太平洋海温异常对湖南冬季雨凇的影响

李易芝，罗伯良，廖玉芳，郭凌曜，段丽洁

（1.湖南省气象科学研究所/气象防灾减灾湖南省重点实验室，长沙 410118；2.湖南省气候中心，长沙 410118）

雨凇是指过冷的降水碰到温度等于或低于0 ℃的物体表面时所形成玻璃状的透明或无光泽的表面粗糙的冰覆盖层，因此也叫冰冻。湖南位于长江中游以南，南岭以北，东、南、西三面环山，由于开口向北，极有利于冬季北方强冷空气侵入，且常有华南准静止锋停滞在湖南上空，当北方强冷空气与南海副热带暖湿气流交汇时，湖南省极易发生大范围的冰冻天气灾害［1］。冰冻有碍公共交通安全，损坏电力、通讯等公共基础设施，可导致电网倒塔、断线等事故［2］；大田结冰会冻坏返青的冬麦或冻死早春播种的作物幼苗；还可能压垮房屋，冻坏管线，对人民生命财产安全造成严重威胁［3］。2008 年1 月中旬至2月上旬，湖南省出现了历史罕见的冰冻灾害，区域平均的最大连续冰冻日数为1951 年以后冬季的最大值［4］，对交通运输、能源供应、电力传输、通信设施、农业及人民群众生活造成了严重影响和损害，导致全省3 927.7 万人受灾，直接经济损失680 亿元［5-7］。

国内外针对冰冻开展了研究［8-10］。廖玉芳等［11］对湖南雨凇的时空分布特征进行了分析，发现湖南雨凇空间分布呈现为南多北少、东多西少、迎风坡多、背风坡少、三心二带、高低交错特征。彭莉莉等［12］、徐辉等［13］从地形对湖南雨凇的影响出发，指出坡向以及地形高度对湖南雨凇有一定影响。赵思雄等［14］、孙建华等［15］从中尺度动力结构方面对南方冰冻天气进行了分析，并提出了多尺度系统持续性的冰冻天气物理模型。廖玉芳等［16］、李丽等［17］研究了冰冻的形成机理，发现亚洲区极涡面积和东亚槽位置以及高空急流的演变对湖南雨凇天气影响极为重要。姚蓉等［18］从冰冻引起的灾情出发，针对湖南2008 和2011 年2 次冰冻过程，从天气学成因对交通电力影响情况和特点等方面进行综合对比分析，揭示了2 次过程的强度和造成灾情差异的原因，并提出相应的防御措施。王东海等［19］、廖玉芳等［20］、晏红明等［21］针对2008 年严重的低温雨雪冰冻灾害性天气过程开展了天气特征及其天气动力学、气候成因分析。章开美等［2］、丁一汇等［22］、廖玉芳等［16］、肖平等［23］从海温出发，分析了热带太平洋海温、西太平洋海温、ENSO 事件对雨凇的影响，指出海温对雨凇有一定的指示意义。

湖南雨凇出现次数在全国排名第二，仅次于贵州，是冰冻灾害比较严重的省份。太平洋一直是影响我国气候的关键海区，本研究从海温对雨凇的影响机理出发，着眼于太平洋海温的空间分布和湖南雨凇的关系，影响湖南冬季雨凇的海温前兆信号，其物理机制等几个问题，探讨前期太平洋海温与湖南冬季雨凇日数的关系，提取湖南冬季雨凇日数的预测信号，并对前期太平洋海温影响湖南雨凇的机制进行研究。

1 资料和方法

1.1 资料

湖南省89 个气象观测站1961—2018 年雨凇资料；NCEP/NCAR 再分析月平均风场、位势高度场、海平面气压场资料，分辨率为2.5°×2.5°；Hadley 中心月平均海温数据（HadISST），分辨率为1°×1°。冷空气过程资料来自文献［24］。冬季指当年12 月和次年1、2 月，气候平均值取1981—2010 年的平均值。

1.2 方法

研究方法主要是合成分析、相关分析以及t检验等。依据GB/T 20484—2017［25］将冷空气分为弱冷空气、较强冷空气、强冷空气和寒潮4 个等级。

2 海温异常与雨凇变化的关系

2.1 湖南冬季雨凇日数与海温

1961—2018 年湖南冬季雨凇日数与前期不同时段太平洋海温相关系数分布见图1。由图1 可见，从5 月开始，湖南雨凇日数与太平洋海温的相关空间分布出现了南正北负的偶极子型，其中在中太平洋为正，西北太平洋和东北太平洋为负，且在7—9月达到强盛。选取相关系数通过0.05 以上显著性水平检验的关键区（黑色方框），定义7—9 月太平洋海温指数（PSI）为正相关区域（24°—30°N，164°—176°E）与负相关区域（45°—52°N，160°—182°E）、（38°—50°N，107°—124°E）海表温度距平的区域平均值之差。因为7—9 月相关性最显著，进而以8 月为基准，计算了正负关键区海表温度距平值之差的超前、同期、滞后自相关系数（图2），可以看出北太平洋海温的相关分布型5—10 月都处于显著自相关，说明该分布型具有一定的持续性，且7、8、9 月的相关性达到了0.6 以上，因此海温指数（PSI）均指前期7—9 月太平洋海温指数。

图1 1961—2018 年湖南冬季雨凇日数与前期不同时段的太平洋海温相关系数分布

图2 1961—2018 年以8 月为基准月的太平洋关键区海温指数的超前、同期、滞后自相关系数

2.2 海温指数与湖南冬季雨凇日数

湖南冬季雨凇日数和PSI的时间演变见图3。PSI指数与湖南雨凇日数的相关系数为0.54，达到了99%的显著性水平检验。PSI大于1 个标准差的年份（高指数）为1964、1968、1971、1973、1976、1983、1987、1988、1999、2007 年，只有2 年（1964、1999 年）湖南冬季雨凇日数距平为负；PSI小于-1 个标准差的年份（低指数）为1962、1967、1977、1986、1994、2013、2014、2015、2016 年，湖南冬季雨凇日数均为负距平。表明PSI偏高（低）时，湖南冬季雨凇日数易偏多（少）。

图3 1961—2018 年湖南冬季雨凇日数和太平洋海温指数标准差的时间演变

若以湖南冬季雨凇日数大于0.8（小于-0.8）个标准差为阈值，选取湖南冬季雨凇日数偏多（少）年，则偏多年为1963、1966、1968、1971、1973、1976、1983、2007 年，除1963 年PSI为负距平外，其余年份均为正距平；偏少年为1961、1972、2001、2006、2016年，PSI均为负距平。以上统计结果均表明湖南冬季雨淞日数与PSI存在较显著的因果关系。

将高PSI年和低PSI年的湖南冬季雨凇日数进行合成，可以看出，高PSI年湖南全省冬季雨凇日数均偏多，其中湘中及以南地区偏多4 d 以上；低PSI年湖南冬季雨凇日数均偏少，同样湘中及偏南地区偏少较多（图4）。可见，前期7—9 月的北太平洋海温冷暖异常对湖南冬季雨凇日数具有重要的预测意义。

图4 1961—2018 年高、低太平洋海温指数年湖南冬季雨凇日数距平分布

3 海温异常对湖南冬季雨凇变化的影响

湖南冬季雨凇的发生与前期太平洋海温南正北负的偶极子型关系密切，研究这种异常分布引发湖南冬季雨凇偏多的原因和可能机制，主要从与前期太平洋海温异常分布相关的大气环流进行分析。

湖南冬季雨凇日数偏多、偏少年同期冬季200 hPa 纬向风距平场合成和海温指数与后期冬季200 hPa 纬向风场的相关系数空间分布见图5。由图5 可见，在雨凇日数偏多年，200 hPa 纬向风在中国长江以北为显著的偏西风距平，湖南处于长江以南的显著的偏东风距平，这种距平场的分布表明长江以北地区西风急流偏强，而西风急流位置与500 hPa 高空锋区的位置相对应，湖南处于高空锋区右侧的强辐散区，低层辐合、高层辐散的配置有利于湖南上空出现强烈的上升运动。偏少年200 hPa 纬向风异常空间分布与偏多年基本相反，但强度明显偏弱。由图5c 可见，海温指数与湖南冬季200 hPa 纬向风场的相关分布和雨凇日数偏多、偏少年同期冬季200 hPa的环流形势特征存在较好的对应关系，即当海温指数偏高时，冬季200 hPa 纬向风异常与雨凇日数偏多年冬季纬向风异常特征相一致，反之，则与雨凇日数偏少年冬季纬向风异常特征基本一致，可见，太平洋海温可以通过影响后期冬季高空西风急流的位置和强度影响湖南冬季雨凇。

图5 1961—2018 年湖南冬季雨凇日数偏多、偏少年同期冬季200 hPa 纬向风距平场合成；太平洋海温指数与后期冬季200 hPa 纬向风场的相关系数空间分布

在500 hPa 高度场上，雨凇日数偏多年（图6a），乌拉尔山附近为显著的位势高度正距平，亚洲大部分地区尤其是东亚中高纬为显著的位势高度负距平，欧亚500 hPa 上空表现出西正东负的高度距平分布特征，反映了乌拉尔山高压脊较常年偏强，脊前偏北气流引导冷空气南下影响长江以南地区，同时印缅槽活动频繁，槽前西南暖湿气流向北输送，有利于冷暖空气在湖南地区交汇。雨凇日数偏少年500 hPa 欧亚中高纬高度距平场表现出西负东正的分布特征，与雨凇日数偏多的分布正好相反（图6b），即乌拉尔山高压脊和东亚大槽均较常年明显偏弱，不利于冷空气南下。海温指数与后期冬季500 hPa 高度场的相关系数分布见图6c。由图6c 可见，相关系数在欧亚区域总体上呈现西正东负的空间分布，表明，当海温指数偏高时，冬季500 hPa 乌拉尔山附近位势高度偏高，东亚中高纬位势高度偏低，该环流形势分布特征和雨凇日数偏多年冬季500 hPa 环流形势异常一致。反之，则与雨凇日数偏少年冬季环流异常特征一致。可见，海温指数偏高（偏低）有利于后期冬季中高纬乌拉尔山高压脊和东亚大槽偏强（偏弱）及中低纬南支槽偏强（偏弱），从而影响雨凇日数偏多（偏少）。

图6 1961—2018 年湖南冬季雨凇日数偏多、偏少年同期冬季500 hPa 位势高度场（等值线）及距平场（阴影）合成；太平洋海温指数与后期冬季500 hPa 高度场的相关系数空间分布

从海平面气压场可以看出，在雨凇日数偏多年（图7a），45°N 以北的亚洲大陆均为显著的气压正距平，亚洲中低纬为气压负距平控制，表明西伯利亚高压偏强（冷空气势力偏强），西太平洋副热带高压偏弱，该分布有利于冷空气向南推进影响湖南，使得湖南出现0 ℃以下温度的概率高。雨凇日数偏少年（图7b），45°N 以北的亚洲大陆均为显著的气压负距平，即西伯利亚高压偏弱，冷空气势力弱。图7c 为海温指数与后期冬季海平面气压场的相关系数空间分布图，可见，当海温指数偏高时，冬季西伯利亚高压偏强，亚洲中低纬气压偏低，这和雨凇日数偏多年冬季海平面气压场异常分布特征基本一致。反之，则与雨凇日数偏少年冬季海平面气压场异常分布特征基本一致。

图7 1961—2018 年湖南冬季雨凇日数偏多、偏少年同期冬季海平面气压场合成；太平洋海温指数与后期冬季海平面气压场的相关系数空间分布

综上可知，当海温指数偏高时，后期冬季200 hPa 长江以北西风急流偏强，500 hPa 乌拉尔山附近位势高度偏高，东亚中高纬位势高度偏低，西伯利亚海平面气压偏强，湖南冬季雨凇日数偏多；反之，湖南冬季雨凇日数偏低。

4 海温异常对冷空气的影响

冷空气活动多寡是造成湖南雨凇日数异常的天气因素之一，为了进一步讨论海温指数异常对湖南冬季雨凇日数的影响，雨凇日数偏多与偏少年和海温指数偏高与偏低年湖南冷空气活动次数见表1。由表1 可知，湖南冬季雨凇日数偏多与偏少年，影响湖南的冷空气活动总次数基本相等，在弱冷空气、中等强度和强冷空气等级活动次数上亦没有明显区别，但是偏多年寒潮活动偏多，其出现次数为偏少年的1.6 倍。在PSI高、低指数年，影响湖南冬季冷空气活动总次数几乎相同，在弱冷空气、中等强度和强冷空气等级活动次数上亦没有明显差别，但寒潮影响次数在PSI高指数年是低指数年的2.4 倍。说明前期太平洋海温异常与冬季影响湖南寒潮次数异常存在较好的对应关系，与湖南冬季雨凇日数异常亦存在较好的关系。可见，海温指数可作为湖南冬季雨凇日数预测的信号。

表1 PSI和雨凇日数异常年湖南各等级冷空气次数

5 小结与讨论

研究前期太平洋海温与湖南冬季雨凇日数的关系，提取了影响湖南冬季雨凇日数的预测信号，并对前期太平洋海温影响湖南雨凇的物理机制进行了研究。

1）前期太平洋海温南正北负的偶极子分布型与湖南冬季雨凇存在显著的相关关系，其中在中太平洋为正，西北太平洋和东北太平洋为负，这种分布型从5 月持续到10 月，且在7—9 月达到强盛。

2）当海温指数偏高时，后期冬季200 hPa 长江以北西风急流偏强，湖南处于西风急流的南侧，容易产生强烈的上升运动；500 hPa 乌拉尔山附近位势高度偏高，东亚中高纬位势高度偏低，西低东高的分布型有利于冷空气南下，中低纬印缅槽活动频繁，槽前西南暖湿气流向北输送，有利于冷暖空气在湖南地区交汇；地面西伯利亚海平面气压偏强（冷空气势力偏强），湖南出现0 ℃以下温度的概率高，这种高低空环流相互作用，使得湖南冬季雨凇日数偏多；反之，湖南冬季雨凇日数偏少。

3）湖南冬季雨凇日数偏多与偏少年以及PSI高、低指数年，影响湖南的冷空气活动总次数基本相等，在弱冷空气、中等强度和强冷空气等级活动次数上亦没有明显区别，但是偏多年和高指数年寒潮活动明显偏多，说明前期太平洋海温异常与冬季影响湖南寒潮次数异常存在较好的对应关系，寒潮次数与湖南冬季雨凇日数异常亦存在较好的关系。海温指数可作为湖南冬季雨凇日数预测的一个前兆信号。