冬季冰雪凝凍天氣形勢(shì)分析和預(yù)報(bào)思路2011

1、陳志豪 冬季冰雪凝凍天氣學(xué)習(xí) 提綱 一、歷史冬季連陰雨雪形勢(shì)分析 二、冬季連陰雨中期預(yù)報(bào)著眼點(diǎn) 三、冬季降水類(lèi)型的診斷分析 四、雪量和積雪的診斷方法 五、2008年1月19日典型冰雪過(guò)程及2008年2月份 三次大雪過(guò)程實(shí)例分析 歷史冬季連陰雨雪形勢(shì)分析 造成華東地區(qū)冬季低溫連陰雨雪的天氣系統(tǒng)主要 有： 冷鋒、地面冷高壓； 阻塞高壓； 極渦、極地高壓、東北冷渦； 南支槽； 切變線等。 歷史冬季連陰雨雪形勢(shì)分析 歷史上冬季連陰雨雪的500hpa 環(huán)流形勢(shì) 普查了19712008 年共38 年間12 月旬雨日7 天的連陰雨雪過(guò)程后發(fā)現(xiàn)，有14 年冬季出現(xiàn)了連 陰雨雪過(guò)程，占37%。其中1 月共出現(xiàn)9

2、 次，2 月 6 次，各占23%和16%。 普查了歷史上各連陰雨雪過(guò)程的500hpa 環(huán)流場(chǎng)后 發(fā)現(xiàn)，上海地區(qū)出現(xiàn)冬季連陰雨雪的500hpa上常 對(duì)應(yīng)著中高緯阻塞形勢(shì)，常見(jiàn)的有以下3 種： 一、阻高偏西型 此類(lèi)連陰雨雪過(guò) 程的阻高在 60E 以西，常 有巴爾克什湖 貝加爾湖的橫槽 相伴。這種形勢(shì) 下，東亞環(huán)流平 直，冷暖空氣勢(shì) 力均較弱，雖然 雨日長(zhǎng)，但雨雪 量一般不大。 二、阻高偏東型 此類(lèi)連陰雨雪過(guò)程的 阻高在80E 以東， 歐亞中高緯呈穩(wěn)定的 兩槽一脊形勢(shì)，極渦 偏東、偏南；孟加拉 灣南支槽強(qiáng)，里海、 咸海地區(qū)維持穩(wěn)定長(zhǎng) 波槽，副熱帶高壓較 強(qiáng)，高原南北長(zhǎng)波槽 脊呈反位相。此類(lèi)過(guò) 程的冷

3、暖空氣勢(shì)力均 強(qiáng)，中低空輻合要強(qiáng) 于上一類(lèi)，造成的連 陰雨雪的強(qiáng)度也強(qiáng)于 上一類(lèi)，如1964 年2 月、2008 年1 月的連 陰雨雪均屬于這類(lèi)。 三、北方低渦型 此類(lèi)連陰雨雪過(guò)程 的中高緯沒(méi)有明顯 的阻塞形勢(shì)，最顯 著的特征是極渦位 于貝加爾湖至俄羅 斯遠(yuǎn)東地區(qū)，位置 偏南；中低緯 60E 附近長(zhǎng)波槽 穩(wěn)定，槽內(nèi)不斷有 短波槽分裂東移， 繞過(guò)高原南部后， 和北方南下的冷空 氣交匯在長(zhǎng)江中下 游地區(qū)，此類(lèi)過(guò)程 的雨雪強(qiáng)度一般也 不大。 歷史冬季連陰雨雪形勢(shì)分析 中低空水 汽場(chǎng)： 700hpa 的水汽 主要源 于孟加 拉灣地 區(qū) 歷史冬季連陰雨雪形勢(shì)分析 中低空 水汽場(chǎng) ：邊界 層 925hpa

4、 水汽則 源于南 海和東 海地區(qū). 歷史冬季連陰雨雪形勢(shì)分析 冬季連陰雨雪過(guò)程的中期預(yù)報(bào)著眼點(diǎn)（一） 一、冬季連陰雨雪過(guò)程，預(yù)報(bào)關(guān)鍵在于有一種使冷暖空氣長(zhǎng) 時(shí)間在長(zhǎng)江流域交綏的環(huán)流條件。 對(duì)中期預(yù)報(bào)來(lái)講，當(dāng)預(yù)測(cè)中高緯出現(xiàn)阻塞形勢(shì)時(shí)，應(yīng) 主要著眼于上游歐洲地區(qū)的中低緯度環(huán)流形勢(shì)，特別是里 海、咸海地區(qū)長(zhǎng)波槽和切斷低壓的建立并維持。 一般來(lái)講，上海地區(qū)冬季5 天以上的連陰雨雪過(guò)程往 往和里海、咸海地區(qū)的長(zhǎng)波槽聯(lián)系在一起。當(dāng)預(yù)報(bào)里海、 咸海地區(qū)有長(zhǎng)波槽建立，并有穩(wěn)定維持趨勢(shì)，槽內(nèi)不斷有 短波槽分裂并東移，此時(shí)若中緯度環(huán)流平直，則從長(zhǎng)波槽 建立的56 天上海地區(qū)就會(huì)有連陰雨雪過(guò)程出現(xiàn)。 冬季連陰雨雪過(guò)

5、程的中期預(yù)報(bào)著眼點(diǎn)（二） 二、冬季的低溫連陰雨雪過(guò)程前本市往往有明顯回暖過(guò)程（ 850hpa 可回暖至10或以上），大氣呈現(xiàn)高溫、高濕特 性（間或有連續(xù)性大霧出現(xiàn)），之后有強(qiáng)冷空氣影響本市 ，但鋒面一般南壓到華南一帶即止，形成靜止鋒， 700hpa 和850hpa 上形成近東西向切變線。此后受東傳的 短波槽影響，靜止鋒和切變線北抬，上海出現(xiàn)降水，之后 隨著高空槽的東移入海，靜止鋒和切變線南壓，上海出現(xiàn) 短暫的降水間歇期。在平直的環(huán)流形勢(shì)下，不斷有短波槽 東移，上海就會(huì)反復(fù)出現(xiàn)降水間歇降水的連陰雨雪天 氣。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 降水類(lèi)型： （1） 雨滴狀的液態(tài)降水，下降時(shí)清楚可見(jiàn)，強(qiáng)度變化較

6、緩慢，落在 水面上會(huì)激起波紋和水花，落在干地上可留下濕斑。 （2） 陣雨開(kāi)始和停止都較突然、強(qiáng)度變化大的液態(tài)降水，有時(shí)伴有 雷暴。 （3） 毛毛雨稠密、細(xì)小而十分均勻的液態(tài)降水，下降情況不易分辨 ，看上去似乎隨空氣微弱的運(yùn)動(dòng)飄浮在空中，徐徐落下。迎面有潮濕 感，落在水面無(wú)波紋，落在干地上只是均勻地潤(rùn)濕，地面無(wú)濕斑。 （4） 雪固態(tài)降水，大多是白色不透明的六出分枝的星狀、六角形片 狀結(jié)晶，常緩緩飄落，強(qiáng)度變化較緩慢。溫度較高時(shí)多成團(tuán)降落。 （5） 陣雪開(kāi)始和停止都較突然、強(qiáng)度變化大的降雪。 （6） 雨夾雪半融化的雪(濕雪)，或雨和雪同時(shí)下降。 （7） 陣性雨夾雪開(kāi)始和停止都較突然、強(qiáng)度變化大的雨

7、夾雪。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 （8） 霰白色不透明的圓錐形或球形的顆粒固態(tài)降水，直徑約25mm ，下降時(shí)常呈陣性，著硬地常反跳，松脆易碎。 （9） 米雪白色不透明的比較扁、長(zhǎng)的小顆粒固態(tài)降水，直徑常小于 1mm，著硬地不反跳。 （10） 冰粒透明的丸狀或不規(guī)則的固態(tài)降水，較硬，著硬地一般反跳 。直徑小于5mm。有時(shí)內(nèi)部還有未凍結(jié)的水，如被碰碎，則僅剩下破 碎的冰殼。 （11） 冰雹堅(jiān)硬的球狀、錐狀或形狀不規(guī)則的固態(tài)降水，雹核一般不 透明，外面包有透明的冰層，或由透明的冰層與不透明的冰層相間組 成。大小差異大，大的直徑可達(dá)數(shù)10mm。常伴隨雷暴出現(xiàn)。 （12） 冰針漂浮于空中的很微小的片狀或針

8、狀冰晶，在陽(yáng)光照耀下， 閃爍可辨，有時(shí)可形成日柱或其它暈的現(xiàn)象。多出現(xiàn)在高緯度和高原 地區(qū)的嚴(yán)冬季節(jié)。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 各種降水物形成的基本成因： 凍雨上層的冰晶或雪下降通過(guò)融化（暖 ）層，當(dāng)融化（暖）層充分深和暖，冰 晶或雪將全部融化變成雨滴，雨滴進(jìn)入 冷層形成過(guò)冷水滴，當(dāng)?shù)乇砦矬w低于 0時(shí)，過(guò)冷水滴就在地表凍結(jié)。如果 地面氣溫低于0，但地表溫度高于 0時(shí)，熱傳導(dǎo)將使得過(guò)冷水滴不會(huì)直 接凍結(jié)在地表物體上，但過(guò)冷水滴會(huì)直 接凍結(jié)在位于上層的物體表面。如果地 面氣溫高于0，但地表溫度低于0 時(shí)，熱傳導(dǎo)也將使水滴直接凍結(jié)在位于 地表的物體表面。當(dāng)融化層的厚度大于 1200ft（365.76

9、 米）通常將導(dǎo)致完全 融化。當(dāng)融化層的最大溫度為0-1時(shí) ，要使得大的雪花完全融化需要更厚的 融化層。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 冰粒或霰冰?；蝣钡奶娇张c凍雨的條 件也是相似的，即有上部的融化層和 其下的冷層存在。主要的差別是這兩 層的厚度、溫度及冰晶或雪花的大小 ，在通過(guò)融化層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凍 結(jié)，從而形成冰?；蝣鄙踔裂?。隨著 融化層厚度和溫度的減小，冷層厚度 的增加，出現(xiàn)冰?；蝣被蚧旌狭嗣籽?的降水的可能性將增加。當(dāng)冷層的平 均最低溫度小于0時(shí)，沒(méi)有混合了 凍雨的冰?；蝣弊钣锌赡馨l(fā)生。當(dāng)冷 層的最低溫度為-2.5時(shí)，可能發(fā)

10、生 凍雨、冰粒或霰的混合型降水。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 雪雨、雪界限的探空與凍雨或冰粒 或霰的探空有很大的差別，主要是 融化層在近地面而冷層在其上部。 將雪融化為雨，近地面融化層的厚 度為750-1500ft（228.6-457.2米） ，同時(shí)與雪量和溫度直減率有關(guān)。 當(dāng)溫度直減率小，融化層弱，雪完 全融化需要更厚的融化層。當(dāng)溫度 直減率大，融化層即使較薄，雪仍 然可以完全融化為雨。如果融化層 的高度小于900ft（274.32 米）， 有超過(guò)50%的機(jī)率雪可以到達(dá)地面 、如果融化層的高度小于200ft（ 60.96 米），90%的機(jī)率可以降雪 。如果融化層的高度大于1000ft（ 304.

11、8米），降雪的機(jī)率將快速下 降到50%以下。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 降雪概率的判斷方法： 一、Boydens technique（Boyden 1964） 用1000-850hPa 厚度閾值和站點(diǎn)海拔高度判別降雪概率。1000- 850hPa 厚度閾值要根據(jù)1000hPa 高度（H1000）或本站氣壓和地表 海拔高度（HGR）進(jìn)行調(diào)整，調(diào)整值（m）的計(jì)算公式為（H1000- HGR）/30 或用圖（a）查看，然后用圖（b）查降雪概率值。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 二、0濕球溫度的高度判別降雪的概率 （HWF 1975）用0濕球溫度的高度 預(yù)報(bào)降雪的概率，附加考慮了潛熱冷卻效應(yīng)的影響。 0濕球溫

12、度的高度 降水類(lèi)型： 3000 英尺（914.4 米） 幾乎總是降雨，極少降雪 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） 持續(xù)性的降雨容易轉(zhuǎn)換為降雪 1000 英尺（304.8 米） 通常是降雪，輕微或偶然是降雨 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 三、Hands rule（Hand 1986）用近地表最低層100hPa厚度 空氣層的平均溫度預(yù)報(bào)降水類(lèi)型。 近地表最低層近地表最低層100hPa厚度空氣層的平均溫度厚度空氣層的平均溫度 降水類(lèi)型降水類(lèi)型 -1.5雪 -1.50.5 霰或冰粒 0.5 雨 冬季降水類(lèi)型的診

13、斷分析 四、“Top-Down”方法 “Top-Down”方法是跟蹤水汽凝結(jié)體從它的初生到降落到地面的 過(guò)程并判斷其降水類(lèi)型的方法。這種方法應(yīng)用氣象探空對(duì)大氣 環(huán)境的探測(cè)，從頂部開(kāi)始向下直到地面。在一次降水事件中， 多種降水類(lèi)型有可能發(fā)生，通常需要檢查3 個(gè)關(guān)鍵層。 層次層次氣團(tuán)氣團(tuán)對(duì)水汽凝結(jié)體的影響對(duì)水汽凝結(jié)體的影響 冰晶層冷的、中層氣團(tuán) 冰晶核/增長(zhǎng) 暖層被抬升的、暖的熱帶 氣團(tuán) 加熱/融化 近地面冷層地面極地或變性氣團(tuán)重新凍結(jié)/接觸凍結(jié) Top-Down”方法 (a) 冰晶層 云中冰晶的數(shù)量是云溫度的函數(shù)，云溫度越低，云中存在冰晶的可能 性越大。在一層相當(dāng)潮濕的水汽層中，-10是一個(gè)很好

14、的分界點(diǎn)， 表示冰核被激活在云中產(chǎn)生冰。 溫度（溫度（）冰晶初生的幾率冰晶初生的幾率 0無(wú) -4無(wú) -1060% -1270% -1590% -20100% Top-Down”方法 (b) 暖層 因暖鋒結(jié)構(gòu)形成的被抬升的暖層主要關(guān)注的重點(diǎn)是暖層的厚度和最大溫度。 Rauberet al. (2001) 通過(guò)研究發(fā)現(xiàn)暖層的厚度和暖層的最大溫度有超過(guò)80% 的正相關(guān)，并且呈線性關(guān)系。用暖層最大溫度值判別降水類(lèi)型取決于云中是 否有冰晶進(jìn)入。 暖層最大溫度（暖層最大溫度（） 降水類(lèi)型（有冰晶）降水類(lèi)型（有冰晶） 降水類(lèi)型（無(wú)冰晶）降水類(lèi)型（無(wú)冰晶） 1雪凍雨/凍毛毛雨 13雪/冰粒（1） 冰粒（3）

15、凍雨/凍毛毛雨 3 凍雨/凍毛毛雨 凍雨/凍毛毛雨 Top-Down”方法 Top-Down”方法 暖層中需要考慮的一些關(guān)鍵點(diǎn)： 暖層的溫度小于等于1，將不能融化從上部進(jìn)入的雪/冰 ，這樣水汽凝結(jié)體的相態(tài)沒(méi)有改變，冰晶在通過(guò)暖層后仍 然存在。 暖層的溫度在13，雪/冰將不會(huì)全部融化，在其下的 冷層中將重新凍結(jié)。當(dāng)溫度接近3，降水很可能是冰粒 ；當(dāng)溫度12，降水將以雪和冰粒的混和為主。 暖層的溫度在大于3，導(dǎo)致雪/冰將全部融化。當(dāng)?shù)孛鏈?度大于0，產(chǎn)生降雨；當(dāng)?shù)孛鏈囟刃∮诘扔?，產(chǎn)生凍 雨。 如果云中沒(méi)有冰晶存在，暖雨過(guò)程將占主導(dǎo)地位。在這種 情況下，當(dāng)?shù)孛鏈囟刃∮诘扔?，將產(chǎn)生凍毛毛雨或可 能

16、凍雨；當(dāng)?shù)孛鏈囟却蛴?，將產(chǎn)生降雨或毛毛雨。 Top-Down”方法 (c) 近地面冷層 近地面冷層主要關(guān)注的重點(diǎn)是冷層的厚度、最低溫度和地 面溫度。對(duì)于業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)而言，這層溫度是最難預(yù)報(bào)的。在 近地面冷層中有幾個(gè)因數(shù)將會(huì)影響到最終降落到地面的水 汽凝結(jié)體。如果地面溫度遠(yuǎn)高于0 ， 將產(chǎn)生降雨。例 如，當(dāng)濕球溫度(Tw)大于1 且厚度大于300 m，進(jìn)入的 冰將很可能融化產(chǎn)生降雨。當(dāng)近地面冷層低于0，水汽 凝結(jié)體將很可能以冰凍的形式降落的地面，當(dāng)雨從暖層進(jìn) 入到近地面冷層，同時(shí)近地面冷層足夠冷，厚度足夠深， 液態(tài)水滴將重新凍結(jié)為冰粒。一個(gè)冰粒形成的經(jīng)驗(yàn)指標(biāo)是 近地面冷層的厚度要大于750m 同時(shí)

17、溫度是-6或更冷。 Top-Down”方法 Top-Down”方法 (d) 未飽和層和濕球溫度 對(duì)于一個(gè)給定的氣塊，濕球溫度（Tw）代表了此氣塊達(dá) 到飽和時(shí)的溫度。濕球溫度在界定液態(tài)和凍結(jié)降水中能提 供有用的信息。 在濕球溫度高于0時(shí)，雨很可能發(fā)生。如果濕球溫度大 于1且從地面向上的厚度至少300 m，冰將全部融化， 雨最有可能發(fā)生。最近的研究表明發(fā)生降雪時(shí)，最大的可 能地面濕球溫度大約為1.5。 Top-Down”方法 (e) 濕球凍結(jié)高度 濕球凍結(jié)高度的經(jīng)驗(yàn)規(guī)則濕球凍結(jié)高度的經(jīng)驗(yàn)規(guī)則 1500 m 雪極少發(fā)生 7001500m 雪可能發(fā)生 700m 雪通常發(fā)生 Top-Down”方法 (f

18、)“Top-Down”方法 的流程 通過(guò)對(duì)關(guān)鍵層的溫 度分析，為降水 類(lèi)型提供指導(dǎo)。 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 五、美國(guó)國(guó)家天氣局降水類(lèi)型判別規(guī)則 美國(guó)國(guó)家天氣局結(jié)合了“top-down”方法和 部分厚度分析的原理，來(lái)確定雨雪邊界。 美國(guó)國(guó)家天氣局降水類(lèi)型判別規(guī)則 冬季降水類(lèi)型的診斷分析 六、評(píng)估冰?；蝣迸c凍雨的探空條件 融化層的特征：出現(xiàn)何種降水類(lèi)型，融化層的特征比其下的 冷層更為重要。 (a) 冰粒或霰（無(wú)凍雨）：融化層的溫度小于2同時(shí)厚度小 于等于1500ft（460 米）。 (b) 凍雨（無(wú)冰粒或霰）：融化層的溫度大于等于4-5同時(shí) 厚度小于等于4500ft （1370米）。 (c) 混

19、合（冰粒或霰和凍雨）：融化層的溫度2-5同時(shí)厚度 1500-4500ft（460-1370 米）。 評(píng)估冰?；蝣迸c凍雨的探空條件（二） 冷層的特征： (d) 冰?；蝣保o(wú)凍雨）：冷層的溫度小于等于-8同時(shí)厚度 大于等于3000ft（915 米）。 (e) 凍雨（無(wú)冰粒或霰）：冷層的溫度-2-8同時(shí)厚度小于 600-3000ft（180-915 米）。 (f) 混合（冰?；蝣焙蛢鲇辏?？ 多層的特征： 在探空中，融化層和冷層的多層結(jié)構(gòu)也是可能的。如 果在融化層中，雪部分融化，在其下的冷層中凍結(jié)為冰粒 或霰，然后在近地面融化層中保持為冰?；蝣被蜣D(zhuǎn)變?yōu)橛?；如果雪完全融化，最有可能出現(xiàn)的是雨。 冬季

20、降水類(lèi)型的診斷分析 七、湖面/海面影響下的對(duì)流性降雪： 湖面/海面影響下的降雪常常發(fā)生在冷空氣經(jīng) 過(guò)相對(duì)暖的水體時(shí)，在水體上或其下風(fēng)方產(chǎn)生對(duì) 流性的降雪帶。這些降雪帶可以是相當(dāng)狹窄、降 雪強(qiáng)度強(qiáng)。 湖面/海面影響下的對(duì)流性降雪 湖面/海面影響下的對(duì)流性降雪 這種降雪過(guò)程有下述一些關(guān)鍵因子： 冷空氣在經(jīng)過(guò)水體時(shí)其下部被加熱、濕度增加 ，產(chǎn)生不穩(wěn)定的氣溫直減率；對(duì)流性的降雪云帶 發(fā)生并在向岸的地形條件下通過(guò)摩擦輻合和地形 抬升得到進(jìn)一步增強(qiáng)；對(duì)流在垂直方向發(fā)展，其 上限為一層穩(wěn)定的逆溫層，典型的高度在地表以 上1-4 公里，這種對(duì)流垂直發(fā)展高度比通常雷暴 天氣要更淺薄；其它的影響因子還包括充分的風(fēng)

21、 區(qū)、低層的風(fēng)向切變、適合的云和降水的微物理 條件。 雪量和積雪的診斷方法 一、10:1 的經(jīng)驗(yàn)法則和訂正方法 這種方法起源于19 世紀(jì)加拿大安大略多倫多的雪的密度觀測(cè)資料， 通過(guò)對(duì)歷史資料統(tǒng)計(jì)定量描述新雪的密度 。 10:1 的經(jīng)驗(yàn)法則可以用 來(lái)把等效的降雨量轉(zhuǎn)換為積雪深度值。如1 毫米的降雨量，如果全部 以降雪的方式下降到地表，將出現(xiàn)10 毫米的積雪。10:1 的經(jīng)驗(yàn)法則 在業(yè)務(wù)應(yīng)用中使用最廣泛，約50%的個(gè)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“輕”雪條件 下，雪水比需要調(diào)整。 (a) 暖的地表和邊界層溫度減小雪水比。 (b) 接近0的融化層減小雪水

22、比。 (c) 云中有大量的過(guò)冷水滴，雪水比不會(huì)太高。 (d) 探空較大程度上存在0附近的等溫層，通常雪水比為810:1。 (e) 大風(fēng)使雪水比下降。 (f) 深厚的冷空氣有利于較高的雪水比，但當(dāng)溫度過(guò)低，冰晶的類(lèi)型將不 利于產(chǎn)生很高的雪水比，一般為10:1 或更低。 (g) 最高的雪水比通常發(fā)生在風(fēng)小和地面氣溫在-9.5左右。 雪量和積雪的診斷方法 雪量和積 雪厚度診 斷流程圖 2008年1 月26 日到2 月1 日三次大雪實(shí)例 2008 年1 月25 日到2 月2 日500hPa 平均高度場(chǎng) 穩(wěn)定的弱低渦 前六天為阻高、后三天轉(zhuǎn)為高 壓脊后有利貝湖的冷空氣南下 中層700hPa異常大的西南氣流 1月26日08時(shí)1月27日20時(shí) 2月1日20時(shí)