河南中东部强降雪物理量特征统计分析

王其英，冀翠华，刘 琛，王金兰

（1.开封市气象局，河南 开封 475004；2.开封市气象防灾减灾重点实验室，河南 开封 475004；3.哈尔滨工业大学（威海），山东 威海 264209；4.新乡市气象局，河南 新乡 453003）

暴雪是我国冬半年主要气象灾害之一，能造成交通中断，房屋、大棚坍塌，甚至威胁人民群众生命安全，一直是气象科研业务人员关注的重点，众多国内外学者对暴雪的形成机理做了大量研究[1-5]。近年来，暴雪天气的研究主要集中在暴雪的统计特征、物理量诊断和数值模拟等方面。王玉亮等[6]统计鲁南1999—2018 年25 次暴雪天气过程，按照影响系统和发生频次分为回流形势、江淮气旋、切变线和低槽冷锋4 类。张俊兰等[7]总结出北疆暴雪出现前最强水汽输送、水汽辐合以及高空、低空急流的最低阈值。付亮等[8]对2000—2016 年影响东北的北上温带气旋暴雪进行统计研究，详细分析了气旋路径、强度变化、降水分布、水汽输送和热动力特征。这些统计分析为当地暴雪的定量、定点预报提供了参考依据。施晓辉等[9]、辜旭赞[10]、冉令坤等[11]用不同物理量诊断分析2008 年南方低温雨雪冰冻天气，加深对南方降雪天气的认识。李青春等[12]模拟华北暴雪的水汽、垂直运动和各层风向风速变化等物理量的分布特征，张迎新等[13]诊断分析假相当位温、水汽通量、湿层厚度、垂直速度等物理量，他们的研究为预报华北回流暴雪提供了有益参考。陈小婷等[14]、郭大梅等[15]从不同视角对高架雷暴伴随的暴雪天气进行诊断分析，得出这类少见天气的触发机制和形成机理。苏爱芳等[16]研究表明低空西南急流的加强北抬导致江淮流域动力辐合和水汽辐合的加大，高空正涡度厚度的增加对暴雪增幅期预报有一定指示意义。马振升[17]研究认为低空急流与低层切变线上气旋性曲率东扩或低涡东移是产生河南暴雪的重要原因。顾佳佳等[18]分析总结出2014 年2 月4—7 日河南省大范围暴雪的三维空间结构特征。但至今还没有关于河南暴雪天气物理量统计特征的研究，河南省地处南北气候过渡带，往往大雪也会对生产生活造成严重影响，因此，本文通过分析2010—2019 年河南中东部大雪及以上量级降雪个例的高空、地面和NCEP再分析资料，归纳总结此类降雪的热力、水汽及动力因子等物理量场统计特征，以期找出河南中东部不同强度降雪的物理量统计特征及其阈值，从而提高大雪及以上量级降雪的预报准确率。

1 资料与方法

1.1 资料来源

资料为2010—2019 年近10 a 地面、高空等冬半年（10 月—次年3 月）常规观测资料和NCEP 1°×1°再分析资料。研究范围为处于华北平原南部的河南省中东部地区（以下简称“豫中东”），包括郑州、开封、商丘、周口、许昌、漯河、平顶山等7 个地市，共有45 个观测站，其中有6 个国家基本气象站和39 个国家气象观测站。位于郑州境内的国家基准站嵩山站，海拔1 178.4 m，属于高山站，不同于其他45 个观测站，不具有代表性，已剔除。

1.2 研究方法

1.2.1 个例选取标准

因大雪会对种养殖业、城市生命线正常运行等产生较大影响，参考河南省降雪量级标准，本文把大雪、暴雪、大暴雪统称为强降雪，把小雪、中雪统称为一般性降雪。当豫中东45 个观测站中有10 站及以上出现强降雪时，则称为一次区域强降雪过程。经普查，2010—2019 年豫中东共有15 次区域强降雪个例，其中有8 次区域大雪过程，5 次区域暴雪过程，2次区域大暴雪过程。这15 次区域强降雪个例中共有大雪268 站次、暴雪187 站次、大暴雪53 站次，共出现强降雪508 站次、一般性降雪102 站次。因豫中东只有郑州一个探空站，故选用郑州站的探空数据代表豫中东的探空环境参数。

1.2.2 物理量的选取

强降雪天气的形成需要有利的热力条件、充足的水汽、足够的动力抬升以及合适的温度层结。本文选对流层中下层的假相当位温θse来反映豫中东强降雪的热力条件，用大气可降水量表示水汽条件，用400 hPa 以下最大上升速度表示动力抬升条件，其中大气可降水量和400 hPa 以下最大上升速度选取的是降雪前24 h 到降雪结束期间的最大值。

1.2.3 物理量特征统计方法

由于探空站点空间分布较稀疏，且每天只有08、20 时两个时次的资料，可能无法精确获取强降雪个例的环境参数特征，而时间间隔6 h 的NCEP 1°×1°再分析资料具有时空分辨率高、质量较可靠、易获取等优势，多年来大量的国内外学者用它来分析研究灾害性天气的形成机理。本文利用NCEP 再分析资料，首先采用双线性插值法，得到各个观测站点的物理量值，然后对15 个区域强降雪个例，根据降雪量级不同，分别进行物理量统计分析。

2 强降雪物理量特征统计

2.1 热力条件

有利的热力条件是暴雪形成的重要前提，而假相当位温（θse）是表征大气湿度和温度的特征物理量，能综合反映出大气的湿度和温度状况。强降雪区对流层中下层暖湿气流在冷垫上爬升，致其θse增大。肖贻青等[19]研究发现暴雪发生在对流层低层θse密集区，陈小婷等[14]用假相当位温分析暴雪天气，发现雷暴区存在条件性对称不稳定。因此本文选取500、700、850 hPa 的假相当位温θse以及700和1 000 hPa 的假相当位温θse的差值来反映对流层中下层的热力条件。经分析豫中东15 个强降雪个例，发现降雪前期，对流层中下层均出现偏南急流或大风速带，其水平尺度和垂直尺度较大，随着高度降低向南倾斜，暖湿气流不断把水汽、能量和动量输送到豫中东。强降雪开始前0～6 h 对流层中下层θse有明显变化，且降雪量级不同有明显不同（表1）。本文用θse850表示过程开始前0～6 h 的850 hPaθse最大值，△θse700-1000表示同一时次700 与1 000 hPaθse的差值，以下类推。由表1 可见，强降雪的θse500为38.7～49.6 ℃，区域大暴雪的θse850为20.7～30.8 ℃，而区域大雪和区域暴雪的θse850不足20 ℃。区域大暴雪的△θse700-1000比较集中，为30.7～35.1 ℃，区域大雪和区域暴雪的△θse700-1000为16.2～40.4 ℃。以θse850=10 ℃为分界线，θse850≤10 ℃时，区域暴雪的θse700为39.8～45.5 ℃，而区域大雪的θse700为21～26.7 ℃；θse850＞10 ℃时，区域大雪和区域暴雪的θse700分布无明显分界线，区域大雪的θse500为38.7～46 ℃，区域暴雪的θse500为46.3～49.6 ℃。可见过程开始前0～6 h，850～500 hPa 均有增大，θse500增至38.7 ℃以上，大暴雪的θse850增至20.7 ℃以上，而大雪和暴雪的θse850最大值不足20 ℃。以θse850=10 ℃为分界线，当θse850≤10 ℃时，区域暴雪的700 hPa 暖湿气流明显强于区域大雪；θse850＞10 ℃时，区域暴雪的500 hPa 暖湿气流明显强于区域大雪。以上分析表明，强降雪前0～6 h，区域大暴雪与区域大雪和区域暴雪相比，对流层中下层不仅需要更深厚的暖湿气流，而且还要足够强的冷暖交汇。

表1 2010—2019 年河南中东部不同量级的强降雪过程开始前0～6 h 假相当位温最大值和700 与1 000 hPa 差值 ℃

2.2 水汽条件

强降雪需要充足的水汽。李国翠等[20]通过分析得出石家庄市回流降雪过程出现前24 h，大气可降水量（TPW）存在极大值，此值越大，对应的过程降水量就越大。姚晨等[21]通过对比分析安徽的两次暴雪过程，得出TPW的变化基本同降雪量变化成正相关，降雪开始前TPW有所增大，其峰值出现在降雪集中时段。薄燕青等[22]认为山西大到暴雪区与TPW≥10 kg/m2的区域对应较好，TPW的6 h 增量正负态势变化可以提前12 h 预示降水开始和结束时间，增量越大，预示降水强度增强。普查本文15 个个例发现，不同量级强降雪的比湿、水汽通量及水汽通量散度相差很小，而TPW差别稍大，因此本文用TPW表征强降雪所需的水汽条件。

图1 为河南中东部地区不同量级降雪的TPW箱线图，直观地反映各要素最大值、最小值、主体分布、平均值和中位值等统计特征。通过比对不同量级降雪的TPW可以看出，大暴雪的TPW离散度最小，一般性降雪离散度最大。大雪和一般性降雪TPW的最小值都是10 mm，说明只有TPW≥10 mm 时，河南中东部地区才可能出现强降雪，暴雪和大暴雪的必要水汽条件是TPW≥10.5 mm 和16.0 mm。强降雪的TPW均值为18.0 mm，且随着TPW均值增大，降雪量级也随之增大。其中，大雪的TPW均值为17.0 mm，暴雪的TPW均值为19.0 mm，大暴雪的TPW均值为19.8 mm。强降雪的TPW中位数也存在同样规律，TPW中位数越大，降雪量级也越大；强降雪的TPW中间50%（25%～75%百分位）集中在16.0～20.5 mm。因此，TPW的大小可以很好地反映未来降雪量的大小，这与李国翠等[20]、薄燕青等[22]研究结论基本一致。TPW的最大值和降雪量最大量级并不完全对应，暴雪时TPW最大值为26 mm，而大雪TPW最大值为24 mm，大暴雪TPW最大值为23.8 mm，均比暴雪小，这可能是因为水汽充足时，降雪量的大小受其他物理量的影响较大。

图1 2010—2019 年河南中东部不同量级降雪过程中大气可降水量（TPW）（箱子表示有50%的该类事件出现在这一范围之内，下端和上端的短横线分别表示最小值和最大值，箱子自下而上的3 横线分别表示第25、第50 和第75 百分位；圆圈表示均值）

2.3 上升运动

垂直运动会引起水汽、热量、动量、涡度等的垂直输送，使大气中的能量转换得以实现，对天气系统的发生发展有很大影响，垂直运动大气中的水汽凝结和降雪过程与上升运动有密切联系。安冬亮等[23]认为，上升运动的强度、厚度与暴雪发生的强度及持续时间呈正相关，对暴雪发生时间和落区有很好的指示意义。贾宏元等[24]指出，水汽通量散度与垂直上升运动区密切相关，水汽通量辐合区与垂直上升运动一致性好。李如琦等[25]认为，北疆垂直上升区与暴雪落区有很好的对应关系。李桉孛等[26]、庄晓翠等[27]研究分析新疆强降雪，指出强上升气流中心位于500 hPa 以下。本文统计的上升速度是降雪前24 h 到结束期间400 hPa 以下的最大上升速度。

每个个例最大上升速度出现的高度不同，如2015 年11 月22—23 日和2016 年11 月23 日的大暴雪过程，最大上升速度出现在500 hPa 附近，其他个例多出现在700 hPa 附近。为此，统计了不同量级降雪400 hPa 以下的最大上升速度，尝试找出最大上升速度和降雪量级的关系。由图2 可以看出，大雪离散度最小，其次是一般性降雪，大雪中间50%（25%～75%百分位）集中在0.55～-0.8 Pa·s-1，一般性降雪中间50%（25%～75%百分位）集中在-0.5～-0.8 Pa·s-1，暴雪的离散度最大。400 hPa 以下最大上升速度的均值与降雪量级之间存在近似线性关系，一般性降雪、大雪、暴雪、大暴雪对应最大上升速度的平均值依次为-0.68、-0.7、-0.85、-1.0 Pa·s-1，即最大上升速度越大，对应的降雪量级也越大。说明强的上升运动是豫中东强降雪的有利条件。

图2 2010—2019 年河南中东部不同量级降雪的400 hPa 以下的最大上升速度箱线

2.4 合适的温度层结

强降雪天气过程常伴有雨转雪相态变化，相态转变的早晚决定了强降雪预报的成败及服务效果。降水相态类型取决于动力、水汽、热力条件以及云和冰核的分布等特定大气条件，季节和地域不同则指标不同。文中T500为500 hPa 的气温、△T925-2m为925 hPa 与2 m 的温差，以下类同。李江波等[28]和王喜等[29]通过研究得出本地降水相态的识别判据。杨成芳等[30]研究济南和青岛12 a 的冬半年降水个例，得出山东0 ℃层高度降至1 000 hPa 时转为降雪。李进等[31]分析杭州10 次典型雨转雪天气过程，得出杭州雨转雪时，须有T500≤-10.0 ℃、T700≤-1.0 ℃、T850≤0 ℃、T925≤-4 ℃和T2m≤1.5 ℃的温度层结。谷秀杰等[32]研究河南省个例得出，当T2m＜-1 ℃，或T700以下均低于0 ℃时为雪。邵宇翔等[33-34]认为当降水相态为雪时，暖层温度≤-1 ℃，0 ℃层高度约为1 000 hPa。在河南日常预报业务中，把T850≤-4 ℃作为判断转雪的依据。

本文15 个个例中有9 个伴有雨转雪过程，共有15 个时次有对应的NCEP 再分析资料。对其中有大气探空资料的时次，将探空资料和NCEP 再分析资料进行对比检验。本文参考李进等[31]的方法，地面图上豫中东前一时次为雨，本时次为雪，将雨雪分界线附近的本时次温度层结作为雨转雪的转换条件。虽然雨转雪温度层结复杂，而且豫中东东西、南北分别相距约325、175 km，但每个个例过程中同一时次雨雪分界线的温度层结接近，故本文用雨雪分界线上国家站的均值代表。根据对流层中下层的冷暖层分布进行分析归纳，把河南中东部雨转雪的温度层结分为常规型、低层强冷型、低层直温型3 类（图3）。

图3 2010—2019 年河南中东部强降雪个例雨转雪温度层结分类

第1 类，常规型最多，共有12 时次，T400≤-23.3 ℃、T500≤-14.2 ℃、T700≤-2.2 ℃、T850≤-4.0 ℃、T925≤-5.7 ℃、T1000≤-1.1 ℃、T2m≤-0.7 ℃。此类的特点是逆温层在700 hPa 附近。

第2 类，低层强冷型，最少，只有1 个时次，T400≤-23.8 ℃、T500≤-15.2 ℃、T700≤0.2 ℃、T850≤-7.3 ℃、T925≤-4.1 ℃、T1000≤0.2 ℃、T2m≤1 ℃。此类的特点是冷暖对比强，850 hPa 气温最低，比其他两类依次低3.3 和6.3 ℃，逆温层也在700 hPa 附近，暖层温度最高。

第3 类，低层直温型，有2 个时次，T400≤-30.1 ℃、T500≤-17.5 ℃、T700≤-3.2 ℃、T850和T925≤-1.0 ℃、T1000≤-0.2 ℃、T2m≤0 ℃。此类的特点是无明显逆温，700 hPa 以下温度直减率小，△T925-2m为-1 ℃，而前两类的△T925-2m约为-5 ℃，700 hPa 及以上的气温较前两种低（T400低6～7 ℃，T500低2～3 ℃）。

雨转雪不仅与对流层中下层的气温有关，还与其冷暖层的强度、厚度及其分布有关。对比3 类雨转雪的温度层结，若高空气温高，则低空需要相对较低的气温；若高空气温明显低于其他类，则低空不需相对太低的气温，即使低空直温为-1 ℃，冰晶在下落过程到达地面也不致于融化。对比分析可知，第1 类可包含杨成芳等[30]、谷秀杰等[32]、邵宇翔等[33]的研究结论，比李进等[31]研究结果中的高空同层次的气温低；第2 类与上述几位学者的研究结论均不一致；第3 类可包含杨成芳等[30]、邵宇翔等[33]的研究结论。

3 结论与讨论

利用2010—2019 年冬半年的常规高空、地面图，结合NCEP 1°×1°再分析资料，统计分析了河南省中东部地区强降雪个例的热力、水汽、动力、层结等物理量特征，得出以下结论：

（1）强降雪过程前0～6 h，850～500 hPa 的θse均增加，θse500增至38.7～49.6 ℃。区域大暴雪θse850增至20.7 ℃以上，△θse700-1000为30.7～35.1 ℃，而区域大雪和区域暴雪的最大θse850不足20 ℃。大雪和暴雪的θse850最大值以10 ℃为分界线，θse850最大值≤10 ℃，区域大雪的θse700增至21～26.7 ℃，而区域暴雪的θse700增至39.8～45.5 ℃；当θse850最大值＞10 ℃时，区域大雪的θse500增至38.7～46 ℃，区域暴雪的θse500增至46.3～49.6 ℃。可见降水量越大，所需暖湿气流越厚，且低层需一定强度的冷空气。

（2）大气可降水量TPW对于预报降雪量大小有较好的指示意义，大雪、暴雪和大暴雪的必要水汽条件分别是TPW≥10、10.5、16.0 mm，强降雪的TPW中间50%（25%～75%百分位）集中在16.0～20.5 mm。TPW越大，降雪量级越大。

（3）强降雪前期到降雪结束，400 hPa 以下最大上升速度大雪的离散度最小，其次是一般性降雪，暴雪的离散度最大。400 hPa 以下最大上升速度的均值和降雪量级之间存在近似线性关系，即最大上升速度越大，对应降雪量级也越大。

（4）雨转雪不仅和对流层下层的气温有关，还和对流层中下层冷暖层的强度、厚度和分布有关，需要对流层中下层冷暖空气的合理配置才行。本文将雨转雪的温度层结归纳为常规型、低层强冷型、低层直温型3 类，低层强冷型的T700为0.2 ℃，暖层气温高，T850最低，达-7.3 ℃；低层直温型，低层温度直减率小，T850和T925为-1 ℃，△T925-2m为-1 ℃，均是以往预报经验的有益补充，应在业务工作中予以关注。

本文仅统计分析了河南中东部地区典型强降雪个例的关键物理量特征，对暖湿气流的厚度、高度，高低空辐合辐散场的动力因子等的统计将另文分析。另外，这15 个强降雪过程是否伴有高架雷暴，伴有高架雷暴的强降雪和没有高架雷暴的强降雪物理量特征有哪些不同，这些问题有待于后续的深入研究。

致谢：河南省气象台正高级工程师苏爱芳老师对本文给予了帮助和指导，在此表示感谢！