2024年春运期两次极端雨雪冰冻天气过程对比分析

摘要：2024年1月31日—-2月6日和2月19-25日，我国先后出现两次大范围持续性低温雨雪冰冻天气过程（分别简称 过程1和过程2），对春运造成严重影响。利用多源观测和ERA5再分析资料对两次过程进行对比，重点分析了南方地区 雨雪天气强度及冻雨和降水相态差异的原因。结果表明：（1）两次过程的累计降水量均有一定极端性，并伴有复杂的降 水相态变化，冻雨强度和范围为2009年以来最大；过程1冻雨强度和积雪深度大于过程2，过程2冻雨范围、降水和对流 强度大于过程1。（2）两次过程均发生在高空槽与低层冷空气共同作用的环流背景下，南支槽前和西太平洋副热带高压 外围的西南急流稳定维持且较常年显著偏强，为两次极端雨雪冰冻天气过程提供了持续而充沛的水汽条件；暖湿气流在 冷垫上的爬升以及低层风场的水平辐合是产生雨雪天气的重要动力机制，逆温层和融化层的稳定维持是出现冻雨及降 水相态反复变化的关键原因。（3）两次过程不同点主要在于，过程1冻结层内温度多在-4～0℃，高于过程2，相对而言更 有利于形成冻雨；逆温区狭长且少动，冻雨影响范围集中，强度大；过程2副热带高压更偏西偏北，有利于西南暖湿急流 加强和北推，同时强寒潮导致冷垫较强，冷暖交汇有利于上升运动发展和降水增强；过程2融化层维持时间更长，云水含 量较高，但冻结层内温度低，更有利于出现冰粒或湿雪。

关键词：强降雪；冻雨；逆温层；降水相态；副热带高压

中图法分类号：P426.6

文献标志码：A

DOI： 10.12406/byzh.2024-095

Comparison of two extreme rainfall/snowfall and freezing weather events during the Spring Festival transportation period in 2024

ZHANG Fanghua1， XU Xianhuang1， QUAN Wanqing1， HU Yi1， ZHANG Bo1， YUAN Fang2， ZHOU Jun1

（1. National Meteorological Centre， Beijing 100081; 2. National Meteorological Information Center， Beiüjing 100081）

Abstract： From January 31 to February 6 （P1， hereinafter） and from February 19 to February 25， 2024 （P2， hereinafter）， China experienced two large–scale and sustained low temperature， rainfall/snowfall， and freezing weather events， which seriously affected the Spring Festival transportation. This paper compared the two events using multi–source observations and ERA5 reanalysis data， with a particular focus on the mechanisms of the differences in precipitation intensity and the phases between rainfall， snowfall， and freezing rain in southern China. The results are as follows. （1） Both events exhibit extreme features in total precipitation and are accompanied by complex phase changes， with the range and the intensity of the freezing rain being the largest since 2009. Compared to P2， the intensity of freezing rain and the snow depth in P1 are greater. However， the range of freezing rain， the precipitation amount， and the convective intensity in P2 are greater. （2） Both the circu- lation patterns of the two events are affected by the high–altitude trough and low-level cold air. The southwest jet stream in front of the trough and the periphery of the western Pacific subtropical high （WPSH） is stable and significantly stronger than normal， providing sustained and abundant water vapor. The ascent of warm-humid air over a cold cushion and the horizontal convergence of low-level winds are crucial dynamic mechanisms for snowfall and rainfall. Besides， the stable maintenance of the inversion layer and the melting layer is the key to the occurrence of freezing rain and the changes in the precipitation phase. （3） Different mechanisms also exist in the two events. In P1， the air temperature in the freezing layer is between –4 ～ 0 ℃ in most areas， which is higher than that in P2 and is more conducive to the formation of freezing rain. In P2， the inversion zone is wide but moves more quickly， with a larger range while weaker freezing rain. In P2， the WPSH is lo-cated further northwest， favoring the strengthening and northward shift of the southwest warm–humid jet. Meanwhile， the strong cold wave al- so leads to a stronger cold cushion. The interaction between the cold and warm airs is conducive to the development of upward movement and the enhancement of precipitation. The longer duration of the melting layer leads to more cloud water content， but the temperature in the freez- ing layer is lower， which is beneficial for the formation of ice particles or wet snow.

Key words： severe snowfall; freezing rain; inversion layer; precipitation phase; Western Pacific subtropical high

引言

与寒潮或强冷空气相伴随的持续性低温雨雪冰 冻是我国冬半年最主要的灾害性天气，常常造成组合 性灾害（宗海锋等，2022），对工农业生产、交通运输、电 力供应、生态环境等多领域造成严重冲击。2008年初 南方低温雨雪冰冻天气过程发生在稳定的大气环流 形势下，来自极地的冷空气和来自热带的暖湿气流在 我国南方地区长时间对峙，是高低空、高低纬系统相 互作用的典型个例（王亚非等，2008；Wen et al.，2009；

Zhou et al.，2009），并造成了非常严重而广泛的影响。 近十多年来，该类灾害性天气时有发生，2011年初我 国南方地区再次发生了类似的区域持续性低温冻雨 事件（钱维宏和张宗婕，2012），2016年1月下旬南方低 温雨雪冰冻灾害打破了我国降雪最南线（胡钰玲等， 2017），持续性低温雨雪冰冻天气对社会生产和人民生 命财产安全造成重大影响。

低温雨雪冰冻天气的成因复杂，预报挑战大，主 要预报难点包括降水相态转换以及固态降水如降雪、 冻雨、冰粒等的形成机制和预报方法等。国外对冬季 降水预报的研究和业务开展较早，自2008年以来，我 国学者对冬季降水天气的研究关注度也越来越高。 研究指出阻塞形势下冷空气南下与来自孟加拉湾及 南海、西北太平洋的暖湿气流长时间交汇产生锋生强迫（李崇银等，2008；陶诗言和卫捷，2008；高辉等， 2008），暖湿气流在冷垫上爬升是冬季强雨雪天气形成 的重要动力机制（张桂莲等，2023），暴雪区位于低层冷 平流和高层暖平流叠加区域，700hPa西南急流和逆温 层对强降雪的产生具有重要作用（姚晨等，2018）。一 些研究还对比了典型强降雪事件的环流及物理机制 的差别（胡钰玲等，2017；秦明月和李双林，2020），为更 全面认识强降雪形成机制提供了参考。在降水相态 方面，传统的研究多采用特性层温度和厚度指标来判 断（Heppner，1992；漆梁波和张瑛，2012），随着观测手 段和数值模式的发展，更多、更复杂的降水相态转变 机制逐渐为人所知，例如，雪花在融化过程中的非绝 热冷却能够决定降水相态的转变（Kain et al.，2000），降 水相态与垂直温度廓线和降水率密切相关，非常小的 温度扰动也会带来相态的变化（Theriault et al.，2010）。

近年来，一些新型高分辨率观测资料也在降水相态研 究中得到应用（姚晨等2018；杨祖祥等，2019；毛宇清 等，2022），为细致认识相态转换及其物理机制提供了 新的手段。

除此之外，学者们在冻雨研究方面也积累了丰富 的成果。逆温层和融化层的维持与发展是产生冻雨 天气的重要原因，我国常见的冻雨机制有两种，分别 是“冷-暖-冷”的三层模式和单层模式，即冰相融化机 制（杜小玲等，2010；孟雪峰等，2022）和过冷暖雨机制 （王传辉等，2020），也有研究指出在浙江以及广西、广 东和福建三省（区）北部的山区，冻雨具有“暖-冷-暖- 冷”的层结特点（康丽莉等，2021）。这说明冻雨形成 机制的复杂性，实践也证明存在逆温层和融化层的 情况下也并不一定出现冻雨（江扬等，2017），而有可 能是冰粒、湿雪或雨夹雪等过渡性降水相态。云内 温度层结和降水粒子相态，融化层和冻结层的厚度 与强度，降水粒子下落速度以及风速、降水强度、地 形等对能否形成冻雨均有重要影响，还需要更细致 深入的研究。

2024年1月底至2月，受冷空气和强盛的暖湿气 流共同影响，我国中东部出现了两次大范围持续性 极端低温雨雪冰冻天气过程，恰逢春运高峰期，造成 严重影响。据应急管理部通报（https：∥/www.mem.gov.cn/xw/yjglbgzdt/202403/t20240312_480971.shtml）， 2 月 上旬的低温雨雪冰冻天气过程造成湖北、湖南、安徽、 贵州等10省（区、市）402.7万人不同程度受灾，直接经 济损失126.1亿元；同时其与春运叠加，对公路保畅、 电力保供、群众出行和生产生活带来严重影响，是 2009年以来春运期间发生的最严重低温雨雪冰冻灾 害；2月中下旬第二轮低温雨雪冰冻天气过程造成的冻 雨范围更广，但强度和影响不及上一轮。两次过程相 距半个月，且具有相似的大尺度环流背景，但具体系统 配置以及冷空气移动路径和强度、西南暖湿气流的强 度等方面存在差异，导致降水相态和雨雪强度，特别 是冻雨、冰粒和降雪等固态降水特征有较大不同，精 细化预报难度大。因此有必要开展这两次过程实况 特征和重要影响系统的对比分析，诊断出现强雨雪、 冻雨以及降水相态转换的关键物理机制，为丰富冬季 组合性灾害性天气的认知、提升预报能力提供参考。

1资料说明

本文分析采用的资料主要包括：（1）国家气象信息 中心提供的2024年1-2月常规高空探测资料、国家 基准气候站和国家基本气象站共2383个地面气象站 （以下简称“国家站”）1h间隔观测资料，地面要素包含 天气现象、气温、降水量、电线积冰直径、积雪深度等， 用于分析低温雨雪冰冻天气的实况特征；1990—2020 年同期国家站日平均气温资料，用于分析气温距平。 （2）武汉市气象局提供的2024年2月武汉S波段双偏 振雷达探测资料，包括回波反射率（2），差分相位差 （ZDR），相关系数（CC）等参量，时空分辨率分别为5min、 0.25km，用于分析武汉地区的降水相态特征。（3）欧洲 中期数值预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）1 h间隔、空间分辨率为 0.25°×0.25°的第五代全球再分析资料（the Fifth Gener- ation of ECMWF Atmospheric Reanalyses of the Global Climate，ERA5），要素包含不同高度层的位势高度、温 度、水平风、相对湿度、垂直速度以及云水、云冰含量等（Hersbach et al.，2020），时段为1991-2020年和2024年 的1-2月，用于分析低温雨雪冰冻天气过程的环流形 势、天气学成因和微物理特征。

2天气实况

2024年1月31日-2月6日和2月19-25日，我 国中东部地区先后出现两次大范围持续性低温雨雪 冰冻天气过程（以下分别简称过程1和过程2）。两次 过程均具有影响范围广、持续时间长、降水量极端、相 态复杂、气温显著偏低、冰冻严重等特征，南方伴有雷 暴和局地短时强降水。

2.1过程1雨雪冰冻天气实况

2024年1月31日08时—2月7日08时（北京时，下 同），西北地区东部、华北至华南等地出现大范围雨雪 天气，陕西中部、山西中南部以及黄淮、江淮、江汉、江 南、华南北部和贵州东部等地累计降水量10～30mm， 江淮西部、江南大部50～90mm，局地100mm以上 （图1a）；有35个国家站累计降水量超过100mm，最大为 133.2mm（江西东乡）。湖南、江苏、贵州、上海等省（市） 有10个国家站日降水量突破当站2月历史极值。

黄淮、江淮、江汉、江南西部和北部及贵州等地出 现雨夹雪、雨转雪、雪或冻雨等复杂的降水相态变 化。1月31日—2月4日，黄淮、江淮和江汉、江南北部 等地先后出现降雪，其中河南中南部、山东中南部、江 苏北部、安徽北部、湖北中东部、湖南北部等地出现大 到暴雪，局地大暴雪，逐日08时的24h新增积雪5～12cm，局地12cm以上，过程最大积雪深度（图1b）8～ 20cm，湖北潜江最大，为27cm。与黄淮及以南地区 近10a的强降雪过程相比，过程1最大积雪深度仅次 于2018年1月3-4日强降雪过程（图略），具有一定的 极端性。

河南东南部、安徽大部、湖北中东部、湖南大部和 贵州东部等地出现大范围冻雨，冻雨日数约有6d。2月1日上午，安徽北部等地首先观测到冻雨，随后冻 雨区逐渐向西南方向推进，先后影响湖北、湖南和贵 州等地，上述三省的主要影响时段分别为2-3日、2— 6日和3—6日。过程期间，中东部地区共有146个国 家站观测到电线积冰（图1c），扣除电线直径后（下同）上 述测站平均积冰直径约为6.5mm，其中31.5%的测站 积冰直径在6mm及以上。截至7日08时，湖北东部 和湖南东北部等地最大电线积冰直径6～18mm，有 12站超过18mm，最大为湖南南岳（高山站）99mm，较 明显的电线积冰主要出现在江汉平原和洞庭湖周边 等地势相对平坦地区，这也是过程1冰冻灾害影响大 于过程2的原因之一。

2.2过程2低温雨雪冰冻天气实况

2024年2月19日08时—26日08时，我国再次出 现大范围持续性雨雪天气。华北中南部、黄淮、江淮、 江汉、江南中北部等地累计降水量10～30mm，其中黄 淮南部、江淮、江南中北部等地50～80mm，安徽南部、 浙江中部和西部、江西东北部等地100～150mm，局地 180mm以上（图1d），有47个国家站累计降水量超过 100mm，最大为188.3mm（江西德兴）；并伴有明显的雷 暴和短时强降水，最大小时降水量20～40mm。21日 08时一22日08时，安徽南部、浙江北部和中部、江西 东北部出现区域性暴雨，局地大暴雨，为两次过程中 降水量最大的一天。过程2期间，河南、安徽、湖北、江 苏、江西、浙江等地82个国家站日降水量突破当站2 月历史极值。

华北中南部、黄淮、江汉、江淮西部等地出现大到 暴雪，局地大暴雪，黄淮至江南北部等地出现雨转雨 夹雪或雪，逐日08时的24h新增积雪3～10cm，其中 20日08时—21日08时，山西中部偏东地区、河北中南 部等地新增积雪10～23cm，除此之外，逐日5cm以上 的新增积雪范围明显小于过程1。过程最大积雪深度 （图1e）8～15cm，最大23cm（河北望都）。黄淮及以南地区降雪主要出现在20-23日，24h新增积雪深度和 过程最大积雪深度均小于过程1。

河南、山东、安徽、江苏、湖北、湖南、贵州等地先 后出现冻雨或冰粒，有220个国家站观测到电线积冰 （图1f），较过程1多74站，其中19.1%的测站积冰6mm及以上，平均电线积冰直径约5.8mm，小于过程1。过 程2电线积冰范围广，但明显积冰区分布较过程1分 散，且主要出现在山区，其中安徽东北部和西南部、湖 北东部、湖南东南部和西南部、贵州东部等地部分地 区电线积冰直径6～18mm，有9站超过18mm，最大仍出现在湖南南岳，为331mm。从地面观测（图略）看， 21-25日，贵州东部和湖南南部频繁出现冻雨，但除 了个别高山站以外，最大电线积冰直径均在18mm以 下（图1f）。以平均电线积冰直径近似反映冻雨强度， 过程1冻雨强度大于过程2，但影响范围不及后者。

2.3冷空气影响和低温实况

在大范围低温雨雪冰冻天气过程的初始阶段，中 东部地区均受到冷空气影响，分别是1月31日-2月2 日的较强冷空气和2月17-22日的强寒潮。

1月31日—2月2日，受较强冷空气影响，中东部 地区日平均或最低气温累计下降4～8℃。受冷空气 和雨雪天气共同影响，2-6日（图2a），黄淮至华南北部 平均气温较常年偏低4～6℃，湖北中东部、湖南东部 等地偏低6～8℃；最低气温0℃线南压至浙江北部、 江西北部、湖南南部至贵州东部地区，湖北中东部最 高气温持续5d低于0℃。

2月17-22日的强寒潮出现在前期气温极端偏高 的背景下，加之冷空气自身势力强大，因而导致更为 剧烈的降温。中东部大部地区日平均或最低气温累 计下降10～20℃，部分地区超过20℃，气温由前期显 著偏高转为显著偏低，且低温影响时间长，2月下旬 （图2b）南方大部地区平均气温较常年同期偏低5～8℃，湖南东南部等地偏低8℃以上；最低气温0℃线 南压至浙江中北部、江西中部、湖南南部、广东北部、 广西东北部至贵州南部一带，较过程1偏南。22—24 日，江淮、江南西部等地最高气温持续在0℃以下，也 较常年同期显著偏低。

综上分析，过程2及其伴随的降温幅度、低温强度 及低温持续时间均大于过程1，两次过程雨雪冰冻天 气的持续时间、总体影响范围和强度基本相当，降水 量均有一定的同期极端性，累计降水量50mm以上的 大部区域重叠。不同点主要在于，过程1积雪深度大 于过程2，冻雨范围更加集中，冻雨强度大于过程2，过 程2冻雨范围以及降雨和对流强度大于过程1；过程1 比较明显的电线积冰区集中出现在江汉平原、洞庭湖 周边等地势平坦区域，而过程2则主要分布在大别山 区、皖南山区，以及湖南南部和贵州中部等海拔相对 较高处，因而过程1造成的冰冻灾害更为严重。根据 国家气象中心2024年2月5日的评估报告，过程1“冻雨范围和强度为2009年以来最强”，结合本文电线积 冰特征分析，可认为这两次过程分别是2009年以来强 度最强和影响范围最大的冻雨过程。

3环流形势对比

两次过程均发生在高空槽东移与南下冷空气相互 作用的大尺度环流背景下，但冷暖气流强度及关键系 统配置有差异，导致雨雪强度和降水相态有所不同。

过程1平均500hPa高度场及其标准化距平（图3a）空间分布表明，亚欧中高纬度环流呈现“两槽一脊” 型，低槽分别位于欧洲至亚洲中部以及俄罗斯远东地 区，贝加尔湖附近及其以北大部地区为强大的阻塞高 压脊控制。在副热带地区，南支槽位于100°E附近，较 气候态位置偏东，其东西两侧高压脊较常年明显偏 强，因此南支槽较深，槽前西南气流强盛（图3b）；副热 带高压（以下简称“副高”）呈带状分布，西北太平洋副 高中心强度达592dagpm，较常年同期偏北、强度显著 偏强，位势高度达2倍标准差。强大的副高与阻高叠加，使我国“西低东高”的环流形势更为稳定。在这种 形势下，阻高前部偏北风引导冷空气自东路南下，形 成冷垫，中亚槽分裂多个短波分别自新疆和青藏高原 东移，与南支波动叠加，槽前暖湿气流持续向我国输 送水汽，并在低层冷垫上爬升，在我国中东部地区产 生大范围雨雪天气，也为冻雨的形成提供逆温层和融 化层条件。

从过程2平均500hPa位势高度及其标准化距平 空间分布（图3c）可见，欧亚中高纬度环流形势大体为 “一槽一脊”型，高压脊呈准纬向，自乌拉尔山向东延 伸至俄罗斯远东地区北部，中亚槽位置较过程1偏东， 主要影响我国新疆及周边地区，强度较常年同期偏 强，有利于引导西路冷空气东移南下。寒潮影响我国期 间，中亚槽稳定少动，相应地北支槽波动弱于过程1； 而中心位于勘察加半岛附近的低涡则是引导寒潮主 体南下的关键系统。在低纬度地区，南支槽平浅，但 100°—120°E附近副高北界北抬到我国华南沿海至台 湾岛中部，低层反气旋中心较过程1西移，来自孟加拉 湾的西南气流较常年明显偏强，风速达2～3倍标准 差，副高外围强盛的偏东气流转向与南支槽前西南气 流汇合，使得我国南方地区的水汽输送加强并持续，相应的风速达3～4倍标准差（图3d）。

此外，海平面气压场逐日演变（图略）表明，17日寒 潮首先自新疆北部进入我国，19日西伯利亚高压发展 东移，中心强度达1055hPa以上，引导寒潮主体自内 蒙古中东部向南影响我国。西路冷空气的补充，有利 于寒潮主体路径稳定、势力增强或维持，影响范围更 大、持续时间更长。

综上分析，两次过程均具备产生大范围低温雨雪 冰冻天气的环流形势，南支槽前和西太平洋副高外围 的西南急流较常年同期显著偏强，是两次过程的关键 影响系统。两次过程冷空气强度和移动路径、中层暖 湿气流的来源和强度等有一定差异，导致二者雨雪天 气的强度和相态变化有所不同。

4雨雪强度和降水相态差异的原因

下文将针对两次过程预报服务的关注重点，即黄 淮及其以南地区雨雪天气的强度、冻雨及降水相态差 异的基本原因进行分析。

4.1水汽输送和不稳定条件

畅通的水汽通道和源源不断的水汽输送是冬季 大范围雨雪天气形成的必要条件。低层水汽通量演变表明，过程1中，700hPa水汽主要来源于孟加拉湾， 经南支槽前西南风输送至我国中东部地区。2-4 日，长江中下游沿江至江南大部地区700hPa水汽通量逐步增大至12g·cm=1·hPa=1·s1以上，其中3日夜 间至4日（图4a），西北地区东部高空槽东移与南支槽 同位相叠加，槽前西南风加强，形成南北打通的水汽 输送通道，700hPa西南急流达30m·s1，与之伴随的≥12g·cm-·hPa-1·s-1的水汽通量大值区范围明显扩 大。过程2（图4b）副高西伸北抬，其外围西南气流 与南支槽前西南气流合并加强，700hPa水汽通量≥12g·cm-1·hPa1·s-的区域覆盖了黄淮南部至江南大部地区，中心值大于21g·cm=1·hPa=1·s1。850hPa水汽通量中心仍在700hPa以南，但二者之间的距离较过程1 减小，20日夜间至21日白天，两层大部分水汽通量大 值区重合，有利于形成深厚的水汽输送，为江南等地 的强降雨提供充沛的水汽条件。700hPa水汽通量 辐合区主要位于急流轴及其前侧的风速辐合区，而 850hPa则多位于低涡切变线南侧、低空急流轴左侧的切变涡度区（图略）。对比还发现，两次过程850hPa水汽输送均主要来自副高西侧，过程2在925hPa也有较 强的偏南风水汽输送。此外，由图4b可见西太副高环 流中心较过程1明显偏西偏北，呈东北一西南走向，除了提供水汽输送，还起到增大位势梯度、减慢系统移 速等作用，使得西南急流加强或维持并北推，是导致 过程2雨雪天气强、强降水落区偏北的重要影响系统， 这与宗海锋等（2022）的研究结果一致。

受强盛的水汽输送与辐合影响，两次过程对流 层低层比湿均有所增大（图略）。过程1中，强降雨 区850hPa和700hPa比湿最大值分别达10g·kg1和 6g·kg1，高湿区主要位于江南东部和南部至华南一 带；过程2相应分别达12g·kg1和8g·kg1，且高湿区的 范围更大、更偏北。两次过程主要降雪区700hPa比湿分别达到2～5g·kg1和4～6g·kg1，且大于850hPa； 强降雪区比湿的垂直分布特征与西南暖湿气流在偏 东或东北风冷垫上爬升有关。

过程1以稳定性降水为主，而过程2由于前期气 温显著偏高，对流层低层暖湿性质更为明显。2月 19-21日，长江中下游沿江及以南地区K指数达30～40K，30K以上的范围和强度较过程1明显增大， 江南地区强降雨有一定的对流性质。21日08时南昌 探空资料（图4c）显示，925hPa以下为偏东或偏北风，1000—700hPa风向明显顺转，有深厚的暖平流，有利 于产生上升运动；0-3km和0-6km垂直风切变达 30m·s1左右，云底高度位于1000hPa附近，600hPa 及以下为深厚湿层，中层为干层，形成“上干下湿”的 不稳定层结，最有利抬升指数（BLI）达-6.3K，虽然自地面抬升的对流有效位能（CAPE）仅有3.1J·kg1，但若从逆温层之上抬升，则CAPE订正为535J·kg1。对流层低层强盛的水汽辐合、不稳定层结和强垂直风切变等 条件，有利于江南东部产生混合型强对流天气。

4.2锋面结构和动力特征

对流层中层西南暖湿气流在冷垫上的爬升运动 以及低层风场的水平辐合是产生大范围雨雪天气的 重要动力机制。

由两次过程强降水重合区域（110°—123°E，27°—36°N）平均的散度和垂直速度高度-时间剖面（图5）可 知，辐合层厚度和强度以及高层辐散强度与上升运动 有较好的对应关系，两次过程均出现多个上升运动中心，直观反映出极端强降水过程的阶段性和持续性特 征。过程1（图5a）阶段性特征更明显，这与西风带短 波槽频繁东移有关，且最强上升运动中心伸展的高度 较过程2高，云内气温更低，更有利于产生降雪和积雪 （图1b、e）；过程2（图5b）时段相对更为集中，可能与副 高西伸北抬和南支槽共同提供持续的水汽输送有 关。从平均情况看，过程2辐合、辐散强度以及上升运 动强于过程1，高空辐散强度大、持续时间长。

进一步选取两次过程雨雪天气强度较大且环流 形势相似的时段（2月4日08时和21日08时），对比分析其锋面结构和动力特征。沿116°E的水平风场、 假相当位温和垂直速度的高度-纬度垂直剖面（图6） 表明，低层冷空气南下在26°-28°N附近堆积，产生 锋生作用，暖湿气流在冷垫上爬升，形成向北倾斜的 强上升运动，两个时段均在黄淮至江南产生大范围 明显雨雪天气。低层东北风与中层西南风之间形成 垂直风切变和温度差异，表明动力锋生机制在此次 强雨雪天气过程中起到重要作用，这也是冬季强降 水天气的关键动力机制（张桂莲等，2023）。此外，两 次过程中对流层低层均有低涡切变线系统生成，风 场水平辐合产生的上升运动在低层锋区附近与中 高层的上升运动区连接，形成深厚的垂直上升运动，该特征在过程2中表现尤为明显。对比可知，21日 08时（图6b），低层冷垫厚度和强度明显大于4日 08时（图6a），冷垫一侧0℃层高度在700hPa附近（过程1约在750hPa），冷垫之上的西南急流暖湿性质更为明显，假相当位温达332K，冷暖空气强烈交汇， 上升运动更偏北、发展更高，对应江西北部至山东南 部大范围雨雪天气。同时可以看出，21日08时，对 流层低层在27.5°N附近锋区两侧存在偏北风和偏南 风的辐合，产生上升运动，冷垫之上假相当位温随高 度减小，有一定的对流不稳定条件，与图4c分析的结 果一致，为江西北部等地的对流性强降水提供了有 利条件。

4.3冻雨机制及强度差异

两次过程中均出现明显的冻雨天气，冻雨及其形 成的雨凇严重时会压断树木、电线杆，对交通运输、电 力供应、能源保供等产生重大影响。

冻雨的形成受温度层结影响很大。由对流层低 层温度演变可知，2日开始，700hPa0℃等温线稳定维 持在贵州至长江中下游沿江地区，湖北东部、湖南中 北部一带在700—850hPa附近形成融化层，低层冷空 气自黄淮经江汉平原向西南方向影响湖南、贵州等 地，出现气温在-4～0℃的冻结层，“冷-暖-冷”的温度 层结使上述地区出现冻雨（图7a）。这种温度层结维持 至3日夜间，随着西北地区冷空气补充南下，各层气温 继续下降，冻雨或雨夹雪逐渐转为纯雪。5-6日，受 新一次南支波动东移影响，中层西南急流再次发展加 强，叠加在低层浅薄冷垫之上，贵州、湖南、湖北东部 等地再次出现冻雨、雨、雨夹雪和雪等混合降水相 态。由于低层冷空气南下速度较慢，地面静止锋在江 南南部至贵州南部一带维持，过程1的逆温区表现为 东北一西南走向的狭长带状且移动较慢，使得冻雨在特定区域维持，之后又重复出现，因而过程1冻雨范围 集中、强度更大（图1e）。

过程2暖湿气流和冷空气较过程1强，温度平流 更强，气温变化也更快，20日开始，随着西南急流向北 发展，700hPa附近融化层快速北抬至黄淮地区，而沿淮及以北地区地面2m气温已降至0℃以下，850hPa和925hPa气温也低于-4℃，黄淮南部出现冻雨、雨夹 雪和雨混合的降水相态。过程2出现逆温的范围普遍 较过程1宽广（图7b），由于低层降温更快，一方面使冰 冻区快速向南推进，另一方面由于融化层下部温度太 低，降水粒子再次冻结，相态为冰粒或湿雪，因而冻雨 影响范围大，但平均电线积冰直径较过程1小（图1c、f）。

两次过程的冻雨形成机制以“冰相融化”机制为 主，即温度层结呈现“冷-暖-冷”的夹心结构；也有少 数时段由“过冷暖雨”机制产生冻雨，如2月1日上午 安徽北部出现的冻雨。2月1日08时安徽阜阳探空 （图7c）显示，925—750hPa附近虽存在逆温层，但逆温 层内气温为-3～0℃，并没有融化层，而由云中过冷却 水滴降落在更冷的下垫面上产生冻雨，即由“过冷暖雨”机制所产生。该层结结构维持时间较短，随着各 层气温继续下降，冻雨转为雨夹雪和雪。

4.4降水相态变化的原因

两次过程分别出现在春节前后的出行高峰期，大 范围持续性低温雨雪冰冻天气给交通安全造成重大 影响，而武汉作为我国重要的交通枢纽，影响尤为严 重。下文将以武汉为例，对比分析两次过程中降水相 态变化及其可能原因。

图8分别给出两次过程中武汉的水平风场、温 度、相对湿度、垂直速度和云内降水粒子相态的时空 分布，以及逐小时降水相态、降水量和气温。过程1 （图8a—c），1月31日20时前后冷空气开始影响武汉， 低层偏北风增大，气温下降；700hPa及以上为一致的 西南风，上升运动发展层次不高，云顶高度在-10℃层 以下（图8a），降水粒子以液态水居多（图8b）；受强盛的 暖湿气流影响，近地面至700hPa维持逆温层，逆温层 内气温0～6℃，形成一定厚度的融化层。2月1日14时 之前，700hPa以下均为融化层，降水相态为雨（图8c）。

由图8a—c还可看出，1日20时—3日05时武汉上 空云层内气温多在-10℃以上，云水占据主导；同时低 层气温持续下降，近地面气温降至0℃左右，而融化层 厚度仍有1500m左右，实况观测到雨和冻雨，并短时混杂雨夹雪或降雪等复杂相态，此为武汉地区冻雨或 冰冻影响比较明显的时段。具体来看，2日白天， 700—850hPa西南暖湿气流明显增强，融化层温度升 高至2～4℃，云水含量增大至0.4g·kg1以上，云中液 态水经过-2℃左右的冻结层降落至地面，2日09时和 17时武汉先后观测到冻雨，白天其余时刻观测为雨； 夜间气温进一步降低，出现雨雪混杂的降水相态。

针对2日白天至夜间复杂的降水相态，进一步 分析武汉雷达偏振量的垂直分布（图9）。2日10时 （图9a-c）距地2.5-3.5km高度存在较强回波区，Zgt;30dBz，ZDRgt;2dB，CClt;0.95，为典型的混合层特征；混合层之下，2-2.5km高度CC增大，以液相粒子为主，而在1.5-2km高度ZDR小于0，重新发生冰相粒子与液相粒子的混合，1.5km以下ZDR约为0，CC有升高 趋势，表明冰相粒子重新融化。上述配置表明混合层 未接地的同时，过冷水粒子在下降过程中部分冻结再 融化，有利于出现冻雨（王瀛等，2015；张桂莲等， 2023）。2日23时（图9d-f），3km高度存在大范围 ZDRgt;1区域，但3km以下ZDR小于-1dB，2km以上CC接近1，2km以下CClt;0.95，表明虽然3km高度存 在混合层，但液相粒子下落时已迅速转为冰相粒子，2km 以下以冰粒和雪为主，且重新融化的可能性小（Stew-art et al.，2015）。上述两个时刻地面自动观测天气现 象均为雨，而双偏振雷达资料提示有冻雨或降雪的可 能。可见，采用非常规观测资料可以更加全面反映降 水相态的复杂特征，能在一定程度上对常规观测起到 补充作用。

3日05时之后，700—850hPa西南暖湿气流减弱， 融化层继续变薄，下方冻结层气温继续降低（图8a），云冰增多而云水减少（图8b），降水相态比较稳定地转为 雪（图8c）。3日夜间至4日早晨，高原槽与南支槽同位 相叠加，武汉位于槽前强上升运动区，云顶高度和云 层厚度较之前均明显增高，-0.45Pa·s²的上升运动中 心贯穿-10～-16℃等温层（图8a），有利于云中冰晶和 雪花粒子增长，整层气温也逐渐降至0℃以下，此为武 汉降雪的最强时段。图8b显示，3日20时—4日05时武汉上空为云冰和云水共存，4日05-08时融化层减 弱消失，云冰显著增多而云水减少，上述两个时段降 水相态以雪为主（图8c），累计降水量分别为21.2mm和 1.8mm，新增积雪深度分别为5cm和1cm，相应的雪 水比为2.36和5.56，表明云冰占主导的降雪阶段雪水 比明显增大，更有利于形成积雪。

过程2（图8d-1）低层冷垫和中层暖湿气流较过程1 均显著增强，700hPa附近的融化层一直存在，而冻结 层较过程1增厚且温度明显偏低（图8d）。19—20日上 午，云层主体气温高于0℃，云水含量高且较过程1 更加靠近地面（图8e），武汉出现10mm·h1以上的强 降雨（图8f）。20日夜间开始，冷空气影响加强，融化层 之下温度逐渐降至-8～-4℃，出现降雨向冰粒或降 雪的转变。尤其在21日夜间至22日上午，冷垫增厚 增强，上升运动显著发展至200hPa附近，中心值达-0.7Pa·s1且覆盖了-12～-24℃等温层所在高度（图8d），云内温度很低，有利于形成更多的冰晶和雪花 粒子，相应的云冰粒子含量达到0.19g·kg1，但下方存 在0～2℃的暖层，仍有一定的液态水含量，再往下的 冻结层温度降至-8℃左右（图8e），冰晶和雪花粒子经 过部分融化又重新冻结，以冰粒或湿雪的形式降落， 此为过程2武汉的主要降雪时段（图8f）。21日20时— 22日08时，武汉累计降雪量16.2mm，新增积雪深度 2cm，雪水比仅有1.23，低于过程1。

两次过程对比表明，云顶高度、云层内温度和上 升运动分布、云中降水粒子微物理特征，以及融化层 和冻结层的厚度与强度等对降水相态均有重要影 响，非常规观测资料可在一定程度上提供更多的相 态特征信息。此外，冰晶和雪花粒子下落过程中是 否经过融化层、以及融化层是否有一定的液态水含 量，对积雪深度均有较明显的影响，在预报中可予以 关注。

5结论和讨论

本文对2024年春节前后（1月31日—2月6日和2 月19-25日）我国南方地区两次极端雨雪冰冻天气过 程的实况特征、环流形势等进行对比分析，并重点探 讨了两次过程雨雪天气强度、冻雨及降水相态差异的 原因，得出主要结论如下：

（1）两次过程的雨雪冰冻持续时间、总体影响范围 和强度基本相当，降水量均有一定的同期极端性，并 伴有复杂的降水相态转换，分别是2009年以来强度最 强和影响范围最大的冻雨过程。过程1积雪深度大于过程2，冻雨范围更集中、强度大于过程2；过程2的冻 雨范围、降雨和对流强度大于过程1。过程2电线积冰 较大的区域主要在山区，而过程1集中在平原，冻雨影 响更为严重。

（2）两次过程均出现在高空槽东移与低层冷空气 共同作用的环流背景下，南支槽前和西太副高外围的 西南急流稳定维持且较常年同期显著偏强。暖湿气 流在冷垫上的爬升以及低层风场的水平辐合是产生 大范围雨雪天气的重要动力机制，暖湿急流为雨雪天 气提供充沛的水汽条件，也使得中层逆温层和融化层 建立并维持，这是出现冻雨及降水相态反复变化的关键原因。

（3）两次过程冻雨形成的机制主要是冰相融化机 制，偶有过冷暖雨机制。过程1冻结层温度多在-4～ 0℃，相对于过程2深厚且强的冻结层而言，更有利于 冻雨形成；逆温区在湖北东部、湖南中北部、贵州东部 等狭长的区域维持，产生明显的冻雨和电线积冰。过 程2西太副高更偏西偏北，有利于西南急流维持、加强 和北推，是导致雨雪天气强、雨雪和冰冻落区向北扩 展的重要原因，并为江南东部强对流天气提供有利的 环境条件；过程2寒潮势力也更强，冷垫厚度大、强度 强，有利于上升运动发展，也使得降水粒子下落过程 冻结，相对而言容易形成冰粒或湿雪。

（4）武汉降水相态变化分析表明，云层内温度和上 升运动分布、云中降水粒子微物理特征，以及融化层 和冻结层的厚度与强度等对降水相态均有重要影响， 采用非常规观测资料可在一定程度上提供更多的相 态特征信息。此外，冰晶和雪花粒子下落经过含有一 定液态水的融化层时，不利于产生积雪。

冬季降水相态转换机制非常复杂，是温度层结、 水汽条件、动力条件以及云微物理过程等多个因素综 合作用的结果。这两次过程中，在不同区域、不同时 段的降水相态变化，尤其是冻雨、冰粒、降雪等影响重 大的降水相态转换特征复杂多样，未来需要针对关键 区域，充分利用多种观测和再分析资料，分析降水粒子的相态变化特征，研究其细致的热动力和微物理过 程，提炼定量预报指标，为开展冬季降水相态精细化 预报提供更坚实的基础。

武汉市气象局为本文提供了武汉双偏振雷达资 料，谨致谢忱。

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（责任编辑 唐永兰）