1. 引言
低温雨雪冰冻天气是贵阳机场冬季重要的灾害性天气之一，尤其是降雪和冻雨导致的航空器及跑道积雪积冰，其每一次出现都易造成航班的大面积延误，甚至造成跑道或机场的关闭，为民航气象服务保障和航班的正常性带来巨大的压力和影响。对于贵州地区的冰冻雨雪天气，曾维 [1] 对贵州7个典型降雪个例进行环流背景及层结条件分析，指出贵州强降雪天气过程应关注北支高空槽、孟湾地区的南支槽以及中低层的切变线；罗喜平等 [2] 针对降雪和冻雨天气从环流形势、垂直温湿结构等进行综合诊断分析，发现降雪时南支槽、冷暖空气的交汇及水汽输送更明显，而冻雨发生时低层锋区更强；李习瑾等 [3] 对贵州铜仁的罕见暴雪天气过程进行了分析，表明温度垂直结构为冰晶层–冷层的结构特征，湿层深厚，整层为冷性结构且中层暖层消失；王兴菊等 [4] 对比贵州省两次低温雨雪冰冻过程，表明两次过程阻高均偏强，在北极地区都出现了突然的升温，并且两次过程都有明显的锋区和上升气流存在；周文钰等 [5] 对贵州两次不同强度和范围的降雪天气进行了对比分析，发现两次降雪过程中均有高空槽和孟加拉湾南支槽配合，且700 hPa切变线影响贵州中南部时间较长，但水汽来源和冷平流的强弱是造成两次降雪强度不同的主要原因。
2018年12月28~30日贵阳机场出现了一次连续的冻雨和降雪过程，导致30日00:00~10:30贵阳机场关闭，共造成142个航班延误，94个航班取消。本文将利用2018年12月贵阳机场地面观测资料、ECMWF ERA5 0.125˚ × 0.125˚逐6小时再分析数据、贵州省地面常规观测资料，从高层至近地面的环流配置和各物理量场等方面对此次雨雪冰冻天气过程进行诊断分析，以探求此次降雪和冻雨天气的原因。
2. 过程描述
从2018年12月28~30日贵阳机场逐时天气现象可见(表1)，28日21:00贵阳机场开始出现小雪，随后两小时便转为冻降水天气，一直持续到29日19:00，降水相态由冻降水转为纯雪状态，30日12:00降雪停止，贵阳机场转为阴天。此次过程从28日21:00到30日12:00的39个时次中，仅有两个时次无天气现象，因此整个降雪冻雨过程几乎是连续无间歇的；此外，以29日19:00为时间节点，29日19:00之前的降水相态以冻降水为主(简称“过程前段”)，而之后以纯雪为主(简称“过程后段”)，且均为弱降水。降雪和冻雨的形成机理复杂，但又有相似的地方，正好可以通过对比“过程前段”与“过程后段”的异同，寻求两种降水相态发生的原因。
Table 1. Hourly weather phenomenon in Guiyang airport from December 28 to 30, 2018 (-SN: light snow; -RASN: light sleet; -FZDZ: light frost drizzle; -FZRA: light freezing rain; SG: snow grains; PL: small ice grains)
表1. 2018年12月28~30日贵阳机场逐时天气现象(-SN：小雪；-RASN：小雨夹雪；-FZDZ：弱冻毛毛雨；-FZRA：弱冻雨；SG：米雪；PL：小冰粒)
3. 环流特征分析
选取过程开始前的时间节点(2018年12月28日08:00)、冻雨时间节点(2018年12月29日08:00)、降雪时间节点(2018年12月30日08:00)以及过程结束时间节点(2018年12月31日08:00)，分析其从高层到低层的环流配置特征。
3.1. 500 hPa环流形势
从500 hPa环流形势来看，过程开始前(图1(a))，中高地区西西伯利亚与贝加尔湖之间已存在明显的阻塞形势，日本海经我国东北至华北地区为深厚的横槽，东北低涡的主体已经东移入海，但是在我国东北与日本海附近仍存在中心强度大于−44℃的冷中心，说明尽管引导气流的经向度较小，但依旧有小股冷空气南下；中低纬地区南支槽位于印度半岛东部，槽底延伸至孟加拉湾，槽前的西南气流将为我国南方地区的雨雪天气提供暖湿空气，西太平洋副热带高压脊西伸至南海东部，副高位置的偏西使得影响我国的冷空气活动频繁但主体偏东偏北。冻雨发生时(图1(b))，中高纬阻塞高压出现东倾，在新疆地区出现切断低涡，青藏高原上空的高原槽的东移将引导低层冷空气不断向南补充，低纬地区南支槽的东移将进一步为南方地区输送暖湿空气。降雪发生时(图1(c))，阻塞高压呈崩溃的态势，其右下侧低涡槽的经向度进一步加大，而副高的东退使得中高纬度的冷空气在低压槽后西北气流的引导下更易向南输送。过程结束时(图1(d))，中高纬阻塞高压缓慢东移，并在极地冷空气的补充下重新建立，其右下侧的低涡甚至有所东移南压，同样副高位置偏东，说明仍有冷空气在不断补充；但是我国南方地区以纬向环流为主，孟加拉湾的水汽输送已明显减弱，因此雨雪天气虽逐渐结束，但低温天气依旧持续。
(a) 2018年12月28日08:00
(b) 2018年12月29日08:00
(c) 2018年12月30日08:00
(d) 2018年12月31日08:00
Figure 1. 500 hPa height field (black solid line, unit: dagpm), temperature field (red dotted line, unit: ˚C) and wind speed greater than 30 m·s−1(shaded area, Unit: m·s−1)
图1. 500 hPa高度场(黑实线，单位：dagpm)、温度场(红虚线，单位：℃)及大于30m·s−1的风速(阴影区，单位：m·s−1)
此外，在中低纬地区，500 hPa高度上风速大于等于28 m·s−1可表示副热带锋区急流的建立 [6]，而整个过程中青藏高原以东的25˚N~45˚N均存在一条东西走向的副热带锋区急流，并且位置随着副高的东退而有所东移南压，对于贵州省上空的南支锋区，在过程开始前，贵州主要位于急流右侧，而降雪和冻雨发生时，虽然影响贵州的急流强度有所减弱，但是控制贵州区域的锋区急流的走向均为西北–东南向，说明此时气流以西南急流为主，有明显的水汽输送，而过程结束时锋区急流已移至湖南以东。
3.2. 中低层配置
从700 hPa上的风场和温度场来看，在冻雨期间(图2(a))，贵州省受中心强度为16 m·s−1的西南低空急流控制，急流核位于云南西南部，切变线位于四川盆地北部以北，四川中部存在南北向的温度梯度大值区，此时冷空气在四川盆地内堆积，0℃等温线已完全控制贵州中部以北地区。降雪时(图2(b))，西南低空急流东移至华南至长江中下游，且中心强度增强至19 m·s−1，贵州大部区域位于急流左侧，有利于上升运动的产生；随着切变线南压至四川东南部，盆地内的冷空气东移南压进入贵州，0℃等温线南压至贵州南部边界，贵州至湖南上空的温度梯度增大，表明冷暖空气交绥明显，配合低空急流的水汽输送，有利于降雪的发生发展。
对应850 hPa上(图2(c)、图2(d))，在四川东南部与贵州东北部分别存在一个“冷舌”，说明冻雨与降雪发生时冷空气均存在两条路径上的补充，但叠加风场可以看见，冻雨发生时由贵州西北部进入贵州的风速相比降雪时要大，而由贵州东北进入贵州的冷空气在风速上虽然相差不大，但是降雪发生时的风向相对来说却更加偏北，而偏北路径的冷空气强度通常是最强的。此外，在云贵地区的等温线密集区表明近地面存在准南北向的昆明准静止锋，但冻雨出现时，静止锋锋区位于滇东，−3℃等温线控制贵州省中部及省东北部，相较可知，降雪发生时静止锋锋区的位置更加偏西，同样区域内为−6℃等温线控制，说明降雪时低层冷空气更强。
(a) 2018年12月29日08:00
(b) 2018年12月30日08:00
(c) 2018年12月29日08:00
(d) 2018年12月30日08:00
Figure 2. 700 hPa (a) (b) and 850 hPa (c) (d) temperature field (red dotted line, unit: ˚C), wind field (plume, unit: m·s−1) and wind speed greater than 12 m·s−1(shaded area, unit: m·s−1)
图2. 700 hPa (a) (b)和850 hPa (c) (d)温度场(红虚线，单位：℃)、风场(风羽，单位：m·s−1)及大于12 m·s−1的风速(阴影区，单位：m·s−1)
3.3. 近地面系统
海平面气压场上等压线密集区可以指示地面的锋面系统，从图3(a)可见，在过程发生前，黔西地区已存在昆明准静止锋，秦岭以北强冷空气堆积，等压线数值达1056 hPa，而冷空气从西北和东北路径不断向贵州渗透，1035 hPa等压线已进入贵州东北部。冻雨期间(图3(b))，地面昆明静止锋西进至滇黔交界处，其南部与东西走向的华南准静止锋相连，等压线梯度的进一步增加表明冷暖气团相互作用增强；北部冷高压主体略微南倾，1035 hPa等压线已控制黔中以东地区，贵州省大部区域在0℃以下。降雪出现时(图3(c))，南方准静止锋在北方路径冷空气的补充下继续西进南压，1035 hPa等压线与0℃等温线随之西扩南推。当过程结束时，云贵地区的等压线分布比较均匀，昆明准静止锋锋消，但云贵地区依旧受单一性质的干冷气团控制，温度较低。
4. 物理机制分析
4.1. 温湿特征
从冻雨时间节点的温湿垂直分布来看(图4(a))，在近地层102.5˚E~105˚E之间存在与地面接近垂直的等温线密集区，此为昆明准静止锋锋区所在的区域 [7]，在锋后的800 hPa以下为温度小于0℃的冷气团控制，冷中心强度为−4℃，且控制了105˚E~115˚E整个区域；锋后700 hPa~800 hPa存在温度大于0℃的逆温层，且逆温层的下界面在800 hPa左右，说明此时静止锋向上只发展到800 hPa左右，依旧比较浅薄 [8]；104˚E~107˚E上空的等温线呈现出气旋性的曲率，且暖层在此区域内间断，说明高层有冷空气向低层输送；将−10℃以下、−9℃~0℃、0℃以上分别称为冰晶层、冷层、暖层来看 [9]，冻雨出现时温度层结具有“冷层—暖层—冷层”的结构特征，是典型的冻雨结构。降雪发生时(图4(b))，静止锋锋区略微西移，其锋后冷空气已增强到−8℃，102˚E~112˚E上空温度大于0℃的逆温层消失，温度在垂直方向上的分布呈现出“冰晶层—冷层”的结构特征。此外，冻雨发生时相对湿度高值区向上只发展到600 hPa，而降雪出现时高湿区向上伸展超过400 hPa。
(a) 2018年12月28日08:00
(b) 2018年12月29日08:00
(c)2018年12月30日08:00
(d)2018年12月31日08:00
Figure 3. Sea level pressure field (black solid line, unit: hPa) and temperature field (red dotted line, unit: ˚C)
图3. 海平面气压场(黑实线，单位：hPa)和温度场(红虚线，单位：℃)
(a) 2018年12月29日08:00
(b) 2018年12月30日08:00
Figure 4. Temperature (solid black line, unit: ˚C) and relative humidity (shaded, unit: %) are distributed along a vertical section at 26.25˚N
图4. 温度(黑实线，单位：℃)和相对湿度(阴影，单位：%)沿26.25˚N垂直剖面分布
整个冻雨降雪过程从2018年12月28日21:00~30日12:00，“过程前段”以冻降水为主，“过程后段”以纯雪为主，为探究两段的各物理量的分布特征及异同，选取28日08:00~31日08:00绘制各物理量沿点(106.5˚E, 26.25˚N)处的高度–时间剖面(贵阳机场的经纬度为：106.48˚E，26.32˚N)。从水汽通量和水汽通量散度的高度–时间剖面可以看到(图5(a))，28日08:00~30日11:00中低层存在水汽的辐合，水汽通量散度的强中心值超过−1.2 × 10−8g·cm−2·hPa−1·s−1；而整个过程期间贵阳机场上空均存在水汽输送，水汽通量的中心值达10 g·hPa−1·cm−1·s−1。而两个时间段相较而言，“过程前段”水汽的辐合中心集中在800 hPa~700 hPa，水汽通量大值区主要在600 hPa以下；而“过程后段”辐合中心从低层向上发展到近500 hPa，且强中心控制的水平范围和垂直范围均有所增加，水汽通量正值区向上超过400 hPa，表明除低层外中高层也存在较强的水汽输送。30日11:00以后水汽的辐合骤减并转为水汽辐散，水汽输送也逐渐较弱，降雪过程结束。
(a)
(b)
Figure 5. Height-time profiles of (a) Water vapor flux (black solid line, unit: g·hPa−1·cm−1·s−1) and water vapor flux divergence (shadow, unit: 10−8g·cm−2·hPa−1·s−1) (b) temperature (black solid line, unit: ˚C) and relative humidity (shadow, unit: %) at the point (106.5˚E, 26.25˚N) from 08:00, 28 December 2018 to 08:00, 30 December 2018
图5. 2018年12月28日08:00~12月30日08:00在点(106.5˚E, 26.25˚N)处的(a) 水汽通量(黑实线，单位：单位 g·hPa−1·cm−1·s−1)和水汽通量散度(阴影，单位：10−8g·cm−2·hPa−1·s−1) (b) 温度(黑实线，单位：℃)和相对湿度(阴影，单位：%)的高度–时间剖面
图5(b)可以看到温度与湿度的在垂直方向上随时间的变化，“过程前段”温度场在垂直方向呈“冷层–暖层–冷层”的结构、“过程后段”呈“冰晶层–冷层”的特征与上文分析一致，但是具体对比两时间段的特征可知，两个时间段在800 hPa~700 hPa左右均有逆温层的存在，而逆温层温度是否大于0℃是决定此次过程降水相态为冻雨还是降雪的关键条件之一，随着逆温层内温度逐渐降低至0℃以下，冻雨过程逐渐转为降雪过程，而降雪期间高湿区向上发展的高度也远高于冻雨期间。
4.2. 动力特征
从垂直速度和水平散度沿26.25˚N垂直剖面分布可以看到(图6)，冻雨发生时强上升区出现在105˚E以西(图6(a))，由于云贵高原的地形抬升和昆明准静止锋的锋面抬升共同作用，导致在102˚E~105˚E区域产生强烈的上升运动，而在106˚E~107˚E的贵阳机场附近上升运动并不明显；105˚E以东的水平散度场在垂直方向上表现为水平辐合和水平辐散交替出现的特征，在850 hPa~700 hPa、650 hPa~550 hPa以及400 hPa~300 hPa均存在水平风的辐合区。当降雪出现时(图6(b))，105˚E以西的强上升区与辐合中心随着静止锋的西移而略微西移，105˚E以东的800 hPa以上则存在大范围上升运动，−6 × 10−1hPa·s−1的强中心位于500 hPa左右107˚E~109˚E之间，而800 hPa以下则为风的辐散区，对应冷空气的下沉运动。
(a) 2018年12月29日08:00
(b) 2018年12月30日08:00
Figure 6. Vertical velocity (solid black line, unit: 10−1hPa·s−1) and horizontal divergence (shadow, unit: 10−5·s−1) are distributed along the vertical section at 26.25˚N
图6. 垂直速度(黑实线，单位：10−1hPa·s−1)和水平散度(阴影，单位：10−5·s−1)沿26.25˚N垂直剖面分布
从整个过程垂直速度的演变来看(图7)，冻雨期间，800 hPa以下为冷空气的下沉运动，而800 hPa以上为弱的上升运动；29日夜间，随着冷空气的加入，近地面的下沉运动区逐渐加厚，而中高层的西南暖湿气流在冷垫上爬升作用和700 hPa低空急流左侧产生的风的辐合作用叠加，中上层上升运动的强度加大，垂直运动上升区的强中心位于550 hPa~450 hPa之间，强度高达−4 × 10−1hPa·s−1；30日夜间，随着近地面到高层整层均转为下沉运动，降雪天气结束。
Figure 7. Height-time profile of vertical velocity (black solid line, unit: 10−1hPa·s−1) at point (106.5˚E, 26.25˚N) from 08:00, 28 December 2018 to 08:00, 30 December 2018
图7. 2018年12月28日08:00~12月30日08:00在点(106.5˚E, 26.25˚N)处的垂直速度(黑实线，单位：10−1hPa·s−1)的高度–时间剖面
5. 讨论与小结
本文通过详细分析2018年12月28~30日贵阳机场冻雨和降水期间高层至近地面的环流配置，并从温湿特征与动力特征方面进行了讨论，揭示了此次冻雨和降雪天气的原因，并对两种降水相态的发生的原因进行了对比，得出以下结论：
1) 此次降雪冻雨天气的影响系统包括：500 hPa中高纬强大稳定的阻塞高压、低纬地区携带孟加拉湾水汽的南支槽和副热带锋区急流，以及冻雨期间位置偏东而降雪期间位置偏西的太平洋副热带高压；700 hPa西南低空急流提供了暖湿气流以及其左侧提供了动力上升条件；近地面上昆明准静止锋长期维持使得冷暖空气在云贵地区相互作用，冻雨期间冷空气从西北及东北路径补充，而降雪期间主要从偏北路径侵入。
2) 冻雨与降雪的温度场在垂直方向分别呈现出“冷层–暖层–冷层”和“冰晶层–冷层”的特征；两个时间段在800 hPa~700 hPa均有逆温层的存在，逆温层温度是否大于0℃是决定此次过程降水相态为冻雨还是降雪的关键条件之一。
3) 冻雨期间水汽的辐合中心集中在中低层，水汽通量大值区主要在600 hPa以下；而降雪期间辐合中心从低层向上发展，强水汽通量区向上超过400 hPa，降雪期间高湿区向上发展的高度远高于冻雨。
4) 冻雨与降雪发生时近地面均表现为冷空气的下沉运动，降雪发生时的水平散度场在垂直方向上的辐合中心较冻雨时分布更加集中，上升运动发展的高度与强度也更强。