中国南方地区冻雨暴雪过程的影响外文翻译资料

 2022-11-29 15:40:47

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上游气温异常对2008年初

中国南方地区冻雨暴雪过程的影响

左群杰1，高守亭1,2，孙效功2

1中国科学院大气物理研究所云降水物理与强风暴实验室，中国科学院，北京100029

2中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081

摘要：利用ERA-Interim数据，对2008年1月11日至22日华南地区发生的冻雨和暴雪天气过程中的温度异常进行分析。此次过程中，非绝热加热温度平流导致青藏高原上空气温异常升高。从青藏高原移至华南地区的异常高温有以下几个作用。第一，中国地区高空副热带急流在南北方向分成两部分，影响了中国南方冻雨的发展;第二，移至中国的暖空气形成暖脊，阻碍了上游阻塞高压后部冷空气的运输，使冷空气在脊后积聚，促成了过程后期强冷空气的爆发;第三，华南低空冷层和高空暖层形成逆温层，有利于华南地区冰冻天气的发展;最后，由于温度异常，低空（700 hPa以下）出现转向风向，有利于将暖湿空气和干冷空气输送到华南区域。

关键词：冻雨；高低空急流；非绝热加热；青藏高原；温度异常

一、引言

2008年1月和2月初，中国受大范围频繁持续的冰冻雨雪灾害影响。这些发生在华中和华南地区的暴风雪灾具有温度低、空间尺度广的特点。这一极端事件打破了最长低温和雨雪冰冻天数的纪录（此前由1951年冰冻雨雪过程保持），在电力传输、交通、能源供应、通讯设施、农业和居民日常生活方面造成巨大影响（Wang，等，2008b）。 由于冷暖空气的综合作用，雨雪冰冻天气主要发生在2008年1月至2月的四个时间段：1月11-17日,18-22日，25-29日，1月31日至2月2日。 河南、安徽、湖北、湖南、江苏、江西西北部和浙江北部发生暴雪天气；湖南和贵州等省份主要受到冻雨天气的影响（Wang，等，2008a）。

此次雨雪冰冻天气形成的主要原因是，来自极地的冷空气和来自热带洋面的暖空气在长江中下游地区交汇（Yang，等，2008）。确切地说，东亚副热带急流的时空变化（Zhang和Zhang，2013年），贝加尔湖以西稳定强盛的阻塞高压（Wang，等，2008a；Yang，等，2008；Zhao和Sun，2008； Gao，等，2009），700 hPa上稳定的西南急流（Wang，等，2008a；Yang等。2008年；Zhao和Sun，2008；Gao，等，2009年），西太平洋副热带高压加强，南支槽活跃（Yang等，2008），华南和云贵地区稳定的准静止锋（Sun和Zhao，2008；Yang，等，2008；Zhao和Sun，2008； Gao，等，2009），稳定的逆温层（Sun和Zhao，2008；Yang，等，2008；Zhao和Sun，2008），具有“冷-热-冷”结构的垂直温度场（Sun和Zhao，2008；Wang，等，2008a；Gao，2009），以及青藏高原的异常增温，为这次低温雨雪和长时间的冻雨天气提供了非常有利的条件（Bao，等，2010）。上述研究详细分析了这次过程的背景和发生的基本机制，但对于青藏高原地区的异常增温对其下游地区产生的极端冰雪天气的影响，以及异常增温的原因还未有进一步的研究。

很多研究人员从大气环流、热力学和湿度条件的角度研究了冻雨和暴雪。条件性对称不稳定提供了暴雪动力学机制的稳定性理论基础和数值模型（Wang和Ding，1995;Wang和Chen，2000; Chi，等，2005）。分析1977年10月内蒙古锡林格勒地区的一次暴雪天气过程，Wang和Xu（1979）发现持续约一周的增暖和亚洲西风环流指数的突然增加是导致这次暴雪发生发展的条件，这就为暴雪的中期预报提供了前兆信号。Zhao（等，2002）指出，边界层中东南气流携带了东海和华东地区的水汽，这在2001年12月7日北京暴雪过程中起到重要作用。

采用MM5模拟同一降雪过程，Sun和Zhao（2003）发现，位于阻塞高压后部中高层和低层反向气流之中快速移动的短波槽是形成降雪的必要条件。冻雨是中国常见的另一种恶劣天气，它往往发生在11月至3月，大部分发生在1月份（占总发生率的72％）。空间上，超过90％的冻雨发生在长江以南地区。根据已知的冻雨形成机制，中国所有冻雨模式中暖雨机制占73％，冰相机制占27％（Ou，等，2011）。利用贵州过去48年的观测资料和NCEP-NCAR每日再分析资料，Du等（2010）发现，贵州冻雨频发是由于冷暖空气的交汇，并存在逆温层。除了这两个特征之外，强冻雨与亚洲中高纬度阻塞环流和低纬度锋区密切相关（Du 等，2012）。根据1960〜2013年江西省89个气象站的常规观测资料，Zheng（2014）指出，当降水发生时，1000hPa到850 hPa气压层间的温度急剧下降，在700 hPa时增加，在925hPa和700 hPa之间有明显的逆温层。此外，云贵高原海拔的变化对发生冻雨的地区有明显影响（Deng，等，2015）。在国外，暴雪过程已经被大量广泛研究。研究显示，北方和南方的干湿气流（Market和Cissell，2002），天气尺度的槽和冷锋（Roscoe，1983），垂直运动（Dunn，1988； Hakim和Uccellini ，1992）以及准地转现象、锋生和条件对称不稳定性（Sanders和Bosart，1985； Moore和Blakley，1988）等都是导致降雪的原因。研究人员发现一种垂直温度结构，在下部逆温层和上部暖层之下有一个亚冻结层，这是冻雨发生的主要因素（Szeto，等，1999）。霍夫曼和诺曼（1988）使用美国大陆48个台站10年冬季的数据发现，冻雨可以用两种不同的形成机制来解释：超冷暖雨和融冰过程。Bocchieri（1980）分析了降水类型，发现约有44％的冻雨在温度低于0℃的大气中发生。总之，利用理论方法和数值模型，国内外研究人员已经大量研究了暴雪和冻雨的基本机制。然而，这些研究更多地集中在局地情况和天气系统上，而较少关注上游地区系统的影响（如青藏高原等大范围地形造成的系统）。

基于ECHAM4用一月数据持续运行的数据结果，Bao等人（2010年）研究了青藏高原增暖对中国2008年冬季暴雪过程的作用，表明在西北大西洋区域开始，并通过斯堪的纳维亚向中国中南部转移的遥相关模式引起的正温度异常，可能有助于高原增暖。在本研究中，对于此次异常增暖，我们提出了与Bao等人（2010）不同的理由。

从2008年1月到2月，中国南部出现了四个强降雪和冻雨阶段。前两个阶段：1月20日11时至1月17日（阶段一）以及1日0时18时至21日21时（阶段二）的主要降水落区位于长江中下游地区，而后两个阶段：从1月20日0时25分至1月30日（阶段三）以及1月31日0时至2月2日（阶段四）位于中国南部的长江流域。

本研究的目的是探讨青藏高原增暖对前两阶段2008年暴雪、冻雨事件的可能影响。第二部分记录了研究中使用的资料和方法。第三部分介绍了青藏高原变暖对中国南部暴雪冰灾的影响。第四部分介绍了青藏高原增暖的可能物理解释，最后的第五部分提供了结论和讨论。

二、资料和方法

本文使用2008年1月6小时ERA中期资料和1979年到2015年1月月平均ERA中期资料。资料的水平分辨率为1°times;1°（纬度times;经度），其中 1000hPa到1 hPa有37个垂直气压层（Dee等，2011）。

为了研究在暴雪的前两个阶段中青藏高原增暖如何发展，本研究中使用热力学能量方程作为基本工具：

其中T是温度；u和v分别代表纬向风和经向风，omega;（= dp / dt）是垂直速度；p是气压（hPa）；t是时间；lambda;和phi;分别是经度和纬度；a是地球的半径；R是干空气的气体常数；cp是恒压下的比热；Q是每单位质量的加热率。方程式（1）左边的项表示温度的局地变化；方程（1）右边的第一项表示水平方向平流；第二项是与垂直速度有关的静力稳定项。Q是作为方程（1）中其他项的残差来计算的，它包含非绝热加热和摩擦力，摩擦力在此研究中省略。

三、温度异常的影响

青藏高原温度距平中心的东移可能引起中国的位势异常（1979年至2015年1月平均值的扰动）。图1表示2008年1月14日至21日25°~40°N范围内的温度距平和位势高度距平的经度-纬度剖面。位势高度距平值从不足增加到（图1a-d）。2008年1月18日至21日，随着温度距平中心向东移动到约120°E，位势高度距平中心向东移动至120°E，并延伸到较低气压层（图1e-h）。

图1、2008年1月（a）14日至（h）21日，25°-40°N范围内，温度异常（灰色，间隔：3K），位势异常（黑色，间隔：4times;102m2s-2）和地形（阴影）的高度-经度剖面图

位势高度距平中心的东移对中国冬季极端暴雪灾害有什么影响？图2表示2008年1月18日至21日500 hPa层温度和高度异常的分布。正温度距平向东移动到中国，造成气压增加，导致中国东部形成一个弱的高压脊。这个弱脊阻止了横跨欧亚的高压脊向中国输送冷空气（图2）。 因此，在东欧高地前出现了一个明显的冷中心（图2）。随着正温度距平缓慢向东移动，弱脊加强，冷空气汇聚在东欧高压前，这有利于加强中国南方最后两个阶段的暴雪天气过程（图2a-d）。

图2、2008年1月（a）18至（d）21日 500 hPa位势高度（黑色，间隔：）和温度距平（灰色，间隔：3 K）分布图

图3、 2008年1月（a）18日至（d）21日，25°-40°N范围内，温度距平（等值线，间隔：3 K）和地形（阴影）的高度-经度剖面图

当正温度距平向东移动时，中国地区上空约700 hPa处形成一个逆温层。 图3表示2008年1月18日至21日平均温度距平在25°-40°N之间的经度剖面。1月18日，正温度距平中心位于青藏高原东部105°E附近，值为6K（图3a）。1月21日，正温度距平东移至中国东部120°E附近，其值为3K（图3d）。逆温层的形成有利于冻雨的产生。

正温度距平东移可能导致低层气旋性切变，为华南地区的暴雪提供了有利的环境。图4为2008年1月16日至19日925hPa和700 hPa的风场。在此期间，随着正温度距平移向中国南部，925 hPa上30°N，110°-120°E附近出现东北风，输送来自高纬度的干冷空气（图4a-d）；而在700 hPa上出现了东南风，这为低纬度地区带来了华南地区的暖湿空气（图4e-h）。同时，中国东南部925hPa与700hPa上的反向风有利于逆温层的形成。使用ECHAM4模式，Bao等（2010）发现700hPa上东南风与青藏高原增温引起的大尺度大陆气旋异常有关。

图4、2008年1月（a，b）16到（d，h）19日，（a-d）925和（e-h）700 hPa的风场

中东急流可能是由于青藏高原气温上升引起的（Bao等，2010）。2008年1月，中东急流和东亚急流被认为有利于华南地区暴雪天气的发展（Wang等，2008a；Bao等，2010）。青藏高原温度异常可能已经影响了中东急流和东亚急流。图5表示2008年1月14日至21日300 hPa上风场和温度距平场。1月14日，中东急流位于伊朗高原上空，东亚急流位于西太平洋上空，并存在一个正温度距平中心（图5a）。1月14日至17日，伊朗高原上的温度正距平加强并向东移动至青藏高原，中东急流减弱，温度正距平北部形成新的急流（图5a-d）。根据热成风理论，在温度正距平的北部，温度梯度（南部的高温和北部的低温）可能导致新的显著西风急流。与此同时，在温度正距平南部，温度梯度可能削弱之前的西风急流，导致“Omega;”型西风急流。1月18日至19日，正温度距平不断东移至中国上空；而正温度距平以北的急流与东亚急流在合并之前就随之向东移动（图5e和5f）。与此同时，在青藏高原南部上空，当温度正距平移出青藏高原地区时，风速增强并形成西风急流（图5e和5f）。 1月19日至21日，正温度距平减弱，西风急流逐渐恢复到带状。

图5、2008年1月（a）14到（h）21日，300 hPa高度上，风场（阴影：，间隔：）和温度距平场（实线和虚线，间隔：3K）

四、青藏高原温度异常的可能原因

如2008年1月15日20时至16日08时25°-40°N内平均温度平流的高度-经度剖面（图6a-d）所示，水平温度平流可以使温度升高，1月15日12时，青藏高原西部上空对流层中部（500-300 hPa）温度平流较弱（图6a）。 当时，正温度距平中心位于75°E附近700 hPa上空。1月15日至16日，水平温度平流主要使对流层中层温度升高，而对对流层低层（850-500 hPa）温度影响不大（图6a-d）。

图6、2008年1月（a，e，i）15日20时至（d，h，l）16日08时，25°和40°N范围内，6小时间隔，温度异常（灰色实线和虚线，间隔：3K）和地形（阴影），（a-d）水平温度平流（黑色实线和虚线，间隔：），（e-h）稳定性（黑色实线和虚线，间隔：）和（i-l）非绝热加热（黑色实线和虚线，间隔：）的高度-经度剖面图

如2008年1月15日20时到16日08时，25°-40°N内平均稳定度的高度-经度剖面图（图6e-h）所示，稳定度项抑制了青藏高原西部对流层低层温度的升高。由于青藏高原西部存在明显的上升运动（图7）和较强的稳定性（RT / cpp-part;T/part;pgt; 0，图略），当气块向上移动时消耗热量，造成局地温度下降。

图7、2008年1月（a）15日20时至（d）16日08时，25°-40°N范围内，垂直上升运动（等值线，间隔：）和地形（黑色区域）的高度-经度剖面图

除了上述两个因素外，非

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