2014年2月怀化3次雨雪天气过程对比分析

2014年2月怀化3次雨雪天气过程对比分析
唐群;张杰;陈红专;胡丽丽
【摘要】该文利用常规观测资料、NCEP 1°×1°分析资料对2014年2月发生在怀化的3次低温雨雪天气过程的成因和降水相态变化特征进行了多种资料诊断分析,得到以下结论:3次过程是在有利的大尺度环流背景下发生的,贝加尔湖冷涡稳定维持,冷涡底部多短波槽活动,地面冷高压主体稳定少动,地面冷空气从东路分股南下;低层西南急流将来自印度洋的暖湿空气源源不断地输送到长江流域,冷暖气流在长江流域交汇,导致了持续雨雪天气的发生.3次过程中均有冷锋锋区自地面向高空倾斜,强锋区使低层和地面维持低温天气,暖湿空气则沿锋面强迫抬升,低层不稳定能量得以释放,有利于雨雪的发生.低层偏南气流的发展加强不但为降雪提供了水汽条件,也有利于冷暖气流的交汇和暖湿空气的垂直输送.降水相态的变化与温度层结特征以及气层厚度密切相关,冷式逆温层和700 hPa与850 hPa高度差小于155 dagpm 的气层更有利于纯雪的出现.
【期刊名称】《贵州气象》
【年(卷),期】2016(040)002
【总页数】8页(P57-64)
【关键词】低温雨雪;高空低槽;温度层结;对比分析
【作者】唐群;张杰;陈红专;胡丽丽
【作者单位】南京信息工程大学,江苏南京210044;湖南省怀化市气象局,湖南怀化418000;南京信息工程大学,江苏南京210044;湖南省怀化市气象局,湖南怀化418000;湖南省怀化市气象局,湖南怀化418000
【正文语种】中文
【中图分类】P458.1+21
降雪是北方冬季常见的天气现象，降雪达到一定量级后，尤其是达到暴雪量级，常给国民经济和人民生命财产造成巨大的损失，因而目前针对暴雪过程的研究也主要集中在我国北方和青藏高原地区[1，2]。

南方地区虽然纬度相对较低，冷空气在南下过程中逐惭变性、势力减弱而难以达到降雪的条件，但每年冬季总会出现一次或几次降雪过程，有时还伴有冰冻，造成严重的灾害，如2008年我国南方的持续低温雨雪冰冻[3，6]、2011年湖南的持续暴雪过程等[7]。

另外我国南方冬季的降雨还涉及到雨雪相态的变化问题，近年来，我国气象工作者也对冬季降水相态转变过程有较多的研究，并提出了一些识别判据。

如漆梁波等[8-9]提出了用温度因子和厚度因子作为判据条件和阈值来识别冬季雨、雨夹雪、雪及冻雨(冰粒)，以及通过云顶高度、暖层强度和厚度、地面气温来区分江南区域冻雨和冰粒天气。

廖晓农等[10]分析了一次降雨转雨夹雪再转成降雪的相态变化过程，讨论了导致相态变化的机制。

高守亭等[11]探索出一套“动力因子”和“三步判别法”相结合的冻雨诊断预测方法，能比较全面地判断冻雨发生的区域，对冻雨进行准确预报。

2014年2月初，正是我国农历的正月，怀化全市各站点均出现了26 ℃左右的高温天气，大部分站点均打破了同期的历史最高气温记录。

但从上旬未开始至中旬，受冷空气影响，怀化连续发生了3次低温雨雪天气过程，气温持续偏低，造成部分地区农作物、房屋及基础设施受损，本文利用常规观测资料、NCEP分析资料对此次持续低温雨雪天气过程进行综合分析，探讨持续雨雪天气的成因以及降水相态的转化，为提高降雪的预报准确率，尤其是雨雪相态转化的预报提供有益思路。

第1次雨雪天气过程是从2月8日凌晨开始，伴随地面东路冷空气南下影响，怀化北部开始出现雨夹雪并自北向南逐步发展，雨雪天气维持到11日，但集中期是
8—9日。

过程累积降雨(雪)量北部较中南部大，但为混合降水，中南部以降雪为主，均达到大雪标准。

积雪主要位于中南部，积雪深度在1～4 cm。

此次过程中
的平均最高气温为2.7 ℃，平均最低气温为-2.1 ℃，是3次过程中平均最低气温
最低的一次，这与本次过程受到较长时间的冷空气持续影响相关。

第2次过程从
12日上午开始，随着冷空气自洞庭湖南下，怀化市部分县市出现降雪，但此次过
程持续时间短，仅靖州的降雪持续到13日上午，降雪量小，全市除靖州有1 cm
的积雪外，其余出现降雪的5县市均未达到积雪标准。

由于第2次过程与第1次
过程相隔较短，降雪前没有明显回温，因此其最低气温仍较低。

第3次降雪天气
过程从18日凌晨开始，虽然仅维持了一天，但降雪量大，8个县市的降雪量都达
到了暴雪量级，最强降雪时段集中在18日02时—18日12时，最高积雪深度出
现在鹤城区，达9.1 cm，对应最大降雪量达23.4 mm，本次过程在18日下午结束。

由于第3次过程的最低气流偏高(>0 ℃)，因此虽然降雪量大，融化也快，没
有造成明显的影响。

对比3次雨雪天气过程发现，持续时间长短不一，第1次雨雪天气过程时间最长，第2次过程除靖州稍长外，其余县市持续时间在9 h左右，第3次过程全区共持
续16 h；降雪强度方面，第1次过程以混合性降水为主，有3站次大雪，其余为
小到中雪，第2次是最弱的，6站次小雪，第3次过程强度最大，积雪深度也最深，除了有3站的混合性降水外，共出现了8站次暴雪。

分析过程期间(2014年2月8日—18日)500 hPa平均高度场发现(图略)，北半球极涡呈偶极型(图1a)，西半球极涡位于加拿大北部，东半球极涡位于贝加尔湖附近，中心值低于512 dagpm。

西太平洋北部以及乌拉尔山附近为稳定维持的高压脊。

研究表明，亚洲一侧的极涡中心南压到西伯利亚北部时，冷空气从西伯利亚源源不断南下，有利于我国大范围低温持续，对我国寒潮天气过程有较好的指示作用[9]。

从500 hPa高度的逐日演变来看，亚欧大陆中高纬地区经历了一次乌拉尔山
高压脊建立、崩溃和贝加尔湖冷涡加强西移的过程。

过程开始前，东半球极涡位于贝加尔湖东北部，乌拉尔山附近有阻塞高压建立，8日08时阻塞高压崩溃，但高
压脊仍然维持在乌拉尔山以东地区，中纬度地区多短波槽活动，乌拉尔山以西有冷涡东移(图1a)。

乌拉尔山高压脊的维持有利于高纬度的极地冷空气沿脊前偏北气
流南下，再由贝加尔湖冷涡西南部不断分裂出的短波槽引导冷空气分股南下，影响我国江南和华南，为大范围雨雪天气提供冷空气条件。

随着乌拉尔山以西冷涡的东移，贝加尔湖冷涡往西移，两个冷涡相互靠近，导致乌拉尔山高压脊逐渐减弱消失。

12日08时(图1b)，贝加尔湖冷涡加强，乌拉尔山高压脊已消失，中纬度环流平
直多波动，有利于冷空气分股补充南下。

此后两个冷涡继续靠近，最终合并，导致贝加尔湖冷涡继续加强和缓慢西移，17日20时(图1c)，贝加尔湖冷涡已移到亚
欧大陆北部，强度进一步加强，冷涡南部多小槽东移南下。

另外第3次过程中，
南支槽明显加强，其在东移过程中与北支槽同位相叠加，不但加强了雨雪过程的动力条件，而且槽前西南气流活跃，强盛的西南气流使得来自印度洋的暖湿空气可以沿槽前源源不断地输送到长江流域，有利于冷暖气流的不断交汇，对持续雨雪天气起着重要的水汽输送作用，这可能与第3次过程雨雪量最大有关。

分析过程期间的平均海平面气压场(图略)可以看出，在贝加尔湖地区维持一个地面冷高压中心，高压中心强度达到1 040 hPa以上，怀化处在这个强大冷高压的底部，地面锋区位于25°N的南岭地区。

在整个暴雪期间，冷空气主体偏北，冷高压中心并没有明显的南下，因而影响湖南的冷空气不是整体性的向南爆发，而是不断从东路分股向南扩散，这种冷空气的分股补充南下使得冷暖空气势均力敌，锋区在南岭附近南北摆动，有利于冷空气持续地与暖湿气流交汇，从而形成连续性低温雨雪。

另外分析过程期间700 hPa平均流场(图略)可以发现，从孟加拉湾经我国西
南地区到长江流域维持一支明显的低空西南急流，这支来自西亚绕过青藏高原南部到达我国南方的西南急流是一支暖湿的气流, 它将印度洋的暖湿气流源源不断地向
我国南方输送，与北方南下冷空气在长江中下游辐合, 导致暖湿空气上升, 形成持
续雨雪天气。

4.1 冷锋的动力抬升作用
在绝热等压蒸发过程中，位温(θ)或假相当位温(θse)具有保守性，因此可以用θse 来分析冷暖气团特性，而θse廓线密集区(冷暖气团交汇区)代表锋区，同时将锋区下界定为290 K，上界定为310 K，分析3次过程中冷锋上的垂直上升运动。

分析第1次过程8日08时θse和垂直速度沿110°E的经向剖面图发现(图2a)，此时
冷锋自地面向高层伸展，地面锋区南界位于南岭以南，锋面平缓。

冷锋有利于暖湿气流沿锋面爬升，将低层的水汽往高层输送，分析垂直速度发现，在怀化上空出现明显的垂直上升运动，上升运动主要位于700～300 hPa区间。

8日20时(图2b)，随着西南气流的加强，地面冷锋略有北移，冷暖气流的辐合随之加强，锋区上的垂直上升运动也有所加强，有利于雨雪的发生发展。

第2次过程中，12日08时(图
2c)，地面冷锋位于华南南部，位置偏南，怀化上空虽然也有垂直上升运动，但上升运动不强，较强的垂直上升运动主要位于华南北部，尤其是到了12日20时(图
2d)，怀化上空基本上是以下沉运动为主，不利于水汽的向上输送，从实况上看，第2次过程的雨雪量较弱，只是在个别站有飘雪的现象。

第3次过程， 17日20
时(图2e)，地面冷锋位于怀化南部，锋区上有较强的垂直上升运动，到了18日
08时(图2f)，地面冷锋虽略有南压，但锋区上的垂直上升运动有所加强，从实况看，17日晚上怀化以小到中雨为主，并逐渐转为雨夹雪和纯雪，强度逐渐加强，18日08时后出现大到暴雪，与锋区上的垂直上升运动加强密切相关。

另外，若以T20表示19°～21°N、109°～114°E范围内平均温度，T30表示29°～31°N、109°～114°E范围内平均温度，以T20-T30表示锋区强度，则从沿110°E湖南区域平均的锋区强度图上可见(图3a)，2月上中旬有3次明显的锋区加
强的过程，与这3次雨雪天气出现的时段一致，而且锋区强度的变化与雨雪天气
的强度对应较好，第1次和第3次过程的锋区强度最强，实况也是这两次过程雨
雪范围大，雨雪量大，强锋区的维持使低层和地面维持低温天气，冷暖气流处于交汇状态，有利于暖湿空气沿锋面强迫抬升，低层的不稳定能量得以释放，导致雨雪天气的发生。

温度平流的演变也反映了这种特点，从850 hPa温度平流的演变来
看(图3b)，3次过程期间也有3次明显的冷平流自北向南发展的过程，与这3次
雨雪天气的发生时段一致，其中尤以第1次和第3次冷平流最强，第2次过程由
于紧接第1次过程，回暖过程不够，因此冷平流最弱。

图3 湖南区域平均锋区强度的时间—垂直剖面图(a，单位：℃)以及850 hPa温
度平流沿110°E的时间—经向剖面图(b，单位：10-5℃·s-1)Fig.3 Time-cross section mean frontal zone intensity in Hunan area (a,u nit: ℃) and the time-warpwise cross section along 110°E of 850 hPa temperature advection (b, unit: 10-5℃·s-1)
4.2 低层切变线的演变
分析过程期间850 hPa层上经向风沿110°E的经向—时间演变图可以发现(图4)，3次过程期间低层切变线有3次自北向南移动的过程，与3次雨雪天气过程相对应。

其中第1次和第3次过程开始前，偏南气流有一个明显的发展加强向北推进，华南均出现了10 m/s以上的偏南气流，而且偏南气流均推进到了怀化以北。

偏南气流的加强利于低纬地区水汽和不稳定能量的向北输送，为怀化雨雪天气的发生提供源源不断的水汽。

而且加强的偏南气流与北方南下的冷空气相遇，有利于冷暖空气在长江中下游及其以南的地区交汇，致使该区域持续性、大范围雨雪冰冻天气的发生。

而第2次过程中，偏南气流没有明显的加强，中低层切变线位置偏南，不
利于怀化上空垂直上升运动的发展，因而第2次过程无明显的雨雪发生。

图4 850 hPa经向风沿110°E的时间剖面图，单位：m/sFig.4 Time cross
section along 110°E of 850 hPa warp-wise wind, unit:m/s
4.3 水汽条件分析
充沛的水汽输送对持续性雨雪天气的产生至关重要，分析过程期间水汽通量沿110°E的剖面图发现(图5a)，第1次过程和第3次过程开始前，华南的水汽通量
有一次明显的加强过程，与该期间中低层西南急流明显加强北抬密切相关，而第2次过程期间，水汽通量的加强并不明显，位置也偏南，这与第1次和第3次过程
雨雪较强，而第2次过程较弱相对应，说明了水汽输送对雨雪强度有重要作用。

而分析水汽通量散度的剖面图可以发现(图5b)，与3次雨雪天气过程相对应，我
国南方有3次水汽辐合加强的过程，时间与3次雨雪天气过程的起止时间一致，
其中第1次和第3次水汽辐合较强，第2次则相对较弱，且位置偏南。

另外分析
过程期间比湿的演变发现(图5c)，江南和华南有3次比湿增强的过程，与3次雨
雪过程强度相对应，在第1次和第3次过程期间，南方的比湿均达到了10 g/kg
以上，第2次则相对较弱。

图5 850 hPa水汽通量(a，单位：g·cm-1·hPa-1·s-1)、水汽通量散度(b，单位：10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1)比湿(c，单位：g/kg)沿110°E的时间剖面图Fig.5
Time cross section along 110°E of 850 hPa moisture flux (a, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1), moisture fluxdivergence (b, unit: 10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1) and specific humidity (c, unit:g/kg)
5 降水相态变化分析
降水相态的变化与对流层中低层的温度层结密切相关。

从过程期间怀化探空站各层温度的演变来看(图6d)，第1次过程开始前，对流层850 hPa和500 hPa在0 ℃以下，而700 hPa在0 ℃以上，表现为暖式逆温层的特征，从8日08时沿怀化
站(110°E)的经向剖面图也可以发现(图6a)，700 hPa的暖式逆温向北伸到接近
30°N，暖式逆温层以下气温虽然低于0 ℃，但冷层较薄，近地面温度在1 ℃左右。

由于有大于0 ℃的融化层存在，因此8日的降水相态为小雨或雨夹雪。

同时又由
于地面温度在0 ℃以上，不利于冻雨的形成，因此第1次过程没有出现冻雨的现象。

这种情况一直维持到9日08时。

随着北方冷空气主体南下，对流层中下层温度进一步下降，700 hPa温度也降到0 ℃以下，9日20时，700 hPa温度降到-
4 ℃，850 hPa温度降到-8 ℃，整层均在0 ℃以下，逆温层由暖式向冷式转变，
怀化大部分县市均出现纯雪。

第2次过程由于紧按第1次过程，对流层中低层西南气流来不及发展起来，导致
对流层中低层气温均在0 ℃以下，因此虽有逆温层存在，但为冷式逆温层，从图
6b可以发现，12日08时怀化大部分地区对流层均在0 ℃以下，因此此时的降水相态以飘雪为主，没有出现雨夹雪的现象。

第3次过程开始前，对流层中低层西南气流有一个明显的往北发展的过程，从怀
化站各层温度演变来看(图6d)，过程开始前850 hPa和700 hPa气温均升到0 ℃以上，尤其是700 hPa达到3 ℃。

17日20时，怀化站850 hPa温度为-3 ℃，
而700 hPa是3 ℃，地面温度则为4 ℃左右，暖式逆温特征明显，怀化全市均降小雨。

但随着冷空气的南下，到了18日08时，700 hPa温度下降到-1 ℃，地面温度大部分县市均降到0 ℃左右，从此时的剖面图可以发现，(图6c),怀化大部分
地区对流层温度均在0 ℃以下，这种温度层结有利于纯雪的出现，实况08时前后怀化站出现大到暴雪，并且降雪范围逐渐向南推进。

除了用温度层结来判断雨雪相态外，国内外也有用气层厚度来表征大气的冷暖情况[10，14-18]。

为此，参考漆梁波等[10]对我国东部冬季降水相态的研究，分析了
怀化站700 hPa与850 hPa高度差H700-850以及850 hPa与1 000 hPa的高
度差H850-1 000的时间演变。

从图7可以看出，与第1次和第3次过程的雨雪
相态转化对应，H700-850和H850-1 000均有一个下降的过程，这两次过程的
纯雪出现时间分别在8日晚上以及17日晚上，由于取消夜间观测，具体时间无法确定，如果假定出现纯雪的是时间是02时，则对应的H700-850是155 dagpm,即当H700-850<155时降水相态是雪，H700-850>155时为雨夹雪。

H850-1000则复杂一点，在这两个转雪的时该，H700-850和H850-1 000分别为128.5和129.7 dagpm,对降水相态的指示作用不明显，说明用气层厚度来判断降水相态还需要更多个例进行统计分析。

图6 温度(等值线，单位：℃，阴影区温度>0 ℃)和风场(风羽，单位：m/s)沿110°E的剖面图(a.8日08时，b.12日08时，c.18日08时，粗蓝线是假相当位温，单位：K，代表锋区上界和下界)以及怀化探空站各层温度时间序列图(d)Fig.6 Cross section along 110°E (a, (a:Feb. 8th, 8∶00, b: Feb.8th, 20∶00, c: Feb.18th, 8∶00, thick blue line is potential pseudo-equivalent temperature, unit:K, representing the upper bound and lower bound of frontal zone)) and Huaihua Air Sounding Station various layers'temperature-time sequence chart(d) of Temperature (contour line, unit: ℃，shadow region temperature>0 ℃) and wind field (barb, unit:m/s)
图7 怀化站700 hPa与850 hPa高度差(a)以及850 hPa与1 000 hPa高度差(b)的时间演变(世界时，间隔为6 h)，单位：dagpmFig.7 The temporal evolution of the altitude intercept between 700 hPa and 850 hPa and the altitude intercept between 850 hPa and 1000 hPa at Huaihua Station (world time,the interval of 6 hours), unit:dagpm
6 结论
本文利用常规观测资料、NCEP分析资料对2014年2月的3次低温雨雪天气过程进行综合分析，得到以下结论：
①过程期间北半球极涡呈偶极型，亚欧大陆中高纬地区经历了乌拉尔山高压脊建立、崩溃和贝加尔湖冷涡加强西移的过程，冷涡底部多短波槽活动，地面冷高压主体稳定少动，地面冷空气从东路分股南下；低层西南急流稳定维持，强盛的西南气流使得来自印度洋的暖湿空气可以沿槽前源源不断地输送到长江流域，有利于冷暖气流在长江流域交汇，是3次雨雪天气过程发生的大尺度背景条件。

②3次过程中均有冷锋锋区自地面向高空倾斜，强锋区使低层和地面维持低温天气，暖湿空气则沿锋面强迫抬升，低层不稳定能量得以释放，有利于降雪的发生。

低层偏南气流的发展加强不但为降雪提供了水汽条件，也有利于冷暖气流的交汇和暖湿空气的垂直输送。

其中第1次和第3次过程的锋区强度和冷平流最强，强锋面动
力抬升作用有利于雨雪的加强。

③降水相态的变化与温度的层结特征和气层厚度密切相关，暖式逆温层向冷式逆温层的转化以及H700-850和H850-1000的明显下降预示着降水相态的转化，而
冷式逆温层和H700-850<155dagpm的气层更有利于纯雪的出现。

另外对降水
相态转化分析还需对更多的个例进行统计分析，才到得到有更好指示作用的识别判据。

Contrastive Analysis of Three Rain and Snow Processes in Huaihua on February, 2014
TANG Qun1，2,ZHANG Jie1,CHEN Hongzhuan2,HU Lili2
(1.Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044,China；2.Huaihua Meteorological Bureau, Huaihua 418000,China) Abstact：Base on conventional observation data and NCEP 1°×1° reanalysis data, three rain and snow processes occurred in Huaihua in February, 2014 were analyzed. The results indicate that: Three processes
happened in a large-scale circulation background, Lake Baikal cold vortex maintained stable, short wave troughs were quite active at the bottom of cold vortex, however, surface cold highs were less active, surface cold air moved southward along the east route; southeast airflows in the low layer transported the warm moist air from the Indian ocean to the Yangtze river basin continuously, cold and warm air converged over the Yangtze river basin which resulted in sustained rain and snow. In all three processes, cold fronts inclined from surface to high altitude, temperature remained low in the low layer and surface due to strong frontal zone, warm moist air was forced ascending along the frontal surface, instable energy was released in the low layer, thus leading to the rain and snow. The enhancement of southerly not only provided vapor conditions, but also was in favor of confluence of cold and warm airflows and vertical transportation of warm moist air. The change of precipitation phase state was closely related to the characteristics of temperature stratification and the thickness of air layer, cold inversion layer and the layer whose altitude difference between 700 hPa and 850 hPa was less than 155 dagpm both benefit the occurrence of snow.
Key words：cold; rain and snow; low trough on upper level; temperature stratification; contrastive analysis
文章编号：1003-6598(2016)02-0057-08
收稿日期：2015-10-20
第一作者简介：唐群(1984-)，男，工程师，主要从事应用气象服务工作，E-mail:**************。

中图分类号：P458.1+21
文献标识码：B
另外，若以T20表示19°～21°N、109°～114°E范围内平均温度，T30表示29°～31°N、109°～114°E范围内平均温度，以T20-T30表示锋区强度，则从沿110°E湖南区域平均的锋区强度图上可见(图3a)，2月上中旬有3次明显的锋区加强的过程，与这3次雨雪天气出现的时段一致，而且锋区强度的变化与雨雪天气
的强度对应较好，第1次和第3次过程的锋区强度最强，实况也是这两次过程雨
雪范围大，雨雪量大，强锋区的维持使低层和地面维持低温天气，冷暖气流处于交汇状态，有利于暖湿空气沿锋面强迫抬升，低层的不稳定能量得以释放，导致雨雪天气的发生。

温度平流的演变也反映了这种特点，从850 hPa温度平流的演变来
看(图3b)，3次过程期间也有3次明显的冷平流自北向南发展的过程，与这3次
雨雪天气的发生时段一致，其中尤以第1次和第3次冷平流最强，第2次过程由
于紧接第1次过程，回暖过程不够，因此冷平流最弱。

4.2 低层切变线的演变
分析过程期间850 hPa层上经向风沿110°E的经向—时间演变图可以发现(图4)，3次过程期间低层切变线有3次自北向南移动的过程，与3次雨雪天气过程相对应。

其中第1次和第3次过程开始前，偏南气流有一个明显的发展加强向北推进，华南均出现了10 m/s以上的偏南气流，而且偏南气流均推进到了怀化以北。

偏南气流的加强利于低纬地区水汽和不稳定能量的向北输送，为怀化雨雪天气的发生提供源源不断的水汽。

而且加强的偏南气流与北方南下的冷空气相遇，有利于冷暖空气在长江中下游及其以南的地区交汇，致使该区域持续性、大范围雨雪冰冻天气的发生。

而第2次过程中，偏南气流没有明显的加强，中低层切变线位置偏南，不
利于怀化上空垂直上升运动的发展，因而第2次过程无明显的雨雪发生。

4.3 水汽条件分析
充沛的水汽输送对持续性雨雪天气的产生至关重要，分析过程期间水汽通量沿110°E的剖面图发现(图5a)，第1次过程和第3次过程开始前，华南的水汽通量
有一次明显的加强过程，与该期间中低层西南急流明显加强北抬密切相关，而第2次过程期间，水汽通量的加强并不明显，位置也偏南，这与第1次和第3次过程
雨雪较强，而第2次过程较弱相对应，说明了水汽输送对雨雪强度有重要作用。

而分析水汽通量散度的剖面图可以发现(图5b)，与3次雨雪天气过程相对应，我
国南方有3次水汽辐合加强的过程，时间与3次雨雪天气过程的起止时间一致，
其中第1次和第3次水汽辐合较强，第2次则相对较弱，且位置偏南。

另外分析
过程期间比湿的演变发现(图5c)，江南和华南有3次比湿增强的过程，与3次雨
雪过程强度相对应，在第1次和第3次过程期间，南方的比湿均达到了10 g/kg
以上，第2次则相对较弱。

5 降水相态变化分析
降水相态的变化与对流层中低层的温度层结密切相关。

从过程期间怀化探空站各层温度的演变来看(图6d)，第1次过程开始前，对流层850 hPa和500 hPa在0 ℃以下，而700 hPa在0 ℃以上，表现为暖式逆温层的特征，从8日08时沿怀化
站(110°E)的经向剖面图也可以发现(图6a)，700 hPa的暖式逆温向北伸到接近30°N，暖式逆温层以下气温虽然低于0 ℃，但冷层较薄，近地面温度在1 ℃左右。

由于有大于0 ℃的融化层存在，因此8日的降水相态为小雨或雨夹雪。

同时又由
于地面温度在0 ℃以上，不利于冻雨的形成，因此第1次过程没有出现冻雨的现象。

这种情况一直维持到9日08时。

随着北方冷空气主体南下，对流层中下层温度进一步下降，700 hPa温度也降到0 ℃以下，9日20时，700 hPa温度降到-
4 ℃，850 hPa温度降到-8 ℃，整层均在0 ℃以下，逆温层由暖式向冷式转变，。