我國南方冬季低溫雨雪冰凍事件的大氣擾動信號分析

江漫 于甜甜 錢維宏

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我國南方冬季低溫雨雪冰凍事件的大氣擾動信號分析

江漫 于甜甜 錢維宏

北京大學大氣與海洋科學系，北京100871

利用中國549個站點的溫度和降水資料確定了1960～2008年發生在我國南方冬季的23次低溫雨雪冰凍事件。對全球大氣變量再分析資料做物理分解得到天氣尺度擾動分量用于這些事件的早期信號分析。結果表明，在低溫事件發生時，南方地區上空300 hPa對應有最大負高度擾動，850 hPa有負溫度擾動。這些擾動的傳播特性可以作為低溫事件發生的早期信號。在低溫雨雪站日數大于10的11次事件中，它們的擾動信號平均可提前11.2天追蹤到。

中國南方 低溫 雨雪冰凍 物理分解 擾動場 前期信號

1　引言

低溫雨雪冰凍是發生在我國南方冬季的一種天氣現象，表現為近地面低溫并伴有雨雪、冰凍的天氣過程，對于農林牧業和交通有較大的危害。國外對于凍雨的研究起步較早（Brooks，1920），而北美的凍雨天氣多與鋒面氣旋有關（Rauber et al., 1994），它們并不適用于我國的靜止鋒模型（趙思雄和孫建華，2008）。國內也時有對于雨雪冰凍的個例分析（王曉蘭等，2006）。直到2008年1月我國南方發生了一次較長持續時間和較大范圍的凍雨，給經濟活動和人們的生活造成了嚴重影響和損失，一時間引起了專業人員的高度關注和研究熱情（王遵婭等，2008；楊貴名等，2008；高輝等，2008）。

分析認為，大氣環流系統的“組合性異常”是2008年雨雪冰凍災害的直接原因（李崇銀等，2008；王東海等，2008；丁一匯等，2008）。陶詩言和衛捷（2008）指出中亞冷槽或低渦是烏拉爾阻塞高壓強烈發展使西風氣流分支的一個結果，而北半球西風氣流分成兩支分別從高緯度和低緯度繞過青藏高原向東流動，最后在長江流域匯合是造成這次冰凍雪災的一個重要大氣環流條件。兩支完全不同性質的干冷和暖濕氣流在長江流域交匯，產生了持續性雨雪。每年夏季長江流域的梅雨也正是發生在這種環流形勢下，因此2008年的這次雪災是“冬行夏令”天氣反常的具體表現（陶詩言和衛捷，2008）。

經過這次事件，人們也開始反過來尋找歷史上具有持續性的雨雪冰凍事件，試圖總結出這種天氣發生時大氣中存在的共同特征。李燦等（2009）提出了南方極端雨雪冰凍過程的定義，這些過程直接與西風槽和南支槽、中層低渦和切變線、西南急流、地面強冷空氣等系統相聯系，由此確定了1960年以來的5次類似過程。錢維宏和張宗婕（2012）則在“至少5天相鄰5站的日最低溫度同時小于第十個百分位閾值”的持續性極端低溫事件定義（張宗婕和錢維宏，2012）基礎上，進一步考慮將持續過程中存在站點最低溫度≤0°C和日降水量≥1 mm的事件定義為一次區域低溫雨雪冰凍事件，由此確定了1960～2008年期間我國南方的23次低溫雨雪冰凍事件。他們僅具體分析了2008年和2011年南方雨雪冰凍事件的個例。我國南方雨雪冰凍事件不是每年都會發生的，但一旦發生的影響是巨大的。對有記錄的23次南方雨雪冰凍事件做綜合與特例的解剖分析，并追蹤事件發生前的早期信號，這對未來類似事件的中期—延伸期預報是有意義的。

本文首先介紹所用的資料和大氣變量分解方法，再對1960～2008年期間發生的南方雨雪冰凍事件做大氣變量分解后擾動信號的分析，最后給出可預報應用的結論與討論。

2 資料和方法

本文取用中國地面站點溫度和降水資料，以及全球大氣變量再分析資料。地面溫度來源于1960～2008 年中國549站的均一化逐日平均/最高/最低溫度數據集（Li and Yan，2009）。該數據已經使用MASH（Multiple Analysis of Series for Homo- genization）方法（Szentimrey，1999）進行了均一化訂正，克服了遷站、觀測儀器、觀測規范改變等造成的偏差。降水資料來自中國氣象局國家氣象信息中心整編的中國地面資料氣候日值數據集，為中國752個基本、基準地面氣象觀測站及自動站1951年以來逐日的數據。本文選取了與溫度站點資料中一致的549站的降水資料，時間范圍為1960年1月1日～2008年12月31日。大氣變量采用的是NCEP/NCAR Reanalysis 1逐日平均的2.5°×2.5°格點資料（Kalnay et al.，1996），經度范圍0°～180°～0°，緯度范圍90°S～90°N，垂直方向17層從1000 hPa至10 hPa。

傳統意義上，氣候被定義為月、季或年時間尺度上多年平均的大氣狀態（Peixoto and Oort，1992）。月平均、季節平均和年平均的氣候可以由至少30年的觀測數據計算得到。因此，某一時間段（如5天或10天）上的平均氣流指的是大尺度的環境流場，而不是氣候流場。對于極端天氣事件來說，我們要考慮的是逐日變化的氣候，而不是一段時間的平均氣候，即地球上某日某個點的氣候是僅由太陽赤緯角和下墊面強迫出的一種熱力平衡狀態，它具有年循環的周期變化，但不包含多尺度天氣擾動和多時空尺度氣候擾動的部分。于是，全球大氣風場、位勢高度場和溫度場都可以分解成4個分量：緯圈平均的對稱氣候、非對稱氣候、緯圈平均的瞬變對稱擾動和瞬變非對稱擾動。在此逐日氣候定義下的大氣變量分解稱為物理分解（錢維宏，2011；錢維宏，2012a）。以全球大氣溫度變量為例，4分量物理分解可以寫成：

3　1960～2008年南方低溫雨雪冰凍事件

持續性低溫事件可以定義為持續5天以上，至少有相鄰5站日最低氣溫低于第十個百分位閾值，在此基礎上進一步考慮，如果在低溫事件過程中出現站點的最低溫度≤0°C，日降水量≥1 mm，則將這次事件定義為一次低溫雨雪事件。根據此定義，1960～2008年我國南方（35°N以南）共發生了23次低溫事件。針對23次低溫雨雪事件，可以用持續日數、影響范圍、低溫強度和低溫雨雪站日數等4個強度指數對其進行評估。持續日數即為從事件發生到結束時的總日數。影響范圍則為事件持續過程中逐日影響站點數的最大值。低溫事件第天影響的個站點日最低氣溫距平的平均值為()，低溫強度指數定義為整個事件過程中最低的() 值。而低溫雨雪站日數，則等于每日所有達到最低溫度≤0°C和降水≥1 mm的站點數在事件發生過程中的總和。這23次事件各自的強度指數及排序見表1，總排序則是由低溫雨雪站日數降序排列的。

表1 1960～2008年冬季（12月至次年2月）南方冬季持續低溫雨雪事件（按低溫雨雪站日數排序）

注：字體加粗的行表示本文中要重點討論的11次低溫雨雪事件。

統計得出，1960～2008年冬季的南方低溫雨雪事件頻次具有明顯的年代際變化，1960和1970年代發生的次數較多，分別有7次和9次，到了1980年之后開始逐漸減少，1980年代減少為4次，1990年代有2次，2000年以后則僅發生了一次。23次事件中，持續事件最長的發生在2008年1月13日～2月3日，長達22天；影響范圍最大的則是1996年2月17～26日的事件，它在2月20日影響了132個站點；低溫強度最強的事件發生于1974年2月7～13日，最低的低溫距平為－11.34°C，但是它的低溫雨雪站日數只有1。從低溫雨雪站日數來看，1969年1月28日～2月8日過程中，共有232個，是最多的一次事件。另外，這次事件的持續時間、影響范圍和低溫強度分別排序第4、第2和第3，是一次非常強的低溫雨雪事件。在這23次事件中，有些事件的低溫雨雪站日數比較少，在整個事件過程中未達到10，因此我們重點關注表1中低溫雨雪 站日數大于10的11次事件。

4　低溫雨雪冰凍事件的擾動結構

在表1中，1969年1月28日～2月8日發生的低溫雨雪事件是比2008年的事件更為嚴重的過程。我們的分析將這次事件過程中受影響日數最多的區域選定為事件的中心范圍，以方便確定溫度的變化過程和追蹤前期大氣擾動信號的來源。圖1a是這次持續了11天的事件過程中發生極端低溫的站點以及它們受影響累積日數的分布。可以看到，這次事件主要發生在我國的長江中下游及華南地區，兩湖平原受到影響的日數最多，達到了9天以上。我們選定一個區域（23°～36°N，108°～118°E）作為此次事件的中心范圍，大致包含了累積日數以兩湖平原9天為中心向外至3～4天的區域，共有86個站點發生過極端低溫事件。我們給出了這86個站點的平均逐日最低氣溫及其氣候值和距平值，以及逐日降水（雪）量的序列（圖1b）。在1月28日～2月8日，氣溫逐日氣候值都在0C以上，并且隨時間逐漸增大。而觀測氣溫和降水發生了兩次波動，氣溫的每次波動發生在降水波動之后。第一次過程為1月28日～2月3日，平均降水量在1月30日達到最大值13.3 mm，日最低氣溫在1月31日達到持續性低溫事件過程的最低值－9.2°C，距平值為－10.2°C，定義該日為事件的最強日；第二次過程為2月4日～2月8日，降溫前降水達到5.9 mm的平均值，日最低氣溫距平在2月5日達到最低值－9.08°C。圖2為1月30日溫度在115°E的垂直剖面，可以看到在20～30°N范圍的近地面至 500 hPa存在著“冷—暖—冷”的逆溫結構，其中暖層位于700～850 hPa。這是典型的能夠形成凍雨的垂直溫度分布結構。暖濕空氣上升至700 hPa以上形成冰晶或雪后下降至暖層融化成水滴，水滴繼續下降到近地面的冷空氣墊上再度凝結，特別會附著在低溫物體的表面。

以最強日（1月31日）為例，對其大氣變量做物理分解，去掉氣候分量和行星尺度擾動分量，留下天氣尺度擾動分量。圖3a–c分別是1969年1月31日位勢高度和溫度的原始場、氣候場和擾動場在115°E的垂直剖面。在未分解的變量場即原始場（圖3a）上，我國南方對流層低層有一溫度槽線由地面向北傾斜，在低層700～850 hPa存在逆溫的結構，等位勢高度線由南向北升高，總體表現為北方的冷空氣以冷鋒的形式南下。在氣候場（圖3b）上，30°N附近正是氣候上副熱帶鋒活動的位置。在去除氣候分量和行星尺度擾動之后，天氣尺度擾動分量（圖3c）可指示極端低溫雨雪事件所對應的大氣變量擾動結構。事件發生時的對流層大氣中對應著負溫度擾動和負位勢高度擾動。從地面至高空300 hPa存在負溫度擾動，最強的負值中心位于對流層底部，約為－10 K。負位勢高度擾動在20°N以北并隨高度向北傾斜，擾動最大值中心位于300 hPa，達到－220 gpm。

圖1 1969年1月28日～2月8日的低溫雨雪冰凍事件：（a）發生極端低溫站點的分布（圓點）以及累積日數（等值線）；（b）溫度與降水序列。圖1a中，實心點為至少有一天達到低溫雨雪標準的站點，空心點為發生低溫但是始終未達到雨雪冰凍的站點，方框為選定的事件中心范圍（23°～36°N，108°～118°E）；圖1b分別為事件中心區域平均的日最低氣溫觀測值（實線）、氣候值（長虛線）、距平值（短虛線），以及區域平均降水量（垂直條塊）

圖2 1969年1月30日溫度（單位：°C）在115°E的垂直剖面

圖3d是11次事件最強日的位勢高度擾動和溫度擾動的合成，低溫事件對應著負高度擾動和負溫度擾動。負溫度擾動軸線由地面至高空300 hPa向北傾斜，中心值位于700 hPa以下。負高度擾動中心位于300 hPa，也正是溫度擾動零線所在的高度；300 hPa以上溫度擾動轉為正值。這種垂直方向上的配置關系可以從統計和動力兩方面得到驗證。首先，從30年的統計結果來看，高度擾動方差的最大值中心位于約150～300 hPa的對流層頂附近，而溫度擾動方差的最大值中心則分別位于100 hPa、400 hPa和對流層底部850 hPa附近，并且100 hPa的溫度擾動中心與對流層中下部（400 hPa及850 hPa）的溫度擾動中心呈現出完全相反的正與負的對比。其次，從動力學方面進行推導，將全球大氣高度和溫度場分解為氣候和相對氣候的擾動偏差兩部分：，，并代入到靜力平衡方程進行簡化，得到擾動偏差部分的靜力平衡關系：。擾動偏差部分中包含行星尺度擾動和天氣尺度擾動分量，而行星尺度擾動分量的量級往往小于天氣尺度擾動分量，因此在忽略掉行星尺度擾動分量后，天氣尺度溫度擾動和高度擾動之間仍存在著準靜力平衡的關系。從該式中我們能夠得出，當一個正的高度擾動隨著等壓面升高而逐漸減小時，＞0，則，溫度擾動（在正的高度擾動的上方）為負值；反之，在正的高度擾動的下方為正的溫度擾動。本文分析的對流層下部低溫事件正好與此描述的溫度擾動和高度擾動的垂直分布相反。

圖3給出的信息是，位勢高度擾動和溫度擾動分別在300 hPa和850 hPa最強，可以作為低溫事件的大氣擾動信號。圖4是1969年1月31日300 hPa位勢高度和850 hPa溫度的原始場、氣候場和擾動場的水平分布。從原始場上看，位于西伯利亞上空和烏拉爾山脈西部各有一個閉合的冷低壓，我國東部地區和伊朗高原上分別有一個冷槽，兩個冷槽中間的青藏高原上空為暖脊。東部的冷槽是北支槽和南支槽合并的結果（朱乾根等，2000），在我國南方地區則有一個明顯的“冷舌”。在圖4b的氣候場上，西部烏拉爾山脈附近沒有冷中心，只有一個低槽，而西伯利亞的冷中心和其南部延伸出來的槽更偏東，并且沒有閉合的等高線，中緯度地區等高線則較為平直。在去掉氣候場分量和行星尺度擾動分量之后，天氣尺度擾動分量（圖4c）上具有清晰的負溫度擾動中心，并對應 300 hPa上的負高度擾動。我國南方地區上空對應著－8K的溫度擾動中心。此外，在其北側和高原西側還有多個負溫度擾動。我們還將繼續考察31日后低溫的持續與這些擾動信號的關系。

圖3 位勢高度（實線，單位：dagpm）和溫度（虛線，單位：K）沿115°E的垂直剖面：（a）1969年1月31日；（b）氣候。位勢高度擾動（等值線）和溫度擾動（陰影）沿115°E的垂直剖面：（c）1969年1月31日；（d）11次低溫雨雪冰凍事件最強日合成值。X軸上黑色條塊在（a–c）中和（d）中分別表示低溫雨雪所在的緯度范圍（23°～36°N和20°～35°N）；（a）圖粗虛線為我國南方對流層低層的溫度槽；（c）圖粗實線和粗虛線分別為高度擾動槽線和溫度擾動槽線；（d）圖粗短虛線為負溫度擾動槽線

5 低溫雨雪事件前期信號

在對2008年1月我國南方雨雪冰凍事件對應的天氣形勢分析中，很多研究認為：造成2008年初我國南方低溫的冷空氣主要是從中亞，以西方路徑連續侵入中國的（丁一匯等，2008；陶詩言和衛捷，2008；李燦等，2010）。事實上，至少有4 次冷空氣相繼沿相近的西方路徑從新疆侵入中國。來自中亞的冷空氣是從該地區的穩定冷槽或冷低渦中分裂東移的。通過上節的分析，300 hPa的負位勢高度擾動和850 hPa的負溫度擾動可以作為低溫雨雪冰凍事件的擾動信號。因此，我們想要知道，擾動信號在事件發生前是如何傳播的？并且在其他的持續性低溫雨雪事件中，冷空氣的傳播有沒有同2008年類似的特征？

圖5為1969年1月20日～2月6日期間850 hPa負溫度擾動信號的傳播過程圖，背景為700 hPa環境風場。根據前人對我國南方低溫雨雪冰凍事件的個例分析，最大水汽輸送、最大水汽輻合的層次，以及最大正渦度、最大負散度、最大垂直速度、低空急流均考慮在700 hPa。有研究指出，700 hPa西南暖濕低空急流對暴雪的形成起到了重要作用（朱紅和黃玲琳，2003；彭春華和張端禹，2008）。因此，我們也選取700 hPa上的風場作為環境風場，觀察它與溫度擾動信號傳播的關系。最早在事件發生前8天的1月20日，在烏拉爾山脈上空可以發現有一個負溫度擾動A，該擾動向南移動于1月24日到達45°N時分裂為兩個擾動信號A1和A2。青藏高原引起西風發生繞流，在高原的西側分為西北風和西南風兩個分支，在高原的東側匯合。在西南風的作用下，1月25日靠近高原西側的擾動信號A1開始向東北方向移動，遠離高原的A2則繼續向南移動。1月27日A1到達高原的東側，沿著高原東側的西北氣流向東南方向移動，而位于高原西側的A2也開始在引導氣流的作用下向東北方向移動。1月28日A1到達了我國江淮流域，高原南側繞流而來的西南氣流攜帶了印度洋上的水汽，與冷空氣匯合，導致了低溫雨雪事件的開始。同日位于里海西側上空有另一個負擾動B產生。此后1月31日A1繼續南壓，第一次過程發展到了最強的程度，此時A2和B分別移至蒙古高原上空和青藏高原西側。2月4日A2并入我國南方地區上空，第二次過程開始。此后，B也同A一樣分裂出更多的擾動信號B1和B2，先后繞高原向南方地區移動，使得低溫一直持續至2月8日。由于B分裂出的擾動信號的中心值比較弱，并且南支槽減弱為較為平直的西風，因此第二次的低溫過程并沒有第一次過程強，雨雪也較少。錢維宏和張宗婕（2012）在運用大氣變量物理分解方法分析2008年1月低溫雨雪過程時指出，影響這次過程的850 hPa低溫擾動中心有4個，它們先后從中亞繞青藏高原北側移動到中國南方地區，造成了中國南方４次低溫雨雪冰凍（凍雨）過程。由以上分析可知，1969年事件的冷空氣傳播也存在同2008年雨雪過程相似的傳播路徑。

圖5 1969年1月20日～2月8日850 hPa負溫度擾動（陰影，單位：K）和700 hPa環境風場（流線）：（a）1月20日；（b）1月24日；（c）1月25日；（d）1月27日；（e）1月28日；（f）1月31日；（g）2月4日；（h）2月6日。圖中字母表示擾動信號，一個信號分裂成更多信號則在字母后加數字表示

在擾動場上追蹤所有事件的前期信號，將它們最早可以發現的位置和最強日的位置繪于圖6，可以大致看到這些前期信號的傳播方式和路徑。11次事件各自的前期信號傳播方式和提前天數列于表2。可以看到，11次南方雨雪冰凍過程是由28次負溫度擾動信號移動造成的，平均每次過程要受到2～3個負溫度擾動信號的影響，最早可以提前追蹤15天，最晚也能提前8天發現，平均可提前11.2天。這些信號的傳播方式可以分為兩種類型，分別見圖6a和圖6b。28次信號傳播過程中，有11次信號是如1969年1月28日～2月8日的前期信號一樣，傳播至青藏高原以西的冷空氣因高原阻礙而堆積，繞青藏高原隨其北側的反氣旋式環流向東北移動至較高緯度，再向東南方向移動，影響我國南方（圖6a）。另外有17次信號是直接由高緯度向低緯度傳播而來的（圖6b）。11次繞高原傳播的信號中，有5次受高原的阻礙后分裂為2個或以上的冷空氣團，分批影響我國南方，因此容易造成持續時間較長的雨雪冰凍事件，如發生在1969年1月28日～2月9日和2008年1月13日～2月3日的事件（李燦等，2009）。在17次直接移動來的信號中（圖6b），有13次是產生于歐洲地區及西伯利亞地區，沿西北氣流傳播的；4次則是產生于勒拿河沿岸及以東，沿庫頁島上空的氣旋式環流，向西南向移動影響我國的。

表2 11次事件的28個前期信號傳播特征

注：加粗事件是本文所具體列出的例子。

圖6 11次低溫雨雪事件的850 hPa溫度擾動前期信號傳播路徑：（a）繞青藏高原傳播；（b）直接由高緯度向低緯度傳播。空心圓點表示低溫事件發生前最早可以追蹤到的信號位置，實心圓點表示低溫最強日對應的信號位置

28個信號中有17個信號是由高緯度直接向低緯度傳播影響我國南方的。1974年2月23日～3月1日發生的低溫事件（圖7）就是由1個向東南方向移動的信號影響造成的。這次事件的前期23～25日有雨雪過程。26日雨雪停止后，低溫距平下降到最低值－8.52°C，影響站點數最多（圖7b）。在最強日（2月26日）的位勢高度擾動和溫度擾動沿115°E的垂直剖面上，能看到與之前11次事件合成圖類似的結構。對流層下部的負溫度擾動中心指示著地面的低溫事件，對流層上部的負位勢高度擾動中心則位于偏北的位置，在更高緯度的位置存在著與此結構“對稱”的配置。圖8給出了事件前期信號的傳播特征。在事件發生前9天的2月14日，新地島上空有負的溫度擾動信號A出現并向東南方向移動，2月16日該信號到達烏拉爾山脈東部的西西伯利亞平原，強度增加到－12 K。到了2月18日，信號A分裂為東邊一個較強的信號A1和西邊一個較弱的信號A2。A1位于蒙古高原北部，強度增強至－14 K以上。這兩個信號2月20日在西伯利亞上空合并后又于2月23日重新分裂。東邊的信號A1底部向南延伸至我國江南地區，事件開始。2月23日后，信號進一步向南壓至華南地區，影響站點數也進一步增多。

圖7 1974年2月23日～3月1日低溫雨雪事件：（a）逐日低溫雨雪站點數（灰色條塊）、極端低溫站點數（點狀填充條塊）和站點日最低氣溫距平平均值（折線，單位：°C）；（b）2月26日地面極端低溫站點；（c）2月26日位勢高度擾動（等值線，單位：dagpm）和溫度擾動（陰影，單位：K）沿115°E的垂直剖面。（c）中：粗實線和粗虛線分別為高度擾動槽線和溫度擾動槽線

圖8 1974年2月14日～2月25日 850 hPa負溫度擾動（陰影，單位：K）和700 hPa環境風場（流線）：（a）2月14日；（b）2月16日；（c）2月18日；（d）2月20日；（e）2月23日；（f）2月25日

6　結論和討論

本文根據持續性低溫雨雪事件的定義確定了發生在1960～2008年冬季（12月至次年2月）中國南方地區（35°N以南）的23次持續性低溫雨雪事件，對這些事件的持續天數、影響范圍和低溫強度進行了綜合評估。運用大氣變量物理分解方法重點分析了低溫雨雪站日數大于10的11次事件，得到下列結論：

（1）23次事件的平均持續時間為9.1天，平均影響45個站點，低溫強度平均為－7.5°C，低溫雨雪站日數為48。23次事件中，最多的為1969年1月28日～2月8日，為232個站日數，2008年1月13日～2月3日的站日數為186，排在第二位，但是它的持續時間（22天）是所有事件中最長的。低溫事件頻次具有明顯的年代際變化，1960和1970年代較多，1980年代以后逐漸減少。

（2）對低溫發生時的大氣變量進行物理分解，擾動分量能更好地指示地面極端低溫雨雪事件所對應的大氣變量擾動結構。事件發生時對流層分布著負溫度擾動和負高度擾動。負溫度擾動軸線由地面至高空300 hPa向北傾斜，中心值位于700 hPa以下，負位勢高度擾動中心位于300 hPa，也正是負溫度擾動零線所在的位置，300 hPa以上溫度擾動則由負值轉為正值。陶詩言和衛捷（2008）也曾指出2008年的雨雪冰凍事件之前500 hPa 上是看不出明顯信號的，明顯的信號存在于300 hPa。當用物理分解法得到高度擾動后，這樣的信號就清楚了。

（3）11次低溫雨雪事件是由28次負溫度擾動信號移動造成的，這些信號平均可以提前11.2天追蹤到。在28次信號傳播過程中，有17次信號是直接由高緯度向低緯度傳播的。而另外的11次信號是傳播至青藏高原以西的冷空氣受高原阻礙堆積，繞青藏高原隨其北部的反氣旋式環流向東北移動至較高緯度，再向東南方向移動，影響我國南方。17次直接傳播而來的信號中，分為向東南方向傳播的13次信號和向西南方向傳播的4次信號。11次繞高原傳播的信號中，5次信號是受高原的阻礙后分裂為2個或以上的冷空氣團，分批影響我國南方，形成了持續時間較長的雨雪冰凍事件。

本文所做的工作是先確定事件，當事件發生時向前追溯與事件有關的大氣變量擾動信號，這是由結果找原因的“倒向問題”。如果考慮相反的情況，當有一個擾動信號在遠離中國的源地產生時，未來幾日它是否傳播過來，強度會發生怎樣的變化，會對我國的哪個區域造成影響，將會持續多久，這便是“正向問題”，它們是單憑經驗外推無法較為準確地掌握的。統計得到，事件發生時850 hPa平均最強的溫度擾動為－4～－6 K。將所關心區域上空的擾動信號的強度閾值設定為－4 K時，指示低溫雨雪事件的命中率為67.6%，說明擾動信號對于低溫雨雪事件預報有一定的參考價值和意義。近年來，數值預報的發展使得天氣形勢預報的可用時效超過了7天（矯梅燕等，2006），因此在對極端低溫事件進行實際預報時，我們可以將物理分解方法同模式預報產品相結合，對模式預報出的位勢高度場和溫度場進行分解，提取出天氣尺度的擾動分量，從而對極端事件進行延伸期預報。錢維宏和張宗婕（2012）在2011年初就利用未來10天的歐洲中期數值天氣預報產品做擾動場的分解，得到850 hPa層溫度擾動信號的傳播。他們實際提前4天預報出了1月16～21日我國南方的一次雨雪冰凍過程事件的開始和提前9天預報出了事件的結束。

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Analysis on Atmospheric Anomalous Signals of Winter Low Temperature and Snow–Ice Storms in Southern China

JIANG Man, YU Tiantian, and QIAN Weihong

,,100871

In this study, a total of 23 winter snow–ice storms in southern China were determined based on the homogenized daily minimum temperature series and precipitation datasets at 549 stations from 1960 to 2008. By decomposing atmospheric variables into four components, the synoptic-scale atmospheric anomalies of these storms were analyzed. The centers of negative geopotential height anomalies and negative temperature anomalies were found at 300 hPa and 850 hPa, respectively, when surface weather events occurred. The centers of these anomalies can be traced as early signals to indicate the occurrence of surface snow–ice storm events. On an average, the early signals of 11 major snow–ice storm events were identified 11.2 days earlier.

Southern China, Low temperature, Snow–ice storm, Physical decomposition, Synoptic-scale anomaly, Early signal

1006?9895(2014)04?0813?12

P448

A

10.3878/j.issn.1006-9895.2013.13217

2013?07?18，2013?10?31收修定稿

國家自然科學基金項目41375703，公益性行業（氣象）科研專項201306032

江漫，女，1989年出生，碩士，主要從事天氣氣候研究。E-mail: jiangman5932@163.com

錢維宏，E-mail: qianwh@pku.edu.cn