不同中心位置的山東半島冷流暴雪天氣分析?

李建華， 崔宜少， 楊成芳(. 威海市氣象局，山東 威海 6400；. 山東省氣象臺，山東 濟南 5003)

?

不同中心位置的山東半島冷流暴雪天氣分析?

李建華1， 崔宜少1， 楊成芳2
(1. 威海市氣象局，山東 威海 264200；2. 山東省氣象臺，山東 濟南 250031)

利用天氣圖和環渤海地面自動站風場資料，統計分析了2005—2014年山東半島的14個冷流暴雪過程，總結出暴雪落區的特征：當500hPa影響系統為冷渦時，可以預測煙臺、威海可能出現強降雪，冷渦中心偏南時，威海更有可能出現暴雪。當500hPa影響系統為低槽，煙臺發生暴雪時，北部有小槽擺下，槽位置偏西；威海發生暴雪時，東部有寬廣的東北-西南向橫槽南擺，槽位置偏東。低空700hPa榮成站風速小于青島時，暴雪中心在威海；反之，暴雪中心在煙臺。當暴雪中心位于煙臺時，地面圖上遼東半島西海岸有一片較規則的東北風區域；當暴雪中心位于威海時，遼東半島西海岸無東北風或東北風較為凌亂，不連續出現。

冷流暴雪； 中心位置； 山東半島； 天氣形勢

“海效應降雪”是指冬季冷空氣流經暖海面上產生的降雪，包括海面上和陸上降雪。海效應降雪通常發生在中高緯度沿海特定的區域，如大西洋西岸的加拿大魁北克地區和大西洋東部的英格蘭島、日本海東部的日本西海岸等[1]。與“海效應降雪”相類似的降雪有“湖效應降雪”，著名的有美國五大湖、大鹽湖等[2]地區的降雪。中國的“海效應降雪”產生在環渤海地區，以山東半島最為顯著，被當地氣象部門稱為“冷流降雪”，相應的暴雪稱為“冷流暴雪”[3]。每年11月至翌年2月是冷流降雪發生的主要季節(見圖1)。冷流降雪作為山東半島地區一種獨特的天氣現象，得到越來越多的關注。喬林和林建[4]認為：強降雪是低層飽和濕空氣受地形強迫、鋒生強迫的抬升作用及濕對稱不穩定能量釋放的共同作用造成的，而干冷空氣的侵入觸發了不穩定能量的釋放；楊成芳等[5]認為:有利的大氣環流形勢造成強冷空氣頻繁，經過渤海暖海面時產生較大海氣溫差，是降雪持續長、強度大的直接原因；孫興池等[6]認為：冷流降雪對流不穩定主要發生在700 hPa以下的對流層低層；李剛等[7]認為：500 hPa有槽移過渤海上空，地面有氣旋彎曲，主要降雪時段和500 hPa槽過境時間有較好的對應關系。在山東半島，冷流降雪的次數和降雪量自北向南遞減，最大降雪區集中在北部沿海地區，一般出現在煙臺和威海地區，空間尺度較小，但是在量級上往往有較大的差別。對當地預報員來說，根據海氣溫差預報出現冷流降雪相對容易，但是對于冷流暴雪過程，預報出暴雪中心難度較大，目前這方面的研究較少。本文希望通過高低空和地面天氣形勢分析暴雪落區不同時的天氣形勢，根據前一日的天氣形勢預報場對將來的暴雪落區預報提供一些參考。

1 冷流暴雪的空間分布特征

本文統計了1981—2010年近30年的逐日降水資料，發現山東半島北部12、1月產生的降水性質以雪為主，故定義前一日20時至當日20時(北京時，下同)日降雪量≥10 mm為一個暴雪日。冬季山東半島暴雪過程主要為冷流和南支槽兩種系統形勢，冷流暴雪主要發生在山東半島北部，南支槽暴雪可發生在山東半島所有區域。從統計結果來看，12月較1月暴雪日數偏多，山東半島東北部的威海、文登、牟平、煙臺、福山、榮成暴雪日數較半島其他地區偏多，總趨勢是北部較南部多，東部較西部多。南部、西部強降雪多發生于冬季南支槽系統，不屬于冷流降雪。

圖1 近30年山東半島1、12月暴雪日統計

本文選取出現冷流暴雪日數最多的煙臺、福山、牟平、威海、榮成、文登6個觀測站作為代表站，統計了2005—2014年近10年的降雪資料，通過天氣形勢分析排除南支槽、回流暴雪過程，共找出14個冷流暴雪日，分別發生于2005、2008、2010、2012年和2014年的12月(具體降雪量見表1)。其中2005年12月的暴雪日最多，分別為4、6、7、11、12、13和21日，其他分別為2008年12月5日，2010年12月30—31日，2012年12月6日和2014年12月5、16、17日。其中有3日暴雪中心在煙臺，7日在威海，4日同時位于煙臺和威海。

表1 選取的14次冷流暴雪過程的降雪量Table 1 Snowfall of selected 14 ocean-effect snowstorms /mm

2 高空形勢

2.1 500 hPa高度場

500 hPa層的冷渦和高空槽常伴隨較強冷空氣是發生冷流暴雪的必須條件。橫槽常伴隨冷渦出現，故歸為冷渦系統。

2.1.1 冷渦和橫槽 冷渦附近的正渦度和冷平流較低槽更強，故容易出現更大面積、強度更強的暴雪。選取了較為典型的受冷渦影響的2005年12月4、21日，2008年12月5日、2010年12月30—31日、2012年12月6日5次暴雪過程。圖2是發生暴雪前一日的500hPa形勢圖。從冷渦中心的位置來看，暴雪位于煙臺時，冷渦中心位于125°E附近，45°N～50°N之間；暴雪位于威海時，冷渦中心位于120°E～130°E之間，40°N～45°N之間；暴雪同時出現在煙臺、威海時，冷渦中心位于120°E～130°E之間，40°N～50°N之間。暴雪位于威海時冷渦中心更偏南，在經度上沒有發現特別明顯的區別。冷渦中心與暴雪位置的對比在理論上也能得到很好的解釋，冷空氣從西北方南下，經過煙臺時帶來強降雪，繼續往東南方向移動至威海上空時冷渦中心更偏南，冷渦中心與山東半島位置距離更短，大氣層結更加不穩定，對低層的輻合上升運動也起到加強作用，對威海出現強降雪更為有利，這也是威海冷流暴雪日數相對煙臺更多的一個原因。對于預報來說，近年來數值預報的500 hPa形勢已經較為準確，如果海氣溫差和地面流場均較合適，冷渦的形成可以預計煙臺威海都可能出現強降雪，冷渦中心偏南對威海暴雪更為有利，具體的暴雪位置還要考慮本文后面分析的一些指標。

((a1):暴雪位于煙臺;(b1)、(b2)、(b3):暴雪位于威海；(a2)、(a3):暴雪同時位于煙臺威海。(a1): Snowstorm in Yantai; (b1)、(b2)、(b3): Snowstorm in Weihai; a2、a3: Snowstorm in Yantai and Weihai.)

圖2 冷渦的500hPa形勢(W：威海位置)

Fig.2 Weather charts at 500hPa (W：Weihai location)

2.1.2 低槽 500hPa低槽系統自身的渦度和上升速度強度較冷渦弱很多，因此判斷冷流暴雪的位置增加了很多難度。如2005年12月6、7、11、12和13日的500hPa形勢均為高空低槽影響下產生的冷流暴雪，且出現的暴雪點少，預報難度較大。圖3分別為發生暴雪前一日的500hPa形勢。從槽中心的位置來看，煙臺發生暴雪時，在北部有小橫槽擺下；威海發生暴雪時，東部有寬廣的東北-西南向橫槽南擺。同時煙臺發生暴雪的低槽位置偏西，圖3(a1)、(a2)槽中心位于120°E～130°E之間；威海發生暴雪的低槽位置偏東，圖3(b1)、(b2)槽中心位于130°E～140°E之間。圖3(c)中煙臺威海同時出現暴雪時，同時有東部橫槽和北部小槽影響。

2.2 低空風速特征

李宏業等[8]認為：山東半島的冷流降雪是一種低云降雪，與海氣相互作用和低層穩定度直接關聯；楊成芳等[5]認為：冷流暴雪與大范圍暴雪和夏季暴雨深厚的上升運動相比，冷流暴雪的上升運動明顯要淺薄得多，僅局限于對流層的低層，且動力耦合結構位于對流層的中低層，而不是前者的位于對流層的中高層；李建華等[9]認為：冷流過程雷達回波的云頂高度大部分在2km以下，小部分在3km以下，近地面層風場的輻合線是冷流暴雪發生的觸發機制，上空的引導氣流對輻合線的移動方向有重要作用。925 hPa受邊界層影響較大，不適合當作引導層，因此，冷流暴雪的引導氣流應在850～700hPa之間。表2羅列了700、850hPa兩層山東省榮成、青島、章丘3個探空站的風速大小，可以看出，在暴雪中心位于威海的個例中，選取的7個個例榮成探空站在700 hPa層的風速小于等于西部2個測站，這樣有利于輻合中心東移至東部榮成附近，而在850 hPa層榮成與魯西的章丘站多數則不滿足此規律。從目前的個例統計中，除2014年12月5日的威海暴雪過程中，850 hPa層較700 hPa能更好的詮釋暴雪中心的不同位置，其他多數個例700 hPa較850 hPa層、青島較章丘反應此規律更明顯。

當暴雪中心位于煙臺時，按照上面的理論，榮成站的風速應大于西部2個測站，結果確實如此。2012年12月6日冷渦影響系統，前一日20時不滿足此規律，第二日暴雪當日08時700 hPa重新滿足上述規律。煙臺威海同一日出現暴雪風速大小得不到有用信息。故得出結論多數情況下，當低空700和850 hPa層(主要參考700 hPa)榮成站風速小于西部測站(尤其是青島)時，暴雪中心在威海；反之，暴雪中心在煙臺。當500 hPa層為冷渦系統正在影響，探空站未完全轉為西北風時，可后推12h，采取3個探空站均轉為西北風后的時次。故針對冷渦系統，可參考暴雪當日08時的風速大小。

((a1) 2005-12-10T20∶00； (a2) 2005-12-05T20∶00； (b1) 2005-12-11 T20∶00； (b2) 2005-12-12 T20∶00；(c) 2005-12-06 T20∶00)

((a1)、(a2)：暴雪位于煙臺；(b1)、(b2)：暴雪位于威海；c：暴雪位于煙臺、威海。(a1)、(a2): Snowstorm in Yantai; (b1)、(b2): Snowstorm in Weihai; c: Snowstorm in Yantai and Weihai.)

圖3 低槽的500hPa形勢(W：威海位置)

Fig.3 Weather charts at 500hPa(W：Weihai location)

2.3 地面形勢

以上分析了高低空天氣形勢，下文將利用環渤海自動氣象站資料，分析冷流暴雪發生時的地面氣壓和風場特征，以期找出近地面風場的預報指標。

2.3.1 暴雪位于煙臺 2005年和2012年12月6日煙臺地區均出現暴雪天氣，威海地區沒有暴雪。從2個個例的地面圖可以看出，華北大部為冷高壓控制，山東境內分布有2～3條等壓線,河北和山東省主體為北-西北風。從圖4(a2)、(b2)放大圖可看出，遼寧省東南部的遼東半島西海岸為東北風，且東北風測站位置成較完整的帶狀，超過3個站。東北風吹向渤海海峽至山東半島西北岸時與山東半島的西北風之間形成風向輻合。遼東半島西海岸的經度與山東半島西北部煙臺西部地區相當，故東北風到達山東半島時的位置偏西，輻合線的位置偏西，暴雪發生在煙臺。

表2 暴雪個例在700、850 hPa層山東3個探空站的風速對比

Note：①Data；②Snowstorm center；③Wind speed at 700 hPa；④Wind speed at 850 hPa；⑤Result

圖4 2005年(a)、2012年(b)12月6日14時地面圖

2.3.2 暴雪位于威海 從表1中挑選了2005年12月4、12、21和2010年12月31日只有威海出暴雪的4個個例，從圖5上可以看出地面仍為冷高壓，山東境內有3～6條等壓線,等壓線較圖5密集，相應地山東半島地面風速較圖4強。從放大圖5(a2)、(b2)、(c2)、(d2)看出，河北和山東省均為西北風，遼東半島也為偏北風，也有個別站為東北風，但東北風的測站不連續，遼東半島多數測站為北風或西北風。同時山東半島西北海岸龍口、蓬萊、長島3個觀測站風向為西北風或偏西風，這樣有利于不穩定能量聚集在輻合線的東端——威海地區。同上圖相比，共同點為遼東半島和山東半島北海岸為冷高壓影響，風向大致為西北風。不同點是當暴雪中心位于煙臺時，遼東半島西海岸有一片較規則的東北風區域，山東半島西北海岸為北至西北風，風速較小。當暴雪位于威海時，遼東半島西海岸無東北風或東北風較為凌亂，不連續出現。山東半島西北海岸為偏西風或西北西風向，地面等壓線密集，風速較大，暴雪容易發生在威海。

圖5 2005年12月4日(a)、12日(b)、21日(c)08時和2010年12月30日23時(d)地面圖

2.3.3 暴雪同時位于煙臺、威海 從以上分析可以看出，遼東半島地面風場在山東半島地面風場輻合線的形成過程中有一定的影響作用。選擇了2010年12月29—30日和2008年12月5日煙臺、威海先后出現冷流暴雪的過程進行分析，在這2次冷流暴雪過程中，前期遼東半島及遼寧省的東北部地面風場主要為東北風，山東半島北海岸為北-西北風(見圖6(a),(b),(e))，在遼東半島和山東半島之間形成東北-西北風的地面輻合線，對應地面冷流暴雪落區在煙臺；后期遼東半島轉為北風或雜亂的風場，對山東半島地面切變線的貢獻變小，山東半島地面輻合線主要形成原因為海陸之間地形的抬升造成的風場輻合。

圖6 2010年12月29—30日、2008年12月5日地面形勢演變

3 結論

本文統計了2005—2014年山東半島的幾次典型的冷流暴雪過程，通過暴雪前一日的高低空形勢及實況地面風場，總結出一些暴雪中心落區位于煙臺還是威海的特征：

(1)當500hPa影響系統為冷渦時，如果海氣溫差和地面流場均較合適，冷渦的形成可以預計煙臺、威海都可能出現強降雪，冷渦中心偏南對威海暴雪更為有利。當500hPa影響系統為低槽，煙臺發生暴雪時，北部有小槽擺下，槽位置偏西；威海發生暴雪時，東部有寬廣的東北-西南向橫槽南擺，槽位置偏東；煙臺威海同時出現暴雪時，同時有東部橫槽和北部小槽影響。

(2)低空700和850hPa層(主要參考700hPa)榮成站風速小于西部測站(尤其是青島)時，暴雪中心在威海，反之，暴雪中心在煙臺。

(3)當暴雪中心位于煙臺時，地面圖上，遼東半島西海岸有一片較規則的東北風區域，山東半島西北海岸為北至西北風。當暴雪中心位于威海時，遼東半島西海岸無東北風或東北風較為凌亂，不連續出現。

[1] 邁克爾. 雪暴 [M]. 阿拉貝[英]/著, 戴東新/譯. 上海: 上海科學技術文獻出版社, 2006： 147-152.

[2] Niziol W， Snyder R， Waldstreicher J S. Winter weather forecasting throughout the eastern United States. Part IV: Lake effect snow [J]. Wea Forecasting， 1995, 10: 61-77.

[3] 楊成芳， 陶祖鈺， 李澤椿． 海(湖)效應降雪的研究進展[J]． 海洋通報， 2009, 28(4)： 81-88.

[4] 喬林， 林建． 干冷空氣侵入在2005年12月山東半島持續性降雪中的作用[J]． 氣象， 2008, 34(7)： 27-33．

[5] 楊成芳， 李澤椿， 李靜， 等． 山東半島一次持續性強冷流降雪過程的成因分析[J]． 高原氣象， 2008, 27(2): 442-449.

[6] 孫興池， 王文毅， 閆麗鳳， 等． 2005年山東半島特大暴風雪分析[J]． 中國海洋大學學報： 自然科學版， 2007, 37(6): 879-884.

[7] 李剛， 黨英娜， 袁海豹. 煙臺冷流強降雪天氣預報指標統計分析[J]. 山東氣象， 2007, 27(3): 24-26.

[8] 李宏業, 徐旭然. 冷流低云降雪成因的分析[J]. 氣象， 1995, 21(12): 21-24.

[9] 李建華, 崔宜少, 單寶臣. 山東半島低空冷流降雪分析研究[J]. 氣象， 2007, 33(5): 49-55.

責任編輯 龐 旻

Analyses of Ocean-Effect Snowstorms with Different
Center over Shandong Peninsula

LI Jian-Hua1， CUI Yi-Shao1， YANG Cheng-Fang2

(1.Weihai Meteorological Bureau, Weihai 264200, China; 2.Meteorological Station of Shandong, Jinan 250031, China)

To sum up the spatial distribution character of snowstorms, fourteen ocean-effect snowstorm examples were analyzed based on synoptic chart and the data of automatic weather stations around Bohai Sea. The results show that. Cold vortex at 500 hPa isohypsic chart implies that strong snowfall will occur in Yantai and Weihai area, and if its core is south， snowstorm will occur in Weihai more easily. The trough of low pressure in the west at 500 hPa can lead to snowstorm in Yantai. In contrast, the wider zonal trough in the east leads to snowstorm in Weihai. Snowstorm center lies in Weihai when wind speed of Rongcheng in 700 hPa chart is less than Qingdao, or in Yantai. Obvious persistent north-east wind in west seashore of Liaoning peninsula is observed when snowstorm occurs in Yantai, and no or mussy north-east wind means that snowstorm occurs in Weihai.

ocean-effect snowstorm; snowstorm center; shandong penisula; weather situation

國家自然科學基金項目(41175044)；山東省2012年專項(sdyby2012-10)資助

2014-07-09；

2014-11-03

李建華(1980-)，女，高級工程師。E-mail:jianhua80@126.com

P426.63+4

A

1672-5174(2015)08-010-09

10.16441/j.cnki.hdxb.20140233