河南中東部強降雪物理量特征統計分析

王其英，冀翠華，劉 琛，王金蘭

（1.開封市氣象局，河南 開封 475004；2.開封市氣象防災減災重點實驗室，河南 開封 475004；3.哈爾濱工業大學（威海），山東 威海 264209；4.新鄉市氣象局，河南 新鄉 453003）

暴雪是我國冬半年主要氣象災害之一，能造成交通中斷，房屋、大棚坍塌，甚至威脅人民群眾生命安全，一直是氣象科研業務人員關注的重點，眾多國內外學者對暴雪的形成機理做了大量研究[1-5]。近年來，暴雪天氣的研究主要集中在暴雪的統計特征、物理量診斷和數值模擬等方面。王玉亮等[6]統計魯南1999—2018 年25 次暴雪天氣過程，按照影響系統和發生頻次分為回流形勢、江淮氣旋、切變線和低槽冷鋒4 類。張俊蘭等[7]總結出北疆暴雪出現前最強水汽輸送、水汽輻合以及高空、低空急流的最低閾值。付亮等[8]對2000—2016 年影響東北的北上溫帶氣旋暴雪進行統計研究，詳細分析了氣旋路徑、強度變化、降水分布、水汽輸送和熱動力特征。這些統計分析為當地暴雪的定量、定點預報提供了參考依據。施曉輝等[9]、辜旭贊[10]、冉令坤等[11]用不同物理量診斷分析2008 年南方低溫雨雪冰凍天氣，加深對南方降雪天氣的認識。李青春等[12]模擬華北暴雪的水汽、垂直運動和各層風向風速變化等物理量的分布特征，張迎新等[13]診斷分析假相當位溫、水汽通量、濕層厚度、垂直速度等物理量，他們的研究為預報華北回流暴雪提供了有益參考。陳小婷等[14]、郭大梅等[15]從不同視角對高架雷暴伴隨的暴雪天氣進行診斷分析，得出這類少見天氣的觸發機制和形成機理。蘇愛芳等[16]研究表明低空西南急流的加強北抬導致江淮流域動力輻合和水汽輻合的加大，高空正渦度厚度的增加對暴雪增幅期預報有一定指示意義。馬振升[17]研究認為低空急流與低層切變線上氣旋性曲率東擴或低渦東移是產生河南暴雪的重要原因。顧佳佳等[18]分析總結出2014 年2 月4—7 日河南省大范圍暴雪的三維空間結構特征。但至今還沒有關于河南暴雪天氣物理量統計特征的研究，河南省地處南北氣候過渡帶，往往大雪也會對生產生活造成嚴重影響，因此，本文通過分析2010—2019 年河南中東部大雪及以上量級降雪個例的高空、地面和NCEP再分析資料，歸納總結此類降雪的熱力、水汽及動力因子等物理量場統計特征，以期找出河南中東部不同強度降雪的物理量統計特征及其閾值，從而提高大雪及以上量級降雪的預報準確率。

1 資料與方法

1.1 資料來源

資料為2010—2019 年近10 a 地面、高空等冬半年（10 月—次年3 月）常規觀測資料和NCEP 1°×1°再分析資料。研究范圍為處于華北平原南部的河南省中東部地區（以下簡稱“豫中東”），包括鄭州、開封、商丘、周口、許昌、漯河、平頂山等7 個地市，共有45 個觀測站，其中有6 個國家基本氣象站和39 個國家氣象觀測站。位于鄭州境內的國家基準站嵩山站，海拔1 178.4 m，屬于高山站，不同于其他45 個觀測站，不具有代表性，已剔除。

1.2 研究方法

1.2.1 個例選取標準

因大雪會對種養殖業、城市生命線正常運行等產生較大影響，參考河南省降雪量級標準，本文把大雪、暴雪、大暴雪統稱為強降雪，把小雪、中雪統稱為一般性降雪。當豫中東45 個觀測站中有10 站及以上出現強降雪時，則稱為一次區域強降雪過程。經普查，2010—2019 年豫中東共有15 次區域強降雪個例，其中有8 次區域大雪過程，5 次區域暴雪過程，2次區域大暴雪過程。這15 次區域強降雪個例中共有大雪268 站次、暴雪187 站次、大暴雪53 站次，共出現強降雪508 站次、一般性降雪102 站次。因豫中東只有鄭州一個探空站，故選用鄭州站的探空數據代表豫中東的探空環境參數。

1.2.2 物理量的選取

強降雪天氣的形成需要有利的熱力條件、充足的水汽、足夠的動力抬升以及合適的溫度層結。本文選對流層中下層的假相當位溫θse來反映豫中東強降雪的熱力條件，用大氣可降水量表示水汽條件，用400 hPa 以下最大上升速度表示動力抬升條件，其中大氣可降水量和400 hPa 以下最大上升速度選取的是降雪前24 h 到降雪結束期間的最大值。

1.2.3 物理量特征統計方法

由于探空站點空間分布較稀疏，且每天只有08、20 時兩個時次的資料，可能無法精確獲取強降雪個例的環境參數特征，而時間間隔6 h 的NCEP 1°×1°再分析資料具有時空分辨率高、質量較可靠、易獲取等優勢，多年來大量的國內外學者用它來分析研究災害性天氣的形成機理。本文利用NCEP 再分析資料，首先采用雙線性插值法，得到各個觀測站點的物理量值，然后對15 個區域強降雪個例，根據降雪量級不同，分別進行物理量統計分析。

2 強降雪物理量特征統計

2.1 熱力條件

有利的熱力條件是暴雪形成的重要前提，而假相當位溫（θse）是表征大氣濕度和溫度的特征物理量，能綜合反映出大氣的濕度和溫度狀況。強降雪區對流層中下層暖濕氣流在冷墊上爬升，致其θse增大。肖貽青等[19]研究發現暴雪發生在對流層低層θse密集區，陳小婷等[14]用假相當位溫分析暴雪天氣，發現雷暴區存在條件性對稱不穩定。因此本文選取500、700、850 hPa 的假相當位溫θse以及700和1 000 hPa 的假相當位溫θse的差值來反映對流層中下層的熱力條件。經分析豫中東15 個強降雪個例，發現降雪前期，對流層中下層均出現偏南急流或大風速帶，其水平尺度和垂直尺度較大，隨著高度降低向南傾斜，暖濕氣流不斷把水汽、能量和動量輸送到豫中東。強降雪開始前0～6 h 對流層中下層θse有明顯變化，且降雪量級不同有明顯不同（表1）。本文用θse850表示過程開始前0～6 h 的850 hPaθse最大值，△θse700-1000表示同一時次700 與1 000 hPaθse的差值，以下類推。由表1 可見，強降雪的θse500為38.7～49.6 ℃，區域大暴雪的θse850為20.7～30.8 ℃，而區域大雪和區域暴雪的θse850不足20 ℃。區域大暴雪的△θse700-1000比較集中，為30.7～35.1 ℃，區域大雪和區域暴雪的△θse700-1000為16.2～40.4 ℃。以θse850=10 ℃為分界線，θse850≤10 ℃時，區域暴雪的θse700為39.8～45.5 ℃，而區域大雪的θse700為21～26.7 ℃；θse850＞10 ℃時，區域大雪和區域暴雪的θse700分布無明顯分界線，區域大雪的θse500為38.7～46 ℃，區域暴雪的θse500為46.3～49.6 ℃。可見過程開始前0～6 h，850～500 hPa 均有增大，θse500增至38.7 ℃以上，大暴雪的θse850增至20.7 ℃以上，而大雪和暴雪的θse850最大值不足20 ℃。以θse850=10 ℃為分界線，當θse850≤10 ℃時，區域暴雪的700 hPa 暖濕氣流明顯強于區域大雪；θse850＞10 ℃時，區域暴雪的500 hPa 暖濕氣流明顯強于區域大雪。以上分析表明，強降雪前0～6 h，區域大暴雪與區域大雪和區域暴雪相比，對流層中下層不僅需要更深厚的暖濕氣流，而且還要足夠強的冷暖交匯。

表1 2010—2019 年河南中東部不同量級的強降雪過程開始前0～6 h 假相當位溫最大值和700 與1 000 hPa 差值 ℃

2.2 水汽條件

強降雪需要充足的水汽。李國翠等[20]通過分析得出石家莊市回流降雪過程出現前24 h，大氣可降水量（TPW）存在極大值，此值越大，對應的過程降水量就越大。姚晨等[21]通過對比分析安徽的兩次暴雪過程，得出TPW的變化基本同降雪量變化成正相關，降雪開始前TPW有所增大，其峰值出現在降雪集中時段。薄燕青等[22]認為山西大到暴雪區與TPW≥10 kg/m2的區域對應較好，TPW的6 h 增量正負態勢變化可以提前12 h 預示降水開始和結束時間，增量越大，預示降水強度增強。普查本文15 個個例發現，不同量級強降雪的比濕、水汽通量及水汽通量散度相差很小，而TPW差別稍大，因此本文用TPW表征強降雪所需的水汽條件。

圖1 為河南中東部地區不同量級降雪的TPW箱線圖，直觀地反映各要素最大值、最小值、主體分布、平均值和中位值等統計特征。通過比對不同量級降雪的TPW可以看出，大暴雪的TPW離散度最小，一般性降雪離散度最大。大雪和一般性降雪TPW的最小值都是10 mm，說明只有TPW≥10 mm 時，河南中東部地區才可能出現強降雪，暴雪和大暴雪的必要水汽條件是TPW≥10.5 mm 和16.0 mm。強降雪的TPW均值為18.0 mm，且隨著TPW均值增大，降雪量級也隨之增大。其中，大雪的TPW均值為17.0 mm，暴雪的TPW均值為19.0 mm，大暴雪的TPW均值為19.8 mm。強降雪的TPW中位數也存在同樣規律，TPW中位數越大，降雪量級也越大；強降雪的TPW中間50%（25%～75%百分位）集中在16.0～20.5 mm。因此，TPW的大小可以很好地反映未來降雪量的大小，這與李國翠等[20]、薄燕青等[22]研究結論基本一致。TPW的最大值和降雪量最大量級并不完全對應，暴雪時TPW最大值為26 mm，而大雪TPW最大值為24 mm，大暴雪TPW最大值為23.8 mm，均比暴雪小，這可能是因為水汽充足時，降雪量的大小受其他物理量的影響較大。

圖1 2010—2019 年河南中東部不同量級降雪過程中大氣可降水量（TPW）（箱子表示有50%的該類事件出現在這一范圍之內，下端和上端的短橫線分別表示最小值和最大值，箱子自下而上的3 橫線分別表示第25、第50 和第75 百分位；圓圈表示均值）

2.3 上升運動

垂直運動會引起水汽、熱量、動量、渦度等的垂直輸送，使大氣中的能量轉換得以實現，對天氣系統的發生發展有很大影響，垂直運動大氣中的水汽凝結和降雪過程與上升運動有密切聯系。安冬亮等[23]認為，上升運動的強度、厚度與暴雪發生的強度及持續時間呈正相關，對暴雪發生時間和落區有很好的指示意義。賈宏元等[24]指出，水汽通量散度與垂直上升運動區密切相關，水汽通量輻合區與垂直上升運動一致性好。李如琦等[25]認為，北疆垂直上升區與暴雪落區有很好的對應關系。李桉孛等[26]、莊曉翠等[27]研究分析新疆強降雪，指出強上升氣流中心位于500 hPa 以下。本文統計的上升速度是降雪前24 h 到結束期間400 hPa 以下的最大上升速度。

每個個例最大上升速度出現的高度不同，如2015 年11 月22—23 日和2016 年11 月23 日的大暴雪過程，最大上升速度出現在500 hPa 附近，其他個例多出現在700 hPa 附近。為此，統計了不同量級降雪400 hPa 以下的最大上升速度，嘗試找出最大上升速度和降雪量級的關系。由圖2 可以看出，大雪離散度最小，其次是一般性降雪，大雪中間50%（25%～75%百分位）集中在0.55～-0.8 Pa·s-1，一般性降雪中間50%（25%～75%百分位）集中在-0.5～-0.8 Pa·s-1，暴雪的離散度最大。400 hPa 以下最大上升速度的均值與降雪量級之間存在近似線性關系，一般性降雪、大雪、暴雪、大暴雪對應最大上升速度的平均值依次為-0.68、-0.7、-0.85、-1.0 Pa·s-1，即最大上升速度越大，對應的降雪量級也越大。說明強的上升運動是豫中東強降雪的有利條件。

圖2 2010—2019 年河南中東部不同量級降雪的400 hPa 以下的最大上升速度箱線

2.4 合適的溫度層結

強降雪天氣過程常伴有雨轉雪相態變化，相態轉變的早晚決定了強降雪預報的成敗及服務效果。降水相態類型取決于動力、水汽、熱力條件以及云和冰核的分布等特定大氣條件，季節和地域不同則指標不同。文中T500為500 hPa 的氣溫、△T925-2m為925 hPa 與2 m 的溫差，以下類同。李江波等[28]和王喜等[29]通過研究得出本地降水相態的識別判據。楊成芳等[30]研究濟南和青島12 a 的冬半年降水個例，得出山東0 ℃層高度降至1 000 hPa 時轉為降雪。李進等[31]分析杭州10 次典型雨轉雪天氣過程，得出杭州雨轉雪時，須有T500≤-10.0 ℃、T700≤-1.0 ℃、T850≤0 ℃、T925≤-4 ℃和T2m≤1.5 ℃的溫度層結。谷秀杰等[32]研究河南省個例得出，當T2m＜-1 ℃，或T700以下均低于0 ℃時為雪。邵宇翔等[33-34]認為當降水相態為雪時，暖層溫度≤-1 ℃，0 ℃層高度約為1 000 hPa。在河南日常預報業務中，把T850≤-4 ℃作為判斷轉雪的依據。

本文15 個個例中有9 個伴有雨轉雪過程，共有15 個時次有對應的NCEP 再分析資料。對其中有大氣探空資料的時次，將探空資料和NCEP 再分析資料進行對比檢驗。本文參考李進等[31]的方法，地面圖上豫中東前一時次為雨，本時次為雪，將雨雪分界線附近的本時次溫度層結作為雨轉雪的轉換條件。雖然雨轉雪溫度層結復雜，而且豫中東東西、南北分別相距約325、175 km，但每個個例過程中同一時次雨雪分界線的溫度層結接近，故本文用雨雪分界線上國家站的均值代表。根據對流層中下層的冷暖層分布進行分析歸納，把河南中東部雨轉雪的溫度層結分為常規型、低層強冷型、低層直溫型3 類（圖3）。

圖3 2010—2019 年河南中東部強降雪個例雨轉雪溫度層結分類

第1 類，常規型最多，共有12 時次，T400≤-23.3 ℃、T500≤-14.2 ℃、T700≤-2.2 ℃、T850≤-4.0 ℃、T925≤-5.7 ℃、T1000≤-1.1 ℃、T2m≤-0.7 ℃。此類的特點是逆溫層在700 hPa 附近。

第2 類，低層強冷型，最少，只有1 個時次，T400≤-23.8 ℃、T500≤-15.2 ℃、T700≤0.2 ℃、T850≤-7.3 ℃、T925≤-4.1 ℃、T1000≤0.2 ℃、T2m≤1 ℃。此類的特點是冷暖對比強，850 hPa 氣溫最低，比其他兩類依次低3.3 和6.3 ℃，逆溫層也在700 hPa 附近，暖層溫度最高。

第3 類，低層直溫型，有2 個時次，T400≤-30.1 ℃、T500≤-17.5 ℃、T700≤-3.2 ℃、T850和T925≤-1.0 ℃、T1000≤-0.2 ℃、T2m≤0 ℃。此類的特點是無明顯逆溫，700 hPa 以下溫度直減率小，△T925-2m為-1 ℃，而前兩類的△T925-2m約為-5 ℃，700 hPa 及以上的氣溫較前兩種低（T400低6～7 ℃，T500低2～3 ℃）。

雨轉雪不僅與對流層中下層的氣溫有關，還與其冷暖層的強度、厚度及其分布有關。對比3 類雨轉雪的溫度層結，若高空氣溫高，則低空需要相對較低的氣溫；若高空氣溫明顯低于其他類，則低空不需相對太低的氣溫，即使低空直溫為-1 ℃，冰晶在下落過程到達地面也不致于融化。對比分析可知，第1 類可包含楊成芳等[30]、谷秀杰等[32]、邵宇翔等[33]的研究結論，比李進等[31]研究結果中的高空同層次的氣溫低；第2 類與上述幾位學者的研究結論均不一致；第3 類可包含楊成芳等[30]、邵宇翔等[33]的研究結論。

3 結論與討論

利用2010—2019 年冬半年的常規高空、地面圖，結合NCEP 1°×1°再分析資料，統計分析了河南省中東部地區強降雪個例的熱力、水汽、動力、層結等物理量特征，得出以下結論：

（1）強降雪過程前0～6 h，850～500 hPa 的θse均增加，θse500增至38.7～49.6 ℃。區域大暴雪θse850增至20.7 ℃以上，△θse700-1000為30.7～35.1 ℃，而區域大雪和區域暴雪的最大θse850不足20 ℃。大雪和暴雪的θse850最大值以10 ℃為分界線，θse850最大值≤10 ℃，區域大雪的θse700增至21～26.7 ℃，而區域暴雪的θse700增至39.8～45.5 ℃；當θse850最大值＞10 ℃時，區域大雪的θse500增至38.7～46 ℃，區域暴雪的θse500增至46.3～49.6 ℃。可見降水量越大，所需暖濕氣流越厚，且低層需一定強度的冷空氣。

（2）大氣可降水量TPW對于預報降雪量大小有較好的指示意義，大雪、暴雪和大暴雪的必要水汽條件分別是TPW≥10、10.5、16.0 mm，強降雪的TPW中間50%（25%～75%百分位）集中在16.0～20.5 mm。TPW越大，降雪量級越大。

（3）強降雪前期到降雪結束，400 hPa 以下最大上升速度大雪的離散度最小，其次是一般性降雪，暴雪的離散度最大。400 hPa 以下最大上升速度的均值和降雪量級之間存在近似線性關系，即最大上升速度越大，對應降雪量級也越大。

（4）雨轉雪不僅和對流層下層的氣溫有關，還和對流層中下層冷暖層的強度、厚度和分布有關，需要對流層中下層冷暖空氣的合理配置才行。本文將雨轉雪的溫度層結歸納為常規型、低層強冷型、低層直溫型3 類，低層強冷型的T700為0.2 ℃，暖層氣溫高，T850最低，達-7.3 ℃；低層直溫型，低層溫度直減率小，T850和T925為-1 ℃，△T925-2m為-1 ℃，均是以往預報經驗的有益補充，應在業務工作中予以關注。

本文僅統計分析了河南中東部地區典型強降雪個例的關鍵物理量特征，對暖濕氣流的厚度、高度，高低空輻合輻散場的動力因子等的統計將另文分析。另外，這15 個強降雪過程是否伴有高架雷暴，伴有高架雷暴的強降雪和沒有高架雷暴的強降雪物理量特征有哪些不同，這些問題有待于后續的深入研究。

致謝：河南省氣象臺正高級工程師蘇愛芳老師對本文給予了幫助和指導，在此表示感謝！