引言

2018年1月2—5日，豫南地区(本文指河南驻马店和信阳两市，下同)出现大暴雪、特大暴雪天气(以下简称2018年初豫南暴雪)，其过程总降雪量大，积雪深，并伴有持续低温、冰冻等灾害，给豫南地区交通运输、电力、农业等行业带来严重影响，部分厂房、住房、养殖(种植)大棚被大雪压坏或压塌，各类生产设备受到不同程度损坏，京港澳高速公路、107国道信阳段道路积雪深达30 cm，共造成11.1万人受灾，因灾死亡1人，有4 079人需紧急生活救助，农作物受灾面积4.8×10³hm²，倒损房屋154户320间，直接经济损失8.2亿元。针对各地冬季暴雪天气，我国气象工作者做了大量分析研究工作。张迎新等^[1-2]分析华北回流暴雪特征、成因及结构特征表明，降雪开始和结束同高低层风向密切相关，低层回流东风具有干冷气团性质，在降雪中起冷垫作用。侯瑞钦等^[3]研究深秋河北特大暴雪成因指出，锋面次级环流、暴雪区附近对称不稳定与对流不稳定对暴雪有加强作用。陈雪珍等^[4]深入研究了华北暴雪天气中高低空急流的特征及其对暴雪的作用。周雪松等^[5]通过对华北暴雪个例的数值模拟探究暴雪发生发展机理，认为动力学锋生、地形等因素对暴雪有增强作用。田秀霞等^[6]针对华北回流暴雪提出并解答了一系列科学问题，如回流暴雪的动力学特征、冷垫中偏东气流是干或湿、暴雪水汽源地、锋生对暴雪的作用等。孙仲毅等^[7]诊断分析豫北一次暴雪天气过程指出，稳定环流形势下冷暖空气持续对峙是造成暴雪的主要原因。宋清芝等^[8]分析河南一次伴有雷电的暴雪天气的形成机理表明，逆温层之上强的对流不稳定有利于云体向上发展，触发雷电。张宁等^[9]分析了湖北一次暴雪天气的中尺度特征，并总结了暴雪的三维物理模型。陈红专等^[10]诊断分析湖南罕见暴雪显示，锋前干冷空气在对流层中层形成的干层加强了暴雪过程的对流性不稳定，而锋后干冷空气作为“冷垫”锲入暖湿气流下方，促进锋生和暖湿空气抬升和凝结，是不稳定能量释放的触发机制。

上述研究对指导冬季暴雪实时业务预报无疑具有重要参考价值。然而，目前暴雪尤其是强降雪仍是冬季降水预报的难点，降水的相态、降雪量级和落区预报难度仍较大；另外，暴雪天气的区域性特征明显，不同地区暴雪的环流背景、形成机理与预报着眼点不尽相同。本文基于常规探测资料和NCEP 1°×1°逐6 h再分析资料，分析了2018年初豫南暴雪过程的特征与形成原因，旨在加深对豫南地区暴雪天气的认识，提高暴雪预报准确率。

1 暴雪天气实况

2018年1月2—5日，河南大部分地区出现持续降雪天气，其中豫南地区连续2 d出现暴雪。由于降雪前受强冷空气南下影响，近地层温度较低，仅淮河以南地区过程前期经历了短暂“雨—雨夹雪—纯雪”相态转换，其余地区都以纯雪为主。统计结果显示，3日08时(北京时，下同)—4日08时(图略)，驻马店、信阳两地13个国家级自动气象站(以下简称国家站)累积降水量达特大暴雪量级，24 h最大累积降水量出现在信阳的固始站，为46 mm；固始、罗山、息县、新蔡、正阳与信阳6个国家站日降水量突破其建站以来同期历史极值。4日08时—5日08时(图略)，降水量级较前一日有所减弱，但驻马店南部和信阳全市再次出现暴雪，固始站24 h累积降水量又居首位，达17 mm。1月2日20时— 5日08时过程累积降水量分布显示(图 1a)，驻马店、信阳两市有22个国家站过程降水量达30 mm以上，其中有11站累积降水量超过40 mm，固始站过程降水量达63.2 mm。5日08时最大积雪深度分布(图 1b)显示，驻马店地区积雪深度在20~35 cm之间，信阳地区积雪深度在25~35 cm之间，固始站积雪最深达41 cm。

这次过程豫南地区降水自1月2日夜间开始，5日凌晨结束。过程降水量最大的固始站逐小时降水量变化(图 2)显示，该站降水自2日20时开始持续至4日22时结束，其中3日14时前降水相态以雨或雨夹雪为主，3日14时后转为纯雪；在持续时间长达48 h的整个降水过程中，纯雪时间大约30 h，占总降水时长的63%，而雨或雨夹雪仅持续18 h，占总降水时长的37%；另外，小时降雪强度较大的时段也出现在纯雪阶段，即从3日16时至4日19时降雪一直维持较大强度，最大小时降雪量达3.1 mm。

分析该过程降雪时空分布可知，2018年初豫南暴雪过程具有持续时间长、过程降水量大、纯雪时长占比大、积雪深、小时降雪强度大等特征。下文将从环流背景、水汽和动力抬升等环境条件对该过程的成因进行分析。

2 暴雪成因分析 2.1 环流背景

稳定的环流形势下冷暖空气持续对峙是产生暴雪的有利环流背景，2018年初豫南暴雪过程也不例外。暴雪期间，500 hPa高纬度乌拉尔山以东地区有阻塞高压建立并维持，阻塞高压下游为一横槽，阻塞高压脊前有冷平流输送至横槽内部，使横槽发展加强，切断低涡形成，1月2日20时—4日08时横槽底部有2~3支短波槽东传；中纬度青藏高原东部有高原槽东移，中、高纬地区短波槽在东移过程中同位相叠加，槽的经向度加大。中纬度短波槽频繁东传为暴雪长时间维持提供了稳定的天气尺度背景；中、高纬地区短波槽同位相叠加，一方面为降雪强度加大提供了天气尺度上升条件，另一方面引导极地冷空气补充南下，有利于低层冷垫长时间维持。

图 3给出豫南强降雪时段3日20时高低空环流配置图。从中看出，500 hPa河套地区有一东北—西南向低槽，其上游青海和新疆地区各有一支短波槽，三支槽呈阶梯状分布，这种阶梯状分布的低槽有利于高纬度冷空气不断补充南下(图 3a)；700 hPa西南急流伸至豫南地区，急流轴上最大西南风速为22 m·s^-1 (图 3b)；850 hPa豫南地区处在暖式切变线北侧的东南气流中，-4 ℃线压至豫南地区(图 3c)。4日08时(图略)，500 hPa三支短波槽相继东移，携带冷空气东移南压；700 hPa西南急流加强并进一步东移北伸；随着冷空气南下补充，850 hPa上-4 ℃线南推至长江流域，为暴雪产生提供了有利的温度条件。此外，850 hPa暖式切变线北上，豫南地区东南气流加强为东南急流，并与700 hPa西南急流共同为暴雪区供应水汽。

1月3日20时—4日08时，925 hPa (图略)，东北干冷急流维持；地面图上(图略)，中心值达1 060 hPa的冷高压稳定维持在贝加尔湖西部，冷空气主体并未大举南下，而是伴随短波槽频繁东移分股南下，使得近地面温度持续偏低。

综上所述，500 hPa稳定的环流背景是此次暴雪持续时间较长的主要原因；700 hPa西南急流与850 hPa东南气流为暴雪提供了两支水汽通道，水汽条件十分有利；低层冷垫长时间维持，一方面使暴雪区低层温度维持较低状态，纯雪时间长；另一方面，冷垫对其上部暖湿气流的抬升为暴雪提供了持久强烈的垂直上升运动。

2.2 水汽条件

充足的水汽是形成暴雪的关键因素。在2018年初豫南暴雪过程中，对流层低层有持续强烈的水汽输送与辐合。1月3日20时在豫南地区上空存在两条水汽输运通道(图 4a、b): (1) 700 hPa西南急流将孟加拉湾水汽输送到豫南地区，此时急流轴上最大西南风速增至20 m·s^-1，水汽通量为7 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，水汽在暴雪区辐合，其强度达-9×10^-6g·cm^-2·hPa^-1·s^-1；(2) 850 hPa东南气流将东海南部的水汽输送到豫南地区，水汽辐合，其强度达-6×10^-6g·cm^-2·hPa^-1·s^-1。4日08时(图略)，700 hPa急流轴上最大西南风速增至28 m·s^-1，低空急流的加强使得水汽通量增至9 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，水汽辐合强度增至-15×10^-6g·cm^-2·hPa^-1·s^-1；850 hPa上东南气流量级增强为急流，同时水汽通量增大、水汽辐合增强。4日14时以后(图略)，700 hPa西南急流较08时减弱且向东移动，850 hPa东南气流也减弱，水汽辐合随之减弱。结合降水实况可知，强降雪阶段低空同时有来自孟加拉湾和东海南部的水汽输送，其中任一水汽通道减弱或消失都意味着降雪趋于减弱或停止。

分析2018年初豫南暴雪过程整层可降水量(简称PW，下同)可知，2日20时(图略)，豫南地区PW在15~21 kg·cm^-2之间；3日20时(图 5a)，PW增大至18~24 kg·cm^-2，降雪量大的区域与PW大值区对应，PW较大时段对应于降雪强度较大阶段。从1月2日08时—4日20时固始站(115.6°E、32.1°N)相对湿度和比湿时间-高度垂直剖面图(图 5b)上可见: 3日20时之前，湿层(相对湿度大于等于90%)位于900—650 hPa；3日20时—4日08时，湿层贯穿整个对流层，此时段降雪最强；4日20时以后，湿层厚度迅速下降，降雪结束；3日20时—4日08时，700 hPa附近比湿较高，在4~5 g·kg^-1之间。

以上分析表明，对流层低层丰富的水汽是暴雪形成和维持的原因之一。暴雪过程中700、850 hPa层均有较强的水汽输送与辐合，持续较高的比湿和整层可降水量为暴雪提供了重要的水汽条件，而对流层中低层维持水汽辐合有利于暴雪长时间持续。

2.3 动力抬升机制 2.3.1 冷垫抬升与垂直风切变

由于驻马店和信阳没有探空站，因此使用固始站北部与之相距90 km左右的安徽阜阳探空站实测资料分析这次暴雪过程的大气层结状况。1月3日20时阜阳站探空图(图 6a)显示，这次特大暴雪过程中豫南整层大气温度在0 ℃以下，1 000—925 hPa之间有东北风构成的冷垫，700—650 hPa之间为逆温层。另外，从沿115°E (固始站附近)所作的3日20时温度平流、垂直速度和风的经向剖面图(图 6b)上可见，豫南地区900 hPa以下为冷平流，900 hPa以上为深厚暖平流，600 hPa附近暖平流中心强度超过1.5×10^-4K·s^-1；相应的垂直速度剖面显示，地面冷垫之上有垂直速度为-0.8 Pa·s^-1的上升运动中心，这进一步表明冷垫对其上部暖湿气流具有强烈的抬升作用。

西南低空急流与近地面东北气流所造成的垂直风切变的变化，反映了低层冷垫和其上部暖湿气流的反差程度，二者反差越大，意味着动力抬升越强，这对降雪强度变化有一定的指示意义。3日08时(图略)，豫南地区700 hPa西南风速为12 m·s^-1，925 hPa为12 m·s^-1的东北风，两层垂直风切变为24 m·s^-1；3日20时(图 6b)，西南急流迅速发展加强至22 m·s^-1，925 hPa东北风急流维持12 m·s^-1，垂直风切变增至32 m·s^-1，降雪强度加大；4日20时(图略)，西南急流减弱，700 hPa西南风减弱至8 m·s^-1，东北急流也有减弱，垂直风切变随之减弱，降雪强度相应减弱。

综上所述，持续的冷垫抬升是形成这次特大暴雪过程的主要动力机制；而对流层中低层较强垂直风切变是这次过程降雪强度较大的重要原因。

2.3.2 高低空急流耦合

黄安丽等^[11-13]的研究表明，高空西风急流总是先于低空急流出现，低空急流的出现不是偶然的，常与300—200 hPa高空急流有密切关系，高低空急流耦合对暴雪形成起关键作用。此次暴雪过程中，高空急流先于低空急流建立且变化特征明显: 1月2日08时—3日08时，200 hPa急流轴在34°N以北，急流核中心最大风速超过90 m·s^-1；低空西南急流虽已建立但强度较弱且位置偏南(图略)；3日14时以后，高空急流轴逐渐南压，低空急流加强北上。4日08时，高低空急流进退关系更为清楚(图 7a):高空急流轴南压至30°N附近，豫南地区位于高空急流入口区右侧的正涡度平流区内，此时低空急流加强且北伸至豫南地区，高低空急流轴位置重合。分析高空200 hPa与500 hPa豫南地区平均涡度平流的时间演变(图 7b)可知，3日20时之前豫南地区200 hPa维持负涡度平流；3日20时— 4日14时200 hPa转为正涡度平流且在4日白天达到30 m·s^-2的峰值；4日20时后，200 hPa涡度平流急剧减小并转为负值；500 hPa涡度平流时间演变趋势与200 hPa相似，只是在量值上有所差异。

结合低空急流的变化特征可知，中高层涡度平流值由负转正的时间与低空急流的建立时间相一致，正涡度平流最强时段也是低空急流最强盛时期。这一时段高低空急流的叠加作用造成的抽吸作用最强，为降雪加强提供了有利的动力条件。此外，在高空急流促使低空急流加强、北伸的过程中，西南暖湿气流输送加强并在低空急流出口区及出口区左侧强烈辐合抬升。

高低空急流耦合激发的次级环流对降雪有加强作用。本次降雪过程中，其耦合区位于高空急流入口区右侧。2日08时，豫南地区位于弱的上升运动区，最强上升运动为-0.2 Pa·s^-1且上升运动仅在500 hPa以下(图略)；随着高空急流轴南压，豫南地区正涡度平流迅速增大，低空急流发展北上，耦合作用激发出经向次级环流圈: 3日20时(图 8a)南北两支次级环流的上升支在32°N附近叠加，上升运动贯穿整个对流层，400—500 hPa之间有强的上升运动中心，最强上升运动增至-0.6 Pa·s^-1以上，强上升运动区和强降雪落区对应较好，上升气流南北两侧各有一支下沉气流；4日08时(图 8b)，次级环流维持，暴雪区上空上升运动仍很强烈；4日20时后，急流东移，次级环流减弱并趋于消失，暴雪区转为下沉气流，降雪停止。

综上可知，降雪过程中高空急流南压诱发了低空急流加强北上，高、低空急流耦合叠置所产生的次级环流上升支进一步加强了上升运动，为特大暴雪提供了更强的动力抬升条件。

2.3.3 锋生的动力抬升作用

暴雪的形成和加强与锋面发展的关系十分密切，锋面强度可用锋生函数表示。本次降雪过程湿度较大，上升、下沉运动可近似看作湿绝热过程，因而选用假相当位温(θ_se)计算锋生函数(F)，具体计算公式见文献^[14]。F>0时，表示锋生；F < 0时，表示锋消。

分析这次暴雪过程锋生函数的变化可知，降雪期间对流层低层持续锋生，1月3日20时—4日08时段降雪最强，锋生最强；降雪减弱时，对流层低层锋生减弱。图 9给出2018年1月3—4日不同时刻700 hPa与850 hPa锋生函数水平分布，从中看到，3日20时，豫南地区700 hPa及850 hPa均有锋生，且850 hPa锋生强于700 hPa；4日08时，锋生达到最盛，豫南地区700 hPa锋生中心值达14×10^-10 g·K·m^-1·s^-1，850 hPa锋生中心值达16×10^-10 g·K·m^-1·s^-1，两层锋生中心叠置使上升运动加强，降雪强度加大；4日14时，豫南地区700 hPa及850 hPa仍有锋生，但强度较08时有所减弱。对比此过程地面实况可知，锋生减弱时，降雪强度也相应减弱。事实上，降雪期间豫南地区925 hPa也有锋生，其强度不及700 hPa和850 hPa，但其时间演变趋势与700 hPa和850 hPa一致。经分析发现，700 hPa锋生主要由西南急流加强造成，850 hPa锋生与东南气流发展有关，对流层低层850—700 hPa锋生是这次豫南暴雪产生的关键原因。综上所述，对流层低层深厚持久的锋生作用为特大暴雪形成发展提供了有利的动力抬升条件。

3 结论与讨论

本文利用常规探测资料和NCEP再分析资料，对2018年初豫南暴雪过程的特征与形成原因进行了分析，得到如下几点结论：

(1) 此次特大暴雪过程表现出持续时间长、过程降雪量大、降雪强度大、积雪深的特征；持续稳定的环流形势、高低空系统较好配合是暴雪产生的有利天气尺度背景。

(2) 特大暴雪过程中，水汽异常丰富，降雪最强时同时有来自孟加拉湾和东海南部两条水汽通道，任何一条水汽通道的减弱或消失都意味着降雪趋于减弱或停止；700 hPa强盛西南暖湿急流是主导水汽来源，850 hPa东南风水汽输送与辐合也对暴雪产生有一定贡献；低层较强的水汽输送及辐合、贯穿整个对流层的湿层、持续较高的比湿和整层可降水量对暴雪的形成与持续有一定的指示意义。

(3) 近地面冷垫有利于逆温层之上西南暖湿气流在其上爬升；低空西南急流与近地面东北气流形成的垂直风切变变化，对降雪强度变化有一定的指示意义，强的垂直风切变有利于降雪加强与维持；反之，垂直风切变减弱时，降雪强度随之减弱。特大暴雪过程中，高空急流先于低空西南急流而建立；高空急流轴南压意味着暴雪区上空正涡度平流加强，有利于低空急流发展北上。高低空急流轴位置叠置、耦合激发出的次级环流圈的上升支为暴雪提供了强烈的上升运动；豫南地区对流层低层持续强烈的锋生为暴雪加强与持续提供了有利的动力抬升条件。

值得注意的是，豫南驻马店地区为开口朝东的喇叭口地形，低层偏东气流易在此汇聚并抬升。那么，此次豫南特大暴雪过程中，地形因素对其表现出的持续时间长、过程降雪量大、降雪强度大、积雪深等特征的形成是否产生了作用、作用有多大，还有待于今后进一步展开研究。