2012年前冬伊犁河谷持續性大暴雪成因分析

于碧馨，張云惠，宋雅婷

（1.新疆氣象臺，新疆烏魯木齊 830002；2.新疆氣象信息中心，新疆烏魯木齊 830002）

2012年前冬伊犁河谷持續性大暴雪成因分析

于碧馨1，張云惠1，宋雅婷2

（1.新疆氣象臺，新疆烏魯木齊 830002；2.新疆氣象信息中心，新疆烏魯木齊 830002）

利用常規、地面加密觀測資料，NCEP再分析資料（1°×1°），分析2012年11月29日—12月4日伊犁河谷持續性大暴雪成因。結果表明：（1）主導系統里黑海脊移速緩慢，西伯利亞深厚低渦主體西退，使得脊前低槽、強鋒區不斷與西退的冷空氣結合東移，高空偏西急流和低空偏西急流維持及加強東南移，提供有利天氣背景。（2）水汽沿著地中海—里咸海—伊犁河谷接力輸送至暴雪區，水汽輻合中心在850 hPa附近。（3）大暴雪期間等θse線明顯陡立，利于傾斜渦度發展。暴雪發生在MPV1等值線密集區和接近MPV2負值中心的區域。MPV2的較強發展觸發垂直渦度增長，導致持續性強降雪發生。（4）受河谷特有地形影響，山前垂直環流的穩定維持和低空急流的加強為暴雪提供動力條件及不穩定能量的觸發機制，增強降雪強度。

伊犁河谷；持續暴雪；傾斜渦度；地形抬升

暴雪是新疆冬季的主要災害之一，常給國民經濟和人民財產造成嚴重損失，尤其是持續性暴雪所造成的災害更大。氣象工作者對我國暴雪的形成機理做了諸多研究[1-4]。陳紅專等[1]分析了2011年1月湖南罕見大范圍持續性暴雪天氣的成因并指出，持續而強盛的水汽輸送和水汽輻合對暴雪的維持和加強至關重要。吳海英等[2]利用中尺度數值模擬資料分析2011年2月14日江淮地區一次持續性降雪過程預報失誤，表明降雪持續期間對流層中層發展及維持的強冷平流使對流層中低層逐漸建立起對流不穩定層結，其上的穩定層將水汽和能量貯存于低層，中尺度切變線的存在為這種淺薄層次下的弱對流活動提供了觸發條件。近些年來，關于新疆區域性暴雪天氣研究有很多。如張書萍等[3]在對2009年冬季新疆北部持續性暴雪的環流特征及其成因研究中指出，貝加爾湖西側的對流層持續性異常冷性低槽活動導致冷空氣南下路徑偏西，使得冷空氣與來自里海的水汽交匯于北疆，導致持續性暴雪發生。近50年新疆北部暴雪時空分布特征表明[4]，伊犁河谷是北疆暴雪主要發生區，其暴雪發生頻次僅次于天山山區。但目前針對伊犁河谷的暴雪研究較少，較多的是對該地區的降雨分析[5-7]或是集中于塔額盆地、阿勒泰地區[8-11]和天山北坡[12-13]等地區的暴雪研究，因此對伊犁河谷的暴雪分析與研究很有必要。

1 天氣實況及災情

2012年11月29日—12月4日，受烏拉爾低槽不斷分裂冷空氣的影響，北疆、天山山區出現了持續性降雪，大暴雪（新疆標準：24 h降雪量超過24 mm）主要分布在伊犁河谷及準噶爾盆地南緣（圖1）。本次降雪過程對交通運輸、設施農業、牧業及城市供暖、供電等造成不利影響，伊犁部分鄉村的農牧業遭受重創，大棚受損和草場受災以及牲畜受困或死亡，并有上萬人受災，1人死亡，是“2012年新疆十大氣候事件”之一。由圖2可見，強降雪主要分3個時段：29日08:00—30日08:00（Ⅰ，北京 時，下同）、30日08:00—12月2日02:00（Ⅱ）和3日08:00—4日02:00（Ⅲ）；大暴雪中心伊寧縣累計降雪40.4 mm（圖1），其最強降雪在30日14:00—12月1日14: 00，最強降雪強度（簡稱“雪強”）達3mm·h-1。

圖1 2012年11月29日08：00—12月4日20：00北疆過程降水量/mm

圖2 2012年11月29日08：00至12月4日20：00伊犁河谷地區部分站點逐6 h累積降水量分布

本文利用常規、地面加密觀測資料，NCEP逐6 h再分析資料，重點分析2012年11月29日至12月4日伊犁河谷持續性大暴雪天氣成因，探討造成暴雪的高低空環流特征、水汽、熱力、動力等物理機制，為伊犁河谷暴雪預報提供參考。

2 大尺度環流背景及演變特征

持續暴雪是在異常穩定的環流下產生的[14]。2012年的前冬初期，100 hPa環流場上極渦呈偶極型，分別位于北美和亞洲北部，并不斷加深南壓。亞洲北部極渦中心較強，29日08：00亞洲北部極渦中心南下至63°N后東移緩慢。在12月4日前新疆處于長波槽前，之后轉為西北氣流控制。

500 hPa環流場上，11月28日08：00白令海、大西洋北部阻塞形勢穩定，歐亞中高緯為兩槽兩脊的經向環流，歐洲東部發展東移至黑海的高壓脊較中亞至西西伯利亞的高壓脊偏強，里咸海地區和西伯利亞中東部為低值區。28日20：00黑海高壓脊在緩慢東移（每日7.5經度）的過程中，脊頂向北發展，脊前偏北氣流加強，引導冷空氣南下進入低槽，低槽在里咸海地區加深。29日08:00里咸海低槽移至咸海與巴爾喀什湖之間，并伴有-36℃的冷中心，開始影響新疆偏西地區，14：00（圖3a）槽前西南氣流（10 m·s-1）控制伊犁河谷，河谷降雪明顯（即第一波較強降雪Ⅰ）。30日08:00下游北太平洋高壓脊向極區發展，西伯利亞低渦主體西退南調，極鋒鋒區強烈發展、南壓并隨著里黑海脊前南下的干槽東移，分裂冷空氣影響河谷開始產生第二波強降雪Ⅱ。隨著西伯利亞低渦的緩慢西退，冷空氣不斷補充南下，鋒區明顯加強，12月1日02:00（圖3b）超過40 m·s-1的300 hPa高空偏西急流進入河谷，對應著強降雪時段。鋒區位置略偏北，北部降雪強于南部。2日08:00橫槽轉豎東移，新疆受西北氣流控制，降雪間斷。3日08:00烏拉爾山東側再次長脊，脊前西北氣流上短波東移影響北疆，造成第三波弱降雪Ⅲ過程。

伊寧站風場的時空剖面（圖4）可知，29日08:00河谷上空的偏西風加強，300 hPa風速大于30m·s-1，此時低空急流才開始建立，強降雪區位于高空急流輻散區和低空急流正前方。1日02:00—08:00河谷地區低空偏西急流由20 m·s-1增強至26 m·s-1，高空偏西急流加強至40～60m·s-1。之后由于低空急流核北抬，河谷地區低空急流減弱，在3日08:00再次加強（約16m·s-1）。由此可見，冷空氣Ⅱ期間高低空急流耦合作用最強，河谷地區在高低空西風急流增強時降雪量加大（圖2b、2c）。

圖3 500 hPa高度場（單位：dagpm，實線）和300 hPa急流（單位：m·s-1，陰影區）（▲為暴雪中心）

圖4 11月28日20：00至12月4日08：00沿伊寧市站（44°N，81°E）的風場（單位：m·s-1）時空剖面

降雪前期蒙古國冷高壓穩定維持，河谷地區處于高壓底后部。分析海平面氣壓場可知（圖5），冷空氣Ⅰ期間，源于歐洲南部的冷高壓沿著西方路徑移至中亞南部滯留，冷高壓前沿影響河谷，河谷地區24 h加壓11～13 hPa。冷空氣Ⅱ期間地面影響系統較為復雜，30日08：00—20：00河谷地區是受冷空氣Ⅰ期間冷高壓進入、冷鋒過境影響；1日02：00—11：00河谷地區位于正在南下的新地島以西的冷高壓與前期進入新疆的冷高壓之間的弱低壓帶（暖區）內，減壓明顯，最大24 h減壓5～7 hPa（發生在1日08：00），最大3 h減壓2.1～3.6 hPa（1日02：00）；1日14：00—2日02：00北方南下的冷高壓進入，冷鋒再次過境。冷空氣Ⅲ期間，新地島以西又一股冷空氣南下，冷高壓不斷加強，沿北方路徑南下影響新疆，河谷北部3日08：00再次加壓。在冷空氣Ⅱ期間的主要降雪時段內為受強鋒區影響下減壓區內的暖區降雪，冷空氣Ⅰ、Ⅲ期間為冷鋒前暖區降雪。

圖5 11月27日08：00至12月3日20：00地面高壓動態（階段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ）

由上可見，里黑海脊移速緩慢，西伯利亞深厚低渦主體西退，使得脊前低槽、強鋒區不斷與西退的冷空氣結合東移，引導源于西方和北方的冷高壓先后進入，同時有高空偏西急流和低空偏西急流持續耦合發展相配合，為此次大暴雪的產生提供有利的天氣背景和動力條件。

3 持續性大暴雪成因

暴雨的出現，在有利環流背景的基礎上，和水汽的輸送與輻合及不穩定能量的釋放與再生等緊密相關[15]，暴雪也大致如此。

3.1 水汽源地與水汽輸送

分析水汽通量和水汽通量散度可知，3次降雪水汽源地與路徑一致：源自地中海的水汽沿中緯度西風氣流在黑海加強后，以接力方式經巴爾喀什湖輸送至新疆。從地面到300 hPa的整層積分水汽輸送來看，第一次（Ⅰ）和第三次（Ⅲ）輸送位置偏北，而第二次（Ⅱ）水汽集中向大暴雪區上空輸送，強降水時段大暴雪區上空可降水量超過10 kg·m-2。

在具備穩定的水汽來源和輸送的同時，大降雪的產生需要水汽輻合的默契配合。從大暴雪區地面到300 hPa的水汽通量矢量和水汽通量散度的時空分布（圖6）可見，3次強降雪的水汽輻合主要集中于對流層低層，水汽通量矢量大值區及水汽輻合較強的時段與3次強降雪時間相一致，最大水汽通量散度分別集中于925～800 hPa、925～750 hPa、850～725 hPa。雖然3次水汽通量散度最大值都為-0.2 g·cm-2· s-1·hPa-1，但第二次降雪（Ⅱ）輻合區域更接近近地面且水汽輻合高度較高，700～500 hPa均為偏西風帶來的水汽通量矢量，持續的水汽輸送且較強的低層水汽輻合增加了雪強，提高了降雪效率[2]。

圖6 11月28日20：00—12月4日20：00暴雪區（44°N、82°E）地面到300 hPa水汽通量矢量（單位：g·cm-1·s-1·hPa-1）和水汽通量散度（單位：10-5g·cm-2· s-1·hPa-1，陰影為負值）的時空剖面圖

3.2 大氣層結穩定性與傾斜渦度發展

濕位渦是一個可以綜合表征濕大氣熱力、動力和水汽性質的物理量，包括濕正壓項（MPV1）和濕斜壓項（MPV2）。前者的大小由絕對渦度的垂直分量和假相當位溫θse的垂直梯度的乘積決定，后者取決于風的垂直切變和假相當位溫θse的水平梯度[16]。除了對流穩定度的影響外，大氣中垂直渦度的變化與等θse面坡度的傾斜、風的垂直切變和水平濕斜壓MPV2等的變化有關[17]。垂直氣旋性渦度的增長有利于強降水的發生或加劇，而垂直渦度得以增長的充分條件為MPV2/（?θse/?p）＞0。因此，等θse面的陡立程度（即水平梯度大小）與由濕斜壓性加強所引起的渦旋發展激烈程度成正比，是傾斜渦度發展的重要條件[16]。

3.2.1 大氣層結穩定性分析

從假相當位溫θse、比濕q和溫度平流沿81°E的垂直剖面圖可以看出，整個過程期間假相當位溫隨高度都是增大的，大氣處于對流穩定狀態（?θse/?p＜0）。分析可知：

（1）逆溫層的存在

28日白天中低層河谷地區受暖脊控制，700 hPa以下逆溫建立，上暖下冷。14:00在44°N以南的河谷內700 hPa以下存在1.5 g·kg-1的比濕中心和能量鋒區；近地層有弱冷平流，700 hPa以上有整層的暖平流，增強逆溫層穩定性（圖7a）。逆溫層的存在，暫時將低空濕層與上部干層分開，積聚能量。

（2）等θse面坡度變化

29日14:00在43°～44°N附近600 hPa以上為強冷平流，700 hPa以下開始有暖平流輸送，有利于向上建立位勢不穩定層結；中低層等θse線斜升坡度趨于增長，比濕中心值也增大至3.0 g·kg-1（圖7b）。600 hPa以上等θse密集帶向北傾斜，等值線斜率加大，密集區內垂直渦度發展，伴隨上升運動[18]，同時也利于增大Ⅰ期間降雪效率（河谷北部29日14: 00—20:00，5.7mm/6 h）。暴雪易發生在伴隨斜升運動的θse陡峭密集區附近[19]，即中低層北上的西南暖濕氣流與對流層中上層向下侵入的冷空氣交綏，促進斜壓不穩定增長。

30日20：00，河谷位于強鋒區前，整層為暖平流控制，且暖平流不斷向上延伸、增強，等θse斜升坡度開始緩慢減小。1日500 hPa 08:00由西北東南下的弱波動帶來的冷平流較弱，低層有強暖平流，中層干冷空氣的侵入再次使得大氣層結趨于位勢不穩定，等θse面坡度再次增大并在43～44°N間密集（垂直梯度增大），且強度強于上一階段（圖7c）。可以看出，在Ⅰ期間河谷上空具有的中低層位勢不穩定更強，但Ⅱ期間的干冷空氣侵入使得此次爆發性更強。另一方面，在Ⅱ期間30日20：00—1日08:00中低層暖平流的出現、維持及減弱，與暖區降水時間也相對應。

2日20:00在43°～44°N附近低層θse垂直梯度大，但密集區的水平梯度小，比濕也遠小于前兩次過程的（圖7d）。

3.2.2 濕位渦特征與傾斜渦度發展

根據上文，本次降雪期間大氣是始終處于對流穩定條件（?θse/?p＜0）下的。在對流穩定的大氣層結中，MPV1應為正值，且只有MPV2＜0時垂直渦度才能得到較大增長[16]。位渦的單位為PVU，1 PVU=10-6m2·s-1·K·kg-1。

圖7 假相當位溫θse（單位：K，實線）、比濕q（單位：g/kg，虛線）和溫度平流（單位：K·s-1，陰影）沿81°E剖面圖

分析Ⅰ、Ⅱ期間各時次700 hPa濕位渦可知，29日20:00（圖8a、8c）在南疆盆地中部和北疆東部各存在一MPV1高值中心，中心值分別為0.8 PVU和0.7 PVU，新疆西部國境線附近存在一MPV1低值中心0.1 PVU。大暴雪區位于MPV1高低值中心間，MPV1值為0.2～0.3 PVU；MPV2負值中心值為-0.3 PVU，位于大暴雪區北側，負值區域始終位于西部國境線附近。1日08:00（圖8b、8d）在大暴雪區的東側只有一MPV1高值中心，中心值為0.7 PVU，高值區域西擴，西部國境線附近仍有一中心為0.2 PVU的MPV1低值。大暴雪區內等值線較上次更密，MPV1值為0.3～0.45 PVU；西部國境線附近的MPV2負值中心增大至-0.6 PVU，并且此次負值區域向南擴展，大暴雪區被負值區域完全覆蓋。Ⅰ、Ⅱ期間均有MPV1為正值和MPV2為負值的配置，與前述等θse線明顯陡立對應，大氣濕斜壓不穩定性較強，利于傾斜渦度發展及暴雪天氣發生。不同點在于，階段Ⅱ的等θse線比前一階段的更陡立，且在大暴雪區的MPV1等值線更密集，MPV2負值加強且影響范圍更大，同時對應實況在后一階段出現了最強6 h雪強。分析表明，等θse線越陡立，對應期間降雪量更大。大暴雪區發生在MPV1高低值中心間等值線密集區和接近MPV2負值中心的區域，二者越接近越強。MPV2的較強發展觸發更大的垂直渦度增長，導致更明顯的強降雪發生。

3.3 地形抬升作用與垂直環流特征

伊犁河谷為三面環山向西開口的喇叭口地形，南側西天山山脈高于北側博羅科努山，盆地地勢由西向東斜升，如此特殊的地形使伊犁河谷地區頻發強降水。降雪量實況資料（圖1）顯示，＞24.1 mm的大暴雪區呈西北—東南向帶狀分布于平原及靠北、靠東山區，而這種分布顯然與地形的強迫抬升作用有關。另一方面，在上干下濕的條件性穩定層結下，當整層大氣得到大范圍抬升、天氣尺度系統的配合或地形抬升作用且抬升運動能使氣層達到飽和時，原先穩定的層結就可能變為不穩定，強大地形抬升作用對增強大氣層結不穩定性具有促進作用，為短時出現強降雪提供了可能。下面重點分析Ⅰ、Ⅱ階段的垂直結構特征，圖9為階段Ⅰ、Ⅱ強降雪時段大暴雪區81°E和44°N合成風場和垂直速度的經/緯向垂直剖面圖。

（1）階段Ⅰ—中層強盛暖濕氣流維持斜升運動、中低層弱擾動破壞大氣層結穩定性、低層地形輻合抬升提供觸發機制：29日02:00垂直方向上體現出有明顯的前傾結構，中緯300 hPa以上的西南氣流先由低至高向北爬升；08:00經向環流圈內中高層（400 hPa以上）傾斜上升的西南氣流進入與中低層（400 hPa以下）的下沉支建立垂直反氣旋環流，低層（700 hPa以下）偏西氣流開始進入。沿81°E的經向剖面上，14:00加強的西南氣流使上升運動加強，暖濕氣流沿著冷空氣墊向北爬升，中層的西南氣流與高層的偏西氣流匯合于400 hPa，在大暴雪區44° N以南上空形成一定厚度的斜升氣流區，600 hPa處弱的西南氣流侵入破壞了大氣層結穩定性（圖9a）。從沿44°N的緯向剖面中可以看到，低層（850 hPa附近）維持的偏西氣流（8m·s-1）被地形強迫抬升（圖9b），有利于強降雪產生。

圖8 700 hPa濕位渦正壓項MPV1和濕位渦斜壓項MPV2的變化（單位：10-2PVU；▲為暴雪中心）

（2）階段Ⅱ—槽前斜升西北氣流與地面強迫抬升作用的上下耦合加強形成深厚上升支：冷空氣Ⅰ～Ⅱ期間，大暴雪區上空始終存在著一定的上升氣流。在Ⅱ期間低槽主體位于44°N以北，上升運動大值中心在44°N以北擺動。30日08:00上升氣流區開始接地，高低空水平風速加強至急流（低層偏西急流增強至24 m·s-1），14:00 500～200 hPa轉為斜升WNW氣流。1日02:00 600～300 hPa加強的WNW氣流配合有強上升運動區，經向垂直環流圈中超過7 m·s-1的垂直速度大值中心位于大暴雪區及其以北（圖9c）,存在強切變[20]；低空偏西急流的顯著增強，加強了地面強迫抬升作用，與中空急流匯合于500 hPa，中低層風速加大（圖9d）；槽前WNW氣流與地面強迫抬升作用的同時加強，增厚了次級環流的上升運動層，對暴雪有增幅作用。至08:00上升運動持續增強且上升運動層不斷增高，這一階段（Ⅱ）的垂直運動發展遠強于前一階段（Ⅰ）。劇烈的上升運動有利于降雪增強，致使大暴雪區02:00—14:00出現最強雪強，12h內累積降雪量高達14.8～20.2 mm。

上述分析表明，在穩定的大形勢下，連續的冷空氣活動期間，維持的垂直環流向各階段暴雪的爆發與發展提供著動力機制及釋放不穩定能量的觸發機制，配合水汽，在不同機制下產生降雪量級不同。

4 結論

（1）本次持續暴雪出現在穩定的大尺度環流背景下：白令海、大西洋北部阻塞形勢穩定，里黑海脊移速緩慢，西伯利亞深厚低渦主體西退，使得脊前低槽、強鋒區不斷與西退的冷空氣結合東移；300～200 hPa高空偏西急流與850～700 hPa低空急流持續的耦合發展并產生次級環流；源于歐洲南部和新地島以西的冷高壓分別沿西方和北方路徑先后進入新疆，河谷地區歷經冷鋒—暖區—冷鋒降雪。

（2）持續性降雪的水汽均來源于地中海—里咸海—伊犁河谷的接力輸送，強降水時段大暴雪區上空可降水量超過10 kg·m-2。3次強降雪的水汽輻合主要集中于對流層低層，出現水汽通量矢量大值區及水汽輻合較強中心的時段與3次強降雪時間相一致。

圖9 大暴雪區合成風場（單位：m·s-1，流線）及垂直速度w（單位：10-2m·s-1，彩色區）沿81°E（a、c）的徑向垂直剖面圖，沿44°N（b、d）的緯向垂直剖面圖（灰色陰影表示地形）

（3）700 hPa以下逆溫層的存在，積聚能量，為大暴雪的發生提供了熱力條件。中層西南暖濕氣流與對流層中上層向下侵入的冷空氣交綏，增強了大氣層結位勢不穩定，有利于大暴雪區強降雪的產生。

（4）大暴雪發生期間等θse線明顯陡立，有利于傾斜渦度發展，對應降雪明顯。大暴雪發生在大氣處于對流穩定條件下（?θse/?p＜0），位于MPV1高低值中心間等值線密集區和接近MPV2負值中心的區域（二者越接近越強）。MPV2的較強發展觸發更大的垂直渦度增長，導致強降雪發生。

（5）在有利的環流背景下，山前垂直環流的維持為暴雪提供持續的動力機制。低空（700 hPa以下）向山氣流越強，則山前的動力抬升作用越強，同時提供不穩定能量的觸發機制。

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Cause Analysis of Continuous Heavy Blizzard Over Yili in the PreviousWinter of 2012

YU Bixin1，ZHANG Yunhui1，SONG Yating2
（1.Xinjiang Meteorological Observatory，Urumqi830002，China；2.Xinjiang Meteorological Information Center，Urumqi 830002，China）

Based on the conventional,surface observation and the NCEP reanalysis data（1°×1°），the cause of continuous heavy blizzard over Ili during December 29th to November 4th in 2012 was analyzed.Results suggested that：（1）The ridge over the Caspian Sea and the Black Sea moved slowly;The vortexes over the north of Asia and Europe drew back towards west，making the combination between the cold air from the trough and the strong frontal zone along the airflow in the front of the ridge and the one from the west-backing vortexes.When the cold air moved on eastward,the westerly stream in the high and low altitude had beenmaintaining for a long time and strengthened and moved to the southeast.Those situations provided an advantageous synoptic background for this process.（2）The water vapor was continuously transported to the blizzard area along Mediterranean-Caspian and Aral Sea-Ili,which resulted in a water vapor convergence center 850hPa.（3）The potential pseudo-equivalent isotherm rose obviously,which helped the development of slantwise vorticity.The blizzard occurred over the dense isoline region of MPV1，where was near to the negative center of MPV2.The strong development of MPV2 triggered the growth of vertical vorticity,which made the blizzard happen.（4）Ili’s topography play an important role in maintaining the vertical circulation stably,enhancing the low-level jet,triggering the blizzard and increasing the snow intensity.

Yili；continuous blizzard；slantwise vorticity；orographic uplift

P458.121

A

1002-0799（2016）05-0044-08

10.3969/j.issn.1002-0799.2016.05.007

2016-03-25；

2016-05-17

新疆維吾爾自治區自然科學基金（2014211A052）資助。

于碧馨（1989-），女，助理工程師，主要從事短時臨近預報和短期預報工作。E-mail：841089917@qq.com

于碧馨，張云惠，宋雅婷.2012年前冬伊犁河谷持續性大暴雪成因分析[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（5）：44-51.