华北暴雪过程中的急流特征分析_陈雪珍

图 2 2009 年 11 月 10 日 08： 00 500 hPa 高度场 （ 单位： dagpm）
方框表示暴雪发生区（ 下同）
Fig． 2 500 hPa height field at 08： 00 on 10 November 2009． Unit： dagpm． Square frame area is the area of occurring snow storm（ hereafter the same）
雪过程进行了分析。结果表明： （ 1） 这次大暴雪发生在 500 hPa 高空槽、700 hPa 低涡切变线及河套锢
囚锋共同配合的天气系统下。（ 2） 暴雪区位于 200 hPa 极锋急流入口区的右后方和副热带急流出口区
的左前方来自百度文库700 hPa 西南急流的左前方、925 hPa 和 850 hPa 偏东急流的右前方。（ 3） 不同高度的急流共
耦合所形成的次级环 流，增 加 了 上 升 运 动 并 触 发 不 稳 定 能 量 的 释 放，增 加 了 暴 雪 强 度 和 持 续 时 间。
（ 7） 925 hPa 东风急流在暴雪区的边界层形成了干冷空气垫，有利于偏南暖湿气流的爬升，加强了动力
抬升作用。
关键词： 暴雪； 急流； 耦合 文章编号： 1000-0534（ 2014） 04-1069-07
第 33 卷 第 4 期 2014 年 8 月
高原气象
PLATEAU METEOＲOLOGY
Vol． 33 No． 4 August，2014
陈雪珍，慕建利，赵桂香，等． 华北暴雪过程中的急流特征分析［J］． 高原气象，2014，33（ 4） ： 1069 1075，doi： 10． 7522 / j． issn． 1000-0534． 2013． 00205．
同作用形成这次大范围的暴雪天气过程。低空急流是在高空急流的耦合下形成和发展的。容易耦合的
区域是在高空急流入口区右侧或在高空急流出口区左侧，正涡度平流随高度增大的区域。（ 4） 西南急
流为暴雪区提供充足的水汽并在暴雪区形成高湿区，从而建立和维持了暴雪区上空的对流不稳定层
结。（ 5） 西南急流与偏北急流在暴雪区上空形成辐合，在暴雪区上空产生抬升作用。（ 6） 高、低空急流
华北暴雪过程中的急流特征分析
陈雪珍1， 慕建利2， 赵桂香3， 杨 东3
（ 1． 山西省运城市气象局，运城 044000； 2． 中国气象局公共气象服务中心，北京 100081； 3． 山西省气象台，太原 030006）
摘要： 利用常规观测资料和 NCEP 1° × 1°再分析资料，对 2009 年 11 月 10 11 日华北中南部大范围暴
对于 2009 年 11 月 10 11 日华北中南部出现
的一次罕见大暴雪天气过程，气象学者从天气形势 和雷达资料、天气影响系统和物理量场分别进行了 诊断 分 析［7 － 9］。本 文 利 用 常 规 高 空 和 地 面 资 料、 NCEP 1° × 1°再分析资料，对这次暴雪过程从影响 系统、高低空急流的天气学、动力学特征及其对暴 雪区的动力、水汽和热量输送等方面进行的深入分 析，尤其是高低空急流对暴雪的维持和加强机制。
4． 1 高低空急流的耦合作用 高空西风急流在暴雪前期就存在，而低空急流
在 10 日 08： 00 才 出 现，比 强 降 雪 出 现 的 时 间 （ 14： 00） 提前 6 h，因此，低空急流的预报对这次暴 雪过程的预报成败起关键作用。
低空急流的相关研究表明［11 － 12］，对流层低空 急流的出现并不是孤立的，常与 300 ～ 200 hPa 上的 高空急流相耦合发展，而最易耦合的区域是高空急 流中心出口区的下方和入口区右侧的下方。
（ a） 9 日 20： 00，（ b） 10 日 08： 00，（ c） 10 日 20： 00，（ d） 11 日 08： 00
Fig． 4 The vertical cross-sections of vorticity advection along 38°N from 20： 00 on 9 to 08： 00 on 11 November 2009． Unit： 10 － 5 s － 2 ． （ a） at 20： 00 on 9，（ b） at 08： 00 on 10， （ c） at 20： 00 on 10，（ d） at 08： 00 on 11
700 hPa 上（ 图 3） ，西北冷涡加强，冷涡前偏南 气流得到发展，出现 ＞ 12 m·s － 1 的西南急流，西南 急流向北发展与东北冷空气相遇，在山西、河北的 中部形成一东西向的切变线，切变线上有冷暖气流 的交汇，因此出现了对流天气； 850 hPa 和 925 hPa， 从黄、渤海和黄河下游到华北南部出现东北急流。 暴雪区位于极锋急流入口区右后方和副热带急流出 口 区的左前方、700 hPa东西向切变线的南侧、700
黄安丽等［13］研究揭示，高、低空急流之间确实 存在着耦合作用，通过对热成风适应过程分析，确 定低空 急 流 的 耦 合 生 成 和 发 展 是 高 空 急 流 周 围， 高、低层之间非热成风向热成风调整过程中低空急 流的产物； 高空急流周围正的涡度平流和温度平流 产生的非热成风为低空急流的形成提供了初始机 制，因而可作为预报低空急流形成和发展的依据。
中图分类号： P458． 1 + 21
文献标志码： A
doi： 10． 7522 / j． issn． 1000-0534． 2013． 00205
1 引言
早在 20 世纪 50 年代，中国气象工作者就注意 到低空偏南急流在暴雨中的作用。研究表明［1］，低 空急流对于暴雨的形成，一方面输送水汽和能量， 另一方面又有助于维持必要的动力学条件。暴雨和 低空急流的关系研究［2］认为，绝大部分暴雨发生在 低空急流中心的左前方。针对低空急流在冬季暴雪 中的作用，韩 经 纬 等［3］ 分 析 了 急 流 和“冷 垫 ”在 暴 风雪中的重要作用； 赵桂香等［4］研究了强降雪落区 和强度与高低空急流轴的位置和急流强度的关系； 蒋后硕等［5］研究了高低空急流中的锢囚锋环流，发 现高空西风急流的存在使锢囚锋非地转环流和锋区 上升速度迅速增强； 徐建芬等［6］对高能舌、高低空 急流和高空冷暖平流在暴雪中的作用分别进行了分 析，得出了非常重要的结论。
图 1 2009 年 11 月 10 日 08： 00 11 日 08： 00 华北地区降水量分布（ 单位： mm）
Fig． 1 The distribution of precipitation in North China from 08： 00 on 10 to 08： 00 on 11 November 2009． Unit： mm
E-mail： cxz0918@ 163． com
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现了一场罕见的大范围暴雪天气过程。该过程有 3 个特点： 第一，影响范围比较广，持续时间长，造 成灾害严重，主要降水时段为 10 12 日，涉及山 西、河北、河 南、山 东 等 地。 第 二，该 过 程 降 水 量 和积雪深度都突破历史同期极值。最大降雪中心位 于石家庄到太原一带，呈准东西向的带状分布。从 10 日 08： 00（ 北京时，下同） 11 日 08： 00 24 h 降水 量分布 （ 图 1 ） 中 可 以 看 出，石 家 庄 市 最 大 为 70 mm，阳泉、正定、井陉降雪量均 ＞ 50 mm，华北南 部县（ 市） 级观测站有 36 个站降雪量 ＞ 25 mm； 平 均积雪深度（ 图略） 在 20 ～ 30 cm，最大积雪深度位 于石家庄—阳泉一带，平均 40 ～ 55 cm。据山西、 河北两省的气候中心统计分析，有 95 个县（ 市） 最 大积雪深度突破当地有历史记录以来的历史极值。 第三，降雪天气过程具有短时强降水的对流性天气 特点。例如石家庄站 10 日 15： 00 16： 00 和20： 00
hPa 西南急流的左前方、850 hPa 和 925 hPa 偏东风 急流的右前方，暴雪出现和加强的时间与低空急流 生成和发展的时间相一致。
地面图上，10 日 08： 00（ 图略） 东路冷空气先前 到达华北南部，形成华北南部的地面倒槽，随后西 路冷空气移到河套地区与东路冷空气相遇，在华北 南部形成锢囚锋，东西两路冷空气与地面倒槽前的 暖湿气流交汇于华北南部，造成了这一地区大暴雪
2 资料选取
选用的资料包括山西省气象信息中心提供的高 空探空资料、地面实时观测资料和自动站资料，以 及 NCEP 1° × 1°再分析资料； 采用天气动力学诊断 和中尺度分析方法。
3 暴雪降水概述和环流演变特征分析
3． 1 暴雪降水概述 2009 年 11 月上旬末至中旬初，华北中南部出
收稿日期： 2013-01-29； 定稿日期： 2013-12-23 资助项目： 山西省气象局重点课题（ SXKZDTQ20090505） 作者简介： 陈雪珍（ 1966 ） ，女，山西万荣人，高级工程师，主要从事中短期预报及各种灾害性天气预报技术的研究
3． 2 环流形势演变和主要影响系统 华北暴雪发生前期，欧亚范围内 200 hPa 上存
在 2 个急流，即： 位于 40°N 50°N 的极锋急流和 位于 20°N 30°N 的副热带急流。极锋急流中心位 置少 动，副 热 带 急 流 中 心 位 置 左 右 移 动，10 日 08： 00极锋急流和副热带急流的中心位置分别位于 东北和长江中上游地区，极锋急流中心的下方存在 锋区； 500 hPa 环流形势有 2 个特点： 高纬度以经向 环流为主，中纬度以纬向环流为主。高纬度地区东
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4 高低空急流对暴雪的作用
图 3 2009 年 11 月 10 日 08： 00 高低空天气系统配置 Fig． 3 The circulation system configuration of the upper
and low er level at 08： 00 on 10 November 2009
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图 5 2009 年 11 月 10 日 08： 00（ a） 和 20： 00（ b） 700 hPa 水汽通量散度（ 单位： 10 － 8 g·cm － 2 ·hPa － 1 ·s － 1 ） Fig． 5 The w ater vapor flux divergence on 700 hPa at 08： 00（ a） and 20： 00（ b） on 10 November 2009． Unit： 10 － 8 g·cm － 2 ·hPa － 1 ·s － 1
21： 00 分别出现了 6． 4 mm 和 5． 7 mm 的短时强 降水，10 日 05： 00 太原、吕梁和临汾出现了雷暴。
欧为一阻塞高压（ 下称阻高） ，亚洲北部被稳定的强 极涡系统控制。随东欧阻高东移，极地冷空气在阻 高前部偏北气流的引导下，在巴尔喀什湖（ 下称巴 湖） 以北附近聚集，贝加尔湖—巴湖一带形成横槽， 槽底部维持一北支锋区，北支锋区上不断有短波槽 快速东移，短波槽在东移过程中与南支长波脊反位 相叠加，然后同步东移到华北和东北一带，使这一 带的高空纬向锋区增加，气流的辐合又使北槽只能 加速东移，而不能向南发展。但由于脊区的暖空气 和冷槽带来的冷空气形成热力运动及其斜压力管效 应，在北槽移过华北脊进入东北地区后，槽后的冷 平流出现了下沉，并从低层向南扩散，表现为黄渤 海到黄河下游地区出现了较强的偏东风［10］。9 日 20： 00，巴湖横槽主体东移南亚，与高原槽同位相 叠加，形成南北向低槽。10 日 08： 00（ 图 2） 随着低 槽东移，低层西南气流北上与华北脊后偏南气流相 遇产生辐合，造成偏南气流进一步增强，形成中心 强度达 24 m·s － 1 的西南急流，引导南方暖湿气流 向北方输送，西南风延伸到 38°N，暴雪出现在 38° N 及以南的区域。
分 析 暴 雪 出 现 前 后，从 9 日 20： 00 11 日 08： 00沿 38°N 的涡度平流的垂直剖面（ 图 4） 中可以 看出，9 日20： 00，暴雪区上空700 ～ 500 hPa出现弱
图 4 2009 年 11 月 9 日 20： 00 11 日 08： 00 沿 38°N 涡度平流的垂直剖面（ 单位： 10 － 5 s － 2 ）