低纬高原一次冬季暴雨转雪成因分析

金少华，邹 阳，周 泓，艾永智，李艳平

(1.云南省玉溪市气象局，云南 玉溪 653100；2.云南省昆明市气象局，云南 昆明 650034)

1 引言

云南地处低纬高原，受印度季风和东亚季风影响，形成了干湿季分明的季风气候，不同的灾害性天气具有明显的季节性，如暴雨主要出现在雨季(5—10月)，寒潮则发生在干季(11—次年4月)，因而在云南灾害性天气研究中，暴雨研究主要集中在雨季，寒潮则集中在干季。云南的气象工作者在雨季暴雨研究中应用各种资料分别进行了统计合成、诊断等研究[1-4]，取得大量的研究成果，干季寒潮天气则主要集中在寒潮、低温霜冻和降雪研究[5-8]，近年来，冬季暴雨发生频次和危害程度明显上升，对冬季暴雨研究引起了气象工作者的关注，尤红等[9]应用准地转理论分析了2003年低纬高原冬季暴雨，并用准地转理论解释了暴雨的发生机制。许美玲等[10]用MM5中尺度非静力模式对2003年冬季发生在云南的暴雨天气过程进行了数值模拟分析后，指出低空急流和冷空气是引发暴雨的重要因素。郭荣芬等[11]、王志云等[12]通过低纬高原冬季南支槽产生的暴雨分析后指出，南支槽前西南暖气流与低层切变和冷锋共同影响会产生强降水，在无明显冷空气和切变影响时，中低层西南急流的长时间维持仍然会出现强降水。这些研究都揭示了冬季南支槽前西南急流对暴雨的作用，而对发生暴雨后能否转为降雪天气则研究很少。2013年12月15—16日云南出现本年度范围最广、强度最大的暴雨天气，滇西北至哀牢山以东出现雨转雪。本文应用地面观测资料、Micaps常规资料和NCEP1°×1°每6 h再分析资料，从环流、散度、垂直速度、水汽、高低空急流和能量等分析了这次暴雨成因，同时从低层温度、温度平流和锋生函数对雨转雪相态变化进行了分析，以期对云南冬季暴雨和雨转雪相态变化预报有一定帮助。

2 天气实况

2013年12月14日20时—16日20时云南出现一次全省性暴雨天气过程，14日20时—15日20时气象观测站共出现暴雨25站，大暴雨2站，是1950年以来云南最强的冬季暴雨过程，也是2013年云南全省影响范围最广、强度最大的暴雨天气过程，勐腊县24 h雨量达到148.1 mm，突破云南冬季有气象记录以来极值。区域自动雨量站共出现暴雨503站(图略)，大暴雨82站，最大降水出现在勐腊县勐满农场，24 h雨量为173.8 mm，暴雨区主要集中在滇南。滇西北至哀牢山以东出现雨转雪天气，全省气象观测站共出现降雪43站，其中哀牢山以东出现中雪，部分站点出现大到暴雪。17日雨雪天气结束，受槽后冷平流影响，地面形成晴空辐射降温，17—21日全省出现持续性重低温霜冻(图略)，其中有86站最低气温低于0 ℃，30站低于-4 ℃，重低温霜冻主要出现在滇中及以北部地区。本次暴雨、降雪和重低温霜冻共造成564.96万人受灾，大牲畜死亡2 903头、死亡羊只4 573只，损坏房屋3 126间，农作物受灾59.697万hm2、绝收49.86千hm2，直接经济损失60.08亿元。

3 主要影响系统和环流特征

在本次暴雨转雪天气影响系统形成之前，亚欧500 hPa中高纬度为两槽一脊，随着巴尔喀什湖至贝加尔湖之间的高压脊缓慢东移，中高纬度环流调整为两槽两脊，与此同时，阿拉伯副热带高压增强西伸和北抬，与乌拉尔山附近的高压脊形成同位相，脊前西北气流引导冷空气快速南下，直达青藏高原中部。随着冷空气在高原不断堆积，13日08时(图1a)在高原中部形成低槽，14日08时加强东南移，槽底深入到孟加拉湾中部，云南转为槽前西南气流，20时移到四川中部至孟加拉湾中部，处于槽前的云南出现>20 m·s-1西南急流区，云南开始出现强降雨。15日08时至20时低槽移到四川东部至孟加拉湾中部，槽前西南急流维持，南段移速减缓。16日08时低槽移到云南中部，槽底仍然维持在孟加拉湾中部，20时移出云南，云南转为槽后西北气流。高层200 hPa高空图上，13日08时(图1b)位于里海北部横槽转竖，并逐渐加强东南移，14日08时南段进入青藏高原，20时南段深入到孟加拉湾，云南转为槽前西南急流，16日08时移到云南西部，20时移到云南中部，17日08时移出云南。

低层700 hPa形势图上(图略)，13日08时南疆出现312 dagpm冷高压，14日08时冷高压增强南移到青藏高原北部，高原东南部到孟加拉湾北部出现308 dagpm低压环流，武都、巴塘至孟加拉湾北部形成切变线，切变与孟加拉湾北部低压环流相连形成低压切变，滇中及以南出现大于12 m·s-1西南急流区，20时冷高压中心增强为316 dagpm，切变线南压到达州、宜宾至丽江低压西移至滇缅之间，与此同时，在蒙自和百色之间出现风向切变，切变线前西南急流区开始出现强降雨。15日08时切变线从云南北部移到中部，切变线后为小于等于-6 ℃冷平流区，两侧温差达到-4 ℃，切变线经过地区出现雨转雪，蒙自和百色之间的风向切变在滇东南发展成低压环流，低压环流附近正好是本次过程暴雨中心区。15日20时切变线移到滇南边缘与滇东南低压环流合并，暴雨天气结束，在高空强冷平流作用下滇东南出现雨转雪天气。16日20时切变线移出云南，雨雪天气结束。

图1 2013年12月13日08时500 hPa(a)和200 hPa(b)高度场与系统移动叠加图(高度场单位：dagpm)Fig.1 Stack of graphics on 500 hPa height field (a) ,200 hPa height field (b) and system moving of 08∶00 13th December 2013 (height field unit: dagpm)

南支槽属于低纬地区活动的低槽，孟加拉湾南支槽的生成主要为地中海南支槽东移、青藏高原西部大槽断裂生成南支槽和上下游效应在青藏高原南侧形成南支波动加强发展形成的南支槽。从以上分析可见，本次暴雨转雪天气的影响系统并不是传统意义上的南支槽，而是中高层深厚的高空槽迅速加强东南移，槽底深入到孟加拉湾中部，槽前不断加强的西南急流将孟加拉湾暖湿气流直接带入低纬高原，在西南急流区出现暴雨，低层切变线南移时高空伴有强冷平流，导致滇西北至哀牢山以东出现雨转雪。

4 暴雨天气物理环境条件

强降雨天气开始前，高原低槽加强东南移，南段深入到孟加拉湾北部，槽前西南气流从孟加拉湾携带的暖湿气流向西北输送到云南南部，水汽通量中心位于孟加拉湾北部到泰国北部。沿水汽输送方向出现高能舌区(图略)，高能舌伸展高度达500 hPa,云南南部处于高能舌尖位置，来自孟加拉湾暖湿气流输送到云南南部并形成能量积集。分析强降雨(雪)区散度、垂直速度和水汽通量散度时间高度剖面发现，强降水发生时最大辐合中心出现在700 hPa附近(图2a)，中心值为-16×10-5s-1，最大辐散中心则出现在350 hPa，中心值为20×10-5s-1,强降水发生时段内辐合和辐散中心都有明显抬升，水汽通量散度的辐合强弱及中心位置(图2b)与散度辐合一致，中心强度达到-20×10-5s-1。中低层水汽在低层辐合、中高层辐散的耦合作用下，导致强烈的对流上升运动，垂直速度最大达42×10-2hPa·s-1(图略)，对发生强降雨非常有利。

图2 沿暴雨区(21°～23°N，100°～104°E)散度(单位：10-5s-1)(a)和水汽通量散度(b)时间高度剖面(黑实线为暴雨时段)Fig.2 Time- height section of divergence along heavy rain area ((21°～23°N，100°～104°E) from 08∶00 14th to 08∶00 16th (a, unit: 10-5s-1)and vapor flux divergence (b)(black solid line is heavy rain periods)

在本次强降雨天气过程中，由于中高层低槽加深东南移，使得辐散在槽前的中层开始发展，由中层的辐散和低层辐合引起垂直运动，而垂直运动能引起水汽凝结、潜热能释放和增暖气柱，使中层辐散加强并向高层扩展。高层辐散发展使得垂直运动和低层辐合加强，而垂直运动的加强反过来进一步引起潜热能的释放，于是形成一种正反馈机制。这种正反馈机制及相伴的低层辐合既促进了气旋性环流的形成，又促使低层向变压风的发展；低层变压风在科里奥利力的作用下促进了西南低空急流的发展加强[13]，而低空急流加强后所输送的水汽和它本身的动力作用使得这种机制不断得到维持和加强，从而有利于强降雨的发生发展。

5 高低空急流演变和水汽特征

冬春季青藏高原南侧高空通常维持西风急流。14日08时以前，高原南侧200 hPa一直维持强偏西急流。随着中纬度西风槽加强东南移，高原西北部的西北气流引导冷平流南下，在高原中部至孟加拉湾北部形成低槽，在低槽两侧出现高空急流，云南由原来的偏西急流区转为槽前西南急流区(图3a)，风速为45～70 m·s-1，云南北部出现4×10-5s-1辐散中心，急流核位于黄海南部，中心最大风速为82 m·s-1，低层700 hPa云南西南边缘开始出现低空急流，南部边缘出现弱辐合。14日20时(图略)低槽加强东南移，槽底进入到孟加拉湾，200 hPa急流核北抬到黄海中部，中心风速维持82 m·s-1，云南位于强西南急流流入区，风速增加到50～75 m·s-1，辐散中心加强为8×10-5s-1，低层700 hPa从孟加拉湾到云南南部出现较强的东北西南向低空急流区，位于高空西南急入流区右后侧，滇南边缘弱辐合区北抬到云南南部，辐合中心加强为-10×10-5s-1。15日08时(图略)云南上空高空急流达到最强，高空辐散和低空辐合继续增强，高空辐散中心达到10×10-5s-1，滇南低空辐合中心增强为-14×10-5s-1。15日20时(图3b)云南上空高空急流开始减弱，高空辐散区减弱东移到滇东南，辐散中心减弱为8×10-5s-1，低层辐合区减弱移出云南，强降雨过程结束。

图3 14日08时(a)和15日20时(b)200hPa高空急流(实线，风速≥30 m·s-1)、700 hPa低空急流(风矢量，风速≥12 m·s-1)和散度(虚线，单位：10-5s-1)水平分布(阴影为14日20时—15日20时≥25 mm降水区)Fig.3 Upper level jet on 200hPa of 08∶00 14th(a) and 20∶00 15th (solid line ,wind speed ≥30 m·s-1),low level jet on 700 hPa (wind vector ,wind speed ≥12 m·s-1) and divergence horizontal distribution(dotted line,unit:10-5s-1)(shade area are precipitation≥25 mm from 20∶00 14th to 20∶00 15th )

高低空急流的不同配置对强降雨有不同的影响。徐海明等[14]研究发现，高空急流轴向西北—东南方向的倾斜可以形成其出口处右侧的强辐散形势，从而诱使低层低值系统、低空急流以及暴雨的发生发展。王小曼等[15]也指出，暴雨多出现在西北风高空急流的右前方或西南风高空急流的右后方。本次低纬高原冬季暴雨过程，低空西南急流一直维持在高空西南急流流入区右后侧，高空急流的加强，必将引起其右后侧辐散加强、高空辐散区下方垂直上升运动加强和低层涡度增大，使低层辐合增强、垂直上升运动进一步加大，触发不稳定能量的释放，导致暴雨的产生。

分析暴雨发生前后水汽通量演变特征，暴雨发生前(图4a)，水汽通量高值带从孟加拉湾到云南南部，随着高原低槽东南移到孟加拉湾，槽前西南气流加大，水汽通量值迅速增大，700 hPa西南急流区出现9×10-6g·cm-1·hPa-1·s-1强水汽通量中心(图4b)，表明从孟加拉湾有丰沛的水汽向暴雨区输送。水汽通量仅能反映水汽流向和水汽流量的大小，强烈的水汽辐合才是产生暴雨重要条件。分析暴雨区(21°～23°N，100°～104°E)(图略)水汽通量散度的时间垂直剖图，强降水开始前6 h在750 hPa附近出现-16×10-6g·cm-2·hPa-1·s-1的辐合中心，14日20时辐合中心迅速减弱，20时后再度加强并抬升到700 hPa附近，15日02时辐合中心达到20×10-6g·cm-2·hPa-1，该辐合中心一直维持到15日08时，14时后水汽辐合减弱，强降水结束。

图4 2013年12月14日08时(a)和14日20时(b)700 hPa水汽通量(单位：10-6g·cm-2·hPa-1)Fig.4 Water vapor flux on 700hPa of 08∶00 14th (a) and 20∶00 14th December 2013 (unit: 10-6g·cm-2·hPa-1)

6 能量分析

6.1 总能量温度

能量场分析常用于从本质上揭示暴雨的发生、发展规律[16-17]。黄仪方等[18]将总能量分为压能和湿焓两部分，将位能与动能之和称为“压能”，将显热能与潜热能之和称为“湿焓”，并应用压能和湿焓场进行了暴雨落区的诊断分析。14日20时暴雨发生前700 hPa总能量温度图上(图5a)，从孟加拉湾到滇西南边缘低空急流区为总能量温度密集带的能量锋区，梯度达到12 ℃/100 km，高能湿舌在能量锋区右侧，滇南能量温度梯度较小。15日08时高能舌北抬，北部低能区南压，造成滇南能量温度梯度加大，暴雨开始后总能量温度梯度维持不变，能量锋区向东北伸展(图5b)。强降雨区出现在能量锋区东北侧，高能湿舌北侧。从强降雨区上空总能量温度时间高度剖面图(图略)还可看出，从14日08时中低层总能量温度有明显升高，高能舌区伸展到600 hPa附近，14时达到最强，20时总能量温度减小，高能舌区降低到650 hPa附近。15日02时随着西南气流加强，低层总能量温度变化不大，中层再次加强，08时高能舌区伸展到500 hPa附近，14时后迅速减小，表明中低层高能舌区较深厚，能量条件较好，为15日降水加强提供了充足的能量。因此，冬季从孟加拉湾进入云南的低空急流对能量的输送和聚集起到了明显的作用，对发生强降雨非常有利。

图5 2013年12月14日20时(a)和15日08时(b)700 hPa总能量温度(单位：K)(阴影为14日20时—15日20时≥25 mm降水区)Fig.5 Isentropic temperature gradient on 700 hPa (a, 14∶00 14th; b, 20∶00 15th; unit: 10-6K·km-1; shade area are precipitation ≥25mm from 20∶00 14th to 20∶00 15th)

6.2 定容等熵温度梯度

图6 700hPa等熵温度梯度(单位：10-6K·km-1，阴影为14日20时—15日20时≥25 mm降水区)(a)14日14时，(b)15日20时Fig.6 Isentropic temperature gradient on 700 hPa (unit: 10-6K·km-1, shade area are precipitation ≥25 mm from 20∶00 14th to 20∶00 15th )(a)14∶00 14th,(b)20∶00 15th

7 降水相态变化成因分析

7.1 低层温度对降水相态变化的影响

由图7可见，昆明和曲靖从15日08时开始0 ℃层高度迅速下降，其中曲靖降到3 000 m以下，700 hPa温度降到-1 ℃以下，开始出现降雪。14时昆明、文山和大理0 ℃层高度都降到3 000 m以下，700 hPa温度降到0 ℃以下，昆明和文山出现雨转雪，大理由于地面温度较高，仍维持降雨，直到20时地面温度降到0 ℃后转为降雪并维持。从16日08时—17日08时，4个站点0 ℃层高度都低于2 200 m，700 hPa温度低于-2 ℃。16日14时后降雪随着水汽中断而结束，天气转晴，0 ℃层高度再一次快速下降，除滇东南的文山20时后开始上升外，其它3站都在降低，17日08时达到最低，滇中及以北出现重霜冻。

选取曲靖、昆明、文山和大理分别为滇东北、滇中、滇东南和滇西北代表站，分析雨转雪相变过程中冷空气的作用。从表1中可看出，降水相态自滇东北向滇西推，15日08时处于滇东北的曲靖地面温度首先降到2 ℃，降水相态由雨转雪；滇中的昆明和滇东南的文山地面温度从11时的4 ℃和5 ℃降至14时的1 ℃，降水相态为雨转雪；滇东北的大理在15日20时以前地面气温均在5 ℃以上，都出现降水，到20时地面温度突降到0 ℃后开始出现降雪。由此可见，雨转雪的相态变化除0 ℃层高度降到3 000 m以下、700 hPa温度低于0 ℃外，地面气温需低于2 ℃。

7.2 温度平流和冷垫对降水相态的影响

冷空气的强弱是决定云南冬季大范围降雪的重要因素。本次冷空气从高原东部进入四川盆地，从凉山州东南部进入滇东北，翻越乌蒙山后在冷平流作用快速东南移。图8a给出了12月13日20时—17日20时昆明上空温度平流时间垂直剖面图，从图中可看出13日20时—16日20时在500～300 hPa一直维持冷平流，冷平流区为强盛的西南气流。700～600 hPa为弱暖平流，西南气流较弱。冷平流区在14 日14时、15日02时和16日20时分别出现3次冷平流中心，其中15日20时中心强度达到-12×10-5℃·s-1，而在近地层750 hPa附近还出现弱冷平流，中心强度为-3×10-5℃·s-1，形成浅薄的“冷垫”。在风场和湿度场上(图8b)，15日02时以前从低层到高层都为西南气流，相对湿度大值区在低层和中层，02时近地层转为偏东气流。15日14时—16日14时随着地面冷空气加强，偏东气流抬升至700 hPa，西南暖湿气流在“冷垫”上爬升，在600～850 hPa形成上湿下干分布特征。16日14时后中低层转为偏北气流，相对湿度变小降水结束。在本次雨转雪天气温度平流分布中，“冷垫”形成时段正好是降雪天气出现时间。

图7 15日08时—17日14时4代表站0 ℃层高度(a，单位：m)和700 hPa温度(b，单位：℃)时间演变Fig.7 Changing of the 0 ℃ level height of representative station (a, unit: m) and temperature on 700 hPa from 08∶00 15th to 14∶00 17th (b, unit: ℃)

站名15日08时11时14时17时20时23时16日02时05时08时11时14时曲靖雪(2)雪(2)雪(2)雪(2)雪(1)雪(1)(-1)雪(-1)雪(-2)雪(-1)(3)昆明雨(6)雨(4)雪(1)雪(1)雪(2)雪(1)雪(0)雪(0)雪(0)雪(1)雪(2)文山雨(8)(5)雪(1)雪(0)雪(1)(1)(3)(3)雪(2)(3)(4)大理雨(5)雨(8)雨(10)雨(5)雪(0)雪(0)雪(0)雪(0)雪(0)(3)(5)

注：降水相态为正点观测时的现在天气现象，括号内为地面气温(单位：℃)。

图8 昆明上空温度平流(a，单位：10-5℃·s-1)，风场(单位：m·s-1)和相对湿度(阴影，单位：%)(b)时间高度剖面Fig.8 Time-height section of temperature advection of Kunming(a，unit：10-5℃·s-1),wind field (unit: m·s-1) and relative humidity (shade area, unit:%)(b)

7.3 锋生对降水相态的影响

这次降水过程空气湿度较大，上升下沉运动可近似看成绝热过程，而假相当位温是一个θse包含温度、气压和湿度的物理量，在干绝热、湿绝热和假绝热过程中都守恒，因此，选取θse计算锋生函数，表达式为参见文献[19]，F1、F2、F3、F4分别为非绝热加热项、水平辐散项、水平变形项和与垂直运动相关的倾斜项，正值为锋生。通过锋生函数和各项计算分析，雨转雪相态变化时，低层都有明显锋生，锋生函数变化主要是F3项和F4项起作用。图9为文山上空锋生函数时间高度剖面，F3(图9a)在600 hPa以下从15日08时—16日14时出现不连续锋生，15日08—14时，700hPa附近锋生函数出现由负向正的变化，中心值从-120×10-10K·m-1·s-1变为90×10-10K·m-1·s-1，出现锋生的时间正好与文山出现雨转雪一致。600 hPa以上从15日14时—16日20时一直维持正值，最大正值中心出现在15日20时600 hPa附近，中心值为105×10-10K·m-1·s-1，由此可见，水平变形对锋生的作用在中低层最明显。F4(图9b)在550 hPa附近出现不连续锋生15日02时—16日02时经历了两次正负值变化，15日02—08时，中心值从-105×10-10K·m-1·s-1转变为60×10-10K·m-1·s-1，F4在中高层出现锋生的时间比低层早，随时间从高到低有明显的下传。根据锋生理论，充分发展的斜压槽将其本身的热量和动量通量首先输送到高空急流区，使高空急流加速，然后由适应过程中的调整质量环流引起中低层锋生，本次天气过程正是由于高原中部中高层生成和发展为深厚的东北西南向低槽的同时，出现较强高空急流区，从而引起中低层锋生。图9c为锋生函数过文山站时间高度剖面，与F3+F4(图9d)对比可见，低层锋生函数和F2+F3正负值分布和中心位值的变化趋势非常接近。15日02—08时600～400 hPa锋生函数和F3+F4正负中心分布较一致，也与F4的变化相同，说明F4对中层的锋生作用更明显。15日08—14时700 hPa附近锋生函数出现由负值转为正值的变化，与F3的变化趋势相同，表明F3对低层锋生起主要作用。其它时效锋生函数随时间变化则是F3和F4共同作用结果。

图9 2013年12月14日20时至17日02时昆明站锋生函数时间高度剖面图(单位：10-10K·m-1·s-1)(a)水平变形项F3，(b)垂直运动倾斜项F4，(c)锋生函数，(d)F3+F4Fig.9 Time- height section of frontogenetical function of Kunming from 20∶00 14th to 02∶00 17th December 2013(unit:10-10K·m-1·s-1;a, horizontal deformation item F3; b, vertical tilt item F4; c, frontogenetical function; d, sum of F3+F4)

8 结论

通过以上分析，得到以下主要结论：

①南支槽属于低纬地区活动的低槽，孟加拉湾南支槽的生成主要为地中海南支槽东移、青藏高原西部大槽断裂生成南支槽和上下游效应在青藏高原南侧形成南支波动加强发展形成的南支槽。本次暴雨转雪天气的影响系统并不是传统意义上的南支槽，而是中高层深厚的高空槽从高纬地区迅速加强东南移，槽底深入到孟加拉湾中部，槽前不断加强的西南急流将孟加拉湾暖湿气流输送到低纬高原，在西南急流区出现暴雨，低层切变线南移的同时地面冷锋加强西进，导致了这次暴雨转雪天气过程。

②中低层来自孟加拉湾的暖湿气流在云南南部形成能量积集区和强烈的水汽辐合区，在低层辐合、中高层辐散的耦合作用下，形成强烈的对流上升运动，为强降雨提供了动力和水汽条件。

③定容等熵温度梯度负的大值区为能量锋区，是高能高湿最为集中的地区，本次强降水区与700 hPa等熵温度梯度强负值出现的区域有一定对应关系，强降水发生在强负值出现后，对强降水落区预报有一定指示作用。

④本次冷空气从高原东部进入四川盆地，从凉山州东南部进入滇东北，翻越乌蒙山时转变为静止锋，在强冷平流作用下快速东南移。雨转雪相态变化过程中除0 ℃层高度降到3 000 m以下和700 hPa温度低于0 ℃外，地面气温需低于2 ℃。

⑤雨转雪相态变化时，低层都有明显锋生，锋生函数变化主要来自水平变形项和垂直运动倾斜项。