江羽西, 张苏平, 程相坤, 张　文

(1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100； 2.中国海洋大学物理海洋实验室 海洋-大气相互作用与气候实验室，山东 青岛 266100；3.大连金州新区气象局，辽宁 大连 116600； 4.山东农业工程技术学院，山东 济南 250100)

一次渤海海效应暴雪云团的卫星观测及成因分析❋

江羽西1, 张苏平2❋❋, 程相坤3, 张文4

(1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100； 2.中国海洋大学物理海洋实验室 海洋-大气相互作用与气候实验室，山东 青岛 266100；3.大连金州新区气象局，辽宁 大连 116600； 4.山东农业工程技术学院，山东 济南 250100)

摘要：利用星载激光雷达资料等多种卫星遥感数据，结合大气再分析资料等，对2008年12月4—6日发生在山东半岛北部的一次海效应暴雪云团降雪过程进行了分析。结果表明：(1)暴雪云团发生在东北冷涡西南部对流层中低层强西北冷平流、地面气压场气旋式弯曲的天气背景下。(2)受冷平流作用，对流层中下层降温明显，导致渤海低层大气不稳定度增加，海面风场辐合产生上升运动，并将大量的水汽和热量输送至低层大气，这有利于浅对流的加强，并进一步促进降雪云团的形成。(3)降雪云团虽然为浅对流云，但云系冷中心较强；云团发展旺盛时期的云内平均降雪率为0.41mm/h，且降雪率的大值区表现为强弱相间的条状分布。(4)云团的射出长波辐射通量不仅与云团温度有关，还与云内冰水含量有关，冰水含量越高，射出长波辐射通量越低；在研究云对辐射的影响时，没有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系应该分别考虑，降水(雪)弱的云系和降水(雪)强的云系也应该分别考虑。

关键词：渤海海效应降雪；卫星资料；长波辐射；垂直结构

引用格式：江羽西, 张苏平, 程相坤，等. 一次渤海海效应暴雪云团的卫星观测及成因分析[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版)， 2016， 46(5): 1-13.

JIANG Yu-Xi, ZHANG Su-Ping, CHENG Xiang-Kun， et al. Satellitic observation and genetic analysis of clouds of a bohai sea-effect snowstorm[J]. Periodical of Ocean University of China, 2016, 46(5): 1-13.

冬季，当冷空气爆发经过暖水面时，由于水气温差导致低层大气层结不稳定，水气界面产生强烈的热量和水汽输送，并在适宜的触发机制作用下产生上升运动，导致降雪，这种降雪被称为海/湖效应降雪[1]。在中国，由于这种降雪通常发生在冬季对流层低层槽后西北气流条件下，故国内称之为“冷流降雪”。受渤海和地形的影响，山东半岛是海效应降雪多发地区。

国外对海/湖效应降雪的研究主要集中在北美洲各大湖区(五大湖、大奴湖、大盐湖、大熊湖等)、日本西海岸和英格兰岛地区。湖效应降雪的概念最早在1950年由Wiggin[2]提出，定义为当冷空气经过较暖的湖面时产生的降雪；Peter等[3]和Steenburgh等[4]指出，湖气温差是湖效应降雪产生的重要条件；Briggs等[5]和Neil等[6]认为，这种降雪发生在适宜的流场和稳定度条件下；Jiusto[7]发现，500hPa短波槽经过时会使气旋式涡度平流增大，低层大气上升运动加强，导致湖效应降雪增大；Tsuboki等[8]的研究表明，陆风对降雪云有强烈的影响作用，使得降雪带位于陆风的前端；Eito等[9]通过对日本沿海的一次静止雪带进行数值模拟，详细研究了此次降雪雪带的结构特征、环境场分布和维持机制；Ohigashi等[10]使用多普勒和双偏振雷达资料对日本北陆沿海一次静止的双雪带的空间分布、云微物理结构进行研究，并分析了垂直速度和散度场对暴雪的影响。

目前中国对渤海海效应降雪的研究多集中于天气尺度的环流形势分析，近年来，研究重心逐渐转移到通过中尺度的数值模式分析降雪的形成机制和特征。褚昭利和李建华[11]对山东半岛2005、2008和2010年的典型渤海海效应降雪过程进行分析，结果表明：渤海海效应降雪的高空形势主要分为高空冷涡和高空横槽型，高空冷涡型较高空横槽型降雪量偏大，暴雪站点多；杨成芳等[12]诊断分析了2005年12月3—21日山东半岛北部沿海地区发生的持续性强降雪过程，发现冷空气活动频繁、渤海较大的海气温差是降雪持续时间长、强度大的直接原因；李宏业和徐旭然[13]通过对烟台1974—1980年12—2月共542d逐日降雪和风的记录进行统计，得出山东半岛的海效应降雪与低层大气稳定度和海气相互作用直接关联的结论；周雪松等[14]应用WRF模式对一次山东半岛海效应降雪天气过程进行数值模拟和地形敏感性对比试验，发现山东半岛山脉地形使渤海海效应降雪强度明显增大，降雪中心明显北移至山脉北部；周淑玲等[15]分析了2005年发生在山东半岛的4次持续性海效应降雪，结果表明，波状降雪云在渤海发展造成山东半岛暴雪，且暴雪具有明显的空间分布和强度的日变化特征。

在渤海海效应降雪中云的形成和发展阶段均位于海上，而由于海上监测手段比较匮乏，资料缺失，导致对降雪云团物理特征的观测研究较少。美国国家宇航局NASA于2006年4月发射了CALIPSO(cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observations)和Cloudsat太阳同步卫星，CALIPSO可以通过星载激光雷达的后向散射强度直接测得云顶/云底高度等信息，且空间分辨率高，水平分辨率达到333m，垂直分辨率可达30m,CloudSat搭载的云探测雷达可以“剖开”云层，得到云的垂直结构特征，其水平分辨率为2.5km，垂直分辨率为500m。2008年12月4—6日，山东半岛北部出现渤海海效应降雪天气，强降雪严重影响了当地交通运输和工农业生产，在此次降雪过程中，CALIPSO和CloudSat卫星分别两次经过降雪云团上空，为研究提供了充足的海上观测资料，而在前人的工作中，使用卫星资料对海效应降雪的研究还比较少见。本文主要利用CALIPSO和CloudSat卫星资料，结合地面雷达和再分析数据，对12月4—6日山东半岛的一次海效应降雪过程进行分析。郑怡等[16]已对此次降雪云团的垂直特征和演变机理进行过研究，而本文进一步揭示了海效应降雪云的垂直结构特征，细致分析了云内降雪率分布和云团对大气长波辐射传输的影响，为进一步理解海效应降雪以及暴雪云团的结构特征、云团发展和消散机制提供参考。

1降雪分布特征

根据地面站资料，降雪开始于12月4日14时，6日20时(北京时，下同)结束。降雪多集中于山东半岛山脉以北地区，而鲁西、鲁中和山东半岛山脉以南地区降雪明显较少。按照气象上定义的北京时前一日20时至当日20时24h降雪量≥10mm为一个暴雪日，从时间分布上看，可以将12月4—6日的降雪过程分为两个阶段，第一个阶段与地面冷锋相对应(见图1蓝线)，山东大部分地区出现了雨雪天气，持续时间为3日14时—4日08时，全省除山东半岛北部外降水量基本在1mm以下，第二阶段为海效应降雪过程(见图1绿线)，自4日14时开始在蓬莱市出现后，山东半岛北部普降大雪，主要降雪时段为4日20时—5日08时，之后降雪区域东移，降雪量急剧减少，由海效应暴雪减弱为海效应降雪，至6日20时，整个降雪过程在威海结束。此次降雪时间节点清晰，为阵性降雪。此次过程，以烟台，牟平和文登降雪量最大，分别为33.1，35.7和37.3mm，均突破当地有气象资料以来的历史记录。

((a)龙口；(b)福山；(c)威海；(d)成山头；黑线实线为气温，蓝色实线为冷锋云系6h降雪量,绿色实线为海效应降雪云系6h降雪量。(a)LongKou；(b)FuShan；(c)WeiHai；(d)ChengShanTou. The black solid line denotes air temperature; The blue solid line denotes 6h precipitation of cloud system of cold front; The green solid line denotes 6-h precipitation of cloud system of cold airflow snowfall.)

图1地面测站气温和降水时间序列图

Fig.1Times series of air temperature and precipitation at the stations

2天气过程概述

2日08时500hPa等压面(图略)上，东亚中高纬为强大的冷高压控制，在新疆以北地区存在一个近东西向的横槽。至2日20时(图略)，横槽转竖引发寒潮天气。地面冷锋于3日14时进入山东半岛，造成较大范围的降水。4日08时500hPa等压面(见图2(a))上，中国东北地区以西存在一个低涡，山东半岛位于槽前，并且温度线落后于高度线，低涡将进一步发展东移。4日20时850hPa等压面(见图2(b))上，渤海及山东半岛位于槽后，其上空等温线与等高线几乎相垂直，西北冷平流强盛，此时降雪过程开始。5日08时850hPa等压面(见图2(c))上，西北冷平流减弱。5日08时地面图(见图2(d))上，冷高压南移，东亚大部分地区受冷高压控制，在渤海上空，西北气流与受辽东半岛地形作用南下的东北气流辐合，使地面等压线表现为气旋式弯曲。

综上所述，此次降雪的环流形势为高空冷涡配合对流层低层西北冷平流以及地面气压场气旋式弯曲，在这样的高低空配置下，西北冷平流到达渤海暖海面时，由于低层大气层结不稳定和气流辐合产生上升运动，有利于降雪的形成。

((a)12月4日08时；(b)12月4日20时；(c)、(d)12月5日08时；(a)(b)(c)中黑色实线为等高线(10位势米)、红色实线为等温线(℃)、棕色实线为槽线；(d)中黑色实线为等压线(hPa)。(a)at 08:00 on 4 December；(b)at 20:00 on 4 December；(c)(d)at 08:00 on 5 December. In (a),(b),(c) the black solid line denotes geopotential height(dagpm) and the red solid line denotes isotherm(℃), and brown solid line denotes trough line；In (d) the black solid line denotes isobar(hPa，interval 2.5 hPa).)

图2500 (a)、850 hPa(b, c)天气图和地面综合图(d)

Fig.2Synoptic charts on 500 (a, c) and 850 hPa(b) and surface comprehensive chart(d)

3卫星监测的降雪云特征

3.1 云顶亮温

云顶亮温与天气系统演变、地面降水量等有密切的关系，是云图特征量中可以有效反应云系降雪量的变量[17]。图3给出了此次渤海海效应降雪云团的云顶亮温演变过程，资料来源于FY-2C卫星。可以看到，3日13时(见图3(a))，渤海及山东半岛受大范围冷锋云系控制，4日08时(见图3(b))，冷锋云系过境后2h，降雪云团初步形成于渤海湾和莱州湾附近，此时云团呈带状分布，对流发展较弱，后云团在海上迅速增强，4日20时—5日20时(见图3(c)～(g))，暴雪云团十分清晰，呈西北-东南走向，云顶最低亮温达到了-40℃左右，说明对流云系的冷中心较强，对应地面局地有强降雪，后云团向东南方向移至渤海海峡并在移动过程中逐渐衰减，到6日20时(见图3(i))，冷中心已完全消失，降雪过程结束。在整个过程中，云系南部边缘与山东半岛地形走势较为一致，说明山东半岛地形对渤海海效应降雪有影响[14]。

(黑色实线AB，GH，IJ为卫星轨道，CD，EF，KL为论文第四部分用于分析物理量场分布所选取的垂直剖面的水平位置。The black solid line AB,GH,IJ denotes the satellitic pathway; CD,EF,KL denotes the horizontal location of vertical profile which used to analyze the distribution of physical quantity field in section 4.)

图312月3日13:00—6日20:00云团云顶亮温(单位：℃)的演变过程

Fig.3The evolution of cloud-top brightness temperature(unit:℃) from 13:00 on 3 December to 20:00 on 6 December

3.2 垂直结构特征

CALIPSO与CloudSat卫星于3日13时，5日02时和5日13时经过山东半岛及渤海上空，分别对应冷锋过境，海效应暴雪和降雪减弱阶段。卫星轨道如图3(a)、3(e)和3(f)中的黑线AB、GH和IJ所示。

图4左列为沿着卫星轨道剖面上云的纬度-高度分布结构。可以发现：冷锋云系云底高度普遍在2km左右，而云顶高度可以达到8km以上(见图4(a1))，远高于暴雪云团的对流高度；5日02时，处于旺盛时期的暴雪云团具有明显的中小尺度和浅对流特征，水平尺度在200km左右，云底高度在400m左右，云顶在4km以下，且冰粒子有效半径较大的区域集中在云的中下层(见图4(b1))。图4右列为对应的云顶亮温分布，在渤海上空(38°N～39°N)，冷锋云系的云顶亮温最低值为-42℃(见图4(a2))，且仅局限于38.3°N附近，而暴雪云团的云顶高度虽然比冷锋云系低4km，但云顶亮温最低值在-38℃左右，且低亮温中心范围大，基本覆盖了渤海上空(见图4(b2))，在降雪减弱阶段，云粒子半径明显减小，云顶高度下降至3km以下，云顶亮温升高至-30℃以上(见图4(c2))。

图5为降水云系的冰水和液水含量。可以看出，暴雪云团的冰水含量主要分布在1～2km高度，最大可达856mg/m3(见图5(b1))，远远大于冷锋云系。冷锋云系的冰水含量主要分布在3～5km高度，最大值为477mg/m3(见图5(a1))。对整个云区进行平均后发现，暴雪云系的冰水含量的平均值(212.4mg/m3)远大于冷锋云系(72.1mg/m3)，冰粒子半径平均值(82.3μm)也大于冷锋云系(73.03μm)，但液水含量冷锋云系(100.32mg/m3)大于暴雪云团(55.19mg/m3)，这与郑怡等[17]得到的结论基本一致。

图6为利用CALIPSO卫星监测资料绘制的后向散射强度和云顶高度的垂直分布图。图中白色区域的后向散射强度最强，可以看见，后向散射强度最大的区域与云顶位置十分吻合。在渤海上空，海效应暴雪云团发展旺盛，云顶高度的起伏不大，在3 km左右。由于云层较厚，激光雷达信号无法穿透，导致云下的信号很弱，呈现明显的穹窿区(见图6(a)中云下蓝色穹窿区)。在降雪减弱阶段，云层高度下降，厚度降低，后向散射明显变弱，激光雷达信号可以穿透云层，使云下的大气散射也有所反应，没有出现弱散射穹窿区(见图6(b))。

((a1)、(a2)12月3日13时；(b1)、(b2)12月5日02时；(c1)、(c2)12月5日13时；左列填色为CloudSat观测的冰粒子有效半径(10-1μm)，红线为CALIPSO观测的云顶高度(m)；右列蓝线为FY-2C观测的云顶亮温(℃)。(a1)(a2)at 13:00 on 3 December；(b1)(b2)at 02:00 on 5 December；(c1)(c2)at 13:00 on 5 December. The shaded area of left column denotes the ice effective radius(10-1μm) observed by CloudSat and the red solid line denotes the cloud top altitude(m) observed by CALISPO；The blue solid line of right column denotes the cloud-top brightness temperature(℃) observed by FY-2C.)

图4沿图2黑线AB，GH，IJ上降水云团的纬度-高度垂直剖面结构

Fig.4The vertical latitude-height structure of rainfall cloud along the black line AB,GH,IJ in Fig.2

((a1)、(a2)12月3日13时；(b1)、(b2)12月5日02时；(c1)、(c2)12月5日13时；(a1)(a2)at 13:00 on 3 December；(b1)(b2)at 02:00 on 5 December；(c1)(c2)at 13:00 on 5 December.)

图5沿图2黑线AB，GH，IJ上CloudSat观测得到的降水云团冰水含量(左列，单位：mg/m3)和液水含量(右列，单位：mg/m3)

Fig.5The ice water content(left column, unit: mg/m3) and the liquid water content(right column, unit: mg/m3)of

snowfall cloud observed by CloudSat along the black line AB,GH,IJ in Fig.2

((a)12月5日02时；(b)12月5日13时；填色为后向散射强度(s-1)，白色区域蓝色实心点为云顶(m)。(a)at 02:00 on 5 December；(b)at 13:00 on 5 December；The shaded area denotes the total attenuated backscatter(unit:s-1) and the blue solid dot in the white area denotes the cloud top(unit: m).)

图6沿图2黑线GH，IJ上CALIPSO观测得到

的降雪云垂直结构

Fig.6The vertical structure of snowfall cloud observed by

CALIPSO along the black line GH,IJ in Fig.2

如图7，云团发展旺盛时期，降雪率的大值区位于山东半岛北部及海上，主要分布在云区的中下层，即2500m以下，且在云内呈现较不规则的强弱相间的条状分布，最大值可达1.83mm/h，这一现象与渤海海效应降雪的阵性降雪特征相吻合，云区内平均降雪率为0.41mm/h。降雪减弱阶段，云区内降雪强度大范围降低，但最大降雪率略高于旺盛时期，达到了1.93mm/h，平均降雪率降至0.18mm/h。比较冰粒子有效半径和降雪率的分布，可以发现，两者的分布特征十分相似，但在某些冰粒子半径较小的区域，云团发展较弱，没有降雪现象。

3.3 长波辐射特征

图8给出了CloudSat观测到的云团长波辐射特征，虽然冷锋云系和降雪云系的发展强度不同，但是两者对地气系统的辐射传输的影响十分相似，云层的吸收率近于常数，可认为云层为灰体，且云团发展越旺盛的区域，对长波辐射的吸收率和放射率越大。

由于降雪云团旺盛阶段云顶温度较低，平均值为-28.11℃，因此向下长波辐射的垂向分布在云团顶端呈现向下凹的槽状分布，云顶处的向下长波辐射通量平均值可以达69.66W/m2。降雪减弱阶段的云顶温度较旺盛时期有所升高，平均值为-23.59℃，温度的升高使得云顶处的向下长波辐射通量平均值也有所增大，达到了121.20W/m2。而冷锋云系的云顶平均温度为-30.26℃，比旺盛时期的降雪云团还低，因此其云顶向下长波辐射通量平均值较降雪云团更低，为69.06W/m2。

((a)12月5日02时；(b)12月5日13时；填色为降雪率(mm/h)。(a)at 02:00 on 5 December；(b)at 13:00 on 5 December；The shaded area denotes the snowfall rate(unit:mm/h).)

图7沿图2黑线GH，IJ上CloudSat观测

得到的降雪速率垂直分布

Fig.7The vertical structure of snowfall rate observed by

CloudSat along the black line GH,IJ in Fig.2

降雪减弱阶段(云顶平均温度为-23.59℃)的云顶向上长波辐射通量略大于冷锋云系(云顶平均温度为-30.26℃)，两者的平均值分别为198.79和170.65W/m2，降雪云团旺盛阶段(云顶平均温度为-28.11℃)的云顶平均温度虽然介于前两种云系之间，但是云顶向上长波辐射均小于前两种云系，平均值为123.71W/m2，这很可能与旺盛阶段降雪云团中冰水含量远远大于冷锋云系和减弱阶段降雪云团有关。冷锋云系和降雪云团下方的长波辐射均随高度变化不大，说明在降雪阶段，大气中的降雪粒子较稀疏，降雪对长波辐射传输的影响很小。

在无云区(对应冷锋云系37.42°N附近，对应旺盛阶段降雪云团在34.71°N～36.52°N，对应减弱阶段降雪云团在36.72°N～37.00°N)，由于地表温度较云层温度更高且长波辐射不受云层的阻挡，因此低层大气中，向上长波辐射出现柱状极大值区，3个时刻对应的地面气温分别为9.82、9.10和12.04℃，根据斯蒂芬玻尔兹曼定量，向上长波辐射通量理论值应分别为363.49、359.83和371.12W/m2，卫星观测的结果为361、355.43和365.13W/m2，基本与理论值一致，但略有减少，可能是大气对长波辐射的衰减作用使得到达卫星传感器的长波辐射相比地面有所减少。而相对于同一高度上有云覆盖的地区，向下长波辐射在无云区出现极小值，3个时刻对应的地面向下长波辐射通量分别为286、218.45和218.43W/m2，而有云覆盖的地区，地面向下长波辐射通量基本都达到了350W/m2以上，反应了大气向下长波辐射比云层向下的辐射小。此外，冷锋云系无云区较降雪云团无云区的向下长波辐射通量更大，可能是由于冷锋云系的无云区过于狭窄，周围云系放射的辐射对其影响较大。

图9为长波辐射的净射出通量(向上长波辐射通量与向下长波辐射通量之差)。3个时次的对应区域，均表现为长波辐射的净射出，射出长波辐射在云以下区域分布较为均匀，云下区域平均值分别为30.91、60.88和70.18W/m2，而无云区的相近高度以下，平均值分别为83.25、148.60和139.90W/m2，均大于有云覆盖的区域，射出长波辐射通量在云内部近乎为零，因此可以认为云内基本达到了长波辐射平衡，而云顶以上区域辐射明显增强，反映存在云顶向上的长波辐射。这些分析表明，云系对地面的向上长波辐射有明显的削弱作用，冷锋云系削弱率(净向上长波辐射/向上长波辐射)为0.10，旺盛阶段和减弱阶段降雪云系的削弱率分别为0.22和0.29，均大于冷锋云系的削弱率。因此，在研究云对辐射的影响时，对没有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系应该分别考虑，且降水(雪)的强弱对辐射也有影响。

((a1)、(a2)12月3日13时；(b1)、(b2)12月5日02时；(c1)、(c2)12月5日13时；左列填色为向下长波辐射通量(W/m2)；右列填色为向上长波辐射通量(W/m2)。(a1)(a2)at 13:00 on 3 December；(b1)(b2)at 02:00 on 5 December; (c1)(c2)at 13:00 on 5 December. The shaded area of left column denotes the downwelling long wave fluxes(W/m2)；The shaded area of right column denotes the upwelling long wave fluxes(W/m2).)

图8沿图2黑线AB，GH，IJ上CloudSat观测得到的长波辐射通量的垂直分布

Fig.8The vertical structure of long wave fluxes observed by CloudSat along the black line AB,GH,IJ in Fig.2

((a)12月3日13时；(b)12月5日02时；(c)12月5日13时;填色为净向上长波辐射通量(W/m2)。(a)at 13:00 on 3 December；(b)at 02:00 on 5 December； (c)at 13:00 on 5 December. The shaded area denotes the outgoing long wave fluxes(W/m2).)

图9沿图2黑线AB，GH，IJ上CloudSat观测得到的净向上长波辐射通量的垂直分布

Fig.9The vertical structure of outgoing long wave fluxes observed by CloudSat along the black line AB,GH,IJ in Fig.2

综上所述，相对于冷锋云系，海效应暴雪云团虽然发展高度低，为浅对流云，但受西北强冷平流影响，云团冷中心强度和范围均更大，云内冰粒子有效半径较大且冰水含量较多。云团发展越旺盛的区域，对长波辐射的吸收率和放射率越大，且云团的射出长波辐射不仅与云团温度有关，还与云内冰水含量有关(相同温度下，冰水含量越大，射出长波辐射越低)，此外，云系对地面的向上长波辐射有明显的削弱作用，在研究云对辐射的影响时，没有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系应该分别考虑。

4雷达反射率因子

雷达反射率因子可以反映气象目标内部降水粒子尺度和数密度，与降水强度有正相关关系。4日20时10分(见图10(a))，降雪带呈西北-东南走向，强降雪区位于山东半岛北部沿海及烟台地区，山东半岛北部(烟台)的雷达反射率因子最大值达到75dBZ。4日20时10分至次日06时27分，回波带水平范围有所扩大，多个对流强降雪云区经过山东半岛北部沿海及烟台、威海地区，造成地面多次强阵性降雪。5日06时27分(见图10(b))，强降雪区表现为狭长的弧形并向东移动。4日20时至5日08时，烟台市降水量达到31.3mm，之后急剧减少。08时24分(见图10(c))，强回波带移至文登，最大反射率因子为76dBZ。12时45分(见图10(d))，回波强度明显减小，大范围反射率因子明显低于30dBZ。

以上雷达观测分析进一步描述了渤海海效应降雪云团的初步形成、发展和逐步东移消散阶段，与卫星监测结果一致。

((a)4日20时10分；(b)5日06时27分；(c)5日08时24分；(d)5日12时45分。(a)at 20:10 on 4 December；(b)at 06:27 on 5 December；(c)at 08:24 on 5 December；(d)at 12:45 on 5 December.)

图10烟台多普勒雷达0.5°仰角反射率因子图(单位：dBZ)

Fig.10Reflectivity with 0.5° from YanTai Doppler radar(unit: dBZ)

5暴雪云团发展的机制分析

5.1 冷平流强度和热力条件

海效应降雪的形成与冷空气强度密切相关。4日08时(见图11(a1))，降雪云团初步形成，850hPa等压线与等温线密集并且几近垂直，强冷平流导致局地对流层低层大幅度降温。地面观测表明(见图1)，在冷空气爆发前的3日14时，龙口、福山、威海和成山头测站气温分别为14、14、12和11℃，受冷空气影响，5日08时各站气温均低于-5℃，降幅达到了16～19℃。

对流层低层降温导致渤海海气温差(皮温与气温的差值，下同)增大(见图11(a2))，大部分海域海气温差在8～10K以上，海气界面强不稳定；感热通量与潜热通量均达到了100～200W/m2(见图11(a3))。计算近10年(2001—2010年)12月平均值，渤海海气温差平均值为4.5～8.5K，感热通量为50～90W/m2，潜热通量为40～80W/m2。此次海效应降雪云团发生的海气界面热力不稳定度和热通量均明显高于气候平均值，强冷空气不仅导致海气界面不稳定性增加，还使海面蒸发变强，向大气输送的水汽增多，为暴雪云团的形成和发展提供了有利条件。

4日20时暴雪云团已发展至强盛阶段(见图11(b1))，云顶亮温低值中心在-38～-40℃之间，在冷平流的影响下，海气温差与海气间热量输送进一步增强(见图11(b2),(b3))。5日02时(见图11(c))，渤海上空850hPa气温已降至-20℃，海气温差增至14 K以上，海气间热通量输送达400W/m2以上，暴雪云团水平覆盖范围达到最大，且向东南偏东方向发展，但-38℃的低亮温中心的覆盖范围有所减小，表明此时云团对流强度可能已经开始减弱。与地面观测对比可知，这两个时刻间对应地面降雪主要时段。

5日20时(见图11(d))，冷平流几乎消失，气温的回升导致海气温差和热量输送减小。云团东移衰减。

(左列：填色为云顶亮温，第一个色标，单位：℃，黑线为等压线，单位：dagpm，红线为等温线，单位：℃；中列：填色为皮温与2m气温差值，第二个色标，单位：℃；右列：填色为热通量，第三个色标，单位：W/m2。 Left column：the shaded area denotes the cloud-top brightness temperature，the first shaded guide，unit：℃; The black solid line denotes the isobar，unit：dagpm; The red solid line denotes the isotherm，unit：℃. Middle column：the shaded area denotes the value of skin temperature subtracts the value of temperature 2m below the ground; The second shaded guide，unit：℃. Rright column：the shaded area denotes the heat flux; The third shaded guide，unit：W/m2.)

图11渤海海效应降雪过程中的物理量场分布

Fig.11The distribution of physical quantity field during the Bohai Sea-effect Snowfall

图12为暴雪阶段850hPa高度上θse的平均分布，由图可知，在暴雪发生时，存在着一条由黄海南部伸出，贯穿山东半岛至渤海的一条高θse脊，山东半岛北部的θse值为280～282K，大于山东西部及东北华北地区。高θse脊附近为大气层结不稳定区，因此海气相互作用产生的渤海海效应降雪会产生在θse脊附近[12]。这种θse分布使半岛北部的低层大气容易产生对流运动，有利于降雪的形成。

5.2 物理量垂直分布特征

为了进一步分析暴雪云团的物理量垂直分布特征的变化，做了不同垂直剖面进行分析。

图13(a)为4日08时沿图3(b)中CD实线的垂直剖面，该剖面穿过该时刻初步形成的降雪云团。可以看出，渤海海面上空(37°N～40°N)低层大气存在广泛的降温和上升运动区，在云团生成海区(37°N～38°N)800～700hPa存在降温中心和上升运动区，中心值分别达到了6℃和0.8hPa/s。水汽在近海面处辐合，在850hPa附近辐散。说明了在这一时刻，对流层低层不稳定性加强，浅对流开始发展。

图12　4日20时～5日20时850 hPa平均θse(单位：K)

图13　沿图2黑线CD，EF，GH，KL对应时刻6 h变温(左列填色，第一个色标，单位：℃)、垂直速度(左列黑线，单位：Pa/s)、水汽通量

4日20时，暴雪云团已发展至旺盛。图13(b)为沿着图3f中EF实线的垂直剖面图，该剖面横穿该时刻的暴雪云团。可以看出，在暴雪云团区域(120°E～122°E)处，上升运动明显加强，中心出现在800hPa左右，最大值达到-2.1hPa/s。与上升运动对应，有一相对暖舌从低空向上伸展至800hPa，与海面暖湿空气向上输送相关联，在其上方700～600hPa高度上，降温明显，这种上冷下暖的垂直结构会进一步促进降雪云团的维持。低空水汽辐合明显加强，辐合区高度可达850hPa，略低于最大上升运动中心。水汽辐散中心在辐合区上方的800～700hPa处，表明浅对流云团高度在初始形成期明显升高，但仍然主要在700hPa以下。

5日02时，云团维持并向东南偏东发展，此时CALIPSO与CloudSat卫星经过云团上空，沿着卫星轨迹(图3(e)中GH实线)做垂直剖面如图13(c)。可以看出，上升运动中心在37°N附近，位于山东半岛北部，与局地主要降雪时段相对应。本文注意到6h降温区域主要出现于对流层低层，700hPa以上甚至出现正变温，这种温度结构的变化将减弱大气的不稳定性。对应上升运动中心速度已经减弱至-1.0Pa/s，与减弱的上升气流相对应，低空水汽辐合到达的高度降低，其上空水汽辐散明显加强，这些变化均不利于降雪云团的发展。CALIPSO与CloudSat卫星得到的冰粒子有效半径、云顶高度和冰水含量等可以认为是暴雪云团发展至极盛(此后开始减弱)时的特征。

6日08时，云团向东南偏东方向移动，并逐渐衰减。沿图3(h)中KL实线做垂直剖面如图13(d)，发现6h变温已经转为正值，上升运动中心已经减弱至-0.2Pa/s，且东移出现在渤海海峡上空(122°E附近)，与弱的水汽辐合相对应。此时，除了山东半岛东部的威海、成山头仍有降雪外，其它地区的降雪已经基本停止。

3日08时，冷空气爆发前，大连测站低空气温较高(见图14红线)，后受较强冷平流作用，整个对流层中低层大幅度降温，地面48h下降19.3℃，降温最强区域位于850～700hPa，48h降温甚至达到了24℃(见图14绿线)，6日08时，随着冷空气的减弱，大气中低层温度逐渐回升，低空不稳定性减弱(见图14黑线)。

综上所述，低空强西北冷平流和渤海海面较大海气温差导致此次降雪强度大，暴雪云团形成机制是强冷平流导致渤海上空的对流层中低层大幅度降温，与暖海面相结合使低空大气层结不稳定性增加，出现上升运动，并由海洋向大气释放大量的感热和潜热，另一方面，海面水汽辐合向上输运，进一步使得浅对流得以发展。后冷空气活动减弱，渤海及山东半岛对流层中低层逐渐转为暖平流，大气低层升温明显，低空不稳定性、上升运动和水汽辐合均减弱。注意到，在暴雪云团减弱的阶段，海面的感热潜热通量仍然很强，但由于冷平流减弱导致浅对流强度下降，水汽向上输运减少，使得暴雪云团难以维持，继而消散。

图14　大连测站探空曲线

6结论

本文通过CALIPSO激光雷达数据、CloudSat极轨卫星云剖面雷达数据、多普勒雷达资料结合常规观测资料和再分析资料对2008年12月4—6日发生在山东半岛北部地区的高空冷涡型海效应降雪过程进行了综合分析，在前人结论的基础上，本文重点分析了云内降雪率分布和云团对大气长波辐射传输的影响，得出以下结论：

(1)冷锋云系过境2 h左右后，受东北冷涡西南部对流层中下层强冷平流以及地面气压场气旋式弯曲的影响，降雪云团初步形成于渤海湾及莱州湾附近，后在海上迅速增强发展为暴雪云团，随着天气背景环流的变化和冷平流的减弱，云团逐渐向渤海海峡移动，并伴随局地降雪云团的减弱。(2)处于旺盛时期的暴雪云团，云底高度在400m左右，云顶可达到4km，云内降雪率的大值区表现为不规则的强弱相间的条状分布，云内平均降雪率为0.41mm/h，由于云层较厚，云下呈现明显的弱散射穹窿区。在降雪减弱阶段，云层高度下降，厚度降低，弱散射穹窿区消失，云内平均降雪率降低至0.18mm/h。

(3)冷锋云系、旺盛时期的暴雪云团和减弱阶段的降雪云团，云顶向上长波辐射通量的平均值分别为170.65、123.71和198.79W/m2，云系对长波辐射的削弱率分别为0.10、0.22和0.29。云团的射出长波辐射通量不仅与温度有关，还与云内冰水含量有关，冰水含量越高，射出长波辐射通量越低，因此，在研究云对辐射的影响时，没有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系应该分别考虑，降水(雪)弱的云系和降水(雪)强的云系也应该分别考虑。

(4)此次暴雪云团发展的热力动力条件是，对流层中下层(1000～700hPa)降温导致大气低层不稳定性增加，地面西北风和东北风辐合而表现出的气旋式弯曲为海面水汽辐合和浅对流发展提供了有利条件，海洋向大气输送大量的感热和潜热，两者量级相当，强度明显大于气候平均值，促使浅对流进一步加强，使得暴雪云团得以形成和发展。当冷空气减弱后，对流层中下层升温明显，大气稳定度增加，降雪云团明显减弱。低空强冷平流和渤海海面较大海气温差是导致此次降雪强度大的原因。

(5)本研究只讨论了一次渤海海效应降雪云团的云物理特征，得到的定量结论有一定局限性。另外，降雪云图中大量的冰水含量导致的强向上长波辐射和云顶冷却对云团本身的发展、维持和消散的影响还有待进一步研究。

致谢：感谢王琪师姐提供的技术上的支持！

参考文献：

[1]王琪, 杨成芳, 张苏平, 等. 一次典型大范围冷流暴雪个例的诊断分析[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版), 2014, 44(6): 18-27.

Wang Q, Yang C F, Zhang S P, et al. A diagnosis analysis of an ocean-effect snow in Shandong Peninsula on 30 December, 2010[J]. Periodical of Ocean University of China, 2014, 44(6): 18-27.

[2]Wiggin B L. Great snows of the Great Lakes[J]. Weatherwise, 1950, 3: 123-126.

[3]Peter J S, Greg E M. Lake-aggregate disturbances. Part V: impacts on lake-effect precipitation[J]. Mon Wea Rev, 1985, 113(2): 728-744.

[4]Steenburgh W J, Halvorson S F, Onton D J, et al. Climatology of lake-effect precipitation[J]. Mon Wea Rev, 2000, 128(2): 709-727.

[5]Briggs W G, Graves M E. A lake breeze index[J]. Apply Meteor, 1962, 1: 474-480.

[6]Neil F, John E. Model simulations examining the relation of lake-effect morphology to lake shape, wind direction, and wind speed[J]. Mon Wea Rev, 2003, 131: 2102-2111.

[7]Jiusto J E, Paine D A, Kaplan M L. Great Lakes snowstorms. Part Ⅱ: Synoptic and climatological aspects[J]. ESSA Grant E22-13-60(G)ASRC, State University of New York at Albany Report EssA E22-49-70, 1970: 58.

[8]Tsuboki K, Fujiyoshi Y, Wakahama G. Structure of a land breeze and snowfall enhancement at the leading edge[J]. Meteor Soc Japan, 1989, 67: 757-770.

[9]Eito H, Kato T, Yoshizaki M, et al. Numerical simulation of the quasi-stationary snowband observed over the southern coastal area of the Sea of Japan on 16 January 2001[J]. Meteor Soc Japan, 2005, 83: 551-576.

[10]Ohigashi T, Tsuboki K. Structure and maintenance process of stationary double snowbands along the coastal region[J]. Meteor Soc Japan, 2005, 83: 331-349.

[11]褚昭利, 李建华. 高空形势与山东半岛冷流暴雪的关系[J]. 气象与环境科学, 2012, 35(2): 44-48.

Zhu Z L, Li J H. Relationship of high-altitude situation and the cold-air blizzard on the Shandong Peninsula[J]. Meteorological and Environmental Sciences, 2012, 35(2): 44-48.

[12]杨成芳, 李泽椿, 李静, 等. 山东半岛一次持续性强冷流降雪过程的成因分析[J]. 高原气象, 2008, 27(2): 442-451.

Yang C F, Li Z C, Li J, et al. A diagnostic analysis on peculiar persistent cold airflow snowstorm process in shandong Peninsula[J]. Plateau Meteorology, 2008, 27(2): 442-451.

[13]李宏业, 徐旭然. 冷流低云降雪成因的分析[J]. 气象, 1995, 21(12): 21-24.

Li H Y, Xu X R. An Analysis on the cause of the cold current and low-level cloud snowfall[J]. Meteorology, 1995, 21(12): 21-24.

[14]周雪松, 杨成芳, 张少林. 地形对冷流暴雪影响的可能机制研究[J]. 安徽农业科学, 2011, 39(31): 19419-19422.

Zhou X S, Yang C F, Zhang S L. Study on possible mechanism of terrain influence to cold airflow snowstorm[J]. Journal of Anhui Agri Sci, 2011, 39(31): 19419-19422.

[15]周淑玲, 丛美环, 吴增茂, 等. 2005年12月3-21日山东半岛持续性暴雪特征及维持机制[J]. 应用气象学报, 2008, 19(4): 444-453.

Zhou S L, Cong M H, Wu Z M, et al. Characteristics and maintaining mechanisms of sustained cold-air outbreak snowstorm processes in Shandong Peninsula during December 3-21, 2005[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2008, 19(4): 444-453.

[16]郑怡, 高山红, 吴增茂. 渤海海效应暴雪云特征的观测分析[J]. 应用气象学报, 2014, 25(1): 71-82.

Zheng Y, Gao S H, Wu Z M. Observational analysis and numerical simulation of cloud characteristics of the Bohai sea-effect snowstorm[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2014, 25(1): 71-82.

[17]杨军. 气象卫星及其应用[M]. 北京： 气象出版社, 2012.

Yang J. Meteorological Satellites and Its Application[M]. Beijing: Meteorological Publishing Company, 2012.

责任编辑庞旻

Satellitic Observation and Genetic Analysis of Clouds of A Bohai Sea-Effect Snowstorm

JIANG Yu-Xi1, ZHANG Su-Ping2, CHENG Xiang-Kun3, ZHANG Wen4

(1.College of Oceanic and Atomospheric Sciences， Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2.Physical Oceanography Laboratory & Ocean-Atmosphere Interaction and Climate Laboratory, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 3.Jinzhou, Dalian Meteorological Bureau, Dalian 116600, China; 4.Shandong Agriculture and Engineering University, Jinan 250100, China)

Abstract:In this study, amount of satellitic remote sensing data and atmosphere reanalysis data were used to study a snowfall by Bohai sea-effect snowfall cloud which occurred in Shandong Peninsula from 4 to 6, Dec, 2008. The study achievement shows that the snow cloud was taking place in the strong northwestly cold flow in the middle-low troposphere southwest the northeast cold vortex, and cyclonic bending on the surface pressure-field. Due to the cold airflow, the temperature in the middle-low troposphere decreased obviously, it resulted in the increasing atmosphere instability in low troposphere over the Bohai Sea, then the sea surface wind would converge to produce upcurrent, ascending motion transported much moisture and heat into the low atmosphere, eventually, it would reinforce the shallow convection, furthermore, it cloud promote the formation of snowfall cloud. Although snowstorm cloud was shallow convective cloud, its cold center was quite strong, during the exuberant period, the average value of snowfall rate was 0. 41 mm/h, and the heavy snow rate was distributed as alternating strip. The upwelling long wave fluxes on the cloud top was not only related to the temperature, but also related to the ice water content of the cloud, the higher the ice water content of the cloud was, the lower the upwelling long wave fluxes were. When we research the clouds effect on the radiation, we should consider the rainfall(snowfall) strength of the cloud.

Key words:the Bohai sea-effect snowfall; satellitic data; long wave radiation; vertical structure

基金项目：❋ 国家自然科学基金项目(41175006,41576108)；国家自然科学基金与山东省海洋科学研究中心基金联合基金项目(U140640)资助

收稿日期：2015-04-23；

修订日期：2015-05-30

作者简介：江羽西(1993-)，女，硕士生。E-mail: 51419768@qq.com ❋❋通讯作者：E-mail：zsping@ouc.edu.cn

中图法分类号：P426.5

文献标志码：A

文章编号：1672-5174(2016)05-001-13

DOI：10.16441/j.cnki.hdxb.20150156

Supported by the National Natural Science Foundation of China (411750056,41576108); Natural Science Foundation of China and the Shandong Joint Fund for Marine Science Research Centers (U1406401)