2012年11月2日夜间至4日，受强冷空气和气旋发展过程的影响，华北地区迎来了首场雨雪天气过程，北京、河北、内蒙古中部、山西北部和西部等地降水量一般为10—50 mm，而河北东部降水60—143.6 mm，北京城区平均降水量则为62.0 mm。

此次天气过程具有降水强度大、雨雪范围广、初雪时间早、降水相态多变以及雨雪降温大风并存等特点。3日00时—5日00时(世界时，下同)，共有74个国家级气象观测站日降水量突破11月历史极值，其中，北京20个国家级气象站平均降水量达59.2 mm。过程降水相态经历了“雨—雨夹雪—雪—雨夹雪—雨”的多次变化，初雪出现时间列1961年以来第4位，华北地区积雪范围约57万km²，并且，华北大部分地区同时出现雨雪、降温、大风，多地还出现雷暴。

雨雪天气过程对增加水资源、净化空气、越冬作物生长和冬前锻炼等非常有利，但由于本次过程具有降水强度大且初雪时间早等特点，对交通运输及城市供暖、供电等造成不利影响，因此，为了更好地认识和预报此类天气过程，增强防范措施，对这次雨雪过程的分析研究是非常有必要的。

中外学者对于雨雪过程的研究从多尺度相互作用(Bosart et al，1986；吴古会等，2012)、锋面气旋(陶祖钰等，2008；侯瑞钦等，2011)、热力动力环境条件(Emanuel，1979；王东海等，2008)、锋生和不稳定机制(Sanders，1986；Moore et al，1988；李兆慧等，2011)、阻塞高压(杜小玲等，2012)及地形影响(孙晶等，2009)等进行了多方面的研究，并取得了诸多成果，其中，有关温带气旋对雨雪影响的研究尤为深入。

事实上，在欧美，冬季暴雪的产生大都与温带气旋的形成发展有关。如历史上著名的1979年2月美国“总统日风暴”，曾造成哥伦比亚地区罕见的大雪暴(Bosart et al，1984；Uccellini et al，1985)。对于这类产生暴雪的温带气旋的研究在国际上开展的比较多，如Martin(1998a，1998b)曾对一个引起美国中部暴雪天气过程的中等强度的温带气旋的锋面结构、锢囚锋形成过程、锋生强迫及暴雪带状分布的成因等进行了详细的分析，指出暖式锢囚锋的形成最初发生在对流层中层，然后再向地面发展，与经典的锢囚锋形成过程正好相反。Grim等(2007)比较研究了冬季两个生成源地和高空形势均不同的气旋的暖锋结构，揭示出与经典气旋不同的高空暖舌结构特征。中国罕见大暴雪的发生也大都与气旋的形成和发展有关，如2007年3月3—5日由于江淮气旋北上导致东北东部和南部出现了有气象记录以来同期最强的暴风雪天气。蔡丽娜等(2009)和刘宁微等(2009)对这次气旋强烈发展及其暴雪成因的天气背景进行了分析，指出大气的强斜压性和冷暖平流是气旋爆发性发展的主要原因。然而，所有这些工作对于冬季温带气旋的形成过程及其与降水的关系均未有深入细致的研究。

除了从锋面气旋入手之外，对于华北地区暴雪的研究还着重对中尺度低涡、切变线、冷空气和水汽输送及高低空急流配置等进行了热力、动力学分析(周雪松等，2008；赵桂香等，2007；张元春等，2012；马秀玲等，2008；叶晨等，2011；张迎新等，2011；吴伟等，2011；夏茹娣等，2013)，但这些研究时空尺度相对较小，鲜有涉及大尺度环流背景和行星尺度系统方面的工作。王东海等(2008)对2008年1月中国南方低温雨雪冰冻天气的研究，揭示出北极涛动(AO)的异常活跃有利于行星尺度波的异常维持，这是导致大气环流异常的主要因素之一。

本研究将借助常规高空、地面观测资料及美国国家环境预测中心(NCEP)再分析资料(水平分辨率为1°×1°)对此次华北雨雪天气过程的发生、发展特征和机理进行分析，对可能的天气动力学成因，大尺度环流背景和大气环流异常，以及天气系统维持特征等进行较为系统的讨论，以期进一步加深对暴雪天气过程规律的认识，为异常强天气过程的预报提供科学依据。

2012年11月初华北地区的首场雨雪过程，发生时间较早，其中，主要降水时段发生在3日00时—5日00时(图 1)，此次过程降水分布范围广，降水大值区主要从华北地区至黄淮沿海地区东部呈带状分布，降水量大于50 mm。本次雨雪天气过程具有降水量大、雨雪范围广、初雪时间早、降水相态多变以及雨雪降温大风并存等特点(图 2、3)。

图 1 2012年11月3日00时—5日00时总降水量 Fig. 1 Accumulative precipitation from 00:00 UTC 3 to 00:00 UTC 5 November 2012

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图 2 2012年11月3日00时—4日00时(a、c)与4日00时—5日00时(b、d)24 h累积降水(a、b)和变温(c、d) Fig. 2 24 h accumulative precipitation((a) and (b)) and temperature-change((c) and (d)).(a) and (c)from 00:00 UTC 3 to 00:00 UTC 4 November 2012，and (b) and (d)from 00:00 UTC 4 to 00:00 UTC 5 November 2012

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图 3 北京站1951—2011年11月累积降水(黑柱)、历年平均值(水平虚线)与本次过程降水(灰柱) Fig. 3 November accumulative precipitation(black column)，annual means and the accumulative precipitation during this process(gray column)at the Beijing station from 1951 to 2011

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3日00时—4日00时是产生降水的集中时段(图 2a)，并基本对应负变温区(图 2c)，尤其在华北及内蒙古部分地区的降温幅度较大；4日00时—5日00时，降水区域和强度均有所减小(图 2b)，主要降水区已收缩至华北北部及东北南部的部分地区，气温也有略微回升(图 2d)；4日08时前后本次过程趋于结束。2.2 过程特征

需要指出的是，此次过程中降水相态的地域分布特征与冷锋气旋系统伴随的冷空气活动密切相关。由观测温度、1 h累积降水和降雪及最大风场(图略)看出，3日06时—4日06时华北地区风和降水等天气特征较为复杂；选取该时段的3个时次进行分析，可以发现，在3日06时华北地区以0℃等温线为界，其西北部出现降雪，东南部出现降雨，而华北中部至山西由于盛行西北风，并且，水平风速很大，有利于降温而不利于降水；至3日12时，华北地区温度迅速降低，随着温度梯度方向的变化，降雪带逐渐南扩至山西，在温度梯度增大从而锋面加强的河北、京津唐地区，降水也增大，地面气旋基本形成。其中，东侧大风有利于海上的水汽输送，西侧的强风将水汽和冷空气一并带入气旋内部，伴随出现气旋的加深和维持；至4日00时，气旋位置略有东移，但西侧的西北风仍然很大，华北地区的温度迅速降低使降水相态变得复杂，在0℃等温线附近出现大片雨夹雪，包括北京西部地区。

这次过程的特征在单站气象要素的演变中亦反映得比较明显。例如，北京站本次过程降水总量远大于历年来11月全月的总降水量(69.4 mm)，约是历年11月累积降水平均值(8.2 mm)的8倍(图 3)。北京降水从3日03时开始，至4日06时结束，主要集中在3日08时—4日04时，最大1 h降水出现在3日10时(图 4)。3日08时开始气温迅速降低，3日21时气温又转为缓慢升高，气温的最低值出现在3日20时，为1℃。气压的变化与气温相近，最低值出现在3日21时。至于降水相态的变化，北京于3日18时—4日01时出现降雪，其中，00—01时为雨夹雪，温度低于3℃。整个过程以西北偏北风为主，降水过程中的风速亦较大。

图 4 2012年11月3日00时—5日00时北京站各天气要素(温度、气压、降水(直方图)、风、天气现象)的时间变化 Fig. 4 Temporal changes in the weather elements(temperature，pressure，precipitation(histogram)，wind，weather phenomena)at the Beijing station from 00:00 UTC 3 to 00:00 UTC 5 November 2012

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本节首先对此次雨雪过程发生的大气环流背景进行分析，主要从北极涛动指数异常、西风带槽移动演变及北半球大尺度环流异常特征等方面着手。

考虑到这次过程中不但以北京全市的平均降水为1951年以来历史同期(11月)最大过程降水量而备受关注，而且，因其覆盖范围广(据统计共有74个国家气象观测站日降水量突破11月历史极值)与持续时间长，因此，该过程应为较大尺度的环流系统所制约。

北极涛动是反映北半球冬季气候变率的第一模态(Baldwin et al，1999； Thompson et al，1998)，以北半球冬季20°—90°N月平均海平面气压场的EOF1为代表，通常用相应的时间系数或实时的海平面气压向EOF1的投影定义北极涛动指数。

众所周知，北极通常受低压系统支配，而高气压系统位于中纬度地区，当北极涛动指数处于正位相时，中纬度气压上升而极地下降，限制了极地冷空气向南扩展，而处于负位相时，环流形势则相反，冷空气较易向南侵袭(龚道溢等，2003)。分析图 5中2012年8月至次年1月北极涛动指数的分布及对应关系发现，北极涛动在整个10月均处于负位相，并且，在10月下旬达到最低值(-3)，11月1—4日北极涛动始终为负值，1—3日的值小于-2。一般说来，过程前期及过程中北极涛动指数的负位相意味着有较强的极地冷空气向南扩展，纬向环流减弱，经向环流增强(邓伟涛等，2006)，即伴随强的北风异常，将有冷空气从较高的纬度输送到较低的纬度，导致中纬度地面气温降低。结合北半球1000 hPa的位势高度距平分布分析(图 6)，极地高纬度地区有很强的正距平，中纬度地区有几个较强的带状负距平中心，中国大部分地区位于负距平带上，其中，11月第1候中国华北地区的负距平增强，其北部的正距平也同时增强，这种距平分布清楚地呈现出北极涛动负异常的模态特征(李琳等，2011)，即增强了冷空气的南侵，且冷空气爆发的位置及其达到的纬度与此次雨雪过程范围有较好的对应，反映出这次雨雪过程与负位相的地面北极涛动异常存在密切关联。

图 5 2007—2012年8月至次年1月1000 hPa的北极涛动指数(黑线为华北初雪时间) Fig. 5 Temporal changes in the AO index at 1000 hPa from August to the following January for the period from 2007 to 2012(black line indicating the first snowfall occurrence date over North China)

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图 6 2012年10—11月北半球1000 hPa候平均位势高度距平场(a.10月第6候，ｂ．11月第1候) Fig. 6 Pentad-averaged geopotential height anomaly fields at 1000 hPa for the Northern Hemisphere over the sixth pentad of October 2012(a) and the first pentad of November 2012(b)

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由图 5可见，近几年中，2009和2012年10月的北极涛动指数明显小于其他年份，2009年11月1日北京出现了暴雪天气，而2012年11月即发生了此次雨雪过程。可见前期北极涛动指数的负位相与雨雪天气事件确有较好的对应。结合2007年以来华北初雪的出现时间可以看出，此次过程前期由于北极涛动指数负位相出现的时间较早，并且强度大，维持时间长，对应当年秋冬之交首场雨雪天气出现时间亦早、强度大。3.2 西风带槽、脊的移动演变

由2012年11月1—4日北半球500 hPa的日平均位势高度场和温度场(图略)可以看出，11月1日，北半球中高纬地区的槽、脊分布为“五槽五脊”，中国上游(30°—110°E)为“两槽两脊”，其中，位于贝加尔湖西部的温度场落后于高度场，有利于该地区槽的发展；2日，系统东移的过程中，西风带中位于贝加尔湖附近的槽向东南方向移动并加强，同时该槽与冷中心对应，中国上游位于巴尔喀什湖地区的脊减弱；3日，贝加尔湖的槽东移发展至中国华北地区，巴尔喀什湖的脊减弱趋于消失，北半球中高纬度地区转为“四槽四脊”的形势，中国上游则转为“两槽一脊”；4日西风带长波槽、脊未发生较大移动，移速减慢，华北地区的低压系统加强发展后稳定维持，低压中心与冷中心趋于重合。由此可见，此次过程中北半球中高纬度西风带长波的调整过程中波数减少，波长增大，特别是中国上游由“两槽两脊”转为“两槽一脊”型，于是根据罗斯贝波速公式

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从另一个角度看，此次过程也是一个东亚—西太平洋区域(约110°E附近)中高纬度阻塞高压的形成发展过程。11月1—2日存在一个明显的“Ω”形阻塞高压系统，该经向范围甚宽的高压脊稳定少动，而3—4日在脊中心以南迅速生成一个低值系统，与脊中心形成对偶之势，这种独特的“孤立波”形态与6—7月长江流域上游梅雨期新疆至西藏地区稳定维持的阻塞形势极为相似。所不同的是梅雨期的这种北高南低的稳定形势造成了其下游地区长江流域至日本一带持续的梅雨天气(成新喜等，2000；张存杰等，2004)，而本次的“对偶流型”属“下游阻塞”，阻止了上游西风带槽的东移，导致其相应低压系统稳定维持在北京及其邻近地区，从而酿成了该地区出现历史上罕见的强降水。

3.3 北半球大尺度环流的异常

图 7为500 hPa候平均位势高度场和距平场。可以看出10月第6候500 hPa上，中国处于东亚大槽后部，受西北气流控制，主要以负变高为主，中国下游则有较强的正变高。11月第1候的位势高度场发生了明显的变化，原来在西风带中的小槽移至华北地区，并且发展加强，中国上游和下游均由较强的高压脊控制；从距平场的分析可以看出，中国大部分地区为较弱的负变高，其中，华北地区的负变高较大，而中国的上下游地区正变高均较强，其中，上游正变高系高压脊合并加强的结果，如上文中分析，这使下游系统移速减慢，而下游的正变高导致强阻塞高压形成，从而使华北地区的气旋稳定维持并加深发展。另外，由西太平洋副热带高压的变化可以看出，11月第1候的副高较前1候明显增强，而副高的加强对本次过程中水汽输送的加强极为有利。

图 7 2012年10—11月北半球500 hPa候平均位势高度场(等值线)和距平场(填色)(ａ．10月第6候，ｂ．11月第1候) Fig. 7 Pentad-averaged geopotential height(isoline) and anomaly fields(shaded)at 500 hPa for the Northern Hemisphere over the sixth pentad of October 2012(a) and the first pentad of November 2012(b)

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200 hPa风场(图略)显示，11月第1候的风速较前一候增大，中国由西风气流控制转为西北风控制。从低空850 hPa上(图略)可以看出，东亚向南的越赤道气流在11月第1候开始增大，中国南海地区以东北风为主，黄河以南以西北风为主，表明此次过程正逢东亚冬季风开始建立时期(朱乾根等，2007)，实为北方冷空气大举南侵的一个契机。4 气旋的演变特征及其与降水的关系4.1 气旋的演变史

首先用卫星云图跟踪气旋的演变(图 8)。2012年11月3日00时，从内蒙古高原东部到湖北有南北走向的一个很浓密的云系，直至3日12时，该云系逐渐向东北移动，这与地面锋面系统的移动对应很好。例如，11月3日06 时北京及其以南地区的云系为南北走向，此时相应的地面冷锋亦近于南北向；而12时该云系经东移并逆时针旋转后已几乎与海岸线走向一致，此时的地面冷锋亦大致与华东的海岸线吻合(图 13b、c)。3日18时开始，由于华北地区的气旋系统深厚，原有的狭长云系被气旋切断，其北支继续向东北移动，南支移动到京津唐地区；此后至4日12时，由于气旋东南部气流从海上带来充足的水汽补充，云团在该地区得到维持并发展。直至4日18时云团开始减弱并向东北方向移去。

图 8 2012年11月3日00时—11月5日00时FY-2E观测的云顶黑体亮温(ａ—ｉ.3日00、06、12、18时、4日00、06、12、18时、5日00时) Fig. 8 TBB observation data from the FY-2E between 00:00 UTC 3 November and 00:00 UTC 5 November 2012(from a to i: 00:00，06:00，12:00 and 18:00 UTC 3，00:00，06:00，12:00 and 18:00 UTC 4，and 00:00 UTC 5)

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下面分别从地面和高空500 hPa(图略)考察相关气旋系统的演变过程。

地面天气形势图上，11月2日00时从蒙古国中部至中国内蒙古中西部分布着西南—东北走向的低压倒槽，随着倒槽西南端冷空气向东南方向快速移动，2日15时在河套北部分离出一低压环流，中心位于(40°N，111°E)，中心气压为1014 hPa；之后，该低压环流向偏东方向移动，强度逐渐减弱，至3日03时环流中心位于(39°N，116°E)，中心气压为1019 hPa。3日06时起该低压环流又重新加强，同时向东移动，移速变慢，至3日21时达到最强，中心移至(39°N，119.5°E)，中心气压降为1009 hPa。4日00—09时，气旋中心气压和位置均维持不变。09时后，气旋缓慢减弱，并向东北方向移动，对中国的影响逐渐消失。

由上述分析可见，地面气旋初生后经历了先减弱后快速发展加强、再缓慢减弱东移的发展过程，快速发展阶段为3日06—21时，中心气压下降了10 hPa，至4日09时气旋处于成熟维持阶段，4日12时后逐渐减弱东移。

500 hPa上2日00时在蒙古国西部切断出一弱低涡环流，从蒙古国西部至中国新疆北部为横槽控制，有温度槽与之配合，为冷性涡旋，中心位于(43°N，100°E)，中心强度为5440 gpm，之后横槽逐渐转竖并快速向东移动，强度有所减弱，至3日00时冷涡中心位于(39°N，108°E)，中心强度为5480 gpm。3日00时—4日00时冷涡快速加强，东移速度较之前略变慢，4日00时冷涡发展达最强阶段，冷中心与低涡中心重合，中心位于(37.5°N，117°E)，强度为5320 gpm，至4日12时之前冷涡处于维持阶段，强度少变且东移缓慢。4日12时之后，冷涡强度逐渐减弱并东移。

为揭示高低空环流系统的演变特征，分析了地面和500 hPa低涡中心移动路径和强度演变(图略)。高空闭合低涡环流于2日00时生成，而地面在2日18时生成，高空低涡落后地面约9个经距；高低空低涡环流生成后都经历了一个减弱至快速加强的阶段，变化趋势一致，高空低涡移速较快，逐渐向地面气旋中心靠近，各自发展最强时期高低空环流中心并没有重合，高空中心仍落后地面约2个经距，至成熟维持阶段高低空环流中心才基本处在同一经度上。此外，高空中心位置始终较地面偏南，说明涡旋系统从低至高表现为向西略偏南倾斜，具有很强的斜压性。大气的斜压性对气旋的发生、发展的作用将在另文中予以分析。

如前所述，这次降水过程由一个快速发展的气旋引起，3日06时气旋中心移入河北省中南部，之后沿偏东路径缓慢东移，4日06时移入渤海湾北部。华北地区降水持续时段为3日06时—4日06时，最强降水时段为3日12—18时(图 9)，此亦在气旋快速发展至强盛期间。气旋发展最强时中心气压仅为1009 hPa，但却造成了华北地区历史罕见的暴雪天气。气旋发展期间，降水呈南北向带状分布，长约20个纬距，宽度仅2—3个经距。最强降水中心出现在华北中东部。本节将对造成上述降水特征的动力和热力因子进行分析。

图 9(a)3日06时500 hPa高度场(黑实线，gpm)、地面风场(风矢杆，m/s)和气压(红实线，hPa)以及06—12时6 h降水量(阴影)；(b)同(a)，但为3日12时，降水时段为3日12—18时，(c)同(a)，但为3日18时，降水时段为3日18—4日00时；(d)同(a)，但为4日00时，降水时段为4日00—06时 Fig. 9(a)500 hPa geopotential height field(black line，gpm)，surface wind(wind shaft，m/s) and pressure field(red line，hPa)at 06:00 UTC 3 November，and 6h accumulative precipitation from 06:00 to 12:00 UTC(shaded);(b)as in(a)but at 12:00 UTC，with the precipitation period being from 12:00 to 18:00 UTC 3 November;(c)as in(a)but at 18:00 UTC，with the precipitation period from 18:00 UTC 3 to 00:00 UTC 4 November; and (d)as in(a)but at 00:00 UTC 4 November，with the precipitation period from 00:00 to 06:00 UTC 4 November

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从图 9可以看出，气旋发展阶段(图 9a、b)，降水带与地面锋面走向一致，位于地面狭窄的低气压带内，从气旋中心向南延伸，雨带呈南北向分布。至成熟阶段(图 9c)，气旋南部冷空气继续向东南移，而气旋稳定少动，冷锋南段移速快而北端稳定少动，地面冷锋遂呈气旋式旋转，相应雨带亦从南北向分布逐渐变为东西向分布。在气旋维持阶段(图 9d)，由于旋转运动，东南侧暖湿气流呈气旋式弯曲被带入气旋西侧，在气旋的西侧亦出现了降水。总体而言，发展成熟的气旋由于冷空气侵入其南侧继后转至东侧，因此，降水主要分布在气旋的北侧，呈东西向分布。由地面风场分析可见(图 9)，由于锋前有反气旋环流维持，锋前盛行东南偏南风，与锋后的西北偏西气流相遇形成强烈的辐合，偏南气流增大，增强了水汽的辐合及向北输送。

图 10是3日12时过气旋中心的垂直剖面，可见降水区与锋面次级环流的上升支相对应，水汽在锋前抬升后沿锋面倾斜向上爬升，至600hPa高度处分成东西两支，一支受次级环流上升气流影响继续向上爬升至高空呈反气旋流出，另一支受西侧高空冷空气下沉气流影响呈气旋性弯曲流向低层，这正是气旋中心西侧的弱降水水汽来源。由于气旋发展伴随着高空冷空气的下沉，冷空气的下沉抑制了锋前暖湿气流的进一步爬升，致使上升运动区主要集中于地面锋面至高空槽前狭窄的区域内，从而形成狭长的降水区。

图 10 11月3日12时过气旋中心(假相当位温(红线，K)、相对湿度(阴影)、垂直环流(绿色流线)、水汽通量(蓝色矢量，g/(cm·hPa·s))和3日12—18时6 h降水量(红色直方图))的垂直剖面 Fig. 10 Vertical-zonal cross section of the pseudo-equivalent potential temperature(red line，K)，relative humidity(shaded)，and vertical circulation(green streamline)through the center of the cyclone at 12:00 UTC 3 November. The blue vector is for vapour(g/(cm·hPa·s)) and the red histogram is for 6 h accumulative precipitation from 12:00 to 18:00 UTC 3 November

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此次过程西风槽的一个显著特征是表现为南北两段低压槽。图 11为2012年11月2日12时—4日06时850 hPa水汽、位势高度和风矢量分布演变。可以看出，11月2日12时，南段西风槽东移至山西和陕西交界处，槽前西南气流为华北地区输送水汽。2日18时—3日00时，南段西风槽内气旋形成，西南水汽输送带加强，为华北地区的水汽输送亦随之加强。3日06时，气旋移动至华北地区西侧，气旋东侧形成了西南气流和东南气流辐合区，水汽输送条件进一步加强。3日12时—4日06时，气旋继续加强并缓慢移动，气旋东侧或东北侧的偏东南气流为华北地区不断输送丰富的水汽。此后，气旋继续东移，其东侧的水汽输送带逐渐撤出华北地区，转向东北地区南部。可见，在冷空气到达华北地区之前，华北地区就已经有明显的水汽输送，即有了一定的水汽储备，在强冷空气侵入华北地区时，气旋的加强和缓慢移动又不断地为华北地区输送丰富水汽。

图 11 2012年11月2日12时—4日06时850 hPa水汽(填色)、位势高度(等值线，单位：gpm)和风矢量分布演变 (ａ—ｈ．2日12、18时、3日00、06、12、18时、4日00、06时) Fig. 11 850 hPa temporal changes in the vapour(shaded)，geopotential height(isoline，unit: gpm) and wind vector distribution from 12:00 UTC 2 to 06:00 UTC 4 November 2012 (from a to h: 12:00 and 18:00 UTC 2，00:00，06:00，12:00 and 18:00 UTC 3，and ，00:00 and 06:00 UTC 4)

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从水汽辐合场(图 12)可以看出，水汽通量辐合区位于冷锋前沿并平行于冷锋分布。2日18时，水汽通量辐合带移至山西地区呈南北向分布，此时的水汽来源主要为西太平洋的东南气流和南亚地区的西南气流在广西地区的汇合区。3日00时，水汽通量辐合带移至华北地区，此后水汽通量辐合带以北京地区附近为中心发生气旋性旋转，受到锋后西北干冷气流的阻挡作用，西南气流对水汽通量辐合带的贡献逐渐减弱，西太平洋的偏东南气流成为华北地区主要的水汽来源。该气流往北移动时发生由东南气流向偏南气流再向偏东气流的转变，最后到达华北地区。期间北京地区附近一直为水汽通量的辐合中心，源源不断的水汽输送为雨雪天气的形成提供了非常有利的条件。

图 12 2012年11月2日18时—4日12时850 hPa等压面上的水汽通量辐合(填色)和水汽通量矢量 (大于0.03(kg/kg)·(m/s))(ａ—ｈ．2日18时、3日00、06、12、18时、4日00、06、12时) Fig. 12 850 hPa Moisture flux convergence(shaded) and the moisture flux vector(greater than 0.03(kg/kg)·(m/s))from 18:00 UTC 2 to 12:00 UTC 4 November 2012 (from a to h: 18:00 UTC 2，00:00，06:00，12:00 and 18:00 UTC 3，and 00:00，06:00 and 12:00 UTC 4)

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此外，从水汽输送和锋面抬升的关系(图略)可以看出，锋面前沿的水汽输送带与明显的上升运动叠合，从而造成了锋前的强降水。其中，3日00—12时，由于强冷空气的推进，锋面前沿的水汽输送带明显辐合变窄，水汽梯度增大，同时上升运动也明显加强，水汽的垂直输送得到显著加强，这时段降水与冷锋有关。3日12时，华北一带气旋明显发展，移动缓慢，此后，受气旋的环流影响，冷空气和水汽均按逆时针旋转移动，上升运动带和水汽输送带发生气旋性弯曲，并随着气旋性气流从外围逆时针进入华北地区，水汽沿着锋面抬升，加之在暖区偏南气流前沿有弱暖锋生成，于是华北地区的降水呈现冷锋和暖锋共同作用的特征，降水相态极具复杂性。

图 13为2012年11月3日00 时—4日00 时的地面形势和500 hPa高空图。可以看出，在这次强冷空气的天气过程中，气旋没有明显发展时(图 13a、f)，中纬度内蒙古地区中部已经出现明显的高空槽，高空槽前的正涡度平流有利于气旋的发展。地面有低压发展，并缓慢东移。3日06 时(图 13b、g)，低压延伸出明显的南北向的冷锋，此后冷锋向东移动，即向华北南部和华东地区移动，从高空低压槽和地面低压配置来看，高空低压槽开始时明显落后于地面低压，但其移动速度明显比地面低压快。3日12 时后(图 13d、i)，高空气旋与地面低压的位置逐渐叠合，气旋迅速发展，4日00 时(图 13e、j)气旋向东北地区南部移动。从地面和高空形势图来看，3日00 时—4日00 时，高空气旋和低压中心基本在38°N附近，因此，本研究选择沿着38°N做位温和涡度的垂直剖面(图 14)。可以看出，3日00 时低层涡度中心明显向东超前于高空涡度中心(图 14a)，其中，低层涡度中心区域与500 hPa以下明显的水平位温梯度区一致，即低层锋前明显的斜压性对低层涡度的发展有重要贡献。3日06 时之后，随着高空涡度中心逐渐接近并叠合低层涡度中心之上，扰动加强，低层明显的斜压不稳定容易被触发，从而使得高低空的涡度明显发展(图 14b、c、d)，造成气旋的明显发展。此后，随着冷空气减弱和冷锋的气旋性移动(图 14e)，锋面有所减弱，大气斜压性有所减弱，高低空涡度也随之减小，但由于此时低层大气斜压性相对明显，气旋得到维持。高空涡度平流和温度平流的分布(图略)显示高空涡度的发展过程伴随着明显的正涡度平流和暖平流，其中，高空正涡度平流在气旋快速发展前6小时达到最强，而槽前暖平流随气旋的发展而逐渐增强，至气旋发展成熟阶段达到最强，从这一点来看，这次过程中的气旋的发展机制与第二类温带气旋发生、发展机制(丁一汇，2005；Petterssen，1956；Palmén et al，1969)相似，而在气旋发展初期，其移动方向(由西向东)下游(东侧)低层已经出现对应冷锋的明显斜压区，并且，在高空气旋移至斜压区上空之前斜压区已经有明显的涡度发展，这与第二类温带气旋发生发展机制又不完全相同。

图 13 2012年11月3日00时—4日00时的地面(a—e，来源于韩国气象局)和500 hPa高空形势(f—j，位势高度，单位：gpm；箭头为水平风矢量)(a、f. 3日00时，b、g. 3日06时，c、h. 3日12时，d、i. 3日18时，e、j. 4日00时) Fig. 13 Surface weather charts(from a to e; credits: the Korea Meteorological Administration) and 500 hPa upper air charts(from f to j; geopotential height，unit: gpm，the arrow is for horizontal wind vector)from 00:00 UTC 3 to 00:00 UTC 4 November 2012(a and f: 00:00 UTC 3，b and g: 06:00 UTC 3，c and h: 12:00 UTC 3，d and j: 18:00 UTC 3，and ，e and j: 00:00 UTC 4)

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图 14 2012年11月3日00时—4日00时沿38°N的位温(填色)和涡度(等值线，单位：s-1)的垂直剖面(ａ—e． 3日00、06、12、18时、4日00时) Fig. 14 Vertical-zonal cross section of potential temperature(shaded) and vorticity(isoline，unit: s-1)along 38°N from 00:00 UTC 3 to 00:00 UTC 4 November 2012(from a to e: 00:00，06:00，12:00 and 18:00 UTC 3，and 00:00 UTC 4)

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下面拟结合ω方程来具体分析这次天气过程中锋前上升运动的形成和演变，并结合涡度平流和温度平流的分布探讨它们对其影响。准地转ω方程是常用的垂直运动诊断方程

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图 15 11月3日06时—4日00时700 hPa等压面上的垂直运动(a1—a4，单位：Pa/s)和Q矢量散度(b1—b4，单位：10-14/(Pa·s3))(a1、b1．3日06时，a2、b2．3日12时，a3、b3．3日18时，a4、b4．4日00时) Fig. 15 700 hPa vertical motion(from a1 to a4)(unit: Pa/s) and Q-vector divergence(from b1 to b4)(unit: 10-14/(Pa·s3))from 06:00 UTC 3 to 00:00 UTC 4 November 2012(a1 and b1: 06:00 UTC 3，a2 and b2: 12:00 UTC 3，a3 and b3: 18:00 UTC 3，and ，a4 and b4: 00:00 UTC 4)

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图 16 11月3日06时—4日00时700 hPa Q矢量的纬向(Qx)(a1—a4)和经向(Qy)分量(b1—b4)(单位：10-10 m/(Pa·s3))(a1、b1．3日06时，a2、b2．3日12时，a3、b3．3日18时，a4、b4．4日00时) Fig. 16 700 hPa zonal component(Qx)(from a1 to a4) and meridional component(Qy)(from b1 to b4)of the Q-vector(unit: 10-10 m/(Pa·s3))from 06:00 UTC 3 to 00:00 UTC 4 November 2012(a1 and b1: 06:00 UTC 3，a2 and b2: 12:00 UTC 3，a3 and b3: 18:00 UTC 3，and ，a4 and b4: 00:00 UTC 4)

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众所周知，对称不稳定是空气在垂直运动对流稳定以及水平运动惯性稳定的环境中倾斜上升时产生的一种大气不稳定。如大气处于饱和状态下，则称之为条件性对称不稳定。由于实际大气一般满足惯性稳定(η_g>0)，基于对流稳定(Ri_m>0)的前提下，条件性对称不稳定的判据为(Stone，1966；McIntyre，1970；Emanuel，1983；费建芳等，2009)

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从沿38°N纬线的垂直剖面演变(图 17)可以看出，在这次天气过程中高空基本为稳定的大气层结，但在115°—120°E的华北地区低层则一直出现不稳定的大气层结，即为对流不稳定区域，该大气不稳定层结区域基本位于800 hPa以下，最高时(3日06时)达到700 hPa，基本位于锋面前沿，结合图 12的水汽通量辐合分布演变可以看出，其形成与锋前维持明显的水汽输送和抬升有密切关系(导致∂θ_se/∂z<0)。该对流不稳定区域的维持有利于低层上升运动的持续发生。

图 17 11月3日00时—4日06时沿38°N的条件性对称不稳定(阴影区为条件性对称不稳定区域，即大于0小于1的区域，大于1的区域为条件性对称稳定区域，小于0的区域为对流不稳定区域)的垂直分布(ａ—f． 3日00、06、12、18时、4日00、06时) Fig. 17 Vertical distribution of the conditional symmetric instability(Shaded areas are the CSI region in which it is greater than 0 and less than 1. Areas with its value greater than 1 are the conditional symmetric stable region and those with the value less than 0 are the convective instability region)along 38°N from 00:00 UTC 3 to 06:00 UTC 4 November 2012(from a to f: 00:00，06:00，12:00 and 18:00 UTC 3，and ，00:00 and 06:00 UTC 4)

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对流不稳定区域之上存在浅薄的条件性对称不稳定区域。同时，500 hPa以上高层存在相对深厚的条件性对称不稳定区域，并不断地由西向东移动，而120°E以东的700—600 hPa大气层则存在一相对静止的条件性对称不稳定区域。在3日12时，位于华北地区附近的冷锋加强(水平温度梯度增强)造成风垂直切变(热成风关系)得到增强，从而使得对流不稳定区域之上的条件性对称不稳定区域往高空扩展，并与120°E附近的700—600 hPa的条件性对称不稳定区域连接，有利于上升运动向高空发展。3日18时，华北地区上空800—600 hPa转为条件性对称稳定。在4日00时，锋面前沿(125°E)低层出现了明显的条件性对称不稳定，并向高空扩展，此后(4日06时后)与700—600 hPa以及500 hPa高空以上的条件性对称不稳定区域连通，有利于深厚的倾斜上升运动的形成。

可见，这次天气过程整体的大气层结是稳定的，但在锋面前沿，由于水汽的输送和抬升低层出现了不稳定的大气层结，从而有利于锋前低层上升运动的形成。同时，锋前大气不稳定层结之上形成了较薄的条件性对称不稳定层结区，锋面的加强引起的强水平温度梯度增强了高空的风垂直切变，从而造成条件性对称不稳定区向高空扩展，而高层条件性对称不稳定区与低层向上扩展的条件性对称不稳定区的连通形成了高空较为深厚的条件性对称不稳定区，这为低层形成的上升运动向高层发展创造了十分有利的条件。6 结 语

鉴于此次华北地区初次雨雪过程具有降水强度大、雨雪范围广、初雪时间较早、降水相态多变、雨雪降温大风“三碰头”等特点，而降水强度大的特点尤其突出，很有必要对其根本原因及内在机理做深入的研究。通过对此次过程的分析得到以下几点结论：

(1)从大气环流背景看，通过对北极涛动指数变化的分析发现，北极涛动指数在10月均处于负位相，异常较明显，继之11月1—3日的北极涛动指数值低于-2，表明过程前期将有较强的冷空气向南侵袭。即此次过程之前由于北极涛动指数负位相出现的时间较早，并且强度大，维持时间长，对应当年秋季首场雨雪天气出现时间早、强度大；印证了两者的密切关联。

(2)与历史上多数持续局地强降水事件的成因类似，局地降水集中一般缘于降水影响系统本身强度较大并稳定维持在某个特定区域移动缓慢。此次华北地区上游西风带长波波数变化使波速降低，是影响此次过程的气旋稳定维持的主要原因之一。通过对500 hPa大气环流的分析发现，过程前位于巴伦支海及其东北部的两个高压脊在过程中合并，波长增大，使西风带中的波数减少，根据罗斯贝波速公式，长波相速随之降低。高空长波停滞不前必将导致11月3—4日位于华北地区的气旋系统稳定少动。

(3)东亚—西太平洋地区建立的“Ω”形阻塞形势，阻挡了其上游西风带槽的东移，由于此阻塞高压南部迅速生成的低值系统与高值中心形成十分稳定的对偶之势，导致地面气旋系统长时间稳定维持在北京及其邻近地区，从而促使该地区出现了历史上罕见的强降水事件。

(4)此次过程气旋发展前高空有明显的西风槽，槽前有明显的正涡度平流和暖平流促进气旋的发展，低空则由于强冷空气形成的冷锋造成明显的大气斜压性；在这种温压场结构下，随着该系统高低空中心的趋于叠合，低层明显的斜压不稳定能量得到触发，从而造成气旋的迅速发展。这次天气过程的气旋发展机制与经典的第二类温带气旋发生、发展机制不尽相同。

(5)此次过程中水汽条件亦极为有利。在冷空气到达华北地区之前，华北地区就已经有明显的水汽输送和辐合，即有了一定的水汽储备；在强冷空气侵入华北地区时，气旋的加强和缓慢移动，特别是在气旋发展后期，冷锋的逆时针旋转移动不断收窄其前沿的水汽输送带，造成水汽辐合加强，并且，该输送带已进入东部海域，来自海上的水汽源源不断流入移动缓慢的气旋区域，从而为该区域中心的华北地区的罕见强降水创造了极为有利的水汽条件。此外，锋面移动前沿明显的上升运动为辐合的水汽提供了很好的抬升机制。

(6)利用准地转ω方程对垂直运动的诊断分析显示，这次天气过程冷锋前沿的上升运动的形成与准地转运动(大尺度运动)有着密切联系，而对准地转Q矢量分量的分析则显示涡度平流和温度平流对锋前上升运动的形成和演变有着重要的影响。

(7)此次过程的大气层结和对称不稳定分析表明，在整体大气稳定层结环境下，锋面前沿的水汽输送和抬升使得低层出现了不稳定的大气层结，从而有利于锋前低层上升运动的形成。同时，锋面加强引起的强水平温度梯度增强了高空的风垂直切变，从而造成低层大气不稳定层结区之上的条件性对称不稳定区向高空扩展，而高层的条件性对称不稳定区与低层向上扩展的条件性对称不稳定区的连通形成了高空较为深厚的条件性对称不稳定区，这为低层形成的上升运动向高层发展创造了十分有利的条件。

综上所述，伴随气旋的发展，上游环流场的调整导致西风槽移速减缓、西风槽下游的“阻塞效应”、强冷空气的南侵、充足的水汽条件以及有利的大气层结和对称不稳定条件是本次降水强度异常偏大的主要原因。本文的分析和成因探讨是比较初步的，尚需从以下几个方面做进一步的分析研究：

(1)深入开展成因机理研究，特别是基于罗斯贝波公式的理论，对于因上游效应使华北气旋得以稳定维持的机理进行定量研究，以确定长波的未来移动速度及其对地面气旋的引导效应，并应用于业务预报。我们将另文对气旋发生、发展演变特征与机理加以进一步的探讨。

(2)着眼于预报角度，对于过程中多尺度相互作用进行深入探讨，尤其是对中长期的提前量进行分析(如：北极涛动指数)，以查明北极涛动指数等对此类异常强天气过程的定量预报意义。

(3)类似于台风(飓风)强度与路径预报指导模式的思路，为中国温带气旋研发一个预报指导模式，并使之耦合到全球/区域预报模式中以提高中国温带气旋业务天气预报准确率。