山东初冬一次极端降水和大风天气成因分析

李 博，王 玮，刘 飞，景安华，郭文明

（1.菏泽市气象局，山东 菏泽 274000 ；2.91937 部队，浙江 舟山 316000；3.91876 部队，河北 秦皇岛 066000）

寒潮是我国北方冬季易发的灾害性天气之一，其伴随的暴雪、大风和强降温对人民群众的生产生活常造成严重影响。众多学者对寒潮、暴雪和大风天气的预报方法、成因机理等分析取得了许多成果：杨成芳等[1]基于构成要素的预报方法，从动力抬升、水汽输送以及降雪效率和冷垫作用等方面对山东一次切变线暴雪天气进行了诊断分析。肖贻青等[2]、胡顺起等[3]、周芳等[4]、徐娟娟等[5]、胡玲等[6]对多次暴雪过程分析得出，700 hPa 西南暖湿急流和动力因子对暴雪的形成较关键。冬季暴雪过程常伴有深厚的锋生区和较强的锋面次级环流，锋区以上的强上升运动导致不稳定能量触发，利于极端暴雪的产生[7-12]。冷锋过境时受冷平流影响低空形成逆温，具有较强的静力稳定度，逆温层以上气块绝热上升获得浮力，可形成高架对流，其形成机制包括条件不稳定、条件对称不稳定以及两种不稳定共存和条件稳定、对称稳定中性条件下的锋生环流强迫型[9-15]。对称不稳定通常出现在大气处于几乎饱和的情况下，触发后形成倾斜对流，实际业务中主要依据等位温面和等地转绝对角动量面的坡度对比进行判断[16]。

冷空气主体南压的方向即冷平流最强、气压梯度最大处，是最易出现寒潮大风的区域。强冷平流造成较大的气压梯度和变压，同时存在动量下传。下沉气流的高度越低、持续时间越长，造成的大风就越剧烈，说明较强的冷平流和动量下传是造成地面极端大风的重要因素[17-20]。位涡是综合表征大气的热力和动力因子，等熵位涡分析可用来分析寒潮过程强冷空气的输送和扰动，对冷空气的源地有较好的指示意义[21-24]。寒潮过程地面冷高压前部有深厚的斜压性，锋生对锋面次级环流和降水有正反馈作用[25-26]。地转偏差使实际风穿越等压线，气压梯度力做功，空气动能发生变化。地转偏差及空气水平动能与急流的形成关系密切，在降水过程中应用反馈较好[27-28]，但大风过程中应用较少。寒潮过程大气斜压性强，地转关系受到破坏，以非地转风为主，大风成因与地转偏差、空气动能关系密切。

2021 年11 月6—7 日山东省出现一次极端降水和大风天气，是1961 年以来平均最早初雪日，36个区（县）破1991 年以来11 月历史降水极值，66 个区（县）出现暴雪，同时出现“雷打雪”现象。53 个区（县）出现8 级以上阵风，19 个区（县）出现9 级及以上阵风。本文对此过程进行诊断分析，以期为当地防灾减灾提供依据。

1 天气实况

11 月6 日20 时—7 日20 时，山东省平均降水量为31.9 mm，降水分布呈西北多、东南少，最大降水量在东营市垦利区（75.5 mm），最大小时雨强在聊城茌平（17.8 mm）。6 日夜间以降雨为主，7 日05 时转为降雪。积雪主要集中在鲁西北和鲁中，最大积雪深度达20 cm。大风主要在鲁西和半岛沿海一线，鲁西地区大风主要出现在7 日02—05 时，其中聊城02：46 的极大风速达22.7 m·s-1；半岛地区大风主要出现在7 日15—17 时，其中日照15：05 的极大风速达26.7 m·s-1（图1）。

图1 6 日20 时—7 日20 时山东降水（填色，单位：mm）和极大风速（等值线，单位：m·s-1）分布

本次过程鲁西地区降水和大风均较强，对该区域降水量最大的站点德州禹城（116.63°E，36.93°N）降水、气温和极大风速时间序列（图2）分析得出，7 日01—10 时气温由17.1 ℃下降到-1.5 ℃，降幅达18.6 ℃。7 日04、05 时阵风最大，分别为16.9 和17.6 m·s-1，最大小时雨强为15.9 mm，出现在7 日01—02 时。最大小时降雪量为6.0 mm，出现在7 日08—09 时。

图2 6 日20 时—7 日20 时德州禹城降水、气温和极大风速序列

2 环流背景

4 日08 时，500 hPa 冷涡中心位于105°E、60°N附近，冷涡后部冷平流较强，冷空气不断向冷涡积聚，冷涡中心至巴尔喀什湖为东北—西南向的槽。锋区分为两段，北段移动快，南段与低涡分离，移速慢。700 hPa 北段锋区槽后冷平流强，移至贝加尔湖；南段低槽为东北—西南向，在新疆地区，南支槽在西南地区，中东部受西南气流控制。850 hPa 偏南暖湿急流主要在华南，黄淮到华北地区为暖脊。地面寒潮高压中心1 047.5 hPa 在乌拉尔山附近，高压前部蒙古到新疆为强冷锋，冷锋后有大片的降雪区域。

6 日20 时，500 hPa 北支槽在黄河上游，与南支槽呈阶梯状，槽前疏散配合槽后冷平流，发展为冷涡，我国中东部受西南气流控制。700 hPa 冷空气在华北受太行山脉阻挡移速慢，在东北至西北地区移速快，与黄淮、江淮地区的西南气流形成西北—西南风的切变线。受500 hPa 槽前正涡度平流、气压梯度力增大以及西南气流同位相叠加等作用，700 hPa 西南急流增强。7 日08 时，急流核风速增至20 m·s-1，山东处于西南急流西北侧，为过程提供了充足的水汽。850 hPa 海上低压和亚洲东岸高压之间气压梯度力增大，东南气流较强，在华北地区形成西北—东南向的“对头风”切变。地面形势显示寒潮高压中心1 062.5 hPa 位于蒙古，冷锋位于亚洲东岸到我国西北地区，东北和西北地区为高压脊。华北和渤海湾地面为东北风，山东被地面倒槽控制，有冷空气侵入。

此次寒潮天气是低槽东移发展造成。前期，欧洲西部阻塞高压崩溃，冷空气在西伯利亚积聚形成冷涡并东移，其南部低槽受槽后冷平流影响，东移再次发展，于河套地区形成冷涡。山东位于冷涡东南部，高空为西南气流、低空为东南气流，与冷涡后部的西北风形成强切变。东北和西北地区地面有高压坝形成“阻挡”形势，使暖湿气流只能沿越过太行山脉的冷锋爬升，增强了垂直上升运动、水汽凝结率和降水效率，有利于产生极端降水。

3 降水成因分析

3.1 水汽通量散度和比湿

极端降水和大风过程开始前，850 和925 hPa受低层东南气流影响，暖湿气流由黄海向华北输送，与冷空气在华北汇合形成切变，切变线上有水汽通量辐合大值区。7 日01 时切变线移至山东西部，925 hPa 水汽通量散度和流场分布（图3a）显示，鲁西南到鲁西北为-7×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1以上的水汽通量辐合区，降水明显增强。7 日05 时后转为降雪，700 hPa 西南急流强，降水在“冷垫”和暖湿气流爬升的作用下产生，边界层水汽通量散度辐合大值区与降雪区域不匹配。7 日08 时，700 hPa（图3b）水汽通量散度和流场分布显示，鲁西南到鲁西北为-5×10-7g·cm-2·hPa-1·s-1以上的辐合大值区，此时鲁西南小时降雪量最大，700 hPa 水汽通量辐合区与降雪区域配合较好。

图3 7 日01 时925 hPa（a）、08 时700 hPa（b）水汽通量散度（填色，单位：10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1）和流场

水汽是产生降水的必要条件，7 日01 时鲁西北降水增强，850 hPa 鲁西南到鲁西北有6～8 g·kg-1的湿舌。降水相态转为降雪时，比湿迅速减小，08—09 时降雪强度最大，边界层比湿为3～5 g·kg-1。同时采用公式：Ds=分析水汽通量散度、比湿与气候平均态的标准化异常程度（Ds），以判断水汽条件的极端性，Ds偏离3 倍以上标准差说明小概率严重事件可能发生。公式中，F 为某时刻气象要素的值，M 为同时刻30 a 气候平均值，同时使用前后各10 d的要素值平均以消除小波动影响[29]。分别对德州禹城降水时段925 hPa 和降雪时700 hPa 水汽通量散度和比湿进行标准化异常分析。7 日01 时，925 hPa水汽通量散度|Ds|为7.2，极端性非常明显；比湿|Ds|为1.9，为中等异常。7 日08 时，700 hPa 水汽通量散度|Ds|为12.7，极端性非常明显；比湿|Ds|为3.1，具有极端性。

3.2 不稳定条件和雷达产品分析

沿禹城对相当位温θe、地转绝对角动量Mg以及风场进行经向垂直剖面分析，地面冷高压前部、锋面北侧，850 hPa 以下为东北风和强冷平流，由于锋面逆温，θe随高度基本不变。850 hPa 为南风、700 hPa为西南风，热成风呈西南—东北向。7 日01 时（图4a）冷锋过禹城，850 hPa 以下有锋面逆温，等θe线坡度大于等Mg线坡度，条件对称不稳定在850 hPa以下。配合散度、垂直上升运动分析，该时次边界层有明显的辐合和垂直上升运动，导致条件对称不稳定能量触发。对比济南7 日00：58 雷达0.5°仰角基本反射率因子图（图4c），在鲁西北上空的大片层状云中，有沿热成风方向的中尺度对流降水带，最大反射率因子为45～50 dBZ。中尺度对流雨带随冷锋南压，7 日01：26 移出禹城。反射率因子剖面显示，中尺度雨带强回波接地，条件对称不稳定和主要降雨时段重合，对流由条件对称不稳定的触发造成。

图4 7 日01 时（a）、05 时（b）沿德州禹城相当位温（红色等值线，单位：K）、地转绝对角动量（蓝色等值线，单位：m·s-1）、风场及地形（阴影）经向垂直剖面，7 日00：58 济南雷达0.5°仰角（c）、05：34 济南雷达1.5°仰角（d）基本反射率因子

7 日05—08 时鲁西北出现“雷打雪”现象，济南05：34 雷达1.5°仰角基本反射率因子显示（图4d），德州南部有45～50 dBZ 的强回波，沿热成风方向排列，由西南向东北移动。剖面图可以看出强回波中心在2～3 km 高度，对流在逆温层上触发，为高架对流。05时（图4b）θe、Mg和风场垂直分布显示，条件对称不稳定和条件不稳定均接近中性。850 hPa为24m·s-1的北风，700 hPa 为22 m·s-1的西南风，垂直风切变强。径向速度图上2～3 km 高度有强水平风切变，呈气旋式辐合，有较强的辐合上升运动，高架对流是由中性条件下的锋生环流上升支强迫产生。

4 大风成因分析

4.1 等熵位涡

等熵面上位涡公式为Vp=（ξθ+f）（），是绝对涡度和位温梯度的乘积，常用等熵位涡分析冷空气扰动。高位涡从北向南移动，温压场与周围环境不适应，强冷空气旋转将加强。等熵面高度与等压面也相关，此次过程低层冷空气活动强，将位涡和风场逐小时插值到295 K 的等熵面分析冷空气活动。

6 日14 时前，冷涡位于100°E 以西，对应有高位涡区，低层锋区西北到东北有狭长的高位涡带。西北地区低层冷空气南压快，风向从南向北由低层东南风顺转为高层偏西风。6 日20 时，华北地区平行于地面冷锋有＞1.0 PVU 的高位涡带，在燕山山脉（40°N，115°E）出现＞1.5 PVU 的扰动，冷空气扰动从燕山下滑至华北平原，气流下沉导致低层锋生，边界层静力稳定度和相对涡度ξθ增大，位涡也随之增大，高位涡扰动沿太行山脉东侧南移。7 日02 时（图5a）500 hPa 冷涡中心移至河套地区，冷涡低槽前有位涡大值区。平行于地面锋线的高位涡带移至鲁西南到渤海湾一带，内蒙古到华北＞1.5 PVU 的高位涡扰动影响鲁西地区。7 日08 时，冷涡主体东移，高位涡扰动稳定在鲁西北，并不断增强，中心强度增至3 PVU 以上。其增强的原因：一是东南海上气旋和东北地区沿海高压使冷空气南侧东南风加强，阻挡了冷空气前进，在鲁西北不断聚集；二是冷空气沿太行山脉东侧南下，近地面冷平流从东北向西南移动，在河北和山东交界处汇合增强。随着冷空气不断南压，高位涡区东移，在鲁中受泰沂山脉阻挡移速稍慢，在鲁南则移速快。7 日15 时（图5b）高位涡区接近半岛，该区域风力开始增大，此时中心强度已减弱至2.1 PVU，鲁中地区1.2 PVU 的位涡带与地面冷锋对应较好。

图5 7 日02 时（a）、15 时（b）295 K 等熵面位涡（填色，单位：PVU）和风场分布（图a 红色方形为边界层强冷空气扰动南压路径）

4.2 温度平流和锋生函数

锋区斜压性强、地转偏差大，不满足地转关系，不计摩擦力时，使用计算气压局地变化造成的地转偏差即变压风。使用诊断分析过程锋生情况，式中F 为水平锋生函数，D 为变形项，β 为膨胀轴与等熵线的夹角，δ 为散度[30]。逐小时分析各层温度平流、锋生函数和变压风可知，强冷空气扰动由内蒙古高原经燕山山脉进入华北，925 hPa 强冷平流沿太行山脉东侧向山东移动，近地面冷平流由东北地区经渤海湾向华北移动。6 日23 时925 hPa 和近地面冷平流在山东与河北交界处汇合增强，德州出现8 级阵风。7 日02 时，冷锋继续南压，925 hPa 冷平流中心位于山东、河南和河北三省交界处，强度＞-11×10-4℃·s-1。冷平流前部有＞14×10-9K·m-1·s-1的强锋生带，气压局地变化导致的变压风在鲁西最大，为10 m·s-1（图6a）。7日15 时，冷锋移至山东半岛地区，冷平流略有减弱，为-8×10-4℃·s-1，锋生函数强度为7×10-9K·m-1·s-1，半岛沿海变压风为12～14 m·s-1，日照等站点出现了9级以上阵风（图6b）。

图6 7 日02 时（a）、15 时（b）925 hPa 温度平流（黑色等值线，单位：10-4 ℃·s-1）、锋生函数（填色，单位：10-9 K·m-1·s-1）、变压风（蓝色等值线，单位：m·s-1）和地形（阴影）分布

冷锋南压时低层锋区超前于高层，低层为冷平流，中、高层为暖平流，700～500 hPa 山东上空处于槽前，为正涡度平流。根据ω 方程，涡度平流随高度增加为上升运动、随高度减小为下沉运动；冷平流为下沉运动、暖平流为上升运动，形成边界层以上为上升运动、以下为下沉运动的垂向分布。配合聊城和日照上空的垂直上升运动垂向分布分析，7 日02时聊城925 hPa 下沉运动强度＞3×10-3hPa·s-1，07时下沉运动增强至7×10-3hPa·s-1，下沉中心高度在850 hPa。7 日15—16 时，日照近地面下沉运动达12×10-3hPa·s-1，冷平流造成的下沉气流核高度低，将势能转换为动能，同时将动量快速传送到地面，增强了大风的极端性。

4.3 水平动能和地转偏差

沿聊城（115.97°E，36.42°N）和日照（119.55°E，35.47°N）对Vp、E、垂直风场以及地转偏差（非地转风）进行经向垂直剖面分析，6 日08 时，500 hPa 冷涡位于新疆东北部，内蒙古、东北和华北地区上空为西南气流，925～700 hPa 切变线及地面冷锋位置在42°N 附近，对应有3.5 PVU 的高位涡柱。强冷平流破坏热成风平衡，形成锋面次级环流，上升支在42°N 附近，下沉支在47°N 附近，此时华北平原从地面到500 hPa 的Vp、E 和风速较小。次级环流的斜升气流中有E 高能舌，对应700～300 hPa 的10 m·s-1的南风地转偏差；冷锋后部有＞100 m2·s-2的E 大值区，对应10 m·s-1的北风地转偏差。随着冷空气南压，高、低层地转偏差变化不同，700 hPa 以上中高层受西风加速影响，稳定为偏南风地转偏差。低层地转偏差变化复杂，西风减速和气压局地变化均有影响。6 日23 时，冷空气经燕山山脉下滑至华北平原时，地形造成下沉运动增大，势能向动能转换，E 和风速明显增强。同时，为维持热成风平衡，中高层西风加速，产生南风地转偏差，低层西风减速，产生北风地转偏差。冷锋前端逆温强，形成高位涡柱。6 日23 时，内蒙古高原下滑的冷空气与近地面从渤海湾来的冷空气汇合增强，高位涡柱由4.0 PVU 跃增到7.0 PVU 以上。由于低层冷平流增强，变压幅度增大，气压局地变化造成的地转偏差影响增强。低层锋区暖界面南部为南风地转偏差，北部为正变压造成的北风地转偏差，形成地转偏差辐合，锋区冷界面为地转偏差辐散。

7 日02 时，聊城垂直剖面分布（图7a）显示，低层锋区由于地形强迫和冷平流汇合增强，华北平原41°～35°N 形成接近闭合的锋面次级环流，上升支在36°N 附近，暖界面为地转偏差辐合，冷界面为地转偏差辐散。环流内边界层有300 m2·s-2的E 大值区，由于锋后较强偏北气流和下沉运动，E 将向南、向下输送。7 日15 时，日照垂直剖面分布（图7b）显示，高位涡柱强度减弱至2.5～3.0 PVU，锋面次级环流闭合，上升支位于34°N，下沉支位于40°N。斜升气流中有高能舌，环流内边界层有150 m2·s-2的E 大值区，锋区暖界面为地转偏差辐合，冷界面为地转偏差辐散。

图7 7 日02 时沿聊城（a）、15 时沿日照（b）经向位涡（填色，单位：PVU）、水平动能（等值线，单位：m2·s-2）、垂直风场（黑色矢量箭头，v，单位：m·s-1；ω×5，单位：10-3hPa·s-1）、地转偏差（红色矢量箭头，va，单位：m·s-1）及地形（阴影）垂直剖面分布

5 结论和讨论

（1）此次过程是初冬时节一次低槽东移发展造成的寒潮天气，北支槽在河套地区发展为冷涡，低空有西北风与东南风的强切变，地面东北和西北地区有高压坝，高低空配合形成“阻挡”形势，强冷空气和切变线南压造成极端雨雪和大风天气。

（2）过程水汽条件有较强的极端性，水汽通量散度远强于气候平均态。降雨期间水汽来源于东南海上暖湿气流，925 hPa 水汽通量辐合大值区与降雨区域配合较好。降雪期间水汽由西南暖湿急流提供，700 hPa 水汽通量辐合大值区对降雪区域的指示意义较好。

（3）冷锋过境时，边界层条件对称不稳定配合锋面的抬升运动触发对流，降雪时高架对流是在条件稳定和条件对称稳定的中性条件下，由锋生环流的上升支强迫产生，对流的出现增强了降水的极端性。

（4）等熵位涡和温度平流分析得出强冷空气扰动从内蒙古高原经燕山山脉下滑至华北平原，与从东北经渤海湾向华北移动的近地面冷空气汇合增强。强冷空气扰动南压，增强了大气的斜压性和低层锋生，强冷平流导致地面出现10 m·s-1以上的变压风。

（5）冷平流破坏了热成风平衡，700 hPa 以上维持南风地转偏差，低层地转偏差变化复杂，西风减速和气压局地变化均有较大影响。由于地形强迫，华北地区700 hPa 以下产生非地转次级环流，锋区暖界面为地转偏差辐合，冷界面为地转偏差辐散，次级环流内边界层有地转偏差和水平动能大值区，偏北气流和下沉运动引导水平动能向南、向下输送，增强了大风的极端性。

致谢：感谢中国科学院海洋研究所郑建副研究员对本文撰写给予的指导和帮助。