第 2 卷 6 期 2010 年 12 月 天气预报技术总结专刊 WEATHERFORECAST REVIEW Vol.2,No.6 December2010 上海地区近 10 年海效应降雪天气诊断分析 陈雷戴建华韩雅萍 ( 上海中心气象台, 上海 200030,ansn001001@sina.com) 摘 要 统计了近 10 年发生在上海地区的海效应降雪过程, 并分析了降雪发生时对应的高低空天气形势 探空图 卫星云图和雷达回波特征 结果表明 : 上海地区 2000 2009 年共出现海效应降雪 12 次, 占降雪总日数的 25%, 大部分过程, 降雪明显时段, 高空 500hPa 上海处在槽前, 地面图上, 河套附近常有一个 1030~1050hPa 的分裂冷高压中心 海效应降雪发生前, 宝山站探空图低层有不稳定层结, 且 850hPa 到 925hPa 湿度较大 海效应降雪对应的红外云图, 云阶走向和海岸线一致, 且云体呈白亮波状结构, 云顶高度多在 3000 米以下, 雷达反射率因子较弱, 多低于 35dBz 绝大部分过程海水和 850hPa 温差在 10~14 之间, 海水和 925hPa 温差介于 8~11 之间 降雪发生时宝山站吹 NW-WNW-N 风, 风速为 3~6m/s 与山东半岛相比, 上海地区地理位置和地形条件决定其海效应降雪有分布范围小 持续时间短 降雪强度弱等特点 关键词 : 海效应降雪 ; 热对流 ; 不稳定 引言 海效应降雪又叫冷流降雪, 一般在冷空气流经暖的洋面时产生, 降雪主要集中在海面上以及近海地区 海效应降雪通常发生在中高纬度沿海特定区域, 如大西洋西岸的加拿大魁北克地区和大西洋 东部的英格兰岛 日本海东部的日本西海岸等, 我国的渤海地区也是海效应降雪的高发地区 与海效应降雪机制类似的是湖效应降雪, 顾名思义降雪主要发生在湖面及湖畔地区, 如美国的五大湖和大盐 [2] 湖等 从上世纪 70 年代起美国便有学者对海效应降雪机理进行研究, 我国在海 ( 湖 ) 效应降雪研究方面起步较晚, 主要的研究区域也局限在渤海地区特别是山东半岛附近, 曹钢锋等 (1988) 将造成山东半岛冷流降雪的冷空气归结为三种路径, 并指出了三种路径冷空气影响下山东半岛降雪的强度和范 [3] 围 李刚等统计分析了 1971 2000 年期间发生在山东半岛北部 ( 烟台 ) 的冷流强降雪天气过程, 得出了冬季不同月份的冷流强降雪天气预报指标, 为 [4] 预报冷流强降雪提供了依据 杨成芳等对海( 湖 ) 效应降雪进行了广泛的研究, 回顾了国内外有关海 ( 湖 ) 效应降雪的主要研究成果, 对其产生机制 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, 还利用多普勒雷达 卫星云图 常规天气图等资料和中尺度模式对发生在渤海地区的多次海效应降雪过程进行分析和数值模拟, 揭示了渤海效应暴雪的三维热力结构特征和中尺度特征, 为这类降雪过程的业务预报提供了重要 [1,5] 的借鉴和参考 上海地处长江三角洲东端, 东濒东海, 南临杭州湾, 北界长江口, 三面环水, 地理位置特殊, 属于亚热带海洋性气候 冬季, 当北方有强冷空气迅速南下, 影响华东中部地区时, 常会在南通沿海海面 长江口江面等地产生海效应 ( 冷流 ) 降雪, 并顺着偏北气流影响到上海东部沿海以及内陆地区 与山东半岛海效应降雪相比, 上海地区海效应降雪有空间范围小 历时短 降雪强度弱等特点, 在降雪机制方面也和山东半岛地区有所不同, 目前国内学者对山东半岛地区海效应降雪研究较多, 而发生在上海地区的海效应降雪天气过程很少被讨论和研究 本文运用探空 地面和高空天气图 卫星云图 雷达反射率等资料对 2000 2009 年近十年上海地区海效应 ( 冷流 ) 降雪过程进行统计分析, 得出降雪发生时的海气温差 热力不稳定度 风向风速等条件, 这些要素可以作为此类降雪天气的预报指标, 为业务预报工作提供一定的启发和参考
20 天气预报技术总结专刊 2 卷 1 上海地区海效应降雪成因及统计特征 1.1 海效应降雪成因初探海效应降雪的本质是发生在对流层低层的热对流 ( 见图 1), 它的产生与海水和空气的热力性质密切相关 我们知道, 水的比热约为 4200J/(kg ), 而空气的比热随着温度 湿度和气压的不同发生变化, 但一般不超过 1900J/(kg ), 因此当水和空气获得或丧失相同的热量时, 空气的温度变幅要明显大于水 深秋或冬季, 当有较强冷空气南下经过海面时, 海水的温度降幅较小, 而海表上方空气的温度降幅较大, 因而使得海水和大气之间形成显著的温差 由牛顿热力学第二定律可知, 当水面较暖, 空气较干冷时, 较暖的水面将向上传导热量并蒸发水汽, 使其上方空气的温度趋于与水面温度相同, 从而在海表上方形成一片浅薄的暖湿空气层, 而这个薄层以上的大气温度随着高度的升高快速递减, 这样便使得海表浅薄的暖湿气层与其上空更干冷的空气间形成不稳定层结, 产生热对流运动, 形成 云并产生降雪 降雪起初发生在海上, 而后随风飘到陆地上空, 使得海岸附近地区也产生降雪, 这便是海效应降雪的机理 图 1 海效应降雪示意图 1.2 近 10 年上海海效应降雪统计特征为方便统计, 本文规定上海地区 11 个区县站若某日有 1 个以上测站观测到降雪即登记为 1 个降雪日 初步统计, 上海地区 2000 2009 年共有 48 个降雪日, 平均每年 4.8 次, 其中 年最多有 17 个降雪日,2007 年最少, 没有出现降雪 初步分析, 在这 48 个降雪日中, 海效应 ( 冷流 ) 降雪有 12 次, 占总数的 25%, 平均每年 1.2 次, 其他 36 次为锋面降雪 从月季分布来看,12 次海效应降雪均出现在 12 月份至 2 月份, 其中 12 月份 5 次,1 月份 4 次,2 月份 3 次 ; 从降雪时次看,12 次海效应降雪均出现在 白天, 且 08 14 时降雪范围和强度较大 ; 从降雪量来看, 绝大部分过程降雪量在 1mm 以下, 为小雪或小到中雪, 只有两次过程降雪量在 1mm 以上, 即 2009 年 12 月 27 日下了中雪 (3mm),2004 年 1 月 18 日下了大雪 (7mm) 2 个例分析 2.1 高空 地面等天气图分析 [4] 李刚等对 1971 2000 年烟台各月冷流降雪天气对应的 500hPa 特征进行了统计, 发现多数冷流降雪过程 500hPa 有槽配合, 说明主要降雪时段和 500hPa 槽过境时间有较好的对应关系 ;Thomas [6] 等认为 500hPa 短波槽经过时引起气旋式涡度平流增大, 上升运动增强, 因而使得湖效应降雪加强 本文对近十年上海 12 次海效应 ( 冷流 ) 降雪 500hPa 特征进行统计, 也发现了类似的特点, 另外对 850hPa 925hPa 等更低层次流场也进行了分析, 现以代表性较好的 年 12 月 22 日海效应降雪过程进行个例分析 图 2 为 年 12 月 22 日 08 时 500hPa 和 850hPa 高空天气图, 可见降雪较明显时段 (08 时前后 ) 对应高空 500hPa 长江中下游环流平直, 上海处在槽前西南偏西气流控制下, 涡度为正, 而 20 时 ( 图略 ) 高空槽已东移入海, 上海转受槽后西北偏西气流控制, 降雪也停止 降雪时段 (08 时前后 )850hPa 锋区已经南压至华东南部到华南沿海一带, 上海处在冷区内西北 ( 偏北 ) 气流控制 ;925hPa( 图略 ) 和 850hPa 类似 通过统计, 上海 12 次海效应降雪大多数 (10 次 )500hPa 有上述特征, 另有 2 次过程 500hPa 处在槽底附近, 上海为偏西风, 对其深入分析发现, 这 2 次过程降雪较明显时段不在 08 时, 而在 02-05 时, 因而 500hPa 槽过境略早 图 3 为 年 12 月 21 日 08 时 22 日 08 时地面图,21 日 08 时 ( 图 3a) 冷空气开始影响上海, 冷锋位于日本海南部 杭州湾到湖南南部一带, 上海处在锋后大片雨雪区内, 地面温度在 9 左右 ; 到 22 日 08 时 ( 图 3b), 冷空气的前锋已经南压至南海, 锋后雨雪区也南压到华东南部到华南地区, 上海地区温度骤降至 -3 左右, 盐城 南通 上海浦东 嵊泗等沿海地区由于海效应 ( 冷流效应 ) 作用产生小雪天气 对近 10 年上海地区海效应 ( 冷流 ) 降雪地面图分析, 得出一些规律 : 海效应降雪大多发生在冷空气
６期 陈 雷等 上海地区近 １０ 年海效应降雪天气诊断分析 ２１ 开始影响上海 ２４ ３０ 小时后 且在锋面降水结束后 高压中心 华东中部受冷高压楔控制 上海吹北到西 ６ １２ 小 时 左 右 开 始 出 现 海 效 应 降 雪 此 时 地 面 图 上在 河 套 附 近 常 有 一 个 １０３０ １０５０ｈＰａ 的 分 裂 冷 北风 地面温度在 ４ 以下 另 外 上 海 地 区 海 效 应 降雪持续时间较短 一般在 ３ １２ 小时左右 图 ２ ２００８ 年 １２ 月 ２２ 日 ０８ 时 ５００ｈＰａ ａ 和 ８５０ｈＰａ ｂ 高空天气图 图 ３ ２００８ 年 １２ 月 ２１ 日 ０８ 时 ａ 和 ２２ 日 ０８ 时 ｂ 地面图 ２ ２ 探空 卫星 雷达等探测资料分析 图４ 为 降 雪 发 生 前 一 个 时 次 １２ 月 ２１ 日 ２０ １０００ｈＰａ左右 逆温层顶多数低于 ７００ｈＰａ 时 宝山站探空 图 从 中 可 见 降 雪 发 生 前 ８５０ｈＰａ 以 下层结曲线接近于干绝热线 对流有效位能为正值 表明低层 有 不 稳定 层结 且 ８５０ｈＰａ 到 ９２５ｈＰａ 湿度 较大 从 高 空 风 来 看 ８５０ｈＰａ 到 地 面 一 致 为 西 北 风 风速 在 １２ｍ ｓ 以 上 ７００ｈＰａ 以 上 至 ２００ｈＰａ 均 为西到西南风 表明高空槽并未过境 但地面冷空气 前锋已经明显南压 另外 对探空图分析可见 自由 对流 高 度 在 １０００ｈＰａ 左 右 逆 温 层 顶 在 ７７５ｈＰａ 左 右 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 较 低 在 ３ 公 里 以 下 经 过 统 计 近 １０ 年发生在上海地区的 １２ 次海效 应 降 雪 探 空 图 均 有上 述 特 征 降 雪 发 生 前 ＣＡＰＥ 值 为 正 但 数 值 较 小 介于 ２ ｋｇ 之间 自由对流高度大多 在 ４ ３１ ２Ｊ 图 ４ ２００８ 年 １２ 月 ２１ 日 ２０ 时宝山站探空图
2 天气预报技术总结专刊 2 卷 图 5 为 年 12 月 22 日 08 时红外云图 ( 图 5a) 和南通 盐城雷达拼图 ( 图 5b), 从云图可见, 降雪发生时黄海到东海均被大片低云覆盖, 云阶走向和海岸线一致, 为西北 - 东南向, 且云体呈白亮波状结构, 从同时次地面观测资料可知, 该云带云底高度 在 600 米左右, 云状为积雨云或浓积云, 该云带即与海效应降雪相对应 此外, 云图中从日本南部到浙江南部沿海也有一条云带, 云顶亮温较低, 该云带与地面冷锋相对应 图 5 年 12 月 22 日 08 时红外云图 (a) 和南通 盐城 0.5 度仰角雷达拼图 (b) 从图 5b 可见,08 时盐城到南通沿海附近也有一条西北 - 东南向的回波带, 与海岸线平行, 回波主体集中在海上, 陆地上基本无回波, 回波强度在 10~ 30dBz 之间, 且回波分布较均匀,30dBz 较强回波中心范围小 将雷达仰角抬升至 1.5 度 ( 图略 ), 则回波范围迅速减小, 表明系统发展的高度很低 由于回波离海岸很近, 在高低空一致偏北气流作用下, 降雪云团经常会被吹到沿海地区, 从而在陆地上也产生降雪 上海地区近十年海效应过程雷达反射率因子均较弱, 低于 35dBz, 强回波范围也很小, 相应产生的降雪强度也较小, 而山东半岛地区冬季常有冷流暴雪发生, 对应雷达反射率因子较强, 回波图上经常可见大片 30 ~40dBz 的回波分布在半岛北部和东部 [7] 3 影响上海海效应降雪的特征因子 海效应降雪除了受大尺度天气系统影响外, 还与其他一些特征因子息息相关, 如不稳定层结 风向 风速 地理和地形条件等 3.1 不稳定层结 3.1.1 海气温差海效应降雪本质是发生在对流层低层的热对流, 取决于海气温差的大小, 海水和大气之间温差越显著, 则层结越不稳定, 产生海效应降雪的几率越 大, 相应的降雪强度也越明显 国内外已经有多位学者对海 ( 湖 ) 效应降雪海 ( 湖 ) 气间温差进行了统计 [4] 和研究 李刚等通过对 1971-2000 年发生在烟台的冷流强降雪天气过程统计分析, 得出了冬季不同月份冷流降雪发生时 850hPa 平均气温和海水之间的温度对比, 即 11 月份 13.1 ;12 月份 13.9 ; 1 月份 11.7 ;2 月份 8.2 杨成芳等 总结了 Thomas 和 Lavoie 等的研究成果, 发现和海效应降雪一样, 湖气温差也是湖效应降雪最重要的强迫机制, 指出大湖和 850hPa 温差 13 ( 相当于干绝热递减率 ) 是产生纯湖效应的必要条件 与山东半岛相比, 上海地区海效应降雪强度较小, 冷流云云底高度一般在 600 米左右, 对流发展高度低于 3km 研究上海地区海效应过程除了关注 850hPa 和海水温差外, 还应关注更低气层, 如 925hPa 温度和海水温度对比 表 1 为 2000 2009 年上海地区 12 次海效应降雪过程 850hPa 925hPa 温度以及与同时次海水温度对比, 其中高空温度取自宝山站探空资料, 而海水温度以嵊泗站温度代替 从表中可以看出, 降雪发生时海水温度介于 0 ~5 之间, 绝大部分过程海水和 850hPa 温差在 10 ~14 之间, 而海水和 925hPa 温差略低, 介于 8~ 11 之间 这些要素可以作为上海地区海效应降雪的一个预报指标, 在业务中使用
6 期陈雷等 : 上海地区近 10 年海效应降雪天气诊断分析 23 表 1 近 10 年上海海效应降雪 850hPa 925hPa 温度与海水温度对比 ( 犜 s 为海水温度,Δ 犜 850 为海气温差 ) 降雪日期 2001 1221 1225 0127 0211 2004 0105 0204 0217 0114 1222 犜 850-8 -5-8 -8-3 -8-12 -9-8 -8-13 -9 犜 925-5 -4-7 -6-5 -5-8 -9-6 -5-11 -6 犜 s 3 5 3 2 3 3 2 2 3 4 0 2 Δ 犜 850 11 10 11 10 6 11 14 11 11 12 13 11 Δ 犜 925 8 9 10 8 8 8 10 11 9 9 11 8 2009 1227 3.1.2 逆温层高度海效应降雪除了取决于海气温差外, 还和逆温 层高度密切关联 杨成芳等指出, 低层不稳定度取决于海 ( 湖 )- 气温差, 不稳定层的深度取决于逆温层的高度和强度, 两者都对海 ( 湖 ) 效应降雪的演变起重要作用 逆温层的产生多是源于高空冷平流下方的下沉运动, 经过下沉增温在低层层结曲线上形成一个稳定层 ( 逆温层或等温层 ) [8] 逆温层的存在阻碍了热力对流向上发展和水汽的垂直输送, 使热力对流在逆温层下进行, 水汽在逆温层下凝结成云并产生降雪 研究发现, 冷流低云云底高度一般在 600~1000 米, 云顶高度一般在 3000 米以下, 少数对流较旺盛的暴雪过程云顶高度可达 4000 米 [7 8] 统计表明, 上海地区近 10 年海效应降雪发生时逆温层顶高度在 700~875hPa 之间, 即冷流低云云顶高度低于 3000 米 3.2 风向风速风向风速决定海效应降雪的分布区域和降雪强度 风向发生微小变化可以导致冷空气穿越暖水面的距离 ( 称为穿越距离 ) 发生很大的改变, 穿越距离 越大越有利于产生强海效应降雪 李洪业等通过对烟台站 1981 1990 年冷流降雪个例分析, 发现 86% 的过程烟台站风向为 N- WNW 而海气间热量和水汽交换与风速大小呈正比, 冬季干冷空气过境, 气温骤降, 海气间温差加大, 热量交换加剧 风速的大小还影响边界层间的垂直混合, 大小合适的风速有利于产生辐合, 增大垂直速度, 但风速过大不利于水汽的积聚, 水汽来不及凝结便会被大风吹散, 不利于产生降雪, 因此适当大小的风速对海效应降 [8] 雪十分重要 Hjelmfelt [9] 和 Peter [10] 通过敏感性实验证明, 中等强度的风速 (4~6m/s) 产生的降雪量最大 降雪日期 2001 1221 表 2 近 10 年上海海效应降雪发生时宝山站和嵊泗站风向 风速 1225 0127 0211 2004 0105 0204 0217 0114 1222 宝山站风向 320 340 340 320 340 320 320 20 360 320 290 290 宝山站风速 6 3 6 6 6 3 5 4 5 4 6 6 嵊泗站风向 340 340 360 340 340 360 340 340 360 340 340 360 嵊泗站风速 9 9 15 14 13 11 13 9 11 12 14 9 2009 1227 表 2 为近 10 年上海海效应降雪宝山站和嵊泗站风向 风速, 可见降雪发生时宝山和嵊泗风向在 290~20 度之间, 即吹 NW-WNW-N 风 宝山站风速为 3~6m/s, 嵊泗站风速 9~15m/s, 沿海海面风力明显大于沿海陆地地区 3.3 地理和地形条件 地理位置和地形条件对海效应 ( 冷流 ) 降雪持续时间和降雪量大小有显著影响 山东半岛位于 36 ~38 N,120 ~123 E 之间, 既属于暖温带季风气候, 又具有明显的海洋性特点 冬季, 欧亚大陆中高纬度地区高层常呈现两槽一脊的较为稳定的环流形势, 槽区分别位于 80 E 和 120 E 附近, 影响位置在 40 N 以北, 我国东北地区东部到日本海北部一带常有一个低涡中心维持, 低涡后部不断有横槽南摆, 引导冷空气南下并影响到山东半岛, 造成半岛地区冷流降雪持续时间较长, 有时可达数日 如 2005 年 12 月 3 22 日, 山东半岛地区发生了历史罕见的持续性冷流降雪, 出现了 17 个降雪日, 威海 烟台等市 [11] 出现暴雪 另外, 冬季, 对马暖流西分支把外海的暖水输送到黄海和渤海, 使渤海海表水温升高, 海 [8,12] 气温差加大, 半岛地区冷流降雪量也相应增大 山东半岛的特殊地形对冷流降雪的形成和降雪量分布也有一定的作用 半岛北部沿海丘陵山地的抬升作用, 是不稳定能量释放而形成低云的触发条件
24 天气预报技术总结专刊 2 卷 地形的抬升造成近地面层丘陵以北地区产生辐合上升运动, 而丘陵以南地区则辐散下沉, 进一步造成较大降雪量位于丘陵以北地区, 而丘陵以南地区较 [11,13] 少 上海位于中纬度亚热带地区, 冬季, 产生海效应 ( 冷流 ) 降雪的冷空气势力偏弱, 且多为中路或中路偏西路径, 当冷空气主体从西北或华北进入华东平原后, 由于下垫面摩擦较小, 移动速度迅速加快, 对上海地区影响时间也相对较短, 因而产生冷流降雪的时段也较短, 经统计多在 3~12 小时之间 上海地区的地形条件也不利于产生较大的冷流降雪, 上海是长江三角洲冲积平原的一部分, 平均海拔高度仅 4 米左右, 境内除西南部有少数丘陵山脉外, 全为平原, 地形抬升对海效应降雪的增强作用微乎其微 此外, 上海地区虽然也三面环水, 但并不像山东半岛向东伸入黄海, 海岸线长度也较短, 因而产生冷流降雪的范围和强度也较小 4 结论本文对近 10 年发生在上海地区的海效应降雪过程进行统计和分析, 初步揭示了上海地区海效应降雪的产生机理, 并通过与山东半岛地区冷流降雪过程进行比较, 得出了上海本地海效应降雪的一些局地特征, 主要结论总结如下 : (1) 上海地区 2000-2009 年共出现海效应降雪 12 次, 占降雪总日数的 25%, 且降雪都发生在 12 月份至 2 月份, 绝大部分过程降雪量在 1mm 以下 (2) 上海地区海效应降雪过程与高空 500hPa 低压槽过境时间有比较好的对应关系, 大部分过程降雪明显时段, 高空 500hPa 上海处在槽前, 涡度为正 地面图上, 海效应降雪发生时在河套附近常有一个 1030~1050hPa 的分裂冷高压中心, 冷空气的前锋已明显南压, 位于华南沿海或南海地区 (3) 海效应降雪发生前, 宝山站探空图低层有不稳定层结, 对流有效位能为正值, 自由对流高度大多在 1000hPa 左右, 逆温层顶多数低于 700hPa, 且 850hPa 到 925hPa 湿度较大 海效应降雪对应的红外云图, 云阶走向和海岸线一致, 多为西北 - 东南向, 且云体呈白亮波状结构, 云顶高度较低, 多在 3000 米以下 降雪发生时雷达反射率因子较弱, 绝大多数低于 35dBz, 且回波形态与云图类似, 分布在 海岸线附近 (4) 海效应降雪和不稳定层结 风向风速 地理和地形条件等特征因子息息相关 上海海效应降雪发生时海水温度介于 0~5 之间, 绝大部分过程海水和 850hPa 温差在 10~14 之间, 而海水和 925hPa 温差略低, 介于 8~11 之间 降雪发生时宝山站和嵊泗站风向在 290~20 度之间, 即吹 NW -WNW-N 风 宝山站风速为 3~6m/s, 嵊泗站风速 9~15m/s, 沿海海面风力明显大于沿海陆地地区 另外, 与山东半岛相比, 上海地区地理位置和地形条件都不是很有利, 导致上海地区海效应降雪有分布范围小 持续时间短 降雪强度弱等特点 参考文献 杨成芳, 陶祖钰, 李泽椿. 海 ( 湖 ) 效应降雪的研究进展, 海洋通报,2009,28(4). [2] NiziolW,SnyderR,WaldstreicherJS.Winterweatherfore castingthroughouttheeasternunitedstates.partiv:lake efectsnow [J].Wea.Forecasting,1995,10:61 77. [3] 曹钢锋, 张善君, 朱官忠, 等. 山东天气分析与预报 [M], 北京 : 气象出版社,1998,292 298. [4] 李刚, 党英娜, 袁海豹. 烟台冷流强降雪天气预报指标统计分析, 山东气象,2007,27(3). [5] 杨成芳. 渤海海效应暴雪的三维热力结构特征, 中国海洋大学学报 ( 自然科学版 ),2010,40(2). [6] Thomas A N,Snyder W R, WaldstreicherJS. Winter WeatherForecastingthroughouttheeastern United States PartⅣ:LakeEfectSnow [J].Wea.Forecasting,1995, 10:61 77. [7] 周淑玲, 朱先德等. 山东半岛典型冷涡暴雪个例对流云及风场特征的观测与模拟, 山东气象,2009,28(4). [8] 李洪业, 徐旭然. 冷流低云降雪成因的分析, 气象,1995,21 (12). [9] HjelmfeltM.R.Orographicefectsinsimulatedlake efect snowstormsover Lake Michigan [J]. Mon. Wea.Rev. 1992,120:373 377. [10] PeterJS.Anumericalinvestigationofwindspeedefectson lake efectstorms[j].boundary Layer Meteorology,1993. 64(3):261 290. [11] 杨成芳, 周雪松. 山东半岛冷流降雪的气候特征及其前兆信号, 气象,2007,33(8). [12] 于志良. 海 - 气感热输送在冷流降雪形成中的作用, 海洋预报,1997,14(1). [13] 林曲凤, 吴增茂等. 山东半岛一次强冷流降雪过程的中尺度特征分析, 中国海洋大学学报,,36(6).