莊曉翠，李健麗，李博淵，李如琦，賈麗紅

（1．中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊830002；2．阿勒泰地區(qū)氣象局，新疆 阿勒泰836500；3．新疆氣象臺，新疆 烏魯木齊830002）

暴雪是新疆北部冬季的高影響災害性天氣，對農牧業(yè)、交通、電力等影響顯著。僅2009/2010年冬季出現的60年一遇特大雪災，直接經濟損失就達25億元[1]。2015年12月10—13日天山北坡出現極端暴雪天氣，11日烏魯木齊等10站突破冬季日極大值，暴雪中心位于烏魯木齊市[2]。大暴雪天氣造成城市交通嚴重受阻，360架航班取消、延誤、備降。隨著經濟社會的快速發(fā)展，冬季暴雪天氣給城市交通、高速公路等造成的災害損失社會涉及面廣，程度深，引起社會各界的廣泛關注。

對于暴雪的研究，國外不僅在觸發(fā)、加強機制和不同尺度天氣系統(tǒng)間的相互作用等方面開展了大量研究工作，同時也對造成暴雪的中尺度系統(tǒng)及其發(fā)生發(fā)展機理進行了研究。歐美的暴雪過程大多與溫帶氣旋的形成、發(fā)展有關[3-6]；日本降雪則多與低壓系統(tǒng)發(fā)展有關，大尺度鋒生強迫和濕對稱不穩(wěn)定是海岸、湖岸降雪的主要原因[7]。中國學者對暴雪的流型配置、影響系統(tǒng)、水汽輸送、中尺度特征等方面開展了大量的研究工作，取得了不少科研成果。研究表明，高原暴雪主要與南支槽和孟加拉灣風暴有關，并具有條件性對稱不穩(wěn)定[8-10]。東北地區(qū)暴雪與低渦及地面氣旋北上有密切的關系[11-12]。華北地區(qū)以回流暴雪為主[13-15]。楊成芳等[16-17]、周雪松等[18]研究指出山東半島降雪是由海效應造成，對渤海海效應暴雪的三維運動結構及其演變進行了深入研究。苗愛梅等[19]、王正旺等[20-21]對山西兩類暴雪過程的流型配置和物理量進行了診斷分析。

近年來，新疆暴雪的研究也取得豐碩的成果，如陳濤等[22]對北疆特大暴雪過程進行了數值模擬和診斷分析，指出巴爾喀什湖冷渦與新疆以北南壓冷渦橫槽結合過程，以及相應的中高層急流核傳播和發(fā)展是產生暴雪的關鍵；張俊蘭等[1]研究了造成北疆暴雪的水汽源地和路徑，并對烏魯木齊極端暴雪天氣的極端性及中尺度特征進行分析[2，23]；于碧馨等[24]對伊犁河谷持續(xù)性大暴雪成因進行分析；張書萍等[25]對2009年冬季新疆北部持續(xù)暴雪的環(huán)流特征及其成因進行了分析；李如琦等[26]對2010年新疆北部暖區(qū)和冷鋒暴雪的大氣環(huán)流、水汽輸送特征進行了合成分析；楊蓮梅等[27-28]對新疆暴雪的氣候特征和水汽輸送進行了研究，并按暴雪落區(qū)將北疆暴雪分為北疆型、北疆西部北部型、北疆沿天山型、北疆西部型，并對前2種類型的高低空配置及水汽源地和輸送進行了詳細分析；莊曉翠等[29-33]對新疆北部大到暴雪的氣候特征進行了研究，同時也對新疆北部罕見暴雪天氣的環(huán)流特征、物理量場進行了診斷分析，并對暖區(qū)暴雪的中尺度環(huán)境場特征及落區(qū)進行了詳細分析。這些研究揭示了北疆冬季暴雪災害成因，對暴雪的相關預報具有較高的參考價值。由此可見對天山北坡暴雪的研究較少，本文利用NCEP FNL1°×1°逐6 h再分析及常規(guī)資料對2010年2月22—24日和2015年12月10—13日發(fā)生在天山北坡的2次暴雪天氣著重從熱動力方面進行診斷分析，以期進一步提高對新疆北部暴雪的認識水平，為預報服務和防災減災提供參考依據。

1 降雪概況和環(huán)流特征

1.1 降雪概況

2010年2月22—24日（簡稱過程I）、2015年12月10—13日（簡稱過程II），天山北坡普降大暴雪。過程I石河子及其以西的天山北坡出現暴雪（圖1a），降雪主要集中在23日，其中烏蘇站為暴雪中心，日降雪量（40.2 mm）突破該站冬季降雪極值；22日20時—23日14時，烏蘇站逐6 h降雪量分別為12、20、8 mm；積雪深度超過60 cm。過程II天山北坡出現暴雪（圖1b），其范圍較過程I大；降雪主要集中在11日，其中烏魯木齊等8站日降雪突破歷史極值，首府烏魯木齊為暴雪中心，日降雪量36.9 mm，突破近51 a來冬季日極大值，最大積雪深度45 cm；首府10日20時—11日20時逐6 h降雪量分別為 6、14、10、6 mm。

這2次暴雪過程降雪量之大、降雪強度之強、降雪范圍之廣和積雪深度之厚均為歷史罕見，深厚的積雪對交通運輸、設施農業(yè)、畜牧業(yè)、民航等帶來嚴重影響，經濟損失嚴重。

1.2 環(huán)流特征及影響系統(tǒng)

2次暴雪過程前南支上伊朗高原附近均形成一低壓槽，其南端伸至20°N以南，有利于阿拉伯海的水汽輸送至暴雪區(qū)和增強大氣的不穩(wěn)定能量；暴雪過程588 dagpm線位于20°N附近。不同點是：過程I前期歐亞范圍為緯向環(huán)流，中高緯為帶狀低壓帶，北支鋒區(qū)位于50°～60°N，南支鋒區(qū)位于50°～30°N，其上多短波槽；22日北支上東歐脊快速向北發(fā)展略有東移，形成烏拉爾山長波脊，歐亞范圍環(huán)流經向度加大，西西伯利亞低渦南壓，其底部強鋒區(qū)上短波槽與伊朗東移北上的南支槽匯合東移，造成天山北坡帶石河子以西極端暴雪天氣。過程II前期歐亞范圍環(huán)流為經向呈兩脊一槽型，烏拉爾山為長波槽區(qū)，歐洲和貝加爾湖分別為高壓脊區(qū)，烏拉爾山長波槽與伊朗低壓槽氣旋性接通，使該槽南伸至30°N以南；有利于槽前西南急流的建立，并引導阿拉伯海水汽向北輸送；11日歐洲脊東移減弱，受下游脊的阻擋，使烏拉爾山大槽東移北收，槽前西南氣流上短波槽東移北上造成天山北坡極端暴雪天氣。由此可見，過程I 500 hPa南北支短波槽的合并使得冷暖空氣交匯造成暴雪，過程II是烏拉爾山長波槽東移北收，槽前西南氣流上短波槽東移北上造成暴雪。

1.3 地面形勢

圖1 天山北坡2次暴雪過程降雪量（單位：mm）

地面圖上，過程I冷高壓自新地島沿烏拉爾山南下，然后轉向東移，暴雪主要發(fā)生在冷高壓前部冷鋒附近。過程II冷高壓自地中海—里咸?！蜖柨κ埠|移，暴雪發(fā)生在冷鋒后部，由于受天山山脈的阻擋，冷鋒移速緩慢；暴雪期間北疆大部處于冷高壓舌控制。選取2次過程暴雪中心烏蘇和烏魯木齊站，分析地面氣象要素演變發(fā)現存在著較顯著的區(qū)別。由圖2a烏蘇站地面三線圖和6 h降雪量演變可知，23日05時之前氣壓下降，之后升壓明顯降雪量加大，說明冷鋒逐漸東移南壓至天山北坡，由于山脈的阻擋移速較慢；對應的溫壓演變?yōu)椋罕┭┣捌冢?2日20時—23日02時）氣溫略降，氣壓下降明顯，后期（23日05—14時）氣壓猛升說明冷鋒已進入天山北坡，為冷鋒降雪時段；由此可見，此次過程主要降雪時段為冷鋒暴雪（達28 mm/12 h）；從氣溫的演變來看，降雪期間氣溫是緩慢回升的，說明暴雪期間近低層暖濕空氣較強，而降雪停止后氣溫開始下降。過程II烏魯木齊站的地面要素演變與此有明顯不同，由圖2b可知，烏魯木齊站是典型的冷鋒降雪，降雪集中發(fā)生在地面氣壓上升，氣溫緩慢下降的過程中，當氣溫開始明顯下降、氣壓猛升時，降雪量最大，之后降雪量逐漸減弱或停止。因此，過程I前期為冷鋒前暴雪，后期為冷鋒暴雪，過程II是典型的冷鋒暴雪；總體來說，2次暴雪均為冷鋒降雪，但由于其落區(qū)位于冷鋒的不同部位，使得氣溫和氣壓的演變有顯著的區(qū)別。

2 高低空流型配置

過程I暴雪區(qū)位于300 hPa極鋒急流軸右側，急流核達68 m·s-1；500 hPa西西伯利亞低渦底部強西風鋒區(qū)位于高空急流軸南部，北疆位于＞30 m·s-1的強西風氣流上；700 hPa天山北坡位于低空西北急流與西南急流的匯合區(qū)。暴雪前期落區(qū)位于高空急流軸右側的強西風鋒區(qū)上，低空偏西急流出口區(qū)前部輻合區(qū)，850 hPa西北風與東北風輻合線附近及地面冷鋒前部的偏東風與東北風輻合線的重疊區(qū)域（圖3a）；隨著降雪的出現冷鋒逐漸南壓，降雪區(qū)位于冷鋒附近?？梢?，地面至850 hPa的偏東風遇天山山脈在暴雪區(qū)形成較強的氣旋式輻合，同時700 hPa偏西低空急流及強西風鋒區(qū)受天山山脈的阻擋在山前形成較強的水汽輻合和地形的動力抬升，有利于影響系統(tǒng)的滯留，降雪量增大。

過程II 300 hPa為偏南急流，北疆處于偏南高空急流軸附近及右側，急流核＞52 m·s-1；500 hPa上北疆處于西西伯利亞槽前＞16 m·s-1的西南氣流中，700 hPa西南低空急流在塔城站附近分成兩支，一支繼續(xù)向東北方向，另一支則轉為西北，經克拉瑪依、阿勒泰地區(qū)東部，因阿爾泰山脈阻擋轉為東北向，經北塔山到烏魯木齊的東北低空急流，暴雪區(qū)位于東北低空急流出口區(qū)前側，急流核位于阿勒泰地區(qū)東部（20 m·s-1）；850 hPa有克拉瑪依到烏魯木齊的西北氣流。暴雪區(qū)位于高空偏南急流軸右側，500 hPa偏南氣流與700 hPa東北低空急流出口區(qū)前部，850 hPa西北氣流前部及地面西南風與東北風輻合的重疊區(qū)域?？梢姡?00～850 hPa東北和西北急流（氣流）及地面冷鋒在到達烏魯木齊附近時，受天山地形和該區(qū)喇叭口地形的影響[23]，在山前輻合抬升，同時又與中高空偏南急流形成較強的垂直風切變，使得暴雪區(qū)輻合加強，系統(tǒng)移動滯緩，降雪量加大（圖 3b）。

上述分析表明，2次暴雪過程均為后傾槽結構，均有天山地形的抬升，但在高低空配置上有明顯不同。

3 影響機理

圖2 2次暴雪過程中心站地面氣象要素時間演變

圖3 2次暴雪過程的高低空配置

暴雪屬于大型降水天氣過程，空間尺度較大，持續(xù)時間較長，因此，基于強降雪的思路對天山北坡暴雪的水汽條件和熱動力條件及不穩(wěn)定機制進行診斷分析，進一步揭示新疆暴雪機理。

3.1 熱力條件

3.1.1 單站溫濕變化特征

分析2次過程暴雪中心烏蘇和烏魯木齊站的溫度平流和相對濕度時間—高度剖面圖表明（圖4），暴雪期間對流層整層為＞80%的高濕區(qū)。烏蘇暴雪前對流層低層為冷平流，隨著降雪的出現逐漸轉為暖平流；暴雪期間（2010年2月22日20時—23日20時）對流層中低層及邊界層為暖平流，這可能是此次暴雪過程主要降雪時段氣溫緩慢回升的主要原因，也說明對流層低層暖濕氣流較強；500 hPa以上為冷平流（圖4a）。過程II烏魯木齊暴雪前對流層中低層為暖平流，在750～800 hPa附近有較強的逆溫層，隨著冷空氣的入侵，逆溫層破壞，降雪開始；暴雪期間（2015年12月10日20時—11日20時）700 hPa以下為冷平流，700～600 hPa為暖平流；當冷平流較暖平流強時暴雪天氣結束，說明對流層低層有濕冷空氣鍥入將暖濕空氣抬升（圖4b）。

3.1.2 假相當位溫結構

圖4 2次暴雪過程中心站溫度平流（等值線，單位：10-3K·s-1）及相對濕度（陰影，單位：%）的時間高度剖面

分別過2次暴雪中心做θse的經向剖面圖。過程I降雪前6 h的700 hPa以下θse鋒區(qū)形成陡立結構（圖5a），該結構向高層擴展，伸展到400 hPa附近，受低空西南急流的作用鋒區(qū)向北傾斜，其前部具有弱的對流不穩(wěn)定區(qū)；當θse鋒區(qū)陡立結構進一步加強（圖5c），未來6 h降雪量為暴雪或大暴雪；該結構繼續(xù)南下到暴雪區(qū)以南時，降雪量明顯減小。過程II對流層低層的θse鋒區(qū)陡立結構在降雪初達最強，且暴雪區(qū)位于該鋒區(qū)中后部（圖5b），然后緩慢減弱；由圖5b、5d可知，隨著降雪的出現600 hPa鋒區(qū)加強；與過程I不同的是θse鋒區(qū)陡立結構位于600 hPa以下，且鋒區(qū)相對較弱，但600 hPa以上鋒區(qū)較強，坡度較過程I小。可見，天山北坡暴雪θse鋒區(qū)陡立結構與江南梅雨鋒及高原暴雪過程[36-37，8，10]相似。進一步分析可知，θse鋒區(qū)陡立程度與低空急流核呈正比，這與吳國雄等[36-37]的傾斜渦度發(fā)展理論是一致的。暴雪區(qū)上空假相當位溫線密集區(qū)幾乎呈垂直狀，從近地層深入到高層，尤其在對流層低層。θse鋒區(qū)陡直，根據位渦守恒原理，氣塊沿陡直的鋒區(qū)移動，氣旋性渦度增大，有利于垂直上升運動發(fā)展和加強，并正反饋與動量和質量在低空急流前部輻合上升，使暖濕空氣沿著垂直鋒區(qū)輻合上升，有利于發(fā)展深對流，出現強降水。綜上可知，過程I暴雪區(qū)位于θse鋒區(qū)上，700 hPa以下鋒區(qū)強，其強度向下增強；而過程II暴雪位于θse鋒區(qū)中后部，對流層低層鋒區(qū)較弱，中高層較強。

3.2 動力條件

3.2.1 條件性對稱不穩(wěn)定

分析表明，低空西南急流為暴雪區(qū)提供暖濕空氣，并與高空干冷空氣結合產生鋒生，為暴雪區(qū)提供有利的熱動力條件，并增強大氣的不穩(wěn)定性。對稱不穩(wěn)定是大氣在垂直方向上對流穩(wěn)定和水平方向慣性穩(wěn)定的條件下大氣做傾斜上升運動發(fā)生的一種不穩(wěn)定，潮濕大氣中的對稱不穩(wěn)定，稱作條件性對稱不穩(wěn)定。而濕位渦MPV=MPV1+MPV2＜0是大氣發(fā)生條件性對稱不穩(wěn)定的充要條件[35]。濕位渦的單位為PVU，1 PVU=10-6m2·s-1·K·kg-1。

過2次暴雪中心做MPV垂直剖面可見，過程I暴雪中心上空MPV的剖面圖可知，在暴雪前850 hPa附近出現較弱的條件性對稱不穩(wěn)定（圖6a）。從過程II暴雪區(qū)上空MPV的結構演變來看，暴雪前700 hPa以上MPV＜0 PVU，隨著降雪的出現負值區(qū)范圍擴大，到11日02時達最強，中心位于650 hPa附近及以上，中心值-3 PVU（圖6b），之后隨著冷空氣的南下MPV負值區(qū)逐漸減弱消失。結合6 h降雪量分析表明，MPV負值區(qū)與6 h降雪量呈正相關。根據上述相對濕度的分布，結合陸漢城等[38]對條件性對稱不穩(wěn)的判據可知，天山北坡暴雪區(qū)上空對流層存在條件性對稱不穩(wěn)定，是該區(qū)暴雪的一種動力機制，與高原暴雪的機制相似[8，10]。

圖5 沿2次暴雪中心上空θse垂直剖面圖（單位：K）

3.2.2 次級環(huán)流

從質量和動量相互調整的觀點來推論高低空急流是相互耦合，而不是分離的兩種現象。Cressman[34]用高空急流帶氣塊緯向風的時間變化方程分析得出，在急流入口區(qū)南側產生高空輻散，北側產生高空輻合，進而北側出現下沉運動，南側出現上升運動。低層大氣會隨之發(fā)生質量調整，產生與高層相反的輻散輻合區(qū)，從而形成垂直環(huán)流。依據該理論，高低空急流通過其自身的動力機制以及次級環(huán)流作用改變環(huán)境場的輻合輻散和垂直上升運動，進而影響大范圍的降雪天氣。為了分析急流對暴雪天氣的動力作用，分別沿2次暴雪中心做散度、垂直速度、≥12 m·s-1的急流及垂直環(huán)流剖面圖。分析可知，強降雪均發(fā)生在次級環(huán)流的上升支，不同的是：過程I暴雪上升氣流厚度在750～400 hPa之間，中心位于600 hPa附近，強降雪期間上升氣流中心均達-0.9 Pa·s-1；而過程II暴雪次級環(huán)流上升支位于近地層至300 hPa，最強上升運動出現在強降雪前10日20時的750 hPa附近，達-1.5 Pa·s-1，強降雪期間上升氣流中心維持在-1.2～-0.9 Pa·s-1。2次過程暴雪落區(qū)均位于上升氣流前部梯度最大的區(qū)域。

進一步分析表明，過程I暴雪的低空急流伸展高度到800 hPa（圖7a），在暴雪期間維持，共持續(xù)18 h，6 h暴雪和大暴雪也持續(xù)了18 h。過程II暴雪低空急流在暴雪前12 h，即10日08時在750 hPa出現低空急流（圖 7b），強度較弱，急流核為 16 m·s-1，此后直到暴雪結束，維持一支較強的東北氣流。綜上可知，暴雪區(qū)上空均有次級環(huán)流形成，且維持到暴雪結束，最強次級環(huán)流與6 h最大降雪量對應，過程II暴雪的次級環(huán)流與天山山脈及喇叭口的動力抬升有密切的關系，過程I暴雪只受天山山脈的地形抬升，地形作用相對較小。

圖6 沿2次暴雪中心上空MPV垂直剖面（單位：PVU）

圖 7 沿 2 次暴雪中心上空散度（陰影，單位：10-5g·cm-2·hPa-1·s-1）、垂直速度（細實線，單位：Pa·s-1）、全風速（粗虛線，單位：m·s-1）、垂直環(huán)流（矢線，u風和垂直速度 w×（-100）的合成）剖面（灰色陰影為地形高度）

3.3 水汽輸送及收支

3.3.1 水汽輸送特征

低空急流對于水汽輸送起重要作用。分析2次暴雪過程對流層中低層水汽通量矢量可知，過程I暴雪水汽主要來自大西洋沿西南路徑到達巴爾喀什湖附近，在途中得到來自阿拉伯海和波斯灣水汽的補充，然后在低空偏西急流的作用下接力輸送至暴雪區(qū)。過程II暴雪水汽主要有2條水汽輸送通道，一條來自大西洋沿偏西路徑到達巴爾喀什湖附近，另一條來自阿拉伯海和紅海，水汽在烏拉爾山槽前偏南急流的作用下到達巴爾喀什湖附近，然后接力輸送至暴雪區(qū)。為了了解暴雪上空水汽的輸送及溫濕特性，有必要進一步分析暴雪區(qū)上空水汽通量、比濕及溫度的時空分布特征。

選取暴雪中心烏蘇、烏魯木齊站分別繪制水汽通量、比濕及溫度的時間—高度剖面圖（圖8）表明，天山北坡暴雪區(qū)水汽主要分布在對流層中低層。過程I在暴雪前12 h迅速增濕，在暴雪初達最大，中心位于 550 hPa 附近達 6×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1，并配合有溫度脊，即濕舌和溫度脊基本重合（圖8a），暴雪期間處于暖脊上。過程II也在暴雪初水汽輸送達最大，中心位于500 hPa附近達2×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1；暴雪前對流層低層為暖脊，并有逆溫存在，與上述溫度平流的分布一致，隨著降雪的出現，溫度脊逐漸消失，暴雪期間為冷槽后（圖8b）。對流層低層比濕過程I也明顯大于過程II，但都有濕舌配合，即過程II對流層低層為冷濕結構?？梢姡^程II暴雪由于無西南低空急流，水汽輸送明顯小于過程I。

進一步分析可知，過程I水汽在途中得到來自低緯度阿拉伯海和波斯灣水汽的補充，使得比濕增大。而過程II水汽在途中也得到低緯水汽的補充，但西南低空急流離暴雪區(qū)較遠，因此，此次過程的比濕較小。同時，也進一步說明700 hPa低空東北急流對過程II暴雪的動力抬升作用較大，對水汽的輸送作用相對較小。

3.3.2 水汽收支特征

計算 2 次暴雪區(qū)（84°～86.5°E，43.5°～44.5°N（過程 I）；86.5°～88.5°E，43.5°～44.5°N（過程 II））逐6 h各邊界的水汽輸入（西和南邊界正值、東和北邊界負值為輸入）、輸出量（西和南邊界負值、東和北邊界正值為輸出），取地面至700 hPa（對流層低層）、700～500 hPa（對流層中層）、500～300 hPa（對流層高層）及整層（地面到300 hPa），分析暴雪過程水汽輸送和收支特征。

由圖9可知，2次暴雪均是西邊界為整層輸入，對流層中低層水汽輸送量最多，分別占75.91%、83.45%。均在降雪前出現大值的水汽輸入，輸入量過程 I、過程 II分別是 49.61×108、42.36×108t。這與水汽在巴爾喀什湖聚集，接力輸送的距離有一定的關系。過程I北、南邊界輸入較少，輸出較多；東邊界以輸出為主。過程II暴雪是北、東邊界整層以輸出為主；南邊界基本同過程I，這與南部天山山脈的阻擋有關。因此烏魯木齊暴雪期間的水汽輸入主要是影響系統(tǒng)東移帶來的，從而進一步說明東北低空急流在暴雪過程中主要起到輻合抬升的動力作用。

圖 8 2 次暴雪中心站水汽通量（填色，單位：×10-3g·cm-1·hPa-1·s-1）、比濕（實線，單位：g·kg-1）、溫度（虛線，單位：℃）的時間—高度剖面

3.3.3 水汽輻合特征

計算2次暴雪中心（烏蘇、烏魯木齊）上空水汽通量散度與風場的時間—高度剖面圖（圖10）可知，烏蘇暴雪前、中700 hPa以下為西南風或偏西風，以上為偏西風，且風速隨高度增大，風速的垂直切變大；700 hPa以下轉為偏西氣流時降雪趨于結束。水汽輻合主要位于700 hPa以下，中心位于900 hPa附近。強水汽輻合區(qū)持續(xù)時間明顯長于6 h暴雪持續(xù)時間（圖10a）。烏魯木齊暴雪期間是600 hPa以下為偏東或東北風，之上為偏南和西南風，且風速隨高度增大，垂直風切變大，斜壓性強；當600 hPa及以下轉為偏北風時降雪趨于結束；對流層中低層均為水汽的輻合區(qū)，最強輻合中心位于750 hPa附近，最強輻合中心持續(xù)時間小于6 h暴雪持續(xù)時間（圖10b）。因此，極端暴雪水汽輻合區(qū)均位于對流層低層。結合上述分析，進一步說明，過程I暴雪對流層中低層具有暖濕特征，而過程II暴雪具有冷濕特征。

4 結論

本文對比分析了 2010年 2月 22—24日和2015年12月10—13日天山北坡2次暴雪過程機理，表明即有相同的點，又存在明顯的差異，主要表現在：

（1）2次暴雪均有南支槽的配合；暴雪區(qū)均位于高空急流軸右側；水汽來源和輸送基本一致，西邊界為整層輸入；暴雪區(qū)上空均有次級環(huán)流形成，最強次級環(huán)流與6 h最大降雪量對應，落區(qū)位于次級環(huán)流上升支前部梯度最大的區(qū)域；θse鋒區(qū)具有陡立結構，對流層存在條件性對稱不穩(wěn)定結構。

（2）兩者區(qū)別在于：（a）過程I是烏拉爾山快速長脊，脊前西西伯利亞低渦南壓，其底部強西風鋒區(qū)上短波槽與副熱帶鋒區(qū)上東移北上的短波槽在中亞匯合后東移造成石河子以西極端暴雪天氣；過程II是歐洲脊東移減弱，推動烏拉爾山大槽東移北收，槽前西南氣流上短波槽東移造成石河子以東暴雪天氣；地面圖上，過程I冷高壓是西北路徑，過程II是偏西路徑；（b）過程I前期為冷鋒前暴雪，表現為降壓降溫；后期為冷鋒暴雪，表現為升溫升壓，與過程II典型冷鋒暴雪壓溫演變有顯著的區(qū)別。（c）2次暴雪在高低空配置上有明顯不同：過程I 500 hPa以下為暖平流，是暴雪期間地面氣溫上升的主要原因；500 hPa以上為冷平流，對流層低層暖濕空氣較強。過程II 700 hPa以下為冷平流，700～600 hPa為暖平流，對流層低層有濕冷空氣鍥入。過程I暴雪區(qū)位于θse鋒區(qū)上，700 hPa以下鋒區(qū)強，其強度向下增強；而過程II暴雪位于θse鋒區(qū)中后部，對流層低層鋒區(qū)較弱，中高層較強。暴雪期間對流層低層過程I為暖濕結構，過程II為冷濕結構；過程II的次級環(huán)流伸展的高度大于過程I；過程I水汽輸送和輸入量及比濕明顯的大于過程II；過程I條件性對稱不穩(wěn)定位于對流層低層，且在暴雪前出現，過程II暴雪期間均具有條件性對稱不穩(wěn)定，位于中高層。

圖9 2次暴雪過程各邊界整層水汽收支

圖10 2次暴雪中心站風場及水汽通量散度（陰影，單位：10-5g·cm-2·hPa-1·s-1）的時間高度剖面

本文針對天山北坡2次暴雪過程典型個例進行了分析，取得了一些有意義的結果，但如何通過同類歷史個例，歸納出影響暴雪發(fā)生的必要條件，概括出天山北坡暴雪的天氣學模型，還需要進行更加深入、系統(tǒng)全面的研究。