山西兩類暴雪過程的雷達產品特征比較及降雪量估測

楊淑華,趙桂香,程海霞,周晉紅,李臘平,李效珍,劉潔莉

(1.山西省大同市氣象局，山西 大同 037010；2.山西省氣象臺，山西 太原 030006；3.山西省晉城市氣象局，山西 晉城 048026；4.山西省太原市氣象局，山西 太原 030082)

引 言

暴雪是我國北方冬半年常見的一種災害性天氣，常對電力設施、設施農業、交通等行業造成嚴重影響[1]。國內外對暴雪天氣過程進行了大量研究和探討，其中有關國外暴雪的研究發現，美國部分地區的暴雪過程與溫帶氣旋的形成和發展有關[2-3]；日本的降雪大多與海上低壓系統有關[4-5]。我國暴雪既可由氣旋發展引發[6-8]，也可由南支槽和北支槽合并帶來的強冷暖空氣交匯而形成的氣旋北上造成[9]，降雪影響系統具有多樣性和南北差異。高空冷渦后部橫槽南擺，使冷渦前部西南低空急流北上且輻合急劇加強是北方地區東北冷渦背景下出現暴雪的有利環流背景[10]。南方的暴雪過程，常常是北方冷空氣與南方暖濕氣流交匯所致，500 hPa高空槽東移，低層切變線東伸是有利的環流背景[11]。降雪區上空有水汽通量輻合，低空輻合、高空輻散的配置是強降雪產生的有利水汽和動力條件[12]。

近年來，隨著雷達探測站網的不斷完善，雷達產品特征的分析有助于深化對暴雪形成機制的認識。暴雪過程中，雷達回波以層狀云為主，徑向速度圖上有暖平流維持及低層風場輻合[13]；降雪強度與雷達探測范圍內各高度層的輻合、輻散也有密切關系[14-15]；雷達基本反射率的回波形態具有人字形和帶狀結構，具有短時弱對流特征[16-17]。

目前對暴雪過程發生、發展和消亡的多普勒天氣雷達產品特征研究較少，尤其是對空間結構的研究不多，且利用多普勒雷達產品對降雪進行定量估測的研究更少。本文選取山西兩類典型暴雪天氣，對比分析暴雪過程中雷達產品特征的異同點，提煉雷達產品的暴雪預報指示信息，并利用反射率因子垂直廓線對降雪進行定量估測，以期加深對暴雪形成機制的認識，改進降雪定量估測技術，為暴雪預報預警提供一定的參考。

1 資料與方法

1.1 資 料

所用資料包括：(1)2015年11月5—6日和2018年4月3—4日逐日常規氣象觀測資料，包括風場、溫度和實況降水等。由于山西每年10月至次年5月停止區域站降水觀測，故采用大同市國家氣候站觀測的逐小時降雪量來估測降雪強度。(2)大同CINRDA/CB多普勒雷達站2015年11月5—6日和2018年4月3—4日觀測的基數據，基數據把每個體掃的數據存儲成一個文件，選取其中4個仰角(0.5°、1.5°、2.4°、3.4°)的PPI資料進行分析。在2.4°仰角以上的基本反射率圖上，在0 ℃層高度附近，將回波強度突然增加形成的圓環狀回波判定為0 ℃層亮帶。

大同CINRAD/CB雷達采用VCP21掃描方式，在6 min內完成9個不同仰角掃描。基本反射率因子圖上距離圈差值為50 km，平均徑向速度圖上距離圈差值為20 km。反射率因子庫長0.5 km，平均徑向速度庫長0.25 km。

1.2 方 法

(1)9點平均法：讀取選定的雨量計上空及其周邊相鄰8個點的雷達基本反射率資料，基本反射率資料共選取9個仰角值，然后將這9個點的基本反射率進行平均，得到雨量計上空垂直平均基本反射率。

由測高公式計算高度后，即可制作反射率因子垂直廓線。測高公式如下[18-20]：

(1)

式中：D(km)為目標的斜距；Dm(km)為等效地球半徑，在標準大氣折射情況下，Dm為真實地球半徑的4/3倍，約8500 km；h(km)為雷達天線架設高度；H(km)為真實高度；δ(°)為天線仰角。由于冰晶和雪對微波的散射能力比雨滴要低，而且冬季熱力條件較差，不利于云體的對流生長，所以云體高度較低[21]。研究表明降雪過程一般在4 km以下反射率因子較強且數值變化較大[22]，降雪量估測以4 km以下為最佳高度，因此本文選取4 km以下高度的基本反射率因子繪制其垂直廓線。

(2)基于多普勒天氣雷達回波強度(Z)與降水強度(R)的關系，降雪的定量估測一般用公式Z=200R2[23]，其中Z、R的單位分別為mm6·m-3、mm·h-1。因此，對于降雪過程，只需計算出4 km高度以下的反射率因子平均值，就可以計算R。

2 實況概述與環流形勢

2.1 2015年11月5—6日暴雪天氣過程

2015年11月5—6日晉北地區出現暴雪天氣(簡稱“Ⅰ類”)，強降雪主要集中在5日下午至夜間，最大降雪強度為5.7 mm·h-1，最大積雪深度15 cm。圖1為2015年11月5日08:00(北京時，下同)700 hPa風場、500 hPa位勢高度場和地面氣壓場。可以看出，5日08:00，500 hPa山西受槽前西南氣流影響，貝加爾湖西部高壓向北強烈發展成高壓脊，變壓值為每10個緯距12 hPa，形成西低東高的環流形勢，是降雪持續時間長的原因之一。700 hPa出現風速大于18 m·s-1的西南急流[圖1(a)]，急流出口位于晉北地區，將孟加拉灣的水汽輸送至暴雪區上空。850 hPa有風速大于12 m·s-1的急流核(圖略)，同時在晉北地區出現風速大于8 m·s-1的東北風區，形成低層為東北風、中高層為西南風的環流結構，持續時間12 h，也是降雪持續時間長并出現暴雪的主要原因。

11月5日08:00地面圖[圖1(b)]上，倒槽在700 hPa和850 hPa西南急流攜帶的水汽和能量共同作用下，迅速向北發展，至17:00大約一個緯距的變壓值超過7.5 hPa，冷暖空氣在晉北一帶強烈對峙，為暴雪提供有利的大尺度環流背景。

圖1 2015年11月5日08:00 700 hPa風場(風矢量，單位：m·s-1)及500 hPa位勢高度場(等值線，單位：dagpm)(a)和地面氣壓場(等值線，單位：hPa)(b)(★為大同位置，下同)Fig.1 The horizontal wind field (vectors, Unit: m·s-1) on 700 hPa and geopotential height field (solid lines, Unit: dagpm) on 500 hPa (a), and surface pressure field ( solid lines, Unit: hPa) (b) at 08:00 BST on 5 November 2015(The five-pointed star is Datong location, the same as below)

2.2 2018年4月3—4日暴雪天氣過程

2018年4月3—4日晉北地區出現暴雪天氣過程(簡稱“Ⅱ類”)，強降雪主要集中在4日下午，最大雪強5.2 mm·h-1，最大積雪深度14 cm。圖2為2018年4月4日08:00 700 hPa風場、500 hPa位勢高度場和地面氣壓場。可以看出，4日08:00，500 hPa巴爾喀什湖以北高壓脊發展強烈[圖2(a)]，變壓值為每10個緯距12hPa，山西受槽前西南氣流影響，為強降雪提供了有利的水汽、動力和熱力條件。700 hPa出現風速大于22 m·s-1的西南急流[圖2(a)]，急流出口位于晉北地區。850 hPa最大風速大于18 m·s-1(圖略)，同時在渤海至山西中北部地區又有一支東風急流輸送水汽，最大風速大于12 m·s-1，東風急流和西南急流在山西北中部地區強烈輻合，是出現暴雪的重要原因；同時，晉北上空冷暖空氣強烈對峙，溫度梯度達2.0 ℃·(100 km)-1，形成斜壓性很強的強鋒區，晉北地區輻合上升運動明顯增強。

圖2 2018年4月4日08:00 700 hPa風場(風矢量，單位：m·s-1)及500 hPa位勢高度場(等值線，單位：dagpm)(a)和地面氣壓場(等值線，單位：hPa)(b)Fig.2 The horizontal wind field (vectors, Unit: m·s-1) on 700 hPa and geopotential height field (solid lines, Unit: dagpm) on 500 hPa (a) and surface pressure field (solid lines, Unit: hPa) (b) at 08:00 BST on 4 April 2018

4月3日08:00地面圖上(圖略)，河套倒槽在低層強暖濕氣流向北輸送作用下形成氣旋，在冷空氣作用下形成錮囚鋒；4月4日08:00地面圖[圖2(b)]上，錮囚鋒前的暖鋒到達晉北地區，同時晉北地區還受東部回流帶來的水汽補充供應，使得氣旋前暖鋒附近降雪加強，造成晉北暴雪。

研究表明90°E—140°E、34°N—50°N區域是北方地區暴雪發生的關鍵區[16, 24]，這兩次強降雪過程都發生在此區域內，所以上述區域對晉北地區的強降雪落區預報有一定的指示意義。

3 多普勒天氣雷達產品特征

3.1 基本反射率因子

Ⅰ類暴雪和Ⅱ類暴雪的基本反射率因子特征差別不大(圖略)，降雪前期呈積云特征，即片狀回波中夾雜一些強度大于50 dBZ的對流回波，絲縷狀結構明顯，出現混合降水特征。降雪后期基本上呈現出典型的層狀云降水特征，即回波梯度很小、邊緣模糊。由于較強暖濕氣流和冷空氣共同作用，整個降雪期間大部分回波強度在15～40 dBZ之間，回波頂高小于6 km。

3.2 0 ℃層亮帶特征

由探空資料可知，Ⅰ 類暴雪0 ℃層高度為2.01 km，Ⅱ類暴雪的0 ℃層高度為2.83km。圖3為2015年11月5日11:44至6日00:26大同站雷達3.4°仰角基本反射率因子演變。可以看出，Ⅰ類暴雪從11月5日11:44開始在3.4°仰角、距離地面2.1 km左右高度出現0 ℃層亮帶，并斷斷續續持續至23:56，時間超過8 h。最大回波強度達35～45 dBZ，最大降水強度為2.5 mm·h-1。23:50 0 ℃層亮帶開始下降，6日00:26下降至地面，降水實況顯示，00:32開始降水相態轉為純雪。可見，0 ℃層亮帶下降對臨近降水相態變化的監測預報有指示意義。由逐小時降雪強度(圖略)可以看出，0 ℃層亮帶強度和范圍與降雪強度成正比，0 ℃層亮帶持續時間越長降雪強度越大，對暴雪預報具有重要指示意義。

圖3 2015年11月5日11:44至6日00:26大同站雷達3.4°仰角基本反射率因子演變(單位：dBZ)Fig.3 The evolution of basic reflectivity on 3.4° elevation from 11:44 BST on 5 to 00:26 BST on 6 November 2015 from the Doppler radar at Datong station (Unit: dBZ)

圖4為Ⅱ 類暴雪在降雪最強階段(2018年4月4日14:06—16:59)大同雷達站3.4°仰角基本反射率因子，可見整個過程沒有明顯的0 ℃層亮帶，最大回波強度為50～55 dBZ，最大降雪強度為3.8 mm·h-1，4月4日14:00—16:00的降雪具有不穩定特點，局部地區出現雷打雪現象，主要原因是由于前期暖濕空氣勢力較強，大氣層結趨于不穩定，冷空氣的侵入觸發了對流天氣，產生雷電活動。

圖4 2018年4月4日大同站雷達14:06—16:59的3.4°仰角基本反射率因子演變(單位：dBZ)Fig.4 The evolution of basic reflectivity on 3.4° elevation from 14:06 BST to 16:59 BST on 4 April 2018 from the Doppler radar at Datong station (Unit: dBZ)

3.3 基本徑向速度特征

圖5為2015年11月5日09:15至6日07:11，2018年4月4日12:01至18:10大同雷達站1.5°仰角基本徑向速度演變。可以看出，Ⅰ類暴雪，5日09:15在1.5°仰角徑向速度圖上，零速度線呈明顯的“S”型彎曲，暖平流強盛，近地面層轉為東北風之后逐漸向邊界層擴展形成冷墊，同時在1.5 km左右高度出現中心風速大于13 m·s-1的速度核，入流面積大于出流面積，出現風速輻合，形成較強的牛眼結構。在3.0 km左右高度，有風速大于12 m·s-1的西南氣流輸送水汽。暖濕空氣沿低層東北冷墊爬升，水汽凝結產生降水，降水相態為雨。13:25—18:00，伴隨風速大于20 m·s-1的西南暖濕急流輸送，降水增強，最大強度為2.5 mm·h-1，降水相態仍為雨。6日00:32開始，1.4 km以下“S”型零速度線逆轉成南北向分布的直線，說明低層暖平流減弱的同時有東風濕冷墊形成，此時降水相態由雨轉為雪，最大降雪強度達2.8 mm·h-1；6日07:11隨著高層西南急流和低層東風急流的減弱消失，降雪逐漸減弱，直至停止。

圖5 2015年11月5日09:15至6日07:11(a、b、c、d)，2018年4月4日12:01至18:10(e、f、g、h、i)大同站雷達1.5°仰角基本徑向速度(單位：m·s-1)演變(黃色實線指風速輻合位置)Fig.5 The evolution of basic radial velocity on 1.5° elevation from the Doppler radar at Datong station from 09:15 BST on 5 to 07:11 BST on 6 November 2015 (a, b, c, d), and from 12:01 BST to 18:10 BST on 4 April 2018 (e, f, g, h, i) (Unit: m·s-1)(The yellow straight line indicates the location of wind speed convergence)

Ⅱ類暴雪，2018年4月4日12:01在距離大同雷達站20.0 km附近，零速度線呈現較明顯的“S”型彎曲特征，表明低層暖平流強盛。低層2.0 km高度以下受東風和東南風影響，5.0 km高度附近有一支風速大于20 m·s-1的西南急流，東風和西南風的風向和風速輻合使降水在開始時具有暖區降水特征，降水相態以雨夾雪為主。13:31，近地面出現風向為東南風的牛眼結構，最大入流風速大于12 m·s-1，說明低層暖平流輸送仍然強盛，同時距大同雷達站20.0 km附近、距離地面1.4 km高度附近，零速度線由“S”型轉為反“S”型，說明有冷平流開始影響大同，此時降水相態由雨夾雪轉為純雪，大氣層結的不穩定使降雪具有對流特點，降雪強度較大，最大為2.5 mm·h-1，這種配置一直持續至16:00，最大降雪強度達5.0 mm·h-1。16:05開始在大同雷達站40.0 km范圍內、距離地面2.0 km以下零速度線呈現較明顯的“S”型彎曲特征，表征低層又出現暖平流，同時中高層仍然有風速大于20 m·s-1的西南急流輸送水汽，屬于暖區降雪。此后3 h，在低層風速大于15 m·s-1的東南急流和風速大于20 m·s-1的西南急流共同作用下，降雪加強，最大降雪強度達5.2 mm·h-1，屬于錮囚鋒前暖區降雪。18:10開始，低空急流消失，高空急流減弱，降雪隨之減弱，不穩定降雪持續時間較長和錮囚鋒前暖區降雪強度大是造成暴雪的主要原因。由于輸送水汽的南風氣流逐漸減弱消失和冷空氣不斷入侵，零速度線出現明顯順轉，降雪趨于減弱并逐漸結束。

另外，對比兩類暴雪切變線特征發現，Ⅰ類暴雪為東北風和西南風的切變，屬于冷式切變降水，Ⅱ類暴雪為東南風和西南風的切變，屬于暖式切變降水，這也是造成兩類暴雪特征不同的重要原因之一。

3.4 空間剖面特征

3.4.1 降雪開始階段

圖6為兩類暴雪過程降水開始階段大同站雷達徑向速度的垂直剖面。可以看出，降水開始階段，Ⅰ類暴雪[圖6(a)]，低層有東北冷墊生成，冷墊厚度在1.5 km左右，低層出現明顯的東北風速核，最大風速大于12 m·s-1，在1.5～6.0 km高度存在明顯的西南暖濕氣流。Ⅱ類暴雪[圖6(b)]，3 km以下為東南氣流，同樣存在速度核，最大風速大于12 m·s-1，但方向為東南風，在3.0～6.0 km高度有弱西北冷空氣入侵。由二者速度剖面可以看到，Ⅰ類暴雪為下冷上暖結構，Ⅱ類暴雪為下暖上冷結構，同時Ⅱ類暴雪還具有明顯的不穩定結構特征，是出現雷打雪的主要原因。

圖6 2015年11月5日09:15(a)，2018年4月4日12:01(b)降水開始階段大同站雷達徑向速度的垂直剖面(單位：m·s-1)Fig.6 The vertical sections of radial velocity from the Doppler radar at Datong station at the initial stage of precipitation at 09:15 BST on 5 November 2015 (a), and 12:01 BST on 4 April 2018 (b) (Unit: m·s-1)

3.4.2 降雪增強階段特征

圖7為兩類暴雪過程降水增強階段大同站雷達徑向速度的垂直剖面。可以看出，Ⅰ類暴雪[圖7(a)]，在1.8～6.0 km高度有西南氣流輸送水汽，西南急流位于2.0 km以上，厚度超過5.0 km，最大風速大于20 m·s-1，濕層深厚，為暴雪的產生提供了充沛的水汽。低層東北冷墊維持，冷墊厚度為1.0 km左右，且在低層存在明顯的急流核，最大風速大于12 m·s-1。Ⅱ類暴雪[圖7(b)]，3 km以下為東南氣流，同樣存在急流核，最大風速大于13 m·s-1，在5.0～7.0 km高度有弱冷空氣入侵。兩類暴雪區上空均存在較強的暖平流和垂直風切變及輻合區，這一點與莊曉翠等[25]研究結論一致；所不同的是，Ⅰ類暴雪為下冷上暖結構，暖濕氣流在上層，穩定性降水特征多一些，Ⅱ類暴雪為下暖上冷結構，暖濕氣流在下層，對流性降水特征更明顯。

圖7 2015年11月5日13:25(a)，2018年4月4日13:31(b)降水增強階段大同站雷達徑向速度的垂直剖面(單位：m·s-1)Fig.7 The vertical sections of radial velocity from the Doppler radar at Datong station at the enhancement stage of precipitation at 13:25 BST on 5 November 2015 (a), and 13:31 BST on 4 April 2018 (b) (Unit: m·s-1)

3.4.3 雨轉雪階段特征

圖8為兩類暴雪過程雨轉雪階段大同站雷達1.5°仰角基本徑向速度及其剖面。可以看出，Ⅰ類暴雪，2015年11月6日00:32在低層2.0 km以下轉為東風，并出現急流核，最大風速大于12 m·s-1，而在2～7 km高度西風開始入侵。東風濕冷墊楔入后，暖空氣爬升，降水相態由雨逐漸轉為雪。Ⅱ類暴雪，2018年4月4日13:32，3.0 km以下東南風明顯增強，并出現急流核，最大風速大于12 m·s-1，而在3～6 km之間有冷平流入侵，隨著溫度不斷降低，降水相態由雨逐漸轉為雪。兩類暴雪過程中，零速度線都呈“S”型，且均在低層出現不對稱的牛眼結構，說明低層風速輻合特征明顯。不同的是，Ⅰ類暴雪在低層東北風厚度增加到2.0 km后，降水相態逐漸由雨轉雪，Ⅱ類暴雪的東南風厚度減小到3.0 km以下同時西北風強度增大后，降水相態逐漸由雨轉雪。

圖8 2015年11月5日00:32(a、b)、2018年4月4日13:32(c、d)雨轉雪階段大同站雷達1.5°仰角基本徑向速度(a、c)及其剖面(b、d)(單位：m·s-1)(黃色直線為剖面方向，下同)Fig.8 The basic radial velocity (a, c) and its section (b, d) on 1.5° elevation from the Doppler radar at Datong station at the rain to snow stage at 00:32 BST on 5 November 2015 (a, b) and 13:32 BST on 4 April 2018 (c, d) (Unit: m·s-1)(The yellow straight line is the direction of the section, the same as below)

3.4.4 降雪減弱階段特征

圖9為兩類暴雪過程減弱階段大同站雷達1.5°仰角基本徑向速度及其剖面。可以看出，兩次過程零速度線均呈現不對稱的“S”型特征。Ⅰ類暴雪，西南氣流的高度降至3.0 km左右，隨著西南急流消失，水汽通道被切斷，降雪趨于減弱結束。Ⅱ類暴雪，西南急流伸展高度在6.0 km以上，表示水汽輸送依然強盛，但出流速度同樣達到急流標準，并且出流面積大于入流面積，整體呈現輻散的速度場特征，是降雪趨于結束的主要原因。兩類暴雪趨于結束的多普勒雷達徑向速度特征，均在降雪結束前1 h以上出現，對預報暴雪結束具有明顯指示意義。

圖9 2015年11月5日07:11(a、b)、 2018年4月4日20:15(c、d)降雪減弱階段大同站雷達1.5°仰角基本徑向速度(a、c)及其剖面(b、d)(單位：m·s-1)Fig.9 The basic radial velocity (a, c) and its section (b, d) on 1.5° elevation from the Doppler radar at Datong station at the weakening stage of precipitation at 07:11 BST on 5 November 2015 (a, b) and 20:15 BST on 4 April 2018 (c, d) (Unit: m·s-1)

4 平均基本反射率因子垂直廓線與定量估測降雪

4.1 平均基本反射率因子垂直廓線特征

圖10為兩類暴雪過程中降雪最強階段基本反射率因子的垂直廓線。可以看出，兩類暴雪反射率因子的垂直廓線相同點：(1)基本反射率因子垂直廓線的強度大部分在30～40 dBZ之間；(2)中層和低層反射率因子的數值變化較大。不同點：Ⅰ類暴雪在距地2.0 km左右有一個回波大值區，可以判斷是0 ℃層亮帶。0 ℃層亮帶以下反射率因子變化趨勢比較一致，實況顯示降雪量也比較均勻。而Ⅱ類暴雪雖然在1.5 km以下回波強度變化較大，但沒有出現0 ℃層亮帶，實況顯示降雪量的變幅也比較大。

圖10 2015年11月5日13:15—22:33(a)、2018年4月4日13:07—21:08(b)大同站雷達基本反射率因子的垂直廓線Fig.10 The vertical profiles of basic reflectivity factor from the Doppler radar at Datong station from 13:15 BST to 22:33 BST on 5 November 2015 (a), and from 13:07 BST to 21:08 BST on 4 April 2018 (b)

4.2 定量估測降雪量

圖11為兩類暴雪過程降雪最強階段大同站雷達平均反射率因子與降水實況隨時間的演變。可以看到，兩類暴雪過程由強到弱的變化與回波強度變化趨勢一致。隨著降水減小，平均基本反射率因子整體呈減小趨勢，但也存在明顯的波動現象，這也是在估測降水時存在誤差的原因之一。

圖11 2015年11月5日13:15—22:33(a)、2018年4月4日13:07—21:08(b)大同站雷達平均反射率因子與降水量隨時間的演變Fig.11 The change of average reflectivity factor from the Doppler radar at Datong station and observed precipitation from 13:15 BST to 22:33 BST on 5 November 2015 (a), and from 13:07 BST to 21:08 BST on 4 April 2018 (b)

比較兩類暴雪過程中各高度層平均基本反射率因子趨勢線(圖略)可知，Ⅰ類暴雪在1.5～2.6 km高度，Ⅱ類暴雪在1.2～2.4 km高度，兩類暴雪的基本反射率因子趨勢線幾乎重合，說明變化趨勢基本一致，但其他高度的基本反射率因子變化趨勢不一致。為得到定量化的結論，計算兩類暴雪過程中平均基本反射率因子與降雪實況的相關系數(表1)，可以看出，隨高度升高相關性逐漸降低，故定量估測降雪時應盡量選取較低高度的基本反射率因子平均值。根據不同高度層平均基本反射率因子趨勢線和不同高度層平均基本反射率因子與實況降水的相關系數，定量估測降雪的基本反射率因子值取4 km高度以下各層的平均值。

表1 兩類暴雪不同高度層的平均基本反射率因子與實況降水的相關系數Tab.1 Correlation coefficients between average basic reflectivity factor at different altitude and observed precipitation of two types of blizzard processes in Datong of Shanxi Province

表2列出兩類暴雪過程降雪最強階段逐時基本反射率因子、降雪實況值與定量估測值。對Ⅰ類暴雪最強階段逐時降水量估測值與實況值進行相關分析，二者相關系數達0.74 139，通過α=0.01的顯著性檢驗。Ⅱ類暴雪2018年4月4日17:05降水實況值為2.0 mm，估測值為7.5 mm，二者相差5.5 mm，把這個點定為變異點，可能原因是多普勒天氣雷達對基本反射率因子探測時局部出現較大誤差導致，具體原因還需要對多個個例進行詳細分析。對余下8個時次降水量估測值與實況值進行相關分析，二者相關系數達0.79 992，通過α=0.01的顯著性檢驗。

表2 2015年11月5日13:15—22:33、2018年4月4日13:07—21:08大同測站平均基本反射率因子、降雪實況與定量估測值Tab.2 The average basic reflectivity factor, observed snowfall and quantitative estimation of snowfall at Datong station from 13:15 BST to 22:33 BST on 5 November 2015, and from 13:07 BST to 21:08 BST on 4 April 2018

綜上所述，根據平均基本反射率垂直廓線特征可有效定量估測降雪量，特別是對冬季區域站沒有稱重降水儀器的地區，可以利用平均基本反射率因子垂直廓線特征判斷逐小時降雪量，對提高多普勒天氣雷達定量估測降雪精度有一定參考價值。

5 結論和討論

(1)山西倒槽冷鋒型暴雪和錮囚鋒型暴雪有2個相似點：①當降水相態為雨或雨夾雪時，低層零速度線均呈現較明顯的“S”型彎曲特征，表征低層暖平流強盛。零速度線形狀的變化和0 ℃層亮帶的位置變化對相態轉換具有明顯指示意義。②由9點平均法繪制的兩類暴雪的平均基本反射率因子垂直廓線也具有相似特征，即平均基本反射率因子垂直廓線強度在30～40 dBZ之間。不同的是，倒槽冷鋒型暴雪屬于冷云降水且冷墊深厚，中層西南急流和西北氣流徑向輻合造成的輻合上升運動是降雪維持并產生暴雪的動力機制。倒槽冷鋒型暴雪出現明顯的0 ℃層亮帶且長時間維持，0 ℃層亮帶強度、持續時間和范圍與降雪強度成正比，0 ℃層亮帶下降是雨雪轉換的標志，0 ℃層亮帶降落到地面時，降水相態轉為純雪。錮囚鋒型暴雪屬于暖云降水且冷墊不明顯，錮囚鋒和南風急流長時間維持是出現暴雪的主要原因，降雪過程中沒有明顯的0 ℃層亮帶。

(2)山西倒槽冷鋒型暴雪，“S”型零速度線逆轉成南北向分布直線，是降水相態由雨轉雪的重要先兆信號。而錮囚鋒型暴雪，由雨轉雪的主要特征是零速度線由“S”型轉為反“S”型，且零速度線明顯順轉，可以作為降雪減弱并逐漸結束的一個預報指標。

(3)山西倒槽冷鋒型暴雪，冷墊形成和中低層西南急流的建立對強降雪有4 h以上提前量。錮囚鋒型暴雪過程沒有明顯的冷墊，冷平流入侵是雨轉雪的主要原因；低層出現風速大于10 m·s-1低空急流、中層出現風速大于20 m·s-1高空急流是降雪加強的主要時段。

(4)利用平均基本反射率垂直廓線可以有效估測降雪量級。估測降雪量時，選取4 km以下的基本反射率因子平均值。根據平均基本反射率垂直廓線可以很容易判斷是否有0 ℃層亮帶及其位置。倒槽冷鋒型暴雪出現了0 ℃層亮帶，而錮囚鋒型暴雪則沒有出現0 ℃層亮帶。降雪過程出現0 ℃層亮帶的個例并不多見，結論有待選取更多個例來驗證。