陜西省兩次暴雪過程的對比分析

肖貽青，肖湘卉，婁盼星，馬永永，刁一娜

（1.中國海洋大學海洋與大氣學院，山東 青島266100；2.陜西省氣象臺，陜西 西安710014；3.渭南市氣象局，陜西 渭南714000；4.陜西省氣象科學研究所，陜西 西安710015）

暴雪是北方冬季常見的災害天氣之一， 不僅給城市交通、農牧業、工農業生產帶來極大的危害，甚至也威脅到人民生命財產安全。 隨著現代觀測手段的進步、多元化數據的獲取以及數值模式的發展，對暴雪天氣的研究也越來越深入。 國內外已經有很多專家對暴雪發生的機理進行了模擬和分析， 如周雪松等[1]對華北暴雪進行的診斷分析表明，高空槽和地面回流冷鋒為主要影響系統， 且有三股氣流為暴雪過程提供了水汽來源；李如琦[2]、張俊蘭[3]、劉晶[4]、呂新生[5]等對新疆暴雪的研究發現，地形和鋒面強迫為暴雪提供了有利的動力條件， 且水汽輸送在不同高度層對暴雪的作用是存在差異的； 孔凡超等[6]對華北一次暴雪與雷暴共存天氣過程分析認為，中層較強的水汽通量輻合是造成暴雪天氣重要原因之一，而低層冷空氣堆上產生了高架雷暴；李曉霞[7]、段宇輝[8]等的研究表明，降雪前的驟烈降溫是雨雪轉化的重要原因，850 hPa 溫度和地面溫度是相態變化的重要特征，有較好的指示意義。 還有大量研究[9-19]從暴雪發生的高低空影響系統、水汽輸送、動力機制、不穩定發展、水汽輸送軌跡等方面對其進行了細致的分析和模擬，從而得到了許多有意義的成果。

本文應用常規天氣資料、加密自動站、探空資料和NCEP FNL1°×1°和GDAS 0.5°×0.5°再分析資料，對陜西省2016 年11 月21—23 日和2017 年3 月12—13 日的2 次大范圍雨雪天氣的環流背景、水汽、動力及對流特征進行了對比分析，以加深對陜西暴雪天氣的認識，提高暴雪預報準確率。

1 實況分析

2016 年11 月21 日08 時—23 日08 時，陜西出現了一次暴雪天氣，并伴隨有雨、霰和冰雹、雷電等多種天氣現象，其中關中、陜南普降雨雪，暴雪出現在關中東部。 圖1a 為過程累積降水量，結合地面天氣圖分析可知，21 日08 時關中出現小雨，持續到20時轉為雨夾雪，23 時開始出現純雪；陜南則從21 日20 時—22 日05 時普降小雨， 至22 日08 時才出現降雪，因而從累積降水量不能較好地體現降雪強度。積雪資料表明降雪主要集中在關中和陜南東部，大部分地區積雪深度>3 cm，最大積雪深度31 cm。 另外，在降水初期，在關中南部和陜南北部交界處出現了雷電，整個過程監測到閃電113 次，其中幾乎以負閃為主，占98.2%；通過閃電發生頻次的時間序列可以看到，閃電主要發生在22 日12—13 時，其中12時最為強烈，之后逐漸減少（圖2b）。

2017 年3 月12 日08 時—13 日08 時， 關中和陜南出現了大范圍雨雪天氣，暴雪出現在關中東部，且出現大范圍積雪，大部分地區積雪深度>1 cm，最大深度16 cm。 結合地面天氣圖分析發現，12 日08時起關中和陜南普降小雨，隨著時間推移降水增強，關中地區出現中到大雨， 陜南出現持續性小雨。 23時關中開始降雪，連續性降雪持續到13 日20 時；陜南則從13 日08 時起開始出現零星降雪， 但大部分地區還是以降雨為主。整個過程至13 日20 時結束，過程的降水量分布（圖1b）較過程I 要大很多，說明該過程的降水相態以雨為主， 且未監測到閃電等其它對流現象。

圖2 過程I 中閃電的頻次分布

2 環流背景

對過程I 的環流分析表明，11 月21 日20 時500 hPa 歐亞地區為“兩槽一脊”（圖3a），“兩槽”分別為烏拉爾山西南部的橫向切斷低壓和東北冷渦，而“一脊”則位于2 個低壓之間的新疆北部，中緯度以平直的偏西氣流為主，而高原上空南支槽活躍。陜西位于東北冷渦后部，可能受上游橫槽轉豎、冷渦后部冷空氣以及南支槽影響較大。 700 hPa（圖3b）在陜西省與四川、 甘肅交界處存在偏北風與偏南風的切變， 南支槽將來自南海和孟加拉灣的水汽輸送至陜南和關中；850 hPa（圖3c）影響本省的低渦位于在四川東部，低渦外圍也有暖濕空氣向陜南輸送；地面圖（圖3d）顯示四川和重慶交界處存在一倒槽，關中和陜南恰好位于倒槽的槽前。 隨著烏拉爾山西南方的切斷低壓東移轉豎， 槽后冷空氣擴散至南支槽后部，使南支槽加深，從而加強暖濕氣流的輸送；同時中緯度西風氣流稍有減弱，東北冷渦東移南下，使冷渦后部來自蒙古的強冷空氣向南侵入中原地區。

圖3 過程I（a，b，c，d）和過程II（e，f，g，h）環流形勢

過程II 的影響系統與過程I 較為相似， 同樣受500 hPa 低槽、700 hPa 和850 hPa 的低渦切變以及地面倒槽的影響。 3 月12 日20 時500 hPa（圖3e）歐亞地區為“兩槽一脊”，烏拉爾山西南方向依然存在切斷低壓，東北地區存在較深的冷槽，但中心氣壓弱于過程I， 兩個低壓之間則出現西北—東南向的高壓脊，青藏高原南側的南支槽非常活躍，受其影響陜西省大部地區受西南氣流控制。700 hPa（圖3f）與850 hPa（圖3g）受南支槽影響，在高原上形成明顯的低渦環流系統， 外圍西南氣流與偏東急流在關中和陜南相遇，形成切變。 地面倒槽位于四川南部（圖3h），關中和陜南位于倒槽的槽前，有東路冷空氣灌入。 隨著切斷低壓南壓，槽低冷平流向南滲入，南支槽明顯加深，西南氣流繼續加強，從而使700、850 hPa高原上低渦環流加強，外圍風速也有所加強；東北冷槽南下， 槽后西北風轉向偏北風， 冷平流加強，從500～925 hPa 均有較強的東路冷空氣向陜西境內輸送，地面倒槽因此也有所加深。

從以上分析可知， 兩次暴雪過程500 hPa 歐亞地區均為“兩槽一脊”，且上游烏拉爾山西南方向均存在切斷低壓，有利于冷空氣堆積并滲透南下，從而加強南支槽； 不同之處在于過程I 東北冷渦強度較大且位置偏北， 過程II 雖然東北冷渦強度較弱，但中心位置偏東南，更有利于冷空氣向東的累積。700、850 hPa 均有西南水汽輸送和切變， 地面也都存在倒槽，差異在于過程II 位于青藏高原南側的南支槽非常強盛， 導致700、850 hPa 在高原上形成低渦環流系統，中高層和低層都存在西南低空急流，并伴隨低層和超低層的東風急流。

3 水汽條件差異

3.1 整層大氣可降水量

為了比較兩次過程的水汽條件， 首先分析了整層大氣可降水量的異同。兩次過程開始前，大氣可降水量分布均呈北低南高的特征， 從陜南南部至關中以20 kg·m-2起逐漸遞減，但降水落區對應的可降水量均>12 kg·m-2， 且高值區的脊線位置恰好位于關中東部和陜南西南部發生暴雪的區域， 說明大氣可降水量對暴雪的落區具有一定的指示意義。 為更好地尋找差異，對兩次過程的整層可降水量進行相減，即過程II 減去過程I（圖4c），結果發現關中和陜南大部在過程II 的可降水量都大于過程I，尤其在關中區域，從而可解釋過程II 的累積降水量大于過程I。

3.2 水汽通量分析

為進一步分析兩次暴雪過程的水汽條件差異，對水汽通量和水汽通量散度進行了計算。 結果顯示過程I 在700 hPa（圖5a）顯示出兩個主要水汽通量輸送通道， 分別為來自貝加爾湖的西北向及來自孟加拉灣的西南向水汽通量， 這兩種性質不同的水汽恰好在關中和陜南區域交綏并產生輻合； 水汽通量散度則在關中和陜南形成有明顯的輻合帶， 并向南延伸至四川邊境，最大輻合中心為-6×10-5kg·m-2·s-1，說明700 hPa 的貝加爾湖和孟加拉灣的水汽對暴雪形成有明顯作用。 850 hPa（圖5b）的水汽通量輸送通道除以上兩條，還有一條來自南海地區，其中來自孟加拉灣的水汽通量變得非常弱， 南海的水汽通量顯著加強， 水汽通量矢量的輻合區南壓至關中南部和陜南； 另外水汽通量散度在暴雪區有明顯的輻合帶，中心為-3×10-5kg·m-2·s-1；925 hPa（圖5c）的水汽通量輸送通道來自貝加爾湖及東海地區， 在關中陜南東部有較顯著的水汽通量輻合區， 中心超過-9×10-5kg·m-2·s-1，輻合強度更大。 以上結果表明中低層的水汽輸送對暴雪的形成有重要作用。

對過程II 的合成分析表明700 hPa（圖5d）水汽通量輸送通道來自貝加爾湖和孟加拉灣地區，貝加爾湖的水汽輸送較過程I 顯著減弱，孟加拉灣的水汽通量則在關中、 陜南進行輻合， 輻合中心值達-6×10-5kg·m-2·s-1。 850 hPa（圖5e）水汽通量顯示主要輸送通道來自東海和孟加拉灣區域， 水汽通量較過程I 小， 但關中地區的水汽通量散度強輻合區中心值可達-12×10-5kg·m-2·s-1；925 hPa（圖5f）的水汽通量輸送來源有3 條，分別為東海、孟加拉灣及南海地區，其中以東海的水汽通量最強盛，關中和陜南有顯著水汽通量散度輻合區。

圖4 整層大氣可降水量

另外對這3 個高度層的等溫線特征進行分析，結果表明過程I 等溫線相對密集，冷平流強，0 ℃線在700 hPa 和850 hPa 高度上均位于關中及南部，整個關中和陜南溫度介于-4～2 ℃， 有利于降雪形成；過程II 等溫線相對稀疏，關中和陜南在700 hPa雖然處于-8～-4 ℃，但850 hPa 溫度迅速升高至0 ℃以上，雪在降落過程中易融化。 925 hPa 高度上，過程I 比過程II 在降雪區的溫度要低4 ℃左右， 更有利于雪在下落至地面過程中保持相態。

3.3 水汽輸送軌跡分類

圖5 2 次過程水汽通量（矢量，單位：kg·m-1·s-1）及其散度分布（陰影，單位：10-5 kg·m-2·s-1）

HYSPLIT 模式可以對不同地點的不同高度，模擬出空氣塊向后追蹤的三維運動軌跡， 并差值得到響應的位置上的空氣塊物理屬性。 本文對水汽輸送軌跡的計算和模擬，利用HYSPLIT 分別對2 次過程在3000、1500、500 m 的海拔高度（可分別代表700、850 hPa 和925 hPa） 上進行后向追蹤5 d 的運動軌跡， 過程I 的模擬站點選擇積雪深度較深的渭南站（34.54°N，109.56°E）， 過程II 的模擬站點選擇累積降水較多的漢中站（33.10°N，107.08°E），兩次過程軌跡的模擬集合如圖6 所示。

結果顯示在海拔3000 m，過程I（圖6a）的水汽來源大部分可追溯到歐洲南部的地中海地區， 從地中海翻過伊朗高原到達印度半島北部， 再沿著青藏高原中南部向東北一直到達四川盆地， 再到達關中地區； 另外一部分水汽從阿拉伯海穿過東南亞直接進入西南地區，再到達關中；還有其他少量水汽從南海直接向北輸送至關中區域。 過程II（圖6d）顯示的主要水汽輸送路徑有兩條， 一條從阿拉伯海穿過印度從青藏高原南側進入四川盆地抵達陜南， 另一條從孟加拉灣經過西南地區輸送至陜南。

海拔1500 m 的高度上，過程I（圖6b）顯示有兩條主要水汽來源， 一條來自西伯利亞徘徊后穿過巴爾喀什湖進入中國境內，沿著天山山脈到河套地區，再從內蒙中部向南抵達關中； 另一條則來自伊朗高原沿青藏高原北側的昆侖山脈到達關中地區。 過程II（圖6e）的水汽輸送帶也有兩條，一條源自阿拉伯海，經印度北部穿過橫斷山脈，進入四川盆地再到達陜南； 另一條從貝加爾湖南部和蒙古高原向東南方向進入華北平原后，再向西穿過秦嶺輸送至陜南。

500 m 的海拔高度上，過程I（圖6c）的水汽均來自歐亞大陸西北部的偏中高緯度地區， 從關中西北或北部直接抵達降雪區。 過程II（圖6f）的水汽一部分從西伯利亞至蒙古到達華北平原， 從華北繞流至陜南；另一部分從內蒙中部到華北西部，再繞回至陜南，即過程II 在低層的水汽軌跡具有回流性質。

4 對流條件

4.1 假相當位溫θse 的剖面分析

通過天氣背景的分析， 兩次過程均受地面倒槽影響， 且具有回流性質的鋒面抬升是暴雪發生的主要動力機制。 850 hPa 以下來自東路的冷空氣在近地面堆積，形成冷墊，來自南方的暖濕空氣沿著冷空氣墊向北、向上爬升，可在對流層低層形成θse的密集區。 因此這里主要分析假相當位溫θse的分布。

圖6 兩次過程的水汽輸送后向軌跡模擬

對兩次過程鋒面過境時的假相當位溫沿關中中部34°N 進行剖面（圖7），結果發現過程I 有明顯的層結不穩定，關中西部從地面到850 hPa 附近，假相當位溫隨高度先增加后減小， 而中高層的穩定層結則有利于這種不穩定能量的積累， 對流發生后高層的高θse氣塊下傳到中層干濕空氣區，會促使對流進一步發展。 850 hPa 以下呈由高空指向地面且向西傾斜的舌狀高值區（＞0），說明此時低層已經有來自東路的較強冷空氣侵入。 過程II 的假相當位溫在整層隨高度增加，大氣層結穩定，且同樣高度的假相當位溫值略高于過程I； 進而通過比濕分析發現過程II 較過程I 偏大1～2 g/kg， 但等值線密集度在整層的分布較為均勻，沒有明顯的能量鋒區。假相當位溫的垂直分布可說明動力作用和能量累積對過程I 有重要貢獻，而過程II 的水汽作用更重要。

4.2 探空曲線特征

假相當位溫的垂直分布顯示過程I 具有不穩定層結， 在降雪期間伴隨了霰、 冰雹及雷電等對流現象，說明還具有一定的不穩定能量，過程II 則是穩定性降雪（圖8）。過程I 的探空圖（圖8a）顯示，整層大氣處于飽和狀態， 中低層溫度露點差均≤1 ℃，600 hPa 以下存在明顯逆溫， 該逆溫層的形成是由于中低層850 hPa 和925 hPa 存在來自貝加爾湖的偏北冷空氣及來自東北方向的東路冷空氣， 形成了非常強的冷墊，暖濕氣流在冷墊上傾斜爬升造成，大量水汽及能量可累積在逆溫層中； 冷鋒南下后觸發逆溫層中釋放大量不穩定能量， 從而引起對流性天氣，具有典型的回流降雪特征；而過程II 整層水汽也處于飽和狀態（圖8b），雖然在低層都表現為東路冷空氣且風速較大，但由于冷平流強度較弱，未能形成較強的冷墊， 因此探空曲線上沒有顯示逆溫層存在，大氣層結非常穩定，無對流潛勢。

5 結論

通過對陜西省兩次暴雪過程的診斷和對比分析，得到以下結論：

（1） 兩次過程均受上游切斷低壓和下游東北冷渦的影響，造成冷空氣滲透南下堆積，與南支槽前的西南暖濕氣流在陜西境內交綏， 是引起暴雪的主要原因；中低層輻合、高層輻散和鋒面抬升為暴雪提供了有利的動力及觸發條件。地面均存在倒槽，并伴隨有明顯回流性。

圖7 兩次過程的假相當位溫θse 沿34°N 剖面

圖8 兩次過程的T-logP

（2）過程I 的等溫線密集， 冷平流和水汽輻合強，中低層逆溫，對流觸發等原因造成降雪強度更大，持續時間更長。 過程II 冷平流相對較弱，但水汽輻合非常強，因此累積降水量較大。 850 hPa 的溫度對降水相態有重要作用。

（3） 過程I 的水汽輸送軌跡顯示水汽大部分來自西北方向的中高緯度，以冷濕性質為主。而過程II則大多來自西南方向的低緯度洋面， 以暖濕氣流為主，且都具有明顯的回流性質。

（4）過程I 的冷空氣在地面堆積， 形成非常強的冷墊，西南暖濕氣流在上方爬升，中低層形成了逆溫層，積累了一定的水汽能量，鋒面過境抬升觸發了對流，從而產生了雷電、霰和小冰雹等對流性天氣。