引言
冬季混合态降水预报一直是天气预报的难点（赵琳娜等，2021）。混合态降水形成的凝冻天气（包括冻雨、冰粒和湿雪）是我国冬季最严重的气象灾害之一，当这些过冷水滴被冻结在输电线路上时，不仅会干扰电力系统的正常运行，严重时还会使输电线路出现倒塔、断线、绝缘子闪络、通讯不畅等故障（Farzaneh，2008；王馨等，2020；李清华等，2022），严重危害社会经济的平稳运行。我国是凝冻天气灾害发生较为频繁的国家之一，1955—2007年，凝冻天气造成的导线覆冰事故高达1 000余起（周悦，2012）。2008年1—2月在中国南方发生的大范围凝冻天气，造成南方电网30%以上的输电线路瘫痪，仅电网直接经济损失高达150亿元（赵琳娜等，2008）。因此，开展冻雨天气的发生发展过程、形成机理及模式预报研究，对降低因冻雨天气造成的电力、交通、经济损失具有重要意义。
20世纪50年代以来，已有学者利用高空和地面观测资料对凝冻天气形成的环流形势、天气背景进行了分析（Mcqueen and Keith，1956；Wagner et al.，1957；赵思雄和孙建华，2008；武辉芹等，2017；任曼琳等，2023；陈荣等，2023；褚颖佳等，2023）。20世纪80—90年代，随着多普勒雷达的广泛应用，有学者对凝冻天气形成的云微物理机制及相态演变过程进行了大量研究，并在此基础上提出了两种冻雨的形成机制：冰相融化机制和过冷暖雨机制（Young，1978；Huffman and Norman，1988）。两种冻雨机制在我国均有发生，其中，平原地区多以融化机制为主，而海拔高地区则以过冷暖雨机制为主（Young，1978），这与Rauber等（2000）在北美地区的研究结论基本一致。此外，这两种冻雨机制均与冷、暖气团形成的锋面降水相关，无论是暖锋、冷锋还是准静止锋，均会在大气中形成至少一层的逆温结构，因此逆温层的强度和厚度对凝冻天气的形成至关重要（Stewart and King，1987；陶玥等，2013；宗志平等，2013）。
20世纪70年代开始出现冻雨预报，但主要是统计模型，预报准确率较低（Glahn and Bocchieri，1975；Bocchieri，1980；Houston and Changnon，2007）。20世纪90年代，随着数值模式的发展，冻雨预报进入了模式预报阶段，很多研究提出了各种降水相态诊断方案，如Czys、Ramer、Reisner、Reisner2、Goddard、Bourgouin和BTC等方案（Cortinas et al.，2002；Ikeda et al.，2013；Creighton et al.，2014），这些参数化方案与天气模式耦合，弥补了传统天气模式不能预报混合态降水的缺点，改善了冬季混合态降水的预报能力（佟华，2019）。其中美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）业务化运行的BTC降水相态诊断方案（Creighton et al.，2014）在美国及其他国家对混合态降水有较高的预报准确率（Almonte and Stewart，2019），但其是否适用于中国仍需要验证。同时，由于云贵高原及南岭山脉的阻挡及气流的抬升作用，冬季冷暖空气交汇形成云贵—华南准静止锋（杜小玲，2010；索渺清等，2018；秦沛等，2021），使其以北的地区成为研究冬季混合态降水的天然平台，该区域温度在0±2 ℃的范围内变化，微小的温度变化会形成截然不同的降水相态如冻雨、冰粒和雪，加大了混合态降水的预报难度。
2018年1月25—27日发生了一次由云贵—华南准静止锋引发的严重雨雪冰冻天气，本文试图通过分析本次冻雨的天气学特征和云微物理特征，验证耦合了BTC降水相态诊断方案的WRF（Weather Research and Forecasting）模式能否适用于中国南方地区的冬季混合态降水的诊断，进而分析其产生误差的原因；同时，利用模式输出的云微物理参量结合天气学分析，在有逆温层（暖层）的条件下，着重探讨次冻结层冰核活化温度对混合态降水形成的影响，进而改进BTC参数化方案，并进行验证。以期加深对冻雨形成机制的理解，提高冬季冻雨预报能力。
1 资料与方法
1.1 研究区域概况
1.2 资料来源及模式简介
地面气象观测和探空资料分别来自中国气象局气候中心和探测中心，其中地面观测资料包括贵州、湖南、江西省162个国家地面气象站2018年1月24—27日逐6 h温度、风速、降水量、天气现象等观测数据，探空资料包括该区域7个探空站同期08：00和20：00的大气温湿廓线。选取2018年1月23日20：00至27日08：00 NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/The National Center for Atmospheric Research）的FNL（Final Reanalysis Data）再分析资料作为WRF模式的初始场，时间分辨率为6 h，空间分辨率为1°×1°。
WRF模式采用V4.1.3版本，模拟时间为2018年1月24日00：00至27日00：00，预留12 h的spin-up时间以保证模式的稳定性，模拟结果每小时输出一次。文中所有时间均为北京时。模式模拟区域如图1所示，参考WRF模拟冻雨的相关研究（杜骦等，2019），本次模拟采用两层嵌套（图1），第一层d01（101°E—119°E，17°N—35°N）水平分辨率为27 km，第二层d02（105°E—116°E，24°N—30°N）水平分辨率为9 km，垂直方向分为43层，为σ地形跟随坐标，模式层顶高度为50 hPa。模型下垫面采用2018年MODIS（Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer）的20类土地利用率数据，地形采用MODIS的30 s（900 m）高分辨率地形高程数据，陆面为Noah方案（Niu et al.，2011）、边界层为YSU方案（Hong et al.，2006）、长波辐射为RRTM方案（Mlawer et al.，1997）、短波辐射为Dudhia方案（Dudhia，1989）、微物理为Thompson方案（Thompson et al.，2004），仅在第一层使用Kain-Fritsch积云参数化方案（杜骦等，2019）。
图1
冻雨参数化方案使用美国国家环境预报中心（NCEP）业务化运行的BTC降水相态诊断方案（Creighton et al.，2014），该方案通过云内初始相态的判定及云下暖层融化能量的计算对落至地面的降水相态进行诊断：
（1）当云内温度低于冰核活化温度（-6.0 ℃）且云下无暖层时，落至地面的降水相态为雪；
（2）当云内温度高于冰核活化温度（-6.0 ℃）时，云内初始水成物为液态。当低空气温均低于0.0 ℃时，落至地面的降水相态为冻雨，反之为雨；
（3）当云内温度低于冰核活化温度且云下有暖层时，计算冰晶下落过程中经历的温度廓线与0.0 ℃等温线围成的能量面积，当该面积低于设定的冰晶完全融化能量且地面气温小于0.0 ℃时，降水相态为冰粒；当该能量面积高于冰晶的完全融化能量且地面气温小于0.0 ℃时，降水相态为冻雨。
文中附图涉及的中国地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务网站下载的审图号为GS（2020）4631号的标准地图制作，底图无修改。
2 结果分析
2.1 凝冻天气发生的天气学分析
2018年1月24—27日，南支槽发展较为活跃，槽前西南气流强盛，导致来自孟加拉湾和热带西太平洋的暖湿空气占据云贵高原和华南大部；同时在蒙古-东北地区存在强冷中心，24日冷空气南下，25—27日中国南方出现了大范围的雨雪天气，由于冷空气在云贵高原和南岭山脉受到阻挡，且冷空气与西南暖湿气流势力相当，700 hPa高空向东北输送的西南暖湿气流与南下的冷空气在贵州和湖南北部地区上空交汇形成准静止锋，产生稳定持久的逆温层。这种“冷—暖—冷”的垂直结构也可从地面、850 hPa及700 hPa的0.0 ℃等温线分布得到验证，地面和850 hPa的0.0 ℃等温线在750 hPa的0.0 ℃等温线以南，说明高空存在暖层。850 hPa和700 hPa的0.0 ℃等温线交汇区域（逆温层）恰好是大部分冻雨实际的发生区域（图2），表明从上到下的“冷—暖—冷”垂直结构为冻雨的形成提供了有利的天气学条件。28日后，冷锋移出我国最南端，中国南方大范围的雨雪天气结束。
图2
图2
2018年1月24—27日逆温层（灰色填色区）和观测冻雨发生站点（黑色圆点）的空间分布
（绿色、红色、蓝色实线分别为地面、850 hPa和700 hPa的0 ℃等温线）
Fig.2
Spatial distribution of the inverse layer（gray color filling area） and the observation freezing rain stations（black dots） from 24 to 27 January 2018
（The green，red，and blue solid lines are the 0°C isotherms at ground level，850 hPa，and 700 hPa，respectively.）
2.2 模拟不同时刻降水相态落区的空间分布及验证
本次凝冻天气过程降水相态由雨、雪、冻雨、冰粒混合而成，利用耦合了BTC降水相态诊断方案的WRF模式模拟了不同时刻贵州及湖南省降水相态落区的分布特征（图3）。可以看出，1月25日08：00，两省的降水相态主要以雨和冻雨为主，冻雨主要集中在贵州东部、湖南中部与江西北部，降雨区域则主要集中在冻雨区南北两边，即贵州中部、南部及湖南、江西南部，而冰粒和降雪主要发生在湖南北部及与湖北交界处；25日20：00，与08：00相比，湖南北部的降水相态由冰粒转为雪，冻雨、冰粒区向湖南南部扩展，而贵州的冰粒、冻雨区逐渐向贵州西部移动，同时在川西高原出现少部分冰粒事件；26日08：00，雪、冰粒、冻雨区继续向南移动，贵州中部及北部地区降水相态以冰粒为主，南部为条带状的冻雨区，而湖南北部被雪区占据，中部为冰粒区，南部为冻雨区；26日20：00至27日20：00，贵州地面降水相态未发生明显变化，而湖南北部的降雪范围逐渐减小并被冰粒取代，冻雨区仍位于湖南中、南部地区维持不变。
图3
图3
2018年1月25日08：00（a）、20：00（b），26日08：00（c）、20：00（d），27日08：00（e）、20：00（f）WRF模式模拟（彩色填色区）及观测（散点）的各相态降水空间分布
Fig.3
Spatial distribution of different precipitation phase for WRF model simulations（color filled areas） and observations（scattered points） at 08：00（a） and 20：00（b） on 25，08：00（c） and 20：00（d） on 26，08：00（e） and 20：00（f） on 27 January 2018
对比模拟结果与气象站观测的降水相态空间分布（图3），同时计算2018年1月25日至27日逐6 h各相态的预报准确率（预报准确率=预报与观测吻合站点数/预报总站点数），发现雨和雪落区的3 d平均预报准确率分别达94%和90%，而对混合态的冻雨和冰粒的落区，其预报准确率分别为49%、4%，表明耦合了BTC降水相态诊断方案的WRF模式对冻雨落区有一定的模拟能力，但对冰粒的模拟效果较差，且部分地区的冻雨被误报为冰粒，说明BTC降水相态诊断方案中冻雨和冰粒的判据存在缺陷。为此，需利用WRF模式输出的云微物理参量结合冻雨形成的物理机制，分析其产生误差的原因，进而改进BTC降水相态诊断方案。
2.3 大气温湿结构和水成物的经纬向垂直分布
由于BTC降水相态诊断方案是基于WRF模式输出的气象参量进行计算，模拟的气象参量垂直分布与观测的误差将影响各相态降水的落区预报。为此，选取有探空资料的贵阳（106.70°E，26.58°N）和长沙（112.59°E，28.12°N）站进行分析。
图4为2018年1月25日20：00、27日20：00贵阳和长沙站的温度、相对湿度廓线观测值与模拟值。可以看出，1月25日20：00，贵阳和长沙站均监测到冻雨，模拟的大气温湿廓线与探空观测廓线特征基本一致，700 hPa以下相对湿度均维持较高水平，但模式底层的相对湿度（RH）较观测结果偏高5%~10%左右。此外，贵阳[图4（a）]与长沙[图4（b）]站在600 hPa左右，相对湿度由90%以上急剧减小到20%以下，暗示云顶高度均位于600 hPa左右，云顶温度介于-6.0~0.0 ℃之间，高于云内冰核活化温度-6.0 ℃（Farzaneh，2008），云内水成物以过冷液态为主。云下800~650 hPa为温度大于0.0 ℃的暖层，其中长沙站的暖层高度较贵阳站偏高50 hPa左右，近地面气温均位于0.0 ℃附近，模式与观测均体现了“冷—暖—冷”的大气温湿垂直结构特征。虽然模拟的暖层最高温度较观测偏高0.5~2.0 ℃，但由于云中初始水成物相态为液态，因此落至暖层中的降水粒子并没有发生相态转化过程，在理论上对冻雨形成的影响较小（Creighton et al.，2014）。1月27日20：00，随着冷空气的西进，贵阳站云顶高度[图4（c）]降至700 hPa的暖层顶部，因云顶温度大于冰核活化温度-6.0 ℃，云内水成物相态为液态。暖层位于800~700 hPa之间，800 hPa以下最低气温降至-6.0 ℃左右。模拟27日长沙站[图4（d）]上空的大气温湿结构较25日未发生明显变化，仅云顶高度较25日降低50 hPa左右。对探空廓线的模拟误差进行检验，本次冻雨天气中长沙、贵阳站气温（相对湿度）的模拟平均误差分别为0.6 ℃（12%）、1.1 ℃（19%），在可接受范围内，说明模式基本能较好地反映本次冻雨天气过程中各探空站的大气温湿结构特征。
图4
图4
2018年1月25日20：00（a、b）、27日20：00（c、d）贵阳（a、c）和长沙（b、d）站的温度（T）、相对湿度（RH）廓线观测值与模拟值
Fig.4
The observation and simulation of temperature（T） and relative humidity（RH） profiles at Guiyang（a，c） and Changsha（b，d） station at 20： 00 on 25（a，b） and 20： 00 on 27（c，d） January 2018
图5
图5
2018年1月25日和27日20：00温度（红色等值线）、冰晶（蓝色等值线）、雪（绿色等值线）及云水含量（彩色填色区）沿贵阳（a、b）和长沙（c、d）站的经度-高度剖面
（黑色填色区域为地形）
Fig.5
The longitude-height sections of temperature（red contours），ice crystals（blue contours），snow（green contours），and cloud-water content（color filled areas） along the Guiyang（a，b） and Changsha（c，d） stations at 20：00 on 25 and 27 January 2018
（Black filled areas are terrain）
温度/水成物沿贵阳站的经向-高度剖面[图5（a）、（b）]反映了24.5°N—28.8°N区间内倾斜的锋区。1月25日20：00，来自北方的冷空气如一个楔子插入将该地区上空的暖空气抬升，形成一个从地面到3 km高度左右的倾斜锋区。贵阳站的南边从地面到高空被暖湿气团占据，液态水含量高，但由于气温大于0.0 ℃，仅能形成雨，与观测一致。贵阳站附近26.4°N—27.5°N上空云内温度在-3.0~3.0 ℃左右，次冻结层的气温介于-3.0~0.0 ℃之间，高空下落的液态降水经过次冻结层形成过冷雨滴，落至地面形成冻雨，与观测一致。贵阳站以北27.6°N—28.8°N区域由于次冻结层气温为-7.5~-3.0 ℃，BTC方案判别为冰粒，与观测冻雨不符。28.8°N以北的区域高空没有暖层，低空气温远低于0.0 ℃，形成降雪，与观测一致。27日20：00，随着冷空气的西进，贵阳站上空的倾斜锋区坡度减小，云顶高度降至2 km高度，贵阳站以南气温大于0.0 ℃，形成降雨；仅贵阳站附近26.4°N—27.5°N狭窄区域次冻结层气温在-2.5~0.0 ℃左右，形成冻雨，与观测一致；北部次冻结层气温降至-6.0 ℃以下，BTC方案判别为冰粒，与观测冻雨不符。
温度、水成物沿长沙站的经向-高度剖面[图5（c）、（d）]显示，冷空气像楔子一样倾斜插入南方的暖湿气流中，在25.2°N—30.0°N之间形成倾斜的锋区，高空中云内水成物以液态为主。25.5°N—27.0°N区间的次冻结层气温在-2.5 ℃附近，落至地面的降水相态以冻雨为主，与观测一致。在27.0°N—28.8°N以北，次冻结层气温为-7.5~-2.5 ℃，BTC方案判别为冰粒，与观测冻雨不符。28.8°N以北的区域由于高空暖层消失，地面降水相态以降雪为主，与观测一致。从温度、水成物沿贵阳-长沙站的平均纬度-高度剖面来看（图略），25日20：00，来自北方的冷空气正在爬上云贵高原，东部的暖湿气团在冷空气的作用下被抬升。云底高度在2~3 km左右，并伴有较强的逆温结构，云内以液态水为主（云水含量为0.4~0.9 g·m-3），而云下2 km至地面均被冷空气占据，且自西向东冷空气厚度逐渐增大，气温逐渐降至-6.0 ℃以下，落至地面的水成物相态逐渐由液态和固、液混合态向固态转变，BTC方案判别的雨、雪落区与观测一致，但冻雨的落区偏小而冰粒的落区偏大。27日20：00随着冷空气的西进，从贵州到湖南中部的低空最低气温均降至-6.0 ℃以下，水成物也全部转变为固态，BTC方案判别的雪落区与观测一致，但冻雨的落区偏小而冰粒的落区偏大。
综上所述，WRF模式能较好地模拟大气温湿以及水成物的垂直结构特征，其平均误差在可接受的范围之内，理论上对冻雨落区的影响较小。BTC方案判别的雨、雪落区与观测一致，但判别的冻雨落区偏小而冰粒落区较大。根据冻雨的形成机制，从暖层下落的高于0.0 ℃的液态降水进入次冻结层后将会形成冻雨或冰粒，但目前没有判断二者的指标。因此，本文试图在次冻结层中引入冰核活化温度，因为在理论上液滴只有低于冰核活化温度才能冻结形成冰粒（Creighton et al.，2014）。在逆温层存在的前提下，次冻结层的冰核活化温度可大体区分冻雨和冰粒，这样理论上可大幅降低BTC方案将冻雨误报为冰粒的概率。
2.4 BTC方案改进冻雨落区及强度的模拟和验证
耦合了BTC混合态降水参数化方案的WRF模式对雨和雪落区的预报准确率分别达94%和90%，但对冻雨和冰粒落区的预报准确率分别为49%和4%，其原因是BTC方案将大部分冻雨误报为冰粒。由于冬季冻雨的危害远大于冰粒和其他降水相态（陆正奇，2022），如何提高冻雨落区的预报准确率进而计算出冻雨量，无疑具有更重要的价值。
前文分析发现，在逆温层存在的前提下，次冻结层的冰核活化温度能够区分冻雨和冰粒，因此将1.2节BTC方案中第3条修改为“次冻结层气温在-6.0~0.0 ℃为冻雨，大于冰核活化温度-6.0 ℃为冰粒”，同时保留第2条“当云内温度高于冰核活化温度（-6.0 ℃）时，云内初始水成物为液态，当低空气温均低于0.0 ℃时，落至地面的降水相态为冻雨，反之为雨”的判据，对冻雨落区进行重新诊断。同时，将WRF模式模拟的降水量中诊断为冻雨的部分按冻雨的密度0.9 g·m-3换算成冻雨量。利用改进的冻雨方案，模拟2018年1月25—27日冻雨落区和冻雨量的空间分布（图6）。从图6可以看出，1月25日冻雨主要分布在长江以南的贵州东部和湖南地区，26日主要分布在贵州中东部和湖南东部，27日主要分布在贵州东部、湖南中部以及江西西北部地区。由于气象站仅观测冻雨出现的天气现象，没有冻雨量的观测，所以观测验证只能验证冻雨的发生范围。图6中黑点是观测到冻雨的气象站，除了个别站点，大部分站点均出现在模拟的冻雨区内。虽然模拟结果漏报了部分站点，但总体来说，模拟与观测的冻雨落区与空间变化特征较为一致，3 d冻雨的平均预报准确率达62%，较BTC方案提高了13%，表明利用次冻结层的冰核活化温度来判断冻雨基本可行。
图6
图6
2018年1月25日20：00（a）、26日20：00（b）、27日20：00（c）BTC改进方案模拟12 h累积冻雨量（彩色填色区）与观测冻雨发生站点（黑色圆点）空间分布
Fig.6
Spatial distribution of 12-hour accumulated freezing rainfall simulated by the improved BTC scheme（color filled areas） and the observation freezing rain stations（black dots） at 20：00 on 25（a），20：00 on 26（b），20：00 on 27（c） January 2018
3 结论与讨论
通过对2018年1月25—27日南方凝冻灾害的天气学和云微物理特征的分析，在逆温层存在的前提下，定性探讨次冻结层的气温与冰核活化温度对不同降水相态形成的影响，并利用耦合了BTC降水相态诊断方案的WRF模式，对不同降水相态与冻雨量分布进行模拟，具体结论如下：
（1）横贯云贵—华南的准静止锋是本次凝冻天气形成的天气背景，充沛的西南暖湿气流、850~700 hPa之间深厚的逆温层和地面到高空“冷—暖—冷”的温度垂直结构为凝冻天气的形成提供有利的天气学条件。
（2）雨、冻雨、冰粒和雪形成的多相态混合降水是本次冰冻雨雪天气的主要特征，模式模拟与观测的冻雨空间分布特征基本一致，表明耦合BTC降水相态诊断方案的WRF模式对中国冻雨预报或诊断具有较好的普适性，但不适用于冰粒预报。
（3）模式较好地再现本次凝冻天气下温度、湿度和水成物的垂直分布特征。在逆温层存在的前提下，次冻结层的气温决定了地面不同降水相态，其中0.0 ℃是区分雪和降雨的临界指标，而次冻结层中的冰核活化温度是区分冻雨和冰粒的临界指标。
（4）利用次冻结层中的冰核活化温度来代替BTC方案中有关冻雨和冰粒的判别后，冻雨预报准确率较BTC方案提高了13%，表明直接利用次冻结层的冰核活化温度来判断冻雨可行。
由于冬季混合态降水的预报一直是天气预报的难点之一，几乎所有半经验-半物理参数化方案对混合态降水的诊断或预报均存在高估（Reeves，2014；Almonte and Stewart，2019）。BTC降水相态诊断方案对冻雨有一定的预报能力，但仍有较高的漏报率，这是因为该方案将下落过冷雨滴的融化、再冻结过程等进行了简化，因此会产生误差。另外，冰粒的预报效果较差，有必要加强对冰粒形成条件的研究。充分了解雨、雪、冻雨、冰粒、湿雪和雪泥在下落过程中经历的精细融化和再冻结过程的物理机制，寻找关键物理参量，进而将其参数化，这是未来混合相态降水预报的重要研究方向之一。另外，采用不同降水相态诊断方案，开展集成预报也是提高冬季混合态降水预报准确率的有效途径。
参考文献
银川市大气边界层逆温影响因素及其与冬季PM2.5的关系
[J].
为了探究银川市大气边界层逆温特征和影响因素及其与冬季PM2.5污染的关系，利用2015—2020年银川气象站探空、地面气象观测资料及银川市空气质量监测数据，在分析银川市大气边界层逆温及地面气象要素特征基础上，以冬季为研究时段，探讨逆温与地面气象要素对PM2.5污染的影响。结果表明：（1）银川市清晨大气边界层较傍晚更易出现逆温，且逆温多为贴地逆温，贴地逆温较悬浮逆温强度大、厚度小；逆温频率和厚度冬季最大、夏季最小，逆温强度秋季最强、夏季最弱。（2）冬季晴天，地面平均风速1.0~1.5 m·s-1、相对湿度30%~60%的气象条件下易出现逆温。（3）贴地逆温是影响冬季PM2.5污染天气的主要气象因素之一，当逆温厚度超过596 m、强度超过1.4 ℃·（100 m）-1时，易出现PM2.5污染天气，且随着逆温厚度增大、强度增强，污染加重。（4）冬季PM2.5污染天气下，清晨天空状况多为晴天，通常地面平均风速小于1.3 m·s-1、相对湿度大于54%，且随着湿度增大污染加重。（5）边界层高度与PM2.5质量浓度存在显著负相关，边界层高度越低，PM2.5污染越重。
冷涡影响下两次不同类型强对流过程对比分析
[J].为深入认识冷涡影响下不同类型强对流天气发生条件的差异，利用高空、地面气象观测资料，多普勒天气雷达和风廓线雷达资料，以及欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）第五代大气再分析资料ERA5，对2016年6月13日和2018年6月13日山东两次同受冷涡影响但分别以短时强降水为主和风雹天气为主的不同类型强对流天气过程（分别简称“过程I”、“过程II”）进行了对比分析。结果表明：（1）以短时强降水为主的过程I，降水效率高，在其发展阶段回波质心高度低，成熟阶段形成强降水超级单体，最强降水出现在中气旋附近；以风雹天气为主的过程II，雷暴大风强度具有极端性，对流风暴发展深厚，60 dBZ以上强回波发展至-20 ℃层高度之上并持续，是产生大冰雹的重要原因。两次过程的强风均出现在弓形回波反射率因子核心前部和超级单体后侧下沉气流区。（2）过程I不稳定条件中等，西南气流配合湿区使低层增湿，950~850 hPa形成近饱和层并增厚，干层位于500 hPa以上，构成上干下湿层结，对流在地面辐合线和地面湿舌顶端叠加处触发；过程II热力和动力不稳定强，中空急流与800~600 hPa的显著干层为雷暴大风和冰雹的形成提供了有利条件，触发抬升系统是暖锋，比过程I更深厚。环境条件的差异决定了两次过程天气类型的差异。
山西省不同重现期下电线覆冰厚度空间分布及区划
[J].利用山西省18个积冰站电线积冰观测资料和91个气象站常规观测资料,采用逐步回归分析方法,针对不同气候区分别构建电线覆冰设计冰厚的气象估算模型,推算各站30 a、50 a、100 a重现期下的设计冰厚。在此基础上,结合DEM数据和电网运行覆冰观测资料,对设计冰厚进行地形订正和易冰区微地形运行经验修正,最终得到山西省电网电线覆冰厚度空间分布及区划结果。结果表明:(1)山西省电线覆冰的设计冰厚整体与气温、相对湿度、风速、水汽压等密切相关,其中高山区的设计冰厚还与降水量、日照时数关系密切,且受连续3 d的气象条件影响,而丘陵和平原区则与当日和前一日或前二日的气象条件密切相关;(2)构建的分区设计冰厚气象估算模型对各气候区的覆冰厚度模拟效果较好,估算偏差五台山前约2 mm,其余地区小于1.2 mm;(3)地形订正后的结果更为合理地反映山西省各重现期下电线覆冰厚度的空间特征,即覆冰厚度随纬度降低而减小,中、重冰区主要分布在恒山、五台山、管涔山、吕梁山、太岳山和太行山等高海拔地区,而沿黄河一带和盆地为轻冰区,且盆地覆冰最轻;(4)易覆冰区经运行经验修正后,其覆冰厚度能够更加精确表达局部微地形区覆冰真实情况,这对电力部门具有实际参考价值。
我国冻雨时空分布及温湿结构特征分析
[J].利用2008年1月-2010年4月全国常规地面观测资料和探空资料， 根据地面观测冻雨记录， 分析了我国冻雨的时空分布规律， 并依据冻雨发生时探空分析的云顶同暖层（>0 ℃）相对位置等结构配置， 初步研究了冻雨温湿结构特征和形成的物理机制类型。结果表明, 我国冻雨一般从11月开始， 到来年3月结束， 以1月居多（占72%）； 冻雨多发生在长江以南区域， 占总数的90%以上； 我国冻雨发生主要以暖雨机制为主， 占总数的73%， 而冰相机制冻雨仅有27%； 以暖雨机制产生的冻雨， 云顶普遍不高（低于3 km）， 而冰相机制冻雨云顶相对较高（可达9 km）； 出现冻雨时， 地面温度（百叶箱温度）均低于0 ℃， 冰相机制冻雨的暖层厚度基本在1 km以上， 暖层最高温度平均在3 ℃以上； 我国北方（30°N以北的地区）发生冻雨的机制比较单一， 主要是冰相机制， 南方（30°N以南的地区）冻雨两种机制都存在， 受地形影响， 一般在海拔高的地区暖雨机制比冰相机制多。
2021/2022年冬季贵州凝冻天气阶段性特征及成因
[J].2021/2022年冬季，赤道中东太平洋海温偏低，导致贵州省气温偏低、降水偏多，但凝冻日数总体偏少，呈前期偏弱后期偏强的阶段性分布特征。利用贵州省84个国家气象观测站逐日观测资料、NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）再分析资料以及NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）海温资料等，分别从海温场、高度场、风场、温度场和水汽条件等方面对凝冻阶段性特征成因进行分析。结果表明：高层南支锋区总体呈前期偏弱后期偏强，为贵州省凝冻阶段性特征提供了有利的大尺度环流背景。2022年1月26日之后，对流层低层切变线稳定维持、偏北气流异常强盛使0 ℃等温线南压明显。同时随着偏南气流持续增强，对流层低层水汽辐合也迅速增强，并维持低层辐合中层辐散的不稳定层结和上升运动，为贵州省凝冻阶段性特征提供了有利的水汽条件。温度场上，前期暖层较为深厚，冷空气势力前期偏弱后期偏强，为贵州省凝冻阶段性特征提供了有利的温度条件。但由于整个冬季无逆温层存在，导致3次区域性凝冻过程强度均偏弱。
南方不同类型冰冻天气的大气层结和云物理特征研究
[J].利用观测资料和CAMS中尺度云分辨模式， 对南方3次不同类型冻雨天气过程进行模拟， 重点研究了冰冻天气中冻雨区云系宏\, 微观结构及大气层结特征， 初步分析了冻雨形成的云物理机制。结果表明： （1）逆温层的存在是冻雨发生的必要条件， 低层湿度较大的逆温常与冻雨天气有关。3次冻雨过程的冻雨区都存在逆温层， 其中第一、 二次过程属于锋面逆温， 而第三次过程属于平流逆温。可见， 逆温层结有利于冻雨的发生， 但逆温层的存在仅是形成冻雨的条件之一。冻雨的发生还与水汽（湿度）、 风向风速、 地面特征有关。低层有水汽输入到冻雨区、 地面温度等于或低于0 ℃， 有利于冻雨形成和过冷雨水的冻结。（2）冻雨的形成需要满足3个主要条件:在对流层中高层存在冻结层,冻结层下要有暖层和逆温层,近地层有一个温度<0 ℃的冷却层， 并且低层的冷却层相对湿度较高。中高层冻结层主要产生冰相降水粒子， 中层的暖层可以确保上层降落下来的固态降水粒子（雪或霰）融化成雨滴或在融化层中直接产生液态降水。这样， 雨滴下降到低空冷却层后会逐渐变成过冷雨滴， 当过冷却雨滴接触到<0 ℃的地面或者其他物体表面时， 迅速冻结形成冻雨。（3）不同冻雨区上空存在2种不同类型的云， 对应云中有2种明显不同的温度层结： 混合相云中的“冷－暖－冷”层结和水云中的“暖－冷”层结。具有2种不同层结特征的不同冻雨区云系， 对应2种不同的微物理结构， 具有2种不同的冻雨形成的云物理机制。（4）同一类型天气系统中的冻雨区， 可以存在不同的温度层结、 云的微物理结构和冻雨形成的机制； 不同类型天气系统也可以存在特征相同的冻雨区， 即冻雨形成的温度层结、 云的微物理结构和冻雨形成的物理机制都相同。
河北省输电线路冰害的气象要素时空分布特征
[J].冰害是电网的主要气象灾害之一，电线积冰与雾凇和雨凇密切相关。利用1980—2009年河北省142个气象观测站的雾凇、雨凇日数和20个气象站的电线积冰、相对湿度、气温、风速及站点海拔高度，以及近年来输电线路冰害事故和附近区域站同期气温、相对湿度、风速等资料，采用逐步回归等统计分析方法，对雾凇、雨凇和电线积冰的时空分布特征、冰害与气象要素的关系进行分析，并构建电线积冰的逐步回归预报模型。结果表明：1980—2009年，河北省雾凇和电线积冰日数均呈现先升后降的阶段性变化特征，1980年代末至1990年代中期为一高峰期，而雨凇日数年变化特征不明显；在空间上，雾凇、雨凇多出现在平原地区，雨凇中心比雾凇中心更偏东。电线积冰与雾凇、雨凇以及站点海拔高度密切相关，相关系数分别为0.988 5、0.760 6、-0.601 8，但仅雾凇日数和站点海拔高度被引入电线积冰日数预报方程。对河北省电线线路冰害事故分析发现，当气温低于3 ℃时，导线可能出现舞动；导线舞动或冰闪时的相对湿度都在60%以上，舞动时风速大于5 m·s-1。
Precipitation transition regions over the southern Canadian Cordillera during January-April 2010 and under a pseudo-global-warming assumption
[J].
The objective use of upper air soundings to specify precipitation type
[J].
Probabilistic forecasts of precipitation type
[C]//
Numerical study of convection observed during the winter monsoon experiment using a mesoscale two-dimensional model
[J].
Objective estimation of the cond1-tional probability of frozen precipitation
[J].
A new vertical diffusion package with an explicit treatment of entrainment processes
[J].
Freezing rain events: A major weather hazard in the conterminous US
[J].
The supercooled warm rain process and specification of freezing precipitation
[J].
Evaluation of cold-season precipitation forecasts generated by the hourly updating high-resolution rapid refresh model
[J].
The ice storm of January 7-10, 1956 over the northeastern United States
[J].
Radiative transfer for inhomogeneous atmospheres: RRTM, a validated correlated-k model for the longwave
[J].
The community Noah land surface model with multiparameterization options (Noah-MP): 1. Model description and evaluation with local-scale measurements
[J].
The relative importance of warm rain and melting processes in freezing precipitation events
[J].
Sources of uncertainty in precipitation-type forecasting
[J].
Freezing precipitation in winter storms
[J].
Explicit forecasts of winter precipitation using an improved bulk microphysics scheme. Part I: Description and sensitivity analysis
[J].
Mean temperature from 1000 MB to 500 MB as a predictor of precipitation type
[J].
