冬季冰雪凝冻天气形势分析和预报思路2011

1、陈志豪 冬季冰雪凝冻天气学习 提纲 一、历史冬季连阴雨雪形势分析 二、冬季连阴雨中期预报着眼点 三、冬季降水类型的诊断分析 四、雪量和积雪的诊断方法 五、2008年1月19日典型冰雪过程及2008年2月份 三次大雪过程实例分析 历史冬季连阴雨雪形势分析 造成华东地区冬季低温连阴雨雪的天气系统主要 有： 冷锋、地面冷高压； 阻塞高压； 极涡、极地高压、东北冷涡； 南支槽； 切变线等。 历史冬季连阴雨雪形势分析 历史上冬季连阴雨雪的500hpa 环流形势 普查了19712008 年共38 年间12 月旬雨日7 天的连阴雨雪过程后发现，有14 年冬季出现了连 阴雨雪过程，占37%。其中1 月共出现9

2、 次，2 月 6 次，各占23%和16%。 普查了历史上各连阴雨雪过程的500hpa 环流场后 发现，上海地区出现冬季连阴雨雪的500hpa上常 对应着中高纬阻塞形势，常见的有以下3 种： 一、阻高偏西型 此类连阴雨雪过 程的阻高在 60E 以西，常 有巴尔克什湖 贝加尔湖的横槽 相伴。这种形势 下，东亚环流平 直，冷暖空气势 力均较弱，虽然 雨日长，但雨雪 量一般不大。 二、阻高偏东型 此类连阴雨雪过程的 阻高在80E 以东， 欧亚中高纬呈稳定的 两槽一脊形势，极涡 偏东、偏南；孟加拉 湾南支槽强，里海、 咸海地区维持稳定长 波槽，副热带高压较 强，高原南北长波槽 脊呈反位相。此类过 程的冷

3、暖空气势力均 强，中低空辐合要强 于上一类，造成的连 阴雨雪的强度也强于 上一类，如1964 年2 月、2008 年1 月的连 阴雨雪均属于这类。 三、北方低涡型 此类连阴雨雪过程 的中高纬没有明显 的阻塞形势，最显 著的特征是极涡位 于贝加尔湖至俄罗 斯远东地区，位置 偏南；中低纬 60E 附近长波槽 稳定，槽内不断有 短波槽分裂东移， 绕过高原南部后， 和北方南下的冷空 气交汇在长江中下 游地区，此类过程 的雨雪强度一般也 不大。 历史冬季连阴雨雪形势分析 中低空水 汽场： 700hpa 的水汽 主要源 于孟加 拉湾地 区 历史冬季连阴雨雪形势分析 中低空 水汽场 ：边界 层 925hpa

4、 水汽则 源于南 海和东 海地区. 历史冬季连阴雨雪形势分析 冬季连阴雨雪过程的中期预报着眼点（一） 一、冬季连阴雨雪过程，预报关键在于有一种使冷暖空气长 时间在长江流域交绥的环流条件。 对中期预报来讲，当预测中高纬出现阻塞形势时，应 主要着眼于上游欧洲地区的中低纬度环流形势，特别是里 海、咸海地区长波槽和切断低压的建立并维持。 一般来讲，上海地区冬季5 天以上的连阴雨雪过程往 往和里海、咸海地区的长波槽联系在一起。当预报里海、 咸海地区有长波槽建立，并有稳定维持趋势，槽内不断有 短波槽分裂并东移，此时若中纬度环流平直，则从长波槽 建立的56 天上海地区就会有连阴雨雪过程出现。 冬季连阴雨雪过

5、程的中期预报着眼点（二） 二、冬季的低温连阴雨雪过程前本市往往有明显回暖过程（ 850hpa 可回暖至10或以上），大气呈现高温、高湿特 性（间或有连续性大雾出现），之后有强冷空气影响本市 ，但锋面一般南压到华南一带即止，形成静止锋， 700hpa 和850hpa 上形成近东西向切变线。此后受东传的 短波槽影响，静止锋和切变线北抬，上海出现降水，之后 随着高空槽的东移入海，静止锋和切变线南压，上海出现 短暂的降水间歇期。在平直的环流形势下，不断有短波槽 东移，上海就会反复出现降水间歇降水的连阴雨雪天 气。 冬季降水类型的诊断分析 降水类型： （1） 雨滴状的液态降水，下降时清楚可见，强度变化较

6、缓慢，落在 水面上会激起波纹和水花，落在干地上可留下湿斑。 （2） 阵雨开始和停止都较突然、强度变化大的液态降水，有时伴有 雷暴。 （3） 毛毛雨稠密、细小而十分均匀的液态降水，下降情况不易分辨 ，看上去似乎随空气微弱的运动飘浮在空中，徐徐落下。迎面有潮湿 感，落在水面无波纹，落在干地上只是均匀地润湿，地面无湿斑。 （4） 雪固态降水，大多是白色不透明的六出分枝的星状、六角形片 状结晶，常缓缓飘落，强度变化较缓慢。温度较高时多成团降落。 （5） 阵雪开始和停止都较突然、强度变化大的降雪。 （6） 雨夹雪半融化的雪(湿雪)，或雨和雪同时下降。 （7） 阵性雨夹雪开始和停止都较突然、强度变化大的雨

7、夹雪。 冬季降水类型的诊断分析 （8） 霰白色不透明的圆锥形或球形的颗粒固态降水，直径约25mm ，下降时常呈阵性，着硬地常反跳，松脆易碎。 （9） 米雪白色不透明的比较扁、长的小颗粒固态降水，直径常小于 1mm，着硬地不反跳。 （10） 冰粒透明的丸状或不规则的固态降水，较硬，着硬地一般反跳 。直径小于5mm。有时内部还有未冻结的水，如被碰碎，则仅剩下破 碎的冰壳。 （11） 冰雹坚硬的球状、锥状或形状不规则的固态降水，雹核一般不 透明，外面包有透明的冰层，或由透明的冰层与不透明的冰层相间组 成。大小差异大，大的直径可达数10mm。常伴随雷暴出现。 （12） 冰针漂浮于空中的很微小的片状或针

8、状冰晶，在阳光照耀下， 闪烁可辨，有时可形成日柱或其它晕的现象。多出现在高纬度和高原 地区的严冬季节。 冬季降水类型的诊断分析 各种降水物形成的基本成因： 冻雨上层的冰晶或雪下降通过融化（暖 ）层，当融化（暖）层充分深和暖，冰 晶或雪将全部融化变成雨滴，雨滴进入 冷层形成过冷水滴，当地表物体低于 0时，过冷水滴就在地表冻结。如果 地面气温低于0，但地表温度高于 0时，热传导将使得过冷水滴不会直 接冻结在地表物体上，但过冷水滴会直 接冻结在位于上层的物体表面。如果地 面气温高于0，但地表温度低于0 时，热传导也将使水滴直接冻结在位于 地表的物体表面。当融化层的厚度大于 1200ft（365.76

9、 米）通常将导致完全 融化。当融化层的最大温度为0-1时 ，要使得大的雪花完全融化需要更厚的 融化层。 冬季降水类型的诊断分析 冰粒或霰冰粒或霰的探空与冻雨的条 件也是相似的，即有上部的融化层和 其下的冷层存在。主要的差别是这两 层的厚度、温度及冰晶或雪花的大小 ，在通过融化层后是否全部融化或部 分融化。由于仍然有冰晶存在，部分 融化的雪花比全部融化更容易重新冻 结，从而形成冰粒或霰甚至雪。随着 融化层厚度和温度的减小，冷层厚度 的增加，出现冰粒或霰或混合了米雪 的降水的可能性将增加。当冷层的平 均最低温度小于0时，没有混合了 冻雨的冰粒或霰最有可能发生。当冷 层的最低温度为-2.5时，可能发

10、生 冻雨、冰粒或霰的混合型降水。 冬季降水类型的诊断分析 雪雨、雪界限的探空与冻雨或冰粒 或霰的探空有很大的差别，主要是 融化层在近地面而冷层在其上部。 将雪融化为雨，近地面融化层的厚 度为750-1500ft（228.6-457.2米） ，同时与雪量和温度直减率有关。 当温度直减率小，融化层弱，雪完 全融化需要更厚的融化层。当温度 直减率大，融化层即使较薄，雪仍 然可以完全融化为雨。如果融化层 的高度小于900ft（274.32 米）， 有超过50%的机率雪可以到达地面 、如果融化层的高度小于200ft（ 60.96 米），90%的机率可以降雪 。如果融化层的高度大于1000ft（ 304.

11、8米），降雪的机率将快速下 降到50%以下。 冬季降水类型的诊断分析 降雪概率的判断方法： 一、Boydens technique（Boyden 1964） 用1000-850hPa 厚度阈值和站点海拔高度判别降雪概率。1000- 850hPa 厚度阈值要根据1000hPa 高度（H1000）或本站气压和地表 海拔高度（HGR）进行调整，调整值（m）的计算公式为（H1000- HGR）/30 或用图（a）查看，然后用图（b）查降雪概率值。 冬季降水类型的诊断分析 二、0湿球温度的高度判别降雪的概率 （HWF 1975）用0湿球温度的高度 预报降雪的概率，附加考虑了潜热冷却效应的影响。 0湿球温

12、度的高度 降水类型： 3000 英尺（914.4 米） 几乎总是降雨，极少降雪 20003000 英尺（609.6914.4 米） 通常是降雨，降雪的可能性小 10002000 英尺（304.8609.6 米） 持续性的降雨容易转换为降雪 1000 英尺（304.8 米） 通常是降雪，轻微或偶然是降雨 冬季降水类型的诊断分析 三、Hands rule（Hand 1986）用近地表最低层100hPa厚度 空气层的平均温度预报降水类型。 近地表最低层近地表最低层100hPa厚度空气层的平均温度厚度空气层的平均温度 降水类型降水类型 -1.5雪 -1.50.5 霰或冰粒 0.5 雨 冬季降水类型的诊

13、断分析 四、“Top-Down”方法 “Top-Down”方法是跟踪水汽凝结体从它的初生到降落到地面的 过程并判断其降水类型的方法。这种方法应用气象探空对大气 环境的探测，从顶部开始向下直到地面。在一次降水事件中， 多种降水类型有可能发生，通常需要检查3 个关键层。 层次层次气团气团对水汽凝结体的影响对水汽凝结体的影响 冰晶层冷的、中层气团 冰晶核/增长 暖层被抬升的、暖的热带 气团 加热/融化 近地面冷层地面极地或变性气团重新冻结/接触冻结 Top-Down”方法 (a) 冰晶层 云中冰晶的数量是云温度的函数，云温度越低，云中存在冰晶的可能 性越大。在一层相当潮湿的水汽层中，-10是一个很好

14、的分界点， 表示冰核被激活在云中产生冰。 温度（温度（）冰晶初生的几率冰晶初生的几率 0无 -4无 -1060% -1270% -1590% -20100% Top-Down”方法 (b) 暖层 因暖锋结构形成的被抬升的暖层主要关注的重点是暖层的厚度和最大温度。 Rauberet al. (2001) 通过研究发现暖层的厚度和暖层的最大温度有超过80% 的正相关，并且呈线性关系。用暖层最大温度值判别降水类型取决于云中是 否有冰晶进入。 暖层最大温度（暖层最大温度（） 降水类型（有冰晶）降水类型（有冰晶） 降水类型（无冰晶）降水类型（无冰晶） 1雪冻雨/冻毛毛雨 13雪/冰粒（1） 冰粒（3）

15、冻雨/冻毛毛雨 3 冻雨/冻毛毛雨 冻雨/冻毛毛雨 Top-Down”方法 Top-Down”方法 暖层中需要考虑的一些关键点： 暖层的温度小于等于1，将不能融化从上部进入的雪/冰 ，这样水汽凝结体的相态没有改变，冰晶在通过暖层后仍 然存在。 暖层的温度在13，雪/冰将不会全部融化，在其下的 冷层中将重新冻结。当温度接近3，降水很可能是冰粒 ；当温度12，降水将以雪和冰粒的混和为主。 暖层的温度在大于3，导致雪/冰将全部融化。当地面温 度大于0，产生降雨；当地面温度小于等于0，产生冻 雨。 如果云中没有冰晶存在，暖雨过程将占主导地位。在这种 情况下，当地面温度小于等于0，将产生冻毛毛雨或可 能

16、冻雨；当地面温度打于0，将产生降雨或毛毛雨。 Top-Down”方法 (c) 近地面冷层 近地面冷层主要关注的重点是冷层的厚度、最低温度和地 面温度。对于业务预报而言，这层温度是最难预报的。在 近地面冷层中有几个因数将会影响到最终降落到地面的水 汽凝结体。如果地面温度远高于0 ， 将产生降雨。例 如，当湿球温度(Tw)大于1 且厚度大于300 m，进入的 冰将很可能融化产生降雨。当近地面冷层低于0，水汽 凝结体将很可能以冰冻的形式降落的地面，当雨从暖层进 入到近地面冷层，同时近地面冷层足够冷，厚度足够深， 液态水滴将重新冻结为冰粒。一个冰粒形成的经验指标是 近地面冷层的厚度要大于750m 同时

17、温度是-6或更冷。 Top-Down”方法 Top-Down”方法 (d) 未饱和层和湿球温度 对于一个给定的气块，湿球温度（Tw）代表了此气块达 到饱和时的温度。湿球温度在界定液态和冻结降水中能提 供有用的信息。 在湿球温度高于0时，雨很可能发生。如果湿球温度大 于1且从地面向上的厚度至少300 m，冰将全部融化， 雨最有可能发生。最近的研究表明发生降雪时，最大的可 能地面湿球温度大约为1.5。 Top-Down”方法 (e) 湿球冻结高度 湿球冻结高度的经验规则湿球冻结高度的经验规则 1500 m 雪极少发生 7001500m 雪可能发生 700m 雪通常发生 Top-Down”方法 (f

18、)“Top-Down”方法 的流程 通过对关键层的温 度分析，为降水 类型提供指导。 冬季降水类型的诊断分析 五、美国国家天气局降水类型判别规则 美国国家天气局结合了“top-down”方法和 部分厚度分析的原理，来确定雨雪边界。 美国国家天气局降水类型判别规则 冬季降水类型的诊断分析 六、评估冰粒或霰与冻雨的探空条件 融化层的特征：出现何种降水类型，融化层的特征比其下的 冷层更为重要。 (a) 冰粒或霰（无冻雨）：融化层的温度小于2同时厚度小 于等于1500ft（460 米）。 (b) 冻雨（无冰粒或霰）：融化层的温度大于等于4-5同时 厚度小于等于4500ft （1370米）。 (c) 混

19、合（冰粒或霰和冻雨）：融化层的温度2-5同时厚度 1500-4500ft（460-1370 米）。 评估冰粒或霰与冻雨的探空条件（二） 冷层的特征： (d) 冰粒或霰（无冻雨）：冷层的温度小于等于-8同时厚度 大于等于3000ft（915 米）。 (e) 冻雨（无冰粒或霰）：冷层的温度-2-8同时厚度小于 600-3000ft（180-915 米）。 (f) 混合（冰粒或霰和冻雨）：？ 多层的特征： 在探空中，融化层和冷层的多层结构也是可能的。如 果在融化层中，雪部分融化，在其下的冷层中冻结为冰粒 或霰，然后在近地面融化层中保持为冰粒或霰或转变为雨 ；如果雪完全融化，最有可能出现的是雨。 冬季

20、降水类型的诊断分析 七、湖面/海面影响下的对流性降雪： 湖面/海面影响下的降雪常常发生在冷空气经 过相对暖的水体时，在水体上或其下风方产生对 流性的降雪带。这些降雪带可以是相当狭窄、降 雪强度强。 湖面/海面影响下的对流性降雪 湖面/海面影响下的对流性降雪 这种降雪过程有下述一些关键因子： 冷空气在经过水体时其下部被加热、湿度增加 ，产生不稳定的气温直减率；对流性的降雪云带 发生并在向岸的地形条件下通过摩擦辐合和地形 抬升得到进一步增强；对流在垂直方向发展，其 上限为一层稳定的逆温层，典型的高度在地表以 上1-4 公里，这种对流垂直发展高度比通常雷暴 天气要更浅薄；其它的影响因子还包括充分的风

21、 区、低层的风向切变、适合的云和降水的微物理 条件。 雪量和积雪的诊断方法 一、10:1 的经验法则和订正方法 这种方法起源于19 世纪加拿大安大略多伦多的雪的密度观测资料， 通过对历史资料统计定量描述新雪的密度 。 10:1 的经验法则可以用 来把等效的降雨量转换为积雪深度值。如1 毫米的降雨量，如果全部 以降雪的方式下降到地表，将出现10 毫米的积雪。10:1 的经验法则 在业务应用中使用最广泛，约50%的个例符合。使用中需要注意到， 在有利于“重”雪（冰粒、融化的雪、雪雨混合等）或“轻”雪条件 下，雪水比需要调整。 (a) 暖的地表和边界层温度减小雪水比。 (b) 接近0的融化层减小雪水

22、比。 (c) 云中有大量的过冷水滴，雪水比不会太高。 (d) 探空较大程度上存在0附近的等温层，通常雪水比为810:1。 (e) 大风使雪水比下降。 (f) 深厚的冷空气有利于较高的雪水比，但当温度过低，冰晶的类型将不 利于产生很高的雪水比，一般为10:1 或更低。 (g) 最高的雪水比通常发生在风小和地面气温在-9.5左右。 雪量和积雪的诊断方法 雪量和积 雪厚度诊 断流程图 2008年1 月26 日到2 月1 日三次大雪实例 2008 年1 月25 日到2 月2 日500hPa 平均高度场 稳定的弱低涡 前六天为阻高、后三天转为高 压脊后有利贝湖的冷空气南下 中层700hPa异常大的西南气流 1月26日08时1月27日20时 2月1日20时