陕西省两次暴雪过程的对比分析

2020-06-02肖贻青肖湘卉娄盼星马永永刁一娜

沙漠与绿洲气象 2020年2期

肖贻青，肖湘卉，娄盼星，马永永，刁一娜

（1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东青岛266100；2.陕西省气象台，陕西西安710014；3.渭南市气象局，陕西渭南714000；4.陕西省气象科学研究所，陕西西安710015）

暴雪是北方冬季常见的灾害天气之一，不仅给城市交通、农牧业、工农业生产带来极大的危害，甚至也威胁到人民生命财产安全。随着现代观测手段的进步、多元化数据的获取以及数值模式的发展，对暴雪天气的研究也越来越深入。国内外已经有很多专家对暴雪发生的机理进行了模拟和分析，如周雪松等[1]对华北暴雪进行的诊断分析表明，高空槽和地面回流冷锋为主要影响系统，且有三股气流为暴雪过程提供了水汽来源；李如琦[2]、张俊兰[3]、刘晶[4]、吕新生[5]等对新疆暴雪的研究发现，地形和锋面强迫为暴雪提供了有利的动力条件，且水汽输送在不同高度层对暴雪的作用是存在差异的；孔凡超等[6]对华北一次暴雪与雷暴共存天气过程分析认为，中层较强的水汽通量辐合是造成暴雪天气重要原因之一，而低层冷空气堆上产生了高架雷暴；李晓霞[7]、段宇辉[8]等的研究表明，降雪前的骤烈降温是雨雪转化的重要原因，850 hPa 温度和地面温度是相态变化的重要特征，有较好的指示意义。还有大量研究[9-19]从暴雪发生的高低空影响系统、水汽输送、动力机制、不稳定发展、水汽输送轨迹等方面对其进行了细致的分析和模拟，从而得到了许多有意义的成果。

本文应用常规天气资料、加密自动站、探空资料和NCEP FNL1°×1°和GDAS 0.5°×0.5°再分析资料，对陕西省2016 年11 月21—23 日和2017 年3 月12—13 日的2 次大范围雨雪天气的环流背景、水汽、动力及对流特征进行了对比分析，以加深对陕西暴雪天气的认识，提高暴雪预报准确率。

1 实况分析

2016 年11 月21 日08 时—23 日08 时，陕西出现了一次暴雪天气，并伴随有雨、霰和冰雹、雷电等多种天气现象，其中关中、陕南普降雨雪，暴雪出现在关中东部。图1a 为过程累积降水量，结合地面天气图分析可知，21 日08 时关中出现小雨，持续到20时转为雨夹雪，23 时开始出现纯雪；陕南则从21 日20 时—22 日05 时普降小雨，至22 日08 时才出现降雪，因而从累积降水量不能较好地体现降雪强度。积雪资料表明降雪主要集中在关中和陕南东部，大部分地区积雪深度>3 cm，最大积雪深度31 cm。另外，在降水初期，在关中南部和陕南北部交界处出现了雷电，整个过程监测到闪电113 次，其中几乎以负闪为主，占98.2%；通过闪电发生频次的时间序列可以看到，闪电主要发生在22 日12—13 时，其中12时最为强烈，之后逐渐减少（图2b）。

2017 年3 月12 日08 时—13 日08 时，关中和陕南出现了大范围雨雪天气，暴雪出现在关中东部，且出现大范围积雪，大部分地区积雪深度>1 cm，最大深度16 cm。结合地面天气图分析发现，12 日08时起关中和陕南普降小雨，随着时间推移降水增强，关中地区出现中到大雨，陕南出现持续性小雨。 23时关中开始降雪，连续性降雪持续到13 日20 时；陕南则从13 日08 时起开始出现零星降雪，但大部分地区还是以降雨为主。整个过程至13 日20 时结束，过程的降水量分布（图1b）较过程I 要大很多，说明该过程的降水相态以雨为主，且未监测到闪电等其它对流现象。

图2 过程I 中闪电的频次分布

2 环流背景

对过程I 的环流分析表明，11 月21 日20 时500 hPa 欧亚地区为“两槽一脊”（图3a），“两槽”分别为乌拉尔山西南部的横向切断低压和东北冷涡，而“一脊”则位于2 个低压之间的新疆北部，中纬度以平直的偏西气流为主，而高原上空南支槽活跃。陕西位于东北冷涡后部，可能受上游横槽转竖、冷涡后部冷空气以及南支槽影响较大。 700 hPa（图3b）在陕西省与四川、甘肃交界处存在偏北风与偏南风的切变，南支槽将来自南海和孟加拉湾的水汽输送至陕南和关中；850 hPa（图3c）影响本省的低涡位于在四川东部，低涡外围也有暖湿空气向陕南输送；地面图（图3d）显示四川和重庆交界处存在一倒槽，关中和陕南恰好位于倒槽的槽前。随着乌拉尔山西南方的切断低压东移转竖，槽后冷空气扩散至南支槽后部，使南支槽加深，从而加强暖湿气流的输送；同时中纬度西风气流稍有减弱，东北冷涡东移南下，使冷涡后部来自蒙古的强冷空气向南侵入中原地区。

图3 过程I（a，b，c，d）和过程II（e，f，g，h）环流形势

过程II 的影响系统与过程I 较为相似，同样受500 hPa 低槽、700 hPa 和850 hPa 的低涡切变以及地面倒槽的影响。 3 月12 日20 时500 hPa（图3e）欧亚地区为“两槽一脊”，乌拉尔山西南方向依然存在切断低压，东北地区存在较深的冷槽，但中心气压弱于过程I，两个低压之间则出现西北—东南向的高压脊，青藏高原南侧的南支槽非常活跃，受其影响陕西省大部地区受西南气流控制。700 hPa（图3f）与850 hPa（图3g）受南支槽影响，在高原上形成明显的低涡环流系统，外围西南气流与偏东急流在关中和陕南相遇，形成切变。地面倒槽位于四川南部（图3h），关中和陕南位于倒槽的槽前，有东路冷空气灌入。随着切断低压南压，槽低冷平流向南渗入，南支槽明显加深，西南气流继续加强，从而使700、850 hPa高原上低涡环流加强，外围风速也有所加强；东北冷槽南下，槽后西北风转向偏北风，冷平流加强，从500～925 hPa 均有较强的东路冷空气向陕西境内输送，地面倒槽因此也有所加深。

从以上分析可知，两次暴雪过程500 hPa 欧亚地区均为“两槽一脊”，且上游乌拉尔山西南方向均存在切断低压，有利于冷空气堆积并渗透南下，从而加强南支槽；不同之处在于过程I 东北冷涡强度较大且位置偏北，过程II 虽然东北冷涡强度较弱，但中心位置偏东南，更有利于冷空气向东的累积。700、850 hPa 均有西南水汽输送和切变，地面也都存在倒槽，差异在于过程II 位于青藏高原南侧的南支槽非常强盛，导致700、850 hPa 在高原上形成低涡环流系统，中高层和低层都存在西南低空急流，并伴随低层和超低层的东风急流。

3 水汽条件差异

3.1 整层大气可降水量

为了比较两次过程的水汽条件，首先分析了整层大气可降水量的异同。两次过程开始前，大气可降水量分布均呈北低南高的特征，从陕南南部至关中以20 kg·m-2起逐渐递减，但降水落区对应的可降水量均>12 kg·m-2，且高值区的脊线位置恰好位于关中东部和陕南西南部发生暴雪的区域，说明大气可降水量对暴雪的落区具有一定的指示意义。为更好地寻找差异，对两次过程的整层可降水量进行相减，即过程II 减去过程I（图4c），结果发现关中和陕南大部在过程II 的可降水量都大于过程I，尤其在关中区域，从而可解释过程II 的累积降水量大于过程I。

3.2 水汽通量分析

为进一步分析两次暴雪过程的水汽条件差异，对水汽通量和水汽通量散度进行了计算。结果显示过程I 在700 hPa（图5a）显示出两个主要水汽通量输送通道，分别为来自贝加尔湖的西北向及来自孟加拉湾的西南向水汽通量，这两种性质不同的水汽恰好在关中和陕南区域交绥并产生辐合；水汽通量散度则在关中和陕南形成有明显的辐合带，并向南延伸至四川边境，最大辐合中心为-6×10-5kg·m-2·s-1，说明700 hPa 的贝加尔湖和孟加拉湾的水汽对暴雪形成有明显作用。 850 hPa（图5b）的水汽通量输送通道除以上两条，还有一条来自南海地区，其中来自孟加拉湾的水汽通量变得非常弱，南海的水汽通量显著加强，水汽通量矢量的辐合区南压至关中南部和陕南；另外水汽通量散度在暴雪区有明显的辐合带，中心为-3×10-5kg·m-2·s-1；925 hPa（图5c）的水汽通量输送通道来自贝加尔湖及东海地区，在关中陕南东部有较显著的水汽通量辐合区，中心超过-9×10-5kg·m-2·s-1，辐合强度更大。以上结果表明中低层的水汽输送对暴雪的形成有重要作用。

对过程II 的合成分析表明700 hPa（图5d）水汽通量输送通道来自贝加尔湖和孟加拉湾地区，贝加尔湖的水汽输送较过程I 显著减弱，孟加拉湾的水汽通量则在关中、陕南进行辐合，辐合中心值达-6×10-5kg·m-2·s-1。 850 hPa（图5e）水汽通量显示主要输送通道来自东海和孟加拉湾区域，水汽通量较过程I 小，但关中地区的水汽通量散度强辐合区中心值可达-12×10-5kg·m-2·s-1；925 hPa（图5f）的水汽通量输送来源有3 条，分别为东海、孟加拉湾及南海地区，其中以东海的水汽通量最强盛，关中和陕南有显著水汽通量散度辐合区。

图4 整层大气可降水量

另外对这3 个高度层的等温线特征进行分析，结果表明过程I 等温线相对密集，冷平流强，0 ℃线在700 hPa 和850 hPa 高度上均位于关中及南部，整个关中和陕南温度介于-4～2 ℃，有利于降雪形成；过程II 等温线相对稀疏，关中和陕南在700 hPa虽然处于-8～-4 ℃，但850 hPa 温度迅速升高至0 ℃以上，雪在降落过程中易融化。 925 hPa 高度上，过程I 比过程II 在降雪区的温度要低4 ℃左右，更有利于雪在下落至地面过程中保持相态。

3.3 水汽输送轨迹分类

图5 2 次过程水汽通量（矢量，单位：kg·m-1·s-1）及其散度分布（阴影，单位：10-5 kg·m-2·s-1）

HYSPLIT 模式可以对不同地点的不同高度，模拟出空气块向后追踪的三维运动轨迹，并差值得到响应的位置上的空气块物理属性。本文对水汽输送轨迹的计算和模拟，利用HYSPLIT 分别对2 次过程在3000、1500、500 m 的海拔高度（可分别代表700、850 hPa 和925 hPa）上进行后向追踪5 d 的运动轨迹，过程I 的模拟站点选择积雪深度较深的渭南站（34.54°N，109.56°E），过程II 的模拟站点选择累积降水较多的汉中站（33.10°N，107.08°E），两次过程轨迹的模拟集合如图6 所示。

结果显示在海拔3000 m，过程I（图6a）的水汽来源大部分可追溯到欧洲南部的地中海地区，从地中海翻过伊朗高原到达印度半岛北部，再沿着青藏高原中南部向东北一直到达四川盆地，再到达关中地区；另外一部分水汽从阿拉伯海穿过东南亚直接进入西南地区，再到达关中；还有其他少量水汽从南海直接向北输送至关中区域。过程II（图6d）显示的主要水汽输送路径有两条，一条从阿拉伯海穿过印度从青藏高原南侧进入四川盆地抵达陕南，另一条从孟加拉湾经过西南地区输送至陕南。

海拔1500 m 的高度上，过程I（图6b）显示有两条主要水汽来源，一条来自西伯利亚徘徊后穿过巴尔喀什湖进入中国境内，沿着天山山脉到河套地区，再从内蒙中部向南抵达关中；另一条则来自伊朗高原沿青藏高原北侧的昆仑山脉到达关中地区。过程II（图6e）的水汽输送带也有两条，一条源自阿拉伯海，经印度北部穿过横断山脉，进入四川盆地再到达陕南；另一条从贝加尔湖南部和蒙古高原向东南方向进入华北平原后，再向西穿过秦岭输送至陕南。

500 m 的海拔高度上，过程I（图6c）的水汽均来自欧亚大陆西北部的偏中高纬度地区，从关中西北或北部直接抵达降雪区。过程II（图6f）的水汽一部分从西伯利亚至蒙古到达华北平原，从华北绕流至陕南；另一部分从内蒙中部到华北西部，再绕回至陕南，即过程II 在低层的水汽轨迹具有回流性质。

4 对流条件

4.1 假相当位温θse 的剖面分析

通过天气背景的分析，两次过程均受地面倒槽影响，且具有回流性质的锋面抬升是暴雪发生的主要动力机制。 850 hPa 以下来自东路的冷空气在近地面堆积，形成冷垫，来自南方的暖湿空气沿着冷空气垫向北、向上爬升，可在对流层低层形成θse的密集区。因此这里主要分析假相当位温θse的分布。

图6 两次过程的水汽输送后向轨迹模拟

对两次过程锋面过境时的假相当位温沿关中中部34°N 进行剖面（图7），结果发现过程I 有明显的层结不稳定，关中西部从地面到850 hPa 附近，假相当位温随高度先增加后减小，而中高层的稳定层结则有利于这种不稳定能量的积累，对流发生后高层的高θse气块下传到中层干湿空气区，会促使对流进一步发展。 850 hPa 以下呈由高空指向地面且向西倾斜的舌状高值区（＞0），说明此时低层已经有来自东路的较强冷空气侵入。过程II 的假相当位温在整层随高度增加，大气层结稳定，且同样高度的假相当位温值略高于过程I；进而通过比湿分析发现过程II 较过程I 偏大1～2 g/kg，但等值线密集度在整层的分布较为均匀，没有明显的能量锋区。假相当位温的垂直分布可说明动力作用和能量累积对过程I 有重要贡献，而过程II 的水汽作用更重要。

4.2 探空曲线特征

假相当位温的垂直分布显示过程I 具有不稳定层结，在降雪期间伴随了霰、冰雹及雷电等对流现象，说明还具有一定的不稳定能量，过程II 则是稳定性降雪（图8）。过程I 的探空图（图8a）显示，整层大气处于饱和状态，中低层温度露点差均≤1 ℃，600 hPa 以下存在明显逆温，该逆温层的形成是由于中低层850 hPa 和925 hPa 存在来自贝加尔湖的偏北冷空气及来自东北方向的东路冷空气，形成了非常强的冷垫，暖湿气流在冷垫上倾斜爬升造成，大量水汽及能量可累积在逆温层中；冷锋南下后触发逆温层中释放大量不稳定能量，从而引起对流性天气，具有典型的回流降雪特征；而过程II 整层水汽也处于饱和状态（图8b），虽然在低层都表现为东路冷空气且风速较大，但由于冷平流强度较弱，未能形成较强的冷垫，因此探空曲线上没有显示逆温层存在，大气层结非常稳定，无对流潜势。