特大暴风雪动力结构的雷达探测研究

2011-01-30张晰莹石慕真徐玥唐凯

大气科学学报 2011年3期

张晰莹，石慕真，徐玥，唐凯

(黑龙江省气象台，黑龙江哈尔滨150030)

0 引言

暴雪是黑龙江冬季常见的灾害性天气，2007年3月4—5日的特大暴风雪是历史上罕见的，强度达到50 a一遇。暴风雪是大量的雪被强风卷着随风运行，并且不能判定当时是否有降雪，水平能见度小于1 km，发生时寒风凛冽，道路掩埋，形成灾害(大气科学辞典编写组，1994)。国内对暴雪天气的研究多集中于大尺度的分析，近年来侧重于中尺度数值模拟以及降雪机制分析(张小玲和程麟生，2000;刘宁微，2006;杨柳等，2006;杨成芳等，2007;张勇等，2008)。由于条件限制，在没有布设新一代天气雷达网以前，冬季温度很低，雷达很难长时间监测，对特大暴风雪的监测是空白的。近年随着新一代天气雷达网的投入，大气监测和遥感技术得到广泛应用，大大提高了监测局地强天气系统活动的能力(郭虎等，2008)，同时也捕捉到了罕见的暴风雪过程，对暴风雪结构特征有了更直观的认识，中尺度研究也得到更大的发展。

2006年冬季受全球气候的影响，黑龙江省是暖冬。但是2007年1—3月连续出现了3次罕见的暴风雪天气，尤其是3月4—6日出现了50 a一遇的特大暴风雪，黑龙江省39个站出现暴雪，降雪量最大的东宁县达到50 mm，东部地区平均积雪在40 cm，最大积雪深度达1 m。暴风雪导致部分地区交通受阻，铁路、公路停运，通讯、电力设施受损严重，中小学放假、农业大棚受损、房屋倒塌，给灾区人民群众的生产、生活造成严重影响。

本文利用多种观测数据，对此次特大暴风雪的大、中尺度、物理量进行了分析，揭示了此次暴雪风的动力结构特征，阐述了部分要素在暴风雪发生、发展、结束的各阶段的变化及重要作用，对认识暴风雪的中尺度特征、预报将有重要意义。

1 大气环流背景场特征

2007年3月2日，中高纬环流呈两槽两脊型，乌拉尔山和中国东北地区的西侧为高压脊，贝加尔湖和鄂霍次克海为低槽。乌拉尔山高压脊引导极地强冷空气沿脊前西北气流下滑分裂为两股冷空气，一股自贝加尔湖向东移动影响中国东北地区，另一股直接向中国西南入侵，在西南地区形成低涡并迅速向东北方向移动。北部强冷空气南压，涡前暖空气北抬，两个系统之间等温线密集，形成一个东北—西南走向的锋区。

3日20时，江淮气旋形成，并加强向东北方向移动，经过渤海湾移向黑龙江省。中国北方地区处于江淮倒槽的北部，大部分地区陆续出现雨雪天气。北部高压和江淮气旋间等高线密集，产生大风天气。在500 hPa天气图上中国东北地区上空存在两支急流耦合作用(胡中明和周伟灿，2005)，风速可达30 m/s，北部脊前西北气流随系统东移，中国东部地区在强劲的偏北风急流冷空气控制下，高空急流的右侧是反气旋涡旋区，高空反气旋性涡度明显加大，有利于上升运动及动量的传输，易产生大风天气;南支急流在低涡前部呈西南向，延伸到黑龙江省东部地区，为北方东部地区的降水天气输送了充沛的热量和水汽，并在黑龙江省东南部地区有明显的风速辐合。随着江淮气旋北上，降雪区域向北扩展，3月6日黑龙江省中东部地区普降大雪、暴雪。此次降雪过程冷空气势力强大，配合南来的经过渤海湾的气旋，暖湿空气充沛，所以在两者交汇之处产生了较大降雪。

此次过程冷空气势力强大，南下位置更偏南，导致700 hPa上西南地区形成低涡，对应地面有江淮气旋，形势与夏季暴雨过程很相似。一般过程冷空气只到达蒙古，对应地面有蒙古气旋。暖湿特性的偏南气流和冷性的东北气流构成的中尺度辐合切变线和强烈的水汽辐合等也是造成暴雪的关键原因。

2 物理量场分析

2.1 水汽条件

水汽是强降水必备的条件之一。通过分析700 hPa的水汽通量场发现，4日08时在中国东部沿海有一条呈南北走向的水汽通道，通道顶位于黑龙江省以南，水汽通量中心位于山东以东、低空急流前部，为辽宁省的降雪提供了充足的水汽。4日20时，水汽通道向北发展，扩展到黑龙江省东部，水汽通量大值区位于低空急流前部、冷锋前、暖锋后，与卫星云图水汽图一致。低空急流将暖湿空气向北输送。同时，850 hPa水汽通量散度场上表现为强的水汽辐合，最大水汽通量散度为－20.8×10－5s－1，辐合中心与水汽通量中心一致，持续不断的水汽供应使得降水时间长、降水量大。

2.2 垂直运动

2.2.1 涡度平流

涡度平流随高度的变化可以间接反映大气的垂直运动状况。在4日20时的涡度平流场上(图1)，东北地区东部底层850 hPa为负涡度平流，高层500 hPa为正涡度平流，有利于低值系统的加深、发展，产生垂直上升运动。

2.2.2 散度

从散度的意义来看，低层辐合、高层辐散有利于垂直运动的发展。高低层散度差越大，越有利于降雪的发展和维持(梁钰和苏爱芳，2004)。这次暴风雪存在着明显的低层辐合、高层辐散的分布特征。4日08时，500 hPa散度中心位于山东省，最大值为30×10－5s－1，辽宁东南部为20×10－5s－1，黑龙江东部的散度值为(0～10)×10－5s－1，850 hPa散度场最大值为－60×10－5s－1，仍位于山东地区，黑龙江东部为(－10～0)×10－5s－1，高低空散度差值为(0～90)×10－5s－1，黑龙江省东部暴雪区的差值较小，为(0～20)×10－5s－1。4日20时低空辐合区减弱北上，高层辐散有所加强，黑龙江省东南部地区高低空散度差值为(0～30)×10－5s－1。此时，虽然散度场有所减弱但是增大的高低空散度差值，使得上升气流增强，为暴风雪的发展提供了动力条件，造成降水区暖湿气流持续强烈上升，水汽凝结，降雪强度增大。

图1 3月4日20时500 hPa(a)和850 hPa(b)涡度平流场(单位:s－2)Fig.1 Vorticity advection at(a)500 hPa and(b)850 hPa at 20:00 BST 4 March(units:s－2)

2.2.3 垂直速度

从垂直速度场与系统的配置上可以看到，上升运动中心与地面低压中心吻合，且路径一致。从地面到高空为强上升运动，且上升运动的最大值位于急流左前方。黑龙江省东部地区的最大上升速度出现在4日20时，500 hPa最大垂直速度为－100×10－2hPa·s－1，此次暴雪的上升运动较深厚，比以往的强降雪上升高度高，可达夏季的弱上升运动(赵世发等，2002;李志南和李廷福，2000)，同时上升运动的分布区与冷暖锋位置一致(图2)。

2.3 不稳定能量

偏南低空急流源源不断地把水汽输送到中高纬地区的同时，也带来了大量的热量，暴风雪区具有不稳定能量。由假相当位温分布(图3)可知，从3日20时开始，30～40°N之间700 hPa假相当位温为8～28℃，沿纬向分布。贝加尔湖附近有低能区东移南下，同时渤海有高能舌向东北伸展，在两者的共同作用下，4日20时在120～130°E、40～50°N区域高能舌北侧形成能量锋区。能量锋区与地面暖锋平行，高能舌与地面冷锋平行，暴风雪区位于能量锋区内。

图2 3月4日20时500 hPa垂直速度(棕色箭头代表低空急流;单位:hPa·s－1)Fig.2 500 hPa vertical velocity at 20:00 BST 4 March(Brown arrow represents low-level jet stream;units:hPa·s－1)

图3 3月3日20时(a)和4日20时(b)700 hPa假相当位温(单位:K)Fig.3 700 hPa pseudo-equivalent potential temperature at(a)20:00 BST 3 and(b)20:00 BST 4 March(units:K)

3 在卫星云图上急流和水汽的分析

3.1 急流云系分析

由3月4日20时700 hPa天气形势和红外云图(图4)可以清晰地分辨出与地面锋区相一致的冷锋云系，在冷锋云系后部有低空急流存在。偏南风的低空急流位于在110～130°E、30～40°N之间，700 hPa最大风速达到30 m/s。低空急流与冷锋垂直，在冷锋云系后部形成整齐清晰的边界。500 hPa天气形势图上，冷锋后部同样存在急流，最大风速达到34 m/s，冷锋前部的暖湿云系对东北暴风雪产生了重要作用。在暖湿云团中不断有云团发展增强，从3月4日9时开始，黑龙江东南部云系的云顶不断增高，云区面积逐渐扩大，在云系北上过程中逐渐减弱，同时后部仍有继续发展的云系北上，产生持续不断的降水。

图4 3月4日20时700 hPa高度场和红外云图(棕色箭头表示700 hPa急流)Fig.4 Geopotential height at 700 hPa and infrared cloud image at 20:00 BST 4 March(Brown arrow represents jet stream at 700 hPa)

3.2 水汽图像分析

偏南高、低空急流不仅为暴风雪提供了充足的水汽，对暴风雪的发生有重要作用。由3月4日20时500 hPa天气形势和水汽图像(图5)可以发现，在急流前端有暗黑色的干区，干区沿气流向前有凸起的整齐光滑的边界，为“干涌边界”。“干涌边界”的形成，表示有高空的干冷空气不断侵入到暖湿气团中，这种冷暖气团的交汇不断地释放出能量，产生强烈的垂直运动。同时，急流前部有水汽与能量的堆积，是暖湿气团内不断有云系发展的重要原因。同时，“干涌边界”与地面冷锋位置一致，表现为高低空匹配的冷空气入侵，能量大，垂直运动强，进而产生持续不断的强降水。

图5 3月4日20时500 hPa高度场和水汽图像(棕色箭头表示500 hPa急流)Fig.5 Geopotential height at 500 hPa and water vapour image at 20:00 BST 4 March(Brown arrow represents jet stream at 500 hPa)

4 雷达回波动力结构分析

利用雷达的径向速度，可以分析雷达上空大尺度风向、风速随高度的变化情况以及速度不连续面等特征(俞小鼎等，2006)。在线性风假定条件下，通过对单多普勒雷达风场的反演，可以得到不同高度上的水平风向和风速。中国学者对多普勒雷达径向速度和风场反演进行了诸多研究(戴铁丕等，1993)，利用雷达的径向速度及反演产品特征对认识暴风雪的发生、发展、维持、减弱的动力结构特征有重要意义。

4.1 暖锋降雪回波特征

3月4日1 0时前，回波面积大，为层状结构，强度在10 dBZ以下。径向速度在低层为东北风，风随高度顺时针旋转且风速增大，中层呈西南风，零等速度线呈“S”型，有明显的暖平流;回波西南向，出现速度模糊，风速较大，且速度在不断加强。降雪回波高度为4 km，强中心高度为2 km(图略)。

4.2 暖锋后部冷锋前部降雪回波特征

4日10时后，从西南向开始有17 dBZ左右的回波，回波移动较快(100 km/h)，由于回波移动快，且处于暖锋云后部和冷锋云前部，降雪量不大(1 mm左右)。西南方向径向速度超过35 m/s，中空西南急流更加明显。降雪回波高度为5 km，强中心高度为3 km。降雪回波强度增强。

VAD图像中(图略)，从低层到高层，风随高度顺时针旋转，3.0 km以下风速为8 m/s左右，5.2 km风速增加到28 m/s，风速逐渐增大，有暖平流。且中层附近风速切变大，有利于动量向下输送。

4.3 冷锋云系降雪回波特征

过去的观测表明，层状云连续性降水的回波强度一般为20 dBZ左右，通常不会超过30 dBZ(张培昌等，2001)。4日17时左右，测站西南方向回波强度加强(图6)，为16～22 dBZ，回波结构开始变得紧密，强回波移动较慢、少动。分析径向速度可发现，低空南部强速度中心加强，低空“牛眼”状回波逐渐明显，说明低空急流移近、加强，有利于水汽、热量输送。回波顶高度为6 km左右，强回波中心为5 km左右，回波顶平整。

5日01时，强回波依然维持少动，低层西南风逐渐增大，近地面径向速度可达16 m/s，可见在暴风雪的发生主要是由冷锋云系引起的。

5日01时以后，雷达径向速度图(图7)表明，近地面东北风范围扩大、加强，并缓慢转向偏北风，西南急流转为偏南方向急流，且高度略有升高。中层风随高度顺时针旋转，有暖平流。回波强度增大，可达27 dBZ，强回波向偏东方向移动，移动速度为20 km/h。强回波高度和回波顶高都接近4 km。

02时的VAD图(图8)表明，近地面开始转为东北风，风速为12～18 m/s。在1.8～2.7 km高度为南风急流(风速为20 m/s)，2.7～5.5 km高度为西南风(风速为18 m/s)，5.5～6.1 km高度为西南风(风速为20～24 m/s)，近地层风速切变增大，中层以上风切变很小，西南风急流高度上升。

4.4 冷锋后部降雪回波

图7 3月5日04:13的1.5°仰角雷达径向速度Fig.7 1.5°elevation radial velocity at 04:13 BST 5 March

图8 3月5日02时牡丹江雷达VAD产品Fig.8 The VAD from Mudanjiang CINRAD-CC radar at 02:00 BST 5 March

5日07时，强回波中心面积减小，强度减弱，为20 dBZ以下，结构松散，强中心开始呈现零星块状分布。从低层到中层都由偏北风控制，径向速度图中只观测到冷平流(图9)。

图6 3月4日17时牡丹江雷达1.5°仰角雷达反射率因子(a)和径向速度(b)Fig.6 1.5°elevation(a)radar reflectivity factor and(b)radial velocity at 17:00 BST 4 March

图9 3月5日08:24的1.5°仰角雷达径向速度Fig.9 1.5°elevation radial velocity at 08:24 BST 5 March

图10 3月5日06时牡丹江雷达VAD产品Fig.1 0The VAD from Mudanjiang CINRAD-CC radar at 06:00 BST 5 March

高空系统移近后，回波顶高逐渐降低，回波顶高度在4 km左右，强回波高度为2 km。VAD风廓线图(图10)中的大风区高度与02时相比明显增高，东北风从近地面层逐渐延伸到中高层(约2.4 km)，风速为12 m/s左右，西南急流高度为8 km。低空西南急流有利于降雪，当西南急流升高时，降雪开始减弱。对应3月5日08时700 hPa的天气图，也未见西南急流。

4.5 反射率因子、径向速度及VAD速度动力结构特征的相关性

反射率因子和回波顶高度在冷锋控制时最大，说明暴风雪的强降雪期主要发生在冷锋时段(表1)。

主要降雪期间强回波面积大，维持少动。从雷达径向速度图中可见，冷锋降水云系前面西南急流逐渐加强，暖平流强，风切变低层弱、中层较大。冷锋云系降水开始后，近地层逐渐转为偏北风，高低空风向切变从地面逐渐抬高，地面暖平流逐渐减弱，中层冷平流逐渐加强。冷锋云系后偏北风从地面到中层2.4 km左右，西南急流轴被抬高，可达7.6 km，中高层有风速切变，暖平流消失，中层有冷平流。中低层由偏北风控制以及冷平流占主导时，降雪开始减弱。降雪回波减弱，回波顶、强中心高度降低，而西南急流高度增加。偏南气流和冷性的东北气流构成的中尺度辐合切变线和西南急流是维持此次暴风雪的有利动力和热力条件。

5 结论

1)此次暴雪过程是由南下的极地冷空气与北上江淮气旋两者共同作用产生的，暴风雪区位于冷暖空气的交汇处。涡度平流、散度、垂直速度、不稳定能量等物理量场都显示出此次天气过程具有明显的上升运动。中高层的风切变利于动量的传导，超强锋区和高低空急流的耦合作用以及卫星云图中“干涌边界”都为此次暴雪提供了动力条件，有利于为持续降水产生持续的垂直运动，并产生大风天气。

2)此次暴风雪的水汽通道在黑龙江省东部地区，水汽通量大值区位于低空急流前部、暖锋后，与水汽图像一致。低空急流将暖湿空气向北输送，当低空急流抬高后，降雪开始减弱。

3)此次降雪过程的冷空气强度大、南下位置偏南，与夏季暴雨过程类似，因此产生了罕见的暴风雪天气。

4)雷达径向速度及VAD速度分析表明，主要降雪时段发生在西南急流逐渐加强的过程中，当西南急流被抬高到高层，中低层由偏北风控制，冷平流占主导时，降雪开始减弱。

表1 2007年3月4—5日暴风雪过程中反射率因子和径向速度、VAD速度的比较Table 1Comparisons of radar reflectivity factor，radial velocity and VAD velocity in the process of snowstorm on 4—5 March 2007

5)这次特大暴风雪过程的主要雷达回波特征为:大于15 dBZ的反射率因子的回波面积较大，结构紧密;回波顶平整，回波顶达6 km左右;冷暖平流明显;径向速度大;出现“牛眼”状回波和速度模糊等现象。据此，可为暴风雪的临近预报提供依据。通过此次天气过程的中尺度结构分析可知，偏南气流和冷性东北气流构成的中尺度辐合切变线以及西南急流的位置变化对暴风雪发生、发展、维持和减弱的预报也有明显的指示意义。

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