太湖東南側地區一次罕見的冷流降雪天氣診斷分析

摘 要 1月23日夜里，太湖東南側浙江省嘉興到寧波慈溪一帶出現了一次罕見的冷流降雪天氣過程。通過對降雪發生時對應的天氣形勢、探空圖、雷達回波和湖氣溫差等特征進行分析得出此次降雪明顯時段高空500 hPa處在槽前，太湖的湖效應降雪除了取決于湖氣溫差外，還和逆溫層高度密切關聯。降雪發生時，湖氣溫差達到21 ℃，較美國大湖效應時湖氣溫差明顯偏高；自由對流高度很低，逆溫層高度在800 hPa以下，云頂高度最大達到3 km，最大反射率因子30 dBz，較山東半島地區的冷流暴雪偏弱。

關鍵詞 冷流降雪；熱對流；湖氣溫差；逆溫層高度

中圖分類號：P458.121 文獻標志碼：A DOI：10.19415/j.cnki.1673-890x.2016.05.001

冷流降雪又叫海效應降雪[1]，是指冬季冷空氣流經暖海面后產生的降雪，主要集中在海面上以及近海地區。我國的渤海地區，特別是山東半島北部也是冷流降雪的高發地區。刁秀廣等[2]分析了2005和2008年發生在山東半島北部的兩次冷流暴雪過程，發現冷流暴雪產生在對流層低層輻合、中層輻散的上升運動區內，上升運動厚度淺薄。于志良等[3]從海氣相互作用角度分析了山東半島冷流暴雪的成因，指出海氣溫差加大造成了半島地區冷流降雪量相應增大。

與海效應降雪機制類似的有湖效應降雪，著名的有美國五大湖和大鹽湖等。楊成芳等[1]對海（湖）效應降雪進行了廣泛研究，介紹了國內外海（湖）效應降雪的研究進展，對其產生的機制、大尺度環流背景及多尺度相互作用、影響因素和空間形態分類等方面進行總結分析。Peter等[3]認為，這種降雪產生在一定的湖氣溫差、風向風速、穩定度和溫度遞減率條件下，其中湖氣溫差是最重要的條件。

1 太湖東南側地區冷流降雪成因

冷流降雪的本質是發生在對流層低層的熱對流，它的產生與水（海水或淡水）和空氣的熱力性質密切相關。當有強冷空氣南下經過海面或湖面時，水的溫度降幅較小，水上方的空氣溫度降幅較大，形成顯著溫差。此時，較暖的水面向上傳導熱量并蒸發水汽，從而在水上方形成一片淺薄的暖濕空氣層，此氣層與其上方更干冷的空氣形成不穩定層結，從而產生熱對流形成云，降雪云團沿低層引導氣流向下風向運動，從而產生降雪。

太湖是我國五大淡水湖之一，湖面面積2 338 km2，水域面積排第三，平均水深1.9 m，蓄水量44.5億m3。歷史上（如2012年12月23日），受強冷空氣影響，江蘇省洪澤湖、高郵湖、太湖等水面出現較大范圍冷流云，但由于強度很弱，僅給蘇錫常、上海局地帶來弱的冷流降雪天氣。

2016年1月23日20：00-24日05：00，受罕見的極渦南下帶來的寒潮影響，太湖東南側的浙江省嘉興到寧波一帶出現了明顯的冷流降雪天氣。本文對此次過程進行診斷分析，以期為太湖冷流降雪的預報提供一定參考。

2 個例分析

2.1 天氣圖分析

湖效應降雪產生在特定的大尺度背景下。通常情況下，對流層的中上層存在一條天氣尺度的槽或者低壓系統，對流層的低層為冷平流，高空槽前存在地面冷鋒。在這種形勢下，當大陸冷空氣流經暖水體時可產生降雪，雪帶產生在冷鋒后的下風地區。

圖1中，2016年1月23日20：00，500 hPa上受烏拉爾山阻高和鄂海阻高活動影響，極渦南下至北緯39～40°，中心附近氣溫-46 ℃，位勢高度509 gpm。500 hPa上海、杭州探空上仍處在槽前西南風急流中，而700 hPa以下伴隨高空鋒區南壓，已轉強的西北氣流冷平流控制，氣溫出現明顯下降；地面圖上太湖地區處于較強的西北風控制之下，此時太湖西南側嘉興地區開始出現冷流降雪。24日08：00，500 hPa上太湖地區高空槽過境，轉受偏西氣流控制，此時降雪已經停止。

圖2為2016年1月24日02：00的降雪區，其中矩形框內為此次冷流降雪區域。圖1中可見，02：00太湖東南側嘉興、嘉善、平湖、海鹽及寧波西北部的慈溪和余姚等地受冷流降雪云系出現了降雪；從積雪深度和過程最大積雪深度數據來看，由于降雪時氣溫普遍在-3～-5 ℃且降雪量較大，上述地區出現明顯積雪，其中最大積雪深度為嘉興海鹽站測得的7cm（24日01：00）。

Thomas等[4]認為，500 hPa槽經過時引起氣旋式渦度平流增大，天氣尺度上升運動增強，因而使得湖效應加強。從之前分析來看，本次太湖湖效應降雪的形勢場也同樣適用。在這種形勢下，湖效應和天氣尺度過程的耦合有助于降雪的增強。

2.2 探空、衛星、雷達等探測資料分析

楊成芳等[1]指出，冷流降雪和逆溫層高度密切相關，不穩定層的深度取決于逆溫層的高度和強度；Byrd等（1991）的研究[5]發現，逆溫層的高度是湖效應暴雪發展和衰減的主要影響因素，也是云厚度和降水率的限制條件，逆溫層高度多為1～2 km高，有些對流旺盛的冷流暴雪中逆溫層高度可達3 km以上。

此次太湖冷流降雪時，上海北部寶山等地區由于海陸位置也出現了明顯的海效應降雪，同時長江口沿河道方向也出現了小范圍的冷流降雪，因此從上海寶山站探空圖可以有很好的代表意義。圖3中，23日20：00探空中自由對流高度（LFC）很低（1 038.9 hPa），幾乎貼地，逆溫層頂高度（ELC）為813.7 hPa，這表明對流容易觸發，且對流主要發生在低空，對流云發展高度低，在2～3 km，這意味著此次冷流降雪開始時，大氣層結條件有利于對流層低層熱對流的觸發和維持。而24日08：00的探空中，自由對流和逆溫層均已被破壞，不利于冷流降雪的產生，而實況中降雪的確已經停止。

從杭州23日23：00雷達拼圖上（圖5）可見此次冷流降雪最大波強度在30～35 dBz；從回波頂高可見，一般為2～3 km，最高達到3 km。從上海地區和山東半島地區的海效應冷流暴雪文獻[2.6]可知：上海地區發生冷流降雪時，回波主體集中在海上且回波強度在10～30 dBz；山東半島地區經常出現冷流暴雪，對應雷達反射率因子較強，回波圖上經常可見大片30～40 dBz的回波分布在半島北部和東部。可見此次太湖流域的冷流降雪較山東半島地區偏弱。

3 湖氣溫差

冷流降雪本質是發生在對流層低層的熱對流，因此最重要的因素是對流層低層的熱力不穩定。對于湖泊來說，熱力不穩定由來自水面的熱量和水汽通量輸送到邊界層的底部造成的[7]，取決于湖氣溫差的大小，即溫度垂直梯度，這也是湖效應降雪重要的強迫機制，大湖和850 hPa溫差13 ℃時產生純湖效應的必要條件，且湖氣溫差越大，越有利于產生強降雪。

表1為22日08：00-24日20：00，850 hPa氣溫與太湖水溫的對比情況，其中850 hPa溫度選取上海寶山站探空，表示冷空氣的活動情況；太湖水溫資料選取自太湖中偏西側的大浦口浮標站。可以看出，23日起受寒潮南下影響，850 hPa氣溫出現大幅下降，23日20：00降至-18 ℃，此時太湖水溫為3.0 ℃，湖氣溫差達到21 ℃，此時冷流降雪開始；24日08：00，雖然湖氣溫差進一步增加到23.2 ℃，但是由于前文提到此時自由對流和逆溫層均已被破壞，不利于冷流降雪產生，此時降雪已經停止。

綜上所述，結合上文探空中對逆溫層高度的分析，可以看出此次湖效應降雪除了取決于湖氣溫差外，還和逆溫層高度密切關聯。23日20：00降雪出現時湖氣溫差達到21 ℃，這與美國的大湖效應暴雪相比湖氣溫差明顯要大，這可能與太湖水域面積小，同樣溫差條件下提供的熱容量偏小有關；24日08：00雖然湖氣溫差進一步增大到23.2 ℃，但由于逆溫層遭到破壞，降雪已經停止。22日08：00-24日20：00 850hPa氣溫與太湖水溫的對比見表1。

4 結論

本文對2016年1月23日20：00-24日05：00由于北極極渦南下導致冷空氣爆發南下，發生在太湖東南側一帶的罕見的湖效應冷流降雪進行了分析，初步揭示了上述地區冷流降雪的產生機理，主要結論總結如下。

1）天氣尺度來看，冷流降雪與500 hPa低槽位置有較好的對應關系。降雪發生時，高空500 hPa處在槽前，700 hPa以下伴隨高空鋒區南壓，降雪時氣溫低，短時雪量大，積雪明顯；500 hPa過境后，降雪結束。

2）此次太湖的湖效應降雪除了取決于湖氣溫差外，還和逆溫層高度密切關聯，條件較為嚴苛。降雪發生時，湖氣溫差達到21 ℃，較美國大湖效應時湖氣溫差明顯偏大；自由對流高度很低，逆溫層高度在800 hPa附近。冷流降雪時出現了明顯的細胞狀云系，云頂高度最大達到3km，最大反射率因子30 dBz，較山東半島地區的冷流暴雪偏弱。

3）由于太湖水域面積相對較小，出現冷流降雪十分罕見，缺乏對此類降雪時物理量的統計分析。再加上太湖的湖效應降雪與美國的湖效應降雪和山東半島的海效應降雪相比較為特殊，數值預報在降水預報上很難得到體現，因此需提前關注相關物理量的預報場，從而進行診斷分析。

參考文獻

[1]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.

[2]刁秀廣，孫殿光，符長靜，等.山東半島冷流暴雪雷達回波特征[J].氣象，2011，37（6）：677-686.

[3]Peter J S. A numerical investigation of wind speed effects on lake-effect storms[J]. Boundary-Layer Meteorology， 1993，64（3）：261-290.

[4]Thomas A N， Snyder W R， Waldstreicher J S. Winter Weather Forecasting throughout the eastern United States. Part ： Lake Ⅳ Effect Snow [J]. Wea.Forecasting， 1995（10）：61-77.

[5]Byrd G P， Anstett R A， Heim J E， et al. Mobile sounding observations of lake-effect snowbands in western and central New York [J].Mon. Wea. Rev，1991（119）：2323-2332.

[6]陳雷，戴建華，韓雅萍.上海地區近10年冷流降雪天氣診斷分析[J].氣象，2012，38（2）：182-187.

[7]Gloria E E， Maurice B D. Inclusion of sensible heating in convective parameterization applied to Lake-effect snow[J]. Mon. Wea. Rev，1979（107）：551-565.

（責任編輯：劉昀）