丹东冬季降水相态判据研究

丹东冬季降水相态判据研究
高松影;李慧琳;宋丽丽;赵婷婷;徐璐璐
【摘要】利用1979-2012年10月至翌年4月丹东地区逐年日降水、天气现象、高空探空资料及NCEP的0.5°×0.5°(部分2.5°×2.5°)再分析资料,对该地区冬季不同相态降水气候及大气层结特征进行统计分析,并对不同相态降水典型个例进行分析.结果表明:丹东地区虽地处北方,但冬季降水相态多样.在秋冬、冬春过渡和严冬不同时段,大气不同层结不同相态降水气温阈值范围不同,建立丹东冬季不同大气层结降水相态判据.指出大气不同层结前期特别是近地面层气温背景与不同相态降水的发生与转换关系密切,可为动态预报降水相态提供参考.8501hPa及以下中低空温度条件对冬季降水相态形成至关重要,850hPa的0℃线能较好区分雨和雪区大致范围,925 hPa的0℃线能较好区分雨夹雪和雪及雨夹雪和雨大致范围.
【期刊名称】《气象与环境学报》
【年(卷),期】2014(030)002
【总页数】7页(P38-44)
【关键词】冬季降水;降水相态;识别判据
【作者】高松影;李慧琳;宋丽丽;赵婷婷;徐璐璐
【作者单位】丹东市气象局,辽宁丹东118000;丹东市气象局,辽宁丹东118000;丹东市气象局,辽宁丹东118000;丹东市气象局,辽宁丹东118000;丹东市气象局,辽宁丹东118000
【正文语种】中文
【中图分类】P426.6
引言
冬季降水与夏季不同，引发气象灾害程度的大小不但取决于降水量级大小，还取决于降水相态。

降水相态不同，弱降水过程也会成为高影响天气［1］。

2001年12月7日北京下了一场小雪，24 h累积降雪量只有1.8 mm，却引发城市交通大阻塞，社会影响异常强烈，其成因是近地层和地表温度较低，雪降到地面融化凝结成薄冰附着在地表，致使车辆行驶缓慢。

另一个极端个例是2007年3月3—5日辽宁省出现罕见暴雪(雨)天气，在大部分地区出现暴雪甚至特大暴雪天气，致使辽宁省农业、渔业和工业遭受重创，交通基本瘫痪。

丹东虽然降水超过100.0 mm，但由于降水相态为雨，并未给城市交通和工农业生产带来太大影响，所以降水相态预报的正确与否对冬季降水预报服务十分重要。

目前对冬季降水相态的研究南方较多［2－6］，北方冬季寒冷，降水以雪为主，对降水相态的研究相对较少，且多是个例分析［7－9］。

丹东地处长白山脉东南坡，南临黄海，特殊的地理环境使冬季降水既有北方降水相态以雪为主的特征，也有南方冬季降水相态多样的特点，因此对丹东冬季降水相态判据进行研究十分必要，而且对于建立北方冬季降水相态识别判据也很有意义。

1 资料与方法
取丹东探空站(54497)1979—2012年逐年10月至次年4月逐日08时(北京时，下同)探空资料、沈阳区域气候中心整编的地面观测资料及NCEP分辨率为
0.5°×0.5°(部分2.5°×2.5°)再分析资料。

根据天气现象统计样本的降水相态，主要选取雨夹雪(包括雨转雪、雪转雨、雨雪混合)、雪和雨为降水样本;降水样本的量级选取24 h(20—20时)降水量≥5.0 mm。

因为24 h降水量≥5.0 m，如降水相态是雨，仅为小雨量级，不会对交通、农业及公众生活造成太大影响;如是雪，则是大
雪以上降雪过程，带来较严重的灾害。

另外对于秋冬(10—11月)和冬春(3—4月)
转换季节降雨样本，只选取11月和3月的，目的是保证取得的降水相态判据具有季节转换特征。

根据以上资料和方法，得到降水样本176个，其中雨夹雪样本(包括雨转雨夹雪或雪、雪转雨夹雪或雨、雨雪混合)45个，雪样本43个，雨样本88个。

取当年10月1日至翌年4月30日为当年降雪年度。

定义大气中高层为400—700 hPa，中低层为700—925 hPa，底层为925 hPa以下至地面。

2 结果分析
2.1 不同相态降水气候特征
图1 1979—2012年丹东冬季不同相态降水百分率月分布Fig.1 Monthly percentages of the different winter precipitation phase states in Dandong from 1979 to 2012
图1为1979—2012年丹东冬季不同相态降水出现频率月分布，可以看出，丹东10月至次年4月降水相态多样。

10月和4月降水相态以雨为主，所占百分比分
别为96.6%和94.1%;11月各种相态降水开始出现，但降雨仍占优势;12月降雨百分比骤减到18.8%，降雪百分比增加到40.6%，雨夹雪占37.5%(其中雨转雨夹雪或雪占15.6%，雪转雨夹雪或雨占21.9%);1月降水相态以雪为主，所占百分比达64.3%，不过仍有28.6%和7.1%的降水分别以雨夹雪和雨的形式出现;2月雨、雪出现的百分比相当，均为39.1%;3月是回暖的季节，降雪百分比明显减少，雨夹
雪增加到31.0%，值得一提的是雨夹雪以雨转雨夹雪或雪为主，主要是因为3月
降雪往往伴随强冷空气产生［10－11］，气温的骤降使降水相态由雨转为雨夹雪
或雪。

2.2 不同大气层结气温判据统计特征
在日常预报中，发现大气层结中低层及底层大气温度对界定降水相态的重要性，因此应注意中低层和底层大气温度的预报，将其作为预报冬季降水相态重要判据之一。

许爱华等［12］对一次寒潮天气过程的诊断分析提出，925 hPa以下层结大气温
度是南方降水相态的关键，降雪时925 hPa气温≤－2℃，可将其作为固态降水(雪)的预报判据。

朱红和黄玲琳［13］指出，南方降雪有利的温度条件垂直分布为地
面≤4℃、850 hPa≤－3℃和700 hPa≤0℃。

王亮和王春明［14］对2009年2
月辽宁省一次雨夹雪转暴雪天气过程的微物理模拟研究也指出，云中水凝物相态分布与温度密切相关，地面降水性质与近地层的温度密切相关。

南方降水相态判据是否适用于北方冬季降水，北方冬季降水相态的识别判据应该如何设定是本文研究的内容。

近年来“箱线图”在天气气候资料统计中得到较好应用［15］，它可以统计描述
一组数据分布的分散程度。

根据08时地面观测的近地面气温(记为T)和探空资料
地面层、1000 hPa、925 hPa、850 hPa、700 hPa气温资料(记为 T地面层、
T1000、T925、T850、T700)，利用箱线图统计不同相态降水对应的近地面与不
同等压面气温的分布，获得不同相态降水在近地面及大气不同层结判定的基本依据。

图2和图3分别为不同相态降水底层和中低层气温箱线图，横坐标为大气不同层结，纵坐标为气温。

假定不同大气层结不同相态降水发生时的气温分布呈(准)正态分布，方框中的黑线表示50%降水样本的气温值(中位数)，长方框上下边延伸线的端点表示最大值和最小值，长方框箱体代表80%降水样本气温分布范围，长方框
的上下底分别为90%分位数、10%分位数。

图2 过渡季节(a)和冬季(b)不同相态降水近地层、地面层、1000 hPa气温箱线图Fig.2 Box-whisker plot of surface temperature，ground temperature and temperature at 1000 hPa for different precipitation phase states during the transition season(a)and in winter season(b)
由于丹东冬季降水相态月分布不同，因此对降水相态判据研究分为过渡季节(10—11月、3—4月)和冬季(12月至翌年1—2月)两个时段进行。

分析过渡季节不同相态降水近地面、地面层和1000 hPa气温箱线图(图2a)。

从中位数的分布看，同一相态降水3个层结气温中位数基本接近，雨夹雪为1.0—
2.0℃，雪为0.0℃左右，雨为5.0℃附近;不同相态降水同一层结气温中位数雨夹雪和雪差别不大，雨夹雪和雨、雪和雨差别明显;各箱体气温分布范围较大。

由于雨
夹雪和雪T地面层、T100010%—90%分位箱体交叉较大，因此雨夹雪和雪区分
判据较难确立。

雪和雨 T、T地面层、T100010%—90%分位箱体重叠较小，T、T地面层、T1000＞2.0 ℃时，雨的概率大，T ＜2.0 ℃时雪概率大，可将2.0℃作为 T、T地面层、T1000雨和雪的临界值。

T、T地面层、T1000雨夹雪和雨10%—90%分位有近一半的交叉，T、T地面层、T1000＜0 ℃时为雨夹雪，T、T 地面层、T1000＞0℃时为雨夹雪或雨，但雨的概率大。

图3 过渡季节(a)和冬季(b)不同相态降水925 hPa、850 hPa、700 hPa气温箱线图Fig.3 Box-whisker plot of temperature at 925 hPa，850 hPa and 700 hPa for different precipitation phase states during the transition season(a)and
in winter season(b)
冬季近地面、地面层和1000 hPa气温箱线图(图2b)同一相态降水3个层结气温
中位数基本接近，雨夹雪为－1～0℃，雪为－6～－5℃，雨为3℃左右;气温中位
数比过渡季节低，尤其降雪偏低5℃。

不同相态降水同一层结中位数相差较大，降雨气温范围比过渡季节集中。

3种相态降水区分性较好;雨夹雪和雪 T、T地面层、T100010%—90%分位交叉较小，T、T地面层、T1000＜－3.0 ℃时降水相态为雪，T、T地面层、T1000＞－3.0℃时为雨夹雪，可将－3.0℃作为T、T地面层、T1000雪和雨夹雪的临界值。

T、T地面层、T1000雨和雪 10%—90% 分位范围无重叠，T、T地面层、T1000＞0.0 ℃时降水相态为雨，T、T地面层、T1000＜
－3.0 ℃时为雪，0.0—3.0 ℃时为雨夹雪。

T地面层、T1000雨夹雪和雨10%—90%分位范围无重叠，T地面层、T1000＞2.0℃时降水相态为雨，T地面层、
T1000＜2.0℃时为雨夹雪，可将2.0℃作为 T地面层、T1000雨和雨夹雪的临界值;雨夹雪和雨10%—90%分位范围有部分重叠，T＜0.0℃时为雨夹雪，T＞0.0℃时为雨夹雪或雨，但雨的概率大。

分析过渡季节不同相态降水中低层T925、T850和T700箱线图(图3a)，与底层
箱线图明显不同的是同一相态降水不同层结气温中位数相差较大，雨夹雪T925、
T850和T700的中位数分别为0.0℃、－4.1℃和－11.0 ℃，雪 T925、T850、
T700的中位数分别为－1.3 ℃、－5.5 ℃和－11.0 ℃，雨T925、T850和T700
的中位数分别为4.0℃、1.0℃和－6.0℃。

不同相态降水同一层结气温中位数雨夹
雪和雪相差较小，雨夹雪和雨、雪和雨相差较大。

由于雨夹雪和雪T925、T850、T70010%—90%分位重叠较大，判据较难确立。

雨和雪T925、T85010%—90%分位交叉较小，T925＞2.0℃时为雨，T925＜2.0℃时为雪;T850＞－3.0℃时为雨，T850＜－3.0℃时为雪，可将2.0℃和－3.0℃分别作为925 hPa和850 hPa雨和
雪的临界值;T700雪和雨10%—90%分位有部分重叠，其中T700＜－11.0℃时为雪，T700＞－11.0℃时为雪或雨，但雨的概率大。

T925、T850、T700雨夹雪和雨10%—90%分位均有部分重叠，其中T925＜1.0℃时为雨夹雪，T925＞1.0℃
时为雨或雨夹雪，但雨的概率高;T850＜－3.0℃时为雨夹雪，T850＞－3.0℃时为雨或雨夹雪，但雨的概率大。

T700＞－7.0℃时为雨，T700＜－7.0℃时为雨夹雪
或雨，但雨夹雪的概率大。

冬季中低层同一相态降水不同层结气温中位数相差明显(图3b)，雨夹雪 T925、
T850和 T700的中位数分别为－2.0℃、－5.0℃和－14.0℃，雪T925、T850和
T700的中位数分别为－5.5℃、－8.0℃和－14.3℃，雨T925、T850和T700的
中位数分别为3.0℃、0.5℃和－7.5℃，降雪气温中位数比过渡季节偏低3.0℃。

不同相态降水同一层结气温中位数除T700雨夹雪和雪相差较小外，其余均差异明显，雨夹雪箱体气温分布范围集中。

对雪和雨夹雪的判定T925稍好，T925＞－
2.0℃时为雨夹雪，T925＜－2.0℃时雪概率大;T850雨夹雪和雪10%—90%分位
箱体重叠较大，但50%雨夹雪样本T850集中在－5.0℃，50%雪样本T850集中
在－7.0℃;T700的指示性不强。

T925、T850和T700对雪和雨区分性都好，
T925＞0.0℃时降水相态为雨，T925＜－2.0℃时为雪，－2.0～0.0℃时为雨夹雪;T850＞－3.0℃时降水相态为雨，T850＜－6.0℃时为雪;T700＞－11.0℃时为雨，T700＜－11.0℃时为雪。

对雨夹雪和雨，T925、T850和 T700区分性也较好，T925＞0.0℃时为雨，T925＜0.0℃时为雨夹雪，可将0.0℃作为T925雨和雨夹雪临界值;T850＜－4.0℃时降水相态为雨夹雪，T850＞－3.0℃时为雨。

2.3 大气层结平均温度廓线特征
图4 不同相态降水大气层结平均温度廓线Fig.4 Average temperature profiles
of atmospheric stratification for different winter precipitation phase states 图4是利用丹东45个雨夹雪样本、43个雪样本和88个雨样本08时探空资料得到的大气标准层平均气温廓线，它反映大气不同层结不同相态降水平均判据，可以看出，雪、雨夹雪和雨3种相态降水大气层结平均温度廓线特征在850 hPa及以
下区分明显，由此可见大气中低层和底层温度条件对冬季降水相态至关重要。

T850雨的平均判据为0.0℃左右，雨夹雪为－3.0℃左右，雪为－7.0℃左右;T850＜0.0℃时降水相态为雪或雨夹雪，T850＞0.0℃时为雨，因此850 hPa的0℃线
能较好区分雨和雪区的大致范围。

T925雨夹雪的平均判据为0.0℃左右，雨为3.5℃左右，雪为－6.0℃左右，T925＞0.0℃时为雨，T925＜0.0℃时为雪，因此925 hPa的0℃线能较好区分雨夹雪和雪及雨夹雪和雨的大致范围。

T地面层雨夹雪的平均判据为2.0℃左右，雨为5.0℃左右，雪为－3.0℃左右。

对降水量≥5.0 mm的降雪样本探空曲线进一步分析，发现近80%的大雪样本在1000—850 hPa存在逆温，其中以1000—925 hPa居多。

逆温层的出现是由于
底层存在干冷空气垫，中低层有暖湿气流沿冷垫爬升，出现辐合上升运动形成的，
这种形势是大雪形成的有利条件［16］。

说明丹东大雪多产生在底层干冷和中低
层有充足水汽的物理条件下。

2.4 不同层结平均温度时序变化特征
降水相态的变化是动态过程，气温变化背景不同，降水相态的发生和转变均不同，因此仅有静态的判据是不充分的。

通过对不同相态降水气温时序分析，可以看出不同相态降水发生前后大气不同层结气温变化的特征不同。

定义降水日08时为降水分析时刻，－12～12 h为降水发生时段，－12～－48 h
为降水发生前时段，12—36 h为降水发生后时段。

对降水发生前48 h至降水发
生后36 h时段内不同相态降水大气近地面和850 hPa气温进行分析(图5a和5b)。

图5 各相态降水不同时段近地面(a)和850 hPa(b)气温序列Fig.5 Variation of air temperature in the different precipitation periods for various winter precipitation phase states near the ground(a)and at 850 hPa(b)
在近地面(图5a)降水相态以雨开始且持续，在降水前－48～－36 h平均气温为2℃左右，以雪开始且持续平均气温为－5℃左右，以雨开始转雨夹雪或雪为0℃左右，以雪开始转雨夹雪或雨为－2℃左右;降水相态以雪开始且持续和以雨开始转雨夹雪或雪在降水前－36～－24 h出现明显降温时段，即底层冷空气垫形成阶段，以雨
开始和以雨开始转雨夹雪或雪平均气温变化不明显;降水前－24～－12 h不同相态降水均出现不同幅度升温时段，这是降水前暖湿气流建立的表现，其中升温幅度较大的是降雪和雪转雨夹雪或雨，幅度超过3℃，其中以雪开始转雨夹雪或雨平均气温由0℃以下升至0℃以上;在－12～12 h降水发生时段，降雪和降雨平均气温变
化不大，降雪平均气温持续在－4℃左右，降雨平均气温为3—5℃，雨转雨夹雪
或雪气温从－12 h开始平均气温由0℃以上陡然下降至－5℃左右，雪转雨夹雪或雨从降水分析时刻开始由0℃以上缓慢下降至0℃以下;降水发生后12—36 h时段，除降雨外不同相态降水平均气温均不同幅度下降。

在850 hPa(图5b)，降水发生
前后平均气温演变与近地面气温变化相似，不同的是降水前降温时段不明显;降水
前降水相态以雨开始且持续和以雨开始转雨夹雪或雪850 hPa平均气温为－5～0℃;以雪开始或以雪开始转雨夹雪或雨，降水期间降雪平均气温在－8℃左右;雪转雨夹雪或雨为－6～－4℃;降雨为－3～－1℃;雨转雨夹雪或雪850 hPa平均气温由0℃附近剧烈下降至－10℃，说明850 hPa气温的下降为降水相态的变化提供
了条件。

以上分析说明，不同相态降水发生在不同大气层结前期不同气温背景下，动态分析大气不同层结特别是中低层和底层气温变化，对降水相态预报很有意义。

2.5 大气垂直结构气温演变特征
选取4个不同相态降水典型个例，制作温度风场剖面(图6a—图6d，其中图a利
用 NCEP的2.5°×2.5°再分析资料，图6b—图6d利用NCEP的0.5°×0.5°再分析资料)，分析不同相态降水大气垂直结构演变特征。

图6 雪(a)、雨转雪(b)、雪转雨(c)和雨(d)不同相态降水温度、风场剖面Fig.6 The cross-section of temperature and wind profiles for different winter precipitation phase states in snow(a)，rain followed by snow(b)，snow followed by rain(c)and rain(d)days
2012年4月2日丹东出现13.1 mm降雪过程(图6a)，这是自1979年以来4月
唯一大于5.0 mm降雪个例，由于降水前期高空槽东移引导冷空气南下，降水前
24 h，850 hPa气温接近－10.0℃，虽然随低层风向由偏北向偏南的转变，气温
有所回升，但至降水开始，850 hPa气温仍在－4℃左右且持续至降水结束，因此降水相态一直为雪。

前期冷空气活动决定此次春季降水相态为雪。

图6b为2007年3月4—5日暴雪(雨)过程，丹东地区降水量为99.0 mm。

由于
前期气候异常偏暖，降水前24 h之内850 hPa以下气温在0℃以上，从3月4日03时降水开始至17时850 hPa气温为－4℃ ～0，因此降水相态为雨，由于暖空气势力强盛，0℃线较长时间在800 hPa附近，丹东降雨的时间足够长。

17时后，
随强冷空气向南爆发，0℃线迅速下降至1000 hPa，几乎垂直，850 hPa气温为
－4～0℃，降水由雨转为雪，20时后850 hPa气温降至－4℃以下，丹东继降水
量达到92.2 mm暴雨之后出现大雪。

强冷空气爆发导致降水相态由雨向雪转变。

2010年12月丹东出现一次雪转雨降水过程(图6c)，降水从12月10日02时开
始至13时结束，降水过程中出现冬季少有的偏南大风。

降水前丹东处在高空冷槽控制下，850 hPa气温为－12～－8℃，虽然之后有所回升，但至10日02时降
水开始，仍为－8～－4℃，因此降水相态为雪。

伴随偏南气流的迅速加强，10日08—14时中低层气温迅速增暖，850 hPa增至－4～0℃，900 hPa增至0℃以上，降水开始由雪转为雨，直至13时结束。

偏南气流的迅速建立和加强导致中低层大气增暖是降水相态转变的重要原因。

1月是北方隆冬时节，但在2002年1月14日，丹东出现一次小雨过程，降水从14日00时开始至20时结束，降水量为8.3 mm。

分析此次过程温度风场剖面(图6d)，可以看出从降水前期—降水开始—结束，850 hPa气温始终在0℃以上。

分析原因，高空盛行偏西气流，整层大气等温线平直，没有明显冷空气活动。

3 结论
(1)冬季不同时段大气不同层结降水相态判据不同。

(2)大气标准层平均气温廓线表明大气850 hPa以下温度条件对冬季降水相态至关重要。

T850的0℃线能较好区分雨和雪区的大致范围，T925的0℃线能较好区分雨夹雪和雪及雨夹雪和雨的大致范围。

(3)不同相态降水发生在大气不同层结，尤其中低层和底层不同气温背景下，动态
分析大气不同层结气温变化对降水相态预报十分有意义。

(4)对冬季降水相态进行判断还要结合前期气候背景、天气系统演变及中高层气温
分布等进行综合分析。

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