南方两次相似降雪(雨)过程的对比研究

2006年2月中旬和下旬,长江三角洲一带分别发生降雪和降雨过程,预报过程中对降水形态的预报存在失误。通过对这两次过程的比较分析,期望为今后的预报中区分南方地区的固态降水和液态降水提供一定参考。得出以下一些主要结论:降雪过程高空槽前以偏西气流为主,环流较平;降水过程,槽前西南气流强盛,偏南分量明显。南方大雪的产生须由东北风回流产生的冷平流在华东一带形成冷中心,而北到西北风产生的冷平流降温往往因为降水与降温不同步,无法形成大雪。降雪过程开始前,850hPa附近存在干层,而降雨过程则是中低层都湿。逆温层和700～800hPa的温度对降水形态有重要影响。降雪过程结束时高层先变干,而降雨过程结束时是中层先变干。降雪过程,上空大气中冰雪区集中,含雪量和冰晶含量大值中心与降雪带位置相对应。降雨过程含雪量下界抬高,含雪量和冰晶含量大值中心落后于降雨带,并且南压过程中快速减弱,冰雪区分散。     

应用GPS可降水量分析河北省一次回流降雪天气

利用地基GPS反演的可降水量资料、地面加密自动站和常规天气资料,对2011年2月发生在河北省的一次回流降雪天气过程进行了分析.结果表明:①降雪过程前期,GPS可降水量由西南向东北逐渐增大,后期自北向南减小,与西南暖湿气流的输送和地面冷高压的南压对应.②第1阶段降雪的主要影响系统为高空槽,GPS可降水量不断增加,对应的实际降水也是先增后减;第2阶段的降雪主要表现为回流降雪,降雪前期GPS可降水量迅速增长,实际降水出现在GPS可降水量峰值及下降阶段.随着地面冷高压逐渐南压,GPS可降水量逐渐下降,实际降水也逐渐减弱至停止.③在探空层结曲线上,高湿层位于地面附近和700 hPa附近,而二者之间的近地层存在着低湿层.     

2012年3月17日北京降水相态转变的机制讨论

由于受到资料分辨率的限制,对于降水相态转变过程以及机理的认识一直不够深入.在北京地区2012年3月17日夜间的降水过程中,降水相态经历了降雨、雨夹雪和降雪3个阶段.本文利用常规探测资料以及时间和垂直方向上分辨率较高的微波辐射仪温度廓线及基于雷达探测和中尺度模式的反演资料,首先分析了上述3个降水阶段温度的垂直分布,而后讨论了导致温度差异的机制.结果表明,降雪阶段冰雪层(包含冰雪和过冷水混合层)的厚度较降雨阶段增厚并且其下边界距离地面更近.3个降水相态温度分布差异较大的层次在对流层下层特别是抬升凝结高度附近.0℃层相对于云底的高度与降水相态密切相关.在降雨阶段,0℃层在云内,雨夹雪阶段在云底附近,降雪阶段下降到云底以下.冷空气活动是造成3个降水相态温度乖直分布不同的原因,但是在不同阶段影响的方式各异.在降雨转成雨夹雪阶段,“回流”东风将冷空气输送到北京,导致边界层内降温;雨夹雪转降雪的阶段,对流层低层温度进一步降低主要缘于高空槽后冷空气的侵入.因此,在北京地区导致降水相态转变的机制是多样且复杂的.     

北京地区一次小雪天气过程造成路面交通严重受阻的成因分析

通过对2001年12月7日降雪天气过程与历史同期降雪过程的比较以及对降雪过程中不同物理介质路面温度变化的观测研究表明,"12·7"北京地区路面交通严重受阻是由于特殊的时间、特殊的城市和特定的路面状况等多种非气象因素与"落雪成冰"的气象环境条件共同作用造成的.这种气象环境条件的形成是由于降雪过程中,雪面、路面与近地面大气之间复杂的热量交换和相互影响的结果:降雪开始时,由于雪片的吸热作用,造成路面和紧贴地面的大气温度下降,而近地面层气温的下降,反过来造成路面温度进一步降低,在两者的共同作用下,地表落雪迅速形成冰面.冰面的反射作用又进一步加速了气温、尤其是近地面层气温的下降,不断降低的气温使得冰层硬度加强、厚度迅速增加.作者还通过天气诊断和数值模拟分析,对这次降雪天气过程的物理机制进行了简单的讨论,认为这次降雪天气很可能是由对流层中层快速移动的高空槽、地面弱倒槽和近地面层弱的偏东气流共同影响而产生的.     

风廓线雷达对降水相态变化的观测分析

利用北京延庆风廓线雷达资料对2012年11月3日地面由降雨转为降雪的过程进行宏观和微观结构分析。结果显示:风廓线雷达的强度和速度产品能够很好地监测、诊断降雨到降雪相态变化的持续时间。降雨发生前,风廓线雷达反射率、信噪比、谱宽等因子均表现为不连续特征;地面降雨发生时,800~1000 m高度上出现明显的反射亮带;随着亮带的消失,地面降雨转变为降雪。地面降雨阶段,回波功率密度谱图呈现分层结构,1300 m以上表现为固态粒子特征,700 m以下为液态粒子,分层的高度与温度存在密切的关系,一般在274~275 K的环境内为融化层,融化层功率谱密度变化最为明显。另外,北京近3年层状云降水条件下.降雨和降雪阶段的垂直径向速度和信噪比数据统计表明,降雨发生时径向速度的范围一般在3~6 m·s~(-1)之间,信噪比在15~25 dB;而降雪发生时垂直径向速度值较小,在0~1.5 m·s~(-1),信噪比在3~15 dB之间。     

一次入海气旋局地暴雪的结构演变及成因观测分析北大核心CSCD

利用多普勒天气雷达、风廓线雷达、加密自动站、常规探空和地面等多种观测资料,对山东半岛东部地区一次局地暴雪过程的成因及动力结构演变特征进行了分析。结果表明:(1)此次局地暴雪过程分为两个阶段,第1阶段为典型的黄河气旋槽前降雪,降雪强度弱,雷达回波自西南向东北传播;第2阶段降雪为气旋后部的海效应降雪,降雪强度大,1 h降雪量可达到大雪量级,雷达回波自东北向西南移动,较为少见。(2)第1阶段降雪发生在对流层中层有明显低槽、低层有气旋性环流和西南低空急流及地面有气旋的天气系统配置下,水汽来源于中国南海,降雪落区位于高空槽前西南低空气流的右前方和地面气旋的东侧。(3)第2阶段降雪发生在高空槽过后,冷空气自渤海海峡和黄海北部入侵,降雪区域低层的主导风向为东北风,东北风强于西北风,降雪的水汽和热量来源于渤海海峡和黄海,雷达回波自东北向西南移动,降雪落区位于低层的东北风中。(4)海效应降雪各时段对流层低层风场结构不同。降雪初期,山东半岛北部沿海地面存在γ中尺度低压环流,雷达径向速度上表现为低层有β中尺度涡旋,东部沿海有东南风与西北风辐合;强降雪时段,边界层内存在东北风和西北风的切变线,低压环流和切变线是造成强降雪的有利动力条件。该个例揭示了发生在黄河气旋后部、由渤海海峡和黄海影响产生的山东半岛海效应降雪,其风场结构、雷达回波移向、降雪落区与风场的关系及降水相态等和常见的典型渤海海效应降雪有明显差异。     

一次入海气旋局地暴雪的结构演变及成因观测分析

利用多普勒天气雷达、风廓线雷达、加密自动站、常规探空和地面等多种观测资料,对山东半岛东部地区一次局地暴雪过程的成因及动力结构演变特征进行了分析。结果表明:(1)此次局地暴雪过程分为两个阶段,第1阶段为典型的黄河气旋槽前降雪,降雪强度弱,雷达回波自西南向东北传播;第2阶段降雪为气旋后部的海效应降雪,降雪强度大,1 h降雪量可达到大雪量级,雷达回波自东北向西南移动,较为少见。(2)第1阶段降雪发生在对流层中层有明显低槽、低层有气旋性环流和西南低空急流及地面有气旋的天气系统配置下,水汽来源于中国南海,降雪落区位于高空槽前西南低空气流的右前方和地面气旋的东侧。(3)第2阶段降雪发生在高空槽过后,冷空气自渤海海峡和黄海北部入侵,降雪区域低层的主导风向为东北风,东北风强于西北风,降雪的水汽和热量来源于渤海海峡和黄海,雷达回波自东北向西南移动,降雪落区位于低层的东北风中。(4)海效应降雪各时段对流层低层风场结构不同。降雪初期,山东半岛北部沿海地面存在γ中尺度低压环流,雷达径向速度上表现为低层有β中尺度涡旋,东部沿海有东南风与西北风辐合;强降雪时段,边界层内存在东北风和西北风的切变线,低压环流和切变线是造成强降雪的有利动力条件。该个例揭示了发生在黄河气旋后部、由渤海海峡和黄海影响产生的山东半岛海效应降雪,其风场结构、雷达回波移向、降雪落区与风场的关系及降水相态等和常见的典型渤海海效应降雪有明显差异。     

华北地区雪密度不同的两次降雪过程对比分析

利用加密降雪观测资料、地面常规观测、FY-2E卫星观测及ERA5再分析资料对华北地区两次融化比存在显著差异的降雪过程其降雪特征、云内垂直热动力结构、降水粒子垂直分布、地面气温和地表温度等进行了对比分析,揭示了热动力垂直结构和水汽条件对降雪过程的雪密度影响。结果表明:融化比较大降雪过程(简称“0103”过程)整层温度偏低,位于对流层低层的-18~-12℃温度层较为深厚,与最大上升运动中心、水汽饱和区相重合,有利于树枝状雪花的形成进而产生较大融化比,其云中粒子以冰相粒子为主;融化比较小降雪过程(简称“1129”过程)整层温度偏高,前述温度层位于对流层高层,较为浅薄,且位于最大上升运动中心下方,其云层下部存在较多过冷水滴,有利于凇附作用进而产生较小融化比;“0103”过程短波槽较浅,导致最大动力抬升层次低,-18~-12℃温度层位于暖锋锋区附近,锋前暖平流有利于深厚温度层的建立和维持,水汽主要来自低层偏东气流输送,导致其水汽含量偏小;“1129”过程主要由高空槽前暖湿气团沿冷锋锋面爬升所引起,动力抬升位于中高层,-18~-12℃温度层位于冷锋锋区上部,温度直减率大,导致-18~-12℃温度层较为浅薄,中层西南风水汽输送提供了有利水汽条件。     

基于多源观测资料对张家口一次雨雪天气降水相态特征的分析

利用ERA5再分析资料及云雷达、微波辐射计和SA双偏振多普勒雷达等多源观测资料,分析2020年11月17—19日张家口地区一次雨雪天气的降水相态演变特征。结果表明:在高空低槽、中低层低涡与地面倒槽配合下,高空槽后西北气流引导冷空气南下造成气温迅速下降,导致降水相态变化。过程前期整层大气均为强暖平流,且地面气温较高,降水相态为雨。18日傍晚冷平流发展强烈,各层温度迅速降低,整层变为冷层,导致降水相态转换为雪。散度和垂直速度的诊断表明降雨时段的动力强迫主要位于高层,降雪时段则主要位于低层。云雷达高分辨率资料可以反映0℃层变化,大于10 dBZ的质心变化可以指示降水强度变化,降雨时的基本速度最大可达6~8 m·s^(-1),而降雪时则小于2 m·s^(-1)。微波辐射计高分辨率时空资料可以准确判断雨雪转换时间,降水开始之前3~5 h积分水汽含量出现跃升与峰值。双偏振雷达和微波辐射计结合可以对降水粒子相态实现准确判断,可用于降水相态转换的临近预报。     

雨雾、雪雾共生天气气象要素分析

利用多通道微波辐射计、边界层风廓线仪及自动/人工气象站等观测资料, 分析了2007年秋冬季北京地区雨雾和雪雾两次共生天气形成与维持过程中地面和高空气象要素伴随降雨、 降雪过程的变化。结果显示:(1) 高湿和小风是雨雾、雪雾生成并造成地面低能见度的主要气象条件。大雾形成与维持过程中, 地面水平能见度与相对湿度的反相关关系非常显著。能见度越低时, 雾的含水量也越高。 (2) 较弱的降雨和降雪可以促使雾含水量减少, 提高能见度, 但降雨或降雪蒸发增湿又利于雾的维持。 (3) 雨雾在降雨过程中高层气温经历大幅增降, 除可能受天气系统影响外, 与云层中水汽凝结释放的大量潜热和含水量大幅度增加也有关系。雪雾在降雪过程中高层温度总体随着时间趋于降低且变化幅度较小。 (4) 在降雨、降雪过程中雨雾和雪雾低层一直存在水汽饱和层, 且饱和层的顶部随降雨和降雪强度的加大而抬升, 厚度不断加大, 造成地面水平能见度进一步下降。结合催化剂人工消雾与共生雾降水 (降雨或降雪) 相似的原理, 个例分析结果初步表明较弱的降雨或降雪过程对消除暖雾、冷雾的影响有限, 对改善地面水平能见度并不显著, 这对人工消雾技术研究具有一定的启发作用。     

基于多种探测资料对华北中部一次回流暴雪过程的分析

2020年1月5日07时至6日04时（北京时,下同）华北中部出现一次回流暴雪天气,过程最大降雪量15.5 mm。文中应用ERA5再分析和多种高分辨率观测资料分析了此次暴雪的大尺度天气背景和本地动、热力状况,探讨了暴雪落区、强度演变和降雪微物理特征及成因。结果表明,受河套地区地面倒槽和东北平原高压影响,900 hPa以下东北气流（被称为“回流”）自东北平原经渤海抵达华北平原,早于降雪7 h开始影响华北中部,受太行山阻挡在华北平原形成浅薄的近地面中尺度辐合线,对应暴雪落区;暴雪落区位于500 hPa高空槽前、700 hPa南北走向切变线东侧,850 hPa受西南低涡外围东南气流影响。降雪前1 h石家庄市观测到800 m以下转为东北风,1 km以下气温迅速下降至?5—?1℃,形成“冷垫”;暴雪区上空700 hPa附近低空急流较降雪早2 h出现,随后急流变厚、向下伸展至2 km高度,其下部暖湿空气沿“冷垫”爬升触发降雪,急流风速增至极值（19 m/s）和急流指数达峰值（约8）与大于1 mm/h强降雪时段重合,此时700 hPa上下为上升运动和水汽输送的大值中心。本次降雪粒子直径多为0.35—0.55 mm,降雪强度与粒子数浓度呈线性正相关;降雪云层位于1.3—5.5 km高度,大致以3 km （约?10℃）为分界线,下层为冰雪混合层,上层为冰雪层,冰雪层相对湿度与地面雪花粒子浓度及降雪强度呈正相关。基于雨滴谱仪探测资料反演的地面反射率因子与降雪强度拟合关系为Z=149.85R1.14。      

2009年天津地区首场降雪过程分析

基于NCEP再分析资料、多普勒天气雷达产品与风云卫星云参数反演产品,对天津地区2009年的首场降雪过程进行了分析,研究表明:①造成此次降雪的主要天气系统是东移高空槽和地面倒槽;②降雪回波具备典型层云稳定性降水回波的特点,最强回波不超过35 dBz,伴随着降雪结束,回波顶高有所下降;③降雪过程云粒子有效半径数值维持在20μm,云体过冷层厚度、云顶高度较大,云顶温度在-30℃左右.随着降雪结束,云粒子有效半径、云体过冷层厚度和云顶高度数值逐渐减小,云顶温度则有所升高;④地面降水量和云粒子有效半径、云顶高度、云体过冷层厚度呈现正相关,与云顶温度呈现负相关.     

大连地区一次区域暴雪的特征分析和数值模拟

利用多普勒雷达资料和GTS1型数字式探空仪探测资料,分析了2006年2月6～7日大连地区暴雪过程的回波演变和要素分布特征。结果表明,降雪期间,多普勒雷达显示为20～25 dBz的层状云,回波高度不超过3 km,对流层中下层的高空冷暖平流是产生强降雪的主要原因。采用中尺度非静力模式MM5对暴雪过程进行了数值模拟,模式较好地模拟了这次过程强降雪中心的强度、位置及强降雪的变化时间。这次降雪的主要影响系统是高空槽和地面华北气旋。诊断分析了强降雪的动力和热力特征及降雪期间的中尺度特征和云物理过程。高空槽前的西南暖湿气流提供了有利的水汽条件,高空辐散和低层辐合相叠置及高空正涡度的下传,有利于垂直上升运动的加强和地面华北气旋的发展。降雪前的增暖增湿与北方冷空气的楔入使大连位于sθe能量锋区和水汽辐合区内,有利于强降雪的产生。中尺度气旋性涡旋系统的形成和发展是强降雪产生和维持的有利因素,中尺度系统维持时间相对短暂。降雪期间,云中水成物的相态分布与温度密切相关,这次降雪过程只有气、固两相粒子作用。冰相粒子主要维持在600～300 hPa,其下部与雪区相对应。冰相粒子发展加强,地面降雪增大;冰相粒子减弱消失,降雪减小停止。     

2013年12月中旬安顺市雨雪天气过程分析

2013年12月15日-21日,安顺相继出现了雨夹雪、降雪、霜、雾等一系列复杂的天气现象.该文拟通过分析降雪及之后转折为霜和雾的过程,对这次时段较长,复杂的天气现象前期和后期的天气特征和动力、热力机制作出初步分析,结果表明:此次降雪过程是在强冷空气影响下,高低层的有利配置下出现的:中层500 hPa槽东移,700 hPa西南涡切变影响,中底层西南急流左侧水汽辐合,整层强烈上升运动,水汽抬升到中层,16日以后地面高压和高空槽后负涡度区使得层结维持下沉气流,地面均压场,风速较小,近地层有一定的水汽,地温和气温在0℃以下,这样稳定维持的形势导致连续出现了霜和雾的天气.     

一次雨转雪天气成因分析

2008年10月23～26日,伊春地区出现一次大范围雨转雪天气,预报过程中我们对降水形态把握较好.分析此次过程,得出以下一些主要结论:低涡前偏南气流强盛,降水形态主要为雨;冷空气主体进入后,转为冷涡天气的阵性降雪.降雨时整层大气都湿,转为降雪前700hPa附近存在干层.伊春本站的探空资料在预报工作中有很好的指导意义.     

辽东半岛2次高影响冷流降雪的对比分析

利用自动站、卫星、雷达和常规气象观测资料及NCEP 1°×1°再分析资料,对2013年11月27日和12月19日辽东半岛南部地区2次高影响冷流降雪过程的成因进行了对比分析。结果表明:2次冷流降雪均发生在横槽转竖的过程中;降雪落区均位于大连南部沿海暖水区域;降雪期间辽东半岛南部850 h Pa气温均降至-15℃,海气温差均超过17℃,多普勒雷达上显示为15~25 d BZ的积云,回波高度不超过3 km。但辽东半岛相对于高空槽的位置不同,其降雪期间环境场的动力、热力条件有所差异。辽东半岛位于高空槽前,其与山东半岛的西南气流相连获得较多的水汽;降雪期间,低层处于降温初期,能量锋和海岸锋锋生,中层的正涡度平流输送,增强了上升运动和水汽抬升,降雪强度大。辽东半岛位于高空槽后,低层已为冷中心,无锋生过程,受下沉气流控制,大气层结稳定,动力抬升条件较弱,降雪强度弱。     

山西一次低空偏东风暴雪天气结构特征分析

应用常规地面、探空观测资料和NCEP 1°×1°再分析资料,对2011年11月28-29日山西低空偏东风暴雪天气结构特征进行了探讨。结果表明:(1)这次低空偏东风暴雪是由高空西风槽、低空切变线、地面回流和倒槽共同影响造成。降雪前约18 h,山西925~850 hPa上空出现东北风;降雪前约12 h,山西中南部地面出现较强东北风,强降雪期间地面东北风强劲;降水开始前,低空东北风是干冷性质,降水开始后低空东北风是湿冷垫。(2)暴雪的水汽来源主要是源于西太平洋的偏东风水汽输送在北部湾附近转向的西南水汽与南支槽前的西南气流在西南地区汇合北上,再与西风槽前西南水汽结合;强降雪出现在700 hPa水汽通量中心西北侧等值线密集区且风向气旋性辐合的偏南气流区域。(3)强降雪伴随山西上空深厚湿层、500 hPa以下明显水汽辐合,以及800 hPa以上对流层中强上升气流,而上升区下是明显的下沉气流,这是由低空偏东风的契入产生的。(4)强降雪期间300 hPa西风急流不断东移南压,山西位于其入口区右侧,出现强辐散,有利于地面河套倒槽发展、维持,以及垂直上升运动的增强。     

一次冬季江淮气旋逗点云区的雷达回波和气流结构分析

2016年2月12—13日,受冷空气和江淮气旋暖锋锋生影响,山东出现一次极端暴雨雪天气过程,全省有42个站的降水突破同期历史记录。采用多种观测以及WRF模式模拟的热力学变量,基于拉格朗日方法的气流轨迹模式(HYSPLIT v4.9),分析了气旋逗点云区云系的演变特征、降水不同阶段气旋逗点云区气流结构和轨迹特征。结果表明:(1)江淮气旋逗点云区由4条带状回波合并发展形成,气旋形成后降水回波呈气旋式旋转、拉长,形成多条中尺度强降水带。(2)降雨阶段气旋逗点头从下到上主要由来自东海、黄海、日本海或内陆的边界层气团,来自中国南海和中南半岛的暖湿气团以及来自西亚和东欧的干冷气团组成。气旋逗点头内有3个降水区:北部和南部暖湿气团浅薄、层结稳定,为层状云降水区;中部暖湿气团深厚,中高层有条件性不稳定发展,为深厚的对流云降水区。气旋逗点头中南部的干冷空气来自高层的西亚气团,而剖面北部有来自中层(即青藏高原东部气团)的干冷空气,气团明显变性,对降水贡献大。(3)降雪阶段气旋逗点头从下到上主要由西伯利亚气团、东海气团、南海气团和孟加拉湾气团叠置而成。气旋逗点头西部层状降水区分两部分:北部为降雪区,南部为降雨区。降雪与降雨阶段的明显差别是冷湿的东海气团下面是否有西伯利亚冷气团。降雪区西伯利亚气团上空东海气团深厚,南海气团浅薄;降雨区南海气团深厚,东海气团浅薄。      

山东省“雷打雪”事件分型及其成因分析

利用闪电定位仪、加密地面自动站和常规资料分析了2006—2015年发生在山东的35次"雷打雪"事件,按照形成机制将其分为暖平流型和海效应型"雷打雪"两类,并细致归纳了两类事件发生时有关要素场及物理量场等方面的特征。主要结论如下:暖平流"雷打雪"事件发生前24 h内,对流层中低层是升温的,且越接近地面升温越明显;事件发生在850 hPa至地面有强冷空气突然入侵之时,此时上下温差可达10℃;环流形势也由上下一致的偏南气流调整为低层为冷垫,中高层为暖平流;上升运动中心及不稳定层结集中出现在对流层的中高层。海效应"雷打雪"事件发生前两天,渤海被暖脊控制,海面温度较平时升高2℃左右;在高空槽后的偏北气流猛然增大横扫渤海时,"雷打雪"事件发生;尽管对流活动也发生在对流层低层,但是其不稳定层结的厚度及上下温差较一般海效应降雪要大。     

华北地区"12·7"降雪过程的数值模拟研究

对2001年12月7日一次引发北京交通堵塞的降雪过程成因作了模拟研究.模拟结果显示PSU/NCAR的MM5有可能模拟出此次北方较弱的降雪过程,模拟的降雪量、落区以及持续时间与观测较一致.在成功模拟的基础上,利用模式输出的时空分辨率较高的资料,对此次降雪的发生、发展和水汽输送过程等进行了分析,结果表明:(1)降雪发生前对流层中层先出现饱和,而低层并未饱和,这种弱降雪的产生似乎并不需要中低层有深厚的湿层存在;(2)此次降雪是由对流层中层快速移动的短波槽和近地面出海高压后部的回流共同影响的结果,近地面的高压回流主要对增加低层的湿度有贡献,槽前的西南气流将水汽由南向北输送到华北地区,辐合引起的上升运动又将水汽输送到对流层中上层,槽前的水汽输送和辐合上升是此次降雪过程的触发机制之一;(3)华北地区大气中可降水量达到7 mm以上时,就可能有弱降雪发生,并有可能根据可降水量判断降雪的维持时间;(4)冰相云物理过程对成功地模拟降雪是不可忽视的.