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滨佩陈
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1 纪策, 徐枝芳, 彭敏, 等. 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟 [J].,2018,12(1): doi: /j.issn 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟纪策 1, 徐枝芳 2, 彭敏 1,2,3, 李泽椿 4, 肖昕 5 (1. 昌吉回族自治州气象局, 新疆昌吉 ; 2. 中国气象局数值预报中心, 北京 ; 3. 成都信息工程大学大气科学学院, 四川成都 ;4. 中国气象局气象中心, 北京 ;5. 昌吉市气象局, 新疆昌吉 ) 摘要 : 基于常规天气观测资料和美国 FNL1 毅伊 1 毅逐 6h 再分析资料, 对 2014 年 4 月日昌吉地区一次寒潮天气过程进行分析和总结, 并利用 WRF3.7 (The Weather Research and Forecasting Model) 中尺度数值模式对 10 m 风场和地形作用进行分析, 结果表明 :(1) 这次寒潮天气过程出现在欧洲高压脊东南衰退西西伯利亚低槽东南下进入新疆爆发的大尺度环流背景下 (2) 这次强寒潮过程的高位涡强冷空气来自欧亚北部和北极地区的平流层下部和对流层上部 (3) 低层强西北风急流向山脉辐合, 造成暖湿气流在天山迎风坡强烈爬升, 是暴雪发生的触发机制通过地形敏感性试验表明天山地形的抬升作用减弱所引起的降水变小关键词 : 寒潮 ; 等熵面位涡 ; 数值模拟中图分类号 :P458.1 文献标识码 :A 文章编号 : (2018) 寒潮是我国冬春季严重的灾害性天气之一, 是一种大规模的强冷空气活动过程寒潮天气的主要特点是剧烈降温和大风, 有时还伴有雨雪雨淞和霜冻等, 会给工农业生产交通运输电力人类健康 [1] 等造成不利影响随着社会经济的快速发展, 寒潮所造成的损失不断扩大很多气象工作者利用常规天气资料和雷达等产品对寒潮天气进行了深入研 [2-7] 究, 研究表明由于地面强冷空气侵入暖槽和高空冷平流下传以及地面自西向东发展的降水所致气温陡降, 西伯利亚大低压发展盘踞造成强冷空气源, 低压南压和横槽的形成是爆发寒潮的前提条件, 多普勒天气雷达上 0 益层亮带高度的迅速下降, 可作为从雨 [8-10] 向雪转换的判据之一通过物理量的诊断分析, 发现强的冷平流是气温骤降的主要原因中高层偏西急流与近地面风场辐合形成的垂直环流为降雪提供必要的动力条件, 锋生函数分析表明强降温的区域寒潮的路径和起始时间与其中心变化有很好的收稿日期 : ; 修回日期 : 基金项目 : 国家自然科学基金项目 ( ) 作者简介 : 纪策 (1992 ), 男, 助理工程师, 主要从事短期天气预报和气候变化研究 pengminzing@qq.com 对应关系然而我国幅员辽阔, 气候条件差异很大, 寒潮过程特点各不相同特别是在气候变暖的大背 [11] 景下, 我国寒潮特征也发生了改变因此对于寒潮及寒潮天气的研究仍然是近期乃至今后研究的重点近年来对于新疆的寒潮研究也取得了一定的进 [12-17] 展, 造成强降水的原因是西方冷空气与中亚南支槽东移北上的暖湿气流在伊犁河谷天山山区和新疆北部沿天山一带汇合, 并配合动力作用和水汽条件共同形成的中低层强冷空气先行入侵, 在哈萨克丘陵附近形成锋生冷锋, 在快速入侵新疆的过程中与干热的下垫面接近, 导致新疆北部出现剧烈降温及不同程度的大风沙尘天气 ; 冷锋进入后在天山山脉北侧形成寒潮静止锋, 由于高空后倾的干冷空气不断侵入, 再次出现锋生过程, 导致新疆北部沿天山及天山山区的持续降温及大到暴量的雨转雪过 [18] 程张俊兰等对新疆北部寒潮天气进行了环流和区域分型并根据季节各高度层锋区强度冷空气的主要特征等提出了预报概念模型和主要预报指标虽然新疆寒潮天气的研究较多, 但是对其等熵位涡诊断分析较少, 对强冷空气的源地和强冷空气的活 86

纪策等 : 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟动预报不够精准春季是农牧业生产的关键时节, 寒潮造成的危害更严重, 而目前对春季的强寒潮天气过程的数值模拟也较少本文使用 WRF 模式, 利用常规天气观测资料和再分析资料 FNL, 采用天气动力学和热力学诊断分析方法, 对 2014 年 4 月 20 24 日寒潮天气过程进行分析和总结, 着重分析局部地区暴雪和大风的原因, 提炼指标特征,

2 纪策等 : 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟动预报不够精准春季是农牧业生产的关键时节, 寒潮造成的危害更严重, 而目前对春季的强寒潮天气过程的数值模拟也较少本文使用 WRF 模式, 利用常规天气观测资料和再分析资料 FNL, 采用天气动力学和热力学诊断分析方法, 对 2014 年 4 月日寒潮天气过程进行分析和总结, 着重分析局部地区暴雪和大风的原因, 提炼指标特征, 为今后寒潮天气的预警和防御提供参考依据 1 天气实况 2014 年 4 月 23 日 02 时 ( 北京时间, 下同 ) 24 日 10 时, 昌吉地区出现了春季一次大范围寒潮天气过程, 日最低气温下降幅度普遍 7 耀 12 益 ; 同时各地出现了 6 耀 9 级西北风 ; 中西部出现了大雨大雪或者雨转雪, 山区局地为暴雪, 其中玛纳斯为大雨 (12.4 mm), 天池 (22.6 mm) 木垒 (14.2 mm) 为暴雪 ; 山区积雪深度明显增加, 达到 7 耀 18 cm 2 寒潮天气形势分析此次寒潮天气是在欧洲高压脊东南衰退西西伯利亚低槽东南下进入新疆爆发的大尺度环流背景下出现的在 500 hpa 高空,21 日随着欧洲高压脊发展, 脊前北风带建立并加强 ; 西西伯利亚低槽东移南下加深,22 日 08 时欧洲高压脊快速东移南下, 脊减弱, 西西伯利亚低槽继续加深,22 日 20 时西西伯利亚低槽南端已南伸至 40 毅 N,23 日 08 时 ( 图 1a), 主导系统发生了替换, 西西伯利亚低槽分成两段, 北段沿巴尔喀什湖北部东移, 南段向南加深, 槽后脊前的偏北风带也随之东移并出现南压 ;24 日 08 时 ( 图 1b), 南段继续向南加深并切涡于新疆北部东北部, 低槽南伸至 35 毅 N 附近在 700 hpa 上, 从 21 日 20 时开始, 巴尔喀什湖以西的附近区域 T-Td 维持在 5 益附近并逐渐减小, 到 22 日 08 时减小到 1 耀 2 益说明强降水发生前, 大气变得接近饱和程度, 空气中的水汽条件变得非常有利于降水同时从 23 日 08 时 24 日 08 时 700 hpa 图上发现, 风向从偏南风逐渐转变为西北风, 风速逐渐增大至 16 m/s, 演变成为低空急流此时低空急流的出现, 为暴雪的发生提供了足够的抬升动力 24 日 20 时, 位于里海以北的低槽加深, 巴尔喀什湖地区高压脊加强推动低涡快速东移至贝加尔湖地区, 强冷空气对昌吉地区影响结束 21 日 08 时 ( 图 1c), 寒潮高压始于巴伦支海, 呈南北向分布, 南北跨度达 20 个纬度, 南北依次有 2 个 1030 hpa 高压中心 22 日 08 时, 地面冷高移速缓慢, 中心已加强至 1035 hpa, 位于里海北部和乌图 hpa 位势高度温度场和地面气压场 (a 为 23 日 08 时,b 为 24 日 08 时,c 为 21 日 08 时,d 为 23 日 08 时 ) 87

图 2 320 K 等熵面位涡 ( 单位 :PVU) 分布特征 (a 为 23 日 02 时,b 为 23 日 08 时,c 为 23 日 14 时,d 为 24 日 02 时 ) 拉尔山西部, 依然是南北向分布 22 日 20 时地面冷高南压至咸海北部, 中心值达到 1033.

3 图 K 等熵面位涡 ( 单位 :PVU) 分布特征 (a 为 23 日 02 时,b 为 23 日 08 时,c 为 23 日 14 时,d 为 24 日 02 时 ) 拉尔山西部, 依然是南北向分布 22 日 20 时地面冷高南压至咸海北部, 中心值达到 hpa, 高压底部轴向由南北向转为东西向 23 日 08 时 ( 图 1d), 地面冷高快速向南加强堆积, 中心值达到 1040 hpa, 冷空气实力明显加强并开始向南爆发 23 日 11 时, 冷高在东移到巴尔喀什湖北部时, 受到不断沿北风带南下的极地冷空气补充, 已加强至 hpa 至此,500 耀 850 hpa 高空低槽地面冷锋和从欧洲沿岸沿西北路径东南下的地面冷高压是本次寒潮的主要影响天气系统 3 天气成因 3.1 强降温成因等熵面上的位涡分布对应着一定的气流结构, 高位涡对应着气旋性环流, 其分布一般是高纬度大于低纬度, 高层大于低层 ; 等熵面上等压线与风场的配置能够表示冷暖平流效应, 等熵位涡的密集带表示动力对流层顶的位置, 它也是对流层顶断裂带, 其北侧是平流层低层的高位涡空气, 南侧是对流层内 [19-24] 的低位涡空气, 代表着冷暖空气的对峙和交绥本文选取 320 K 等熵面进行分析研究, 通过跟踪位涡异常区 ( 位涡高值区 ) 来追踪大气扰动情况, 跟踪天气的变化由于取的等熵面较高, 并且平流层低层的平均位涡超过 4PVU, 所以用 4PVU 表示高层强冷空气范围这次强寒潮过程的高位涡强冷空气可以向前追踪到 23 日 02 时 ( 图 2a) 23 日高位涡主体位于 45 毅 N 以北, 新疆北部国境线附近出现了等熵位涡等值线密集区, 代表冷暖空气对峙, 并向新疆北部东侧伸展, 高位涡中心值达到 8PVU 23 日 08 时 ( 图 2b) 高位涡中心南段进入新疆偏西偏北地区, 并与高纬度高位涡带切断为南北两段之后 23 日 14 时 ( 图 2c), 高位涡带南段出现 3 个高位涡中心分别是 C1 C2 C3,C2 和 C3 在新疆北部地区加强, 并南压至 42 毅 N, 中心值超过 9PVU, 同时蒙古地区出现一新的高位涡带 C1 北侧高纬度高位涡主体 C1 维持, 其东北侧不断有高位涡 C4 强冷空气补充输入,C2 88

纪策等 : 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟和 C3 合并为高位涡带 C, 并于 24 日 02 时 ( 图 2d) 到达昌吉地区, 并引导极区高位涡强冷空气向中国大范围侵入 22 23 日高位涡强冷空气不断从北部切断并移到巴尔喀什湖附近, 之后 23 日高位涡强冷空气在寒潮关键区堆积加强, 在其东北侧不断有高位涡强冷空气补充输入 ;24 日移到昌吉地区,

4 纪策等 : 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟和 C3 合并为高位涡带 C, 并于 24 日 02 时 ( 图 2d) 到达昌吉地区, 并引导极区高位涡强冷空气向中国大范围侵入日高位涡强冷空气不断从北部切断并移到巴尔喀什湖附近, 之后 23 日高位涡强冷空气在寒潮关键区堆积加强, 在其东北侧不断有高位涡强冷空气补充输入 ;24 日移到昌吉地区, 并引导极区高位涡主体冷空气向昌吉地区爆发 3.2 大风成因垂直速度分布 23 日 02:00( 图 3a) 起风前,45 毅 N 以北有上升气流, 且 500 hpa 附近存在一个上升速度的极大值区, 45 毅 N 以南和 48 毅 N 以北地区有下沉气流一直达到对流层顶部 23 日 14:00( 图 3b) 受高压影响, 昌吉地区在加压, 此时垂直运动分布出现明显反转随着动量下传的加大,44 毅耀 46 毅 N 出现很强的下沉气流, 且下沉气流高度较低在 500 hpa 以下 44 毅 N 以南上升气流区逐渐接地, 并且主体强度加强范围增大, 而 42 毅耀 44 毅 N 正是地面大风集中爆发的区域配合风场来看,200 hpa 以上为平直西风, 但 300 耀 500 hpa 风速有明显增大, 下沉气流区风向逐渐由西南风顺时针旋转, 到达低层时基本转为偏北风, 该下沉气流向南传递, 一直延伸到低纬上升气流区的下部散度垂直分布由图 4 给出的 4 月 23 日散度垂直分布可见, 23 日 02 时 ( 图 4a) 在大雨中心上空是深厚旺盛的对流, 大雨中心区 (86 毅耀 88 毅 E) 对流层低层是强辐合区, 对流层中上层是强辐散区, 伸展高度达 500 hpa, 这种低层强辐合高空辐散结构, 为中尺度对流系统发生发展提供动力条件大雨中心区有强的上升气流向东输送, 在 90 毅 E 附近有弱下沉运动, 从而形成一单圈直接环流 08 时 ( 图 4b) 受地形影响辐合区发生后倾, 辐合区东移至 95 毅 E 14 时 ( 图 4c) 辐合区范围持续增大, 中心强度超过 -15 伊 10-7 s 日 02 时 ( 图 4d) 在 100 耀 200 hpa 显示出明显的对称性结构特征, 在对流层顶 85 毅耀 94 毅 E 散度呈现 -+-+, 在下层为相反呈现 +-+-, 此时木垒站出现暴雪 4 数值模拟从动力学角度看, 大气运动具有明显的多尺度特征, 而中尺度对流系统更强调其自身的运动特征, 其发展的规律更加复杂因此, 长期以来, 对中小尺度系统的发生发展机理还缺乏更深入的了解, 对这类系统的天气预报也就比较困难近年来, 气象学者们利用数值模拟方法解决中尺度对流系统预报中存 [25-28] 在的不确定性, 并取得了大量有意义的成果 4.1 试验设计利用 WRF3.7 模式对此次天气进行了高分辨率模拟, 模拟时段为 2014 年 4 月 23 日 02 时 24 日 02 时模拟初始场和边界条件由 FNL(1 毅伊 1 毅 ) 的格点资料 ( 间隔 6h) 形成, 模拟区域中心 (44 毅 N,88 毅 E) 采用三层双向嵌套, 由外到内各区域格点数分别为 120 伊 115,112 伊 118,109 伊 109, 水平分辨率分别为 27 图 3 起风前后高空急流区 88 毅 E 剖面 U-V 合成风场与垂直速度 ( 图中为填色部分, 单位 :Pa/s) 分布 (a 为 23 日 02 时,b 为 23 日 14 时, 银为昌吉位置, 下同 ) 89

(a)23 日 02 时 (b)23 日 08 时图 4 (c)23 日 14 时 (d)24 日 02 时过东部暴雪中心区经向带 (80 毅耀 100 毅 E) 散度 ( 单位 :10-7 s -2 ) 纬向平均的经向垂直剖面 9 3km, 垂直方向为 30 个层, 三层嵌套分别采用分辨率为 10 2m 和 30 m 地形数据, 时间步长分别为 81 27 9s, 模式层顶为 100

5 (a)23 日 02 时 (b)23 日 08 时图 4 (c)23 日 14 时 (d)24 日 02 时过东部暴雪中心区经向带 (80 毅耀 100 毅 E) 散度 ( 单位 :10-7 s -2 ) 纬向平均的经向垂直剖面 9 3km, 垂直方向为 30 个层, 三层嵌套分别采用分辨率为 10 2m 和 30 m 地形数据, 时间步长分别为 s, 模式层顶为 100 hpa 模拟区域采用物理方案主要包括 WSM 3 微物理方案 RRTM 长波辐射方案 Noah 陆面过程方案浅对流 Kain-Fritsch(new Eta) 方案以及 YSU 方案,Monin-Obukhov 方案, 考虑地面通量云的影响和雪盖效应为了评估地形在本次寒潮灾害形成过程中的作用, 通过保持与改变模式地形的方法, 对这次过程分别进行了 3km 模拟控制试验保持模式原有地形不变, 并采用前述物理参数化方案敏感性试验中将原有地形降低了原有地形的 30 豫, 然后采取与控制试验同样的各类参数化方案重新模拟图 5 是两组试验的地形高度分布 4.2 地形在局地暴雪过程中的作用对比两者模拟的降水落区与强度, 分析天山山脉对天池降水的作用 : 在原地形上模拟, 降水的分布明显呈与地形平行的带状 ( 图 6a), 降水中心在天池出现, 中心降水量达到 13 mm 模式准确地模拟出降水中心, 但是降水量偏少 9mm 从 ( 图 6b) 中可以看出, 降低地形后, 小雪以上量级的面积减小, 天山地形的抬升作用减弱所引起的降水量变小 4.3 控制试验对风场的模拟在模拟的 10 m 风场上可以发现, 模式较好地模拟出了大风发生前及发生时的大气背景场大风发生前 ( 图 7a), 昌吉地区西部开始有西北风进入, 在中东部以偏南风为主, 西北风和偏南风在 88 毅耀 90 毅 E 汇合形成辐合带大风发生时 (23 日 08 时, 图 7b) 昌吉地区为西北风, 急流中心快速东移南下, 强度不断加强 23 日 14 时风速大值区面积增大, 在 43 毅 N 附近低层强西北风急流向山脉辐合, 造成暖湿气流在天山迎风坡强烈爬升, 是暴雪发生的触发机制 24 日 90

4 控制试验对物理量垂直结构的模拟物理量分析方面, 图 8a 8b 分别是 U V 分量风速, 最明显的差异在于 U 分量在 200 hpa 的急流为带状, 而 V 分量风速最大到 25 m/s 左右, 最大风速带为椭圆状, 中心在 300 耀 400

6 纪策等 : 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟地形高度 /m 图 5 3km 模拟两组试验的地形高度 (a 为控制试验,b 为敏感性试验 ) 降水量 /mm 图 6 3km 模拟的 23 日 02 时 24 日 02 时累积降水量的变化 (a 为控制试验,b 为敏感性试验 ) 02 时, 风速明显减小, 大风结束 4.4 控制试验对物理量垂直结构的模拟物理量分析方面, 图 8a 8b 分别是 U V 分量风速, 最明显的差异在于 U 分量在 200 hpa 的急流为带状, 而 V 分量风速最大到 25 m/s 左右, 最大风速带为椭圆状, 中心在 300 耀 400 hpa, 最大的风速出现在 23 日 08 时 ; 垂直速度 ( 图 8c)23 日时表现为中低层上升运动, 高层下沉运动, 为暴雪提供有利的动力条件 ; 相对湿度 ( 图 8d) 在 23 日时湿层较厚, 一直延伸至 300 hpa 都是相对湿度大于 50 豫, 最大相对湿度出现在 23 日时, 600 hpa 以下的相对湿度基本跃 90 豫, 为暴雪提供有利的水汽条件 5 结论 91

7 风速 /(m/s) 图 7 9km 模拟的 10 m 风场 (a 为 23 日 02 时,b 为 23 日 08 时 ) (a)u 分量风速 (b)v 分量风速 (c) 垂直速度 (d) 相对湿度图 8 3km 逐小时模拟的沿暴雪中心天池附近 (44 毅 N,88 毅 E) 物理量时间垂直分布 ( 图中时间为世界时,U,V 分量的单位为 m/s 垂直速度的单位为 Pa/s 相对湿度单位为豫 ) 92

8 纪策等 : 昌吉地区一次春季强寒潮天气分析及数值模拟本文首先分析了昌吉地区春季强寒潮过程的形势场背景等熵面位涡垂直速度散度和水汽输送通道特征, 然后使用 WRF3.7 模式研究了地形对暴雪和大风影响, 得到以下结论 : (1)2014 年 4 月日寒潮天气过程出现在欧洲高压脊东南衰退西西伯利亚低槽东南下进入新疆爆发的大尺度环流背景 (2) 这次强寒潮过程的高位涡强冷空气来自欧亚北部和北极地区的平流层下部和对流层上部 (3) 地面强烈加压, 作为补偿, 在地面大风区下游出现上升气流, 由垂直环流加剧近地面大气水平运动, 从而引起大风过程, 并且高空风向与地面风向存在交角 (4) 低层强西北风急流向山脉辐合, 造成暖湿气流在天山迎风坡强烈爬升, 是暴雪发生的触发机制通过地形敏感性试验结果表明, 天山地形的抬升作用减弱所引起的降水变小由于昌吉地区寒潮的复杂性, 对寒潮过程的特征还需要分析更多的个例, 并通过一些数值的资料同化试验开展深入研究, 总结一些对预报有指示意义的特征和指标, 这将是下一步需要开展的工作参考文献 : [1] 朱乾根, 林锦瑞, 寿绍文, 等, 天气学原理与方法 [M], 北京 : 气象出版社 2000:10. [2] 许爱华, 乔林, 詹丰兴, 等.2005 年 3 月一次寒潮天气过程的诊断分析 [J]. 气象,2006,32(3): [3] 陈豫英, 陈楠, 邵建, 等.2008 年 12 月两次寒潮天气对比分析 [J]. 气象,2009,35(11): [4] 李江波, 李根娥, 裴雨杰, 等. 一次春季强寒潮的降水相态变化分析 [J]. 气象,2009,35(7): [5] 王丽, 韦惠红, 金琪, 等. 湖北省一次罕见寒潮天气过程气温陡降分析 [J]. 气象,2006,32(9): [6] 樊明, 冯军, 尚学军寒潮天气形成过程分析 [J]. 气象 2002,28(3): [7] 邵宇翔, 李周. 一次寒潮背景下降水相态变化特征分析 [J]. 气象与环境科学,2016,39(1): [8] 李海燕, 杨霞, 张超. 新疆一次超极地寒潮天气分析 [J].,2012,6(5): [9] 牟欢, 于碧馨, 张俊兰. 新疆 4 23 强寒潮降温特征分析 [J].,2016,10(3): [10] 肉孜阿基, 李如琦, 唐冶.2011 年初北疆强寒潮过程诊断分析 [J].,2013,7(3):7-12. [11] 王遵娅, 丁一汇. 近 53 年中国寒潮的变化特征及其可能原因 [J]. 大气科学,2006,30(6): [12] 谭艳梅, 朱文娜, 张利平.4 18 寒潮天气过程中的锋生分析 [J].,2009,3(6): [13] 牟欢, 赵克明.2010 年春季新疆一次寒潮天气过程分析 [J].,2011,5(4): [14] 庄晓翠, 安冬亮, 张林梅, 等. 阿勒泰地区寒潮天气特征分析及预报 [J].,2010,4(1): [15] 曹兴, 毛炜峄, 尹冰霞, 等. 不同定义指标下的乌鲁木齐寒潮过程气候特征对比分析 [J].,2017,11 (3): [16] 郑玉萍, 宫恒瑞. 乌鲁木齐市寒潮气候特征分析 [J].,2015,9(6): [17] 周雪英, 彭军, 段均泽, 等. 巴州一次寒潮降雪天气的特征分析 [J].,2014,8(3): [18] 张俊兰, 牟欢, 谢葭颖. 北疆寒潮天气分析及预报 [J].,2015,9(6): [19] 赵其庚. 一次东亚寒潮过程的等熵位涡分析 [J]. 应用气象学报,1990(4): [20] 陶祖钰, 郑永光. 位温等熵位涡与锋和对流层顶的分析方法 [J]. 气象,2012,38(1): [21] Hoskins BJ,McIntyre ME,Robertson AW.On the use and significance of isentropic potential vorticity maps[j]. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 1985,111(470): [22] 丁一汇, 马晓青.2004/2005 年冬季强寒潮事件的等熵位涡分析 [J]. 气象学报,2007,65(5): [23] 黎惠金, 李江南, 肖辉, 等.2008 年初中国南方低温雨雪冰冻事件的等熵位涡分析 [J]. 高原气象,2010,29(5): [24] 田秀霞, 寿绍文.2008 年 12 月两次强寒潮过程的等熵位涡分析 [J]. 气象科学,2013(1): [25] 黄菁, 张强. 中尺度大气数值模拟及其进展 [J]. 干旱区研究,2012,29(2): [26] 陈静, 薛纪善, 颜宏. 物理过程参数化方案对中尺度暴雨数值模拟影响的研究 [J]. 气象学报,2003,61(2): [27] 张大林. 各种非绝热物理过程在中尺度模式中的作用 [J]. 大气科学,1998,22(4): [28] 高守亭, 孙建华, 崔晓鹏. 暴雨中尺度系统数值模拟与动力诊断研究 [J]. 地球科学,2011(4):

9 Analysis and Numerical Simulation of astrong Cold Wave in Changji Area JI Ce 1,XU Zhifang 2,PENG Min 1,2,3,LI Zechun 4,XIAO Xin 5 (1.Changji Hui Autonomous Prefecture Meteorological Bureau,Changji ,China; 2.China Meteorological Administration Center for Numerical Forecasting,Beijing ,China; 3Chengdu University of Information Technology,Atmospheric Sciences,Chengdu ,China; 4.Meteorological Center of China Meteorological Administration,Beijing ,China 5.Changji Meteorological Observatory,Changji ,China) Abstract Based on the conventional weather observation data and the FNL 1 毅伊 1 毅 6hreanalysis data,a cold wave process in Changji area was analyzed and summarized from April 23rd to April 24th,2014,and then the wind filed features and the topographic function on the cold wave were further studied through conducting a set of numerical experiments using WRF3.7.The results indicate that,firstly,the cold wave event occurred in the context of the southeastern depression of the European ridge of high pressure and the large-scale circulation of the eruption of Xinjiang in the southeast of the western Siberian low trough.secondly,the high vorticity cold air was from the lower stratosphere and the upper troposphere in northern Eurasia and Arctic regions.thirdly,the weather affected by the southwest water vapor channel,from the Indian Ocean after along journey through the east of Sichuan basin,along the northwest in the transportation around the Tibetan plateau,the terrain block caused by the loss was relatively small,down near region in Gansu province reached 41 毅 Nand northern branch of vapor was transported to the west after meeting in Changji area.finally,the strong northwesterly winds converge to the mountains,resulting in astrong climax of the warm and humid airflow in the windward slope of the Tianshan Mountains,which was the triggering mechanism of blizzard.terrain sensitivity test results show that the precipitation was weakened by the uplift effect of the Tianshan Mountains. Key words cold wave; isentropic potential vorticity; numerical simulation 94

气象第卷第期对流不稳定度

气象第卷第期对流不稳定度张芳华张涛周庆亮杨克明国家气象中心北京中国气象科学研究院灾害天气重点实验室利用上海自动观测站资料的逐小时分析资料水汽云图和多普勒雷达探测等资料对年月日上海飑线天气过程进行天气动力学诊断分析结果表明上海处在上干冷下暖湿的不稳定大气层结中对流层上层干冷空气的侵入和边界层暖湿气流强烈辐合是飑线天气的触发机制飑线以断续线型与后续线型相结合的型式形成在对流单体的右侧不断新生单体