南方气旋是生成于25°N—35°N之间的锋面气旋, 主要包括江淮气旋、黄淮气旋和东海气旋。有些南方气旋入海后向东北方向移动并快速发展, 可给东北地区带来大范围的雨雪天气, 这类气旋称为北上气旋。北上江淮气旋是造成东北地区暴雪的非常重要的一类天气系统(赵广娜, 2011; 阎琦等, 2012), 造成的降雪量大, 持续时间长, 影响范围广, 可造成超历史极值的降雪, 导致严重的灾害。如2007年3月3—5日的特大暴雪天气就是由江淮气旋北上引发的, 东北地区多地累计降雪量超过50 mm, 鞍山过程降雪量达78 mm。据统计, 这次暴风雪事件造成严重的灾害, 直接经济损失61.7亿元(孙建奇等, 2009)。气象工作者对这次暴风雪天气进行了诊断和模拟研究(白人海等, 2008; 秦华锋等, 2008)。高松影等(2009)指出高层正涡度平流及低层暖平流的共同作用是江淮气旋生成和发展的主要原因, 高层副热带西风急流和极锋急流的辐散场及干侵入有利于气旋进一步发展。孙欣等(2011)的研究表明, 深厚强锋区上有效位能释放, 为这次暴雨雪天气提供能量, 非地转湿Q矢量辐合激发的次级环流促进了强降水的发生发展, 低层锋区位置一定程度上决定了地面降水相态。2013年11月24—26日的特大暴雪天气也是由北上江淮气旋爆发性发展引发的, 黑龙江东部出现特大暴雪, 双鸭山和集贤站的过程降雪量分别达60.0和43.0 mm(任丽等, 2015)。

据统计, 发生在中国北方的暴风雪大都是由爆发性发展的温带气旋造成的(丁治英等, 1998; 孙艳辉等, 2017)。盛春岩等(2002)和王东海等(2013)的研究表明, 温带气旋降雪中有对称不稳定发展。张楠等(2014)使用数值模拟分析了两次暴雪落区特征, 认为暴雪落区与锋面结构和气旋热力结构有关。刘晶等(2018)的研究表明, 地形强迫抬升和中低层的锋生作用促进暴雪产生。温带气旋降雪相态复杂, 降水过程中常有雨雪相态的转换(梁军等, 2010; 刘畅等, 2016; 杨晓亮等, 2014; 张俊兰等, 2017)。

欧美的暴风雪也大多与温带气旋的发展登陆有关。一些学者从高低空急流相互作用(Moore et al, 1988)、对称不稳定和锋生(Sanders, 1986; Shea et al, 1993)、地形强迫抬升(Funk et al, 1995)和中尺度重力波(Uccellini et al, 1987; Schneider, 1990; Powers et al, 1993; Pokrandt et al, 1996)等方面对温带气旋中尺度雪带的形成和维持机制进行了深入的研究。Moore et al(2005)认为强降雪发生在距离地面气旋中心200~250 km的西北“锢囚”象限。Nicosia et al(1999)等概括了冬季北美温带气旋背景下高低空天气系统配置和降雪落区的概念模型。Novak et al(2006)通过集合预报产品, 分析了气旋的产生以及不稳定和锋生区, 从而能成功预报出中尺度雪带。

上述研究加深了对温带气旋降雪的认识, 但我国对温带气旋暴雪的研究零散而缺乏深度, 所得结论都是零散的个例研究结果, 为了对影响东北的北上温带气旋暴雪有更全面的认识, 本文对2000—2016年由北上温带气旋引发的东北地区暴雪过程进行统计, 研究北上温带气旋暴雪的统计特征, 包括气旋的路径、强度、降水、水汽和热动力特征, 为北上温带气旋暴雪预报提供参考依据。

所用资料包括2000—2016年micaps常规观测、24 h和6 h地面降水资料以及美国NCEP的FNL资料, 水平分辨率为1°×1°, 时间分辨率为6 h, 垂直方向共26层。采用拉格朗日观点下的动态合成法来研究北上温带气旋暴雪的环境场特征, 公式为:

其中: S_t(x, y)为t时刻物理量场, $ \overline{{{S}_{t}}}\left(x, \text{ }y \right) $为其样本平均, (x, y)为所选区域的坐标, N为样本总数。以降水中心为合成中心, 沿南北方向选取一个20×20经纬度的正方形区域进行动态合成, 垂直方向从1 000~100 hPa, 共21层。合成分析包括水平风、水汽通量、水汽通量散度、假相当位温和散度等。

选取研究个例的标准为受温带气旋北上影响, 黑龙江、吉林和辽宁省日降雪量[前一天08:00(世界时, 下同)到当日08:00的降雪量]大于10 mm的站点有5个以上称为暴雪日, 从降雪开始到结束定义为一次暴雪过程。

文中所用的地图底图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)2882的中国地图制作, 底图无修改。

对2000—2016年11月到次年3月由温带气旋北上引发东北地区的暴雪过程进行普查, 共筛选出17次暴雪过程(表 1)。该类暴雪年平均1次, 但并不均匀, 有6年未发生该类暴雪, 2007年发生次数最多, 达3次, 其他年份大多为每年1~2次[图 1(a)]。从暴雪月际分布看, 暴雪在3月、11月和12月都发生了4次, 1月发生较少, 为2次[图 1(b)]。

表 1(Table 1)

表 1 2000—2016年影响东北的北上温带气旋暴雪个例 Table 1 Cases of northward extratropical cyclone snowstorm affecting Northeast China from 2000 to 2016 序号 类型 主要降水时段 24 h最大降雪量 其他主要天气系统 站点 降雪量/mm 1 低涡型Δ 2000年1月4—6日 宝清 20 700和850 hPa低涡及东南低空急流 2 低涡型 2007年2月13—14日 图门 17 700和850 hPa低涡及西南低空急流 3 低涡型Δ 2007年12月27—30日 富锦 21 700和850 hPa低涡及偏东风低空急流 4 低涡型 2010年3月14—15日 辉南 30 700和850 hPa低涡及西南低空急流 5 低涡型Δ 2012年11月10—13日 鹤岗 20 700和850 hPa低涡及偏南风低空急流 6 低涡型Δ 2014年11月30日至12月1日 珲春 24 700和850 hPa低涡及偏南风低空急流 7 低涡型 2016年1月18—19日 绥芬河 22 700和850 hPa低涡及东南低空急流 8 浅槽型 2000年11月19—20日 辉南 14 700和850 hPa槽及西南低空急流 9 浅槽型Δ 2002年12月15—16日 宽甸 18 700 hPa槽、850 hPa低涡及偏南风低空急流 10 浅槽型Δ 2003年11月19—21日 伊春 18 700 hPa槽、850 hPa低涡及西南低空急流 11 浅槽型Δ 2004年2月21—22日 集安 34 700 hPa槽、850 hPa低涡及西南低空急流 12 浅槽型Δ 2009年2月12—13日 通化 37 700 hPa槽、850 hPa低涡及西南低空急流 13 浅槽型 2009年3月21—22日 方正 17 700 hPa槽、850 hPa低涡及西南低空急流 14 浅槽型Δ 2010年3月19—21日 东港 21 700 hPa槽、850 hPa低涡及西南低空急流 15 浅槽型Δ 2016年12月21—22日 长白 19 700 hPa槽、850 hPa低涡及西南低空急流 16 深槽型Δ 2007年3月3—5日 鞍山 59 700hPa和850hPa低涡及西南低空急流 17 深槽型Δ 2013年11月24—26日 双鸭山 57 700 hPa和850 hPa低涡及东南风低空急流 Δ表示用于500 hPa环流形势合成的个例

表 1 2000—2016年影响东北的北上温带气旋暴雪个例 Table 1 Cases of northward extratropical cyclone snowstorm affecting Northeast China from 2000 to 2016

图 1(Fig. 1)

图 1 2000—2016年影响东北的温带气旋暴雪的年际(a)和月际(b)分布 Fig. 1 Annual (a) and monthly (b) distribution of extratropical cyclone snowstorm affecting Northeast China from 2000 to 2016

温带气旋北上有独特的环流形势, 北支槽、中支槽及南支槽合并形成深槽, 槽前西南气流引导地面气旋北上, 槽的强弱决定槽前偏南风分量大小, 从而决定温带气旋向东北移的路径更偏北或更偏东, 引起气旋降水范围和强度有所不同。康玲等(2000)和周倩等(2011)根据500 hPa环流形势对暴雪天气分型取得较好效果, 因此根据500 hPa环流形势和影响系统对北上温带气旋暴雪进行分型。采用如下标准:如果影响槽的北部内蒙古或东北一带一直有低涡维持定义为低涡型; 当影响槽的北部没有低涡, 影响槽为北支槽和中支槽合并形成相对平浅的槽定义为浅槽型; 当影响槽为北支槽、中支槽和南支槽合并形成的深厚大槽定义为深槽型。北上温带气旋暴雪大致可分为三种类型:低涡型(7次, 占41.2%)、浅槽型(8次, 占47.1%)、深槽型(2次, 占11.7%)。可见, 浅槽型暴雪次数最多, 低涡型次之, 深槽型最少。选取表 1中典型的低涡型(4次)、浅槽型(6次)和深槽型(2次)暴雪个例(表 1中带Δ号的个例)的500 hPa位势高度场分别合成, 得到500 hPa不同类型暴雪的环流特征。

低涡型:该类型东亚中高纬为两脊一槽型, 巴尔喀什湖附近为一宽广的高压脊, 苏联远东地区为一西北-东南向高压脊, 内蒙古和东北地区有低涡, 该低涡在暴雪过程中一直存在。低涡南伸槽前和苏联远东脊后的东南风源源不断输送暖湿气流到东北地区[图 2(a)]。

图 2(Fig. 2)

图 2 低涡型(a)、浅槽型(b)和深槽型(c)暴雪500 hPa合成位势高度场(单位: gpm) Fig. 2 Composite 500 hPa potential height field of low vortex (a), shallow trough (b) and deep trough (c) snowstorm patterns. Unit: gpm

浅槽型:该类型中高纬环流较为平直, 巴尔喀什湖附近为一弱脊, 120°E附近自内蒙东部到苏皖为一低压槽, 槽底在30°N附近, 南支槽偏西, 在110°E附近, 日本海上空的脊较弱[图 2(b)]。

深槽型:该类型巴尔喀什湖附近的脊非常弱, 日本东部为南北走向强高压脊, 大兴安岭北部到内蒙古东部为深厚的北支槽, 从辽宁北部向南直到我国华南为另一深槽, 北支槽位相最初落后于中支槽和南支槽, 随后三者同位相叠加。北支槽后西北气流引导西伯利亚冷空气南下, 南支槽槽前的西南气流引导暖湿空气北上, 二者在东北地区交汇[图 2(c)]。

图 3为各类暴雪的气旋移动路径, 气旋均向东北方向移动, 但低涡型[图 3(a)]和深槽型[图 3(c)]暴雪的气旋向东移动比浅槽型[图 3(b)]小得多。低涡型和深槽型气旋路径基本为东北路, 浅槽型气旋路径为东北偏东路。低涡型暴雪的气旋生成于长江口或黄海, 其中一个气旋北上过程中与蒙古气旋合并, 路径西折, 其他三个气旋经日本海东北移[图 3(a)]。浅槽型暴雪的气旋多数生成于苏皖, 个别在东海生成, 气旋经黄海北上, 经日本海后继续向东移动, 可到达太平洋继续发展, 移速快, 路径长[图 3(b)]。深槽型暴雪的气旋均在安徽附近生成, 路径非常相似[图 3(c)], 84 h后可到达更偏北、偏东的鄂霍次克海地区(图略)。可见, 气旋路径与500 hPa环流形势和引导气流密切相关, 低涡型和深槽型暴雪引导气流的北风分量比浅槽型暴雪大得多, 导致气旋路径更偏北, 对东北的影响更大, 暴雪持续时间更长。

图 3(Fig. 3)

图 3 低涡型(a)、浅槽型(b)和深槽型(c)暴雪气旋54 h移动路径 Fig. 3 Cyclone track of low vortex (a), shallow trough (b) and deep trough (c) pattern snowstorm in 54 hours

从各类暴雪的气旋海平面气压变化(图 4)可以看出, 低涡型[图 4(a)]气旋生成时气压大多在1 010~1 015 hPa, 生成后气旋最低加深到975 hPa, 有1个气旋在第48 h消亡。浅槽型[图 4(b)]暴雪气旋部分生成于陆地, 气旋产生初期, 缓慢加强; 气旋入海后, 由于摩擦减小及海面加热, 气压开始快速降低, 随气旋移出日本海到达太平洋, 气旋迅速加深, 中心气压降至961 hPa。相比低涡型和浅槽型暴雪气旋, 深槽型暴雪[图 4(c)]气旋在生成后气压便迅速下降, 对东北影响时气旋强度较强, 其中一个气旋达爆发性气旋的标准, 36 h开始缓慢减弱。总之, 气旋强度变化与气旋路径密切相关, 低涡型和深槽型暴雪的气旋路径为东北路, 无法深入到日本海东部和太平洋, 气旋难以较大发展; 而浅槽型暴雪的气旋为东北偏东路径, 气旋向东移出日本海后继续在西太平洋移动, 得以较强发展。

图 4(Fig. 4)

图 4 低涡型(a)、浅槽型(b)和深槽型(c)暴雪的气旋中心海平面气压变化 Fig. 4 Sea-level pressure change in cyclones center of low vortex (a), shallow trough (b) and deep trough (c) pattern snowstorm

温带气旋北上对东北地区影响产生的降水大多可持续48 h左右。从低涡型、浅槽型和深槽型暴雪48 h累计降水的合成(图 5)看到, 低涡型暴雪, 东北三省均有降水, 黑龙江东部较大, 降水量超过16 mm, 特别是鸡西南侧超过18 mm[图 5(a)]。浅槽型暴雪, 降水主要集中在辽宁东部和吉林东南部, 降水量超过24 mm, 辽宁中西部、吉林西北部和黑龙江降水量较小, 不足5 mm[图 5(b)]。深槽型暴雪, 东北三省均有超过30 mm的降水, 辽宁南部降水超过55 mm[图 5(c)]。

图 5(Fig. 5)

图 5 低涡型(a)、深槽型(b)和浅槽型(c)暴雪气旋48 h累计降水合成(单位: mm) Fig. 5 Composite 48 h accumulate precipitation of low vortex (a), shallow trough (b) and deep trough (c) pattern snowstorm. Unit: mm

温带气旋的路径影响东北地区降水的分布, 气旋降雪主要分布在气旋中心的北部和西北部象限, 低涡型暴雪气旋路径为东北路, 北上的过程中可到达黑龙江附近, 气旋西北象限的降水能影响到黑龙江; 深槽型暴雪气旋发展迅速, 入海后紧邻东三省边界移动, 东北三省降水量较大; 而浅槽型暴雪气旋移动路径为东北偏东路, 气旋移动到朝鲜半岛附近时, 在辽宁和吉林产生大量降水, 但之后气旋向偏东方向移动, 其西北象限不在黑龙江, 降水主要发生在吉林南部和辽宁东部。

暴雪的产生需要充足的水汽供应, 下面通过合成分析来讨论降雪的水汽输送特征。从降雪最强时段1 000~300 hPa的水汽通量、水汽通量散度的垂直积分和700 hPa位势高度场合成图(图 6, 其中坐标原点为暴雪合成中心)看到, 低涡型暴雪700 hPa[图 6(a)]和850 hPa(图略)都有低涡(表 1), 浅槽型暴雪700 hPa为东北-西南向槽[图 6(b)], 与两类暴雪500 hPa的高度场较为相似; 深槽型暴雪在500 hPa为深槽, 但在700 hPa和850 hPa为强低涡[图 6(c)]。低涡型和深槽型暴雪水汽辐合区与700 hPa低涡气旋性环流引起的辐合密切相关, 而浅槽型暴雪700 hPa气旋性环流不强, 水汽辐合主要源于槽前辐合。深槽型暴雪的水汽通量和水汽通量散度积分值均较另外两类强很多, 暴雪中心水汽通量散度达-6×10^-4 kg·(m²·s)^-1, 说明该型暴雪强盛的环流结构对暴雪的水汽输送起重要作用。

图 6(Fig. 6)

图 6 低涡型、浅槽型和深槽型暴雪降雪最强时段沿暴雪中心合成的1 000~300 hPa水汽通量积分[矢量, 单位: kg·(m·s)-1]、水汽通量散度积分[阴影, 单位: ×10-4 kg·(m2·s)-1]和700 hPa位势高度(等值线, 单位: gpm) Fig. 6 Composite vertically integrated water vapor flux[vector, unit: kg·(m·s)-1] and water vapor flux divergence [the shaded, unit: ×10-4 kg·(m2·s)-1] from 1 000~300 hPa and 700 hPa potential height (contour, unit: gpm) of low vortex, shallow trough and deep trough pattern snowstorm along the snowstorm center during the heaviest snowfall period

假相当位温θ_se是一个综合反映大气温度和湿度特性的物理量, 能反映锋区的强弱和不稳定情况。从700 hPa θ_se分布看到, 低涡型[图 7(a)]和深槽型[图 7(c)]暴雪的θ_se高能轴向西北方向倾斜, 暴雪中心位于θ_se高值轴中, 说明这两类暴雪西侧的冷空气较强, 与来自洋面上的暖湿空气相遇产生暴雪。浅槽型暴雪[图 7(b)] θ_se高能轴向东北方向倾斜, 暴雪中心位于东北-西南向θ_se高值区北侧较平直的θ_se密集区中, 说明该类型暴雪低层槽前西南风对暖湿空气的输送作用较强, 西侧冷空气较其他两类弱。低涡型暴雪700 hPa θ_se线不如浅槽型和深槽型密集, 说明低涡型暴雪的锋区较其他两类弱。对比经暴雪中心合成的垂直剖面图看到, 低涡型暴雪上空锋区高度不超过800 hPa, 等θ_se线较稀疏, 锋区较弱[图 7(d)]。浅槽型暴雪的锋区比低涡型强, 可伸展到400 hPa[图 7(e)]。深槽型暴雪中心西侧8°左右800~750 hPa有一明显冷核, 使得锋区比其他两型暴雪都强, 垂直可伸展到300 hPa[图 7(f)]。综上, 低涡型和深槽型暴雪发生在θ_se高能舌中, 浅槽型暴雪发生在较平直的θ_se梯度区中, 深槽型和浅槽型暴雪的锋区要强于低涡型暴雪。三类暴雪均发生在对流稳定的大气中, 暴雪发生的不稳定机制可能是对称不稳定。

图 7(Fig. 7)

图 7 降雪最强时段沿暴雪中心合成的700 hPa假相当位温(单位: K)的水平分布(第一行)和沿暴雪中心合成的经向垂直剖面(第二行) Fig. 7 Horizontal distribution (the first line) of composite 700 hPa pseudoequivalent potential temperature (unit: K) and composite latitude-height cross section (the second line) along the snowstorm center during the heaviest snowfall period

从降雪最强时段合成的200 hPa高空急流和散度(图 8)看到, 低涡型暴雪存在一支高空急流, 急流位于暴雪区的南部, 暴雪中心位于急流出口区的左侧[图 8(a)], 深槽型暴雪有南北两支高空急流, 暴雪中心处于北支急流入口区右侧和南支急流出口区左侧[图 8(b)]。需要说明的是由于浅槽型暴雪有的个例有1支高空急流, 有的个例有2支高空急流, 且急流位置差距较大, 所以没有对该类暴雪的高空风速进行合成, 只是给出2个浅槽型暴雪个例的急流和散度[图 8(c), (d)]分布。对于2003年11月20日12:00的浅槽型暴雪个例, 暴雪发生在南支高空急流出口区左侧[图 8(c)]; 而2004年2月21日18:00的浅槽型暴雪个例, 暴雪发生在北支高空急流入口区右侧[图 8(d)]。丁一汇(2005)认为, 高空急流入口区的右侧和出口区左侧均有偏差风的辐散, 根据大气质量守恒定律, 高层辐散对应低层辐合, 上升运动增强, 促进暴雪的发生和气旋的发展。深槽型暴雪两支急流较好的配合使200 hPa暴雪中心散度超过4×10^-5 s^-1。低涡型暴雪只有一支急流, 暴雪中心位于急流出口区的右侧, 散度不足2×10^-5 s^-1。低涡型、浅槽型暴雪中心以东存在高空急流引起的高空辐散大值区, 说明可能在暴雪中心以东的海洋上存在“高层辐散、低层辐合”引起的较强的上升运动和降水区。

图 8(Fig. 8)

图 8 200 hPa全风速(等值线, 单位: m·s-1)和散度(阴影单位: ×10-5 s-1)分布 (c), (d)中的黑框为暴雪中心; (a), (b)中的其他说明同图 6 Fig. 8 Distribution of wind speed (contour, unit : m·s-1) and divergence (the shaded, unit: ×10-5 s-1) at 200 hPa. In Fig. 8 (c) and (d), the black boxes denote snowstorm center; other instructions of Fig. 8 (a) and (b) are similar to Fig. 6

综上以上研究结果可得低涡型、浅槽型和深槽型三类北上温带气旋暴雪的天气学概念模型(图 9), 即: (1)200 hPa上都有高空急流, 低涡型暴雪有南支高空急流, 深槽型暴雪有南北2支高空急流, 浅槽型暴雪的高空急流有时为1支, 有时为2支。暴雪位于北支高空急流入口区右侧或南支高空急流出口区左侧的辐散区。(2)500 hPa上, 低涡型暴雪在影响槽的北部有低涡, 冷空气强, 引导气流为西南风; 深槽型和浅槽型暴雪没有低涡, 深槽型暴雪的北支槽、中支槽和南支槽位相几乎一致, 引导气流为西南风; 浅槽型暴雪的北支槽和中支槽同位相, 南支槽位相落后北支槽和中支槽, 引导气流为西南偏西风。(3)700 hPa上, 低涡型和深槽型暴雪都有低涡, 有利于水汽在东北地区辐合; 浅槽型暴雪没有低涡, 为西风槽, 东北地区的水汽辐合弱一些。(4)低涡型和深槽型暴雪的气旋路径为东北路, 浅槽型暴雪气旋路径为东北偏东路, 三种类型的暴雪大多位于地面气旋的西北象限。

图 9(Fig. 9)

图 9 影响东北的北上温带气旋暴雪的概念模型 200 hPa上的红色箭头线为高空急流轴; 500 hPa上的绿色箭头线为引导气流, 棕色实线为槽线; 700 hPa上的蓝色箭矢为水汽通量矢量; 地面上的黄色虚箭头线为气旋路径, 绿色填色区表示降水区 Fig. 9 Concept model of snowstorms oflow vortex (a), shallow trough (b) and deep trough pattern (c) produced by northward extratropical cyclones in Northeast China. Red arrow lines at 200 hPa represent upper level jet axis. Green arrow lines and brown lines at 500 hPa denote steering flow and trough lines, respectively. Blue arrow vector at 700 hPa are water vapor flux. Yellow arrow lines and green shaded at surface denote cyclone tracks and precipitation area, respectively

北上温带气旋暴雪中的深槽型和低涡型都可以在东北造成超历史极值的暴雪, 深槽型暴雪虽然只有两次, 但给东北造成强暴风雪。低涡型暴雪的低涡往往对应地面的蒙古气旋, 蒙古气旋和北上气旋合并会促使气旋爆发性发展, 同时由于低涡的存在导致系统移动缓慢, 冷空气强, 也会造成比较大的暴雪。应特别关注北支槽、中支槽和南支槽的合并, 南北两支高空急流的配合以及气旋的爆发性发展, 这些都是东北地区是否有特大暴雪发生的条件。另外, 温带气旋暴雪机理十分复杂, 不同气旋暴雪的锋区演变、气旋结构和中尺度特征存在较大差异, 按500 hPa环流形势分型可能存在不足之处, 在今后的工作中尝试用客观的方法对暴雪进行分型。

对2000—2016年由温带气旋北上引发东北地区的暴雪进行了统计研究, 根据降雪最强时段500 hPa环流形势特征, 把暴雪主要分为低涡型、浅槽型和深槽型三类, 并对各类暴进行了合成分析, 得到如下结论:

(1) 引发暴雪的温带气旋主要有东北路和东北偏东路两种路径。低涡型和深槽型暴雪的气旋路径为东北路, 浅槽型暴雪气旋路径为东北偏东路。低涡型暴雪的降水范围覆盖东三省, 黑龙江东部最强; 浅槽型暴雪的降水主要集中在辽宁东部和吉林东南部; 深槽型暴雪的气旋移动路径接近东三省, 入海后爆发性发展, 降雪最强。

(2) 低涡型和深槽型暴雪700 hPa有低涡, 浅槽型暴雪700 hPa为低槽。低涡型和深槽型暴雪水汽通量散度辐合区与700 hPa低涡的辐合密切相关。深槽型暴雪在700 hPa具有非常强盛的气旋性环流, 水汽条件最好; 浅槽型暴雪的水汽辐合主要源于槽前辐合。

(3) 低涡型和深槽型暴雪中心位于假相当位温高值轴中, 浅槽型暴雪中心位于东北-西南向位温高值轴西北的较平直的假相当位温场中; 浅槽型暴雪的锋区比低涡型强, 深槽型暴雪锋区最强。低涡型、浅槽型和深槽型暴雪均发生在层结稳定的大气中, 暴雪发生的不稳定机制可能是对称不稳定。

(4) 低涡型暴雪在降雪最强时段有1支高空急流。深槽型暴雪在降雪最强时有南北2支高空急流, 浅槽型暴雪的高空急流为1支或2支。暴雪中心位于北支高空急流入口区右侧或南支高空急流出口区左侧的位置, 有偏差风的辐散, 有利于暴雪的发生和气旋的发展。