引言

北京的降雪，特别是初雪，由于预报难度大，服务敏感性高，历来是研究的热点。北京的回流降雪，由于雪量小、预报难度大，非常容易漏报。2001年12月7日，在高空短波槽和东风回流的共同影响下，北京一场小雪天气造成了全市的交通拥堵。此后，预报和科研人员加大了对华北地区回流形势的研究力度，在回流降水的机理方面取得了一定进展^[1-9]。但是，目前对于东风回流的性质仍然存在一些分歧，争论焦点主要集中在回流是干冷还是湿冷。一部分研究表明^{[4, 10-12]}，湿冷的东风回流是降水的主要水汽来源。但也有人认为^[7]：来自东北平原的低层冷空气虽然经渤海侵入华北平原，却仍然保持干冷气团的特性，回流降水的主要水汽来源是西南暖湿气流。另一个认识上的分歧是东风回流在降水中的动力作用：在强回流降水过程中，西南暖湿气流沿着低层的东风回流爬升，回流起到冷垫的作用^[8]。弱回流降水过程，特别是东风回流和地面倒槽同时出现的个例，目前还鲜有研究，东风和倒槽在降水中的作用尚不十分明确，这是值得进一步研究的问题。

2011年2月9—10日，华北、黄淮等地出现小到中雪(雨)过程，北京出现了2010/2011年冬季的首场降雪。自2010年10月25日以来，北京已经连续108天没有出现有效降水，刷新了1951年以来，北京最长无降水日的历史同期纪录，同时打破了1984年1月29日出现初雪的最晚初雪纪录。此次北京降雪过程是一次有东风回流和倒槽共同作用的弱降雪过程，已有的概念模型还不能完全解决此种非典型弱降雪过程的空报和漏报问题，特别是回流和倒槽在降雪中所起的作用还需要进一步分析。

本文利用常规、加密观测自动站资料、雷达风廓线资料、L波段探空风、微波辐射计资料和NCEP 1°×1°再分析资料，重点讨论东风回流的性质以及回流和倒槽在降雪中的作用。希望通过分析总结深入理解此类过程的发生机理，为今后的预报积累经验。

1 过程概述 1.1 降雪实况

2011年2月9日08时至10日20时，我国中东部大部地区出现了一次明显降水过程，华北和黄淮等地普遍出现小到中雪(雨)天气，其中山西南部、河南中东部降雪量达到5~8 mm，河南南部和安徽沿淮地区出现了10~23 mm的降雨或雨夹雪。北京地区从9日23时前后开始出现降雪，10日14时雪止，城区和大部分自动站降雪量均在1~4 mm，是一次小到中雪的弱降雪过程。本次降雪过程具有影响时间短(大部地区降水持续时间在12小时之内)，降水量分布不均(北少南多)的特点。虽然降雪期间正处于春运高峰期，降雪对地面和空中交通有一定影响，但是从总体来看，这场降雪对缓解旱情、净化空气有利，是一场姗姗来迟的及时雪。

1.2 环流特征

降雪发生前，亚欧中高纬为两槽一脊的形势，乌拉尔山和东北亚分别被深厚的低涡低槽占据，新疆北部为一脊区(图略)。8日，东北亚低槽槽线位于黑龙江东部到朝鲜半岛一线，槽后冷空气自东路南下。在地面气压场上可以看到内蒙古中东部有一个中心值为1032 hPa的冷高压，高压前部的冷空气经东北平原南下到渤海和黄海。9日，入海的冷空气向西移动，侵入华北平原，形成回流形势^[13]。在地面风场上，华北地区东侧建立起一支东风气流，到23时北京降雪开始之前，偏东风逐渐转变为东南风，风速加大到4~6 m·s^-1。9日白天，乌拉尔山低槽分裂一短波槽经新疆和甘肃快速东移，引导西路冷空气东移南下，同时槽前的西南暖湿气流经河套向华北西北部地区输送。9日下午到傍晚，在河套附近有地面倒槽发展加强，向华北移动和伸展，北京位于地面倒槽的东侧。由高空短波槽引导的西路冷空气在9日夜间东移到河套西侧，在地面气压场上表现为倒槽西北部的冷高压逐渐南压，东、西两路冷空气形成夹击的形势，使得华北西部的倒槽进一步发展，形成西来槽与回流相结合的天气形势。此后倒槽逐渐东移影响华北和北京地区。在西来槽、东风回流和倒槽的共同作用下，9日夜间至10日白天，北京出现了降雪天气。

2 降雪成因分析

冬季的北京，经常受到西风带短波槽的影响，造成降雪的情况却很少。但是，如果在近地面层有东风回流参与，形成东风回流加西来槽的形势，降雪的概率明显增加，这说明东风回流在北京的降雪过程中起到了非常重要的作用。为了加深对东风回流的认识，本文分别从东风的空间分布、物理特征和动力学特征对其进行分析。

2.1 东风的空间分布

东风的水平分布：从地面加密自动站观测风来看(图略)，9日凌晨，京津冀大部地区的风向凌乱、风速较小，此时，东风还没有建立；中午前后自动站风向趋于一致的偏东风或东南风，风速逐渐增加。为了突出显示风的变化特征，将北京及回流上游区(37.5°~41.2°N、115.2°~120.8°E)加密自动站的1小时观测风进行平均，结果显示：9日01—08时，平均风速只有1 m·s^-1左右；到9时前后，自动站风速迅速增加，13时风速最强为2.9 m·s^-1，到降雪开始时风速一直维持在2 m·s^-1以上。以上分析说明：在降雪开始之前10小时，北京地区近地面层建立起一支2 m·s^-1的东南风。

东风的垂直分布：从延庆站风廓线仪的观测来看(图 2)，在降雪开始前约14个小时(9日09时)，在150~900 m高度，有一支浅薄的东风建立。随着降雪的临近，风速逐渐从2 m·s^-1增加到4~6 m·s^-1，风向的偏南分量逐渐加大，特别是在降雪开始前2小时，750 m以下为东南风，750~1590 m高度层已经转为南风。这说明由于空中摩擦力小，150~900 m东风的建立略早于地面，风速也较地面大。

分析9日08时华北地区4个探空站的观测风发现：北京和乐亭东风的垂直高度只伸展到925 hPa，北京在1000 hPa虽然风速较小，并且为西偏南风，但是925 hPa已经有东风入侵；乐亭站主要为北风或东北风，说明冷空气正处于向南推进的过程中。邢台和章丘的东风则伸展到了850 hPa，风向主要为东风或东南风。这4个站风向的对比说明，在西北的位置(39°N附近，北京)，东风伸展的层次低、更浅薄，而偏南的位置(36°N附近，邢台和章丘)，东风较伸展的层次更高、更深厚，东风以楔形从东南向西北方向侵入北京地区。

(1) 北京地区地面东风在降雪开始前约10个小时建立，风向由偏东逐渐转向东南，风速逐渐加强至2~3 m·s^-1；(2) 北京地区的东风垂直伸展高度只到1000 m，而河北东南部和山东北部的东风伸展高度可到1500 m，形成自东南向西北切入的楔形；(3) 垂直方向上，150~900 m东风建立时间较地面早，东风的风速可加强到4~6 m·s^-1，在降雪开始前1000~1500 m高度的风向进一步向南偏转。因此，从以上分析来看，在此次过程中，东风回流在北京降雪开始前10小时建立，具有西北方向浅薄、东南方向深厚的楔形结构。

2.2 东风物理特征 2.2.1 东风的冷暖特性

为了判断东风回流的冷暖特性，我们在华北地区挑选了北京、天津、石家庄、唐山和惠民5个代表站，从5站的日平均气温的变化曲线来看(图 4a)，在2月9日东风入侵时段均出现了降温，降温幅度在2~5℃之间。并且，从北京、乐亭和章丘的探空风观测上也可以看到(图 3)，在1000~850 hPa之间，从低层到高层风向均发生了逆转，证明低层有冷平流。9日14时1000 hPa的温度平流表明(图 4b)，有一中心为-40×10^-6℃·s^-1的冷平流位于渤海湾南部，冷平流自东南向西北方向入侵。微波辐射计的温度探测也显示(图 5b上)，9日白天在1000 m以下高度出现了明显的降温。

通过垂直剖面可以进一步考察东风在垂直方向的冷暖特性，经过北京和青岛两点的温度平流垂直剖面图显示(图略)，有来自东南方向的冷平流向北京地区入侵，冷平流东南一侧深厚，可以达到600 hPa，西北方向浅薄，只能达到900 hPa，呈楔形结构；其中心位于渤海湾南部，冷平流中心位于近地面层，中心强度达到-220×10^-6℃·s^-1。

从以上分析可以看出，东风具有较本地气团更冷的特性，这与张迎新等^[7-8]的研究结果一致。

2.2.2 东风的干湿特性

虽然对回流降水的研究日益增多，但是东风的干湿特性仍是一个争论的焦点。从9日地面加密自动站比湿分布可以看出(图 5a)，东北平原地区为一个比湿较低(0.75 g·kg^-1)的干区，但天津东部、河北东部和山东北部的比湿值相对较高(大于1.75 g·kg^-1)，说明从东北平原南下的冷空气经过渤海时，经海面增湿，水汽明显增加，并在天津和河北东部沿海形成一个南北向的高比湿带(2 g·kg^-1)。9日白天，北京地区地面为偏东风或东南风，高比湿中心区恰好位于北京上游，因此水汽会伴随着东风向北京地区输送。从9日14时1000 hPa水汽通量上可以看出(图略)，在渤海南部海面、天津东南部沿海和山东北部分别有3个12×10^-5g·cm^-1·hPa^-1·s^-1的水汽通量中心，为北京地区近地面增湿提供了水汽来源。微波辐射计可以测得从地面到高空10 km的温度、水汽以及液态水的垂直廓线，每分钟一个数据。2月8—9日北京微波辐射计(图 5b下)的观测资料显示，从9日白天开始，北京地区近地面液态水含量有所增加。同时，9日的观测资料表明地面露点温度略有升高。因此，从东北平原南下的干冷空气，经过渤海的增湿后，形成东风回流侵入北京，具有较北京本地气团更湿的特性。

9—10日850 hPa的水汽通量演变显示(图 5c)，有两支水汽向华北北部输送。一支水汽来源于渤海的东南气流，另一支是来源于河套地区的西南气流。同时，地面加密自动站的比湿显示，河套附近的地面比湿在2.8 g·kg^-1以上，明显较北京地区湿(图略)。微波辐射计也显示(图 5b中)在9日白天，从地面到3 km高度相对湿度明显增加，与地面附近相比，2 km相对湿度的增加更明显，表明在2000 m高度可能有低云生成；到傍晚前后，相对湿度的增加扩展到4 km以上，并且2~3 km水汽接近饱和，这说明傍晚前后可能有新的水汽输送到本地，导致云层加厚。因此，从地面到3000 m高度，西南气流都是一支比东风回流更湿的气流。这支西南暖湿气流逐渐向华北地区伸展，其所到达的地区与降雪落区一致。23时前后，当其影响北京地区时，北京开始降雪。从以上分析可以看出，第一，判断东风的干湿特性依据不同的比较对象而得到不同的结果，当其与本地气团相比时，东风是湿的；当其与西南气流相比时，东风是干的。第二，在此次降雪过程中，北京地区的东风回流虽然造成了近地面层的小幅度增湿，但并不是降雪的主要水汽来源，西南暖湿气流才是主要的水汽来源。

2.3 东风的动力学特征

如果东风回流的参与可以增加北京的降雪概率，说明东风不仅改变了天气系统的水汽条件和温度条件，同时也使其动力条件发生了变化。从9日14时1000 hPa垂直速度场可以看到(图 6a)，从东北平原南下的冷空气，当其经过渤海以后向西推进时，在冷空气(东风或者东南风)的前沿，近地面层有辐合上升区相伴，而在东风伸展高度较深厚的渤海湾、河北东南部和山东北部则逐渐转为下沉气流。北京附近的上升气流区沿着太行山和燕山的走向呈现出东北—西南向，上升中心位于太行山东侧和燕山南侧的迎风坡上，说明北京西北部山区对东风有一定的抬升作用。同时，从该时刻975 hPa的锋生函数可以看出，东风前沿有锋生。

由锋生函数的公式^[14]可知：

$\begin{align} & F=-\frac{1}{|{{\nabla }_{h}}{{\theta }_{\text{se}}}|}\left[ {{\left( \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x} \right)}^{2}}\frac{\partial u}{\partial x}+ \right. \\ & \quad \quad \left. {{\left( \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y} \right)}^{2}}\frac{\partial v}{\partial y}+\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x}\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y}\left( \frac{\partial u}{\partial y}+\frac{\partial v}{\partial x} \right) \right]- \\ & \quad \quad \frac{1}{|{{\nabla }_{h}}{{\theta }_{\text{se}}}|}\left( \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x}\frac{\partial w}{\partial x}+\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y}\frac{\partial w}{\partial y} \right)\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial z}+ \\ & \quad \quad \frac{1}{|{{\nabla }_{h}}{{\theta }_{\text{se}}}|}\left( \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x}\frac{\partial Q}{\partial x}+\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y}\frac{\partial Q}{\partial y} \right) \\ \end{align}$

(1)

由式(1)，锋生函数F可以看作是三项之和，其中F₁代表水平气流的辐合与辐散。

$\begin{align} &{{F}_{1}}=-\frac{1}{|{{\nabla }_{h}}{{\theta }_{\text{se}}}|}\left[ {{\left( \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x} \right)}^{2}}\frac{\partial u}{\partial x} \right.+ \\ &\quad \quad \left. {{\left( \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y} \right)}^{2}}\frac{\partial v}{\partial y}+\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x}\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y}\left( \frac{\partial u}{\partial y}+\frac{\partial v}{\partial x} \right) \right] \\ \end{align}$

(2)

计算表明，北京地区的锋生主要是由代表空气水平辐合辐散的F₁项所贡献(图 6b)，也就是说东风前沿的速度辐合使得等温线更加密集从而导致锋生。低云量观测表明，在天津和北京东部有低云生成西移，证实有弱的锋面正自东向西经过北京向太行山东侧推进。

以上分析说明，东风前沿有锋生。锋生是由东路冷空气在从渤海向华北平原自东向西推进时，遇到北京西部和北部山区的特殊地形造成的。由于东风的层次比较浅薄，低于太行山和燕山的高度，因此锋生造成的弱辐合上升区位于山前的迎风坡上。

2.4 地面倒槽的作用

造成北京降雪的天气形势主要有低涡低槽型、低槽型、回流型和特殊型，并且前两种天气型占了所有个例的近90%^[11-12]，说明西风带系统在北京降雪中的作用是至关重要的。在此次降雪过程中，西风带短波槽的作用是怎样体现出来的？特别是其与地面倒槽的关系如何？这是解释降雪动力机制的关键问题。

$\begin{align} & \left( \sigma {{\nabla }^{2}}+{{f}^{2}}\frac{{{\partial }^{2}}}{\partial p} \right)\omega =f\frac{\partial }{\partial p}[{{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{g}}\cdot \nabla (f+{{\zeta }_{g}})]- \\ & \quad \quad {{\nabla }^{2}}\left[ {{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{g}}\cdot \nabla \frac{\partial \varphi }{\partial p} \right]-\frac{R}{{{c}_{p}}p}{{\nabla }^{2}}\frac{\rm{d}Q}{\rm{d}t} \\ \end{align}$

(3)

ω方程^[14](式3) 中右端第一项为涡度平流随高度变化项，当涡度平流-[V_g·▽(f+ζ_g)]随高度增加时，$\frac{\partial }{\partial p}\left[ {{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{g}}\cdot \nabla (f+{{\zeta }_{g}}) \right]＞0$，有上升运动ω＜0。2月9日20时，随着500 hPa高空短波槽东移到河套附近，槽前的正涡度平流移动到华北西部(图 7a)，正涡度平流中心值达到150×10^-10s^-2。此时1000 hPa涡度平流小于5×10^-10s^-2(图略)，涡度平流随高度增加，导致风压场不平衡，在地转偏向力作用下，产生水平辐散，为保持质量连续，在低层将出现补偿上升运动，地面气压降低。

式(3) 右端第二项为厚度平流(或温度平流)的拉普拉斯项，可以证明$-{{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{g}}\cdot \nabla \frac{\partial \varphi }{\partial p}=\frac{R}{p}{{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{g}}\cdot \nabla T\propto {{\mathit{\boldsymbol{V}}}_{g}}\cdot \nabla T$。一般情况下温度平流总是随高度减弱的，因此对于对流层中上层的等压面来说，在其下层若有暖平流时，等压面将升高。在本次过程中，河套附近850 hPa有东北—西南向的暖平流区(图 7b)，中心值达到60×10^-6 ℃·s^-1的暖平流向华北北部输送。受其影响，华北北部气柱厚度增加，从而导致地面由于质量补偿而出现降压。因此，在500 hPa正涡度平流和850 hPa暖平流的共同作用下，9日下午到夜间，河套附近的地面倒槽迅速发展并向华北北部伸展。9日20时，当倒槽发展、移动到太行山东侧时，倒槽东侧的西南暖湿气流叠加到浅薄的东风回流之上。从风场上可以看出(图略)，地面至925 hPa为东南风，850 hPa及其以上各层为西南风，形成西南暖湿气流沿着低层冷垫向上爬升的结构。同时，西风槽前的上升气流与东风回流前沿的上升气流相结合，使得倒槽东侧850和700 hPa的垂直速度明显加强(图略)。

地面观测表明，9日白天，有低云自东向西从渤海湾经过北京向太行山推进，但是北京并没有降雪出现。9日23时，当地面倒槽伸展到北京附近时，北京开始出现降雪，并且雪区从北京西北部山区逐渐向东移动，这说明高空短波槽和地面倒槽的移近和发展为降雪提供了动力条件，东风回流提供了西南气流爬升的冷垫和低层弱辐合上升条件。

3 结论和讨论

此次北京降雪过程是在高空短波槽、东风回流和地面倒槽的共同作用下产生的。华北地区的东风回流具有西北方向浅薄、东南方向深厚的楔形结构；从东北平原南下的干冷空气，经过渤海海面的加湿作用后，形成东风回流侵入北京，具有较北京本地气团更加湿冷的特性。东风前沿有辐合上升气流和锋生，回流起到冷垫和近地面层小幅度增湿的作用。500 hPa短波槽前的正涡度平流和850 hPa的温度平流促进了河套附近地面倒槽的发展和东移，倒槽东侧的西南气流在冷垫上爬升，倒槽东侧的辐合上升区与东风前沿的辐合区叠加导致上升运动加强为降雪提供了动力条件。西南气流所携带的丰富水汽是此次降雪过程的主要水汽来源。

虽然此次东风向西推进的过程中北京没有出现降雪，但是东风回流能否直接造成北京降雪还需要分析更多的个例才能下结论。对回流降雪的历史个例进行统计分析、在回流降雪预报中对东风的性质和作用进行验证、形成可用于业务预报的概念模型是今后的工作重点。