引言

暴雪是我国冬季常见的灾害性天气。随着社会经济的迅速发展，暴雪对城市生活、交通和工农业生产等造成的影响越来越大，我国气象学者从不同角度对暴雪天气过程进行了相关研究，并得出了一些有意义的结论^[1-7]。叶成志等^[8]、郑婧等^[9]通过对大尺度环流形势分析，指出中高纬阻塞高压、西太平洋副高及南支槽，是造成南方持续性暴雪天气的主要影响系统。康志明等^[10]则强调高层强辐散的抽吸效应对特大暴雪发生起重要作用。近十几年来高分辨率中尺度数值模式发展，对暴雪形成机制的深层分析提供了重要工具。王文等^[11]利用MM4模拟结果对发生在青海、四川的“96.1”暴雪过程进行动力学诊断和二维对称不稳定数值研究, 结果表明条件对称不稳定是该高原暴雪的一种动力学机制。赵桂香等^[12]对华北大到暴雪过程切变线的动力诊断进行了模拟分析，认为暴雪过程与中尺度切变线的发展和东移直接关联。施晓晖等^[13]对2008年雪灾过程高原上游关键区水汽输送机制及其前兆性“强信号”特征进行分析，指出灾害发生期间构成了“冷垫”上空的“暖盖”。

众所周知，降雪同降雨一样，其影响系统、微物理过程的变化非常复杂，云物理过程及其与大尺度天气系统相互作用对成功模拟降雪非常关键。迟竹萍等^[14]采用Reisner混合冰相过程计算的云水、雨水、冰晶、雪晶等比含水量数值, 并分析了水汽凝结、冻结和冰粒子碰并和“蒸-凝增长”的运动学条件对降雪的影响。孙建华等^[15]探讨了MM5模式暖云过程和Reisner混合冰相过程对华北地区“1217”降雪过程模拟结果的影响, 认为冰相微物理过程对成功模拟降雪是不可忽视的。上述暴雪灾害的微物理过程研究主要集中在东北地区和西北高原。总结分析南方雨雪等发生发展的冰相微物理过程的时空转换的研究还较少，深入开展这方面的研究工作对于提高我国南方冬季灾害性天气预报水平和服务能力有着重要意义和研究价值。

2011年1月17—20日湖南一次大范围暴雪过程，主要强降雪出现在17日晚和19日两个时段，暴雪位于湘中以北地区，湘中以南部分地区出现了轻冰冻。本次暴雪天气过程最大预报难点在于如何判断降雪、冰冻及雨夹雪落区及超历史极值的降雪量级预报，针对这一预报难点，本文利用NCEP 1°×1° 6小时一次的再分析资料及常规观测资料对暴雪过程期间产生暴雪的动力、热力、水汽条件及大气上空云微物理特征进行分析，结合WRF中尺度数值模拟，探讨本次强雨雪过程微物理过程中的降水相态变化和暴雪形成及其发展成因。

1 过程概况及天气特点

2011年1月17日08时至21日08时(北京时，下同)，湖南省平均过程降雨(雪)量为23.9 mm，有35个县(市)过程降雨(雪)量在30 mm以上，全省共有69个县(市)出现暴雪天气，最大过程降雨(雪)量为46.2 mm，出现在益阳(图 1a)；20县(市)积雪深度超过20 cm，湘东北3县(市)积雪深度超过30 cm，其中汨罗积雪深度达32 cm，湘西南、湘中和湘北部分地区积雪深度已突破或平历史最高纪录(图 1b)。

此外，全省共有35个县(市)出现冰冻，其中靖州、会同、永州3县(市)持续3天，单站最大电线覆冰厚度13 mm(通道)。

受暴雪、冰冻天气影响，湖南省国省干线有14条国省道19处路段(3条国道6处，11条省道13处)因强降雪交通中断，湘北6市州22县区146.4万人遭受低温冰冻和雨雪灾害；农作物受灾面积55960 hm²，农作物绝收面积2343 hm²；倒塌房屋560间，其中倒塌民房195户514间，损坏房屋3397间；直接经济损失5.98亿元。

2 主要影响系统分析

1月15日乌拉尔山阻高重新建立，脊前强盛的偏北气流引导冷空气经贝加尔湖南下。亚洲北部为一强大的冷高压控制，暴雪期间中高纬为两槽一脊型，乌拉尔山阻高稳定少动，其前部为一横槽。南支系统活跃，分别于18和19日两次分裂高空槽经孟加拉湾东移。分析17日08时主要影响系统综合图发现(图 2)，南支槽与中纬度低槽同位相叠加，低槽经向度加大并缓慢东移，同时副高东退至120°E附近。此时200 hPa急流加强南压向东传播，700 hPa西南急流开始加强，高低空急流共同作用产生的“抽吸”作用，有利于次级环流的形成，加强了强降雪产生的动力作用。此外，湖南大部分地区处在700~500 hPa温差等值线＞12℃的区域内, 表明大气静力稳定度较小，有利于上升运动加强。西南地区至江南中低层温度露点差≤3℃，大气已处于高湿状态下。同时，位于贝加尔湖以西的地面冷中心继续增强，中心强度达1066 hPa，湖南省处于高压底部，不断有冷空气补充南下，华南准静止锋建立并维持。18—19日700 hPa西南急流持续加强，19日20时怀化西南风速达28 m·s^-1，同时850 hPa锋区较长时间维持在25°N附近，中低层切变线在湖南省内南北摆动，不但有利于水汽输送，还为强雨雪天气提供了良好的辐合抬升动力条件。槽前旺盛的西南暖湿气流与不断补充南下的较强地面冷空气结合，有助于在湖南省形成持续的强雨雪天气，是湖南典型的暴雪天气形势。

3 降水相态演变特征分析

本次强降雪过程17日白天开始，晚上降雪加强，湘西及湘北出现中雪，局部暴雪，湘东南转阴沉天气，其他地区阴天转小雪；18日白天湘东南阴天转小雨，湘西南由雪转为雨夹雪，同时冰冻开始出现，其他地区降雪减弱；18日晚湘中及偏南地区雨雪强度加大，湘南出现了雪、雨夹雪和雨，且冰冻自湘西南向东扩展，但强度不强，最大冰冻厚度仅2 mm；19日08时至20日08时湘东南出现了小到中雨或雨夹雪，其他地区出现了中到大雪过程，部分地区普降暴雪，湘东及湘南冰冻维持或发展；20日08时后雨雪减弱南压，天气逐渐好转。

分析表 1发现，本次过程地处湘西的怀化主要以降雪天气为主，地面气温为-2~-1℃，而位于湘东偏中的长沙先降雪后转雨夹雪，雨夹雪维持时间长，19日晚气温降至-1℃左右出现冰冻，位于湘东南的郴州经过了由阴天转雨再转雨夹雪的过程，地面气温在1℃以上时出现降雨，而地面气温降至0℃后才开始出现雨夹雪天气，可见当中低空满足一定固态降水条件，地面气温为0℃是南方雨雪转换的重要条件之一。

4 暴雪成因分析 4.1 动力、热力条件分析

分析暴雪发生最强的时段，19日14时经过长沙、郴州(113°E)的平均假相当位温和垂直运动的剖面图(图略)可知，暴雪区925 hPa以上θ_se陡峭密集，随高度向北倾斜，温度水平梯度增大，加强了暖湿空气的爬升作用。暴雪期间，从华南至长江流域维持一个倾斜的强上升运动区，在暴雪区上空，从850 hPa至400 hPa垂直上升运动发展旺盛，中心值达到了0.8 m·s^-1以上。同时在上升气流北侧大气层结为稳定层结(低层为θ_se的小值区，θ_se/p＜0)，在上升气流南侧低层是θ_se的大值区，反映了θ_se/p＞0为层结不稳定区。说明上升运动将低层的相对干冷的空气向上输送，并与低空急流向北输送的强暖湿空气相遇，冷暖空气交汇持续在湘中附近，是此次持续性大范围暴雪产生的重要动力、热力条件。

在绝热等压蒸发(等焓)过程中，位温(θ)或假相当位温(θ_se)具有保守性，因此可以用θ_se来分析冷暖气团特性，而θ_se廓线密集区(冷暖气团交汇区)代表锋区，同时将锋区下界定为290 K，上界定为310 K^[16]。图 3a为1月17—20日湖南区域(109°~114°E，下同)θ_se平均场、平均的南北风和垂直速度合成的垂直剖面图。从图上可以看出，θ_se的锋区特征线下界(粗蓝线)下方为来自极地的冷气团，锋区特征线上界(粗蓝线)上方为来自热带洋面的暖气团，两特征线上下界间为与极锋锋区相连的准静止锋锋区。冷气团自北向南推进，直到24°N湖南以南的南岭附近，锋区下界自约500 hPa逐渐向低层降低，锋面平缓；而暖气团则沿着锋区上界上方向北向上伸展，锋区上界在近地面位于21°N附近。假若以T_20°N表示19°~21°N、109°~114°E范围内的平均温度，T_30°N表示29°~31°N、109°~114°E范围内的平均温度，以T_20°N-T_30°N表示锋区强度，从109°~114°E平均的锋区强度图(图 3b)可以看出，1月16日以后副热带锋区逐渐加强，最强时在10个纬度内南北温差超过20℃，若以温差出现16℃作为加强期的开始，则这次过程开始加强期是17日20时以后，这个时间正好是湖南强降雪开始的时段。强锋区基本上都在800 hPa以下气层(多数在950~800 hPa气层)；而且最强锋区出现的时段(18日20时至20日08时)正是这次暴雪过程强度最强、范围最广的时段。强锋区使湖南境内低层和地面维持低温天气，冷暖气流在此长期处于交汇状态，致使华南准静止锋较长时间维持，有利于暖湿空气沿锋面强迫抬升，低层的不稳定能量得以释放，导致湖南区域出现持续的暴雪天气。

冷暖平流均有使锋区加强的趋势，为此有必要分析过程期间的锋生特征，由于这次暴雪过程中，19日的降雪量最大，下面利用锋生函数和非地转湿Q矢量散度来详细分析19日的锋生函数和锋面垂直环流。

分析19日08时沿110°E锋生函数的剖面图(图略)可以发现，一条较明显的锋生函数的正值区(锋生区)自20°N向高纬高层倾斜而上，与假相当位温的密集区(锋区)的分布基本一致，湖南区域的锋生区主要位于700 hPa以下，中心在25°~27°N、900 hPa，强度为3×10^-10 K·(m·s)^-1。具体分析锋生函数的三项可以发现，水平运动项也呈明显的带状自低纬低空倾斜向上，与锋区的走向一致。垂直运动项则呈不连续的带状分布倾斜北上，其走向也与锋区一致，而且强锋生中心均位于锋区内，是锋生贡献最大项，位于27°~28°N、850 hPa，≥4×10^-10 K·(m·s)^-1强中心，对应了湖南省内强降雪区。非绝热加热项则在低纬地区明显，这可能与暖湿气流北上过程中受南岭地形强迫和锋生强迫的双重影响释放出大量潜热，导致冷暖气团之间水平位温梯度加大，从而产生锋生。20时(图略)，倾斜向上的锋生区仍然维持，而且强度有所增强，锋生区的分布更接近锋区的走向，锋生函数各项的分布也与08时相同。锋生有利于准静止锋的长期稳定维持，是持续性暴雪出现的原因之一。进一步分析19日08时湖南区域平均的湿Q矢量散度的经向剖面图(图略)可以看出，从20°N附近有一个湿Q矢量散度负值区(湿Q矢量散度辐合区)随高度向北倾斜，该辐合区位于准静止锋上界之上，表明湖南区域上空是深厚的系统性倾斜上升运动，其形成原因是低纬的暖湿气流北上过程中受北方冷空气的阻挡而沿锋面强迫抬升所致。辐合区的北侧是湿Q矢量散度正值区，为下沉补偿气流，和上升气流一起构成次级环流，下沉运动对暴雪的形成非常重要，因为由北方高纬高空下沉的气流为冷平流，其与南方低纬低空暖平流相汇形成锋面，迫使低层暖湿空气抬升，加强上升运动，也是不稳定能量释放的触发机制。19日20时的湿Q矢量散度分布也与08时类似，而且湖南区域的辐合更强。因此大尺度环流形势有利于冷暖气团长期对峙利于锋生强迫，导致准静止锋长时间稳定维持，强锋区维持时间较长。来自低纬的暖湿气流在北上过程中遇到锋后冷空气垫的阻挡而爬升，在静止锋区上界形成很强的辐合上升运动，促进暖湿空气的抬升和凝结，是湖南暴雪天气影响范围大、持续时间长的主要原因。

4.2 水汽条件分析

水汽是降水形成的一个重要条件，而水汽输送机制的建立对持续性暴雪的产生也至关重要。分析17—20日850 hPa水汽通量平均场可知(图 4a)，强雨雪过程发生期间对流层低层水汽大部分由南海高压南侧偏东风气流沿西北侧向北输送至华南北部及江南南部，另一部分由槽前西南气流将水汽从孟加拉湾经云南、贵州向西南地区及长江以南输送，暴雪天气过程存在的两条水汽输送带与低空急流相对应。分析水汽通量散度平均场时空分布特征发现，水汽在向高层输送时加强并北抬，700 hPa水汽辐合主要位于长江中下游，最强辐合中心在湘中，达-8×10^-6 g·cm^-2·s^-1·hPa^-1(图 4b)，与本次暴雪过程最大降雪量分布一致。持续的水汽辐合为暴雪的产生提供了充沛的水汽条件，有利于大范围持续性强雨雪天气的发生、发展。

4.3 层结特征分析

处于同样的有利于雨雪产生的大尺度环流背景下，为什么省内不同区域降水相态有所区别？分析长沙、怀化、郴州三站1月17—20日温度场、风场及相对湿度场时序剖面图发现，位于湘西中部的怀化站17日20时至20日20时中低层相对湿度高达90%以上(图 5b)，中层西南气流强盛，低层为偏北气流，18—20日整层大气温度在0℃以下，无暖性逆温存在，故怀化以北地区无冰冻发生，且湿度加大后对应了相应时段怀化的强降雪天气；位于东部偏中的长沙18日08时至20日20时近地面至500 hPa为一深厚湿层(图 5a)，相对湿度达80%~90%，900 hPa以下为偏东北风，低层冷垫形成，900 hPa以上为西南风急流，此时雨雪由西向东扩展并加强，19日14时至20日02时800~700 hPa出现了高于0℃的溶化层，逆温出现后长沙冰冻有所发展，但由于逆温较弱，故冰冻厚度小、维持时间较短。雨雪过程期间700 hPa维持强盛的西南风，地面不断有冷空气补充，形成了“冷垫”与“暖盖”稳定叠置降雪机制，配合南支分裂低槽东移，使得长沙出现连续性暴雪天气。此外，位于湘东南的郴州站(图 5c)，18日14时后整层相对湿度开始加大到80%以上，900 hPa以上为西南风，以下为偏北风，降水开始形成，17日14时至21日08时900~700 hPa出现了高于0℃的溶化层，但由于19日02时前700 hPa以下温度在0℃以上，故以降雨天气为主，19日08时后900 hPa至地面低于0℃的冷垫形成，冷垫加强后湘东南以雨夹雪天气为主，冰冻开始形成和发展。以上分析说明当中低层气温在0℃以上有降水时，降水以雨为主，当整层气温在0℃以下时，降水以纯雪为主，而当对流层中层暖性逆温出现，低层有冷垫，且地面气温在0℃左右时有雨夹雪、雪等混合性降水发生，并有冰冻形成。同时，水汽饱和区的存在, 是冰晶、雪晶凇附增长所需的环境场条件。当云层发展较厚，云中过冷却水含量较大, 冰晶、雪晶的凇附增长在冷云降水中将起着重要的作用，可造成较强的降雪^[17]；此外，暖性逆温层结和冷垫形成是影响冰冻形成和发展的关键因子，700 hPa风向风速、逆温强度及冷垫厚度对冰冻强度预报有很好的指示意义。

5 暴雪过程中云微物理过程特征分析 5.1 数值模拟方案

为了进一步了解该暴雪过程冰相微物理特征及降水相态转换机制，本文采用WRF V3.2数值模式对2011年初的暴雪冰冻灾害天气过程进行模拟研究。模拟采用非静力方案，分成2层嵌套，2层模拟区域格距分别为30和10 km，格点数分别为80×80和118×103。内层模拟区域以27.3°N、109.5°E为中心。模式层顶取10 hPa，垂直方向坐标分为不等距28层，为了对冰雪微物理过程有较为详细的描述，模拟时增加中低层层数。模拟区域行星边界层计算采用YSU方案，积云对流参数化采用Kain-Fritsch方案，微物理过程计算采用Lin等方案。模拟试验中采用的Lin等微物理过程方案含有水汽、云水、雨水、冰晶、雪晶、霰共6类微物质，其中云水和雨水又可统称为液水，该方案比较完整地考虑了各种云微物理量的特征和关系^[18-19]，故模拟试验采用该方案。

模式运行所需资料均采用NCEP 1°×1°、26层的再分析格点资料作为初始场、背景场和侧边界条件。外层嵌套域模拟时间为2011年1月17日08时至20日20时，内层嵌套域模拟时间为2011年1月17日20时至20日20时UTC，为了避免Spin-up问题，模式分析结果主要是内层嵌套的输出，输出结果为每1小时一次。

5.2 模拟结果分析

图 6a为模式模拟的过程总降水量，40 mm以上强降水区主要在湘中及湘西南，最大降水量为46 mm，与实况降水量大小和强降水位置基本吻合。

雪水当量是指雪融化后所得到的水所形成水层的垂直深度。

W_d为雪水当量，表示在1 m²的地面上有W_d kg的雪降落，根据m=ρv，v=sh，当s=1 m²时m=W_d kg，则W_d(kg)=1000(kg·m^-3)×1(m²)×h，得$h = \frac{{{W_d}\left( {{\rm{kg}}} \right)}}{{1000\left( {{\rm{kg}} \cdot {{\rm{m}}^{{\rm{ - 3}}}}} \right) \times 1\left( {{{\rm{m}}^2}} \right)}} = {W_d}\left( {{\rm{mm}}} \right)$。

图 6b为模式计算得出的过程总雪水当量，由图可知，湘中、湘西南地区过程总雪水当量达到40 kg·m^-2以上，即雪融化量为40 mm以上，而模式计算的湘中、湘西南最大总降水量为46 mm，由此说明降水主要包含的是雪融化后的量，表明此次过程在湘中和湘西南地区以降雪为主，由于降雪量大，出现了暴雪天气。

降雪和冻雨都是在一定的动力、热力及水汽条件下由云内部微物理过程产生。分析17日21时110°~113°E湖南由西向东雪粒子及液水比分布剖面图(图略)发现，液水比的强中心在800~900 hPa层，主要位于华南一带，达80 g·kg^-1；与此同时，在湘西北400 hPa高度上开始出现雪粒子；23时湿舌向北伸展时液水比为30 g·kg^-1，所对应的含雪量在500 hPa附近，中心为0.9 g·kg^-1达最强，此后雪粒子缓慢向东向南移动，与此同时由高层向地面降落时有所减小；18日10时后自西向东含雪量减小，15时全省含雪量为0，此后湖南省内雨雪出现短暂间隙；19日01时湘西南开始有雪粒子形成后逐渐向东北方向扩展并加强，05时较强雪粒子又开始形成并加大，对应了第二阶段强降雪过程；09时27.5°N、110°E附近的怀化地区450 hPa高度上中心最大雪粒子含量为1.05 g·kg^-1(图 7)，同时液水比达40 g·kg^-1，降雪达最强时段；此后自西向东雪粒子含量都较大，导致了全省大范围强降雪；20日11时湘西北液水比减小，对应了上空的雪粒子含量减小，雪粒子向东向南减小至降雪结束。由此表明液水比加大时对应了空中雪粒子含量加大，有利于强降雪产生。

分析模拟试验输出的分别沿100°~103°E的温度、垂直环流(v; w×150，垂直速度w一般比经向风v小1~2个量级，故将w放大150倍)及冰晶比含量的垂直剖面图发现，17日20时开始湘南有弱的逆温形成，850 hPa气温为0℃左右，长沙、衡阳、株洲及郴州地区地面气温在0℃以上，其他地区地面气温在0℃以下，此时湘西北高层已有冰粒子形成，随着时间推移，冰粒子向东向南扩展且高度逐渐下降；17日23时至18日07时降水完全转化为雪后，湖南上空大气中液水粒子很少，云微物质主要是由冰晶和雪晶构成的冰云。冰粒子含量在400~300 hPa之间为最大，大值中心为0.7 g·kg^-1，主要分布在湘北，由于冰晶、雪晶、水汽的碰并、转化、凝附和发展下落大多是在0℃以下的环境中进行，因此降水以固态降水为主，属冷云降水机制；18日08时之后，逆温开始逐渐增强并向北推进，湖南大部地面温度开始有所升高，到18日15时，湘东地区地面气温回升到0℃以上，此时冰粒子位于中低层，

强度在0~0.1 g·kg^-1之间，此时全省以混合性降水为主；至19日05时，由于雪与冰晶强度较弱，出现了降水的短暂间隙期；08时冰粒子开始向高层和向北扩展，湘北地区高层冰粒子含量逐渐增加，中心高度上升到400~500 hPa，低层的冰粒子也开始接地，此时湘北的降水是冰雪共存的相态，且降水强度加强，而逆温依然是逐步向北扩展过程中，地面温度再次下降到0℃以下，湘中偏南地区处于逆温控制之下，且逆温层厚度较大，从900 hPa一直伸展到700 hPa，中心位于850 hPa层，温度达到4℃以上，由于900 hPa至地面层气温在0℃以下, 导致了湘中偏南地区出现冻雨(图 8)；20日08时后冰粒子开始减少，中心高度下降，到20日20时，省内各地降水量明显减小，雨雪过程逐渐结束。从垂直环流演变发现，冰雪粒子大值区与强上升运动有很好的对应关系，表明强上升运动有利于水汽从底层向高层输送，有利于冰雪粒子形成和碰并增长。

6 结论与讨论

本文利用NCEP再分析资料以及常规观测资料，对2011年1月17—20日湖南一次大范围暴雪过程进行了诊断分析。并采用高分辨的WRF中尺度数值预报模式和Lin微物理方案的耦合进行了数值模拟，利用模拟结果重点分析了冰相微物理过程的变化，尤其是雨、雪、冻雨的时空转换特征。结果表明：

(1) 大尺度环流形势有利于冷暖气团长期对峙而产生锋生强迫，导致华南准静止锋较长时间稳定维持，强锋区维持时间较长。来自低纬的暖湿气流的北上过程中遇到锋后冷空气垫的阻挡而爬升，在静止锋区上界形成很强的辐合上升运动，促进暖湿空气的抬升和凝结，是湖南大范围暴雪天气持续的主要原因。

(2) 暴雪区上空存在强烈的上升运动和持续的水汽辐合，“冷空气楔”上爬升的暖湿气流维持时间较长，是这次持续性大范围暴雪产生的重要热力条件。

(3) WRF模式能较好地对这次雨雪过程中的降水进行模拟，对过程降水量及降水的强度和分布都有较好的模拟效果，并能较好地模拟降雪量级及强降雪落区。

(4) 雪粒子的产生和发展不仅与液水比含量大小有关，还与其上空冰晶的含量及分布密切相关，雪的凝华增长、冰晶向雪的自动转化和雨水与雪碰并成雪可能是本次降雪发生、发展最主要的物理过程。

(5) 大气上空丰富的冰雪粒子对应了地面雨雪量加大，其大值区与暴雪落区相吻合，当中低层有冰雪粒子时，地面气温在0℃附近，将有雪、雨夹雪、冻雨等混合性降水产生。

对于本次大范围暴雪过程，湖南省气象台及中央气象台指导预报产品都提前作出了较准确预报，并且对于省内不同区域的降水相态及部分地区雨雪相态反复转换在短期预报中有较好的把握，然而对于超历史极值的降雪量级预报有一定误差。如何作好此类极端暴雪过程预报及区分降水性质，在预报中应注意以下几点：

(a)了解本地冬季固态降水温度阈值，并对实况探空、地面资料进行分析，重点关注整层大气温度时序剖面图，了解大气上空温度时空变化特征，同时对T639等数值预报模式产品输出的降水量、温度时序剖面图与实况进行检验，在对模式预报产品订正后，判别降水性质及其演变。

(b)了解本地暴雪过程的主要影响系统和概念模型，充分利用雷达、卫星及中小尺度站网资料掌握强降雪的演变和移动，结合数值预报模式降水及物理量预报产品确定雨雪量级。