一次延边地区大暴雪及冻雨天气过程物理量场特征分析

冯景瑜 董鹤松 张 昊 隋 妍

（延边朝鲜族自治州气象局，吉林延吉 133001）

1 引言

2021年11月21日白天到夜间，延边地区出现一次梯度极大的降雪天气，且在21日夜间珲春出现了冻雨。关于暴雪方面的研究，姜俊玲等[1]通过分析单站多普勒雷达风场反演结果发现，海陆热力差异和山脉对于向岸风的摩擦辐合作用形成了中尺度海岸风，海岸风的存在引起低层浅对流的产生；王林等[2]利用铁塔风梯度观测资料和超声风温仪观测资料，发现暴雪前，风向转变，水平风速和垂直风速明显增大，湍流通量的输送较活跃，降雪过程结束后，湍流动能再次增大后缓慢减弱；蒋大凯等[3]在涡度和涡度变率分析中发现涡度变率更能准确反映出暴雪切变线生成、发展的物理机制；李刚等[4]分析了2018年1月9—11日山东半岛东部的一次极端暴雪过程。针对雨雪及冻雨天气，易笑园等[5]分析了干冷空气的活动对于强雨雪天气的作用；尤利民等[6]也发现在低温雨雪冰冻期间，近地层不断有弱冷空气补充和渗透；康丽莉等[7]发现冻雨区域上空普遍存在“冷—暖—冷”的层结特点；罗海波等[8]强调除了有利的层结条件，还需具备地面在0℃以下的条件和少量的降水。吉林省对于暴雪及雨雪冰冻天气的研究成果[9-10]对于日常预报提供了更加丰富的本地化预报经验。

本文利用常规观测资料、ECMWF水平分辨率0.25°×0.25°逐1h再分析资料，寻找具有预报意义的物理量特征。

2 降水及环流形势演变

2.1 降水实况

2021年11月21日11时至22日08时延边州出现分布不均的降雪天气，全州平均降水量为10.3mm。本次过程的降水具有三个特点：一是降水梯度大。全州最大降水量出现在汪清县，为23.8mm，出现大暴雪，最大积雪深度同样出现在汪清县，为16cm；和龙县的降水量仅为4.2mm，与汪清县降水量相差19.6mm（图1a）。二是降水时间长且强度大。最大降水强度出现在汪清站，22日01—02时降水量达3.7mm，且从汪清的逐小时降水强度来看，出现了21日16—19时和21日23时—22日05时两个降水集中时段。三是珲春出现了雪—雨—雪的相态转换（图1b）。21日21时开始，随着气温的升高，降水相态转变为雨，21日22时—22日03时，珲春出现了冻雨。

图1 2021年11月21日11时至22日08时延边州降水量空间分布（a，单位：mm），珲春站逐小时降水量及气温（b）

2.2 主要影响系统及高低层风场分析

500hPa上，贝加尔湖附近为高压脊发展东移，脊前有高空槽，极地冷空气沿着脊前的西北气流南下，使得高空槽发展东移；至21日20时，高空槽移至河北北部至河南北部，且有-40℃的冷中心形成；至22日08时，冷槽发展成冷涡，位于吉林省中部，之后继续东移经过延边地区。地面图上在渤海湾有倒槽发展，至21日20时，在朝鲜半岛至日本海附近形成气旋，延边地区受其北部倒槽影响，出现了夜间的强降水时段。

从高低层风场的配置来看，200hPa上，延边位于高空槽前。700hPa上，随着西南急流从延边西南部伸入，导致延边自西向东辐合增强，降雪从21日11时开始。850hPa上，延边地区为偏南气流控制，至21日14时，偏南风增强，在延边中东部形成偏南急流，20时，延边东部位于急流出口区，有强的风速辐合，与汪清的第一个降水集中时段相对应；至23时，延边东北部的风速进一步增强，同时切变自西向东移过延边，对应第二个降水集中时段。925hPa上，延边地区一直受偏东气流影响，至21日20时，延边东侧的偏东风增强，形成偏东急流，延边东部位于急流出口区，超低空急流为延边东部的降水提供了较强的水汽和热量输送。此外，地面风场上，可观测到中尺度辐合线。

3 物理量特征分析

3.1 水汽条件

从700hPa（图2a、图2b）和850hPa水汽通量来看，有来自黄海、渤海和日本海的水汽沿着偏南气流向延边地区输送。925hPa在日本海出现水汽通量的大值中心，偏东风将日本海的水汽向延边地区东部输送，这支东风输送的水汽对于延边东部的暴雪甚至大暴雪起到关键作用。本次过程中，大气可降水量在10kg/m2以上，最大达15kg/m2。从850hPa比湿的水平分布来看，本次过程中比湿始终大于2g/kg。从850hPa水汽通量散度来看，中低层水汽通量辐合的区域往往对应着强降水区域。

图2 2021年11月21日14时（a）和22日02时（b）700hPa水汽通量（阴影，单位：g·cm-1·hPa-1·s-1）及风场

3.2 动力条件

延边地区位于200hPa高空槽前，高层为气流辐散，中低层受低空急流和切变的影响，导致有气流的辐合，形成了高层辐散低层辐合的结构，有利于上升气流的产生、发展和维持。过129.78°E作散度（div）和垂直速度（ω）的垂直剖面，发现在强降水时段（图3a），43°N附近800hPa以下存在散度的负值中心，800hPa以上有散度的正值中心，同时对应着垂直速度的负值中心，即有上升运动，且降水强度越强，上升运动越剧烈。22日02时（图3b），上升运动已升至对流层顶，在上升运动的南北两侧，各存在一下沉运动区，这是高低空急流耦合形成的次级环流，两次级环流的上升支重叠，为此次暴雪提供天气尺度的上升运动。从垂直速度的时间剖面来看，中低层出现的大的负值中心对应着两个降水集中时段。

图3 2021年11月21日20时（a）和22日02时（b）沿129.78°E散度（等值线，单位：10-5s-1）和垂直速度（阴影，单位：Pa·s-1）剖面

锋生函数（F）能较好地反映锋生锋消和锋面强度变化，有研究表明[11-13]，锋生过程导致的热力直接环流的上升支可能是抬升触发机制之一，锋面强迫与暴雪的形成和加强密切相关。从850hPa锋生函数的水平分布来看，发现暴雪落区始终是在锋生作用中。22日02时，锋生中心位于延边东部，强度超过10-8K·m-1·s-1，与急流出口区和切变位置的强辐合区相对应。

从沿130°E的锋生函数的垂直剖面上可知，21日下午在800—900hPa存在锋生函数的正值中心，强度在70×10-10K·m-1·s-1左右，900hPa以下由于偏北气流携带干冷空气的作用，形成了“冷垫”，迫使暖湿气流沿“冷垫”抬升，同时不断有冷空气楔入中低层暖湿气流内，形成次级环流，导致上升运动增强。至22日02时，次级环流上升支与西南暖湿急流交汇辐合，使得800—1 000hPa均为锋生区，对应着降水的最强时段。由此可知锋生作用和次级环流的共同作用，有利于暴雪增幅，是暴雪增强和维持的重要原因，锋面次级环流也是暴雪的重要抬升触发机制之一[14-15]。

3.3 热力及不稳定条件

从假相当位温的850hPa水平分布和沿129.78°E的经向垂直剖面来看，21日08时，延边地区还没有产生降雪，850hPa假相当位温的等值线较为平直，垂直剖面上对应43°N附近的等值线略稀疏。降水开始之后，21日14时，850hPa假相当位温出现南北向的假相当位温脊线，对应垂直剖面上等值线增密。强降水常出现在假相当位温高能脊和能量锋区附近[16]。除此之外，假相当位温随高度增加，说明是对流稳定的。

同时从风场的时间剖面上来看，发现风场由近地面层的偏东风，转为800hPa的偏南风，再转为700hPa附近的西南风，风的垂直切变较大，有利于对称不稳定的出现。

湿位涡由涡度矢垂直分量ζMPV1和涡度矢水平分量ζMPV2组成，前者是湿正压项，主要表征大尺度水平方向的惯性稳定性和对流稳定性；后者是是湿斜压项，主要包含湿斜压性和水平风垂直切变的贡献。21日20时（图4a）ζMPV1＞0且ζMPV2＜0时的绝对高值区位于延边西部和东部，22日02时（图4b）延边中东部，出现ζMPV1为2.2PVU（1PVU=10-6m2·K·kg-1·s-1）且ζMPV2为-0.3PVU的高绝对值区，此时相应区域出现的降水强度较大。从沿129.78°E的垂直剖面看，降水期间，均出现了ζMPV1＞0、ζMPV2＜0，且高绝对值的配置，高绝对值区域位于800hPa以下。发现本次过程发生在大尺度对流稳定的大气环境下，但中尺度上出现对称不稳定的区域，降雪量级较大。

图4 2021年11月21日20时（a）和22日02时（b）沿129.78°E的湿位涡垂直剖面（单位：PVU；红色实线为湿正压项，阴影为湿斜压项）

4 降雪梯度大的成因分析

对比汪清和延吉站的逐小时降水量发现，汪清站降水时间较延吉站明显偏长，而从降水强度来看，在汪清的两个降水集中时段，延吉站的降水强度明显偏小。

从超低层风场来看，超低空偏东急流带来的大量日本海水汽，在延边东部辐合，因此延边东部的水汽输送较西部强。同时从大气可降水量和比湿的水平分布也可以看到，大值区均位于延边东部，因此延边东部的水汽条件更好，也可以说明超低空急流为本次降水起到至关重要的作用。

从垂直速度的剖面来看，强降水时段，汪清站的上升运动伸至整个对流层，而延吉站的上升运动是从900hPa以上开始的。从锋生函数的纬向剖面也可以看到，汪清站的次级环流上升支与大尺度上升运动相叠加，导致上升运动进一步增强，锋生作用明显，同时延吉站的锋生作用也是从900hPa以上开始的，说明相对于东部强降水区域，延吉站超低空的动力条件也更弱一些。

最后由于延边地区特殊地形的影响，当850hPa为偏南急流影响时，延边地区西南部的降水往往要小于其他地区。

5 冻雨成因分析

从21日21时开始，随着气温的升高，珲春站降水相态转变为雨，21日22时至22日03时，珲春出现了冻雨。分析期间的850hPa与925hPa的温差，发现延边地区于21日23时前后，中东部温差均在0℃左右。珲春站925hPa至800hPa存在逆温层，温度在0℃左右，23时地面气温为-1.3℃。

通过43°N作温度平流纬向垂直剖面可见，由于中低层偏南急流的作用，导致800—900hPa暖平流逐渐增强，900hPa以下为冷平流，延边东部比西部的冷平流层厚度更薄，暖平流层厚度更大，有利于融化层的形成。21日23时前后，暖平流强度最强，厚度最大，之后随着系统东移，暖平流中心也逐渐东移，至22日03时前后，整层均转为冷平流影响。

通过130.25°E作温度平流经向垂直剖面发现，降水开始时，近地面层仍有冷空气渗透，与此同时有一支斜升的偏南暖平流发展，沿着冷垫由南向北向上抬升，21日23时，900hPa附近已经形成一个比较强的暖平流中心，冷空气的主体势力由北向南，自高层向地面向南推进，使得暖平流中心逐渐减弱。22日03时，中低层的暖中心消失，使得冷平流逐渐充斥整层大气，导致珲春降水性质转为纯雪。

分别对比了珲春和延吉两个站的风场、相对湿度和温度的垂直剖面发现，珲春站900hPa以下存在一个低于0℃的冷层，中低层偏南风，导致中低层温度升高，使得850—900hPa存在温度高于0℃的融化层，800hPa以上为冷却层，因此珲春的温度层结呈现出“冷—暖—冷”的层结结构，使得上层降落的固态降水通过逆温层变为液态降水，经过低层冷却层逐渐变为过冷却水滴，当过冷却水滴接触到0℃以下的地面或其他物体表面时，迅速冻结形成冻雨。此外，过程中整层的相对湿度基本在90%以上。从延吉站的变化来看，虽然在850hPa附近仍然存在一个暖层，但暖中心在-2℃，使得固体降水不能融化，因此降水相态仍然为雪。

6 结语

（1）本次过程是高空槽发展加强形成冷涡，配合地面气旋北部倒槽影响而形成的降水过程。在中低层切变前部延边地区受700hPa西南急流、850hPa偏南急流、900hPa偏东气流影响。同时中尺度辐合线有利于降水的增强。

（2）700hPa和850hPa的 西南急流和 偏 南急流将黄海、渤海的水汽向延边地区输送，925hPa则为偏东急流将日本海的水汽向延边地区输送。大气可降水量大于10kg/m2，比湿大于2g/kg，同时水汽通量辐合的区域与强降水落区相对应。

（3）低层辐合高层辐散的配置有利于上升运动的产生，高低空急流耦合形成的次级环流有利于上升运动的加强，并且上升运动的大值中心与降水集中时段相对应。此外，锋生作用和次级环流的共同作用，有利于暴雪增幅，是暴雪增强和维持的重要原因，锋面次级环流也是暴雪的重要抬升触发机制之一。

（4）随着降水的开始，以及降水强度的增强，假相当位温线逐渐增密，且形成高能脊，强降水常出现在假相当位温高能舌和能量锋区附近。本次过程发生在大尺度对流稳定的大气环境下，但中尺度上出现对称不稳定的区域，降雪量级较大。

（5）延边地区东部超低空偏东急流的水汽输送，配合超低空的上升运动和锋生作用，导致延边东部降水强度较大，加之较长的降水时间和延边特殊地形的共同影响，使得本次过程的降水梯度较大。

（6）中低层偏南暖平流的作用，导致珲春站850—900hPa出现温度大于0℃的融化层，配合900hPa以下为冷平流，中高层冷平流，形成“冷—暖—冷”的层结结构，使得上层降落的固态降水通过逆温层变为液态降水，经过低层冷却层逐渐变为过冷却水滴，当过冷却水滴接触到0℃以下的地面或其他物体表面时，迅速冻结形成冻雨。