引言

冷流降雪又叫海效应降雪^[1]，一般在冷空气流经暖的洋面时产生，降雪主要集中在海面上以及近海地区。冷流降雪通常发生在中高纬度沿海特定区域，如大西洋西岸的加拿大魁北克地区和大西洋东部的英格兰岛、日本海东部的日本西海岸等^[1]，我国的渤海地区也是冷流降雪的高发地区。与冷流降雪(海效应降雪)机制类似的是湖效应降雪，顾名思义降雪主要发生在湖面及湖畔地区，如美国的五大湖和大盐湖等^[2]。从20世纪70年代起美国便有学者对冷流降雪机理进行研究，我国在冷流降雪研究方面起步较晚，主要的研究区域也局限在渤海地区特别是山东半岛附近，曹钢锋等^[3]将造成山东半岛冷流降雪的冷空气归结为三种路径，并指出了三种路径冷空气影响下山东半岛降雪的强度和范围。李刚等^[4]统计分析了1971—2000年发生在山东半岛北部(烟台)的冷流强降雪天气过程，得出了冬季不同月份的冷流强降雪天气预报指标，为预报冷流强降雪提供了依据。刁秀广等^[5]分析了2005和2008年发生在山东半岛北部的两次冷流暴雪过程，发现冷流暴雪产生在对流层低层辐合、中层辐散的上升运动区内，上升运动厚度浅薄；特殊地形造成的中尺度海岸锋对暴雪有增幅作用。于志良等^[6]从海-气相互作用角度分析山东半岛冷流暴雪的成因，指出，对马暖流西分支把外海的暖水输送到黄海和渤海，使渤海海表水温升高，海气温差加大，半岛地区冷流降雪量也相应增大。李洪业等和杨成芳等^[7-8]研究发现，山东半岛特殊的地形条件是造成半岛地区冷流降雪量分布不均的主要原因，半岛北部沿海丘陵山地的抬升作用，造成近地面层丘陵以北地区产生辐合上升运动，而丘陵以南地区则辐散下沉，进一步造成较大降雪量位于丘陵以北地区，而丘陵以南地区较少。杨成芳等^{[1, 9]}对海(湖)效应降雪进行了广泛的研究，回顾了国内外有关海(湖)效应降雪的主要研究成果，对其产生机制、大尺度环流背景及多尺度相互作用、影响因素和空间形态分类等方面进行总结分析，还利用多种观测资料和中尺度模式对发生在渤海地区的多次冷流降雪过程进行分析和数值模拟，揭示了渤海效应暴雪的三维热力结构特征和中尺度特征，为这类降雪过程的业务预报提供了重要的借鉴和参考。

上海地处长江三角洲东端，东濒东海，南临杭州湾，北界长江口，三面环水，地理位置特殊，属于亚热带海洋性气候。冬季，当北方有强冷空气迅速南下，影响华东中部地区时，常会在南通沿海海面、长江口江面等地产生冷流降雪，并顺着偏北气流影响到上海东部沿海以及内陆地区。与山东半岛相比，上海地理位置偏南，冬季产生冷流降雪的冷空气势力偏弱，影响时间也较短。此外，上海地区的地形条件也不利于产生较大的冷流降雪，上海境内除西南部有少数丘陵山脉外，全为坦荡低平的平原，平均海拔高度仅4 m左右，地形抬升对冷流降雪的增强作用微乎其微。因此，上海地区冷流降雪有空间范围小、历时短、降雪强度弱等特点，在降雪机制方面也和山东半岛地区有所不同，目前国内学者对山东半岛地区冷流降雪研究较多，而发生在上海地区的冷流降雪天气过程很少被讨论和研究。本文运用探空、地面和高空天气图、卫星云图、雷达反射率等资料对2000—2009年近10年上海地区冷流降雪过程进行统计分析，得出降雪发生时的海气温差、热力不稳定度、风向风速等条件，这些要素可以作为此类降雪天气的预报指标，为业务预报工作提供一定的启发和参考。

1 上海地区冷流降雪成因及统计特征 1.1 冷流降雪成因初探

冷流降雪的本质是发生在对流层低层的热对流(见图 1)，它的产生与海水和空气的热力性质密切相关。我们知道，水的比热约为4200 J·(kg·℃)^-1，而空气的比热随着温度、湿度和气压的不同发生变化，但一般不超过1900 J·(kg·℃)^-1，因此当水和空气获得或丧失相同的热量时，空气的温度变幅要明显大于水。深秋或冬季，当有较强冷空气南下经过海面时，海水的温度降幅较小，而海表上方空气的温度降幅较大，因而使得海水和大气之间形成显著的温差。由牛顿热力学第二定律可知，当水面较暖，空气较干冷时，较暖的水面将向上传导热量并蒸发水汽，使其上方空气的温度趋于与水面温度相同，从而在海表上方形成一片浅薄的暖湿空气层，而这个薄层以上的大气温度随着高度的升高快速递减，这样便使得海表浅薄的暖湿气层与其上空更干冷的空气间形成不稳定层结，产生热对流运动，形成云并产生降雪^[1]。降雪起初发生在海上，而后随风飘到陆地上空，使得海岸附近地区也产生降雪，这便是冷流降雪的机理。

引言中已经讲过，上海处在中纬度亚热带地区，三面环水，地理位置十分特殊，其气候受海洋影响比较大。深秋或冬季，当北方有强冷空气南下影响华东中部地区时，按照前文提出的冷流降雪的产生机理，常会在苏北、上海到浙北等地的沿海海面生成冷流降雪，降雪起初分布在海面上，由于强冷空气影响下高低空多为一致偏北风，且风力较大，容易把原先位于海面上空的降雪云团吹到海岸线附近的陆地上空，从而在苏北、上海到浙北的一些沿海地区也产生降雪(见图 2)。

1.2 近10年上海冷流降雪统计特征

本文规定上海地区11个区县站若某日有1个及以上测站观测到降雪即登记为1个降雪日。对上海地区2000—2009年的实况观测资料统计发现，近10年共出现48个降雪日，平均每年4.8次。其中，2008年最多，有17个降雪日；2007年最少，没有出现降雪。参照上海地区冷流降雪的产生机理，初步分析，在这48个降雪日中，冷流降雪有12次，占总数的25%，平均每年1.2次，其他36次为锋面降雪。从月际分布来看，12次冷流降雪均出现在12月至2月，其中12月5次，1月4次，2月3次；从降雪时次看，12次冷流降雪均出现在白天，且08—14时降雪范围和强度较大；从降雪量来看，绝大部分过程降雪量在1 mm以下，为小雪或小到中雪，只有两次过程降雪量在1 mm以上，即2009年12月27日下了中雪(3 mm), 2004年1月18日下了大雪(7 mm)。

2 个例分析 2.1 高空、地面等天气图分析

李刚等^[4]对1971—2000年烟台各月冷流降雪天气对应的500 hPa特征进行了统计，发现多数冷流降雪过程500 hPa有槽配合，说明主要降雪时段和500 hPa槽过境时间有较好的对应关系。本文以2008年12月22日冷流降雪过程为个例，着重分析降雪时对应500 hPa高空形势，另外对850和925 hPa等更低层次流场也进行了分析。

图 3为2008年12月22日08时500(a)和850 hPa(b)高空天气图，当日降雪较明显时段(08时前后)对应高空500 hPa长江中下游环流平直，上海处在槽前西南偏西气流控制下，涡度为正，而20时(图略)高空槽已东移入海，上海转受槽后西北偏西气流控制，冷流降雪也停止。850 hPa图上，降雪较明显时段(08时前后)高空主要锋区已经南压至华东南部到华南沿海一带，上海处在冷区内西北(偏北)气流控制下；925 hPa情况(图略)和850 hPa类似。进一步统计上海地区近10年12次冷流降雪过程对应的高空形势资料，发现大多数个例(10次)降雪产生时500 hPa有上述特征，即上海地区处在槽前，另有2次过程500 hPa处在槽底附近，上海为偏西风。

图 4为2008年12月21日08时和22日08时地面图。21日08时前后北方强冷空气开始影响上海，冷锋位于日本海南部、杭州湾到湖南南部一带，上海处在锋后大片雨雪区内，地面温度在9℃左右(图 4a)；到22日08时(图 4b)，冷空气的前锋已经南压至南海，锋后雨雪区也南压到华东南部到华南地区，上海地区温度骤降至-3℃左右，此时苏北到上海沿海海面由于受冷空气影响，对流层低层降温剧烈，使得海表与其上空气层达到显著的温差，进而生成冷流低云并产生降雪，并沿着高低空一致的偏北气流影响到盐城、南通、上海浦东、嵊泗等沿海地区，使得上述地区也出现降雪。通过对近10年上海地区12次冷流降雪过程对应的地面图分析，粗略得出一些特征：上海地区近10年的冷流降雪大多发生在冷空气开始影响上海(即锋面压过上海站)24~30小时后，且在锋面降水结束几个小时后开始出现冷流降雪，此时地面图上在河套附近常有一个1030~1050 hPa的分裂冷高压中心，华东中部受冷高压楔控制，上海吹北到西北风，地面温度在4℃以下。另外，近10年上海地区冷流降雪持续时间较短，一般在12小时以内。

2.2 探空、卫星、雷达等探测资料分析

对流天气发生有三个基本条件：水汽、不稳定层结和动力抬升。图 5为2008年12月22日上海地区冷流降雪发生前一个时次(12月21日20时)宝山站探空图，从中可见降雪发生前850 hPa以下层结曲线接近于干绝热线，对流有效位能为正值，表明低层有不稳定层结，且850~925 hPa湿度较大，可以为对流发生提供一定的水汽条件。从高空风来看，850 hPa到地面一致为西北风，风速在12 m·s^-1以上，700 hPa以上至200 hPa均为西到西南风，表明上海地区高空处在槽前，槽前的上升运动可以作为对流的触发机制。另外, 探空图中自由对流高度(LFC)很低，在1000 hPa左右，逆温层顶在775 hPa左右，表明对流容易触发，且对流主要发生在低空，对流云发展高度较低，在3 km以下。综上所述，通过对2008年12月21日20时宝山站探空图分析，表明此次冷流降雪发生前，大气层结条件较好，有利于对流层低层热对流的触发和维持。

表 1为上海地区近10年12次冷流降雪过程对应的探空物理量情况，表中第一行为降雪日期，如“20011221”表示2001年12月21日的降雪过程。从表中可以看出，近10年发生在上海地区的12次冷流降雪过程大部分(10次)个例对应的探空物理量有如下特征：降雪发生前CAPE值为正，但数值较小，介于2.4~31.2 J·kg^-1之间；K指数条件较差，在15℃以下；自由对流高度(LFC)大多在1000 hPa左右，逆温层高度在700 hPa附近。

图 6为2008年12月22日08时红外云图(a)和南通、盐城雷达拼图(b)，从云图可见，降雪发生时黄海到东海均被大片低云覆盖，云阶走向和海岸线一致，为西北—东南向，且云体呈白亮波状结构，从同时次地面观测资料可知，该云带云底高度在600 m左右，云状为积雨云或浓积云，该云带即为产生冷流降雪的冷流低云。此外，云图中从日本南部到浙江南部沿海也有一条云带，云顶亮温较低，该云带与地面冷锋相对应。

从图 6b可见，08时盐城到南通沿海附近也有一条西北-东南向的回波带，与海岸线平行，回波主体集中在海上，陆地上基本无回波，回波强度在10~30 dBz之间，且回波分布较均匀，30 dBz较强回波中心范围小。将雷达仰角抬升至1.5°(图略)，则回波范围迅速减小，表明系统发展的高度很低。由于回波离海岸很近，在高低空一致偏北气流作用下，降雪云团经常会被吹到沿海地区，从而在陆地上也产生降雪。上海地区近10年冷流降雪过程雷达反射率因子均较弱，低于35 dBz，强回波范围也很小，相应产生的降雪强度也较小，而山东半岛地区冬季常有冷流暴雪发生，对应雷达反射率因子较强，回波图上经常可见大片30~40 dBz的回波分布在半岛北部和东部^[10]。

3 影响上海冷流降雪的特征因子

冷流降雪除了受大尺度天气系统影响外，还与其他一些特征因子息息相关，如不稳定层结、风向风速等^[1]。

3.1 不稳定层结 3.1.1 海气温差

冷流降雪本质是发生在对流层低层的热对流，取决于海气温差的大小，海水和大气之间温差越显著，则层结越不稳定，产生冷流降雪的几率越大，相应的降雪强度也越明显。国内外已经有多位学者对海(湖)效应降雪的海(湖)气间温差进行了统计和研究。李刚等^[4]通过对1971—2000年发生在烟台的冷流强降雪天气过程统计分析，得出了冬季不同月份冷流降雪发生时850 hPa平均气温和海水之间的温度对比，即11月份13.1℃；12月份13.9℃；1月份11.7℃；2月份8.2℃。杨成芳等总结了Niziol^[2]和Lavoie^[11]等的研究成果，发现和海效应降雪(冷流降雪)一样，湖气温差也是湖效应降雪最重要的强迫机制，指出大湖和850 hPa温差13℃(相当于干绝热递减率)是产生纯湖效应的必要条件^[1]。与山东半岛相比，上海地区冷流降雪强度较小，冷流云云底高度一般在600 m左右，对流发展高度低于3 km。研究上海地区冷流降雪过程除了关注850 hPa和海水温差外，还应关注更低气层，如925 hPa温度和海水温度对比。表 2为2000—2009年上海地区12次冷流降雪过程850和925 hPa温度以及与同时次海水温度对比，其中高空温度取自宝山站探空资料，而海水温度以嵊泗站温度代替。从表中可以看出，降雪发生时海水温度介于0~5℃之间，绝大部分过程海水和850 hPa温差在10~14℃之间，而海水和925 hPa温差略低，介于8~11℃之间。这些要素可以作为上海地区冷流降雪的一个预报指标，在业务中使用。

3.1.2 逆温层高度

冷流降雪除了取决于海气温差外，还和逆温层高度密切关联。杨成芳等^[1]指出，低层不稳定度取决于海(湖)气温差，不稳定层的深度取决于逆温层的高度和强度，两者都对海(湖)效应降雪的演变起重要作用。逆温层的产生多是源于高空冷平流下方的下沉运动，经过下沉增温在低层层结曲线上形成一个稳定层(逆温层或等温层)^[7]。逆温层的存在阻碍了热力对流向上发展和水汽的垂直输送，使热力对流在逆温层下进行，水汽在逆温层下凝结成云并产生降雪。研究发现，冷流低云云底高度一般在600~1000 m，云顶高度一般在3000 m以下，少数对流较旺盛的暴雪过程云顶高度可达4000 m^{[7, 10]}。

统计表明，上海地区近10年冷流降雪发生时逆温层顶高度在700~875 hPa之间，即冷流低云云顶高度低于3000 m。

3.2 风向风速

风向风速决定冷流降雪的分布区域和降雪强度。风向发生微小变化可以导致冷空气穿越暖水面的距离(称为穿越距离)发生很大的改变，穿越距离越大越有利于产生强冷流降雪^[1]。李洪业等^[7]通过对烟台站1981—1990年冷流降雪个例分析，发现86%的过程烟台站风向为N-WNW。而海气间热量和水汽交换与风速大小呈正比，冬季干冷空气过境，气温骤降，海气间温差加大，热量交换加剧。风速的大小还影响边界层间的垂直混合，大小合适的风速有利于产生辐合，增大垂直速度。但风速过大不利于水汽的积聚，水汽来不及凝结便会被大风吹散，不利于产生降雪，因此适当大小的风速对冷流降雪十分重要^[7]。Hjelmfelt^[12]和Sousounis^[13]通过敏感性实验证明，中等强度的风速(4~6 m·s^-1)产生的降雪量最大。图 7为近10年上海冷流降雪发生时宝山站和嵊泗站风向方位和风速大小分布图，可见降雪发生时宝山站和嵊泗站风向均在290°~20°之间，且大部分个例降雪发生时对应的风向在315°~360°之间，即吹NW—WNW—N风。同时，近10年所有12次冷流降雪过程宝山站风速均介于3~6 m·s^-1之间，嵊泗站风速介于9~15 m·s^-1之间，沿海海面风力明显大于沿海陆地地区。

4 结论

本文对近10年发生在上海地区的冷流降雪过程进行统计和分析，初步揭示了上海地区冷流降雪的产生机理，并通过与山东半岛地区冷流降雪过程进行比较，得出了上海本地冷流降雪的一些局地特征，主要结论总结如下。

(1) 上海地区2000—2009年共出现冷流降雪12次，占降雪总日数的25%，且降雪都发生在12月至2月，绝大部分过程降雪量在1 mm以下。

(2) 上海地区冷流降雪过程与高空500 hPa低压槽过境时间有比较好的对应关系，大部分过程降雪明显时段，高空500 hPa上海处在槽前，涡度为正。地面图上，冷流降雪发生时在河套附近常有一个1030~1050 hPa的分裂冷高压中心，冷空气的前锋已明显南压，位于华南沿海或南海地区。

(3) 冷流降雪发生前，宝山站探空图低层有不稳定层结，对流有效位能为正值，自由对流高度大多在1000 hPa左右，逆温层高度在700 hPa附近，且850~925 hPa湿度较大。冷流降雪对应的红外云图，云阶走向和海岸线一致，多为西北—东南向，且云体呈白亮波状结构，云顶高度较低，多在3000 m以下。降雪发生时雷达反射率因子较弱，绝大多数低于35 dBz，且回波形态与云图类似，分布在海岸线附近。

(4) 冷流降雪和不稳定层结、风向风速等特征因子息息相关。上海冷流降雪发生时海水温度介于0~5℃之间，绝大部分过程海水和850 hPa温差在10~14℃之间，而海水和925 hPa温差略低，介于8~11℃之间。降雪发生时宝山站和嵊泗站风向在290°~20°之间，即吹NW—WNW—N风。宝山站风速为3~6 m·s^-1，嵊泗站风速9~15 m·s^-1，沿海海面风力明显大于沿海陆地地区。