太平洋海溫異常對湖南冬季雨凇的影響

李易芝，羅伯良，廖玉芳，郭凌曜，段麗潔

（1.湖南省氣象科學研究所/氣象防災減災湖南省重點實驗室，長沙 410118；2.湖南省氣候中心，長沙 410118）

雨凇是指過冷的降水碰到溫度等于或低于0 ℃的物體表面時所形成玻璃狀的透明或無光澤的表面粗糙的冰覆蓋層，因此也叫冰凍。湖南位于長江中游以南，南嶺以北，東、南、西三面環山，由于開口向北，極有利于冬季北方強冷空氣侵入，且常有華南準靜止鋒停滯在湖南上空，當北方強冷空氣與南海副熱帶暖濕氣流交匯時，湖南省極易發生大范圍的冰凍天氣災害［1］。冰凍有礙公共交通安全，損壞電力、通訊等公共基礎設施，可導致電網倒塔、斷線等事故［2］；大田結冰會凍壞返青的冬麥或凍死早春播種的作物幼苗；還可能壓垮房屋，凍壞管線，對人民生命財產安全造成嚴重威脅［3］。2008 年1 月中旬至2月上旬，湖南省出現了歷史罕見的冰凍災害，區域平均的最大連續冰凍日數為1951 年以后冬季的最大值［4］，對交通運輸、能源供應、電力傳輸、通信設施、農業及人民群眾生活造成了嚴重影響和損害，導致全省3 927.7 萬人受災，直接經濟損失680 億元［5-7］。

國內外針對冰凍開展了研究［8-10］。廖玉芳等［11］對湖南雨凇的時空分布特征進行了分析，發現湖南雨凇空間分布呈現為南多北少、東多西少、迎風坡多、背風坡少、三心二帶、高低交錯特征。彭莉莉等［12］、徐輝等［13］從地形對湖南雨凇的影響出發，指出坡向以及地形高度對湖南雨凇有一定影響。趙思雄等［14］、孫建華等［15］從中尺度動力結構方面對南方冰凍天氣進行了分析，并提出了多尺度系統持續性的冰凍天氣物理模型。廖玉芳等［16］、李麗等［17］研究了冰凍的形成機理，發現亞洲區極渦面積和東亞槽位置以及高空急流的演變對湖南雨凇天氣影響極為重要。姚蓉等［18］從冰凍引起的災情出發，針對湖南2008 和2011 年2 次冰凍過程，從天氣學成因對交通電力影響情況和特點等方面進行綜合對比分析，揭示了2 次過程的強度和造成災情差異的原因，并提出相應的防御措施。王東海等［19］、廖玉芳等［20］、晏紅明等［21］針對2008 年嚴重的低溫雨雪冰凍災害性天氣過程開展了天氣特征及其天氣動力學、氣候成因分析。章開美等［2］、丁一匯等［22］、廖玉芳等［16］、肖平等［23］從海溫出發，分析了熱帶太平洋海溫、西太平洋海溫、ENSO 事件對雨凇的影響，指出海溫對雨凇有一定的指示意義。

湖南雨凇出現次數在全國排名第二，僅次于貴州，是冰凍災害比較嚴重的省份。太平洋一直是影響我國氣候的關鍵海區，本研究從海溫對雨凇的影響機理出發，著眼于太平洋海溫的空間分布和湖南雨凇的關系，影響湖南冬季雨凇的海溫前兆信號，其物理機制等幾個問題，探討前期太平洋海溫與湖南冬季雨凇日數的關系，提取湖南冬季雨凇日數的預測信號，并對前期太平洋海溫影響湖南雨凇的機制進行研究。

1 資料和方法

1.1 資料

湖南省89 個氣象觀測站1961—2018 年雨凇資料；NCEP/NCAR 再分析月平均風場、位勢高度場、海平面氣壓場資料，分辨率為2.5°×2.5°；Hadley 中心月平均海溫數據（HadISST），分辨率為1°×1°。冷空氣過程資料來自文獻［24］。冬季指當年12 月和次年1、2 月，氣候平均值取1981—2010 年的平均值。

1.2 方法

研究方法主要是合成分析、相關分析以及t檢驗等。依據GB/T 20484—2017［25］將冷空氣分為弱冷空氣、較強冷空氣、強冷空氣和寒潮4 個等級。

2 海溫異常與雨凇變化的關系

2.1 湖南冬季雨凇日數與海溫

1961—2018 年湖南冬季雨凇日數與前期不同時段太平洋海溫相關系數分布見圖1。由圖1 可見，從5 月開始，湖南雨凇日數與太平洋海溫的相關空間分布出現了南正北負的偶極子型，其中在中太平洋為正，西北太平洋和東北太平洋為負，且在7—9月達到強盛。選取相關系數通過0.05 以上顯著性水平檢驗的關鍵區（黑色方框），定義7—9 月太平洋海溫指數（PSI）為正相關區域（24°—30°N，164°—176°E）與負相關區域（45°—52°N，160°—182°E）、（38°—50°N，107°—124°E）海表溫度距平的區域平均值之差。因為7—9 月相關性最顯著，進而以8 月為基準，計算了正負關鍵區海表溫度距平值之差的超前、同期、滯后自相關系數（圖2），可以看出北太平洋海溫的相關分布型5—10 月都處于顯著自相關，說明該分布型具有一定的持續性，且7、8、9 月的相關性達到了0.6 以上，因此海溫指數（PSI）均指前期7—9 月太平洋海溫指數。

圖1 1961—2018 年湖南冬季雨凇日數與前期不同時段的太平洋海溫相關系數分布

圖2 1961—2018 年以8 月為基準月的太平洋關鍵區海溫指數的超前、同期、滯后自相關系數

2.2 海溫指數與湖南冬季雨凇日數

湖南冬季雨凇日數和PSI的時間演變見圖3。PSI指數與湖南雨凇日數的相關系數為0.54，達到了99%的顯著性水平檢驗。PSI大于1 個標準差的年份（高指數）為1964、1968、1971、1973、1976、1983、1987、1988、1999、2007 年，只有2 年（1964、1999 年）湖南冬季雨凇日數距平為負；PSI小于-1 個標準差的年份（低指數）為1962、1967、1977、1986、1994、2013、2014、2015、2016 年，湖南冬季雨凇日數均為負距平。表明PSI偏高（低）時，湖南冬季雨凇日數易偏多（少）。

圖3 1961—2018 年湖南冬季雨凇日數和太平洋海溫指數標準差的時間演變

若以湖南冬季雨凇日數大于0.8（小于-0.8）個標準差為閾值，選取湖南冬季雨凇日數偏多（少）年，則偏多年為1963、1966、1968、1971、1973、1976、1983、2007 年，除1963 年PSI為負距平外，其余年份均為正距平；偏少年為1961、1972、2001、2006、2016年，PSI均為負距平。以上統計結果均表明湖南冬季雨淞日數與PSI存在較顯著的因果關系。

將高PSI年和低PSI年的湖南冬季雨凇日數進行合成，可以看出，高PSI年湖南全省冬季雨凇日數均偏多，其中湘中及以南地區偏多4 d 以上；低PSI年湖南冬季雨凇日數均偏少，同樣湘中及偏南地區偏少較多（圖4）。可見，前期7—9 月的北太平洋海溫冷暖異常對湖南冬季雨凇日數具有重要的預測意義。

圖4 1961—2018 年高、低太平洋海溫指數年湖南冬季雨凇日數距平分布

3 海溫異常對湖南冬季雨凇變化的影響

湖南冬季雨凇的發生與前期太平洋海溫南正北負的偶極子型關系密切，研究這種異常分布引發湖南冬季雨凇偏多的原因和可能機制，主要從與前期太平洋海溫異常分布相關的大氣環流進行分析。

湖南冬季雨凇日數偏多、偏少年同期冬季200 hPa 緯向風距平場合成和海溫指數與后期冬季200 hPa 緯向風場的相關系數空間分布見圖5。由圖5 可見，在雨凇日數偏多年，200 hPa 緯向風在中國長江以北為顯著的偏西風距平，湖南處于長江以南的顯著的偏東風距平，這種距平場的分布表明長江以北地區西風急流偏強，而西風急流位置與500 hPa 高空鋒區的位置相對應，湖南處于高空鋒區右側的強輻散區，低層輻合、高層輻散的配置有利于湖南上空出現強烈的上升運動。偏少年200 hPa 緯向風異常空間分布與偏多年基本相反，但強度明顯偏弱。由圖5c 可見，海溫指數與湖南冬季200 hPa 緯向風場的相關分布和雨凇日數偏多、偏少年同期冬季200 hPa的環流形勢特征存在較好的對應關系，即當海溫指數偏高時，冬季200 hPa 緯向風異常與雨凇日數偏多年冬季緯向風異常特征相一致，反之，則與雨凇日數偏少年冬季緯向風異常特征基本一致，可見，太平洋海溫可以通過影響后期冬季高空西風急流的位置和強度影響湖南冬季雨凇。

圖5 1961—2018 年湖南冬季雨凇日數偏多、偏少年同期冬季200 hPa 緯向風距平場合成；太平洋海溫指數與后期冬季200 hPa 緯向風場的相關系數空間分布

在500 hPa 高度場上，雨凇日數偏多年（圖6a），烏拉爾山附近為顯著的位勢高度正距平，亞洲大部分地區尤其是東亞中高緯為顯著的位勢高度負距平，歐亞500 hPa 上空表現出西正東負的高度距平分布特征，反映了烏拉爾山高壓脊較常年偏強，脊前偏北氣流引導冷空氣南下影響長江以南地區，同時印緬槽活動頻繁，槽前西南暖濕氣流向北輸送，有利于冷暖空氣在湖南地區交匯。雨凇日數偏少年500 hPa 歐亞中高緯高度距平場表現出西負東正的分布特征，與雨凇日數偏多的分布正好相反（圖6b），即烏拉爾山高壓脊和東亞大槽均較常年明顯偏弱，不利于冷空氣南下。海溫指數與后期冬季500 hPa 高度場的相關系數分布見圖6c。由圖6c 可見，相關系數在歐亞區域總體上呈現西正東負的空間分布，表明，當海溫指數偏高時，冬季500 hPa 烏拉爾山附近位勢高度偏高，東亞中高緯位勢高度偏低，該環流形勢分布特征和雨凇日數偏多年冬季500 hPa 環流形勢異常一致。反之，則與雨凇日數偏少年冬季環流異常特征一致。可見，海溫指數偏高（偏低）有利于后期冬季中高緯烏拉爾山高壓脊和東亞大槽偏強（偏弱）及中低緯南支槽偏強（偏弱），從而影響雨凇日數偏多（偏少）。

圖6 1961—2018 年湖南冬季雨凇日數偏多、偏少年同期冬季500 hPa 位勢高度場（等值線）及距平場（陰影）合成；太平洋海溫指數與后期冬季500 hPa 高度場的相關系數空間分布

從海平面氣壓場可以看出，在雨凇日數偏多年（圖7a），45°N 以北的亞洲大陸均為顯著的氣壓正距平，亞洲中低緯為氣壓負距平控制，表明西伯利亞高壓偏強（冷空氣勢力偏強），西太平洋副熱帶高壓偏弱，該分布有利于冷空氣向南推進影響湖南，使得湖南出現0 ℃以下溫度的概率高。雨凇日數偏少年（圖7b），45°N 以北的亞洲大陸均為顯著的氣壓負距平，即西伯利亞高壓偏弱，冷空氣勢力弱。圖7c 為海溫指數與后期冬季海平面氣壓場的相關系數空間分布圖，可見，當海溫指數偏高時，冬季西伯利亞高壓偏強，亞洲中低緯氣壓偏低，這和雨凇日數偏多年冬季海平面氣壓場異常分布特征基本一致。反之，則與雨凇日數偏少年冬季海平面氣壓場異常分布特征基本一致。

圖7 1961—2018 年湖南冬季雨凇日數偏多、偏少年同期冬季海平面氣壓場合成；太平洋海溫指數與后期冬季海平面氣壓場的相關系數空間分布

綜上可知，當海溫指數偏高時，后期冬季200 hPa 長江以北西風急流偏強，500 hPa 烏拉爾山附近位勢高度偏高，東亞中高緯位勢高度偏低，西伯利亞海平面氣壓偏強，湖南冬季雨凇日數偏多；反之，湖南冬季雨凇日數偏低。

4 海溫異常對冷空氣的影響

冷空氣活動多寡是造成湖南雨凇日數異常的天氣因素之一，為了進一步討論海溫指數異常對湖南冬季雨凇日數的影響，雨凇日數偏多與偏少年和海溫指數偏高與偏低年湖南冷空氣活動次數見表1。由表1 可知，湖南冬季雨凇日數偏多與偏少年，影響湖南的冷空氣活動總次數基本相等，在弱冷空氣、中等強度和強冷空氣等級活動次數上亦沒有明顯區別，但是偏多年寒潮活動偏多，其出現次數為偏少年的1.6 倍。在PSI高、低指數年，影響湖南冬季冷空氣活動總次數幾乎相同，在弱冷空氣、中等強度和強冷空氣等級活動次數上亦沒有明顯差別，但寒潮影響次數在PSI高指數年是低指數年的2.4 倍。說明前期太平洋海溫異常與冬季影響湖南寒潮次數異常存在較好的對應關系，與湖南冬季雨凇日數異常亦存在較好的關系。可見，海溫指數可作為湖南冬季雨凇日數預測的信號。

表1 PSI和雨凇日數異常年湖南各等級冷空氣次數

5 小結與討論

研究前期太平洋海溫與湖南冬季雨凇日數的關系，提取了影響湖南冬季雨凇日數的預測信號，并對前期太平洋海溫影響湖南雨凇的物理機制進行了研究。

1）前期太平洋海溫南正北負的偶極子分布型與湖南冬季雨凇存在顯著的相關關系，其中在中太平洋為正，西北太平洋和東北太平洋為負，這種分布型從5 月持續到10 月，且在7—9 月達到強盛。

2）當海溫指數偏高時，后期冬季200 hPa 長江以北西風急流偏強，湖南處于西風急流的南側，容易產生強烈的上升運動；500 hPa 烏拉爾山附近位勢高度偏高，東亞中高緯位勢高度偏低，西低東高的分布型有利于冷空氣南下，中低緯印緬槽活動頻繁，槽前西南暖濕氣流向北輸送，有利于冷暖空氣在湖南地區交匯；地面西伯利亞海平面氣壓偏強（冷空氣勢力偏強），湖南出現0 ℃以下溫度的概率高，這種高低空環流相互作用，使得湖南冬季雨凇日數偏多；反之，湖南冬季雨凇日數偏少。

3）湖南冬季雨凇日數偏多與偏少年以及PSI高、低指數年，影響湖南的冷空氣活動總次數基本相等，在弱冷空氣、中等強度和強冷空氣等級活動次數上亦沒有明顯區別，但是偏多年和高指數年寒潮活動明顯偏多，說明前期太平洋海溫異常與冬季影響湖南寒潮次數異常存在較好的對應關系，寒潮次數與湖南冬季雨凇日數異常亦存在較好的關系。海溫指數可作為湖南冬季雨凇日數預測的一個前兆信號。