引言

山东冬季降水一般为稳定性过程，但当南支槽强烈发展，暖湿空气旺盛，会伴有雷暴活动，称为“雷打雪”，该类天气因其可能伴有强降雪、雷电和冰雹等现象，且精准预报预警难度大，容易造成人员伤亡和财产损失，从而引起社会高度关注(王仁乔和宋清翠，1990；胡顺起等，2017；杜佳等，2019；李姝霞等，2023；李博等，2023；王宁等，2023)。学者们针对“雷打雪”展开了大量的个例研究，取得了一系列成果。丁栋生和李树林(1993)指出上干冷、下暖湿是这类事件发生的不稳定机制。翟亮等(2018)、周雪松等(2013)指出对流层中层增温、增湿及适宜的触发机制是该类对流天气产生的关键。郑丽娜等(2019)将山东地区的“雷打雪”事件分为暖平流型和海效应型两类，并对比分析了两类事件发生时有关要素场特征。近年来，研究发现“雷打雪”事件通常是由嵌入层状云中的高架对流单体所造成的(Holle et al，1998；Trapp et al，2001；Maesaka et al，2003；胡玲等，2020；周芳等，2021)。尤红等(2010)分析了云南省的一次“雷打雪”天气，发现其发生的高度是在对流层中高层。刘晓岳等(2020)研究指出青藏高原地区的地基雷暴移动到冷垫之上形成的高架雷暴，造成了兰州一次“雷打雪”。陈潇潇等(2015)认为苏南地区一次大范围强降雪属于冷区高架对流过程。以上研究均表明“雷打雪”天气与冷季高架对流关系密切。

Means(1952)发现有一类雷暴与经典的雷暴不同，其暖湿抬升层次不在近地面而是在850 hPa以上。Colman(1990a；1990b)首次提出高架雷暴的概念，指出高架雷暴是位于边界层以上的雷暴，通常发生在无对流有效位能、但具有条件性对称不稳定的区域附近。中国的高架对流研究起步较晚，俞小鼎等(2012；2016；2020)指出高架对流常伴随有较强的冷垫及锋面逆温，来自地面的气块难以穿越逆温层获得浮力，但逆温层以上的气块则可以通过对流层中低层辐合切变线、锋面环流上升支或大振幅的中尺度重力波的抬升而触发对流。孙继松等(2014)系统地总结和概括了中国不同区域高架雷暴天气的形势配置、热动力结构、造成的天气以及不同区域高架雷暴的特殊性。盛杰等(2014)对3年的中国春季冷锋后高架对流个例进行了分析，指出其主要发生在我国南方地区，预报着眼点为850 hPa和700 hPa大气相对湿度在70%以上，700 hPa与500 hPa的温差达16℃以上。曹舒娅等(2018)对冷季江苏地区12次典型的高架雷暴进行分析，表明强垂直风切变、850 hPa附近强烈的锋生导致的锋面次级环流，高空槽前正涡度平流随高度增加等，为高架雷暴的发生和维持提供了动力抬升条件。刘洲洋等(2018)对泛华北地区16年的冷季高架对流研究后发现，河南中北部、山东西部及河北中南部是多发地带，2月和11月是冷季高架对流发生最多的月份，但12月由于被抬升的近地面空气温度较低，对流难以触发和维持，发生概率大幅降低。另外，吴乃庚等(2013)、张一平等(2014)、陈淑琴等(2019)、冯丽莎等(2020)和齐道日娜等(2024)也进行了相关的研究。

2023年12月14日，山东出现了一次极端强降雪并伴有雷暴事件，影响范围广，持续时间长，闪电密度大，引起气象工作者、媒体和民众的高度关注。本次过程最大降雪量和最大小时降雪量分别为26.6 mm(大暴雪)和7.6 mm，多站突破历史同期极值。在12月中旬气温如此低、对流难以触发和维持的气候大背景下，雷暴产生和维持的不稳定机制值得关注和深入分析。本文利用常规观测资料、闪电定位资料、雷达资料和ERA5再分析资料等，从不稳定机制角度出发，探讨其热动力学成因，以期为冬季强对流暴雪预报提供有价值的参考，提高公共气象服务能力。

1 天气实况

2023年12月13—15日，华北南部、黄淮地区出现一次持续性大范围雨转雪天气，其中14日山东地区降水特征最为复杂，08:00前(北京时，下同)，鲁西北和鲁中以降雨为主，之后伴随着冷空气持续补充，自西向东由雨、雨夹雪、冻雨或冰粒转为降雪。鲁西北、鲁中等多地监测到较强雷电活动(图 1)，集中出现在14日11:00—16:00。11:00—16:00，山东境内共探测到总闪99次(云闪27次，地闪72次)，其中正(+)地闪27次，负(-)地闪45次。14:00总闪和地闪频次达到峰值，分别为53次和36次，地闪约占总闪的68%，最大雷电流强度为91.71 kA(13:57，滨州市博兴县境内)。强降雪主要发生在14日午后，降雪量极端，累计雪量大，14日08：00至15日08：00有28个站达到暴雪及以上量级，平原等8个站出现大暴雪(平原站最大，26.6 mm)，临清等23个站降雪量突破本站12月历史极值。降雪强度大，最大小时降雪量为7.6 mm(平原站，14日13:00—14:00)。过程期间，鲁西北和鲁中出现明显积雪，最大积雪深度达23 cm(德州夏津和平原)，造成城市运行和交通运输受阻，对人民生产生活造成较严重影响。

2 环流背景

14日08:00，500 hPa中高纬度地区从贝加尔湖到新疆为东北—西南走向的横槽，槽底有短波槽分裂东移，横槽前部风场与温度场近乎正交，冷平流显著。山东位于宽广的河套短波槽槽前，西太平洋副热带高压位置偏西偏北，588 dagpm线与120°E经线相交于28°N附近，120°~130°E有沿海高压脊形成下游阻挡形势。南支系统活跃，槽前西南暖湿气流发展旺盛。700 hPa(图 2a)环流的经向度大，河套北部西风槽后伴随显著冷锋东移，温度梯度大，10个纬度内温差近20℃；南支槽前有强西南低空急流，与温度场的夹角大，暖湿平流强盛，黄淮地区暖脊伸向华北。山东位于低空急流轴的左前侧(山东南部最大风速可达20 m·s^-1以上)，有明显的风速辐合。700 hPa强盛西南急流为过程提供了充足的水汽，山东地区比湿为5~7 g·kg^-1，达到了本地区暴雪的预报指标(杨成芳等，2013；阎丽凤和杨成芳，2014)。中层较强的暖湿平流，一方面提供了有利的水汽条件，另一方面使逆温层上的不稳定层结不断加强。850 hPa(图 2b)西南涡东侧有暖式切变线向山东中南部伸展，山东地区等温线较密集，大气斜压性强。925 hPa切变线位于江苏中部，有超低空东北气流，最大可达16 m·s^-1。14日08:00—11:00，地面图上寒潮冷高压中心(1080 hPa)在贝加尔湖西部，冷高压控制我国东北、华北地区，江苏中部地区有倒槽北伸，山东地区等压线密集(图 2c)，处于地面冷高压前部和倒槽北部的东北气流中。200 hPa处于高空急流轴附近，高空动力抽吸作用显著。

14日08:00章丘探空资料显示(图 2d)，900 hPa以下以东北风为主，形成了较为稳定的冷垫，冷垫底部和顶部的温差达4.6℃，700~500 hPa为一致的西南气流，在冷垫之上和700 hPa之间有多层逆温，最强逆温出现在870 hPa附近，93 m的高度内气温升高了3.1℃。低层冷垫配合900~740 hPa强的逆温层，有利于高架雷暴的发展和维持。700 hPa以下温度和露点温度完全重合，对流不稳定能量弱，仅为0.4 J·kg^-1，但垂直风切变非常强，0~6 km、0~3 km风矢量差分别为30.6 m·s^-1和16.7 m·s^-1，大气有强的动力不稳定和斜压性，强垂直风切变和对流层中低层的暖湿气流，为冬季对流性天气的发生提供了动力和热力不稳定条件。

3 “雷打雪”天气形成的物理机制 3.1 强降雪前低层冷垫的形成

对流天气发生在地面冷锋后部是高架雷暴区别于地基雷暴的重要特征之一。在地面形势场上，山东地区南部是倒槽北侧的东北气流，北部有回流而下的冷空气，山东全境均为东北风(图 2c)。本文利用锋生函数F、假相当位温的密集区和温度的变化特征相互印证，确定这是一次高架雷暴过程。锋生函数F采用式(1)计算(朱乾根等，2000)，F>0时为锋生，F＜0时为锋消。

$ F=\frac{1}{2}|\nabla \theta|[D \cos (2 \beta)-\delta] $

(1)

式中：D为水平风切变(变形项)，δ为散度，β为膨胀轴与等位温线的夹角，θ为位温。

从图 3锋生函数、假相当位温(θ_se)和风场的配合来看，14日08:00 1000 hPa层锋生函数和假相当位温梯度密集区位于山东东部沿海(图 3a)，锋生函数大正值中心配合假相当位温梯度大值区，说明地面冷锋前沿已到达山东东南部海上。同时，925 hPa鲁中地区锋生带较显著，锋生函数梯度大值轴随高度明显向北倾斜，925 hPa冷锋前沿影响到鲁中。鲁中地区锋生函数最大值为3×10^-9~4×10^-9 K· m^-1·s^-1(图 3b)，之后锋面继续加强南压，10:00—11:00 925 hPa鲁中南部锋生函数中心值增大至5×10^-9~7×10^-9 K·m^-1·s^-1(图 3c，3d)。因此，在高架雷暴发生时，鲁西北、鲁中西部地区处于地面和低层冷锋的后部，雷暴出现在地面先行冷锋后350 km，925 hPa锋生区110 km左右。

地面加密自动气象站资料分析发现(图 4)，在山东地区强降雪开始前，低层冷空气活跃，冷空气取偏东路径自华北东部回流，持续补充南下。14日08:00—14:00，通常由于气温的日变化，此阶段气温应逐步升高，但鲁西北、鲁中地区的气温不升反降。以鲁西北地区的夏津站为例，05:00气温为-0.4℃，08:00气温升高了1.0℃，为0.6℃，而11:00气温下降为0.2℃，14:00为-1.7℃(图 4a)；临清站05:00气温为-1.1℃，一直到08:50气温升高1.5℃，为0.4℃，11:00气温开始持续显著下降，为0.1℃，12:00为-1.7℃，13:00为-2.5℃，14:00为-3.3℃，15:00为-3.5℃(图 4b)；鲁西南的站点也有类似的特征，冠县站07:00气温为-1.6℃，10:00气温有所升高为-1.0℃，10:00—11:00气温开始下降，11:00为-1.6℃，12:00为-2.6℃，13:00为-3.0℃(图 4c)。与此相配合，鲁西北、鲁中地区低层东北风速稍有增强。平原站为24 h最大降雪量和最大小时降雪量站(图 4d)，其气温下降趋势较缓，但东北风力相对其他站更加强劲，同样具备以上三站相似的特征。11:40前后，山东冠县东南侧15 km以内(36.4°N、115.6°E)初次监测到雷电活动，之后山东地区的雷电活动逐渐活跃，13:00—14:00最为密集，因此，在强降雪和雷电产生前，低层的冷垫已经形成，符合冬季高架雷暴的结构配置(俞小鼎等，2020)，强降雪与地面冷锋后部、低层冷垫之上的高架雷暴活动密切相关。

3.2 强降雪的不稳定机制

对于高架对流，俞小鼎等(2016；2020)指出其不稳定机制有如下三种：条件性不稳定引起的垂直对流；条件性对称不稳定引起的倾斜对流；近湿中性条件下由锋生运动引起的强迫对流。统计发现，高架雷暴典型的动力学不稳定机制为条件性对称不稳定(农孟松等，2013；黄小刚等，2017；马曼曼，2021)；但泛华北地区的不稳定机制通常是由条件性对称不稳定和锋生运动引起的(刘洲洋等，2018)。另外，有研究指出对流性雨带中还存在位势不稳定和对称不稳定共存的情况(费建芳等，2009；王宗敏等，2014)。

济南章丘站08:00探空显示，冷垫之上大气层结递减率接近湿绝热递减率或存在逆温，但露点温度分布为“下湿上干”，600 hPa以下均为湿层，此时可能存在在条件稳定的气层经过低层冷垫的整层抬升后，导致条件不稳定的情况，即位势不稳定或对流不稳定。其产生的判据是假相当位温随高度递减(王秀明等，2014；俞小鼎等，2020)，即：

$ \frac{\partial \theta_{\text {se }}}{\partial z}＜0 $

(2)

对称不稳定是在惯性稳定和对流稳定的情况下，气块做斜升运动时产生的不稳定，锋面附近带状雨带的形成通常与对称不稳定机制有关。本文采用湿位涡(MPV)作为条件性对称不稳定的判据。湿位涡作为综合反映大气动力、热力和水汽作用的物理量，被广泛应用到暴雪分析中(齐道日娜等，2024；章丽娜等，2018)。湿位涡可分为两个部分：

$ \mathrm{MPV1}=-g(\zeta+f) \frac{\partial \theta_{\mathrm{se}}}{\partial p} $

(3)

$ \mathrm{MPV2}=g\left(\frac{\partial v}{\partial p} \frac{\partial \theta_{\mathrm{se}}}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial p} \frac{\partial \theta_{\mathrm{se}}}{\partial y}\right) $

(4)

式中：MPV1为湿位涡的垂直分量(湿正压项)，MPV2为湿位涡的水平分量(湿斜压项)。若大气为对流稳定时，MPV1>0。MPV2包含了水平风速和湿斜压锋区，本质上是判断条件性对称不稳定的一个判据，MPV2＜0代表存在条件对称不稳定，且绝对值越大，说明风的垂直切变和大气斜压性越强(孙继松等，2014；王宁等，2023)。当满足MPV1>0和MPV2＜0时，表示大气为对流稳定状态，但仍可以发展斜升气流，即存在条件性对称不稳定。

由于高架雷暴的触发层是在冷垫之上，分析此阶段冷垫之上的锋生函数发现，850 hPa及以上层次锋生函数极小或为锋消区，无明显的锋生(图略)，因此由锋生运动引起的次级环流强迫不是本次过程的主要不稳定机制。沿700 hPa西南低空急流方向对强降雪发生前的不稳定参数进行垂直剖面(图 5a~5d)。对比同时刻图 5a~5d位势不稳定区的时间演变特征和图 6中700~500 hPa中低空急流发现，位势不稳定是在雷暴发生前期伴随着700~500 hPa中低空急流向北推进，逐渐建立并加强，与中低层西南急流的北推在时间上有良好的对应关系。14日09:00，位势不稳定区位于700~500 hPa、36.2°N以南(图 5a)。10:00前后，位势不稳定到达冠县附近(图 5b)，比本地雷电发生时间提前超过1 h。11:00中低空急流继续向北推进，位势不稳定区也在向北发展(图 5c，6c)。12:00位势不稳定区向北伸展至37.2°N附近(图 5d)，正好位于平原站上空，850 hPa为16 m·s^-1的东北风，700 hPa为22 m·s^-1的西南风，垂直风切变强，之后的1 h，13:00－14:00平原小时降雪量为7.6 mm。以上分析可见，位势不稳定的建立几乎同步于中低空700~500 hPa急流的北伸(图 6)，与700~500 hPa上20 m·s^-1风速前沿的向北推进在时间上具有高度的一致性，超前于最强降雪和雷电，提前量在1~2 h。

中低空700~500 hPa西南急流对位势不稳定形成起了重要作用。从假相当位温和温度平流的垂直变化(图 7)可看出，伴随着700~500 hPa西南急流增强，14日08:00—11:00中低层暖平流增强，假相当位温不断增大，不稳定能量被积累，以700~400 hPa增加最为显著。另外，从低层来看，10:00开始近地面附近的冷平流也趋于显著，与图 4c中冠县站10:00—10:30之后地面温度的持续下降时段相吻合。11:00前，急流的推进使假相当位温随时间增大。11:00—13:00，600~300 hPa出现冷平流，暖平流层次有所降低，表现在600~500 hPa的暖平流被取代，但其下部600 hPa以下层次暖平流强度更强。此时，高层500 hPa冷平流叠置于低层925~600 hPa暖平流之上，700~500 hPa假相当位温随高度减小的特征更加显著，冷垫之上“上冷下暖”的不稳定层结不断被强化。因此11:00—13:00，冠县站小时降雪量均在4 mm以上，12:00—13:00小时降雪量达到5.5 mm。以冠县站为代表站，计算了14日08:00—14:00逐时850~400 hPa假相当位温随时间的变化(表 1)，进一步验证了降雪开始阶段(11:00之后)650~500 hPa假相当位温值随高度减小的特征，与图 5位势不稳定区域出现的高度相吻合。

从湿正压项MPV1沿116.5°E垂直剖面可以看到，14日11:00(图 5e)，MPV1沿着冷垫方向向北、向上爬升。14:00(图 5f)，MPV1正值区范围扩大，强度加强，35.5°~36.5°N上空800 hPa附近MPV1均为正值。MPV2与MPV1的分布走向类似，在700 hPa以下基本为负值。鲁西北上空出现了MPV1>0和MPV2＜0的配置，表明鲁西北上空存在对称不稳定。低层对称不稳定的层次主要是在700 hPa以下，其高度低于位势不稳定层(图 5)。因此，暖湿气流沿低层冷空气垫强迫爬升过程中，冷垫之上浅薄的层次内可发展出斜升气流。18:00后(图略)该区域对称不稳定强度显著减弱并逐渐消失。可见，本次暴雪对称不稳定与位势不稳定机制共存，即存在对流-对称不稳定机制，但二者位于不同层次上。对称不稳定位于700 hPa以下，当西南暖湿气流沿低层冷垫强迫爬升，在冷垫之上浅薄的层次内发展出斜升气流，而位势不稳定区是伴随700~500 hPa中低层西南气流向北推进建立的。当低层对称不稳定环境中暖湿空气沿锋面整层抬升后，倾斜对流发展，在700~500 hPa西南暖湿气流形成的位势不稳定区内继续发展，潜在不稳定转化为真实不稳定，能量进一步释放，在该区域发展出深厚强烈的垂直上升运动，引起带状强对流性暴雪。

3.3 不稳定的触发

除了冷空气楔入暖空气下，有西南暖湿气流在冷垫之上的动力强迫抬升外，通过形势分析发现，700 hPa以上鲁西北地区处于高空西风槽前(图 2a)和低空西南急流的左前侧，均有利于上升运动的建立和发展。分析涡度、垂直速度等物理量的垂直廓线发现(图 8)，900 hPa以下为东北气流，800 hPa以上转为西南风；温度层结来看，中层受西南暖湿气流影响，气温高于低层，接近或略低于0℃。14日10:00前后，500 hPa西南低空急流20 m·s^-1风速前沿伴随位势不稳定区，在向东北方向发展刚刚到达冠县(图 5a~5d)，冠县800~500 hPa存在较强垂直上升运动(图 8a₁)，垂直运动的层次深厚，极大值出现在500 hPa附近，最大上升气流为-20× 10^-3 hPa·s^-1。因此，高架对流强烈垂直上升运动的发展还与700~500 hPa附近风速的增强和对流的触发等因素有关：在中层700~500 hPa风速增强后，槽前正涡度平流加强，根据准地转理论槽前正涡度平流随高度增加，且700~500 hPa为暖平流，造成垂直上升气流加强。从700~500 hPa风速的大小来看，沿急流方向(图 6)，南部风速大于北部，说明急流上有明显的风速辐合或脉动，也加强了中层的辐合和垂直上升运动。由于最大上升气流达到-20× 10^-3 hPa·s^-1，表明过程中伴随了中小尺度系统的活动，当天气尺度系统东移和冷垫强迫抬升造成天气尺度上升运动之后，引发上升气流使中层条件不稳定增强，不稳定能量释放从而引发大气对流运动，造成上升运动显著增强。

比湿的分布呈现中间大、上下小的特点，中层比湿在5 g·kg^-1左右。从散度场来看，中层550 hPa附近的辐合配合450 hPa以上层次的高层辐散，增强了垂直上升运动。低层辐合中心位于急流轴左侧，与200 hPa高空急流辐散区相叠加。随着时间演变，中层风速的大数值区自南向北推进(图 8)，14日11:00前后，冠县和平原之间的临清站上升运动极值较其前一时刻明显增强，由-10×10^-3 hPa·s^-1增强到-17×10^-3 hPa·s^-1。10:00—12:00低层特别是700~500 hPa风速有增强的趋势，从10:00的16 m·s^-1增大到12:00的20 m·s^-1。12:00中层强上升运动中心明显北移，11:00—16:00自西南向东北，聊城、德州、济南等多地陆续出现闪电，与西南低空急流沿黄河一线向东北方向移动的时间一致，强烈的上升运动有利于水汽的凝结，与强降雪时段相对应。因此，高架对流上升运动的发展与冷垫抬升、中层风速的增强和对流的触发有关，槽前上升气流的加强触发了位势不稳定能量释放，有利于中小尺度系统发展，因此出现强降雪并监测到强烈、高频的雷电活动。为更好地理解此次物理过程，结合高架对流暴雪的触发与不稳定机制，给出概念模型(图 9)。

4 雷达回波特征

雷电是由积雨云中冰晶“温差起电”以及其他起电作用所造成的，雷暴中的雷电与对流活动呈正相关。从济南章丘站探空资料看，0、-10、-20、-30℃的高度分别为0.4、5.1、6.3、7.5 km。雷电发生时鲁西北地区最低云顶亮温在-50℃左右，云顶高度最高为9~10 km，系统发展高度较高。回波顶高大多在6~8 km，最高为10~11 km，超过了-30℃层高度。降水回波向东北移动，以大范围的混合型回波为主，有东北—西南向排列的多个较弱的对流块和絮状单体回波，与急流推进对应较好，回波主要集中在20~35 dBz，最强可达45~50 dBz。

14日10:05聊城雷达0.5°仰角基本反射率因子垂直剖面(图 10a)可见，在鲁西北上空的大片层状云中，沿垂直于低空急流方向有较强对流单体发展(图 10a对流单体1~5)，对流在逆温层上触发，旺盛区高度为3~4 km。11:00—16:00时段内出现“雷打雪”天气，降雪过程中，回波较之前减弱，11:37对流单体1~3(图 10b)弱于图 10a中的对流单体1~5，回波主要集中在20~35 dBz，但35 dBz回波伸展高度达-20~-10℃层，说明在此期间对应的云体中有较强上升气流，使其迅速增强、发展高度更高。尽管从雷达图上看，对流云降水特征不典型，但云顶高度很容易达到-20~-10℃层高度，此高度大量过冷却水冻结成冰晶，容易导致温差起电，所以伴随降雪的出现，沿黄河的鲁西北、鲁中大部分地区都出现了雷电。

双偏振产品中，相关系数反映了粒子的均匀一致性，因此混合相态与纯雨和纯雪的相关系数(CC)有明显差异。差分反射率因子(Z_DR)反映粒子水平和垂直尺寸的不同，回波强度有差异。图 8b临清站(位于聊城雷达径向351°、36.7 km)的垂直廓线显示850~700 hPa温度略高于0℃，代表该高度存在融化层。当存在中层融化层时，雪花或冰晶降落到0℃层附近，表面发生融化可使雷达反射率突然增大，即2.4°仰角之上的基本反射率因子产品通常可以看到有0℃层亮带，也可以借助Z_DR环和CC环识别0℃层亮带。14日10:05聊城雷达回波(图 11a)主要集中在20~35 dBz，最强可达45~55 dBz。从CC分布(图 11b)可看出，2.4°以上仰角有低CC环，6.0°仰角距雷达中心19 km处(2.3 km高度) CC环非常清晰，其区域的相关系数为0.80~ 0.92，CC环之内和CC环之外相关系数均为0.99~1.00，该差异是由于降水粒子相态的改变造成的。Z_DR产品上相同位置处也存在Z_DR环(图 11c)，Z_DR为1.5~ 3.5 dB，最大可达5 dB，Z_DR环之内和之外均较小，即存在0℃层亮带。差分传播相移率(K_DP)也有明显的近半圆状的增强区域(图 11d)，位于雷达的西—西北—北部。因此，该阶段降水仍以降雨为主。

10:26之后，聊城附近上空的0℃层亮带高度由2.3 km开始下降，CC环和Z_DR环不断收缩至消失，CC增大逐渐趋近于1，预示降水相态由雨向雪转变。降水回波14日10:30开始影响平原，反射率因子为20~30 dBz，最大40 dBz，CC为0.99~1.00，降水粒子均一性高，在粒子相态产品HCL上识别为干雪，已经完成了相态的转换(图略)。因此，强烈的雷暴活动发生在转雪之后的阶段。

5 结论

利用常规观测资料、闪电定位监测、雷达资料和ERA5再分析资料等，分析了2023年12月14日山东地区的一次“雷打雪”天气过程，探讨了本次过程的成因和机制，得到以下结论：

(1) 利用锋生函数、假相当位温的密集区和地面温度的变化特征相互印证，确定了雷暴和强降雪出现在地面冷锋的后部，低空有深厚稳定的冷垫，逆温层之上存强盛的暖湿空气，具有产生高架雷暴的环境。本次过程垂直风切变非常强，0~6 km、0~3 km风矢量差分别为30.6 m·s^-1和16.7 m·s^-1，大气有强的动力不稳定和斜压性，强垂直风切变和对流层中低层的暖湿气流，为冬季对流性天气的发生提供了动力和热力不稳定条件。

(2) 结合本次暴雪的触发与不稳定机制，给出物理过程概念模型。暴雪期间，对称不稳定与位势不稳定同时存在，即存在对流-对称不稳定机制。对称不稳定和位势不稳定存在于不同层次上：对称不稳定主要位于700 hPa以下，当暖湿气流沿低层冷空气垫强迫爬升过程中，在冷垫之上浅薄的层次内发展出斜升气流，而随着700~500 hPa中低层西南气流的推进建立了位势不稳定。当低层对称不稳定导致的倾斜对流发展到700 hPa以上层次之后，位势不稳定能量得以释放，发展出深厚强烈的垂直上升运动。低层对称不稳定的能量释放形成带状降水，继续沿锋面上升，在对流层中层具有位势不稳定环境中继续发展，引起带状强对流性暴雪。位势不稳定的建立与700~500 hPa上20 m·s^-1风速前沿的向北推进在时间上具有高度的一致性，超前于最强降雪和雷电，提前1~2 h。

(3) 高架雷暴的触发除了与低层冷垫动力抬升有关之外，还与700~500 hPa附近风速的增强有关：在中层700~500 hPa风速增强后，槽前正涡度平流加强，进而造成上升气流加强，强上升气流触发对流活动，造成强降雪和强烈、高频的雷电活动。尽管本次高架雷暴强降雪时段的反射率因子主要集中在20~35 dBz，但回波顶高超过了-30℃层高度，35 dBz的回波伸展到达-10℃层高度之上，因此仍需高度关注冬季雷电的发生。双偏振产品中Z_DR环和CC环对转雪时间有较好的指示意义。