夏季高原衛星資料切變線研究

李薛金， 陳科藝， 張 杰

(1.成都信息工程大學大氣科學學院高原大氣與環境四川省重點實驗室，四川成都610225;2.中國人民解放軍93719部隊，內蒙古內蒙古土默特左旗，010112;3.中國人民解放軍成都軍區空軍氣象中心，四川成都610041)

0 引言

青藏高原由于獨特的地理位置和地形環境，形成其特有的高原天氣系統，何光碧等［1］指出高原低渦和切變線就是高原特殊地形條件下形成的典型天氣系統。在1977年和1978年，青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組分3個階段進行了拉薩會戰，研究了夏半年青藏高原500毫巴低渦、切變線，對其結構，生成和發展做了天氣學及動力學的分析［2］。羅四維［3］系統的分析了青藏高原及其臨近地區的幾類天氣系統，總結這幾類系統所產生的天氣特征。在強對流天氣的研究方面，葉篤正等［4］通過分析高原對流活動的日變化，發現高原清晨的對流活動比較薄弱，深厚對流出現在下午，日變化非常顯著。而高原夜間的對流云也比較旺盛，尤其是夜間云頂輻射冷卻造成云上的層結不穩定，使積雨云得以發展，從而產生夜雨。朱克云等［5］分析了近30年西藏地區雷暴變化特征，結果亦表明西藏地區以午后熱力短時雷暴為主，雷暴特征存在空間分布特征，拉巴次仁等［6］也進一步分析了西藏地區雷暴的空間特征及變化周期。

引起這些強對流天氣的原因有很多，而高原上的切變線就是其中一種。在高原上形成切變線主要有2種原因，一種是動力性、持續時間長、由大的天氣系統引起，這一類切變線容易觀測;而另一種是由于高原的午后熱力條件形成，突發性強，主要是對后者進行研究。高原切變線的研究已經開展了60余年，何光碧［7］根據高原切變線的特征，進一步將高原切變線劃分為橫切變線和豎切變線，分析了各自的動力熱力特征，并回顧了自上世紀50年代開始的高原切變線的研究［8］，但主要著眼于個例研究和總結，并未研究其統計特征。由于高原地形復雜，測站多集中在東南部，很難有完整的觀測資料，尤其是像強對流這種時間尺度較小的天氣，測站資料不能提供很好的數據。但是在時間和空間上衛星資料就比較完整，鮑玉章［9］利用1974～1980年7年6～9月152次中雨以上降水的衛星云圖資料，著重分析了91次西藏高原切變線云系中雨以上降水過程的衛星云圖形態和造成中雨以上降水的高原南部和北部云系侵入高原的路徑，從而覓求造成西藏高原中雨以上降水的切變線云系的衛星云圖，以便于高原天氣分析和預報中使用，但當時的衛星云圖的分辨率比較低，因此分析不如現在精細。何光碧［7］利用高空觀測資料，地面降水資料和TRMM衛星資料對2000～2007年的高原低渦切變線進行了普查分析，對高原切變線出現的個例數目，活躍月份等有了新的認識，此外何光碧等［10］利用測站資料，再分析資料以及風云衛星紅外亮溫觀測資料對2007～2009年3次夏季高原切變線過程的熱力動力演變特征及其對降水的影響進行分析。文中利用由成都信息工程大學實習臺提供的2007年、2008年6～9月的FY-2衛星云圖資料分析高原切變線，從而得出其對應的對流發展情況，然后用西藏自治區氣象臺提供的相應的觀測資料予以證實，最后提取天氣學模式，為高原上的強對流預報等提供參考，可彌補高原上測站少，資料少的不足。

1 資料和方法

所用資料為成都信息工程大學大氣科學學院實習臺接收的FY-2號C星云圖資料，以及西藏自治區氣象局提供的西藏地區38個觀測站點2007～2008年地面觀測雷暴資料，對照分析了2007～2008年500 hPa天氣圖上高原切變線生消位置和2007～2008年雷暴發生消亡同時段的衛星云圖。對天氣圖上有切變線，衛星云圖上有對流云、地面觀測實況有雷暴進行對比歸納分析，總結近50個高原切變線個例，并提取其典型特征:

(1)根據衛星云圖，由于在夏季對流多發生在午后和晚上，可見光云圖的應用受到很大限制，所以多用紅外云圖分析高原上云系的特征，從云系表現的特點和移動情況判斷導致這種云系相應的天氣系統(切變線);

(2)根據以上分析做出判斷，分析對流發展的特征;

(3)從高空形勢圖以及地面觀測資料對以上判斷予以證實;

(4)提取高原上切變線的天氣學模式。

最后對所得的結果進行歸納總結。

2 切變線的衛星資料研究

在夏季，高原是一個巨大的熱源，尤其是在午后，地面受太陽輻射劇烈升溫，常在近地層形成絕對不穩定層結，使對流容易發展。

夏季高原上的切變線，常伴隨有對流性天氣。切變線的形成大致有2種方式，一種是受天氣系統影響形成的，這類切變線容易被觀測到;另一種是由高原的熱力作用形成，突發性強，這一類多在午后開始形成發展，到晚上20時左右達到旺盛，在次日凌晨逐漸消散。這種由于熱力作用形成的切變線為文中研究的主要內容，經過普查天氣資料，將篩選出的近50個高原切變線個例進行分析和歸納總結，根據其形成過程，云帶特征及移動特點可以分為2大類，緩慢東移型切變線和沿江切變線，分別以典型個例進行說明。

2．1 緩慢東移型切變線

夏季午后，高原上由于地表強烈的加熱作用，很容易形成對流，在一定的天氣背景下，會發展成為切變線。這類切變線剛開始時在紅外云圖上可以看到有零星對流出現，后逐漸加強，分別合并成為南北2個云帶，在發展的過程中向中間聚攏，到晚上20時左右達到最強，出現大范圍的積雨云區，水汽圖上顯示中高層水汽充足。該天氣系統于次日凌晨逐漸消散，整個過程緩慢向東南方向移動，且伴隨有降水，以2008年7月11～12日個例為代表進行說明。

2.1.1 衛星資料分析

首先從衛星云圖上分析2008年7月11～12日的切變線過程。圖1顯示了2008年7月11～12日的紅外云圖上對流云的發展情況。午后14時，青藏高原中南部個別地方在紅外云圖上表現的色調較深，結合同一時刻的相當黑體亮溫圖(圖2a)，可知此時云頂發展比較高，云頂溫度較低，高原上有零星對流發展，但整體強度不是很強。下午16時，由于高原的持續熱力作用，對流逐漸加強，如圖2(b)，相當黑體亮溫達到-53℃的低值，紅外云圖2(c)上，南北兩塊對流云塊向中間聚攏，切變線開始形成。

圖1 2008年7月11～12日紅外云圖顯示的對流云團的演變過程

圖2 云頂相當黑體亮溫圖及紅外云圖

晚上20時，相當黑體亮溫圖上出現-73℃的低值區(圖3a)，可見對流發展相當旺盛。在紅外云圖上(圖3b)，云團連成片，色調很深，云帶尺度達4～6個緯距，在帶狀云系上出現有直徑幾百公里的白亮的“橢圓形”積雨云團，判斷該云系為切變線云系。水汽云圖上顯示(圖略)，這里中高層水汽充足，由于切變線的存在，使得水汽無法向北側輸送，因此切變線北側水汽很少。到次日08時，相當黑體亮溫值已經升高，紅外云圖上對流云團色調變淺，位置逐漸東移，對流云團基本消散(圖略)。

圖3 云頂相當黑體亮溫圖及紅外云圖

圖4顯示的是高低層輻散場，低層輻合，散度為負，高層輻散，散度為正，由此判斷有利于垂直運動發展，另外根據水汽通量散度場可知在低層有水汽輻合(圖5)。由以上分析可得:紅外云圖色調很深，云頂相當黑體亮溫低，云體發展旺盛;低層輻合、高層輻散對應有上升運動;水汽圖上中高層水汽充足，低層水汽輻合，這些均滿足降水條件。

圖4 2008年7月11日20時散度場

圖5 2008年7月12日08時水汽通量散度場和紅外云圖

由衛星資料分析可知，高原上一開始有零星對流出現，后逐漸加強形成南北兩個云團，并向中間聚攏，根據紅外云圖的色調、尺度、形狀等特征以及水汽圖像可以判定為切變線云系，并從若干條件分析出該處滿足降水條件，下面將利用測站觀測資料予以分析驗證。

2.1.2 觀測資料驗證

早上08時，高原上沒有穩定的大型天氣系統，中國北部有一槽，高原處于一高壓前側，東部有一高壓，北側為偏西氣流。這種形勢有可能形成突發性的切變線，晚上20時，高原上的高壓分裂為2個小高壓，在2個高壓之間形成一條切變線(圖6)。

圖6 2008年7月11日500 hPa高空形勢

結合地面觀測資料，14時對流剛開始零星出現時，伴隨有小陣雨出現，下午對流繼續發展加強時，降水一直維持，晚上20時，對流發展相當強盛，出現大片的積雨云區，降水強度增大，個別地方出現雷暴(圖7)。至12日08時，隨著切變線的東移減弱，對流云團逐漸消散，但仍有弱的對流存在，在這些區域，降水仍在持續。這次切變線過程給高原上帶來了可觀的降水(圖 8)。

圖7 2008年7月11日20時紅外云圖和地面觀測資料

圖8 2008年7月12日08時24小時累積降水量圖

從觀測資料的分析可知，基于衛星云圖資料判斷的云型是正確的，500 hPa圖上確實有東移性切變線存在，地面測站觀測到降水，雷暴等強對流天氣的發生，在晚上20時云體發展的旺盛時刻，地面上觀測到有大片的積雨云區，由24小時累積降水量圖上可知這次切變線過程給高原上帶來了可觀的降水。

2.1.3 東移型切變線的天氣學模式

總結這次東移型切變線過程發現，首先從紅外云圖以及相當黑體亮溫圖上可以看到，高原上剛開始出現零星對流，隨后相當黑體亮溫逐漸降低，對流加強，在16時可以清楚地看到南北兩塊云團向中間聚攏，后連成片，且對流發展很旺盛。水汽圖上顯示中高層水汽充足，水汽通量散度場上低層有水汽輻合，滿足降水條件。云帶尺度達4～6個緯距，在帶狀云系上出現有直徑為幾百公里的白亮的“橢圓形”積雨云團，后又繼續向東南方向移動，逐漸消散，由此判定該云帶為切變線云系。

再根據觀測資料，早晨08時，高原上有一高壓，到晚上20時分裂為2個小高壓，高壓之間為切變線，對流在切變線的南側。在對流剛開始形成時，就有小陣雨，待對流發展旺盛時，部分地方出現雷暴，在切變線東移消散過程中降水持續，整個過程給高原帶來了可觀的降水。

圖9 東移型切變線天氣學模式

綜上所述，東移型切變線天氣學模式如圖9所示，圖9(a)是生成階段，零星出現弱對流;圖9(b)是發展階段，對流加強，南北云團向中間聚攏，切變線開始形成;圖9(c)是旺盛階段，在切變線南側出現大片積雨云區，并伴隨有降水，雷暴等強對流天氣;圖9(d)是消散階段，零星地區仍伴隨有降水;在整個過程中，高原切變線不斷東移減弱，為高原上帶來大量降水。

2．2 沿江切變線

夏季午后，高原上地表的強烈加熱作用，由于沿雅魯藏布江地區水汽豐富，有利于對流天氣的形成。沿江切變線或生成于早晨08點，或隨著對流云的形成而產生，一開始也是有弱對流出現，后逐漸加強，在紅外云圖上不同于東移型切變線的南北2個云塊向中聚攏，而是在沿江地帶局地發展加強，晚上20時左右達到最強，同時伴隨出現積雨云區，但整體強度較東移型弱，中高層水汽充足，到次日凌晨云團逐漸消散，整個過程降水系統移動較少，并伴隨有一定強度的降水，這里以2007年9月1～2日個例為代表進行說明。

2.2.1 衛星資料分析

首先從衛星云圖上分析2007年9月1～2日的切變線過程。圖10顯示了2007年9月1～2日的紅外云圖上對流云的發展情況。9月1日15時的紅外云圖上可見高原東南部一些地方色調較深，結合云頂相當黑體亮溫，可以判斷有弱對流產生。17時，相當黑體亮溫值降低，對流發展，色調加深(圖10b)，對流發展增強。20時，紅外云圖上色調深的區域變寬，緯向尺度達4個多緯距，由云圖動畫(略)可知該云團是在高原上沿雅魯藏布江區域形成的，移動性較弱，有積雨云團形成，判定為高原上的沿江切變線云系(圖11)，且從水汽圖上可知這里中高層水汽充足。至次日凌晨2時，相當黑體亮溫低值區范圍縮小，紅外云圖色調深的地方也減少，對流消散。

圖10 2007年9月1～2日紅外云圖顯示的對流云團的演變過程

圖11 2007年9月1日20時紅外云圖

圖12為20時的輻散場，低層有輻合運動，高層輻散，有利于上升運動發展。綜上所述:紅外云圖上云體色調深，云頂相當黑體亮溫值低，云頂發展很高;低層輻合、高層輻散有利于發展上升運動;水汽圖上顯示中高層水汽充足，這些均有利于降水的形成。

由上面的衛星資料分析可知，午后高原上開始有弱對流出現，后逐漸加強連成片，到晚上20時達到最強，根據紅外云圖的色調、尺度、形狀等特征以及水汽圖像和系統的移動特征可以判定為沿江切變線云系，并從若干條件分析得出這里滿足降水條件，下面利用測站觀測資料予以分析驗證。

圖12 2007年9月1日20時散度場

2.2.2 測站資料驗證

如圖13所示，在9月1日早晨08時，高原上就存在切變線，切變線位于2個高壓之間，到晚上20時，切變線基本沒有移動，其北側為一小高壓。結合地面觀測資料，下午14時，高原上有弱的對流形成，個別地方有陣性降水，下午17時，對流發展，紅外圖上云體色調加深，降水增加，個別地方出現雷暴，到晚上20時，高原上出現大范圍積雨云區，降水仍在持續，個別地方觀測到雷暴(圖14)，至2日02時，對流云團消散，但仍有局部對流存在，這些區域降水依然維持，由地面測站資料證實了此次切變線過程。另外500hPa高空形勢圖顯示，早上08時就有切變線存在，午后的強烈的地面加熱使得對流出現，整個過程伴隨有降水，雷暴等強對流天氣。

圖13 2007年9月1日08時和20時500hPa高空形勢

圖14 2007年9月1日20時紅外云圖

2.2.3 沿江切變線的天氣學模式

總結這次沿江切變線天氣過程可以發現，首先從紅外云圖上云團的演變(圖10)看到自午后開始，從對流形成發展到最后消散，切變線整體移動較少，結合相當黑體亮溫可見，高原上開始時出現弱對流，隨后相當黑體亮溫逐漸降低，對流進一步發展，17時對流逐漸發展加強連成片，到20時達到鼎盛，水汽圖上顯示中高層水汽充足，有利于降水形成，此時云帶尺度達4個多緯距，沒有明顯的邊界，之后逐漸減弱消散。

再根據觀測資料，早晨08時，高原上有切變線存在，其南北各有一高壓，晚上20時切變線基本沒有移動，對流云團位于切變線的南側。在對流云團剛開始形成時，有小陣雨產生，待對流發展旺盛時，個別地方出現雷暴，在切變線消散過程中存在對流云團的區域降水仍然持續，此次過程給高原帶來了一定量的降水。

圖15 沿江切變線的天氣學模式

總結天氣學模式如圖15所示。圖15(a)是生成階段，高原上有弱對流出現;圖15(b)是發展階段，對流加強，云團范圍擴大，切變線開始形成;圖15(c)是旺盛階段，在切變線南側出現大范圍積雨云區，并伴隨有降水，雷暴等強對流天氣;圖15(d)是消散階段，在消散過程中對流云團未完全消散的區域仍伴隨有降水;整個過程中，沿江切變線基本沿雅魯藏布江一線，移動較少。

3 結束語

高原上造成降水雷暴等強對流天氣的因素很多，分析了夏季高原上切變線天氣系統帶來的強對流天氣，高原上切變線的形成，一種是由大的系統發展變化引起的，另一種是由于高原地表強烈的熱力作用引起，由于前者易于發現，后者突發性強，著重分析后者。

通過普查2007～2008年的Micaps資料篩選出了高原上的近50個切變線個例，并根據其典型特征將其分為東移型切變線和沿江切變線。首先應用衛星資料，通過紅外云圖和相當黑體亮溫圖分析高原上云的特征，由水汽云圖判斷中高層的水汽狀況，綜合其表現的特征判斷高原上的對流云系屬于切變線云系。繼而從高空形勢圖上(500 hPa圖)分析高原上確實有切變線存在，結合地面觀測資料分析對流的演變狀況，對基于衛星資料的判定予以證實，最后，對提取夏季高原上由熱力作用引起的切變線的天氣學模式。

東移型切變線的生成階段，高原上零星出現弱對流，并伴有弱的陣性降水;發展階段，對流加強，云塊連成片，南北云團向中間聚攏，切變線開始形成;旺盛階段，在切變線南側出現大片積雨云區，并伴隨有降水，雷暴等強對流天氣;消散階段，對流逐漸消散，并仍有局部降水持續。沿江切變線的生成階段，有弱對流出現，個別地方有降水;發展階段，對流加強，云團范圍擴大，切變線開始形成，個別地方出現雷暴;旺盛階段，在切變線南側出現積雨云區，并伴隨有降水，雷暴等強對流天氣;消散階段，對流逐漸消散，部分地區仍伴隨有降水。兩類切變線均能給高原地區帶來一定的對流性降水，但東移型切變線從生成到消散，云形變化較大，且系統移動性大，而沿江型切變線云形變化較小，系統移動性也較小，主要表現為局地變化，由于沿江型切變線的水汽主要來源于雅魯藏布江，因此降水量較東移型切變線小。

高原上測站稀少，無法滿足觀測中小尺度天氣系統的時間分辨率和空間分辨率的要求，而靜止衛星資料比較完整，能夠對中小尺度系統進行連續觀測，出發點就是在提取切變線的天氣學模式后，可以根據衛星云圖對高原上的切變線云系所引起的對流做出預報，從而彌補測站資料少的不足，提高高原上的天氣預報的準確性。

［1］ 何光碧，高文良，屠妮妮.2000-2007年夏季青藏高原低渦切變線觀測事實分析［J］.高原氣象，2009，28(3):549-555.

［2］ 青藏高原氣象科學研究拉薩會戰組.夏半年青藏高原500毫巴低渦切變線的研究［M］.北京:科學出版社，1981:13-15.

［3］ 羅四維.青藏高原及臨近地區幾類天氣系統的研究［J］.高原氣象，1989，8(2):2.

［4］ 葉篤正，高由禧.青藏高原氣象學［M］.北京:科學出版社，1979:74-82.

［5］ 任景軒，張杰，朱克云，等.近30年來西藏地區雷暴變化特征分析［J］.氣象科技，2011，39(3).

［6］ 拉巴次仁，來志云，索朗白瑪，等.近40年來西藏地區雷暴事件的時空變化特征［J］.高原氣象，2014，33(4).

［7］ 何光碧，夏季青藏高原不同類型切變線的動力熱力特征分析［C］，《S4青藏高原及鄰近地區天氣氣候影響》，2011.

［8］ 何光碧，高原切變線研究回顧［J］.高原山地氣象研究，2013，(1).

［9］ 鮑玉章，西藏高原切變線云系中雨以上降水的衛星云圖分析［J］.成都信息工程學院學報，1990，(4).

［10］ 何光碧，師銳.三次高原切變線過程演變特征及其對降水的影響［J］.高原氣象，2014，(3).

［11］ 李國平.青藏高原動力氣象學［M］.北京:氣象出版社，2002:1-3.

［12］ 王丕誥，劉宗義，張開斗.應用衛星氣象學［M］.北京:中國海洋大學出版社，2004:35.

［13］ 朱乾根，林錦瑞，壽紹文，等.天氣學原理［M］.北京:氣象出版社，2007:114-164.

［14］ 魏鳳英.現代氣候統計診斷與預測技術［M］.北京:氣象出版社，2007:63-140.