李雙雙， 劉青雯， 何錦屏， 尚 溦

（陜西師范大學(xué) 地理科學(xué)與旅游學(xué)院，陜西 西安 710119）

0 引言

IPCC 第六次評估報(bào)告指出，有更多證據(jù)表明氣候變暖毋庸置疑［1］。人類活動(dòng)造成的氣候變化，已經(jīng)廣泛影響到全球不同區(qū)域的極端天氣和氣候事件。降雪異常偏多或偏少，將對中高緯度地區(qū)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、水資源管理與調(diào)度、交通運(yùn)輸保障等社會(huì)經(jīng)濟(jì)系統(tǒng)可持續(xù)發(fā)展造成嚴(yán)重的影響［2-5］。

降雪和積雪，是雪災(zāi)重要的量化指標(biāo)，也是認(rèn)識(shí)冬季氣候變化的2 個(gè)重要視角［6］?；仡櫼延醒芯浚笛┖头e雪在研究數(shù)據(jù)、量化指標(biāo)和研究側(cè)重等方面存在明顯的差異。其中，降雪研究多基于氣象觀測資料，側(cè)重于天氣現(xiàn)象分析，關(guān)注于氣候變化響應(yīng)；積雪研究則基于遙感反演產(chǎn)品，側(cè)重于降雪堆積或消融過程，關(guān)注于降雪水文和水量平衡的影響［7-11］。隨著極端天氣與氣候變化響應(yīng)關(guān)系研究的深入，國內(nèi)外許多學(xué)者逐漸重視降水相態(tài)變化，即區(qū)分降水類型為：降雪、雨夾雪和降雨。關(guān)注不同降水相態(tài)的變化，可為理解氣候變化的區(qū)域響應(yīng)提供新的證據(jù)［12-16］。上述研究視角轉(zhuǎn)變驅(qū)動(dòng)下，許多客觀雨雪相態(tài)判斷方法被提出，一定程度上彌補(bǔ)了部分地區(qū)降水相態(tài)實(shí)際天氣現(xiàn)象觀測記錄缺失的不足［17-20］。

在客觀雨雪相態(tài)判斷方法中，Ding 等［14］深入研究了降水類型與地面高程、氣象要素之間的關(guān)系，利用日平均濕球溫度、相對濕度和高程數(shù)據(jù)確定降水類型，提出濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法，對中國降水相態(tài)進(jìn)行準(zhǔn)確識(shí)別。相對于9 種氣溫閾值識(shí)別模型，濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法對0～4.0 ℃范圍降水類型識(shí)別準(zhǔn)確率更高。值得一提的是，前期客觀雨雪相態(tài)判斷方法適用性評價(jià)研究中，評估準(zhǔn)確率空間范圍以全國氣候分區(qū)為主，包括青藏高原、西北、東北和其他地區(qū)，對特殊氣候過渡帶評估相對偏少；評估時(shí)間段以降雪季或年代尺度為主，對不同時(shí)段、不同溫度、不同地理單元的組合關(guān)系關(guān)注不足。因此，精細(xì)化評估客觀雨雪相態(tài)判斷適用性方案，亟需回答“降雪季判斷準(zhǔn)確率是否存在階段差異”“不同氣溫條件下降雪判斷準(zhǔn)確率是否存在空間差異”等問題。

秦嶺，是中國南北重要的地理分界線，屬于中國常年多雪帶，是重要生態(tài)屏障，也是南水北調(diào)工程的核心區(qū)［21-23］。前期秦嶺冬季降水研究，多集中于積雪；空間上，主要集中于秦嶺主峰太白山，以及陜西境內(nèi)氣象站點(diǎn)海拔最高且氣象記錄時(shí)間序列最長的華山站。對秦嶺南北2 大地理單元（關(guān)中平原和漢江谷地）降雪規(guī)律研究較少［24-27］?？陀^雨雪相態(tài)判斷方法是否適用于秦嶺南北降雪時(shí)空規(guī)律研究尚不明晰。同時(shí)，隨著全球變暖加劇，秦嶺以北熱量條件基本達(dá)到北亞熱帶標(biāo)準(zhǔn)，漢江谷地可納入亞熱帶范圍［28］。區(qū)域氣溫升高，勢必對冬季降水相態(tài)產(chǎn)生影響。受地理環(huán)境、觀測技術(shù)等客觀條件限制，秦嶺南北多數(shù)氣象站點(diǎn)缺乏長時(shí)間降水相態(tài)資料。加之，未來氣候模擬能力不斷增強(qiáng)，氣溫、降水和相對濕度等預(yù)估資料逐漸豐富，使得評估秦嶺南北未來降雪相態(tài)變化趨勢成為可能。為了更好理解中國北亞熱帶和暖溫帶冬季降雪變化規(guī)律，迫切需要對客觀雨雪相態(tài)判斷在秦嶺南北降雪時(shí)空規(guī)律的適用性進(jìn)行評估。

基于此，以秦嶺南北為研究對象，利用72 個(gè)氣象臺(tái)站逐日氣象數(shù)據(jù)，輔以濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法，對中國南北過渡帶冷激降水相態(tài)（降雨、降雪和雨夾雪）進(jìn)行識(shí)別；進(jìn)而對不同月份、不同溫度段、不同地理單元降雪準(zhǔn)確率判斷的空間差異進(jìn)行分析，以期為理解中國南北過渡帶冬季氣候變化規(guī)律提供理論基礎(chǔ)。

1 研究區(qū)概況

秦嶺是中國地理南北分界線，地勢“西高東低、北陡南緩”，北部為渭河盆地，南部為漢江谷地（圖1）。作為渭河、漢江、丹江等河流的發(fā)源地，秦嶺在南水北調(diào)中線工程中發(fā)揮重要作用［29-31］。為更好對比秦嶺南北降雪變化特征，將區(qū)域分為關(guān)中平原、秦嶺南坡和漢江谷地三個(gè)子區(qū)。秦嶺南北降雪機(jī)制主要有2種：①前冬受西伯利亞冷空氣南下影響，降雪格局往往呈現(xiàn)“北多南少”；②冬末春初，受南支槽東移影響，大量水汽從自高原向東挺進(jìn)，造成大范圍降雪，降雪格局往往呈現(xiàn)“西多東少”。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

本文氣象資料源于中國國家氣象信息中心，包括秦嶺南北72個(gè)臺(tái)站降水量、最高溫、最低溫、濕球溫度和相對濕度等數(shù)據(jù)。氣象數(shù)據(jù)經(jīng)過訂正，質(zhì)量狀況較好。數(shù)字高程數(shù)據(jù)由地理空間數(shù)據(jù)云提供（http：//www.gscloud.cn/），空間分辨率為30 m×30 m。

2.2 研究方法

2.2.1 濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法

圖2為降水類型與濕球溫度關(guān)系示意圖。其中，淺灰色部分與白色部分邊界線為降雪概率分布曲線P1（Tw），白色部分與深灰色部分邊界線為降雪和雨夾雪累計(jì)概率分布曲線P2（Tw），兩個(gè)分布曲線中值曲線為Pc（Tw）。

圖2 降水類型與濕球溫度關(guān)系示意圖（據(jù)文獻(xiàn)14改繪）Fig. 2 Sketch map of the relationship between precipitation types and daily mean wet-bulb temperature（modified from Ref. ［14］）

當(dāng)濕球溫度為T1時(shí)，降雪概率為Fsnow（T1），雨夾雪概率為Fsleet（T1），降雨概率為Frain（T1）。T0是Pc（Tw）概率為0.5 的閾值溫度，單位為℃；Tw為日均濕球溫度，單位為℃；Tmax、Tmin分別為降雨發(fā)生的最高期望溫度和最低期望溫度，單位為℃。當(dāng)Tw≤Tmin時(shí)，Pm為降雪量；當(dāng)Tmin≤Tw＜Tmax時(shí)，Pm為雨夾雪量，單位為mm。詳細(xì)模型構(gòu)建邏輯可參見文獻(xiàn)［14］。

2.2.2 降雪類型判斷的準(zhǔn)確率

依托地理時(shí)空分析思維，本研究將降雪準(zhǔn)確率評估分解為2個(gè)維度：①時(shí)空維度，即不同月份降雪判斷準(zhǔn)確率的時(shí)空特征；②氣溫維度，即不同氣溫段降雪判斷準(zhǔn)確率的時(shí)空變化特征。重點(diǎn)回答“不同月份降雪判斷準(zhǔn)確率是否存在差異”“不同月份降雪判斷準(zhǔn)確率是否存在時(shí)空差異”“不同溫度段降雪判斷準(zhǔn)確率是否存在差異”“不同氣溫時(shí)段降雪判斷準(zhǔn)確率是否存在空間差異”等問題。

逐站點(diǎn)逐年降雪類型準(zhǔn)確判斷率（Z）計(jì)算公式如下：

式中：Z為降雪類型準(zhǔn)確判斷率；N11為逐站點(diǎn)逐年降雪類型與觀測數(shù)據(jù)一致的天數(shù)，降雪誤判類型包括2 類：①氣象觀測數(shù)據(jù)為降雪，模型誤判為：雨夾雪（N21）、降雨（N31）、無降水（N41）；②氣象觀測數(shù)據(jù)為雨夾雪（N12）、降雨（N13）、無降水（N14），模型誤判為降雪天氣，總計(jì)6種類型。

3 結(jié)果分析

3.1 秦嶺南北降雪主導(dǎo)月份分布特征

依據(jù)氣象觀測數(shù)據(jù)，統(tǒng)計(jì)秦嶺南北1970—1979年逐月累計(jì)降雪天數(shù)（圖3）。結(jié)果表明：①降雪月份分布具有集中性。其中，12月—次年2月，是秦嶺南北降雪天數(shù)集中分布時(shí)段，3 個(gè)月累計(jì)降雪天數(shù)均值關(guān)系分別為：22.2 天（12 月）＜30.4 天（2 月）＜32.7 天（1 月），而11 月（6.5 天）和3 月（9.9 天）降雪天數(shù)相對較少，與劉玉蓮等［27］統(tǒng)計(jì)中國降雪氣候?qū)W特征，發(fā)現(xiàn)黃淮地區(qū)降雪日數(shù)主要集中在1 月中旬到2 月上旬結(jié)論一致。②在站點(diǎn)（空間）尺度，秦嶺南北不同月份降雪天數(shù)分布具有離散性。其中，2 月氣象站點(diǎn)尺度累計(jì)降雪天數(shù)方差最大（14.4），1 月（9.6）和3 月（10.7）方差居中，11 月（6.7）方差相對較小。說明從秋末冬初到冬末春初，秦嶺南北降雪天數(shù)空間差異逐漸增加，且在2 月達(dá)到空間分異峰值。

圖3 1970—1979年秦嶺南北站點(diǎn)觀測累計(jì)降雪天數(shù)年內(nèi)分布圖Fig. 3 Inter-annual variations of accumulated snowfall days in south and north of Qinling Mountains based on stations observation during 1970—1979

3.2 秦嶺南北不同月份降雪判斷準(zhǔn)確率時(shí)空變化特征

秦嶺南北不同月份降雪判斷準(zhǔn)確率存在時(shí)空差異性（圖4）。主要特征表現(xiàn)為：

圖4 1970/1971—1978/1979年秦嶺南北11月—次年3月降雪相態(tài)判斷準(zhǔn)確率時(shí)空變化特征Fig. 4 Spatiotemporal changes of accuracies in snowfall phases discrimination of the south and north of Qinling Mountains from November to March of following year during 1970/1971—1978/1979

（1）在時(shí)間上，秦嶺南北降雪11 月—次年1 月和次年2—3 月判斷準(zhǔn)確率空間格局存在明顯的差異。具體而言，第1 階段（11 月—次年1 月），多數(shù)區(qū)域降雪判斷準(zhǔn)確率在0.75 以上，空間分布呈現(xiàn)“南北分異”，關(guān)中平原和秦嶺山地是降雪判斷準(zhǔn)確率的高值區(qū)，漢中盆地、商丹盆地和丹江口附近為降雪判斷準(zhǔn)確率的低值區(qū)［圖4（a）～（c）］）；第2 階段（次年2—3月），秦嶺南北降雪判斷準(zhǔn)確率有所下降［圖4（d）］，空間分布呈現(xiàn)“東西分異”，關(guān)中平原中部、嘉陵江流域西部、商丹盆地和秦嶺山地為東段降雪判斷準(zhǔn)確率低值區(qū)，而漢江流域上游、秦嶺山地西段、關(guān)中平原東部成為降雪判斷準(zhǔn)確率的高值區(qū)［圖4（d）～（e）］。

（2）在空間上，秦嶺南北降雪判斷準(zhǔn)確高值區(qū)存在兩個(gè)關(guān)鍵區(qū)。第1 關(guān)鍵區(qū)為：關(guān)中平原和秦嶺山地，降雪準(zhǔn)確率高值時(shí)段集中在11 月—次年1月，且在12月降雪判斷準(zhǔn)確率高值區(qū)分布面積比重最高。第2個(gè)關(guān)鍵區(qū)為：漢江上游和大巴山區(qū)，降雪判斷準(zhǔn)確率高值時(shí)段集中在次年2—3 月，在3 月降雪判斷準(zhǔn)確率高值區(qū)面積比重最高。

上述研究結(jié)果可得2個(gè)啟示：

（1）基于降雪客觀判斷方法識(shí)別降雪類型，分析降雪指標(biāo)（如降雪初日、降雪量、降雪時(shí)長等），應(yīng)關(guān)注降雪不同時(shí)段。其中，關(guān)中平原和秦嶺山地11月—次年1 月降雪判斷準(zhǔn)確率較高，可重點(diǎn)研究降雪初日的時(shí)空變化特征；漢江上游和大巴山區(qū)2—3月降雪判斷準(zhǔn)確率較高，可重點(diǎn)研究降雪終日的時(shí)空變化特征。

（2）不同時(shí)段降雪類型判斷準(zhǔn)確率存在時(shí)空差異啟示，中國南北過渡帶不同時(shí)段降雪主導(dǎo)的環(huán)流機(jī)制可能存在差異，未來需借助大氣診斷方法，研究秋末冬初和冬末春初的降雪環(huán)流機(jī)制的南北差異。

3.3 不同溫度段秦嶺南北降水相態(tài)分布特征

受氣溫控制，不同降水形態(tài)對應(yīng)不同的溫度區(qū)間。圖5 可以看出，秦嶺南北11 月—次年1 月7 749次降雨事件中，99.9%的降雨發(fā)生時(shí)，氣溫高于0 ℃；在［0.0 ℃， 2.0 ℃］氣溫區(qū)間內(nèi)，降雨比重為27.7%，略高于［2.0 ℃， 4.0 ℃］氣溫區(qū)間的26.2%，說明區(qū)域降雨形成時(shí)氣溫多處于0 ℃以上。對于982 次雨夾雪樣本而言，99.0%的雨夾雪對應(yīng)氣溫區(qū)間為［-2.0 ℃， 2.0 ℃］。其中，81.9%的雨夾雪事件對應(yīng)氣溫為［-2.0 ℃， 0.0 ℃］，說明雨夾雪多發(fā)生氣溫處于0.0 ℃附近，且氣溫分布區(qū)間相對較小。

圖5 不同氣溫段秦嶺南北11月—次年1月的觀測降水相態(tài)（降雨、降雪和雨夾雪）頻次分布特征Fig. 5 Frequency distribution of observational precipitation types （rain， snow， and sleet） under varied temperature range of the south and north of Qinling Mountains from November to January of the following year

1970—1979 年，秦嶺南北3 個(gè)分區(qū)11 月—次年1月降雪（7 367次）樣本略低于降雨樣本數(shù)量（7 749次）。其中，有95.7%的降雪發(fā)生時(shí)，氣溫低于0 ℃，僅有4.3%的降雪發(fā)生時(shí)，對應(yīng)氣溫分布于［0.0 ℃，2.0 ℃］，且以［-4.0 ℃， -2.0 ℃］氣溫區(qū)間，降雪樣本比重最高為35.1%，其次為［-2.0 ℃， 0.0 ℃］和［-6.0 ℃， -4.0 ℃］兩個(gè)氣溫區(qū)間。

綜上，秦嶺南北11 月—次年1 月，降雨和降雪事件比重相對較高，雨夾雪發(fā)生頻率相對較低。降雪發(fā)生溫度集中于-2.0 ℃以下，降雨發(fā)生溫度集中于2.0 ℃以上，雨夾雪發(fā)生溫度集中于±2.0 ℃之間。需要關(guān)注的是，當(dāng)氣溫處于［-2.0 ℃， 0.0 ℃］時(shí)，為降雪和雨夾雪的混合態(tài)；當(dāng)氣溫處于［0.0 ℃，2.0 ℃］時(shí)，秦嶺南北降水形態(tài)主要為降雨，偶有雨夾雪和降雪事件出現(xiàn)。由此可見，［-2.0 ℃，2.0 ℃］氣溫區(qū)間，將是秦嶺南北降雪類型判斷準(zhǔn)確的關(guān)鍵溫度區(qū)間。

3.4 不同溫度段秦嶺南北降雪判斷準(zhǔn)確率時(shí)空特征

細(xì)化降雪氣溫時(shí)段說明濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法在秦嶺南北降雪研究的適用性（圖6）。結(jié)果表明：11 月—次年1 月，氣溫處于［-4.0 ℃， 0.0 ℃］范圍內(nèi)，研究區(qū)降雪類型準(zhǔn)確率多在90.0%以上［圖6（a）］；氣溫在［0.0 ℃， 2. 0 ℃］范圍內(nèi)，降雪類型準(zhǔn)確率均值降低為56.0%，高于其他9 種客觀條件降水類型判斷方法［15］。氣溫在［0.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)，降雪準(zhǔn)確率誤差范圍增加，說明不同分區(qū)氣象站點(diǎn)降雪判斷準(zhǔn)確率空間差異也在增加［圖6（b）］。氣溫在［-10.0 ℃， 10.0 ℃］范圍內(nèi)時(shí)，降雪類型準(zhǔn)確率均值為75.6%［圖6（c）］。

圖6 不同氣溫段的秦嶺南北11月—次年1月降雪相態(tài)判斷準(zhǔn)確率Fig. 6 Accuracies of the snowfall phases discrimination under varied temperature range of the south and north of Qinling Mountains from November to January of the following year

空間上，氣溫在［-4.0 ℃， 0.0 ℃］范圍內(nèi)，秦嶺南北降雪類型判斷準(zhǔn)確率低值區(qū)主要分布于關(guān)中平原西部黃土臺(tái)塬、秦嶺山地東段、漢中盆地和商丹盆地［圖7（a）］。氣溫在［0.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)，秦嶺南北降雪類型判斷準(zhǔn)確率低值區(qū)范圍明顯擴(kuò)大，關(guān)中平原成為新的降雪判斷準(zhǔn)確率的低值區(qū)［圖7（b）］。對于氣溫在［-10.0 ℃， 10.0 ℃］范圍內(nèi)，漢中盆地降雪類型判斷準(zhǔn)確率明顯提升至0.85以上，降雪判斷準(zhǔn)確率低值區(qū)主要集中秦嶺山地東段、關(guān)中平原西部，以及秦嶺以南漢江流域的“竹山—房縣”一帶［圖7（c）］。

圖7 不同氣溫段的秦嶺南北11月—次年1月降雪判斷準(zhǔn)確率空間變化特征Fig. 7 Spatial variation of snowfall accuracies under the varied temperature range in the south and north of Qinling Mountains from November to January of the following year

前文分析可知，氣溫在［0.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)，降雪頻次相對較少；結(jié)合降雪判斷準(zhǔn)確率空間分布特征，說明濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法在秦嶺南北11 月—次年1 月降雪變化研究中具有一定的適用性，可較好識(shí)別出關(guān)中平原、秦嶺山地和漢江流域上游降雪類型，有利于認(rèn)知區(qū)域降雪時(shí)空變化規(guī)律。

3.5 氣溫變化與秦嶺南北降雪判斷準(zhǔn)確率的不確定性

前文分析結(jié)果可知，氣溫處于［-2.0 ℃，2.0 ℃］范圍內(nèi)，秦嶺南北降水處于降雪和雨夾雪的混合態(tài)，導(dǎo)致濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法識(shí)別降雪準(zhǔn)確率相對較低。在此，本文重點(diǎn)關(guān)注［-2.0 ℃， 2.0 ℃］氣溫波動(dòng)區(qū)間，對比11 月—次年1 月、2—3 月兩個(gè)時(shí)段內(nèi)，對1970/1971—1978/1979 年逐站點(diǎn)逐日氣溫在［-2.0 ℃， 2.0 ℃］區(qū)間的天數(shù)、氣溫均值、降雪天數(shù)與降雪判斷準(zhǔn)確率的相關(guān)關(guān)系進(jìn)行分析（表1）。結(jié)果表明：①11 月— 次年1 月，氣溫處于［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)，氣溫均值與氣溫天數(shù)（-0.620）、降雪天數(shù)（-0.167）、降雪判斷準(zhǔn)確率（-0.285）呈顯著負(fù)相關(guān)，降雪天數(shù)（0.115）、氣溫天數(shù)（0.239）與降雪判斷準(zhǔn)確率呈顯著正相關(guān)。說明11 月—次年1 月逐日氣溫納入［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍天數(shù)越少，氣溫均值越高，降雪天數(shù)越少，降雪判斷準(zhǔn)確率越低。②2—3 月秦嶺南北氣溫升高時(shí)，［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫天數(shù)或降雪天數(shù)減少。當(dāng)［-2.0 ℃， 2.0 ℃］區(qū)間氣溫偏高時(shí)，導(dǎo)致區(qū)域降雪天數(shù)顯著減少，降雪判斷準(zhǔn)確率也呈降低趨勢。

表1 氣溫［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)秦嶺南北氣溫天數(shù)、均值、降雪日數(shù)與降雪判斷準(zhǔn)確率的相關(guān)分析Table 1 Correlation analysis between days， average temperature， snow days and snowfall separation accuracies under the varied temperature range of ［-2.0 ℃， 2.0 ℃］ in the south and north of Qinling Mountains

值得一提的是，2—3 月降雪天數(shù)與降雪判斷準(zhǔn)確率呈負(fù)相關(guān)，但是未通過0.05 顯著水平檢驗(yàn)，而氣溫天數(shù)、氣溫均值與降雪判斷準(zhǔn)確率呈顯著負(fù)相關(guān)。與11 月—次年1 月相關(guān)結(jié)果對比，2—3 月氣溫天數(shù)、氣溫均值與降雪判斷準(zhǔn)確率相關(guān)性有所降低。同時(shí)，在［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫天數(shù)增加，11月—次年1月降雪判斷準(zhǔn)確率呈增加趨勢，而2—3 月降雪判斷準(zhǔn)確率則呈下降趨勢。兩者差異原因在于：降雪判斷準(zhǔn)確率受氣溫、降雪天數(shù)2個(gè)變量控制。［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫升高，引起模型識(shí)別降雪天數(shù)下降，實(shí)際降雪天數(shù)也顯著減少，導(dǎo)致降雪判斷準(zhǔn)確率變化存在不確定性。即模型識(shí)別降雪天數(shù)下降速率高于實(shí)際降雪天數(shù)下降速率時(shí)，降雪判斷準(zhǔn)確率呈下降趨勢；反之，模型識(shí)別降雪天數(shù)下降速率低于實(shí)際降雪天數(shù)下降速率時(shí)，降雪判斷準(zhǔn)確率呈增加趨勢。

也就是說，中國南北過渡帶11 月—次年1 月受冷空氣影響，區(qū)域降溫幅度大，［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫降低，納入降雪與雨夾雪混合相態(tài)的溫度天數(shù)顯著增加，模型降雪識(shí)別準(zhǔn)確相對較高，增加了降雪判斷準(zhǔn)確的概率。對于2—3月而言，氣溫相對偏高，［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫降低效應(yīng)有限，模型降雪識(shí)別準(zhǔn)確率較低，增加了降雪誤判的概率。說明區(qū)域氣溫升高，對秦嶺南北秋末冬初模型降雪判斷準(zhǔn)確率影響相對較小，對冬末春初降雪識(shí)別準(zhǔn)確率影響較大。

對1970/1971—2019/2020 年［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫天數(shù)和氣溫均值變化趨勢分析發(fā)現(xiàn)，11月—次年1月秦嶺南北關(guān)鍵溫度區(qū)間氣溫天數(shù)呈現(xiàn)顯著下降趨勢，變化速率通過0.01 顯著水平檢驗(yàn)［圖8（a）］。其中，關(guān)中平原氣溫天數(shù)下降趨勢最快，變化速率為-1.74 d·（10a）-1，高于漢江谷地［-1.34 d·（10a）-1］和秦嶺南坡［-1.02 d·（10a）-1］。同時(shí)，關(guān)中平原和秦嶺南坡兩個(gè)區(qū)域關(guān)鍵溫度區(qū)間氣溫均值呈現(xiàn)顯著上升，而漢江谷地以代際波動(dòng)為主。特別是在近10 年，關(guān)中平原在［-2.0 ℃，2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫均值升高更為明顯，氣溫天數(shù)下降，這將降低濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法對降雪判斷的準(zhǔn)確率。

對于2—3 月而言，相比20 世紀(jì)70—80 年代，2000—2019 年，關(guān)中平原和秦嶺南坡納入［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫天數(shù)明顯減少，且在2000 年后呈現(xiàn)平穩(wěn)波動(dòng)；對于漢江谷地而言，氣溫天數(shù)呈現(xiàn)3 階段變化過程，即在1970—1988 年，氣溫天數(shù)呈現(xiàn)高位波動(dòng)，1988—2002 年經(jīng)歷了快速下降，2002—2019 年氣溫天數(shù)呈增加趨勢［圖8（b）］。在氣溫均值變化方面，2010—2019 年，關(guān)中平原、秦嶺南坡氣溫均值下降尤為明顯。

對應(yīng)表1 中2—3 月［-2.0 ℃， 2.0 ℃］范圍內(nèi)氣溫天數(shù)、均值與降雪判斷準(zhǔn)確率規(guī)律，近年來，關(guān)中平原、秦嶺南坡2—3 月［-2.0 ℃， 2.0 ℃］氣溫均值下降，氣溫天數(shù)平穩(wěn)波動(dòng)并有下降趨勢。以氣溫為主導(dǎo)作用，降雪誤判概率降低，即冬末春初關(guān)中平原、秦嶺南坡氣溫變化對模型適用性影響較??；但是，漢江谷地氣溫均值下降，氣溫天數(shù)增加，對降雪準(zhǔn)確率影響形成“反向作用”，將增加降雪類型判斷的不確定性。

綜上所述，氣候變暖對［-2.0 ℃， 2.0 ℃］氣溫區(qū)間影響具有復(fù)雜性。當(dāng)秋末冬初［-2.0 ℃，2.0 ℃］氣溫偏高時(shí)，降雪天數(shù)減少，模型降雪判斷準(zhǔn)確率將明顯下降；而冬末春初［-2.0 ℃， 2.0 ℃］氣溫偏低時(shí)，降雪天數(shù)空間變化呈現(xiàn)多樣性，增加了模型降雪判斷的不確定性。未來需要豐富氣溫響應(yīng)指標(biāo)，對［-2.0 ℃， 2.0 ℃］關(guān)鍵溫度區(qū)域響應(yīng)規(guī)律進(jìn)行分析，明確濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法的誤差來源。

4 結(jié)論與展望

基于秦嶺南北氣象站點(diǎn)逐日氣象觀測數(shù)據(jù)，本文從不同月份、不同溫度段、不同地理單元等3個(gè)視角出發(fā)，對濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法在中國南北過渡帶降雪類型判斷的適用性進(jìn)行研究。主要結(jié)論如下：

（1）秦嶺南北降雪相態(tài)的時(shí)空變化。受冬季風(fēng)、水汽輸送、山地地形和下墊面性質(zhì)等因素影響，秦嶺南北降雪主要集中在12 月—次年2 月，且從秋末冬初到冬末春初，降雪天數(shù)空間差異性逐漸增大，在2月達(dá)到空間分異的峰值。

（2）降雪判斷準(zhǔn)確率的月份差異性?；跐袂驕囟葎?dòng)態(tài)閾值法，判斷秦嶺南北降雪準(zhǔn)確率存在兩階段性。其中，在11 月—次年1 月，降雪判斷準(zhǔn)確率呈現(xiàn)“南北分異”的空間分布特征。關(guān)中平原和秦嶺山地，是降雪判斷準(zhǔn)確率的高值區(qū)；次年2—3月，降雪判斷準(zhǔn)確率空間分布呈現(xiàn)“東西分異”的特征，漢江流域上游、秦嶺山地西段、關(guān)中平原東部為降雪判斷準(zhǔn)確率的高值區(qū)。

（3）降雪判斷準(zhǔn)確率的溫度差異性。［-2.0 ℃，2.0 ℃］氣溫區(qū)間，降水處于固態(tài)和液態(tài)轉(zhuǎn)化階段，是秦嶺南北降雪類型判斷準(zhǔn)確的關(guān)鍵溫度區(qū)間。當(dāng)區(qū)域強(qiáng)烈降溫至0 ℃以下，濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法，可準(zhǔn)確地識(shí)別11 月—次年1 月秦嶺南北降雪類型。尤其是可較好識(shí)別出關(guān)中平原、秦嶺山地和漢江流域上游的降雪類型。

（4）降雪判斷準(zhǔn)確率判斷不確定性。［-2.0 ℃，2.0 ℃］范圍內(nèi)，氣溫天數(shù)、冷暖變化對氣候變化具有復(fù)雜性，增加了秦嶺南北降雪類型判斷準(zhǔn)確的不確定性。當(dāng)［-2.0 ℃， 2.0 ℃］區(qū)間氣溫偏高時(shí)，區(qū)域降雪天數(shù)顯著減少，秋末冬初（11 月—次年1 月）降雪判斷準(zhǔn)確率呈現(xiàn)降低趨勢。對冬末春初（2—3月）而言，［-2.0 ℃， 2.0 ℃］區(qū)間氣溫偏低時(shí)，空間上耦合關(guān)中平原降雪天數(shù)平穩(wěn)波動(dòng)，漢江谷地降雪天數(shù)增加，導(dǎo)致區(qū)域降雪判斷誤差機(jī)制呈現(xiàn)復(fù)雜化。

關(guān)于濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法在中國南北過渡帶降雪相態(tài)判斷適用性的研究，未來需要關(guān)注冬季降水相態(tài)的時(shí)空差異性。隨著氣候變化與區(qū)域響應(yīng)研究的深入，降雪、降雨和雨夾雪對區(qū)域增溫的響應(yīng)成為學(xué)界關(guān)注的熱點(diǎn)。特別需要關(guān)注的是，近年來，北極海溫逐漸升高，形成“暖北極—冷歐亞”模態(tài)，造成歐亞大陸頻繁遭受冷空氣侵襲［32］，中國東部地區(qū)春季極端低溫事件頻次和強(qiáng)度均有所增加［33］。本文從不同月份、溫度段和地理單元，證實(shí)了濕球溫度動(dòng)態(tài)閾值法對11 月—次年1 月秦嶺南北降雪類型的適用性，未來需要關(guān)注“暖北極—冷歐亞”模態(tài)，理解東亞氣溫前冬與后冬反相變化特征［34］，挖掘秦嶺降雪判斷準(zhǔn)確率空間格局分異環(huán)流機(jī)制。

此外，日平均氣溫在0 ℃附近波動(dòng)，是雨雪相態(tài)判斷的難點(diǎn)。對于降雪相態(tài)判斷關(guān)鍵溫度區(qū)間，不同客觀雨雪相態(tài)判斷方法敏感區(qū)域可能不同。本文識(shí)別降雪誤判敏感溫度區(qū)間為：［-2.0 ℃，0.0 ℃］，其他客觀雨雪相態(tài)判斷方法是否縮小誤差范圍尚有待驗(yàn)證；不同的區(qū)域的降雪誤判敏感溫度區(qū)間是否存在空間差異，也是值得研究的方向。在未來，需要對比多種客觀雨雪相態(tài)判斷方法在秦嶺南北相態(tài)的敏感溫度區(qū)間的時(shí)空差異性，為更好理解冬季降水與氣候變化響應(yīng)規(guī)律提供理論基礎(chǔ)。

致謝： 感謝中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)提供的基礎(chǔ)氣象數(shù)據(jù)支持，感謝中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院趙求東老師對本文濕球溫度閾值法程序編寫提供的幫助。