山西两类暴雪过程的雷达产品特征比较及降雪量估测

杨淑华,赵桂香,程海霞,周晋红,李腊平,李效珍,刘洁莉

(1.山西省大同市气象局，山西 大同 037010；2.山西省气象台，山西 太原 030006；3.山西省晋城市气象局，山西 晋城 048026；4.山西省太原市气象局，山西 太原 030082)

引 言

暴雪是我国北方冬半年常见的一种灾害性天气，常对电力设施、设施农业、交通等行业造成严重影响[1]。国内外对暴雪天气过程进行了大量研究和探讨，其中有关国外暴雪的研究发现，美国部分地区的暴雪过程与温带气旋的形成和发展有关[2-3]；日本的降雪大多与海上低压系统有关[4-5]。我国暴雪既可由气旋发展引发[6-8]，也可由南支槽和北支槽合并带来的强冷暖空气交汇而形成的气旋北上造成[9]，降雪影响系统具有多样性和南北差异。高空冷涡后部横槽南摆，使冷涡前部西南低空急流北上且辐合急剧加强是北方地区东北冷涡背景下出现暴雪的有利环流背景[10]。南方的暴雪过程，常常是北方冷空气与南方暖湿气流交汇所致，500 hPa高空槽东移，低层切变线东伸是有利的环流背景[11]。降雪区上空有水汽通量辐合，低空辐合、高空辐散的配置是强降雪产生的有利水汽和动力条件[12]。

近年来，随着雷达探测站网的不断完善，雷达产品特征的分析有助于深化对暴雪形成机制的认识。暴雪过程中，雷达回波以层状云为主，径向速度图上有暖平流维持及低层风场辐合[13]；降雪强度与雷达探测范围内各高度层的辐合、辐散也有密切关系[14-15]；雷达基本反射率的回波形态具有人字形和带状结构，具有短时弱对流特征[16-17]。

目前对暴雪过程发生、发展和消亡的多普勒天气雷达产品特征研究较少，尤其是对空间结构的研究不多，且利用多普勒雷达产品对降雪进行定量估测的研究更少。本文选取山西两类典型暴雪天气，对比分析暴雪过程中雷达产品特征的异同点，提炼雷达产品的暴雪预报指示信息，并利用反射率因子垂直廓线对降雪进行定量估测，以期加深对暴雪形成机制的认识，改进降雪定量估测技术，为暴雪预报预警提供一定的参考。

1 资料与方法

1.1 资 料

所用资料包括：(1)2015年11月5—6日和2018年4月3—4日逐日常规气象观测资料，包括风场、温度和实况降水等。由于山西每年10月至次年5月停止区域站降水观测，故采用大同市国家气候站观测的逐小时降雪量来估测降雪强度。(2)大同CINRDA/CB多普勒雷达站2015年11月5—6日和2018年4月3—4日观测的基数据，基数据把每个体扫的数据存储成一个文件，选取其中4个仰角(0.5°、1.5°、2.4°、3.4°)的PPI资料进行分析。在2.4°仰角以上的基本反射率图上，在0 ℃层高度附近，将回波强度突然增加形成的圆环状回波判定为0 ℃层亮带。

大同CINRAD/CB雷达采用VCP21扫描方式，在6 min内完成9个不同仰角扫描。基本反射率因子图上距离圈差值为50 km，平均径向速度图上距离圈差值为20 km。反射率因子库长0.5 km，平均径向速度库长0.25 km。

1.2 方 法

(1)9点平均法：读取选定的雨量计上空及其周边相邻8个点的雷达基本反射率资料，基本反射率资料共选取9个仰角值，然后将这9个点的基本反射率进行平均，得到雨量计上空垂直平均基本反射率。

由测高公式计算高度后，即可制作反射率因子垂直廓线。测高公式如下[18-20]：

(1)

式中：D(km)为目标的斜距；Dm(km)为等效地球半径，在标准大气折射情况下，Dm为真实地球半径的4/3倍，约8500 km；h(km)为雷达天线架设高度；H(km)为真实高度；δ(°)为天线仰角。由于冰晶和雪对微波的散射能力比雨滴要低，而且冬季热力条件较差，不利于云体的对流生长，所以云体高度较低[21]。研究表明降雪过程一般在4 km以下反射率因子较强且数值变化较大[22]，降雪量估测以4 km以下为最佳高度，因此本文选取4 km以下高度的基本反射率因子绘制其垂直廓线。

(2)基于多普勒天气雷达回波强度(Z)与降水强度(R)的关系，降雪的定量估测一般用公式Z=200R2[23]，其中Z、R的单位分别为mm6·m-3、mm·h-1。因此，对于降雪过程，只需计算出4 km高度以下的反射率因子平均值，就可以计算R。

2 实况概述与环流形势

2.1 2015年11月5—6日暴雪天气过程

2015年11月5—6日晋北地区出现暴雪天气(简称“Ⅰ类”)，强降雪主要集中在5日下午至夜间，最大降雪强度为5.7 mm·h-1，最大积雪深度15 cm。图1为2015年11月5日08:00(北京时，下同)700 hPa风场、500 hPa位势高度场和地面气压场。可以看出，5日08:00，500 hPa山西受槽前西南气流影响，贝加尔湖西部高压向北强烈发展成高压脊，变压值为每10个纬距12 hPa，形成西低东高的环流形势，是降雪持续时间长的原因之一。700 hPa出现风速大于18 m·s-1的西南急流[图1(a)]，急流出口位于晋北地区，将孟加拉湾的水汽输送至暴雪区上空。850 hPa有风速大于12 m·s-1的急流核(图略)，同时在晋北地区出现风速大于8 m·s-1的东北风区，形成低层为东北风、中高层为西南风的环流结构，持续时间12 h，也是降雪持续时间长并出现暴雪的主要原因。

11月5日08:00地面图[图1(b)]上，倒槽在700 hPa和850 hPa西南急流携带的水汽和能量共同作用下，迅速向北发展，至17:00大约一个纬距的变压值超过7.5 hPa，冷暖空气在晋北一带强烈对峙，为暴雪提供有利的大尺度环流背景。

图1 2015年11月5日08:00 700 hPa风场(风矢量，单位：m·s-1)及500 hPa位势高度场(等值线，单位：dagpm)(a)和地面气压场(等值线，单位：hPa)(b)(★为大同位置，下同)Fig.1 The horizontal wind field (vectors, Unit: m·s-1) on 700 hPa and geopotential height field (solid lines, Unit: dagpm) on 500 hPa (a), and surface pressure field ( solid lines, Unit: hPa) (b) at 08:00 BST on 5 November 2015(The five-pointed star is Datong location, the same as below)

2.2 2018年4月3—4日暴雪天气过程

2018年4月3—4日晋北地区出现暴雪天气过程(简称“Ⅱ类”)，强降雪主要集中在4日下午，最大雪强5.2 mm·h-1，最大积雪深度14 cm。图2为2018年4月4日08:00 700 hPa风场、500 hPa位势高度场和地面气压场。可以看出，4日08:00，500 hPa巴尔喀什湖以北高压脊发展强烈[图2(a)]，变压值为每10个纬距12hPa，山西受槽前西南气流影响，为强降雪提供了有利的水汽、动力和热力条件。700 hPa出现风速大于22 m·s-1的西南急流[图2(a)]，急流出口位于晋北地区。850 hPa最大风速大于18 m·s-1(图略)，同时在渤海至山西中北部地区又有一支东风急流输送水汽，最大风速大于12 m·s-1，东风急流和西南急流在山西北中部地区强烈辐合，是出现暴雪的重要原因；同时，晋北上空冷暖空气强烈对峙，温度梯度达2.0 ℃·(100 km)-1，形成斜压性很强的强锋区，晋北地区辐合上升运动明显增强。

图2 2018年4月4日08:00 700 hPa风场(风矢量，单位：m·s-1)及500 hPa位势高度场(等值线，单位：dagpm)(a)和地面气压场(等值线，单位：hPa)(b)Fig.2 The horizontal wind field (vectors, Unit: m·s-1) on 700 hPa and geopotential height field (solid lines, Unit: dagpm) on 500 hPa (a) and surface pressure field (solid lines, Unit: hPa) (b) at 08:00 BST on 4 April 2018

4月3日08:00地面图上(图略)，河套倒槽在低层强暖湿气流向北输送作用下形成气旋，在冷空气作用下形成锢囚锋；4月4日08:00地面图[图2(b)]上，锢囚锋前的暖锋到达晋北地区，同时晋北地区还受东部回流带来的水汽补充供应，使得气旋前暖锋附近降雪加强，造成晋北暴雪。

研究表明90°E—140°E、34°N—50°N区域是北方地区暴雪发生的关键区[16, 24]，这两次强降雪过程都发生在此区域内，所以上述区域对晋北地区的强降雪落区预报有一定的指示意义。

3 多普勒天气雷达产品特征

3.1 基本反射率因子

Ⅰ类暴雪和Ⅱ类暴雪的基本反射率因子特征差别不大(图略)，降雪前期呈积云特征，即片状回波中夹杂一些强度大于50 dBZ的对流回波，丝缕状结构明显，出现混合降水特征。降雪后期基本上呈现出典型的层状云降水特征，即回波梯度很小、边缘模糊。由于较强暖湿气流和冷空气共同作用，整个降雪期间大部分回波强度在15～40 dBZ之间，回波顶高小于6 km。

3.2 0 ℃层亮带特征

由探空资料可知，Ⅰ 类暴雪0 ℃层高度为2.01 km，Ⅱ类暴雪的0 ℃层高度为2.83km。图3为2015年11月5日11:44至6日00:26大同站雷达3.4°仰角基本反射率因子演变。可以看出，Ⅰ类暴雪从11月5日11:44开始在3.4°仰角、距离地面2.1 km左右高度出现0 ℃层亮带，并断断续续持续至23:56，时间超过8 h。最大回波强度达35～45 dBZ，最大降水强度为2.5 mm·h-1。23:50 0 ℃层亮带开始下降，6日00:26下降至地面，降水实况显示，00:32开始降水相态转为纯雪。可见，0 ℃层亮带下降对临近降水相态变化的监测预报有指示意义。由逐小时降雪强度(图略)可以看出，0 ℃层亮带强度和范围与降雪强度成正比，0 ℃层亮带持续时间越长降雪强度越大，对暴雪预报具有重要指示意义。

图3 2015年11月5日11:44至6日00:26大同站雷达3.4°仰角基本反射率因子演变(单位：dBZ)Fig.3 The evolution of basic reflectivity on 3.4° elevation from 11:44 BST on 5 to 00:26 BST on 6 November 2015 from the Doppler radar at Datong station (Unit: dBZ)

图4为Ⅱ 类暴雪在降雪最强阶段(2018年4月4日14:06—16:59)大同雷达站3.4°仰角基本反射率因子，可见整个过程没有明显的0 ℃层亮带，最大回波强度为50～55 dBZ，最大降雪强度为3.8 mm·h-1，4月4日14:00—16:00的降雪具有不稳定特点，局部地区出现雷打雪现象，主要原因是由于前期暖湿空气势力较强，大气层结趋于不稳定，冷空气的侵入触发了对流天气，产生雷电活动。

图4 2018年4月4日大同站雷达14:06—16:59的3.4°仰角基本反射率因子演变(单位：dBZ)Fig.4 The evolution of basic reflectivity on 3.4° elevation from 14:06 BST to 16:59 BST on 4 April 2018 from the Doppler radar at Datong station (Unit: dBZ)

3.3 基本径向速度特征

图5为2015年11月5日09:15至6日07:11，2018年4月4日12:01至18:10大同雷达站1.5°仰角基本径向速度演变。可以看出，Ⅰ类暴雪，5日09:15在1.5°仰角径向速度图上，零速度线呈明显的“S”型弯曲，暖平流强盛，近地面层转为东北风之后逐渐向边界层扩展形成冷垫，同时在1.5 km左右高度出现中心风速大于13 m·s-1的速度核，入流面积大于出流面积，出现风速辐合，形成较强的牛眼结构。在3.0 km左右高度，有风速大于12 m·s-1的西南气流输送水汽。暖湿空气沿低层东北冷垫爬升，水汽凝结产生降水，降水相态为雨。13:25—18:00，伴随风速大于20 m·s-1的西南暖湿急流输送，降水增强，最大强度为2.5 mm·h-1，降水相态仍为雨。6日00:32开始，1.4 km以下“S”型零速度线逆转成南北向分布的直线，说明低层暖平流减弱的同时有东风湿冷垫形成，此时降水相态由雨转为雪，最大降雪强度达2.8 mm·h-1；6日07:11随着高层西南急流和低层东风急流的减弱消失，降雪逐渐减弱，直至停止。

图5 2015年11月5日09:15至6日07:11(a、b、c、d)，2018年4月4日12:01至18:10(e、f、g、h、i)大同站雷达1.5°仰角基本径向速度(单位：m·s-1)演变(黄色实线指风速辐合位置)Fig.5 The evolution of basic radial velocity on 1.5° elevation from the Doppler radar at Datong station from 09:15 BST on 5 to 07:11 BST on 6 November 2015 (a, b, c, d), and from 12:01 BST to 18:10 BST on 4 April 2018 (e, f, g, h, i) (Unit: m·s-1)(The yellow straight line indicates the location of wind speed convergence)

Ⅱ类暴雪，2018年4月4日12:01在距离大同雷达站20.0 km附近，零速度线呈现较明显的“S”型弯曲特征，表明低层暖平流强盛。低层2.0 km高度以下受东风和东南风影响，5.0 km高度附近有一支风速大于20 m·s-1的西南急流，东风和西南风的风向和风速辐合使降水在开始时具有暖区降水特征，降水相态以雨夹雪为主。13:31，近地面出现风向为东南风的牛眼结构，最大入流风速大于12 m·s-1，说明低层暖平流输送仍然强盛，同时距大同雷达站20.0 km附近、距离地面1.4 km高度附近，零速度线由“S”型转为反“S”型，说明有冷平流开始影响大同，此时降水相态由雨夹雪转为纯雪，大气层结的不稳定使降雪具有对流特点，降雪强度较大，最大为2.5 mm·h-1，这种配置一直持续至16:00，最大降雪强度达5.0 mm·h-1。16:05开始在大同雷达站40.0 km范围内、距离地面2.0 km以下零速度线呈现较明显的“S”型弯曲特征，表征低层又出现暖平流，同时中高层仍然有风速大于20 m·s-1的西南急流输送水汽，属于暖区降雪。此后3 h，在低层风速大于15 m·s-1的东南急流和风速大于20 m·s-1的西南急流共同作用下，降雪加强，最大降雪强度达5.2 mm·h-1，属于锢囚锋前暖区降雪。18:10开始，低空急流消失，高空急流减弱，降雪随之减弱，不稳定降雪持续时间较长和锢囚锋前暖区降雪强度大是造成暴雪的主要原因。由于输送水汽的南风气流逐渐减弱消失和冷空气不断入侵，零速度线出现明显顺转，降雪趋于减弱并逐渐结束。

另外，对比两类暴雪切变线特征发现，Ⅰ类暴雪为东北风和西南风的切变，属于冷式切变降水，Ⅱ类暴雪为东南风和西南风的切变，属于暖式切变降水，这也是造成两类暴雪特征不同的重要原因之一。

3.4 空间剖面特征

3.4.1 降雪开始阶段

图6为两类暴雪过程降水开始阶段大同站雷达径向速度的垂直剖面。可以看出，降水开始阶段，Ⅰ类暴雪[图6(a)]，低层有东北冷垫生成，冷垫厚度在1.5 km左右，低层出现明显的东北风速核，最大风速大于12 m·s-1，在1.5～6.0 km高度存在明显的西南暖湿气流。Ⅱ类暴雪[图6(b)]，3 km以下为东南气流，同样存在速度核，最大风速大于12 m·s-1，但方向为东南风，在3.0～6.0 km高度有弱西北冷空气入侵。由二者速度剖面可以看到，Ⅰ类暴雪为下冷上暖结构，Ⅱ类暴雪为下暖上冷结构，同时Ⅱ类暴雪还具有明显的不稳定结构特征，是出现雷打雪的主要原因。

图6 2015年11月5日09:15(a)，2018年4月4日12:01(b)降水开始阶段大同站雷达径向速度的垂直剖面(单位：m·s-1)Fig.6 The vertical sections of radial velocity from the Doppler radar at Datong station at the initial stage of precipitation at 09:15 BST on 5 November 2015 (a), and 12:01 BST on 4 April 2018 (b) (Unit: m·s-1)

3.4.2 降雪增强阶段特征

图7为两类暴雪过程降水增强阶段大同站雷达径向速度的垂直剖面。可以看出，Ⅰ类暴雪[图7(a)]，在1.8～6.0 km高度有西南气流输送水汽，西南急流位于2.0 km以上，厚度超过5.0 km，最大风速大于20 m·s-1，湿层深厚，为暴雪的产生提供了充沛的水汽。低层东北冷垫维持，冷垫厚度为1.0 km左右，且在低层存在明显的急流核，最大风速大于12 m·s-1。Ⅱ类暴雪[图7(b)]，3 km以下为东南气流，同样存在急流核，最大风速大于13 m·s-1，在5.0～7.0 km高度有弱冷空气入侵。两类暴雪区上空均存在较强的暖平流和垂直风切变及辐合区，这一点与庄晓翠等[25]研究结论一致；所不同的是，Ⅰ类暴雪为下冷上暖结构，暖湿气流在上层，稳定性降水特征多一些，Ⅱ类暴雪为下暖上冷结构，暖湿气流在下层，对流性降水特征更明显。

图7 2015年11月5日13:25(a)，2018年4月4日13:31(b)降水增强阶段大同站雷达径向速度的垂直剖面(单位：m·s-1)Fig.7 The vertical sections of radial velocity from the Doppler radar at Datong station at the enhancement stage of precipitation at 13:25 BST on 5 November 2015 (a), and 13:31 BST on 4 April 2018 (b) (Unit: m·s-1)

3.4.3 雨转雪阶段特征

图8为两类暴雪过程雨转雪阶段大同站雷达1.5°仰角基本径向速度及其剖面。可以看出，Ⅰ类暴雪，2015年11月6日00:32在低层2.0 km以下转为东风，并出现急流核，最大风速大于12 m·s-1，而在2～7 km高度西风开始入侵。东风湿冷垫楔入后，暖空气爬升，降水相态由雨逐渐转为雪。Ⅱ类暴雪，2018年4月4日13:32，3.0 km以下东南风明显增强，并出现急流核，最大风速大于12 m·s-1，而在3～6 km之间有冷平流入侵，随着温度不断降低，降水相态由雨逐渐转为雪。两类暴雪过程中，零速度线都呈“S”型，且均在低层出现不对称的牛眼结构，说明低层风速辐合特征明显。不同的是，Ⅰ类暴雪在低层东北风厚度增加到2.0 km后，降水相态逐渐由雨转雪，Ⅱ类暴雪的东南风厚度减小到3.0 km以下同时西北风强度增大后，降水相态逐渐由雨转雪。

图8 2015年11月5日00:32(a、b)、2018年4月4日13:32(c、d)雨转雪阶段大同站雷达1.5°仰角基本径向速度(a、c)及其剖面(b、d)(单位：m·s-1)(黄色直线为剖面方向，下同)Fig.8 The basic radial velocity (a, c) and its section (b, d) on 1.5° elevation from the Doppler radar at Datong station at the rain to snow stage at 00:32 BST on 5 November 2015 (a, b) and 13:32 BST on 4 April 2018 (c, d) (Unit: m·s-1)(The yellow straight line is the direction of the section, the same as below)

3.4.4 降雪减弱阶段特征

图9为两类暴雪过程减弱阶段大同站雷达1.5°仰角基本径向速度及其剖面。可以看出，两次过程零速度线均呈现不对称的“S”型特征。Ⅰ类暴雪，西南气流的高度降至3.0 km左右，随着西南急流消失，水汽通道被切断，降雪趋于减弱结束。Ⅱ类暴雪，西南急流伸展高度在6.0 km以上，表示水汽输送依然强盛，但出流速度同样达到急流标准，并且出流面积大于入流面积，整体呈现辐散的速度场特征，是降雪趋于结束的主要原因。两类暴雪趋于结束的多普勒雷达径向速度特征，均在降雪结束前1 h以上出现，对预报暴雪结束具有明显指示意义。

图9 2015年11月5日07:11(a、b)、 2018年4月4日20:15(c、d)降雪减弱阶段大同站雷达1.5°仰角基本径向速度(a、c)及其剖面(b、d)(单位：m·s-1)Fig.9 The basic radial velocity (a, c) and its section (b, d) on 1.5° elevation from the Doppler radar at Datong station at the weakening stage of precipitation at 07:11 BST on 5 November 2015 (a, b) and 20:15 BST on 4 April 2018 (c, d) (Unit: m·s-1)

4 平均基本反射率因子垂直廓线与定量估测降雪

4.1 平均基本反射率因子垂直廓线特征

图10为两类暴雪过程中降雪最强阶段基本反射率因子的垂直廓线。可以看出，两类暴雪反射率因子的垂直廓线相同点：(1)基本反射率因子垂直廓线的强度大部分在30～40 dBZ之间；(2)中层和低层反射率因子的数值变化较大。不同点：Ⅰ类暴雪在距地2.0 km左右有一个回波大值区，可以判断是0 ℃层亮带。0 ℃层亮带以下反射率因子变化趋势比较一致，实况显示降雪量也比较均匀。而Ⅱ类暴雪虽然在1.5 km以下回波强度变化较大，但没有出现0 ℃层亮带，实况显示降雪量的变幅也比较大。

图10 2015年11月5日13:15—22:33(a)、2018年4月4日13:07—21:08(b)大同站雷达基本反射率因子的垂直廓线Fig.10 The vertical profiles of basic reflectivity factor from the Doppler radar at Datong station from 13:15 BST to 22:33 BST on 5 November 2015 (a), and from 13:07 BST to 21:08 BST on 4 April 2018 (b)

4.2 定量估测降雪量

图11为两类暴雪过程降雪最强阶段大同站雷达平均反射率因子与降水实况随时间的演变。可以看到，两类暴雪过程由强到弱的变化与回波强度变化趋势一致。随着降水减小，平均基本反射率因子整体呈减小趋势，但也存在明显的波动现象，这也是在估测降水时存在误差的原因之一。

图11 2015年11月5日13:15—22:33(a)、2018年4月4日13:07—21:08(b)大同站雷达平均反射率因子与降水量随时间的演变Fig.11 The change of average reflectivity factor from the Doppler radar at Datong station and observed precipitation from 13:15 BST to 22:33 BST on 5 November 2015 (a), and from 13:07 BST to 21:08 BST on 4 April 2018 (b)

比较两类暴雪过程中各高度层平均基本反射率因子趋势线(图略)可知，Ⅰ类暴雪在1.5～2.6 km高度，Ⅱ类暴雪在1.2～2.4 km高度，两类暴雪的基本反射率因子趋势线几乎重合，说明变化趋势基本一致，但其他高度的基本反射率因子变化趋势不一致。为得到定量化的结论，计算两类暴雪过程中平均基本反射率因子与降雪实况的相关系数(表1)，可以看出，随高度升高相关性逐渐降低，故定量估测降雪时应尽量选取较低高度的基本反射率因子平均值。根据不同高度层平均基本反射率因子趋势线和不同高度层平均基本反射率因子与实况降水的相关系数，定量估测降雪的基本反射率因子值取4 km高度以下各层的平均值。

表1 两类暴雪不同高度层的平均基本反射率因子与实况降水的相关系数Tab.1 Correlation coefficients between average basic reflectivity factor at different altitude and observed precipitation of two types of blizzard processes in Datong of Shanxi Province

表2列出两类暴雪过程降雪最强阶段逐时基本反射率因子、降雪实况值与定量估测值。对Ⅰ类暴雪最强阶段逐时降水量估测值与实况值进行相关分析，二者相关系数达0.74 139，通过α=0.01的显著性检验。Ⅱ类暴雪2018年4月4日17:05降水实况值为2.0 mm，估测值为7.5 mm，二者相差5.5 mm，把这个点定为变异点，可能原因是多普勒天气雷达对基本反射率因子探测时局部出现较大误差导致，具体原因还需要对多个个例进行详细分析。对余下8个时次降水量估测值与实况值进行相关分析，二者相关系数达0.79 992，通过α=0.01的显著性检验。

表2 2015年11月5日13:15—22:33、2018年4月4日13:07—21:08大同测站平均基本反射率因子、降雪实况与定量估测值Tab.2 The average basic reflectivity factor, observed snowfall and quantitative estimation of snowfall at Datong station from 13:15 BST to 22:33 BST on 5 November 2015, and from 13:07 BST to 21:08 BST on 4 April 2018

综上所述，根据平均基本反射率垂直廓线特征可有效定量估测降雪量，特别是对冬季区域站没有称重降水仪器的地区，可以利用平均基本反射率因子垂直廓线特征判断逐小时降雪量，对提高多普勒天气雷达定量估测降雪精度有一定参考价值。

5 结论和讨论

(1)山西倒槽冷锋型暴雪和锢囚锋型暴雪有2个相似点：①当降水相态为雨或雨夹雪时，低层零速度线均呈现较明显的“S”型弯曲特征，表征低层暖平流强盛。零速度线形状的变化和0 ℃层亮带的位置变化对相态转换具有明显指示意义。②由9点平均法绘制的两类暴雪的平均基本反射率因子垂直廓线也具有相似特征，即平均基本反射率因子垂直廓线强度在30～40 dBZ之间。不同的是，倒槽冷锋型暴雪属于冷云降水且冷垫深厚，中层西南急流和西北气流径向辐合造成的辐合上升运动是降雪维持并产生暴雪的动力机制。倒槽冷锋型暴雪出现明显的0 ℃层亮带且长时间维持，0 ℃层亮带强度、持续时间和范围与降雪强度成正比，0 ℃层亮带下降是雨雪转换的标志，0 ℃层亮带降落到地面时，降水相态转为纯雪。锢囚锋型暴雪属于暖云降水且冷垫不明显，锢囚锋和南风急流长时间维持是出现暴雪的主要原因，降雪过程中没有明显的0 ℃层亮带。

(2)山西倒槽冷锋型暴雪，“S”型零速度线逆转成南北向分布直线，是降水相态由雨转雪的重要先兆信号。而锢囚锋型暴雪，由雨转雪的主要特征是零速度线由“S”型转为反“S”型，且零速度线明显顺转，可以作为降雪减弱并逐渐结束的一个预报指标。

(3)山西倒槽冷锋型暴雪，冷垫形成和中低层西南急流的建立对强降雪有4 h以上提前量。锢囚锋型暴雪过程没有明显的冷垫，冷平流入侵是雨转雪的主要原因；低层出现风速大于10 m·s-1低空急流、中层出现风速大于20 m·s-1高空急流是降雪加强的主要时段。

(4)利用平均基本反射率垂直廓线可以有效估测降雪量级。估测降雪量时，选取4 km以下的基本反射率因子平均值。根据平均基本反射率垂直廓线可以很容易判断是否有0 ℃层亮带及其位置。倒槽冷锋型暴雪出现了0 ℃层亮带，而锢囚锋型暴雪则没有出现0 ℃层亮带。降雪过程出现0 ℃层亮带的个例并不多见，结论有待选取更多个例来验证。