延边一场冻雨天气的温湿层结特征分析

董鹤松 冯景瑜 张莹莹 隋 妍

（延边朝鲜族自治州气象局，吉林延吉 133001）

1 引言

2020年11月17—20日，吉林省出现了一次较大范围的雨雪冰冻天气过程，给交通、电力、农业、人民生产生活等带来了严重的影响和损失。延边朝鲜族自治州的北部也受到了此次灾害的影响。唐熠等[1]通过分析500hPa高度场发现，乌拉尔山脊及前侧的横槽，贝加尔湖脊及前侧的东北横槽，及我国西北新疆一带不断分裂的小槽是广西产生低温雨雪冰冻天气的关键区域和关键因子；晏红明等[2]研究表明，2008年赤道东太平洋地区的冷海水异常对当年云南低温冷害天气过程起到了重要的作用；徐辉等[3]利用中尺度数值模式MM5模拟了湖南独特的地形特征对2008年冻雨过程的影响，发现南岭山脉地形高度的降低不利于湖南南部冻雨的发生；高辉等[4]研究表明，2008年1月中旬以来，湖南、贵州等地逆温层不断加强并长时间维持是上述地区大范围冻雨持续出现的主要原因；廖晓农等[5]发现，冷空气活动是造成2012年3月17日北京降雨、雨夹雪和降雪3个相态温度垂直分布不同的原因；隋玉秀等[6]应用多层平均气温的方法对大连地区冬季降水相态进行研究发现，平均气温类别的因子对降水相态的区分效果要好于其他类别的因子。目前吉林省对于冻雨天气的研究[7-8]针对温、湿层结分布特征方面的比较少。

选用延边地区常规地面观测数据、ECMWF 0.25°×0.25°间隔1h再分析资料、NCEP 2.5°×2.5°间隔6h再分析资料，对本次过程延边地区的降水特点、天气形势、雨雪相态转换及冻雨成因进行分析。

2 雨雪冰冻天气概况

通过统计2020年11月18日05时—20日08时延边州8个国家气象观测站（延吉站、敦化站、安图站、和龙站、龙井站、图们站、汪清站、珲春站）的观测资料，发现本次雨雪转换的天气过程有4个特点：一是降水量大，且降水分布均匀。全州平均降水量为45.8mm；最大降水量出现在图们市，为52.7mm；最小降水量出现在和龙市，也有38.6mm；最大积雪深度出现在敦化市，为6cm（图1a）。二是降水集中且强度大。降水主要集中在18日夜间，12h降水量8个县（市）均超过25mm；19日日降水量8个县（市）均居历史同期第一位（图1b）。三是降水时间长。降水从18日早晨一直持续至20日白天。四是相态转换复杂。本次过程伴有雨转雨夹雪或雪，期间敦化于18日18时前后开始出现了冻雨，地面气温为-0.7℃，22时前后降水相态转为雨夹雪，地面气温为-1.3℃，19日10时前后降水相态转为雪，地面气温为-6.3℃；汪清于19日10时前后出现了冻雨，地面气温为-0.2℃，14时前后降水相态逐渐转为雪，地面气温为-1.7℃；其他地方也于19日下午自西向东，降水相态由雨转为雪；至19日20时后，全州转为小雪天气，此时地面气温在-2.4～0.4℃（图1c）。

图1 2020年11月18日05时—20日08时延边州降水量（a，单位：mm）、18日20时—19日20时延边州降水量（b，单位：mm）、敦化站地面气温、露点、风速及降水相态随时间变化（c）

3 大气环流特征分析

从500 hPa环流形势来看，2020年11月18日08时在蒙古国中部有一高空槽形成并逐渐东移，日本海附近为一暖脊。19日02时高空槽移至内蒙古东部，由于槽后强冷空气的不断补充，配合日本海处的暖脊稳定维持，高空槽迅速加深发展，吉林省受槽前西南气流控制。高空槽继续东移，槽后的高压脊不断发展加强，脊前冷空气不断补充。19日14时之后冷空气逐渐侵入延边地区。19日夜间高空槽逐渐移出延边地区。

从中低层的风场上看，11月18日下午700hPa有一西南至东北向的切变在吉林省中部逐渐加强。20时在华北北部已有“人”字形切变形成，北侧切变的位置已经移至吉林省中西部，并缓慢北抬，切变南侧有一西南急流，从我国东南沿海一直延伸至吉林南部，西南急流逐渐加强发展，并向东北方向移动，延边位于急流出口区。18日20时—19日08时为延边急流辐合最强的时段。19日08时之后，切变逐渐南压，冷空气逐渐侵入。850hPa存在一“人”字形切变，其中西南至东北向的切变位置较700hPa位置明显偏南。18日下午，切变位于辽宁至吉林东南部，并逐渐向北移动，延边地区受东南回流的影响。18日20时开始回流明显增强。19日06时之后，东南急流逐渐减弱。19日下午切变逐渐移出。850hPa的东南急流与700hPa的西南急流形成强垂直风切变，加强上升运动，对降水起增幅作用。

海平面气压场上，有贝加尔湖冷高压缓慢东移并不断分裂冷空气南下，至黑龙江北侧时中心气压维持在1 035hPa左右，且位置稳定少动。江淮气旋携带南方暖湿空气一路东移北上，且强度逐渐增强，18日20时气旋中心强度增至1 000hPa，中心位置位于渤海湾附近。由于受北部冷高压的阻挡，江淮气旋沿着中朝边境缓慢移动，19日20时后入海。

4 水汽条件

4.1 大气可降水量和比湿

从本次过程的大气可降水量来看，延边地区大气可降水量在20～25kg/m2，分布较均匀，东南部略大。从850hPa比湿来看，19日02时前后，比湿达到最大，延边东南部比湿达到6g/kg，其他地方比湿在5g/kg左右。总体来看，延边地区的大气可降水量和比湿的空间差异较小，与降水量分布较均匀相对应，且从比湿的垂直分布来看，在18日夜间43°N附近比湿在5～6g/kg的区域伸展到600hPa以上，湿层较深厚。

4.2 水汽通量和水汽通量散度

从计算整层水汽通量和水汽通量散度的结果中得到，18日20时（图2a）之前，延边降水的水汽输送主要来自黄海和渤海，使延边位于水汽通量辐合的区域（图2c）。从19日02时起，来自日本海的水汽输送明显增强（图2b），此时延边水汽通量辐合明显增强（图2d），最强可达-8×10-5g·cm-2·s-1。19日08时后，随着水汽通道的逐渐东移，黄海、渤海向延边的水汽输送逐渐减弱，延边的水汽辐合也逐渐减弱。从中低层的水汽条件来看，以850hPa为例，仍然存在黄海、渤海和日本海两个水汽输送通道，且在降水集中时段，两种方式水汽输送均有所增强，因此在延边地区形成强水汽辐合中心。

图2 2020年11月18日20时（a）、19日02时（b）整层水汽通量（单位：kg·m-1·s-1）和18日20时（c）、19日02时（d）整层水汽通量散度（单位：10-5g·cm-2·s-1）

4.3 水汽输送轨迹分析

HYSPLIT模式可以对不同地点的不同高度，模拟出空气块向后追踪的三维运动轨迹。本文利用HYSPLIT对 本 次 过 程5 500m、3 000m、1 500m、700m高度（可分别代表500hPa、700hPa、850hPa、925hPa）进行后向追踪7d的运动轨迹，模拟站点选择敦化站（43.37°N，128.20°E）。

结果表明，500hPa和700hPa，水汽来源为西南气流，且大部分可追溯到黄海、渤海地区。其中700hPa来自黄海的水汽进入江淮地区，再经过山东半岛进入渤海，最后经过朝鲜半岛进入延边地区。850hPa水汽来源于偏东气流，来自贝加尔湖附近的水汽经内蒙古进入渤海湾附近，再经东北地区中部进入日本海，最后经过朝鲜半岛绕回至延边地区。即850hPa的水汽轨迹具有回流性质。925hPa的水汽来自偏北气流。可以发现：各等压面上的水汽来源分别与有利于降水的天气系统相联系，并且此次过程中低层水汽输送上具有“下冷上暖”的特点。

5 热力条件

从850hPa假相当位温和流场的水平分布发现，18日08—20时，随着西南急流输送南方暖湿空气，高能舌伸入延边地区。18日20时后，延边地区850hPa东北风携带冷空气逐渐侵入，与南方暖湿空气在延边对峙，出现锋生（图3a）。至19日下午，冷空气完全侵入延边地区，高能舌逐渐退出，降水减弱。另外从敦化站的11月18日08时假相当位温随高度的变化（图3b）来看，低层逆温层的存在说明此次降水存在一定的对流不稳定。

图3 2020年11月19日02时850 hPa假相当位温空间分布（a，单位：℃）和11月18日08时敦化站假相当位温随高度的变化（b，单位：℃）

5.1 温度平流

温度平流是影响温度局地变化的重要因素，其表达式为-V·▽T，其中V为风速矢量，▽T为温度梯度。700hPa上18日夜间有强暖平流从西南方向移入，19日02时（图4a）延边地区位于强暖平流中心，19日08时（图4b），冷平流逐渐移入。925hPa上延边大部分地区为冷平流。19日02时（图4c）在延边西部和北部分别有冷中心，而延边中部和东部大部分地区有弱暖平流。19日08时（图4d），冷平流逐渐减弱，低层逐渐回暖。

从沿128°E垂直剖面来看，43°N附近1 000—850hPa一直有冷平流存在，18日20时开始南方暖空气从中层不断向北向低层伸入，使得在43°N附近800—700hPa始终存在暖平流（图4e）。19日11时（图4f），随着冷空气的侵入，整层已经被冷平流控制。

图4 2020年11月19日02时700hPa（a）、08时700hPa（b）、02时925hPa（c）、08时925 hPa（d）温度平流空间分布（单位：℃）及19日02时（e）、11时（f）沿128°E温度平流的纬度—高度剖面（单位：℃）

在本次过程中，中层强暖平流的存在有利于中间融化层（温度高于0℃）的形成，低层冷平流的卷入和南伸，有利于低层冷层的形成，因此导致逆温层的不断维持。

5.2 大气温度层结结构

大气温度层结结构是决定冻雨产生的一个很重要的因素，研究表明[3]绝大多数冻雨产生的温度层结表现为：中间融化层（温度高于0℃）之上存在一个温度低于-10℃的冰晶层，而在融化层之下则是近地面的温度低于0℃的冷层。

从19日02时、08时850hPa和700hPa上0℃温度线的分布可以发现，在18日夜间敦化出现逆温，19日白天，延边北部出现逆温，这与延边冻雨的分布相一致，可见冻雨区上空的近地面层都存在逆温。

从700hPa与850hPa的温差来看，18日夜间延边西北部出现明显的逆温，最大温差达到2℃以上；19日08时，延边北部温差达4℃以上。可以发现冻雨区700hPa与850hPa的温差均在2℃以上。

18日下午至19日下午，冻雨区温度层结有“冷—暖—冷”的层结结构。500hPa以上为冷层，温度低于-10℃；中层（800—600hPa）为融化层，其中700hPa温度在0℃以上，且伴有西南风，并且由前面的分析也可知道中层有暖平流的出现，使得暖层也不断增强；暖层下为冷却层，其中900hPa温度在-4～-2℃，冷却层内多为偏东风或东北风。期间700hPa以下整层的相对湿度比较高，这表明冷层内的温度变化较小，地表面存在过冷水，有利于冻雨的形成。至19日下午，融化层逐渐变薄，强度变弱（融化层内温度逐渐变低），因此高空冰晶在降落通过融化层的时候无法得到充分融化，因此降水相态逐渐转为雪。

从敦化站气温随高度的变化来看，敦化出现冻雨的期间（图5a），有“冷—暖—冷”的层结结构。900—700hPa存在逆温层，逆温层上部位于融化层，下部位于冷层，因此出现了逆温的分布特征。此外，沿128°E做假相当位温和温度的垂直剖面来看（图5b），在800hPa以下42°N—44°N生成了一个能量锋区，锋区两侧冷暖空气很强，锋区内的温度梯度较大，锋面逆温显著。

图5 2020年11月19日02时敦化站气温随高度变化曲线（a）和沿128°E假相当位温和温度的纬度—高度剖面（b，单位：℃）

可见，冻雨发生时，对流层中层有一定厚度的融化层，地面以上有一定厚度的冷层，且低层的相对湿度比较高。因此，逆温层的作用在于确保上层降落的固态降水通过逆温层变为液态降水，经过低层冷却层逐渐变为过冷却水滴，当过冷却水滴接触到0℃以下的地面或其他物体表面时，迅速冻结形成冻雨。

5.3 地面气象要素

有研究表明[3]地面低温、潮湿、微风的气象条件可在一定程度上利于冻雨的出现。从敦化、汪清两站的气温、露点温度和风速随时间的变化来看，两站在冻雨发生前后地面气温均在-4～0℃；地面温度露点差在1℃以内，表明地面潮湿且接近饱和的状态；风速在1～2级。对比没有出现冻雨的延吉站气象要素，在19日13时以前，气温一直在0℃以上。另外，由于北部山区海拔较高，因此也导致气温较低。除此之外，900hPa延吉一直是偏东南风，不利于地面冷层的维持。

6 结语

（1）本次过程发生在南方江淮气旋北上，北方蒙古高压稳定维持且不断向南输送强冷空气的环流背景下，因此延边地区降水具有降水量大且降水分布均匀的特点。由于大气低层温度接近雨雪相态转换的临界点，因此降水相态复杂多变。

（2）低空急流将黄海、渤海、日本海、南海的水汽不断向北输送，在延边地区形成高大气可降水量、高比湿、高水汽通量辐合的水汽条件。在降水集中时段，比湿最大可达6g/kg，5～6g/kg的区域伸展到600hPa以上，且来自日本海的水汽输送加强，延边地区位于水汽通量辐合中心。

（3）逆温层的存在是冻雨发生的必要条件。此次冻雨区的上空均出现了逆温，且700hPa与850hPa温度差大于2℃。中层强暖平流的存在有利于中间融化层（温度高于0℃）的形成；低层冷平流的卷入和南伸，有利于强逆温层的维持。同时锋面逆温也有利于逆温的加强。冻雨发生时，从气温的垂直分布来看有“冷—暖—冷”的层结结构，对流层中层有一定厚度的暖层，对流层低层有一定厚度的冷层。此次过程中冻雨区500hPa气温低 于-10℃，700hPa气 温 大 于0℃，925hPa气 温在-4～-2℃。除此之外，地面低温（气温小于0℃）、潮湿且风力较小也是冻雨出现的必不可少的条件。