天山北坡2次暴雪过程机理分析

庄晓翠，李健丽，李博渊，李如琦，贾丽红

（1．中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆 乌鲁木齐830002；2．阿勒泰地区气象局，新疆 阿勒泰836500；3．新疆气象台，新疆 乌鲁木齐830002）

暴雪是新疆北部冬季的高影响灾害性天气，对农牧业、交通、电力等影响显著。仅2009/2010年冬季出现的60年一遇特大雪灾，直接经济损失就达25亿元[1]。2015年12月10—13日天山北坡出现极端暴雪天气，11日乌鲁木齐等10站突破冬季日极大值，暴雪中心位于乌鲁木齐市[2]。大暴雪天气造成城市交通严重受阻，360架航班取消、延误、备降。随着经济社会的快速发展，冬季暴雪天气给城市交通、高速公路等造成的灾害损失社会涉及面广，程度深，引起社会各界的广泛关注。

对于暴雪的研究，国外不仅在触发、加强机制和不同尺度天气系统间的相互作用等方面开展了大量研究工作，同时也对造成暴雪的中尺度系统及其发生发展机理进行了研究。欧美的暴雪过程大多与温带气旋的形成、发展有关[3-6]；日本降雪则多与低压系统发展有关，大尺度锋生强迫和湿对称不稳定是海岸、湖岸降雪的主要原因[7]。中国学者对暴雪的流型配置、影响系统、水汽输送、中尺度特征等方面开展了大量的研究工作，取得了不少科研成果。研究表明，高原暴雪主要与南支槽和孟加拉湾风暴有关，并具有条件性对称不稳定[8-10]。东北地区暴雪与低涡及地面气旋北上有密切的关系[11-12]。华北地区以回流暴雪为主[13-15]。杨成芳等[16-17]、周雪松等[18]研究指出山东半岛降雪是由海效应造成，对渤海海效应暴雪的三维运动结构及其演变进行了深入研究。苗爱梅等[19]、王正旺等[20-21]对山西两类暴雪过程的流型配置和物理量进行了诊断分析。

近年来，新疆暴雪的研究也取得丰硕的成果，如陈涛等[22]对北疆特大暴雪过程进行了数值模拟和诊断分析，指出巴尔喀什湖冷涡与新疆以北南压冷涡横槽结合过程，以及相应的中高层急流核传播和发展是产生暴雪的关键；张俊兰等[1]研究了造成北疆暴雪的水汽源地和路径，并对乌鲁木齐极端暴雪天气的极端性及中尺度特征进行分析[2，23]；于碧馨等[24]对伊犁河谷持续性大暴雪成因进行分析；张书萍等[25]对2009年冬季新疆北部持续暴雪的环流特征及其成因进行了分析；李如琦等[26]对2010年新疆北部暖区和冷锋暴雪的大气环流、水汽输送特征进行了合成分析；杨莲梅等[27-28]对新疆暴雪的气候特征和水汽输送进行了研究，并按暴雪落区将北疆暴雪分为北疆型、北疆西部北部型、北疆沿天山型、北疆西部型，并对前2种类型的高低空配置及水汽源地和输送进行了详细分析；庄晓翠等[29-33]对新疆北部大到暴雪的气候特征进行了研究，同时也对新疆北部罕见暴雪天气的环流特征、物理量场进行了诊断分析，并对暖区暴雪的中尺度环境场特征及落区进行了详细分析。这些研究揭示了北疆冬季暴雪灾害成因，对暴雪的相关预报具有较高的参考价值。由此可见对天山北坡暴雪的研究较少，本文利用NCEP FNL1°×1°逐6 h再分析及常规资料对2010年2月22—24日和2015年12月10—13日发生在天山北坡的2次暴雪天气着重从热动力方面进行诊断分析，以期进一步提高对新疆北部暴雪的认识水平，为预报服务和防灾减灾提供参考依据。

1 降雪概况和环流特征

1.1 降雪概况

2010年2月22—24日（简称过程I）、2015年12月10—13日（简称过程II），天山北坡普降大暴雪。过程I石河子及其以西的天山北坡出现暴雪（图1a），降雪主要集中在23日，其中乌苏站为暴雪中心，日降雪量（40.2 mm）突破该站冬季降雪极值；22日20时—23日14时，乌苏站逐6 h降雪量分别为12、20、8 mm；积雪深度超过60 cm。过程II天山北坡出现暴雪（图1b），其范围较过程I大；降雪主要集中在11日，其中乌鲁木齐等8站日降雪突破历史极值，首府乌鲁木齐为暴雪中心，日降雪量36.9 mm，突破近51 a来冬季日极大值，最大积雪深度45 cm；首府10日20时—11日20时逐6 h降雪量分别为 6、14、10、6 mm。

这2次暴雪过程降雪量之大、降雪强度之强、降雪范围之广和积雪深度之厚均为历史罕见，深厚的积雪对交通运输、设施农业、畜牧业、民航等带来严重影响，经济损失严重。

1.2 环流特征及影响系统

2次暴雪过程前南支上伊朗高原附近均形成一低压槽，其南端伸至20°N以南，有利于阿拉伯海的水汽输送至暴雪区和增强大气的不稳定能量；暴雪过程588 dagpm线位于20°N附近。不同点是：过程I前期欧亚范围为纬向环流，中高纬为带状低压带，北支锋区位于50°～60°N，南支锋区位于50°～30°N，其上多短波槽；22日北支上东欧脊快速向北发展略有东移，形成乌拉尔山长波脊，欧亚范围环流经向度加大，西西伯利亚低涡南压，其底部强锋区上短波槽与伊朗东移北上的南支槽汇合东移，造成天山北坡带石河子以西极端暴雪天气。过程II前期欧亚范围环流为经向呈两脊一槽型，乌拉尔山为长波槽区，欧洲和贝加尔湖分别为高压脊区，乌拉尔山长波槽与伊朗低压槽气旋性接通，使该槽南伸至30°N以南；有利于槽前西南急流的建立，并引导阿拉伯海水汽向北输送；11日欧洲脊东移减弱，受下游脊的阻挡，使乌拉尔山大槽东移北收，槽前西南气流上短波槽东移北上造成天山北坡极端暴雪天气。由此可见，过程I 500 hPa南北支短波槽的合并使得冷暖空气交汇造成暴雪，过程II是乌拉尔山长波槽东移北收，槽前西南气流上短波槽东移北上造成暴雪。

1.3 地面形势

图1 天山北坡2次暴雪过程降雪量（单位：mm）

地面图上，过程I冷高压自新地岛沿乌拉尔山南下，然后转向东移，暴雪主要发生在冷高压前部冷锋附近。过程II冷高压自地中海—里咸海—巴尔喀什湖东移，暴雪发生在冷锋后部，由于受天山山脉的阻挡，冷锋移速缓慢；暴雪期间北疆大部处于冷高压舌控制。选取2次过程暴雪中心乌苏和乌鲁木齐站，分析地面气象要素演变发现存在着较显著的区别。由图2a乌苏站地面三线图和6 h降雪量演变可知，23日05时之前气压下降，之后升压明显降雪量加大，说明冷锋逐渐东移南压至天山北坡，由于山脉的阻挡移速较慢；对应的温压演变为：暴雪前期（22日20时—23日02时）气温略降，气压下降明显，后期（23日05—14时）气压猛升说明冷锋已进入天山北坡，为冷锋降雪时段；由此可见，此次过程主要降雪时段为冷锋暴雪（达28 mm/12 h）；从气温的演变来看，降雪期间气温是缓慢回升的，说明暴雪期间近低层暖湿空气较强，而降雪停止后气温开始下降。过程II乌鲁木齐站的地面要素演变与此有明显不同，由图2b可知，乌鲁木齐站是典型的冷锋降雪，降雪集中发生在地面气压上升，气温缓慢下降的过程中，当气温开始明显下降、气压猛升时，降雪量最大，之后降雪量逐渐减弱或停止。因此，过程I前期为冷锋前暴雪，后期为冷锋暴雪，过程II是典型的冷锋暴雪；总体来说，2次暴雪均为冷锋降雪，但由于其落区位于冷锋的不同部位，使得气温和气压的演变有显著的区别。

2 高低空流型配置

过程I暴雪区位于300 hPa极锋急流轴右侧，急流核达68 m·s-1；500 hPa西西伯利亚低涡底部强西风锋区位于高空急流轴南部，北疆位于＞30 m·s-1的强西风气流上；700 hPa天山北坡位于低空西北急流与西南急流的汇合区。暴雪前期落区位于高空急流轴右侧的强西风锋区上，低空偏西急流出口区前部辐合区，850 hPa西北风与东北风辐合线附近及地面冷锋前部的偏东风与东北风辐合线的重叠区域（图3a）；随着降雪的出现冷锋逐渐南压，降雪区位于冷锋附近。可见，地面至850 hPa的偏东风遇天山山脉在暴雪区形成较强的气旋式辐合，同时700 hPa偏西低空急流及强西风锋区受天山山脉的阻挡在山前形成较强的水汽辐合和地形的动力抬升，有利于影响系统的滞留，降雪量增大。

过程II 300 hPa为偏南急流，北疆处于偏南高空急流轴附近及右侧，急流核＞52 m·s-1；500 hPa上北疆处于西西伯利亚槽前＞16 m·s-1的西南气流中，700 hPa西南低空急流在塔城站附近分成两支，一支继续向东北方向，另一支则转为西北，经克拉玛依、阿勒泰地区东部，因阿尔泰山脉阻挡转为东北向，经北塔山到乌鲁木齐的东北低空急流，暴雪区位于东北低空急流出口区前侧，急流核位于阿勒泰地区东部（20 m·s-1）；850 hPa有克拉玛依到乌鲁木齐的西北气流。暴雪区位于高空偏南急流轴右侧，500 hPa偏南气流与700 hPa东北低空急流出口区前部，850 hPa西北气流前部及地面西南风与东北风辐合的重叠区域。可见，700～850 hPa东北和西北急流（气流）及地面冷锋在到达乌鲁木齐附近时，受天山地形和该区喇叭口地形的影响[23]，在山前辐合抬升，同时又与中高空偏南急流形成较强的垂直风切变，使得暴雪区辐合加强，系统移动滞缓，降雪量加大（图 3b）。

上述分析表明，2次暴雪过程均为后倾槽结构，均有天山地形的抬升，但在高低空配置上有明显不同。

3 影响机理

图2 2次暴雪过程中心站地面气象要素时间演变

图3 2次暴雪过程的高低空配置

暴雪属于大型降水天气过程，空间尺度较大，持续时间较长，因此，基于强降雪的思路对天山北坡暴雪的水汽条件和热动力条件及不稳定机制进行诊断分析，进一步揭示新疆暴雪机理。

3.1 热力条件

3.1.1 单站温湿变化特征

分析2次过程暴雪中心乌苏和乌鲁木齐站的温度平流和相对湿度时间—高度剖面图表明（图4），暴雪期间对流层整层为＞80%的高湿区。乌苏暴雪前对流层低层为冷平流，随着降雪的出现逐渐转为暖平流；暴雪期间（2010年2月22日20时—23日20时）对流层中低层及边界层为暖平流，这可能是此次暴雪过程主要降雪时段气温缓慢回升的主要原因，也说明对流层低层暖湿气流较强；500 hPa以上为冷平流（图4a）。过程II乌鲁木齐暴雪前对流层中低层为暖平流，在750～800 hPa附近有较强的逆温层，随着冷空气的入侵，逆温层破坏，降雪开始；暴雪期间（2015年12月10日20时—11日20时）700 hPa以下为冷平流，700～600 hPa为暖平流；当冷平流较暖平流强时暴雪天气结束，说明对流层低层有湿冷空气锲入将暖湿空气抬升（图4b）。

3.1.2 假相当位温结构

图4 2次暴雪过程中心站温度平流（等值线，单位：10-3K·s-1）及相对湿度（阴影，单位：%）的时间高度剖面

分别过2次暴雪中心做θse的经向剖面图。过程I降雪前6 h的700 hPa以下θse锋区形成陡立结构（图5a），该结构向高层扩展，伸展到400 hPa附近，受低空西南急流的作用锋区向北倾斜，其前部具有弱的对流不稳定区；当θse锋区陡立结构进一步加强（图5c），未来6 h降雪量为暴雪或大暴雪；该结构继续南下到暴雪区以南时，降雪量明显减小。过程II对流层低层的θse锋区陡立结构在降雪初达最强，且暴雪区位于该锋区中后部（图5b），然后缓慢减弱；由图5b、5d可知，随着降雪的出现600 hPa锋区加强；与过程I不同的是θse锋区陡立结构位于600 hPa以下，且锋区相对较弱，但600 hPa以上锋区较强，坡度较过程I小。可见，天山北坡暴雪θse锋区陡立结构与江南梅雨锋及高原暴雪过程[36-37，8，10]相似。进一步分析可知，θse锋区陡立程度与低空急流核呈正比，这与吴国雄等[36-37]的倾斜涡度发展理论是一致的。暴雪区上空假相当位温线密集区几乎呈垂直状，从近地层深入到高层，尤其在对流层低层。θse锋区陡直，根据位涡守恒原理，气块沿陡直的锋区移动，气旋性涡度增大，有利于垂直上升运动发展和加强，并正反馈与动量和质量在低空急流前部辐合上升，使暖湿空气沿着垂直锋区辐合上升，有利于发展深对流，出现强降水。综上可知，过程I暴雪区位于θse锋区上，700 hPa以下锋区强，其强度向下增强；而过程II暴雪位于θse锋区中后部，对流层低层锋区较弱，中高层较强。

3.2 动力条件

3.2.1 条件性对称不稳定

分析表明，低空西南急流为暴雪区提供暖湿空气，并与高空干冷空气结合产生锋生，为暴雪区提供有利的热动力条件，并增强大气的不稳定性。对称不稳定是大气在垂直方向上对流稳定和水平方向惯性稳定的条件下大气做倾斜上升运动发生的一种不稳定，潮湿大气中的对称不稳定，称作条件性对称不稳定。而湿位涡MPV=MPV1+MPV2＜0是大气发生条件性对称不稳定的充要条件[35]。湿位涡的单位为PVU，1 PVU=10-6m2·s-1·K·kg-1。

过2次暴雪中心做MPV垂直剖面可见，过程I暴雪中心上空MPV的剖面图可知，在暴雪前850 hPa附近出现较弱的条件性对称不稳定（图6a）。从过程II暴雪区上空MPV的结构演变来看，暴雪前700 hPa以上MPV＜0 PVU，随着降雪的出现负值区范围扩大，到11日02时达最强，中心位于650 hPa附近及以上，中心值-3 PVU（图6b），之后随着冷空气的南下MPV负值区逐渐减弱消失。结合6 h降雪量分析表明，MPV负值区与6 h降雪量呈正相关。根据上述相对湿度的分布，结合陆汉城等[38]对条件性对称不稳的判据可知，天山北坡暴雪区上空对流层存在条件性对称不稳定，是该区暴雪的一种动力机制，与高原暴雪的机制相似[8，10]。

图5 沿2次暴雪中心上空θse垂直剖面图（单位：K）

3.2.2 次级环流

从质量和动量相互调整的观点来推论高低空急流是相互耦合，而不是分离的两种现象。Cressman[34]用高空急流带气块纬向风的时间变化方程分析得出，在急流入口区南侧产生高空辐散，北侧产生高空辐合，进而北侧出现下沉运动，南侧出现上升运动。低层大气会随之发生质量调整，产生与高层相反的辐散辐合区，从而形成垂直环流。依据该理论，高低空急流通过其自身的动力机制以及次级环流作用改变环境场的辐合辐散和垂直上升运动，进而影响大范围的降雪天气。为了分析急流对暴雪天气的动力作用，分别沿2次暴雪中心做散度、垂直速度、≥12 m·s-1的急流及垂直环流剖面图。分析可知，强降雪均发生在次级环流的上升支，不同的是：过程I暴雪上升气流厚度在750～400 hPa之间，中心位于600 hPa附近，强降雪期间上升气流中心均达-0.9 Pa·s-1；而过程II暴雪次级环流上升支位于近地层至300 hPa，最强上升运动出现在强降雪前10日20时的750 hPa附近，达-1.5 Pa·s-1，强降雪期间上升气流中心维持在-1.2～-0.9 Pa·s-1。2次过程暴雪落区均位于上升气流前部梯度最大的区域。

进一步分析表明，过程I暴雪的低空急流伸展高度到800 hPa（图7a），在暴雪期间维持，共持续18 h，6 h暴雪和大暴雪也持续了18 h。过程II暴雪低空急流在暴雪前12 h，即10日08时在750 hPa出现低空急流（图 7b），强度较弱，急流核为 16 m·s-1，此后直到暴雪结束，维持一支较强的东北气流。综上可知，暴雪区上空均有次级环流形成，且维持到暴雪结束，最强次级环流与6 h最大降雪量对应，过程II暴雪的次级环流与天山山脉及喇叭口的动力抬升有密切的关系，过程I暴雪只受天山山脉的地形抬升，地形作用相对较小。

图6 沿2次暴雪中心上空MPV垂直剖面（单位：PVU）

图 7 沿 2 次暴雪中心上空散度（阴影，单位：10-5g·cm-2·hPa-1·s-1）、垂直速度（细实线，单位：Pa·s-1）、全风速（粗虚线，单位：m·s-1）、垂直环流（矢线，u风和垂直速度 w×（-100）的合成）剖面（灰色阴影为地形高度）

3.3 水汽输送及收支

3.3.1 水汽输送特征

低空急流对于水汽输送起重要作用。分析2次暴雪过程对流层中低层水汽通量矢量可知，过程I暴雪水汽主要来自大西洋沿西南路径到达巴尔喀什湖附近，在途中得到来自阿拉伯海和波斯湾水汽的补充，然后在低空偏西急流的作用下接力输送至暴雪区。过程II暴雪水汽主要有2条水汽输送通道，一条来自大西洋沿偏西路径到达巴尔喀什湖附近，另一条来自阿拉伯海和红海，水汽在乌拉尔山槽前偏南急流的作用下到达巴尔喀什湖附近，然后接力输送至暴雪区。为了了解暴雪上空水汽的输送及温湿特性，有必要进一步分析暴雪区上空水汽通量、比湿及温度的时空分布特征。

选取暴雪中心乌苏、乌鲁木齐站分别绘制水汽通量、比湿及温度的时间—高度剖面图（图8）表明，天山北坡暴雪区水汽主要分布在对流层中低层。过程I在暴雪前12 h迅速增湿，在暴雪初达最大，中心位于 550 hPa 附近达 6×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1，并配合有温度脊，即湿舌和温度脊基本重合（图8a），暴雪期间处于暖脊上。过程II也在暴雪初水汽输送达最大，中心位于500 hPa附近达2×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1；暴雪前对流层低层为暖脊，并有逆温存在，与上述温度平流的分布一致，随着降雪的出现，温度脊逐渐消失，暴雪期间为冷槽后（图8b）。对流层低层比湿过程I也明显大于过程II，但都有湿舌配合，即过程II对流层低层为冷湿结构。可见，过程II暴雪由于无西南低空急流，水汽输送明显小于过程I。

进一步分析可知，过程I水汽在途中得到来自低纬度阿拉伯海和波斯湾水汽的补充，使得比湿增大。而过程II水汽在途中也得到低纬水汽的补充，但西南低空急流离暴雪区较远，因此，此次过程的比湿较小。同时，也进一步说明700 hPa低空东北急流对过程II暴雪的动力抬升作用较大，对水汽的输送作用相对较小。

3.3.2 水汽收支特征

计算 2 次暴雪区（84°～86.5°E，43.5°～44.5°N（过程 I）；86.5°～88.5°E，43.5°～44.5°N（过程 II））逐6 h各边界的水汽输入（西和南边界正值、东和北边界负值为输入）、输出量（西和南边界负值、东和北边界正值为输出），取地面至700 hPa（对流层低层）、700～500 hPa（对流层中层）、500～300 hPa（对流层高层）及整层（地面到300 hPa），分析暴雪过程水汽输送和收支特征。

由图9可知，2次暴雪均是西边界为整层输入，对流层中低层水汽输送量最多，分别占75.91%、83.45%。均在降雪前出现大值的水汽输入，输入量过程 I、过程 II分别是 49.61×108、42.36×108t。这与水汽在巴尔喀什湖聚集，接力输送的距离有一定的关系。过程I北、南边界输入较少，输出较多；东边界以输出为主。过程II暴雪是北、东边界整层以输出为主；南边界基本同过程I，这与南部天山山脉的阻挡有关。因此乌鲁木齐暴雪期间的水汽输入主要是影响系统东移带来的，从而进一步说明东北低空急流在暴雪过程中主要起到辐合抬升的动力作用。

图 8 2 次暴雪中心站水汽通量（填色，单位：×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1）、比湿（实线，单位：g·kg-1）、温度（虚线，单位：℃）的时间—高度剖面

3.3.3 水汽辐合特征

计算2次暴雪中心（乌苏、乌鲁木齐）上空水汽通量散度与风场的时间—高度剖面图（图10）可知，乌苏暴雪前、中700 hPa以下为西南风或偏西风，以上为偏西风，且风速随高度增大，风速的垂直切变大；700 hPa以下转为偏西气流时降雪趋于结束。水汽辐合主要位于700 hPa以下，中心位于900 hPa附近。强水汽辐合区持续时间明显长于6 h暴雪持续时间（图10a）。乌鲁木齐暴雪期间是600 hPa以下为偏东或东北风，之上为偏南和西南风，且风速随高度增大，垂直风切变大，斜压性强；当600 hPa及以下转为偏北风时降雪趋于结束；对流层中低层均为水汽的辐合区，最强辐合中心位于750 hPa附近，最强辐合中心持续时间小于6 h暴雪持续时间（图10b）。因此，极端暴雪水汽辐合区均位于对流层低层。结合上述分析，进一步说明，过程I暴雪对流层中低层具有暖湿特征，而过程II暴雪具有冷湿特征。

4 结论

本文对比分析了 2010年 2月 22—24日和2015年12月10—13日天山北坡2次暴雪过程机理，表明即有相同的点，又存在明显的差异，主要表现在：

（1）2次暴雪均有南支槽的配合；暴雪区均位于高空急流轴右侧；水汽来源和输送基本一致，西边界为整层输入；暴雪区上空均有次级环流形成，最强次级环流与6 h最大降雪量对应，落区位于次级环流上升支前部梯度最大的区域；θse锋区具有陡立结构，对流层存在条件性对称不稳定结构。

（2）两者区别在于：（a）过程I是乌拉尔山快速长脊，脊前西西伯利亚低涡南压，其底部强西风锋区上短波槽与副热带锋区上东移北上的短波槽在中亚汇合后东移造成石河子以西极端暴雪天气；过程II是欧洲脊东移减弱，推动乌拉尔山大槽东移北收，槽前西南气流上短波槽东移造成石河子以东暴雪天气；地面图上，过程I冷高压是西北路径，过程II是偏西路径；（b）过程I前期为冷锋前暴雪，表现为降压降温；后期为冷锋暴雪，表现为升温升压，与过程II典型冷锋暴雪压温演变有显著的区别。（c）2次暴雪在高低空配置上有明显不同：过程I 500 hPa以下为暖平流，是暴雪期间地面气温上升的主要原因；500 hPa以上为冷平流，对流层低层暖湿空气较强。过程II 700 hPa以下为冷平流，700～600 hPa为暖平流，对流层低层有湿冷空气锲入。过程I暴雪区位于θse锋区上，700 hPa以下锋区强，其强度向下增强；而过程II暴雪位于θse锋区中后部，对流层低层锋区较弱，中高层较强。暴雪期间对流层低层过程I为暖湿结构，过程II为冷湿结构；过程II的次级环流伸展的高度大于过程I；过程I水汽输送和输入量及比湿明显的大于过程II；过程I条件性对称不稳定位于对流层低层，且在暴雪前出现，过程II暴雪期间均具有条件性对称不稳定，位于中高层。

图9 2次暴雪过程各边界整层水汽收支

图10 2次暴雪中心站风场及水汽通量散度（阴影，单位：10-5g·cm-2·hPa-1·s-1）的时间高度剖面

本文针对天山北坡2次暴雪过程典型个例进行了分析，取得了一些有意义的结果，但如何通过同类历史个例，归纳出影响暴雪发生的必要条件，概括出天山北坡暴雪的天气学模型，还需要进行更加深入、系统全面的研究。