大渡河流域一次暴雪过程的天气环流特征及关键环境要素特征

陈媛 颜玲 周玉淑 , 3 冉令坤 , 3 杨帅 平凡

1 国能大渡河大数据服务有限公司，成都 610041

2 中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴院重点实验室，北京 100029

3 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049

1 引言

大渡河流域系长江支流之一岷江的最大支流，发源于青海省境内的果洛山东南麓，向南流入四川省，分别流经阿坝藏族羌族自治州、甘孜藏族自治州、雅安市、凉山彝族自治州、乐山市后进入岷江，在四川境内长达1062 km。大渡河流经川西北高原、横断山地东北部和四川盆地西缘山地3个不同的地形区，地形极其复杂，总特点是北部高、中部隆起、西南部最高、东南部最低，周界高度一般均在3 km 以上。流域面积 7.77×104km2，南北狭长，跨越5个纬度，包含了高山、斜坡和盆地，天然落差4000多米，年净流量488×108m3，水能资源蕴藏3000多万千瓦，沿途建有10多座大小不等规模不同的梯级发电站，是四川省经济发展和国家能源西电东送的重要保障之一。沿大渡河流域，尤其是中上游地区，每当大雪来临加之气温降低，电线极易结冰，容易对电力输送设施造成极大破坏，引起电力输送中断，严重时导致电网解列运行，经济损失巨大，严重影响国计民生。由于暴雪降温天气对电力负荷有极大影响（牛敏等, 2014），分析研究大渡河流域降雪的天气学成因和环境要素特征，对促进流域降雪天气的预报水平有重要科学意义，对电力部门电网的稳定运行也具有重要应用价值。

以往对我国南方降雪研究，主要集中在2008年1月的低温雨雪冰冻天气的分析（黄小玉等,2008; 王东海等, 2008; 杨贵名等, 2008; 邹海波等,2011; 陈 红 专 等 , 2012; 陶 玥 等 , 2012; 吴 古 会 等 ,2012; 王颖等, 2013）。对高原东部和川西高原等地的降雪天气也有研究成果。王文和程麟生（2002）分析了“96.1”高原暴雪过程的三维条件性对称不稳定的数值，周陆生等（2000）、保广裕等（2002）和周倩等（2011）分别对高原东部暴雪天气过程的天气背景和物理量进行了诊断，李昌玉等（2017）进一步分析了青藏高原东北部近10年大到暴雪天气过程，指出高原东北部出现大到暴雪天气过程的环流形势，主要受低槽或者天气系统西高东低环流配置影响。高原东北部大到暴雪天气的发生与地面冷高压、500 hPa高空槽、切变线、孟加拉湾风暴和西南气流均有关。川西高原的大到暴雪一般都伴随有南支槽和高空锋区（徐裕华等, 1996; 徐裕华,1998; 徐裕华和曾皓, 1998），在川西高原东部的连续强降雪中，500 hPa高原槽或西风槽配合高空锋区影响，低层在甘肃南部的切变南移，配合地面冷高压发展扩散到高原，出现较强的垂直上升运动导致降雪发生（武敬峰等, 2017）。这些研究成果提升了对高原东部降雪天气环流的认识，无疑为研究高原东部和川西高原降雪的形成机理与预报提供了很好的基础和科学线索。但这些研究重点区域主要还是集中在高原东部，川西高原的降雪有部分过程虽然也包含了大渡河流域的部分地区，但专门针对大渡河流域降雪过程的研究很少。由于川西大暴雪发生频次在缓慢增加，倾向率达到0.93/10 a，21世纪以来的大雪频次每10年维持在17～18次左右，雪灾频次和程度均呈加重趋势（杜华明等, 2015），且目前的预报业务中，大雪特别是高原边缘地带的连续性大雪仍是预报难点（武敬峰等, 2017），这个难点地区就包含了大渡河流域的中上游，因此，有必要加强流域大（暴）雪形成原因分析。由于发生的时间不同或地域不同，以往研究得出的过程参数在不同地方及不同时间都会有区别，难以具体应用。冬季大渡河流域降雪并不是罕见事件，针对大渡河流域的降雪分析研究极少。宋雯雯和郭洁（2017）通过流域降雪分布的统计发现：积雪主要分布在大渡河中上游，尤其是上游的阿坝州及甘孜州。该研究说明中上游是大渡河流域降雪的主要区域，大渡河流域冬季降雪天气频繁，加强以往研究较少的流域的降雪天气分析十分必要，可以加深对该地区的降雪的天气学成因和形成环境要素特征的认识，为大渡河流域降雪预警预报奠定基础并提供科学支撑，也可为提高和保障冬季的流域发电和输送系统稳定运行提供参考。

2016年2月20～23日，大渡河流域甘孜、雅安等地发生大到暴雪过程，康定县降雪量38.3 mm（积雪深度达32 cm）。这次降雪导致流域芦山、康定、理塘、道孚、松潘、雅安等不同程度受灾，雅安和甘孜州境内12万多用户供电中断（https://news.china.com/zh_cn/domestic/945/20160224/21594478.html[2016-02-24]）。川西高原的大雪和暴雪过程主要发生在2月及3月上中旬，2月20～23日的降雪天气过程正是这个时间的中间时段，且雪量比较大，已经超过暴雪标准，是时间、空间及降雪量上都极为典型的大渡河流域的降雪过程。本文针对这次过程，分析大到暴雪天气的天气成因和气象环境参数，为增强大渡河流域大雪和暴雪天气过程的认识和电力输送能力保障等提供技术支持。

2 数据和研究方法

天气背景分析采用ERA5再分析资料，降水资料为中国气象局的站点观测降水融合资料和国家能源集团提供的大渡河流域的水文降水观测资料。通过再分析资料进行天气学环境流场、温压及湿度场分析，给出此次大到暴雪的关键气象环境参数及分布特点，并分析流域上游出现大雪和暴雪的各种动热力条件，为该地区的大雪和暴雪预报预警奠定科学基础。

3 降雪实况和天气学分析

3.1 降雪实况

2016年2月20～23日，大渡河流域及周围地区出现大到暴雪天气过程，降雪主要位于流域中上游，以康定、甘孜、松潘、雅安等为降雪中心。20日（图1a）上游上段地区出现超过1 mm的降雪，21日（图1b），降雪增强，流域自建观测站有降雪超过1 mm甚至5 mm的记录，气象站点观测的松藩县 24 h 降雪量达 10.5 mm，康定 38.3 mm，属于暴雪过程。22日（图1c），降雪持续维持，上游的降雪区和两个降雪中心均有明显东移和增强，上游中下段和中下游也开始出现降雪。23日（图略）降雪区东移，流域降雪减弱。这里的降雪量为用一定标准的容器将收集到的雪融化成水后测量的结果。

图1 大渡河流域2016年2月（a）20日、（b）21日和（c）22日24 h累积降水分布以及自建站点观测降雪。灰色空心圆表示有降水或降雪记录的所有站点位置，黑色实心圆表示这段期间该站点降雪超过0.5 mmFig.1 24-h accumulated rainfall in the Dadu River basin on (a) 20 Feb, (b) 21 Feb, and (c) 22 Feb 2016.Gray hollowed circles denote positions of the stations with rainfall or snowfall records at corresponding times and black circles denote the rainfall exceeds 0.5 mm

3.2 天气学分析

2016年2月17日，流域以北以西的高空盛行偏西风；18日，高层已有槽后西北冷空气开始南侵，但是北风分量不强；19日以后，随着大槽加深东移，大渡河流域上游变为一致的西北风，北风明显增强（图略）。21日00:00（协调世界时，下同）的200 hPa天气图（图2a）上，高层表现为（60°N～40°N，70°E～90°E）一致的偏西北气流，且流线方向与等温线垂直，说明有强劲的冷空气自西北向东南方向爆发。21日12:00，这股冷空气自70°E～100°E的中高纬度一致的偏西北气流并侵入到40°N以南到达35°N左右。在30°N以南为平直加小波动的西风，有南支槽存在，槽前有偏西南暖湿气流向东北方向输送（图2b）。这股暖湿气流输送到川西地区，为大渡河流域大雪提供了高层的水汽条件。由于西北冷空气的侵入，造成在川西200 hPa上有一个明显的低温区，其温度值为216 K（图2b），而在其以南以北区域为219 K，这在温度场上为大雪的形成创造了有利条件。

图2 2016 年 2 月 21 日（a）00:00、（b）12:00 200 hPa 的位势高度（实线，单位：gpm）、温度（虚线，单位：K）、风场（矢量，单位：m s−1）以及200 hPa风速（阴影）。黑色加粗实线代表大渡河流域Fig.2 Geopotential height (solid contours, units: gpm), temperature (dashed contours, units: K), and wind field (vectors, units: m s−1) and wind speed at 200 hPa (shading) at (a) 0000 UTC and (b) 1200 UTC 21 Feb 2016.The Dadu River basin is highlighted by the bold black shape

500 hPa 图（图3a）上，21 日 00:00，70°E～100°E、40°N以北地区的冷空气强劲，特别呈现出自90°E～105°E的35°N有一个宽槽，槽前有明显的偏西南气流进入川西大渡河流域上游。这为大渡河流域上游降雪提供了充足的水汽条件。到21日12:00，冷空气继续南侵逼近32°N，同时偏西南气流也十分明显（图3b）。两股气流在31°N～32°N范围内汇合形成高原东部切变线，且这个切变最明显的地区就是川西和大渡河流域中上游地区。切变线西侧的气流辐合为大渡河流域的降雪提供了大气中层极有利的动力条件。这时在川西高原上空仍维持一个低温区，有明显的温度槽配合。

图3 同图2，但为 500 hPaFig.3 Sane as Fig.2, but for 500 hPa

700 hPa（图4a）上，21 日 00:00，受高原阻挡，中低层西风带被明显地分为南支与北支两股气流，北支气流以寒潮的形式自高纬向南爆发并沿高原北侧向东南移动，后经河套甘肃回灌到四川盆地进入川西偏北地区。而南支西风气流沿高原南麓向东移动到高原东侧进入四川盆地，造成冷暖气流在川西汇合，在21日12:00的700 hPa图（图4b）上可见，四川盆地北部上空有等高线的闭合中心，已形成具有明显冷中心的低涡，低涡受冷空气牵引向东偏南移动，对大渡河流域降暴雪有直接影响，也可以说它就是造成大渡河上游暴雪的直接影响系统。21 日 00:00 的 850 hPa 图上（图4c），沿横断山东侧有一股很强的自东南向西北的暖湿气流进入川西（深灰色），这股气流在21日12:00的天气图（图4d）上表现得更清楚，暖湿气流向北移动的过程中，受地形抬升及冷空气共同影响，引起水汽向上输送造成流域中上游的大到暴雪的发生。

图4 2016 年 2 月 21 日（a）700 hPa 00:00 和（b）700 hPa 12:00（浅灰阴影为地形高度≥3000 m 的区域）、（c）850 hPa 00:00 和（d）850 hPa 12:00（浅灰阴影为地形高度≥1600 m的区域）的位势高度场（实线，单位：gpm）、温度（虚线，单位：K）、风场（矢量，单位：m s−1）及风速分布（阴影代表低空急流）Fig.4 Geopotential height (solid contours, units: gpm), temperature (dashed contours, units: K), and wind field (vectors, units: m s−1) and wind speed(shaded areas denote low-jets) at (a) 0000 UTC 700 hPa and (b) 1200 UTC 700 hPa (light gray area denote the terrain altitude above 3000 m) and (c)0000 UTC 850 hPa and (d) 1200 UTC 850 hPa (light gray area denote the terrain altitude above 1600 m) on 21 Feb 2016

4 降雪发生的环境气象参数特征

此次暴雪过程中，气温普遍下降6～8°C以上，在强降雪时段，气温下降了12°C。由于流域上游地形的平均海拔在3000 m，只有500 hPa上高层冷空气在没有地形阻挡的情况能够到达流域上游地区的上空。冷空气是取西路自新疆—青海—川西高原西部南下。600 hPa及以下区域，受高原地形阻挡，冷空气经河套—陕西—川东形成东风回流到达流域上游。由此造成在北纬32°N附近出现冷暖空气的交汇明显，最大降温区域位于西北风和东北风交汇处，最大降温达12°C以上。这表明冷空气可取西路和东路回流方式共同影响大渡河流域引发暴雪。在此次大到暴雪过程中，西路冷空气活动爆发早于降雪发生前 2～3 d。

在2月，南支槽开始活跃。南支槽前西南气流自700～500 hPa层次不断把水汽自南向北输入高原东侧的川西地区。造成川西高原东侧的相对湿度大于70%，且川西偏北高原大部地区比湿在4 g kg−1以上，同时中纬度偏西风也有少量水汽输送。因此，相对湿度大于70%，比湿在4 g kg−1以上，且850～500 hPa层次间有明显的暖湿气流输送，是流域上游发生暴雪天气的有利水汽条件。对风场分布来说，流域上游地面（近700 hPa）是北风或偏北风气流，而其上高层700～500 hPa有暖湿偏南气流，500 hPa以上又是偏西及西北气流。在降雪量≥5 mm时，这种形势比较稳定。但日降雪量≥10 mm时，情况有所变化，因暴雪过程中，垂直方向上出现明显的不稳定，中层暖层浮力较强，使向下的气压梯度力与浮力不能维持平衡，会产生对流上升运动，从而形成暴雪。

在降雪时段，资料中显示地表温度均在0°C以下，已经达到−5°C，500 hPa气温在−9°C 及其以下，在没有降雪的正常天气情况下，500 hPa的温度在川西高原一般是−6°C左右。由于高空冷空气的侵入，从而使高空降温明显达到−9°C及以下，所以−9°C可作为此次流域上游暴雪天气时中层大气温度的变化阈值。

5 大暴雪形成的动力诊断分析

由上面的天气学分析已经表明影响大渡河流域大雪形成的不同层次上的天气学形势及不同层次上影响大雪形成的天气系统。为了讨论其形成机理，还有必要进行动力诊断分析。从2月21日00:00的经向剖面（图5a）上可见，在32°N～33°N之间的700～600 hPa层次，有明显的正涡度中心及正位涡中心，且自地面到700 hPa为一致的低层辐合。近地面由于地形的动力抬升作用也导致有上升运动发生，而在700 hPa以上的高层，受高层南侵的冷空气影响，表现为下沉运动，在600～700 hPa之间形成一条南北向的切变线，这条切变线与正涡度区及高位涡区相配合，表明了临近强降雪前期，动力场为降雪提供了十分有利的动力条件。在降大雪的21日12:00的经向剖面（图5）上，再次充分显示在大渡河流域的上空低层有明显的辐合，而在其上400 hPa以上有明显的辐散。低层上升运动从低层一直延伸至大气中高层，上升运动达到了300 hPa。高位涡区恰在大气中层即位于600～400 hPa 之间，并与高涡度区相吻合。从纬向剖面（图5c）也看出，在川西的600 hPa上空有明显的正位涡大值中心，且这个中心与正涡度中心相吻合，同时自地面到700 hPa为辐合区，这些均为降雪提供了最佳的动力条件。21日00:00的500 hPa上的水汽输送通量图（图5d）上，来自高层南部的水汽在90°E～100°E之间的22°N～29°N有最显著的大值水汽中心，且在川西地区32°N～33°N有另一个水汽次中心。可见，高层东南侧的偏西南风把水汽输送到川西高原偏北的大渡河流域中上游，为降雪提供了水汽来源。综上分析，大渡河流域大雪的形成不仅有天气形势场的有利背景，有环境要素参数的配合，还有地形抬升、气流的旋转、辐合等动力作用，形成了利于大雪和暴雪降落提供的天气形势、环境要素及动力条件的最佳配置。

图5 2016 年 2 月 21 日位涡（棕色等值线，单位：PVU，棕色加粗等值线表示 2 PVU 的值），涡度（红色等值线，单位：10−4 s−1，实/虚线为正/负涡度），散度（填色，暖色部分为辐合区）和风场（矢量，单位：m s−1）（a）00:00、（b）12:00沿103.6°E的经向剖面（黑色阴影为地形高度≥3000 m的区域）；2016年2月21日（c）沿32.7°N的纬向剖面（黑色阴影为地形高度≥3000 m的区域）、（d）500 hPa 水汽通量（矢量及填色，单位：kg m−1 s−1，填色表示水汽输送通量的大小）。黑色粗实线表征大渡河流域Fig.5 Vertical cross sections of potential vorticity (brown solid contours, units: PVU, 1 PVU = 10−6 K m2 s−1 kg−1, the magnitude of the bold brown solid contour is 2 PVU), vorticity (red contours, units: 10−4 s−1, solid contours represent positive vorticity), divergence (shaded, areas shaded with warm colors represent convergence), and wind field (vectors, units: m s−1) along 103.6°E on (a) 0000 UTC and (b) 1200 UTC 21 Feb 2016 (black-shaded area indicates that the terrain altitude is above 3000 m); (c) same as Fig.5a, but for the vertical cross sections along 32.7°N; (d) moisture flux (vectors and shadings, units: kg m−1 s−1, shadings denote moisture flux values) at 500 hPa on 21 Feb 2016.The Dadu River Basin is highlighted by black solid lines

6 小结与讨论

川西高原降雪主要集中在每年2～3月，对大渡河流域，主要集中在流域的中上游地区，由于地形复杂，高地抬升的暖湿上升气流在冬半年也会经常在高空遇冷而产生山区降雪。但这种降雪由于缺乏天气系统的配合，没有冷空气自北向南爆发的系统抬升，仅由地形引起的暖湿气流的抬升作用，降雪量不大，一般日降雪量＜5 mm。由于大雪及暴雪的规定分别为日降雪量≥5 mm及日降雪量≥10 mm，所以可达到这样规定标准的降雪条件都有天气系统的配合，尤其是中高层要有较强的冷空气南下，由于大渡河流域周围海拔在3000 m及以上，低空冷空气受山脉阻挡难以侵入该区域，只有中高层的冷空气才能越过高山直接进入流域，所以西路强冷空气爆发是大渡河流域降大雪甚至暴雪的一个信号。大（暴）雪的产生不仅需要冷空气条件，也需要暖空气条件，对大渡河流域而言，最主要的暖湿空气来源有两个，一是700～500 hPa的南支槽前暖湿气流北上在川西高原与冷空气相遇，形成高原切变线，成为此次大到暴雪天气的最主要的中层天气系统。另一支暖湿气流是沿横断山以东从低层850 hPa进入川西偏北地区，这支气流携带的水汽更为丰富，为流域降雪提供了充足的水汽条件。在动力场上，在降雪区上空的中层有明显的正位涡中心及正涡度中心，低层辐合、高层辐散天气形势引发的上升运动把低层水汽输送到高层，此时，冷空气南下造成的环境低温可加速水汽升华效应影响降雪发生。

除了天气形势，在大气中低层，环境气象要素变化也十分重要。降雪过程虽有冷暖空气入侵并在川西高原辐合，但入侵的强度还需要气象要素的阈值来判断，不到一定强度也不行。此次降雪过程中，流域降大雪的温度指标可归纳为：在700 hPa上气温要≤−5°C，在 500 hPa上气温要≤−9°C，而地表要≤0°C。在湿度指标上，要有大于70%的相对湿度，且空气中的水汽含量至少达到4 g kg−1以上。这些环境场的气象参数指标可为预报流域预警大雪的产生提供科学依据和重要线索。

对大渡河流域降雪的研究不仅要着重每次降雪的天气过程，总结影响降雪发生发展的天气系统，还应该进行流域降雪的年际变化与年代际变化的分析，这种研究对大渡河流域冬季水库储水、堤坝防止冻裂以及电线结冰防护等方面十分重要。由于以往对大渡河流域降雪研究较少，尤其是缺乏微物理特性方面的研究，今后在条件许可时，可以效仿Kulie et al.（2021）的研究，考虑常规观测资料结合微雨雷达、雪粒子成像仪资料等对流域降雪天气学和微物理特性进行分析，可为流域降雪提供剖面雷达和雪微物理学观测结果等，还可通过机载雷达和激光雷达数据证明边界层分离和浅层过冷地形云的冰蚀作用等（Geerts et al., 2015），类似分析对于今后加强流域降雪形成机理及预报预警以及流域中长期降雪变化的认识十分必要，可一定程度上为四川省水电运行管理和国家西电东输做好气象保障。