哈尔滨暴雪过程物理机制分析

王晓雪 幺东妮 刘玉娇 国世友

(1.黑龙江省气象台，黑龙江 哈尔滨 150030;2.黑龙江省气象数据中心，黑龙江 哈尔滨 150030;3.牡丹江市气象台，黑龙江 牡丹江 157000)

1 天气背景

黑龙江省地处中国最北端，冬季常出现暴雪天气，对生产生活、交通等易造成重大影响。一次较大范围暴雪天气过程于2016年11月10日—12日影响黑龙江省[1]，主要影响范围为黑龙江省中西部以及东南部部分地区。哈尔滨站降雪15.1mm，主要降雪时段出现在10日08时—11日08时。地面低压配合高空蒙古大槽是本次暴雪过程的主要影响系统。500hPa由蒙古大槽自西向东影响黑龙江省，配合700hPa和850hPa的切变线，系统较为深厚，地面低压逐渐加强，由西南向东北移动进入黑龙江省，中心气压维持1010hPa。锋面云系(见图1)不断盘旋在黑龙江省上空，10日08时—20时为锋面云系组织加强的过程，在10日20时—11日08时附近组织结构表现的较好。降雪时段内锋面表现为东移北抬，哈尔滨站处于暖锋后冷锋前[2]。本文旨在利用常规地面观测资料、卫星资料、再分析资料，基于MICAPS4平台显示、交互与剖面功能，通过对热力、动力等物理量场的分析，探究暴雪天气发生发展机理。

图1 10日08时—11日20时云图+锋面演变

2 物理量场空间结构

本文详细分析散度场、涡度场、垂直速度场、相对湿度、水汽通量散度场、假相当位温等物理量场的空间结构，从而加深对暴雪形成的物理机制的认识[3-5]。

2.1 动力条件

2.1.1 涡度场、散度场空间分布特征

涡度场和散度场是在一定程度上反应大气水平辐合辐散的物理量。逆时针方向旋转的趋势为正涡度，顺时针方向旋转的趋势为负涡度。流体在运动中集中的区域为辐合，运动中发散的区域为辐散。散度值为负时为辐合，此时有利于气旋等对流天气系统的发展和增强，为正时表示辐散，有利于反气旋等天气系统的发展[6]。高层辐散与低层辐合配合越明显、高低层散度相差越大，抽吸作用越明显，对强降雪天气的发生越有利。

分析哈尔滨站涡度场时间垂直剖面可知(图略)，10日08时附近开始，到11日08时左右，中低层分别有两个正涡度中心，表示气旋发展在此时段最为强烈。到11日20时近地面层表现为负涡度，转为顺时针方向旋转，系统影响趋于结束。分析哈尔滨站散度场时间垂直剖面可知(图略)，强降雪时段哈尔滨站上空低层表现为强辐合、中高层表现为强辐散，强辐散加大了大气的抽吸作用，这种天气形势对对流层中低层暖湿空气的聚集和上升较为有利，并持续维持低层上升运动，提供了暴雪发生发展的必要动力条件。10日08时—10日20时925hPa高度层以下表现为辐合，辐合中心达-30×10-6s-1，300～850hPa高度层为辐散，辐散中心40×10-6s-1，高层辐散较低层辐合更强，上升运动发展，形成垂直环流，上升运动较为强烈。10日20时到11日08时650hPa高度层以下表现为辐合，辐合中心达-22×10-6s-1,450～650hPa高度层为辐散，辐散中心40×10-6s-1，高空抽吸作用明显，高低层散度相差特别大，大气上升运动剧烈。11日08时—20时925hPa高度层以下表现为辐合，辐合中心达-42×10-6s-1,750～900hPa高度层出现辐散区，辐散中心40×10-6s-1，近地面辐合较强烈，散度相差较大，但是低层辐合较强于高层辐散，影响系统逐渐减弱，直至11日20时后消失，降雪逐渐结束。

2.1.2 垂直速度场空间分布特征

分析哈尔滨站垂直速度场时间垂直剖面可知(图略)，10日08时—11日20时500hPa以下大气层以上升气流为主。10日15时开始垂直速度增加，上升运动增强，在600～850hPa高度层出现强中心，由-30×10-2m·s-1增长到-50×10-2m·s-1，配合水汽条件，降雪强度随之增强。上升运动较为强烈，进一步对对流层中低层的暖湿气流起到了抬升作用，暖湿气流在辐合上升运动中冷却凝结释放潜热，加热大气，使得大气变得更加不稳定，也促进了暴雪的发生发展。11日08时开始，大气上升运动开始减弱，到11日20时逐渐变为下沉运动，地面降雪随之结束。

2.1.3 相对湿度和水汽通量散度场分析

本次暴雪过程由低空急流输送来自渤海湾的水汽，同时气旋旋转过程中带来日本海的水汽。分析哈尔滨站相对湿度时间垂直剖面可知(图略)，10日08时开始相对湿度逐渐增大，湿层厚度增加，到了10日20时—11日20时从200hPa到近地面层整层相对湿度几乎饱和，配合强烈的上升运动，降雪量也在这一时段出现峰值。充足的水汽条件为暴雪的发生发展提供了有利条件。

水汽通量散度是一个与垂直运动密切相关的物理量，水汽通量辐合区与垂直运动上升区往往一致。水汽通量散度为正的地区表示水汽自该地区的四周辐散，称该地区为水汽源，在这种情况下，水汽源的降水比较少；反之散度为负的地区，表示四周有水汽向该地区汇集，称该地区为水汽汇[7]，降水比较多。如图2所示，10日08时—11日20时925hPa以下全部表现为水汽辐合区，大气的中低层是水汽输送的主要来源，11日20时以后，哈尔滨站没有明显的水汽辐合，降雪结束，这与垂直速度场的变化相一致。研究表明，水汽通量辐合是暴雪产生的必备条件，但是水汽通量散度不需要很强。

图2 哈尔滨站水汽通量散度场时间垂直剖面

2.2 热力条件

假相当位温分布常被用于分析大气潜在能量，而假相当位温随高度的变化可以反映空气对流性稳定度，其大小能反映空气的温湿差异[8]。如图3哈尔滨站假相当位温垂直剖面所示，10日08时—11日20时，低层为弱不稳定层，假相当位温由0℃转为10℃左右；中高层为不稳定层，假相当位温由5℃转为20℃左右。低层假相当位温大说明空气暖湿，提供了有利的水汽条件。另外，大气相对不稳定状态，越不稳定受到的浮力就越大，则大气被抬升的高度就越高，更容易发展为不稳定，而在这个时段冷空气自上而下，结合低层相对暖湿的不稳定能量，建立了中低层的位势不稳定，为降雪的发生发展提供了一定热力条件。10日08时和11日20时附近的能量梯度也一定程度上揭示了冷暖锋面的移动过程。

图3 哈尔滨站假相当位温时间垂直剖面

2.3 探空资料分析

10日20时哈尔滨站探空图上(见图4)湿层深厚，中高层500hPa到近地面层整层表现为湿层。925hPa附近有弱的逆温存在。逆温层的存在表明有一定的位势不稳定，利于累积一定的不稳定能量，整层大气的温度均在0℃，不考虑降雪相态转换的问题。中层西南风随高度逆转为偏南风有冷平流，低层偏南风随高度顺转为西南风有暖平流，西南急流输送水汽，此时高空槽位于哈尔滨西部，槽前冷平流与西南暖平流汇合，冷空气堆积和逆温层的存在有利于暴雪天气发生[9]。

图4 10日20时哈尔滨站探空图

3 结束语

地面低压配合高空蒙古大槽是本次暴雪过程的主要影响系统。500hPa由蒙古大槽自西向东影响黑龙江省，配合700hPa和850hPa的切变线，地面低压逐渐加强，中心气压维持较低。降雪时段内锋面表现为东移北抬，哈尔滨站处于暖锋后、冷锋前。从涡度场、散度场和垂直速度场分析动力条件可知，低层表现为强辐合、中高层表现为强辐散，这种天气形势对对流层中低层暖湿空气的聚集和上升较为有利并持续维持低层上升运动，提供了暴雪发生发展的必要动力条件。从相对湿度、水汽通量散度场分析水汽条件可知，充足的水汽条件为暴雪的发生发展提供了有利条件。水汽通量辐合是暴雪产生的必备条件，但是水汽通量散度不需要很强。从假相当位温分析热力条件可知低层假相当位温大说明空气暖湿，提供了有利的水汽条件。分析探空资料可知，逆温层的存在表明有一定的位势不稳定，利于累积一定的不稳定能量；西南急流输送水汽，此时高空槽位于哈尔滨西部，槽前冷平流与西南暖平流汇合，冷空气堆积和逆温层的存在有利于暴雪天气发生。