中国南方准静止锋, 是指东亚冷空气爆发从青藏高原东侧南下时，受地形阻挡并与偏南暖流和西南暖流相遇形成的华南和昆明两条准静止的界面，受其影响，中国南方常出现大范围冻雨天气(曾明剑等，2009；高守亭等，2014；张昕，2014)。2008年初冰冻雨雪极端天气、气候事件经济损失超过223亿美元(Zhou，et al，2011)，致使南方近20个省(区、市)一亿多人受灾，特别是对交通、能源供应、电力传输、通信设施、农业生产、生态系统和人民生活造成了严重影响，引起了中外政府部门、防灾减灾机构和科学界的高度关注(丁一汇等，2008)。

昆明准静止锋也称西南准静止锋，这是在东亚冷空气爆发并向南扩展时, 受西南高原地形阻挡形成的一种独特的锋面系统(索渺清等，2016)。张丙辰(1949)发现云南高原冬季常为来自东京湾之西南暖流所盘踞，此暖流与沿低纬高原北坡爬升之冷而干变性极地大陆气流常交绥于昆明贵阳间，故称之为昆明准静止锋。罗四维(1960)指出昆明准静止锋是青藏高原东部特殊地形的产物，它是北方寒潮跟青藏高原南边南支西风间的界面。当北方寒潮向南侵袭时，因受到青藏高原东部地形的屏障作用，冷空气逐渐堆积于青藏高原的东侧，并与南支西风气流相遇形成一条准静止的界面。而华南准静止锋是极地大陆气团与热带海洋气团的界面，是影响华南地区的重要天气系统。潘菊芳(1953)发现，昆明准静止锋的东段常与华南准静止锋相连接，后者除南岭山脉的作用外，主要是南下冷高压与副热带暖性高压在华南对峙的结果。而昆明准静止锋则主要是青藏高原大地形以及北方西风带系统与南支天气系统共同作用的结果。从中国气候图集(中央气象局, 1966)1月气候锋分布可以清楚地看出，中国南海北部的准静止锋(其西端转变为南北走向的昆明准静止锋)与南岭准静止锋, 两者构成了冬季东亚最主要的气候锋——华南准静止锋。当冷空气活动强时, 锋面静止在中国南海北部; 当冷空气活动不够强时, 锋面受南岭等山脉的阻挡静止于华南北部(陶祖钰等，2008)。

丁一汇(2013)指出，准静止锋活动频繁是中国天气的主要特色之一，若静止锋在冬季长期稳定维持，往往会造成冻雨等灾害性天气。冻雨常发生在东亚(Zhou，et al，2011；Stone，2008)和北美(Changnon，2003；Irland，2000)等地。欧建军等(2011)根据2008年1月—2010年4月的冻雨地面观测记录，分析了中国冻雨的时、空分布规律，发现冻雨多发生在长江以南并以1月居多。漆梁波(2012)基于2001—2010年10 a冬季冻雨地面观测资料，发现冻雨主要分布在中国西南地区东部、江南中西部和江淮西部。杜小玲等(2010)利用贵州84个气象站1962—2009年48 a冬季观测资料，揭示了贵州冻雨以27°N为中轴线的频发地带分布特征。曾明剑等(2009)发现，大范围冻雨主要集中在横断山脉以东和南岭山脉以北的贵州、湖南和江西境内。丁一汇等(2008)认为，逆温层的形成和长时间维持是南方大范围冻雨发生的必要条件。Cloudsat雷达反射率表明(王东海等，2008)，2008年1月冰雪灾害的融化层或降水过渡区十分宽广，在300 km以上，因而造成的冻雨范围很大。关于强逆温及其成因中国学者很早就给予了关注，涂长望(1938, 1942)认为贵州高原上空层云极为发达足证逆温甚为强大，但究竟是什么原因造成青藏高原东侧逆温如此之强，范围如此之广呢？

冷空气受到地形阻挡所产生的堆积现象称为冷空气堆积(Cold-Air Damming，CAD)。冷空气堆积在北半球通常发生在山脉东侧(Richwien，1980)。世界上许多地区，如地中海、远东、南美洲和北美洲都存在这种现象，但目前国际上对青藏高原东侧发生的冷空气堆积却缺乏认识。实际上，顾震潮(1951)、叶笃正等(1955)均发现在青藏高原东侧有一“死水”区，冬半年常有一层薄的冷空气存留在这个区域里。许梓秀等(1965)发现，冷空气进入华南以后，青藏高原以东往往在低空出现一层薄的冷空气垫。丁一汇等(2008)指出，北方冷空气经西北、华北南下后在长江以南呈扇形展开并继续南下，当扇形空气的西南翼到达南北走向的横断山脉时，受其阻挡，在山脉以东的广大区域内不断堆积，在云、贵、川、桂、鄂西、湘西低空1500 m以下形成冷空气层，气象上称之为“冷垫”。秦剑(1997)把纬度低于30°N、拔海在2000 m左右的地区称为低纬高原。而北方寒潮到达华中、华南的厚度一般不超过2000 m。因此，低纬高原有效地阻挡了北方南下冷空气的侵袭。影响云南的冷空气一定会在四川盆地或贵州有一个堆积的过程，云南预报员称之为冷空气的“铺垫”过程。只有当冷空气“铺垫”到一定厚度时，再加入新的冷空气，才会使之翻越大、小凉山和乌蒙山进入云南中部地区。曾明剑等(2009)通过地形敏感性试验发现，横断山脉和南岭山脉及邻近山区易于产生冷空气堆积而形成倾斜锋区。无地形时，冻雨赖以形成的逆温层结构遭到破坏，使冻雨在经历了短暂的西进南扩后，很快减弱消失。

涂长望(1942)指出，地形是贵州高原云多雨丰的主要原因。贵阳冬季，东北风极占优势且来自变性较深的极地大陆气团，此气团沿贵州高原上升至适当高度，空中水汽即开始凝结成云。赵恕(1981)认为，变性极地大陆气团进入贵州，沿山坡上滑膨胀绝热冷却，使得温度降低湿度增大。张君龙(1980)发现，偏北路径的冷空气经四川盆地南下，沿途不断增湿，在爬上云贵高原的过程中，绝热冷却而凝结成云雾，形成锋下云系。偏东路径的冷空气以回流形式入侵云贵高原，湿度较大，爬升所凝成的云滴也较大，并有雨滴不断下落造成蒸发冷却。段旭等(2002)发现昆明准静止锋云系覆盖的区域为大片水汽辐合区，这除了南下冷气团遇云贵高原被迫抬升变湿外，还有源源不断的水汽输送，但水汽源自哪里呢？

虽然中国南方准静止锋的发现至今已70 a，但昆明和华南准静止锋很少作为一个整体来研究，这就造成了昆明和华南准静止锋空间上难以界定，昆明准静止锋后为大片中低云覆盖，存在大范围湿区和强烈逆温等单一锋面难以解释的现象。中国学者虽然早就发现在青藏高原东侧有冷空气堆积存在，但对它的研究并不多见。冷空气堆积与暖气团的势力决定了锋面逆温的强度，从而引起锋面附近降水相态的改变。作为影响中国南方冬季天气、气候的重要因子，研究复杂地形条件下冷空气堆积的形成与中国南方准静止锋和大范围冻雨的关系，有利于加深对中国南方冬季天气、气候特点的科学认识，为冰冻雨雪极端灾害性天气预报提供必需的科学基础。

(1) 1979—2016年1月逐日水平分辨率为0.125°×0.125° ERA-Interim欧洲中期天气预报中心(ECMWF)第3代再分析资料，包括纬向风、经向风、垂直速度、温度、比湿、位势高度、海平面气压、云覆盖、2 m气温和10 m风等。ERA-Interim采用四维变分资料同化，模式分辨率提高的同时更新了模式物理过程，而且卫星辐射数据的偏差也得到了校正。李瑞青等(2012)通过青藏高原东部NCEP/DOE、ERA-Interim和JRA-25三种再分析资料与地面气温观测资料的对比分析，发现ERA-Interim数据质量控制较好。本研究也曾用水平分辨率为2.5°×2.5°和1°×1°的NCEP再分析资料进行过对比分析，发现0.125°×0.125°的ERA-Interim再分析资料能更好地刻画锋面结构，描述青藏高原东侧冷空气堆积的中尺度特征。

(2) 1979—2016年1月中国2421个站点逐日冻雨观测资料, 资料来源于中国综合气象信息共享平台，简称CIMISS(熊安元等，2015)。

以往研究(欧建军等，2011；王遵娅，2011)表明，大范围冻雨常出现在冬季并以1月居多，故本研究参考类似研究(杜小玲等，2012)和相关业务规范，首先定义日冻雨站数超过50个，且持续不少于3 d为一次大范围冻雨天气过程。然后，统计分析1979—2016年38 a 1月逐日冻雨观测资料，选取大范围冻雨天气过程进行站点冻雨日数累计，得到历年冬季中国南方大范围冻雨的空间分布。

其次，利用1979—2016年38 a 1月逐日水平分辨率为0.125°×0.125° ERA-Interim资料，对大范围冻雨过程进行合成分析，研究中国南方准静止锋对冬季大范围冻雨的影响以及动力、热力和水汽条件。所用位温、温度平流、湿度平流、绝热和非绝热变化等计算方法均出自周后福(2005)。

经统计，1979—2016年共有19 a出现了22次大范围冻雨天气过程，其中最突出的3次过程分别是，2008年1月11—31日持续21 d累计3348站·次，1984年1月17—31日持续15 d累计1877站·次和1981年1月22—31日持续10 d累计1424站·次。图 1a为大范围冻雨过程站点累计冻雨日数，可以看出冻雨频发地带位于贵州、湖南和江西等地，呈东西带状分布。由于低纬高原东侧地势西高东低，利用位温的经向和纬向梯度来客观确定华南和昆明准静止锋时(查书瑶等，2015；段旭等，2017；张瑾文等，2017)，发现较难在同一等压面上完整地描述两条锋面的位置和强度，而低云分布却不受影响。从大范围冻雨过程平均低云分布(图 1b)来看，准南北走向的云带所代表的昆明准静止锋从高原东侧一直向南延伸至越南的长山山脉，大致以25°N为界分南北两段，这与前人研究结果(樊平，1956；高增勇等，1980；张精华等，2016；赵荻，2016)一致。而东西走向的两条云带则较好地反映出华南准静止锋的南岭和中国南海两个准定常位置。可以看出，中国南方大范围冻雨位于昆明准静止锋北段和华南准静止锋之南岭准静止锋锋后，它不但受到昆明准静止锋影响，还受到华南准静止锋影响。

图 1 大范围冻雨过程(a)站点累计冻雨日数(单位：d)和(b)过程平均低云分布 (单位：%，阴影为20%以上云量) Figure 1 (a) Number of days at weather stations with large-scale freezing rain (unit: d) and (b) mean distribution of low cloud (unit: %. Shaded areas indicatecloud cover above 20%)

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Gay等(1993)认为，冻结层和融化层是否存在及其厚度决定了锋面附近降水的不同类型(雨、冻雨、冰粒和雪)。从大范围冻雨过程平均2 m气温和10 m流场(图 2)可以看出，近地面冷空气从青藏高原东侧南下，首先注入四川盆地，然后呈扇形展开向西、向南爬上低纬高原。由于地势西高东低，东北来向的冷空气还常沿110°E附近地势低洼地带南下并向西爬上低纬高原。受地形阻挡在四川盆地南侧、横断山脉东侧和南岭山脉北侧产生冷空气堆积，所形成的冷垫在温度场上表现为冷舌(L)，大致沿27°N呈东西带状分布，与冻雨高频地带相对应。张君龙(1980)也发现偏北路径的冷空气经四川盆地南下，偏东路径的冷空气以回流形式入侵云贵高原。在低纬高原东侧形成的南北向辐合线对应昆明准静止锋，南岭山脉附近形成的东西向等温线密集带对应华南准静止锋。

图 2 大范围冻雨过程平均2 m气温(等值线，单位：℃)和10 m流场 (阴影表示500 m以上地形) Figure 2 Mean 2 m air temperature (contour, unit: ℃) and 10 m streamlines during large-scale freezing rain process (Terrain above 500 m is shaded)

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冷空气堆积常造成大范围低云覆盖和持续低温(Baker，1970；Forbes，et al，1987；Bell，et al，1988；Lackmann，2011；Rackley，et al，2016)。从大范围冻雨过程平均云量分布(图略)可以看出，青藏高原东侧静止锋后有大片中低云覆盖，高层大气干而无云，横断山脉东坡层云密度较高与上坡流形成的辐合有关。冷空气堆积的形成机制主要有源自极地反气旋的冷平流，地形强迫抬升的绝热冷却和融化或蒸发造成的非绝热冷却(Fritsch，et al，1992)。从大范围冻雨过程平均温度平流分布(图 3)可以看出，700 hPa(图 3a)南支槽前暖平流控制了中国南方大部分地区。850 hPa(图 3b)冷暖平流大致以25°N为界，冷平流还沿高原东侧边缘向南输送。925 hPa(图 3c)高原东侧为冷平流控制，冷平流呈带状分布，位于南岭附近与华南准静止锋相对应。

图 3 大范围冻雨过程平均温度平流 (单位: 10-5 K/s，a. 700 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa；暖色表示暖平流，冷色表示冷平流，地形用灰色表示) Figure 3 Mean temperature advection during large-scale freezing rain process (unit: 10-5 K/s; a. 700 hPa, b. 850 hPa, c. 925 hPa; Warm and cold colors denote warm and cold advections, respectively; areas shaded in gray indicate terrain)

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在北方强大冷高压作用下，来自东北的冷空气从青藏高原东侧南下遇到地形阻挡产生爬升流，冷空气沿地形爬升产生绝热冷却。从大范围冻雨过程平均绝热变化分布(图 4)来看，在四川盆地南部边缘、南岭山脉北侧和横断山脉东侧迎风坡附近，绝热冷却都比较明显。

图 4 大范围冻雨过程平均绝热加热(暖色)和冷却(冷色) (单位: 10-5 K/s，a. 700 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa；地形用灰色表示) Figure 4 Mean adiabatic warming (warm colors) and cooling (cold colors) during large-scale freezing rain process (unit: 10-5 K/s; a. 700 hPa, b. 850 hPa, c. 925 hPa; areas shaded in gray indicate terrain)

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如图 5所示，相对于冷平流和绝热冷却来说，降水粒子融化或蒸发造成的非绝热冷却只在700 hPa青藏高原东南侧横断山脉地势较高地带较为明显。850 hPa以下近地面主要受太阳短波辐射、地面长波辐射、地面与大气之间的湍流热通量、土壤热通量和水汽通量等影响(周后福，2005)，以非绝热加热为主。

图 5 大范围冻雨过程平均非绝热加热(暖色)和冷却(冷色) (单位: 10-5 K/s；a. 700 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa；地形用灰色表示) Figure 5 Mean diabatic warming (warm colors) and cooling (cold colors) (unit: 10-5 K/s; a. 700 hPa, b. 850 hPa, c. 925 hPa; areas shaded in gray indicate terrain)

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综合考虑温度平流、绝热和非绝热变化的影响，青藏高原东侧冷空气堆积主要由源自蒙古冷高压的冷平流和地形抬升的绝热冷却所致，在横断山脉地势较高地带，降水粒子融化或蒸发带来的非绝热冷却也较明显。

从大范围冻雨过程平均湿度平流分布(图 6)可以看出，700 hPa南支槽前为干平流向东输送，青藏高原东侧有东西向和南北向两条带状湿平流，东西向湿平流主要与850 hPa暖湿气流受华南准静止锋抬升向北输送有关；南北向湿平流是冷空气沿横断山脉东坡上滑绝热冷却，以及降水粒子融化或蒸发造成的非绝热冷却，使得温度降低、湿度增大所致；850 hPa在青藏高原东侧25°N以北为弱的干平流，以南为较强的湿平流；925 hPa青藏高原东侧为干平流控制，干平流与前述冷平流中心吻合。可见，青藏高原东侧的水汽主要源自850 hPa中国南海和西太平洋的暖湿平流。

图 6 大范围冻雨过程平均湿度平流 (单位: 10-5 g/(kg·s)，a. 700 hPa，b. 850 hPa，c. 925 hPa；暖色表示湿平流，冷色表示干平流，地形用灰色表示) Figure 6 Mean moisture advection during large scale-freezing rain process (unit: 10-5 g/(kg·s); a. 700 hPa, b. 850 hPa, c. 925 hPa; warm and cold colors denote wet and dry advections respectively; areas shaded in gray indicate terrain)

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从大范围冻雨过程平均高低空环流配置(图 7)来看，500 hPa中高纬度地区为西高东低形势，东亚大槽有利于引导冷空气向南爆发；前期研究(索渺清等, 2008, 2009)表明，南支冷空气到达孟加拉湾使得南支槽形成和维持，槽前暖平流向东输送形成昆明准静止锋前暖气团。因此，南支槽的干湿属性与昆明准静止锋前暖气团的干湿属性密切相关。大范围冻雨过程700 hPa位于孟加拉湾北部的南支槽为干槽，它与温度脊配合使得槽前为干暖平流向东输送；850 hPa在青藏高原东侧反气旋作用下，南下冷空气经西太平洋和中国南海变性后转向北上，给青藏高原东侧带来偏南暖湿气流。在海平面气压场上，蒙古冷高压中心达到1043 hPa，冷空气从青藏高原东侧南下形成向南延伸的脊，是冷空气堆积引起该区地面气压上升所致。云南附近热低压的存在使东西向气压梯度增大，从而有利于冷空气堆积的发展。源自蒙古冷高压的东北气流南下到达青藏高原东侧时并未经过洋面变性，仍保持干冷的属性。Jong(1950)也认为昆明准静止锋后为干冷的极地大陆气团控制。可以看出东亚冷空气爆发从高原东侧南下时，在对流层低层形成极地大陆气团、热带海洋气团和热带大陆气团交绥，为昆明和华南两条准止锋的形成创造了有利的环流条件。

图 7 大范围冻雨过程平均温(单位：℃)、压场(a. 500 hPa，b. 700 hPa，c. 850 hPa；单位：dagpm)和海平面气压场(d, 单位：hPa)(500 m以上地形用灰色表示) Figure 7 Mean temperature (unit: ℃) and pressure fields (a. 500 hPa, b. 700 hPa, c. 850 hPa; unit: dagpm) and sea level pressure (d, unit: hPa) during large scale-freezing rain process (shaded areas in gray indicate terrain above 500 m)

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在大范围冻雨过程平均温度、比湿和位温沿27°N纬向剖面(图 8a)上，青藏高原东侧冷空气堆积形成的干冷气团沿山脉东坡倾斜分布，低于-4℃和4 g/kg的干冷中心位于112°E附近，由850 hPa湿平流造成的高于2℃和4 g/kg的暖湿中心位于117°E附近，在105°—117°E存在东西向倾斜锋区对应华南准静止锋。锋区内逆温非常显著，等温线穿过锋区有明显折角(陶祖钰等，2008)。当冷空气堆积到一定厚度，偏东风冷空气向西爬上低纬高原与700 hPa越过低纬高原的干暖气团相遇形成昆明准静止锋。昆明准静止锋后伴随华南准静止锋区，在青藏高原东侧形成宽广而强烈的逆温。曾明剑等(2008)也发现在105°—117°E对流层低层有倾斜“梨型”低温区存在，整个对流层中低层因低温区存在而形成较强逆温区，而且这个“梨型”低温区与冻雨区完全对应。沿112°E经向剖面(图 8b)显示的华南准静止锋结构则较为常见(Tao, et al，2010；查书瑶等，2015)，虽然锋区上、下界与等位温线并不完全平行，但用278和294 K等位温线大致表示的锋区上、下界与纬向剖面(图 8a)一致，锋面逆温和等温现象仅出现在700 hPa以下，表明华南和昆明准静止锋都属于浅薄的锋面系统。南下干冷空气迫使暖湿气团抬升产生向北倾斜的华南准静止锋，冷空气受地形阻挡在南岭山脉以北出现冷空气堆积形成有利于冻雨的温度层结, 这也是冻雨高频地带沿27°N分布的原因。

图 8 大范围冻雨过程平均温度(单位：℃)、比湿(单位：g/kg)和位温(单位：K)垂直剖面 (a.沿27°N，b.沿112°E) Figure 8 Cross sections of mean temperature (unit: ℃), specific humidity (unit: g/kg) and potential temperature (unit: K) during large-scale freezing rain process (a. along 27°N, b. along 112°E)

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丁一汇等(2008)发现青藏高原东侧有3支气流相互作用(图 9)，东亚冷空气爆发从青藏高原东侧南下，迫使近地面暖湿气团抬升形成华南准静止锋。同时，受青藏高原东部地形阻挡，冷空气常堆积在横断山脉以东和南岭山脉以北等中国广大的南方地区。当冷空气堆积到一定厚度向西爬上低纬高原时，又与南支西风相遇形成昆明准静止锋。昆明和华南准静止锋的暖层相叠加使下落的冰晶或雪花等凝结物融化成液态水，再下降到近地面冷垫上冻结成冻雨，这两个锋面的作用是不同的，但又是相互关联缺一不可。由昆明和华南准静止锋形成的复杂锋面结构，伴随宽广而强烈的逆温有利于中国南方冬季大范围冻雨的产生。

图 9 大范围冻雨形成机理示意 Figure 9 Schematic diagram for the mechanism of large-scale freezing rain formation

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(1) 中国南方大范围冻雨位于昆明准静止锋北段和华南准静止锋之南岭准静止锋锋后，在贵州、湖南和江西等地呈东西带状分布。

(2) 青藏高原东侧冷空气常堆积在横断山脉以东和南岭山脉以北等中国广大的南方地区，其形成机制主要为源自蒙古冷高压的冷平流和地形抬升的绝热冷却，横断山脉地势较高地带降水粒子融化或蒸发造成的非绝热冷却也较明显。在700和850 hPa暖平流的共同作用下，中国南方形成十分宽广的暖层，850 hPa源自中国南海和西太平洋的湿平流输送是青藏高原东侧水汽如此充沛的主要原因。

(3) 500 hPa东亚大槽有利于引导冷空气向南爆发，700hPa南支槽前西南干暖气流越过低纬高原向东输送，850 hPa在反气旋环流作用下，南下冷空气经西太平洋和中国南海变性后转向北上给青藏高原东侧带来偏南暖湿气流，而源自蒙古冷高压来自东北的冷空气南下到达青藏高原东侧时并未经过洋面，仍保持干冷的属性。因此，500 hPa东亚大槽、700 hPa南支槽、850 hPa反气旋和地面蒙古冷高压为青藏高原东侧对流层低层极地大陆性气团与热带海洋性气团和热带大陆性气团的交绥创造了必要的环流条件。

(4) 东亚冷空气爆发从青藏高原东侧南下，迫使近地面暖湿气团抬升形成华南准静止锋。同时，受青藏高原东侧地形的阻挡，冷空气常堆积在横断山脉以东和南岭山脉以北等中国广大的南方地区。当冷空气堆积到一定厚度向西爬上低纬高原时，又与南支西风相遇形成昆明准静止锋。昆明准静止锋和华南准静止锋的暖层相叠加使下落的冰晶或雪花等凝结物融化成液态水，再下降到近地面冷垫上冻结成冻雨，这两个锋面的作用是不同的，但又是相互关联缺一不可。由昆明准静止锋和华南准静止锋构成的复杂锋面结构，伴随宽广而强烈的逆温有利于中国南方冬季大范围冻雨的产生。