2012年前冬伊犁河谷持续性大暴雪成因分析

于碧馨，张云惠，宋雅婷

（1.新疆气象台，新疆乌鲁木齐 830002；2.新疆气象信息中心，新疆乌鲁木齐 830002）

2012年前冬伊犁河谷持续性大暴雪成因分析

于碧馨1，张云惠1，宋雅婷2

（1.新疆气象台，新疆乌鲁木齐 830002；2.新疆气象信息中心，新疆乌鲁木齐 830002）

利用常规、地面加密观测资料，NCEP再分析资料（1°×1°），分析2012年11月29日—12月4日伊犁河谷持续性大暴雪成因。结果表明：（1）主导系统里黑海脊移速缓慢，西伯利亚深厚低涡主体西退，使得脊前低槽、强锋区不断与西退的冷空气结合东移，高空偏西急流和低空偏西急流维持及加强东南移，提供有利天气背景。（2）水汽沿着地中海—里咸海—伊犁河谷接力输送至暴雪区，水汽辐合中心在850 hPa附近。（3）大暴雪期间等θse线明显陡立，利于倾斜涡度发展。暴雪发生在MPV1等值线密集区和接近MPV2负值中心的区域。MPV2的较强发展触发垂直涡度增长，导致持续性强降雪发生。（4）受河谷特有地形影响，山前垂直环流的稳定维持和低空急流的加强为暴雪提供动力条件及不稳定能量的触发机制，增强降雪强度。

伊犁河谷；持续暴雪；倾斜涡度；地形抬升

暴雪是新疆冬季的主要灾害之一，常给国民经济和人民财产造成严重损失，尤其是持续性暴雪所造成的灾害更大。气象工作者对我国暴雪的形成机理做了诸多研究[1-4]。陈红专等[1]分析了2011年1月湖南罕见大范围持续性暴雪天气的成因并指出，持续而强盛的水汽输送和水汽辐合对暴雪的维持和加强至关重要。吴海英等[2]利用中尺度数值模拟资料分析2011年2月14日江淮地区一次持续性降雪过程预报失误，表明降雪持续期间对流层中层发展及维持的强冷平流使对流层中低层逐渐建立起对流不稳定层结，其上的稳定层将水汽和能量贮存于低层，中尺度切变线的存在为这种浅薄层次下的弱对流活动提供了触发条件。近些年来，关于新疆区域性暴雪天气研究有很多。如张书萍等[3]在对2009年冬季新疆北部持续性暴雪的环流特征及其成因研究中指出，贝加尔湖西侧的对流层持续性异常冷性低槽活动导致冷空气南下路径偏西，使得冷空气与来自里海的水汽交汇于北疆，导致持续性暴雪发生。近50年新疆北部暴雪时空分布特征表明[4]，伊犁河谷是北疆暴雪主要发生区，其暴雪发生频次仅次于天山山区。但目前针对伊犁河谷的暴雪研究较少，较多的是对该地区的降雨分析[5-7]或是集中于塔额盆地、阿勒泰地区[8-11]和天山北坡[12-13]等地区的暴雪研究，因此对伊犁河谷的暴雪分析与研究很有必要。

1 天气实况及灾情

2012年11月29日—12月4日，受乌拉尔低槽不断分裂冷空气的影响，北疆、天山山区出现了持续性降雪，大暴雪（新疆标准：24 h降雪量超过24 mm）主要分布在伊犁河谷及准噶尔盆地南缘（图1）。本次降雪过程对交通运输、设施农业、牧业及城市供暖、供电等造成不利影响，伊犁部分乡村的农牧业遭受重创，大棚受损和草场受灾以及牲畜受困或死亡，并有上万人受灾，1人死亡，是“2012年新疆十大气候事件”之一。由图2可见，强降雪主要分3个时段：29日08:00—30日08:00（Ⅰ，北京 时，下同）、30日08:00—12月2日02:00（Ⅱ）和3日08:00—4日02:00（Ⅲ）；大暴雪中心伊宁县累计降雪40.4 mm（图1），其最强降雪在30日14:00—12月1日14: 00，最强降雪强度（简称“雪强”）达3mm·h-1。

图1 2012年11月29日08：00—12月4日20：00北疆过程降水量/mm

图2 2012年11月29日08：00至12月4日20：00伊犁河谷地区部分站点逐6 h累积降水量分布

本文利用常规、地面加密观测资料，NCEP逐6 h再分析资料，重点分析2012年11月29日至12月4日伊犁河谷持续性大暴雪天气成因，探讨造成暴雪的高低空环流特征、水汽、热力、动力等物理机制，为伊犁河谷暴雪预报提供参考。

2 大尺度环流背景及演变特征

持续暴雪是在异常稳定的环流下产生的[14]。2012年的前冬初期，100 hPa环流场上极涡呈偶极型，分别位于北美和亚洲北部，并不断加深南压。亚洲北部极涡中心较强，29日08：00亚洲北部极涡中心南下至63°N后东移缓慢。在12月4日前新疆处于长波槽前，之后转为西北气流控制。

500 hPa环流场上，11月28日08：00白令海、大西洋北部阻塞形势稳定，欧亚中高纬为两槽两脊的经向环流，欧洲东部发展东移至黑海的高压脊较中亚至西西伯利亚的高压脊偏强，里咸海地区和西伯利亚中东部为低值区。28日20：00黑海高压脊在缓慢东移（每日7.5经度）的过程中，脊顶向北发展，脊前偏北气流加强，引导冷空气南下进入低槽，低槽在里咸海地区加深。29日08:00里咸海低槽移至咸海与巴尔喀什湖之间，并伴有-36℃的冷中心，开始影响新疆偏西地区，14：00（图3a）槽前西南气流（10 m·s-1）控制伊犁河谷，河谷降雪明显（即第一波较强降雪Ⅰ）。30日08:00下游北太平洋高压脊向极区发展，西伯利亚低涡主体西退南调，极锋锋区强烈发展、南压并随着里黑海脊前南下的干槽东移，分裂冷空气影响河谷开始产生第二波强降雪Ⅱ。随着西伯利亚低涡的缓慢西退，冷空气不断补充南下，锋区明显加强，12月1日02:00（图3b）超过40 m·s-1的300 hPa高空偏西急流进入河谷，对应着强降雪时段。锋区位置略偏北，北部降雪强于南部。2日08:00横槽转竖东移，新疆受西北气流控制，降雪间断。3日08:00乌拉尔山东侧再次长脊，脊前西北气流上短波东移影响北疆，造成第三波弱降雪Ⅲ过程。

伊宁站风场的时空剖面（图4）可知，29日08:00河谷上空的偏西风加强，300 hPa风速大于30m·s-1，此时低空急流才开始建立，强降雪区位于高空急流辐散区和低空急流正前方。1日02:00—08:00河谷地区低空偏西急流由20 m·s-1增强至26 m·s-1，高空偏西急流加强至40～60m·s-1。之后由于低空急流核北抬，河谷地区低空急流减弱，在3日08:00再次加强（约16m·s-1）。由此可见，冷空气Ⅱ期间高低空急流耦合作用最强，河谷地区在高低空西风急流增强时降雪量加大（图2b、2c）。

图3 500 hPa高度场（单位：dagpm，实线）和300 hPa急流（单位：m·s-1，阴影区）（▲为暴雪中心）

图4 11月28日20：00至12月4日08：00沿伊宁市站（44°N，81°E）的风场（单位：m·s-1）时空剖面

降雪前期蒙古国冷高压稳定维持，河谷地区处于高压底后部。分析海平面气压场可知（图5），冷空气Ⅰ期间，源于欧洲南部的冷高压沿着西方路径移至中亚南部滞留，冷高压前沿影响河谷，河谷地区24 h加压11～13 hPa。冷空气Ⅱ期间地面影响系统较为复杂，30日08：00—20：00河谷地区是受冷空气Ⅰ期间冷高压进入、冷锋过境影响；1日02：00—11：00河谷地区位于正在南下的新地岛以西的冷高压与前期进入新疆的冷高压之间的弱低压带（暖区）内，减压明显，最大24 h减压5～7 hPa（发生在1日08：00），最大3 h减压2.1～3.6 hPa（1日02：00）；1日14：00—2日02：00北方南下的冷高压进入，冷锋再次过境。冷空气Ⅲ期间，新地岛以西又一股冷空气南下，冷高压不断加强，沿北方路径南下影响新疆，河谷北部3日08：00再次加压。在冷空气Ⅱ期间的主要降雪时段内为受强锋区影响下减压区内的暖区降雪，冷空气Ⅰ、Ⅲ期间为冷锋前暖区降雪。

图5 11月27日08：00至12月3日20：00地面高压动态（阶段Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ）

由上可见，里黑海脊移速缓慢，西伯利亚深厚低涡主体西退，使得脊前低槽、强锋区不断与西退的冷空气结合东移，引导源于西方和北方的冷高压先后进入，同时有高空偏西急流和低空偏西急流持续耦合发展相配合，为此次大暴雪的产生提供有利的天气背景和动力条件。

3 持续性大暴雪成因

暴雨的出现，在有利环流背景的基础上，和水汽的输送与辐合及不稳定能量的释放与再生等紧密相关[15]，暴雪也大致如此。

3.1 水汽源地与水汽输送

分析水汽通量和水汽通量散度可知，3次降雪水汽源地与路径一致：源自地中海的水汽沿中纬度西风气流在黑海加强后，以接力方式经巴尔喀什湖输送至新疆。从地面到300 hPa的整层积分水汽输送来看，第一次（Ⅰ）和第三次（Ⅲ）输送位置偏北，而第二次（Ⅱ）水汽集中向大暴雪区上空输送，强降水时段大暴雪区上空可降水量超过10 kg·m-2。

在具备稳定的水汽来源和输送的同时，大降雪的产生需要水汽辐合的默契配合。从大暴雪区地面到300 hPa的水汽通量矢量和水汽通量散度的时空分布（图6）可见，3次强降雪的水汽辐合主要集中于对流层低层，水汽通量矢量大值区及水汽辐合较强的时段与3次强降雪时间相一致，最大水汽通量散度分别集中于925～800 hPa、925～750 hPa、850～725 hPa。虽然3次水汽通量散度最大值都为-0.2 g·cm-2· s-1·hPa-1，但第二次降雪（Ⅱ）辐合区域更接近近地面且水汽辐合高度较高，700～500 hPa均为偏西风带来的水汽通量矢量，持续的水汽输送且较强的低层水汽辐合增加了雪强，提高了降雪效率[2]。

图6 11月28日20：00—12月4日20：00暴雪区（44°N、82°E）地面到300 hPa水汽通量矢量（单位：g·cm-1·s-1·hPa-1）和水汽通量散度（单位：10-5g·cm-2· s-1·hPa-1，阴影为负值）的时空剖面图

3.2 大气层结稳定性与倾斜涡度发展

湿位涡是一个可以综合表征湿大气热力、动力和水汽性质的物理量，包括湿正压项（MPV1）和湿斜压项（MPV2）。前者的大小由绝对涡度的垂直分量和假相当位温θse的垂直梯度的乘积决定，后者取决于风的垂直切变和假相当位温θse的水平梯度[16]。除了对流稳定度的影响外，大气中垂直涡度的变化与等θse面坡度的倾斜、风的垂直切变和水平湿斜压MPV2等的变化有关[17]。垂直气旋性涡度的增长有利于强降水的发生或加剧，而垂直涡度得以增长的充分条件为MPV2/（∂θse/∂p）＞0。因此，等θse面的陡立程度（即水平梯度大小）与由湿斜压性加强所引起的涡旋发展激烈程度成正比，是倾斜涡度发展的重要条件[16]。

3.2.1 大气层结稳定性分析

从假相当位温θse、比湿q和温度平流沿81°E的垂直剖面图可以看出，整个过程期间假相当位温随高度都是增大的，大气处于对流稳定状态（∂θse/∂p＜0）。分析可知：

（1）逆温层的存在

28日白天中低层河谷地区受暖脊控制，700 hPa以下逆温建立，上暖下冷。14:00在44°N以南的河谷内700 hPa以下存在1.5 g·kg-1的比湿中心和能量锋区；近地层有弱冷平流，700 hPa以上有整层的暖平流，增强逆温层稳定性（图7a）。逆温层的存在，暂时将低空湿层与上部干层分开，积聚能量。

（2）等θse面坡度变化

29日14:00在43°～44°N附近600 hPa以上为强冷平流，700 hPa以下开始有暖平流输送，有利于向上建立位势不稳定层结；中低层等θse线斜升坡度趋于增长，比湿中心值也增大至3.0 g·kg-1（图7b）。600 hPa以上等θse密集带向北倾斜，等值线斜率加大，密集区内垂直涡度发展，伴随上升运动[18]，同时也利于增大Ⅰ期间降雪效率（河谷北部29日14: 00—20:00，5.7mm/6 h）。暴雪易发生在伴随斜升运动的θse陡峭密集区附近[19]，即中低层北上的西南暖湿气流与对流层中上层向下侵入的冷空气交绥，促进斜压不稳定增长。

30日20：00，河谷位于强锋区前，整层为暖平流控制，且暖平流不断向上延伸、增强，等θse斜升坡度开始缓慢减小。1日500 hPa 08:00由西北东南下的弱波动带来的冷平流较弱，低层有强暖平流，中层干冷空气的侵入再次使得大气层结趋于位势不稳定，等θse面坡度再次增大并在43～44°N间密集（垂直梯度增大），且强度强于上一阶段（图7c）。可以看出，在Ⅰ期间河谷上空具有的中低层位势不稳定更强，但Ⅱ期间的干冷空气侵入使得此次爆发性更强。另一方面，在Ⅱ期间30日20：00—1日08:00中低层暖平流的出现、维持及减弱，与暖区降水时间也相对应。

2日20:00在43°～44°N附近低层θse垂直梯度大，但密集区的水平梯度小，比湿也远小于前两次过程的（图7d）。

3.2.2 湿位涡特征与倾斜涡度发展

根据上文，本次降雪期间大气是始终处于对流稳定条件（∂θse/∂p＜0）下的。在对流稳定的大气层结中，MPV1应为正值，且只有MPV2＜0时垂直涡度才能得到较大增长[16]。位涡的单位为PVU，1 PVU=10-6m2·s-1·K·kg-1。

图7 假相当位温θse（单位：K，实线）、比湿q（单位：g/kg，虚线）和温度平流（单位：K·s-1，阴影）沿81°E剖面图

分析Ⅰ、Ⅱ期间各时次700 hPa湿位涡可知，29日20:00（图8a、8c）在南疆盆地中部和北疆东部各存在一MPV1高值中心，中心值分别为0.8 PVU和0.7 PVU，新疆西部国境线附近存在一MPV1低值中心0.1 PVU。大暴雪区位于MPV1高低值中心间，MPV1值为0.2～0.3 PVU；MPV2负值中心值为-0.3 PVU，位于大暴雪区北侧，负值区域始终位于西部国境线附近。1日08:00（图8b、8d）在大暴雪区的东侧只有一MPV1高值中心，中心值为0.7 PVU，高值区域西扩，西部国境线附近仍有一中心为0.2 PVU的MPV1低值。大暴雪区内等值线较上次更密，MPV1值为0.3～0.45 PVU；西部国境线附近的MPV2负值中心增大至-0.6 PVU，并且此次负值区域向南扩展，大暴雪区被负值区域完全覆盖。Ⅰ、Ⅱ期间均有MPV1为正值和MPV2为负值的配置，与前述等θse线明显陡立对应，大气湿斜压不稳定性较强，利于倾斜涡度发展及暴雪天气发生。不同点在于，阶段Ⅱ的等θse线比前一阶段的更陡立，且在大暴雪区的MPV1等值线更密集，MPV2负值加强且影响范围更大，同时对应实况在后一阶段出现了最强6 h雪强。分析表明，等θse线越陡立，对应期间降雪量更大。大暴雪区发生在MPV1高低值中心间等值线密集区和接近MPV2负值中心的区域，二者越接近越强。MPV2的较强发展触发更大的垂直涡度增长，导致更明显的强降雪发生。

3.3 地形抬升作用与垂直环流特征

伊犁河谷为三面环山向西开口的喇叭口地形，南侧西天山山脉高于北侧博罗科努山，盆地地势由西向东斜升，如此特殊的地形使伊犁河谷地区频发强降水。降雪量实况资料（图1）显示，＞24.1 mm的大暴雪区呈西北—东南向带状分布于平原及靠北、靠东山区，而这种分布显然与地形的强迫抬升作用有关。另一方面，在上干下湿的条件性稳定层结下，当整层大气得到大范围抬升、天气尺度系统的配合或地形抬升作用且抬升运动能使气层达到饱和时，原先稳定的层结就可能变为不稳定，强大地形抬升作用对增强大气层结不稳定性具有促进作用，为短时出现强降雪提供了可能。下面重点分析Ⅰ、Ⅱ阶段的垂直结构特征，图9为阶段Ⅰ、Ⅱ强降雪时段大暴雪区81°E和44°N合成风场和垂直速度的经/纬向垂直剖面图。

（1）阶段Ⅰ—中层强盛暖湿气流维持斜升运动、中低层弱扰动破坏大气层结稳定性、低层地形辐合抬升提供触发机制：29日02:00垂直方向上体现出有明显的前倾结构，中纬300 hPa以上的西南气流先由低至高向北爬升；08:00经向环流圈内中高层（400 hPa以上）倾斜上升的西南气流进入与中低层（400 hPa以下）的下沉支建立垂直反气旋环流，低层（700 hPa以下）偏西气流开始进入。沿81°E的经向剖面上，14:00加强的西南气流使上升运动加强，暖湿气流沿着冷空气垫向北爬升，中层的西南气流与高层的偏西气流汇合于400 hPa，在大暴雪区44° N以南上空形成一定厚度的斜升气流区，600 hPa处弱的西南气流侵入破坏了大气层结稳定性（图9a）。从沿44°N的纬向剖面中可以看到，低层（850 hPa附近）维持的偏西气流（8m·s-1）被地形强迫抬升（图9b），有利于强降雪产生。

图8 700 hPa湿位涡正压项MPV1和湿位涡斜压项MPV2的变化（单位：10-2PVU；▲为暴雪中心）

（2）阶段Ⅱ—槽前斜升西北气流与地面强迫抬升作用的上下耦合加强形成深厚上升支：冷空气Ⅰ～Ⅱ期间，大暴雪区上空始终存在着一定的上升气流。在Ⅱ期间低槽主体位于44°N以北，上升运动大值中心在44°N以北摆动。30日08:00上升气流区开始接地，高低空水平风速加强至急流（低层偏西急流增强至24 m·s-1），14:00 500～200 hPa转为斜升WNW气流。1日02:00 600～300 hPa加强的WNW气流配合有强上升运动区，经向垂直环流圈中超过7 m·s-1的垂直速度大值中心位于大暴雪区及其以北（图9c）,存在强切变[20]；低空偏西急流的显著增强，加强了地面强迫抬升作用，与中空急流汇合于500 hPa，中低层风速加大（图9d）；槽前WNW气流与地面强迫抬升作用的同时加强，增厚了次级环流的上升运动层，对暴雪有增幅作用。至08:00上升运动持续增强且上升运动层不断增高，这一阶段（Ⅱ）的垂直运动发展远强于前一阶段（Ⅰ）。剧烈的上升运动有利于降雪增强，致使大暴雪区02:00—14:00出现最强雪强，12h内累积降雪量高达14.8～20.2 mm。

上述分析表明，在稳定的大形势下，连续的冷空气活动期间，维持的垂直环流向各阶段暴雪的爆发与发展提供着动力机制及释放不稳定能量的触发机制，配合水汽，在不同机制下产生降雪量级不同。

4 结论

（1）本次持续暴雪出现在稳定的大尺度环流背景下：白令海、大西洋北部阻塞形势稳定，里黑海脊移速缓慢，西伯利亚深厚低涡主体西退，使得脊前低槽、强锋区不断与西退的冷空气结合东移；300～200 hPa高空偏西急流与850～700 hPa低空急流持续的耦合发展并产生次级环流；源于欧洲南部和新地岛以西的冷高压分别沿西方和北方路径先后进入新疆，河谷地区历经冷锋—暖区—冷锋降雪。

（2）持续性降雪的水汽均来源于地中海—里咸海—伊犁河谷的接力输送，强降水时段大暴雪区上空可降水量超过10 kg·m-2。3次强降雪的水汽辐合主要集中于对流层低层，出现水汽通量矢量大值区及水汽辐合较强中心的时段与3次强降雪时间相一致。

图9 大暴雪区合成风场（单位：m·s-1，流线）及垂直速度w（单位：10-2m·s-1，彩色区）沿81°E（a、c）的径向垂直剖面图，沿44°N（b、d）的纬向垂直剖面图（灰色阴影表示地形）

（3）700 hPa以下逆温层的存在，积聚能量，为大暴雪的发生提供了热力条件。中层西南暖湿气流与对流层中上层向下侵入的冷空气交绥，增强了大气层结位势不稳定，有利于大暴雪区强降雪的产生。

（4）大暴雪发生期间等θse线明显陡立，有利于倾斜涡度发展，对应降雪明显。大暴雪发生在大气处于对流稳定条件下（∂θse/∂p＜0），位于MPV1高低值中心间等值线密集区和接近MPV2负值中心的区域（二者越接近越强）。MPV2的较强发展触发更大的垂直涡度增长，导致强降雪发生。

（5）在有利的环流背景下，山前垂直环流的维持为暴雪提供持续的动力机制。低空（700 hPa以下）向山气流越强，则山前的动力抬升作用越强，同时提供不稳定能量的触发机制。

[1]陈红专，叶成志，龙丽华.2011年1月湖南罕见持续性暴雪天气成因分析[J].暴雨灾害，2012，31（2）：141-148.

[2]吴海英，吴啸华，韩桂荣，等.一次降雪过程持续原因分析[J].气象科学，2013，33（3）：308-315.

[3]张书萍，祝从文.2009年冬季新疆北部持续性暴雪的环流特征及其成因分析[J].大气科学，2011，35（5）：833-846.

[4]李如琦，唐冶，肉孜·阿基.2010年新疆北部暴雪异常的环流和水汽特征分析[J].高原气象，2015，34（1）：155-162.

[5]江友飞，李如琦，彭君，等.2014年8月伊犁河谷一次持续降水过程分析[J].沙漠与绿洲气象，2016，10（1）：81-87.

[6]江新安，王敏仲.伊犁河谷汛期一场短时强降水雨滴谱特征分析[J].沙漠与绿洲气象，2015，9（5）：56-61.

[7]唐冶，陈春艳，赵克明.伊宁市1991—2011年降雨特征分析[J].沙漠与绿洲气象，2014，8（6）：41-46.

[8]庄晓翠，李博渊，李如琦，等.新疆北部强降雪天气研究若干进展[J].沙漠与绿洲气象，2016，10（1）：1-8.

[9]杨霞，崔彩霞，阿不力米提江·阿布力克木.新疆暖区暴雪天气研究概述[J].沙漠与绿洲气象，2013，7（4）：21-25.

[10]隆霄，赵建华，王晖，等.阿勒泰山脉对新疆北部地区强暴雪过程影响的数值模拟研究[J].沙漠与绿洲气象，2012，6（6）：15-20.

[11]陈涛，崔彩霞，“2010.1.6”新疆北部特大暴雪过程中的锋面结构及降水机制[J].气象，2012，38（8）：921-931.

[12]赵俊荣，郭金强.天山北坡中部一次罕见特大暴雪天气成因[J].干旱气象，2010，28（4）：438-442.

[13]方雯，吐莉尼沙，海丽曼.新疆昌吉州一次大到暴雪天气过程诊断分析[J].天气预报，2015，7（2）：11-14.

[14]刘惠云，崔彩霞，李如琦.新疆北部一次持续暴雪天气过程分析[J].干旱区研究，2011，28（2）：282-287.

[15]陶诗言.中国之暴雨[M].北京：科学出版社，1980.

[16]王宏，王万筠，余锦华，等.河北东北部暴雪天气过程的湿位涡分析[J].高原气象，2012，31（5）：1302-1308.

[17]吴国雄，蔡雅萍，唐晓菁.湿位涡和倾斜涡度发展[J].气象学报，1995，53（4）：387-405.

[18]李如琦，唐冶，路光辉，等.北疆暴雪过程的湿位涡诊断[J].沙漠与绿洲气象，2013，7（5）：1-6.

[19]杨文峰，郭大梅，刘瑞芳，等.2009年11月10—12日陕西特大暴雪诊断分析[J].气象科学，2012，32（3）：347-354.

[20]朱乾根，林锦瑞，唐东升.天气学原理和方法[M].北京：气象出版社，2007.

Cause Analysis of Continuous Heavy Blizzard Over Yili in the PreviousWinter of 2012

YU Bixin1，ZHANG Yunhui1，SONG Yating2
（1.Xinjiang Meteorological Observatory，Urumqi830002，China；2.Xinjiang Meteorological Information Center，Urumqi 830002，China）

Based on the conventional,surface observation and the NCEP reanalysis data（1°×1°），the cause of continuous heavy blizzard over Ili during December 29th to November 4th in 2012 was analyzed.Results suggested that：（1）The ridge over the Caspian Sea and the Black Sea moved slowly;The vortexes over the north of Asia and Europe drew back towards west，making the combination between the cold air from the trough and the strong frontal zone along the airflow in the front of the ridge and the one from the west-backing vortexes.When the cold air moved on eastward,the westerly stream in the high and low altitude had beenmaintaining for a long time and strengthened and moved to the southeast.Those situations provided an advantageous synoptic background for this process.（2）The water vapor was continuously transported to the blizzard area along Mediterranean-Caspian and Aral Sea-Ili,which resulted in a water vapor convergence center 850hPa.（3）The potential pseudo-equivalent isotherm rose obviously,which helped the development of slantwise vorticity.The blizzard occurred over the dense isoline region of MPV1，where was near to the negative center of MPV2.The strong development of MPV2 triggered the growth of vertical vorticity,which made the blizzard happen.（4）Ili’s topography play an important role in maintaining the vertical circulation stably,enhancing the low-level jet,triggering the blizzard and increasing the snow intensity.

Yili；continuous blizzard；slantwise vorticity；orographic uplift

P458.121

A

1002-0799（2016）05-0044-08

10.3969/j.issn.1002-0799.2016.05.007

2016-03-25；

2016-05-17

新疆维吾尔自治区自然科学基金（2014211A052）资助。

于碧馨（1989-），女，助理工程师，主要从事短时临近预报和短期预报工作。E-mail：841089917@qq.com

于碧馨，张云惠，宋雅婷.2012年前冬伊犁河谷持续性大暴雪成因分析[J].沙漠与绿洲气象，2016，10（5）：44-51.