连云港市冬季降水天气过程对比分析

第29卷　第5期气象科学
Vol .29,No .5　2009年10月
SC I ENTI A METEOROLOGI CA SI N I CA
Oct .,2009　
班欣,范从勇,朱敏华,等.连云港市冬季降水天气过程对比分析.气象科学,2009,29(5):7002704
连云港市冬季降水天气过程对比分析
班　欣　范从勇　朱敏华　祁　欣　任曙霞
(连云港市气象局,江苏连云港222006)
摘　要　对连云港市近5a 冬季45个不同形态降水样本统计分析基础之上,利用常规天气
图、物理量场以及新一代天气雷达资料,对发生在2007年冬季的三次不同形态(纯雨、雨夹雪、纯雪)降水天气过程进行了对比分析,归纳了冬季降水在物理量场及多普勒天气雷达图上的基本特征,总结了对降水形态预报具有指示意义的关键因子,同时探讨了连云港市冬季降水形态的预报着眼点,结果表明:降水区上空温度700hPa 是否低于-3℃、850hPa 是否低于0℃和地面温度是否小于3℃,以及雷达回波强度图上是否出现零度层亮带等,都可作为判断降水形态的重要指标。

关键词　冬季降水　预报方法　物理量场 分类号　P426.6 文献标识码　B
收稿日期:2008203212;修改稿日期:2008207214基金项目:连云港市科技局项目(SH0511)
第一作者简介:班欣(19792),男,太原,学士,工程师,主要从事短期天气预报与气候资源评价研究
Analysis and forecast of prec i pit ati on type
i n wi n ter at L i a nyungang
Ban X i n Fan Congyong Zhu M i n hua Q i X i n Ren Shux i a
(L ianyungang M eteorological B ureau,J iangsu L ianyungang 222006,China )
Abstract Based on statistical analysis of forty five different p reci p itati on types in recent five winters
at L ianyungang,three different p reci p itati on types (rain,sleet,snow )in winter of 2007are compared by synop tic map,physical para meters and Dopp ler radar data .Then basic p reci p itati on features in physical para meters and Dopp ler radar echoes and the key fact ors for p reci p itati on type f orecasting are concluded,mean while,a vie wpoint of f orecasting p reci p itati on type in winter in L ianyungang is discussed .The result shows that there are t w o key fact ors of p reci p itati on type forecast .The first fact or is whether te mperature at 700hPa,850hPa and on the gr ound is less than -3℃,0℃and 3℃.The second fact or iswhether appearing the bright band on Dopp ler radar echoes .
Key words Preci p itati on type Forecast Physical parameters
　引　言
2008年1月,江苏省持续发生区域性暴雪,持
续时间之长,范围之广,强度之大,均为历史罕见,对人民生活、交通、电力、通讯等方面造成了巨大的影响。

期间连云港市也发生了两次大范围的降雪天气过程,持续降雪和低温造成高速公路长时间关闭,公路客运大受影响。

由于降雨一般不会对人们的生产生活和交通运输造成太大影响,而降雪就会带来较
为严重的影响。

因此冬季预报降水时如何区分降雨和降雪,特别是降水形态由降雨转为降雪的时间问题,是冬季预报的重点,也是难点。

目前我国对于降雪的研究远远落后于对降雨[1]
的研究,国内对于降雪的天气学研究始于1970s 末,且大多是对暴雪个例的天气学、气候学分
析
[227]
及对个例的中尺度数值模拟分析
[8213]
,而对于
相同季节,不同降水形态之间的对比分析及预报方法的研究尚不多见。

本文就是从实际预报角度出
发,对2007年冬季发生在连云港地区的三次不同形态的降水过程进行对比分析,找出不同形态、不同量级的降水天气过程在天气背景、物理量场、多普勒雷达资料等方面的异同,并在历史资料统计分析的基础之上,总结出对连云港市冬季降水形态具有指示意义的关键因子,为今后预报固态降水和液态降水提供一定参考。

1　天气背景
1.1　实况
我们对2007年冬季发生在连云港地区的三次不同形态的降水天气过程进行对比分析,发现其具体降水过程存在着较大的差别。

2007年12月2日的降水过程为纯雨过程,降雨自凌晨开始至傍晚结束,全市降水量在10mm左右;而2008年1月11日的降水过程为先雨后雨夹雪最后转为雪,降雨是从10日16时左右开始,到11日中午自北向南先后出现雨夹雪天气,大范围的降雪出现在11日傍晚前后,到12日04时基本结束,最大降雪量出现在赣榆县为415mm,积雪深度1c m,达到中雪量级;2008年1月19日降水过程为纯雪过程,降雪自19日凌晨开始到20日中午结束,最大降雪量出现在东海县为819mm,积雪深度12c m,达大雪量级。

1.2　主要影响系统
对比三次不同形态的降水天气过程天气形势图(图略),其共同点是:500hPa上都有阶梯槽东移加深发展,贝加尔湖地区均有冷中心与低压中心相配合,冷空气在西北气流的引导下与槽前的西南气流在江淮地区交汇;700hPa和850hPa上华东地区有明显风切变存在,且西南暖湿气流旺盛;地面上降水区处于冷性高压底部的东北气流控制当中。

不同点是:12月2日降水前期,连云港处西南暖湿气流控制当中,当冷空气从中路扩散南下以后,中低层切变线随雨区南压,降雨过程随之结束;而1月11日的降水过程冷空气从东路南下明显,温度锋区和中低层切变线随之南压,造成了降雪区逐步向南扩展;1月19日则以弱冷空气渗透南下为主,温度锋区和中低层系统稳定少动,因此降雪区维持在32°N以北,没有南压。

2　物理量场诊断分析
2.1　垂直速度
垂直速度是衡量大气垂直运动的一个物理量,垂直运动造成的水汽、热量、动量、涡度等物理量的垂直输送对天气系统的发展有很大的影响。

通过对比2日、11日、19日三次降水天气发生前的各层垂直速度场(图略),可以发现:从925hPa到300hPa,连云港垂直速度值均为负值,700hPa垂直速度场上2日为-8×10-3hPa/s,11日为-10×10-3hPa/s,而19日仅为-3×10-3hPa/s,表明前两次降水天气过程具有更强的上升运动。

而当冷空气南下完全控制本地时,本地降水停止,转而处于一个较强的下沉气流区之中。

2.2　水汽通量及水汽通量散度
强降水的产生需要充足的水汽,而水汽输送量的大小则用水汽通量来表示。

在这三次降水天气发生前,700hPa水汽通量场上(图略),华东南部地区都存在一条西南—东北走向的较强的水汽输送带,本地处于水汽通量高值区的边缘,值分别为3g/(s・c m・hPa)、5g/(s・c m・hPa)和3g/(s・c m・hPa)。

然而仅有水汽输送还不够,还要看输送的水汽是否在本地有辐合,特别是低层的水汽辐合是形成强降水的重要条件之一。

在这三次降水天气发生前,850hPa水汽通量散度场上(图略),水汽辐合中心分别位于江苏省东部沿海和苏南地区以及安徽境内,本地处辐合区边缘,水汽通量散度值分别为-4×10-7g/(s・c m2・hPa)、-6×10-7g/(s・c m2・hPa)和-3×10-7g/(s・c m2・hPa)。

通过对比分析三次不同形态的降水天气过程可以发现,它们都是在比较有利的大气环流形势下产生的,但由于三次降水天气过程中的水汽输送、水汽辐合以及上升运动的强弱差异造就了降水量级的不同。

3　降水形态预报指标
3.1　低层温度
对比这三次不同形态的降水天气过程的温度锋区和低层温度垂直分布发现,降雪过程的700～850hPa气温明显低于降雨过程,当700～850hPa的温度在-3℃及以下时,更利于降雪。

如12月2日的降雨天气过程中700hPa上-3℃等温线稳定位于35°N附近,全省降水均为液态降水。

而对于发生在2008年1月份的另外两次降水过程,我们发现700hPa上-3℃等温线与地面雨雪分界线分布基本是吻合的。

在1月11日的降水过程中,降水初期(10日夜里至11日中午)以雨为主,700hPa上-3℃等温线位于35°N附近,实况上雪区也是位于山东境内;到降水中期(11日下午),随着冷空气的东路南下,温度锋区南压,本地700～850hPa气温
107
5期　班欣,等:连云港市冬季降水天气过程对比分析
开始下降,我市自北向南开始出现雨夹雪和雪;到降
水后期(11日夜里),700hPa 的-3℃等温线已压到3315°N 附近,雪区也随之南压到淮河以北;到20
日早晨700hPa 上-3℃等温线和雨雪分界线都随之南压到3215°N 附近。

而1月19日的降雪天气过程,由于弱冷空气以渗透南下为主,温度锋区没有明显南压,因而降雪区始终维持在32°N 以北,没有南压。

图2　预报指标历史拟合率
Fig .2　H ist orical fitting rate of f orecast indexes
3.2　地面温度
另外我们发现降水形态的转变也与地面气温的变化有着密不可分的关系(图1)。

如在12月2日的降雨天气过程中,降雨自凌晨开始至傍晚结束,整个过程中地面温度一直在3℃以上,降水形态始终保持液态。

而在1月11日的降水天气过程初期,地面气温维持3℃以上,以液态降水为主;到了降水中期(11日午后到傍晚),地面气温开始明显下降,降水形态也转变为液态和固态并存,气温保持在3℃附近;而到了降水后期(11日傍晚到12日凌晨),地面气温下降到了3℃以下,降水形态也转为固态。

在另外一次降雪天气过程中(1月19日),我市降雪时段地面气温始终维持在3℃以下。

另外从全省范
图1　地面温度与降水形态关系图
Fig .1　The relati on bet w een temperature and p reci p itati on type
围来看(除沿海地区),降雪区域地面气温都基本小
于3℃(由于沿海地区17—20时自北向南先后开始
由陆风向海风转换,受海陆风影响地面气温要比内
陆地区偏高1～2℃。

)3.3　预报指标历史统计
为了检验上述判断降水形态的预报指标是否具
有普遍性,我们又对2003—2007年冬季(12月—次年2月)发生在连云港地区的45次不同形态(23次降雪,21次降雨)的降水天气过程进行了分析。

图2为不同降水形态样本所对应各层温度的散点分布
图,图中81%、92%、96%是指按判断降水形态预报指
标所画的方框内降雪次数占总降水次数的百分比。

从以上预报指标的历史拟合情况可以看出,低层气温的垂直分布与不同形态的降水分布具有较好的相关性。

因此可将降水区上空温度700hPa 是否低于-3℃、850hPa 是否低于0℃以及地面温度是否小于3℃,作为预报降水形态的重要指标。

4　多普勒雷达产品分析
目前随着多普勒雷达在我国的大范围布设,应用多普勒雷达产品对降雨天气过程进行分析的文章
屡见不鲜[14216]
,理论也越加成熟,而由于受地理条件以及观测手段等多方面的限制,应用多普勒雷达产品进行冬季降雪分析的文章尚不普及。

在本章节中将重点对2008年1月11日及1月19日两次降水天气过程中的降雪阶段在多普勒天气雷达图上的演变特征进行分析,寻找可作为判断降水形态的特征指标。

4.1　强度场的演变特征
1月11日的降水天气过程:在降水初期为降
雨,雷达回波强度场上表现为片状,面积较大,回波强度一般在20～30dBz,回波顶较低,基本维持在3～5km 。

降水到11日中午前后转为雨夹雪,回波强度(图3a )略有增强,维持在25～35d Bz,局部35～45dBz,持续时间约4h,回波顶高略有抬升在3～6k m ,顶部平整。

大范围的降雪出现在11日傍晚前
207气 象 科 学 29卷
图3　连云港站雷达组合反射率图(a )2008201211T15:08;(b )2008201219T14:16
Fig .3　Radar intensity in L ianyungang (a )at 15:08on January 11,2008(b )at 14:16on January 19,2008
后,位于西南方向的切变线附近不断有新的较强的
回波生成,并逐渐与前者合并,使得雪回波区范围增大。

但同时也可以发现,回波在向本地移动的过程中强度有所减弱,主要原因是雨转换成雪后,对电磁波的散射能力减弱,本地雪回波区的结构比较松散,强度为15～25dBz 。

1月19日的降雪天气过程:对比1月11
日中
图4　2008201211T16:16连云港站413°仰角基本反射率图
Fig .4　Radar intensity at 413deg in L ianyungang at
16:16on January 11,
2008
图5　连云港站雷达基本速度图(a )2008201219T08:21;(b )2008201220T07:02;(c )2008201220T09:18
Fig .5　Radar vel ocity in L ianyungang (a )at 08:21on January 19;(b )at 07:02on January 20;(c )at 09:18on January 20
午雨夹雪时的雷达回波图发现,此次降雪过程(图3b )回波强度有所减弱,基本维持在15～28d Bz,云体发展不旺盛,回波顶高在3～5km ,回波表现为片状,回波强度较小,具有较大水平范围的、连绵成片的特征。

降雪结束阶段,回波强度降到20dBz 以下,以云回波为主,随着高空转西北气流控制,天气逐步转好。

4.2　零度层亮带
当多普勒雷达对层状云连续性降水进行观测时,PP I 上在大片降水回波中会出现一个环状的亮圈,环的半径与天线仰角有关,它比周围回波都强,也就是我们所称的零度层亮带,如图4所示,1月11日下午在由雨和雨夹雪共存的降水时段中,在仰角为413°的PP I 图上可以看到零度层亮带,亮带呈圆弧或圆环型交替出现,持续时间约213h (14时50分—17时10分),环的高度在118～215km 上,和零度层高度完全一致。

而在1月19日的降雪天气过
程中,由于700hPa 温度低于-3℃,850hPa 温度低于0℃,因此没有形成零度层亮带的温度条件。

零度层亮带是层状云连续性降水的一个重要特
3
075期　班欣,等:连云港市冬季降水天气过程对比分析
征,它反映了在层状云降水中存在着明显的冰水转换区,即亮带上面的降水粒子以冰晶为主,通过亮带后,全部转化为水滴。

对比两次降雪过程我们可以发现,在11日下午雨和雨夹雪并存的降水时段中出现了零度层亮带,而当傍晚前后降水转为降雪时零度层亮带消失;19日的降雪过程中则一直未发现零度层亮带。

因此我们可以得出结论:零度层亮带的出现,除了表明层状云降水中气流稳定,无明显的对流活动以外,还是区分降水形态的一个重要特征。

4.3　速度场的演变特征
由于降雪过程中回波高度较低,我们主要分析本站周围的径向速度场的演变特征,使用的是214°的基本速度图资料。

分析1月11日和1月19日两次降水天气过程的降雪阶段可以看到,在降雪初期基本速度图上(图5a),019k m边界层内吹东北风,表明冷空气已首先从底层影响本地,112～115k m吹东风,118k m以上风向由东南风转为西南风,零速度线呈“S”型,风速随高度顺时针旋转,表明有暖平流存在。

在降雪中期,垂直风廓线(图略)上214k m 高度处也开始转为东北风,214k m以上仍是西南风,在基本速度图上(图5b)零速度线随高度先逆转后顺转,即低层冷平流高层暖平流,表明中低层切变线已明显南压,降雪强度将有所减弱,但仍将维持。

在降雪后期(图5c),东北风高度已扩展到214km以上,零速度线呈反“S”型,风速随高度一致逆时针旋转,表明从这一时刻起,连云港市上下层均为冷空气所控制,预示不久降雪将结束。

4.4　其它雷达产品分析
一些雷达导出产品如垂直积分液态水含量、1h 降水、3h降水等产品在已往的冰雹、暴雨等强对流天气过程预报中都有较好的指导意义,但在降雪天气过程分析中却发现使用效果并不好,误差很大。

究其原因主要是由于W SR298D算法中,采用的主要参数都是基于液态降水粒子为前提的,而在降雪天气过程中,降水粒子已不满足假设前提,因此,在今后的降雪估测中不宜采用。

5　结　论
(1)连云港冬季降水过程的天气形势共同点是:高层500hPa上都有阶梯槽东移加深发展,中低层都有切变线配合饱和湿区存在,地面处于冷高压底部东北气流控制中。

不同点是:地面冷高压、中低层切变线位置以及冷空气南下强弱不同。

(2)物理量场不仅可以很好的揭示降雨(雪)的形成机制,而且对于降雨(雪)的大小以及落区具有一定的指导意义。

(3)雷达回波强度图上,雪回波表现为片状,相对于降雨而言,雪回波更弱,分布更均匀,强度在28dBz以下;速度图上,典型特征是低层首先出现偏北气流,然后随着偏北气流高度逐步升高,降雪逐步结束。

(4)降水区上空温度700hPa是否低于-3℃、850hPa是否低于0℃和地面温度是否小于3℃,以及雷达回波强度图上是否出现零度层亮带等,可作为今后预报降水形态的重要指标。

参　考　文　献
[1]　陶诗言.中国之暴雨.北京:气象出版社,1980.
[2]　张勇,寿绍文,王咏青,等.山东半岛一次强降雪过程的中尺度
特征.南京气象学院学报,2008,31(1):51260.
[3]　潘晓滨,王舒畅,李毅.北京一次突发性降雪的云场结构特征
分析.气象科学,2005,25(2):1112117.
[4]　胡中明,周伟灿.我国东北地区暴雪形成机理的个例研究.南
京气象学院学报,2005,28(5):6792684.
[5]　林曲凤.山东半岛中尺度强降雪过程的动力学特征分析.青
岛:青岛海洋大学,2004.
[6]　杨成芳,李泽椿,李静,等.山东半岛一次持续性强冷流降雪过
程的成因分析.高原气象,2008,27(2):4012414.
[7]　刘宁微.“2003.3”辽宁暴雪及其中尺度系统发展和演变.南京
气象学院学报,2006,29(1):1292135.
[8]　杨成芳,李泽椿,周兵,等.渤海南部沿海冷流暴雪的中尺度特
征.南京气象学院学报,2007,30(6):8572865.
[9]　李洪业,徐旭然.冷流低云降雪成因的分析.气象,1995,21
(12):21224.
[10]于志良.胶东半岛冷流降雪与海气湍流感热输送的关系.气象
学报,1998,56(1):1202127.
[11]余志豪,李海盛.含雪2气相互作用的大气环流模式及其青藏高
原积雪模拟.气象科学,2000,20(3):2892297.
[12]邓远平,程麟生,张小玲.三相云显式降水方案和“96.1”暴雪
成因中尺度数值模拟.高原气象,2000,19(4):4012414.
[13]姜学恭,李彰俊,康玲,等.北方一次强降雪过程的中尺度数值
模拟.高原气象,2006,25(3):4762484.
[14]李军霞,汤达章,李培仁,等.中小尺度的多普勒径向速度场特
征分析.气象科学,2007,27(5):5572563.
[15]王丽荣,胡志群,汤达章,等.多普勒雷达径向速度资料在对流
天气预报中的应用.气象科学,2007,27(6):6952701.
[16]吴海英,曾明剑,蒋义芳,等.多普勒天气雷达资料在一次雨雪
天气过程中的应用分析.气象科学,2007,27(2):2082213.
407气 象 科 学 29卷。