0 引言
极端降雪事件，作为气候变化领域中不可忽视的重要现象，已经在全球范围内引起了广泛关注（O’Gorman，2014；Chen et al.，2021；Quante et al.，2021）。近年来我国极端降雪事件频繁发生，如2013年11月东北地区遭遇的特大暴雪（Zhao et al.，2020）；2018年1月江苏、陕西及辽宁等地出现的罕见冰冻雨雪天气（阎琦等，2019；徐娟娟等，2020；王喜等，2020）；2019年内蒙古东南部及2020年内蒙古东部的极端暴雪事件（张桂莲等，2022；孟雪峰等，2022）等。因此极端降雪的特征分析及其成因探究逐渐成为研究热点（杨成芳和李泽椿，2018；郭英香等，2023；张入财等，2023）。极端降雪事件的形成机制可归结为两大类：其一，以稳定且深厚的天气系统为核心，促使暖湿气流长时间输送，其间锋面附近的对称不稳定能量触发释放是极端降雪发生的关键因子（赵桂香，2014；胡宁等，2021；任伟等，2024）；其二，强“冷垫”上空的潜在不稳定或对称不稳定能量累积并迅速释放，导致局地水汽迅速凝结形成极端降雪（杜佳等，2019；李典南等，2019；胡鹏等，2015）。
山西初冬或早春易发生大（暴）雪，已有研究对其主要环流特征及系统配置进行了有益探索（赵桂香，2007；赵桂香等，2007；赵桂香等，2011a；赵桂香等，2011b；赵桂香等，2013；闫慧等，2015），这些研究建立的概念模型为山西大（暴）雪预报提供了重要参考。随着固态降水观测技术的飞跃、雷达与卫星资料的应用，对山西暴雪的成因理解更加深入（杨军，2014；杨淑华等，2021）。在此基础上，针对山西降雪过程中降水相态转换的复杂性，王一颉等（2019）通过个例研究，总结了降水相态转换的前兆信息，为复杂降水相态预报提供了新视角。然而，关于山西极端暴雪，无论是其降水量的极端性特征、形成机制，还是影响因子异常等方面，仍有待进一步深入探究。
2021年2月24日和2月27日—3月1日7 d内山西接连出现两次大暴雪天气过程（分别简称“过程Ⅰ”、“过程Ⅱ”），两次过程中都有多站24 h降水量突破其历史同期极值，对交通运输、城市运行及能源供应等带来严重影响。本文利用多种气象观测资料及ERA5再分析资料，对比分析两次暴雪过程的极端性特征、成因及其差异，以期加深对极端暴雪的认识，揭示异常影响因子导致极端暴雪的可能性，为山西极端强降雪预报提供参考。
1 资料与方法
1.1 资料
降水观测资料来自中国气象局国家信息中心的“天擎”平台，包括2011—2020年2月下旬山西省119个国家气象站的24 h降水量（08：00—08：00）以及2021年2月24日08：00—25日08：00、2月27日08：00—3月1日08：00逐时及24 h累计降水量。网格数据来自欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）第五代大气再分析资料（ERA5），空间分辨率为0.25°×0.25°，具体包括1 000~300 hPa各层高度场、风场、比湿、温度、垂直速度和海平面气压场，所用资料时间段为2011—2021年2月下旬资料，其中2011—2020年的数据用于计算历史同期平均，2021年数据用于具体的暴雪过程分析。文中所有时间均为北京时。
1.2 降水日选取及标准化距平计算
定义山西省国家气象站日值数据中出现3站及以上24 h降水量大于等于0.1 mm为一个降水日，经统计，2011—2020年2月下旬山西共有36个降水日。使用2011—2020年2月下旬降水日ERA5再分析资料的平均场作为历史同期平均数据，计算过程Ⅰ和过程Ⅱ大气环流、水汽、能量、动力等各物理量的分布和偏离历史同期平均值的程度（即标准化距平）（Standardized Anomaly，SA），分析两次极端降水过程的异同，具体公式（杜佳等，2019）如下：
式中：F为某时次某一变量值；M为2011—2020年2月下旬变量平均值；σ为变量场标准差。
2 降水实况与特征
2.1 降水实况
过程Ⅰ和过程Ⅱ接连发生在2021年2月下旬至3月1日，两次过程中分别有37和23个县（市）24 h降水量突破历史同期极值，实属罕见。
2月24日08：00—25日08：00[图1（a）]，山西中南部自南向北、自西向东先后共56站出现降水，24 h降水量为0.1~36.9 mm，28站累计降水量超过20.0 mm，最大降水量出现在晋城市高平县，最大降水强度达8.6 mm·h-1。降水开始以雨为主，24日18：00全部转为降雪，21：00渐止，过程最大纯雪量为29.4 mm（长治），最大积雪深度21 cm（沁水）。24日14：00—17：00山西南部出现负地闪。
图1
图1
2021年2月24日08：00—25日08：00（a）、2月27日08：00—3月1日08：00（b）累计降水量空间分布（单位：mm）
Fig.1
The spatial distribution of accumulated precipitation from 08：00 on February 24 to 08：00 on February 25 （a） and from 08：00 on February 27 to 08：00 on March 1 （b）， 2021 （Unit： mm）
2月27日20：00—3月1日08：00[图1（b）]，山西全省自西向东出现降水，累计降水量为3.0~27.7 mm，其中23站超过20.0 mm，最大值出现在晋中市昔阳县，最大降雪强度为4.2 mm·h-1（离石，3月1日05：00—06：00）。27日夜间山西中南部盆地以雨为主，28日17：00中部盆地转为雪或雨夹雪，南部盆地仍以雨为主，其余地区为降雪，3月1日08：00降水基本结束。过程最大纯雪量为27.7 mm，最大积雪深度20 cm，均出现在昔阳。过程中28日00：30左右晋东南有弱雷电活动。
2.2 降水特征对比
两次降雪过程均发生在2月下旬，但两次过程在降雪范围、降雪强度、持续时间、降水相态、伴随天气现象等方面存在明显差异（表1）。过程Ⅰ：降水范围主要集中在山西中南部地区，最大降水量36.9 mm，累计降水量大于过程Ⅱ；最大降雪强度达8.6 mm·h-1，较过程Ⅱ明显偏强，并伴有雷电活动，强降雪持续时间较短；降水开始后很快由雨转为雪。过程Ⅱ：降水范围更大，全省均出现降水；降水持续时间较过程Ⅰ长；降水相态更复杂。
表1 两次降雪过程实况特征对比
Tab.1
| 降雪过程 | 出现时间 | 是否突破极值 | 降水范围 | 降水性质 | 持续时间 | 相态转换 | 雷电 | 伴随天气 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 过程Ⅰ | 2月下旬 | 是 | 山西南部 | 对流 | 8~15 h | 快 | 有 | 雾 |
| 过程Ⅱ | 2月下旬 | 是 | 山西全省 | 混合 | 27~32 h | 慢 | 有 | 雾 |
3 降水的极端性对比
3.1 异常的大气环流特征
过程Ⅰ，2021年2月22—24日，500 hPa贝加尔湖北侧和里海北侧各有一深厚低压系统，中纬度地区平直西风环流上多短波槽活动。24日08：00[图2（a）]，从高原东移到河套南部的短波槽与东移的南支槽同位相叠加发展加深，山西中南部地区受槽前西南气流影响。与历史同期相比，高纬地区低压系统明显偏强，其中心强度的SA<-2.0，同时南支槽较历史同期偏强，500 hPa位势高度SA<-2.0。可见，降水前影响我国中东部的低值系统均较历史同期显著偏强。海平面气压场[图2（b）]为典型的华北暴雪形势——“回流+倒槽”（赵桂香，2014），与历史同期相比，倒槽强度明显偏强，气压场SA<-1.0，尤其西南地区的低压系统SA<-2.0；渤海附近高压强度较历史同期偏强5 hPa，SA>1.0以上，可见低层的冷暖空气对峙强烈。
图2
图2
2021年2月24日08：00 500 hPa高度场（黑色实线，单位：dagpm）及其标准化距平场（填色）（a），海平面气压场（黑色实线，单位：hPa）及其标准化距平场（填色）（b）
（棕色实线表示槽线，字母“D”、“G”分别表示低压、高压中心位置，红色实线包围区域为山西省，下同）
Fig.2
The 500 hPa geopotential height field （black solid lines， Unit： dagpm） and its standardized anomaly field （the color shaded） （a）， sea-level pressure field （black solid lines， Unit： hPa） and its standardized anomaly field （the color shaded） （b） at 08：00 on February 24， 2021
（Brown solid lines represent trough lines， the letters “D” and “G” denote the positions of low and high pressure centers respectively， and the area enclosed by the red solid line is Shanxi Province， the same as below）
过程Ⅱ，亚洲大陆高纬地区两低压系统在2月26日合并为一强大低压，降水开始前[图3（a）]，中心强度较历史同期偏强24 hPa；黄海到我国东北为一高压脊，较历史同期偏强16 hPa，位势高度的SA>2.0。亚洲中高纬度受异常强大的低压和高压系统控制，环流相对稳定，低纬度地区南支槽强度较历史同期偏强1.0 σ，且槽区较宽广，有利于水汽持续向山西输送，造成过程Ⅱ降水持续时间较长。海平面气压场演变显示，2月27日—3月1日我国中东部地区由“回流+气旋”转为“回流+倒槽”形势。27日14：00海平面气压场[图3（b）]上，内蒙古东部到华北北部为东北气旋控制，山西位于气旋尾部的南侧，东北东部到日本为入海高压，华北中南部受高压后部回流影响，形成“冷垫”，28日蒙古国西部的冷高压大举东移，东北气旋迅速入海，山西气温明显下降，28日下午山西南部形成弱倒槽，3月1日08：00随着蒙古国高压前的冷锋进入倒槽，在黄海上空再度形成气旋，此时山西受冷空气控制，降水基本结束。与历史同期相比，气旋、入海高压以及蒙古国冷高压中心强度均偏强，尤其是东北气旋和入海高压的中心强度|SA|>2.0，异常稳定偏强的系统也有利于维持长时间的强降水。
图3
图3
2021年2月27日14：00 500 hPa高度场（黑色实线，单位：dagpm）及其标准化距平场（填色）（a），海平面气压场（黑色实线，单位：hPa）及其标准化距平场（填色）（b）
Fig.3
The 500 hPa height field （black solid lines， Unit： dagpm） and its standardized anomaly field （the color shaded） （a）， sea-level pressure field （black solid lines， Unit： hPa） and its standardized anomaly field （the color shaded） （b） at 14：00 on February 27， 2021
两次过程500 hPa贝加尔湖附近均有异常偏强的冷涡活动，同时低纬地区南支槽均显著偏强。不同之处在于高纬地区，过程Ⅰ为两个低压系统相互作用导致中纬度地区环流平直，由东移短波槽与南支槽同位相叠加形成强降水。过程Ⅱ高纬地区由一个庞大的低压系统造成中纬度地区形成宽广的低槽，其与南支槽同位相叠加后形成宽广的西南气流控制区，又有入海高压形成高压坝，阻挡低槽东移，从而形成持续时间更长的降水天气。从海平面气压场对比可知，两次过程均受河套地区的倒槽前部影响，且有“回流”高压形成低层“冷垫”结构，区别在于过程Ⅰ冷空气快速侵入，降水时间短、强度大，降水相态转换迅速；过程Ⅱ为东北气旋转为华北倒槽，冷空气扩散南下，降水时间较长、强度小，但降水相态复杂。
3.2 不稳定特征差异
图4为两次降雪过程中假相当位温、湿斜压对称不稳定及风场沿暴雪中心纬度（过程Ⅰ为35.8°N、过程Ⅱ为37.9°N）的经度-高度剖面。可以看出，过程Ⅰ，降雪开始前，800 hPa以下为东路冷空气形成的深厚“冷垫”，700~600 hPa之间假相当位温随高度递减，位温差为-2.2 K，存在不稳定潜势。风场垂直演变显示，暴雪中心上空650~600 hPa存在东南风与西北风的风向切变，且暴雪中心东侧风速小于3 m·s-1，西侧为风向趋于一致的西风，说明暴雪中心上空存在更强的辐合，有利于不稳定能量在此集中释放，造成较大的降雪强度。同时，过程Ⅰ也存在对称不稳定，降水中心上空存在数值为-1.5×10-6 m2·s-1·K·kg-1的湿斜压对称不稳定，可以加强抬升运动，过程Ⅰ潜势不稳定与对称不稳定共存。
图4
图4
2021年2月24日08：00沿35.8°N（a）和2021年2月27日14：00沿37.9°N（b）的假相当位温（黑色实线，单位：K）、湿斜压对称不稳定（灰色填色，单位：10-6 m2·s-1·K·kg-1）及风场（风矢，单位：m·s-1）的经度-高度剖面
（黑色三角为暴雪中心所在经度）
Fig.4
The longitude-height sections of the pseudo-equivalent potential temperature （black solid lines， Unit： K），wet baroclinic symmetric instability （the grey shaded， Unit： 10-6 m2·s-1·K·kg-1） and wind field （wind vectors， Unit： m·s-1） along 35.8°N at 08：00 on February 24 （a） and along 37.9°N at 14：00 on February 27 （b）， 2021
（the black triangle represents the longitude of the center of the snowstorm）
过程Ⅱ与过程Ⅰ不同，暴雪中心上空大气层结稳定，冷锋位于109°E以西，锋面附近存在较强的湿斜压对称不稳定，内蒙古阿拉善左旗（105.4°E，38.5°N）附近850 hPa湿斜压对称不稳定达-8.4×10-6 m2·s-1·K·kg-1，但暴雪中心上空湿斜压对称不稳定数值仅为-0.2×10-6 m2·s-1·K·kg-1。随着锋面东移，与锋面伴随的对称不稳定开始影响山西中部地区，降水逐步增强。因此降雪前期虽有弱雷电，但降雪强度不大，最大小时降雪量为2.3 mm，当锋面移入后降水强度明显增大，最大达4.2 mm·h-1。
图5
图5
2021年2月24日16：00（a）、16：30（c）和2月28日16：00（b）、16：30（d）红外云图黑体亮温（a、b）及雷达组合反射率因子（c、d）
Fig.5
The black body temperature on infrared cloud images （a， b） and composite radar reflectivity factors （c， d） at 16：00 （a）， 16：30 （c） on February 24， 2021 and 16：00 （b）， 16：30 （d） on February 28， 2021
3.3 物理量异常与强降水落区
3.3.1 异常的水汽输送和辐合
过程Ⅰ降水开始前，山西南部及其上游地区700 hPa（图略）比湿明显增加，四川到陕西南部最大比湿超过7 g·kg-1，其中心比湿的SA>4.0，山西南部比湿达5 g·kg-1，SA>2.0，局地水汽含量异常偏大，山西南部为水汽通量梯度区，可见明显水汽辐合；850 hPa（图略）比湿增加缓慢。降水中心出现在比湿梯度与水汽通量梯度大值区的叠置区，位于700 hPa最大比湿和水汽通量异常位置偏东150~200 km。24日15：00山西南部700 hPa和850 hPa比湿均增加，700 hPa比湿较历史同期偏多1.0~2.0 σ，同时强水汽输送带移至山西南部，850 hPa水汽输送强度略增加，水汽辐合加强。从时间演变[图6（a）]来看，降水前水汽输送主要来自850~700 hPa，24日12：00开始水汽向高层输送，整层比湿迅速增加，13：00开始出现降水；之后，水汽输送持续增强，降水发展；20：00以后随着水汽输送的减弱，比湿逐渐减小，降水强度趋于减弱，直至25日02：00低层转为偏北气流，降水结束。可见，水汽的输送与水汽层的增厚先于强降水出现，对强降水的预报具有一定的指示意义。
图6
图6
过程Ⅰ（a）和过程Ⅱ（b）沿降水中心[过程Ⅰ（112.9°E， 35.8°N）、过程Ⅱ（113.7°E， 37.9°N）]的比湿（黑色实线，单位：g·kg-1）、水平水汽通量（灰色填色区）和经向垂直水汽通量（箭头）（单位：10-5 kg·m-1·hPa-1·s-1）的时间-高度剖面
Fig.6
The time-height sections of specific humidity （solid black lines， Unit： g·kg-1）， horizontal water vapor flux （the gray shaded area）， and meridional vertical water vapor flux （arrows） （Unit： 10-5 kg·m-1·hPa-1·s-1） along the precipitation centers of Process Ⅰ （112.9°E， 35.8°N） （a） and Process Ⅱ （113.7°E， 37.9°N） （b）
过程Ⅱ降水开始前，850 hPa（图略）比湿增加快于700 hPa（图略），这与过程Ⅰ有明显区别。850 hPa比湿达2~4 g·kg-1，SA为0.5~1.0，700 hPa山西北中部比湿超过2 g·kg-1，SA>1.0，水汽含量显著偏多；晋陕交界处为700 hPa水汽通量梯度大值区；850 hPa东南水汽输送强于过程Ⅰ；最大降水出现在比湿和水汽通量的梯度大值区偏东350 km处。降水开始后850 hPa山西及其东南侧水汽通量与比湿继续增加，山西大部比湿的SA>1.0，700 hPa山西中南部水汽输送增强，比湿进一步加大。3月1日07：00（图略），700 hPa和850 hPa转为偏北风，700 hPa比湿标准化距平转为负距平，降水停止。由时间演变[图6（b）]看出，降水开始前水汽输送的起始高度与过程Ⅰ接近，区别在于输送速度的不同，过程Ⅰ是迅速向高层输送，形成强降水，而过程Ⅱ则是分别向高层和低层扩散造成湿层增厚，27日22：00降水中心整层比湿增大，但中心强度小于过程Ⅰ，因此，过程Ⅱ降水强度小于过程Ⅰ。27日23：00出现降水后，虽然水汽垂直输送较过程Ⅰ弱，但持续时间长达27 h，降水总量仍达极值。
综上所述，两次过程开始前山西上游地区均存在较强水汽输送，降水区比湿较历史同期显著偏大；降水中心均位于700 hPa水汽通量梯度偏东一侧；降水开始前，水汽均自850~700 hPa向山西输送。不同的是，过程Ⅰ水汽快速向高层输送，湿层厚度迅速增大，降水强度大；过程Ⅱ水汽向高、低层扩散，水汽的持续输送使得降水持续时间更长。
3.3.2 不稳定能量集聚与快速释放
过程Ⅰ，降水开始前850 hPa（图略）山西南部到华北平原为“冷垫”；700 hPa（图略）从四川东部到山西南部为假相当位温高能舌，暖湿气流在“冷垫”上爬升。与历史同期相比，850 hPa假相当位温异常偏弱，“冷垫”异常偏强，而700 hPa假相当位温异常偏强，造成此次降水异常偏大。暴雪中心位于700 hPa假相当位温梯度大值区东侧、700 hPa正异常与850 hPa负异常的叠置区。降水开始后700 hPa和850 hPa的暖湿气流和“冷垫”强度维持，有利于较强降水维持；2月25日07：00（图略）暖湿气流和“冷垫”均减弱，尤其是700 hPa高能舌坍塌，降水结束。对应时间剖面图[图7（a）]可以看出，24日08：00，山西东南部850 hPa附近为“冷垫”顶部，等假相当位温面密集，700~600 hPa存在潜势不稳定，11：00开始700 hPa以上上升运动迅速加强，触发不稳定能量强烈释放，高架雷暴造成晋东南地区出现对流性降水；17：00后假相当位温形成漏斗状分布，对流层中低层温湿条件较好，降水强度仍然维持；20：00后等假相当位温面逐渐升高，降水强度趋于减弱。
图7
图7
过程Ⅰ（a）和过程Ⅱ（b）沿降水中心[过程Ⅰ（112.9°E， 35.8°N）、过程Ⅱ（113.7°E， 37.9°N）]的假相当位温（黑色实线，单位：K）和垂直速度（灰色填色区，单位：Pa·s-1）的时间-高度剖面
Fig.7
The time-height sections of the pseudo-equivalent potential temperature （solid black lines， Unit： K） and vertical velocity （the gray shaded， Unit： Pa·s-1） along the precipitation centers of the Process Ⅰ （112.9°E， 35.8°N） （a） and the Process Ⅱ （113.7°E， 37.9°N） （b）
过程Ⅱ，假相当位温分布与过程Ⅰ有明显区别。27日14：00（图略），内蒙古中部至山西大部整层温湿要素值均较历史同期异常偏大，700 hPa和850 hPa均有高能舌自西南地区向北经山西伸展至内蒙古中东部地区。700 hPa假相当位温梯度的不均匀分布造成局地能量积聚，850 hPa在华北平原为假相当位温低值区，表明此次过程低层仍存在“冷垫”，但强度与历史同期相当。冷暖空气交汇时间较长，但剧烈程度相对较弱。暴雪中心位于700 hPa和850 hPa假相当位温梯度大值区的偏东一侧。降水开始后700 hPa和850 hPa山西假相当位温仍较历史同期明显偏高；3月1日07：00（图略）700 hPa和850 hPa假相当位温转为负距平，系统性冷空气侵入，降水停止。对应时间剖面图[图7（b）]显示，降水前为稳定层结，27日20：00开始700~600 hPa假相当位温线变得更密集，同时垂直上升运动加强，降水逐步开始；28日02：00—3月1日00：00对流层中层，假相当位温面先升后降，对应3次上升运动增强时段，降水持续时间长，但由于上升运动强度弱于过程Ⅰ，因此降水强度也较过程Ⅰ弱。
综上所述，两次过程850 hPa以下均为“冷垫”，暖湿气流在“冷垫”上爬升，且暖湿气流强度均较历史同期异常偏强，形成华北暴雪典型的垂直分布特征。但两次过程存在明显差异：过程Ⅰ850 hPa“冷垫”和700 hPa暖湿气流均强于过程Ⅱ，且过程Ⅰ在700~600 hPa存在潜势不稳定，导致降雪强度大；过程Ⅱ大气层结稳定，降雪强度小于过程Ⅰ。
3.3.3 环境强迫上升运动
对比两个过程500 hPa以下最大上升速度。过程Ⅰ降水开始前（图略），山西南部有一个最大上升速度中心，垂直速度达-1.2 Pa·s-1，与SA为-3.0的最大上升速度区域重叠，降水中心位于该地区偏东85 km。降水开始后系统性上升运动东移，山西南部上升速度进一步加强，出现-2.5 Pa·s-1的中心，对应SA值减小至-4.0以下。25日07：00山西转为下沉气流控制，降水结束。
过程Ⅱ，降水开始前（图略）山西境内存在两个上升运动中心，分别位于山西的西部和东部，其中，东部中心的上升速度更大，与过程Ⅰ相当，为-1.2 Pa·s-1，与SA<-4.0的区域重合。降水中心位于该上升运动中心偏南的梯度大值区内，距上升运动中心70 km处。此外，与锋面相配合内蒙古中部有一上升运动中心，随着锋面东移影响山西。
图8
图8
过程Ⅰ（a）和过程Ⅱ（b）500 hPa以下最大上升速度随时间演变
（灰色矩形框表示过程降水时段）
Fig.8
The evolution of maximum ascending velocity under 500 hPa during the Process Ⅰ （a） and the Process Ⅱ （b）
（the gray box represents the period of snowfall）
4 降水相态差异及其成因
高平县位于山西东南部，为过程Ⅰ的降水中心，且在过程Ⅱ其累计降水量达12.4 mm。因此以高平站为例，分析两次过程的降水相态差异。过程Ⅰ，24日13：00出现雨夹雪，16：00转为雪持续至20：00，25日00：00—02：00有微弱降雪；过程Ⅱ，27日23：00开始降雨，28日19：00转为雪，23：00转为雨夹雪，3月1日04：00又转为雨，其间出现两次降水间歇。
图9
图9
2021年2月23—25日（a）、2月27日—3月1日（b）高平站（112.9°E，35.8°N）温度场（红线，单位：℃）、水平风场（风矢，单位：m·s-1）和相对湿度（填色，单位：%）的时间-高度剖面
（两条竖线之间为降水时段）
Fig.9
The time-height sections of temperature （red lines， Unit： ℃）， horizontal wind field （wind vectors， Unit： m·s-1）， and relative humidity （the color shaded， Unit： %） at Gaoping Station （112.9°E， 35.8°N） from 23 to 25 February （a） and from 27 February to 1 March （b）， 2021
（Between the two vertical lines is the precipitation period）
两次过程相态转换的原因不同，过程Ⅰ为东路冷空气侵入，对流层低层温度降低，降水相态由雨雪混合转为纯雪；过程Ⅱ为西路冷空气东移，对流层中低层整层温度下降，导致相态转换。两次过程锋面结构也存在差异，过程Ⅰ有明显的锋面逆温，过程Ⅱ为锋面降温，对降水相态的转换也有一定影响。
过程Ⅰ：东路冷空气在24日14：00加强，850 hPa形成-4 ℃的冷中心，同时750 hPa附近的气温下降，暖层厚度变薄，除近地层外整层温度均在0 ℃以下，因此降水开始时相态为雨雪混合，随着冷空气在对流层底层进一步加强，加之日变化影响，对流层底层气温下降，降水转为雪。
过程Ⅱ：27日夜间到28日白天，对流层中低层偏南气流强度维持，温度略升高，600 hPa以下维持在-4 ℃以上，相态为雨，28日20：00 700 hPa以下转为北风，850~600 hPa气温迅速下降，降水相态转为固态。28日23：00至3月1日04：00整层气温下降趋势减弱，850~700 hPa出现弱升温，相态转为雨夹雪或雨，3月1日08：00以后整层转为偏北风，700 hPa以下气温持续下降，降水结束。
5 结论
针对2021年2月24日和2月27日至3月1日山西短时间内出现的两次极端大暴雪天气过程，本文利用多种气象观测资料及ERA5再分析资料，对比分析了两次过程的极端性特征及异常物理因子等，并对相态转换的温度层结进行了对比分析，得到以下主要结论。
1）两次极端降雪过程导致2月下旬山西共74个县（市）突破其旬极端降水量，27个县（市）接近历史同期降水量极值；过程Ⅰ降水范围集中，降水量大，降雪强度强，持续时间短，相态相对单一；过程Ⅱ降水范围大，持续时间长，过程降水量大，相态复杂。
2）过程Ⅰ在高原槽和地面倒槽与回流的共同作用下，西南暖湿急流在“冷垫”上爬升，触发潜势不稳定能量释放，形成对流性质的暴雪过程。过程Ⅱ由高空槽与地面气旋和倒槽的共同影响形成；系统性冷空气侵入过程中，由气旋东南侧偏南暖湿气流形成，持续时间较长，以稳定性降雪为主。
3）过程Ⅰ由700 hPa以上的天气尺度上升运动和对称不稳定共同导致潜势不稳定能量释放，形成高架雷暴，造成短时强降雪，从而形成特大暴雪；过程Ⅱ是由对流层低层异常偏强的持续上升运动造成的大暴雪过程，但过程Ⅱ随着锋面东移，其附近的湿斜压对称不稳定形成较强的斜升气流，也造成了较强的降雪。
4）两次过程在降水开始前，局地比湿条件均较历史同期显著偏大，降水前山西均出现异常偏强的上升运动区，降水中心位于比湿和水汽通量梯度大值及异常中心的东侧、假相当位温梯度大值区和强上升运动中心下游。
5）过程Ⅰ冷空气快速侵入，相态转换迅速。过程Ⅱ为系统性冷空气侵入，冷空气侵入慢，故相态转换更复杂；降水相态转换与温度的垂直分布和锋面结构有关。
参考文献
1961-2021年青藏高原前后冬强降雪特征分析
[J].
研究青藏高原冬季强降雪的气候特征对高原冬季降水预测及雪灾防御有重要意义。基于1961—2021年冬季（11月至次年2月）青藏高原99个地面气象观测站的逐日降雪资料，采用线性倾向估计、相关性分析、集合经验模态分解等方法，揭示青藏高原前、后冬强降雪时空分布特征，对比分析前、后冬强降雪量和强降雪日数差异性，探讨不同海盆海表温度、北极涛动与前、后冬强降雪量和强降雪日数的关系。结果表明：近61 a来，青藏高原前冬初期最易出现较大量级降雪过程，而后冬降雪过程多且持续时间长；前冬高原强降雪量、强降雪日数总体呈“少—多—少—多”变化特征，后冬强降雪量和强降雪日数均呈显著增加趋势；前冬强降雪量和强降雪日数的贡献率明显大于后冬；前、后冬高原中东部主体为强降雪高值区，前冬东北侧强降雪量也较大。热带印度洋、北大西洋、太平洋海表温度异常是影响青藏高原冬季强降雪的重要因子，前冬强降雪量与热带中东太平洋、热带印度洋西部海表温度呈显著正相关，后冬强降雪量与热带印度洋、西北太平洋、北大西洋海表温度的正相关最显著；自20世纪90年代中期开始印度洋偶极子与前冬强降雪量由弱正相关转为显著正相关并维持至今，北极涛动异常对后冬强降雪具有重要影响，二者始终呈稳定正相关性。
山西中部一次暴雪天气过程分析
[J].利用常规气象观测资料和NCEP全球再分析资料，对2013年4月19日出现在山西中部的一次暴雪天气过程进行了综合分析。结果表明：高原槽、低空低涡切变线、地面回流以及河套气旋等的共同存在为暴雪天气提供了有利的流型配置；700 hPa西南急流、850 hPa偏东南急流和925 hPa偏东急流为此次暴雪天气提供了强的水汽输送和补充；500 hPa偏西北急流和850 hPa偏东北强气流耦合加强，且高层正涡度输送以及低层辐合、高层辐散的倾斜垂直结构使得上升运动加强，触发低层不稳定能量释放，导致暴雪天气的发生。低层和近地层温度变化、0 ℃层高度下降、逆温层增厚以及垂直风切变加大是判断此次降水过程相态变化和降雪强度增强的重要指标。
冷垫背景下回流暴雪成因与雷达回波特征分析
[J].利用气象台站观测资料、赤峰市多普勒雷达（CINRAD/CA）观测资料、全球地形资料（水平分辨率1°×1°）以及NCEP的FNL（水平分辨率1°×1°）逐6 h再分析资料,对2019年3月20日内蒙古东南部春季暴雪天气进行分析。结果表明：这是一次典型回流降雪天气,低层925 hPa东北风急流与中层700 hPa西南急流形成明显的垂直风切变和温度差,产生强的动力锋生;低层辐合有利于垂直上升运动发展;850 hPa偏南风和偏东风水汽通道汇合于内蒙古东南部;850~700 hPa有强逆温层,冷暖空气剧烈交汇;南北向大兴安岭地形对东麓迎风坡东北风超低空急流有阻挡作用,有利于干冷空气长时间堆积,低层冷垫厚度加大,暖湿气流被迫抬升到更高层结,有利于水汽凝结和降雪加大;降雪最强时段,雷达基本径向速度图上低层为偏北风,中层有表征暖平流的“S”形回波,高层西南急流长时间维持,同时有西北风—西南风冷式切变线和西南风—东南风暖式切变线,雷达速度图上强降雪和西南暖湿急流在冷垫上爬升有很好的对应关系,这对短时预报预警有指导意义。
印度双低涡对青藏高原西部一次典型暴雪过程的影响
[J].利用地面气象观测数据、欧洲中期天气预报中心ERA5再分析资料和FY-4A卫星云顶亮温数据，对2021年10月18—19日青藏高原西部暴雪过程进行综合分析，研究印度北部低涡对强降雪天气的贡献。结果表明：本次强降雪过程在南支槽东移和印度低涡异常活跃的背景下产生，南支槽前高空急流和印度北部东西向两个低涡为高原西部强降雪提供了有利的环流背景;降雪期间，印度北部至喜马拉雅山脉以南地区东南风低空急流大爆发，建立了一条由孟加拉湾向西输送的水汽通道，使得孟加拉湾水汽能够向西输送;生成于印度西北地区的对流层低涡系统一方面阻挡水汽继续向西输送，有利于孟加拉湾的水汽在低涡东部聚集，另一方面增强低涡东部偏南气流与高原大地形之间的强迫作用，使得大量水汽能够源源不断地从对流层低层沿高原南坡陡峭地形向上爬升至高原，为强降雪天气提供充足水汽条件;高空位涡侵入是印度西北地区的低涡系统生成发展的重要原因。总的来看，印度北部的低涡系统在此次高原西部降雪天气中起了重要作用，在高原地区降雪预报业务中，有必要加强对低纬度地区对流层低层低涡系统的跟踪监测。
诊断分析技术在山西强降雪预报中的应用
[J].利用常规探测资料和诊断分析方法，对2009年11月9-12日山西大范围持续强降雪天气过程进行了综合分析。结果表明：（1）500 hPa阻塞形势和低空低涡切变线稳定维持，700 hPa西南急流、 850 hPa偏东急流、 850 hPa和925 hPa强偏东北气流等三支强气流稳定维持，地面回流形势与河套倒槽共同强烈发展并稳定维持，是造成此次大范围持续强降雪的重要原因。（2）强降雪出现前，低层中纬度持续有暖湿空气向山西地区输送，暖湿中心强度持续增强；从其水平结构变化看，可将此次过程分为锢囚降雪、 回流降雪、 暖倒槽降雪和持续降温四个阶段，各个阶段降雪特点不同。（3）强降雪区上空垂直热力结构为上冷、 中暖、 下冷，低层冷平流强度为普通暴雪的3倍；对流层中低层持续存在对流性不稳定，不稳定区内存在空气辐散，且持续有暖湿平流输入，导致对流性不稳定及其降水不断增强。（4）此次强降雪天气过程中，山西上空大气可降水量累计达到35~88 mm；随着低层和近地层风场的加强和辐合，大气可降水量不断增加，强降雪也呈现持续增加的趋势。（5）强降雪前及整个强降雪期间，强降雪区上空300 hPa以下为水汽散度通量正值区，其强度在500~600 hPa达到最强，且强度为普通暴雪的6倍，而高层和低层均存在弱的辐散。
“04.12”华北大到暴雪过程切变线的动力诊断
[J].利用地面实测资料和MM5模式输出产品,对2004年12月20~22日发生在华北地区的大到暴雪天气过程的切变线进行了动力诊断分析,结果表明:此次暴雪过程与中尺度切变线的发展东移直接关联。涡度诊断表明:正涡度区的演变与切变线的发展、东移和北抬密切相关,正涡度区内"正涡度核"对预报强降雪的出现有先兆指示意义。涡度、散度垂直剖面图显示,涡度、散度场的空间配置极有利于暴雪切变线发展及暴雪形成与维持。湿相对位涡和涡度变率诊断揭示,涡度变率强度与中低空的条件对称不稳定密切相关;暴雪区上空从低层到高层存在的湿位涡负值中心是造成中低层涡度变率增大及暴雪增幅的重要原因之一;而涡度变率较涡度更能准确反映切变线发生发展的物理机制。
Extreme snow events along the coast of the northeast United States: Potential changes due to global warming
[J].
Contrasting responses of mean and extreme snowfall to climate change
[J].
Regions of intensification of extreme snowfall under future warming
[J].Due to climate change the frequency and character of precipitation are changing as the hydrological cycle intensifies. With regards to snowfall, global warming has two opposing influences; increasing humidity enables intense snowfall, whereas higher temperatures decrease the likelihood of snowfall. Here we show an intensification of extreme snowfall across large areas of the Northern Hemisphere under future warming. This is robust across an ensemble of global climate models when they are bias-corrected with observational data. While mean daily snowfall decreases, both the 99th and the 99.9th percentiles of daily snowfall increase in many regions in the next decades, especially for Northern America and Asia. Additionally, the average intensity of snowfall events exceeding these percentiles as experienced historically increases in many regions. This is likely to pose a challenge to municipalities in mid to high latitudes. Overall, extreme snowfall events are likely to become an increasingly important impact of climate change in the next decades, even if they will become rarer, but not necessarily less intense, in the second half of the century.© 2021. The Author(s).
Case study of a heavy snowstorm associated with an extratropical cyclone featuring a back-bent warm front structure
[J].
