華北地區(qū)雪密度不同的兩次降雪過程對比分析*

陳 雙 符嬌蘭

1 國家氣象中心，北京 100081 2 中國氣象局-河海大學(xué)水文氣象研究聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

提 要： 利用加密降雪觀測資料、地面常規(guī)觀測、FY-2E衛(wèi)星觀測及ERA5再分析資料對華北地區(qū)兩次融化比存在顯著差異的降雪過程其降雪特征、云內(nèi)垂直熱動力結(jié)構(gòu)、降水粒子垂直分布、地面氣溫和地表溫度等進(jìn)行了對比分析，揭示了熱動力垂直結(jié)構(gòu)和水汽條件對降雪過程的雪密度影響。結(jié)果表明：融化比較大降雪過程(簡稱“0103”過程)整層溫度偏低，位于對流層低層的-18～-12℃溫度層較為深厚，與最大上升運(yùn)動中心、水汽飽和區(qū)相重合，有利于樹枝狀雪花的形成進(jìn)而產(chǎn)生較大融化比，其云中粒子以冰相粒子為主；融化比較小降雪過程(簡稱“1129”過程)整層溫度偏高，前述溫度層位于對流層高層，較為淺薄，且位于最大上升運(yùn)動中心下方，其云層下部存在較多過冷水滴，有利于凇附作用進(jìn)而產(chǎn)生較小融化比； “0103”過程短波槽較淺，導(dǎo)致最大動力抬升層次低，-18～-12℃溫度層位于暖鋒鋒區(qū)附近，鋒前暖平流有利于深厚溫度層的建立和維持，水汽主要來自低層偏東氣流輸送，導(dǎo)致其水汽含量偏?。弧?129”過程主要由高空槽前暖濕氣團(tuán)沿冷鋒鋒面爬升所引起，動力抬升位于中高層，-18～-12℃溫度層位于冷鋒鋒區(qū)上部，溫度直減率大，導(dǎo)致-18～-12℃溫度層較為淺薄，中層西南風(fēng)水汽輸送提供了有利水汽條件。

引 言

我國因降雪造成的災(zāi)害主要分布在內(nèi)蒙古中部、新疆天山以及青藏高原東北部等地(郝璐等，2002)。近年來，因強(qiáng)降雪造成的災(zāi)害在我國中東部地區(qū)也時有發(fā)生(趙慧霞，2014)。河北省先后在2009年11月11日、2012年11月3—4日經(jīng)歷兩次罕見的強(qiáng)降雪過程，其中11月11日石家莊地區(qū)遭受50年一遇的特大暴雪，積雪深度達(dá)48 cm，河北多個測站創(chuàng)下有氣象記錄以來的最大值，對交通、水電、農(nóng)業(yè)等行業(yè)造成較大影響，11月3—4日降雪受災(zāi)人口達(dá)2.41萬，直接經(jīng)濟(jì)損失達(dá)2013萬(黃威，2013；楊曉霞等，2012)。2018年1月3—4日，安徽合肥地區(qū)迎來首場降雪，強(qiáng)降雪導(dǎo)致的積雪造成多個公交車站臺垮塌，導(dǎo)致1人身亡、2018年4月4—5日，華北地區(qū)出現(xiàn)了一次大范圍強(qiáng)降雪天氣過程，北京西部、山西北部和內(nèi)蒙古中部的部分站點(diǎn)積雪深度達(dá)到10 cm以上，降雪量和積雪深度均突破歷史同期紀(jì)錄(杜佳等，2019)，強(qiáng)降雪給人民的生產(chǎn)生活帶來了極大的影響。隨著政府、公眾對降雪及其影響預(yù)報關(guān)注程度日益提高，冬季降水預(yù)報已不限于提供精細(xì)化的降水量、相態(tài)預(yù)報，考慮到積雪對道路交通、設(shè)施農(nóng)業(yè)以及冬季戶外運(yùn)動等造成的可能影響，精準(zhǔn)預(yù)報積雪深度是提高冬季降水預(yù)報服務(wù)能力的關(guān)鍵措施之一。然而由于資料缺乏等原因，當(dāng)前我國針對積雪深度的研究及其預(yù)報技術(shù)的研發(fā)還不多見。

積雪深度大小主要由降雪量和雪密度決定。美國降雪天氣的融化比(積雪深度與降雪量比值，與雪密度相當(dāng))或雪密度氣候統(tǒng)計研究表明：融化比存在明顯的區(qū)域和季節(jié)特征，天氣預(yù)報業(yè)務(wù)上常用的融化比經(jīng)驗(yàn)值(10∶1)代表性較差(Judson and Doesken,2000； Baxter et al,2005；Mizukami and Perica,2008; Alcott and Steenburgh,2010)。Roebber et al (2003)指出，影響雪密度的因子主要包括三大類微物理過程：云內(nèi)的冰晶相態(tài)、大小及其凇化和合并發(fā)展，云外的融化和升華以及地面壓縮和變形等過程；其中云內(nèi)、云外的微物理過程又直接由大氣溫度、濕度等分布決定。已有研究表明：在相似的環(huán)流背景下，雪密度都有可能表現(xiàn)出較大差異，甚至是同一個降水過程不同階段也可能存在差異(Perry et al,2008)。楊琨和薛建軍(2013)利用2009—2011年加密降雪觀測資料分析了我國降雪量和積雪深度的關(guān)系，得出我國冬季積雪深度和降雪量比值大體為0.75 cm·mm-1，且有明顯的地區(qū)差異。張海宏等(2019)利用青海兩次降雪過程的資料，探討了其雪深、雪密度等情況，分析了地表反射率與雪密度及雪中含水量的關(guān)系。楊成芳和劉暢(2019)對一次江淮氣旋暴雪的積雪特征進(jìn)行了診斷分析，認(rèn)為積雪深度是近地面多氣象要素共同作用的結(jié)果。相比歐美等發(fā)達(dá)國家，我國對融化比或雪密度的認(rèn)識明顯不足，這對我們準(zhǔn)確預(yù)報積雪深度帶來了很大的挑戰(zhàn)。

盡管自20世紀(jì)90年代以來華北地區(qū)降雪日數(shù)出現(xiàn)減少趨勢，但降雪強(qiáng)度增強(qiáng)了,極端個例有增多的趨勢。近10年，先后于2009、2010、2012、2015年等秋冬季節(jié)出現(xiàn)了強(qiáng)降雪，部分個例累計降雪量和積雪深度突破歷史極值，積雪對交通運(yùn)輸、農(nóng)業(yè)等造成了較大的影響。已有的研究主要針對上述強(qiáng)降雪產(chǎn)生的大尺度環(huán)流背景、動熱力條件等天氣學(xué)成因進(jìn)行了探討(張迎新等，2011；張楠等,2014)，鮮有從積雪或雪密度的角度進(jìn)行分析，而這往往是降雪致災(zāi)的關(guān)鍵因子之一。此外，歐美等國科學(xué)家大多從融化比或雪密度氣候特征及其影響融化比的微觀熱動力條件等角度進(jìn)行研究。針對某一地區(qū)，結(jié)合天氣形勢，對不同降雪過程融化比或雪密度差異化的原因進(jìn)行探討分析的研究還不多見。而這樣的研究將會為業(yè)務(wù)人員理解雪密度的天氣學(xué)成因、預(yù)報積雪深度提供科學(xué)的理論依據(jù)。

2009—2012年，中國氣象局開展了3 h間隔的加密降雪觀測，為我們進(jìn)一步研究融化比提供了可能。為更深入理解華北地區(qū)不同融化比降雪過程其融化比差異產(chǎn)生的天氣學(xué)和物理原因，本研究選取華北地區(qū)兩次不同融化比等級的降雪過程，對其降雪前后的熱動力條件、微物理過程及背后的天氣成因等進(jìn)行對比分析。參考Roebber et al(2003)對融化比等級的劃分，將融化比為1～9和大于15的降雪天氣分別定義為濕、干雪。從2009—2012年挑選了兩次融化比存在顯著差異的降雪過程，從溫度層結(jié)、垂直抬升、水汽條件、云內(nèi)降水粒子分布等方面分析造成雪密度差異化的天氣學(xué)原因。

1 資料及個例概況

考慮到3 h降雪加密觀測可以更有效避免24 h降雪觀測所帶來的雨雪相態(tài)轉(zhuǎn)換以及融雪、吹雪等過程，研究所用到的降雪資料為中國氣象局3 h加密降雪觀測資料。根據(jù)中國氣象局規(guī)定，加密降雪觀測于2009年11月16日開始啟動，觀測內(nèi)容包括降雪量和積雪深度。觀測中，針對出現(xiàn)降雪天氣的地區(qū)，每日06、07、08、11、14、17和20時開展定時觀測，降雪停止時則不觀測：06時觀測前一日20時至當(dāng)日06時的累計降雪量和當(dāng)時的積雪深度；07、08時觀測1 h降雪量和當(dāng)時的積雪深度；11、14、17、20時觀測3 h累計降雪量和當(dāng)時的積雪深度。另外，在降雪停止但仍有積雪的臺站，每日07時觀測積雪深度。本文所用的降雪數(shù)據(jù)即為上述加密觀測數(shù)據(jù)。環(huán)流形勢、動力、熱力、水汽等分析所用資料為ERA5再分析資料，該資料時間分辨率為1 h、空間分辨率為0.25°×0.25°(Herbach et al,2020)。此外還用到了地面常規(guī)觀測、FY-2E衛(wèi)星TBB等資料。

在挑選不同融化比降雪過程時，主要參考Roebber et al(2003)的融化比等級劃分標(biāo)準(zhǔn)(1～9，大于15)。考慮到一次過程發(fā)生發(fā)展前后，其融化比存在一定程度變化，且不同站點(diǎn)會有差異，在確定過程降雪屬性時，主要依據(jù)其主要降雪區(qū)大部分站點(diǎn)所處融化比等級來判斷。

圖1為2010年1月3日08—20時(北京時，下同)華北地區(qū)3 h累計降雪量和融化比及主要降雪時段新增積雪深度分布。此次過程，過程期間降雪位置比較穩(wěn)定，主要發(fā)生在北京、天津及河北中北部地區(qū)，其降雪時段主要位于3日白天(圖1a～1d)，3 h 累計降雪量基本以1.0～2.5 mm為主，局地可達(dá)2.5 mm以上，傍晚以后，降雪強(qiáng)度減弱，3 h累計降雪量減弱為不足1 mm。從其主要降雪時段新增積雪深度(圖1e)來看,3 h新增積雪深度基本都在1.0 cm以上，最大新增積雪深度位于河北東北部和西北部、北京中東部等地，達(dá)5.0 cm以上；從融化比來看，過程期間，融化比大于15的降雪站點(diǎn)占到了過程總降雪站點(diǎn)的54%，其中，北京、天津及河北北部等地，其降雪站點(diǎn)融化比基本都大于15，本文認(rèn)定其為一次干雪過程，以下稱為“0103”過程。

圖2為2011年11月29日11—20時華北地區(qū)3 h累計降雪量和融化比及主要降雪時段新增積雪深度分布。此次過程，降雪位置位于山西中南部至河北中南部一帶，降雪時段則主要為29日中午至傍晚前后(圖2a～2c)，29日中午前后，降雪區(qū)主要位于山西中部，14時以后，降雪區(qū)逐步東移至河北中南部一帶，過程期間，3 h降雪量基本都在2.5 mm以上，部分地區(qū)降雪量達(dá)5.0 mm以上，降雪量較“0103”過程偏大。從其主要降雪時段(14—17時)新增積雪深度(圖2d)來看,3 h新增積雪深度基本都在1.0 cm以上，最大新增積雪深度位于河北南部，達(dá)10.0 cm以上，大于“0103”過程；從融化比來看，過程期間，融化比為1～9的降雪站次占到了過程總降雪站次的65%，其中，14—17時更是占到了總降雪站次的72%，本文認(rèn)定其為一次濕雪過程，以下稱為“1129”過程。

圖1 2010年1月3日08—11時(a)，11—14時(b)，14—17時(c)，17—20時(d)華北地區(qū)降雪量(等值線，單位：mm)和融化比分布(散點(diǎn))及主要降雪時段(11—14時)新增積雪深度(e，單位：cm)(圖1a中藍(lán)色方框區(qū)域?yàn)楹罄m(xù)垂直熱動力結(jié)構(gòu)分析的重點(diǎn)關(guān)注區(qū)域)

圖2 2011年11月29日11—14時(a),14—17時(b),17—20時(c)華北地區(qū)降雪量(等值線，單位：mm)和融化比(散點(diǎn))分布及主要降雪時段(14—17時)新增積雪深度(d，單位：cm)(圖2b中藍(lán)色方框區(qū)域?yàn)楹罄m(xù)垂直熱帶動力結(jié)構(gòu)分析的重點(diǎn)關(guān)注區(qū)域)

2 熱動力垂直結(jié)構(gòu)及微物理特征對比分析

影響雪密度或融化比的因子主要包括三大類微物理過程：云內(nèi)降水粒子狀態(tài)、云外融化和升華過程以及地面壓縮和變形等過程(Roebber et al，2003)；其中云內(nèi)、云外的微物理過程又直接由大氣溫度、濕度等分布決定。接下來，從大氣垂直熱動力結(jié)構(gòu)及地面溫、濕及降雪量等出發(fā)，對上述兩次過程融化比存在顯著差異的原因進(jìn)行分析。

降雪粒子的形態(tài)和大小，直接影響到融化比的大小，如樹枝狀雪花往往更有利于較大融化比降雪的產(chǎn)生，而柱狀、板狀等降雪粒子其融化比則相對較小(Dubè, 2003)。在降雪粒子形成過程中，溫度是控制冰晶基本形狀的主要因子(黃美元和徐華英，1999)。已有研究表明，-18～-12℃的溫度范圍對樹枝狀雪花的形成至關(guān)重要，尤以-15℃為樹枝狀雪花形成的峰值區(qū)(Libbrecht, 2006)，故而上述溫度范圍區(qū)在判斷融化比時，有著十分重要的指示意義。國外預(yù)報中，一般認(rèn)為當(dāng)-18～-12℃溫度層、最大上升運(yùn)動區(qū)與云區(qū)范圍相重合時，往往有利于較大融化比的產(chǎn)生(Cobb and Waldstreicher，2005)。接下來，利用ERA5再分析資料，對“0103”過程降雪中心(39°～41°N、115.5°～117.5°E，圖1a中方框所示區(qū)域)和“1129”過程降雪中心(37°～39°N、114°～116°E，圖2b中方框所示區(qū)域)的上述三個要素的區(qū)域平均值進(jìn)行對比分析。

從溫度分布來看，“0103”過程主要降雪時段(3日08—20時)較“1129”過程主要降雪時段(29日14—20時)溫度總體顯著偏低，如900 hPa以下溫度“0103”過程為-12～-8℃，而“1129”過程則為-4～0℃。具體到-18～-12℃所在溫度范圍的垂直分布來看，“0103”過程上述溫度層所在高度較低(圖3a)，主要位于700 hPa以下，且較為深厚，925～700 hPa溫度基本位于-18～-12℃。深厚的-18～-12℃溫度層，為樹枝狀雪花的形成提供了十分有利的溫度條件；而“1129”過程-18～-12℃溫度層所在高度則相對較高(圖3b)，在600 hPa以上，且比較淺薄，僅在600～500 hPa。

從垂直運(yùn)動分布來看，“0103”過程主要降雪時段最大上升運(yùn)動為-0.8 Pa·s-1(圖3a)，而“1129”過程則為-1.0 Pa·s-1左右(圖3b)，二者強(qiáng)度相差不大，但從強(qiáng)上升運(yùn)動中心所在高度來看，“0103”過程較低，位于900 hPa附近，而“1129”過程則相對較高，位于500 hPa附近，這表明，“0103”過程的動力強(qiáng)迫主要位于低層，而“1129”過程的動力強(qiáng)迫則主要位于高層。

圖3 “0103”過程(a)和“1129”過程(b)溫濕特征及垂直上升運(yùn)動時間高度剖面(黑線為垂直速度，單位：Pa·s-1；綠線為相對濕度，單位：%；紅線為溫度，單位：℃；填色為溫度位于-18～-12℃范圍)

從相對濕度分布特征來看，“0103”過程主要降雪時段90%以上區(qū)域范圍基本位于500 hPa以下，且在后期逐漸下降至700 hPa以下，一直到近地層，其相對濕度均接近于90%(圖3a)；而“1129”過程主要降雪時段90%以上區(qū)域范圍則可達(dá)300 hPa以上(圖3b)，這表明，“1129”過程的云頂發(fā)展高度較“0103”過程高。此外，“1129”過程其低層相對濕度相對較小，故而有利于降雪粒子到達(dá)近地面層之前的融化升華等作用，進(jìn)而有利于較小融化比的發(fā)生。

具體到溫度、濕度和垂直運(yùn)動的垂直配置來看，“0103”過程(圖3a)，最大上升運(yùn)動中心及-18～-12℃ 范圍區(qū)與云區(qū)范圍基本重合，且重合區(qū)范圍較為深厚，而這種情況有利于將降雪粒子較長時間地維持在有利于樹枝狀雪花的形成區(qū)域(Libbrecht, 2006)，進(jìn)而容易產(chǎn)生融化比較大的降雪粒子(Waldstreicher，2001；Dubè, 2003)；而 “1129”過程(圖3b)，其最大上升運(yùn)動中心位置略高于-18～-12℃溫度范圍區(qū)，且與-18～-12℃溫度范圍區(qū)重合較少，而這種情況往往產(chǎn)生的降雪其融化比相對較小(Cobb and Waldstreicher，2005)。

除降雪粒子形態(tài)和大小外，云中液態(tài)水含量也會在一定程度上影響融化比的大小，這主要因?yàn)楫?dāng)云中含有充分的液態(tài)水時，冰晶粒子與過冷水滴之間的碰撞，會使得降雪粒子的液態(tài)水含量較高，從而使得降雪的融化比減小。接下來，利用ERA5再分析資料，對云中冰相粒子和液相粒子的垂直分布情況進(jìn)行分析?？紤]到0、-10及-40℃在降水粒子相態(tài)轉(zhuǎn)換過程中十分重要，Hobbs and Rangno (1985)研究表明：溫度大于-10℃的時候，很少有冰核活化，降水粒子基本以過冷水滴為主；而當(dāng)溫度小于-40℃時，則基本以冰相粒子為主，故而圖中疊加了0、-10和-40℃等溫線，如圖4所示。

由圖可知，“0103”過程(圖4a)，其云層整體處于-40～-10℃，其主要降雪時段僅為11—14時，在900～650 hPa左右存在少量過冷水滴，過冷水滴含量較低，為0.02 g·kg-1，而冰相粒子濃度為0.02～0.06 g·kg-1，云層底部延伸至近地層，且底部以冰相粒子為主；“1129”過程主要降雪時段(圖4b)，其云層上部達(dá)-40℃以下，基本以冰相粒子為主，而云層下部則位于-10℃以上，基本以過冷水滴為主，云層底部位于750 hPa左右，顯著高于“0103”過程，整個降雪時段，“1129”過程均為冰相和過冷水滴共存的狀態(tài)，當(dāng)云層中上部的冰相粒子下落至云層下部，遇到過冷水滴時，容易發(fā)生冰晶粒子和過冷水滴的碰并作用(凇附過程)，而通過這種作用所形成的降雪粒子，其融化比往往不太高，尤其是伴有顯著凇附作用所形成的降雪粒子(Dubè, 2003)。具體到“1129”過程其冰相粒子和液態(tài)水粒子的含量來看，其過冷水滴含量略高于“0103”過程，中心濃度達(dá)0.04 g·kg-1以上，而冰相粒子含量則顯著高于“0103”過程，中心達(dá)0.18 g·kg-1左右。由此可見，云中冰相粒子的含量多少，并不是決定融化比大小的關(guān)鍵因子，還需考慮其是否伴有過冷水滴及其云底高度所在處的降水粒子相態(tài)。

圖4 “0103”過程(a)和“1129”過程(b)云中區(qū)域平均冰相粒子和液相粒子時間高度的分布(黑線為溫度，單位：℃；藍(lán)線為云中液態(tài)水粒子含量，單位：10-2 g·kg-1；紅線為云中冰相水粒子含量，單位：10-2 g·kg-1)

當(dāng)降雪粒子到達(dá)地面后，地面氣溫及地表溫度直接關(guān)系到降雪是否融化及能否有效累積，進(jìn)而影響到融化比大小。接下來，基于逐小時地面自動站觀測資料，重點(diǎn)統(tǒng)計分析兩次降雪過程17—20時降雪站點(diǎn)地面氣溫和地表溫度分布特征。為避免降雪過程中，部分不滿足干濕雪等級的降雪站點(diǎn)對統(tǒng)計結(jié)果造成干擾，統(tǒng)計時“0103”過程僅針對17—20時融化比位于15以上的站點(diǎn)進(jìn)行統(tǒng)計， 而“1129”過程僅針對17—20時融化比位于1～9的站點(diǎn)進(jìn)行統(tǒng)計，結(jié)果如圖5所示。

由圖5可知，“0103”過程，降雪期間地面氣溫基本均在-8℃及其以下，75%的站點(diǎn)甚至在-10℃以下(圖5a)，地表溫度則基本位于-2℃及以下(圖5c)；而“1129”過程，降雪期間地面氣溫位于-4～0℃，其中尤以-2～0℃的偏多，地面氣溫顯著高于“0103”過程(圖5b)，地表溫度則位于-1～1℃，75%的站點(diǎn)達(dá)0℃及以上(圖5d)，這表明“1129”過程在地表可能存在一定程度的融化過程，故而不利于積雪的累積。此外，從降雪量來看(圖1、圖2)，“0103”過程顯著小于“1129”過程，Ware et al(2006)研究指出降雪重力壓縮過程會對積雪累積深度產(chǎn)生不利影響。

3 熱動力垂直結(jié)構(gòu)和水汽條件不同的天氣學(xué)成因分析

前述分析表明，兩次過程在垂直熱動力條件及水汽方面均存在顯著差異，是造成其干、濕雪屬性差異的直接原因。下文將從主要影響天氣系統(tǒng)及決定前述熱動力特征的診斷物理量出發(fā)，對產(chǎn)生這種差異的天氣學(xué)原因進(jìn)行探討。

3.1 影響系統(tǒng)對比分析

造成降雪的天氣尺度系統(tǒng)源地，對大氣溫度及水汽含量有著十分重要的影響，進(jìn)而影響融化比大小。Harms(1970)針對美國北部融化比的研究表明，來自南部的降雪系統(tǒng)，由于帶有更豐富的水汽，往往較來自西北部的降雪系統(tǒng)，產(chǎn)生的降雪其融化比相對要低。

從500 hPa環(huán)流形勢來看，1月3日11時(圖6a)，東亞大槽控制日本海至我國東部海域一帶，我國大部地區(qū)為一致西北或偏西氣流控制。貝加爾湖東南部有一低渦中心，并伴有冷中心與之配合，華北北部處于該低渦底部，受偏西氣流影響，位勢高度低至536 dagpm左右。低渦后部，等壓線和等溫線呈一定夾角，有利于通過槽后冷平流促進(jìn)低渦底部短波槽的加深南落，20時(圖略)，短波槽南落至北京地區(qū)附近，北京及河北北部地區(qū)處在槽線附近，與此同時，上述地區(qū)500 hPa溫度進(jìn)一步降低，如北京站其探空500 hPa溫度由08時的-29℃降至20時的-34℃。對應(yīng)的衛(wèi)星云圖顯示，降雪云團(tuán)呈零散的塊狀分布，組織性相對較差，云頂亮溫位于-35～-30℃，云的發(fā)展高度較低，主要為低云層狀云。11月29日14時(圖6b)，中高緯地區(qū)為“兩槽一脊”形勢，東北—西南走向的西風(fēng)槽控制華北北部至西北地區(qū)東部一帶，溫度槽落后于高度槽，20時(圖略)，低槽略有加深，并逐步東移。華北中南部地區(qū)，主要位于該西風(fēng)槽前，位勢高度高達(dá)560 dagpm，受西南氣流控制，無明顯降溫過程，如河北中南部的邢臺站，其探空500 hPa溫度由08時的-18℃至20時的-19℃，僅下降了1℃。低緯度地區(qū)南支鋒區(qū)上有弱波動和南支槽發(fā)展，其槽前西南風(fēng)氣流與西風(fēng)槽槽前偏南風(fēng)打通，有利于水汽向北輸送。衛(wèi)星云圖顯示，降雪云團(tuán)表現(xiàn)出斜壓葉狀云特征，組織性相對較好，云頂亮溫達(dá)-45℃以下，云頂發(fā)展高度較高。

圖5 “0103”過程(a,c)和“1129”過程(b，d)地面2 m氣溫(a，b)和地表溫度(c，d)統(tǒng)計特征

圖6 2010年1月3日11時(a)和2011年11月29日14時(b)500 hPa高度場(藍(lán)線，單位：dagpm)、溫度場(紅線，單位：℃)、風(fēng)場(風(fēng)羽，單位：m·s-1)及云圖對比(填色為TBB)

從850 hPa形勢場來看，1月3日11時(圖7a)，850 hPa內(nèi)蒙古中部為一顯著低渦，北京及河北北部地區(qū)位于低渦前部暖式切變附近，受偏南氣流控制，溫度為-16～-12℃；20時(圖略)，低渦中心位置移至河北北部，強(qiáng)度顯著減弱，河北北部及北京位于低渦中心附近。11月29日14時(圖7b)，蒙古國境內(nèi)為一高壓中心，華北中南部位于高壓前部，受偏東北氣流控制，并伴冷槽結(jié)構(gòu)，溫度為-8～0℃，黃淮地區(qū)及其以南為低壓倒槽控制，盛行偏南風(fēng)；20時(圖略)，高壓位置略有東移，但總體位置仍然偏北，華北中南部仍處于該高壓前部，受偏東北氣流控制。從地面形勢場來看(圖略)，“0103”過程降雪位于暖鋒附近；而“1129”過程降雪位于冷鋒后部。

圖7 同圖6，但為850 hPa(灰色陰影對應(yīng)于地面氣壓低于850 hPa區(qū)域)

綜上所述，“0103”過程天氣系統(tǒng)來自偏北方向，無明顯高空槽前西南氣流，降雪區(qū)主要位于高空低渦底部的偏西或偏西北氣流當(dāng)中，低層暖式切變線和暖鋒附近，高低空系統(tǒng)配置決定了其高空動力抬升弱，低層輻合較強(qiáng)，大氣溫度整體偏低，水汽條件一般；而“1129”過程伴有自西向東移動的西風(fēng)槽，降雪區(qū)主要位于高空槽前西南氣流中，低層冷鋒后部，中高空抬升條件好，大氣溫度較高，受高空槽和南支槽前西南風(fēng)水汽輸送的共同影響，水汽條件較“0103”過程好。值得指出的是，“0103”過程發(fā)生在隆冬，而“1129”過程發(fā)生在初冬，月份或季節(jié)因素直接影響太陽輻射的多少，進(jìn)而會影響大尺度環(huán)流背景、影響大氣溫濕條件以及融化比(Roebber et al,2003)。

3.2 熱動力診斷物理量對比分析

進(jìn)一步利用散度場結(jié)合其風(fēng)場垂直演變力對其動力特征進(jìn)行診斷分析，如圖8a所示，“0103”過程，3日08—14時，800～500 hPa基本為短波槽前偏西或西南氣流控制， 14時開始，上述層次從上至下先后轉(zhuǎn)為短波槽后偏西北氣流控制。從短波槽垂直結(jié)構(gòu)可以看出，700～500 hPa短波槽較弱，800 hPa附近短波槽較明顯，且其槽前西南風(fēng)達(dá)到了急流強(qiáng)度，使得強(qiáng)輻散主要位于這個層次。降雪期間，800 hPa以下基本為偏南、偏東氣流，3日20時前后，隨著切變線過境逐漸轉(zhuǎn)為偏北氣流，受切變系統(tǒng)影響，850 hPa以下伴有顯著輻合，最大輻合中心位于925 hPa附近，強(qiáng)度為-5×10-5s-1，無輻散層位于850～800 hPa，輻合輻散垂直結(jié)構(gòu)決定了垂直速度在850 hPa層以上隨高度逐漸減小，致使其最大上升運(yùn)動主要位于對流層低層?！?129”過程(圖8b)，降雪前期近地層為偏東北氣流控制，降雪期間(29日14—20時)，偏東北氣流增厚，850 hPa以下基本為偏東北氣流控制，700～500 hPa為槽前西南氣流影響，對流層低層偏東北風(fēng)冷墊為槽前暖濕空氣提供了有利的抬升條件，故槽前伴有深厚的輻合區(qū)，最大輻合中心位于650 hPa附近，輻合中心位置顯著高于“0103”過程，強(qiáng)度為-5×10-5s-1，與“0103”過程差異不大，400 hPa以上為高空急流入口區(qū)右側(cè)強(qiáng)輻散區(qū)(圖略)，無輻散層位于500 hPa附近，致使其最大抬升中心位于中高層，較“0103”過程更為深厚。

利用溫度平流場結(jié)合假相當(dāng)位溫垂直剖面特征對其垂直溫度分布特征進(jìn)行診斷分析，如圖9所示。

圖8 “0103”過程(a)和“1129”過程(b)區(qū)域平均動力特征的時間-高度剖面(黑色風(fēng)羽表示水平風(fēng)，單位：m·s-1；紅色代表輻散區(qū)，藍(lán)色代表輻合區(qū)，單位：10-5 s-1)

由圖可知，“0103”過程降雪區(qū)位于暖鋒附近，鋒區(qū)位于850～700 hPa(圖9a)，結(jié)合圖3a可知，“0103”過程降雪期間-18～-12℃剛好位于鋒區(qū)附近，且有明顯的暖舌存在，-18～-12℃溫度層相對較為深厚。圖9a顯示降雪區(qū)700 hPa以下均為偏南風(fēng)控制，與此對應(yīng)，伴有顯著的暖平流，最大暖平流中心位于750 hPa左右，強(qiáng)度為6×10-4℃·s-1以上；可見暖平流的存在，有利于深厚的溫度層結(jié)(-18～-12℃)的建立和維持；而“1129”過程主要由高空槽前暖濕氣團(tuán)沿鋒面爬升所引起，降雪區(qū)位于冷鋒后部一定距離處(圖9b)?！?129”過程降雪期間-18～-12℃溫度區(qū)位于鋒區(qū)之上(圖3b)，溫度遞減率較大，溫度隨高度迅速減小，故而造成-18～-12℃的溫度層比較淺薄，致使其有利于樹枝狀雪花形成的溫度條件相對較差。

大氣絕對水汽含量直接影響降雪量，進(jìn)而影響融化比。孫繼松等(2003)指出：低層偏東迴流型降雪天氣，水汽含量相對較低，平均降雪量一般也較小，而中層西南暖濕氣流輸送的水汽充沛，其平均降雪量相對較大。前述分析表明：“0103”過程降雪量明顯小于“1129”過程，下面進(jìn)一步分析二者水汽差異及原因。由圖可知，“0103”過程主要降雪時段整層比濕基本都在1.5 g·kg-1以下，水汽含量相對較少，其水汽輻合區(qū)也比較淺薄，主要發(fā)生在850 hPa 以下，最大水汽輻合中心位于925 hPa附近，為-9×10-5g·hPa-1·cm-2·s-1(圖10a)。結(jié)合其925 hPa水汽輻合最為明顯時次水汽通量散度的水平分布(圖11a)可知，其水汽輸送主要來自渤海偏東氣流，屬于高壓底部迴流所帶來的水汽。而“1129”過程主要降雪時段650 hPa以下比濕均在2.5 g·kg-1以上，最大水汽中心位于700 hPa 左右，達(dá)3 g·kg-1以上，水汽含量明顯高于“0103”過程，且自850～500 hPa均為水汽輻合區(qū)，其水汽輻合區(qū)層次較“0103”過程更為深厚，最大水汽輻合中心位于700 hPa附近，達(dá)-18×10-5g·hPa-1·cm-2·s-1，為“0103”過程的2倍，顯著大于“0103”過程(圖10b)。結(jié)合其700 hPa水汽輻合最為明顯時次水汽通量散度的水平分布(圖11b)可知，在降雪區(qū)南側(cè)河南至山東一線有呈東北—西南走向的濕舌，濕舌前沿逼近降雪區(qū)附近，為降雪提供了豐富的水汽來源，其水汽主要來自偏西南氣流所輸送的水汽。

圖9 2010年1月3日11時116.5°E(a)和2011年11月29日14時115.0°E(b)經(jīng)向剖面(黑線為假相當(dāng)位溫場，單位：K;填色為溫度平流，單位：10-4℃·s-1;箭頭為經(jīng)向垂直環(huán)流;藍(lán)粗線區(qū)為主要降雪區(qū))

圖10 “0103”過程(a) 和 “1129”過程(b)水汽特征的時間-高度剖面(黑線為比濕，單位：g·kg-1;藍(lán)線為水汽通量散度，單位：10-5 g·hPa-1·cm-2·s-1)

圖11 2010年1月3日11時925 hPa(a)和2011年11月29日14時700 hPa(b)水汽及其輸送條件分布(箭頭為水平風(fēng)場，單位：m·s-1；填色表示水汽通量散度，單位：10-5 g·hPa-1·cm-2·s-1；黑線為比濕,單位：g·kg-1)

4 結(jié)論與討論

文章利用加密降雪觀測資料、地面常規(guī)觀測、FY-2E衛(wèi)星觀測及ERA5再分析資料等對華北地區(qū)兩次融化比大小存在顯著差異的降雪過程其降雪特征進(jìn)行了對比分析，并從影響融化比的關(guān)鍵因子出發(fā)，分析了其云內(nèi)垂直熱動力結(jié)構(gòu)、微物理特征及地面過程的差異，在此基礎(chǔ)上，對決定二者熱動力特征的天氣系統(tǒng)及相關(guān)診斷物理量出發(fā)，進(jìn)一步探討了其背后的天氣學(xué)成因主要結(jié)論如下：

(1)“0103”過程融化比較大，其主要降雪區(qū)位于北京、天津及河北北部一帶，降雪量相對較??；“1129”過程融化比則相對較小，其主要降雪區(qū)位于河北中南部，降雪量相對較大。

(2)大氣溫濕和動力垂直結(jié)構(gòu)及地面過程等直接影響融化比大小?！?103”過程，溫度偏低，位于對流層低層的-18～-12℃溫度層較為深厚，且與最大上升運(yùn)動中心、大氣飽和區(qū)范圍基本重合，云層下部過冷水滴含量相對較低，非常有利于融化比大的降雪粒子形成，其地面氣溫較低，地表溫度則基本位于-2℃以下，不利于積雪融化，同時降雪量小，重力壓縮過程不明顯，有利于積雪的累積；而“1129”過程溫度整體偏高，-18～-12℃溫度層位于對流層中上層，較為淺薄，且位置略低于最大上升運(yùn)動中心，二者重合較少，同時云層下部過冷水滴含量相對較高，有利凇附過程的發(fā)展，且底層相對較干，有利于融化、升華過程發(fā)生，進(jìn)而有利于融化比較小的降雪粒子產(chǎn)生，此外，其部分站點(diǎn)地表溫度高于0℃，伴有融化過程，不利于積雪的累積，同時較大降雪量造成的重力壓縮過程也可能對積雪累積不利。

(3)環(huán)流形勢及大氣內(nèi)部運(yùn)動制約著大氣溫濕和動力垂直結(jié)構(gòu)?！?103”過程短波槽系統(tǒng)來自偏北方向，無明顯槽前西南氣流，配合低層有暖式切變線和暖鋒，短波槽較淺，高空動力抬升弱，致使最大抬升高度主要在對流層低層；整層大氣溫度偏低，且鋒區(qū)與-18～-12℃溫度層相重合，鋒前暖平流有利于深厚的-18～-12℃溫度層的建立和維持；邊界層偏東風(fēng)水汽輸送是其主要水汽來源，導(dǎo)致其水汽含量偏?。欢?129”過程伴有自西向東移動的西風(fēng)槽，降雪區(qū)位于高空槽前西南氣流內(nèi)以及低層冷鋒后部東北氣流中，高空槽前暖濕空氣沿冷鋒爬升導(dǎo)致垂直運(yùn)動發(fā)展較深厚；整層大氣溫度較高，同時-18～-12℃溫度區(qū)位于鋒區(qū)之上，溫度直減率較大，不利于深厚的-18～-12℃溫度層的形成；受高空槽和南支槽前西南風(fēng)水汽輸送的共同影響，水汽條件含量高。

文章對華北地區(qū)兩次融化比大小存在顯著差異的降雪過程其垂直熱動力結(jié)構(gòu)及天氣學(xué)成因進(jìn)行了對比分析，但現(xiàn)有分析僅限于個例，得出的結(jié)論是否具有普適性，有待通過多個個例的統(tǒng)計分析做進(jìn)一步驗(yàn)證。另外，在文章分析過程中也注意到，盡管同一次過程大多站點(diǎn)融化比處于同一等級，但也有部分站點(diǎn)其融化比所處等級有所不同，這表明融化比的分布還伴有一定的中尺度特征，有待于通過加密和非常規(guī)觀測資料做更精細(xì)的分析，如借助于雙偏振雷達(dá)對其降水粒子特征做更進(jìn)一步的分析等。