一次江淮地區(qū)突發(fā)降雪的多源觀測特征及其成因分析

李萌萌，王 云，朱 冰，楊祖祥

（1.安徽省人工影響天氣辦公室，安徽 合肥 230031；2.安徽省氣象臺，安徽 合肥 230031）

低溫雨雪天氣是我國冬季常見的災害性天氣，嚴重影響城市交通、工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)，常給社會發(fā)展和人民生命財產(chǎn)帶來巨大損失，一直是政府和氣象部門關注的重點。2022 年1 月26 日，安徽省江淮之間出現(xiàn)一次短時強降雪過程，雖然沒有明顯積雪，但臨近春節(jié)，社會反響較大，給政府部門決策帶來了較大誤判。因此有必要通過分析多源觀測資料，找出突發(fā)強降雪成因，為雨雪轉(zhuǎn)換尤其是短臨預報提供參考依據(jù)。

國內(nèi)外眾多學者從天氣診斷、數(shù)值模擬和氣候特征等方面對暴雪天氣進行了研究[1-3]，由于我國南北差異明顯，降雪成因呈現(xiàn)出多樣化，氣旋的發(fā)生發(fā)展、南北支槽合并、冷暖空氣交匯等均能造成強降雪[4-5]，并且對于雨雪轉(zhuǎn)換的判定標準，國內(nèi)不同地區(qū)的降雪判據(jù)和指標也不盡相同[6-8]。低層溫度層結(jié)是影響降水相態(tài)的關鍵，而引起溫度層結(jié)的變化原因非常復雜，以前對降溫機制多側(cè)重于溫度平流的作用[9-10]。近期越來越多的學者也開始涉及非絕熱加熱的研究，研究表明強降雪期間非絕熱加熱和大氣層結(jié)的融化作用可以引起溫度垂直結(jié)構(gòu)變化和相態(tài)轉(zhuǎn)換[11-12]。劉梅等[13]分析指出，冰晶和雪花下沉過程的融化潛熱作用和穿越干區(qū)的蒸發(fā)吸熱，對低層氣溫下降有一定正貢獻。任何溫度變化都可能導致降水相態(tài)發(fā)生變化，實際預報過程中對溫度平流預報較好，但對非絕熱加熱引起的溫度變化預報較差，因此需要對一些復雜的降水過程的溫度變化進行探討，為非典型性降雪提供預報思路。

近年來，隨著監(jiān)測資料的豐富，使用激光雨滴譜、雙偏振雷達等多源觀測資料對降水相態(tài)進行判斷和分析成為可能。降水粒子的觀測是云微物理觀測的重要內(nèi)容之一，研究不同降水的云微物理特征，尤其是不同相態(tài)的天氣過程中降水的物理特征，可為研究成雨機制、實施人工增雨和改善數(shù)值模式等提供科學依據(jù)，并提高天氣預報能力[14]。使用激光雨滴譜觀測，可以有效彌補常規(guī)探空觀測和雷達探測的缺陷，實時觀測降水類別、降水量、降水強度和滴譜特征等參數(shù)，有利于分析強天氣過程中對流層微小尺度的溫濕變化和云中水汽相態(tài)變化[15-17]。雙偏振雷達逐漸實現(xiàn)業(yè)務化，基于雙偏振雷達反射率因子、差分反射率和相關系數(shù)對降雪以及0 ℃層的判斷有了一定的可靠性[18-19]。在常規(guī)夜間觀測業(yè)務取消后，使用儀器確定降水相態(tài)非常關鍵，其對短臨預報監(jiān)測和預警業(yè)務具有重要作用[20]。使用雨滴譜和雙偏振雷達這類自動觀測儀器能對實況進行實時觀測，其觀測范圍廣、時效性和連續(xù)性強，對雨雪相態(tài)臨近識別和分析具有重要作用，對突發(fā)性或預報有誤差的過程，可依靠實時監(jiān)測資料及時修訂臨近預報，提高預報服務質(zhì)量。

1 資料來源

本文所用實況觀測資料包括安徽省2022 年1月26 日08 時—27 日08 時（北京時，下同）合肥站的Thies Clima 激光雨滴譜儀數(shù)據(jù)、地面加密觀測數(shù)據(jù)和合肥雙偏振雷達資料。診斷分析使用歐洲中心ERA5 再分析資料，空間分辨率為0.25°×0.25°，時間分辨率為1 h。

2 降雪天氣實況及環(huán)流特征

2022 年1 月26 日，受高空短波槽東移和低層冷空氣共同影響，安徽省有一次明顯的降水過程。其中江淮之間部分地區(qū)出現(xiàn)了短時降雪天氣，10：20合肥出現(xiàn)雨夾雪，12：12 轉(zhuǎn)為純雪，15：00 以后又逐漸轉(zhuǎn)為雨夾雪或雨，降雪持續(xù)時間不長（圖1a）。26日降水大值中心位于沿江地區(qū)，部分站點3 h 降水量＞7 mm（圖1b），合肥站3 h 降雪量達5.3 mm。由于降水效率高，降雪天氣突然，此時已臨近春節(jié)，降雪天氣突然出現(xiàn)給民眾生活和政府部門決策造成了一定的影響。

26 日08：00 貝加爾湖東部高空冷渦東移，其南部槽也隨之東移，槽后冷空氣南下影響華北和安徽北部地區(qū)（圖2）。安徽南部上空500 hPa 主要受南支槽槽前西南氣流影響，700 和850 hPa 高空華南上空有顯著西南急流。700 hPa 中心最大風速＞26 m/s，安徽位于急流出口區(qū)左側(cè)，伴有明顯風向和風速的輻合。850 hPa 安徽南部上空有暖切變，中高層受偏南暖濕氣流影響，為降水提供了較好的水汽和動力條件。地面冷高壓主體仍位于蒙古，安徽位于冷高壓底部，受冷空氣滲透南下影響，安徽上空底層為冷墊，為降雪提供了條件。

圖2 1 月26 日08 時500 hPa 高度場（a，單位：gpm）、700 hPa 風場（a，單位：m/s）和地面氣壓場（b，單位：gpm）、850 hPa 風場（b，單位：m/s）（虛線方框內(nèi)為安徽省，實線箭頭為低空急流）

針對安徽省2022 年1 月26 日不同時次的地面填圖進行分析。10：00（圖3a），降雪主要發(fā)生在河南中東部，降雪或雨夾雪站點的溫度大多低于2 ℃；安徽境內(nèi)地面溫度大多在3～6 ℃，均為小雨天氣，合肥站為5 ℃。13：00 江淮之間中部溫度迅速下降，其中合肥站溫度為1 ℃，3 h 降溫達4 ℃，此時合肥及其周邊共有7 個站點出現(xiàn)降雪或雨夾雪，其他地區(qū)仍為降雨；北方的降雪區(qū)仍集中在河南中部，雪線并未向東或者向南移動。15：00 合肥和六安站轉(zhuǎn)為雨夾雪，其他站點均轉(zhuǎn)為雨。

圖3 安徽省2022 年1 月26 日地面填圖（a 為10：00，藍色圓點為合肥站）和安徽部分站點溫度和露點變化（b，陰影圖為合肥站溫度露點差）

由合肥及其周邊部分站點溫度變化（圖3b）可知，合肥站08：00—10：00 溫度逐漸升高，露點略微降低，最高溫度為4.5 ℃，此時溫度露點差增大到3.3 ℃；之后溫度迅速下降，溫度為4.3 ℃時轉(zhuǎn)為雨夾雪，2.5 ℃時轉(zhuǎn)為純雪，13：10 溫度最低，為1 ℃。轉(zhuǎn)為雨夾雪后，露點呈現(xiàn)先增后降的變化，溫度露點差則迅速下降到0.6 ℃并維持少動。安徽大部分地區(qū)為東北風，選取合肥站上游的蚌埠、滁州以及下游銅陵站溫度進行對比，12：00 前這3 個站點的溫度處于上升趨勢，12：00 以后溫度逐漸下降。由圖3b 可知，合肥地面降溫開始時間比周邊地區(qū)要早，并且降溫幅度明顯強于周邊地區(qū)。合肥地區(qū)轉(zhuǎn)雨夾雪和雪時，地面溫度（4.3 和2.5 ℃）要高于其雨雪轉(zhuǎn)換時的溫度（3 和1.5 ℃）[7]。

1 月26 日，冷高壓主體還沒有南下，江淮之間中部出現(xiàn)明顯降溫，安徽地面溫度南北分布異常，并且合肥地區(qū)雨雪相態(tài)轉(zhuǎn)換提前于地面降溫（圖3b）。江淮之間為何會在中午出現(xiàn)快速降溫是本文的關注重點，也是本次雨雪相態(tài)變化的關鍵。

3 多源觀測資料監(jiān)測分析

3.1 降雨（雪）滴譜特征分析

人工加密觀測顯示，合肥站10：20 出現(xiàn)雨夾雪，12：12 轉(zhuǎn)為純雪，15：00 以后逐漸轉(zhuǎn)為雨夾雪或雨。10：00 以前合肥雨滴譜特征（圖4a）顯示，降水粒子的下落末速度和粒子直徑呈指數(shù)變化關系，分布于降雨下落末速度曲線兩側(cè)。平均每秒有0.8 個粒子經(jīng)過雨滴譜探測區(qū)域，雨滴下落末速度大多集中于0.6～3.4 m/s，92%的粒子直徑集中于0.125～1.0 mm，為典型的弱降水分布特征。由10：00—12：00 合肥雨滴譜分布（圖4b）可知，粒子數(shù)明顯多于之前降雨的時段，平均每秒有4.5 個粒子經(jīng)過雨滴譜探測區(qū)域，并且粒子直徑增大，最大直徑＞5 mm；降水粒子密度最大的區(qū)域分布在降雨下落末速度線兩側(cè)，粒子分布比之前降雨時刻分散，降雨下落末速度線右側(cè)距離較遠處也存在一些粒子，即粒子直徑較大，下落末速度較低。下落末速度集中在0.4～5.0 m/s，粒子直徑集中在0.125～2.0 mm，該區(qū)域集中了96.9%的粒子，此時降水相態(tài)轉(zhuǎn)為雨夾雪。圖4c 為12：00—15：00合肥雨滴譜分布圖，降雪時段里粒子分布明顯下壓右伸。這一時段每秒有1.7 個粒子經(jīng)過雨滴譜探測區(qū)域，粒子數(shù)多于10：00 之前，少于10：00—12：00。該時段雨滴譜分布特征接近降雪下落末速度曲線，粒子直徑分布寬泛，0.125～7.5 mm 均有粒子出現(xiàn)，42%的粒子集中在1 mm 以上；但粒子速度較慢，主要集中在0.2～2.2 m/s，該區(qū)域集中了92.4%的粒子。

圖4 合肥站雨滴譜分布特征（a 為10：00 以前，b 為10：00—12：00，c 為12：00 以后；陰影圖為每分鐘粒子個數(shù)，紅線虛線為降雨下落末速度曲線，藍色虛線為降雪下落末速度曲線，綠色實線為實況下落末速度擬合曲線）

3.2 降雨（雪）滴譜的時間演變特征

圖5 為合肥站雨（雪）滴譜的時間演變特征。降雨階段，粒子直徑偏小，大多<1.4 mm（圖5a）；降水粒子數(shù)較少，下落末速度比較分散（圖5b）。雨夾雪階段粒子直徑譜寬變大，粒子數(shù)增加明顯，11：01—12：09 直徑在0.6～1.0 mm 的粒子數(shù)＞100 個/min，最大達到420 個/min。雨夾雪時降水粒子的下落末速度比較復雜，大部分集中在0.8～4.2 mm/s，呈雙峰結(jié)構(gòu)，峰值區(qū)分別位于1.4～2.2 mm/s和3.4～4.2 mm/s，即降水為雨夾雪時，不同粒子的下落末速度有一定的差距。純雪階段降水粒子的直徑譜寬明顯增大，粒子直徑在0.2～8.0 mm，峰值中心位于0.5 mm 附近；下落末速度明顯下降，集中在0.4～1.4 m/s，明顯低于之前時間段。

通過實驗我們發(fā)現(xiàn)，基于金屬-有機配位聚合物的合成受金屬離子和有機配體的影響非常大，金屬離子的空軌道越多，配位模式增加，配位環(huán)境更加復雜；有機配體的種類、配位能力、配位模式也是千變?nèi)f化，對配位聚合物結(jié)構(gòu)的形成都產(chǎn)生至關重要的影響。另外，晶體對其生長的環(huán)境(溫度、酸度、濃度等)要求比較苛刻，更由于其空間伸展性、可塑性較好，在新穎奇特的結(jié)構(gòu)設計、合成及性質(zhì)研究方面的探索潛力還很大，我們課題組將繼續(xù)不懈努力，進一步深入挖掘，通過合理設計，爭取在新型配位聚合物的定向合成方面有新的突破，對其各方面性質(zhì)作更深層次的研究。

圖5 合肥雨（雪）粒子直徑（a）和下落速度（b）時間演變特征

3.3 降雪雷達回波觀測分析

冬季從高仰角的雷達反射率因子圖上?？捎^測到0 ℃層亮帶，其位置和強度的變化可以反映融化層高度的變化。圖6a 為11：11 合肥雷達2.4°仰角反射率因子平面圖，距離雷達8～25 km 處，有明顯的環(huán)狀融化層亮帶，反射率因子高出周圍10～15 dBZ，距離地面約0.6～1.2 km。此時粒子分類產(chǎn)品（簡稱“HCL 產(chǎn)品”）顯示融化層及其內(nèi)部主要為濕雪和小雨滴。沿圖6a 中AB 線作剖面，反射率因子剖面（圖6c）顯示距離地面1 km 左右有明顯的高亮帶，雷達南側(cè)亮帶中回波強度＞45 dBZ，為融化層亮帶；相關系數(shù)剖面（圖6d，下文簡稱“CC”）顯示融化層附近為明顯的低值帶，中心值<0.7，此區(qū)域中有較多混合相態(tài)粒子；差分反射率因子剖面（圖6e，下文簡稱“ZDR”）顯示，在融化層附近有＞1 dB 的高值帶，中心最大ZDR值＞3 dB，該區(qū)域中粒子扁平程度較大。HCL 產(chǎn)品剖面（圖6f）顯示，從地面到1.5 km 左右高空均為濕雪，與實況觀測相符。

12：02 合肥上空降水相態(tài)逐漸轉(zhuǎn)為純雪。一般降雪對應的雷達反射率因子回波較弱，<30 dBZ，而此時合肥雷達中心位置回波強度非常強，強反射率因子核心＞50 dBZ，比較少見。合肥周邊主要為濕雪，西南側(cè)為冰雹，結(jié)合季節(jié)和當日環(huán)境場，此處冰雹應該為誤判。穿過最強降雪回波主體的反射率因子作垂直剖面，顯示此次降水回波頂高度較高，達到6.5 km 以上；30 dBZ 回波的伸展高度達到4 km，高于一般的降雪過程。雷達中心及其西北側(cè)＞50 dBZ的強回波從1 km 的低空延伸到地面；CC產(chǎn)品在合肥附近上空值較大，ZDR高值帶不明顯，顯示此時融化層已接近地面。

使用雙偏振雷達進行觀測分析，發(fā)現(xiàn)此次降雪過程與穩(wěn)定性降雪過程有較大區(qū)別，甚至將降雪粒子誤判為冰雹。由于垂直運動較強，大量較大的固態(tài)降水粒子下落時融化不完全，大粒子外圍出現(xiàn)水膜，從而導致雷達探測到此處反射率因子異常偏大并對降水粒子誤判。

4 降水相態(tài)變化成因分析

此次降水過程，先后經(jīng)歷了降雨、雨夾雪、雪又轉(zhuǎn)雨的相態(tài)頻繁變換。根據(jù)前文分析，北方冷空氣仍在河南境內(nèi)，距離江淮之間較遠；合肥及其周邊地區(qū)有局地降雪，并伴有溫度迅速下降。下文將分析此次江淮之間地面局地溫度變化的原因，為以后降雪預報和預警提供參考。

根據(jù)局地溫度變化經(jīng)典公式（1）[21]進行分析：

式中：-V·?T，-w（γd-γ），分別表示溫度平流項、垂直運動項和非絕熱加熱項對溫度局地變化的影響。

4.1 溫度平流的影響

使用ERA5 再分析資料分析12：00 不同層次風場和溫度平流場（圖7）。700 hPa 安徽上空為顯著的西南氣流，江淮之間南部和江南上空風速＞16 m/s，西南急流帶來較強的水汽和能量；安徽上空為暖平流，大別山區(qū)和沿江地區(qū)暖平流大值中心＞3.4×10-5℃/s。925 hPa（圖7b），安徽上空為偏東風，江淮之間中部到沿江地區(qū)仍然是暖平流，大值中心達到2.4×10-5℃/s。圖7c 為沿117.25°E 的垂直剖面，合肥附近整層大氣均為暖平流，合肥南部925 hPa 以上有明顯的隨高度向北傾斜的暖平流通道，對溫度局地變化為增溫效應。根據(jù)溫度平流項公式-V·?T，對08：00—15：00 合肥上空溫度平流積分計算，其使整層大氣增溫約0.7 ℃，而對700 hPa 附近增溫達1.3 ℃，對15：00 以后合肥降雪轉(zhuǎn)雨夾雪有正貢獻。

圖7 1 月26 日12 時700 hPa（a）、925 hPa（b）的風場（風速，單位：m/s，虛線方框為安徽?。?、溫度平流場（填色，單位：10-5 ℃/s）以及沿117.25°E 垂直剖面（c）

4.2 垂直運動和非絕熱加熱的影響

合肥地區(qū)上空各層均為上升氣流，此時w 為正；氣塊在初始抬升高度時不飽和，并且底層大氣為穩(wěn)定大氣，即γd-γ＞0，此時空氣塊在上升過程中，垂直運動對溫度的變化具有一定的降溫作用。當氣塊上升到一定高度時，溫度降低并趨于飽和，水汽凝結(jié)形成冰晶或雪花。冰晶和雪花在降落過程中，大氣溫度將會下降，同時經(jīng)過融化層時發(fā)生融化，吸收大量潛熱，從而使周邊大氣溫度迅速降低。在降水發(fā)生過程中，強烈的上升氣流、較大的降水率、固態(tài)降水下降過程的融化和蒸發(fā)均會導致溫度的下降。此次降雪過程中，各層溫度平流均為暖平流，地面和低層大氣的降溫主要來自上升運動和非絕熱加熱對溫度的影響，融化層迅速下降并消失（圖6），是一次自上而下的降溫過程，從而導致地面溫度變化落后于降水相態(tài)的變化。

合肥站在南京探空站西側(cè)約150 km 處，緯度比較接近（合肥31.96°N，南京31.93°N），并且當日08：00 兩站的地面溫度接近，使用南京站探空分析，可以近似表示合肥站上空近地面大氣的溫濕狀態(tài)。南京站探空（圖8a）顯示，低空900 hPa 以下有干層，900～970 hPa 溫度露點差為4.9～7.7 ℃，相對濕度為52%～67%。當日合肥上空近地面層有干冷空氣向南滲透，雖然有弱降水，但降水粒子數(shù)較少，合肥站地面溫度露點差逐漸增大，10：00 溫度露點差達到3.3 ℃，近地面濕度降低。10：00 以后，降水量增大，降水粒子增多，經(jīng)過低空干空氣層時，降水粒子蒸發(fā)或升華吸熱，低層和近地面溫度下降，伴隨露點溫度差降低，近地面濕度增大。

圖8 2022 年1 月26 日08 時南京站探空曲線（a）和沿117.25°E 的垂直剖面（b）（圖b 中紅線為位溫，單位：K；藍線為地轉(zhuǎn)絕對動量，單位：m/s；填色為垂直速度，單位：Pa/s）

使用經(jīng)驗公式和熱力學第一定律的定量計算，可以驗證垂直運動和非絕熱加熱對近地面溫度的影響。劉梅等[13]利用公式（2）估算了降雪過程固態(tài)降水融化導致的低層溫度變化：

式中：D 是地面累計降水（單位：cm），δP是潛熱影響的氣壓層厚度（單位：hPa），δT是氣柱的平均溫度變化（單位：℃）。當日合肥地面氣壓約1 025 hPa，結(jié)合合肥雷達融化層高度和南京0 ℃層高度，10：20 合肥上空融化層高度約為900 hPa。此時地面觀測降水相態(tài)為雨夾雪，即降水粒子并未完全融化，0 ℃層以下到地面均為融化層。12：12 合肥轉(zhuǎn)為純雪，即融化層已經(jīng)消失。期間降水量約3.8 mm，地面溫度下降了1.7 ℃，根據(jù)地面溫度下降速率，假設融化層勻速下降，即融化層影響的平均氣層厚度約62.5 hPa。若降水粒子下降過程中，冰晶和雪花完全融化，則氣柱平均氣溫將下降1.2 ℃。實際降雪粒子并未完全融化，其對大氣溫度影響<1.2 ℃。當日地面未見有積雪，即落地的冰晶和雪花完全融化，則非絕熱加熱對地面溫度影響＞1.2 ℃，從而導致地面溫度迅速下降。

影響氣溫的局地變化的因子較多，特別是在有降水的條件下，降水強度、上升運動、相態(tài)變化或濕度變化等因素均會導致局地溫度的變化。在有暖平流的情況下，江淮之間仍然發(fā)生了降溫和降雪，其溫度變化的主要影響因子是強烈的上升運動、非絕熱加熱以及干區(qū)內(nèi)的蒸發(fā)和升華。當冰晶和雪花落地后融化，吸收大量潛熱，導致地面溫度迅速下降。

4.3 不穩(wěn)定度分析

根據(jù)雷達資料分析，發(fā)現(xiàn)此次降雪回波頂較高，反射率因子較強，底層粒子誤判為冰雹，可能是對流性降雪。南京站探空分析顯示CAPE 值為0，各項對流指數(shù)均較差，表明大氣是條件穩(wěn)定的。有研究表明[22-23]，相當一部分高架雷暴是發(fā)生在條件穩(wěn)定度和條件對稱穩(wěn)定度近似于中性的情況下，低層鋒生強迫是高架雷暴的發(fā)生發(fā)展機制，其產(chǎn)生的最大上升氣流可達幾米/秒。分析此次過程的對稱不穩(wěn)定條件（圖8b）發(fā)現(xiàn)，合肥上空925～800 hPa 為等θe密集的鋒區(qū)。800～600 hPa 的相當位溫θe的坡度與絕對地轉(zhuǎn)動量Mg的坡度非常接近，對稱不穩(wěn)定度接近中性，并伴有較強的上升運動。即此次短時強降雪是發(fā)生在鋒生過程強迫的強鋒面垂直環(huán)流中，斜升氣流強勁，大量水汽凝結(jié)釋放潛熱，使鋒面環(huán)流上升支氣流增強變窄，從而形成短暫的對流性強降雪。

5 結(jié)論與討論

利用激光雨滴譜儀資料、地面觀測資料、合肥雙偏振雷達資料和歐洲中心ERA5 再分析資料，對發(fā)生在整層暖平流大氣層結(jié)下的高架雷暴所引起的江淮之間短時強降雪天氣過程進行分析，并探討降水相態(tài)變化超前地面溫度變化的原因，得到以下結(jié)論：

（1）10：20 合肥市出現(xiàn)雨夾雪，12：12 轉(zhuǎn)為純雪，15：00 以后轉(zhuǎn)為雨夾雪或雨。合肥地區(qū)地面溫度變化明顯強于周邊地區(qū)，并且降水相態(tài)變化時間提前于地面溫度變化。

（2）強降雪是由高架雷暴造成，其發(fā)生在條件穩(wěn)定度和對稱穩(wěn)定度接近中性，由鋒生強迫過程形成的高架雷暴中。強烈的上升運動促進冰晶和雪花形成，并使整層大氣溫度降低；降雪粒子穿過融化層和干層，融化和蒸發(fā)效應吸收大量熱量，使氣柱溫度降低，產(chǎn)生自上而下的降溫過程，從而導致地面溫度下降落后于雨雪相態(tài)的變化。

（3）降水過程先后出現(xiàn)降雨、雨夾雪、純雪3 個階段，激光雨滴譜儀監(jiān)測到這三種降水相態(tài)對應著不同的滴譜特征，具體表現(xiàn)為：降雨階段，下落末速度大、粒徑小、雨滴譜較窄；雨夾雪階段，粒子直徑較大，而下落末速度比降雨階段略低，粒子直徑譜寬開始變大；純雪階段，粒子直徑分布寬泛，但粒子下落末速度較慢。

（4）降雪回波頂高較高，達到6.5 km 以上，高于穩(wěn)定性降雪過程。低空1 km 附近有強度＞50 dBZ 強反射率因子帶，并延伸到地面。大量較大的固態(tài)降水粒子融化不完全，粒子外圍出現(xiàn)水膜，導致雷達探測到此處反射率因子異常偏大，將降水粒子誤判為冰雹。

本次江淮之間突發(fā)降雪，冷空氣主體并未完全南下，底層有弱冷空氣滲透，降雪前地面和低空基礎溫度較高。中午江淮之間降水突然增強，溫度迅速降低，數(shù)值預報對這類范圍較小、垂直運動較強以及非絕熱加熱引起的局地溫度變化的預報存在不足，從而導致對降水相態(tài)誤判，預報難度較大。本研究結(jié)論可為底層有弱冷空氣滲透，低層為穩(wěn)定大氣，中層由鋒生強迫形成的高架雷暴降雪提供參考。