引言

近年来，中国致灾暴雪天气事件较多，北方几乎每年均有发生，如2005年12月山东半岛冷流暴雪、2006年1月华北南部暴雪、2007年3月华北和东北暴雪、2009年11月华北暴雪、2010年1月北京暴雪等。2007年3月的暴雪过程给交通、通讯、电力设施等带来严重影响，雪灾共造成东北三省以及河北、山东和京津等地432.1万人受灾，17人死亡，7人失踪，农作物受灾36.5千公顷，直接经济损失61.7亿元。2009年11月华北暴雪造成华北地区多条高速公路阻塞，民航班机延误，疏散滞留旅客和转移安置受灾群众达16万多人，大量蔬菜大棚和圈舍倒塌，灾区生产生活秩序受到严重影响。随着社会经济的发展，暴雪天气对城市交通、居民生活和工农业生产等造成的影响越来越大，公众和政府也越来越关注冬季降雪预报。

回流型降雪是华北冬季降雪的主要天气类型之一，实际业务中常常存在空报、漏报现象，回流天气的复杂性引起了众多学者关注。王迎春等^[1]对北京降雪个例进行分析指出，华北地区近地面层存在一个浅薄的冷空气，南方的暖湿空气在冷空气垫上爬升造成降雪。张迎新等^[2-3]研究指出，低层回流冷空气是干冷的，回流降水的水汽来自南方。王东勇等^[4]研究表明，强降雪时近地面925 hPa附近存在东北风超低空急流。李青春等^[5]通过数值模拟分析北京降雪个例表明，低层回流冷空气湿度较大，对低层大气起到水汽输送作用，水汽主要集中在对流层中低层600 hPa以下。有学者认为回流是一种冷锋^[6]，周雪松等^[7]认为动力锋生是华北回流暴雪主要动力机制。回流降雪机制复杂^[8]，研究人员对回流天气的动力结构特征和回流冷空气性质及水汽来源等方面认识不一，其中一些科学问题值得深入探讨：华北南部回流天气的动力结构特征是什么？冷空气到底是湿冷还是干冷？水汽输送是暴雨不可缺少的前提条件^[9-10]，冬季暴雪所需要的大量水汽是如何集中到华北南部，其源地在何处？回流天气中的锋生作用是什么？围绕这些问题，本文将通过一次华北暴雪过程，从不同的侧面和角度加以分析探讨，以期加深对华北回流天气成因的认识，为今后回流天气的预报提供参考。

2 资料与方法

以河北南部降雪为研究对象，根据降雪出现时间，将该过程分为降雪前(2011年11月29日08—14时，北京时，下同)、降雪最强时段(29日14—20时)、降雪结束(29日20—23时)3个阶段进行研究。所用资料为地面、高空常规观测资料、1 h地面自动站资料、0.5°×0.5° 6 h间隔GFS再分析资料。另外，还采用河北省冬季3 h间隔的加密观测降雪量和雪深资料。

在分析暴雪过程的水汽来源时采用了美国NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration)空气资源实验室开发的轨迹模式HYSPLIT(Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model) Version 4.9^[11-12]，该模式平流和扩散计算采用拉格朗日方法，通常用于跟踪气流所携带的粒子的运动轨迹，主要应用于模拟空气中污染物的扩散和传输。近年来，国内外一些学者将该模式逐步应用到水汽输送的研究中^[13-15]，江志红等^[16]利用HYSPLIT模式分析了2007年淮河流域不同阶段降水的水汽输送轨迹、主要通道及其不同水汽源地的贡献；孙建华等^[17]利用HYSPLIT模式分析2012年7月北京特大暴雨，认为该过程的水汽来源有孟加拉湾、渤海和黄海，低层水汽主要来自东部的渤海和黄海，中层水汽主要来自西南的孟加拉湾；苏继峰等^[18]使用HYSPLIT模式对一次暴雨过程的水汽来源进行模拟。对于华北地区的降雪过程，水汽的来源比中国南方更复杂，因此，本文采用HYSPLIT研究暴雪过程的水汽来源，模拟区域选取河北南侧区域(114°—118°E，33°—37°N，水平分辨率1°×1°)，垂直方向上选取500 m、1 500 m、3 000 m、5 000 m四个高度层次作为模拟的初始高度，整个模拟空间的轨迹初始点共计26个，从降雪最强的29日14时开始后向积分96 h (4 d)的三维运动轨迹，并每隔6 h输出轨迹点的位置及相应物理量场。

3 雪情概况及环流形势特征

图 1a为2011年11月29日08—20时12 h降雪量，分析可知，2011年11月29日白天，华北南部到黄淮出现大范围的雨雪天气，其中山西、河北南部以降雪天气为主，邢台、邯郸所辖的33个观测站12 h降雪量在15 mm以上，积雪深度均超过8 cm，其中最大雪量(26 mm)和最大雪深(42 cm)均出现在邢台市区；12 h降雪量已达到特大暴雪标准。邢台、邯郸自29日10时开始出现降水，随后降水相态转变为纯雪，20时大部分县市降雪趋于结束，强降雪主要集中出现在29日下午。图 1b为石家庄、邢台、邯郸29日11—23时间隔3 h的加密观测降雪量，分析可知，邢台连续3个观测时次降雪大于6 mm，其中14—17时最大降雪达11.6 mm。降雪时间集中、强度大是这次过程的主要特点。下面将分析该降雪过程产生的环流背景。

分析对流层高层(图略)可知，中国东部地区受200 hPa高空槽前偏西气流控制，29日14时华北南部位于高空急流入口区右侧辐散区，具有强高空辐散。图 2给出2011年11月29日14时500 hPa等高线、等涡度线、200 hPa高空急流以及整层可降水量。分析可知，对流层中层500 hPa中高纬度地区呈“两槽一脊”，即90°—110°E的中高纬地区受高压脊控制，高压脊在缓慢东移过程中略有加强。高压脊的两侧均为低槽区，其中高脊东侧的东亚上空维持低压槽，这种形势有利于冷空气随高压脊前的偏北气流南下；中纬度河套短波槽在东移过程中加深，形成正涡度大于60×10^-5 s^-1的槽区，河北处于槽前西南气流里，邯郸上空的西南气流增强，风速达18 m·s^-1。700 hPa (图略)上，随着中纬度西风槽的东移加深，槽前西南暖湿气流加强，14时从湖北经河南到山东形成西南低空急流，邯郸、邢台位于低空急流左侧的强辐合区，这时华北南部到江淮的整层可降水量增加到10 mm以上，表明水汽较丰富；从850 hPa到地面(图略)，华北南部到江淮维持低压倒槽，邯郸处于倒槽顶部的东北风和东南风切变中，低压倒槽的发展东移有利于东南方向水汽向华北南部输送和近地面辐合上升运动。东北冷空气的不断向南输送，导致地面温度持续降低，中午前后邯郸降水相态由雨转成雪；冷空气自东北平原南下经渤海由偏东风回流到华北，形成典型的华北回流天气形势。

天气环流背景条件分析表明，华北南部的对流层上层有强辐散，对流层中低层维持强辐合，利于华北南部上空维持强上升运动；同时，东南和西南气流向华北南部输送大量的暖湿气流，东北风在近地层向南方输送干冷空气，为华北南部降雪提供了动力抬升条件、充足的水汽和冷空气垫。综上所述，11月29日的大尺度环流形势有利于华北南部强降雪的发生、发展。

4 冷暖空气追踪和水汽输送分析 4.1 冷空气性质分析

图 3a为2011年11月28日20时—30日02时沿河北邢台经暴雪中心的比湿、温度距平和风矢量高度—时间剖面图。分析可知，降雪前及降雪期间，850 hPa以下邢台上空主要以北到东北风为主；降雪之前800 —700 hPa风场较弱，以弱的偏南风为主，29日06时降雪最强时，800 hPa以上西南风达到最大，29日20时降雪结束时转为偏北风控制，因此，700 hPa风向由偏南风转为偏北风可以作为回流降水结束的一个预报着眼点。29日白天降雪发生期间，北到偏东风盛行的850 hPa以下比湿值小于2.5 g·kg^-1，同时伴随温度距平小于5 K。另外，河北东北部乐亭探空站低层850 hPa以下温度露点差达14 ℃以上，表明低层上游的空气为干冷的(图略)；700 hPa左右与西南风相伴的是比湿高值区和温度距平正值区，表明邢台上空的气团是暖湿的；中层暖湿的西南风叠置在低层干冷的东北风之上，表明暖湿空气在干冷空气之上爬升，冷暖空气交汇，形成强锋区。图 3b为11月29日08时邢台探空图，分析可知，700 hPa之上为西南风和西风，850 hPa之下为东北风和北风，其中500 hPa西南风风速为18 m· s^-1，700 hPa西南风风速为5 m·s^-1，850 hPa东北风风速为12 m·s^-1，存在强的垂直风切变。850 hPa左右为干层，干层到750 hPa之间存在5 ℃的逆温层。20时700 hPa转为西北风控制，干层和逆温层消失，降雪结束。

图 4为2011年11月29日08时和14时地面分析图，分析可知，29日08时(图 4a)，华北中北部地区为高压控制，华北北部到渤海为东北风，对应大片的比湿低值区，假相当位温θ_se低值区所表征的冷空气伸向河北西南部，东北下来的干冷空气在近地面盘踞。29日14时(图 4b)，116°E以东地区仍为偏东北风控制的干区，但116°E以西的地区，由于降雪开始，露点温度已小于2 ℃。

综上分析可知，800 hPa存在以上升运动为主的西南暖湿气流，800 hPa以下为干冷的东北气流，二者在900—750 hPa高度上形成强锋区，这与张迎新等^[3]的观点一致，即华北回流天气形势下，自东北下来的冷空气性质是干冷的。

4.2 水汽输送分析

由前文分析可知，华北回流天气过程中，850 hPa以下华北盛行偏东风，以上盛行西南风，以850 hPa为分界线，分析近地层(偏东风控制层)和中高层(盛行西南风层)水汽输送及水汽通量散度，来探讨回流天气形势下水汽特征。

29日08时(图略)，河北中南部低层的水汽自东北方向输送过来，而对应河北境内的水汽辐合近似为零。另外，江苏存在一支东南向水汽输送，且伴随水汽辐合，这只气流是暖湿的，主要来源于东海。图 5a、b分别为2011年11月29日14时1 000—850 hPa水汽通量和水汽通量散度，分析可知，29日14时(图 5a)，东北冷空气向西南推进，前锋到达黄河以南，河北南部的水汽从东北方向输送而来。但水汽通量散度图(图 5b)上显示水汽辐合值以正值为主，表明邯郸上游低层以干冷空气为主；江苏境内的东南向水汽继续向西北输送，相应的水汽通量散度图上为水汽通量辐合的大值中心，表明低层水汽输送主要来自于东南气流。29日20时(图略)，水汽输送的主体南压，对应该地整层水汽通量散度为弱辐合。

分析29日08时850—300 hPa的水汽输送(图略)可知，这次降雪水汽主要来自来孟加拉湾，然后北上到黄河以北地区，河北南部输送值是600~900 kg· m^-1· s^-1，对应在华北南部到黄河为水汽通量散度(图略)负值区，山西中南部水汽通量辐合最大，中心最大值为-4×10^-3 kg· m^-2· s^-1，这时河北南部水汽通量辐合为-2×10^-3kg·m^-2·s^-1，而此时河北南部还未开始降水，表明中高层水汽通量散度辐合先于降水的出现。图 5c、d为11月29日14时850—300 hPa水汽通量和水汽通量散度，分析可知，29日14时(图 5c)，水汽通量输送明显集中，在河南中部形成水汽通量输送中心，最大值达3 000 kg·m^-1·s^-1，而河北南部的水汽通量输送也达到1 500 kg·m^-1·s^-1。同时次的水汽通量散度(图 5d)分布显示，河南存在一条东北—西南向的水汽通量散度辐合集中带，河南中部出现-14×10^-3 kg·m^-2·s^-1的极值中心，有利于河南中部出现较强的降水。值得注意的是，河北邢台附近出现-6×10^-3 kg·m^-2·s^-1的相对大值中心，实况是邢台出现最大降雪。29日20时(图略)，水汽输送带东移，河北南部转为偏北风，水汽通量数值也减小为600 kg·m^-1·s^-1以下，水汽通量辐合减弱，甚至部分地区转为水汽通量辐散区。

4.3 冷暖空气追踪

前文通过水汽通量和水汽通量散度分析了水汽的输送和辐合情况，但该分析不能给出不同层次水汽的准确输送源地和路径。图 6是HYSPLIT-4模式模拟的不同层次质点轨迹。从5 000 m (图 6a，b)的空气质点追踪看，该层的大部分空气质点来自阿拉伯地区，绕过青藏高原北侧到达高原东侧的四川盆地，再由槽前的西南风输送到华北地区，还有一小部分来自孟加拉湾，从路径上垂直高度的变化看，源地大部分是600—500 hPa层的空气质点，前2~3 d先上升到400 hPa以上，到达华北地区的前一天开始下降到对流层中层，而来自孟加拉湾的空气质点来源于700 hPa以下。3 000 m (图略)的空气质点主要来源于西南通道，从南海经中国的西南地区到华北，有部分来自东海。1 500 m (图 6 c，d)空气质点来源有两个通道：西北通道和东南通道，其中西北通道为主要来源，气团经内蒙向东到东北平原，然后经渤海回流到华北平原，而东南通道输送了部分水汽。从路径上垂直高度的变化看，源地大部分质点是中层的空气质点，在到达华北地区的前一天开始下降到对流层低层，而来自东海的空气质点是源于对流层低层。低层500 m (图 6 e，f)的空气质点轨迹大部分来自北极地区，较少部分从中亚地区过来，到达渤海和黄海后随着东北风进入华北地区，从路径上垂直高度的变化看，这部分空气质点在源地都是700 hPa以上，进一步证明冷空气以东北路径回流到华北平原。

综上分析可知，水汽通量散度辐合、辐散与降雪的开始、结束有一定的对应关系；华北回流降雪过程中中国境内存在三支气流：一是中层西南暖湿气流输送的水汽主要来自孟加拉湾，二是低层东南气流将东海水汽向华北输送，三是以干性为主的东北向气流经渤海回流到华北平原。

5 回流天气的锋面特征

前面分析可知，回流冷锋的结构特殊，河北南部到江淮之间的850 hPa以下为冷空气垫，来自南方的暖湿空气则沿着冷空气垫向北、向上爬升，在对流层低层形成一个θ_se密集区。为了研究回流冷锋的强度，以便更好地了解锋面特征，计算了锋生函数值。

本文锋生函数计算时，选取θ_se作为气象参数，其表达式^[19-21]为

$ F = \frac{{\rm{d}}}{{{\rm{d}}t}}|\nabla {\theta _{{\rm{se}}}}| = {F_1} + {F_2} + {F_3} + {F_4} $

(1)

其中，

$ {F_1} = \left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}}\frac{\partial }{{\partial x}}\left( {\frac{{d{\partial _{{\rm{se}}}}}}{{dt}}} \right) + \frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}\frac{\partial }{{\partial y}}\left( {\frac{{d{\partial _{{\rm{se}}}}}}{{dt}}} \right)} \right)/|\nabla {\theta _{{\rm{se}}}}| $

(2)

$ {F_2} = {\rm{ }} - \frac{D}{2}|\nabla {\theta _{{\rm{se}}}}| $

(3)

$ {F_3} = {\rm{ }} - \frac{1}{2}\left[ {{E_{{\rm{st}}}}{{\left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}}} \right)}^2} + 2{E_{{\rm{sh}}}}\left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}}} \right)\left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right) - {E_{{\rm{st}}}}{{\left( {\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right)}^2}} \right]/|\nabla {\theta _{{\rm{id}}}}| $

(4)

$ {F_4} = {\rm{ }} - \left( {\frac{{\partial w}}{{\partial x}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial x}} + \frac{{\partial w}}{{\partial y}}\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial y}}} \right)\frac{{\partial {\theta _{{\rm{se}}}}}}{{\partial z}}/|\nabla {\theta _{{\rm{se}}}}| $

(5)

其中，$D = {\rm{ }}\frac{{\partial u}}{{\partial x}} + \frac{{\partial v}}{{\partial y}} $表示水平散度，$ {E_{{\rm{st}}}} = {\rm{ }}\frac{{\partial u}}{{\partial x}} - \frac{{\partial v}}{{\partial y}}$表示伸展形变，$ {E_{{\rm{sh}}}} = \frac{{\partial v}}{{\partial x}} + \frac{{\partial u}}{{\partial y}}$表示切变形变。

F₁、F₂、F₃、F₄分别为非绝热加热项、水平辐散辐合项、水平变形场作用项、垂直运动作用项。当F＞0时对应锋生，而F＜0则对应锋消。实际大气中对非绝热加热项F₁难以精确计算，故本文只对F₂、F₃、F₄进行了计算。

$ {F_4} = {\rm{ }} - \left( {\frac{{\partial w}}{{\partial x}}\frac{{\partial {\theta _{xe}}}}{{\partial x}} + \frac{{\partial w}}{{\partial y}}\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial y}}} \right)\frac{{\partial {\theta _{se}}}}{{\partial z}}/|\nabla {\theta _{se}}| $

5.1 假相当位温θ_se分布

图 7为2011年11月29日14时700 hPa、925 hPa θ_se和水平风的分布。分析700 hPa θ_se可知，降雪开始前(图略)，暖湿气流位于山西，湿舌伸展到39°N，河北处于湿舌的右侧，其风速明显小于山西，暖湿气流较弱；14时(图 7a)湿舌随西风槽东移到华北南部，风速增大，形成偏南急流，急流中心风速达20 m·s^-1，这时降雪增大；20时(图略)暖舌随急流的东移到达山东，河北南部被低涡后部偏北风控制，降雪停止。925 hPa的θ_se上，08—20时(图略)华北平原受东北风控制，θse低值区自东北向西南伸展，而位于山西西部的θ_se高值区向东北伸展；东北风覆盖华北南部，大于12 m·s^-1的东北风急流位于河北邢台到黄河一带，最大风速大于20 m·s^-1；14时(图 7b)，冷空气达到最强，280 K的θ_se线向南伸展到37°N，与山西北伸的θ_se高值区沿太行山形成南北向θ_se密集区，表明华北平原低层的冷空气来自东北平原，在太行山东部受阻。值得注意的是，江苏、山东境内存在偏东南风急流，验证了回流天气中海上有东南风的水汽输送。

5.2 冷暖平流和锋生函数

图 8a为2011年11月29日14时θ_se、温度、水汽通量和风沿降水区东部116°E的垂直剖面。分析可知，高层暖湿气流北上与低层冷空气南下的叠置，在华北南部到黄淮形成θ_se的密集区，即锋区(290~312 K之间区域)，强锋区由近地面向上伸展到约800 hPa，南北宽度约5个纬距(33°—38°N)，锋区内近似等温或逆温。锋区向北倾斜，倾斜锋区之下是θ_se低值区，以东北风为主，代表了冷空气及强度，强锋区上空θ_se呈近漏斗状的垂直分布，漏斗右侧为一致的西南风，水汽沿锋面爬升，水汽通量大值区位于锋面之上的900—500 hPa，其中700 hPa水汽通量达最大，为8 g·s^-1·cm^-1·hPa^-1。图 8b为2011年11月29日14时温度平流、垂直速度沿114°—117°E经降水区域平均垂直剖面，由图可知，39°N以北的从低层到高层为冷平流，39°N以南近地面为冷平流，900 hPa之上为深厚的暖平流，同时伴随-1.5 Pa· s^-1的上升运动；33°—36°N的950 hPa层附近形成温度平流密集区，为低层冷空气和高层暖空气叠置形成的锋区，进一步说明冷空气沿低层偏北风自北向南输送，暖空气随上升运动输送到高层，暖湿空气在冷空气之上爬升，使华北南部到江淮发生强降水；强降水出现在锋面附近及锋后，来自东北平原冷空气起到冷垫作用。

降水的形成和加强与锋面的发展有密切关系。图 9为2011年11月29日14时925 hPa锋生函数分布，由图 9a可知，锋生区与降水区形状基本类似，也与冷平流位置(图略)相符合，可见该区域影响锋生的主要因子是冷平流；河南东部到山东有明显的锋生，河北南部存在大于2×10^-9 K·m^-1·s^-1的锋生区，其中邢台、邯郸东部锋生函数值达4×10^-9 K·m^-1·s^-1，这与河北南部强降雪对应，说明锋生在这次降雪中起重要作用，是引起暴雪的动力机制。分析锋生函数的分量(图 9b、c、d)可知，水平变形场作用项和垂直运动作用项均是有利于锋生的，其中垂直运动作用项对锋生的作用强于水平变形场作用项，对邯郸邢台的强降雪起主要作用；水平辐散辐合作用项中心位于河南和山东，对河北南部的锋生影响较小。从平均的锋生函数及其分量的垂直剖面图(图略)可知，锋生函数在低层800 hPa以下较大，800 hPa以上很小，表明低层锋生作用主要由冷暖空气交绥引起的；垂直运动作用项F₄对锋生的贡献最大，近似占锋生函数值的60%，可以认为强的垂直上升运动使垂直速度的水平梯度产生的锋生作用强；水平变形场作用项F₃对锋生的贡献最小，只占锋生函数值的20%。

6 结论

通过对2011年11月29日华北南部暴雪过程的环流形势、冷空气性质、水汽来源和锋生函数特征进行分析，得出如下主要结论：

(1) 该降雪过程的影响系统是高空槽和地面回流，东北冷空气在近地面从渤海向西南的华北地区伸展，高空槽前的西南暖湿气流在冷空气之上爬升，800 hPa左右形成锋区。

(2) 该回流天气过程的水汽来源和轨迹研究证实这次降雪存在三股气流，即东北干冷气流、东南暖湿气流和西南暖湿气流，低压倒槽前东南气流的水汽输送是这次降雪强度大的原因。水汽主要来自孟加拉湾、南海和东海。

(3) 锋生在这次降雪中起重要作用，引起锋生的主要因子是冷平流作用，其中垂直运动作用项对锋生作用贡献最大，水平变形场作用项对锋生的贡献最小。本个例中低层存在低压倒槽，回流天气中存在三股气流，其中东南暖湿气流在以往关于回流的研究中提及较少。因此，本文结论可能不具有普适性，需要业务中用多个回流个例进行验证。

中国科学院大气物理研究所孙建华研究员对本工作给予了指导和帮助，谨致谢忱。