冻雨是指过冷水滴在下降到地表后，与温度低于0°C的物体相遇发生冻结的一种降水。冻雨是一种严重的高影响灾害性天气。冻雨一旦发生，特别是持续时间较长时，必造成重大影响：交通事故多发、甚至瘫痪；电力、水利设施受到严重破坏或中断；农林作物、牛羊等牲畜都会遭到严重冻害；部分房屋倒塌，造成人员伤亡等。这种灾害，在我国最常见、且多发的区域主要是贵州湖南一带。贵州、湖南地处东亚较低纬度地区，主体位于南岭以北、长江以南、横断山脉以东，山河纵横，地形、地貌极其复杂；内有海拔平均不足200米，号称方圆400千米的洞庭湖，又有高达2～3千米的大娄山和南岭。同时，高原(云贵高原)、丘陵及平川自西南向东北方向延伸，形成一个独特的温差明显的气候变动带。由于西南高、东北低的喇叭口地形，造成冬季冷空气可以顺喇叭口地形爬升到该地区，同时由于纬度较低，暖湿空气北上也完全可以达到该 地区的上空，恰在隆冬季节造成冷暖空气交绥，形成了天气学上有名的云贵准静止锋和南岭准静止锋。在这两条准静止锋天气系统的直接影响下，贵州湖南一带形成常见的具有明显地方性的冻雨 天气。

在国内，关于冻雨天气也有一些研究。早在1973年，中央气象台指出冻雨的发生机制是，大气垂直结构为冰晶层、暖层、冷层三层，称为“三层模式”。陈天锡等(1993)通过对1991年3月7～8日发生在驻马店地区冻雨过程的分析得出该地区冻雨形成的天气条件及分布规律，并建立了有关冻雨的预报方法。赵彩(1995)利用贵阳56次探空和高空风资料，分析了贵州中部严重积冰过程的 云内宏观动热力特征，发现云上部0°C以上暖层 的存在，以及云层中部湍流强度等因子对冻雨降水有重大影响。周广岐(1996)研究了1987年12月22日乌鲁木齐地区出现的一次罕见冻雨天气过程。吴有训等(1999)用黄山1956～1996年气象资料，分析讨论了黄山雨凇的气候特征。吕胜辉等(2004)利用气象常规资料，对天津机场地区1979～2002年出现的3次冻雨天气进行对比分析，找出了冻雨发生的天气形势特点和大气垂直结构特征：700～500 hPa之间有冰晶层，冰晶层内的温度为－10～－14°C，850 hPa附近 为暖层，厚度大约为1.0～2.0 km，暖层内的温度大约为0～2°C；从地面到1.0～2.0 km的高度存在冷层，冷层内温度大约为0～ －2°C。杜小玲(2007)和杜小玲等(2010，2012)对贵州冻雨做了环流分型和冻雨期间的垂直结构特征方面的研究，并利用贵州48年观测资料，揭示了贵州冻雨以27°N为频发地带的分布特征，还利用12次强冻雨过程分析了中高纬度阻塞环流背景下贵州强冻雨的天气学特征和概念模型。Deng et al.(2012)进一步运用常规地面探空资料和再分析资料，研究了2011年1月初贵州等地的冻雨灾害，集中分析了和冻雨密切相关的准静止锋结构和2个有利于冻雨发生的条件，结果表明由于地转和非绝热强迫的共同作用，700 hPa以下垂直于准静止锋区驱动出了一个正环流圈，这一正环流区有利于近地面冷层和其上暖层的维持。此外，由于强风切变的作用造成中低层云中出现扰动，在中低层云中的冰核含量很少的有利条件下，扰动使得过冷雨滴发生碰并增长，最终跌落于近地面冷层中，使得冻雨形成和维持。

国外关于冻雨的研究较多，如Stewart and King(1987)指出发生在加拿大的冻雨往往与冷锋和暖锋有关，垂直方向的温度结构对冻雨的预报非常重要。Xu and Gao(1995)，Xu et al.(1996)研究了美国东部Appalachian山脉对冷空气的阻挡作用及引起的美国东部的冻雨问题。Rauber et al.(2000)利用1970～1994年美国落基山州的972个探空资料，统计出在冻雨形成过程中的暖云和融化过程这两种主要的微物理过程的相对重要性。Bourgouin(2000)利用垂直温度廓线中大于0°C和小于0°C的区域，发展了一套诊断北美降水类型的方法。Houston and Changnon(2007)则利用1928～2001年的资料，统计发现冻雨发生时，干球温度一般位于－2.2°C至0°C，而露点温度位于－2.8°C至0.6°C之间。

在贵州冻雨的预测预报方法研究方面，黄继用(1999)在统计方法的基础上，提出了冷舌与凝冻分片预报方法，认为贵州的凝冻分布与700 hPa和850 hPa等压面上的冷舌分布密切相关，并因此建立了未来36小时内贵州的凝冻预报指标及消空指标。许炳南(2001)根据6个预测信号建立的两类贵州凝冻短期气候预测模型，是目前贵州气象台冬季冻雨气候预测的重要方法。可见，目前对冻雨的预报还是基于统计分析方法，基本没有用到数值预报。

由以上简短的回顾可以看出，国内外历时数十年关于冻雨的研究工作为贵州湖南冻雨的研究提供了很好的科学思路和参考。但是必须看到，过去大量的研究主要是基于统计分析方法对冻雨进行研究，从环境场、动力和数值模拟上对贵州湖南冻雨天气的研究相对薄弱。针对这个不足，同时为满足冻雨天气预报定量化的需求，深入研究冻雨形成的环境场条件，探索多因子形成的预报方法是十分必要的，这也是撰写本文的动力和目的。本文天气分析所用资料中，如不做特殊说明，利用的都是NCEP(National Centers for Environmental Prediction)/ NCAR(National Center for Atmospheric Research)的再分析资料。

准静止锋的形成与中高纬及低纬度的环流形势有关。从2008年和2011年期间共12天贵州冻雨发生时段的合成天气图上(图 1)，可以看到，中低各层系统配置与2011年1月初的一次典型个例类似(Deng et al.,2012)，表明在12天冻雨中，冻雨的区域很少移动，多次冻雨系统也稳定少动，因此，进行合成分析能较好地刻画冻雨过程天气形势的典型特征。从图 1a 500 hPa的合成图上，中高纬持续的冷空气从大气低层扩散南下，主要是由于乌拉尔山阻高或在这一带的高压脊前低槽的引导而造成的。在阻高西侧，西风带气流在里海附近出现分支，北支气流绕阻塞高亚经西西伯利亚、蒙古国进入我国；南支气流从里海南部经帕米尔高原进入我国，这两支气流在河西走廊汇合并引导强冷空气东移南下。低纬度存在一支南支锋区，南支槽较 浅，位于90°E附近。南支槽前至江南地区上空存在一支24 m s⁻¹以上的偏西—西南风的强风速带，中心值最大可接近40 m s⁻¹。在700 hPa上(图 1b)，我国南方地区存在一支12～21 m s⁻¹的西南风急流，中心位于贵州—湖南—广西一线上空，最大风速可达18 m s⁻¹，这支西南急流为南方地区大范围的阴雨(雪)天气和贵州湖南的冻雨天气提供了必要的水汽条件和有效的增温效应。在这个高度上，27°～28°N以南地区气温高于0°C，形成了有利于冻雨发生的暖层。在850 hPa上(图 1c)，当孟加拉湾、南海北部经北部湾有一定的暖湿气流向北输送进入华南上空时，冷暖气流交汇于华南北部至滇黔之间，形成明显的风场切变和温度梯度，贵州湖南正好处于切变北侧的冷区。在地面上(图 1d)，受北方强冷空气南下影响，我国大部分地区处于冷气团控制下。由于低层冷暖气流交汇于华南至滇黔之间，冷空气南下后在华南北部至滇黔之间形成明显的气压梯度，即华南准静止锋和云贵准静止锋。在静止锋锋后，以贵州为中心的贵州湖南等地的低空还存在大范围的逆温区，这是由于700 hPa西南急流带来的增温和850 hPa东北回流带来的降温造成的温差。

图 1

Fig. 1

图 1 贵州冻雨时段(时间：2008年1月12～14日、27～28日、2011年1月2～5日、20～22日共12天)NCEP/NCAR再分析资料合成天气图：(a)500 hPa位势高度场(单位：dagpm)、风矢量(阴影区为≥20 m s−1全风速)；(b)700 hPa温度场(虚线，单位：°C，其中0°C等温线用实线表示)及风矢量(阴影区为≥12 m s−1全风速)；(c)850 hPa温度场(虚线，单位：°C，其中0°C等温线用实线表示)及风矢量(阴影区为≥4 m s−1全风速)；(d)海平面气压场分布(黑色细等值线，单位：hPa)、地面0°C线(黑色粗线)与低层逆温区(阴影区，700 hPa与850 hPa的温度差，代表低层逆温区) Fig.1 Synthetic weather maps using NCEP/NCAR reanalysis data during Guizhou freezing rain periods(12-14 January 2008，27-28 January 2008，2-5 January 2011，and 20-22 January 2011，total 12 days):(a)Geopotential height(dagpm)，and wind vectors at 500 hPa(shading: wind speed≥20 m s−1);(b)temperature field(unit: °C，dashed line，in which 0°C isotherm denotes by solid line) and wind vectors(shading: wind speed≥12 m s−1)at 700 hPa;(c)temperature field(unit: °C，dashed line，in which 0°C isotherms denotes by solid line)，and wind vectors(shading: wind speed≥4 m s−1)at 850 hPa;(d)sea level pressure(black thin contours，units: hPa)，surface 0°C isotherm(black thick line)，and low-level inversion area(shading，temperature difference between 700 hPa and 850 hPa)

从2011年1月1日20:00(北京时，下同)贵州冻雨发生典型时刻的准静止锋的垂直剖面中可见(图 2)，准静止锋锋后冷区以上、600 hPa高度以下存在沿着锋面的逆温。0°C温度线向北伸展至北纬28°N地区700 hPa高度，向南伸展到北纬24°N的900 hPa。表明在24°～28°N之间锋面上部存在高于0°C的暖层，锋下是低于0°C的冷层，这种温度分布特征是造成贵州强冻雨的重要条件之一。从相当位温和湿区的垂直分布来看，锋区下部是低于290 K的低能高湿区，锋区上部是高于310 K的高能低湿区，这种“锋上高能低湿、锋下低能高湿”的层结结构，有利于大气层结稳定，使得冬季静止锋降水具有较好的稳定性。从图 2中还可以看出，静止锋后由于冷空气的侵入相对较干，500 hPa以上也为干冷空气，这也说明冻雨区高层没有对流云发展。

图 2

Fig. 2

图 2 2011年1月1日20:00 NCEP/NCAR再分析资料沿107°E垂直剖面上的 0°C温度线(长虚线)、相对湿度(阴影)、相当位温(黑色实线，单位：K，其中290 K和310 K等相当位温线加粗) Fig.2 Vertical cross sections of 0°C isotherm(long dashed line)，relative humidity(shading)，and equivalent potential temperature(solid black line，units: K，in which 290 K and 310 K isolines are bold)along 107°E at 2000 LST 1 January 2011，based on NCEP/NCAR reanalysis data

从2011年1月1日20:00强冻雨期间贵阳的实测探空图也可以看出(图 3)，冻雨期间在750～850 hPa之间有明显的逆温层存在。由图 3也可以看到，贵阳站850 hPa和地面均为4～8 m s⁻¹的偏东风或东北风，700 hPa转为26 m s⁻¹西南风，表明锋区主要存在于700～850 hPa之间。从湿层伸展的高度可见，湿区主要集中在650 hPa以下，与逆温层的高度相匹配。

图 3

Fig. 3

图 3 2011年1月1日20:00贵阳站实测T-ln p图(实线：温度；虚线：露点) Fig.3 Sounding diagram of Guiyang station at 2000 LST 1 January 2011(solid line: temperature; dashed line: dew-point temperature)

过去的研究表明，中高纬度阻塞环流的建立和维持，为贵州持续冻雨提供了持续不断的强冷空气补充，而低纬度南支锋区的建立和活跃，给贵州地区带来充沛的水汽，使得贵州地区700 hPa高度附近形成增温效应(杜小玲等，2010，2012)。对2011年1月1～3日贵州强冻雨期间的水汽进行分析表明(图 4a-b)，低纬度南支锋区呈现活跃特征，700 hPa水汽输送加强。影响贵州的西南水汽输送带由两股气流汇合而成，一股来自阿拉伯海经印度北部进入孟加拉国，一股来自孟加拉湾北上的暖湿气流，两股水汽输送带在孟加拉国上空汇合，在强盛的西—偏西南急流的引导下进入我国西南至南 方上空，并在我国西南地区形成强的水汽输送中心。31日20:00～1月2日20:00，伴随着强劲的西南急流，在20°～26°N之间形成强度达16× 10⁻⁵～24×10⁻⁵ g cm⁻¹ hPa⁻¹ s⁻¹的强水汽通量中心。同时，700 hPa风速、水汽通量、温度场0°C线的纬度—时间剖面图也表明(图 4c)，从31日08:00到1月2日20:00，随着贵州地区西南风速增大，水汽通量增大，贵州温度场也有明显的增温现象，0°C线从24°N北抬至26°～27°N(图 4c)。从图 4d中的水汽通量散度的高度—时间剖面图上也可以清楚的看到，在700 hPa以下的区域内，贵州冻雨发生时段也是一强的水平通量辐合中心，最强值在800 hPa以下达到了－0.8×10^{−10 g} cm⁻² hPa⁻¹ s⁻¹。

图 4

Fig. 4

图 4 (a)2010年12月31日20:00和(b)2011年1月1日20:00 NCEP/NCAR再分析场上700 hPa风矢量(箭头，单位：m s−1)和水汽通量(阴影，单位：10−5 g cm−1 hPa−1 s−1)；(c)2010年12月30日20:00～2011年1月3日20:00 NCEP/NCAR再分析场700 hPa风速(等值线，单位：m s−1)、水汽通量(阴影，单位：10−5 g cm−1 hPa−1 s−1)以及温度场0°C线的纬度—时间剖面；(d)水汽通量散度的时间—高度剖面(阴影，单位：10−10 g cm−2 hPa−1 s−1) Fig.4 From NCEP/NCAR reanalysis data set，wind vectors(units: m s−1) and water vapor flux(shading，units: 10−5 g cm−1 hPa−1 s−1)on 700 hPa at(a)2000 LST 31 December 2010 and (b)2000 LST 1 January 2011，(c)wind speed(isolines，units: m s−1) and water vapor flux(shading，units: 10−5 g cm−1 hPa−1 s−1)on 700 hPa from 2000 LST 30 December 2010 to 2000 LST 3 January 2011(d)time-height cross section of water vapor flux divergence(shading，units: 10−10 g cm−2 hPa−1 s−1)

静止锋系统影响时，冻雨表现出的弱降水特征在FY-2E红外黑体亮温(TBB)上能够直观地显现出来。2011年1月1～3日贵州出现强冻雨期间，TBB上显示贵州上空受到稳定的中低层云覆盖，贵州大部的TBB在－10～0°C之间(图 5a-c)。这种温度分布说明云中冰相粒子极少，有利于过冷水滴在云内发生碰并增长。从贵州上空云水的时间高度演变图可见(图 5d)，云水的温度对降水相态的影响是显著的：12月31日～1月1日天气实况是小雨转冻雨，图 5d显示31日云水的温度在700 hPa以下均处于0°C以上的暖区中，到1月1日，650～800 hPa之间云水的温度为0～2°C，具有暖云结构，但随着低层冷空气加强，800 hPa以下气温降至 0°C以下，当日气象站观测到雨凇；到了2日，当云水含量达到最高时，随着冷空气不断加强，云水所处环境温度不断下降，700 hPa以上几乎都在－10～0°C之间，而低层的气温则为－2°C左右，但中间仍保留了一部分0°C以上的空间，满足Huffman and Norman(1988)提出的冻雨形成机制(“暖云过程”)。

图 5

Fig. 5

图 5 2011年(a)1月1日08:00、(b)2日08:00、(c)3日08:00 FY-2E的TBB(单位：°C)分布以及(d)2010年12月30日08:00～2011年1月3日20:00贵州区域(24°～29°N，103°～110°E)NCEP/NCAR再分析资料的温度场(单位：°C)与空中云水含量(阴影，单位：10−3 kg kg−1)的高度—时间剖面 Fig.5 Temperature of Brightness Blackbody(TBB)distribution(shading，units: °C)at(a)0800 LST 1，(b)0800 LST 2，(c)0800 LST 3 January 2011 from FY-2E data，(d)time-height cross section temperature(isolines，units: °C) and air cloud water content(shading，units: 10−3 kg kg−1)in Guizhou area(24°-29°N，103°-110°E)from 0800 LST 30 December 2010 to 2000 LST 3 January 2011 from NCE/NCAR reanalysis data

从云水在空中所处位置分析显示(图 5)，贵州冻雨区云层较薄，几乎集中在600 hPa以下、800 hPa以上，且云中云水含量少，在31日20:00～1日20:00之间为1×10⁻³ g kg⁻¹以上，最大中心达4×10⁻³ g kg⁻¹，表明冻雨具有弱降水的特征，冻雨是通过云中过冷水滴的暖云机制形成的。

另外，利用WRF模式对2011年1月初的冻雨过程进行数值模拟。研究使用WRF模式的V3.2版本，采用非静力，三重双向嵌套方案，对2010年12月31日20:00～2日20:00的降水过程进行模拟。模式初值场和边界场采用NCEP/NCAR再分析资料，模拟区域中心为(38°N，110°E)，选用兰伯特投影方式，水平分辨率分别是45 km、15 km和5 km。嵌套区域以贵州地区为中心，利用内层的高分辨率模拟数据来分析贵州冻雨的中尺度结构特征。微物理过程采用的是WRF Double-Moment 5-class 方案，行星边界层方案采用Yonsei University 方案，外层2个嵌套区域内积云参数化方案采用的是 Kain-Fritsch 方案，辐射方案采用RRTM方案。数值模拟结果分析可以看到(图 6)，贵州冻雨区(26°～28°N)上空云中水物质是云水和雨水，没有冰晶和雪等其它固态水凝物，这进一步佐证了冻雨是来自于中低层的暖云降水。

图 6

Fig. 6

图 6 WRF模式模拟的2011年1月1日20:00温度(黑线，其中0°C温度线为红色)以及(a)云水(橘色)、雨水(深红色)含量，(b)雪水(蓝色)、冰水(绿色)含量(单位：g kg−1)沿107°E的垂直剖面 Fig.6 (a)Vertical cross section of simulated temperature(black line，°C，where 0°C line is red)，cloud water content(orange lines，units: g kg−1)，rain water content(dark red lines，units: g kg−1)along 107°E at 2000 LST 1 January 2011;(b)same as(a)，but for snow content(blue lines，units: g kg−1) and ice content(green lines，units: g kg−1)

为进一步诊断预报和冻雨相关的降水，这里我们首先提出动力因子诊断预报法。以往大家用得较多的诊断因子，比如对流涡度矢量、湿热力平流参数(Gao et al.,2004)等，都是针对对流性强降水，它们能很好地描述垂直速度较大的强对流，而对弱降水的诊断作用相对较差。由于冻雨总是发生在非对流性的层状云区，降水量很小，因此，根据冻雨降水的这个特点，我们需要重新总结出一个能诊断弱降水的诊断量。

首先，我们知道冻雨发生的区域的斜压性很强，特别是在中低层的云贵准静止锋附近，有很明显的温度、风场对比。因此我们选用了一个能较好地表现大气斜压性的参数——斜压涡度参数(q_B)，即三维涡度矢量在力管方向的投影(Ran et al.,2013)，具体的表达式为

本文的个例分析计算都是在p坐标系上进行的，因此，程序中利用▽Ф来代替▽p进行计算，其中Ф=gz。

利用NCEP/NCAR的再分析场，我们将斜压涡度参数应用到2011年1月1日贵州冻雨事件中，结果表明：850 hPa上，BV的异常大值主要出现在四川和贵州地区，这与该地区大气低层准静止锋区附近的斜压性较强有关(图 7a)；在中层600 hPa附近，30°N地区也存在一准东西向的BV异常大值区(图 7b)。经过各个时刻不同高度的对比分析，我们发现，贵州冻雨时段大气中低层的BV最为明显，因此，我们将BV从550 hPa到850 hPa垂直积分，得到垂直积分的斜压涡度参数q_Bsum(图 7c)，可以看到，贵州、四川和青藏高原附近都出现了q_Bsum的大值区，这与6小时后的累积降水相对集中的区域对应较好(图 7d)，可以看到，这些区域的降水量非常小，每6小时只有2～3 mm。

图 7

Fig. 7

图 7 2011年1月1日20:00斜压涡度参数 及其后6小时降水分布：(a)850 hPa ；(b)600 hPa(单位：10−8 m3 s−3 kg−1)；(c)550 hPa至850 hPa垂直积分的斜压涡度参数(10−4 m3 s−3 kg−1)；(d)2011年1月1日20:00至1月2日02:00的6小时观测降水量(mm) Fig.7 Distribution of baroclinic vorticity parameter()at 2000 LST 1 January 2011 and subsequent 6-hour precipitation:(a)(units: 10−8 m3 s−3kg−1)at 850 hPa;(b)(units: 10−8 m3 s−3 kg−1)at 600 hPa;(c)vertical integration of()(units: 10−4 m3 s−3 kg−1)from 550 hPa to 850 hPa;(d)observed 6-hour precipitation(mm)from 2000 LST 1 to 0200 LST 2 January 2011

因此，利用q_Bsum，我们可以从再分析资料或模式资料中找到未来因斜压性较强而发生弱降水的区域，而冻雨正是这些弱降水中的一种。

在上一节中，我们利用q_Bsum判断出未来弱降水发生的区域，本节我们进行单站分析，进而判断哪些站点的弱降水将会以冻雨的形式出现。从前文的分析研究可知，冻雨的形成是各纬度高层和中低层各种天气系统相互作用的结果。在实际天气预报分析过程中，我们应该如何有效利用这些信息为业务预报员提供一种简单并易于操作的预报方法呢？为此，我们建立了一个包括大尺度和中小尺度系统的冻雨判别系统。

第一步：大尺度天气系统判别。

我们知道，贵州湖南冻雨总是与云贵准静止锋相联系，而天气尺度和大尺度的背景场是准静止锋维持的关键。因此，要判断冻雨是否会长时间发生，首先可通过高空地面天气图或相关的分析场，查看影响冻雨发生的主要天气系统是否存在并会稳定维持。图 8是2011年1月1日贵州冻雨发生时段的垂直剖面图，它是一张比较典型的冻雨天气系统剖面图，从图上可以看到，在大气高层有副热带锋区和急流，在大气低层有云南贵州准静止锋和低层的西南急流，同时，在云贵准静止锋附近也存在广阔均匀的中低层状云(图略)，这是贵州冬季冻雨发生时段最典型的天气背景配置。

图 8

Fig. 8

图 8 2011年1月1日20:00 沿107°E的NCEP/NCAR再分析场垂直剖面上的相当位温(黑色实线，单位：K，其中290 K 到310 K 的等值线用蓝色线表示)、高空西风急流(绿色线，单位：m s−1，其中风速大于40 m s−1的部分用彩色阴影表示)。红色虚线代表 0°C 等温线，三角区为2011年贵州冻雨发生地，黑色阴影为地形高度 Fig.8 The vertical cross section of equivalent potential temperature obtained from NCEP/NCAR reanalysis field at 2000 LST 1 January 2011(black isolines，units: K，with 290 K and 310 K in blue lines)，westerly jet(units: m s−1，shading for wind speed ≥40 m s−1). Red dashed line: 0°C isotherm; triangular: freezing rain area

在高层和中低层系统的稳定维持和共同作用下，我们可以进一步利用单站探空进行精细化的第二步判断。

第二步：单站探空判别。

冻雨的发生和云有着密不可分的关系，此时中低层状云内是否有适宜的条件利于过冷水滴发展长大是冻雨形成的关键。因此，在第二步中，我们利用单站探空数据，分别判断几个与云相关的条件是否满足，同时检验地表温度是否利于冻雨生成。

(1)为了能较为准确地确定云层所在的高度、厚度以及云顶高度，我们采用Poore et al.(1995)的温度露点差判断法，具体判别标准如下：

温度≥0°C时，温度露点差≤2°C；

温度≤0°C且≥－20°C时，温度露点差≤4°C；

温度≤－20°C时，温度露点差≤6°C。

以图 3所示的贵阳探空图为例，贵阳地区的温湿廓线满足以上云内标准的范围为650～850 hPa，属于中低云。

(2)在判断完云层所在位置后，接着利用Huffman and Norman(1988)的研究结果，主要分析云顶高度和－10°C线的位置，从而来判断云中是否有冰核。通过对冰核的实际观测，一般来说，云顶温度＞－10°C的时候，云中水滴基本维持过冷水滴的状态，因此－10°C线所在高度也是区分云中是否有冰核的关键阀值。从图 3我们可以清楚地看到，2011年1月1日20:00贵州地区的云顶温度大约在－2～0°C附近，高于－10°C，所以这时的云内冰核很少，云内主要以过冷云水为主。

(3)一般利于冻雨的近地冷层都很浅薄，温度维持0°C以下，但也不能太低。据统计，冻雨发生时段地面温度平均在－6～0°C之间。从图 3中可以看到，2011年贵州冻雨区近地面的温度大约在－4°C左右，利于过冷水滴下落后的冻结。

第三步：稳定度判别法(看看云内是否有利于过冷水滴长大的条件)。

降水粒子的碰并增长是影响降水量的重要云物理过程，而降水粒子碰并增大路程的长短在很大程度上受云内湍流强度的影响。受到云贵准静止锋锋面逆温的影响，大气处于稳定层结状态，但其云内不一定很稳定。李启泰等(1988)通过飞机探测发现，当飞机穿过贵州冬季层状云时，会发生轻度的颠簸，在大气稳定层结状态下云内的这种扰动正是由于强烈的风切变造成的，强风切变造成的扰动使得云层内部的小云滴能通过碰并增长而长大。李启泰等(1988)和Deng et al(2012)的研究都发现，准静止锋区上空缺少冰核的中低层层状云内这种由于强风切变造成的扰动利于云内过冷水滴碰并增大。赵彩(1995)和Deng et al.(2012)先后利用Ri数进行定量判断，发现贵州地区Ri＜1可作为判断云内是否存在湍流的判据。

利用NCEP/NCAR再分析资料，从图 9中可以看到，650 hPa以下，在低层偏东气流和800 hPa附近偏西南气流的切变作用下(图 9b)，贵州冻雨区上空中低层云内存在Ri数小于1的区域，极小值 分别出现在850 hPa为中心的大气低层(图 9a)，强风切变造成的扰动使得层云内部的小云滴可通过碰并增长，利于过冷水滴增大。

图 9

Fig. 9

图 9 2011年1月1日20:00 NCEP/NCAR再分析资料计算的贵州冻雨区的(a)Ri数和(b)纬向风(单位：m s−1)垂直廓线 Fig.9 The vertical profiles of(a)Ri，(b)zonal wind(units: m s−1)in Guizhou freezing rain area at 2000 LST 1 January 2011，from NCEP/NCAR reanalysis data

本文对贵州冻雨形成的环境场条件和预报预测方法进行了较全面的分析和探讨，得到以下一些结论：

贵州湖南冻雨是对流层内中高纬度和低纬度天气系统相互作用下形成的。在这些天气系统中，最直接主要的影响系统有：高层的副热带高空急流—锋区、低层的云贵准静止锋以及中低层的西南低空急流。其中低层的准静止锋和锋区附近的中低层状云的形成与稳定维持又与中高纬乌拉尔山阻高和低纬印缅槽的水汽输送有密切的关系。

在各纬度高低层复杂的天气背景下，要想预报好冻雨的发生和发展是一项极具具挑战性的任务。本文探索性地提出一套冻雨的诊断预测方法，即“动力因子”和“三步判别法”相结合的方法。该方法首先利用动力因子q_Bsum找到未来因斜压性较强而利于弱降水发生的区域，再结合预报场的单站探空资料，进行三步判断，就能比较全面地判断和预测冻雨的发生区域。历史个例表明，我们的方法对贵州冻雨预报的精度和速率具有明显的提高。同时，我们已将该方法应用到贵州冻雨的实际预报业务中，以期对该方法进行实际检验和进一步完善改进。