天津地區冬季降水相態識別判據研究

陳 宏，余文韜，徐 威，楊曉君，孫建元，陳凱華

(1.天津市氣象臺，天津 300074；2.天津市氣象信息中心，天津 300074)

引 言

近幾年，隨著城市化進程的加快，在秋冬、冬春季節轉換時，城市運行對氣象預報服務需求不斷提升，準確預報降水相態是否轉換及相態轉換的時間非常關鍵，降水相態預報對政府應急決策工作和緩解城市交通壓力發揮著至關重要的作用。由于同樣的降水量對應不同降水相態時造成的影響不同，降水相態預報一直是各地天氣預報業務中的重點和難點，因此備受關注。

自20世紀70年代以來，針對降水相態的轉換機制和降水相態判據兩個方面開展了相關研究。降水相態轉換機制的研究是預報的基礎，雨、雨夾雪或者雪能否產生，首先取決于云中是否有足夠的冰晶或雪花粒子[1]，其次是下落過程中云粒子是否發生變化。如果云中的冰晶和雪花粒子發生融化，并下降至地面為液態則為降雨；如果雪花粒子下降過程中保持固態降至地面，則形成降雪；如果冰晶和雪花粒子發生融化但隨后又重新凍結，就會出現雨夾雪，這是因為一層高于冰點的稀薄空氣被夾在兩層低于冰點的空氣之間[2]。因此降水過程中是否發生相態轉換與溫度層結密切相關，而冷空氣入侵造成的對流層中下層、邊界層溫度和0 ℃層高度降低是導致降水相態發生變化的根本原因[3-9]。 另外，日常預報業務需要客觀的技術和指標。國外主要基于1000～850 hPa位勢厚度(H1000-850)和850～700 hPa位勢厚度(H850-700)來判別降水相態，因為H1000-850與H850-700可以分別代表低層和中層大氣的冷暖[10-13]，且此類判別指標被廣泛用于模式后處理，進而得到模式的降水相態產品。國內則通過統計特征代表層的溫度得到一些降水相態的判別指標[14-16]，如李江波等[15]基于7次雨雪轉換過程，總結出河北省雨雪轉換的天氣學指標，認為當925 hPa溫度T925≤-2 ℃且1000 hPa溫度T1000≤2 ℃時降水相態為雪的概率較大；許愛華等[16]研究發現925 hPa及其以下低層大氣溫度是南方降水相態的關鍵，T1000≤0 ℃和T925≤-2 ℃可作為固態降雪的判據。也有研究結合溫度垂直結構統計分析得到降水相態判據[7，17-18]，如董全等[17]通過統計我國125個站不同降水相態與多層溫度的對應關系，發現我國北方降水相態對地面2 m和近地層溫度敏感度高。在以上研究基礎上綜合考慮不同層次溫度、厚度及其他指標進行的降水相態判別，均取得了較好的應用效果[19-24]，另外結合降水相態的判據，利用多種方法建立的降水相態預報模型在多地實現了業務應用[25-28]。

天津位于華北地區東部，冬季降水相態為雨、雨夾雪和雪，其中在秋冬和冬春季節轉換時，有時會發生伴有雨夾雪的降水相態轉換，因此這個時段的降水相態預報是業務中的難點和關鍵點。目前有關天津地區降水相態的研究較少[29]，本地業務中降水相態預報主要依靠預報員經驗，難以滿足智能網格預報和決策服務的實際需求，因此本文綜合考慮濕度、不同等壓面厚度等因子，從而得到降水相態轉變的判據，以期為天津降水相態預報提供技術支持。

1 資料與方法

利用天津市氣象信息中心提供的2000—2015年10月至次年4月國家站逐日天氣現象資料，并選取發生雨轉雨夾雪、雨夾雪轉雪相態轉換的個例。基于ERA-Interim再分析資料(0.125°×0.125°)和地面常規氣象觀測資料，統計不同相態出現時不同高度層的溫度、兩等壓面厚度、濕度和特殊層高度范圍及其閾值，從而得到相態轉變的判據，并利用3次天氣個例(其中2020年采用的是ERA5再分析資料)對判別指標進行驗證，最終綜合指標建立本地的降水相態判別方程。文中涉及地圖的附圖基于國家測繪地理信息局標準地圖服務網站下載的審圖號為GS(2016)2889的標準地圖制作，底圖無修改。

2 氣候特征

利用2000—2015年10月至次年4月逐日天氣現象觀測資料，篩選發生雨轉雨夾雪再轉雪的天氣個例進行統計分析，發現共有221站次發生雨轉雨夾雪再轉雪天氣，圖1為2000—2015年10月至次年4月天津地區雨轉雨夾雪再轉雪次數空間分布和發生站次月際變化。可以看出，位于沿海的塘沽站雨轉雨夾雪再轉雪的次數最多，共有30次，其次為天津中部東麗站、北部山區的薊州站，均出現22次。天津地區的降水相態二次轉換的天氣主要發生在11月至次年3月，這是由于在冷暖季節的過渡時期，冷暖空氣活動較多，進而影響降水過程的環境條件，導致降水相態發生變化。

圖1 2000—2015年10月至次年4月天津地區雨轉雨夾雪再轉雪天氣發生次數(單位：次)空間分布(a)和發生站次月際變化(b)

3 識別判據及效果檢驗

冬季降水相態的判據主要是將各層大氣溫度和不同等壓面厚度作為本地降水相態的綜合判據。本研究在統計含有雨夾雪相態轉換時的雨、雨夾雪、雪對應各層的溫度和濕度、不同等壓面厚度和特殊層高度的基礎上，得到天津地區冬季降水相態判別的閾值。

3.1 溫度、濕度與降水相態

圖2為雨、雨夾雪和雪3種降水相態下不同高度溫度箱線圖。可以看出，雨、雨夾雪和雪700 hPa溫度(T700)主箱體(10%～90%分位數)重合部分較多，當T700為-13～-3 ℃時，難以區分3種降水相態，因此T700對降水相態的判別作用不大。雨、雨夾雪和雪的850 hPa溫度(T850)中位數分別為-0.3、-5.1和-6.5 ℃，主箱體范圍分別為-1.3～4.7 ℃、-6.5～-0.2 ℃和-11.8～-4.7 ℃，雨和雪T850主箱體沒有重合，而雨和雨夾雪，雨夾雪與雪T850主箱體重合范圍小于2 ℃，因此，當T850<-1.3 ℃時，雨轉雨夾雪的概率較大，T850≤-6.5 ℃時雨夾雪轉雪的可能性較大。雨、雨夾雪和雪925 hPa溫度(T925)中位數分別為2、-0.3和-5 ℃，主箱體范圍分別為-0.3～6.7 ℃、-4.9～-0.2 ℃和-9.8～-0.6 ℃， 雨和雨夾雪T925主箱體幾乎沒有重合部分，-0.3 ℃可以作為雨轉雨夾雪的判據，但雨夾雪和雪的T925主箱體部分重合明顯，只有當T925≤-4.9 ℃時，降水相態為雪的概率較大。雨和雪1000 hPa溫度(T1000)主箱體部分無重合，因此雨和雪可以有效地區分，可以用1000 hPa的0 ℃作為雨、雪相態的分界線，但是T1000在0～2 ℃和-3～0 ℃時雨夾雪都有可能發生，無法將其與降雨和降雪區分開。除此之外，降水粒子到達地面時的相態與地面溫度Ts密不可分，Ts>2 ℃時降水相態以雨為主，Ts<0 ℃時降水相態為雪的概率較大，其他情況降水相態以雨夾雪為主。綜上可知，當T850>-1.3 ℃、T925>-0.3 ℃、T1000>0 ℃和Ts>2 ℃時降水相態可判定為雨；T850≤-6.5 ℃、T925≤-4.9 ℃、T1000≤0 ℃和Ts≤0 ℃時可以判定為降雪。

圖2 雨、雨夾雪和雪3種降水相態下不同高度溫度箱線圖

低層相對濕度對降水粒子下降過程中降水相態影響至關重要，因此表1 列出不同高度、不同相對濕度時3種降水相態發生站次。可以看出，當對流層低層和地面的相對濕度RH≥90%時(趨于飽和)，3種降水相態均有可能發生；當低層和地面相對濕度RH<60%時，出現雪的頻次較多，而雨和雨夾雪出現頻次很少；當1000 hPa和925 hPa RH<70%時，以雪和雨夾雪為主。

表1 不同高度、不同相對濕度3種降水相態發生站次

3.2 厚度與降水相態

根據流體力學靜力平衡原理，兩等壓面之間的厚度與其之間的平均溫度呈正比，因此兩等壓面之間的厚度代表兩層大氣之間的平均溫度狀況。由于降水相態的最終狀態與低層溫度密切相關，因此需重點關注對流層低層不同等壓面厚度。圖3為不同降水相態H1000-850(1000～850 hPa位勢厚度)和H850-700(850～700 hPa位勢厚度)箱線圖。可以看出，H1000-850可以很好地區分雨和雪，其中降雨時H1000-85010%分位數和降雪時H1000-85090%分位數均為129 dagpm，因此H1000-850>129 dagpm可以判定為降雨，反之判定為降雪，由于雨夾雪和雪的H1000-850主箱體重合較多，利用H1000-850難以區分。雨、雨夾雪和雪的H850-700中位數分別為157、155和151 dagpm，雨和雪的H850-700主箱體范圍分別為154～158 dagpm和149～154 dagpm，二者主箱體完全沒有重合，H850-700可以有效區分雨和雪，但雨夾雪的H850-700主箱體(152～158 dagpm)與雨的H850-700主箱體分布相似且重合多。綜合考慮，H850-700≤154 dagpm可以作為降雪的判斷依據，而H1000-850>129 dagpm可以作為降雨的判斷依據。

圖3 3種降水相態H1000-850(a)和H850-700(b)箱線圖

3.3 特殊層高度的統計特征

當利用地面溫度和1000 hPa溫度判別雨雪相態空間分布時，采用的分界線為0 ℃，即小于0 ℃的區域降水相態判別為雪，大于0 ℃的區域則判定為雨。但是由于0 ℃層高度與固態降水粒子下降至地面過程融合后的狀態密切相關。為了進一步研究云冰粒子的融化對降水最終相態的影響，繪制3種降水相態對應的0 ℃層和-4 ℃層位于不同高度的發生站次統計直方圖(圖4)。可以看出，降雨時，0 ℃層高度主要位于925 hPa以上，只有48站次位于925 hPa以下；雨夾雪時0 ℃層高度主要位于1000 hPa以上，僅有28站次位于1000 hPa以下；而降雪時82.8%的站次0 ℃層高度位于1000 hPa以下。因此，當0 ℃層高度為925 hPa以上時，可以判定為降雨；當0 ℃層高度降至925 hPa以下和1000 hPa以上時，可以判斷為雨轉雨夾雪；當0 ℃層高度為1000 hPa以下，可以判定為降雪。目前天津冬季降水相態預報日常業務中常用-4 ℃層高度判斷是否發生降雪，雨、雨夾雪和雪對應的-4 ℃層高度主要位于700、850和925 hPa。當-4 ℃層高度高于700 hPa時可判斷為降雨，若-4 ℃層高度低于925 hPa可判別為降雪，但是當-4 ℃層高度位于850 hPa時3種降水相態發生的樣本數相差不明顯，因此-4 ℃層高度不利于雨夾雪的判斷。

圖4 0 ℃層(a)和-4 ℃層(b)位于不同高度時3種降水相態發生站次統計直方圖

3.4 判別指標的應用與檢驗

將上述天津地區降水相態判別的定量指標，與河北[5，14-15]、北京[18]的研究結果(表2)進行比較，可以看出，天津Ts、T1000和H1000-850指標分別與河北和北京一致，而T925、T850和0 ℃層高度指標略低于北京和河北。

表2 京津冀地區冬季降水相態的判別指標

為進一步驗證各項物理量指標的可信度，綜合應用T850、T925、T1000、Ts、H850-700、H1000-850、0 ℃層高度、-4 ℃層高度和925 hPa以下相對濕度作為降水相態的判據，對2016年11月20—21日(簡稱“過程1”)、2018年4月4—5日(簡稱“過程2”)和2020年2月14日(簡稱“過程3”)3次降水相態發生轉換的天氣過程進行檢驗。

過程1受中高緯橫槽轉豎的大尺度環流影響，天津地區出現中到大雪，2016年11月20日20:00(北京時，下同)降雨開始，21日02:00—08:00全市由北向南轉為降雪，21日14:00降雪結束。過程2受黃河氣旋、高空槽和冷鋒攜帶冷空氣的影響，天津全區發生寒潮或強寒潮天氣，隨后出現中到大雪過程，降水從2018年4月4日下午開始，其中4日16:00—20:00天津北部薊州為降雪，東部濱海新區為冰粒，西南部靜海為降雨，其余地區為雨； 20:00—23:00天津地區只有靜海為降雨，其他地區轉為雨夾雪天氣；4日23:00至5日05:00除靜海以外，全部轉為降雪。過程3受華北錮囚鋒影響天津地區出現大到暴雪，2020年2月14日07:00—13:00出現降雨，13:00—16:00為雨夾雪，16:00—21:00雨夾雪轉雪。

圖5為3次天氣過程溫度和相對濕度的時間-高度剖面。可以看出，過程1降雨期間T1000、T925和T850分別為1、0和-0.7 ℃，低層相對濕度大于90%；降雪期間T1000、T925和T850降至-1.5、-3.2和-4 ℃，低層相對濕度有所增加，甚至達到100%。過程2降雨期間，T1000、T925和T850分別為4、-2和-6.2 ℃；雨夾雪期間，T1000、T925和T850降至0、-4和-6.5 ℃，雖然后期降水相態轉為雪，但是各層溫度變化不大，只是低層相對濕度增加明顯。過程3降雨期間，低層濕度達100%，850 hPa以下各層溫度大約為2 ℃；雨夾雪和雪期間濕度略有降低，此時850 hPa以下出現明顯逆溫，其中雨夾雪期間T1000、T925和T850分別為-4、-4和-1 ℃，降雪期間T1000、T925和T850分別為-6、-6和-3 ℃。3次過程中過程1和過程2的各項溫度指標符合上述判據，過程3由于雨轉雨夾雪后逆溫層的存在，低層溫度符合判據，T850略高于判據指標。

圖5 3次天氣過程溫度(黑色等值線，單位：℃)和相對濕度(陰影，單位：%)的時間-高度剖面(紅色、藍色和黑色線段分別表示降雨、雨夾雪和降雪階段)

進一步研究3次天氣過程不同等壓面厚度是否滿足判據指標，過程1雨轉雪期間，H850-700和H1000-850分別降至151.5和129.0 dagpm，符合相態判別的厚度指標；過程2的降雨期間，H850-700為153.5 dagpm，H1000-850為129.7 dagpm，降雨轉為雨夾雪時H850-700變化不大，而H1000-850降至129.2 dagpm，雨夾雪進一步轉雪后，H1000-850降至128.8 dagpm；在過程3的降雨期間，H850-700為154.5 dagpm，H1000-850為130 dagpm，轉為雨夾雪時H850-700降至153.4 dagpm，H1000-850降至128.8 dagpm，轉雪后，H850-700和H1000-850分別降至151.5和128.5 dagpm。由此可見H850-700<154 dagpm可以作為降雪的判斷依據，而H1000-850>129 dagpm可以作為降雨的判斷依據。

表3列出3次天氣過程不同降水相態0 ℃層和-4 ℃層高度。可以看出，在過程1的降雨和降雪時段，0 ℃層高度分別位于925 hPa和地面，而當-4 ℃層高度從750 hPa降至850 hPa時降雨轉為降雪；在過程2的降雨時段，0 ℃和-4 ℃層高度分別位于925和900 hPa，在雨夾雪和降雪時段兩個特殊層的高度無變化，0 ℃和-4 ℃層高度分別位于1000和925 hPa，可見特殊層高度無法準確區分雨夾雪和雪；在過程3的降雨時段，0 ℃層和-4 ℃層高度均在850 hPa以上，雨夾雪和雪的-4 ℃層高度分別位于1000和900 hPa。綜上所述，特殊層高度作為判據可以有效識別出降雨，但是難以有效區分雨夾雪和雪。

表3 3次天氣過程不同降水相態0 ℃層和-4 ℃層高度統計

3.5 降水相態判別方程的建立與效果評估

通過統計3種降水相態不同高度層溫度、濕度和不同等壓面厚度和特殊層高度的特征，選取T850、T925、T1000、Ts、H850-700、H1000-850、0 ℃層高度、-4 ℃層高度和925 hPa相對濕度共9個因子建立降水相態判別方程，假設預報量和預報因子之間存在線性關系，建立基于線性權重方法的判別方程[27-28]，形成降水相態預報方程：

(1)

表4 3種降水相態判別因子權重

利用判別方程對2000—2015年的歷史個例進行回代檢驗，將得分最高的yi對應的降水相態判定為最終相態。例如：當Ts符合降雨閾值時，與y1對應的x1為1，此時Ts不符合雨夾雪和雪的閾值，則與y2和y3對應的x1為0，依此類推給出對應的其余8個因子的xk，將其代入方程得到y1、y2和y3的數值并進行比較，當y1最大則判定為雨，y2最大判定為雨夾雪，y3最大則判定為雪。通過檢驗發現對于實況為雨或者雪時，判別準確率均達到80%以上；實況為雨夾雪時，判別準確率為64%，可見雨夾雪的判別容易與其他相態混淆。進一步分析，如實況為雨判別為雪或者實況為雪判別為雨的概率均低于5%，判別方程能夠有效區分雨和雪兩種相態，雨夾雪的判別還需要進一步研究。

4 結論與討論

(1)2000—2015年天津地區冬半年含有雨夾雪的降水相態轉換過程主要出現在11月至次年3月，主要是由于在冷暖季節過渡期，冷暖空氣活動較多，降水相態易發生變化。

(2)850 hPa以下各層的溫度和925 hPa以下濕度可以作為相態判定依據；通過統計不同等壓面厚度和特殊層高度，發現H850-700、H1000-850、0 ℃層高度和-4 ℃層高度可作為降水相態轉換的判別指標；天津相態部分判別指標略低于北京和河北，這可能與天津的地理位置有關。

(3)利用3次天氣個例進一步驗證各項判別指標的適用性，結果表明綜合運用9個指標可以有效判斷降水相態，基本可以滿足天津地區降水相態的判別，在此基礎上建立的相態多元線性判別方程能夠有效判斷雨和雪。