一次渤海海效應(yīng)暴雪云團(tuán)的衛(wèi)星觀測(cè)及成因分析?

江羽西, 張?zhí)K平, 程相坤, 張　文

(1.中國(guó)海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院，山東 青島 266100； 2.中國(guó)海洋大學(xué)物理海洋實(shí)驗(yàn)室 海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)室，山東 青島 266100；3.大連金州新區(qū)氣象局，遼寧 大連 116600； 4.山東農(nóng)業(yè)工程技術(shù)學(xué)院，山東 濟(jì)南 250100)

一次渤海海效應(yīng)暴雪云團(tuán)的衛(wèi)星觀測(cè)及成因分析?

江羽西1, 張?zhí)K平2??, 程相坤3, 張文4

(1.中國(guó)海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院，山東 青島 266100； 2.中國(guó)海洋大學(xué)物理海洋實(shí)驗(yàn)室 海洋-大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)室，山東 青島 266100；3.大連金州新區(qū)氣象局，遼寧 大連 116600； 4.山東農(nóng)業(yè)工程技術(shù)學(xué)院，山東 濟(jì)南 250100)

摘要：利用星載激光雷達(dá)資料等多種衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)，結(jié)合大氣再分析資料等，對(duì)2008年12月4—6日發(fā)生在山東半島北部的一次海效應(yīng)暴雪云團(tuán)降雪過(guò)程進(jìn)行了分析。結(jié)果表明：(1)暴雪云團(tuán)發(fā)生在東北冷渦西南部對(duì)流層中低層強(qiáng)西北冷平流、地面氣壓場(chǎng)氣旋式彎曲的天氣背景下。(2)受冷平流作用，對(duì)流層中下層降溫明顯，導(dǎo)致渤海低層大氣不穩(wěn)定度增加，海面風(fēng)場(chǎng)輻合產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)，并將大量的水汽和熱量輸送至低層大氣，這有利于淺對(duì)流的加強(qiáng)，并進(jìn)一步促進(jìn)降雪云團(tuán)的形成。(3)降雪云團(tuán)雖然為淺對(duì)流云，但云系冷中心較強(qiáng)；云團(tuán)發(fā)展旺盛時(shí)期的云內(nèi)平均降雪率為0.41mm/h，且降雪率的大值區(qū)表現(xiàn)為強(qiáng)弱相間的條狀分布。(4)云團(tuán)的射出長(zhǎng)波輻射通量不僅與云團(tuán)溫度有關(guān)，還與云內(nèi)冰水含量有關(guān)，冰水含量越高，射出長(zhǎng)波輻射通量越低；在研究云對(duì)輻射的影響時(shí)，沒有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系應(yīng)該分別考慮，降水(雪)弱的云系和降水(雪)強(qiáng)的云系也應(yīng)該分別考慮。

關(guān)鍵詞：渤海海效應(yīng)降雪；衛(wèi)星資料；長(zhǎng)波輻射；垂直結(jié)構(gòu)

引用格式：江羽西, 張?zhí)K平, 程相坤，等. 一次渤海海效應(yīng)暴雪云團(tuán)的衛(wèi)星觀測(cè)及成因分析[J]. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)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，當(dāng)冷空氣爆發(fā)經(jīng)過(guò)暖水面時(shí)，由于水氣溫差導(dǎo)致低層大氣層結(jié)不穩(wěn)定，水氣界面產(chǎn)生強(qiáng)烈的熱量和水汽輸送，并在適宜的觸發(fā)機(jī)制作用下產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)，導(dǎo)致降雪，這種降雪被稱為海/湖效應(yīng)降雪[1]。在中國(guó)，由于這種降雪通常發(fā)生在冬季對(duì)流層低層槽后西北氣流條件下，故國(guó)內(nèi)稱之為“冷流降雪”。受渤海和地形的影響，山東半島是海效應(yīng)降雪多發(fā)地區(qū)。

國(guó)外對(duì)海/湖效應(yīng)降雪的研究主要集中在北美洲各大湖區(qū)(五大湖、大奴湖、大鹽湖、大熊湖等)、日本西海岸和英格蘭島地區(qū)。湖效應(yīng)降雪的概念最早在1950年由Wiggin[2]提出，定義為當(dāng)冷空氣經(jīng)過(guò)較暖的湖面時(shí)產(chǎn)生的降雪；Peter等[3]和Steenburgh等[4]指出，湖氣溫差是湖效應(yīng)降雪產(chǎn)生的重要條件；Briggs等[5]和Neil等[6]認(rèn)為，這種降雪發(fā)生在適宜的流場(chǎng)和穩(wěn)定度條件下；Jiusto[7]發(fā)現(xiàn)，500hPa短波槽經(jīng)過(guò)時(shí)會(huì)使氣旋式渦度平流增大，低層大氣上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，導(dǎo)致湖效應(yīng)降雪增大；Tsuboki等[8]的研究表明，陸風(fēng)對(duì)降雪云有強(qiáng)烈的影響作用，使得降雪帶位于陸風(fēng)的前端；Eito等[9]通過(guò)對(duì)日本沿海的一次靜止雪帶進(jìn)行數(shù)值模擬，詳細(xì)研究了此次降雪雪帶的結(jié)構(gòu)特征、環(huán)境場(chǎng)分布和維持機(jī)制；Ohigashi等[10]使用多普勒和雙偏振雷達(dá)資料對(duì)日本北陸沿海一次靜止的雙雪帶的空間分布、云微物理結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究，并分析了垂直速度和散度場(chǎng)對(duì)暴雪的影響。

目前中國(guó)對(duì)渤海海效應(yīng)降雪的研究多集中于天氣尺度的環(huán)流形勢(shì)分析，近年來(lái)，研究重心逐漸轉(zhuǎn)移到通過(guò)中尺度的數(shù)值模式分析降雪的形成機(jī)制和特征。褚昭利和李建華[11]對(duì)山東半島2005、2008和2010年的典型渤海海效應(yīng)降雪過(guò)程進(jìn)行分析，結(jié)果表明：渤海海效應(yīng)降雪的高空形勢(shì)主要分為高空冷渦和高空橫槽型，高空冷渦型較高空橫槽型降雪量偏大，暴雪站點(diǎn)多；楊成芳等[12]診斷分析了2005年12月3—21日山東半島北部沿海地區(qū)發(fā)生的持續(xù)性強(qiáng)降雪過(guò)程，發(fā)現(xiàn)冷空氣活動(dòng)頻繁、渤海較大的海氣溫差是降雪持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)、強(qiáng)度大的直接原因；李宏業(yè)和徐旭然[13]通過(guò)對(duì)煙臺(tái)1974—1980年12—2月共542d逐日降雪和風(fēng)的記錄進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，得出山東半島的海效應(yīng)降雪與低層大氣穩(wěn)定度和海氣相互作用直接關(guān)聯(lián)的結(jié)論；周雪松等[14]應(yīng)用WRF模式對(duì)一次山東半島海效應(yīng)降雪天氣過(guò)程進(jìn)行數(shù)值模擬和地形敏感性對(duì)比試驗(yàn)，發(fā)現(xiàn)山東半島山脈地形使渤海海效應(yīng)降雪強(qiáng)度明顯增大，降雪中心明顯北移至山脈北部；周淑玲等[15]分析了2005年發(fā)生在山東半島的4次持續(xù)性海效應(yīng)降雪，結(jié)果表明，波狀降雪云在渤海發(fā)展造成山東半島暴雪，且暴雪具有明顯的空間分布和強(qiáng)度的日變化特征。

在渤海海效應(yīng)降雪中云的形成和發(fā)展階段均位于海上，而由于海上監(jiān)測(cè)手段比較匱乏，資料缺失，導(dǎo)致對(duì)降雪云團(tuán)物理特征的觀測(cè)研究較少。美國(guó)國(guó)家宇航局NASA于2006年4月發(fā)射了CALIPSO(cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observations)和Cloudsat太陽(yáng)同步衛(wèi)星，CALIPSO可以通過(guò)星載激光雷達(dá)的后向散射強(qiáng)度直接測(cè)得云頂/云底高度等信息，且空間分辨率高，水平分辨率達(dá)到333m，垂直分辨率可達(dá)30m,CloudSat搭載的云探測(cè)雷達(dá)可以“剖開”云層，得到云的垂直結(jié)構(gòu)特征，其水平分辨率為2.5km，垂直分辨率為500m。2008年12月4—6日，山東半島北部出現(xiàn)渤海海效應(yīng)降雪天氣，強(qiáng)降雪嚴(yán)重影響了當(dāng)?shù)亟煌ㄟ\(yùn)輸和工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)，在此次降雪過(guò)程中，CALIPSO和CloudSat衛(wèi)星分別兩次經(jīng)過(guò)降雪云團(tuán)上空，為研究提供了充足的海上觀測(cè)資料，而在前人的工作中，使用衛(wèi)星資料對(duì)海效應(yīng)降雪的研究還比較少見。本文主要利用CALIPSO和CloudSat衛(wèi)星資料，結(jié)合地面雷達(dá)和再分析數(shù)據(jù)，對(duì)12月4—6日山東半島的一次海效應(yīng)降雪過(guò)程進(jìn)行分析。鄭怡等[16]已對(duì)此次降雪云團(tuán)的垂直特征和演變機(jī)理進(jìn)行過(guò)研究，而本文進(jìn)一步揭示了海效應(yīng)降雪云的垂直結(jié)構(gòu)特征，細(xì)致分析了云內(nèi)降雪率分布和云團(tuán)對(duì)大氣長(zhǎng)波輻射傳輸?shù)挠绊?，為進(jìn)一步理解海效應(yīng)降雪以及暴雪云團(tuán)的結(jié)構(gòu)特征、云團(tuán)發(fā)展和消散機(jī)制提供參考。

1降雪分布特征

根據(jù)地面站資料，降雪開始于12月4日14時(shí)，6日20時(shí)(北京時(shí)，下同)結(jié)束。降雪多集中于山東半島山脈以北地區(qū)，而魯西、魯中和山東半島山脈以南地區(qū)降雪明顯較少。按照氣象上定義的北京時(shí)前一日20時(shí)至當(dāng)日20時(shí)24h降雪量≥10mm為一個(gè)暴雪日，從時(shí)間分布上看，可以將12月4—6日的降雪過(guò)程分為兩個(gè)階段，第一個(gè)階段與地面冷鋒相對(duì)應(yīng)(見圖1藍(lán)線)，山東大部分地區(qū)出現(xiàn)了雨雪天氣，持續(xù)時(shí)間為3日14時(shí)—4日08時(shí)，全省除山東半島北部外降水量基本在1mm以下，第二階段為海效應(yīng)降雪過(guò)程(見圖1綠線)，自4日14時(shí)開始在蓬萊市出現(xiàn)后，山東半島北部普降大雪，主要降雪時(shí)段為4日20時(shí)—5日08時(shí)，之后降雪區(qū)域東移，降雪量急劇減少，由海效應(yīng)暴雪減弱為海效應(yīng)降雪，至6日20時(shí)，整個(gè)降雪過(guò)程在威海結(jié)束。此次降雪時(shí)間節(jié)點(diǎn)清晰，為陣性降雪。此次過(guò)程，以煙臺(tái)，牟平和文登降雪量最大，分別為33.1，35.7和37.3mm，均突破當(dāng)?shù)赜袣庀筚Y料以來(lái)的歷史記錄。

((a)龍口；(b)福山；(c)威海；(d)成山頭；黑線實(shí)線為氣溫，藍(lán)色實(shí)線為冷鋒云系6h降雪量,綠色實(shí)線為海效應(yīng)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.)

圖1地面測(cè)站氣溫和降水時(shí)間序列圖

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

2天氣過(guò)程概述

2日08時(shí)500hPa等壓面(圖略)上，東亞中高緯為強(qiáng)大的冷高壓控制，在新疆以北地區(qū)存在一個(gè)近東西向的橫槽。至2日20時(shí)(圖略)，橫槽轉(zhuǎn)豎引發(fā)寒潮天氣。地面冷鋒于3日14時(shí)進(jìn)入山東半島，造成較大范圍的降水。4日08時(shí)500hPa等壓面(見圖2(a))上，中國(guó)東北地區(qū)以西存在一個(gè)低渦，山東半島位于槽前，并且溫度線落后于高度線，低渦將進(jìn)一步發(fā)展東移。4日20時(shí)850hPa等壓面(見圖2(b))上，渤海及山東半島位于槽后，其上空等溫線與等高線幾乎相垂直，西北冷平流強(qiáng)盛，此時(shí)降雪過(guò)程開始。5日08時(shí)850hPa等壓面(見圖2(c))上，西北冷平流減弱。5日08時(shí)地面圖(見圖2(d))上，冷高壓南移，東亞大部分地區(qū)受冷高壓控制，在渤海上空，西北氣流與受遼東半島地形作用南下的東北氣流輻合，使地面等壓線表現(xiàn)為氣旋式彎曲。

綜上所述，此次降雪的環(huán)流形勢(shì)為高空冷渦配合對(duì)流層低層西北冷平流以及地面氣壓場(chǎng)氣旋式彎曲，在這樣的高低空配置下，西北冷平流到達(dá)渤海暖海面時(shí)，由于低層大氣層結(jié)不穩(wěn)定和氣流輻合產(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)，有利于降雪的形成。

((a)12月4日08時(shí)；(b)12月4日20時(shí)；(c)、(d)12月5日08時(shí)；(a)(b)(c)中黑色實(shí)線為等高線(10位勢(shì)米)、紅色實(shí)線為等溫線(℃)、棕色實(shí)線為槽線；(d)中黑色實(shí)線為等壓線(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).)

圖2500 (a)、850 hPa(b, c)天氣圖和地面綜合圖(d)

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

3衛(wèi)星監(jiān)測(cè)的降雪云特征

3.1 云頂亮溫

云頂亮溫與天氣系統(tǒng)演變、地面降水量等有密切的關(guān)系，是云圖特征量中可以有效反應(yīng)云系降雪量的變量[17]。圖3給出了此次渤海海效應(yīng)降雪云團(tuán)的云頂亮溫演變過(guò)程，資料來(lái)源于FY-2C衛(wèi)星?？梢钥吹?，3日13時(shí)(見圖3(a))，渤海及山東半島受大范圍冷鋒云系控制，4日08時(shí)(見圖3(b))，冷鋒云系過(guò)境后2h，降雪云團(tuán)初步形成于渤海灣和萊州灣附近，此時(shí)云團(tuán)呈帶狀分布，對(duì)流發(fā)展較弱，后云團(tuán)在海上迅速增強(qiáng)，4日20時(shí)—5日20時(shí)(見圖3(c)～(g))，暴雪云團(tuán)十分清晰，呈西北-東南走向，云頂最低亮溫達(dá)到了-40℃左右，說(shuō)明對(duì)流云系的冷中心較強(qiáng)，對(duì)應(yīng)地面局地有強(qiáng)降雪，后云團(tuán)向東南方向移至渤海海峽并在移動(dòng)過(guò)程中逐漸衰減，到6日20時(shí)(見圖3(i))，冷中心已完全消失，降雪過(guò)程結(jié)束。在整個(gè)過(guò)程中，云系南部邊緣與山東半島地形走勢(shì)較為一致，說(shuō)明山東半島地形對(duì)渤海海效應(yīng)降雪有影響[14]。

(黑色實(shí)線AB，GH，IJ為衛(wèi)星軌道，CD，EF，KL為論文第四部分用于分析物理量場(chǎng)分布所選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.)

圖312月3日13:00—6日20:00云團(tuán)云頂亮溫(單位：℃)的演變過(guò)程

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

3.2 垂直結(jié)構(gòu)特征

CALIPSO與CloudSat衛(wèi)星于3日13時(shí)，5日02時(shí)和5日13時(shí)經(jīng)過(guò)山東半島及渤海上空，分別對(duì)應(yīng)冷鋒過(guò)境，海效應(yīng)暴雪和降雪減弱階段。衛(wèi)星軌道如圖3(a)、3(e)和3(f)中的黑線AB、GH和IJ所示。

圖4左列為沿著衛(wèi)星軌道剖面上云的緯度-高度分布結(jié)構(gòu)?？梢园l(fā)現(xiàn)：冷鋒云系云底高度普遍在2km左右，而云頂高度可以達(dá)到8km以上(見圖4(a1))，遠(yuǎn)高于暴雪云團(tuán)的對(duì)流高度；5日02時(shí)，處于旺盛時(shí)期的暴雪云團(tuán)具有明顯的中小尺度和淺對(duì)流特征，水平尺度在200km左右，云底高度在400m左右，云頂在4km以下，且冰粒子有效半徑較大的區(qū)域集中在云的中下層(見圖4(b1))。圖4右列為對(duì)應(yīng)的云頂亮溫分布，在渤海上空(38°N～39°N)，冷鋒云系的云頂亮溫最低值為-42℃(見圖4(a2))，且僅局限于38.3°N附近，而暴雪云團(tuán)的云頂高度雖然比冷鋒云系低4km，但云頂亮溫最低值在-38℃左右，且低亮溫中心范圍大，基本覆蓋了渤海上空(見圖4(b2))，在降雪減弱階段，云粒子半徑明顯減小，云頂高度下降至3km以下，云頂亮溫升高至-30℃以上(見圖4(c2))。

圖5為降水云系的冰水和液水含量?？梢钥闯觯┭┰茍F(tuán)的冰水含量主要分布在1～2km高度，最大可達(dá)856mg/m3(見圖5(b1))，遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于冷鋒云系。冷鋒云系的冰水含量主要分布在3～5km高度，最大值為477mg/m3(見圖5(a1))。對(duì)整個(gè)云區(qū)進(jìn)行平均后發(fā)現(xiàn)，暴雪云系的冰水含量的平均值(212.4mg/m3)遠(yuǎn)大于冷鋒云系(72.1mg/m3)，冰粒子半徑平均值(82.3μm)也大于冷鋒云系(73.03μm)，但液水含量冷鋒云系(100.32mg/m3)大于暴雪云團(tuán)(55.19mg/m3)，這與鄭怡等[17]得到的結(jié)論基本一致。

圖6為利用CALIPSO衛(wèi)星監(jiān)測(cè)資料繪制的后向散射強(qiáng)度和云頂高度的垂直分布圖。圖中白色區(qū)域的后向散射強(qiáng)度最強(qiáng)，可以看見，后向散射強(qiáng)度最大的區(qū)域與云頂位置十分吻合。在渤海上空，海效應(yīng)暴雪云團(tuán)發(fā)展旺盛，云頂高度的起伏不大，在3 km左右。由于云層較厚，激光雷達(dá)信號(hào)無(wú)法穿透，導(dǎo)致云下的信號(hào)很弱，呈現(xiàn)明顯的穹窿區(qū)(見圖6(a)中云下藍(lán)色穹窿區(qū))。在降雪減弱階段，云層高度下降，厚度降低，后向散射明顯變?nèi)?，激光雷達(dá)信號(hào)可以穿透云層，使云下的大氣散射也有所反應(yīng)，沒有出現(xiàn)弱散射穹窿區(qū)(見圖6(b))。

((a1)、(a2)12月3日13時(shí)；(b1)、(b2)12月5日02時(shí)；(c1)、(c2)12月5日13時(shí)；左列填色為CloudSat觀測(cè)的冰粒子有效半徑(10-1μm)，紅線為CALIPSO觀測(cè)的云頂高度(m)；右列藍(lán)線為FY-2C觀測(cè)的云頂亮溫(℃)。(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.)

圖4沿圖2黑線AB，GH，IJ上降水云團(tuán)的緯度-高度垂直剖面結(jié)構(gòu)

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

圖5沿圖2黑線AB，GH，IJ上CloudSat觀測(cè)得到的降水云團(tuán)冰水含量(左列，單位：mg/m3)和液水含量(右列，單位：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時(shí)；(b)12月5日13時(shí)；填色為后向散射強(qiáng)度(s-1)，白色區(qū)域藍(lán)色實(shí)心點(diǎn)為云頂(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).)

圖6沿圖2黑線GH，IJ上CALIPSO觀測(cè)得到

的降雪云垂直結(jié)構(gòu)

Fig.6The vertical structure of snowfall cloud observed by

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

如圖7，云團(tuán)發(fā)展旺盛時(shí)期，降雪率的大值區(qū)位于山東半島北部及海上，主要分布在云區(qū)的中下層，即2500m以下，且在云內(nèi)呈現(xiàn)較不規(guī)則的強(qiáng)弱相間的條狀分布，最大值可達(dá)1.83mm/h，這一現(xiàn)象與渤海海效應(yīng)降雪的陣性降雪特征相吻合，云區(qū)內(nèi)平均降雪率為0.41mm/h。降雪減弱階段，云區(qū)內(nèi)降雪強(qiáng)度大范圍降低，但最大降雪率略高于旺盛時(shí)期，達(dá)到了1.93mm/h，平均降雪率降至0.18mm/h。比較冰粒子有效半徑和降雪率的分布，可以發(fā)現(xiàn)，兩者的分布特征十分相似，但在某些冰粒子半徑較小的區(qū)域，云團(tuán)發(fā)展較弱，沒有降雪現(xiàn)象。

3.3 長(zhǎng)波輻射特征

圖8給出了CloudSat觀測(cè)到的云團(tuán)長(zhǎng)波輻射特征，雖然冷鋒云系和降雪云系的發(fā)展強(qiáng)度不同，但是兩者對(duì)地氣系統(tǒng)的輻射傳輸?shù)挠绊懯窒嗨疲茖拥奈章式诔?shù)，可認(rèn)為云層為灰體，且云團(tuán)發(fā)展越旺盛的區(qū)域，對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收率和放射率越大。

由于降雪云團(tuán)旺盛階段云頂溫度較低，平均值為-28.11℃，因此向下長(zhǎng)波輻射的垂向分布在云團(tuán)頂端呈現(xiàn)向下凹的槽狀分布，云頂處的向下長(zhǎng)波輻射通量平均值可以達(dá)69.66W/m2。降雪減弱階段的云頂溫度較旺盛時(shí)期有所升高，平均值為-23.59℃，溫度的升高使得云頂處的向下長(zhǎng)波輻射通量平均值也有所增大，達(dá)到了121.20W/m2。而冷鋒云系的云頂平均溫度為-30.26℃，比旺盛時(shí)期的降雪云團(tuán)還低，因此其云頂向下長(zhǎng)波輻射通量平均值較降雪云團(tuán)更低，為69.06W/m2。

((a)12月5日02時(shí)；(b)12月5日13時(shí)；填色為降雪率(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).)

圖7沿圖2黑線GH，IJ上CloudSat觀測(cè)

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

降雪減弱階段(云頂平均溫度為-23.59℃)的云頂向上長(zhǎng)波輻射通量略大于冷鋒云系(云頂平均溫度為-30.26℃)，兩者的平均值分別為198.79和170.65W/m2，降雪云團(tuán)旺盛階段(云頂平均溫度為-28.11℃)的云頂平均溫度雖然介于前兩種云系之間，但是云頂向上長(zhǎng)波輻射均小于前兩種云系，平均值為123.71W/m2，這很可能與旺盛階段降雪云團(tuán)中冰水含量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于冷鋒云系和減弱階段降雪云團(tuán)有關(guān)。冷鋒云系和降雪云團(tuán)下方的長(zhǎng)波輻射均隨高度變化不大，說(shuō)明在降雪階段，大氣中的降雪粒子較稀疏，降雪對(duì)長(zhǎng)波輻射傳輸?shù)挠绊懞苄　?/p>

在無(wú)云區(qū)(對(duì)應(yīng)冷鋒云系37.42°N附近，對(duì)應(yīng)旺盛階段降雪云團(tuán)在34.71°N～36.52°N，對(duì)應(yīng)減弱階段降雪云團(tuán)在36.72°N～37.00°N)，由于地表溫度較云層溫度更高且長(zhǎng)波輻射不受云層的阻擋，因此低層大氣中，向上長(zhǎng)波輻射出現(xiàn)柱狀極大值區(qū)，3個(gè)時(shí)刻對(duì)應(yīng)的地面氣溫分別為9.82、9.10和12.04℃，根據(jù)斯蒂芬玻爾茲曼定量，向上長(zhǎng)波輻射通量理論值應(yīng)分別為363.49、359.83和371.12W/m2，衛(wèi)星觀測(cè)的結(jié)果為361、355.43和365.13W/m2，基本與理論值一致，但略有減少，可能是大氣對(duì)長(zhǎng)波輻射的衰減作用使得到達(dá)衛(wèi)星傳感器的長(zhǎng)波輻射相比地面有所減少。而相對(duì)于同一高度上有云覆蓋的地區(qū)，向下長(zhǎng)波輻射在無(wú)云區(qū)出現(xiàn)極小值，3個(gè)時(shí)刻對(duì)應(yīng)的地面向下長(zhǎng)波輻射通量分別為286、218.45和218.43W/m2，而有云覆蓋的地區(qū)，地面向下長(zhǎng)波輻射通量基本都達(dá)到了350W/m2以上，反應(yīng)了大氣向下長(zhǎng)波輻射比云層向下的輻射小。此外，冷鋒云系無(wú)云區(qū)較降雪云團(tuán)無(wú)云區(qū)的向下長(zhǎng)波輻射通量更大，可能是由于冷鋒云系的無(wú)云區(qū)過(guò)于狹窄，周圍云系放射的輻射對(duì)其影響較大。

圖9為長(zhǎng)波輻射的凈射出通量(向上長(zhǎng)波輻射通量與向下長(zhǎng)波輻射通量之差)。3個(gè)時(shí)次的對(duì)應(yīng)區(qū)域，均表現(xiàn)為長(zhǎng)波輻射的凈射出，射出長(zhǎng)波輻射在云以下區(qū)域分布較為均勻，云下區(qū)域平均值分別為30.91、60.88和70.18W/m2，而無(wú)云區(qū)的相近高度以下，平均值分別為83.25、148.60和139.90W/m2，均大于有云覆蓋的區(qū)域，射出長(zhǎng)波輻射通量在云內(nèi)部近乎為零，因此可以認(rèn)為云內(nèi)基本達(dá)到了長(zhǎng)波輻射平衡，而云頂以上區(qū)域輻射明顯增強(qiáng)，反映存在云頂向上的長(zhǎng)波輻射。這些分析表明，云系對(duì)地面的向上長(zhǎng)波輻射有明顯的削弱作用，冷鋒云系削弱率(凈向上長(zhǎng)波輻射/向上長(zhǎng)波輻射)為0.10，旺盛階段和減弱階段降雪云系的削弱率分別為0.22和0.29，均大于冷鋒云系的削弱率。因此，在研究云對(duì)輻射的影響時(shí)，對(duì)沒有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系應(yīng)該分別考慮，且降水(雪)的強(qiáng)弱對(duì)輻射也有影響。

((a1)、(a2)12月3日13時(shí)；(b1)、(b2)12月5日02時(shí)；(c1)、(c2)12月5日13時(shí)；左列填色為向下長(zhǎng)波輻射通量(W/m2)；右列填色為向上長(zhǎng)波輻射通量(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).)

圖8沿圖2黑線AB，GH，IJ上CloudSat觀測(cè)得到的長(zhǎng)波輻射通量的垂直分布

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時(shí)；(b)12月5日02時(shí)；(c)12月5日13時(shí);填色為凈向上長(zhǎng)波輻射通量(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).)

圖9沿圖2黑線AB，GH，IJ上CloudSat觀測(cè)得到的凈向上長(zhǎng)波輻射通量的垂直分布

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

綜上所述，相對(duì)于冷鋒云系，海效應(yīng)暴雪云團(tuán)雖然發(fā)展高度低，為淺對(duì)流云，但受西北強(qiáng)冷平流影響，云團(tuán)冷中心強(qiáng)度和范圍均更大，云內(nèi)冰粒子有效半徑較大且冰水含量較多。云團(tuán)發(fā)展越旺盛的區(qū)域，對(duì)長(zhǎng)波輻射的吸收率和放射率越大，且云團(tuán)的射出長(zhǎng)波輻射不僅與云團(tuán)溫度有關(guān)，還與云內(nèi)冰水含量有關(guān)(相同溫度下，冰水含量越大，射出長(zhǎng)波輻射越低)，此外，云系對(duì)地面的向上長(zhǎng)波輻射有明顯的削弱作用，在研究云對(duì)輻射的影響時(shí)，沒有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系應(yīng)該分別考慮。

4雷達(dá)反射率因子

雷達(dá)反射率因子可以反映氣象目標(biāo)內(nèi)部降水粒子尺度和數(shù)密度，與降水強(qiáng)度有正相關(guān)關(guān)系。4日20時(shí)10分(見圖10(a))，降雪帶呈西北-東南走向，強(qiáng)降雪區(qū)位于山東半島北部沿海及煙臺(tái)地區(qū)，山東半島北部(煙臺(tái))的雷達(dá)反射率因子最大值達(dá)到75dBZ。4日20時(shí)10分至次日06時(shí)27分，回波帶水平范圍有所擴(kuò)大，多個(gè)對(duì)流強(qiáng)降雪云區(qū)經(jīng)過(guò)山東半島北部沿海及煙臺(tái)、威海地區(qū)，造成地面多次強(qiáng)陣性降雪。5日06時(shí)27分(見圖10(b))，強(qiáng)降雪區(qū)表現(xiàn)為狹長(zhǎng)的弧形并向東移動(dòng)。4日20時(shí)至5日08時(shí)，煙臺(tái)市降水量達(dá)到31.3mm，之后急劇減少。08時(shí)24分(見圖10(c))，強(qiáng)回波帶移至文登，最大反射率因子為76dBZ。12時(shí)45分(見圖10(d))，回波強(qiáng)度明顯減小，大范圍反射率因子明顯低于30dBZ。

以上雷達(dá)觀測(cè)分析進(jìn)一步描述了渤海海效應(yīng)降雪云團(tuán)的初步形成、發(fā)展和逐步東移消散階段，與衛(wèi)星監(jiān)測(cè)結(jié)果一致。

((a)4日20時(shí)10分；(b)5日06時(shí)27分；(c)5日08時(shí)24分；(d)5日12時(shí)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.)

圖10煙臺(tái)多普勒雷達(dá)0.5°仰角反射率因子圖(單位：dBZ)

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

5暴雪云團(tuán)發(fā)展的機(jī)制分析

5.1 冷平流強(qiáng)度和熱力條件

海效應(yīng)降雪的形成與冷空氣強(qiáng)度密切相關(guān)。4日08時(shí)(見圖11(a1))，降雪云團(tuán)初步形成，850hPa等壓線與等溫線密集并且?guī)捉怪?，?qiáng)冷平流導(dǎo)致局地對(duì)流層低層大幅度降溫。地面觀測(cè)表明(見圖1)，在冷空氣爆發(fā)前的3日14時(shí)，龍口、福山、威海和成山頭測(cè)站氣溫分別為14、14、12和11℃，受冷空氣影響，5日08時(shí)各站氣溫均低于-5℃，降幅達(dá)到了16～19℃。

對(duì)流層低層降溫導(dǎo)致渤海海氣溫差(皮溫與氣溫的差值，下同)增大(見圖11(a2))，大部分海域海氣溫差在8～10K以上，海氣界面強(qiáng)不穩(wěn)定；感熱通量與潛熱通量均達(dá)到了100～200W/m2(見圖11(a3))。計(jì)算近10年(2001—2010年)12月平均值，渤海海氣溫差平均值為4.5～8.5K，感熱通量為50～90W/m2，潛熱通量為40～80W/m2。此次海效應(yīng)降雪云團(tuán)發(fā)生的海氣界面熱力不穩(wěn)定度和熱通量均明顯高于氣候平均值，強(qiáng)冷空氣不僅導(dǎo)致海氣界面不穩(wěn)定性增加，還使海面蒸發(fā)變強(qiáng)，向大氣輸送的水汽增多，為暴雪云團(tuán)的形成和發(fā)展提供了有利條件。

4日20時(shí)暴雪云團(tuán)已發(fā)展至強(qiáng)盛階段(見圖11(b1))，云頂亮溫低值中心在-38～-40℃之間，在冷平流的影響下，海氣溫差與海氣間熱量輸送進(jìn)一步增強(qiáng)(見圖11(b2),(b3))。5日02時(shí)(見圖11(c))，渤海上空850hPa氣溫已降至-20℃，海氣溫差增至14 K以上，海氣間熱通量輸送達(dá)400W/m2以上，暴雪云團(tuán)水平覆蓋范圍達(dá)到最大，且向東南偏東方向發(fā)展，但-38℃的低亮溫中心的覆蓋范圍有所減小，表明此時(shí)云團(tuán)對(duì)流強(qiáng)度可能已經(jīng)開始減弱。與地面觀測(cè)對(duì)比可知，這兩個(gè)時(shí)刻間對(duì)應(yīng)地面降雪主要時(shí)段。

5日20時(shí)(見圖11(d))，冷平流幾乎消失，氣溫的回升導(dǎo)致海氣溫差和熱量輸送減小。云團(tuán)東移衰減。

(左列：填色為云頂亮溫，第一個(gè)色標(biāo)，單位：℃，黑線為等壓線，單位：dagpm，紅線為等溫線，單位：℃；中列：填色為皮溫與2m氣溫差值，第二個(gè)色標(biāo)，單位：℃；右列：填色為熱通量，第三個(gè)色標(biāo)，單位：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.)

圖11渤海海效應(yīng)降雪過(guò)程中的物理量場(chǎng)分布

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

圖12為暴雪階段850hPa高度上θse的平均分布，由圖可知，在暴雪發(fā)生時(shí)，存在著一條由黃海南部伸出，貫穿山東半島至渤海的一條高θse脊，山東半島北部的θse值為280～282K，大于山東西部及東北華北地區(qū)。高θse脊附近為大氣層結(jié)不穩(wěn)定區(qū)，因此海氣相互作用產(chǎn)生的渤海海效應(yīng)降雪會(huì)產(chǎn)生在θse脊附近[12]。這種θse分布使半島北部的低層大氣容易產(chǎn)生對(duì)流運(yùn)動(dòng)，有利于降雪的形成。

5.2 物理量垂直分布特征

為了進(jìn)一步分析暴雪云團(tuán)的物理量垂直分布特征的變化，做了不同垂直剖面進(jìn)行分析。

圖13(a)為4日08時(shí)沿圖3(b)中CD實(shí)線的垂直剖面，該剖面穿過(guò)該時(shí)刻初步形成的降雪云團(tuán)?？梢钥闯觯澈：Ｃ嫔峡?37°N～40°N)低層大氣存在廣泛的降溫和上升運(yùn)動(dòng)區(qū)，在云團(tuán)生成海區(qū)(37°N～38°N)800～700hPa存在降溫中心和上升運(yùn)動(dòng)區(qū)，中心值分別達(dá)到了6℃和0.8hPa/s。水汽在近海面處輻合，在850hPa附近輻散。說(shuō)明了在這一時(shí)刻，對(duì)流層低層不穩(wěn)定性加強(qiáng)，淺對(duì)流開始發(fā)展。

圖12　4日20時(shí)～5日20時(shí)850 hPa平均θse(單位：K)

圖13　沿圖2黑線CD，EF，GH，KL對(duì)應(yīng)時(shí)刻6 h變溫(左列填色，第一個(gè)色標(biāo)，單位：℃)、垂直速度(左列黑線，單位：Pa/s)、水汽通量

4日20時(shí)，暴雪云團(tuán)已發(fā)展至旺盛。圖13(b)為沿著圖3f中EF實(shí)線的垂直剖面圖，該剖面橫穿該時(shí)刻的暴雪云團(tuán)?？梢钥闯?，在暴雪云團(tuán)區(qū)域(120°E～122°E)處，上升運(yùn)動(dòng)明顯加強(qiáng)，中心出現(xiàn)在800hPa左右，最大值達(dá)到-2.1hPa/s。與上升運(yùn)動(dòng)對(duì)應(yīng)，有一相對(duì)暖舌從低空向上伸展至800hPa，與海面暖濕空氣向上輸送相關(guān)聯(lián)，在其上方700～600hPa高度上，降溫明顯，這種上冷下暖的垂直結(jié)構(gòu)會(huì)進(jìn)一步促進(jìn)降雪云團(tuán)的維持。低空水汽輻合明顯加強(qiáng)，輻合區(qū)高度可達(dá)850hPa，略低于最大上升運(yùn)動(dòng)中心。水汽輻散中心在輻合區(qū)上方的800～700hPa處，表明淺對(duì)流云團(tuán)高度在初始形成期明顯升高，但仍然主要在700hPa以下。

5日02時(shí)，云團(tuán)維持并向東南偏東發(fā)展，此時(shí)CALIPSO與CloudSat衛(wèi)星經(jīng)過(guò)云團(tuán)上空，沿著衛(wèi)星軌跡(圖3(e)中GH實(shí)線)做垂直剖面如圖13(c)?？梢钥闯觯仙\(yùn)動(dòng)中心在37°N附近，位于山東半島北部，與局地主要降雪時(shí)段相對(duì)應(yīng)。本文注意到6h降溫區(qū)域主要出現(xiàn)于對(duì)流層低層，700hPa以上甚至出現(xiàn)正變溫，這種溫度結(jié)構(gòu)的變化將減弱大氣的不穩(wěn)定性。對(duì)應(yīng)上升運(yùn)動(dòng)中心速度已經(jīng)減弱至-1.0Pa/s，與減弱的上升氣流相對(duì)應(yīng)，低空水汽輻合到達(dá)的高度降低，其上空水汽輻散明顯加強(qiáng)，這些變化均不利于降雪云團(tuán)的發(fā)展。CALIPSO與CloudSat衛(wèi)星得到的冰粒子有效半徑、云頂高度和冰水含量等可以認(rèn)為是暴雪云團(tuán)發(fā)展至極盛(此后開始減弱)時(shí)的特征。

6日08時(shí)，云團(tuán)向東南偏東方向移動(dòng)，并逐漸衰減。沿圖3(h)中KL實(shí)線做垂直剖面如圖13(d)，發(fā)現(xiàn)6h變溫已經(jīng)轉(zhuǎn)為正值，上升運(yùn)動(dòng)中心已經(jīng)減弱至-0.2Pa/s，且東移出現(xiàn)在渤海海峽上空(122°E附近)，與弱的水汽輻合相對(duì)應(yīng)。此時(shí)，除了山東半島東部的威海、成山頭仍有降雪外，其它地區(qū)的降雪已經(jīng)基本停止。

3日08時(shí)，冷空氣爆發(fā)前，大連測(cè)站低空氣溫較高(見圖14紅線)，后受較強(qiáng)冷平流作用，整個(gè)對(duì)流層中低層大幅度降溫，地面48h下降19.3℃，降溫最強(qiáng)區(qū)域位于850～700hPa，48h降溫甚至達(dá)到了24℃(見圖14綠線)，6日08時(shí)，隨著冷空氣的減弱，大氣中低層溫度逐漸回升，低空不穩(wěn)定性減弱(見圖14黑線)。

綜上所述，低空強(qiáng)西北冷平流和渤海海面較大海氣溫差導(dǎo)致此次降雪強(qiáng)度大，暴雪云團(tuán)形成機(jī)制是強(qiáng)冷平流導(dǎo)致渤海上空的對(duì)流層中低層大幅度降溫，與暖海面相結(jié)合使低空大氣層結(jié)不穩(wěn)定性增加，出現(xiàn)上升運(yùn)動(dòng)，并由海洋向大氣釋放大量的感熱和潛熱，另一方面，海面水汽輻合向上輸運(yùn)，進(jìn)一步使得淺對(duì)流得以發(fā)展。后冷空氣活動(dòng)減弱，渤海及山東半島對(duì)流層中低層逐漸轉(zhuǎn)為暖平流，大氣低層升溫明顯，低空不穩(wěn)定性、上升運(yùn)動(dòng)和水汽輻合均減弱。注意到，在暴雪云團(tuán)減弱的階段，海面的感熱潛熱通量仍然很強(qiáng)，但由于冷平流減弱導(dǎo)致淺對(duì)流強(qiáng)度下降，水汽向上輸運(yùn)減少，使得暴雪云團(tuán)難以維持，繼而消散。

圖14　大連測(cè)站探空曲線

6結(jié)論

本文通過(guò)CALIPSO激光雷達(dá)數(shù)據(jù)、CloudSat極軌衛(wèi)星云剖面雷達(dá)數(shù)據(jù)、多普勒雷達(dá)資料結(jié)合常規(guī)觀測(cè)資料和再分析資料對(duì)2008年12月4—6日發(fā)生在山東半島北部地區(qū)的高空冷渦型海效應(yīng)降雪過(guò)程進(jìn)行了綜合分析，在前人結(jié)論的基礎(chǔ)上，本文重點(diǎn)分析了云內(nèi)降雪率分布和云團(tuán)對(duì)大氣長(zhǎng)波輻射傳輸?shù)挠绊?，得出以下結(jié)論：

(1)冷鋒云系過(guò)境2 h左右后，受東北冷渦西南部對(duì)流層中下層強(qiáng)冷平流以及地面氣壓場(chǎng)氣旋式彎曲的影響，降雪云團(tuán)初步形成于渤海灣及萊州灣附近，后在海上迅速增強(qiáng)發(fā)展為暴雪云團(tuán)，隨著天氣背景環(huán)流的變化和冷平流的減弱，云團(tuán)逐漸向渤海海峽移動(dòng)，并伴隨局地降雪云團(tuán)的減弱。(2)處于旺盛時(shí)期的暴雪云團(tuán)，云底高度在400m左右，云頂可達(dá)到4km，云內(nèi)降雪率的大值區(qū)表現(xiàn)為不規(guī)則的強(qiáng)弱相間的條狀分布，云內(nèi)平均降雪率為0.41mm/h，由于云層較厚，云下呈現(xiàn)明顯的弱散射穹窿區(qū)。在降雪減弱階段，云層高度下降，厚度降低，弱散射穹窿區(qū)消失，云內(nèi)平均降雪率降低至0.18mm/h。

(3)冷鋒云系、旺盛時(shí)期的暴雪云團(tuán)和減弱階段的降雪云團(tuán)，云頂向上長(zhǎng)波輻射通量的平均值分別為170.65、123.71和198.79W/m2，云系對(duì)長(zhǎng)波輻射的削弱率分別為0.10、0.22和0.29。云團(tuán)的射出長(zhǎng)波輻射通量不僅與溫度有關(guān)，還與云內(nèi)冰水含量有關(guān)，冰水含量越高，射出長(zhǎng)波輻射通量越低，因此，在研究云對(duì)輻射的影響時(shí)，沒有降水(雪)的云系和有降水(雪)的云系應(yīng)該分別考慮，降水(雪)弱的云系和降水(雪)強(qiáng)的云系也應(yīng)該分別考慮。

(4)此次暴雪云團(tuán)發(fā)展的熱力動(dòng)力條件是，對(duì)流層中下層(1000～700hPa)降溫導(dǎo)致大氣低層不穩(wěn)定性增加，地面西北風(fēng)和東北風(fēng)輻合而表現(xiàn)出的氣旋式彎曲為海面水汽輻合和淺對(duì)流發(fā)展提供了有利條件，海洋向大氣輸送大量的感熱和潛熱，兩者量級(jí)相當(dāng)，強(qiáng)度明顯大于氣候平均值，促使淺對(duì)流進(jìn)一步加強(qiáng)，使得暴雪云團(tuán)得以形成和發(fā)展。當(dāng)冷空氣減弱后，對(duì)流層中下層升溫明顯，大氣穩(wěn)定度增加，降雪云團(tuán)明顯減弱。低空強(qiáng)冷平流和渤海海面較大海氣溫差是導(dǎo)致此次降雪強(qiáng)度大的原因。

(5)本研究只討論了一次渤海海效應(yīng)降雪云團(tuán)的云物理特征，得到的定量結(jié)論有一定局限性。另外，降雪云圖中大量的冰水含量導(dǎo)致的強(qiáng)向上長(zhǎng)波輻射和云頂冷卻對(duì)云團(tuán)本身的發(fā)展、維持和消散的影響還有待進(jìn)一步研究。

致謝：感謝王琪師姐提供的技術(shù)上的支持！

參考文獻(xiàn)：

[1]王琪, 楊成芳, 張?zhí)K平, 等. 一次典型大范圍冷流暴雪個(gè)例的診斷分析[J]. 中國(guó)海洋大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)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, 李建華. 高空形勢(shì)與山東半島冷流暴雪的關(guān)系[J]. 氣象與環(huán)境科學(xué), 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]楊成芳, 李澤椿, 李靜, 等. 山東半島一次持續(xù)性強(qiáng)冷流降雪過(guò)程的成因分析[J]. 高原氣象, 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]李宏業(yè), 徐旭然. 冷流低云降雪成因的分析[J]. 氣象, 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, 楊成芳, 張少林. 地形對(duì)冷流暴雪影響的可能機(jī)制研究[J]. 安徽農(nóng)業(yè)科學(xué), 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, 叢美環(huán), 吳增茂, 等. 2005年12月3-21日山東半島持續(xù)性暴雪特征及維持機(jī)制[J]. 應(yīng)用氣象學(xué)報(bào), 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]鄭怡, 高山紅, 吳增茂. 渤海海效應(yīng)暴雪云特征的觀測(cè)分析[J]. 應(yīng)用氣象學(xué)報(bào), 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]楊軍. 氣象衛(wèi)星及其應(yīng)用[M]. 北京： 氣象出版社, 2012.

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

責(zé)任編輯龐旻

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

基金項(xiàng)目：? 國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41175006,41576108)；國(guó)家自然科學(xué)基金與山東省海洋科學(xué)研究中心基金聯(lián)合基金項(xiàng)目(U140640)資助

收稿日期：2015-04-23；

修訂日期：2015-05-30

作者簡(jiǎn)介：江羽西(1993-)，女，碩士生。E-mail: 51419768@qq.com ??通訊作者：E-mail：zsping@ouc.edu.cn

中圖法分類號(hào)：P426.5

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

文章編號(hào)：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)