冬季降水相态主要有雨、雨夹雪、雪、冰粒和冻雨等, 其相态预报一直是冬季预报中的难点。相同的降水量, 不同的降水相态会造成影响和危害有所差异。国外学者很早就对其进行了大量分析(Wagner, 1957; Heppner, 1992; Kain, 2000)。近年来降水相态研究也引起了国内学者和专家的重视, 许爱华等(2006)指出南方降水相态主要取决于低层温度, 并将T_925hPa≤-2 ℃(T_925hPa为925 hPa处的温度)作为降雪判据。漆梁波等(2012)分析统计了中国东部冬季降水相态的判据, 认为温度因子对相态判别更好。张琳娜等(2013)基于多年北京冬季日降水量资料, 统计出与雨雪转换关系密切的常用物理量以及对应3种降水相态下的阈值范围。廖晓农等(2013)分析北京一次雨雪过程中不同相态阶段, 认为低层特别是抬升凝结高度附近的温度是降水相态转换的关键因子。张备等(2014)对一次多相态过程研究表明雨雪大气层结差异明显, 降雨时中低层有融化层, 降雪时整层大气温度都在0 ℃以下。郑丽娜等(2016)对山东冬季回流形势分型, 并探讨了不同形势下降水相态的温度和厚度预报指标。杨舒楠等(2017)认为雨雪相态的转变取决于整个对流层低层(950~850 hPa)的温度平流状况。上述研究表明, 各地在降水相态研究中得出大量经验和预报指标, 对冬季降水相态研究具有重要意义。然而以上分析较少涉及河南地区, 河南对冬季降水的研究多侧重于暴雪机理和诊断分析(吴蓁等, 2009; 马振升, 2013; 顾佳佳等, 2015), 因此有必要加强相态的研究。

2017年2月21日河南省沙颍河流域出现一次范围广、降水相态复杂的雨雪过程, 局部暴雪。由于冷空气强, 降温幅度大, 流域气象台根据传统本地指标直接预报为雪, 但实况降水前期以雨和雨夹雪为主, 后期才转为雪, 相态出现错报。本过程雨雪相态出现错报的原因何在？高分辨率新型探测资料对相态转换有何指示意义？基于上述问题, 本文利用常规气象资料与多种高分率探测资料, 分析沙颍河流域冬季降水相态转换, 为本地雨雪相态预报提供参考依据。文中涉及的地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(2017)3320的中国地图制作, 底图无修改。

沙颍河流域位于河南省中部, 涵盖9地区34县市。受高空槽以及地面冷空气影响, 2017年2月21日08:00(北京时, 下同)—20:00流域出现一次雨雪过程。21日08:00[图 1(a)]降水以雨开始, 随温度不断降低, 自上游向下游降水相态发生变化。到11:00[图 1(b)]鲁山、南阳等上游逐渐转为雪, 舞阳以东仍是降雨; 11:00—14:00下游地区也逐渐转雪。到14:00[图 1(c)]流域降水相态全为纯雪, 并持续到20:00降雪趋于结束。表 1为流域代表站南阳、鲁山、平顶山和舞阳逐时雨(雪)量及对应降水相态, 从表 1中可知, 上游南阳08:00—09:00相态为雨(0.1 mm), 09:00转为雨夹雪(2.5 mm), 10:00后转雪, 其中10:00—14:00降雪量达到10.4 mm。鲁山08:00—10:00为雨(0.3 mm), 11:00逐渐转为雨夹雪或雪, 到16:00降雪量达6.9 mm。平顶山和舞阳10:00前相态均为雨, 10:00逐渐转为雨夹雪; 平顶山13:00开始降雪, 舞阳早于其2 h已转雪, 其中13:00—16:00平顶山和舞阳两地雪量分别为3.5 mm和13.1 mm。由于本次雨雪天气过程持续时间短、雨雪范围广、局地降雪强、降水相态复杂, 对交通、农业和日常生活造成了不利影响。

图 1(Fig. 1)

图 1 2017年2月21日08:00 (a)、11:00 (b)和14:00 (c)沙颍河流域降水相态分布 Fig. 1 The distribution of precipitation phases in the Shaying River basin at 08:00 (a), 11:00 (b) and 14:00 (c) on 21 February, 2017

表 1(Table 1)

表 1 南阳、鲁山、平顶山、舞阳逐时雨(雪)量以及对应降水相态 Table 1 The hourly precipitation and precipitation phases in Nanyang, Lushan, Pingdingshan and Wuyang 站点 雨雪概况 08:00—09:00 09:00—10:00 10:00—11:00 11:00—12:00 12:00—13:00 13:00—14:00 14:00—15:00 15:00—16:00 南阳 降水(雪)量/mm 0. 1 2. 5 4. 8 4. 2 1. 3 0. 1 0. 3 0. 4 降水相态 雨 雨夹雪 雪 雪 雪 雪 雪 雪 鲁山 降水(雪)量/mm 0. 1 0. 2 0. 7 3. 4 1. 6 1. 2 0. 4 0. 3 降水相态 雨 雨 雨夹雪 雪 雪 雪 雪 雪 平顶山 降水(雪)量/mm 0. 2 0. 1 0. 7 2. 2 2. 4 2. 6 0. 4 0. 5 降水相态 雨 雨 雨夹雪 雨夹雪 雨夹雪 雪 雪 雪 舞阳 降水(雪)量/mm 缺测 缺测 1. 8 缺测 缺测 8. 3 2. 8 2 降水相态 雨 雨 雨夹雪 雪 雪 雪 雪 雪

表 1 南阳、鲁山、平顶山、舞阳逐时雨(雪)量以及对应降水相态 Table 1 The hourly precipitation and precipitation phases in Nanyang, Lushan, Pingdingshan and Wuyang

2017年2月21日08:00 500 hPa中高纬为两槽一脊形势, 中纬度低槽东移南下, 四川盆地附近南支槽北上, 南北两槽同相叠加, 沙颍河流域处于强盛的槽前西南气流中[图 2(a)]。08:00中尺度分析[图 2(b)]上, 500 hPa低槽携冷空气南下, 上游12 h负变温达-3 ℃以上, 为降水提供了适宜的冷空气; 700 hPa流域温度露点差≤2 ℃, 700 hPa、850 hPa两支偏南急流在沙颍河流域形成, 源源不断的水汽输送提供了充足的水汽条件; 925 hPa东北风强风速带逐渐加强并与偏东急流在中下游形成东风切变线, 底层冷空气锲入形成冷垫, 导致中层暖湿气流抬升, 有利于降水发生。20:00(图略)500 hPa低槽东移减弱, 低层湿区与偏南急流出沙颍河流域, 925 hPa上东北风强风带消失, 过程趋于结束。地面图上, 20日05:00—08:00[图 2(c)]降水出现前期, 河套上游冷高压东移, 高原西部有暖低压形成, 低压北侧地面冷锋显著, 沙颍河位于东北高西南低的气压场中, 上游开始出现降水。到11:00(图略)地面倒槽向北发展, 冷锋东移南下, 锋后气压梯度加大, 东北风加强, 造成低层持续降温, 降水相态逐渐转变。14:00[图 2(d)]冷锋进一步南下, 流域中下游气压梯度明显, 近地层冷空气形成的冷垫增厚, 有利于由雨或雨夹雪向雪转换; 20:00西路冷空气快速南下, 流域降雪结束。综上所述, 500 hPa上南北两支槽东移合并, 有利于冷暖空气交汇, 为冬季降水发生提供了有利背景。槽前强盛的暖湿急流与东路不断扩散南下的底层强冷空气结合, 形成沙颍河流域强雨雪天气, 925 hPa及以下冷高压底部的偏北冷空气造成低层强降温, 导致降水相态变化。

图 2(Fig. 2)

图 2 2017年2月21日08:00 500 hPa位势高度(等高线, 单位: dagpm)与风场(风羽, 单位: m·s-1) (a), 850 hPa等温线(单位: ℃)与中尺度分析(b)及08:00(c)和14:00(d)海平面气压场(单位: hPa) 灰色阴影为流域; (a)中粗黑线为槽线; (c)和(d)中三角黑色线为地面冷锋 Fig. 2 The geopotential height field (contour, unit: dagpm) and wind fields (barb, unit: m·s-1) at 500 hPa (a) and the temperature(contour, unit: ℃) field at 850 hPa and the meso-scale analysis at 08:00 (b) and the sea level pressure (unit: hPa) at 08:00 (c) and 14:00 (d) on February 21, 2017.The grey shaded denotes river basin, the thick black line in Fig. 2 (a) indicates trough, the black line with triangular in Fig. 2 (c) and (d) indicates the surface cold front

天气尺度背景下, 温度平流是影响温度变化的主要因子。从2017年2月21日08:00, 14:00与20:00沿33.5°N的温度平流与风场垂直剖面(图 3)中可知, 08:00[图 3(a)]豫西和沙颍河流域上游112.5°E附近900 hPa以下出现小范围弱冷平流, 最大强度仅为-10×10^-5 ℃·s^-1, 流域大部分地区受近地层偏东气流影响, 平流呈中性; 900~600 hPa上受东南暖湿气流影响有较强暖平流, 850 hPa中心强度达70×10^-5℃·s^-1。可见, 冷平流仅局限于900 hPa以下, 高度较低; 中低层受强暖平流输送影响, 温度有所升高, 因此即使近地层存在浅薄冷平流, 但降水相态为雨。14:00[图 3(b)]流域地区900 hPa以下转为东北风, 东路冷空气扩散南下; 同时800 hPa低槽进一步东移, 槽后冷空气西路南下, 导致中低层暖平流迅速减弱, 范围减小, 冷平流强度则逐渐加强, 850 hPa冷中心强度达-30×10^-5 ℃·s^-1, 高度向上伸展到500 hPa附近, 冷空气厚度加大导致中低层温度迅速下降, 降水相态为雪。112°E—115°E附近925 hPa以下为东北风, 700 hPa以上为西南风, 干冷的东北气流从底层楔入, 一方面迫使暖湿气流抬升, 导致降水强度增强; 另一方面在近地层形成深厚冷垫, 有利于雨雪相态转化。20:00[图 3(c)]随着低槽过境, 槽后西北气流作用下冷平流快速东移, 600 hPa以下全为冷平流, 温度进一步降低; 冷空气快速南下导致系统迅速东移出沙颍河流域, 雨雪过程结束。

图 3(Fig. 3)

图 3 2017年2月21日08:00(a)、14:00(b)、20:00(c)沿33.5°N温度平流(等值线, 单位: ×10-5 ℃·s-1)和风场(矢量, 单位: m·s-1)的垂直剖面 Fig. 3 The vertical profile of advection (contour, unit: ×10-5 ℃·s-1) and wind filde (vector, unit: m·s-1) along 33.5°N at 08:00 (a), 14:00 (b) and 20:00 (c) on 21 February 2017

影响降水相态的因素复杂(王亮等, 2010; 廖晓农等, 2013; 杨晓亮等, 2014)。沿33.5°N作相对湿度、温度与上升速度的垂直剖面(图 4)可知, 21日08:00[图 4(a)]流域大部分地区850~500 hPa上相对湿度达到100%, 达到饱和; 同时饱和区中112°E—114°E该高度上有明显的上升运动, 满足了降水发生的水汽和动力条件, 有利于降水形成。112°E—113.5°E附近500 hPa温度在-12 ℃以上, 主要为冰晶层, 700 hPa以上为冷层, 800~700 hPa上为温度＞0 ℃的暖层, 1000~900 hPa为-8~-4 ℃的冷层, 上层降水粒子经过暖层融化, 下落到低层时由于冷层厚度不大, 不足以使水滴再次冻结, 降水相态为雨。到14:00[图 4(b)]整层大气高湿, 饱和区扩展到对流层顶部, 上升运动也由低层伸展到300 hPa左右, 降水加强和发展。随着低层偏北气流加强和冷空气的扩散, 112°E—114°E地区800~700 hPa之间暖层消失, 有利于雨雪转变; 1000~900 hPa上温度维持在-8~-4 ℃之间, 高层的冰晶混合物下落中冻结冰粒到达地面, 形成降雪; 115°E以东地区800~700 hPa融化层强度较弱, 厚度浅薄, 800 hPa以下冷层较厚, 降水相态也为雪。此外, 本次雨雪转换时0 ℃层高度下降明显, 降水时0 ℃层高度在800 hPa以上, 降雪时降到1000 hPa以下。假设抬升凝结高度在过程期间呈线性变化, 08:00[图 4(a)] 0 ℃层在抬升凝结高度以上, 对应降雨阶段; 到14:00—20:00[图 4(b), (c)]流域地区0 ℃层已经下降到抬升凝结高度以下, 且稳定维持在近地层(1000 hPa以下), 降水相态为雪。上述特征与廖晓农等(2015)得出“0 ℃层高度与抬升凝结高度关系可能与降水相态有关, 当0 ℃层在云中, 降水相态为雨; 当0 ℃层位于云底附近或以下相态转变为雪”的结论比较吻合。

图 4(Fig. 4)

图 4 2017年2月21日08:00 (a)、14:00 (b)、20:00 (c)沿33.5°N相对湿度(阴影)、温度(实线≥0 ℃, 虚线 < 0 ℃, 单位: ℃)与上升速度(点划线, 单位: Pa·s-1)的垂直剖面 黑色折线为抬升凝结高度 Fig. 4 The vertical profile of relative humidity (the shaded), temperature (contour, unit: ℃) and rising velocity (dotted line, unit: Pa·s-1) at 08:00 (a), 14:00 (b) and 20:00 (c) on 21 February 2017. The black fold line indicates lifting condensed height

选取流域南阳、鲁山、平顶山与舞阳四站作温度垂直分布(图 5)可知, 21日08:00[图 5(a)]700 hPa以上为明显的冷层, 大气层结温度在0 ℃以下; 800~700 hPa出现明显的0 ℃以上的暖层且暖层厚度较大, 975~800 hPa又出现冷层, 其中900~850 hPa最大达到-10~-7 ℃; 1000 hPa上温度在0~2 ℃, 降水粒子在下落中先后经过冷层-暖层-冷层-暖层, 从融化到冷却再到融化, 降水相态为雨。本次预报中流域气象台根据本地传统的温度指标T_850hPa≤-4 ℃和T_925hPa≤-2 ℃(T_850hPa和T_925hPa分别为850 hPa和925 hPa处的温度)指标直接预报为雪, 对整层温度结构变化判断有误, 尤其未考虑到低层暖性逆温层的出现, 是导致本次雨雪出现偏差、相态错报的主要原因。14:00[图 5(b)]南阳、鲁山及平顶山三站整层大气温度在0 ℃以下, 降水相态为雪; 舞阳700 hPa层结以上为冷层, 800~700 hPa仍为暖层, 但较前期暖层厚度明显变薄, 同时1000~800 hPa冷层深厚, 地面温度在-1 ℃以下, 因此相态也为雪。综上可知, 仅用850 hPa和925 hPa等单一层结的温度指标判断降水相态局限性较大, 容易造成预报失误, 降水相态应该充分考虑低层温度结构的综合变化, 尤其低层是否出现暖层以及暖层厚度大小都会导致降水性质的变化。

图 5(Fig. 5)

图 5 2017年2月21日08:00 (a)和14:00 (b)南阳、鲁山、平顶山和舞阳4个站温度垂直分布 Fig. 5 The vertical distributions of temperature of Nanyang, Lushan, Pingdingshan and Wuyang at 08:00 (a) and 14:00 (b) on 21 February 2017

0 ℃层亮带是层状云降水回波的重要特征, 反映了降水中存在明显的冰水转换区(何彩芬等, 2009); 0 ℃层通常在高于2.4°的仰角比较明显, 0 ℃层之上多为冰晶和雪花, 0 ℃层以下为逐渐融化的水滴, 又称为融化亮带(李江波等, 2009)。驻马店3.4°仰角反射率显示: 2018年21日08:00—09:00流域上游为均匀的层状云降水回波, 实况为小雨。09:20开始出现不完整的弧状亮带, 亮带区域逐渐扩大; 到10:25[图 6(a)]亮带形态发展为清晰半圆状结构, 亮带高度达2.9 km, 其原因在于0 ℃层高度分别出现在800 hPa、700 hPa, 两层之间的暖层造成冰晶混合物下落时表面融化, 其外表外裹了一层液态水膜, 后向散射能力增加, 导致反射率增加与亮带出现, 因此该亮带是700 hPa上0 ℃层作用产生的亮带回波。11:07[图 6(b)]亮带形成近封闭圆状结构, 其高度在2.3 km左右[图 6(d)], 对应相态逐渐转雨夹雪。之后中上游地区亮带逐渐减弱, 到12:02[图 6(c)]亮带几乎完全消失, 回波为絮状, 相态由雨夹雪转雪; 中下游等地出现弧状亮带, 对应雨夹雪天气。14:00整层温度降到0 ℃以下, 水凝物为冰晶和雪花, 由于其尺度小, 对反射率因子贡献不大, 流域亮带消失, 回波演变为絮状降雪回波, 相态完全转雪。图 6(e)、(f)分别为鲁山、舞阳两站0 ℃层亮带高度时间变化, 可以看出, 21日09:48鲁山0 ℃层亮带高度在3.5 km以上, 相态为雨; 10:12—11:01亮带高度由3 km以上降至2.5 km以下[图 6(e)], 鲁山该阶段逐渐转雨夹雪, 此后高度始终维持在2.0 km下直至消失, 相态转雪。舞阳21日09:24—09:48时0 ℃层亮带高度维持在3.0 km左右, 09:48—10:00高度迅速降至2.0 km以下[图 6(f)], 实况表明10:00前后舞阳由雨转为雨夹雪; 到10:55高度进一步降低, 相态转为雪。综上所述, 雨雪转换时0 ℃层亮带回波逐渐减弱消失, 其高度明显降低, 相态转雪后0 ℃层亮带完全消失, 这与上文3.2中得出“相态转变时0 ℃层高度下降明显”结论一致, 因此可将亮带回波变化和亮带高度的明显下降作为降水相态转换的重要判据。

图 6(Fig. 6)

图 6 2017年2月21日10:25 (a)、11:07 (b)和12:02 (c)雷达3.4°仰角反射率(单位: dBZ)与沿(b)中黑线所作反射率剖面图(d, 单位: dBZ)以及鲁山(e)和舞阳(f) 0 ℃层亮带高度的时间变化 Fig. 6 The reflectance factor (unit: dBZ) at 3.4° elevation of radar at 10:25 (a), 11:07 (b), 12:02 (c) and reflectance profile (d, unit: dBZ) along black line in Fig. 6 (b) and variations of 0 ℃ layer bright band height with time from Lushan (e) and Wuyang (f) on 21 February, 2017

微波辐射计、风廓线雷达等新资料时间分辨率高, 有利于分析降水相态的精细化特征。

地基微波辐射计可获得大气中温度、湿度、液态水等垂直廓线以及垂直方向上各总量。魏东等(2011)对比地基微波辐射计与常规探空资料, 得出温度廓线一致性较好, 湿度误差较大, 但低层偏差相对较小; 刘建中等(2010)定量对比地基微波辐射计和探空的误差, 刘红燕(2011)对比地基微波辐射计与GPS-MET之间的差异, 结果均证明了微波辐射计的可靠性; 韩珏靖等(2015)通过与实况对比, 认为微波辐射计探测性略低于常规探空, 但仍能近似常规探空来监测。对比本过程南阳微波辐射计反演的温湿廓线与南阳探空可知, 两者700 hPa以下温湿差别较小, 因此可认为该微波辐射计资料的参考性较大。从南阳微波辐射计反演的各种产品(图 7)中可知, 21日08:00 3 km下整层温度介于0~5 ℃之间[图 7(a)], 云底高度较高, 总液态水量维持在0.8 ~2.0 cm, 云体以暖云为主, 云中成分主要为雨滴, 地面温度在1~2 ℃[图 7(d)], 降水相态为雨。08:00—10:00整层液态水廓线快速增加, 在中低层(1~3 km)形成0.35 g·m^-3的高值中心[图 7(b)], 云底高迅速下降到1 km以下[图 7(c)], 总液态水量上升3.2 cm以上[图 7(e)], 相对湿度快速上升到85%以上[图 7(f)], 降水强度增强; 温度上整层廓线缓慢下降, 09:00地面温度在0.6 ℃左右, 到10:00随着近地层-5 ℃冷中心出现, 地面温度下降到-0.2 ℃, 实况08:00—09:00该地区降水相态为雨, 09:00降水逐渐转为雨夹雪。10:00—12:00 2 km下温度廓线维持在-5~0 ℃之间, 云底高降至地面, 云体成分为过冷却水和冰晶, 随着地面温度降到0 ℃以下, 满足了降雪下落中没有被融化, 相态转为雪, 南阳10:00—11:00降雪量达4.8 mm·h^-1; 此间雨雪转换时整层液态水与总液态水均出现快速上升的特征, 与李德俊等(2012)研究得出雨夹雪转为纯降雪过程中液态水增加的结论一致。12:00—14:00整层温度廓线快速下降, -5 ℃等温线高度从4 km降到1 km以下, 云底高度13:00—14:00升高至3 km左右, 可知云层位于-5 ℃等温线以下, 实况降水相态完全为雪, 这也验证了上文分析“0 ℃层位于云底以下降水相态为雪”的结论。14:00后整层液态水廓线和总液态水量继续下降, 降雪强度减弱。到20:00低层湿度逐渐减小, 云底高度迅速上升, 整层液态水和总液态水量均为0 mm, 降雪结束。终上所述, 微波辐射计反演的温湿廓线、云底高以及液态水等在本次雨雪转换中均有明显的变化, 根据整层温度对云体结构判断, 结合云底到地面的温度、湿度等对降水相态做出有效预报。此外, 过程中液态水快速增大也是雨雪转变的一个重要依据。

图 7(Fig. 7)

图 7 2017年2月21日南阳微波辐射计反演的垂直温度廓线(a, 单位: ℃)、液态水廓线(b, 单位: g·m-3)、云底高度(c, 单位: km)以及地面温度(d)、总液态水量(e)与相对湿度(f)随时间的演变 Fig. 7 The profile of temperature (a, unit: ℃) and liquid water (b, unit: g·m-3), cloud bottom height (c, unit: km), surface temperature (d), the liquid water (e) and humidity (f) by microwave radiometer in Nanyang on 21 February 2017

风廓线水平风场直观反映了降水前后中低层风场变化特征。顾映欣等(1991)、王欣等(2005)和董保举等(2009)通过风廓线业务试验评估或验证多地区风廓线雷达探测资料, 均证明了其数据的有效性和可靠性。张晓雯等(2017)、董新宁等(2017)和方德贤等(2017)将风廓线雷达资料和探空风场、多普勒雷达资料作对比, 得出他们之间风向差异较小, 风速误差小于2.3 m·s^-1, 可用于实况监测。如图 8所示, 21日08:00—09:00 0.5 km以下为东北风, 风速2 m·s^-1左右, 0.5~1.5 km转为偏东风, 风向随高度顺转, 风速随高度增大, 暖平流明显, 降水相态为雨。10:00 1.5 km以下转风, 为东北风速加强, 12 m·s^-1以上的东北风厚度向上发展, 到14:00东北风伸展到2 km, 同时13:00—14:00近地层0.5 km以下风向由偏北风逆转为西北风, 近地面冷平流逐渐加强, 雨雪相态在这一阶段发生转化, 实况上平顶山约13:00由雨或雨夹雪转雪。以上分析表明, 冷空气补充南下, 冷平流向低层渗透加强, 低层偏北风形成的冷垫也随之增厚, 整层温度降低到0 ℃以下, 导致降水相态发生转变。17:00 2.5 km以上风场为西北风, 说明冷空气已经侵入平顶山, 实况为稳定降雪, 此后低层完全转北风且持续到降雪过程结束。

图 8(Fig. 8)

图 8 2017年2月21日平顶山风廓线0~5 km水平风场逐时演变(单位: m·s-1) Fig. 8 The 0~5 km hourly horizontal wind field from wind profile radar of Pingdingshan on 21 February 2017.Unit: m·s-1

理论上雨滴垂直下落速度快, 雪花下落速度慢, 可将风廓线探测到降水粒子的下落速度范围作为区分冬季降水粒子的依据。2月21日08:00[图 9(a)]降雨开始出现, 4 km以下为一致的下落垂直速度, 近地面层1 km最大达到4.5 m· s^-1。10:00下落速度逐渐向上扩展, 最高到5 km以上, 2.5 km以下始终存在4.5 m· s^-1以上的速度高值区, 中心达7.0 m· s^-1, 此时更多反映的是雨滴的下落。13:00—14:00下落速度开始减小, 到15:00大值中心降低到1.5 m· s^-1以下, 中心高度在1 km以下, 预示着降水相态由雨或雨夹雪转雪, 地面实况为雪。可见, 本次过程降水速度特征为3.5 km高度以下存在速度大值区, 当速度值突然减小到1 m· s^-1以下且高度下降到1 km以下, 可能预示着降水相态的转换。[图 9(b)]为0~5 km上平均下落速度和地面温度时间演变图, 可知21日08:00—13:00降水粒子平均下落速度范围为2.08~4.36 m·s^-1, 到14:00下落速度突然降低到2.0 m·s^-1以下, 且其后降水粒子速度变化不大, 范围为0.25~1.45 m·s^-1。实况上降水强度此时并未减弱, 地面温度在-1 ℃以下, 由此可见这种变化特征可能是由于降水相态由雨转雪造成的结果。Ralph et al(1995)研究统计出降水粒子较大时, 产生0.5~1.2 m·s^-1的速度可以识别为雪, 达到2.5 ~5.6 m·s^-1之间可以认为降雨。施红蓉等(2014)研究北京层状云降水下降雨速度阈值界定在3.0 ~6.0 m·s^-1之间, 降雪条件速度阈值在0~1.5 m·s^-1之间。孔照林等(2016)统计得出浙江冬季液态降水粒子速度在1.8~6.0 m·s^-1, 固体降水则在0.1~1.8 m·s^-1。尽管这些指标或阈值并不一定完全适用于河南沙颍河流域, 但鉴于目前河南地区尚无雨雪速度指标, 并且通过与上述研究对比, 本过程雨雪相态转换时与前人结论基本一致, 也说明了利用风廓线速度能够分开降雨和降雪粒子。综上所述, 风廓线水平风场反映了冷空气补充南下, 低层偏北风形成的冷垫不断增厚, 导致降水强度增加以及相态转变; 风廓线下落速度在降雨和降雪阶段有显著的差异, 雨雪转换时下落速度明显减小且高度下降显著, 对判断相态具有较好的应用价值。

图 9(Fig. 9)

图 9 2017年2月21日风廓线下落速度逐时变化(a, 单位: m·s-1)与0~5 km平均下落速度及地面温度随时间的演变(b) Fig. 9 The hourly change of vertical velocities (a, unit: m·s-1), the 0~5 km average vertical velocities and the surface temperature of wind profile radar (b) on 21 February 2017

(1) 本次雨雪天气是在500 hPa低槽发展有利背景下, 925 hPa及其以下冷高压底部的偏北风造成低层持续降温产生的。降水前期受中低层强暖平流影响, 800~700 hPa出现融化层, 弱冷平流在900 hPa以下; 地面温度在0 ℃以上, 整层温度为冷层-暖层-冷层-暖层, 冰晶粒子下落融化形成雨滴; 到中后期低层冷平流强烈发展, 导致整层转为冷层, 相态转雪。降水相态主要取决于低层温度层结上各高度上的气温变化, 仅根据850 hPa或925 hPa单一层结温度指标来判断降水相态局限性大, 容易造成预报失误。

(2) 雨雪转换时0 ℃层高度下降明显, 降雨阶段0 ℃层高度位于抬升凝结高度以上, 降雪阶段0 ℃层下降到抬升凝结高度以下。降水相态由雨转雪时0 ℃层亮带回波逐渐减弱消失, 其高度明显降低, 降雪后亮带完全消失, 可将亮带回波的减弱消失以及亮带高度的明显下降作为雨雪转换的重要判据。

(3) 微波辐射计的温湿廓线、云底高度以及液态水等在雨雪转变时变化显著, 根据温湿度廓线对整层大气层结精细化判断, 结合云底到地面温度等对降水粒子下落融化或再冷却, 从而对降水相态做出有效判断。此外, 过程期间液态水含量的迅速增大也是雨雪转变的依据之一。

(4) 风廓线水平风场演变能够定性反映了冷空气持续南下, 冷平流逐渐增强, 低层偏北风形成的冷垫不断增厚, 有利于降水强度增加及相态转变。风廓线速度在降雨和降雪阶段差异明显, 降雨速度范围在1.5~7.0 m·s^-1, 降雪速度则在0.25~1.5 m·s^-1; 雨雪转换时下落速度明显减小, 中心高度下降, 对判断相态具有较好的应用价值。