引言

山东有两类降雪，一是系统性降雪，是指上游系统移至山东境内所造成的降雪；二是受特殊海陆地形影响下的海效应降雪。对于这两类降雪本省预报人员均有研究，也取得了许多成果(苗春生等，2010；李丽等，2015；杨成芳等，2015)。近几年，预报实践中发现在这两类降雪中均存在“雷打雪”事件。由于该事件来势迅猛，多伴有大风、冰雹等灾害性天气，常给人们生命财产造成危害(郑丽娜等，2011；张宁等，2013)，加之该事件出现概率极少，又是在冬季即打雷又下雪，所以该事件一经出现就引起人们的关注。同时，预报员对于该类事件研究得较少，没有明确的预报指标，对于其形成机制尚不清楚。为了在今后的预报业务中能准确预报该类事件，减少由此事件带来的灾害和损失，对于发生在山东的两类降雪中的“雷打雪”事件进行分析研究就显得迫在眉睫。

“雷打雪”指的是在降雪的同时伴有雷电现象，在冬季，若高空暖湿空气势力较强，当北方有较强冷空气南下之时，冷暖空气相遇，暖空气被迫抬升，对流加剧而产生(何欢等，2014)。一般来说，中纬度地区冬季大气的水汽含量少，没有对流或对流很弱，降雪云多为不带电的层云(苏德斌等，2012；李德俊等，2013; 陈羿辰等，2018)，即降雪通常出现在大气较稳定的天气条件下(王晓玲和徐双柱，2009；顾佳佳和武威，2015)，而雷暴则出现在大气不稳定的对流性天气中，多在对流性积云中产生(罗慧等，2009；何欢等，2014)。郑丽娜和靳军(2012)、周雪松等(2013)、翟亮等(2018)从环流背景和物理机制分析入手，指出有利的大尺度环流背景是“雷打雪”事件产生的有利条件，对流层中层增温、增湿及适宜的触发机制是对流天气产生的关键。王仁乔和宋清翠(1990)则进一步强调了700 hPa爆发性增温、增湿对“雷打雪”事件的重要作用；丁栋生和李树林(1993)则指出上干冷、下暖湿是这类事件发生的大气不稳定机制。也有学者从物理量要素分析入手，总结出“雷打雪”事件发生时要素场的演变特征。如赵伟华等(2010)研究指出“雷打雪”事件发生时中低层存在逆温，对流有效位能会明显增加。郭兰(2014)则强调1 km以下冷空气的入侵，及在垂直方向上加大的风向与风速切变的作用。尤红等(2010)通过分析发生在云南省的一次“雷打雪”事件表明垂直速度在对流层中层最强，“雷打雪”发生的高度在对流层中高层。近几年，国内外的许多学者还利用双偏振雷达、多普勒雷达及风廓线雷达探测冬季雷暴云进行多尺度分析，指出“雷打雪”是嵌入在宽广层状云回波之上的高架对流单体所造成的(Trapp et al，2001; Maesaka et al，2003)。“雷打雪”事件发生过程中，低层冷空气的入侵与增厚，使得垂直高度上，风向、风速的不连续线高度上升，潜在不稳定层结能量得以释放(张守保等，2009；段丽等，2011；郭兰，2014)。

以上关于“雷打雪”事件的研究，多针对于内陆地区，对于沿海地区的“雷打雪”事件很少涉及。而山东作为一个沿海省份，即有内陆地区“雷打雪”特征，也有特殊地形下海效应“雷打雪”特征。2006年，山东省气象部门在全省范围内安装了多部闪电定位仪，这为捕捉“雷打雪”事件提供了条件，依据该探测数据，建立了本省“雷打雪”事件集。为了细致分析该事件，首先将该事件集按其形成机制分为暖平流型与海效应型“雷打雪”两类，然后分别探寻两类事件发生的机理，掌握其规律和特点，为今后准确预报该类事件提供科学依据。

1 资料选取与研究方法 1.1 资料选取

本文使用资料主要来自中国气象局MICAPS下发的数据，具体包括为: (1) 500、700、850、925和1000 hPa等5个层次的高空及地面数据。(2)济南、成山头(2010年4月该站迁至荣成)两站探空数据。(3) ECMWF和T639的数值预报产品数据，涉及的要素有垂直速度、风、温度、比湿等。(4)山东省闪电定位仪数据，此数据来源于山东省防雷中心。所有数据均为2006—2015年冬半年(11月至次年3月)资料。前三类数据是预报业务每日使用的资料，第四类闪电定位仪数据经过质量控制，采用空间COA定位算法，解决三维迭代计算极值收敛性快速判断问题，保证探测网定位计算的实效性。

1.2 研究方法

“雷打雪”事件，如果仅以台站人工观测记录为准，那么山东省内平均每年其出现频次不足一次，因为该事件局地性强(Holle et al，1998；Schultz，1999)。为了尽可能真实地记录该事件，本文采用Hunter et al(2001)定义的方法，即在某一区域，观测到闪电或雷暴，并在6 h内该区域出现降雪，则定义为一次“雷打雪”事件。本文采用闪电定位仪与地面加密观测数据相结合，规定当闪电定位仪记录某地出现了闪电，且持续出现在同一地区或随着时间推移闪电位置连续性移动，本次记录与下次记录之间间隔5 h之内，定义为一次闪电过程。在闪电出现的区域如果6 h内有对流性云(如积云、浓积云、积雨云等)出现并伴有降雪，则定义该区域出现一次“雷打雪”事件。事件以观测到闪电或听到雷声作为事件的开始，以降雪结束或降雪转为稳定性降水作为该事件的结束。按照此方法统计，10年期间山东省共发生“雷打雪”天气事件35次。

2 “雷打雪”天气事件的统计特征

通过普查2006—2015年35次“雷打雪”天气事件的高空、地面图发现，暖平流“雷打雪”事件发生了11次，海效应“雷打雪”事件发生了24次。从年频次分布来看(图 1a)，2007年“雷打雪”事件出现频次最多，达9次，其中暖平流事件2次，海效应事件7次；2006、2011、2013、2014与2015年没有出现过暖平流“雷打雪”事件，且2015年也未出现海效应型事件。从日变化频次来看(图 1b)，暖平流“雷打雪”事件在一天中任意一个时段均可出现，频次变化没有明显的峰值，而海效应“雷打雪”事件则不同，其发生频次从08时开始出现并逐渐增多，14—23时达最多，23时之后迅速减少，其频次的变化呈现出日变化特征。综合来看，“雷打雪”天气事件多出现在白天，约占总事件数的71%，夜间该事件数明显偏少。

从发生区域(图 2)来看，暖平流“雷打雪”事件发生一般范围广，有近一半的山东气象站点能观测到该现象。雷暴发生区域先从山东西部开始，然后向东移动，伴有中雪或暴雪，持续时间多在3 h以上；当西南气流输送路径偏东时，“雷打雪”事件也可仅在山东半岛出现，这时雪量以微量为主，持续时间不足3 h。而海效应“雷打雪”事件仅发生在山东半岛，尤其是在半岛北部沿岸发生最多，约占总事件数的70%。这类事件发生的局地性强，闪电或雷暴的移动路径基本沿海岸线运动，发生时间多在下午到前半夜，伴有弱降雪，持续时间约在3 h内。

3 暖平流“雷打雪”事件形成机制 3.1 大尺度环流背景

将35次“雷打雪”事件中的11次暖平流事件的高度场、地面场进行合成分析，以平均场来讨论其发生的大尺度环流背景(图 3)。从图 3中可以看出，暖平流“雷打雪”事件发生的大尺度环流背景有如下特点。

(1) 500 hPa高纬度地区为宽广的槽区，在贝加尔湖附近有-10 dagpm以下的负距平中心，说明该处位势高度偏低，而槽的下游日本海附近却维持一强盛的正距平中心，中心值可达10 dagpm以上，说明该处位势高度偏高。正、负距平中心构成了西北—东南向的“西低东高”形势。这种形势有利于贝加尔湖低槽在东移过程中强度增强、移速减慢(图 3a)。

(2) 700 hPa的形势(图 3b)与500 hPa相似，只是其南支槽更深，当南支槽和来自中高纬的高空槽叠加时，有利于环流的经向度加大，形成高空槽前强的西南气流，向山东输送暖湿空气。

(3) 地面图上，山东半岛处于蒙古高压前沿，风向盛行偏北风(图 3c)。

这类环流形势的配置特点：低层为冷层，对流层中层为暖层，这种“下冷上暖”的形势与造成华北降水的回流形势类似。但是回流降水发生时，大气层结是极为稳定的(林确略等，2015；李子良，2006)，不会产生雷暴。那么，是什么因素导致了这种形势下“雷打雪”事件的发生呢？下面，我们对其环境条件进行分析。

3.2 “雷打雪”事件产生的环境条件分析 3.2.1 对流层低层温度变化特征

山东冬半年的降雪过程，多为低槽、冷锋、江淮气旋、黄河气旋和暖切变线等系统引起(阎丽凤和杨成芳，2014)，除了江淮气旋影响前对流层低层温度略有升高，升幅一般在2~3℃外，其他系统在降雪之前，低层温度起伏不大。但在对暖平流“雷打雪”事件进行普查时发现，对流层低层在12~24 h内有温度突增现象(图 4)。

从图 4中可以看出，在暖平流“雷打雪”事件中，850 hPa至地面在事件发生之前24 h内有温度突增现象，尤其是925和850 hPa表现得最为明显，温度最高增幅可达6℃，700 hPa温度也略有升温，但是升幅不大；事件即将发生时，850 hPa至地面温度剧烈下降，而700 hPa以上各层温度变化不大，这样上下温差可达10℃；事件发生之后，各个层次的温度快速下降，以925 hPa为例，事件发生前后温差可达8~10℃。这说明事件发生之前升温剧烈，事件过后冷空气势力强盛。在11次暖平流“雷打雪”事件中，只有1次事件是由阵雪转为稳定性降雪而结束的，此次“雷打雪”事件过后850 hPa至地面仍然是降温，但700 hPa却是升温的，升幅为1℃。这与造成其稳定性降雪的回流形势有关。

3.2.2 地面气象要素的演变特征

为了了解“雷打雪”事件发生过程中地面要素的演变情况，本文将这11次个例的地面要素进行如下分析：风速、风向、温度露点差求其个例平均值，气压计算事件之前(之后)各时次与事件发生时的气压差值，绘图中事件发生时气压定为0 hPa，统计结果见图 5。

从图 5中可以看到，在“雷打雪”事件发生之前，地面一直以偏南风为主，风速约为3~4 m·s^-1。事件发生前的24 h，风速有所增大，可达6 m·s^-1，对应着此时段的地面温度升高明显(图 4)，温度露点差则快速下降至4℃以下，空气趋于饱和。从气压的变化来看，事件发生前24 h，地面气压开始逐渐下降，到前6 h气压降至最低值，说明低值系统正影响该地，然而“雷打雪”事件并未在此时发生。而后气压快速回升，风向也由偏南风转为偏北风，且北风风速迅速增大至8 m·s^-1，这时“雷打雪”事件发生了。随后气压继续升高，温度露点差加大，风速缓慢下降，事件结束。这说明近地层冷空气入侵对该“雷打雪”事件起到了触发作用。

3.2.3 气层稳定性分析

大气层结不稳定是对流天气发生的必要条件。在暖平流型“雷打雪”事件中，其假相当位温的垂直分布见图 6a。由图可见，地面至700 hPa假相当位温随高度升高，即气层稳定；但在700~400 hPa, 假相当位温随高度是降低的，说明此厚度层内气层是不稳定的，对流天气主要发生在这段高度内。而对于回流降水型，尽管环流形势也是低层为冷垫，中高层为暖平流，但是其对流层中高层大气层结多为中性层结或弱的不稳定层结(图 6b)，表现为700~500 hPa假相当位温不随高度变化，也就不存在对流天气发生的可能，更不会打雷。

3.2.4 动力条件分析

通过分析暖平流型“雷打雪”事件的风场结构(图 7)，发现其与回流形势的风场结构有明显不同。在回流形势中，是冷空气先自北路或东北路回流至山东形成冷垫，中层暖湿空气沿冷垫爬升所造成的降水。而从图 7中可以看到，在事件发生之前36 h内，整个对流层以西南风为主，这是对流层低层增温的重要原因。事件发生时，700 hPa以上西南风持续加大，而在850 hPa至地面随着一股强冷空气入侵，风向由偏南风转为偏北风。以850 hPa为例，西北风平均风速可达12 m·s^-1, 这股强冷空气锲入暖空气的下方，抬升暖空气，触发对流天气。可见这种配置与回流形势是不同的。

结合“雷打雪”事件发生时上升速度的垂直分布可知(图 8)，对应着900 hPa至地面偏东风的为下沉运动，气层相对稳定；900~700 hPa是风向由偏东转为偏南的过渡层，风随高度顺转说明此高度层存在暖平流；同时，可以发现在820 hPa上下，存在着垂直风切变；700 hPa以上，西南气流逐渐增强。在600 hPa附近可见一上升速度中心，值约-4.0×10^-1 hPa·s^-1。可见，有利于对流天气发生的大尺度上升运动中心在对流层中高层。

4 海效应“雷打雪”事件环境条件分析 4.1 大尺度环流背景

海效应“雷打雪”事件的发生和特殊地形有关，所以该类事件的大尺度环流背景有其独特的特征。从该型个例合成的高空、地面图(图 9)可以看出，500 hPa高纬度地区为一脊一槽型，脊的中心在贝加尔湖附近，脊线呈东北—西南向。脊的下游自东北至渤海有一低槽，低槽的南侧为负距平区，强度不强，约在-4 dagpm上下(图 9a)。这种配置有利于贝加尔湖冷空气沿西北路径下滑，进入低槽，推动低槽向南移动，影响山东半岛。其次，虽然700 hPa的形势与500 hPa的类似，但700 hPa贝加尔湖的脊更强，脊线向东北方向伸得更远，这就保证了冷空气堆积以后可快速南下(图 9b)。最后，地面图上(图 9c)，山东半岛仍处于冷高压的前沿，分裂的冷高压中心靠近华北，经过山东半岛的等压线较暖平流型的密集，偏北风风速更大。

这类环流形势的配置特点是整个对流层均为偏北气流，对流层下层的偏北风风速偏大且流经暖海面增温增湿，为半岛北部提供了暖湿空气。据统计，在偏北气流影响下，渤海北岸站点的温度露点差约在12℃以上，而渤海南岸站点不仅温度较北岸的升高3~5℃，且温度露点差也在5℃以下。这种天气形势归属于山东半岛冬季冷流降雪天气形势的一种(曹钢锋等，1988)。一般来说，冬季冷流降雪虽然雪量有大有小，持续时间也长短不一，但大多不会出现雷暴。那么海效应“雷打雪”是如何产生的呢？

4.2 “雷打雪”事件与海温的关系

杨成芳等(2007)、周淑玲等(2016)研究表明，山东半岛的冷流降雪，在冷空气强度不变的情况下，海面温度越高，海气温差越大，越有利于产生冷流降雪。当然，一般在冬半年，海面气温高于陆地气温，对于周围环境来说，渤海冬季是一个相对稳定持久的暖区，尤以12、1月最为显著。因此，在研究冷流降雪时，人们更强调对流层低层冷空气的强度(崔晶等，2008；陈雷等，2012)。在研究海效应“雷打雪”事件时发现，对流层低层冷空气强度固然重要，但海面的增温也不容忽视。在“雷打雪”事件发生前两天，对流层低层700 hPa以下，渤海上空常常维持一暖脊，势力强盛。在暖脊的作用下，对流层低层至海面的温度呈持续升高态势。以渤海54646站(38.43°N、118.41°E)及半岛北部栖霞54759站(37.30°N、120.81°E)为例，受暖脊影响，渤海的海面温度可升高2℃以上，其比栖霞站温度高约3~5℃，说明此时渤海上空是一个暖气团。

随着高空槽东移，渤海转为槽后西北气流控制，迅猛增大的西北大风横扫渤海，54646站的西北风可由12 h前的4 m·s^-1猛增到22 m·s^-1，海面温度陡然下降4℃以上，850 hPa与渤海海面的温差增大到11℃以上，因而“雷打雪”事件发生。对于一般的海效应降雪，上下温差也可达11℃(郑丽娜等，2003；杨成芳等，2007)，但其要求850 hPa温度低于-12℃(李刚等，2007)。这说明一般海效应降雪关注的是冷空气的强度，而“雷打雪”事件不仅要关注冷空气强度，更要关注渤海区域低层的前期增温，在这类情况下850 hPa温度达到-11~-10℃即可。

4.3 大气层结稳定度分析

普查海效应“雷打雪”个例可以发现，海效应“雷打雪”与不伴随雷暴的冷流降雪在水汽方面没有大的差异。水汽都来源于渤海暖海面，湿层浅薄，一般在850 hPa以下。对流天气要发生，取决于大气的稳定度。温度直减率是判断大气稳定度的重要指标之一。在“雷打雪”事件发生之前，850 hPa至海面温差平均在7℃上下，温度直减率约为0.46℃·(100 m)^-1，气层非常稳定；在事件发生时，850 hPa至海面温差可达11℃，温度直减率约为0.73℃·(100 m)^-1，气层转为不稳定；事件发生之后，水汽条件转差，空气未饱和，温度直减率约为0.83℃·(100 m)^-1，气层转为稳定(表 1)。这点从假相当位温的垂直分布中(图 10)可以证实，在121°E以东半岛北部沿岸的1000~850 hPa，$\partial {\theta _{{\rm{se}}}}/\partial z < 0$，说明此厚度层内气层是不稳定的，而在850 hPa至对流层高层则为稳定层结。由郑丽娜等(2014)的研究可知，虽然一般性海效应降雪的对流层低层也是大气层结不稳定的，但其不稳定层的厚度仅到900 hPa，假相当位温随高度降低不足1 K，说明其不稳定的强度不及海效应“雷打雪”型。

4.4 动力条件分析

海效应“雷打雪”事件在风场上最突出的特征就是渤海及其沿岸850 hPa至地面偏北风的突然增大。以54646站为例，在事件发生时，渤海海面风速一般在16 m·s^-1以上。从平均风场的垂直分布来看(图 11)，在121°E以东，风向主要维持西北风，风速的大值区分处两个不同的高度，一是位于900 hPa以下，最大风速可达20 m·s^-1，二是位于400 hPa上下，最大风速可超过30 m·s^-1。结合垂直速度场，在870 hPa高度可见一较强上升速度中心，中心值可达-2.0×10^-1 hPa·s^-1；650 hPa至对流层高层为下沉气流，说明有利于对流发生的大尺度上升运动集中在对流层中低层。而一般性的海效应降雪，其上升速度中心在900 hPa，中心值为-1.5×10^-1 hPa·s^-1(郑丽娜等，2014)，说明“雷打雪”型对流的高度要稍高于一般性的海效应型，且对流强度要强。

利用加密自动站资料分析地面水平风场，在“雷打雪”事件发生时半岛北部沿海往往存在一弱的风向切变。从渤海吹来的偏北风由于受地形的阻挡和海岸线的摩擦作用，风向会发生偏转，在半岛沿岸地区形成风向辐合。从风速来看，海洋上吹过来的风在半岛北部海面可达12 m·s^-1以上，但当风进入内陆，由于陆面摩擦作用，使得风速迅速减少到10 m·s^-1以下，从而在半岛北部出现了风速辐合。这种风向、风速的辐合对于“海效应”事件的发生起到了触发作用。

5 结论

本文筛选出2006—2015年发生在山东境内的35次“雷打雪”天气事件，按其形成机制分为暖平流型与海效应型，并从两类事件发生的环境条件入手进行了分析，主要结论如下。

(1) 暖平流“雷打雪”事件发生的环流形势类似于回流降水型，即事件发生时低层是冷垫，中高层是暖平流。所不同的是“雷打雪”事件发生之前，整个对流层多为偏南气流，随着850 hPa以下强冷空气的入侵，爆发对流天气，低层冷垫才逐渐形成。在海效应“雷打雪”事件中，整个对流层均为偏北风。这与一般的海效应降雪并无不同，也可以说该“雷打雪”型是一般海效应降雪中的一种。

(2) 暖平流型在“雷打雪”事件发生之前，对流层低层有温度突增现象，在事件发生时，随着850 hPa以下偏北气流的快速入侵，加大了上下层的温差，触发了对流天气的发生；而海效应型在事件发生之前，渤海上空是一个暖气团，随着该区域转为槽后偏北气流控制，温度陡降，上下温差达到11℃以上，使得对流天气发生。

(3) 暖平流型的对流主要发生在对流层的中高层，而一般的回流降水，对流层中高层多为中性层结或弱的不稳定层结，不足以激发对流；而海效应型对流天气与一般的海效应降雪类似，也发生在对流层中低层，但是其上升运动的强度、不稳定层结的厚度均较一般性海效应降雪要强。