基于多种探测资料对华北中部一次回流暴雪过程的分析*

钤伟妙 罗亚丽 曹 越 张 晓 车少静

1.石家庄市气象局，石家庄，050081

2.中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京，100081

3.河北省气象与生态环境重点实验室，石家庄，050021

4.石家庄学院，石家庄，050035

5.河北省气候中心，石家庄，050021

1 引言

暴雪是中国北方冬季的高影响天气。根据中央气象台规定，以24 h累计降雪量为划分标准，降雪量5.0—9.9 mm为大雪，降雪量达到或超过10 mm为暴雪（Sun，et al，2010）。大雪和暴雪发生时伴随较强的上升运动、丰富的水汽输送和近地面气温快速下降（Wang，et al，2013；Yang，et al，2019），近地面偏北冷平流和偏南水汽输送是发生降雪的关键因子（Sun，et al，2013，2019a），异常大的偏南水汽输送是华北暴雪的决定性因子（Xie，et al，2019），这些因子跟天气尺度系统配置关系密切。

华北冬半年暴雪的主要环流形势之一为“回流”型，回流指的是自东北平原经渤海向西入侵华北平原的低层冷性偏东气流。回流的出现与华北地区地面呈东北高、西南低的气压场密切相关，偏东风多出现在2 km以下边界层内，在降雪过程中起“冷垫”的作用（张迎新等，2006；于波等，2022），对应地面天气系统有回流冷锋（张迎新等，2007；周雪松等，2008；侯瑞钦等，2011）、华北锢囚锋（易笑园等，2010；叶晨等，2011）、地面倒槽（Li，et al，2010）等。回流暴雪天气发生时，高空为两槽一脊（乌拉尔山地区和河套地区有低槽）或高纬度低压带型（50°—65°N，75°—130°E为低压带，河套及以西地区有低压槽）（张守保等，2008），中低层往往有西南急流，将源自孟加拉湾和中国南海的水汽向暴雪区输送（Sun，et al，2019a，2019b）。可见，华北回流暴雪是暖湿空气在自东北平原南下经渤海影响华北的冷空气上爬升造成的（张迎新等，2006；Li，et al，2010；Jiao，et al，2019），并且太行山地形在华北回流暴雪过程中对低层偏东气流有阻挡、汇聚和抬升作用（周雪松等，2008；张迎新等，2011a，2011b）。由于以往缺乏精密监测资料，如何甄别边界层偏东风回流的厚度、温湿特性、中低层水汽输送对降雪强度演变的影响仍不清楚。

大尺度天气背景为降雪提供水汽输送和垂直上升运动，而云的微物理特征决定云内水凝物的增长方式和下落速度，从而影响降雪的强度和总量（Stewart，et al，2015；Gehring，et al，2020）。新型高精密非常规气象观测资料，如雨滴谱仪、风廓线雷达、微波辐射计等观测资料开始应用于分析暴雪的云微物理过程及环境动、热力状况。风廓线雷达资料能揭示高、低空急流的精细演变（Miao，et al，2018），微波辐射计资料（Xu，et al，2015；Sun J，et al，2019）能显示云层和环境大气精细的温湿垂直结构特征，对降雪强度及水凝物相态变化有指示意义（李德俊等，2012，2013）。基于雨滴谱仪观测资料研究表明，雪花粒子直径（D）和雪花下落速度（V）呈幂指数关系（Zawadzki，et al，2010；Szyrmer，et al，2010），雪花粒子谱与速度谱分布与雪花粒子大小、密度和降雪强度演变均有关系，而两种谱分布形成受大气温、湿层结的直接影响（周黎明等，2014；胡云涛等，2017；李遥等，2019）。利用数值模式模拟研究分析发现，当水汽输送较强时，降雪以凝华增长和凇附增长为主，水汽输送较弱时，以凝华增长和聚并增长为主，且冰晶、雪晶生成和增长过程与垂直上升速度成正相关（高茜等，2020）。然而，对于华北降雪的微物理特征的研究极为稀少，非常规观测资料应用于降雪预报的潜力有待挖掘。

作为中国政治、文化中心和中国三大城市群之一，位于华北中部的京津冀地区（图1a）对天气预报的精准度要求极高。2020年1月5日华北中部出现2019年冬季唯一的一场暴雪，降雪量为5.6—15.5 mm，石家庄（SJZ）-邢台（XT）-衡水（HS）存在一条西北—东南向的暴雪区，关键区内共15个国家级气象站出现暴雪（图2a）。降雪从1月5日07时自邯郸（HD）开始，由南向北推进，10—11时邢台和石家庄相继出现降雪，12—15时降雪强度较大，大部分站点小时降雪量在1 mm以上，其中，邢台南宫（NG）13时测得本次暴雪过程的最大小时降雪量（3 mm），降雪过程于6日04时结束，共持续21 h（图2b）。ECMWF、CMA-GFS模式和河北省气象局、石家庄市气象台对此次降雪的降雪量预报均偏小，漏报了暴雪过程。

图2 （a） 2020年1月5日07时—6日04时（北京时）累计降雪量空间分布，以及（b）石家庄和邢台南宫（图（a）中分别标记“三角”和“圆圈”）5日11时至6日01时逐时降雪量（红色方框为暴雪关键区，黑色方框为暴雪上游区域）Fig.2 Accumulated snowfall （a） from 07：00 BT 5 January to 04：00 BT 6 January and （b）hourly snowfall at SJZ（triangle）station and NG （circle）station from 11：00 BT 5 January to 01：00 BT 6 January（red rectangle outlines the key region of heavy snowfall and black rectangle outlines the upstream region of the key region）

文中利用ERA5再分析资料分析了此次暴雪过程的环流背景、低空暖湿急流和近地面“回流”冷空气的强度、时间和位置，并综合多种高分辨率观测资料揭示暴雪完整过程的本地中尺度动、热力场和云微物理特征，及其与降雪强度演变的关系，以期为提高强降雪的监测、预报准确率和精细化程度提供科学基础。

2 资料和方法

应用0.25°×0.25°、逐时ERA 5再分析资料，分析华北中部2020年1月5日暴雪过程的降雪实况、环流背景；将稠密的自动气象站逐时观测资料、风廓线雷达和微波辐射计资料用于研究暴雪发生的大气环境、云层结构特征；地面雨滴谱仪资料用于分析降雪的云微物理特征。风廓线雷达、微波辐射计和雨滴谱仪位于暴雪关键区内，具体位置见图1b。

图1 （a）华北地形（色阶）、风廓线雷达（“×”）和（b）主要观测设备分布：石家庄市风廓线雷达与微波辐射计（加号）、雨滴谱仪（三角），石家庄（加号）、邢台（圆圈）和邯郸（圆圈）GPS水汽含量探测仪（图a中蓝色实线为黄河，红色字体BJ、SH分别为北京和上海，虚线矩形为图b显示范围；图b中的黑色实线为京津冀各市边界，红色矩形为研究的暴雪关键区；图a和b中的橙色实线为石家庄市界）Fig.1 Topography in North China （shaded），wind profilers（"×"）and distribution of major instruments：wind profiler and microwave radiometer （cross），disdrometer （triangle）in SJZ，and GPSstations in SJZ（cross），XT （circle）and HD（circle）（blue line represents the Yellow River，the red letters"BJ"and"SH"denote Beijing and Shanghai，black rectangle in Figure a indicates the area shown in Figure b，the regions enclosed in black solid lines denote the cities of Beijing-Tianjin-Hebei，orange thick lines in（a）and （b）denote the boundary of SJZ city，red rectangle in （b）outlines the key region of heavy snowfall）

2.1 地基微波辐射计

本研究使用的石家庄市国家基本气象站布设的地基微波辐射计，为北京爱尔达电子设备有限公司的Airda-HTG4型，每分钟完成1次全天空扫描观测，它在典型的微波V波段（大气氧气窗口）和微波K波段（大气水汽窗口）通过对大气微波辐射的遥感测量得到亮温数据，利用神经网络、线性/非线性统计回归反演，最后获得天顶方向地面至10 km高度各层的温度、湿度、液态水含量廓线等数据。微波辐射获取的温度廓线较湿度廓线精度高，低层优于高层，多云天好于晴天（Xu，et al，2015）。

2.2 风廓线雷达

本研究使用石家庄市国家基本气象站布设的CFL-06L波段对流层风廓线雷达，它是以大气湍流为探测目标的晴空探测脉冲多普勒雷达（Liu，et al，2020），由中国航天科工集团二院二十三所生产，每6 min完成1次扫描，可连续提供0.15—10 km高度的大气水平风矢量、垂直气流速度、大气折射率等气象要素随高度的分布，垂直分辨率0.15—4 km为120 m，4—10 km为240 m。

2.3 雨滴谱仪

本研究使用的雨滴谱仪是德国OTT公司第二代激光雨滴谱仪（OTT Parsivel），布设在石家庄东北方向约20 km的正定县，它通过激光传感器产生的水平激光测量降水粒子的直径和通过时间，得到降水粒子的尺度谱和速度谱，可通过尺度谱和速度谱对降水粒子分类，并计算降水时的能见度和雷达反射率因子。石家庄雨滴谱仪的时间分辨率为1 min。

3 天气尺度背景

2020年1月5日08时，即关键区降雪开始时，海平面气压场为高压—倒槽回流形势（图3a），华北东北部为高压，河套地区为“Ω”型气压场的低压倒槽，河 套（37.5°N，105°E）低 压 与 东 北 部（40°N，120°E）高压差约为8 hPa，气压差为近地面带来偏东风（阎访等，2015），冷空气自东北平原经渤海到达华北中部（红色风矢线），华北南部存在锋面（黑色粗实线）。925 hPa到850 hPa有水平尺度约4°×4°的西南低涡（图3b、3c中“D”）存在，低涡东南侧的西南低空急流（风速超过12 m/s）穿越长江流域一带，由于东部高压阻挡而转为东南气流，影响华北中部，东南风向与等温线基本正交，暖平流强盛（图3b、3c）；500 hPa高空形势为两槽一脊型，乌拉尔山附近为低压槽，贝加尔湖及以西地区为高压脊，河套及以西地区为低槽，华北地区位于高空槽前，西南风速达16 m/s（图3e）。重要的是，对应500 hPa槽的位置700 hPa存在南北走向的切变线，京津冀地区位于切变线东侧低空西南急流左前方（图3d），急流向暴雪关键区输送水汽。而200 hPa高空从长江流域到黄海上空（28°—35°N）存在风速大于70 m/s的西南高空急流，华北中部位于高空急流左侧较强的辐散区内（图3f），有利于700 hPa低空急流北伸发展。6日05时前后，地面高压东移，华北地区转受均压场控制，近地面东北风转为偏北风；700 hPa切变线也逐渐东移，华北地区受偏北气流影响，降雪过程结束。

图3 1月5日08时 （a）地面气压场（黑实线，单位：hPa）、温度场 （色阶）、风场 （红色风矢）和地面锋面 （粗黑实线），（b）925 hPa高度场 （黑实线，单位：dagpm）、风场和温度场 （色阶），（c）850 hPa高度场 （黑实线，单位：dagpm）、风场和温度场 （色阶），（d）700 hPa高度场（黑实线，单位：dagpm）、风场和水汽通量（色阶，单位：g/（cm·hPa·s），（e）500 hPa高度场（黑实线，单位：dagpm）、风场（色阶），（f）200 hPa高度场（黑实线，单位：dagpm）、散度场（色阶，单位：10-5 s-1）、水平风速（绿色等值线，单位：m/s）和急流核（风向杆，风速大于60 m/s）（红色矩形为暴雪关键区，黑色圆点为石家庄，红色圆点为北京，（d）中的红色双实线为700 hPa切变线）Fig.3 Synoptic analysis at 08：00 BT 5 January（a.surface pressure（black solid line，unit：hPa），temperature（shaded），wind （red vector）and surface front（thick black solid line），b.925 hPa geopotential height（black solid line，unit：dagpm），wind and temperature（shaded），c.850 hPa geopotential height （black solid line，unit：dagpm），wind and temperature（shaded），d.700 hPa geopotential height（black solid line，unit：dagpm），horizontal wind and water vapor flux（shaded，unit：g/cm·hPa·s），e.500 hPa geopotential height （black solid line，unit：dagpm）and horizontal wind（shaded），f.200 hPa geopotential height（black solid line，unit：dagpm），divergence（orange shaded，unit：10-5 s-1）and horizontal wind（green contour，unit：m/s）；red rectangle denotes the key region of heavy snowfall；red and black dots denote Beijing and SJZ，respectively）

利用ERA5再分析资料进一步揭示近地面东北回流和低空暖湿急流的水平及垂直分布，分析两者在强降雪过程中的作用。由1月5日11时（即关键区降雪即将快速增强时）1000 hPa等压面风场和假相当位温（θse）的水平分布（图4a）可见，近地面来自东北平原的冷空气（θse低于275 K）经渤海吹向高θse（约283 K）的暴雪区。沿1000 hPa等压面东北气流方向，取西南—东北向AB线作θse垂直剖面及映射于剖面上的风场（图4b，粉色风矢表示西南气流，蓝色表示东北气流），冷空气呈楔形自东北向西南渗透，厚度逐渐变薄，低于281 K的东北向冷空气自B点延伸至118.5oE附近，可见偏东风回流位于900 hPa以下。地面到850 hPa附近有锋面存在（如图4b紫色虚线所示），暴雪区位于锋面相对暖湿的南侧。以850 hPa上θse=293 K线为界作锋面，可见锋面（粗黑线）自南向北穿过暴雪区（图4a、c）。1000 hPa东北风自B处直达暴雪区，这与地面东北风（图5）一致，但1000 hPa以上转为西南风；暴雪区900 hPa以下同高度θse向山前增大，山前的空气可能同时包含来自南方的暖湿气流，其转为东北风进入关键区（图4a）；受太行山脉阻挡，山前东北风厚度更大，但气流并未翻越山顶，西南暖湿气流在东北气流上爬升，上升运动层超过500 hPa。

图4 ERA5再分析资料显示5日11时（a）1000 hPa、（c）850 hPa水平风和假相当位温θse（等值线，单位：K）水平分布以及沿（b） AB线、（d）CD线的θse垂直剖面和剖面内风矢量（a、c图中的红色矩形和b、d图中两条黑色竖线之间为暴雪区，a、c图中黑色粗实线和b图中紫色虚线为锋面位置；b、d图中黑点表示上升运动处，黑色阴影表示地高度）Fig.4 Spatial distributions of horizontal wind and pseudo-equivalent potential temperature（θse，contour，K）at 1000 hPa （a）and 850 hPa（c），vertical cross sections of θse and composite in-plan flow vectors along the line AB（b）and CD（d）from ERA5 reanalysis at 11：00 BT 5 January（red rectangles（a，c）and black lines（b，d）outline the key region of heavy snowfall，the fronts below 850 hPa is denoted by the purple dotted line（b）and thick black lines （a、c），black dots represent ascending motion，black shadings represent terrain height）

图4c为5日11时850 hPa等压面风场和假相当位温的水平分布，东南气流将南方θse高于310 K的暖湿空气吹向暴雪区。沿850 hPa风向取东南—西北向CD线作θse的垂直剖面及映射于剖面上的风场（图4d；粉色风矢表示东南气流，蓝色风矢表示西北气流），可见850 hPa以下东南风朝着华北中部输送暖湿空气，暴雪区上空有深厚垂直上升运动。暴雪区900 hPa以下θse低于同高度的东南区域，且θse水平梯度大，暖湿空气与干冷空气在暴雪区上空相遇而上升。暴雪区靠近D点受地形阻挡，900 hPa以下东南风转为弱西北风，随着靠近山地西北风厚度增加，因此地形可能是造成地面西北—东北向辐合线（图5）的原因之一。

4 本地环境条件

4.1 近地面东北风回流

此次华北暴雪过程开始前，5日02时地面气压场为东高西低形势（图略），高压中心位于东北地区，地面东北风首先在靠近高压中心的保定（BD）、沧州（CZ）建立，接着向西南方向扩展至暴雪关键区，因此将保定（BD）、沧州（CZ）一带定义为暴雪上游区域（图2、4、6）。从华北中部地面加密自动气象站逐时10 m风场（图6）看，5日03—04时，暴雪上游区域一支风速小于1.5 m/s的东北气流自渤海吹向华北中部，受太行山地形影响，暴雪关键区内为弱西北风；05—09时上游区域东北风向南扩展，且风速增强为2—3 m/s，此时暴雪关键区风速仅1.0 m/s左右，关键区形成一条风速辐合线，降雪逐渐开始；11—14时上游区域东北风增强至2—5 m/s，12时以后关键区西部和南部转为西北风，对应暴雪区形成地面中尺度辐合线，该辐合线由太行山地形（图5）和地面倒槽天气系统共同造成，且风速越大地面辐合线越明显（图6c）。地面辐合线附近小时降雪量大，10—16时石家庄、南宫气象站小时降雪量在1—3 mm。17时地面低压中心仍位于蒙古国，华北中部位于低压底部，暴雪关键区逐渐转为偏北风，风力减弱，降雪量也逐渐减小。

图5 1月5日04—16时（a—d）间隔4 h的地面自动气象站10 m风场（色阶表示地形高度，风向杆表示10 m水平风，蓝色粗虚线为地面辐合线，暴雪关键区和暴雪上游区域同图2）Fig.5 10 m winds collected at dense automatic weather stations from 04：00 to 16：00 BT 5 January（a—d，shaded area indicates the terrain height，wind bars indicate 10 m horizontal winds，blue thick dotted lines indicate surface convergence line，red rectangle represents the key region of heavy snowfall and black rectangle outlines the upstream region of the key region，which are same as in Fig.2）

图6 （a）石家庄风廓线雷达观测的逐30 min水平风时间-高度分布和微波辐射计监测的地面（红线）、500 m（橙线）和1000 m （绿线）气温逐分钟变化（蓝色实线为12、14、16、18 m/s风速等值线，两条黑色竖线表示石家庄降雪开始和结束的时间），以及（b）石家庄及周边6部风廓线雷达观测的5日11时水平风垂直分布（蓝色风矢表示风速≥12 m/s）Fig.6（a）Time-height distribution of 30 min horizontal winds（barb）observed by the wind profiler，and time series of temperature at 0，500 and 1000 m heights（red，orange，green line）from the microwave radiometer in SJZ（blue contours denote the speed of horizontal wind of 12，14，16，18 m/s and two vertical lines indicate the beginning and ending time of snowfall in SJZ），（b）vertical distribution of horizontal wind from six wind profilers near SJZ at 11：00 BT 5 January（blue barbs represent horizontal wind speed greater than 12 m/s）

上述分析表明，暴雪上游区域在降雪前7小时出现东北风，向南扩展至暴雪关键区时，降雪开始；受太行山和倒槽东移影响，暴雪关键区内为西北风，与上游区域东北风形成辐合线，辐合线存在时（10—16时）降雪强度大，小时降雪量在1—3 mm。近地面风场辐合有助于暴雪关键区降雪加强或维持，这与王丽荣等（2013）对“09.11.10”石家庄特大暴雪中尺度风场分析结果一致。

利用ERA5资料分析1000—925 hPa风场空间分布（图略），可见本次过程的辐合线较浅薄，仅维持在地面（1032 hPa）到1000 hPa附近，辐合线厚度约110 m。随着高度上升，地面的偏东风回流（图3a、图5）逐渐转为东南风，主要受低层西南涡外围东南气流影响，975 hPa以上太行山东麓偏北风的范围越来越小，转为一致的东南风。

石家庄风廓线雷达资料（图6a）显示，5日09—10时，石家庄近地面0.8 km（约925 hPa）以下转为东北风。地面自动气象站观测到石家庄、邢台和邯郸地面2 m气温由08时0.5、2.6和3.1℃下降至11时的-1.2、0.0和0.5℃，最大降温率约2℃/h。从石家庄微波辐射计监测的0、500和1000 m逐分钟温度变化（图6a）看，5日09时1 km（约900 hPa）以下气温开始下降，至10时30分降雪开始时1 km高度气温降至约-4℃，近地面（500 m以下）气温在-1—-3℃，“冷垫”形成并维持整个降雪阶段，降雪粒子在下降过程中不易融化，因此，人工观测本次降雪过程为纯雪（无降雨）。分析5日11时石家庄及周边6个风廓线雷达（保定、衡水、沧州、北京、唐山和秦皇岛，具体位置见图1a）观测的水平风垂直分布（图6b）发现：位于最偏东位置的秦皇岛600 m以下为不足1.5 m/s的东北风；而靠近内陆的北京、唐山主要为东南风，风速较小，伸展至约800 m；这与图4a中近地面偏东风气流更靠近渤海一致。位置偏南的衡水、沧州地区以偏东风为主，伸展至1 km，风速为3—4 m/s，而石家庄、保定以东到东北风为主，石家庄偏东风延伸高度较保定略高，同时风速小于3 m/s，有利于风速在石家庄地区的辐合。与图4b中冷空气呈楔形自东北向西南方向厚度逐渐变薄的结论一致。同时，西南低空急流自南方伸展至华北中部一带，而未及北京以北地区，位置更偏南的石家庄、衡水的低空急流高度更低。低空急流最大风速核在3.5 km附近。

4.2 低空暖湿气流

利用ERA5资料分析石家庄气象要素时间-高度剖面（图7），5日09时，中低层800—700 hPa形成偏南急流，上升运动层自近地面延续到500 hPa以上，最大上升速度中心（6×10-3m/s）在600 hPa左右，即偏南暖湿气流在东北风“冷垫”上爬升（图4b）。低空急流维持至5日16时，5日10—16时降雪强度大于1 mm/h。5日17时低空急流消失，降雪强度减弱，6日01时前后，石家庄降雪过程结束。张迎新等（2007）研究2002年12月22—23日华北中南部回流暴雪过程发现700 hPa附近偏南气流与近地层偏东风同时存在时发生降雪，本研究揭示这种情况下，降雪时还存在上升运动，且上升运动极值（6×10-3m/s）时段对应降雪强度较强。Yang等（2019）研究1979—2017年华北强降雪过程也发现强于常年平均的上升运动。

从石家庄附近水汽通量垂直分布的时间演变（图7）看，800—600 hPa是水汽通量输送的主要高度区间，水汽通量极大值在700 hPa高度附近。5日08时700 hPa西南急流轴最大风速为22 m/s（图3c），水 汽 通量 最 大 为3 g/（cm·hPa·s），5日12时700 hPa偏南风最大风速增大至24 m/s，华北中部700 hPa水汽通量增大至5 g/（cm·hPa·s）。低层水汽输送和风场辐合为本次暴雪过程提供了充足的水汽，降雪时段内持续存在深厚的湿层，地面到500 hPa的相对湿度在90%以上。

图7 1月5日02时—6日07时石家庄相对湿度高于90%（阴影）、水平风、温度（红色实线，单位：℃）、水汽通量（浅蓝色实线，单位：g/（cm·hPa·s））和垂直速度（蓝色实线，单位：10-3 m/s）剖面（黑色竖线表示石家庄降雪开始和结束时间）Fig.7 Time-height cross section of relative humidity higher than 90%（shaded），horizontal wind barbs，temperature （red solid line，unit：℃），water vapor flux（light blue solid line，unit：g/（cm·hPa·s））and vertical velocity（blue solid line，unit：10-3 m/s）in SJZ from 02：00 BT 5 January to 07：00 BT 6 January（two vertical lines denote the beginning and ending time of snowfall in SJZ）

5日08时700 hPa低空急流抵达华北中部地区，关键区降雪前3 h邢台和石家庄GPS测量的大气可降水量迅速增长，增长率约3 mm/h。本次降雪过程（1月5日07时至6日04时）石家庄、邢台和邯郸GPS探测的平均大气可降水量分别为12.0、15.1和17.7 mm，5日12时最大可降水量分别为13.4、16.7和19.7 mm，而这3个地区近5年1月平均大气可降水量分别为3.3、7.1和7.7 mm，可见本次过程整层大气含水量显著偏高。

5 降雪强度演变及微物理特征

5.1 低空急流指数与降雪强度的关系

研究表明，低空急流演变能引起大气层结变化、造成急流前端辐合，从而影响降水强度。低空急流增强可使湿层增湿增厚，增强大气层结不稳定性，使对流有效位能、K指数增大等；增强风垂直切变，如果急流向下扩展至地形高度以下，则有利于地形抬升作用增强（孙继松，2017；黄小彦等，2020）。风廓线雷达数据可定量表征当地低空急流的演变特征，为精细化预报、预警提供指标依据。挑选风速不小于12 m/s的低空急流（Stensrud，1996），将低空急流最低高度定义为水平风速达12 m/s的最低高度（D），低空急流最大风速为风速最大值（V），低空急流指数（周芯玉等，2015）定义为I=V/D。急流风速加强或高度向下扩展将使急流指数增大，该指数对暖季短时强降水和对流风暴发生、发展也有指示意义（周芯玉等，2015；黄小彦等，2020）。据石家庄风廓线雷达资料显示，1月5日08时18分至16时30分石家庄出现低空急流，低空急流指数先增大后减小（图8），08时18分—10时低空急流最大风速维持在13—15 m/s，09时48分—10时42分急流下边界由2.8 km下降至本次降雪过程的最低高度2 km（图6、8），此阶段低空急流指数增大与急流最低高度下降有关。10时低空急流指数达峰值（约8），整层大气湿度增大（图7），石家庄开始出现降雪。10时48分—12时54分低空急流底回升至2.3 km，最大风速增至17—19 m/s，该时段低空急流指数峰值由风速加大造成，对应700 hPa附近水汽输送通量和上升运动大值中心（图7），11—12时和12—13时石家庄降雪强度最大为1.5和2 mm/h。12时54分—14时12分低空急流最大风速减小至17.5 m/s，指数约为7，13—14时降雪强度减弱为约1 mm/h。14时12分以后低空急流最大风速下降速率增大，至14时36分指数小于6，此后降雪强度小于1 mm/h。15时06分低空急流下边界迅速抬升，指数快速下降，降雪强度继续减小。16时42分低空急流下边界抬升至5 km，急流消失，1 km以下风速小于2 m/s。

图8 1月5日08时18分—17时18分石家庄低空急流（LLJ）指数、低空急流最低高度、低空急流最大风速和降雪量的逐6 min演变Fig.8 Temporal evolutions of 6 min LLJ index，minimum height，maximum wind speed of LLJ and snowfall from 08：18 to 17：18 BT 5 January in SJZ

上述分析表明，暴雪区上空低空急流出现较降雪早2 h，急流高度向下伸展至2 km，急流指数增大至峰值8，触发降雪；低空风速增大为17—19 m/s，急流指数维持峰值，降雪强度最大为2 mm/h；急流风速减弱，底高上升，对应急流指数减小，降雪强度减弱。利用大尺度环流场中700 hPa附近西南低空急流的位置、强度及出现时间，结合风廓线雷达揭示的低空急流本地指数，有助于预报当地降雪起止时间和强度变化。

5.2 微物理因子与降雪强度演变

分析云微物理属性和地面降雪粒子特征与降雪时间及强度的关系。从雨滴谱仪监测的本次过程水凝物粒子直径、粒子数浓度、降雪强度逐分钟时序（图9）看，整个降雪过程中，雪花粒子直径为0.35—0.55 mm，与降雪强度无明显相关，而粒子数浓度与降雪强度成正相关，在降雪强度较大时段（12时30分—14时30分；0.1—0.5 mm/h），粒子数浓度由200 m-3升至1500 m-3，14时30分以后降雪强度仅0.02—0.1 mm/h，对应粒子数浓度降低到100—200 m-3，当降雪强度继续降低到小于0.02 mm/h时，粒子数浓度也下降至100 m-3以下。相对李遥等（2019）研究的南京4次强降雪过程，本次强降雪阶段以高浓度、小粒子的雪花为主。降雪强度是单位时间内通过单位面积的降雪通量，由粒子质量和落速决定，而粒子质量跟粒子数浓度和谱分布有关，落速与粒径有关。本次降雪以小粒子为主，粒子体积差别不大、落速差别小，因此主要由数浓度决定粒子质量，进而决定降雪强度。粒子数浓度与降雪强度的拟合线性关系式为N=4025.3R+3.6，相关系数达0.93。

图9 降雪过程中雪花粒子直径、粒子数浓度、降雪强度的时序Fig.9 Temporal evolutions of snow particle diameter，particle number concentration，and snowfall intensity during the heavy snowfall

以往研究表明，雪花主要在冰晶和过冷水滴并存的冰水混合层内形成，当冰晶和过冷水滴同时存在时，相互碰撞增长，雪花才会长大。-18—-9℃为冰雪层，其中50%—75%的云层含冰结构，是雪花形成的主要层次（Junker，2000），当冰雪层内饱和度较高时，冰晶多，更易形成高密度雪花（Jiusto，et al，1973；翟亮等，2018）。-9—-4℃为冰雪混合层，含有冰结构的云层比率小于50%；-4—0℃过冷却水区以过冷水滴为主，而0℃以上为暖云区（Pruppacher，1997）。冰晶间的碰并效率在冰晶表面温度为0℃附近最大，当环境温度在0℃以下或接近时，冰晶间碰并效率低，不易形成大雪花粒子。

将1月5日08时邢台探空、石家庄微波辐射计与ERA5再分析资料附近格点的温、湿度廓线进行对比（图略）发现，3种资料的温度廓线基本一致，且误差较小，4 km以下误差在2℃内，但湿度廓线误差相对较大，6 km以下微波辐射计反演的相对湿度较邢台探空（接近饱和）偏小15%左右，垂直变化小，对3 km附近干层的表征能力有限。这与Xu等（2015）利用探空站资料对湖北武汉微波辐射计湿度廓线检验结果定性一致，即温度廓线质量高于湿度廓线，低层质量高于高层。本次过程石家庄微波辐射计反演的温度和相对湿度的时间-高度分布如图10，将相对湿度大于85%作为饱和区，代表云体（杨晓亮等，2017；周毓荃等，2010）。由图可见，降雪初期（10—12时），云顶高度在5.5 km附近，云顶温度约-20℃，-18和-10℃等温度线位于5和3 km高度处。即降雪初期，3—5 km高度为适宜雪晶生长的冰雪层，且3—4 km大气接近饱和，湿度条件有利于雪花粒子的形成，因此雪粒子的数浓度大；由于云体内温度低于0℃，雪晶间碰并粘连作用较小，不易形成大雪花，因此雪花粒子平均直径小。13时以后云顶高度下降至约4 km，云体内冰雪层的厚度和相对湿度均减小，导致雪花粒子数浓度下降。6日00时，云顶高度下降至3 km以下，降雪逐渐结束。

图10 1月5日08时至6日08时石家庄微波辐射计观测的（a）积分水汽含量（IWV，曲线）和石家庄小时降雪量（柱）、（b）0—8 km温度 （虚线从上至下对应5、4、3 km高度，实线为云底高度）和 （c）相对湿度 （虚线从上至下对应5、4、3 km高度，实线为云底高度） 廓线的时间演变Fig.10 Temporal evolution of （a）integrated water vapor （IWV，solid line）and hourly snowfall in SJZ（column），（b）0—8 km temperature and （c） relative humidity observed by microwave radiometer from 08：00 BT 5 January to 08：00 BT 6 January（black dotted lines in （b，c）indicate 5，4，3 km respectively，and the black solid lines represent the cloud base height）

5.3 降雪强度的定量估测

雷达反射率因子（Z）与降雨强度（R）呈幂指数关系，即满足Z-R关系（Z=aRb），Z-R关系的a和b变化区间分别为30—1000和0.8—2.0，随着降水粒子谱和地域不同，a、b值差异较大（Smith，et al，1993；Zeng，et al，2021）。文中应用石家庄雨滴谱仪探测资料反演的地面逐分钟雷达反射率因子与降雪强度拟合新的Z-R关系，得到最优系数a为149.85、b为1.14（图11）。基于新的Z-R关系反演本次降雪强度，平均相对误差仅0.0004 mm/h，如果采用适合于深对流估测降水的关系式Z=300R1.4和层云降水关系式Z=200R1.6（Dhiram，et al，2016），则平均相对误差大一个量级（0.0215 mm/h和-0.0372 mm/h）。3个关系式反演降雪量与实况降雪量序列的相关系数分别为0.96、0.92和0.91。可见，新的Z-R关系更合适于稳定层状云定量估测降雪，得到的相对误差更小、时间序列相关度更高的定量降雪估计。

图11 降雪强度与粒子数浓度（a）和雷达反射率因子（b）关系拟合（R2为决定系数）Fig.11 Linear fitting between snowfall intensity and particle number concentration（a），and Z-R relationship fitting between snowfall intensity and radar reflectivity factor （b）（R2 is coefficient of determination）

李遥等（2019）利用逐时雨滴谱仪观测资料分析南京4次不同暴雪过程最优Z-R关系式中a、b值的变化，发现a、b值离散度较小，表明层状云降雪过程Z-R关系稳定。本次过程拟合得到的Z-R关系与李遥等（2019）分析的第4次过程最接近。尽管本次过程降雪粒子直径、降雪强度、粒子数浓度相对较小（平均直径为0.43 mm，平均降雪强度为0.03 mm/h，粒子数浓度为43.4 m-3），李遥等（2019）第4次过程的平均降雪强度为0.33 mm/h，粒子数浓度为1260 m-3，平均直径为0.65 mm，其拟合的Z-R关系为Z=142.34R1.51，估测降雪强度与实况降雪强度相关系数为0.95，但是，两次过程的温度层结较相似，云体温度均在0℃以下。

6 总结与讨论

2020年1月5日华北中部出现了一次回流暴雪天气，华北中部的石家庄-邢台-衡水形成一条西北—东南向的暴雪区，降雪量为5.6—15.5 mm，共15个国家级气象站出现暴雪。降雪过程自1月5日07时开始，到1月6日04时结束，共持续21 h，强降雪时段为1月5日12—15时，期间大部分观测站小时降雪量在1 mm以上。EC、CMA_GFS等数值模式和河北省、石家庄市气象台预报的降雪量均偏小，漏报了此次暴雪过程。文中结合多种地基和卫星高分辨率探测资料分析本次暴雪过程的降雪特点、天气尺度背景、本地环境条件，以提高对降雪起止时间、降雪强度演变及云微物理特征的成因认识和监测预报能力。主要结论如下：

本次华北回流暴雪过程的天气概念模型如图12所示。受河套地面倒槽和东北地区地面高压影响，近地层来自东北平原的东路冷空气经渤海到达华北地区，致使气温下降在900 hPa以下形成“冷垫”，850 hPa有浅薄西南涡，低涡东南侧的西南暖湿低空急流穿越长江一带，由于东部高压阻挡而转为东南气流，影响华北中部，500 hPa高空槽与700 hPa切变线位置几乎垂直，暴雪区位于南北走向切变线东侧约10个经度的高压脊区，此处是低空西南急流左前方辐合区，为暴雪区输送水汽。暖湿气流在“冷垫”上爬升以及西侧太行山地形抬升造成强降雪。

图12 华北中部回流暴雪的天气概念模型Fig.12 Schematic diagram depicting the synoptic circulation in central North China

以往华北回流暴雪过程的偏东风“冷垫”一般可 延 伸 至850 hPa，如2009年11月10—12日，2011年11月29—30日（王丛梅等，2015），2002年12月22—23日（张迎新等，2007）和2008年12月21日（易笑园等，2010）等回流暴雪过程，且低层偏东风的风速可达8 m/s，有的甚至达急流强度（≥12 m/s），这是因为地面到850 hPa均为东北高、西边低的形势，而本次暴雪过程850 hPa上有浅薄的西南低涡，其外围东南气流吹向华北，因此“冷垫”较浅薄，且偏东风风速小于8 m/s。通过实况与水平分辨率为0.25°×0.25°的EC细网格预报场对比检验，发现EC漏报了850 hPa上约4°×4°较小水平尺度的西南低涡系统，而对于预报员来说，本次过程并非典型的回流暴雪过程，偏东风回流较浅薄，且华北中部850 hPa以下风速较小，预报员忽略了西南涡对降雪的影响，这可能是造成本次过程降雪量预报偏小的主要原因。

此次强降雪形成的时间、地点和强度由华北地区近地面“冷垫”、低空暖湿急流、地形共同影响形成的中尺度热、动力环境条件决定。受在河套地区形成、东移的地面倒槽影响，近地面东北风较降雪早7 h在暴雪区上游地区（东北方向的保定—沧州一带）建立，09时暴雪区近地面东北风建立，近地面气温明显下降，且地面风速增至2 m/s时降雪开始。受西侧太行山地形影响，10—16时降雪区出现地面辐合线，对应强降雪阶段，强降雪落区与辐合线位置一致。石家庄风廓线雷达监测的逐6 min低空急流指数演变由急流最大风速和急流触及最低高度变化引起：08时18分石家庄出现低空急流，较降雪早2 h，08时18分—10时低空急流高度由2.8 km下降至2 km，对应急流和暖湿层增厚，触发降雪，10时—12时54分急流最大风速增大为17—19 m/s，急流指数达峰值（8），对应降雪强度最大为2 mm/h，此时700 hPa附近为上升运动和水汽输送的大值中心。15时06分以后急流风速减弱，底高上升，对应急流指数减小，降雪强度减弱。本次降雪过程的云体高度为1.3—5.5 km，云底和云顶温度约为-5和-20℃，3 km以下云层温度为-5—-10℃，为冰雪混合层，3—5.5 km高度温度为-10—-18℃，为冰雪层。降雪初期（10—12时），3—4 km大气接近饱和状态，云内温度低，有利于形成高密度的小雪花，13时以后云顶下降，冰雪层厚度减小，相对湿度下降，雪花粒子数浓度降低，降雪强度减弱。此次过程的降雪强度与粒子总浓度的线性拟合关系为N=4025.31R+3.6，降雪强度观测值与拟合值相关系数为0.93，强降雪阶段以高浓度、小粒子为主。应用雨滴谱仪获取地面反射率因子（Z）与降雪强度（R）的测值，拟合得到Z-R关系的系数：a＝149.85、b＝1.14，降雪强度观测值与拟合值的相关系数和平均相对误差分别为0.96和0.0004 mm/h，优于普遍应用于深对流估测降水的关系式Z=300R1.4和层云降水关系式Z=200R1.6。

本研究表明综合分析多种新型遥感探测资料可以反映大尺度天气系统影响下局地气象要素及物理量的演变特征，揭示地面辐合线、楔形东北风回流“冷垫”、本地低空急流演变等本地热、动力环境条件和降雪粒子数浓度、直径等微物理特征，为本地降雪强度变化、降雪落区分布等精细化天气预报提供指标依据。显然，这只是1个个例分析的结果，尚需研究更多降雪个例来检验本研究结论的普适性。