Page 178 - 《高原气象》2023年第1期
P. 178

高     原      气     象                                 42 卷
              174
             于 2008 年的雨雪冰冻灾害（杜小玲等， 2014）。因                      雨雪冰冻灾害性天气形成的异常成因的研究有所
             此， 关于中国南方凝冻事件的天气气候特征及其成                            欠缺。因此， 本文将在探讨贵州地区冬季凝冻日数
             因值得关注并进行深入的研究。                                     的时空分布特征的基础上， 进一步揭示其形成的大
                  由于北美地区冬季常常遭受冰冻灾害影响， 针                         尺度环流异常、 波扰能量传播及海温异常在其中的
             对北美的区域性冻雨和固态降水时空分布的研究取                             协同作用， 从而为贵州地区冬季凝冻灾害的预测提
             得 了 一 定 进 展（Gay  and  Davis，  1993；  Xu  et  al，   供更充分的理论基础。
             1996；  Branick，  1997；  Changnon  and  Karl，  2003），   2  资料来源与方法介绍
             例如， 北美的固态降水年频数存在着显著的空间差
             异， 这种固态降水（特别是冻雨）主要发生在美洲的                               贵州省气候中心整编的贵州 84 个国家气象观
             中部以东地区， 其形成与地形、 水汽源地以及气旋                           测站逐日观测资料， NCEP/NCAR 月平均再分析资
             路径等均有着密切联系（Cortinas et al， 2004）。不同                料以及英国 Hadley 中心的全球逐月海温资料（Had‐
             于北美地区， 我国南方地区的凝冻分布不仅具有显                            ISST）， 研究时段为 1961 -2019 年， 共 59 年。文中
             著的地域特征， 如其高发区域主要集中在云贵高原                            涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地
             至江南一带的高山地区（宗志平等， 2013）， 并且地                        图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号
             处云贵高原东侧的贵州地区受到云贵准静止锋后的                             为 GS（2016）1823 号和 GS（2016）2948 号的标准地
             回流冷空气补偿作用， 更易于出现低温雨雪冰冻天                            图制作， 底图无修改。
             气（杜小玲等， 2010）。随着全球气候增暖， 中国大                            本文的冬季定义为当年 12 月至翌年 2 月， 如
             部分地区的冰冻天气频次呈现出显著的减少趋势，                             2007 年冬季指 2007 年 12 月至 2008 年 2 月。除特别
             但强度却有所增强， 且其形成和演变机理仍不清楚。                           说明外， 本文中的气候态均指 1961 -2019年的多年
             因而， 针对我国南方地区出现重大冰冻灾害的可能                            平均。
             性及其变化值得持续关注（赵珊珊等， 2010； 张志富                            本文涉及的有关定义， 例如， 凝冻日： 在每年
             等， 2015； 毛淑君和李栋梁， 2015； 孔锋， 2019）。                 冬季， 当气象观测站上在某一天中任意时刻记录到
                  目前， 已有关于我国冰冻灾害形成机理方面的                         雨凇现象， 便将该日记为一个凝冻日； 单次凝冻过
             研究表明， 2008年初我国南方的大范围冰冻灾害事                          程： 结合《贵州短期气候预测技术》（汪卫平等，
             件是发生在稳定的高空环流形势与多种因素相配                              2021）和 DB52/T 652-2010 贵州省凝冻灾害等级地
             合的共同作用下， 乌拉尔山-贝加尔湖的阻塞高压                            方标准的定义， 将单个站点连续 3 天以上（含 3 天）
             形势稳定维持达到了 23 天， 过程中冷空气强度强、                         观测到雨凇现象记为该站点出现一次凝冻天气过
             持续时间长， 且伴有显著的季节内振荡特征（高辉                            程。其中记录到雨凇现象的第一日定义为过程的
             等， 2008； 王东海等， 2008； 李登文等， 2009； 马宁                开始日， 过程中雨凇现象可间断一天， 当连续两天
             等， 2011； 李艳等， 2012）。相较而言， 2011 年初我                 中断视为本次过程结束， 出现雨凇现象的最后一天
             国南方的冰冻灾害则表现为中高纬地区阻塞高压                              计为此次凝冻过程的结束日。
             的两次显著的异常发展过程， 其间伴随着多股冷空                                研究方法包括经验正交函数（Empirical Orthog‐
             气补偿作用， 偏东气流沿云贵高原地形抬升， 使得                           onal Function， EOF）分解， 以及相关分析、 滑动平
             青藏高原东部贵州地区的冰冻过程表现出间断性                              均、 合成差值和统计检验等常规气候统计方法。
             和中期降雪突出的特点（白慧等， 2011； 吴古会等，                            此外， 本文所使用的波作用量通量采用 Taka‐
             2012； 吴哲红等， 2013； 杜小玲等， 2014）。由此可                  ya and Nakamura（1997， 2001）推导出的三维波作用
             见， 中国南方的贵州地区是雨雪冰冻灾害的高发                             量通量（以下简称 T-N 通量）， 该通量在 WKB 近似
             区， 其发生发展的原因和影响区域比较复杂。目                             假定下与波位相无关， 且与定常Rossby波列的局地
             前， 针对贵州地区雨雪冰冻天气的形成机制研究多                            群速度方向一致。对应波作用量通量（W）在对数气
             集中在单次过程上， 而从气候学角度出发对于导致                            压坐标中的公式为：


                                                éu (u - ψ'v' x ) + v (-u'v' + ψ'u' x )  ù ú ú
                                                    '2
                                                ê ê
                                                                    '2
                                             p  ê ê u (-u'v' + ψ'u' x ) + v (u + ψ'u' y )  ú ú
                                      W =       ê ê                                 ú ú                   （1）
                                               |
                                           2|U ê ê f 0 R a                          ú ú
                                                ê ê  2  [ u (v'T' - ψ'T' x ) + v (-u'T' - ψ'T' y  ú ú ] )
                                                ë  N H 0                            û
   173   174   175   176   177   178   179   180   181   182   183