引言

2008年冬季我国南方发生了大面积的低温雨雪冰冻灾害。南方多省电力中断、航空停运、大部分高速公路封闭，为正值的春运高峰交通带来了前所未有的压力。形成此次灾害性天气有很多原因，如特定的气候背景(丁一汇等，2008；吴乃庚等，2008；王绍武，2008)和异常的大气环流背景(杨贵名等，2008；王东海等，2008；郑婧等，2008)。杨贵名等(2008)指出导致如此严峻局面产生的一个主要因素是出现了大面积、长时间、多次过程的时间间隔小、且强度大的冻雨。换句话说，冻雨是这次灾害的主要的致灾因素。

很多研究指出冻雨的发生与逆温层的存在密不可分(朱坤等，2009；漆梁波，2012；李登文等，2009; 2011)，逆温层指的是上(下)层温度大(小)于0℃的层结(Zerr，1997)。此时在垂直方向上，对流层中下层的大气可分为冰晶层、暖层和冷层(朱乾根等，2000)。冰晶和雪花位于最高的冰层，它们在下落的过程中先经过暖层而融化成雨滴，接着在冷层形成过冷却水。过冷却水到达地面一旦与0℃以下的物体接触，就会在其上迅速冻结，使得物体重量加大带来灾害，如电线结冰断裂、飞机机身覆冰酿成空难等。Okada(1914)对德国的一次冻雨过程进行了总结，最早指出“冰包水”(过冷却水)的生成需要有0℃以上的暖层和冰冻层的存在，即逆温层的存在。以往的研究还表明逆温层的形成与特定的天气系统有关，如孙建华等(2008)基于2008年冬季低温雨雪冰冻事件中的第三次过程，讨论了准静止锋对形成逆温层作用。此外，他们也提到适当的大气层结及逆温层厚度是冻雨形成的必要条件。杜小玲等(2010)在分析贵州冻雨成因时，揭示了川黔静止锋在逆温层形成中扮演的重要作用。他们的研究还在定性的角度上揭示了逆温层强度与冻雨强度存在某种对应关系。那么在定量角度上，两者又存在怎样的联系？目前这方面的工作还很少。另外，也有研究者关注冻雨的时空分布特征。赵珊珊等(2010)利用全国603站逐日资料分析了冰冻天气的空间分布和气候变化特征，指出自全球变暖以来我国大部分地区冰冻天气发生频次在减少，但强度在增强。2011年，欧建军等(2011)基于2008年1月1日至2010年4月30日期间的逐日观测资料对冻雨时空分布及温湿结构特征进行了分析，从云物理方面详细对比了南北方冻雨形成机理的差异。他们的结果表明，冻雨分布具有明显的地域和时间特征。在实际业务预报中，往往依据天气系统的发展移动以及最终所产生的冰冻站分布范围或持续时间等因素划分冰冻天气过程。目前对冰冻过程的研究主要集中于冻雨发生时的环流背景和影响系统的讨论，以及在定性方面讨论冻雨强度变化(杜小玲等，2010；黄小玉等，2008)。综上所述，在定量角度上研究冻雨强度与逆温层的变化之间的联系，以及基于冰冻过程讨论冻雨时空分布特征的研究还很少。

为此，本文将首先基于中央气象台收集和总结的近30年的53次低温雨雪冰冻过程，讨论冻雨时空分布特征。另外，前面提到造成大范围灾害的冻雨和低温雨雪冰冻事件是相互依存。宗志平等(2011)研究指出，冻雨强度的变化与逆温层强度有关，当逆温层偏强时，冻雨增强，反之亦然。然而，这一结论只是基于2008年冬季雨雪冰冻灾害事件中的4次过程。那么其他时段发生的冻雨事件，这一结论是否成立？这是本工作讨论的另一个主要问题。

1 资料和方法

本文主要利用中国1951—2008年743站雨凇天气资料，该资料由国家气象信息中心提供，进行了初步的质量控制。EC再分析资料，其时间长度为1978年1月至2002年8月，在垂直方向选取1000、925、850、775、700、600和500 hPa高度层，水平分辨率为2.5°×2.5°。需要说明的是，在讨论冻雨水平分布特征时，为了保证1951—2008年间气象站数的稳定，本文最终只选取了160个站资料。另外，目前常用的描述冻雨强度的方法有两种：冻雨站次数(杜小玲等，2010)和事件持续时间(严小冬等，2009)。本文在计算它们之间的相关系数时，使用的是每年能得到的所有台站资料。

文中还使用了合成分析和经验正交分解方法。前者选取±1个标准差作为偏强(弱)事件判据。后者则基于前文提及的中央气象台统计的历史上的53次低温雨雪冰冻过程。具体做法为：首先对各事件在发生时段内进行环流形势及温度场的平均，然后再进行EOF分解。在分析冻雨强度时间序列时，本文还利用了Mann-kendall方法进行突变点检验(魏凤英，1999)。

2 冻雨分布特征

由表 1可见，从1978—2008年我国几乎每年都会有低温雨雪冰冻事件发生。平均而言，每次事件持续6~7 d，其中，最长的持续了24 d，如2008年1月10日到2月2日，最短只有1 d，如1990年1月15日和2000年12月12日。从发生的年频次看，最多为1988年冬季，前后发生了5次冰冻事件，累积天数也达到了24 d。由于每次事件相隔时间较长，因而未能造成类似于2008年的严重灾害事件。1984年的情形类似。与之形成鲜明对比的是2006年，没有明显的低温冰冻事件发生。从事件发生的早晚上看，最早的事件发生于1982年12月5日，最晚发生为1981和1988年的2月24日；事件结束时间最早为2002年12月30日，最晚为1988年2月29日及1981、1990和1994年的2月28日。

众所周知，2008年1月10日到2月2日我国南方大部共出现了4次显著的低温雨雪冰冻过程，起止时间分别为1月10—16日、18—22日、25—28日和31至2月2日。不难看出每次过程间隔时间只有2~3 d左右，因此它使得交通运输、电力传输、通讯设施、农业和人民群众的日程和生活遭受了严重的影响和损失。分析表明，这次灾害天气的形成并不是低温和暴雪，而是冻雨的产生使得公路和电线结冰造成我国部分地区公路关闭、电力紧张。为此，本工作将着重讨论冻雨这一主要致灾因子。图 1给出了1978—2008年62次低温雨雪冰冻过程事件中冻雨的水平分布，由图可知，冻雨主要分布在贵州、湖南、江西、湖北和河南等省份。其中以贵州发生冻雨站次数最多，比邻近的湖南等省份多大致4~5倍。从地理分布上看，冻雨主要发生区最北位于河南，最东到江西，云南东部是其最西界。

3 冻雨强度变化特征

基于图 1中冻雨总频次数的水平分布，我们选取了25°~29°N、104°~116°E作为研究区，这与宗志平等(2011)关注区域类似。接下来将进一步讨论研究区冻雨强度的变化特征。为此，图 2a计算了研究区自1951—2008年发生冻雨站次数的时间序列(实线)。由图 2a可知，研究区内每年都有冻雨发生，且冻雨站次数的变化呈现出显著的年代际和年际变化特征。同时，图 2a表明，发生冻雨站次数自1985年左右呈现减弱趋势。进一步利用Mann-Kendall方法进行突变检验(图 2b)，发现1990年为其变化的突变点，其减弱趋势维持至2007年。计算1990年以后冻雨站次数减弱的线性趋势，结果显示其显著性超过了α=0.05的显著性水平检验。也就是说，总体上自1990年以后我国发生冻雨的频次是明显减少的。此外，图 2a还对每年发生冻雨的天数(虚线)和冻雨站次数(实线)时间序列进行了对比，不难看出两条曲线变化趋势十分相似，计算表明两者相关系数为0.73(超过了α=0.01的显著性检验)。说明衡量冻雨强度变化时，我们既可以使用冻雨发生的站次数也可以参考冻雨事件持续的时间。

以往的研究表明，冻雨的发生与逆温层之间存在明显联系，且后者强度的变化还影响着前者(宗志平等，2011)。然而，宗志平等(2011)的分析只针对2008年的情形。对于本文表 1中其他冻雨事件是否依然成立呢？为此，本文选取了表 1中的前53次冻雨事件进行讨论。需要说明的是，这里选取了垂直分辨率较高的EC再分析资料来描述温度层结，由于EC再分析资料时间只到2002年8月，所以我们只能选取1978—2002年之间的53次冻雨过程。

图 3计算了53次冻雨过程持续日数的的标准化时间序列。基于此，我们选取了8个大于1个标准差的事件作为强事件，分别为第5、7、10、16、37、40、48、51次事件。同理，图 3还给出弱事件为第32、33、52次事件，由于第4、9、17、25、46次事件接近-1个标准差，本工作也选取了它们作为弱事件，即也挑选了8个弱事件。

由图 4b和4c可知，当低温雨雪事件偏强时，北方冷空气明显向南扩展，其南边界在850 hPa层到了28°N以南。众所周知，冷空气越往南运动，强度越弱，垂直厚度越小，表现在垂直层结上，北风在底层更为明显。因此在925 hPa上我们可以看到北风南侵更为明显，其到达了24°N以南。需要说明的是，虽然贵州、江南西部的大部分地区海拔高度高于925 hPa对应的762 m平均高度，这里的850和925 hPa偏北风的分布，依然可以说明冷空气越往低层越向南延伸。图 4d给出了700 hPa风场的情形，由图可知该层存在明显的西南气流，说明不断有暖湿空气向北输送。此外，本工作还分析了53次过程平均的环流形势(图 4a)，可以看到巴尔喀什湖以北存在一高压脊，脊前西北风不断携带冷空气向南扩展。而稳定存在于90°E附件的南支槽，其槽前西南风不断输送大量水汽到我国南方。两者分别对应了850和925 hPa的偏北风及700 hPa的偏南风。较高层的暖湿空气和底层的冷空气在上述研究区长时间的叠置，这不但有利于产生冻雨的逆温层的形成和持续维持，也有利于出现大面积的低温雨雪天气。

图 5d为53次过程中平均的850和700 hPa温度0℃分布。不难发现，700 hPa 0℃线(实线)在27°N附近明显位于850 hPa 0℃线(虚线)以北，说明700(850) hPa温度在研究区上空是大于(小于)0℃的，即存在着明显的逆温层。换句话说，冻雨过程的出现总是伴随着逆温层的存在。

此外，本文还对53次过程对应大气温度层结进行了合成分析。图 5a~5c分别为冻雨偏强时，850、700和600 hPa温度相对于历史同期的情形。由图可知，当冻雨偏强时，我国中东部大部地区的850 hPa温度是偏低的(图 5a)。同时，随着高度升高，贵州及江南等地的温度却是偏高的(图 5b和5c)。比较图 5b和5c不难看到，在700 hPa上江南大部温度比历史同期是略偏高的，而在贵州等地偏高幅度更为明显。到了600 hPa这种趋势更加显著。总的来讲，冻雨偏强时，南方大部地区850 hPa温度偏低，而700 hPa温度则是偏高的。

宗志平等(2011)利用逆温层中的暖层(700 hPa)减去冷层温度(850 hPa)来定义其强度。利用这种方法，图 6a给出了冻雨偏强时逆温层强度的水平分布。不难看出，冻雨偏强时，700 hPa温度是高于850 hPa的，反之，我国中东部大部地区700 hPa温度则低于850 hPa(图 6b)。这也从侧面揭示了冻雨强度与逆温层强度存着密切联系。

本工作还对上述冻雨过程进行了EOF检验，具体做法为先计算每次过程平均的850和700 hPa温度场，然后将二者组合为一个矩阵，最后对得到的53个过程矩阵进行EOF分解。图 7a是第一模态的分布，其解释方差达到了96%。类似于图 5d，表明逆温层是冻雨发生的一个必要条件。此外，我们还计算了冻雨站次数(黑线)与第一模态时间系数(虚线)之间的关系，其相关系数为0.26，通过α=0.1显著性水平，揭示出逆温层变化对冻雨强度有明显的影响。换句话说，逆温层强度偏强时，冻雨强度增强，反之亦然。

4 结论和讨论

本文通过对53次低温雨雪冰冻灾害事件期间的冻雨时空分布的分析，表明贵州到江南中西部是冻雨易发区。该区域自1978年以来几乎每年都有冻雨出现，且区域平均的冻雨强度自1990年来呈现明显减弱的趋势。分析还表明了逆温层作为冻雨产生的必要条件，不但存在于单站观测中，对于区域平均结果也是适用的。此外，本文还讨论了逆温层与冻雨强度变化之间的联系，揭示出逆温层强度对冻雨强度的变化具有明显的影响。因此不难看出，在实际预报业务中，逆温层及其强度变化可以作为预报冻雨发生发展的一个指标。当然，其中还有很多重要问题有待进一步研究，如是什么原因造成了冻雨强度自1990年以来的持续减弱？在日常预报业务中各地预报员经常特定的环流配置模型，这些模型之间的差异与冻雨易发区冻雨强度变化之间有什么联系？另外，由于逆温层与冻雨之间存在着紧密联系，同时数值模式对温度的预报能力要明显强于对降水量级及相态的预报，那么是否可以利用这一点来延长对冻雨预报的时效呢？这些都是未来需要进一步进行探讨的。

致谢：感谢中央气象台王秀文首席预报员在冻雨过程的划分标准方面所给予的帮助。