2024年2月我國兩次大范圍凍雨過程對比分析

摘要：2024年2月1-4日（以下簡稱過程Ⅱ）及2月19-24日（以下簡稱過程Ⅱ），我國先后出現(xiàn)兩次大范圍雨雪冰凍過 程，在這兩次過程中凍雨影響范圍廣、持續(xù)時間長、災(zāi)害強度大，是我國有氣象資料以來凍雨最為嚴重的一年。利用多源 實況觀測和ERA5再分析資料，對比分析了這兩次凍雨過程發(fā)生的環(huán)境條件和溫度層結(jié)特征。結(jié)果表明：（1）兩次過程中500hPa環(huán)流形勢和影響系統(tǒng)比較相似且均穩(wěn)定維持，有利于大范圍雨雪冰凍天氣形勢的持續(xù)，但低層溫度配置和冷空氣移動速度不同造成了凍雨落區(qū)存在差異。過程I由于冷空氣移速較慢，造成凍雨分布較為集中。相較于過程I，過程 Ⅱ初期西南急流強度更大、位置更北，導(dǎo)致凍雨初始發(fā)生位置偏北，但后期強冷空氣迅速南下，造成凍雨落區(qū)移動速度更 快，影響范圍更大。（2）兩次過程中，中層暖層主要位于700一850hPa之間，低層冷層則主要位于900hPa以下，較通常凍雨概念模型中700hPa暖層及850hPa冷層位置偏低，易導(dǎo)致預(yù)報員對天氣類型的誤判，同時過程Ⅱ逆溫層強度強于過程I。（3）采用面積元法分析了兩次過程的中層暖層強度及低層冷層強度，結(jié)果表明過程I冷暖層強度弱于過程Ⅱ，與溫 度特征分析結(jié)果一致。同時兩次過程凍雨主要發(fā)生在中層暖層強度與低層冷層強度接近的地區(qū)。 關(guān)鍵詞：凍雨；溫度層結(jié)；逆溫層；對比分析

中圖法分類號：P458

文獻標志碼：A

DOI： 10.12406/byzh.2024-083

Comparative analysis of two major widespread freezing rain events in China in February 2024

AN Jingjing1.3，4，WANG Dongyong2， LI Huimin1，LIU Jie1，ZHENG Lingling1

（1. Anhui Meteorological Observatory， Hefei 230031; 2. Huaihe River Basin Meteorological Center， Hefei 230031; 3. Anhui Province Key Laboratory of Atmospheric Science and Satellite Remote Sensing， Hefei 230031; 4. Shouxian National Climatology Observatory，

Huaihe River Basin Typical Farm Eco–meteorological Experiment Field of CMA， Shouxian National Special

Test Feild for Comprehensive Meteorological Observation， Huainan 232200）

Abstract： Two large–scale snow and rain weather processes occurred in china from February 1–4， 2024 （Process 1， hereinafter）， and Febru- ary 19–24， 2024 （Process 2， hereinafter）. During these two weather processes， the impact of freezing rain was extensive， the intensity of the disaster was severe， and the duration was long， which was rare in history. This study utilized multi–source observational data and ERA5 re- analysis data to focus on analyzing the environmental conditions and temperature layer characteristics of these two freezing rain events. The results indicate： （1） During both weather events， the 500 hPa weather patterns and influencing systems were quite similar， which were stably sustained， providing favorable conditions for widespread snow， rain， and freezing weather. However， there were differences in the low–level temperature configuration and the speed of movement. In Process 1， due to the slower movement of the cold air， the distribution of freezing rain was more concentrated. The initial southwest jet stream in Process 2 was stronger and positioned further north compared to Process 1， leading to the occurrence of freezing rain further northward. However， in the later stages， the rapid southward movement of strong cold air caused a fast–moving rain， snow， and ice， and thus a larger impacting range of the freezing rain. （2） In both processes， the mid–level warm layer was mainly located between 700 hPa and 850 hPa， while the low-level cold layer was mainly located below 900 hPa. The positions were lower than the classic conceptual model of a warm layer at 700 hPa and a cold layer at 850 hPa， which could easily lead to misjudgment of the weather situations and types. （3） Using the area method， the strength of the mid-level warm layer and the low-level cold layer was calculated separately for both processes.The results show that the strength of the warm and cold layers in Process 1 was weaker than in Process

2. In addition， the freezing rain in both processes mainly occurred in areas where the strength of the mid–level warm layer and the low-level cold layer were close.

Key words： freezing rain; temperature stratification; inversion layer; comparative analysis

引 言

凍雨，也稱為雨凇，是一種冬季固態(tài)降水類型，主 要表現(xiàn)為過冷卻水滴碰到地面低于0℃的物體后立即 凍結(jié)的現(xiàn)象，常出現(xiàn)在雨雪轉(zhuǎn)換過渡時期，是分布在 地面雨雪分界線附近的一種特殊天氣現(xiàn)象。凍雨作 為一種嚴重的災(zāi)害性天氣類型，常常給電力、交通、林 業(yè)和農(nóng)業(yè)造成巨大損失，給人民的生活和生命安全造 成嚴重影響（Rauber等，2001；劉朝茹等，2015）。

長期以來，中外學(xué)者在凍雨形成機制和預(yù)報技術(shù) 方面取得了顯著的進展和成果。研究表明，凍雨的形 成與大氣垂直溫度層結(jié)密切相關(guān)。Stewart（1985）最先 提出凍雨溫度層結(jié)結(jié)構(gòu)，也稱為“冰相融化”機制，指 出凍雨通常發(fā)生在具有“冷-暖-冷”垂直結(jié)構(gòu)的大氣 中，即地面附近存在冷層、中層為暖層、高層也為冷 層，這種結(jié)構(gòu)導(dǎo)致降水在中層暖層融化后，在低層冷 層中以過冷水滴的形式存在，最終在地面或其他物 體上凍結(jié)。Huffman和Norman（1988）提出了另一種 凍雨溫度層結(jié)結(jié)構(gòu)，稱為“過冷暖雨”機制，這一機制 指出整層大氣溫度廓線均是冷層，沒有暖層，雨滴 以過冷卻水滴形式降落，到達地面后形成凍雨。這 兩種機制在后續(xù)的研究和觀測中均被證實和認可。

國內(nèi)對于凍雨的研究主要集中在其環(huán)流形勢和 影響系統(tǒng)、溫度層結(jié)特征等方面。研究表明我國暖 濕氣流在冷墊上滑行是出現(xiàn)凍雨的有利背景，逆溫 層或融化層是凍雨出現(xiàn)的重要條件（許丹等，2003； 吳蓁，2009；江楊等，2017；孟雪峰等，2022）。我國凍雨 發(fā)生機制北方多以“冰相融化”為主（韓冬，2019；劉娜 等，2021），南方兩種機制都存在（歐建軍等，2011；漆梁 波，2012；康麗莉等，2021）。統(tǒng)計表明，我國凍雨多發(fā) 生在長江以南，以貴州省最多，湖南和江西其次，以 過冷暖雨為主（歐建軍等，2011）。同時，凍雨發(fā)生機 制與海拔高度有關(guān)，高海拔地區(qū)易發(fā)生過冷暖雨的 凍雨，而低海拔地區(qū)易發(fā)生融化過程的凍雨（劉朝茹 等，2015）。江楊等（2016）也指出山區(qū)和平原地區(qū)凍雨 成因差別較大，并通過數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)凍雨天氣的產(chǎn) 生與逆溫強度、冷墊厚度及其變溫幅度有關(guān)。所以 除了特殊的溫度層結(jié)以外，凍雨的發(fā)生還受到其他多種因素的影響，包括地面溫度、濕度、風(fēng)速、地形等 影響（王傳輝等，2020；趙琳娜等，2021；王寧等， 2023），這使得凍雨的預(yù)報難度較大。近年來許多學(xué) 者開始利用雙偏振雷達、微波輻射計、激光雨滴譜儀 等新型遙感資料分析雨雪冰凍天氣，以期認識其相 態(tài)結(jié)構(gòu)（唐明暉等，2023，毛宇清，2022）。

針對凍雨多發(fā)區(qū)，研究者們提出了適應(yīng)于該區(qū)域 的凍雨判別指標和預(yù)報方法，高守亭等（2014）利用動力因子和單站探空資料，建立適用于貴州地區(qū)的“動 力因子”和“三步判別法”相結(jié)合的預(yù)報方法。姚蓉等 （2014）用700hPa、850hPa、1000hPa的溫度、厚度及其 組合因子建立了湖南的凍雨預(yù)報技術(shù)指標。鄭婧等（2014）利用多年探空資料提出以1000hPa溫度lt;1.0℃、925hPa和850hPa溫度lt;-2.0℃和700hPa溫度≥0.0℃作為江西凍雨預(yù)報的溫度閾值標準。漆梁波（2012）等提出云頂高度、暖層強度和厚度、地面氣溫則 是區(qū)分江南區(qū)域凍雨和冰粒天氣的持征量。夏倩云 等（2015）利用探空廓線根據(jù)面積元法及交點數(shù)對冬季 降水展開分型研究。

以上研究主要集中在我國南方山區(qū)凍雨多發(fā)區(qū)， 而中東部平原地區(qū)由于過往凍雨出現(xiàn)較少（王遵婭， 2011），對其溫度層結(jié)特征、形成機制以及預(yù)報方法等 研究較少。目前常以700hPa溫度≥0.0℃和850hPa 溫度lt;0.0℃作為凍雨出現(xiàn)及分析預(yù)報的判據(jù)（朱乾根 等，2000），但這一判據(jù)并不適用于所有地區(qū)出現(xiàn)的凍 雨。2024年2月1-4日和2月19-24日我國先后出 現(xiàn)兩次大范圍連續(xù)冰凍雨雪天氣過程，上百個縣（市、 區(qū)）出現(xiàn)凍雨，東西、南北跨度達三四個省份，影響范圍 廣、持續(xù)時間久、災(zāi)害強度大，相較于以往凍雨多出現(xiàn) 在山區(qū)，這兩次過程均在包括安徽、湖北、河南等地的 平原區(qū)出現(xiàn)了大范圍凍雨現(xiàn)象，實屬罕見。為了探究 這兩次凍雨過程典型特征，本文將分析這兩次凍雨過 程的時空分布特點、環(huán)流特征、溫度層結(jié)特征、冷暖層 強度特征，以期為冬季凍雨落區(qū)預(yù)報提供參考。

1資料來源及方法

1.1資料來源

本文所用資料包括：2024年2月1-4日（過程Ⅰ）以及2月19-24日（過程Ⅱ）的地面觀測數(shù)據(jù)、探空數(shù) 據(jù)、ERA5再分析數(shù)據(jù)等。

實況資料源自中國氣象局天擎數(shù)據(jù)環(huán)境存儲系 統(tǒng)，用于分析地面凍雨發(fā)生實況及高空溫度特征。具體包括：（1）地面日觀測資料，站點選取河南、山東、江 蘇、浙江、安徽、湖北、湖南、江西8省國家級觀測站點， 要素包含天氣現(xiàn)象資料、電線積冰直徑等；（2）中國地 面逐小時資料，選取站點為武漢、阜陽兩個國家級地 面觀測站，要素包含地面溫度、風(fēng)（瞬時風(fēng)向、風(fēng)速）、降 水、現(xiàn)在天氣記錄資料等；（3）高空探空資料，站點為武 漢、阜陽國家級探空站。

由于探空實況觀測資料時空分辨率不足，選取 ERA5再分析資料更精細地分析凍雨發(fā)生時刻天氣形 勢及溫度層結(jié)特征，并利用該資料計算中層暖層及低 層冷層強度。該資料時間分辨率1h，水平空間分辨率 0.25°，垂直層次37層，選取要素包括風(fēng)、溫度以及位 勢高度。

為檢驗兩次凍雨過程ERA5溫度場數(shù)據(jù)準確性，選取（109°—120°E，26°—36°N）范圍內(nèi)的17個探空站， 比較過程I以及過程Ⅱ的探空觀測與再分析資料中 500hPa、700hPa、850hPa以及925hPa上溫度數(shù)據(jù)的 相關(guān)系數(shù)和絕對誤差。結(jié)果如表1所示：

由兩次過程檢驗結(jié)果可知，925—500hPa高度上 兩種資料均有較高的相關(guān)系數(shù)，以及較低的平均絕對 誤差，所以再分析資料可以較為準確的反映過程發(fā)生 時大氣溫度層結(jié)特征。 1.2面積元方法

在凍雨溫度層結(jié)中的中層暖層強度計算及低層 冷層強度計算中采用了面積元法（夏倩云等，2015 年）。面積元法是除了對特征層溫度、氣層位勢厚度這 些傳統(tǒng)的判別因子之外的，綜合地考慮了各層溫度以 及降落時間的方法，可以更為準確地描述凍雨發(fā)生時 垂直溫度層結(jié)中暖層及冷層的強度信息。該方法為 結(jié)合T和H相乘形成新的預(yù)測因子，可以被視為熱力學(xué)圖表中的面積。PA（記為P）為暖區(qū)積分，NA（記為N）為冷區(qū)積分結(jié)果。HGroud（記為Hcmud）代表近地面0℃對應(yīng)高度，H代表低層冷層和中層暖城之間0℃對應(yīng)高度，H2代表中層暖層到高層冷層之間0℃對應(yīng) 高度，具體實現(xiàn)為：

2天氣實況和背景場分析

2.1天氣實況

2月1-4日，我國出現(xiàn)大范圍雨雪冰凍天氣過程， 這次雨雪過程持續(xù)了近4d，雨雪影響區(qū)域覆蓋中東部 18個?。ㄊ?、區(qū)），過程期間河南南部、蘇皖北部、湖北、湖 南北部、貴州等地降水相態(tài)復(fù)雜，多省份出現(xiàn)凍雨。2月 19-24日受強寒潮影響，中東部地區(qū)氣溫快速下降再次 出現(xiàn)大范圍雨雪冰凍天氣，華北、黃淮、江漢及江南北 部等地降雪強度大，黃淮至江南北部地區(qū)雨雪相態(tài)復(fù) 雜，凍雨范圍廣。凍雨發(fā)生時正值春運高峰，對公路、 鐵路和航空等造成嚴重影響，給出行人員帶來不便。

本文重點關(guān)注這兩次雨雪冰凍過程中出現(xiàn)的凍 雨天氣，研究范圍主要包括兩次過程中凍雨主要影響 的河南、江蘇、安徽、湖北、湖南、江西六省。圖2給出 了兩次過程中凍雨影響區(qū)域內(nèi)站點首次出現(xiàn)凍雨時 間分布，從過程I中首次出現(xiàn)凍雨時間分布（圖2a）可知，凍雨自北向南先后出現(xiàn)在安徽北部、河南中部、湖 北中東部和湖南中北部，整體呈西南-東北走向，凍雨 分布相對集中，截至4日08時（北京時，下同），6個省543個觀測站中有112個站觀測到雨淞，74個站觀測 到電線積冰，其中最大電線積冰直徑71mm，出現(xiàn)在湖 南南岳，武漢站在2月4日08時電線積冰直徑30mm。

從過程Ⅱ國家站首次出現(xiàn)凍雨時間分布（圖2b）可 知，凍雨分布范圍較過程I更廣，同時過程移動速度 更快。自河南中南部、蘇皖北部一線地區(qū)向南橫掃河 南、湖北、安徽等地，最終到達湖南南部和江西中部。 截至24日08時，在543個觀測站中有97個站觀測到 雨凇，89個站觀測到電線積冰，其中最大電線積冰直 徑53mm，出現(xiàn)在湖北蘄春。

比較兩次凍雨過程的實況特點，其共同特點為：

（1）影響范圍廣，兩次事件均影響了河南、湖北、安徽、 湖南等省份，尤其在湖北、河南和安徽的平原地區(qū)凍 雨也有廣泛分布，屬于歷史罕見。（2）持續(xù)時間長，兩 次雨雪過程中凍雨持續(xù)時間均為4～5d。（3）凍雨強度 大，參考電線積冰直徑及凍雨影響時間，兩次凍雨過 程的強度均較強。兩次凍雨過程也存在差異，過程I 雖然影響范圍廣，但主要的凍雨區(qū)分布相對較窄，凍雨 出現(xiàn)范圍重疊性高，相比之下，過程Ⅱ南北覆蓋范圍分 布更廣，不同地區(qū)的凍雨出現(xiàn)時間界限更為清晰。

分別選取武漢和阜陽兩個代表站進一步分析逐 小時地面氣溫、降水和風(fēng)速的變化特征（圖3）及其凍雨 發(fā)生期間高空溫度特征（圖4）。從圖3a可見，過程I經(jīng) 歷了雨-凍雨-雪的相態(tài)變化過程，1日08—16時，地 面氣溫較高，武漢以小雨為主，期間風(fēng)速較大。2日07 時一3日03時，武漢出現(xiàn)凍雨，觀測記錄表現(xiàn)為多個小 時連續(xù)的陣性降水，風(fēng)速有所下降，此時氣溫由正變 負，地面氣溫在冰點附近波動。3日04時以后，地面氣 溫繼續(xù)緩慢下降至-1.8℃，風(fēng)速依舊較小，觀測記錄 表現(xiàn)為間歇性大雪，且降雪量較大。從2月2日08時武漢站探空圖可知（圖4a），凍雨發(fā)生時800hPa左右有一個較明顯暖層，中心溫度約為3～4℃，950hPa左右 為一冷墊，中心溫度約為-4℃，冷暖勢力相當(dāng)，屬于 “冷-暖-冷”凍雨層結(jié)，只是冷暖中心位置偏低。

與武漢站發(fā)展過程類似，過程Ⅱ中阜陽站也經(jīng)歷 了雨-凍雨-雪的相態(tài)變化過程（圖3b），19日08時—20 日02時由于前期地面暖倒槽發(fā)展，地面氣溫較高，隨 后冷空氣快速南下，偏北風(fēng)增大為4.2～14.7m·s=1，導(dǎo) 致地面溫度從9.7℃快速下降至0.3℃并伴有零星小 雨，20日06時—21日08時，阜陽出現(xiàn)凍雨。在此階 段地面氣溫持續(xù)下降至冰點附近，降水明顯增強，風(fēng) 速也開始減小，觀測記錄表現(xiàn)為多個小時連續(xù)的陣性 降水、小雨夾雪，21日08時后轉(zhuǎn)純雪。從20日20時阜 陽站探空圖可知（圖4b），凍雨發(fā)生時800hPa出現(xiàn)暖

層，最高溫度約為6～7℃，900hPa為冷墊，最低溫度約為-6℃，冷暖層強度均強于過程I，此溫度層結(jié)依舊 屬于“冷-暖-冷”凍雨層結(jié)。

2.2環(huán)流背景分析

圖5給出兩次過程500hPa天氣圖。其中圖5a—c分別為1日08時—3日08時逐日500hPa環(huán)流形勢圖， 可見東亞中高緯度維持兩槽一脊穩(wěn)定環(huán)流型，冷中心 最強時刻達-40℃，位于貝加爾湖附近高壓脊前和東 北上空槽后西北氣流不斷向我國輸送冷空氣，并與低 緯度南支槽前強盛西南暖濕氣流在我國中東部交匯， 形成大范圍持續(xù)穩(wěn)定雨雪形勢。圖5d—f分別為過程 Ⅱ中21日08時—23日08時逐日500hPa環(huán)流形勢 圖。與過程I相比，過程Ⅱ系統(tǒng)強度較過程I更強，其中21日位于貝加爾湖西側(cè)的切斷低渦伴隨-44℃ 的冷中心（圖5d），東移過程中冷中心進一步降低 到-48℃（圖5e），低渦中心強度也由524dagpm進一步降至520dagpm并一直維持到24日。由于上下游效應(yīng)， 下游高壓脊也進一步發(fā)展加強，環(huán)流經(jīng)向度加大，有利 于低渦持續(xù)不斷向南輸送冷空氣。此外，隨著冷渦東移攜帶冷空氣南下，西太平洋副熱帶高壓并未減弱 東退，反而592dagpm線西伸北抬穩(wěn)定維持在東南沿 海上空（圖5e），其外圍的強盛暖濕氣流與南支槽前西 南氣流匯合，使得江南地區(qū)暖鋒鋒生，對應(yīng)地面出現(xiàn) 暖倒槽為凍雨前期江南等地的強對流天氣提供熱力條 件和抬升觸發(fā)條件，同時也為凍雨天氣持續(xù)提供暖濕 氣流。

針對凍雨的特殊垂直溫度層結(jié)結(jié)構(gòu)，圖6給出過 程Ⅱ和過程Ⅱ的700hPa和850hPa溫壓場和風(fēng)場配 置，由圖6a可見，過程I中700hPa江淮等地上空多為 平直西風(fēng)控制，風(fēng)速達16m·s-1，溫度場和風(fēng)場幾乎平 行，冷暖平流均較弱。1-2日的24h0℃線幾乎穩(wěn)定 維持在湖南中北部至安徽皖南一帶（圖6b），系統(tǒng)移動 較慢。而過程Ⅱ的西南急流明顯強于過程I，21日08 時急流中心風(fēng)速達28m·s21，為凍雨形成提供暖濕氣 流，故過程Ⅱ的0℃線位置明顯偏北，位于河南南部到 蘇皖北界（圖6c），且過程Ⅱ中0℃線以北等溫線較過程 I更密集，鋒區(qū)更強，隨著冷空氣南下，24h0℃線南 移至湖北中東部和蘇皖中部（圖6d），移速明顯快于過 程I，說明過程Ⅱ冷空氣勢力更強。

對應(yīng)850hPa上也有類似的結(jié)果，過程I冷墊主 要由華北冷高壓前側(cè)較弱偏東風(fēng)回流（4～8m·s）形成，溫度鋒區(qū)移速較慢（圖6e-f），過程Ⅱ安徽北部東 北風(fēng)急流達12～16m·s-1，造成鋒區(qū)迅速南壓，形成強 冷墊（圖6g一h）。

綜上，在這兩次凍雨過程中，500hPa天氣形勢和 影響系統(tǒng)比較相似且均穩(wěn)定維持，中高緯度系統(tǒng)向南 輸送冷空氣，與低緯度南支槽前和西太平洋副熱帶高 壓前西南暖濕氣流在我國中東部相交匯，形成有利于 大范圍雨雪冰凍天氣形勢。根據(jù)這兩次過程中低層 溫度配置和移動速度，可以得出過程I由于冷空氣移 速較慢，鋒區(qū)一直維持在我國中東部，造成凍雨分布 更為集中，與鋒區(qū)分布較為一致（圖2a）。過程Ⅱ由于 前期強盛西南急流位置偏北，凍雨開始的位置較過程 Ⅰ偏北，隨著冷空氣快速南下，鋒區(qū)快速南移，導(dǎo)致凍 雨結(jié)束的更南，分布更廣（圖2b）。

3兩次過程的溫度層結(jié)特征分析

凍雨形成于特殊的溫度層結(jié)，逆溫層和融化層是 凍雨產(chǎn)生的重要條件（許丹等，2003）。通常以700hPa 溫度≥0℃和850hPa溫度lt;0℃作為凍雨出現(xiàn)的判 據(jù)。由圖4清晰可見，兩次過程中700hPa不能代表暖層核心高度，850hPa也不能代表冷層的核心高度。因 此，為了更精細分析這兩個過程凍雨溫度層結(jié)的差異，本文分別選取兩次過程中凍雨實況較為嚴重的武 漢和阜陽站做時空剖面進一步分析冷暖層的核心位 置，分析逆溫層強度。

圖7分別展示了兩次過程中武漢站和阜陽站的溫度與水平風(fēng)場的時間-高度剖面圖，由圖可知，凍雨形 成期間的溫度層結(jié)均符合“冷-暖-冷”的冰相融化機 制，但不同點在于暖、冷層核心位置都并未出現(xiàn)在 700hPa、850hPa，這與前文探空結(jié)果一致。

具體來看，過程I武漢站上空（圖7a）暖層的位置以800hPa為中心，范圍大約在775—850hPa，暖區(qū)最 強溫度達4℃，一直從1日08時維持到4日04時。其中， 在1日08時，750hPa以下為暖空氣控制，隨著冷空氣南下，950hPa以下的風(fēng)向轉(zhuǎn)為東北風(fēng)，16時近地面的溫 度降低至0℃左右，此時的主要降水類型為雨。2日至 3日，隨著低層冷墊進一步加強以及850—750hPa西南急流加強，以950hPa為核心擴展到975hPa的低層冷層溫度降至-2℃，以800hPa為中心的融化層穩(wěn)定存在于775—850hPa之間，核心溫度普遍高于2℃，最高 達4℃，這一階段是凍雨的主要發(fā)生時段。到了3日 08時以后，隨著冷空氣的持續(xù)侵入和中低層西南急 流的減弱，800hPa的核心暖層溫度降低至1～2℃，同 時以950hPa為中心的近地面至875hPa的冷層持續(xù) 加強并變厚，中心溫度降至大約-3℃。由于中低層融 化層的減弱和低層冷墊的加強，“冷-暖-冷”的溫度 層結(jié)被破壞，降水相態(tài)隨之轉(zhuǎn)變?yōu)檠?/p>

圖7b為過程Ⅱ中阜陽站的溫度與水平風(fēng)場的時 間-高度剖面圖，由圖可見，凍雨形成期間，中層暖層 位于675-850hPa之間，中心約在800hPa，其厚度比過程I更厚，強度更強，最高溫度達7℃。800-700hPa的強盛西南急流不斷輸送暖濕氣流，使得暖層持續(xù)到21日08時。19日白天，低層950hPa偏東風(fēng) 急流不斷輸送冷空氣，但由于前期地面暖倒槽強烈發(fā) 展，暖空氣勢力較強，直至19日18時950hPa左右溫度 降至0℃左右，19日至20日清晨，降水相態(tài)為雨。到20 日06時，隨著低層偏東風(fēng)加強并持續(xù)輸送冷空氣，冷墊逐漸增強開始形成凍雨。20日12時，西南急流的加強 使800hPa的中層暖層核心溫度升至7℃，而950hPa的 冷平流也逐漸加強，低層溫度持續(xù)下降至約-5℃。此 時，地面降水量增加，但降水相態(tài)仍為凍雨，標志著此 階段為凍雨過程的最強階段。隨著冷空氣的持續(xù)南壓 和中層西南急流的減弱，21日08時后暖層逐漸減弱消 失，凍雨層結(jié)被破壞，凍雨過程結(jié)束，轉(zhuǎn)為降雪。

通過以上分析，過程Ⅰ中冷空氣團和暖空氣團實 力相當(dāng)，逆溫層高度較低且持續(xù)時間較長，有利于凍 雨長時間維持。相比之下，過程Ⅱ中北方冷空氣和暖 空氣勢力都更強，冷區(qū)和暖區(qū)核心溫度均較過程I更高，逆溫層強度較過程I更強。但過程Ⅱ冷空氣南壓 速度快，導(dǎo)致凍雨形成的溫度層結(jié)維持時間短。

分別選取凍雨發(fā)生時間（過程I選取2日08時，過 程Ⅱ選取20日20時），沿著凍雨主要發(fā)生區(qū)域制作垂直 剖面研究更廣范圍垂直方向上溫度層結(jié)信息，結(jié)果如圖8 所示。整個凍雨區(qū)溫度層結(jié)與武漢、阜陽兩站探空結(jié)果 類似，暖層主要位于700-850hPa，冷層則主要位于900hPa以下。從上述分析可見采用常用判據(jù)700hPa以及850hPa溫度來預(yù)報凍雨形勢存在一定局限性。

4兩次過程冷層及暖層強度特征

漆梁波（2012）研究指出云頂高度、中層暖層強度 和厚度、低層冷層溫度露點差是凍雨預(yù)報的著眼點。 但是受限于資料的精細化程度，早期對于暖層強度描 述更多是采用700-850hPa的厚度以及700hPa即925hPa溫度閾值體現(xiàn)。隨著數(shù)值預(yù)報分析資料分辨率提高，相關(guān)學(xué)者提出了面積元法去描述暖層或者冷 層強度（夏倩云等，2015年）以綜合分析垂直溫度層結(jié) 特征。下面分別對兩次過程計算，計算結(jié)果分別如圖 9、圖10所示。

選取過程I凍雨主要發(fā)生時段2月1-4日以及過程Ⅱ中2月20-23日每日08時的ERA5資料。根據(jù)凍雨發(fā)生條件，選取溫度層結(jié)包含“冷-暖-冷”結(jié)構(gòu) 的地區(qū)，根據(jù)面積元法分別逐格點計算中層暖區(qū) 強度以及低層冷區(qū)強度、兩者相對偏差，結(jié)果如圖9、 10所示。比較每次過程的低層冷區(qū)強度和中層暖區(qū) 強度都可以看到自北向南冷空氣沿著低層侵入暖氣 團的情況，其表現(xiàn)為北部低層冷區(qū)強度高、南部中層暖區(qū)強度高。但是兩個過程也有不同：從強度數(shù) 值上來看，過程I冷區(qū)及暖區(qū)強度均弱于過程Ⅱ，過程I冷區(qū)強度最大約在1000℃·m2·s=2，暖區(qū)強度最 大約在1500℃·m2·s=2，過程Ⅱ冷區(qū)強度最大約在1 500℃·m2·s2，暖區(qū)強度最大約在2000℃·m2·s2。該 結(jié)果也與溫度層結(jié)分析結(jié)果一致。從覆蓋范圍上來 看，從1-4日逆溫層區(qū)長時間鋒區(qū)維持在蘇皖南部-湖 北東南部-湖南一線，第二次過程中20-23日逆溫層 區(qū)快速從蘇皖北部-河南中部-湖北北部一線移動至 蘇皖南部-湖北東南部-湖南一線，鋒區(qū)移速較過程I 更快。同時過程Ⅱ填色覆蓋區(qū)域南北向?qū)挾却笥谶^ 程Ⅰ覆蓋區(qū)域。

進一步比較逆溫層區(qū)中每個格點暖層與冷層強 度差異，如相對偏差計算結(jié)果為接近0，則說明兩者強 度接近，反之則說明兩者差距較大。由圖9及圖10中 相對偏差計算結(jié)果可知，圖中藍色區(qū)域（相對偏差小于 0.5）冷暖氣團強度較為接近，但該區(qū)域只占整個鋒區(qū) （填色區(qū)域）較小部分。但同時藍色區(qū)域與圖1給出的 凍雨發(fā)生空間及時間高度契合，說明這兩次過程中凍 雨發(fā)生時需要滿足“冷-暖-冷”逆溫層結(jié)特征，同時中 層暖氣團強度與低層冷氣團強度接近。研究表明凍 雨發(fā)生時，中層的暖層強度可以確保上層降落下來的固態(tài)降水（雪或霰）通過融化層后變成液態(tài)降水或在融 化層中直接產(chǎn)生液態(tài)降水，液態(tài)降水下降到低空冷卻 層后需要足夠強度的冷層形成過冷卻雨滴，當(dāng)過冷卻 雨滴接觸到0℃以下的地面或者其他物體表面時，迅 速凍結(jié)形成凍雨（陶玥等，2012）。這種冰相凍雨發(fā)生 條件可能是導(dǎo)致兩次過程凍雨發(fā)生在冷暖空氣勢力 接近區(qū)域的原因。

5結(jié)論與討論

基于地面觀測數(shù)據(jù)、探空數(shù)據(jù)、ERA5再分析數(shù)據(jù)， 對2024年2月1-4日及2月19-24日我國兩次大范圍 凍雨過程的地面實況、背景場、高空溫度層結(jié)、冷層及 暖層強度進行了分析，主要結(jié)論如下：

（1）2024年2月1-4日及2月19-24日，我國先 后出現(xiàn)兩次大范圍雨雪冰凍過程，在這兩次過程中凍 雨影響范圍廣、持續(xù)時間長、災(zāi)害強度大，是我國有氣 象資料以來凍雨最為嚴重的一年。

（2）在兩次過程中，500hPa的環(huán)流形勢表現(xiàn)出相 似性，第二次過程系統(tǒng)強度更大，兩次過程天氣形勢 均有利于大范圍雨雪天氣的形成和發(fā)展。然而，由于 700hPa以下的溫度層結(jié)和風(fēng)場存在顯著差異，第一次 過程的系統(tǒng)移動較慢，凍雨發(fā)生區(qū)域較為集中。相比之下，第二次過程的移動速度更快，瞬時強度更強，分 布南北跨度較大。

（3）針對這兩次過程，通過對關(guān)鍵站空間時序分析 以及凍雨區(qū)空間垂直剖面分析發(fā)現(xiàn)，盡管兩次過程的 整體溫度層結(jié)存在差異，暖區(qū)及冷區(qū)的厚度強度不 同，但暖層核心在兩次過程中均位于800hPa左右，冷墊核心均位于950hPa左右，不同于常見的700hPa暖層和850hPa冷層位置。如仍采用700hPa和850hPa 指示層判斷凍雨形勢及強度易導(dǎo)致預(yù)報人員誤判。

（4）為了解決兩次過程中常用指示層代表性不足 問題，采用面積元法從更多層次分析中層暖層強度以 及低層冷層強度。結(jié)果表明過程I冷暖層強度低于過程Ⅱ，過程Ⅱ移動速度快于過程I。在這兩次過程 中凍雨主要發(fā)生在中層暖層強度與低層冷層強度接 近的地區(qū)。

需要指出的是，2024年的兩次大規(guī)模凍雨現(xiàn)象， 其高空溫度層結(jié)構(gòu)與以往凍雨概念模型中所描述的 700hPa暖層和850hPa冷層配置存在差異，所以對平原 地區(qū)凍雨溫度層結(jié)特征的規(guī)律性認識仍需通過大量案 例分析來進一步明確。此外，盡管面積元法在指示凍雨 落區(qū)方面顯示出一定的有效性，但該方法在實際應(yīng)用中 也暴露出了空報面積較大的問題。因此，如何在業(yè)務(wù)預(yù) 報中更有效地利用面積元法來提高凍雨落區(qū)預(yù)報的準 確性，可能是未來研究的重要方向。

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（責(zé)任編輯閔愛榮）