冬奥会延庆赛区降雪与边界层东风的关系

于波 李桑 郝翠 刘郁珏 杜佳 卢俐

1 北京市气象台，北京 100091

2 中国气象局北京城市气象研究院，北京 100089

3 北京市气象信息中心，北京 100091

1 引言

北京地区地形复杂多样，自西向东海拔高度呈明显阶梯结构下降，其三面环山和临近渤海的特殊地形和地理位置，导致冬季降雪常常与边界层东风相伴（王继志, 1978; 孙继松等, 2003; 于波等, 2013,2016, 2019; 吴庆梅等, 2014; 李津等, 2017）。分析近年来降雪空报和降雪漏报个例表明，边界层东风是制约预报准确率的主要原因。边界层东风因水平尺度小、持续时间短、垂直厚度浅薄，较难捕捉其对降雪影响的具体信号。已有研究指出，边界层东风能否建立起指向华北地区的水汽输送通道在降雪中非常重要：当无明显的水汽输送时，即使中低层上升运动明显，也很难形成有效降水（郭锐等,2012; 何娜等, 2014）；即使对流层中低层没有深厚湿层的配合，边界层东风的增湿作用即可造成明显降雪（赵思雄等, 2002; 孙建华和赵思维, 2003; 蒋建莹等, 2005; 赵思雄和孙建华, 2013）。同时，冷性东风可形成冷垫强迫暖湿空气的爬升（何群英等,2011; 赵桂香等, 2011），边界层东风与低层偏西风或偏南风可形成有利的辐合形势（夏茹娣等, 2013;赵桂香等, 2013）等。因此，边界层东风及其温湿特性所引起的水汽输送和动力辐合效应对降雪天气有重要意义，区分讨论不同特性边界层东风对降雪发生发展的影响十分必要，但已有边界层与降雪相关的研究多集中在斜压边界层的发展（Xu et al.,2002）、边界层动力锋生（Bove and Paolo, 2009;Meng et al., 2019）、地形锋生（Lee and Xue, 2013;Li et al., 2021）、边界层内的水汽通量和水汽相变过程（Kristovich and Braham, 1998）以及大地形抬升（Liu et al., 2021）对降雪发生发展的作用。

延庆区地处北京市西北部，北东南三面环山，平均海拔500 m 左右，山区面积占70%，东部为军都山（平均海拔600 m 左右），西部海陀山为延庆区内最高峰，最高海拔为2284 m（图1）。延庆区作为2022 年冬奥会三大赛区之一，是高山滑雪、雪车和雪橇项目的举办地。由于海拔较高、地势复杂，其降雪天气特征与北京平原地区存在很大差异。

图1 北京延庆区地形图（单位：m）Fig. 1 Topographic map of Yanqing District, Beijing (units: m)

随着2022 年冬奥会的临近，基于观测试验及数值模拟等手段对赛区近地层风场（张治国等,2017; 刘郁珏等, 2018）、降雪的云物理特征（高茜等, 2020; 黄钰等, 2020）和云变化（李炬等, 2020）开展的研究工作，加深了对延庆赛区气象要素规律的认识，同时对积雪变化（钱昊, 2017; 钱昊等,2019）、雪季长短（徐庆喆等, 2017）和风寒效应（李林等, 2018）等气象条件造成的不同影响进行了分析。

由前所述，目前尚缺乏延庆赛区降雪机制的针对性分析，特别是边界层东风对降雪的影响，而已有边界层偏东风对降雪的研究工作多集中于平原地区，这在预报业务中极大制约了高海拔地区降雪的预报准确率。虽然预报员对边界层东风有着极高的警觉性，但更为重要的是，如何甄别不同高度、不同温湿特性的边界层东风对延庆赛区降雪的具体贡献。

本文利用台站观测资料、ERA5 再分析资料、气象铁塔观测、风廓线雷达观测资料及HYSPLIT模型，从降雪成因着手，研究相似天气背景下边界层偏东风的温湿特性，结合地形对比不同性质和不同高度偏东风对降雪的贡献，重点探索边界层偏东风对延庆赛区降雪的作用和影响机制。

2 资料与方法

高度场、风场等资料来自欧洲中期天气预报中心ECMWF 第五代大气再分析全球数据（简称ERA5），空间分辨率0.25°×0.25°，垂直方向上分为37 层，数据为逐小时平均。

使用中国科学院大气物理研究所325 m 气象铁塔和延庆风廓线雷达观测数据对边界层偏东风的特征进行研究。其中，气象铁塔（39°58′N，116°22′E）的观测数据，垂直方向为15 层，观测高度分别为8、15、32、47、65、80、102、120、140、160、180、200、240、280、320 m，观测要素为水平风向、风速、温度和相对湿度；垂直速度观测数据，垂直方向7 层，观测高度分别为8、16、47、80、140、200、280 m。延庆风廓线雷达垂直方向为58 层，150～1950 m 为120 m 间隔，1950～12030 m为249 m 间隔，观测要素为水平风向、风速和垂直速度。

利用美国国家海洋和大气管理局NOAA 的空气资源实验室和澳大利亚气象局联合研发的一种用于计算和分析大气污染物输送、扩散轨迹的专业HYSPLIT 模型（Draxler and Hess, 1997）和NCEP/NCAR 再分析资料对200 m、400 m 和600 m 高度的气流进行96 h 后向轨迹追踪。

本文除特殊说明外，所标注时间均为北京时。

3 天气概况

2015 年11 月21 日和2016 年1 月21 日，北京延庆区出现降雪。为便于描述，2015 年11 月21 日简称降雪过程Ⅰ，2016 年1 月21 日简称降雪过程Ⅱ。

从环流形势来看（图2），两次降雪过程中北京上空均受500 hPa 冷涡底部西北气流或西北偏西气流的控制，两次降雪无低槽低涡等明显天气尺度辐合系统的影响；海平面气压场上河套地区存在倒槽，冷高压呈东西走向，北京地区受高压底部偏东风的影响。总体来看，两次降雪过程因对流层中层引导气流为西西北或西北气流，导致其预报难度加大，但对比分析此类天气背景下的降雪天气，能够更加突显边界层东风影响延庆区降雪发生发展的意义所在。

图2 （a、b）2015 年11 月21 日08:00 和（c、d）2016 年1 月21 日08:00 500 hPa 环流形势（左列；等值线为位势高度场，单位：dagpm；风羽，单位：m s-1）以及海平面气压场（右列；等值线，单位：hPa）分布Fig. 2 Distributions of (a, c) synoptic situation at 500 hPa (contours for geopotential, units: dagpm; barbs for wind, units: m s-1) and (b, d) sea level pressure (contours, units: hPa) at 0800 BJT (Beijing time) on (a, b) November 21, 2015 and (c, d) January 21, 2016

虽然环流背景相似，但两次过程降雪量差别较大：过程Ⅰ中，延庆全区出现降雪，雪量分布呈东多西少的特点，最大降雪量为大庄科站5.7 mm（图3a），降雪自11 月21 日05:00（北京时，下同）开始至16:00 共持续约11 个小时（图3b），但降雪强度较弱，最大小时降雪量为0.9 mm（21日11:00）；过程Ⅱ中，延庆区降雪集中在西北部山区，最大降雪出现在小海陀站，为26.7 mm（图3c），持续时间相对较短，集中出现在21 日12:00～17:00，但小时降雪量基本都为3 mm 及以上，16:00 的降雪量最高达6.7 mm（图3d）。

图3 （a、c）2015 年11 月21 日05:00～16:00 和2016 年1 月21 日08:00～18:00 北京延庆区总降雪量分布（左列）以及（b、d）逐小时降雪量变化（右列），单位：mmFig. 3 (a) Distributions of total snowfall amount, (b) variation of hourly snowfalls from 0500 BJT to 1600 BJT on November 21, 2015, units: mm. (c,d) are same as (a, b), but for 0800 BJT to 1800 BJT on January 21, 2016

4 降雪成因

4.1 边界层东风的温湿特性差异

由于延庆赛区整体海拔较高、区域较小，一方面需考虑边界层东风是否能影响到延庆赛区，另一方面边界层东风的温湿特征在北京平原地区表现更为清晰。因此，本文对偏东风特性的定性诊断主要依据其在平原地区的要素分析。

4.1.1 降雪过程Ⅰ

气象铁塔分析（图4a）表明：随着偏东风的发展，近地层温度持续下降，特别是2015 年11月21 日07:00～13:00 期间，边界层偏东风明显增强，10:00 前后东南风风速达6 m s-1，此期间温度快速下降，至21 日14:00 15 m 高度温度已降至1°C 左右。由此可见，这支边界层偏东风为冷性的，由于前一日北京全区已出现降水，近地层均为大于90%的大湿度区，相对湿度的分布不能说明东风的干湿特性。

结合ERA5 再分析资料，11 月21 日08:00 的1000 hPa 温度平流、比湿及风场显示（图4b），偏东风在西进过程中，携带高纬度地区的冷空气向西推进，带来了明显的冷平流；纬向分布的比湿显示，包括延庆在内的北京地区比湿约为3 g kg-1，但渤海北部及天津北部地区的比湿为2～2.5 g kg-1，对北京及延庆区而言，沿气流方向是一支水汽含量相对低的偏东风。

进行气流96 h 的后向轨迹追踪表明（图5a），降雪过程Ⅰ的边界层东风与华北回流天气密切相关，主要为来自东北平原途径渤海入侵华北的冷空气（张迎新和张守保, 2006; 张迎新等, 2007; 张守保,2009）。受地面倒槽的影响，偏东气流途经渤海湾后，再依次经由山东北部、河北南部和天津东部向西进入北京地区。这支干冷气流于11 月18 日进入渤海湾，途经渤海湾时相对湿度明显增加，由30%左右增加至80%以上（图5b），但与北京地区相比，绝对水汽含量偏低，因此仍旧为“干冷”性质（图4b）。

图4 （a）2015 年11 月20 日20:00 至21 日20:00 的温度（等值线，单位：°C）、相对湿度（阴影）和风场（箭头，单位：m s-1），（b）2015 年11 月21 日08:00 1000 hPa 比湿（等值线，单位：g kg-1）、风场（风向杆，单位：m s-1）及冷平流（阴影，单位：10-5 K s-1）Fig. 4 (a) Distributions of temperature (contours, units: °C), relative humidity (shaded) and wind (barb, units: m s-1) from 2000 BJT 20 to 2000 BJT 21 November 2015, (b) distributions of specific humidity (contours, units: g kg-1), wind (barb, units: m s-1) and cold advection (shade, units:10-5 K·s-1) at 1000 hPa on 0800 BJT 21 November 2015

图5 （a）2015 年11 月21 日08:00 沿（39.5°N，116.5°E）的96 h 后向轨迹（绿色线为200 m，蓝色线为400 m，红色线为600 m），（b）气流后向轨迹对应的相对湿度Fig. 5 (a) Backward trajectories of 96 h at 0000 BJT 21 November 2015 along (39.5°N, 116.5°E) for 200 m (green line), 400 m (blue line) and 600 m(red line) , (b) the corresponding relative humidity of backward trajectory

4.1.2 降雪过程Ⅱ

铁塔分析表明（图6a），2016 年1 月20 日23:00 前后北京平原地区随着偏东风的建立，近地层湿度开始增加，至21 日04:00 100 m 以下相对湿度达80%，12:00 后虽然相对湿度减小至70%，但21 日白天地面至325 m 高度始终维持70%的相对湿度。由此可知，此次降雪过程中的偏东风对北京平原地区具有一定的增湿作用。

在偏东风发展的时段内（图6a），空中偏北气流带来的冷空气渗透导致21 日04:00～08:00 温度明显下降（08:00 15 m 温度降至-6°C）。21 日08:00 之后温度回升，16:00 在47 m 处的温度升至-3°C。进一步结合ERA5 再分析资料的诊断发现（图6b），边界层偏东风配合弱暖平流影响北京的平原地区，同时将渤海湾至天津一带的水汽向北京平原地区输送。

图6 （a）2016 年1 月20 日20:00 至21 日20:00 的温度（等值线，单位：°C）、相对湿度（阴影）和风场（箭头，单位：m s-1）分布，（b）2016 年1 月21 日08:00 1000 hPa 比湿（等值线，单位：g kg-1）、风场（风向杆，单位：m s-1）及暖平流（阴影，单位：10-5 K s-1）分布Fig. 6 (a) Distributions of temperature (contours, units: °C), relative humidity (shaded) and wind (barb, units: m s-1) from 2000 BJT 20 to 2000 BJT 21 2016, (b) distributions of specific humidity (contours, units: g kg-1), wind (barbs, units: m s-1) and warm advection (shaded, units: 10-5 K s-1)at 1000 hPa on 0800 BJT 21 January 2016

结合气流的96 h 的后向轨迹（图7a）表明，边界层内来自贝加尔湖地区的冷空气沿西北路径南下，经渤海湾路途较短，相伴随的相对湿度一直呈下降趋势（图7b），1 月20 日夜间在山东北部转向为东南风后，相对湿度增至60%～70%，因此气流偏南分量的增强导致其变性，具有了“暖湿”性质。同时，600 m 高度处有来自新疆的冷空气沿偏西路径影响北京。

图7 同图5，但为2016 年1 月21 日00:00Fig. 7 Same as Fig. 5, but for 0000 BJT 21 January 2016

4.2 边界层东风对降雪的贡献

4.2.1 降雪过程Ⅰ

由于地面倒槽不断向东北方向加深发展（图略），形成深厚的偏东风。延庆站风廓线显示（图8a），偏东风在垂直方向延伸的高度超过1000 m，最高达1200 m 左右（21 日07:00～08:00），因此偏东风能够越过延庆区与昌平区交界的军都山影响延庆。

地形作为气流运动的主要障碍，能够显著改变边界层的气流（李国平, 2016; Finnigan et al.,2020）。沿40.3°N 的剖面显示（图8b），冷性的边界层东风在未越过军都山时（118°E 以东的区域）形成明显的系统性的冷垫抬升，将暖湿空气抬升至950～800 hPa，造成了平原及低海拔地区明显的降雪天气。偏东风翻越军都山之后，热力性质发生变化，下沉增温作用使温度升高，由冷性转为暖性。偏东风除越山作用之外，还有绕流作用的存在，因此在军都山背风坡形成辐合；同时东风在西进过程中，随着西部海陀山地形高度的显著增加，转向为东南风形成上坡风的辐合抬升，绕流辐合与地形强迫共同作用造成116.5°～117°E 区域明显的辐合抬升，但辐合程度由东向西减弱，是延庆区降雪东多西少的主要原因。

图8 2015 年11 月21 日（a）00:00～18:00 延庆站风廓线（风向杆，单位：m s-1）以及（b）09:00 沿40.4°N 的垂直剖面（黑色粗实线为地形高度；红色虚线为温度，单位：°C；阴影为辐合区，单位：10-5 s-1；风向杆为水平流场，单位：m s-1）Fig. 8 (a) Wind profile from 0000 BJT to 1800 BJT on November 21, 2015 of the Yanqing station (barbs, units: m s-1), (b) the cross-section along 40.4°N at 0900 BJT on November 21, 2015. Black solid line for terrain height; red contours for temperature, units: °C; shaded for convergence, units:10-5 s-1; barbs for horizontal wind, units: m s-1

延庆风廓线表明（图8a），2015 年11 月21日06:00～12:00 近地面层的偏东风转为东南风且风速加大，对应着降雪的最强时段；13:00 之后随着风速减小，降雪逐渐减弱结束。

4.2.2 降雪过程Ⅱ

风廓线显示（图9a），降雪之前及降雪过程中，延庆本地未出现明显的偏东风。沿40.0°N 的剖面显示（图9b），边界层内的偏东风由于发展高度较低（950 hPa 以下），不能够越过军都山脉影响延庆区，仅在900 hPa 以下高度有辐合作用，表明抬升作用较弱，主要影响平原地区。

由以上对比分析，边界层东风对延庆赛区的降雪过程Ⅰ有直接影响，而对降雪过程Ⅱ则无影响。值得注意的是，降雪过程Ⅱ中小海陀站（海拔1805m）出现了26.7 mm 的降雪，明显降雪时段出现在2016 年11 月21 日12:00～16:00（图3d）。沿该站的时序剖面表明（图9c），虽然受西北气流的影响，但21 日12:00 开始800～700 hPa（2000～3000 m）相对湿度达100%饱和区所对应的上升运动不断发展增强。空中饱和区与上升运动的有利配合，并具有一定的持续时间（11 月21 日12:00～16:00），是小海陀站出现明显降雪的重要原因。

图9 2016 年1 月21 日（a）00:00～18:00 延庆站风廓线（风向杆，单位：m s-1），（b）09:00 沿40.0°N 的剖面（黑色粗实线为地形高度；红色虚线为温度，单位：°C；阴影为辐合区，单位：10-5 s-1；风向杆为水平流场，单位：m s-1）,（c）10:00 至19:00 沿（40.56°N，115.82°E）的风场（风向杆，单位：m s-1）、相对湿度（等值线）和上升运动（阴影，单位：Pa s-1）时序剖面Fig. 9 (a) Wind profile from 0000 BJT to 1800 BJT of the Yanqing station (barbs, units: m s-1), (b) the cross-section along 40.0°N at 0900 BJT (black solid lines for the terrain height; red contours for temperature, units: °C; shaded for convergence, units: 10-5 s-1; barb for horizontal wind, units: m s-1),(c) the cross-section of relative humidity (contours), wind (barb for wind，unit: m s-1) and ascending motion (shaded, units: Pa s-1) along (40.56°N,115.82°E) from 1000 BJT to 1900 BJT on January 21, 2016

5 结论与讨论

本文对比相似天气背景下不同温湿特性、不同发展高度的边界层东风对冬奥会延庆赛区降雪的贡献，并进一步讨论了边界层东风与地形的相互作用，研究表明：

（1）当途经渤海湾的路径较长时，有利于边界层东风的明显增湿，反之增湿效果则较弱。

（2）“干冷”性质且在垂直方向发展较为深厚的边界层东风，可形成冷垫抬升平原地区的暖湿空气；当东风在垂直方向发展较为深厚（超过军都山的平均高度600 m）时，能够翻越延庆区东部海拔较低的军都山并在背风坡形成绕流汇合，同时受西部海拔较高的海陀山阻挡形成迎风坡的强迫抬升，二者共同作用导致延庆区辐合程度东强西弱，进而造成降雪分布呈东多西少的特征。“暖湿”性质的边界层偏东风在垂直方向上较为浅薄，无法越过军都山，对延庆赛区的降雪基本无影响。

（3）对于延庆赛区高海拔的山区降雪，一方面需考虑边界层东风是否有翻越军都山的可能；一方面需关注受空中500 hPa 西北气流影响时，与地形高度较接近的、700 hPa 高度附近的饱和区与抬升运动的配合情况。

本文的研究成果能够在一定程度上促进冬奥会延庆赛区精准降雪预报准确率的提升，特别是在赛区降雪有无及降雪空间分布的预报方面，为积极备战2022 年冬奥会提供技术支撑。为明确不同特征边界层东风对冬奥会延庆赛区降雪的作用机制，尽可能排除天气尺度系统所造成的影响，本文选取相似天气背景下的降雪天气过程进行对比研究，但正如前文所提及的，北京地区冬季降雪通常伴有边界层东风，因此，如何定量判别不同天气背景下边界层东风对延庆赛区降雪发生发展的具体贡献，还有待于今后做进一步的深入研究。