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摘 要 1月23日夜里，太湖东南侧浙江省嘉兴到宁波慈溪一带出现了一次罕见的冷流降雪天气过程。通过对降雪发生时对应的天气形势、探空图、雷达回波和湖气温差等特征进行分析得出此次降雪明显时段高空500 hPa处在槽前，太湖的湖效应降雪除了取决于湖气温差外，还和逆温层高度密切关联。降雪发生时，湖气温差达到21 ℃，较美国大湖效应时湖气温差明显偏高；自由对流高度很低，逆温层高度在800 hPa以下，云顶高度最大达到3 km，最大反射率因子30 dBz，较山东半岛地区的冷流暴雪偏弱。
关键词 冷流降雪；热对流；湖气温差；逆温层高度
中图分类号：P458.121 文献标志码：A DOI：10.19415/j.cnki.1673-890x.2016.05.001
冷流降雪又叫海效应降雪[1]，是指冬季冷空气流经暖海面后产生的降雪，主要集中在海面上以及近海地区。我国的渤海地区，特别是山东半岛北部也是冷流降雪的高发地区。刁秀广等[2]分析了2005和2008年发生在山东半岛北部的两次冷流暴雪过程，发现冷流暴雪产生在对流层低层辐合、中层辐散的上升运动区内，上升运动厚度浅薄。于志良等[3]从海气相互作用角度分析了山东半岛冷流暴雪的成因，指出海气温差加大造成了半岛地区冷流降雪量相应增大。
与海效应降雪机制类似的有湖效应降雪，著名的有美国五大湖和大盐湖等。杨成芳等[1]对海（湖）效应降雪进行了广泛研究，介绍了国内外海（湖）效应降雪的研究进展，对其产生的机制、大尺度环流背景及多尺度相互作用、影响因素和空间形态分类等方面进行总结分析。Peter等[3]认为，这种降雪产生在一定的湖气温差、风向风速、稳定度和温度递减率条件下，其中湖气温差是最重要的条件。
1 太湖东南侧地区冷流降雪成因
冷流降雪的本质是发生在对流层低层的热对流，它的产生与水（海水或淡水）和空气的热力性质密切相关。当有强冷空气南下经过海面或湖面时，水的温度降幅较小，水上方的空气温度降幅较大，形成显著温差。此时，较暖的水面向上传导热量并蒸发水汽，从而在水上方形成一片浅薄的暖湿空气层，此气层与其上方更干冷的空气形成不稳定层结，从而产生热对流形成云，降雪云团沿低层引导气流向下风向运动，从而产生降雪。
太湖是我国五大淡水湖之一，湖面面积2 338 km2，水域面积排第三，平均水深1.9 m，蓄水量44.5亿m3。历史上（如2012年12月23日），受强冷空气影响，江苏省洪泽湖、高邮湖、太湖等水面出现较大范围冷流云，但由于强度很弱，仅给苏锡常、上海局地带来弱的冷流降雪天气。
2016年1月23日20：00-24日05：00，受罕见的极涡南下带来的寒潮影响，太湖东南侧的浙江省嘉兴到宁波一带出现了明显的冷流降雪天气。本文对此次过程进行诊断分析，以期为太湖冷流降雪的预报提供一定参考。
2 个例分析
2.1 天气图分析
湖效应降雪产生在特定的大尺度背景下。通常情况下，对流层的中上层存在一条天气尺度的槽或者低压系统，对流层的低层为冷平流，高空槽前存在地面冷锋。在这种形势下，当大陆冷空气流经暖水体时可产生降雪，雪带产生在冷锋后的下风地区。
图1中，2016年1月23日20：00，500 hPa上受乌拉尔山阻高和鄂海阻高活动影响，极涡南下至北纬39～40°，中心附近气温-46 ℃，位势高度509 gpm。500 hPa上海、杭州探空上仍处在槽前西南风急流中，而700 hPa以下伴随高空锋区南压，已转强的西北气流冷平流控制，气温出现明显下降；地面图上太湖地区处于较强的西北风控制之下，此时太湖西南侧嘉兴地区开始出现冷流降雪。24日08：00，500 hPa上太湖地区高空槽过境，转受偏西气流控制，此时降雪已经停止。
图2为2016年1月24日02：00的降雪区，其中矩形框内为此次冷流降雪区域。图1中可见，02：00太湖东南侧嘉兴、嘉善、平湖、海盐及宁波西北部的慈溪和余姚等地受冷流降雪云系出现了降雪；从积雪深度和过程最大积雪深度数据来看，由于降雪时气温普遍在-3～-5 ℃且降雪量较大，上述地区出现明显积雪，其中最大积雪深度为嘉兴海盐站测得的7cm（24日01：00）。
Thomas等[4]认为，500 hPa槽经过时引起气旋式涡度平流增大，天气尺度上升运动增强，因而使得湖效应加强。从之前分析来看，本次太湖湖效应降雪的形势场也同样适用。在这种形势下，湖效应和天气尺度过程的耦合有助于降雪的增强。
2.2 探空、卫星、雷达等探测资料分析
杨成芳等[1]指出，冷流降雪和逆温层高度密切相关，不稳定层的深度取决于逆温层的高度和强度；Byrd等（1991）的研究[5]发现，逆温层的高度是湖效应暴雪发展和衰减的主要影响因素，也是云厚度和降水率的限制条件，逆温层高度多为1～2 km高，有些对流旺盛的冷流暴雪中逆温层高度可达3 km以上。
此次太湖冷流降雪时，上海北部宝山等地区由于海陆位置也出现了明显的海效应降雪，同时长江口沿河道方向也出现了小范围的冷流降雪，因此从上海宝山站探空图可以有很好的代表意义。图3中，23日20：00探空中自由对流高度（LFC）很低（1 038.9 hPa），几乎贴地，逆温层顶高度（ELC）为813.7 hPa，这表明对流容易触发，且对流主要发生在低空，对流云发展高度低，在2～3 km，这意味着此次冷流降雪开始时，大气层结条件有利于对流层低层热对流的触发和维持。而24日08：00的探空中，自由对流和逆温层均已被破坏，不利于冷流降雪的产生，而实况中降雪的确已经停止。
从杭州23日23：00雷达拼图上（图5）可见此次冷流降雪最大波强度在30～35 dBz；从回波顶高可见，一般为2～3 km，最高达到3 km。从上海地区和山东半岛地区的海效应冷流暴雪文献[2.6]可知：上海地区发生冷流降雪时，回波主体集中在海上且回波强度在10～30 dBz；山东半岛地区经常出现冷流暴雪，对应雷达反射率因子较强，回波图上经常可见大片30～40 dBz的回波分布在半岛北部和东部。可见此次太湖流域的冷流降雪较山东半岛地区偏弱。 3 湖气温差
冷流降雪本质是发生在对流层低层的热对流，因此最重要的因素是对流层低层的热力不稳定。对于湖泊来说，热力不稳定由来自水面的热量和水汽通量输送到边界层的底部造成的[7]，取决于湖气温差的大小，即温度垂直梯度，这也是湖效应降雪重要的强迫机制，大湖和850 hPa温差13 ℃时产生纯湖效应的必要条件，且湖气温差越大，越有利于产生强降雪。
表1为22日08：00-24日20：00，850 hPa气温与太湖水温的对比情况，其中850 hPa温度选取上海宝山站探空，表示冷空气的活动情况；太湖水温资料选取自太湖中偏西侧的大浦口浮标站。可以看出，23日起受寒潮南下影响，850 hPa气温出现大幅下降，23日20：00降至-18 ℃，此时太湖水温为3.0 ℃，湖气温差达到21 ℃，此时冷流降雪开始；24日08：00，虽然湖气温差进一步增加到23.2 ℃，但是由于前文提到此时自由对流和逆温层均已被破坏，不利于冷流降雪产生，此时降雪已经停止。
综上所述，结合上文探空中对逆温层高度的分析，可以看出此次湖效应降雪除了取决于湖气温差外，还和逆温层高度密切关联。23日20：00降雪出现时湖气温差达到21 ℃，这与美国的大湖效应暴雪相比湖气温差明显要大，这可能与太湖水域面积小，同样温差条件下提供的热容量偏小有关；24日08：00虽然湖气温差进一步增大到23.2 ℃，但由于逆温层遭到破坏，降雪已经停止。22日08：00-24日20：00 850hPa气温与太湖水温的对比见表1。
4 结论
本文对2016年1月23日20：00-24日05：00由于北极极涡南下导致冷空气爆发南下，发生在太湖东南侧一带的罕见的湖效应冷流降雪进行了分析，初步揭示了上述地区冷流降雪的产生机理，主要结论总结如下。
1）天气尺度来看，冷流降雪与500 hPa低槽位置有较好的对应关系。降雪发生时，高空500 hPa处在槽前，700 hPa以下伴随高空锋区南压，降雪时气温低，短时雪量大，积雪明显；500 hPa过境后，降雪结束。
2）此次太湖的湖效应降雪除了取决于湖气温差外，还和逆温层高度密切关联，条件较为严苛。降雪发生时，湖气温差达到21 ℃，较美国大湖效应时湖气温差明显偏大；自由对流高度很低，逆温层高度在800 hPa附近。冷流降雪时出现了明显的细胞状云系，云顶高度最大达到3km，最大反射率因子30 dBz，较山东半岛地区的冷流暴雪偏弱。
3）由于太湖水域面积相对较小，出现冷流降雪十分罕见，缺乏对此类降雪时物理量的统计分析。再加上太湖的湖效应降雪与美国的湖效应降雪和山东半岛的海效应降雪相比较为特殊，数值预报在降水预报上很难得到体现，因此需提前关注相关物理量的预报场，从而进行诊断分析。
参考文献
[1]杨成芳，陶祖钰，李泽椿.海（湖）效应降雪的研究进展[J].海洋通报，2009，28（4）：81-88.
[2]刁秀广，孙殿光，符长静，等.山东半岛冷流暴雪雷达回波特征[J].气象，2011，37（6）：677-686.
[3]Peter J S. A numerical investigation of wind speed effects on lake-effect storms[J]. Boundary-Layer Meteorology， 1993，64（3）：261-290.
[4]Thomas A N， Snyder W R， Waldstreicher J S. Winter Weather Forecasting throughout the eastern United States. Part ： Lake Ⅳ Effect Snow [J]. Wea.Forecasting， 1995（10）：61-77.
[5]Byrd G P， Anstett R A， Heim J E， et al. Mobile sounding observations of lake-effect snowbands in western and central New York [J].Mon. Wea. Rev，1991（119）：2323-2332.
[6]陈雷，戴建华，韩雅萍.上海地区近10年冷流降雪天气诊断分析[J].气象，2012，38（2）：182-187.
[7]Gloria E E， Maurice B D. Inclusion of sensible heating in convective parameterization applied to Lake-effect snow[J]. Mon. Wea. Rev，1979（107）：551-565.
（责任编辑：刘昀）
关键词 冷流降雪；热对流；湖气温差；逆温层高度
中图分类号：P458.121 文献标志码：A DOI：10.19415/j.cnki.1673-890x.2016.05.001
冷流降雪又叫海效应降雪[1]，是指冬季冷空气流经暖海面后产生的降雪，主要集中在海面上以及近海地区。我国的渤海地区，特别是山东半岛北部也是冷流降雪的高发地区。刁秀广等[2]分析了2005和2008年发生在山东半岛北部的两次冷流暴雪过程，发现冷流暴雪产生在对流层低层辐合、中层辐散的上升运动区内，上升运动厚度浅薄。于志良等[3]从海气相互作用角度分析了山东半岛冷流暴雪的成因，指出海气温差加大造成了半岛地区冷流降雪量相应增大。
与海效应降雪机制类似的有湖效应降雪，著名的有美国五大湖和大盐湖等。杨成芳等[1]对海（湖）效应降雪进行了广泛研究，介绍了国内外海（湖）效应降雪的研究进展，对其产生的机制、大尺度环流背景及多尺度相互作用、影响因素和空间形态分类等方面进行总结分析。Peter等[3]认为，这种降雪产生在一定的湖气温差、风向风速、稳定度和温度递减率条件下，其中湖气温差是最重要的条件。
1 太湖东南侧地区冷流降雪成因
冷流降雪的本质是发生在对流层低层的热对流，它的产生与水（海水或淡水）和空气的热力性质密切相关。当有强冷空气南下经过海面或湖面时，水的温度降幅较小，水上方的空气温度降幅较大，形成显著温差。此时，较暖的水面向上传导热量并蒸发水汽，从而在水上方形成一片浅薄的暖湿空气层，此气层与其上方更干冷的空气形成不稳定层结，从而产生热对流形成云，降雪云团沿低层引导气流向下风向运动，从而产生降雪。
太湖是我国五大淡水湖之一，湖面面积2 338 km2，水域面积排第三，平均水深1.9 m，蓄水量44.5亿m3。历史上（如2012年12月23日），受强冷空气影响，江苏省洪泽湖、高邮湖、太湖等水面出现较大范围冷流云，但由于强度很弱，仅给苏锡常、上海局地带来弱的冷流降雪天气。
2016年1月23日20：00-24日05：00，受罕见的极涡南下带来的寒潮影响，太湖东南侧的浙江省嘉兴到宁波一带出现了明显的冷流降雪天气。本文对此次过程进行诊断分析，以期为太湖冷流降雪的预报提供一定参考。
2 个例分析
2.1 天气图分析
湖效应降雪产生在特定的大尺度背景下。通常情况下，对流层的中上层存在一条天气尺度的槽或者低压系统，对流层的低层为冷平流，高空槽前存在地面冷锋。在这种形势下，当大陆冷空气流经暖水体时可产生降雪，雪带产生在冷锋后的下风地区。
图1中，2016年1月23日20：00，500 hPa上受乌拉尔山阻高和鄂海阻高活动影响，极涡南下至北纬39～40°，中心附近气温-46 ℃，位势高度509 gpm。500 hPa上海、杭州探空上仍处在槽前西南风急流中，而700 hPa以下伴随高空锋区南压，已转强的西北气流冷平流控制，气温出现明显下降；地面图上太湖地区处于较强的西北风控制之下，此时太湖西南侧嘉兴地区开始出现冷流降雪。24日08：00，500 hPa上太湖地区高空槽过境，转受偏西气流控制，此时降雪已经停止。
图2为2016年1月24日02：00的降雪区，其中矩形框内为此次冷流降雪区域。图1中可见，02：00太湖东南侧嘉兴、嘉善、平湖、海盐及宁波西北部的慈溪和余姚等地受冷流降雪云系出现了降雪；从积雪深度和过程最大积雪深度数据来看，由于降雪时气温普遍在-3～-5 ℃且降雪量较大，上述地区出现明显积雪，其中最大积雪深度为嘉兴海盐站测得的7cm（24日01：00）。
Thomas等[4]认为，500 hPa槽经过时引起气旋式涡度平流增大，天气尺度上升运动增强，因而使得湖效应加强。从之前分析来看，本次太湖湖效应降雪的形势场也同样适用。在这种形势下，湖效应和天气尺度过程的耦合有助于降雪的增强。
2.2 探空、卫星、雷达等探测资料分析
杨成芳等[1]指出，冷流降雪和逆温层高度密切相关，不稳定层的深度取决于逆温层的高度和强度；Byrd等（1991）的研究[5]发现，逆温层的高度是湖效应暴雪发展和衰减的主要影响因素，也是云厚度和降水率的限制条件，逆温层高度多为1～2 km高，有些对流旺盛的冷流暴雪中逆温层高度可达3 km以上。
此次太湖冷流降雪时，上海北部宝山等地区由于海陆位置也出现了明显的海效应降雪，同时长江口沿河道方向也出现了小范围的冷流降雪，因此从上海宝山站探空图可以有很好的代表意义。图3中，23日20：00探空中自由对流高度（LFC）很低（1 038.9 hPa），几乎贴地，逆温层顶高度（ELC）为813.7 hPa，这表明对流容易触发，且对流主要发生在低空，对流云发展高度低，在2～3 km，这意味着此次冷流降雪开始时，大气层结条件有利于对流层低层热对流的触发和维持。而24日08：00的探空中，自由对流和逆温层均已被破坏，不利于冷流降雪的产生，而实况中降雪的确已经停止。
从杭州23日23：00雷达拼图上（图5）可见此次冷流降雪最大波强度在30～35 dBz；从回波顶高可见，一般为2～3 km，最高达到3 km。从上海地区和山东半岛地区的海效应冷流暴雪文献[2.6]可知：上海地区发生冷流降雪时，回波主体集中在海上且回波强度在10～30 dBz；山东半岛地区经常出现冷流暴雪，对应雷达反射率因子较强，回波图上经常可见大片30～40 dBz的回波分布在半岛北部和东部。可见此次太湖流域的冷流降雪较山东半岛地区偏弱。 3 湖气温差
冷流降雪本质是发生在对流层低层的热对流，因此最重要的因素是对流层低层的热力不稳定。对于湖泊来说，热力不稳定由来自水面的热量和水汽通量输送到边界层的底部造成的[7]，取决于湖气温差的大小，即温度垂直梯度，这也是湖效应降雪重要的强迫机制，大湖和850 hPa温差13 ℃时产生纯湖效应的必要条件，且湖气温差越大，越有利于产生强降雪。
表1为22日08：00-24日20：00，850 hPa气温与太湖水温的对比情况，其中850 hPa温度选取上海宝山站探空，表示冷空气的活动情况；太湖水温资料选取自太湖中偏西侧的大浦口浮标站。可以看出，23日起受寒潮南下影响，850 hPa气温出现大幅下降，23日20：00降至-18 ℃，此时太湖水温为3.0 ℃，湖气温差达到21 ℃，此时冷流降雪开始；24日08：00，虽然湖气温差进一步增加到23.2 ℃，但是由于前文提到此时自由对流和逆温层均已被破坏，不利于冷流降雪产生，此时降雪已经停止。
综上所述，结合上文探空中对逆温层高度的分析，可以看出此次湖效应降雪除了取决于湖气温差外，还和逆温层高度密切关联。23日20：00降雪出现时湖气温差达到21 ℃，这与美国的大湖效应暴雪相比湖气温差明显要大，这可能与太湖水域面积小，同样温差条件下提供的热容量偏小有关；24日08：00虽然湖气温差进一步增大到23.2 ℃，但由于逆温层遭到破坏，降雪已经停止。22日08：00-24日20：00 850hPa气温与太湖水温的对比见表1。
4 结论
本文对2016年1月23日20：00-24日05：00由于北极极涡南下导致冷空气爆发南下，发生在太湖东南侧一带的罕见的湖效应冷流降雪进行了分析，初步揭示了上述地区冷流降雪的产生机理，主要结论总结如下。
1）天气尺度来看，冷流降雪与500 hPa低槽位置有较好的对应关系。降雪发生时，高空500 hPa处在槽前，700 hPa以下伴随高空锋区南压，降雪时气温低，短时雪量大，积雪明显；500 hPa过境后，降雪结束。
2）此次太湖的湖效应降雪除了取决于湖气温差外，还和逆温层高度密切关联，条件较为严苛。降雪发生时，湖气温差达到21 ℃，较美国大湖效应时湖气温差明显偏大；自由对流高度很低，逆温层高度在800 hPa附近。冷流降雪时出现了明显的细胞状云系，云顶高度最大达到3km，最大反射率因子30 dBz，较山东半岛地区的冷流暴雪偏弱。
3）由于太湖水域面积相对较小，出现冷流降雪十分罕见，缺乏对此类降雪时物理量的统计分析。再加上太湖的湖效应降雪与美国的湖效应降雪和山东半岛的海效应降雪相比较为特殊，数值预报在降水预报上很难得到体现，因此需提前关注相关物理量的预报场，从而进行诊断分析。
参考文献
[1]杨成芳，陶祖钰，李泽椿.海（湖）效应降雪的研究进展[J].海洋通报，2009，28（4）：81-88.
[2]刁秀广，孙殿光，符长静，等.山东半岛冷流暴雪雷达回波特征[J].气象，2011，37（6）：677-686.
[3]Peter J S. A numerical investigation of wind speed effects on lake-effect storms[J]. Boundary-Layer Meteorology， 1993，64（3）：261-290.
[4]Thomas A N， Snyder W R， Waldstreicher J S. Winter Weather Forecasting throughout the eastern United States. Part ： Lake Ⅳ Effect Snow [J]. Wea.Forecasting， 1995（10）：61-77.
[5]Byrd G P， Anstett R A， Heim J E， et al. Mobile sounding observations of lake-effect snowbands in western and central New York [J].Mon. Wea. Rev，1991（119）：2323-2332.
[6]陈雷，戴建华，韩雅萍.上海地区近10年冷流降雪天气诊断分析[J].气象，2012，38（2）：182-187.
[7]Gloria E E， Maurice B D. Inclusion of sensible heating in convective parameterization applied to Lake-effect snow[J]. Mon. Wea. Rev，1979（107）：551-565.
（责任编辑：刘昀）