶交界處存在一倒槽，關(guān)中和陜南恰好位于倒槽的槽前。 隨著烏拉爾山西南方的切斷低壓東移轉(zhuǎn)豎， 槽后冷空氣擴(kuò)散至南支槽后部，使南支槽加深，從而加強(qiáng)暖濕氣流的輸送；同時(shí)中緯度西風(fēng)氣流稍有減弱，東北冷渦東移南下，使冷渦后部來自蒙古的強(qiáng)冷空氣向南侵入中原地區(qū)。

圖3 過程I（a，b，c，d）和過程II（e，f，g，h）環(huán)流形勢(shì)

過程II 的影響系統(tǒng)與過程I 較為相似， 同樣受500 hPa 低槽、700 hPa 和850 hPa 的低渦切變以及地面倒槽的影響。 3 月12 日20 時(shí)500 hPa（圖3e）歐亞地區(qū)為“兩槽一脊”，烏拉爾山西南方向依然存在切斷低壓，東北地區(qū)存在較深的冷槽，但中心氣壓弱于過程I， 兩個(gè)低壓之間則出現(xiàn)西北—東南向的高壓脊，青藏高原南側(cè)的南支槽非?；钴S，受其影響陜西省大部地區(qū)受西南氣流控制。700 hPa（圖3f）與850 hPa（圖3g）受南支槽影響，在高原上形成明顯的低渦環(huán)流系統(tǒng)， 外圍西南氣流與偏東急流在關(guān)中和陜南相遇，形成切變。 地面倒槽位于四川南部（圖3h），關(guān)中和陜南位于倒槽的槽前，有東路冷空氣灌入。 隨著切斷低壓南壓，槽低冷平流向南滲入，南支槽明顯加深，西南氣流繼續(xù)加強(qiáng)，從而使700、850 hPa高原上低渦環(huán)流加強(qiáng)，外圍風(fēng)速也有所加強(qiáng)；東北冷槽南下， 槽后西北風(fēng)轉(zhuǎn)向偏北風(fēng)， 冷平流加強(qiáng)，從500～925 hPa 均有較強(qiáng)的東路冷空氣向陜西境內(nèi)輸送，地面倒槽因此也有所加深。

從以上分析可知， 兩次暴雪過程500 hPa 歐亞地區(qū)均為“兩槽一脊”，且上游烏拉爾山西南方向均存在切斷低壓，有利于冷空氣堆積并滲透南下，從而加強(qiáng)南支槽； 不同之處在于過程I 東北冷渦強(qiáng)度較大且位置偏北， 過程II 雖然東北冷渦強(qiáng)度較弱，但中心位置偏東南，更有利于冷空氣向東的累積。700、850 hPa 均有西南水汽輸送和切變， 地面也都存在倒槽，差異在于過程II 位于青藏高原南側(cè)的南支槽非常強(qiáng)盛， 導(dǎo)致700、850 hPa 在高原上形成低渦環(huán)流系統(tǒng)，中高層和低層都存在西南低空急流，并伴隨低層和超低層的東風(fēng)急流。

3 水汽條件差異

3.1 整層大氣可降水量

為了比較兩次過程的水汽條件， 首先分析了整層大氣可降水量的異同。兩次過程開始前，大氣可降水量分布均呈北低南高的特征， 從陜南南部至關(guān)中以20 kg·m-2起逐漸遞減，但降水落區(qū)對(duì)應(yīng)的可降水量均>12 kg·m-2， 且高值區(qū)的脊線位置恰好位于關(guān)中東部和陜南西南部發(fā)生暴雪的區(qū)域， 說明大氣可降水量對(duì)暴雪的落區(qū)具有一定的指示意義。 為更好地尋找差異，對(duì)兩次過程的整層可降水量進(jìn)行相減，即過程II 減去過程I（圖4c），結(jié)果發(fā)現(xiàn)關(guān)中和陜南大部在過程II 的可降水量都大于過程I，尤其在關(guān)中區(qū)域，從而可解釋過程II 的累積降水量大于過程I。

3.2 水汽通量分析

為進(jìn)一步分析兩次暴雪過程的水汽條件差異，對(duì)水汽通量和水汽通量散度進(jìn)行了計(jì)算。 結(jié)果顯示過程I 在700 hPa（圖5a）顯示出兩個(gè)主要水汽通量輸送通道， 分別為來自貝加爾湖的西北向及來自孟加拉灣的西南向水汽通量， 這兩種性質(zhì)不同的水汽恰好在關(guān)中和陜南區(qū)域交綏并產(chǎn)生輻合； 水汽通量散度則在關(guān)中和陜南形成有明顯的輻合帶， 并向南延伸至四川邊境，最大輻合中心為-6×10-5kg·m-2·s-1，說明700 hPa 的貝加爾湖和孟加拉灣的水汽對(duì)暴雪形成有明顯作用。 850 hPa（圖5b）的水汽通量輸送通道除以上兩條，還有一條來自南海地區(qū)，其中來自孟加拉灣的水汽通量變得非常弱， 南海的水汽通量顯著加強(qiáng)， 水汽通量矢量的輻合區(qū)南壓至關(guān)中南部和陜南； 另外水汽通量散度在暴雪區(qū)有明顯的輻合帶，中心為-3×10-5kg·m-2·s-1；925 hPa（圖5c）的水汽通量輸送通道來自貝加爾湖及東海地區(qū)， 在關(guān)中陜南東部有較顯著的水汽通量輻合區(qū)， 中心超過-9×10-5kg·m-2·s-1，輻合強(qiáng)度更大。 以上結(jié)果表明中低層的水汽輸送對(duì)暴雪的形成有重要作用。

對(duì)過程II 的合成分析表明700 hPa（圖5d）水汽通量輸送通道來自貝加爾湖和孟加拉灣地區(qū)，貝加爾湖的水汽輸送較過程I 顯著減弱，孟加拉灣的水汽通量則在關(guān)中、 陜南進(jìn)行輻合， 輻合中心值達(dá)-6×10-5kg·m-2·s-1。 850 hPa（圖5e）水汽通量顯示主要輸送通道來自東海和孟加拉灣區(qū)域， 水汽通量較過程I 小， 但關(guān)中地區(qū)的水汽通量散度強(qiáng)輻合區(qū)中心值可達(dá)-12×10-5kg·m-2·s-1；925 hPa（圖5f）的水汽通量輸送來源有3 條，分別為東海、孟加拉灣及南海地區(qū)，其中以東海的水汽通量最強(qiáng)盛，關(guān)中和陜南有顯著水汽通量散度輻合區(qū)。

圖4 整層大氣可降水量

另外對(duì)這3 個(gè)高度層的等溫線特征進(jìn)行分析，結(jié)果表明過程I 等溫線相對(duì)密集，冷平流強(qiáng)，0 ℃線在700 hPa 和850 hPa 高度上均位于關(guān)中及南部，整個(gè)關(guān)中和陜南溫度介于-4～2 ℃， 有利于降雪形成；過程II 等溫線相對(duì)稀疏，關(guān)中和陜南在700 hPa雖然處于-8～-4 ℃，但850 hPa 溫度迅速升高至0 ℃以上，雪在降落過程中易融化。 925 hPa 高度上，過程I 比過程II 在降雪區(qū)的溫度要低4 ℃左右， 更有利于雪在下落至地面過程中保持相態(tài)。

3.3 水汽輸送軌跡分類

圖5 2 次過程水汽通量（矢量，單位：kg·m-1·s-1）及其散度分布（陰影，單位：10-5 kg·m-2·s-1）

HYSPLIT 模式可以對(duì)不同地點(diǎn)的不同高度，模擬出空氣塊向后追蹤的三維運(yùn)動(dòng)軌跡， 并差值得到響應(yīng)的位置上的空氣塊物理屬性。 本文對(duì)水汽輸送軌跡的計(jì)算和模擬，利用HYSPLIT 分別對(duì)2 次過程在3000、1500、500 m 的海拔高度（可分別代表700、850 hPa 和925 hPa） 上進(jìn)行后向追蹤5 d 的運(yùn)動(dòng)軌跡， 過程I 的模擬站點(diǎn)選擇積雪深度較深的渭南站（34.54°N，109.56°E）， 過程II 的模擬站點(diǎn)選擇累積降水較多的漢中站（33.10°N，107.08°E），兩次過程軌跡的模擬集合如圖6 所示。

結(jié)果顯示在海拔3000 m，過程I（圖6a）的水汽來源大部分可追溯到歐洲南部的地中海地區(qū)， 從地中海翻過伊朗高原到達(dá)印度半島北部， 再沿著青藏高原中南部向東北一直到達(dá)四川盆地， 再到達(dá)關(guān)中地區(qū)； 另外一部分水汽從阿拉伯海穿過東南亞直接進(jìn)入西南地區(qū)，再到達(dá)關(guān)中；還有其他少量水汽從南海直接向北輸送至關(guān)中區(qū)域。 過程II（圖6d）顯示的主要水汽輸送路徑有兩條， 一條從阿拉伯海穿過印度從青藏高原南側(cè)進(jìn)入四川盆地抵達(dá)陜南， 另一條從孟加拉灣經(jīng)過西南地區(qū)輸送至陜南。

海拔1500 m 的高度上，過程I（圖6b）顯示有兩條主要水汽來源， 一條來自西伯利亞徘徊后穿過巴爾喀什湖進(jìn)入中國(guó)境內(nèi)，沿著天山山脈到河套地區(qū)，再從內(nèi)蒙中部向南抵達(dá)關(guān)中； 另一條則來自伊朗高原沿青藏高原北側(cè)的昆侖山脈到達(dá)關(guān)中地區(qū)。 過程II（圖6e）的水汽輸送帶也有兩條，一條源自阿拉伯海，經(jīng)印度北部穿過橫斷山脈，進(jìn)入四川盆地再到達(dá)陜南； 另一條從貝加爾湖南部和蒙古高原向東南方向進(jìn)入華北平原后，再向西穿過秦嶺輸送至陜南。

500 m 的海拔高度上，過程I（圖6c）的水汽均來自歐亞大陸西北部的偏中高緯度地區(qū)， 從關(guān)中西北或北部直接抵達(dá)降雪區(qū)。 過程II（圖6f）的水汽一部分從西伯利亞至蒙古到達(dá)華北平原， 從華北繞流至陜南；另一部分從內(nèi)蒙中部到華北西部，再繞回至陜南，即過程II 在低層的水汽軌跡具有回流性質(zhì)。

4 對(duì)流條件

4.1 假相當(dāng)位溫θse 的剖面分析

通過天氣背景的分析， 兩次過程均受地面倒槽影響， 且具有回流性質(zhì)的鋒面抬升是暴雪發(fā)生的主要?jiǎng)恿C(jī)制。 850 hPa 以下來自東路的冷空氣在近地面堆積，形成冷墊，來自南方的暖濕空氣沿著冷空氣墊向北、向上爬升，可在對(duì)流層低層形成θse的密集區(qū)。 因此這里主要分析假相當(dāng)位溫θse的分布。

圖6 兩次過程的水汽輸送后向軌跡模擬

對(duì)兩次過程鋒面過境時(shí)的假相當(dāng)位溫沿關(guān)中中部34°N 進(jìn)行剖面（圖7），結(jié)果發(fā)現(xiàn)過程I 有明顯的層結(jié)不穩(wěn)定，關(guān)中西部從地面到850 hPa 附近，假相當(dāng)位溫隨高度先增加后減小， 而中高層的穩(wěn)定層結(jié)則有利于這種不穩(wěn)定能量的積累， 對(duì)流發(fā)生后高層的高θse氣塊下傳到中層干濕空氣區(qū)，會(huì)促使對(duì)流進(jìn)一步發(fā)展。 850 hPa 以下呈由高空指向地面且向西傾斜的舌狀高值區(qū)（＞0），說明此時(shí)低層已經(jīng)有來自東路的較強(qiáng)冷空氣侵入。 過程II 的假相當(dāng)位溫在整層隨高度增加，大氣層結(jié)穩(wěn)定，且同樣高度的假相當(dāng)位溫值略高于過程I； 進(jìn)而通過比濕分析發(fā)現(xiàn)過程II 較過程I 偏大1～2 g/kg， 但等值線密集度在整層的分布較為均勻，沒有明顯的能量鋒區(qū)。假相當(dāng)位溫的垂直分布可說明動(dòng)力作用和能量累積對(duì)過程I 有重要貢獻(xiàn)，而過程II 的水汽作用更重要。

4.2 探空曲線特征

假相當(dāng)位溫的垂直分布顯示過程I 具有不穩(wěn)定層結(jié)， 在降雪期間伴隨了霰、 冰雹及雷電等對(duì)流現(xiàn)象，說明還具有一定的不穩(wěn)定能量，過程II 則是穩(wěn)定性降雪（圖8）。過程I 的探空?qǐng)D（圖8a）顯示，整層大氣處于飽和狀態(tài)， 中低層溫度露點(diǎn)差均≤1 ℃，600 hPa 以下存在明顯逆溫， 該逆溫層的形成是由于中低層850 hPa 和925 hPa 存在來自貝加爾湖的偏北冷空氣及來自東北方向的東路冷空氣， 形成了非常強(qiáng)的冷墊，暖濕氣流在冷墊上傾斜爬升造成，大量水汽及能量可累積在逆溫層中； 冷鋒南下后觸發(fā)逆溫層中釋放大量不穩(wěn)定能量， 從而引起對(duì)流性天氣，具有典型的回流降雪特征；而過程II 整層水汽也處于飽和狀態(tài)（圖8b），雖然在低層都表現(xiàn)為東路冷空氣且風(fēng)速較大，但由于冷平流強(qiáng)度較弱，未能形成較強(qiáng)的冷墊， 因此探空曲線上沒有顯示逆溫層存在，大氣層結(jié)非常穩(wěn)定，無對(duì)流潛勢(shì)。

5 結(jié)論

通過對(duì)陜西省兩次暴雪過程的診斷和對(duì)比分析，得到以下結(jié)論：

（1） 兩次過程均受上游切斷低壓和下游東北冷渦的影響，造成冷空氣滲透南下堆積，與南支槽前的西南暖濕氣流在陜西境內(nèi)交綏， 是引起暴雪的主要原因；中低層輻合、高層輻散和鋒面抬升為暴雪提供了有利的動(dòng)力及觸發(fā)條件。地面均存在倒槽，并伴隨有明顯回流性。

圖7 兩次過程的假相當(dāng)位溫θse 沿34°N 剖面

圖8 兩次過程的T-logP

（2）過程I 的等溫線密集， 冷平流和水汽輻合強(qiáng)，中低層逆溫，對(duì)流觸發(fā)等原因造成降雪強(qiáng)度更大，持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)。 過程II 冷平流相對(duì)較弱，但水汽輻合非常強(qiáng)，因此累積降水量較大。 850 hPa 的溫度對(duì)降水相態(tài)有重要作用。

（3） 過程I 的水汽輸送軌跡顯示水汽大部分來自西北方向的中高緯度，以冷濕性質(zhì)為主。而過程II則大多來自西南方向的低緯度洋面， 以暖濕氣流為主，且都具有明顯的回流性質(zhì)。

（4）過程I 的冷空氣在地面堆積， 形成非常強(qiáng)的冷墊，西南暖濕氣流在上方爬升，中低層形成了逆溫層，積累了一定的水汽能量，鋒面過境抬升觸發(fā)了對(duì)流，從而產(chǎn)生了雷電、霰和小冰雹等對(duì)流性天氣。