“21·11”極端暴雪過程多系統結構演變及熱動力機制*

齊道日娜 何立富 張樂英

1 中國氣象局氣象干部培訓學院,北京 100081 2 國家氣象中心,北京 100081 3 江蘇省南方現代林業協同創新中心/南京林業大學生物與環境學院,南京 210037

提 要：利用多種實時觀測資料和ERA5再分析資料,對造成2021年11月6—8日華北、東北極端暴雪過程多系統的結構特征及熱動力機制進行分析。結果表明:此次過程先后由500 hPa高空橫槽、河套西風槽及高空冷渦接力影響,其上空的高空急流不斷加強并呈現“S”型彎曲,同時低空偏南風急流形成與加強,并在東北地區與高空急流耦合。此次過程階段性特征明顯,其影響系統的結構特征和水汽輸送存在差異?；亓骼滗h形成的冷墊鋒面較為淺薄,暖濕氣流在其上傾斜上升。寒潮冷鋒則較為陡立,上升氣流隨高度西傾。而鋒面氣旋結構較為深厚直立,使得氣流呈垂直上升運動。隨著斜壓強迫的不斷增強,850 hPa切變線由準東西向分布轉為南北向分布,再演變為低渦切變結構。對應的水平渦度由弱轉強,其上空正渦度垂直分布也逐漸加強,由弱傾斜上升運動逐步演變為較強垂直上升運動區,并在系統東側形成次級環流下沉支。此次過程的發生發展與鋒生作用密切相關,降雪落區和強度與鋒區走向及鋒生函數大小較為一致。假相當位溫鋒區在降雪3個階段逐漸加強,垂直鋒區和低層鋒生函數由傾斜狀態演變為近乎直立結構;濕位渦診斷表明,3個階段降雪落區均發生在濕位渦正壓項>0而斜壓項<0配置的區域,條件性對稱不穩定是此次過程的主要動力機制。

引 言

極端暴雪是冬季重要災害性天氣之一,常伴有大風降溫過程,對交通出行、設施農業等造成不利影響,甚至造成嚴重氣象災害。目前對夏季極端暴雨事件的研究較多(陶詩言,1980;雷蕾等,2017;何立富等,2016;2020;寶興華等,2022;齊道日娜等,2022;蘇愛芳等,2022;汪小康等,2022),但是對冬季極端暴雪的研究成果相對較少,國內外相關研究主要集中在暴雪過程的影響系統和形成機理等方面(Braham,1983;Sanders,1986;Marwitz and Toth,1993;趙思雄等,2002;孫建奇等,2009;陶詩言和衛捷,2008;布和朝魯等,2008;王東海等,2008;張元春等,2012;彭京備和孫淑清,2019;戴玲玲等,2021)。

近年來,隨著冬季寒潮和極端強降雪趨于活躍,對華北和東北等地的強降雪過程的研究逐漸成為國內學者關注的熱點,特別是有關華北地區回流型降雪和東北地區低渦暴雪的獨特特征及形成機理。王迎春等(2004)對一次回流降雪過程的研究指出,過程期間華北地區始終處于鋒區中,低層輻合、高層輻散的系統配置,暖濕空氣回流在近地面層的淺薄冷空氣墊上的爬升并在其上形成一個淺薄的飽和層,導致了長時間降雪;張迎新和張守保(2006)和張迎新等(2007)在分析華北回流暴雪的結構特征和水汽條件時發現,低層回流東風和中層偏南風同時出現有利于強降雪產生,降水強度的變化與風速的大小呈正相關,中高層的西南氣流沿著從東北平原南下的干冷空氣入侵華北平原形成的冷墊爬升,增強了上升運動和大氣的斜壓性,暴雪的水汽主要來自700 hPa以上層次;趙桂香(2007)在對一次華北回流降雪天氣過程的診斷分析得出,動力鋒生作用是其重要機制,周雪松和談哲敏(2008)進一步研究得出,動力鋒生和鋒面次級環流是華北回流暴雪的主要原因;李津等(2017)對華北地區回流降雪過程分析表明,冷高壓的南側低層有倒槽存在,有利于水汽輸送和水平輻合的加強,明顯的鋒面及逆溫區存在,有利于不穩定能量的積累和中尺度云團產生,從而引起罕見暴雪;王建中和丁一匯(1995)和馮麗莎等(2020)對華北平原地區暴雪過程的濕對稱不穩定條件進行了診斷分析,結果指出暴雪區隨著“冷空氣楔”逐步南壓,其上空始終是濕位渦正壓項大于0而濕位渦斜壓項小于0,這樣的配置有利于對稱不穩定能量的釋放和暴雪的發生,鋒生和次級環流的正反饋作用對暴雪起到增幅作用。另外,華北錮囚鋒是在太行山特殊地形條件下,由東、西兩路冷鋒相向而行形成,也是造成華北地區冬季暴雪的主要天氣系統。肖慶農(1994)設計了一個二層鋒面模式,揭示了地形影響下冷鋒變形及錮囚形成規律;范俊紅和易笑園(2019)利用多種資料分析了一次由華北錮囚鋒造成的暴雪過程,指出錮囚鋒階段低層風場具有β中尺度氣旋性環流,并且西路冷鋒強于東路,兩路冷空氣的夾擊抬升暖濕氣流。葉晨等(2011)利用風廓線雷達、微波輻射計等資料對北京地區一次錮囚鋒暴雪進行了分析,指出錮囚鋒垂直結構淺薄,對暖濕空氣的強迫抬升作用弱,導致降雪強度弱持續時間長。相對于華北地區暴雪而言,對東北地區暴雪事件的研究多集中在鋒面氣旋和低渦系統的發生發展和熱動力條件方面。蔡麗娜等(2009)對東北地區一次暴雪過程的研究表明,冬季溫帶氣旋強烈發展會帶來大范圍嚴重的暴風雪天氣,高低空急流及散度場和垂直運動配置構成了氣旋發展所伴隨的次級環流;劉寧微等(2009)對遼寧歷史上罕見的暴雪天氣過程進行分析,表明北上低渦的發展是產生暴雪天氣的主要系統,低空急流輸送水汽和低層上升運動為強降雪提供有利條件;王東海等(2013)對一次溫帶氣旋暴雪過程進行了多尺度相互作用及其形成機理研究,指出渦度平流和溫度平流對鋒前上升運動起重要作用。同時,強降雪過程的云物理過程也受到一些研究人員的關注,遲竹萍和龔佃利(2006)、姚蓉等(2014)及孫建華和趙思雄(2003)分別利用中尺度模式對暴雪過程云微物理特征及降水相態轉換機制進行數值模擬,分析了冰相微物理過程,認為雪的凝華增長、冰晶向雪的自動轉化以及雨水與雪碰并對降雪發生發展起主要作用。

盡管針對北方地區暴雪的研究成果不少,且相關研究多針對單一影響系統,但對于多個影響系統接力作用下產生的極端暴雪過程的研究成果相對較少,對不同影響系統的發生發展和熱動力機制的認識仍存在不足。2021年11月6—8日,華北大部、黃淮、東北地區出現大范圍降雪或雨轉雪天氣,內蒙古東南部、遼寧中北部、吉林西部出現歷史罕見的極端暴風雪事件,使得多地城市運行和交通運輸受阻,并導致農作物凍害及牲畜死亡,對人民生產生活等方面造成嚴重影響。針對這次極端暴雪過程,氣象部門預報預警的提前量明顯不足,48 h時效以上暴雪預報與實況存在較大偏差,暴雪落區偏西、強度偏弱,對遼寧中北部極端暴雪預報誤差更大(何立富等,2022)。本次過程先后受回流冷鋒、寒潮冷鋒和地面氣旋3個系統接力影響產生,其階段性特征明顯,不同影響系統的熱動力結構演變和發展維持機制存在明顯差異,有必要進行更深入分析。針對上述問題,本文利用多種實測資料和歐洲中心ERA5再分析資料對本次極端暴雪進行細致分析和診斷研究,試圖揭示出本次過程產生的熱動力成因,為提升極端暴雪預報能力提供參考。

1 資料與方法

1.1 資 料

本文所用大氣環流資料為歐洲中期天氣預報中心(ECMWF)提供的逐小時再分析資料ERA5(Hersbach et al,2020),其水平分辨率為0.25°×0.25°,垂直方向從1000～200 hPa共19層,氣象要素為海平面氣壓、位勢高度、水平風場、垂直速度、溫度和比濕;觀測資料為地面逐3 h降水量、區域自動氣象站逐小時降水量和人工加密觀測最大積雪深度。研究時段為2021年11月6—8日。

文中所涉及的中國地圖基于審圖號為GS(2019)3082號標準地圖制作,底圖無修改。

1.2 方 法

1.2.1 鋒生函數

鋒面強迫對暴雪過程的發生和加強起到十分重要的作用,冷暖空氣交匯對峙有利于鋒生,鋒生引發次級環流有利于暴雪系統的加強和維持。鋒生函數可以較好地反映鋒生、鋒消以及鋒面強度的變化,其表達式為(朱乾根等,2000):

(1)

(2)

(3)

(4)

(5)

式中:θse為假相當位溫,Af=?u/?x-?v/?y為伸長變形,Bf=?v/?x+?u/?y為切變變形,Dh=?u/?x+?v/?y為散度項,F1、F2、F3和F4分別代表非絕熱加熱項、水平散度項、水平變形項和與垂直運動有關的傾斜項,當F>0時,表示鋒生,當F<0時,表示鋒消。

1.2.2 濕位渦

濕位渦(ζMPV)可用來表征大氣的不穩定特征,在暴雪過程的研究中被廣泛應用(馮麗莎等,2020;馬新榮等,2008;艾麗華等,2008),其表達式為(吳國雄等,1995;吳國雄和蔡雅萍,1997):

(6)

其中,

(7)

(8)

式中:ζa表示氣塊的絕對渦度,S為熵,ζ為垂直渦度,f為科氏參數,θse為假相當位溫,p為氣壓,u和v分別為緯向風和經向風,濕位渦的單位是PVU,1 PVU=10-6m2·K·kg-1·s-1。ζMPV1是空氣塊絕對渦度的垂直分量與熵的垂直梯度的乘積,為濕正壓項,表示對流穩定性和慣性穩定性,當大氣對流(或慣性)穩定時,ζMPV1>0,反之大氣對流(或慣性)不穩定;ζMPV2是風的垂直切變和假相當位溫水平梯度的乘積,為濕斜壓項,表示濕斜壓性和水平風垂直切變的貢獻;當ζMPV1>0且ζMPV2<0時,表示大尺度大氣層結處于對流穩定狀態,但在中尺度上有斜升氣流發展,產生對稱不穩定能量,有利于氣旋性渦度發展和暴雪的發生(吳國雄等,1995;馮麗莎等,2020)。

2 暴雪過程實況及影響系統配置

2.1 過程實況

2021年11月6日08時至9日08時(北京時,下同),華北北部和東部、黃淮及東北地區等地出現持續性大范圍降雪或雨轉雪天氣,其中華北中部、山東北部出現大到暴雪,遼寧中北部、內蒙古東南部及吉林西部出現歷史罕見的特大暴雪。上述地區過程降水量一般為10～40 mm,內蒙古東南部和遼寧中北部等部分地區累計降水量達40～70 mm,通遼站最大降水量達86.8 mm(圖1a)。此次過程有151個國家站日降水量突破11月歷史極值,最大日降水量為63 mm(鞍山站),通遼站7日、8日連續兩天日降水量均超歷史極值(分別為39.1 mm、42.2 mm)。人工地面積雪觀測顯示(圖1b),過程期間,華北、東北地區、內蒙古、山東西北部等地均出現了明顯積雪;內蒙古東南部、吉林西部、遼寧中北部部分地區達30～50 cm,內蒙古通遼市庫倫最大積雪深度達68 cm。伴隨本次極端暴雪過程,降雪區普遍出現6～8級陣風,最大陣風超過10級(圖略)。

圖1 2021年11月(a)6日08時至9日08時累計降水量(單位:mm)和(b)9日08時最大積雪深度

2.2 影響系統配置

圖2為2021年11月6—8日08時500 hPa高度場和溫度場以及300 hPa高空急流疊加850 hPa低空急流分布。由圖可知,6日08時(圖2a),東北亞地區中高緯500 hPa高度場為西低東高的形勢,黑龍江西北部至蒙古國中部為寬廣橫槽區,槽前鋒區位于內蒙古中東部至東北地區西部。橫槽東側的西風槽將東移減弱,而位于內蒙古中部的西風槽由于溫度槽滯后于高度槽,槽前鋒區上存在較強冷平流,有利于其發展加強;在500 hPa橫槽鋒區上空,疊加一支風速大于40 m·s-1的300 hPa高空急流(圖2d);隨著系統的逐漸增強,至7日08時(圖2b),在河套附近西側500 hPa橫槽轉豎,驅動鋒區南壓,使得高度槽后的冷平流進一步增強,有利于高空槽發展東移;同時300 hPa高空急流也同步南壓東移且出現“S”型彎曲,此時華北東部和渤海附近850 hPa出現東南風低空急流,低空急流的形成有利于華北、黃淮的低層輻合和水汽輸送(圖2e); 8日08時(圖2c),500 hPa高空槽迅速發展增強形成高空冷渦,冷渦中心強度為532 dagpm。與500 hPa的高空冷渦相對應,300 hPa高空急流在高空冷渦東側明顯加強且出現反氣旋式彎曲(圖2f),同時低層東南風急流強烈發展,高低空急流在東北地區出現耦合配置,有利于低層輻合系統強烈發展?？梢姳敬螛O端暴雪過程先后受500 hPa高空橫槽、河套西風槽及高空冷渦3個天氣系統的接力影響,伴隨500 hPa影響系統的發展變化,疊加在其上空的高空急流也不斷加強并呈現“S”型彎曲,同時偏南風低空急流形成加強,并逐漸在東北地區出現高低空急流耦合。

圖2 2021年11月(a,d)6日,(b,e)7日和(c,f)8日08時(a～c) 500 hPa位勢高度場(實線,單位:dagpm)和溫度場(虛線,單位:℃),(d～f) 300 hPa高空急流(等值線和風矢,風速≥40 m·s-1)和850 hPa低空急流(陰影和風羽,風速≥12 m·s-1)分布

3 暴雪過程的系統特征與結構演變

3.1 影響系統與階段性特征

從第2節對500 hPa主要影響系統發展演變及其高低空配置關系的分析表明,本次過程先后受3個不同天氣系統的接力影響?；?00 hPa影響系統,可將本次降雪過程分為3個階段:第1階段為橫槽影響階段(6日08—20時),主要影響系統是位于華北和東北上空的高空橫槽,其緩慢南壓在內蒙古中東部、河北北部及東北西部產生弱降雪;第2階段為河套西風槽加強東移階段(6日21時至7日14時),位于河套附近的橫槽轉豎,斜壓強迫的快速加強引發華北中南部和黃淮地區出現明顯降雪天氣(雨轉雨夾雪或大到暴雪);第3階段為高空冷渦影響階段(7日15時至9日02時),隨著槽后冷平流加強,西風槽在東移過程中進一步演變為深厚的高空冷渦,其長時間維持和緩慢北上使得東北地區和內蒙古東南部出現極端暴雪。通過地面系統可知,本次過程的階段性特征更為明顯。圖3為3個不同階段平均海平面氣壓場及其對應的降水總量分布圖,從第1階段平均海平面氣壓和降水量分布(圖3a)可知,我國北方大部受到地面冷高壓控制,冷高壓中心位于甘肅西部,地面東路冷鋒位于東北地區西部經河北北部至山西。地面偏東風回流在上述地區形成冷墊,有利于低層西南暖濕氣流沿著冷墊緩慢爬升,在東北地區西部至華北北部產生弱降雪。實況降雪區位于冷鋒后部,呈準東西向分布,降水中心位于內蒙古中東部地區,最大降水量為5～15 mm。第2階段(圖3b),隨著河套橫槽轉豎,引導強冷空氣東移南下,地面冷高壓中心位于寧夏附近,中心強度達1045 hPa,寒潮冷鋒前沿抵達華北和黃淮東部,斜壓強迫導致低層輻合、高層輻散,產生大范圍明顯降水和強降溫,并出現雨轉雨夾雪或大到暴雪。降水區位于華北和黃淮等地,呈準南北走向,華北東部等地累計降水量可達25～51 mm,暴雪區主要位于山東北部、河北東部。第3階段降雪則由高空冷渦產生(圖3c),地面氣旋中心位于東北地區東部,中心強度最低降至998 hPa,12 h內降幅達14 hPa,達到爆發性氣旋標準(何立富等,2022);低層低渦切變輻合及先后來自黃渤海及日本海的強盛水汽輸送,給內蒙古東南部和東北地區帶來極端強降雪,部分地區出現特大暴雪。極端強降雪區主要位于氣旋的北側和西側,強度較前2個階段明顯增強,強降雪區主要位于遼寧中北部、內蒙古東南部和吉林西部等,中心最大達35～70 mm(圖3c)。

注:圖a～圖c中,黑色粗實線為圖4和圖10剖面位置。

自動站逐小時降水量實況(圖3d)也能較好反映本次降雪過程的階段性特征。受偏東路弱冷空氣的影響,第1階段降雪發生在華北中北部,降雪強度較弱。北京站本次過程從6日10時開始為小雨,7日凌晨降水相態轉為降雪,12時過程結束。其1 h降水量一般不足0.5 mm,6日夜間降水加強,1 h最大降水量達2.6 mm。隨著河套冷鋒快速東移南下,第2階段雨轉雨夾雪或雪從華北中部快速南壓至山東,部分地區出現大到暴雪,并伴隨劇烈降溫。濟南站降水出現在6日20時至7日16時,最大小時降水量為7.4 mm。第3階段降雪發生在黃海氣旋加強北上期間,東北地區大部和內蒙古東南部地區出現極端暴雪。鞍山站強降雪過程發生在7日17時至9日12時,降雪持續36 h。其中8日02—05時為最強降雪時段,最大小時降雪量達10.6 mm。24 h 降雪量高達63.3 mm。值得注意的是,通遼站降雪先后受3個系統的影響,經歷了3個不同階段,其降雪持續時間達66 h。第1段降雪強度微弱,1 h降雪量不足0.5 mm,出現在6日10時至7日00時;期間略有中斷,從7日10時開始,至9日08時降雪結束。其小時降雪量多在1～2 mm,最大僅為3.1 mm。從地面觀測和衛星圖像資料看,本次通遼極端暴雪更多與地面氣旋暖濕輸送帶長時間維持及不斷向西推進密切相關(何立富等,2022)。

3.2 多影響系統垂直結構演變

為進一步分析引發本次降雪系統的垂直結構及演變,圖4為3個階段平均的水平風、溫度及垂直速度沿圖3a～3c中黑色粗實線垂直剖面。圖4a清晰顯示,第1階段為回流冷鋒降雪,其地面冷鋒前沿位于116°E 附近,鋒區隨高度向西北傾斜明顯,鋒區內溫度梯度較大,但鋒面前沿較為淺薄,在近地面形成冷墊。暖濕氣流沿冷墊爬升,在暖區一側產生弱傾斜上升運動,垂直速度僅為-0.8～-0.4 Pa·s-1。第2階段隨著橫槽轉豎,高空槽的加強東移,槽后偏北風急流也明顯增強,冷平流顯著加強使得華北平原一帶鋒區快速增強且鋒區隨高度變得較為陡立(圖4b),鋒面附近上升運動仍呈傾斜狀態,但低層上升運動明顯增強,垂直速度達-1.6～-0.8 Pa·s-1,導致第2階段的降水明顯增強,同時氣溫的急劇下降使得華北、黃淮出現雨轉大到暴雪。第3階段受地面氣旋北上影響,在鋒面氣旋中心附近冷暖空氣的交匯更為劇烈,鋒前暖空氣逐漸被抬升,氣旋東側暖空氣向北推進并,使得氣旋中心附近和西側出現強烈的垂直上升運動,導致東北地區南部和西部出現極端暴雪(圖4c)。

注:黑色粗實線為0℃等溫線,灰色陰影為地形。

3.3 水汽輸送特征

分析表明,此次極端暴雪過程的水汽輸送也存在階段性差異。圖5是3個階段925～700 hPa積分的水汽通量分布,第1階段的水汽輸送較弱,來自黃海北部的東南氣流水汽輸送抵達華北中北部,僅有少量水汽輸送沿反氣旋西側北上進入內蒙古中東部和東北西部降雪區。第2階段由于華北東部和黃淮東部的東南風急流加強,將來自黃渤海地區水汽向華北平原地區輸送,華北地區水汽通量明顯加強,并在該地區明顯輻合,水汽條件明顯好轉,使得降水強度較第1階段明顯增強。隨著黃海氣旋爆發性發展并加強北上,第3階段水汽通量輸送明顯強于前2個階段,先后來自黃渤海和日本海地區的水汽被爆發性氣旋卷入,輸送至東北地區,大量的水汽在東北地區和內蒙古東南部輻合,引發鞍山地區出現破紀錄極端暴雪?？梢?個階段的降雪過程水汽輸送呈不斷加強的態勢,且水汽源地存在差異。前2個階段的水汽輸送較弱,主要來自黃渤海地區,而第3階段強盛的水汽輸送則先后來自黃渤海和日本海洋面。

圖5 2021年11月6—8日極端暴雪過程(a)第1階段,(b)第2階段,(c)第3階段925～700 hPa垂直積分的水汽通量(箭矢,單位:kg·m-1·s-1)及其散度(填色,單位:10-5 kg·m-2·s-1)

4 暴雪過程的熱動力機制分析

第3節對此次過程的階段性特征和多影響系統的結構演變進行了分析,本節將進一步對不同系統的熱動力特征和發生發展機制進行診斷分析。

4.1 動力和熱力特征分析

選取3個階段不同時次850 hPa風場、比濕和正渦度的水平分布進行分析。第1階段,在500 hPa高空橫槽影響下,850 hPa切變線呈準東西向分布,位于遼寧西部、河北北部至太行山前,主要為偏北風和弱東南風的輻合,其對應的渦度分布較弱。偏南氣流將黃渤海高比濕區的水汽輸送至華北北部和東北西部,從而產生弱帶狀降雪(圖6a)。第2階段,隨著高空橫槽轉豎,850 hPa切變線由準東西向轉為準南北向,并加強東移至華北、黃淮中部。隨著切變線兩側西北風和東南風加強,與之對應的正渦度分布明顯增強,渦度大值中心達20×10-5s-1。同時該地區比濕達4～6 g·kg-1,有利于華北平原產生大到暴雪(圖6b)。第3階段,隨著高空冷渦誘發地面氣旋的生成,850 hPa低渦在遼寧中部發展,冷切變線位于海上,伴有明顯的正渦度帶,大值中心為30×10-5s-1;而低渦和暖切變線主要影響東北地區,盡管暖切變區對應的正渦度小于冷切變區,但其東側東南風急流有利于將東部洋面的水汽向東北西部持續輸送,引發東北地區極端暴雪(圖6c)。

注:黑色粗實線為切變線。

圖7為降雪過程不同階段的正渦度、垂直速度及緯向環流沿北京、濟南和鞍山所在緯度的垂直剖面。第1階段為偏東風回流降雪,降雪帶主要位于東北西部至華北北部。北京上空西側500 hPa高度以下為弱傾斜渦度,并伴有弱傾斜上升運動,垂直速度僅為-1.0～-0.5 Pa·s-1(圖7a)。第2階段降雪主要發生在華北平原,濟南上空700 hPa以下渦度明顯加強,且向西傾斜,大值中心位于邊界層,渦度中心值達35×10-5～40×10-5s-1,且伴隨較為陡立的上升運動,上升運動的大值區超過-1.0 Pa·s-1并與正渦度的大值區相一致(圖7b)。第3階段降雪主要發生在內蒙古東南部和東北地區,鞍山上空為大范圍正渦度區,渦柱隨高度急劇加強并向西傾斜,對流層中高層的渦度中心位于550～300 hPa,與龐大的高空冷渦相對應。700 hPa以下渦度中心值為20×10-5～25×10-5s-1,近乎垂直的上升運動大值區位于低層渦柱附近,大值區超過-2.0 Pa·s-1,較前2個階段明顯加強;上升運動在氣旋系統東側附近600 hPa高度形成次級環流下沉支(圖7c)。

注:灰色陰影為地形,黑色三角形依次分別代表北京站、濟南站、鞍山站所在經度位置。

4.2 鋒生作用分析

此次過程的發生發展與鋒生過程密切相關,鋒生作用及鋒區強度的變化可以通過鋒生函數清晰地展示出來。第1階段,受到高空橫槽的影響,華北北部存在一條準東西向切變線,低層925 hPa 東南風和西北風在該地區交匯,形成地面回流冷鋒。其上疊加一條假相當位溫的密集帶,與鋒生函數大值區相對應,其中心值為50×10-9K·m-1·s-1,該假相當位溫鋒區的形成主要是由于低層偏北氣流攜帶干冷空氣在內蒙古中東部至東北地區形成冷墊,迫使暖濕氣流沿冷墊抬升,與此同時不斷有低層的冷平流輸送干冷空氣楔入暖濕空氣內,在低層形成弱的次級環流,引發輻合上升,導致回流降雪產生(圖8a);其對應剖面圖上(圖9a),該假相當位溫鋒區前沿抵近北京西側,鋒區主要位于600 hPa高度以下并向西北明顯傾斜,其對應的鋒生函數大值區位于鋒區前沿。至第2階段,隨著橫槽轉豎引導西北路強冷空氣東移南下,華北地區低層切變線也由準東西向轉為南北走向,冷暖空氣的交匯在華北黃淮形成假相當位溫密集帶,從而使得強鋒生帶也呈明顯的南北分布,鋒生作用加強,鋒生函數為20×10-9～60×10-9K·m-1·s-1(圖8b);圖9b顯示,相比于第1階段北京上空鋒區,濟南上空假相當位溫等值線更為密集,鋒區更為陡立,鋒區前沿的低層鋒生函數加強至40×10-9～70×10-9K·m-1·s-1,此時鋒生強迫導致上升運動增強。第3階段,高空冷渦背景下,低層低渦切變強烈發展,低渦南側的冷切變線和其北側的暖切變線均存在較為明顯的假相當位溫鋒區,且冷切變區強于暖切變區。但由于冷切變線位于海上和朝鮮地區,東北地區暴雪主要受暖切變線影響。鋒生函數的計算結果也反映出同樣的分布(圖8c),大值區分布在低渦附近和其北側、西側輻合區,與東北極端暴雪落區十分吻合。鋒生函數垂直剖面圖可知(圖9c),鞍山上空假相當位溫鋒區伸展至400 hPa高度之上,鋒區近乎直立,中高層近乎中性層結,有利于鋒生作用加強。低層鋒生函數進一步加大,大值區為50×10-9～75×10-9K·m-1·s-1,主要位于邊界層。

圖8 2021年11月(a)6日14時,(b)7日08時和(c)8日02時925 hPa假相當位溫(等值線,單位:K)、鋒生函數(填色,單位:10-9 K·m-1·s-1)和風場(箭矢)分布

注:灰色陰影為地形,黑色三角形依次分別代表北京站、濟南站、鞍山站所在經度位置。

可見,此次過程發展加強與低層的動力和熱力因子密切相關,低層鋒生作用及其次級環流是本次極端暴雪過程的重要機制之一。

4.3 不穩定機制分析

上文已對引發本次極端暴雪過程的熱動力特征及鋒生作用進行了分析,本節我們將利用濕位渦的診斷來分析本次過程的不穩定機制。

圖10是本次過程3個階段850 hPa濕位渦正壓項ζMPV1和斜壓項ζMPV2的水平分布及垂直分布。在第1階段(圖10a),弱帶狀降雪區位于華北北部至東北西部,從圖中可以直觀看到,降雪區上空850 hPa濕位渦正壓項ζMPV1>0,大小為2～4 PVU;而斜壓項ζMPV2<0,大值區為-2～-1 PVU。兩者的分布地域非常接近。這樣的配置表明在回流冷鋒降雪階段,大尺度大氣層結處于對流穩定狀態,但在中尺度上有斜升氣流發展,產生對稱不穩定能量,降雪的動力機制是條件性對稱不穩定,該不穩定區呈準東西向,與冷空氣影響路徑一致;濕位渦垂直剖面圖上(圖10d),同樣存在正壓項ζMPV1>0而斜壓項ζMPV2<0的配置,且條件性對稱不穩定區并非從地面開始,而是位于低層冷墊之上,主要位于850～600 hPa,且隨高度明顯向偏北方向傾斜。在第2階段華北平原雨轉大到暴雪期間(圖10b),隨著寒潮冷鋒系統進入華北,華北大部、黃淮西部和東北地區西部等地濕位渦的分布同樣表現為正壓項ζMPV1>0而斜壓項ζMPV2<0的配置,ζMPV1大小有所增強,ζMPV2變化不大,顯示條件對稱不穩定區范圍明顯擴大且呈現準南北向分布。垂直剖面圖上(圖10e),可以看到明顯的ζMPV1高值帶下傳現象,表征高層冷空氣在擴散下沉,導致華北地區條件對稱不穩定區高度降低至近地面。東北地區極端降雪發生在第3階段,850 hPa 濕位渦水平分布顯示(圖10c),由于低渦系統和暖切變區長時間緩慢移動,東北地區西部和北部為明顯的濕位渦正壓項ζMPV1>0,而斜壓項ζMPV2<0的配置區域,與本次東北地區極端暴雪落區相一致,表明東北地區極端暴雪的動力機制同樣表現為條件對稱不穩定。該不穩定區垂直結構隨高度明顯傾斜,主要位于600 hPa 高度之下,并與高層位渦區斷裂(圖10f)。

注:1 PVU=10-6 m2·K·kg-1·s-1。

可見,此次極端暴雪過程發生在大尺度對流(慣性)穩定的條件下,中低層暖濕氣流發展出斜升氣流不穩定能量,而鋒生及次級環流觸發不穩定能量,使華北、東北產生極端暴雪。

本節分析可知,本次過程3個階段降雪的發生與其假相當位溫鋒區的水平分布、強度變化和垂直結構等方面的差異產生的鋒生過程密切相關,圖8和圖9 中顯示降雪3個階段的水平鋒生作用的大小較為接近,但由于其垂直結構的差異導致其上升運動逐漸增強(圖7),同時第1階段華北北部的水汽輸送較弱,導致第1階段降雪強度明顯弱于第2、第3階段。盡管第2階段的鋒生作用以及水汽條件與第3階段較為接近,兩者降水強度基本相當,但由于第2階段降雪持續時間短,其累計降雪量明顯小于第3階段。同時,降雪落區、鋒生區和濕對稱不穩定分布較為一致,鋒生作用大值區、對稱不穩定大值區以及強降雪落區亦較為一致。

5 結 論

利用多種實測資料和ERA5再分析資料,對“21·11”華北、東北極端暴雪過程影響系統的結構演變特征及熱動力機制進行分析,得到以下結論:

(1)本次過程影響范圍大、持續時間長、極端性強。華北中北部、黃淮東部出現大到暴雪,遼寧中北部、內蒙古東南部及吉林西部出現歷史罕見的特大暴風雪,部分地區累計降雪量達40～70 mm,最大過程量為86.8 mm;部分地區積雪達30～68 cm。共有151個國家站日降水量突破11月歷史極值,最大日降雪量為63 mm。

(2)本次過程先后受500 hPa高空橫槽、河套西風槽及高空冷渦3個天氣系統的接力影響,其階段性特征十分明顯。伴隨500 hPa影響系統的發展變化,疊加在其上空的高空急流不斷加強并呈現“S”型彎曲,同時低空偏南風急流形成與加強,并在東北地區與高空急流耦合。本次過程由回流冷鋒降雪、寒潮冷鋒雨轉雪和地面氣旋降雪3個階段構成,不同降雪階段水汽源地存在差異,前2個階段的水汽輸送較弱,主要來自黃渤海地區,而第3階段異常強盛的水汽輸送來自黃渤海和日本海洋面。

(3)不同階段影響系統的結構特征存在明顯差異,回流冷鋒形成的冷墊鋒面較為淺薄,暖濕氣流在其上傾斜上升。而寒潮冷鋒較為陡立,斜壓強迫使得低層垂直運動加強。由于冷暖空氣的交匯更為劇烈,鋒面氣旋垂直結構較為深厚直立,使得氣流呈垂直上升運動。隨著斜壓強迫的不斷增強,影響系統的熱動力結構也不斷演變。過程期間,850 hPa切變線由準東西向分布轉為南北向分布,再演變為低渦和冷暖切變結構,比濕條件逐步改善。系統對應的水平渦度由弱轉強,其上空對應的正渦度柱逐漸加強,并由弱傾斜上升運動逐漸演變為較強垂直上升運動區,并在系統東側形成次級環流下沉支。

(4)此次過程的發生發展與鋒生過程密切相關,降雪落區與鋒區走向較為一致。925 hPa假相當位溫的密集帶與鋒生函數大值區相對應,該鋒區及鋒生函數位于600 hPa高度以下并向西明顯傾斜;隨著低層切變系統和假相當位溫鋒區在華北、黃淮轉為南北向,鋒生作用明顯加強,其高空鋒區更為陡立,上升運動增強形成次級環流;在地面氣旋影響階段,925 hPa假相當位溫鋒區主要位于低渦附近及冷暖鋒區,水平鋒區前沿的鋒生函數進一步增大。該鋒區呈近乎直立結構并垂直伸展至400 hPa高度之上,而鋒生函數大值區主要位于邊界層低層850 hPa 高度以下。

(5)濕位渦診斷分析表明,本次過程3個階段降雪,落區均發生在濕位渦正壓項ζMPV1>0而斜壓項ζMPV2<0配置的區域,表明本次過程的動力機制是條件性對稱不穩定。即在大尺度對流(慣性)穩定的條件下,在鋒區上存在斜升氣流發展,產生對稱不穩定能量,鋒生作用及次級環流有利于觸發不穩定能量,導致華北、東北產生極端暴雪。濕位渦垂直分布表明,本次過程條件對稱不穩定層結主要在600 hPa高度以下。