引言

2008年1月10日到2月2日, 我国大部尤其是南方地区遭受了历史罕见的持续的、大范围的低温雨雪冰冻极端气象灾害，交通运输、电力传输、通讯设施、农业和人民群众的日常生活遭受了严重的影响和损失。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、多过程且时间间隔小、强度大的冻雨^[1]。

造成这次低温雨雪冰冻灾害有其特定的气候背景^[2-3]和异常的大气环流背景^{[1, 4-8]}。研究表明冻雨作为主要的致灾因素，它与逆温层的存在关系密切^[9-10]。这里的逆温层特指上(下)层温度大(小)于0 ℃的气层，不同于习惯上所说的“气温随高度增加而升高”的气层。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^[11]。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，使得物体重量加大从而带来灾害，如电线结冰断裂, 飞机机身覆冰酿成空难等。

在日常业务预报中，中央气象台常利用700 hPa和850 hPa层的0 ℃等值线位置来判断逆温层是否存在，然后在此基础上结合降水天气形势来预报冻雨的发生。2008年初的低温雨雪冰冻灾害主要由4次冻雨过程造成^[12-15]。根据降水范围和强度划分，其中的第三次过程强度最强。冻雨作为主要的成灾因子，它的强度在4次过程中有何变化特征？此外，目前绝大多数关于冻雨的研究，多关注于其产生的影响因子，如环流形势、物理量配置以及冰晶粒子等形成的微物理过程^[16-17]，而与业务预报的联系，则研究较少。为了弥补上述不足，本文着重从预报角度讨论逆温层特征与冻雨的关系。如冻雨形成后，什么因子会影响它的强度变化？已有的绝大部分研究表明冻雨与逆温层存在密切联系，2008年初低温雨雪冰冻灾害期间逆温层呈现怎样的分布特征？它对冻雨强度是否存在影响？这里将就上述问题展开讨论。

1 资料和方法

本工作采用的是NCEP/NCAR一日4次的全球再分析资料，时间为2008年1月10日至2月2日，水平分辨率为1.0°×1.0°，垂直方向上从1000 hPa到10 hPa共26层。地面降水资料为日常预报业务中用到的2513个国家基本观测站资料。

文章所研究的逆温层包含了暖层(气层温度大于0 ℃的部分)、冷层(气层温度小于0 ℃的部分)，即与中央气象台业务预报中的做法保持了一致。

2 冻雨强度变化

图 1a给出了2008年1月10日至2月2日所观测到出现的冻雨站数的水平分布，由图可见此次南方冻雨灾害主要影响了贵州大部、湖南中南部、江西中北部、广东北部、广西北部等地。其中，贵州和湖南观测到冻雨站次数最多，贵州中西部更是先后观测到冻雨多达140站次；而地理位置偏东的江西中部则相对较少。基于此，定义25°~28°N、104°~114°E为研究区(实况统计也表明该区域为冻雨灾害严重区域)。

图 1b分析了区域平均的温度、湿度以及纬向(u)和经向(v)的矢量风随高度和时间的变化(横坐标是时间，其中标注出了中央气象台划分的4次主要冻雨过程：1月10—16日、18—22日、25—28日和31日至2月2日)。由图可发现，1月12日至2月1日区域上空持续存在着稳定的逆温层，并且每次过程冷暖层的厚度、高度均有显著变化；冷、暖层分别与下层东北风、上层西南风相对应，同时风速大(小)时暖层厚度也较大(小)。由此可以判断出区域上空持续的较强西南气流带来的暖湿空气，造成了暖层温度长时间高于0 ℃。而低层的东北风不断带来南下的冷空气，使得从近地面到850 hPa的温度维持在0 ℃以下，但风速大小与厚度关系不明显。此外，由图 1b可见相对湿度在600~700 hPa的梯度最大，结合它与温度层结之间的配置关系，不难看出冻雨期间850 hPa附近对应着区域平均的高空锋区的位置，锋区下方的相对湿度大于90%，之上湿度迅速减小^[10]。

为比较4次过程冻雨强度变化，图 1c给出了每日观测到冻雨站数，这里作者将其定义为冻雨强度(见图 1c中带“+”号实线)。由图可知，第三次过程强度最大，日均发生冻雨240站次，这与中央台按降水量和范围定义的过程强度是一致的。第二次过程次之，为205站次，第四次为58.7站次，而第一次过程强度最小，日均只有42.7站次。另外，文章还分析了区域平均的日降水量(图 1c)，结果表明它与冻雨强度之间没有必然联系，如2月1日区域降水量最大，但此时冻雨强度反而较小。那么影响冻雨强度的因素是什么呢？接下来将就这一问题继续进行讨论。

3 逆温层特征 3.1 逆温层强度

图 2是冷暖层对应的极值温度以及二者之间差值的时间序列，这里将三者分别看做冷层、暖层、逆温层的强度指数。由图可见，逆温层强度在26—27日达到了最大，为9 ℃，刚好对应最强的第三次冻雨过程。由于每次过程持续时间不同，因此这里进一步计算了4次过程中逆温层的日平均强度，分别为3.14 ℃、3.8 ℃、8 ℃、3.3 ℃，这与图 1c中所定义的冻雨强度是一致的。说明逆温层强度与冻雨强度具有很好的对应关系，且它更便于在日常的预报业务中使用。结合图 2中冷、暖层强度变化特征，不难看出第三次冻雨过程之所以最强，是因为此时冷暖层均较强，其中的冷层出现了极小值(-5 ℃)。换句话说，由于冷、暖层同时增强使得逆温层强度到达到最大，从而造成了第三次冻雨过程最强。同样，第四次过程冷层虽维持最大强度，但由于暖层温度降低到了0 ℃，区域上空的暖层显著减弱，对应逆温层强度减弱，所以此时冻雨减弱。

综上所述，逆温层强度对冻雨强度变化具有明显影响，这为以后业务中预报冻雨提供了帮助，即冻雨的产生可依据逆温层是否存在，而进一步预报其强度变化还要参考逆温层强度的变化趋势。

3.2 逆温层厚度

研究指出暖层厚度对冻雨产生有影响^[18]。因为大于0 ℃的暖层常被看作为融化层，要使落入其中的冰晶或雪花融化为液态水^[19]，它必须要有相当的厚度，否则融化的过冷却水会再次凝结^[20]。那么，暖层厚度对冻雨强度是否也存在有影响呢？为此图 3分别给出了冷、暖层、逆温层的顶、底和厚度随时间的变化序列。由图可知，暖层厚度在1月12日，即冻雨刚出现时最大。这是因为之前该区域均被大于0 ℃的暖空气控制，而此时冷空气刚刚侵入还未形成堆积，范围很小，所以区域上空暖层还很深厚。其后，厚度出现变化，但基本维持在200 hPa左右，且中心位于750 hPa。同样，冷层(图 3b)以及逆温层整体(图 3c)的厚度随时间虽也有变化，但幅度也不大(图 3b、图 3c)。需要补充的是，相比来讲，暖层厚度大于冷层，且与温度变化趋势较一致^[21]。

由以上讨论可知，冻雨的形成虽然离不开一定厚度的冷、暖层，但当冻雨一旦形成，其强度变化可能与冷、暖层之间的关系并不大。

3.3 逆温层水平分布

前面的讨论曾指出暖层的极值温度基本位于750 hPa(图 1b和图 4a)，即该层可以表征暖层的变化。而冷层的极值位置虽大多出现在900 hPa，但考虑到地形高度，以及参考中央气象台的日常做法，选取了850 hPa来代表冷层。图 4给出了当850(750) hPa温度为负(正)值的区域分布，即逆温区的水平分布。等值线大小为过程内日平均的逆温层强度。由图可知，4次过程中逆温层南界缓慢南移，北界除了第一次过程接近34°N外(对应河南等地的冻雨)，其余均在31°N附近。相比较，第一和第三次过程逆温层面积较大，其中第一次的面积最大，这可能和它持续时间最长有关。第三次过程逆温层面积虽处于次大，但其却对应了最强的一次冻雨过程，揭示出逆温层水平面积与冻雨强度之间的联系并不紧密。进一步分析图 4还可以发现第一次过程逆温层强度呈东西双中心分布，其中的西中心位置稳定且持续增强，并最终在第三次过程中达到最大值，随后在第四过程中减弱；而东中心在第二次过程中迅速减弱消失，以后出现在其东部地区的逆温层只是西中心极值区的延伸。由此可见，虽然1月10日至2月2日期间划分了4次冻雨过程，但逆温层的分布特征在几次过程中是存在联系的。比较4次过程所出现的强度极值，不难看出：第三次过程最强、第二次次之，接着是第四次，第一次过程最弱，这与前面对图 1和图 2的讨论的结论是一致的，也就是说图 4再次揭示出逆温层强度与冻雨强度之间的显著关系，但需要补充的是前者的面积却与后者之间联系不大。

4 总结

文章对2008年1月10日至2月2日期间发生在我国南方冻雨的主要过程的强度变化进行了讨论，并结合在此期间逆温层分布特征的变化，研究了二者之间的关系。结果表明，按冻雨强度划分4次过程的话：第三次最强、第二次次之，而第一次的冻雨最弱。同时，冻雨强度的变化与逆温层强度之间存在密切联系，无论从逆温层强度的区域平均还是水平分布均揭示了这一点。说明逆温层强度可以作为冻雨强度的一个参考指标，应用于日常的预报业务中。即在预报冻雨过程中，不但要考虑逆温层的存在，而且要关注其强度的变化。最后，逆温层、冷、暖层等的厚度或高度虽然对冻雨的产生有影响，但与后者强度变化之间的联系并不明显。