引言

暴雪是发生在冬半年的灾害性天气，给道路交通及人民生命财产造成严重损失。对于暴雪天气过程，国内学者有诸多研究，周雪松等(2008)论证了动力锋生及其产生的锋面次级环流是造成华北回流暴雪的主要原因；诸多学者对暴雪天气过程进行了中尺度分析(高松影等，2006；刘宁微，2006；赵桂香等，2007；杨成芳等，2007；张勇等，2008)；王东勇等(2006)和崔宜少等(2008)研究指出，低空强冷平流与地面降雪强度有较好的对应关系。近年来，诸多学者对于南方冬季的降雪天气过程进行了研究；汪高明等(2005)和徐双柱等(2011)研究湖北降雪过程指出大气层结条件是产生降雪的关键；郑婧等(2010)分析了江西大雪天气的环流背景并给出概念模型；尹东屏等(2009)对江苏降雪分析指出中尺度切变线中的风速辐合是产生暴雪的关键系统；姚蓉等(2012)对湖南暴雪过程的云微物理特征及降水相态转换机制进行了数值模拟。随着多普勒天气雷达对灾害性天气的监测，不少学者利用多普勒雷达产品对强降雪天气进行研究(王丽荣等，2006；吴海英等，2007；张守保等，2008；蒋义芳等，2010；刁秀广等，2011)，旨在揭示强降雪产生的机制，为降雪预报提供理论依据。本文利用九江和南昌多普勒天气雷达资料，结合常规观测资料及NCEP再分析资料，对2011年1月19—20日九江地区罕见暴雪过程成因、流场结构和雷达回波特征进行了分析，为今后该类天气的业务预报服务工作提供参考。

1 环流背景及水汽和不稳定条件 1.1 暴雪实况和环流形势特征

受高空低槽、中低层切变线和低空急流的共同影响，2011年1月19—20日我国南方地区出现了大范围的雨雪天气过程。其中，湖北、江西、湖南、安徽等地普降暴雪(图 1a)，强降水中心位于湖北咸宁地区、江西上饶和九江等地区。据观测资料显示，19日上午九江地区为零星小雪，14:00—20:00时为小雪，19日08时至20日08时(北京时，下同)降雪量在11~20 mm之间，雪深在9~19 cm之间，其中19日20时至20日02时，降雪强度加大，九江以武宁最大，6 h降雪量达11 mm，为暴雪。1998年以来，九江冬半年雨雪天气日降雪量小于10 mm，雪深小于5 cm；只是2008年1—2月受低温雨雪冰冻天气影响，出现4次降雪过程，每日降雪量小，累积降雪量大、积雪深，造成非常严重的灾害。相比而言，这次九江暴雪历时短、强度大为十几年来少见，全市受灾人口73万人，造成房屋倒塌443间、农作物受灾面积39181 hm²、绝收面积1918 hm²、树木折断、交通堵塞等灾害，直接经济损失2.3亿元。

2011年1月18日08时至21日20时500 hPa中高纬维持两槽一脊，里海地区为低槽区，乌拉尔山以东至西西伯利亚西部地区为高压脊，西西伯利亚东部至亚洲东岸为宽广的低槽区，且贝加尔湖西部维持一横槽，槽后冷空气经河套地区东部到达长江以南地区。19日20时(图 2a和2b)西风槽移至太原—西安—成都一线，与南支槽叠加成深厚低槽，并向东移动，长江流域处于槽前西南急流气流中，700 hPa西南气流急流轴位于昆明—贵阳—长沙—南昌—杭州一线(阴影区)，急流强度从16 m·s^-1加大到22~24 m·s^-1；且700~850 hPa可见明显冷槽，冷槽中心位于湖南江西的西北侧(图 2b和2c)。19日08—20时长江以南为槽前弱脊区，700~850 hPa相对西侧冷槽而言为暖区，江西省处于此暖脊中(图 2c和2d)。20时700 hPa许昌—成都有切变线生成(图 2b)，处于切变线南侧西南急流东端的九江地区有明显的风速辐合和风速切变，有利于水汽辐合和输送。850 hPa图上，19日08时850 hPa暖切变线位于长江流域一线，20时(图 2c)，暖切变线在赣北维持；925 hPa冷的东北气流影响到华南一带，0℃线位于赣南，九江处于东北冷回流中，底层为冷空气垫(图 2d)。地面图上(图略)蒙古国西部有1060 hPa冷高压中心维持，其脊从蒙古国经河套伸到东南沿海，冷空气经河套东部源源不断扩散南下至华南地区。综上所述，强降雪即将发生前，850 hPa以上的强冷空气东移将影响江西北部，江西处于中层暖脊、西南急流东端，由来自孟加拉湾及南海的暖湿输送通道，且有辐合抬升，850 hPa以下有东北冷回流抬升暖湿空气，此配置有利于江西产生大雪(郑婧等，2010)。

19日20时200 hPa(图略)高空急流加强，大于80 m·s^-1的大风核位于恩施—武汉—安庆—杭州一线，呈东西走向，急流轴的出口处与700 hPa急流出口处相交；300~200 hPa为下沉辐散气流(图 2e)，850~400 hPa为倾斜上升气流，最强的上升气流在九江附近；导致高低空急流耦合及次级环流的形成，“抽吸”作用明显，高层辐散，中低层气流辐合上升运动加强；上下各层流场之间的风向切变和风速切变使得上升气流倾斜，有利于强化大气的抬升运动。19日08—20时700 hPa假相当位温图上(图略)，密集锋区在28°~35°N加强维持，可使冷暖空气长时间对峙，有利于切变线的稳定维持，导致锋生作用。

1.2 水汽条件和不稳定条件分析

水汽是产生降雪的必要条件之一，而大量的水汽辐合可促使暴雪得以发生发展。图 3a为九江地区水汽通量散度时序剖面图，18日20时至21日20时，925 hPa水汽通量散度为正值，表明底层无水汽辐合；18日20时至19日08时在850~650 hPa层水汽通量散度为负值，数值较小，表明水汽辐合较弱；19日08时至20日08时925~500 hPa层水汽通量散度为负值，数值增大，水汽辐合加强，九江处于水汽辐合区中，表明有充沛的水汽向中层输送。19日08时600 hPa有-14.0×10^-7 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1最强的水汽辐合中心，且水汽辐合层深厚，表明九江上空水汽充沛，为暴雪天气过程创造了极好的水汽条件。

研究表明, 许多中尺度雨带和雪带的直接原因由对称不稳定产生(王建中等, 1995；景丽等，2002；盛春岩等，2002；宋清芝等，2011)。研究指出(Benntts et al，1979)，湿位涡小于零是大气发生条件对称不稳定的条件。王建中等(1996)的研究表明，降雪带的形成与西南气流左侧存在的狭长湿位涡负值区密切相关。19日08和20时南昌探空资料表明，大气层结垂直稳定。08时K=13℃、SI=13.3℃、500与850 hPa假相当位温差值为18.8℃，20时K=11℃、SI=24.6℃、500与850 hPa假相当位温差值为21.2℃，这些指标表明南昌上空大气垂直稳定。08和20时各层湿位涡计算分析显示，江西强降雪区域上空并没有出现湿位涡负值区，图 3b给出了20时沿115.66°E湿位涡剖面，强降雪上空均为正位涡，表明江西上空不存在对称不稳定条件。

2 异常强回波的成因分析

九江雷达反射率因子显示，19日18时至20日03时是降雪回波加强与维持阶段，最大反射率因子达45 dBz以上，21:52—23:53之间有55 dBz以上甚至60 dBz强回波存在。一般降雪的回波强度在40 dBz以下，降雪回波达到这种强度非常罕见，很容易被误认为是对流性降雪回波。查询闪电定位资料表明，当日没有闪电出现，地面测站亦没有“闻雷”，即当天没有雷暴。23:05由雷达中心沿225°方向反射率因子剖面(图 4a)显示，回波顶在4 km以下(相对于地面高度也大致在5.5 km之下)，强度在45~50 dBz的强回波位于相对于雷达高度0.6~1.2 km之间(相对于地面高度也大致在2.0~2.6 km之间)。22:10时次4.3°仰角反射率因子图上(图 4b)，在2.0~2.6 km高度之间存在45~55 dBz强回波。17:00和20:00地面观测为层云，降雪是纯降雪而非雨夹雪或降雨。由南昌探空对数压力图分析可知，19日08时(图 4c)400 hPa以下为饱和层，说明云层深厚。850~925 hPa有逆温层存在，但整层温度都在0℃以下，此时降水性质应为雪。20时(图 4d)925~760 hPa之间逆温层更为明显，且出现了温度大于0℃的暖云层，760和831 hPa的气温分别为2℃和1℃，暖云层厚度达1.1 km。因为有0℃以上的暖层，雪花下降经过暖层时表面融化，使雪花外裹了一层过冷液态水，俗称湿雪，其后向散射能力与同直径大小的液态大水滴相当，因而使反射率因子突然增大。强反射率因子在21:40—23:53时段呈现出零度层亮带的特征，零度层亮带一方面是回波异常增强的原因之一，同时也说明有液态水的存在。因为液态水的密度远大于雪花密度，其下落末速度较雪花大，这可解释反射率因子异常增大的同时降雪强度显著增大。综上，强反射率因子不是由雷暴内的冰雹粒子造成，也不是由大水滴造成，而是大雪花经过0℃以上的暖云层时表面融化，产生类似于大水滴的等同效果。

3 雷达产品分析 3.1 暴雪形成阶段雷达资料特征

南昌多普勒雷达产品显示，19日14:14表现为零散且较弱的降水(图 5a)，自西南向东北方向移动；16:40回波发展成片(图 5b)，范围较大，强度有所加强，反射率因子一般在15~30 dBz之间，回波顶高一般在3~4 km左右。对应的平均径向速度图上(图 5c和5d)，低层零速度线呈“S”型，风向随高度顺转，由北风逐渐顺转为西南风，具有暖平流特征，风速随高度先增后减。1.6~1.8 km之上转为一致的西南风，且风速随高度增大。3.4 km左右高度存在明显的急流，最大径向速度在20~23 m·s^-1之间。

3.2 暴雪加强和维持阶段雷达资料特征

由九江多普勒天气雷达产品可知，降水回波在19日18时前后明显加强，次日3时前后明显减弱。其中20时至次日01时一直存在45 dBz以上的强回波区，个别时次还出现55 dBz以上强回波。九江市降水量最大的武宁县，从19日21时至23时最大反射率因子基本维持在45 dBz以上。30 dBz以上的回波呈东西带状分布，东西长约260 km，南北宽度约80 km(图 6a)，22:00—23:00回波到达最强，最大反射率因子在50~55 dBz之间(图 6b和6c), 但回波顶高变化不大，基本维持在5~6 km(图 6d)。

九江雷达平均径向速度产品显示，1.4~1.8 km高度之间零速度线呈“S”型结构，暖平流流场结构，偏东风随高度顺转为西南风，风速随高度先增后减(雷达海拔高度1370 m，因此1.4 km以下没有资料)。1.8 km以上高度为一致的西南风，径向速度等值线近乎平行，因此方向不变，风速随高度呈线性增大(图 6e和6f)。20:03在4.5~6.6 km高度之间出现速度模糊，最大径向速度在30~34 m·s^-1之间，中下层存在非常强的西南急流(图 6e)。23:05在3.5~7.5 km高度之间出现速度模糊，最大径向速度在35~39 m·s^-1之间，中、高层存在非常强的西南急流(图 6f)。两个时次相比，急流强度明显增强，急流高度也明显降低。

19日20时与08时南昌探空700 hPa风速相比明显增加，08时约15 m·s^-1，20时达到22 m·s^-1，下游探空站安庆20时700 hPa风速为14 m·s^-1，说明南昌与安庆之间存在明显的风速辐合。南昌雷达VWP产品显示，700 hPa高度的风速在14:30左右增加到20 m·s^-1，15:30左右增加到22 m·s^-1，之后基本维持在22 m·s^-1。九江雷达反射率因子产品显示，大约18:00左右回波明显发展，最大反射率因子达到45 dBz以上，也就是说700 hPa高度风速增大到20 m·s^-1约3个半小时后回波发展并维持，强降雪持续到次日02时。

分析19日08时物理量可知，强降雪区域上空700 hPa及以上存在正涡度平流，850和700 hPa高度散度场为负值区，存在辐合上升运动，利于降水产生。20时NCEP资料v-w风矢剖面显示，九江地区上空800~500 hPa高度存在上升运动，700~500 hPa上升运动更为明显(图 2e)。降雪加强和维持阶段，雷达反射率因子出现近似平行于中层急流的短带强回波(图 6b和6c)，雷达回波局部加强，主要原因是：逆温层之上大气近乎饱和，层结近乎于湿绝热层结(图 4c和4d)，即大气在逆温层之上是湿中性的，在正涡度平流和暖平流的强迫下，导致较强的上升运动(图 2e)，从而导致局部回波加强而产生较强的降雪。同时凝结潜热释放对降水也有正反馈作用，加强局部上升运动。

3.3 暴雪减弱阶段雷达资料特征

九江雷达反射率因子产品显示，降水回波在20日03时前后开始减弱，回波形态较为松散(图 7a)，10时前后降水结束。03:00—08:00之间降水回波强度虽然减弱，但范围仍然较大。08:00—10:00之间，降水回波呈零星状态分布。减弱消散阶段回波顶高维持在4~5 km高度。20日03:51九江雷达6.0°仰角V26径向速度产品显示(图 7b), 1.8 km以上为一致的西南风，风速先增后减，3.2~6.8 km高度之间出现速度模糊，最大径向速度在35~39 m·s^-1之间，最大径向速度值及所在高度与回波较强阶段几乎没有变化。

从南昌雷达3.4°仰角平均径向速度产品可以看出，02:24时次1.1 km以下为一致的北风，风速随高度先增后减(图 7c)。05:01时次1.4 km以下零速度线呈反“S”型结构(图 7d)，属冷平流流场结构，偏北风随高度转为西北风再转为西南风，风速随高度先增后减。回波减弱阶段，低层流场结构转为反“S”型结构。

3个阶段低层(1.6 km以下)风场结构特征：形成阶段与发展维持阶段低层风场结构相似，零速度线呈“S”型结构，属暖平流流场结构；减弱消散阶段流场结构与前2个阶段存在明显差异，减弱之前，低层先转为一致的北风，然后零速度线转为反“S”型结构，即冷平流流场结构。

3个阶段中下层(1.6 km以上)风场结构特征：表现为一致的西南风，风速随高度增加；风速大小差异明显，形成阶段风速明显小于发展维持和减弱阶段；发展维持阶段和减弱阶段急流中心明显降低。

刘黎平等(2003)和俞小鼎等(2006)研究指出多普勒速度场变化先于强度场的变化。中下层风速加强，急流中心降低，预示降雪回波将要发展。低层暖平流结构消失，转为一致的北风，预示降雪回波将要减弱。

4 小结

(1) 南支槽前强盛的西南暖湿气流沿低层东北冷回流在长江流域形成的冷垫上爬升是暴雪产生的动力机制；强降雪期间高低空急流的耦合作用及次级环流的形成，“抽吸”作用明显，高层辐散，中低层气流辐合上升运动加强；上下各层流场之间的风向切变和风速切变使得上升气流倾斜，有利于强化大气的抬升运动；密集锋区的稳定加强及切变线形成，利于暖湿气流沿“冷空气垫”爬升辐合，为暴雪提供了热力及水汽条件。

(2) 雷达反射率因子异常的原因主要表现在两个方面。一是类似于0℃层亮带产生的异常现象：冰晶下降经过暖层时表面融化，使冰晶外裹了一层过冷液态水，形成湿雪，同时湿雪下降过程中在高湿环境下容易产生碰粘增长，其后向散射能力与同直径大小的液态大水滴相当，从而导致了反射率因子异常增强，而无强对流天气产生。二是在正涡度平流和暖平流共同作用下产生区域性强的上升运动，同时潜热释放的反馈机制，可导致局部回波加强而产生强降雪。

(3) 中下层风速加强，急流中心降低，预示降雪回波将要发展；低层暖平流结构消失，先转为一致的北风，再转为冷平流流场结构，预示降雪回波将要减弱。降水回波3个阶段中低层流场结构有明显差异：形成阶段与发展维持阶段低层风场结构相似，零速度线呈“S”型结构，属暖平流流场结构；减弱消散阶段流场结构与前两个阶段存在明显差异，减弱之前，低层先转为一致的北风，然后零速度线转为反“S”型结构，即冷平流流场结构。中下层流场结构基本相似：表现为一致的西南气流，风速随高度增加。中下层风速在3个阶段存在明显差异：形成阶段风速明显小于发展维持和减弱阶段，发展维持阶段和减弱阶段急流中心明显降低。