1 引言
凝冻， 是大气中的水滴在表面温度低于0 ℃的地面物体上凝结所形成的坚硬冰层， 是冻雨过后形成的一种天气现象或自然景观。但若凝冻天气持续日数达到3天及以上， 就将形成一次冰冻灾害事件（李玉柱和许炳南， 2001； 汪卫平等， 2021）， 从而对社会工农业生产和民众的日常生活带来巨大影响， 持续时间越长、 强度越强， 造成的损失也将越严重。2008年初， 中国南方地区遭受了极为罕见的一次大范围雨雪冰冻灾害， 多地电力和通信设施受损、 交通运输中断， 仅贵州省就有超过2500万人受灾， 直接经济损失超过300亿元（贵州省气象局， 2009）。2011年初， 贵州再次发生了严重程度仅次于2008年的雨雪冰冻灾害（杜小玲等， 2014）。因此， 关于中国南方凝冻事件的天气气候特征及其成因值得关注并进行深入的研究。
由于北美地区冬季常常遭受冰冻灾害影响， 针对北美的区域性冻雨和固态降水时空分布的研究取得了一定进展（Gay and Davis， 1993； Xu et al， 1996； Branick， 1997； Changnon and Karl， 2003）， 例如， 北美的固态降水年频数存在着显著的空间差异， 这种固态降水（特别是冻雨）主要发生在美洲的中部以东地区， 其形成与地形、 水汽源地以及气旋路径等均有着密切联系（Cortinas et al， 2004）。不同于北美地区， 我国南方地区的凝冻分布不仅具有显著的地域特征， 如其高发区域主要集中在云贵高原至江南一带的高山地区（宗志平等， 2013）， 并且地处云贵高原东侧的贵州地区受到云贵准静止锋后的回流冷空气补偿作用， 更易于出现低温雨雪冰冻天气（杜小玲等， 2010）。随着全球气候增暖， 中国大部分地区的冰冻天气频次呈现出显著的减少趋势， 但强度却有所增强， 且其形成和演变机理仍不清楚。因而， 针对我国南方地区出现重大冰冻灾害的可能性及其变化值得持续关注（赵珊珊等， 2010； 张志富等， 2015； 毛淑君和李栋梁， 2015； 孔锋， 2019）。
目前， 已有关于我国冰冻灾害形成机理方面的研究表明， 2008年初我国南方的大范围冰冻灾害事件是发生在稳定的高空环流形势与多种因素相配合的共同作用下， 乌拉尔山-贝加尔湖的阻塞高压形势稳定维持达到了23天， 过程中冷空气强度强、 持续时间长， 且伴有显著的季节内振荡特征（高辉等， 2008； 王东海等， 2008； 李登文等， 2009； 马宁等， 2011； 李艳等， 2012）。相较而言， 2011年初我国南方的冰冻灾害则表现为中高纬地区阻塞高压的两次显著的异常发展过程， 其间伴随着多股冷空气补偿作用， 偏东气流沿云贵高原地形抬升， 使得青藏高原东部贵州地区的冰冻过程表现出间断性和中期降雪突出的特点（白慧等， 2011； 吴古会等， 2012； 吴哲红等， 2013； 杜小玲等， 2014）。由此可见， 中国南方的贵州地区是雨雪冰冻灾害的高发区， 其发生发展的原因和影响区域比较复杂。目前， 针对贵州地区雨雪冰冻天气的形成机制研究多集中在单次过程上， 而从气候学角度出发对于导致雨雪冰冻灾害性天气形成的异常成因的研究有所欠缺。因此， 本文将在探讨贵州地区冬季凝冻日数的时空分布特征的基础上， 进一步揭示其形成的大尺度环流异常、 波扰能量传播及海温异常在其中的协同作用， 从而为贵州地区冬季凝冻灾害的预测提供更充分的理论基础。
2 资料来源与方法介绍
贵州省气候中心整编的贵州84个国家气象观测站逐日观测资料， NCEP/NCAR月平均再分析资料以及英国Hadley中心的全球逐月海温资料（HadISST）， 研究时段为1961 -2019年， 共59年。文中涉及的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系统下载的审图号为GS（2016）1823号和GS（2016）2948号的标准地图制作， 底图无修改。
本文的冬季定义为当年12月至翌年2月， 如2007年冬季指2007年12月至2008年2月。除特别说明外， 本文中的气候态均指1961 -2019年的多年平均。
本文涉及的有关定义， 例如， 凝冻日： 在每年冬季， 当气象观测站上在某一天中任意时刻记录到雨凇现象， 便将该日记为一个凝冻日； 单次凝冻过程： 结合《贵州短期气候预测技术》（汪卫平等， 2021）和DB52/T 652-2010贵州省凝冻灾害等级地方标准的定义， 将单个站点连续3天以上（含3天）观测到雨凇现象记为该站点出现一次凝冻天气过程。其中记录到雨凇现象的第一日定义为过程的开始日， 过程中雨凇现象可间断一天， 当连续两天中断视为本次过程结束， 出现雨凇现象的最后一天计为此次凝冻过程的结束日。
研究方法包括经验正交函数（Empirical Orthogonal Function， EOF）分解， 以及相关分析、 滑动平均、 合成差值和统计检验等常规气候统计方法。
此外， 本文所使用的波作用量通量采用Takaya and Nakamura（1997， 2001）推导出的三维波作用量通量（以下简称T-N通量）， 该通量在WKB近似假定下与波位相无关， 且与定常Rossby波列的局地群速度方向一致。对应波作用量通量（W）在对数气压坐标中的公式为：
式中： 为准地转扰动流函数； 和 为扰动准地转风； 为基本流场； 为气压； 为干气体常数； 为标高； 为浮力频率； 为扰动气温。
3 冬季凝冻日数的气候态特征
3.1 平均凝冻日数
由贵州省84个测站冬季及逐月的凝冻日数气候态分布（图1 ）可见， 12月［图1 （a）］贵州共有75个站凝冻日数在0~3 d， 占比89.3%， 10 d以上的站点仅有西北部的威宁； 1月［图1 （b）］是冬季凝冻日数最多、 范围最大的月份， 贵州中部一线凝冻日数增至3~10 d， 占比达到36.9%， 10 d以上的站数增至4个（威宁、 大方、 开阳和万山）； 2月［图1 （c）］的分布特征与1月相似， 凝冻日数在3 d以上的测站仍集中在贵州中部， 但范围有所减小； 从整个冬季［图1 （d）］看来， 贵州省平均凝冻日数总体呈纬向“西多东少”， 经向“中部多、 南北少”的分布特征（严小冬等， 2009； 白慧等， 2016）， 其中威宁的冬季年均凝冻日数最多， 达到39.3 d， 其次是大方的28.1 d， 万山的23.3 d和开阳的23.1 d， 以上4个站点也是贵州年均凝冻日数超过20 d的地区， 其余大部地区的冬季平均凝冻日数低于10 d。过去59年， 贵州从未出现过凝冻天气的仅有3个站， 分别是遵义的赤水、 黔西南的望谟及黔南的罗甸。
3.2 凝冻日数极值
贵州单次凝冻过程连续日数极大值［图2 （a）］分布与气候态相似， 以威宁的39 d（2007年）为最多， 其次是开阳（2007年）和大方（1967年）， 均达到了34 d， 黔东北和黔南边缘地区普遍低于12 d。对于整个冬季［图2 （b）］而言， 凝冻日数极值中心仍然出现在威宁， 达到66 d（1976年冬季）， 其次是2011年的大方（62 d）， 上述两个测站也是全省所有站点中冬季凝冻总日数可超过冬季总日数三分之二的地区， 其余地区普遍在30 d以下。
图2 贵州省单次凝冻过程持续日数（a）和冬季累计凝冻日数（b）极大值的空间分布（阴影， 单位： d）以及各站点凝冻日数极大值所出现的年份（不同形状标记表示对应年份）Fig.2 Spatial distributions of the maximum duration （the shaded， unit： d） of both single events （a） and winter （b） in Guizhou and the years of the maximum events （different marks indicate different years） |
除空间分布外， 表1 还给出了单次凝冻过程持续日数和冬季凝冻日数极大值所出现的年份与站数的统计结果。由表1 和图2 可见， 对于单次凝冻过程而言［图2 （a）］， 全省有52个站点的持续日数极大值出现在2007年冬季， 占比61.9%， 是贵州凝冻过程影响范围最大、 强度最强的一年， 平均持续日数为20.2 d。其次是占比16.7%（14个站）的1983年， 平均日数为18.9 d， 极值出现在该年的站点主要集中在贵州中部一线的偏东地区， 上述两年的测站占全省的比例超过了78%。最后是1976年和2010年， 同为3个站点。贵州冬季凝冻总日数极大值所处的主要年份［图2 （b）］同样以1976， 1983和2007年为主， 其中2007年的凝冻日数极大值出现站数为25站， 仍是占比最多的年份； 其次是平均日数同为26.6 d的1976年和1983年， 出现站数占比分别为27.2%和19.8%， 大多分布在贵州中部以西。
表1 贵州省单次凝冻过程最长持续日数和冬季凝冻日数极大值出现年份及站数的统计分析Table 1 Statistics of the duration of the single process and maximum number of winter freezing days in Guizhou |
| 单次凝冻过程最长持续日数 | 冬季凝冻日数极大值 | ||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 排序 | 年份 | 站数/个 | 占比 | 平均日数/d | 排序 | 年份 | 站数/个 | 占比 | 平均日数/d |
| 1 | 2007 | 52 | 64.2% | 20.2 | 1 | 2007 | 25 | 30.9% | 16.7 |
| 2 | 1983 | 14 | 17.3% | 18.9 | 2 | 1976 | 22 | 27.2% | 26.6 |
| 3 | 2010 | 3 | 3.7% | 23.7 | 3 | 1983 | 16 | 19.8% | 26.6 |
| 4 | 1976 | 3 | 3.7% | 3.0 | 4 | 1963 | 5 | 6.2% | 13.0 |
| 5 | 2011 | 3 | 3.7% | 43.3 | |||||
由此可知， 1976年、 1983年和2007年的冬季凝冻过程对贵州影响最为显著， 全省分别有69个站点（占比85.2%）的单次凝冻过程持续日数和63个站点（占比77.8%）的冬季凝冻总日数极大值出现在上述3年之中。最后， 从表1 中还可发现， 尽管只有大方、 瓮安和修文的冬季凝冻日数值极大值出现在2011年， 但此3个站地处贵州中部， 平均凝冻日数却长达到43.3 d， 表明2011年冬季贵州所受到的凝冻影响具有较强的局地性。
4 冬季凝冻日数的时空分布
为进一步分析贵州冬季凝冻日数的时空分布特征， 下文给出了贵州1961—2019年冬季的凝冻日数经验正交函数（EOF）分解的前两个模态的分析结果。
4.1 空间分布
如表2 所示， EOF分解的前2个特征向量场的累计方差贡献率达到71.63%， 均通过了North（1990）准则的检验。其中第一特征向量场（EOF1）占总方差的65.04%， 呈全区一致型的分布特征［图3 （a）］， 变率大值中心位于贵州中部； 第二特征向量场（EOF2）占总方差的6.59%， 表现为东-西反位相分布［图3 （b）］， 即东部重（轻）、 西部轻（重）的分布型。上述两个模态所体现的空间型亦能够基本完整的体现贵州冬季凝冻分布的主要结构。特别是第二模态的空间分布主要反映了贵州冬季凝冻日数的极值分布特征， 这与冷空气入侵贵州省的路径有关， 当冷空气从东北路径入侵贵州时， 容易造成贵州东部地区凝冻天气偏重， 而当冷空气从北方路径或西北路径入侵贵州时， 对贵州中部以西地区的凝冻日数异常偏多带来的影响更甚（许丹和罗喜平， 2003）。
表2 贵州冬季凝冻日数EOF分解的前2个模态结果统计Table 2 Statistics of the first and second patterns by the EOF of winter freezing days in Guizhou |
| 模态 | 特征值 i | 方差/% | 累计方差/% | i - i +1 | ei |
|---|---|---|---|---|---|
| 1 | 3108.05 | 65.04 | 65.04 | 2792.97 | 572.24 |
| 2 | 315.08 | 6.59 | 71.63 | 87.92 | 58.01 |
4.2 年（代）际变化特征
从1961 -2019年的时间序列上来看， 第一模态时间系数［图4 （a）］呈现出显著的年（代）际变化特征， 20世纪60年代至80年代中期及21世纪初期为贵州冬季凝冻偏重时期， 20世纪80年代中期和2012年以后为凝冻日数的偏少时段。总体说来， 贵州冬季凝冻日数在近59年来呈逐渐减弱的趋势［趋势系数达到-0.8·（10a）-1］。与第一模态相比， 第二模态时间系数［图4 （b）］年代际变化特征并不明显， 仅在2007年前后呈现由偏少时段向偏多时段的转变， 并且在长期线性趋势中表现出显著的增加趋势， 增长系数趋势超过了0.3·（10a）-1（相关系数r=0.279， 通过了99.9%的显著性t检验）， 其中在2014年以来出现了较多的正位相序列， 表明贵州近年来发生东部重、 西部轻的凝冻事件的可能性在不断增加。
5 凝冻日数典型年份的大气环流特征
由于EOF分析第一模态的解释方差达到65.04%， 表明全区一致型的分布能够更好地反映贵州冬季凝冻日数在近几十年里的整体变化特征， 因此采用第一模态时间系数来选取贵州冬季凝冻日数的典型异常年份， 据此对贵州冬季凝冻日数异常的大气环流特征及其成因进行进一步的分析。
将贵州冬季凝冻日数EOF分析第一模态的时间序列［图4 （a）］进行标准化后， 滤除其长期线性变化趋势。这里， 按照±0.95倍标准差， 分别挑选出贵州冬季凝冻日数典型偏多年共8年（1963， 1966， 1968， 1973， 1976， 1983， 2007和2010年）， 典型偏少年共5年（1961， 1962， 1964， 1986和1990年）。值得注意的是， 在上述13个典型年份中， 20世纪60年代的年份几乎占所有典型年份的一半， 表明20世纪60年代贵州冬季气候具有典型性。需要说明的是， 下文中对有关气象要素进行合成分析时， 所有的气象要素均已滤除其长期线性趋势， 除合成差值外， 文中的距平（异常）均指由异常年份的合成减去冬季气候态所得到的距平值。
5.1 欧亚环流异常下的波动作用
中国南方地区的冰雪灾害往往与欧亚大陆大气环流的持续性异常有关， 其中乌拉尔山阻塞高压、 南支槽、 东亚大槽等天气系统对西南地区的冬季天气气候具有重要影响（许丹和罗喜平， 2003； 李崇银等， 2008； 丁一汇等， 2008； 万云霞等， 2020； 舒建川等， 2021）， 并且在我国南方大范围雨雪冰冻天气过程中， 准定常波的传播经常伴随着阻塞高压的稳定维持（王亚非等， 2008）。因此， 为分析贵州冬季凝冻日数异常时欧亚大陆的大气环流异常及其维持的原因， 这里给出了北半球500 hPa位势高度异常分布及相对应的波作用量通量（T-N通量）。
在贵州冬季凝冻日数异常偏多年［图5 （a）］， 欧亚中高纬地区存在“负-正-负”的位势高度异常， 且60°N以北地区为正距平所控制， 显著的正距平中心位于乌拉尔山附近， 表明乌拉尔山阻塞高压活跃。与此同时， 负距平中心位于中亚至贝加尔湖一带， 同时鄂霍次克海附近还存在闭合低涡中心， 表明在贝加尔湖至我国新疆地区的中亚低值扰动活跃， 而东亚大槽位置较常年偏南、 偏西， 强度偏强。因而， 在这种“北高南低、 西高东低”的欧亚环流异常下， 发展的阻塞高压和异常偏强的东亚大槽极有利于在东亚地区形成稳定的经向环流， 加上中亚低值系统不断引导阻塞高压前部的冷空气沿西北或偏北路径南侵， 在共同作用下导致贵州低温凝冻天气异常偏多， 这与许丹和罗喜平（2003）的研究结果一致。对比波作用量通量的分布上可以看到， 有波扰能量自北大西洋上空的位势高度负异常中心沿西风带向下游地区传播， 并在乌拉尔山地区附近辐合， 导致乌拉尔山阻高的发展， 能量在继续向下游传播的过程中与来自低纬热带地区向北传播的扰动能量作用于我国新疆地区， 形成位势高度负异常中心， 造成中亚低值系统的发展。
图5 贵州冬季凝冻日数异常偏多年（a）和偏少年（b）的500 hPa位势高度（单位： gpm）合成平均（等值线）及其距平（阴影）， 以及相对应的T-N通量（矢量， 单位： m2·s-2）打点区域表示位势高度距平通过90%信度的显著性t检验 Fig.5 Composites （contour） and anomalies （the shaded） of geopotential height （unit： gpm） and T-N fluxes （vector， unit： m2·s-2） at 500 hPa in excessive （a） and deficient （b） years. Dotted areas are significant at a 0.05 significance t-test |
相较而言， 异常偏少年［图5 （b）］的欧亚环流异常则与偏多年基本相反， 欧亚中高纬地区的位势高度异常波列呈“正-负-正-负”分布， 乌拉尔山及其以北地区呈现出显著的位势负异常中心， 西亚至鄂霍次克海则转为显著的正异常， 表明中高纬地区的阻塞高压较弱， 而青藏高原北侧高压脊发展。此外， 在东北亚地区， 相较于偏多年中所存在的低涡中心在这里减弱消失， 同时在西北太平洋上空出现了显著负异常， 东亚大槽较常年异常偏东， 且强度偏弱。因此， 相较于偏多年， 贵州冬季凝冻日数异常偏少年的欧亚环流异常更多地表现为“北低南高、 西低东高”的特征， 亚洲中高纬地区以纬向环流为主， 冷空气活动路径偏北偏东， 同时受到青藏高原发展高压脊的影响， 中高纬冷空气难以南侵影响贵州地区， 造成贵州冬季凝冻日数异常偏少。同样， 在波扰动能量传播上与偏多年存在显著差异， 表现为随着乌拉尔山阻塞形势的消失， 来自北大西洋上空和来自热带地区的扰动能量显著减弱， 此时欧亚大陆中高纬地区的扰动能量传播和辐合异常则更多地集中在东北亚地区， 其位势高度表现为显著正异常中心。
除对流层中层的乌拉尔山阻高和东亚大槽外， 贵州冬季凝冻天气的形成还与地面上的活跃的蒙古冷高压、 孟加拉湾低压槽和云贵准静止锋等天气系统有关（杜小玲等， 2012）。在贵州冬季凝冻日数异常偏多年， 地面上异常偏强的蒙古冷高在东亚地区的近地面产生了显著的北风异常（图略）， 南下冷空气与暖湿气流在贵州交汇， 在贵州境内形成等压线的密集区， 冷暖空气的相互作用使得准静止锋锋区增强， 云贵准静止锋异常活跃， 为处于静止锋后的贵州冬季凝冻天气的形成提供有利条件。
5.2 东亚局地环流异常
为进一步分析欧亚环流异常背景下东亚地区的局地环流异常对贵州冬季凝冻形成的作用， 给出了东亚地区850 hPa和700 hPa上的水平环流（图6 ）以及垂直剖面（图7 ）的合成差值（即异常偏多年减去异常偏少年）。
图6 贵州冬季凝冻日数异常偏多年与偏少年850 hPa（a）和700 hPa（b）风场（矢量， 单位： m·s-1）和温度（阴影， 单位： ℃）的合成差值打点区域表示温度距平通过95%信度的显著性t检验； 粗虚线表示地形 Fig.6 Composite differences of wind （vector， unit： m·s-1） and air temperature （the shaded， unit： ℃） at 850 hPa （a） and 700 hPa （b）. Dotted areas are significant at a 0.05 significance t-test， thick dotted lines indicate the topography |
图7 贵州冬季凝冻日数异常偏多年与偏少年的垂直剖面合成差值矢量为垂直环流（单位： m·s-1）； 彩色区为温度（单位： ℃）； 紫色框线为贵州地区所在范围； 打点区域为温度通过95%信度的显著性t检验； 黑色阴影为地形 Fig.7 Composite differences of vertical circulations and temperatures. The vectors are vertical circulations （unit： m·s-1）； color areas are temperatures （unit： ℃）， purple borders indicate the region of Guizhou and black shaded indicate topographies |
由850 hPa的风场和温度异常［图6 （a）］可见， 与活跃的地面蒙古冷高压相对应， 在阿尔泰山脉附近存在显著的温度负距平中心， 距平中心值超过了-4 ℃， 包括贵州在内的中国华南沿海以北的东亚地区呈现为温度的负距平分布， 表明贵州地区的近地面存在异常冷垫。在风场分布上， 冷中心对应着弱的异常气旋式环流， 说明蒙古冷高压厚度较为浅薄， 而日本海至中国山东半岛上空存在明显的异常反气旋式环流中心， 贵州处于反气旋环流底后部的东南气流控制之下， 与此同时， 来自孟加拉湾的西风气流在青藏高原东南侧受到地形摩擦作用产生气旋式的水平切变， 受两支气流的共同影响， 在贵州上空形成了来自孟湾和南海的两条低层水汽输送通道（由于水汽输送形势与风场类似， 此处不再给出相应组图）。700 hPa上［图6 （b）］包含贵州在内的东亚地区温度距平明显减弱， 而异常环流中心较850 hPa更为明显， 其中日本海上空的异常反气旋式环流中心南落至西北太平洋， 此时的贵州地区受主要受到来自孟湾上空短波槽前的西南气流控制， 为贵州冬季凝冻的形成提供水汽来源。
沿105°E的经向环流及温度距平［图7 （a）］显示， 在贵州及其以北地区近地面为显著的温度负距平， 且异常冷层的厚度随纬度的增加逐渐增厚， 在50°N附近， 低于-2.4 ℃的温度负距平中心高度已从地面向上延伸至400 hPa， 而此冷垫的形成与中亚地区短波低槽的频繁活动［图5 （a）］不断引导冷空气南下补充有关。与此同时， 在贵州南部边缘的20°N上空存在弱的异常经圈反环流， 环流圈中心位于600 hPa， 贵州受到异常经圈反环流的上升气流影响， 在异常南风气流和上升运动的作用下， 暖湿空气不断沿着低层冷垫爬升， 在贵州上空的对流层中层大气（700~250 hPa）中形成显著的温度正距平区， 为贵州凝冻天气的形成提供中空逆温暖层条件。而在纬向环流中［图7 （b）］， 贵州东侧的低层大气中存在的异常反气旋式环流促使低层冷空气不断回流， 在贵州东部至华中地区750 hPa以下的低层大气中形成了温度负距平中心。此外， 100°E附近的对流层中低层存在的上升气流在对流层中层建立了深厚的显著温度正距平区， 从而在贵州上空形成了中暖下冷的温度垂直结构， 为贵州凝冻天气的产生提供有利条件。
6 海温及风场演变特征
已有研究表明， 大范围海温能够通过海气相互作用影响全球大气环流的异常变化进而对东亚乃至中国西南地区的区域气候产生影响（穆明权和李崇银， 1999； 陈文， 2002； 王亚非等， 2008； 庞轶舒等， 2020； 任曼琳等， 2020）。如赤道中东太平洋的强La Niña事件在发生发展过程中通过波列向高纬地区传播能量并使中亚地区的位势高度在经向上呈现北高南低的偶极性分布， 从而造成孟加拉湾南支槽和东亚大槽活动频繁、 强度偏强， 冷暖空气在云贵高原至长江中下游产生强烈汇合， 为当地带来明显的雨雪天气（杨贵名等， 2008； 周建琴和晏红明， 2021）。
因此， 为了对贵州冬季凝冻日数异常和大范围海温异常之间存在的可能联系进行初步探讨， 同时考虑到海温对大气环流影响作用的滞后性（吴国雄， 1998； 孟文和吴国雄， 2000； 张人禾等， 2003）， 下文给出了贵州冬季凝冻日数异常偏多年和偏少年的前期春季（3 -5月）、 夏季（6 -8月）、 秋季（9 -11月）和同期冬季（12月至次年2月）全球中低纬度海温距平和850 hPa异常风场的分布（图8 ）。
图8 贵州冬季凝冻日数异常偏多年（a， c， e， g）和偏少年（b， d， f， h）发生前期和同期海温距平（彩色区， 单位： ℃）及850 hPa风场距平（矢量， 单位： m·s-1）的合成交叉斜线区域表示海温距平通过90%信度的显著性检验 Fig.8 Anomalies of SSTA （color area， unit： ℃） and 850 hPa wind （vector， unit： m·s-1） in the early of freezing days in the excessive （a， c， e， g） and deficient （b， d， f， h） years in Guizhou. Cross-hatched areas are significant at a 0.05 significance t-test |
在贵州冬季凝冻日数异常偏多年［图8 （a）， （c）， （e）， （g）］， 赤道中东太平洋的海温负距平区自春季开始便从南美洲西海岸逐渐向北向西发展延伸， 最终在当年冬季达到鼎盛， 形成一次典型的中部型La Niña事件（袁媛和晏红明， 2012； 汪子琪等， 2017）。同时在赤道中太平洋的海温负距平中心南北两侧分别有对称的正距平中心同步发展， 在经向上形成“正-负-正”的三极型分布。除了存在太平洋地区海温的异常变化（白慧等， 2016）， 在印度洋中部同样可以看到海温负距平的发展加强， 并最终向北扩展至中国南海地区。而随着太平洋中部型La Niña事件和印度洋海温负距平的不断发展， 赤道中东太平洋低空风场经历了由异常偏西风向偏东风的转变， Walker环流的辐合上升气流西移至暖池至热带海洋性大陆（Marine Continent）区域， 并在中国东部沿海至北太平洋激发出反气旋-气旋-反气旋的异常环流波列， 同时孟加拉湾上空同样存在异常反气旋式环流， 正如前文分析中所说， 受两支异常反气旋式环流之间的东南气流控制， 来自南海和孟加拉湾的对流层低层水汽沿着贵州地区近地面的冷垫爬升， 并与云贵准静止锋锋区相配合， 为贵州的冬季降水提供有利的动力和水汽条件， 从而造成贵州冬季凝冻日数异常偏多。
而在异常偏少年［图8 （b）， （d）， （f）， （h）］， 赤道中东太平洋的海温变化更多地呈现为由前期春季的东部型La Niña向冬季中部型La Niña的转变过程， 西太平洋暖池则由偏暖逐渐转为偏冷， 此时赤道中东太平洋长时间维持异常东风。值得注意的是， 前期北太平洋地区的海温正距平中心异常显著， 在不断增强的过程中激发出强大的异常气旋式环流， 并在冬季时期达到强盛， 而此时印度洋尽管也出现海温负距平的维持和发展， 但并未产生明显的向北扩展， 也未在印度洋及其周边地区激发出明显的异常环流形势， 此时的东亚地区仅受到北太平洋异常气旋式环流外围的偏北气流影响， 从而导致包含贵州在内的东亚地区水汽减弱， 冬季凝冻日数异常偏少。
7 结论
本文研究了贵州冬季凝冻日数的气候分布特征， 并对贵州冬季凝冻日数异常的大气环流成因进行了分析， 得到了如下结论：
（1） 贵州单次凝冻过程最大连续日数和冬季凝冻总日数极值分布特征与气候态相似， 极大值均出现在威宁， 分别达到了66 d（1976年）和39 d（2007年）。此外， 贵州地区有69个站点（占比85.2%）的单次凝冻过程最长连续日数和63个站点（占比77.8%）的冬季凝冻总日数极大值出现在1976， 1983和2007年。
（2） 贵州凝冻日数的EOF分解第一模态占总方差的65.04%， 呈全区一致型分布； 第二模态占总方差的6.59%， 呈东-西反位相分布； 贵州冬季凝冻主要模态的时间系数在近59年来呈下降趋势， 与此相反， 与第二模态相联系的东部重、 西部轻的凝冻日数分布特征则呈现出显著的增长趋势， 增长系数达到0.3·（10a）-1。
（3） 贵州冬季凝冻日数异常与对流层中层乌拉尔山阻塞高压、 东亚大槽和中亚低值系统以及地面蒙古冷高和云贵准静止锋的异常活动有关。在贵州冬季凝冻日数异常偏多年， 异常活跃的阻塞高压和异常偏强的东亚大槽有利于在东亚地区形成并维持稳定的经向环流， 中亚低槽频繁活动不断引导乌拉尔山阻塞高压和地面蒙古冷高压前部的冷空气南下， 在贵州及其以北地区的对流层低层形成浅薄的异常冷垫。与此同时， 来自孟加拉湾和南海的对流层中低层暖湿气流在异常环流圈作用下沿着云贵准静止锋锋区附近的近地面冷空气堆边缘爬行抬升， 在贵州上空对流层中低层形成上暖下冷的不稳定垂直层结异常， 为贵州凝冻的形成提供了有利条件。而在贵州凝冻日数异常偏少年， 形势近乎相反。来自关键上游北大西洋地区以及来自低纬热带地区的波扰能量传播对于欧亚大陆中高纬阻塞形势和东亚大槽、 中亚低值系统异常的形成和维持起到了重要作用。
（4） 贵州冬季凝冻日数异常还与赤道中东太平洋La Niña事件的发展以及北太平洋、 印度洋和南海地区的海温异常密切相关。在异常偏多年， 随着中部型La Niña事件的发展， Walk环流的辐合上升气流西移至暖池至MC区域， 并在中国东部沿海至北太平洋激发出反气旋-气旋-反气旋的异常环流波列， 受两支异常反气旋式环流之间的东南气流控制， 来自南海和孟加拉湾的对流层低层水汽沿着贵州地区近地面的冷垫爬升， 为贵州的冬季降水提供有利的动力和水汽条件， 从而有利于贵州冬季凝冻日数异常偏多。在异常偏少年， 东亚地区仅受到北太平洋异常气旋式环流外围的偏北气流影响， 导致东亚地区水汽条件偏差， 贵州冬季凝冻日数异常偏少。
尽管目前在气候角度方面还缺乏对中国南方大范围雨雪冰冻天气环流成因的研究， 但从关于2008年和2011年雨雪冰冻天气的众多研究成果来看， 除了中高纬度稳定的阻塞形势外（陶诗言和卫捷， 2008； 杜小玲等， 2014）， 还需要有活跃的南支槽向中国南方地区上空输送暖湿气流（丁一汇等， 2008）， 以及与准静止锋相伴随的逆温层长时间维持（赵思雄和孙建华， 2008； 孙建华和赵思雄， 2008； 陶祖钰等， 2008）， 使得冷暖气流在锋面的辐合作用下交汇于中国南方， 形成大范围的雨雪天气。相比之下， 由于云贵高原特殊的地形特征， 贵州地区的凝冻天气并不十分需要明显的南支系统相配合， 仅仅是对流层低层700 hPa和850 hPa上来自孟湾和南海的少量水汽输送（图略）， 加上多股弱冷空气在中亚低值系统的作用下南下补充， 或是中国东部地区的回流冷空气在850 hPa高度以下形成浅薄冷垫（李登文等， 2009； 吴古会等， 2012； 杜小玲等， 2014）， 就能导致云贵准静止锋在乌蒙山脉附近得以长时间维持， 从而给处于锋后的贵州地区带来明显的阴雨凝冻天气。而通过对贵州凝冻偏多年与偏少年的大尺度环流指数差异进行分析也表明（表略）， 贵州冬季凝冻日数异常与亚洲极涡、 纬向环流和东亚大槽密切相关， 甚至与北大西洋副高之间存在着某种遥相关联系， 而与西太副高和南支低槽之间的关系并不显著。
ENSO作为热带太平洋地区大尺度的海气相互作用现象， 能通过PNA（太平洋-北美型）、 PEA（太平洋-东亚型）等各类遥相关对东亚、 北美地区乃至全球的大气环流造成显著影响（Wallace and Gutzler， 1981； Hoskins and Karoly， 1981）。一般情况下， El Niño事件发生时， 中国大部地区的冬季温度容易异常偏暖， 而La Niña事件时容易偏冷（Zhang et al， 1996； Wang et al， 2000）。但近年来随着对赤道太平洋海温异常特征的深入认识， 不少研究发现不同类型ENSO事件对欧亚大气环流和我国气候的影响存在明显差异（Zhang et al， 2013； 陶威和陈权亮， 2018； 汪子琪， 2017； 周建琴和晏红明， 2021）， 如在东（中）部型La Niña事件的冬季， 北大西洋涛动分别呈现出类似于负（正）位相的结构特征， 而东部型El Niño通过异常Walker环流影响西太平洋地区的Hadley环流， 可造成冬季云贵高原降水显著偏多， 中部型El Niño的影响却不明显（周建琴和晏红明， 2021）。尽管前文的分析结果表明贵州冬季凝冻日数异常与赤道中东太平洋不同类型La Niña事件的发展和转换有关， 但其异常环流形势并不符合一般冬季La Niña事件影响中国的典型环流， 其与贵州冬季凝冻天气之间的内在物理机制尚待进一步的分析。