楊成芳，劉暢，郭俊建，孟憲貴

(山東省氣象臺，山東 濟南 250031)

山東相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪天氣的特征與預(yù)報

楊成芳，劉暢，郭俊建，孟憲貴

(山東省氣象臺，山東 濟南 250031)

采用高空和地面觀測資料，對山東1999—2013年24次有相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程的影響系統(tǒng)、出現(xiàn)時間、逆轉(zhuǎn)前后的溫度變化及各類系統(tǒng)逆轉(zhuǎn)的天氣形勢特征進行了統(tǒng)計分析。結(jié)果表明：1)低槽冷鋒、江淮氣旋、黃河氣旋和暖切變線可在山東產(chǎn)生降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)，而回流形勢降雪不會產(chǎn)生逆轉(zhuǎn)。2)山東降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)發(fā)生在11月—次年4月，以12月和1月居多，12月頻率最高；有明顯的日變化，14時前后最容易發(fā)生逆轉(zhuǎn)，而23時—次日05時最少。3)雪轉(zhuǎn)雨時最顯著的特征為地面2 m氣溫升高，升溫幅度多在1～2 ℃；850 hPa以下至地面的溫度至少有1～2個層次升溫。4)地面2 m氣溫對逆轉(zhuǎn)的指示性最好，降雪時在0 ℃左右，略高于通常降雪閾值，最低為-1 ℃；其次為1 000 hPa，降雪時接近于0 ℃。5)對流層低層暖平流升溫或溫度日變化升溫導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨，溫度平流弱時溫度日變化起主要作用。各類天氣系統(tǒng)的逆轉(zhuǎn)范圍、時段等有明顯差異。因此，對于降雪閾值附近的相態(tài)預(yù)報，需綜合考慮低層溫度平流和日變化兩個因素，重點關(guān)注地面2 m氣溫能否升溫，午后為關(guān)鍵時段。

降水相態(tài)； 逆轉(zhuǎn)； 溫度平流； 溫度日變化

引言

冬季的降水相態(tài)有雨、雨夾雪、雪、冰粒、凍雨等。冬季降水過程中經(jīng)常會出現(xiàn)雨轉(zhuǎn)雪的現(xiàn)象，有時會存在相態(tài)的數(shù)次復(fù)雜變化，如先雨后雪，雪再轉(zhuǎn)雨，或者先雪后雨再轉(zhuǎn)雪，期間還可能經(jīng)歷雨夾雪、凍雨或冰粒等的過渡。由降雪轉(zhuǎn)為降雨，與常見的雨轉(zhuǎn)雪相反，因此稱由雪轉(zhuǎn)雨的相態(tài)轉(zhuǎn)換為降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)，由雪轉(zhuǎn)雨的降雪過程稱為相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程。

學(xué)者們從不同的角度研究降水相態(tài)。國外側(cè)重于溫度垂直廓線和厚度對降水相態(tài)的影響。一些研究認為，溫度垂直廓線對降水類型起主導(dǎo)作用[1-2]，有時候，溫度僅變化1 ℃就足以使得降水相態(tài)發(fā)生轉(zhuǎn)變。Bourgouin[3]給出了不同降水類型和典型的溫度廓線關(guān)系，其實質(zhì)為降水相態(tài)取決于溫度厚度。近年來，我國各地針對降水相態(tài)開展了很多研究。漆梁波等[4]首先同時關(guān)注了溫度和厚度，給出了我國東部冬半年降水相態(tài)溫度和厚度的綜合識別指標，為降水相態(tài)的研究和預(yù)報業(yè)務(wù)開拓了新思路。楊成芳等[5]通過普查分析山東降雪過程，認為降水相態(tài)變化與影響系統(tǒng)有關(guān)，有相態(tài)轉(zhuǎn)換的降雪過程中，850 hPa和925 hPa的溫度對于雨、雪、雨夾雪的識別沒有明顯指示性，1 000 hPa高度層以下的溫度最為關(guān)鍵，將925 hPa高度層以下各層與地面的溫度結(jié)合起來判別相態(tài)，較使用單一特性層溫度更為可靠。張琳娜等[6]給出了與北京雨雪轉(zhuǎn)換關(guān)系密切的6種物理量：T850、T925、T1 000、T1 000-700、T1 000-850和地面(2 m溫度、2 m相對濕度的結(jié)合量)，以及對應(yīng)3種不同降水相態(tài)的不同閾值范圍。孫燕等[7]利用江蘇1981—2010年的資料尋找出厚度預(yù)報指標，并結(jié)合地面和850 hPa的溫度閾值判別江蘇降雪和降雨。李江波等[8]通過7次雨雪轉(zhuǎn)換過程統(tǒng)計得出以下結(jié)論，當(dāng)0 ℃層高度下降到950 hPa 以下、地面氣溫在0 ℃上下、925 hPa 溫度≤- 2 ℃、1 000 hPa 溫度≤2 ℃，降水將從雨逐漸向雨夾雪到雪轉(zhuǎn)變。鄭婧等[9]認為江西的大雪發(fā)生區(qū)域，80%以上的樣本滿足1 000 hPa溫度<1 ℃，925～850 hPa溫度≤-2 ℃，700 hPa溫度≤0 ℃的規(guī)律。通過以上這些研究可以看出，冬季在什么條件下降雪是人們最關(guān)心的主題，降水相態(tài)的研究多側(cè)重于雨轉(zhuǎn)雪過程，雖使用了不同的預(yù)報指標，閾值略有差異，但各地雨轉(zhuǎn)雪的預(yù)報思路基本相同。

在近年來的實際預(yù)報業(yè)務(wù)和降水相態(tài)研究中發(fā)現(xiàn)，相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程在華北、黃淮等地普遍存在，同樣值得關(guān)注。由于后期轉(zhuǎn)雨使得整個降雪過程純雪量相對減小，降水相態(tài)是否逆轉(zhuǎn)將影響到降雪預(yù)警的發(fā)布以及社會對交通安全的不同防范。例如，2012年11月3—4日發(fā)生了一次由黃河氣旋引起的大范圍雨轉(zhuǎn)雪、雪轉(zhuǎn)雨過程，逆轉(zhuǎn)出現(xiàn)在北京、天津、河北至山東西北部地區(qū)。如果按照24 h降水量級劃分標準，在同一天氣系統(tǒng)影響下，北京先后經(jīng)歷了大雨(34 mm)轉(zhuǎn)大暴雪(25 mm)再轉(zhuǎn)中雨(10.1 mm)的過程。2012年12月13—14日，濟南市出現(xiàn)了一次雨雪過程，雪轉(zhuǎn)雨后的降水量達到了6.2 mm，孫莎莎等[10]分析其原因表明冷空氣較弱導(dǎo)致降水相態(tài)發(fā)生二次轉(zhuǎn)換。劉暢等[11]分析了山東2014年一次江淮氣旋降雪過程的復(fù)雜相態(tài)特征，發(fā)現(xiàn)此次相態(tài)逆轉(zhuǎn)現(xiàn)象的發(fā)生與江淮氣旋發(fā)展階段和氣溫日變化兩個因素緊密相關(guān)?？梢?，降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)是一個復(fù)雜的問題。此文旨在通過大量歷史個例尋找相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程的共性特征和發(fā)生發(fā)展規(guī)律，為降水相態(tài)的精細化預(yù)報提供科學(xué)依據(jù)。

1 資料與方法

本文使用了山東123個地面觀測站1999—2013年的降水量、降水相態(tài)等地面觀測資料及有關(guān)探空資料，均為業(yè)務(wù)常用資料。統(tǒng)計分析850 hPa高度層以下的溫度，探空資料包括08時(北京時，下同)和20時兩個時次的850 hPa、925 hPa和1 000 hPa，地面資料包括每天8個時次：02時、05時、08時、11時、14時、17時、20時和23時。

統(tǒng)計時，首先普查每天3 h間隔的地面天氣圖，記錄每個觀測時次的降水天氣現(xiàn)象(現(xiàn)在天氣和過去天氣，包括雨、雪、雨夾雪、米雪、冰?；騼鲇?，只要一天中有一個時次天氣現(xiàn)象出現(xiàn)雪、米雪或雨夾雪，就將其列為降雪日。為了考察降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)前后的溫度特征，統(tǒng)計降雪日各層溫度時，地面圖上轉(zhuǎn)雨前一時次的降雪時刻的溫度作為降雪的地面氣溫，轉(zhuǎn)雨時刻的溫度為降雨的地面氣溫；高空的溫度按照就近原則，如果降雨或降雪正好發(fā)生在08時或20時，則統(tǒng)計該時刻各層探空的溫度，否則將轉(zhuǎn)雨前一時次的降雪時刻最近探空站的各層溫度作為降雪的高空溫度，轉(zhuǎn)雨之后最近探空時刻的各層溫度為降雨的高空溫度。溫度均四舍五入取整。

根據(jù)以上統(tǒng)計方法，從1999—2013年山東降雪過程中共普查出24次降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪天氣過程，具體見表1。

表1 1999—2013年24次相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程

Table 1 24 snowfall events accompanied by type reversal phenomena in Shandong province from 1999 to 2013

日期轉(zhuǎn)換過程逆轉(zhuǎn)時間區(qū)域代表站點影響系統(tǒng)2000-01-04雨-雪-雨-冰粒-雪08—11時魯西北、魯中北部陵縣、惠民江淮氣旋2001-01-06雪-雨夾雪-雨-雨夾雪-雪14時魯南沂源江淮氣旋2008-12-28雪-雨14時魯中濟南、萊蕪江淮氣旋2012-03-22雨-雨夾雪-雨17時魯中東部、半島南部青島江淮氣旋2012-12-13雨-雪-雨23時魯中北部、魯西北濟南江淮氣旋2013-02-03雪-雨14時魯中、半島南部濟南江淮氣旋2000-01-09雪-雨20時半島南部海陽暖切變線2001-12-10雪-雨08—14時魯西南、河南東部、安徽西部菏澤暖切變線2002-12-20雨-雨夾雪-雨08—20時魯西南、河南東部曹縣暖切變線2004-01-15雪-雨-雪14時魯南兗州暖切變線2012-02-12雪-雨夾雪-雨20—08時半島南部青島暖切變線2012-03-04雪-雨08—11時半島南部青島暖切變線2000-11-08雪-雨14—20時魯西南、魯西北南部范縣、定陶低槽冷鋒2001-12-12雪-雨14時半島海陽低槽冷鋒2004-12-17雪-雨05時魯西北局部陵縣低槽冷鋒2005-12-31雨-雪-雨14時魯南蒼山低槽冷鋒2006-04-12雪-雨08時魯西北鄒平低槽冷鋒2006-12-31雪-雨-雪14時魯南費縣低槽冷鋒2009-02-09雨-雪-雨05時魯東南局部莒縣低槽冷鋒2009-03-24雨-雪-雨14時魯中北部濟南低槽冷鋒2012-01-30雪-雨14時魯東南局部莒縣低槽冷鋒2010-01-03雪-雨20時半島南部局部青島黃河氣旋2010-03-17雪-雨14時半島局部萊陽黃河氣旋2012-11-04雨-雪-雨14時河北、北京、天津、魯西北、魯中北部的部分地區(qū)夏津黃河氣旋

2 降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)天氣過程的溫度特征

2.1 影響系統(tǒng)

冬季，山東降雪的天氣系統(tǒng)有低槽冷鋒、回流形勢、江淮氣旋、黃河氣旋和切變線等五類[12]。從表1中可以看出，24次降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程中，低槽冷鋒有9次，江淮氣旋6次，暖切變線6次，黃河氣旋3次?？梢姡嘶亓餍蝿菀酝?，其他各類天氣系統(tǒng)均可以產(chǎn)生降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)，但以低槽冷鋒天氣過程中相態(tài)發(fā)生逆轉(zhuǎn)的次數(shù)最多，其次是江淮氣旋和暖切變線系統(tǒng)。這可能與降雪發(fā)生的頻率以及天氣系統(tǒng)結(jié)構(gòu)有關(guān)。據(jù)統(tǒng)計，在1999—2011年濟南和青島的220次降雪過程中，低槽冷鋒有133次，占51%，比其他四類降雪的總和還多[5]，因此低槽冷鋒降雪發(fā)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)的次數(shù)也多。雖然回流形勢降雪的次數(shù)僅次于低槽冷鋒，但由于回流形勢降雪低層為較強冷平流，溫度低，不易發(fā)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)。

2.2 月變化

圖1給出了1999—2013年間各月山東降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)總?cè)諗?shù)。從發(fā)生概率來看，相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程年平均日數(shù)為1.6 d。11月—次年4月山東均可產(chǎn)生降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)天氣，但逆轉(zhuǎn)主要發(fā)生在12月和1月，逆轉(zhuǎn)日數(shù)12月最多，15年間共8 d，其次是1月。2月、3月、11月日數(shù)基本相當(dāng)，為2～4 d(圖1)。

圖1 1999—2013年山東降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)日數(shù)月變化Fig.1 Monthly variation of the days of type reversal in Shandong province from 1999 to 2013

2.3 日變化

從相態(tài)逆轉(zhuǎn)發(fā)生的時間(表2)來看，降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)在一天24 h內(nèi)均可發(fā)生。其中，14時最容易發(fā)生逆轉(zhuǎn)，占逆轉(zhuǎn)總次數(shù)的39%，遠遠大于其他時次，而23時—次日05時最少，只是偶爾發(fā)生，每個時次僅占總次數(shù)的3%或6%。這說明降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)有明顯的日變化，受氣溫日變化的影響較大，因為在不考慮溫度平流影響的情況下，通常冬季14時前后是一天之中氣溫最高的時段，由于氣溫升高而導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨，產(chǎn)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)；反之，傍晚至夜間，氣溫逐漸下降，通常23時—次日05時氣溫降至較低階段，不利于雪轉(zhuǎn)雨。

另外，從表2中還可以看出，08時、14時和20時較其他時次的逆轉(zhuǎn)次數(shù)多，其他時次相對較少，除了氣溫日變化的因素以外，可能還與觀測規(guī)范有關(guān)。2013年12月31日以前，我國08時、14時和20時所有人工觀測站均需觀測且發(fā)報，而02時、05時、11時、17時和23時發(fā)報站數(shù)少，在這些時段沒有觀測的站點的降水相態(tài)變化可能被忽略。

表2 1999—2013年山東降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)的日變化

Table 2 Diurnal variation of type reversal in Shandong province from 1999 to 2013

時間02時05時08時11時14時17時20時23時次數(shù)126414351百分比3%6%16%11%39%8%14%3%

2.4 相態(tài)逆轉(zhuǎn)前后的溫度特征

為了分析降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)前后各層的溫度及其變化情況，從24次有相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程中選取了各層溫度資料齊全的16次過程，分別統(tǒng)計每次過程降雪及轉(zhuǎn)雨后的850 hPa、925 hPa、1 000 hPa和地面2 m氣溫和溫差(降雨時的溫度減降雪時的溫度)，詳見表3和圖2。

2.4.1 各層溫度

首先來看相態(tài)逆轉(zhuǎn)前后各層的具體溫度。從表3和圖2a可以看出，850 hPa降雪時氣溫在-8～-1 ℃之間，轉(zhuǎn)雨時在-9～0 ℃之間，二者的中位數(shù)(指50%分位)均為-3 ℃，區(qū)別不顯著，說明在雪轉(zhuǎn)雨過程中，850 hPa的溫度的區(qū)分效果不好，沒有明顯指示意義。

與850 hPa相比，925 hPa的指示性略明顯一些，降雪時溫度在-7～2 ℃之間，中位數(shù)為-2 ℃；轉(zhuǎn)雨時在-5～3 ℃之間，中位數(shù)為-1 ℃，但25%～75%分位的區(qū)間仍然較大，且雪和雨的溫度區(qū)間重疊較大，因此區(qū)分效果仍然不理想。

1 000 hPa降雪時溫度-5～4 ℃之間，轉(zhuǎn)雨時在-1～4 ℃之間。降雪的中位數(shù)接近于0 ℃，轉(zhuǎn)雨的中位數(shù)為1 ℃，90%的個例轉(zhuǎn)雨時的溫度在0～2 ℃之間，說明降雨的溫度跨度更短，指示意義更為明顯。

箱須圖顯示，降雨時2 m溫度的中位數(shù)為2 ℃，降雪和降雨時25%～75%的區(qū)間沒有交叉，降雪為0～1 ℃，而降雨為1～3 ℃。與850～1 000 hPa相比，地面2 m氣溫25%～75%的區(qū)間更為集中。降雪時2 m溫度在-1～3 ℃之間，81%的個例在0 ℃左右(-1～1 ℃)，因此，對于有相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程轉(zhuǎn)雨前降雪時地面2 m最低溫度閾值為-1 ℃，低于該溫度雪轉(zhuǎn)雨的次數(shù)極少。轉(zhuǎn)雨時地面2 m氣溫在0～4 ℃之間，94%的個例2 m溫度≥1 ℃，其中62%的個例2 m溫度在2～4 ℃之間。

2.4.2 溫度變化

接下來分析相態(tài)逆轉(zhuǎn)前后各層的溫度變化。分析發(fā)現(xiàn)，所有的個例在逆轉(zhuǎn)過程中地面2 m至850 hPa至少有1個層次升溫，69%的個例有2個層次以上升溫(表3)。只有1個層次升溫的個例，升溫層次為地面。唯一1次地面降溫的逆轉(zhuǎn)個例是2000年1月4日，地面降溫1 ℃，但其1 000 hPa升溫2 ℃，850 hPa升溫1 ℃，925 hPa溫度不變。這表明，只要地面2 m氣溫升高，就可能發(fā)生降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)，如果地面氣溫略有下降，但同時1 000 hPa溫度升高，則也可能產(chǎn)生降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)。

具體來看，16次過程中，850 hPa有8次升溫幅度為1～4 ℃，5次溫差為0 ℃，3次溫度下降1 ℃。925 hPa有8次升溫幅度為1～6 ℃，4次溫差為0 ℃，4次溫度下降1 ℃。1 000 hPa有6次升溫，5次溫差為0 ℃，5次溫度下降1～2 ℃，其中5次升溫幅度為1～2 ℃，1次升溫幅度為9 ℃。從中位數(shù)來看，1 000～850 hPa各層的溫度升溫幅度均不足1 ℃(圖2b)。顯然，相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程高空的升溫不如地面2 m明顯。

地面2 m氣溫有14次溫度升高，升溫個例占總數(shù)的88%，僅有1次降溫為1 ℃，1次溫差為0 ℃；升溫幅度在1～3 ℃之間，其中1～2 ℃占81%。箱須圖也顯示出，與其他層次相比，地面2 m的溫差25%～75%的區(qū)間最為集中，在1～2 ℃之間，說明絕大多數(shù)個例逆轉(zhuǎn)時地面2 m的升溫幅度為1～2 ℃。

可見，雪轉(zhuǎn)雨時最顯著的特征是地面2 m氣溫升高，升溫幅度多在1～2 ℃；高空各層溫度以升高或不變?yōu)橹?占75%以上)，下降個例的降溫幅度一般為1 ℃(占92%)，只有1次降溫幅度為2 ℃。

表3 16次雪轉(zhuǎn)雨過程各層溫度及溫差

Table 3 Temperature and temperature differences on layers in 16 snowfall events with reversal from snow to rain ℃

日期雪轉(zhuǎn)雨溫差850hPa925hPa1000hPa地面850hPa925hPa1000hPa地面雪雨雪雨雪雨雪雨系統(tǒng)2000-01-04102-1-1011-1110A2001-01-0640-22-7-3-2-24202A2008-12-280-1-11-5-5-2-31012A2012-12-130-111-1-10-11212A2013-02-031-122-3-20-1-20-11A2000-01-0902-12-3-3-112102B2001-12-1021-12-6-4-4-30102B2002-12-2001-10-1-1234311B2004-01-15-1-102-4-50-12224B2012-02-122001-7-5-3-31123B2012-03-042221-20020201B2000-11-08-1402-2-3-402202C2005-12-312201-2-4-3-1-1-101C2012-01-300312-8-8-6-3-2-1-11C2010-01-032691-7-5-7-1-5434D2010-03-17-1003-8-9-5-5-1-103D

注：A-江淮氣旋，B-暖切變線，C-低槽冷鋒，D-黃河氣旋。

圖2 16次降雪過程相態(tài)逆轉(zhuǎn)前后各層溫度(a)及溫差(b)(后綴s表示降雪，r為降雨，d為溫差)Fig.2 Temperatures(a) and temperature differences(b) on layers before and after reversal in 16 snowfalls(postfix “s” donating snowfall，“r” donating rain，“d” donating temperature difference)

圖3 雪轉(zhuǎn)雨與雨轉(zhuǎn)雪過程降雪時(a)和降雨(b)的溫度(后綴sn表示雪轉(zhuǎn)雨的降雪，s為雨轉(zhuǎn)雪的降雪，rn為雪轉(zhuǎn)雨的降雨，r為雨轉(zhuǎn)雪的降雨)Fig.3 Temperatures of snowfall(a)and rainfall(b)in snowy events with reversal from snow to rain and reversal from rain to snow(sn-snowfall with reversal from snow to rain，s-snowfall with reversal from rain to snow，rn-rainfall with reversal from snow to rain，r-rainfall with reversal from rain to snow)

2.5 雪轉(zhuǎn)雨與雨轉(zhuǎn)雪過程的溫度對比

在有相態(tài)轉(zhuǎn)換的降雪過程中，有的過程只有雨轉(zhuǎn)雪，而有的過程降雪再轉(zhuǎn)換為降雨。那么，這兩種轉(zhuǎn)換過程的溫度有何差異？圖3給出了1999—2013年間16次雪轉(zhuǎn)雨過程和31次雨轉(zhuǎn)雪過程各層的溫度，以此對比分析兩種不同相態(tài)轉(zhuǎn)換過程中降雪和降雨的溫度特征。

1)降雪。從中位數(shù)來看，雪轉(zhuǎn)雨過程850～1 000 hPa各層的溫度均高于相應(yīng)層次雨轉(zhuǎn)雪過程的溫度；25%～75%分位的溫度，二者在850 hPa相當(dāng)，925～1 000 hPa雪轉(zhuǎn)雨高于雨轉(zhuǎn)雪。地面2 m氣溫，25%～75%分位的溫度集中度來看，二者基本相同(圖3a)。這說明有相態(tài)逆轉(zhuǎn)的降雪過程降雪時對流層低層(850～1 000 hPa)的溫度較無相態(tài)逆轉(zhuǎn)的更高一些，而兩者在地面2 m的溫度差別不大。

2)降雨。降雨的溫度差異與降雪正好相反。圖3b顯示出，從850 hPa至1 000 hPa，無論是中位數(shù)，還是25%～75%的溫度范圍，雪轉(zhuǎn)雨過程中降雨時的溫度均低于雨轉(zhuǎn)雪時降雨的溫度；而地面2 m氣溫，前者中位數(shù)低于后者，75%的個例溫度上限前者低于后者。這說明，在有相態(tài)逆轉(zhuǎn)的降雪過程降雨時高空和地面的溫度更低一些。

以上對比分析表明，就平均狀況而言，兩種雨雪轉(zhuǎn)換過程的降雪時和降雨時的溫度有明顯差異，降雪過程中相態(tài)逆轉(zhuǎn)要求對流層低層的溫度更高一些，易于向降雨轉(zhuǎn)換，如果溫度太低則不利于向降雨轉(zhuǎn)換。

3 各類系統(tǒng)相態(tài)逆轉(zhuǎn)的天氣形勢特征

以上分析使得我們了解了降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程的各層溫度特征。對于預(yù)報員來說，除了溫度要素以外，還要理解相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程的發(fā)生機制，清楚逆轉(zhuǎn)發(fā)生在什么天氣形勢之下，影響系統(tǒng)如何，以及各類天氣系統(tǒng)的高低空配置特點等。下文將結(jié)合個例給出不同天氣系統(tǒng)相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程的雨雪特點及天氣形勢特征。

3.1 低槽冷鋒

分析低槽冷鋒降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程的雨雪特點，發(fā)現(xiàn)多為局地逆轉(zhuǎn)，每次過程通常只有一個或幾個測站。轉(zhuǎn)換有兩種情況：一種是兩次轉(zhuǎn)換，先降雨，雨轉(zhuǎn)雪，雪再轉(zhuǎn)雨；另一種情況是過程開始直接降雪，降雪持續(xù)一段時間以后轉(zhuǎn)雨。

其環(huán)流形勢的共性特征為：雨雪均發(fā)生在低槽前部，低槽前有西南氣流，冷空氣弱，對流層低層暖平流升溫導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨。

1)雨-雪-雨。此類降水過程以降雨為主。雨轉(zhuǎn)雪通常發(fā)生在夜間，降雪持續(xù)時間短。通常前期氣溫較高，降水過程開始時產(chǎn)生降雨。在夜間，氣溫降低導(dǎo)致轉(zhuǎn)雪，當(dāng)有暖平流影響時，低層溫度升高導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨。

2)雪-雨。先雪后雨的過程均是由于在降雪過程開始前的幾天內(nèi)有冷空氣影響，導(dǎo)致氣溫較低，過程開始時直接降雪，當(dāng)?shù)筒矍芭搅饔绊懟蛘呷兆兓郎厥沟醚┺D(zhuǎn)雨。日變化引起的逆轉(zhuǎn)，在天氣圖上表現(xiàn)為溫度平流和冷空氣弱，850～1 000 hPa一般溫度不變或沒有升溫，下午地面2 m氣溫略有升高導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨。

2005年12月31日降雪是較為典型的低槽冷鋒逆轉(zhuǎn)過程(圖4)。雨雪轉(zhuǎn)換發(fā)生在魯南地區(qū)，包括蒼山、莒南、臨沭、鄒城等地，30日20時降雨，31日02時開始轉(zhuǎn)雪，降雪持續(xù)至08時，11時以后陸續(xù)轉(zhuǎn)為降雨。

圖4 2005年12月31日08時天氣圖(a. 500 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa，實線為等高線，虛線為等溫線；d. 地面圖，陰影為相態(tài)逆轉(zhuǎn)區(qū)域)Fig.4 Weather charts at 08:00 BST 31 December 2015 ( a. 500 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa，the solid lines are contours，the dotted lines are the isotherms；d. the surface pattern，the shaded areas are the regions of type reversal)

30日08時，降水尚未開始，山東處在對流層中低層的低槽前部，850～925 hPa為弱冷平流控制，地面冷空氣已經(jīng)開始影響山東，但30日14時魯南地區(qū)的地面2 m氣溫在5 ℃左右，故在30日下午降水過程開始時降水性質(zhì)為雨。隨著冷空氣的南下，夜間溫度降低，23時開始魯南地面氣溫降至-0.5～1 ℃，部分站點轉(zhuǎn)雪。31日白天，低槽東移，槽后弱脊逐漸控制山東地區(qū)，對流層低層溫度開始升高，31日08—20時，濟南探空站850 hPa和925 hPa的溫度均升高了2 ℃，臨沭站地面2 m氣溫由08時1 ℃升高至14時2 ℃，低層溫度升高導(dǎo)致14時前后轉(zhuǎn)為降雨。30日08—31日08時850 hPa由0 ℃降至-4 ℃，降溫幅度為4 ℃，而31日20時又回升至-2 ℃，可見，冷空氣弱、持續(xù)時間短、后期升溫是本次低槽冷鋒過程的主要特點，也是雪轉(zhuǎn)雨的有利因素。由于此次過程轉(zhuǎn)雪發(fā)生在02時前后，轉(zhuǎn)雨發(fā)生在14時前后，正是溫度日變化最明顯的時段，因此除了低層溫度平流升溫影響外，此次降雪過程可能還受到溫度日變化的影響。

3.2 江淮氣旋

1999—2013年共出現(xiàn)了6次江淮氣旋相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程，較為典型的過程有2000年1月4日、2001年1月6日、2012年12月13日、2013年2月3日等。分析這些個例，可歸納出江淮氣旋降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程有以下特點：

1)可產(chǎn)生較大范圍的逆轉(zhuǎn)，有的過程可超過10站以上。如2012年12月13日的降雪過程，包括濟南、淄博、樂陵等在內(nèi)的11個測站產(chǎn)生了相態(tài)逆轉(zhuǎn)，集中于魯西北和魯中的北部地區(qū)。

2)逆轉(zhuǎn)時間不固定，在白天和夜間均可發(fā)生。這主要是由于江淮氣旋過程在對流層低層有明顯暖平流，低層升溫，導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨。故此類逆轉(zhuǎn)的主要影響因子是溫度平流，其次是溫度日變化。

3)相態(tài)轉(zhuǎn)換可為雨轉(zhuǎn)雪再轉(zhuǎn)雨，也可能為雪轉(zhuǎn)雨，有的過程后期可再次轉(zhuǎn)雪。降水過程開始降水相態(tài)是雪還是雨，主要取決于前期的溫度，如果在降水過程開始前幾天內(nèi)有冷空氣影響，造成溫度低(如2000年1月4日過程)，或者降水開始時正好處在夜間氣溫最低的時段(如2001年1月6日)，可直接產(chǎn)生降雪。如果500 hPa低槽明顯后傾，在氣旋移出之后，降水仍可持續(xù)一段時間，由于低層冷空氣或者日變化降溫會導(dǎo)致雨再次轉(zhuǎn)雪。

4)雪轉(zhuǎn)雨均發(fā)生在氣旋即將形成前的3 h內(nèi)，這是所有江淮氣旋相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程的顯著共性特征。在環(huán)流形勢上表現(xiàn)為，850 hPa有明顯暖脊，以東南風(fēng)為主(少數(shù)個例為西南風(fēng))，有時候可達到急流強度。雪轉(zhuǎn)雨發(fā)生在850 hPa低渦或暖切變線的東北部(圖5a-b)。

圖5 江淮氣旋雪轉(zhuǎn)雨之前的850 hPa天氣形勢(a. 2000年1月4日20時，b. 2001年1月6日08時，c. 2012年12月13日20時，d. 2013年2月3日08時，陰影為雪轉(zhuǎn)雨區(qū)域，實線為等高線，虛線為等溫線)Fig.5 Weather situations at 850 hPa before the reversal from snow to rain in Jianghuai cyclone snowfalls(a. 20:00 BST 4 January 2000，b. 08:00 BST 6 January 2001，c. 20:00 BST 13 December 2012，d. 08:00 BST 3 February 2013，the shaded areas are the regions of type reversal from snow to rain， the solid lines are contours，the dotted lines are the isotherms)

3.3 暖切變線

暖切變線降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)的發(fā)生次數(shù)與江淮氣旋過程相當(dāng)，1999—2013年也出現(xiàn)了6次。其逆轉(zhuǎn)特征為：

1)暖切變線降雪過程的逆轉(zhuǎn)主要發(fā)生在魯南和山東半島南部地區(qū)，在山東多為局部逆轉(zhuǎn)，少有大范圍逆轉(zhuǎn)發(fā)生。有的過程逆轉(zhuǎn)會發(fā)生在魯、豫、皖交界處，即山東西南部、河南東部和安徽西北部。這與切變線的降雪落區(qū)有關(guān)，因暖切變線通常從江淮一帶向北移動，影響山東時主要降雪發(fā)生在魯南、魯中南部和半島南部地區(qū)。

2)環(huán)流形勢表現(xiàn)為500 hPa一般為中支槽影響，無北支槽，冷空氣較弱。850 hPa上有暖切變線，前期暖切變線明顯，位于江淮流域或更偏南位置，當(dāng)暖切變線向北移動至接近山東時已經(jīng)不明顯。逆轉(zhuǎn)發(fā)生在暖切變線后期。山東處在暖切變線北側(cè)的東南風(fēng)氣流中，有時徐州一帶850 hPa或925 hPa的東南風(fēng)可達到低空急流強度。在此天氣形勢配置下，近地面沒有明顯冷空氣，當(dāng)?shù)蛯佑袞|南風(fēng)暖平流影響時，溫度升高，從而導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨。

3)溫度場較顯著的特征為1 000 hPa的溫度較高，降雪時的溫度均在0 ℃以上。而據(jù)文獻[5]統(tǒng)計，山東91%的降雪過程在降雪時1 000 hPa的溫度≤0 ℃。因此，在其他條件滿足的情況下，當(dāng)1 000 hPa的溫度略高于通常降雪閾值時，應(yīng)考慮是否有發(fā)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)的可能性。

2012年2月12日的降雪過程較為典型，在天氣形勢高低空配置方面具備上述特征(圖6)。此次過程逆轉(zhuǎn)發(fā)生在日照至青島一帶，其中，日照12日17時之前降雪，17時轉(zhuǎn)雨夾雪，20時轉(zhuǎn)雨；青島13日02時降雪，05時轉(zhuǎn)雨夾雪，08時轉(zhuǎn)雨。

圖6 2012年2月12日08時天氣圖(a. 500 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa，實線為等高線，虛線為等溫線；d. 地面圖，三角為相態(tài)逆轉(zhuǎn)區(qū)域)Fig.6 Weather charts at 08:00 BST 12 February 2012(a. 500 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa，the solid lines are contours，the dotted lines are the isotherms； d. the surface pattern，the triangle is the region of type reversal)

3.4 黃河氣旋

黃河氣旋降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程較少，1999—2013年間僅出現(xiàn)了3次。其中，大范圍逆轉(zhuǎn)1次，局部逆轉(zhuǎn)兩次。下面分別分析不同逆轉(zhuǎn)范圍天氣過程的特征。

3.4.1 黃河氣旋大范圍相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程

2012年11月4日發(fā)生了一次黃河氣旋產(chǎn)生的大范圍雨轉(zhuǎn)雪、雪轉(zhuǎn)雨過程，逆轉(zhuǎn)發(fā)生在北京、天津、河北至山東西北部(圖7)。3日白天降雨，4日02—08時北京、河北大部、山東西北部地區(qū)轉(zhuǎn)為降雪，11時起上述地區(qū)又陸續(xù)轉(zhuǎn)為降雨。北京3日11—4日02時之間降雨，降雨量為34 mm，4日02—08時降雪，降雪量25 mm，08時以后轉(zhuǎn)雨，至4日20時降雨量為10.1 mm。如果按照24 h降水量量級劃分標準，北京先后經(jīng)歷了大雨轉(zhuǎn)大暴雪再轉(zhuǎn)中雨的過程。此次過程山東惠民站4日08時之前降雨，08—11時轉(zhuǎn)為降雪，14時又轉(zhuǎn)雨。

圖7 2012年11月4日08時天氣圖(a. 500 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa，實線為等高線，虛線為等溫線；d. 地面圖，陰影為相態(tài)逆轉(zhuǎn)區(qū)域)Fig.7 Weather charts at 08:00 BST 4 November 2012( a. 500 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa，the solid lines are contours，the dotted lines are the isotherms； d. the surface pattern，the shaded area is the region of type reversal)

分析各地相態(tài)逆轉(zhuǎn)時的高低空天氣形勢，可以看出，冷空氣自3日14時開始影響北京，17時北京已轉(zhuǎn)為氣旋后部的西北風(fēng)，氣溫逐漸下降，4日02時2 m氣溫最低為1 ℃。4日08—20時，850 hPa和925 hPa的溫度分別維持為-2 ℃和0 ℃。4日08時地面為2 ℃，北京由夜間的降雪轉(zhuǎn)為雨夾雪，4日11時地面仍然為北風(fēng)，但風(fēng)力已減弱，由之前6 m/s減弱為4 m/s，地面2 m氣溫升為3 ℃，14時進一步升至4 ℃。這說明，在4日白天，雖然850～925 hPa的溫度平流沒有變化，但近地面層溫度升高，導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨。

再來分析山東的情況。與北京不同的是，山東處在黃河氣旋的南側(cè)，各站相態(tài)逆轉(zhuǎn)時冷空氣尚未開始影響，近地面仍為偏南風(fēng)。4日08—20時，山東西北部對流層中低層在低渦右側(cè)的西南風(fēng)控制之下，章丘探空站500～700 hPa均升溫3 ℃，850 hPa升溫2 ℃，925 hPa升溫1 ℃，因而雪轉(zhuǎn)雨。

可見，在此次大范圍降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程中，位于氣旋北側(cè)的北京主要是對流層低層溫度在降雪閾值附近的情況下，白天由于日變化近地面層升溫導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨，而氣旋南部山東的相態(tài)逆轉(zhuǎn)主要是由于低渦右側(cè)的暖平流升溫造成的。

3.4.2 黃河氣旋局地相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程

兩次局部逆轉(zhuǎn)過程氣旋位置中心均偏南，經(jīng)河南、安徽、江蘇入海，沒有經(jīng)過山東(圖略)。一次過程由于低層暖平流強導(dǎo)致相態(tài)逆轉(zhuǎn)，而另一次過程是由于日變化升溫導(dǎo)致逆轉(zhuǎn)。

以下為兩次局地逆轉(zhuǎn)過程的天氣形勢演變概況：

其中，2010年1月3日，山東半島南部的青島、膠南17時降雪，20時轉(zhuǎn)雨，山東其他地區(qū)直接降雪，沒有相態(tài)轉(zhuǎn)變。該氣旋中心位置偏南，路徑山西—河南—安徽—江蘇入海。對流層低層為偏南風(fēng)，20時青島850 hPa西南風(fēng)風(fēng)速達14 m/s，925 hPa南風(fēng)風(fēng)速12 m/s，青島17時地面2 m東南風(fēng)風(fēng)速8 m/s，由于暖平流強，導(dǎo)致低層明顯升溫，其中，3日08—20時，青島850 hPa升溫2 ℃，925 hPa升溫6 ℃，1 000 hPa升溫9 ℃。因前期溫度低，青島降水開始時直接降雪，3日20時轉(zhuǎn)雨(圖略)。逆轉(zhuǎn)發(fā)生在黃河氣旋右側(cè)的東南風(fēng)氣流中?？梢?，此次過程是由于低渦前部的低層暖平流強導(dǎo)致升溫產(chǎn)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)。

2010年3月17日，山東半島北部地區(qū)產(chǎn)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)，萊陽08時降雪14時轉(zhuǎn)雨，棲霞、煙臺、牟平14時雪轉(zhuǎn)雨夾雪。黃河氣旋于16日08時在河套西部形成，沿著黃河以南向東南方向移動，經(jīng)河南—安徽—江蘇進入黃海中部。此次過程山東南風(fēng)風(fēng)速小，暖平流弱。相態(tài)轉(zhuǎn)換前后，附近探空站成山頭925～1 000 hPa溫度不變，而萊陽08時2 m氣溫為0 ℃，14時為3 ℃，地面升溫3 ℃，從而導(dǎo)致雪轉(zhuǎn)雨?？梢?，此次過程溫度平流弱，主要由于日變化升溫產(chǎn)生相態(tài)逆轉(zhuǎn)。

總結(jié)以上3次黃河氣旋的降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)特點，黃河氣旋的相態(tài)逆轉(zhuǎn)多發(fā)生在對流層低層低渦前部的偏南風(fēng)氣流中，可產(chǎn)生大范圍或局地逆轉(zhuǎn)。當(dāng)暖平流強時，可導(dǎo)致大范圍逆轉(zhuǎn)；當(dāng)暖平流弱時，在午后受氣溫日變化影響也可產(chǎn)生局地逆轉(zhuǎn)。

4 結(jié)論與預(yù)報著眼點

通過對1999—2013年山東24次有相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪過程的統(tǒng)計分析，凝練出以下特征及預(yù)報著眼點：

1)低槽冷鋒、江淮氣旋、黃河氣旋和暖切變線可在山東產(chǎn)生降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)，而回流形勢降雪過程由于低層溫度低不會產(chǎn)生逆轉(zhuǎn)。

2)山東降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)在11月—次年4月均可發(fā)生，其中以12月和1月居多，12月頻率最高。相態(tài)逆轉(zhuǎn)有明顯的日變化，14時前后最容易發(fā)生逆轉(zhuǎn)，而23時—次日05時最少。

3)雪轉(zhuǎn)雨時最顯著的特征為地面2 m氣溫升高，升溫幅度多在1～2 ℃；850 hPa以下至地面的溫度以升高或不變?yōu)橹?，至少?個層次升溫，多數(shù)個例有2個層次以上升溫。只有少數(shù)個例高空溫度下降，降溫幅度一般為1 ℃。

4)850和925 hPa溫度對于相態(tài)逆轉(zhuǎn)的指示性均不明顯，地面2 m氣溫指示性最好，其次為1 000 hPa。相態(tài)逆轉(zhuǎn)過程中，降雪時地面2 m氣溫在0 ℃左右，-1 ℃為最低閾值；1 000 hPa接近于0 ℃。

5)有相態(tài)逆轉(zhuǎn)的過程降雪時對流層低層的溫度較沒有逆轉(zhuǎn)的降雪過程更高，如果降雪時溫度太低則不利于向降雨轉(zhuǎn)換。

6)相態(tài)逆轉(zhuǎn)的因素有兩個：對流層低層暖平流升溫或溫度日變化升溫。溫度平流弱時溫度日變化起主要作用。各類天氣逆轉(zhuǎn)特征有差異。其中，低槽冷鋒在下午產(chǎn)生局地逆轉(zhuǎn)，發(fā)生在低槽前部的西南氣流中；江淮氣旋可產(chǎn)生較大范圍的逆轉(zhuǎn)，白天和夜間均可發(fā)生，逆轉(zhuǎn)發(fā)生在江淮氣旋即將形成前的3 h內(nèi)，處在850 hPa低渦或暖切變線的東北部；暖切變線逆轉(zhuǎn)多為局部地區(qū)，發(fā)生在暖切變線后期，1 000 hPa的溫度略高于通常降雪閾值，即降雪時均在0 ℃以上；黃河氣旋的相態(tài)逆轉(zhuǎn)發(fā)生在低渦前部的偏南風(fēng)氣流中，當(dāng)暖平流強時，可導(dǎo)致大范圍逆轉(zhuǎn)，當(dāng)暖平流弱時，在午后產(chǎn)生局地逆轉(zhuǎn)。

由此凝練出降水相態(tài)逆轉(zhuǎn)的預(yù)報著眼點。在降雪過程的相態(tài)預(yù)報中，需綜合考慮溫度平流和日變化的影響。當(dāng)對流層低層的溫度在通常的降雪閾值附近或略高時，如果后期有明顯的暖平流或日變化導(dǎo)致近地面至1 000 hPa升溫，則有發(fā)生雪轉(zhuǎn)雨的可能性，午后為關(guān)鍵時段。

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Statistical study of precipitation type reversal during snowy weather process in Shandong province

YANG Chengfang， LIU Chang， GUO Junjian， MENG Xiangui

(ShandongProvincialMeteorologicalObservatory，Jinan250031，China)

By using surface observations and sounding data, statistic studies were carried out on synoptic systems, timing of type changes, and temperature variations during 24 snowfall events accompanied by precipitation type reversal phenomena in Shandong province from 1999 to 2013. The results show that precipitation type reversal may occur under synoptic systems of cold fronts, Jianghuai Cyclone, Huanghe Cyclone and warm shear lines, and may not occur under system of return-flow in Shandong province. Precipitation type reversal mainly occurs from November to April of the next year, concentrates in December and January, with highest frequency in December. Precipitation type reversal also has obvious diurnal variations, with the highest frequency around 14:00 BST and lowest frequency during the time period from 23:00 BST to 05:00 BST the next day. During precipitation type reversal process, one of the most typical changes is 2-m temperature rising, which is usually between 1 to 2 ℃. There are at least two warming layers below 850 hPa. During precipitation type reversal, the most effective indicator is 2-m temperature, which is around 0 ℃ (-1 ℃ at lowest) as snowing, a little higher than that of usual snowfalls. During snow, the temperature at 1 000 hPa is near 0 ℃. Low level temperature rising, caused by warm advection and temperature diurnal variation, may lead to precipitation type reversal. When the warm advection is weak, the diurnal variation of temperature will play an important role. There are significant differences in area and timing of precipitation type reversal under different synoptic systems. Therefore, the warm advection on low troposphere and temperature diurnal variation should be taken into consideration in making precipitation type forecast especially when the temperature is around the threshold for snow. Special attention should be paid to 2-m temperature and especially in time period of afternoon.

precipitation type; reversal; temperature advection; diurnal variation of temperature

10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2017.01.008. (in Chinese)

2016-09-18；

2017-01-23

國家自然科學(xué)基金項目(41475038)；中國氣象局關(guān)鍵技術(shù)集成與應(yīng)用項目(CMAGJ2015M34)；中國氣象局預(yù)報員專項(CMAYBY2015-041)；山東省氣象局科研項目(2013sdqxz02，2015sdqx02)

楊成芳(1970—)，女，博士，研究員級高級工程師，主要從事天氣預(yù)報業(yè)務(wù)及降雪研究，cf_yang70@hotmail.com。

P458

A

2096-3599(2017)01-0073-11

10.19513/j.cnki.issn2096-3599.2017.01.008

楊成芳，劉暢，郭俊建，等.山東相態(tài)逆轉(zhuǎn)降雪天氣的特征與預(yù)報[J].海洋氣象學(xué)報，2017，37(1)：73-83.

Yang Chengfang， Liu Chang， Guo Junjian， et al. Statistical study of precipitation type reversal during snowy weather process in Shandong province[J].Journal of Marine Meteorology,2017,37(1):73-83.