一次高空急流背景下江西暴雪過程分析

周 芳，王曉東，毛連海

（1.江西省氣象臺，江西 南昌 330096；2.江西省氣象信息中心，江西 南昌 330096）

暴雪是冬半年重要的災害天氣之一，常與冰凍相伴出現，給交通、電力、通信、工農業生產和人民生活造成嚴重影響。許多學者對低層切變線[1-9]、低空急流[1-10]、地面鋒面[11-12]等天氣系統及其對大雪的作用進行了分析；也在不穩定機制[4，15-16]、溫度結構[6，7，17]、相態轉換[7，17-19]、地形影響（尤其是大型湖泊對強降雪的影響）[20-21]、雷達[22-23]回波特征、衛星遙感特征等[24-26]方面開展研究，這些研究更多關注對流層中低層的天氣系統。2008年南方低溫雨雪冰凍極端天氣事件后，越來越多的學者注意到對流層高層的天氣系統及其對冬季天氣的影響。Liao等[27]、Xue等[28]分析了東亞副熱帶高空急流和極鋒急流之間位置和強度共同變化的特征，認為[28]這種共同變化的可能機制是異常偏弱的東亞大槽和中亞高壓脊、持續的非絕熱加熱、水平熱量輸送以及異常偏暖的海溫。近年來，一些研究重視了暴雪過程中高空急流的作用，研究表明，不同高度的急流可以共同造成暴雪，且低空急流是在高空急流的耦合作用下形成的[29]，高空急流通過動量及正渦度平流與低空急流[30]或者地面鋒面[32]產生耦合，并通過次級環流加強上升運動，強降雪的落區與高低空急流軸的位置和急流的強度密切相關[12，31]，但這些研究多集中在中國北方，南方暴雪過程中是否有高空急流的作用，其機制是什么值得研究。

另外，盡管機制機理的分析提高了暴雪預報的準確率，但是降雪何時開始、何時最強、降雪量多大、積雪多深仍是預報難點，降雪強度變化受哪些因素影響，如何進行降雪的精細化預報仍是研究重點。Wetzel等[33]應用Doswell等[34]提出的配料法的基本原理，制作了北半球中緯度地區的降雪配料法預報方法，在美國得到廣泛使用。俞小鼎[35]也提出基于配料法的預報方法也可以用于暴雪預報分析。在我國，配料法多應用于強對流和暴雨預報[36]，也有開始應用于暴雪成因的研究[36]。但是應用配料法對暴雪強度變化的研究還很少，尤其是應用于中國南方高、低空急流共同影響下的暴雪分析就更少，因此急需開展相關研究工作。

本文針對2018年末江西北部一次受高、低空急流影響且有一定預報誤差的暴雪過程，利用常規觀測資料、1 h人工降雪加密觀測資料以及GFS 0.25°×0.25°再分析資料，采用“配料法”對暴雪成因及強度變化進行分析，以期為今后此類暴雪天氣的精細化預報提供參考。

1 降雪特點及預報情況

2018年12月30日江西出現了一次大范圍降雪過程。此次過程范圍廣，強度強。30日02時—31日02時（圖1a），國家站75站出現降雪，61站出現積雪（圖1b），贛西北15站出現暴雪到大暴雪，降雪量10～20 mm，積雪深度超過10 cm，最深20 cm（九江市）。短時降雪強度大，暴雪在6～12 h內出現。暴雪區30日02—08時降雪量2～5 mm，08—14時降雪量2～10 mm，02—14時降雪量達10～20 mm，積雪6～15 cm。災情較重。多地交通中斷，農作物受災，僅九江市就緊急轉移安置人口25萬余人，直接經濟損失達1.4億元。

此次過程預報時間早，落區準確，總體服務效果較好，但是數值預報和預報員的預報均對暴雪發生時間預報偏晚、強度預報偏小，預報贛西北在29日夜間有中雪，30日有大雪，實況為29日夜間出現大雪，30日白天出現暴雪。

2 環流形勢和系統演變

26—27日500 hPa亞歐高緯度地區為阻塞形勢，烏拉爾山到貝加爾湖以東的中西伯利亞地區為阻塞高壓，鄂霍茨克海到巴爾喀什湖為一橫槽，橫槽南部的西風帶內，新疆東部有短波槽東移，青藏高原東部有南支槽發展。28日阻塞高壓崩潰，橫槽轉豎，925 hPa以下冷空氣沿東路南下到達南嶺以北，地面冷鋒從江淮流域快速移至華南，冷空氣墊形成。29日20時，200 hPa高空槽位于新疆北部到云南東部，高空急流為東北—西南向，從貴州北部到日本以東的洋面；500 hPa低槽分別位于西北地區東部和青藏高原東部，南支槽前西南氣流逐漸加強；700 hPa低空西南急流已達湘東地區，暖濕氣流沿著冷空氣墊爬升，江西北部降雪開始并逐漸加強。30日08時，200 hPa高空槽東移，高空急流東移南壓，500 hPa南、北兩支槽同位相疊加（110°E），700 hPa切變線位于鄂東南，湘贛北部低空急流躍增到24 m·s-1（長沙），西南氣流為暴雪過程提供了持續充足的水汽條件；850 hPa江西處入海高壓后部，東海到福建西部低空東南風急流建立，與東北、西南風交匯于江西西北部，由于冷暖空氣長時間在切變線內交匯，降雪進入最強階段，暴雪區位于850 hPa切變線附近。14時高空槽和高空急流東北移，切變線和低空急流南壓，中心風速減小，降雪開始減弱。20時500 hPa轉為西北氣流后，降雪過程結束。高空槽、中低層切變線、高空急流、低空急流以及地面冷高壓共同造成了此次暴雪過程。

3 基于配料法的暴雪成因分析

Wetzel等[33]提出形成降雪的構成要素為動力條件、水汽條件、溫度層結條件和降雪效率，下面對此次過程進行分析。

圖1 2018年12月30日02時—31日02時降雪量（a實線，單位：mm）與積雪深度（b實線，單位：cm）

3.1 動力抬升

相對強的上升運動是產生暴雪的必要條件之一，下面分析暴雪的抬升條件及降雪強度變化的因子。

3.1.1水平散度

圖2為暴雪區降雪最強階段上空的散度垂直剖面圖。由緯向垂直剖面圖可見，30日08時（圖2a），450～200 hPa為輻散，中心位于300 hPa，大小為12×10-5s-1，900～500 hPa附近為深厚的輻合，輻合中心位于700 hPa和900 hPa，大小為-9×10-5s-1，高層輻散疊加低層輻合，降雪加強；14時（圖2b）暴雪區上空高空輻散減弱，中心大小為3×10-5s-1，輻合中心上升至500～400 hPa，600 hPa附近開始出現輻散，且700～900 hPa輻合減弱，降雪開始減弱。從經向垂直剖面圖可見，30日08—14時（圖2c，2d），從27°N到32°N有一條隨高度向北傾斜的輻合帶，有利于暴雪區輻合運動的發生，輻合中心位于700～600 hPa，對應著低空切變線及急流出口區，輻合帶上方為傾斜向北向上的輻散區，中心位于400～600 hPa，對應著高空急流軸右側的輻散區。低層切變線、高空急流、低空急流共同造成的高空輻散和低層輻合，為這次暴雪提供有利的動力條件。

3.1.2高、低空急流耦合作用

Uccellini等[38]研究表明，低空急流常與300～200 hPa上的高空急流相耦合發展，最容易耦合的區域是高空急流中心入口區右側的下方和出口區的下方。黃安麗等[39]證實了高低空急流耦合機制主要是由于高空急流周圍的正渦度平流等為低空急流的形成提供了初始機制。此次過程高空急流一直存在，低空急流到30日02時才出現，并且在08—20時期間兩者距離最近，低空急流強度最強，降雪強度也達到最強，說明此次過程中存在高、低空急流的耦合作用。本文參考文獻[39]的方法對此次過程進行分析。

圖3為暴雪區上空渦度平流的垂直剖面圖。30日02時（圖3a），200 hPa高空急流南壓至31°N，800～300 hPa為隨高度增強的正渦度平流，中心位于400～500 hPa之間，大小為50×10-5s-2，700 hPa低空急流生成東移，中心位于長沙（22 m·s-1），贛西北位于低空急流出口區左側和高空急流入口區右側，降雪開始；30日08—14時高空急流繼續加強東移，急流軸位于（30°N，116°E），高、低層正渦度平流各有一個中心（圖3b，3c），其中350 hPa的中心值為40×10-5s-2，低空西南急流繼續加強東移（28°N），中心風速＞24 m·s-1，暴雪區位于低空急流左側的強輻合區中，降雪達到最強時段；30日20時高空急流軸位于（31°N，116°E），低空急流東移至贛東北至浙西，降雪迅速減弱；31日02時（圖4d）暴雪區上空變為負渦度平流，低空西南急流也減弱。

上述分析可見，高空急流入口區右側的正渦度平流增強并隨高度增大時，低層出現了低空急流，降雪開始，正渦度平流達到最強時，低空急流也發展到最強，降雪也達到最強。本次過程中高、低空急流具有耦合作用，降雪強度變化主要與高、低空急流有關。

3.1.3垂直環流

由圖4a和圖4b可見，30日08時24°N以北氣流向北向上運動，至30°N附近上升運動達到最大，而后隨高空急流向北運動，在36°N附近下沉，再沿800 hPa的偏北風向南流動，與上升運動構成閉合環流，在低空急流入口區北側形成了一個大尺度的垂直環流，這是高低空急流耦合產生的次級環流，與Uccellini等[38]提出的第一類高、低空急流耦合模型一致。進一步詳細分析暴雪區（28.5°～30°N）上空垂直環流的變化，29日20時僅800 hPa附近為弱上升運動，中心大小為-20×10-3hPa·s-1，其他高度均為弱下沉運動；30日02時（圖4c）附近800～500 hPa為上升運動，中心位于700～600 hPa，大小為-80×10-3hPa·s-1，500 hPa以上為下沉運動，中心位于400 hPa，大小為40×10-3hPa·s-1，降雪開始；08時300 hPa高度以下均為上升運動（圖4d），中心位于500 hPa附近，大小為-60×10-3hPa·s-1，31°N處為強下沉運動，與高空偏南氣流、低空偏北氣流和30°N附近的上升運動一起，構成暴雪區北側的中尺度垂直反環流，降雪達到最強時段；14時上升運動繼續向上擴展至200 hPa，但強度減弱，降雪開始減弱。由上分析可知，暴雪區上空多尺度的次級垂直環流的長時間維持，導致了暴雪的產生。

圖3 30日經暴雪區沿29.5°N的渦度平流緯向剖面（等值線，單位：10-5 s-2；實線方框為未來6 h暴雪區）（a為30日02時；b為30日08時；c為30日14時；d為31日02時）

圖4 30日08時經暴雪區沿116°E的流線（a）和經向風（陰影，單位：m·s-1）的經向垂直剖面（a）與垂直速度剖面（b為08時；c為02時；d為08時）（單位：10-3 hPa·s-1）

綜上所述，降雪強度變化主要與高、低空急流有關：高空急流通過正渦度平流與低空急流產生作用，并通過形成的次級環流加強上升運動，從而影響降雪強度。

3.2 水汽條件

暴雪的發生需要充足的水汽條件。此次暴雪過程的水汽主要來自南海和孟加拉灣，由750 hPa以上的西南急流向北輸送到江南北部地區，強低空西南急流也在該地區上方產生強的水汽輻合中心（圖5），為本次贛西北暴雪提供了有利的水汽條件。29日20時（圖5a）急流出現前，24°N以北900 hPa以上為比濕＞4 g·kg-1、相對濕度≥90%的較深厚濕區自南向北向上傾斜，900 hPa以下為比濕＜3 g·kg-1、相對濕度＜60%的干區向南楔入，說明有暖濕氣流在干冷空氣墊上向北爬升；水汽通量還較小，＜7 kg·m-1·s-1，不存在明顯水汽輻合。30日02時（圖5c）西南低空急流建立后，暴雪區上空水汽通量增加，水汽通量中心大于8 kg·m-1·s-1，并在700 hPa和850 hPa切變附近形成水汽輻合中心，中心最大水汽通量散度為-1.5×10-4kg·m-2·s-1，降雪開始加強。08時，低空急流通過江西，并存在明顯的風速輻合，水汽通量（圖5d）迅速增大，最大超過10 kg·m-1·s-1，比濕中心達到了5 g·kg-1，水汽通量輻合大大加強，1 000 hPa到300 hPa水汽達到飽和降雪明顯加強。14時水汽通量繼續增加，最大達11 kg·m-1·s-1，水汽輻合維持，08—14時降雪達到了最強時段，水汽通量中心、水汽輻合中心及深厚飽和層與暴雪區相對應。20時暴雪區上空水汽通量減小，水汽通量散度轉為正值，降雪逐漸減弱并停止。

3.3 降雪效率

圖5 經暴雪區（虛線框所示）沿116°E的相對濕度（陰影，單位：%）和比濕（等值線，單位：g·kg-1）的經向垂直剖面（a，b）以及沿29.75°N水汽通量（陰影，單位：kg·m-1·s-1）和水汽通量散度（等值線，單位：10-4 kg·m-1·s-1）的緯向垂直剖面（c，d）

降雪效率雖不是強降雪的必要條件，但在降雪效率高的情況下，降雪量會更大，降雪效率和云中溫度有很密切的關系。Jiusto等[40]研究表明，六角形的樹枝狀冰晶是降雪的主要形式，最大的降雪量發生在有利于樹枝狀冰晶增長的環境條件下，其主要發生在-15～-13 ℃的過飽和環境中。29日14時500 hPa贛西北溫度降至-14 ℃以下，但相對濕度仍＜80%，冰晶還未增長；20時相對濕度增加到80%以上，冰晶開始增長，空中開始產生降雪；30日02—08時（圖6a，6b）贛西北氣溫降至-15 ℃以下，相對濕度為90%，達到最有利于冰晶增長的溫度和水汽條件，降雪開始加強，02—08時九江（暴雪中心）普遍降雪量（圖6c）達4～7 mm，積雪深度（圖6e）＞2 cm，最大5 cm，08—14時降雪達最強時段，雪量（圖6d）5～10 mm，新增積雪4～8 cm（圖6f）；20時高空干冷空氣南下，暴雪區上空溫度降至-16 ℃，但相對濕度降至80%以下，降雪逐漸停止。

在此次過程中，500 hPa氣溫降至-13 ℃且相對濕度≥90%持續6 h的地區降雪量可達2 mm，積雪深度＞2 cm；若500 hPa氣溫降至-14 ℃且相對濕度≥90%持續12 h的地區降雪量＞6 mm，積雪可達5～10 cm。在有利天氣系統配置條件下，500 hPa的溫度和相對濕度的定量分析可以為精細化預報降雪量、積雪深度提供參考。

3.4 降水相態和溫度層結

降雪形成的微物理過程為溫度降低時，過冷水滴轉換為冰晶，重力降落后，若低層溫度夠低，下落到近地面不融化，則產生降雪及積雪。除了充足的水汽、飽和的空氣、強烈的上升運動，適當的溫度層結也是產生降雪的重要因素。許愛華等[9]、鄭婧等[8]在對江西的大雪天氣進行總結研究時指出，江西的降雪溫度層結的標準為：925 hPa以上＜0 ℃，925 hPa＜-2 ℃，地面2 m ＜3 ℃，且在925 hPa以上有逆溫層。

由于地面冷空氣先行南下，降雪發生前，江西北部1 000 hPa以上大氣溫度均降至0 ℃以下，逆溫層位于925～750 hPa，925 hPa -4 ℃等溫線壓過南昌—郴州，地面也已降至2 ℃以下（圖7a），江西北部滿足降純雪的溫度層結條件，從29日夜間開始降雪。

圖6 30日500 hPa溫度（等值線，單位：℃）、相對濕度（陰影區，單位：%，黑色實線框為暴雪區）（a，b）和過去6 h降雪量（c，d）以及降雪開始以來最大雪深（e，f）

圖7 2018年12月29日20：00（a）暴雪區溫度剖面（單位：℃）與（b）不同地點地表氣溫（點線圓點，單位：℃）、地面氣溫（實線三角，單位：℃）和積雪深度（柱狀，單位：cm）

與北方不同，南方積雪并不與降雪同時產生，這與下墊面的物理特性密切相關。修水縣位于江西西北部九嶺山區中，最早降雪，29日22時地面（2 m）氣溫0.8 ℃、地表氣溫0.5 ℃，雪降下后即融化，直至30日00時地面氣溫、地表溫度分別降至-0.1、0 ℃，地面才開始產生積雪；九江市位于長江沿岸，早在28日20時地表氣溫已經降至-0.2 ℃，23時地面氣溫也降至-0.1 ℃；因此30日03時降雪后就產生了積雪；南昌市位于鄱陽湖東南側，30日03時地表氣溫、地面氣溫降至-0.2 ℃，04時降雪即產生積雪。產生這種差異的原因是地面冷空氣南下影響江西時，先從江漢平原到長江沿岸、再經過鄱陽湖入江口灌入鄱陽湖平原，或從鄱陽湖沿西北部河谷影響贛西北山區。以上分析表明，當地表溫度和地面氣溫共同降至0 ℃以下時，地面出現積雪，這或許對今后預報服務工作有參考意義。

3.5 構成要素與降雪落區的關系

此次暴雪的物理量配置為：充足的水汽供應，700 hPa比濕≥4 g·kg-1、700～500 hPa的水汽通量＞7 kg·m-1·s-1，700～600 hPa的水汽輻合＞-1.5×10-4kg·m-2·s-1；強烈的上升運動，400 hPa以下有深厚的輻合層，輻合中心為-6～-9×10-5s-1；適宜的溫度層結：大氣整層氣溫＜0 ℃，925 hPa氣溫＜-2 ℃；較強的降雪效率：500 hPa氣溫＜-15 ℃，500 hPa相對濕度＞90%的持續時間超過6 h。從要素配置與暴雪落區圖（圖8）可知，強降雪主要分布在200 hPa急流軸以南、500 hPa高空槽以東、700 hPa急流軸以北的強水汽輻合抬升區中，這與傳統江西暴雪落區位于700 hPa急流軸正下方不同，主要原因可能是此次過程高、低空急流耦合作用使得輻合上升運動區北移，強降雪區比以往更偏北。

圖8 此次暴雪過程天氣形勢、物理量配置及暴雪落區（綠色陰影）

4 結論與討論

本文分析了一次高空急流影響下的南方暴雪過程，并通過配料法，從動力、水汽、降雪效率、溫度層結和持續時間5個方面對最強降雪時段進行了分析，得到以下主要結論：

（1）高空槽、中低層切變線和高空急流、低空西南和東南急流及地面冷高壓共同造成了暴雪過程；暴雪落區位于：200 hPa急流軸以南，500 hPa高空槽以東，700 hPa急流軸以北，850 hPa切變線附近，與以往不同。

（2）降雪強度變化主要與高、低空急流有關：高空急流通過正渦度平流與低空急流產生作用，并通過形成的次級環流加強上升運動，從而影響降雪強度。

（3）贛西北暴雪由四個構成要素相疊加形成：低空西南急流輸送了充足的水汽，700 hPa比濕達到或超過4 g·kg-1；低層切變線上輻合以及高、低空急流之間的耦合作用造成強烈的上升運動，垂直運動中心超過8×10-2hPa·s-1；適宜的溫度層結和較強的降雪效率（500 hPa相對濕度＞90%，氣溫＜-15 ℃）。

（4）積雪深度與降雪效率和下墊面溫度密切相關：當降雪發生后，地面氣溫和地表氣溫均＜0 ℃時，地面可出現積雪。

（5）500 hPa相對濕度和溫度可以作為精細化預報降雪量和積雪深度的參考指標。