2019, Vol. 38
2. 国家海洋局北海预报中心, 山东 青岛 266061
不同于其他暴雪产生机理(孙艳辉等, 2017; 刘晶等, 2018; 赵宇等, 2018; 付亮等, 2018), 海(湖)效应降雪机制最早提出于美国的五大湖湖区(Petterssen et al, 1959; Mcvehill et al, 1965), 日本西海岸(Higuehi, 1963)也是此类降雪的频发地区。在中国, 海效应降雪是山东半岛冬季降雪的主要形式(林曲凤等, 2006), 其落区与半岛中部丘陵地形密切相关, 主要分布于半岛东北部(周淑玲等, 2011), 特别是蓬莱至成山头一带沿海地区(曹钢锋等, 1988)。
综观过去40年来的研究, 也多针对半岛北部地区展开。学者们对该区域海效应暴雪的气候特征(于群等, 2011), 天气形势特点(杨成芳等, 2008; 褚昭利等, 2012)、中尺度组织维持机制(崔宜少等, 2008; 朱营礼等, 2010; 杨成芳等, 2011; 孙殿光等, 2016; 周淑玲等, 2016)等方面进行了系统性的研究, 总结了大量经验性预报指标(李刚等, 2007; 孙兴池等, 2007; 李建华等, 2015), 为半岛北部海效应暴雪的预报提供了有效依据。
近年来, 随着观测手段和研究方法的不断发展, 高分辨率卫星云图、雷达和中尺度数值模拟的应用越来越广泛(David et al, 1995; Steemburgh et al, 2000, 2001; Heather et al, 2013, 2015), 为深入揭示降雪过程中动力机制(Philip et al, 2017; Jeames et al, 2017)、云形态及微物理特征提供了有效的手段(杨成芳等, 2009, 2012; 胡烈群等, 2012; 于晓晶等, 2013), 并已证实渤海海效应降雪分布广泛, 除半岛北部外, 渤海海域、莱州湾沿岸、辽东半岛地区均可发生, 但因这些区域降雪频次低, 降雪量较小, 对这些区域海效应降雪形成机制的研究也相对较少(张黎红, 2004; 郑丽娜等, 2014; 梁军等, 2015; 高晓梅等, 2017)。
而2015年11月25—26日, 山东半岛发生了一次罕见的强海效应降雪过程, 此次过程中, 除半岛北部出现暴雪外, 半岛西部地区也出现了海效应暴雪天气。其中莱州站为此次降雪过程中心, 过程降雪量达19 mm, 平度站26日降雪量达到12.6 mm, 为近30年降雪量极值, 积雪深度达16 cm, 给当地工农业生产和交通运输行业带来了巨大的经济损失和安全隐患。这次过程的产生说明在特定的天气条件下半岛西部地区也可能产生强海效应降雪, 其形成机制值得深究。
因此, 本文拟利用高分辨率卫星云图, 多普勒天气雷达, 风廓线雷达, QF111型浮标站, 加密自动站及常规地面和高空等多种观测资料, 结合NCEP/NCAR逐日6 h再分析资料和ERA_Interim再分析资料, 对此次过程进行分析, 并重点探究半岛西部地区的降雪特征和形成机理, 以期为今后类似过程预报提供一些有价值的参考。文中所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(2016)2882号的中国地图制作, 底图无修改。
2 降雪实况2015年11月23—24日, 受回流天气形势影响, 山东中西部地区出现了大范围降雪天气, 其中鲁南地区出现特大暴雪(胡顺起等, 2017), 半岛地区亦出现不足1 mm的零星小雪。24日20:00(北京时, 下同)之后, 随冷涡南下回流降雪结束, 山东半岛转受冷涡后部强冷空气影响。25日02:00起, 半岛西部至北部地区自西向东出现海效应降雪, 降雪一直持续至27日02:00, 主要降雪时段集中在25日夜间至26日上午。
从空间分布上来看, 此次过程中半岛大部地区出现降雪, 两个主雪带分别位于半岛西部及北部, 三个降雪中心分别位于莱州-平度一带, 烟台和文登, 降雪分布极不均匀, 半岛西部强降雪中心周围部分测站甚至无降雪量。从降雪量上来看, 过程最大降雪量出现在莱州, 达19 mm[图 1(a)], 为历史罕见。根据统计, 海效应暴雪主要集中于半岛北部烟台-威海一带(周淑玲等, 2011), 而26日共出现3个暴雪站, 分别为平度(12.6 mm)、莱西(10.3 mm)、烟台(11 mm)[图 1(b)]。从降雪强度上看, 平度站26日02:00 1 h降雪量达4.4 mm, 接近大雪量级, 且26日00:00—04:00, 莱西、烟台、文登3个站也均出现小时降雪量峰值(图略)。由此可知, 此次海效应暴雪过程具有降雪范围广且局地性强, 降雪量大且降雪强度强的特征, 且半岛西部多站出现暴雪实属罕见。
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图 1 2015年11月25—27日降雪量分布(单位: mm) Fig. 1 The distribution of snowfall from 25 to 27 November 2015.Unit: mm |
2015年11月24日, 500 hPa冷涡盘踞鄂霍次克海区域, 其后部贝加尔湖一带存在横槽, 且横槽北部东北风逐渐转为北至西北风(图略), 变高梯度指向东南, 预示着横槽将转竖南压(朱乾根等, 2007)。25日, 横槽在转竖过程中形成冷涡, 携带强冷空气大举南下, 20:00冷涡中心位于(122°E, 41°N)附近, 冷中心强度达-40 ℃[图 2(a)], 至26日08:00冷涡继续东移至(126°E, 40°N)附近[图 2(c)]。根据对1999—2010年半岛14次冷流暴雪东北冷涡位置与强降雪中心的统计[图 2(a)], 当冷涡位置位于蓝框内即冷涡偏西时, 对应暴雪中心为烟台一带, 当冷涡位置位于红框内时, 暴雪中心位于威海, 当冷涡偏北时, 产生1~2个站暴雪, 偏南可产生4~5个站。可见此次过程中冷涡位置异常偏西偏南为半岛西部产生暴雪提供了背景条件。850 hPa渤海至半岛地区风场与温度场近于垂直, 且风速达到16 m·s-1以上, 冷平流强烈(图 2)。对应地面图上, 我国整个中东部地区受蒙古冷高压控制(中心强度为1054 hPa), 同时, 日本东部洋面存在中心强度为1010 hPa的低压, 渤海与半岛地区恰好位于二者之间气压梯度大值区, 等压线气旋式弯曲特征明显且影响范围偏西, 辽东半岛为东北风, 山东半岛近岸为西北偏西风(图略)。
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图 2 2015年11月25日20:00至26日08:00 500 hPa形势场(左)和850 hPa温度场、风场(右)分布 实线:等高线(单位: dagpm); 虚线:等温线(单位: ℃); 蓝点和红点:冷涡位置 Fig. 2 Synopic situation at 500 hPa (left), temperature and wind field at 850 hPa (right) from 20:00 on 25 to 08:00 on 26 November 2015.Solid line is contour line (unit: dagpm); dashed line is isotherm (unit: ℃), red and blue dots represent the positions of cold vortex |
海效应暴雪过程中云带的移动与地面降雪变化之间存在很好的一致性(郑怡等, 2014)。早期利用NOAA卫星红外云图对渤海海效应降雪云的特征分析表明, 降雪云呈现为排列有序的开口细胞状云胞组成的狭长积云线, 排列稀疏, 积云线之间可辨别出晴空区, 有时十分浓密, 几乎连成一片, 体现出较为典型的云街状结构(张剑英, 1983; 周淑玲等, 2009)。近年来高时空分辨率卫星的发展为细致了解海效应暴雪云带结构及演变特征提供了更为便利的条件。
从MODIS云图[图 3(a)]上可以清楚看到, 25日12:50渤海海区几乎完全被西北—东南向云街覆盖, 存在A, B, C三条主云带, 云带南端延伸至半岛陆地, 其中云带A与云带B对应半岛西部暴雪落区, 云带C对应半岛北部暴雪落区, A和B的存在也表明, 同一降雪中心可能由多条中β尺度降雪云带造成。另外, 从降雪云带A与沿岸地形近于垂直的形态分布上也可以很好的解释半岛西部降雪中心的强局地性特征。
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图 3 2015年11月25日12:50 MODIS云图(a)及25—26日葵花8号卫星暴雪云带演变特征(b~f) Fig. 3 MODIS satellite image at 12:50 on 25 (a) and evolution of the clouds of the sea-effect snow storm from HIMAWARI-8 satellite from 25 to 26 (b~f) November 2015 |
利用日本HIMAWARI-8高时空分辨率云图分析此次暴雪过程云带演变特征[图 3(b)~(f)]可以看出, 自24日夜间起, 云街在渤海海面生成, 方向沿低层盛行风向, 海上不断有新的对流云胞生成补充, 云带南端延伸至半岛北岸, 对应陆地开始产生降雪(图略)。25日13:20开始, 山东西部上空有中高云逐渐向东移经海效应降雪云带上方, 至26日01:30, A, B两条云带已合并且半岛西部云团强烈发展, 与C云带之间形成暗区, 此时段恰好对应半岛西部强降雪时段。根据已有研究(David et al, 2004; Joshua et al, 2006), 这可能与前期移经的中云与海效应降雪低云之间的播撒-反馈机制有关, 属于中云的环境云会从上层播撒冰晶到属于低云的暴雪云中, 使低层暴雪云发展且降雪增强(杨成芳等, 2012)。至26日07:40, 半岛西部云层依然较厚, 半岛北部云层也表现出对流发展特征, 这一特征在中午时分的可见光云图上更加清楚, 这也对应着半岛西部和北岸26日白天的主要降雪时段, 后期随系统东移, 陆地云团逐渐消散, 残留海上云街结构(图略), 降雪结束。
5 雷达特征分析借助多普勒天气雷达资料, 能够连续追踪降雪过程中的细致特征, 并能对暴雪云带三维结构特征进行揭示。从图 4中可以看到, 26日凌晨半岛西部强降雪的产生其实是由两条云带造成的, 一条位于莱州至平度, 一条位于招远至莱西, 反射率因子达30 dBZ以上。这比通过高分辨率云图看到的结果更加精细。两条云带在低层风的引导下产生“列车效应”, 持续向东南方向传播。从径向速度图上可以看到, 26日00:00左右平度出现小尺度逆风区, 根据已有研究, 暴雪垂直环流可能是造成逆风区的直接原因(周雪松等, 2013), 对应下节中垂直运动分析, 此处确实对应着对流的强烈发展。因此, 云带“列车效应”和中γ尺度强对流的存在是造成平度产生短时强降雪的主要原因。
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图 4 2015年11月26日01:33青岛多普勒雷达组合反射率(a)、基本径向速度(b)和反射率(c)剖面 图c为沿图a中A-B线反射率剖面 Fig. 4 Composite reflectivity (a), base velofity (b) and cross section of reflectivity (c) of the Doppler Radar at Qingdao station at 01:33 on 26 November 2015.Fig(c) is vertical section of reflectivity along the line A-B in Fig(a) |
从沿图 4(a)中红线对降雪云带做剖面可以看到, 云团发展高度约为3 km, 发射率因子大值区位于1.5~2 km, 云底高度较低, 与以往研究结论一致(李建华等, 2007; 周淑玲等, 2008)。
6 产生机制分析海效应暴雪的产生离不开水汽、热力及动力条件的配合, 此次过程中半岛西部地区出现罕见的局地性暴雪, 且26日凌晨平度附近出现强降雪时段。下面将着重对此区域降雪发生机制进行分析, 并与山东半岛北部强降雪特征进行对比。
6.1 水汽条件分析此次过程之前山东中西部地区发生大范围降雪过程, 半岛西部地区虽降水量较少, 但对局地增湿作用明显, 从25日02:00起850 hPa以下半岛西部地区一直存在比湿大值区(图略), 25日20:00, 1000 hPa半岛西部地区比湿达2.2 g·kg-1[图 5(a)], 水汽较为充足, 但仅凭前期局地水汽积累是无法产生持续强降雪的, 分析水汽通量散度(图 5)可以看到, 25日20:00, 渤海南部到半岛西部沿岸一带出现水汽辐合中心, 26日02:00水汽辐合最强达-12×10-6g·cm-2·hPa-1·s-1, 26日08:00辐合维持但强度有所减弱, 中心强度为-4×10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1。前期水汽累积和后期水汽源源不断地在此处辐合为半岛西部地区提供了良好的水汽条件, 而该时段半岛北部地区水汽条件则明显差于西部地区, 无水汽辐合存在。
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图 5 2015年11月25—26日山东半岛1000 hPa比湿(彩色区, 单位: g·kg-1)、水汽通量(矢量, 单位: g·cm-1·hPa-1·s-1)及水汽通量散度(等值线, 单位: g·cm-2·hPa-1·s-1)的分布 三角形为浮标站; 圆点为东营站 Fig. 5 Distribution of qvapor (unit: g·kg-1), water vapor flux (unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) and water vapor flux divergence (unit: g·cm-2·hPa-1·s-1) at 1000 hPa at Shandong Peninsula from 25 to 26 November 2015.Triangle is buoy station and the circle is Dongying station |
从水汽通量场上(图 5)也可看出, 渤海西侧陆地上水汽通量接近于0 g·cm-1·hPa-1·s-1, 黄渤海存在一致的自北向南的水汽输送通道, 渤海海面水汽通量约2 g·cm-1·hPa-1·s-1, 将水汽向山东半岛区域输送。从潜热通量的变化[图 6(b)]也可看出, 25日08:00之后, 随着冷空气爆发, 海面潜热通量逐渐增大, 说明海表与低层冷空气间相互作用增强, 海面大量水汽蒸发, 为半岛西部的暴雪产生提供了水汽条件。26日白天, A、B两地相继达到最大值约-270 W·m-2, 由于位置偏东, C站潜热通量增长阶段持续至20:00, 最大值约-390 W·m-2, 从降雪实况来看, 半岛西部强降雪主要集中在25日白天到夜间, 26日08:00之后半岛北部地区仍有较强降雪, 潜热通量增长阶段与强降雪发生阶段有较好的对应关系, 也间接证实了此次降雪的水汽来源主要来自渤海海面。
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图 6 2015年11月25—27日渤海浮标站海气温差(a)及热通量(b) Fig. 6 Sea-air temperature difference of buoy stations (a) and heat flux (b) in Bohai Sea from 25 to 27 November 2015 |
冷空气强度是渤海海效应降雪预报中的重要因素, 针对不同月份的强降雪, 学者们已对冷空气指标进行了总结(李刚等, 2007)。此次过程中, 25日20:00半岛西部及北部沿海地区850 hPa温度降至-14~-12 ℃[见图 2(b)], 26日08:00进一步降至-16~-14 ℃[见图 2(d)], 远低于半岛北部11月下旬出现冷流暴雪的温度指标(-10 ℃)。为强降雪的产生提供了有利的热力条件。
6.2.2 海气温差与感热通量渤海是海效应降雪过程中重要的能量来源, 海气温差越大, 渤海海面向低层大气进行感热输送就越强, 越有利于海效应降雪的产生(杨成芳, 2010)。由于感热交换主要发生于海面, 近岸浮标数据(QF111型浮标数据来源于国家海洋局北海分局)可更直观地揭示渤海的热力交换特征[图 6(a)], 选取渤海中自西向东依次排列的3个浮标站进行分析, 25日00:00 3站海气温差均为10~11 ℃, 之后开始波动性增长, 至26日10:00左右达到极值(A站15.2 ℃, B站14.8 ℃, C站14.0 ℃)。海气温差增长时段与降雪时段吻合, 强降雪时段海气温差达到14 ℃左右。对比东营近岸站特征, 其海气温差变化趋势与海上一致, 但数值整体偏低, 极值为12 ℃左右, 说明海陆热力存在差异性, 能量的积聚和输送主要来自海面。从感热通量变化[图 6(b)]同样可以看出, 随着海气温差的增大, 海面与低层空气之间热量交换加剧, 有利于低层大气增暖增湿, 积累不稳定能量, 各测站达到极值时段与其临近陆地强降雪时段基本吻合。
6.2.3 不稳定层结决定海效应降雪是否产生最重要的因素是对流层低层的热力不稳定条件(杨成芳等, 2009)。从图 7中可以发现, 25日02:00—08:00, 渤海海面存在不稳定层结区, 14:00起不稳定区扩展至半岛地区并维持, 这与云图揭示的云街首先从海上生成特征吻合。而半岛西部强降雪落区正好位于1000 hPa高能舌处, 长时间的不稳定能量累积与平度在02:00出现4.4 mm小时强降雪具有良好的对应关系。
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图 7 2015年11月25—26日假相当位温的水平和垂直分布 (a)~(c):彩色区: 925 hPa和1000 hPa的假相当位温差(单位: K), 虚线:假相当位温(单位: K); (d):实线:假相当位温(单位: K), 虚线:垂直速度(单位: ×104 hPa·s-1), 风向杆:水平风(单位: m·s-1) Fig. 7 Horizontal and vertical distribution of unstable energy from 25 to 26 November 2015.(a)~(c): the color areas are the differen- ces of pseudo-equivalent potential temperature (unit: K) between 925 hPa and 1000 hPa, and the dashed contour is pseudo-equivalent potential temperature at 1000 hPa (unit: K), (d): the solid and dashed contours are respectively pseudo- equivalent potential temperature (unit: K) and vertical velocity (unit: ×104 hPa·s-1), the bars represent horizontal wind (unit: m·s-1) |
分析不稳定能量垂直分布[图 7(d)]可发现, 半岛西部地区(120°E附近)上空存在层结不稳定, 不稳定能量主要位于800 hPa以下, 而对应半岛北部(122°E附近)不稳定能量层较低, 主要位于900 hPa以下。说明此时段半岛西部地区热力条件优于北部地区。
6.3 动力条件分析 6.3.1 水平风场25—26日, 渤海海域处于蒙古高压与日本低压之间, 等压线呈东北-西南走向, 辽东半岛西部至半岛北部海岛为一致的东北风, 受陆地摩擦及半岛北部丘陵地形影响, 蓬莱以东转为西北偏北风, 蓬莱至莱州一带转为北风, 而太行山以东由于受到地形影响, 为一致的西北风, 这样半岛西部恰好处于西北风与北风辐合区[图 8(a)], 从图 8(b)可以更清楚地看出, 莱州-平度-莱西一带位于辐合中心。且由于陆地摩擦及低山丘陵的阻挡, 辐合线两侧沿岸风速较强可达10 m·s-1, 内陆风速多在4~6 m·s-1, 存在明显的风速辐合。
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图 8 2015年11月26日环渤海自动站风场分布 Fig. 8 Automatic weather station wind field in Bohai Sea on 26 November 2015 |
这种辐合维持机制, 通过水平风场的垂直分布有更好的体现, 通过潍坊站和蓬莱站风廓线雷达的对比(图 9)可以发现, 对应25日08:00至26日11:00, 潍坊上空低层风场基本为西北风, 而蓬莱上空低层风场则为一致的偏北风(25日18:00至26日08:00数据缺失), 高度可达800 m左右。此种形势下, 地面至低层的辐合区长期稳定存在, 为不稳定能量触发和云带维持发展提供了有利条件, 这也是造成半岛西部暴雪落区的主要原因。这与半岛北部海岸锋辐合维持机制不同(林曲凤等, 2006)。26日17:00之后, 随系统东移, 半岛西侧辐合线减弱消失, 辐合区主要位于半岛北部沿地形一带[图 8(c)], 对应此时半岛北部地区降雪仍持续。说明半岛西部的低层辐合不止出现在近地面层, 而是在边界层高度内维持, 为半岛西部产生强降雪提供了有利的辐合条件。
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图 9 潍坊和蓬莱风廓线雷达2015年11月25日08:00至26日11:00风场(单位: m·s-1) Fig. 9 Wind observed by profile Radar in Weifang and Penglai from 08:00 on 25 to 11:00 on 26 November 2015.Unit: m·s-1 |
从图 7(d)可以看出, 26日02:00, 半岛西部存在非常强的上升运动, 发展高度达700 hPa, 上升速度中心位于850 hPa, 强度可达-2.4×10-3 hPa·s-1, 强的上升运动促使云团强烈发展, 造成该时次局地强降雪。从风场上看, 900 hPa以上为一致的西北风, 900 hPa以下119°E附近为西北风, 121°E附近为偏北风, 进一步证明西北风与偏北风的辐合在900 hPa以下的低层都是存在的, 这与山东半岛北部产生冷流降雪时高低空风场均要求西北风是不同的(杨成芳等, 2007)。
7 结论通过对此次罕见的半岛西部海效应暴雪过程的天气背景、云带结构和演变特征, 以及水汽、动力、热力等产生机制进行分析, 可以得到以下主要结论:
(1) 此次过程中冷空气强盛, 高空冷涡位置异常偏西偏南, 地面等压线气旋式弯曲偏西, 为半岛西部产生暴雪提供了有利的大尺度背景场。
(2) 对应强降雪时段, 渤海海面海气温差约为14 ℃, 海表潜热通量和感热通量明显增大, 半岛西部存在不稳定层结, 低层辐合线提供了动力触发机制, 前期水汽积累和后期强水汽辐合提供了良好的水汽条件, 边界层内辐合区的长期维持使降雪云带强烈发展并产生“列车效应”, 导致半岛西部产生暴雪。
(3) 通过卫星和雷达分析可看出, 海效应降雪过程可存在多条降雪云带, 随云团发展可出现云带合并现象, 且每条云带内部可能存在多个云团(线), 云带的位置和发展强度对降雪落区和降雪量具有良好的指示意义。
(4) 此次半岛西部暴雪在动力维持机制上不同于半岛北部, 其低层900 hPa以下存在西北风和偏北风的辐合。
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