锢囚

隔断与地球表面的接触

锢囚是指隔断与地球表面的接触，并靠冷锋会聚迫使其上升到热锋之上；亦指这种过程。

概念

我国常见的是锋面受山脉阻挡所形成的地形锢囚；或冷锋追上暖锋，或两条冷锋迎面相遇形成的锢囚。它们迫使冷锋前的暖空气抬离地面，锢囚到高空。

河套锢囚与山西暴雪

统计关系

暴雪过程在秋末、初春以及冬季山西降水中有极重要的地位。一次强降雪对山西上述季节的降水量丰欠有重要影响，而多数山西暴雪在河套地区都对应有锢囚锋存在。对1957年至1980年、1987年至1993年31a间1月至3月、11月至12月的历史资料统计表明，山西境内共出现过38次暴雪天气过程，其中在河套地区有锢囚锋相伴出现的共23次，占暴雪总出现次数的60.5%。

（1）31a间河套锢囚锋出现次数与造成的降水统计

表1给出了1957年至1980年、1987年至1993年各年1月至3月、11月至12月河套锢囚锋出现的次数（表中未列年份为无锢囚锋出现年份）。由表1可看出，河套锢囚锋出现最多的年份，每年可达3次，有的年份则没有锢囚锋在河套地区生成或从上游移入；31a当中，锢囚锋以3月份最多（共13次，占总出现数的50%），1月份最少（共2次，占总出现数的8%）。31a当中，河套锢囚锋共出现26次，造成全省范围降水达18次，占锢囚锋总出现次数的69.2%；忻州以南有降水达24次，占锢囚锋总出现次数的92%；中、南部出现降水达25次，占锢囚锋总出现次数的96%；全省几乎无降水的一次，占锢囚锋总出现次数的3.8%。产生大雪以上天气过程25次，占锢囚锋总出现次数的96%，产生暴雪天气过程23次，占锢囚锋总出现次数的88.5%。

统计结果还表明，锢囚锋一般可在河套地区维持24h以上，56%的锢囚锋可在河套维持48h以上，13%的锢囚锋可在河套维持72h之久。因此，当河套地区出现锢囚锋时，本省降水一般可持续24h以上，80%可持续48h以上，13%可持续72h以上，在研究所统计的河套地区有锢囚锋相伴出现的23次暴雪过程中，有56%的过程连续2d出现暴雪，有13%的过程连续3d出现暴雪。

在研究所统计的26次河套锢囚锋中，有85%的锢囚锋是20时在河套生成，15%的锢囚锋是08时在河套生成，夜间开始降雪的过程达90%。

以上统计结果说明：a）秋末初春，河套出现锢囚锋的概率较大，隆冬河套出现锢囚锋的概率较小。这是由于隆冬大陆常为强大的冷高压控制所致。

b）当河套地区出现锢囚锋时，意味着本省将出现一次持续时间长、降雪范围广、降雪量大的降雪过程。

（2）河套有锢囚锋时各天气区暴雪出现的概率与极值

为了搞清河套地区有锢囚锋存在时，对不同地区降水的影响，将全省分为晋西南（运城、临汾）、晋东南（长治市、晋城市）、晋中（含太原、阳泉）、吕梁、忻州、雁北6个天气区。

表2给出了1957年至1980年、1987年至1993年31a间河套地区有锢囚锋存在时，各天气区暴雪出现的次数和暴雪出现的极值。由表2可知，暴雪在晋东南的概率最大，在雁北的概率最小，暴雪出现的次数和暴雪出现的极值都由东南向西北逐渐减小。

有利于河套锢囚锋生成的环流形势

为了提前24h至36h作出山西的暴雪天气预报，较准确的判断河套有无锢囚锋生成是关键。为此，我们从23次河套锢囚锋暴雪过程中选出20个典型个例，取5×5个经纬度格点读数，分别作成了有利于河套锢囚锋生成的850hPa平均温度场、500hPa平均高度场和地面合成平均图，希望对预报能有参考价值。

（1）利于河套锢囚锋生成的500hPa环流形势

当河套有锢囚锋生成时，为了能准确判断雪区是南压还是北抬的，我们将500hPa高度场分型，分别作了南压型和北推型暴雪的500hPa平均高度场。图1a和图1b分别是南压型和北推型暴雪的500hPa合成平均高度场。

图1a和图1b分别是南压型和北推型暴雪的500hPa合成平均高度场。由两图可知，无论是南压型还是北推型暴雪，500hPa平均高度场，乌拉尔山附近都为高压脊控制，俄罗斯东北部都为低压区，锋区都位于φN45°附近。所不同的是，南压型暴雪的500hPa平均高度场，亚洲中低纬环流平直，南支槽不活跃，φN48°以南，西起λE85°，东至λE135°，一致盛行偏西气流。与其相反，北推型暴雪，500hPa南支槽活跃，亚洲中低纬有强盛的西南急流，最大风速可大于等于32m/s。另外，二型500hPa横槽位置也有所不同。

（2）850hPa平均温度场

分析23次河套锢囚锋暴雪发现，无论是南压型还是北推型，其850hPa温度场都很相似。因此，将20个典型个例温度场平均，作成了有利于河套锢囚锋生成的850hPa平均温度场，见图2。

由图2可知，850hPa平均温度场，雅库次克有低于-28℃的冷温槽；λE90°～λE135°，φN40°～φN45°区域有近似东西向的锋区，锋区强度达4℃/100km；河西走廊到河套为暖温度脊，暖温度脊两侧有冷温槽分别舌型东南、西南下，预示未来24h低层东西两路冷空气将在河套相遇。

（3）地面合成平均图

图3是河套锢囚锋形成前24h的合成平均图。由图3可知，河套锢囚锋形成前24h，亚洲中高纬为较强的横向高压控制，沿φN50°有2个高压中心，平均位置位于λE95°和λE110°，高压中心平均强度为1047.1hPa和1045.8hPa；锋区平均位置在φN40°～φN45°区间；河套东部向西25个经度为地面倒槽区；河套东部有冷高压楔向西南方向伸展，从渤海一带流向华北，华北正形成东高西低的回流形势。

考察和分析23次河套锢囚锋地面形势还发现，86%的亚洲中高纬横向高压有2个高压中心，高压中心强度最高可达1071.2hPa，最低的不低于1045.0hPa，2个高压中心，有67%西部的高压中心强度高于东部的高压中心强度。

暴雪落区预报

暴雪与暴雨的落区一样，是一个比较复杂的问题，但通过分析与研究仍然可找出其发生与发展的规律和预报的着眼点。

综观23次暴雪过程发现，暴雪的落区与锢囚锋的位置、锢囚锋的形状、700hPa或850hPa急流的位置、急流的强弱，低层回流湿冷空气的流向，尤其是低空急流携带的暖湿气流与低层回流的湿冷空气交绥密切相关。

理论与实践都告诉我们一个事实，降水的出现，实质是低空急流所携带的暖湿气流与低层回流所携带的湿冷空气交绥的结果。然而，暴雪的出现和降水范围的扩大确是西路冷空气介入所致。由于东西两路冷空气的夹挤作用，迫使暖湿空气上升，这样就使得上升运动得以加强和维持，为暴雪的产生提供了动力条件，而低空急流的存在与增强则为暴雪产生提供了充足的水汽条件。

对于本省的暴雪过程，从降雪开始到降雪结束有2种形式，一种是南压型，一种是北推型。

（1）南压型暴雪

此类暴雪过程，在降雪前12h至24h，700hPa或850hPa的西南或东南急流位置偏北。低空急流携带的暖湿气流与回流的湿冷空气首先是在本省北部交绥，降雪开始，随着西路冷空气的介入，锢囚锋形成。两路冷空气的夹挤使得暖湿空气抬升，云层加厚，降水增强，暴雪形成。而后，锋区缓慢南压，锢囚锋的锢囚点纬度逐渐降低，本省的中部和南部相继出现暴雪。这类暴雪，从降雪开始到降雪结束，历时可达72h之久。此型500hPa的特点是亚洲中低纬环流平直，南支槽不活跃，没有明显的西风大槽影响，在λE80°至λE135°，φN20°至φN50°，主要以偏西气流为主。图4a，4b给出了降雪从北部开始的南压型区域性暴雪概念模型。此类可在不同时次，先后在本省的北、中南部分别造成暴雪天气。

（2）北推型暴雪

此类暴雪过程，在降雪前12h至24h，700hPa或850hPa的西南或东南急流位置偏南。在λE110°～λE115°处，低空急流头在φN35°附近，850hPa和700hPa上，φN35°附近常有暖切变存在。降水即将开始时，850hPa图上，位于φN50°附近的锋区突然南压，低层回流的湿冷空气与低空急流携带的暖湿气流首先在本省南部交绥，降雪开始，随着西路冷空气的介入，锢囚锋形成。地面强烈的辐合和东西两路冷空气夹挤暖湿气流形成的强烈上升运动使云层加厚，暴雪随之产生。此类暴雪过程的500hPa特点是，降水前12h至24h，南支槽活跃，常与东移的西风槽或分裂东移的短波槽叠加，使500hPa西南气流加强，最大风速可大于等于32m/s。由于500hPa槽加深，诱发低层切变迅速北抬。切变线在北抬过程中，沿途造成暴雪天气。降雪最终在北部结束。图5是降雪起始于本省南部的北推型区域性暴雪概念模型。此型一般可造成本省中、南部区域性、北部局部性暴雪天气。

研究只给出了暴雪从北部和从南部开始的南压型和北推型2种概念模型。实际上，低空急流与低层回流湿冷空气在本省中部交绥，锢囚锋的锢囚点位于φN37°附近时，降雪常从本省中部开始，此时，若属于北推型，则可造成中部区域性，北部局部性暴雪天气；叵属南压型则可造成中部区域性、南部局部性或中南部区域性暴雪天气。具体预报时，最大降水在什么地方，不但要看低空急流与回流湿冷空气交绥在何处（即中、低纬系统相互作用在何处），还要看西路冷空气在何时、何地（锢囚点的纬度高低）介入（动力条件），方能较准确的作好暴雪落区预报。

消空处理

虽然96.2%的河套锢囚锋都能给本省带来大雪和暴雪天气，但毕竟还有3.8%的河套锢囚锋几乎不能给本省带来明显的降水。为防止空报，必须进行消空处理。

总结与分析干锢囚锋发现，这类锢囚锋一般地面河套倒槽和850hPa暖温度脊与有暴雪出现时的锢囚锋相差无几，只是锢囚点纬度很低，在φN33°以南；700hPa图上河套与本省境内为强盛的西北气流控制（风速一般大于等于16m/s）；700hPa和850hPa图上均无影响本省的西南或东南急流存在；500hPa图上，在λE60°处，南起φN20°，北至φN65°，为南北向大槽，λE60°～λE120°为强脊控制，河套到本省都处在脊前西北气流影响区。这种高低空系统配置下的河套锢囚锋，不会给本省带来明显降水，但常给本省带来强烈的大风降温天气。

研究结论

（1）研究所述季节，每年河套出现锢囚锋的机率以3月份最大（50%），1月份最小（8%）；

（2）96.2%的河套锢囚锋可使本省产生大雪以上的天气过程；88.5%可使本省产生暴雪天气过程；56%可使本省连续2d出现暴雪天气；13%可使本省连续3d出现暴雪天气；69.2%可造成本省全省范围降雪天气；92%可造成忻州及其以南降雪天气；

（3）河套锢囚锋引起的暴雪过程，在晋东南的机率最大，在雁北的机率最小，暴雪出现的次数和极值都由东南向西北逐渐减小；

（4）当500hPa，850hPa以及地面出现有利于河套锢囚锋生成的环流形势，850hPa或700hPa有影响本省的低空急流存在时，未来24h本省将有一次持续时间长、降雪范围广、降雪量大的强降雪过程；

（5）当河套出现锢囚锋时，本省有无暴雪过程，要重点分析高、中、低空系统的配置和中、低纬系统是否相互作用在本省。

高低空急流中的锢囚锋环流

关于锋生和锋面环流演变的动力学研究，不论是准地转模式、半地转模式，还是原始方程模式，一般都是针对冷锋的。锢囚锋也是重要的天气系统。在我国，东北低压和蒙古气旋中常有锢囚锋出现。在华北地区，还有地形锢囚锋产生，它是华北地区春季降水的重要天气系统。此外，武夷山、塔里木盆地和柴达木盆地也常有地形锢囚锋产生。但是，对锢囚锋的动力学研究还很少，虽然曾利用半地转模式讨论过锢囚锋过山时地形对锢囚锋的作用，然而，关于高低空急流对锢囚锋环流时间演变的影响的研究还不多见。研究将利用包括耗散的原始方程模式探讨高空西风急流、低空南风急流等背景风场中锢囚锋环流及其结构的时间变化，讨论不同背景风场对锢囚锋环流演变的不同作用。

数值结果与分析

计算了高低空急流并存时锢囚锋环流的演变。计算显示，高低空急流并存对锢囚锋的作用比较复杂，并不是高低空急流各自作用的线性相加，而是耦合作用。例如，锋区的上升速度明显比这两类急流单独作用时产生的上升速度大，特别是在t=19h前后几个小时更加突出（图6）。在t=19h，上升速度达14cm·s-1，而高低空急流单独作用所造成的上升速度之和约只有4cm·s-1。此外，在高低空急流并存时，最大上升速度的时间变化曲线在t=2h和t=19h附近出现二次峰值，而且分别出现17.2cm·s-1和14cm·s-1的上升速度。这表明，高低空急流并存会产生复杂得多的情况，这可能与背景气流的强迫耦合作用有关。计算还显示，高低空急流并存时散度场仍呈带状分布，但辐合辐散的量值比高低空急流分别产生的辐合辐散的量值之和小得多，这再次说明，高低空急流并存对锢囚锋的作用是比较复杂的。

图7是美国华盛顿州1973年3月15日观测到的锢囚锋锋区垂直速度的计算图。与图8高空西风急流中的锋区垂直速度场相比，如果取与图7相同的区域，即水平方向从400km到800km，垂直方向到5km，显见，二者的垂直速度分布相当相似，而且二者的最大上升速度值也相近，前者的观测计算上升速度值为14cm·s-1，研究的理论计算值为16cm·s-1。可见，研究的理论模式计算是比较可靠的，当然实测的锢囚锋情况更为复杂，研究只是从理论上考虑干模式大气中高低空急流的不同作用，不在于对锢囚锋环流的真实模拟。

研究结论

通过对干模式大气中给定的背景风场中锢囚锋环流演变的数值模拟，可以得到以下一些结论：

（1）静止背景风场中，锢囚锋环流很弱，时间演变缓慢、平稳，各变量数值很小，空间分布比较规则。

（2）高空西风急流的存在使锢囚锋环流和垂直速度迅速增强，时间变化迅速，沿锋速度发生重大变形，并形成强而规则分布的散度场，有利于重力内波的垂直传播，显示高空西风急流作为强迫因子对锢囚锋环流演变的重大影响。

（3）低空南风急流对锢囚锋的作用比高空西风急流小得多，其产生的环流和垂直速度也比高空急流中的小，但比静止背景风场中的要大得多，显示出对干大气，低空南风急流作为动量源的作用远不及高空西风急流重要，只有在包括水汽凝结过程的湿大气中，低空南风急流通过对水汽的输送有可能对锋区环流起重要作用，这些将另文讨论。

（4）高低空急流并存对锢囚锋的作用并不是它们各自作用的线性叠加，其作用要复杂得多，显示出高低空急流可能具有一种复杂的强迫耦合作用。

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