昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟

纪 策，徐枝芳，彭 敏,,3，李泽椿，肖 昕

（1.昌吉回族自治州气象局，新疆 昌吉 831100； 2.中国气象局数值预报中心，北京 100081;3.成都信息工程大学大气科学学院，四川 成都 610225;4.中国气象局气象中心，北京 100081;5.昌吉市气象局，新疆 昌吉 831100）

寒潮是我国冬春季严重的灾害性天气之一，是一种大规模的强冷空气活动过程。寒潮天气的主要特点是剧烈降温和大风，有时还伴有雨、雪、雨淞和霜冻等，会给工农业生产、交通运输、电力、人类健康等造成不利影响[1]。随着社会经济的快速发展，寒潮所造成的损失不断扩大。很多气象工作者利用常规天气资料和雷达等产品对寒潮天气进行了深入研究[2-7]，研究表明由于地面强冷空气侵入暖槽和高空冷平流下传以及地面自西向东发展的降水所致气温陡降，西伯利亚大低压发展盘踞造成强冷空气源，低压南压和横槽的形成是爆发寒潮的前提条件，多普勒天气雷达上0℃层亮带高度的迅速下降，可作为从雨向雪转换的判据之一。通过物理量的诊断分析[8-10]，发现强的冷平流是气温骤降的主要原因。中高层偏西急流与近地面风场辐合形成的垂直环流为降雪提供必要的动力条件，锋生函数分析表明强降温的区域、寒潮的路径和起始时间与其中心变化有很好的对应关系。然而我国幅员辽阔，气候条件差异很大，寒潮过程特点各不相同。特别是在气候变暖的大背景下，我国寒潮特征也发生了改变[11]。因此对于寒潮及寒潮天气的研究仍然是近期乃至今后研究的重点。

近年来对于新疆的寒潮研究也取得了一定的进展[12-17]，造成强降水的原因是西方冷空气与中亚南支槽东移北上的暖湿气流在伊犁河谷、天山山区和新疆北部沿天山一带汇合，并配合动力作用和水汽条件共同形成的。中低层强冷空气先行入侵，在哈萨克丘陵附近形成锋生冷锋，在快速入侵新疆的过程中与干热的下垫面接近，导致新疆北部出现剧烈降温及不同程度的大风沙尘天气；冷锋进入后在天山山脉北侧形成寒潮静止锋，由于高空后倾的干冷空气不断侵入，再次出现锋生过程，导致新疆北部沿天山及天山山区的持续降温及大到暴量的雨转雪过程。张俊兰[18]等对新疆北部寒潮天气进行了环流和区域分型并根据季节、各高度层锋区强度、冷空气的主要特征等提出了预报概念模型和主要预报指标。虽然新疆寒潮天气的研究较多，但是对其等熵位涡诊断分析较少，对强冷空气的源地和强冷空气的活动预报不够精准。春季是农牧业生产的关键时节，寒潮造成的危害更严重，而目前对春季的强寒潮天气过程的数值模拟也较少。本文使用WRF模式，利用常规天气观测资料和再分析资料FNL，采用天气动力学和热力学诊断分析方法，对2014年4月20—24日寒潮天气过程进行分析和总结，着重分析局部地区暴雪和大风的原因，提炼指标特征，为今后寒潮天气的预警和防御提供参考依据。

1 天气实况

2014年4月23日02时（北京时间，下同）—24日10时，昌吉地区出现了春季一次大范围寒潮天气过程，日最低气温下降幅度普遍7～12℃；同时各地出现了6～9级西北风；中西部出现了大雨、大雪或者雨转雪，山区局地为暴雪，其中玛纳斯为大雨（12.4 mm），天池（22.6 mm）、木垒（14.2 mm）为暴雪；山区积雪深度明显增加，达到7～18 cm。

2 寒潮天气形势分析

此次寒潮天气是在欧洲高压脊东南衰退、西西伯利亚低槽东南下进入新疆爆发的大尺度环流背景下出现的。在500 hPa高空，21日随着欧洲高压脊发展，脊前北风带建立并加强；西西伯利亚低槽东移南下加深，22日08时欧洲高压脊快速东移南下，脊减弱，西西伯利亚低槽继续加深，22日20时西西伯利亚低槽南端已南伸至40°N，23日08时（图1a），主导系统发生了替换，西西伯利亚低槽分成两段，北段沿巴尔喀什湖北部东移，南段向南加深，槽后脊前的偏北风带也随之东移并出现南压；24日08时（图1b），南段继续向南加深并切涡于新疆北部东北部，低槽南伸至35°N附近。

在700 hPa上，从21日20时开始，巴尔喀什湖以西的附近区域T-Td维持在5℃附近并逐渐减小，到22日08时减小到1～2℃。说明强降水发生前，大气变得接近饱和程度，空气中的水汽条件变得非常有利于降水。同时从23日08时—24日08时700 hPa图上发现，风向从偏南风逐渐转变为西北风，风速逐渐增大至16m/s，演变成为低空急流。此时低空急流的出现，为暴雪的发生提供了足够的抬升动力。24日20时，位于里海以北的低槽加深，巴尔喀什湖地区高压脊加强推动低涡快速东移至贝加尔湖地区，强冷空气对昌吉地区影响结束。

21日08时（图1c），寒潮高压始于巴伦支海，呈南北向分布，南北跨度达20个纬度,南北依次有2个1030 hPa高压中心。22日08时，地面冷高移速缓慢，中心已加强至1035 hPa，位于里海北部和乌拉尔山西部，依然是南北向分布。22日20时地面冷高南压至咸海北部，中心值达到1 033.8 hPa，高压底部轴向由南北向转为东西向。

图1 500 hPa位势高度、温度场和地面气压场

图2 320 K等熵面位涡（单位:PVU）分布特征

23日08时（图1d），地面冷高快速向南加强堆积，中心值达到1040 hPa，冷空气实力明显加强并开始向南爆发。23日11时，冷高在东移到巴尔喀什湖北部时，受到不断沿北风带南下的极地冷空气补充，已加强至1 040.2 hPa。

至此，500～850 hPa高空低槽、地面冷锋和从欧洲沿岸沿西北路径东南下的地面冷高压是本次寒潮的主要影响天气系统。

3 天气成因

3.1 强降温成因

等熵面上的位涡分布对应着一定的气流结构，高位涡对应着气旋性环流，其分布一般是高纬度大于低纬度，高层大于低层；等熵面上等压线与风场的配置能够表示冷暖平流效应，等熵位涡的密集带表示动力对流层顶的位置，它也是对流层顶断裂带，其北侧是平流层低层的高位涡空气，南侧是对流层内的低位涡空气，代表着冷暖空气的对峙和交绥[19-24]。本文选取320 K等熵面进行分析研究，通过跟踪位涡异常区（位涡高值区）来追踪大气扰动情况，跟踪天气的变化。

由于取的等熵面较高，并且平流层低层的平均位涡超过4 PVU，所以用4 PVU表示高层强冷空气范围。这次强寒潮过程的高位涡强冷空气可以向前追踪到23日02时（图2a）。23日高位涡主体位于45°N以北，新疆北部国境线附近出现了等熵位涡等值线密集区，代表冷暖空气对峙，并向新疆北部东侧伸展，高位涡中心值达到8 PVU。23日08时（图2b）高位涡中心南段进入新疆偏西偏北地区，并与高纬度高位涡带切断为南北两段。之后23日14时（图2c），高位涡带南段出现3个高位涡中心分别是C1、C2、C3，C2和C3在新疆北部地区加强，并南压至42°N，中心值超过9 PVU，同时蒙古地区出现一新的高位涡带C1。北侧高纬度高位涡主体C1维持，其东北侧不断有高位涡C4强冷空气补充输入，C2和C3合并为高位涡带C，并于24日02时（图2d）到达昌吉地区，并引导极区高位涡强冷空气向中国大范围侵入。

22—23日高位涡强冷空气不断从北部切断并移到巴尔喀什湖附近，之后23日高位涡强冷空气在寒潮关键区堆积加强，在其东北侧不断有高位涡强冷空气补充输入；24日移到昌吉地区，并引导极区高位涡主体冷空气向昌吉地区爆发。

3.2 大风成因

3.2.1 垂直速度分布

23 日 02:00（图 3a）起风前，45°N 以北有上升气流，且500 hPa附近存在一个上升速度的极大值区，45°N以南和48°N以北地区有下沉气流一直达到对流层顶部。

23日14:00（图3b）受高压影响，昌吉地区在加压，此时垂直运动分布出现明显反转。随着动量下传的加大，44°～46°N出现很强的下沉气流，且下沉气流高度较低在500 hPa以下。44°N以南上升气流区逐渐接地，并且主体强度加强范围增大，而42°～44°N正是地面大风集中爆发的区域。配合风场来看，200 hPa以上为平直西风，但300～500 hPa风速有明显增大，下沉气流区风向逐渐由西南风顺时针旋转，到达低层时基本转为偏北风，该下沉气流向南传递，一直延伸到低纬上升气流区的下部。

3.2.2 散度垂直分布

由图4给出的4月23日散度垂直分布可见，23日02时（图4a）在大雨中心上空是深厚、旺盛的对流，大雨中心区（86°～88°E）对流层低层是强辐合区，对流层中上层是强辐散区，伸展高度达500 hPa，这种低层强辐合高空辐散结构，为中尺度对流系统发生发展提供动力条件。大雨中心区有强的上升气流向东输送，在90°E附近有弱下沉运动，从而形成一单圈直接环流。08时（图4b）受地形影响辐合区发生后倾，辐合区东移至95°E。14时（图4c）辐合区范围持续增大，中心强度超过-15×10-7s-2。24日02时（图4d）在100～200 hPa显示出明显的对称性结构特征，在对流层顶 85°～94°E 散度呈现“-+-+”，在下层为相反呈现“+-+-”，此时木垒站出现暴雪。

4 数值模拟

从动力学角度看，大气运动具有明显的多尺度特征，而中尺度对流系统更强调其自身的运动特征，其发展的规律更加复杂。因此，长期以来，对中小尺度系统的发生发展机理还缺乏更深入的了解，对这类系统的天气预报也就比较困难。近年来，气象学者们利用数值模拟方法解决中尺度对流系统预报中存在的不确定性，并取得了大量有意义的成果[25-28]。

4.1 试验设计

图3 起风前后高空急流区88°E剖面U-V合成风场与垂直速度（图中为填色部分，单位:Pa/s）分布

图4 过东部暴雪中心区经向带（80°～100°E）散度（单位:10-7s-2）纬向平均的经向垂直剖面

利用WRF3.7模式对此次天气进行了高分辨率模拟，模拟时段为2014年4月23日02时—24日02 时。模拟初始场和边界条件由 FNL（1°×1°）的格点资料（间隔 6 h）形成，模拟区域中心（44°N，88°E）采用三层双向嵌套，由外到内各区域格点数分别为120×115，112×118，109×109，水平分辨率分别为 27、9、3 km，垂直方向为30个层，三层嵌套分别采用分辨率为10、2 m和30 m地形数据，时间步长分别为81、27、9 s，模式层顶为 100 hPa。模拟区域采用物理方案主要包括WSM 3微物理方案、RRTM长波辐射方案、Noah陆面过程方案、浅对流Kain-Fritsch（new Eta）方案以及YSU方案，Monin-Obukhov方案，考虑地面通量、云的影响和雪盖效应。

为了评估地形在本次寒潮灾害形成过程中的作用，通过保持与改变模式地形的方法，对这次过程分别进行了3 km模拟。控制试验保持模式原有地形不变，并采用前述物理参数化方案。敏感性试验中将原有地形降低了原有地形的30%，然后采取与控制试验同样的各类参数化方案重新模拟。图5是两组试验的地形高度分布。

4.2 地形在局地暴雪过程中的作用

对比两者模拟的降水落区与强度，分析天山山脉对天池降水的作用：在原地形上模拟，降水的分布明显呈与地形平行的带状（图6a），降水中心在天池出现，中心降水量达到13mm。模式准确地模拟出降水中心，但是降水量偏少9mm。从（图6b）中可以看出，降低地形后，小雪以上量级的面积减小，天山地形的抬升作用减弱所引起的降水量变小。

4.3 控制试验对风场的模拟

在模拟的10m风场上可以发现，模式较好地模拟出了大风发生前及发生时的大气背景场。大风发生前（图7a），昌吉地区西部开始有西北风进入，在中东部以偏南风为主，西北风和偏南风在88°～90°E汇合形成辐合带。大风发生时（23日08时，图7b）昌吉地区为西北风，急流中心快速东移南下，强度不断加强。23日14时风速大值区面积增大，在43°N附近低层强西北风急流向山脉辐合，造成暖湿气流在天山迎风坡强烈爬升，是暴雪发生的触发机制。24日02时，风速明显减小，大风结束。

图5 3 km模拟两组试验的地形高度（a为控制试验，b为敏感性试验）

图6 3 km模拟的23日02时—24日02时累积降水量的变化

4.4 控制试验对物理量垂直结构的模拟

物理量分析方面，图8a、8b分别是U、V分量风速，最明显的差异在于U分量在200 hPa的急流为带状，而V分量风速最大到25 m/s左右，最大风速带为椭圆状，中心在300～400 hPa，最大的风速出现在23日08时；垂直速度（图8c）23日05—11时表现为中低层上升运动，高层下沉运动，为暴雪提供有利的动力条件；相对湿度（图8d）在23日02—11时湿层较厚，一直延伸至300 hPa都是相对湿度大于50%，最大相对湿度出现在23日05—08时，600 hPa以下的相对湿度基本＞90%，为暴雪提供有利的水汽条件。

5 结论

图7 9 km模拟的10 m风场

图8 3 km逐小时模拟的沿暴雪中心天池附近（44°N，88°E）物理量时间垂直分布

本文首先分析了昌吉地区春季强寒潮过程的形势场背景、等熵面位涡、垂直速度、散度和水汽输送通道特征，然后使用WRF3.7模式研究了地形对暴雪和大风影响，得到以下结论：

（1）2014年4月20—24日寒潮天气过程出现在欧洲高压脊东南衰退、西西伯利亚低槽东南下进入新疆爆发的大尺度环流背景。

（2）这次强寒潮过程的高位涡强冷空气来自欧亚北部和北极地区的平流层下部和对流层上部。

（3）地面强烈加压，作为补偿，在地面大风区下游出现上升气流，由垂直环流加剧近地面大气水平运动，从而引起大风过程，并且高空风向与地面风向存在交角。

（4）低层强西北风急流向山脉辐合，造成暖湿气流在天山迎风坡强烈爬升，是暴雪发生的触发机制。通过地形敏感性试验结果表明，天山地形的抬升作用减弱所引起的降水变小。

由于昌吉地区寒潮的复杂性，对寒潮过程的特征还需要分析更多的个例，并通过一些数值的资料同化试验开展深入研究，总结一些对预报有指示意义的特征和指标，这将是下一步需要开展的工作。

参考文献：

[1] 朱乾根，林锦瑞，寿绍文，等，天气学原理与方法[M]，北京:气象出版社2000:10.

[2] 许爱华,乔林,詹丰兴,等.2005年3月一次寒潮天气过程的诊断分析[J].气象,2006,32（3）:49-55.

[3] 陈豫英,陈楠,邵建,等.2008年12月两次寒潮天气对比分析[J].气象,2009,35（11）:29-38.

[4] 李江波,李根娥,裴雨杰,等.一次春季强寒潮的降水相态变化分析[J].气象,2009,35（7）:87-94.

[5] 王丽,韦惠红,金琪,等.湖北省一次罕见寒潮天气过程气温陡降分析[J].气象,2006,32（9）:71-76.

[6]樊明，冯军，尚学军.“2001.4.19”寒潮天气形成过程分析[J].气象 2002,28（3）:54-57.

[7] 邵宇翔,李周.一次寒潮背景下降水相态变化特征分析[J].气象与环境科学,2016,39（1）:89-95.

[8] 李海燕,杨霞,张超.新疆一次超极地寒潮天气分析[J].沙漠与绿洲气象,2012,6（5）:12-19.

[9] 牟欢,于碧馨,张俊兰.新疆“4·23”强寒潮降温特征分析[J].沙漠与绿洲气象,2016,10（3）:59-65.

[10] 肉孜·阿基,李如琦,唐冶.2011年初北疆强寒潮过程诊断分析[J].沙漠与绿洲气象,2013,7（3）:7-12.

[11] 王遵娅，丁一汇.近53年中国寒潮的变化特征及其可能原因[J].大气科学,2006,30（6）:1068-1076.

[12] 谭艳梅,朱文娜,张利平.4·18寒潮天气过程中的锋生分析[J].沙漠与绿洲气象,2009,3（6）:13-16.

[13]牟欢,赵克明.2010年春季新疆一次寒潮天气过程分析[J].沙漠与绿洲气象,2011,5（4）:35-39.

[14] 庄晓翠,安冬亮,张林梅,等.阿勒泰地区寒潮天气特征分析及预报[J].沙漠与绿洲气象,2010,4（1）:32-35.

[15] 曹兴,毛炜峄,尹冰霞,等.不同定义指标下的乌鲁木齐寒潮过程气候特征对比分析[J].沙漠与绿洲气象,2017,11（3）:31-37.

[16] 郑玉萍,宫恒瑞.乌鲁木齐市寒潮气候特征分析[J].沙漠与绿洲气象,2015,9（6）:56-61.

[17] 周雪英,彭军,段均泽,等.巴州一次寒潮降雪天气的特征分析[J].沙漠与绿洲气象,2014,8（3）:48-55.

[18] 张俊兰,牟欢,谢葭颖.北疆寒潮天气分析及预报[J].沙漠与绿洲气象,2015,9（6）:11-18.

[19] 赵其庚.一次东亚寒潮过程的等熵位涡分析[J].应用气象学报,1990（4）:392-399.

[20] 陶祖钰,郑永光.位温、等熵位涡与锋和对流层顶的分析方法[J].气象,2012,38（1）:17-27.

[21] Hoskins B J，McIntyre M E，Robertson A W.On the use and significance of isentropic potential vorticity maps[J].Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society，1985，111（470）：877-946.

[22] 丁一汇,马晓青.2004/2005年冬季强寒潮事件的等熵位涡分析[J].气象学报,2007,65（5）:695-707.

[23] 黎惠金,李江南,肖辉,等.2008年初中国南方低温雨雪冰冻事件的等熵位涡分析[J].高原气象,2010,29（5）:1196-1207.

[24] 田秀霞,寿绍文.2008年12月两次强寒潮过程的等熵位涡分析[J].气象科学,2013（1）:102-108.

[25] 黄菁,张强.中尺度大气数值模拟及其进展[J].干旱区研究,2012,29（2）:273-283.

[26] 陈静,薛纪善,颜宏.物理过程参数化方案对中尺度暴雨数值模拟影响的研究[J].气象学报,2003,61（2）:203-218.

[27]张大林.各种非绝热物理过程在中尺度模式中的作用[J].大气科学,1998,22（4）:548-561.

[28] 高守亭,孙建华,崔晓鹏.暴雨中尺度系统数值模拟与动力诊断研究[J].地球科学,2011（4）:208-220.