杭州大雪的成因和预报指标分析

李 进， 周 娟， 毛则剑

(杭州市气象局， 杭州 310051)

大雪是冬半年重大的灾害性天气。研究表明，在全球气候变暖的背景下，北半球中高纬地区极端强降水事件以及冬季降水和暴雪的频率均呈现增加趋势[1-3]。随着社会经济不断发展，雪灾对农林、交通、城市运行及人类生活等各方面造成的影响越发显著[4-6]。而冬季降雪量级和强降雪起止时间的复杂性常给日常预报带来较大难度。因此研究清楚大雪天气相关的物理过程和机理，提前预报强降雪起始时间及强度，对于防灾减灾具有重要意义。

迄今为止，中外专家针对大雪及以上量级的降雪做了大量的研究工作，并得到了不少有益的启示。通过大雪个例的诊断和成因分析发现，地面准静止锋、气旋、倒槽配合500 hPa西风带低槽、中低层逆温、西南暖湿气流及北方源源不断的冷空气或低层冷垫等是降雪产生与维持的有利条件[7-10]，进一步计算大雪过程中的物理量场发现，上升运动强度等影响降雪量级[11]，水汽通量轴线与暴雪落区密切相关[12]。在此基础上，已形成了青藏高原牧区[13]、内蒙古[14]、山西[15]、河南[16]、 辽宁阜新[17]及山东莱州湾[18]等北方地区大雪环流特征和预报经验的系统总结。除天气尺度的同期环流型外，一些学者还分析了更大尺度的背景条件和外部强迫因子或前期的热状况与流场背景等对北方强降雪的影响[4,19-20]。近年来，南方大雪气候特征和概念模型的研究也逐渐增多[21-23]。现有研究为准确预报当地冬半年大雪天气提供了重要参考。但作为中国4个主要降雪集中区[24]之一的长江中下游地区，前人的研究资料不够新颖，且涉及强降雪具体的预报方法仍然相对较为定性。

杭州地区属典型的亚热带季风气候，大雪亦是杭州冬半年重要的灾害性天气之一，而目前专门针对杭州地区大雪天气成因尤其是强降雪预报方法的研究尚不多见，基于该问题，拟利用近11年的最新资料，对大雪的影响系统和动力、水汽及热力因子等物理量场进行系统分析总结，并与多年冬季平均的相关特征进行分析比较，试图探索大雪天气的成因并给出预报指标，以期为作好冬半年大雪天气的预报工作提供理论依据。

1 资料和方法

研究所采用的资料为2008—2018年冬季美国国家环境预报中心(National Center of Environmental Prediction，NCEP) 1° × 1°逐6 h再分析资料、NCEP/NCAR月平均再分析资料以及常规气象观测资料和降雪加密观测资料。

所用方法主要为合成分析、统计分析、诊断分析等。其中大雪平均是将所有大雪时段内的环境分量作平均，冬季平均是所选大雪个例历史同期的冬半年(12月—次年2月)平均。

大雪日定义为杭州地区7个站点(主城区、萧山、临安、富阳、桐庐、建德和淳安，均为国家级自动站)中须包括主城区在内有3个以上站点满足24 h纯雪量大于等于5.0 mm或雨雪量大于等于5.0 mm、且净雪深大于等于5 cm的降雪过程，从而挑选出2008年1—12月冬半年(12月—次年2月)9例典型的大雪天气过程进行分析研究。具体情况如表1所示。

表1 杭州地区9次典型的大雪天气过程

2 杭州大雪的大尺度环流背景分析

2.1 500 hPa环流形势

2.1.1 高纬度环流特征

从大雪平均500 hPa环流形势图上[图1(a)]可以看出，亚洲中高纬为典型的西高东低(一槽一脊)型环流，即在乌拉尔山及其以东存在一个宽广的高压脊，在其东部的亚洲东岸为显著的东亚大槽。对比大雪平均[图1(a)]与冬季平均[图1(b)]的500 hPa环流场，可以发现两者在中高纬的形势较为相似，均为西高东低型，但槽脊的强度和经向度均有所不同，大雪平均环流场的东亚大槽位置明显偏西偏南，该槽相较于冬季平均约偏西10个经距左右。同时，大雪期间东亚长波脊经向度加大，乌拉尔山及其以东的阻塞高压形势更加显著，高压强度较冬季平均明显偏强。由此可见，大雪环流形势形成西北-东南向的较强气压梯度可引导高纬地区的冷空气于高压脊和东亚大槽之间源源不断地补充南下至长江中下游一带。

普查逐次大雪天气过程的500 hPa环流形势发现，影响杭州大雪天气的高纬度环流形势除了作为主流大雪环流背景的西高东低(一槽一脊)型环流外(近11年此种大雪环流型出现比例高达45%)，还有两低一高(两槽一脊)型和两个以上大尺度低压型环流。两低一高(两槽一脊)型的特点是在贝加尔湖附近存在强盛的高压系统，高压的东西部均有一低槽或低值系统，两槽分别位于乌拉尔山以东和亚洲东岸，部分冷空气在贝加尔湖附近堆积，由于高压脊与其东部鄂霍次克海低压两个强盛的系统相持，形成西北-东南向的强气压梯度可引导高纬地区的冷空气大举南下，如2013年1月5日大雪过程。两个以上大尺度低压型环流的特点是在乌拉尔山及以东地区存在一个稳定少变的高压系统，高压前部贝加尔湖和鄂霍次克海附近分别存在两个或多个低压系统，低压之间的高压脊较弱，冷空气主要沿低压后部的西北气流不断补充南下至长江中下游一带，此种环流型一旦出现，由于多个低压系统相继影响，可导致较长的降雪时间以及较大的累积积雪深度，如2011年1月20日大雪天气过程。3种类型的环流其共同点均是促使冷空气于高纬不断分裂南下至长江中下游一带。

2.1.2 中低纬度环流特征

从图1(a)可以看出，大雪平均的500 hPa其欧亚大陆中低纬度地区存在南支槽，南支槽主体位于90°E～100°E，槽前盛行强盛的西南偏西气流，槽线至长江中下游一带形成西南大风轴，强劲的西南气流将水汽、动量和热量输送至杭州地区，为冷暖气流的交汇提供必要条件。而冬季平均的欧亚大陆中低纬度地区盛行纬向环流，且西风强度明显偏弱。分析逐次大雪过程的中低纬环流形势发现，除了南支槽型环流外，西风带上的小扰动型也是杭州大雪的中低纬影响系统，该类型的特点是东亚中低纬以纬向环流为主，偏西或弱西南气流上多短波槽活动，如2010年2月14日的大雪过程。据统计，近11年的大雪过程有67%为中低纬南支槽影响所致，可见500 hPa南支槽是杭州地区大雪天气发生的中低纬度主要影响系统。

综上，杭州大雪天气的500 hPa平均环流形势特点表现为亚洲高纬的西高东低(一槽一脊)型环流和欧亚大陆中低纬度地区的南支槽型环流所形成的冷暖气流于长江中下游一带交汇。具体而言，高纬大气环流主要分为西高东低(一槽一脊)、两低一高(两槽一脊)或欧亚大陆维持两个以上大尺度低压系统这3种类型，而中低纬影响系统主要为南支槽东移影响和中低纬西风带上的小扰动影响两大类。无论哪一例大雪天气过程，高纬3种类型和中低纬2种类型环流可任意配置，其共同点是高纬不断分裂南下的冷空气与来自中低纬的西南偏西暖湿气流在长江中下游地区交汇，这是造成杭州地区大雪天气的500 hPa大尺度环流背景。

图1 500 hPa位势高度与风场分布Fig.1 Distributions of geopotential height and wind at 500 hPa

2.2 700 hPa环流形势

从大雪平均的700 hPa环流形势图上[图2(a)]可以看出，大雪发生时杭州位于冷切前的西南暖湿气流里，为急流轴的左前侧，在江南25°N～30°N区域内，西南急流的平均强度可达16～20 m/s，杭州上空平均为16～17 m/s。逐次统计发现大雪过程中700 hPa均出现过较强的西南气流，最强可达27 m/s，强盛的暖湿气流由孟加拉湾输入到长江中下游，为大雪提供了充足的水汽条件。而反观冬季平均的700 hPa环流场[图2(b)]，江南西部至杭州一带盛行偏西气流，其风速一致为9～11 m/s，未及低空急流的标准。

图2 700 hPa位势高度与风场分布Fig.2 Distributions of geopotential height and wind at 700 hPa

2.3 850 hPa环流形势

大雪平均的850 hPa环流场[图3(a)]表现为江南25°N～30°N区域内为显著的涡切系统，整个杭州地区受暖切影响，该环流形势提供了形成大雪的动力条件。而冬季平均的850 hPa环流场上[图3(b)]杭州上空为一反气旋环流，不利于降水(雪)的形成。逐次统计发现78%的大雪过程850 hPa环流形势上在江南一带出现明显的切变线或低涡系统，其发展或移动可影响到杭州地区，从而形成大雪天气，仅个别大雪过程因其中低层涡切系统较浅薄或环流形势不甚明显，致使850 hPa环流场上杭州上空表现为大陆高压前部偏北或偏东气流控制。可见中低层850 hPa上下的低涡或暖切系统对大雪天气的形成起着至关重要的作用。

图3 850 hPa位势高度与风场分布Fig.3 Distributions of geopotential height and wind at 850 hPa

2.4 925 hPa环流形势

大雪平均的925 hPa环流场上[图4(a)]，强盛的大陆高压稳定维持，杭州上空受高压前部显著的东北气流控制，因冷空气强盛，气压梯度大，东北风速平均可达6 m·s-1，为大雪的产生提供了低层冷空气条件。而冬季平均环流场上[图4(b)]，整个杭州上空则受高压环流控制，因此气压梯度弱，东北风速极小。分析逐次大雪过程发现，925 hPa杭州上空绝大多数受一致的大陆高压前部东北偏北气流控制，仅一例因其低层冷垫厚度较浅薄，故925 hPa杭州上空表现为低涡东北部的东南气流辐合。就整个垂直层结构而言，相较于700 hPa上的西南暖湿气流，925 hPa附近强盛的东北偏北气流提供了有利于大雪产生的冷垫条件。

图4 925 hPa位势高度与风场分布Fig.4 Distributions of geopotential height and wind at 925 hPa

2.5 地面冷空气

一次大雪过程往往伴随冷空气的大举南侵。从大雪平均的海平面气压场上[图5(a)]可以看出，与500 hPa贝加尔湖阻塞高压对应，海平面气压场上冷高压中心位于贝加尔湖附近，高压中心强度达1 042.5 hPa，中国大范围被该强大的冷性高压所控制，杭州处于高压底前部，冷空气在贝加尔湖及以东地区大量堆积并自北而南入侵中国中东部地区，致使杭州及周边气压梯度增大，平均气压达1 030 hPa左右。逐次大雪过程的海平面气压场形势与平均场类似，以自西北向东南进入杭州的冷空气路径居多，杭州上空气压介于1 025～1 033 hPa。该中西路冷空气的南侵致使杭州气温剧降，从而为大雪的形成提供有利的地面冷空气条件。

从[图5(b)]的冬季平均海平面气压场形势上可以看出，中国整个中东部地区的冷高压强度明显弱于大雪平均场，其中杭州上空平均气压强度仅为1 025 hPa，说明大雪期间的亚洲冬季风较常年明显偏强，所带来的冷空气降温也更加显著。

图5 海平面气压场分布Fig.5 The circulations of sea level pressure

由此可见，杭州地区大雪天气的形成除了500 hPa冷暖气流在长江中下游一带交汇外，还需700 hPa上形成强盛的西南或偏西急流，以及中低层850 hPa上下的低涡或暖切系统配合低层925 hPa附近6 m/s左右的东北偏北气流锲入和地面上显著的中西路冷空气南侵。该环流配置可为杭州典型大雪天气的形成提供有利的水汽、动力抬升以及垂直温度层结条件。

3 杭州大雪天气的物理量场分析

3.1 比湿与整层大气可降水量特征

比湿作为日常降水预报的重要水汽参数，其可表征空中绝对湿度特征。分析杭州逐次大雪过程比湿的垂直分布发现，降雪期间比湿大值层一般分布在850～600 hPa，最大可达4～5 g/kg，平均而言，700 hPa附近比湿最大，大雪平均的比湿最大值可达4.4 g/kg[图6(a)]，而冬季平均的分布特征[图6(b)]则表现为比湿自下而上逐层递减，700 hPa比湿仅为2.5 g/kg，因此并未出现与西南暖湿气流相对应的比湿大值层。

图6 杭州上空比湿垂直廓线和整层大气可降水量空间分布Fig.6 Vertical profiles of specific humidity and spatial distributions of precipitable water over Hangzhou

由比湿进而计算出整层大气可降水量，以此表征大雪期间的空中瞬时静态水资源特征。分析其在逐次大雪过程中的分布特征可知，杭州上空大气可降水量一般大于15 mm，最大可达26 mm，大雪平均值为18 mm左右[图6(c)]，而杭州上空冬季平均值仅为13 mm左右[图6(d)]。

由此可见，大雪过程的比湿大值带与中低层西南急流一致，持续的低空急流源源不断地将湿空气输送至杭州上空，造成700 hPa及其以上层的瞬时比湿增大，从而使得整层大气可降水量迅速增大，为大雪的产生提供了有利的空中瞬时静态水资源条件。

图7 沿120°E的水汽输送通量和水汽通量散度的高度-纬度垂直剖面Fig.7 Height-latitude vertical cross sections of water vapor flux and water vapor flux divergence along 120°E

3.2 水汽输送通量及其辐合辐散特征

为进一步了解大雪的水汽条件，还需分析空中动态水资源的演变特征，因充分的水汽输送与积聚是产生降水(雪)的重要条件之一。

为了对比分析杭州大雪平均和冬季平均期间水汽的自南向北推进情况及本地上空水汽通量的大小，沿120°E做水汽输送通量的垂直剖面，可以看出，大雪平均的主要水汽输送层厚度可由850 hPa扩展至400 hPa，水汽通量高值中心集中在700～500 hPa，杭州上空水汽通量中心强度可达9.8×10-3s左右[图7(a)]。反观多年冬季平均的水汽输送通量，无论水汽输送层的厚度还是量级大小均相形见绌，因较弱的平直西风[图2(b)]无法携带南部的暖湿空气至较北区域，因此，即使在杭州上空水汽通量相对集中的700～500 hPa，其数值最大也仅为2×10-3s左右[图7(b)]。可见，降雪期间持续的低空急流携带大量的西南暖湿气流至杭州上空，为大雪的产生提供了充足的动态水资源条件。同时也可看出，大雪期间的水汽输送与比湿的大小密切相关，两者互为正反馈因子。

统计逐次大雪过程的水汽通量特征(图略)发现，同大雪平均一致，逐次大雪的主要水汽输送层厚度均可扩展至850～400 hPa，且大部分水汽通量高值中心分布在700～500 hPa，但偶尔也可见高值中心抬高至500～400 hPa的情形。最强降雪时段的水汽通量中心一般可达9×10-3～16×10-3s，且每一例大雪的水汽通量与降雪的强度和时段均有较好的对应关系。

至于输送来的水汽能否积聚起来并转换为降水(雪)，还需分析其对应的水汽通量散度特征。由沿120°E的水汽通量散度垂直剖面可以看出，杭州大雪平均[图7(c)]的水汽辐合层主要集中在925～700 hPa、550～400 hPa和600 hPa上下为弱水汽辐散层，大雪平均的水汽辐合中心强度可达-0.6×10-7s/m。普查逐次过程发现，大雪期间的水汽辐合层可集中在中低层不等的高度，也可抬高至600～400 hPa上下，其降雪最强时段的水汽辐合中心强度一般可达-4.5×10-7～-1.5×10-7s/m。而冬季平均[图7(d)]杭州上空水汽通量散度数值为0，无明显水汽辐合。

综上，经分析动态水资源发现，杭州大雪的产生还需水汽的输送与辐合达到特定强度。

3.3 垂直速度与相对湿度

垂直运动可使水汽、动量、热量及涡度等物理量在垂直方向上进行输送，从而对大雪天气系统的发生发展产生影响。由沿120°E的垂直速度与相对湿度垂直剖面可以看出，大雪平均[图8(a)]的上升运动层集中在700 hPa以上，同时，在杭州上空30°N附近南北两侧出现了2个上升运动大值中心，在对流层中上层杭州上空上升运动中心平均强度达-0.3 Pa/s。大雪平均的600 hPa以下相对湿度大于等于93%。逐次统计也可发现，大雪过程中925 hPa以上一般可见上升运动层，上升运动中心主要集中在中低层或中上层500～400 hPa不等的高度(图略)，最强可介于-1.2～-0.6 Pa/s。而冬季平均[图8(b)]整个对流层以垂直下沉运动为主，且杭州上空平均相对湿度小于60%。

综上可知，大雪天气是产生在冷暖气流交汇的背景下，因此必出现暖湿空气沿着冷空气垫的爬升，故杭州上空存在上升运动且其强度达到特定强度方可产生大雪。同时，相对于汛期大雨而言，大雪的水汽输送和垂直上升运动高度一般均有所抬高。

----垂直速度/(Pa·s-1) ——相对湿度/%图8 沿120°E的垂直速度与相对湿度垂直剖面Fig.8 Height-latitude vertical cross sections of mean vertical velocity and mean relative humidity

4 热力结构

4.1 温度层结特征

通过对比分析逐次大雪过程中地面和高空温度垂直结构特征关系，总结出杭州大雪天气过程发生的垂直温度条件为：T2 m(表示地面上2 m温度，下同)≤1 ℃，T1 000≤0 ℃，T925≤-0.5 ℃，T850≤0 ℃及T700≤-1 ℃，此外，大雪过程中低层可伴随逆温，逆温强度为2～5 ℃。

经合成分析，发现杭州市大雪的平均温度层结特征[图9(a)]为：T2 m≈-0.4 ℃，T1 000≈-1.8 ℃，T925≈-5 ℃，T850≈-5 ℃，T700≈-3.5 ℃，中低层925～700 hPa的平均逆温强度为1.5～2 ℃。而冬季平均温度层结特征[图9(b)]为：T2 m≈5.4 ℃，T1 000≈6.2 ℃,T925≈3.3 ℃，T850≈1.3 ℃，T700≈-2.6 ℃，中低层并无逆温。由此可见，大雪平均的地面和高空中低层温度显著小于冬季平均状态的，且大雪过程中低层一般伴有一定强度的逆温。

图9 杭州市温度垂直分布曲线Fig.9 Vertical distributions of temperature in Hangzhou

4.2 厚度特征

根据静力学原理，两层等压面之间的厚度与该两层间的平均温度成正比，故相较于特定层的温度分析，厚度分析往往更能反映对流层中低层大气的平均冷暖状况。分析杭州逐次大雪的中低层各层厚度特征，发现90%的大雪个例满足：H700～850≤154 dagpm，H850～925≤67 dagpm，H925～1 000≤62 dagpm。

大雪平均的中低层厚度垂直分布特征为：H700～850≈153.5 dagpm，H850～925≈66.3 dagpm，H925～1 000≈61.7 dagpm。而冬季平均的中低层厚度垂直分布特征为：H700～850≈155.4 dagpm，H850～925≈68.3 dagpm，H925～1 000≈63.6 dagpm。可见类同于温度，中低层厚度同样表现为大雪平均值显著小于冬季平均值。

5 大雪天气的预报方法探讨

综上，杭州地区大雪天气的发生首先需要具备能够产生降雪的大尺度环流背景；其次，需满足大雪产生的水汽和动力等具体物理量条件；最后，必须达到特定的温度和厚度层结条件。

具体预报判别指标总结如下(大雪天气发生时)。

第1步500 hPa高纬大气环流演变为西高东低(一槽一脊)、两低一高(两槽一脊)或两个以上大尺度低压型这3种类型之一，且促使冷空气不断分裂南下。

第2步500 hPa中低纬在90°E～100°E附近存在南支槽或平直西风带上有小扰动不断生成东移，满足两种情况之一，从而使暖湿气流与第1步南下的冷空气在长江中下游一带交汇。

第3步700 hPa上杭州位于西南急流轴的左前侧，杭州上空平均急流强度可达16～17 m/s及其以上。

第4步850 hPa杭州及周边出现切变低涡型或大陆高压前部偏北或偏东气流型中的一种。

第5步925 hPa附近杭州存在东北偏北气流锲入以形成冷垫条件，地面上表现为显著的中西路冷空气南侵。

在预报满足上述环流形势稳定少变的基础上，还需满足产生大雪的水汽和动力条件。

第6步杭州上空850～600 hPa出现比湿超过4 g/kg的大值带。且整层大气可降水量大于15 mm，大雪持续时段平均达18 mm左右。

第7步杭州空中动态水资源需满足：850～400 hPa(大值中心一般集中于700～500 hPa或500～400 hPa)出现水汽通量高值带，水汽通量中心强度达9×10-3s及以上；且杭州上空出现水汽辐合层(辐合中心平均位于925～700 hPa或550～400 hPa)，其中心强度达-1.5×10-7s/m及以下，大雪持续时平均达到-0.6×10-7s/m的下限。

第8步杭州上空925 hPa以上存在上升运动层(平均集中于700 hPa及以上)，上升运动中心强度达-0.6 Pa/s及以下，大雪持续时平均达到-0.3 Pa/s的下限，且600 hPa以下平均相对湿度大于等于93%。

在预报满足上述环流形势和物理量条件的基础上，还需满足形成大雪的温度与厚度层结条件。

第9步杭州气温：T2 m≤1 ℃，T1 000≤0 ℃，T925≤-0.5 ℃，T850≤0 ℃及T700≤-1 ℃，且降雪持续时段的平均温度垂直分布接近杭州典型大雪的温度层结特征(T2 m≈-0.4 ℃，T1 000≈-1.8 ℃，T925≈-5 ℃，T850≈-5 ℃，T700≈-3.5 ℃)，此外中低层出现显著的逆温层。

第10步杭州上空中低层位势厚度：H700～850≤154 dagpm，H850～925≤67 dagpm，H925～1 000≤62 dagpm。且降雪持续时段的平均厚度垂直分布接近杭州典型大雪的厚度垂直分布特征(H700～850≈153.5 dagpm，H850～925≈66.3 dagpm，H925～1 000≈61.7 dagpm)。

若预报上述10个条件同时满足，且天气系统稳定少变，则杭州可发生净雪深大于等于5 cm以上的大雪过程。

在日常业务中制作预报时，可借鉴完全预报方法的技术思路，即建立在预报量与预报因子同时性的统计关系基础上，将相应的高精度数值预报产品适时代入上述大雪预报模型，输出不同时效的预报结果。

6 结论

利用2008—2018年冬季美国国家环境预报中心1° × 1°逐6 h再分析资料、NCEP/NCAR再分析资料以及常规气象观测资料和降雪加密观测资料常规观测资料，挑选出杭州地区9次典型的大雪天气过程，从大尺度环流背景和水汽、动力及热力因子等物理量场结构方面展开研究，同时与多年冬季平均的相关特征进行了比较分析，最终给出了杭州冬季典型大雪天气发生时的概念模型和预报指标:首先，需要具备能够为大雪的形成提供有利的水汽、动力抬升以及垂直温度层结条件的大尺度环流背景；其次，需满足大雪产生的水汽和动力等具体物理量条件；最后，必须达到特定的温度和厚度层结条件。

在日常业务中制作预报时，可借鉴完全预报方法的技术思路，将相应的高精度数值预报产品适时代入大雪预报模型，输出不同时效的大雪精细化预报结果。研究所得的大雪预报模型可为杭州开展的精细化业务预报提供参考依据。

此外，为使研究所得结论更具可靠性，下一步将继续收集整理杭州市的最新大雪个例，并对其进行分析和检验，不断完善杭州市的大雪预报方法。