溫帶氣旋和梅雨鋒的衛星云圖特征

許健民

（國家衛星氣象中心，北京 100081）

0 引言

本文以2020年的幾次天氣過程為例，介紹氣旋和梅雨鋒的衛星云圖特征。中緯度氣旋（以下簡稱氣旋）是業務天氣預報最常遇到的天氣系統。 Schultz等總結了過去100年以來國際氣象學界對氣旋的結構、演變和動力學進行不懈探索的歷史和成就，認為中緯度氣旋是氣象研究工作的中心；該文章指出：氣旋不是一件東西，而是一種過程。地面天氣圖上的低壓系統，是通過一系列動力和熱力過程形成和發展起來的，其中重要的物理過程有：位渦守恒、斜壓不穩定、鋒生以及它們之間的非線性相互作用、非絕熱加熱等。由于位勢渦度守恒，當對流層上部的高空槽移到對流層下部的殘留斜壓帶上面時，就會觸發一次新的氣旋生過程。Charney的斜壓不穩定理論指出，斜壓天氣過程誘發氣旋生有環境的經向溫度梯度和系統的尺度兩方面的臨界條件。波長為2800 km左右的Rossby波最有利于誘發斜壓氣旋生，所以在衛星云圖上與發展中氣旋相伴的葉狀云系都是這個大小。經向溫度梯度即平均緯向氣流中的斜壓性，主要來自太陽輻射隨緯度變化的不均勻分布。除此以外，氣流的匯合鋒生也會使某個地方的經向溫度梯度顯著提升。Hoskins等假定在沿鋒面的方向氣流是地轉的，而在垂直于鋒面的方向存在非地轉風；他們得到了一個可以用緯向風或者溫度梯度求出穿越鋒區非地轉環流的半地轉方程組，方程組中系數的空間變化和交叉導數使次級環流發生扭曲，產生鋒生。半地轉理論構劃出了更加符合實際的氣旋發展演變過程概念模型。這些物理過程的概念可以在有關的教科書中查到，詳見本文所列舉的

參考文獻

。天氣預報人員建立診斷、分析和預報思路時，要以與天氣系統發生、發展有關的物理過程為線索。

衛星云圖出現以后，Carlson通過分析大量資料，總結出氣旋的概念模型。該模型是預報員分析中緯度天氣尺度系統的有用工具。Carlson指出：氣旋是三支來自不同方向氣流（暖輸送帶、冷輸送帶、干帶）的匯合；氣旋中云和降水的分布與大氣的三度空間結構和運動密切相關。本文簡要介紹Carlson的概念模型和有關物理概念，并以2020年的天氣過程為例分析其云圖特征，分別討論氣旋、緯向型和經向型梅雨鋒雨帶，提示分析和診斷要點，以期能夠對預報思路要點有所啟示。

1 氣旋云系發展過程的概念模型以及幾個有關的物理過程

氣旋云圖特征的識別既簡單又復雜，其簡單之處在于氣旋的概念模型己經揭示了氣旋的外觀表現、三度空間結構、運動和發生發展過程；其復雜之處在于每一個氣旋都不一樣，這與當時、當地系統周邊的環流、水汽、太陽輻射、下墊面、地形等許多因素有關系。為了用云圖分析天氣系統，不僅要了解有關天氣系統結構和行為的基本特征，還需要熟悉有關物理過程和地理條件的基本知識。回顧氣旋云系發展過程的概念模型，有助于理解云圖上的云如此分布的原因。

1.1 歷史上的氣旋概念模型

圖1是Shaw 于1911年提出的氣旋概念模型。當時Shaw已經注意到溫帶氣旋是三支氣流的匯合。在低壓中心的東北側有自東向西流動的上升冷空氣，其中有降水；在低壓中心的東南側有匯合的暖空氣，其中也有降水；在低壓中心的西南側有從西邊過來的冷空氣取代其前面的暖空氣時，才有降水。Shaw的氣旋概念模型從現在的角度來看，仍然是對的。

圖1 Shaw的氣旋模型[1] Fig. 1 The cyclone model of Shaw[1]

圖2是Bjerknes 提出的氣旋模型。Schultz等認為Bjerknes的貢獻在于指出了與溫度不連續有關的鋒面和氣旋的三度空間結構、氣旋后面的槽對氣旋生的作用。

圖2 Bjerknes的氣旋模型[1] Fig. 2 The cyclone model of Bjerknes[1]

氣旋和鋒面是伴生發展的，兩者發生的先后順序不是確定的。Hoskins認為：在沿鋒線的方向，鋒面是天氣尺度系統，氣流遵循準地轉規律；而在與鋒線垂直的方向，鋒面是中尺度系統，氣流的非地轉分量非常大，Hoskins把這樣的過程稱為半地轉過程。用半地轉過程的概念模擬出的氣旋發展概念模型如圖3所示。圖3中出現了兩個鋒生特別強烈的氣旋發展區：一個是沿著從氣旋中心向南伸展的冷鋒，另一個是沿著從氣旋北到東北方向發展中的暖鋒。鋒面云系主要形成在這些狹窄的鋒生區中。另外，在暖鋒鋒生區向低壓中心延伸的地方，有一條鋒消帶。在鋒生區里產生并不斷呈氣旋式向氣旋內部平流過來的云，有時會因這條鋒消帶而蒸發。半地轉概念模型是對挪威學派氣旋概念模型的重要發展，并對業務天氣預報有指導意義。下文所列舉的氣旋發展實例，就符合這樣的概念模型。

1.2 Carlson的氣旋云系發展過程概念模型

圖4是氣旋云系發展過程的概念模型示意圖。圖4a 顯示了氣旋不同發展階段云系的邊界輪廓。其中用實線表示的邊界1是氣旋初生階段葉狀云的邊界輪廓，此時葉狀云的極地一側邊界己經顯出兩種不同的曲率。在向極地一側凸起的云帶里，暖濕空氣正在它極地一側的冷空氣墊子上爬升；而在向赤道一側凹陷的云帶的北側，干冷空氣正在入侵下沉。用虛線表示的邊界2是氣旋發展階段逗點狀云的邊界輪廓，此時地面低壓中心己經形成。低壓中心極地一側的偏東風把云向西邊吹，云系靠近極地的部分向西伸展，使云系的輪廓演變成為逗點狀。用點線表示的邊界0是氣旋已經發展到了成熟期，云系圍繞氣旋中心向西、甚至向西南方向延伸。3是一個晴空區，它代表與誘發氣旋生高空短波槽相伴的干冷空氣正在暖輸送帶和冷輸送帶交匯的地方切入氣旋的逗點狀云系。

圖4 Carlson的氣旋云型概念模型[4] （a）中緯度波狀擾動的盾狀云系示意圖；（b）穿越中緯度氣旋的三度空間氣流示意圖； （c）氣旋中心北側一個東西向的垂直剖面圖 Fig. 4 The cyclone model of Carlson[4] (a) Schematic diagram of shield cloud system with wavy perturbations at mid-latitudes, (b) Schematic diagram of threedimensional air flow through a mid-latitude cyclone, (c) An east-west vertical profile on the north side of the cyclone centre

圖4b是氣旋成熟階段的三度空間氣流俯視圖。圖4b指出，發展階段的氣旋是來自不同方向三支氣流的匯合，這三支氣流分別是：暖輸送帶、冷輸送帶和干帶。

暖輸送帶從氣旋暖扇區里的對流層下部出發，先是沿冷鋒的前緣上升，隨后在暖鋒上繼續爬升，上升到對流層的中上部時，隨那里的環境西風氣流轉向東流出。暖輸送帶的上游（西）側邊界是光滑、銳利的，邊界兩側圖像亮度的反差大；而它的下游東側、東南側有羽毛狀的多方向外流卷云，這種羽毛狀外流卷云的細微結構是尖銳的，而不是模糊的，流出的高云云量逐漸減少直至消失。這樣的外觀表現說明在暖輸送帶的上（下）游邊界處，氣流有流入（出）云系的分量。

冷輸送帶起源于暖鋒極地一側的冷空氣內部，暖鋒降水使這里的空氣潮濕，地面低壓形成后，氣旋中心北側對流層下部有東風上升氣流，帶動冷輸送帶云從暖輸送帶云的下面向西伸展并露出，云的外觀輪廓隨即從葉狀轉變成為逗點狀。從圖4b上可以看到，冷輸送帶云上升到對流層中上部后，也隨那里的環境西風氣流轉向東流出。

圖4b上的第三支氣流是干帶，它代表對流層上部觸發氣旋生的高空短波槽，在水汽圖像上表現為一條南側伴有急流的干（暗）帶。如果水汽圖像上的干（暗）帶南側有一條急流與之相伴，并且隨時間的延長變得越來越暗，那么它是活躍的，被稱為動力干帶，代表對流層上部一個發展中的高空短波槽或正位渦異常。當對流層上部的正位渦異常，向東移動到對流層下部殘留鋒區上空時，氣旋生被誘發。水汽圖像上暗區很多，其中在南側沒有急流相伴的暗區是不活躍的，不能代表不穩定的高空短波槽，沒有重要的天氣意義。

圖4c是東西向垂直剖面圖，剖面位于氣旋中心的北側，視點為由南向北看。這幅圖與俯視圖（圖4b）配合，更能看清楚氣旋以及其中三條輸送帶的三度空間結構。圖中用LSW/LSC（Limiting Streamlines for Warm (Cold) Conveyor Belts）標志的圓點線，代表剖面圖上暖（冷）輸送帶流線的西部邊緣。暖（冷）輸送帶流線指向圖的里面（西面），它們都有上升分量。鋸齒線是冷、暖輸送帶之間的分界。dry是干帶，也指向圖的里面。

1.3 對稱斜壓不穩定

地球上流體垂直位移的不穩定性被稱為靜力不穩定。在旋轉的地球上，流體水平位移的不穩定性被稱為慣性不穩定。靜力不穩定和慣性不穩定的條件都極其苛刻，難以滿足。對稱不穩定理論（Holton和Harkim，2019）認為：如果在經向垂直剖面圖上，等

θ

面的坡度比等

M

面更大，那么大氣就是對稱不穩定的。在討論對稱不穩定時，靜力和慣性兩種穩定度仍然是穩定的：對于靜力穩定度而言，

θ

仍然是上高下低的，但等

θ

面向高緯度冷、低緯度暖的方向偏時，才會豎起來；對于慣性穩定度而言，等

M

面仍然是低緯度大、高緯度小，只是等

M

面要向上面大、下面小的方向偏時，才會躺平。這兩種情況都需要有斜壓性。等

θ

面的坡度如果比等

M

面更大，就能達到對稱不穩定的條件。

1.4 非絕熱加熱對天氣形勢的反饋

考慮非絕熱加熱和摩擦力，

θ

坐標系里的位勢渦度因為受到非絕熱加熱、摩擦、側向渦度造成的位勢渦度而改變。非絕熱加熱的垂直變化對位勢渦度的影響表現為：在非絕熱加熱最大層面以上，大氣獲得負的位勢渦度，環流出現反氣旋性轉變；在非絕熱加熱最大層面以下，大氣獲得正的位勢渦度，環流出現氣旋性轉變；在非絕熱加熱最大層的高度，上升運動最大。

大氣受到的非絕熱加熱有兩種。一種是可感熱加熱：由于邊界層內的湍流把地表獲得的多余太陽輻射能量輸入大氣。可感熱加熱主要發生在行星邊界層里，行星邊界層的厚度可以從地面到30～3000 m的高度。西藏高原的地面高度在600 hPa上下，所以來自西藏高原地面的可感熱可以直接加熱當地的對流層中上部大氣。另一種非絕熱加熱是潛熱加熱：深對流活動相伴的潛熱釋放，可以直接加熱400 hPa上下的對流層上部大氣。在西藏高原及其以東地區，這兩種非絕熱加熱都對大氣環流和天氣形勢有重要的影響。西藏高原可感熱加熱使中國東部地區季風雨帶持續，深對流活動相伴的潛熱釋放造成時間尺度為兩周左右的天氣形勢低頻振蕩。

圖5表示西藏高原上空受到加熱時，在對流層上部出現一個反氣旋，在對流層下部出現一個氣旋，在對流層中部有上升運動的情況。從初夏季節（即5月中下旬）開始，西藏高原上空就已建立起一個反氣旋脊。這個反氣旋脊一旦建立起來，中國的季風降水馬上會變得非常猛烈，而且雨帶的位置和走向一直伴隨著它，其原因可以從圖5中得到解釋 。

圖5 西藏高原上空的加熱有利于在對流層上部出現一個反氣旋[7] Fig.5 Heating over the Tibetan Plateau is conducive to an inversion in the upper troposphere cyclone [7]

2 氣旋的云圖特征

圖6～圖11是2020年8月10—15日的風云四號氣象衛星10.8 μm長波紅外、7.1 μm中層水汽以及對流層中下部的天氣圖，這些圖展示了一個蒙古氣旋的生命史。

2.1 2020年8月10—14日蒙古氣旋發生前的環流形勢和云圖特征

在8月10日12時（世界時，下同）的500 hPa圖（圖6d）上，對流層中部中國周邊的大范圍環流形勢呈元寶狀：北邊從東北伸向華北有一個長波槽，在北支長波槽的后面，氣壓場的形勢總體呈西高東低，西北風急流從咸海向東南一直伸到華北；南邊從西藏高原中部伸向印度有一個南支長波槽，在南支長波槽的前面，氣壓場的形勢總體呈西低東高，西南風急流從印度向東北一直伸到寧夏。這樣的元寶狀環流形勢說明：在中國中西部地區，存在大范圍氣流的匯合，在南北兩支大范圍氣流匯合的地方，基本氣流的斜壓性增大。所以這種元寶狀的環流形勢是氣旋生的先兆形勢。當500 hPa圖上出現元寶狀環流形勢時，預報員要非常警覺，未來可能發生氣旋生。

觸發氣旋生的系統往往是對流層上部的一個斜壓不穩定的短波槽。這樣的觸發短波槽，在水汽圖像上表現為南側有急流相伴的干帶，即動力干帶。圖6c水汽圖像上，葉狀云凹陷部分的北邊有一個暗區，其南側與一支急流相伴。在這個個例中，圖6a上位于新疆的葉狀云系，其北側邊緣的曲率還比較小，但是可以察覺。葉狀云系在新疆中部有一個曲率拐點，從曲率拐點向東北一側，云系向北突出，說明有暖空氣向北爬升；向西南一側，云系向南凹陷，說明有冷空氣向南入侵。這樣的云系外貌像一片葉子，所以起名為葉狀云。葉狀云以及以后發展出來的逗點狀云系，是中緯度氣旋生的重要標志，說明此地有一個高空槽以及與之相伴的槽前上升、槽后下沉的非地轉氣流，或是此地冷暖空氣的匯合己經開始。

圖6 2020年8月10日12時（世界時，下同）的天氣圖 （a）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（b）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（c）FY-2G 6.9 μm水汽風；（d）500 hPa Fig.6 Weather map at 12:00 UTC (same below) 10 August 2020 (a) FY-4A 10.8 μm infrared image, (b) FY-4A 7.1 μm water vapor image, (c) FY-2G 6.9 μm water vapour motion wind, (d) 500 hPa

2.2 2020年8月10—14日蒙古氣旋葉狀云振幅加大和地面氣旋中心形成

8月11日12時，這個葉狀云系移到中蒙邊界附近，曲率拐點在甘肅，其東北方向云系的曲率比前一天大大增加，說明系統在迅速發展中。在圖7上可以看到，葉狀云向北突出部分的西北部邊緣比東部邊緣清晰，邊界兩側亮度反差大，邊界形狀規則；而東側、東南側有羽毛狀的多方向外流卷云。云系的西邊緣清晰、東邊緣模糊不清（存在外流）是暖輸送帶云系的重要特征。正如Carlson的概念模型所示，暖輸送帶起源于氣旋暖扇區的對流層下部，在上升過程中凝結成云。上升到對流層中上部以后，受環境氣流驅動，暖輸送帶云轉向東流出云系。在8月11日12時地面天氣圖（圖略）上，低壓中心在甘肅、內蒙古、寧夏交界處形成，此處地面的高度在1000 m上下，此時850 hPa（圖7f）上可以看到地面附近的低壓中心。

圖7 2020年8月11日12時的天氣圖 （a）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（b）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（c）FY-2G 6.9 μm水汽風；（d）500 hPa； （e）700 hPa；（f）850 hPa Fig. 7 Weather map at 12:00 UTC 11 August 2020 (a) FY-4A 10.8μm infrared image, (b) FY-4A 7.1 μm water vapor image, (c) FY-2G 6.9 μm water vapour motion wind, (d) 500 hPa, (e) 700 hPa, (f) 850 hPa

再看此時衛星云圖上的暖輸送帶云系與天氣圖上高空氣流之間的關系。850 hPa圖上從陜西南部向東到黃淮流域，在云圖上向北突出葉狀云系以南，有大片東南風。700 hPa圖上，偏南風從淮河流域向北伸展到甘肅、寧夏、內蒙古以東的黃河中游地區。這兩個層面的天氣圖說明，暖輸送帶起源于氣旋暖扇區的對流層下部，但是在這些較低的層面，暖輸送帶氣流尚未凝結成云，所以衛星云圖上無法看到。環流形勢與云圖配合比較好的是500 hPa圖，青海、甘肅中東部、內蒙古的風與衛星圖像上云系基本符合，這說明在衛星云圖上看到了暖輸送帶云的頂部。而此時700 hPa和850 hPa圖則揭示了暖輸送帶的三度空間結構。

地面低壓中心大約在迅速發展的葉狀云中形成，在曲率拐點的前面作垂直線，使其與暖輸送帶云系的東南側邊界相交，交點位于沿暖輸送帶向東北方向大約2個緯距的地方。

8月12日00時，地面低壓形成以后，其北側的偏東風伴有上升氣流，使冷輸送帶云系從暖輸送帶下面露出，云系的外貌隨即由葉狀轉變為逗點狀，見圖8。云系的輪廓由葉狀轉變為逗點狀是一個重要的標志，說明此時氣旋正在劇烈發展中。逗點狀云系向西突出是因為此時冷輸送帶云系己經從暖輸送帶云系的下面露出并被看到了。但并不是在每一個具體的案例中都可以如Carlson的概念模型那樣，把冷、暖輸送帶云系清晰地區分開。在圖8的三個通道云圖上（尤其在圖8c可見光通道圖上）可以看到，在逗點的頭部，云的起伏相對比較平緩，這里是冷輸送帶云；而在暖輸送帶內部，因為有更多的對流，云的紋理結構更加清楚。

再看此時衛星云圖上的冷輸送帶云系與天氣圖上高空氣流之間的關系。從云圖上看，這個時間的冷輸送帶在蒙古國，那里探空站非常稀少，但是仍可以看到700 hPa和850 hPa圖上烏蘭巴托和二連的東南風，這是冷輸送帶在對流層下部有東風的證據。

在此時的500 hPa圖上，與干帶相伴的西風從蒙古國中南部切入氣旋中心，從寧夏向東到華北地區的西南風與云圖上的暖輸送帶配合。700 hPa和850 hPa圖上的偏南風大部分在葉狀云以南的暖扇區里 。

2.3 2020年8月10—14日蒙古氣旋的云型和天氣分布

氣旋云型的輪廓并不是每個時間都如概念模型那樣典型的。8月12日06時，在陜西、山西的北部和內蒙古的中部，暖輸送云帶在這里較薄（圖9a和9b）。在00時的天氣圖（圖8d～8f）上，這里500 hPa的偏西風在700 hPa偏南風的上面，有干冷平流。在06時的水汽風圖（圖9c）上，也可以看到云頂附近的風有指向暖輸送帶內部的分量；如果云帶上面的高空風平行于云的走向吹，那么水汽可以向云帶下游方向積累。如果云帶上面的高空風垂直于云的走向吹向云帶內部，那么這樣的三度空間結構可能有兩種相反的效應。在8月12日06時的個例中，由于云帶上部干燥環境空氣的卷入以及與之相伴的夾卷，抑制了對流的發展，使云系消散；但是如果這時對流層下部特別暖濕，那么高空干冷平流與之配合，達到靜力不穩定的程度，則可以造成劇烈的強對流和惡劣天氣。后者雖然很少發生，卻有著名的例子：2007年3月3日21時造成大連供電中斷的渤海灣強對流，就是上面干冷、下面暖濕而誘發惡劣天氣的情況。從這個時間的衛星導風圖（圖9e）上可以看到，云頂附近的風有指向暖輸送帶內部的分量，似乎與2000年8月12日06時（圖9c）相似。但是2007年3月3日21時（圖9d）渤海灣出現了強對流，云圖上可以看到對流單體的西部邊界逆環境氣流向西北方突出，這是因為此時渤海灣地區對流層下部又暖又濕，遇到高空冷平流（圖9e），使不穩定度增大，激發了劇烈的對流天氣。所以衛星云圖只是天氣診斷分析的工具之一，云圖、天氣圖，特別是天氣圖上的要素記錄，要配合在一起仔細分析。

圖8 2020年8月12日00時的天氣圖 （a）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（b）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（c）FY-4A 0.65 μm可見光圖像； （d）500 hPa；（e）700 hPa；（f）850 hPa Fig. 8 Weather map at 00:00 UTC 12 August 2020 (a) FY-4A 10.8 μm infrared image, (b) FY-4A 7.1 μm water vapor image, (c) FY-2G 6.9 μm visible image, (d) 500 hPa, (e) 700 hPa, (f) 850 hPa

云帶上面的高空風垂直于云的走向吹，使云帶變薄消散，這種云型被稱為干涌。干涌出現在氣旋中心以南使某一段暖輸送帶云系變薄，是經常可以看到的。以2012年7月21日北京大暴雨的氣旋云型（圖9f～9h）為例與2000年8月12日06時的氣旋云型（圖9a～9c）進行比較。這兩個氣旋云型的輪廓有相似之處。氣旋頭部的冷輸送帶以及暖輸帶北端段，前者在貝加爾湖以東的西伯利亞，后者在蒙古國；干涌段前者在蒙古國到東北的北部，后者在內蒙古中部到山西、河北；暖輸帶南側發展之中的另一個波動，其高空有從西藏高原東伸的反氣旋脊與之相匹配的那一段，前者從長江上游一直伸展到華北北部，后者只從四川伸向陜西。顯然，如果只對比這一段云，2012年的前者比2020年的后者范圍更大，強度更強，造成的降水也嚴重得多 。

圖9 2020年8月12日06時的天氣圖 （a）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（b）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（c）FY-2G 6.9 μm水汽風；（d）FY-1D 10.8 μm紅外圖像；（e）FY-2D 6.9 μm水汽風；（f）FY-2E 10.8 μm紅外圖像；（g）FY-2E 6.9 μm水汽圖像；（h）FY-2G 6.9 μm水汽風 Fig. 9 Weather map at 00:06 UTC 12 August 2020 (a) FY-4A 10.8 μm infrared image, (b) FY-4A 7.1 μm water vapor image, (c) FY-2G 6.9 μm water vapour motion wind, (d) FY-1D 10.8 μm infrared images, (e) FY-2D 6.9 μm water vapour motion wind, (f) FY-2E 10.8 μm infrared image, (g) FY-2E 6.9 μm water and vapor image, (h) FY-2G 6.9 μm water vapour motion wind

2.4 2020年8月10—14日蒙古氣旋的干帶切入和氣旋成熟

8月12日00時，干帶己經在冷輸送帶從暖輸送帶下面露出的地方切入氣旋。在圖10中，干帶表現為紅外云圖上的少云區和水汽圖像上的暗區，呈楔狀；在水汽風分布圖中，暗區的南側伴有一支急流。8月12—13日是這個氣旋的成熟期，氣旋頭部的冷輸送帶云向西、向南卷入氣旋的后部；云系表現得非常有組織，云系輪廓的邊緣像幾何線那樣有規律。在氣旋云系的外面，冷輸送帶的東北側、暖輸送帶的東南側、干帶的西側，各有一個可見光、紅外通道的晴空區或水汽通道的暗區。它們分別代表氣旋外圍三個方向的補償下沉氣流：氣旋東北方向的東路冷空氣、氣旋東南方向的地面高壓、氣旋西側高空槽后面的下沉氣流。廣義地講，這些晴空區或暗區也是氣旋云系的組成部分。正是與這些晴空區有關聯的氣壓場形勢與氣旋一起，共同形成了三條輸送帶云系。圖10中云最密實的地方在內蒙古的錫盟，從這里到三個晴空區的距離都在1400 km上下，正好是半個斜壓不穩定波長。

圖10 2020年8月12日12時的天氣圖 （a）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（b）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（c）FY-2G 6.9 μm水汽風Fig. 10 Weather map at 12:00 UTC 12 August 2020 (a) FY-4A 10.8 μm infrared image, (b) FY-4A 7.1 μm water vapor image, (c) FY-2G 6.9 μm water vapour motion wind

2.5 2020年8月10—14日蒙古氣旋的減弱消散

8月14日以后氣旋減弱消散，表現為云量的減少和云系組織程度的松散化，8月15日00時（圖11）表現出這樣的特征 。

在圖9～圖11中，可以看到暖輸送帶云系南側的那一段，在云帶上空有一個輻散的反氣旋脊。這個反氣旋脊是從西藏高原上空伸過來的，與中國季風的發展有著重要關聯。下文分析與這個反氣旋脊有關系的梅雨鋒氣旋。

圖11 2020年8月15日00時的天氣圖 （a）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（b）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（c）FY-2G 6.9 μm水汽風 Fig. 11 Weather map at 00:00 UTC 15 August 2020 (a) FY-4A 10.8 μm infrared image, (b) FY-4A 7.1 μm water vapor image, (c) FY-2G 6.9 μm water vapour motion wind

3 梅雨鋒氣旋的云圖特征

3.1 梅雨鋒氣旋和氣旋云圖特征的關聯和差別

梅雨鋒氣旋是組成氣旋簇的一系列氣旋波里所處緯度最低的，它在梅雨鋒持續的時間段里，一直處于氣旋的初生階段。①它屬于氣旋的初生階段，在云圖上看不到冷輸送帶從暖輸送帶云系下面露出；一旦看

到則標志著梅雨鋒氣旋己經發展，云帶的西段將會南壓，這一次持續的梅雨鋒天氣過程將告一段落。②水汽圖像上與干帶相關聯的暗區從梅雨鋒云帶的北側接連越過，而不是向南從波動的西南側侵入；一旦發生干區向系統西南側入侵，也是本次過程將要結束的先兆。③它是在中國特定地理、地形條件下形成的天氣系統。由于太平洋西部、印度洋提供的大量水汽以及西藏高原的動力、熱力作用，中國東部夏季對流層下部有持續的東西走向的氣旋性切變線，對流層上部從西藏高原向東伸展有持續的東西走向的反氣旋脊，為梅雨鋒云帶準備了環流和水汽條件。④梅雨鋒云帶北側的晴空區里，盛夏季節地面附近有非常強的太陽輻射非絕熱加熱，所以在對流層下部梅雨鋒云帶的兩側沒有明顯的溫度對比，梅雨鋒切變線在垂直方向上是直的，不是向北傾斜的。⑤這樣的環流形勢和要素三度空間結構條件，趨向于符合對稱不穩定條件。⑥從衛星云圖動畫上看，沿梅雨鋒云帶有持久、劇烈的對流。⑦梅雨鋒氣旋的能量來源，主要不是位能與動能之間的轉換，而是對流潛熱釋放，即第二類條件不穩定（CISK）機制。⑧梅雨鋒過程的開始，不僅要看對流層下部沿副高邊緣向北的西南風暖濕氣流，而且要看東北方向的東路冷空氣。東路冷空氣表現為：水汽圖像上向東偏南方向移動的干涌、對流層中部500 hPa圖上既長又強的西北氣流、對流層下部850 hPa甚至700 hPa上出現的暖切變。暖切變北側的低層偏東風把東部海上的濕空氣吹向陸地，此地濕層深厚，容易出現暴雨。⑨梅雨鋒過程結束往往是在北邊環流形勢轉變后，環流的經向度加大，本次雨帶南壓。⑩從衛星導風圖上可以看到，從梅雨鋒雨帶上空輻散出來的氣流主要流向雨帶的東南側，在那里匯合下沉。所以這一次梅雨鋒天氣過程結束后，副高會加強，下一次過程的位置可能更偏北。中國夏季季風期間持續的梅雨鋒雨帶，從初夏的華南，向北推到盛夏的華北，都有這樣的特征。

3.2 2020年7月6日緯向型梅雨鋒云帶的云圖特征

圖12是2020年7月6日的FY-4A衛星0.65 μm可見光圖、10.8 μm長波紅外、7.1 μm中層水汽、以及FY-2G衛星6.9 μm水汽風圖，這些圖代表了2020年7月上旬一次持續梅雨鋒天氣過程的云圖特征。

在圖12中三個通道的云圖上可以看到，梅雨鋒云帶從長江上游的四川向東一直伸展到日本，寬度大約有幾百千米，云帶里的云非常密實，其曲率不大，在中國大陸上略向南凹陷，從黃海到日本海略向北凸出。在密實的云區內部，在可見光圖像上因為太陽光照角斜視，可以看見發展旺盛的對流云在低云上面的影子；在紅外圖像上，云頂高度起伏也很大；在圖像動畫上，對流云像鍋里燒開的水那樣劇烈地翻滾。這些都是梅雨鋒南北兩側的氣流在此匯合，云帶上持續有劇烈對流活動的證據。

云帶的北側邊界比較規則，從亮到暗的過渡發生在一個較短的距離范圍內，這里圖像反差大。云帶以北，在河南、山東以及日本海，水汽圖像上有暗區，可見光和紅外圖像上有晴空區。這里是梅雨鋒北側西風氣流中的波動 。在梅雨鋒天氣過程持續期間，對流層中部長而且強的西偏北氣流中，連續出現這樣的小振幅波動東移，在對流層下部則轉變為梅雨鋒北側的東偏北風。

梅雨鋒云帶的南邊界從亮到暗的過渡區，比云帶的北邊界寬，有卷云從云區內向西南方向流出云帶。在云圖動畫上還可以看見，有低云隨低層西南風流入云帶。在水汽風圖上可以看見云帶上空的輻散氣流：云帶的北邊界大致與西風急流的核一致，云帶的南邊界大致與從西藏高原東伸高壓脊的位置一致。云帶北側的西風急流，從淮河、黃海到日本海，風速向東增大，說明有風速輻散；在云帶的南側有一致的北風流出云帶，說明有風向輻散。水汽風圖上的輻散區，正好在劇烈翻滾中的對流云帶的上面。

衛星云圖從上往下看，主要看見了云的頂部。只有在較薄卷云的縫隙里，才能看到下面的低云。天氣圖則能看到對流層中下部的環流和要素。圖13是2020年7月6日0時的天氣圖。先看對流層下部的濕度條件。500 hPa、700 hPa和850 hPa三個層面的絕對濕度分別為5 g/kg、10 g/kg和15 g/kg，這是近于飽和的絕對濕度，與700 hPa和850 hPa上梅雨鋒雨帶南側的西南風急流和暖切變有關系，它們給這里輸送了水汽。

再看系統的垂直結構。在對流層中下部三個層面的天氣圖上，500 hPa南北兩支氣流沿長江的匯合漸近線，700 hPa和850 hPa上從四川到安徽中部的暖切變在垂直方向上位置大致重合，它們與圖12e水汽風圖上的輻散線也大致重合。這說明梅雨鋒系統在垂直方向上是豎直的。在圖13b和13c上，700 hPa和850 hPa梅雨鋒切變線南北兩側溫度分相當均勻，沒有明顯的溫度梯度。在華北平原和黃淮地區，雖然500 hPa處于槽后的西北氣流里有冷平流，850 hPa的溫度卻并不低，這是地面附近強烈太陽入射輻射的非絕熱加熱作用導致的。圖12d顯示，地面入射太陽輻射日總量在梅雨鋒北側的華北平原、黃淮地區，比梅雨鋒南側海上的副高地區還要大。正是地面入射太陽輻射在地理分布上的差別，使梅雨鋒切變線北側冷平流區里的溫度升高，切變線兩側的溫度趨于一致，因此梅雨鋒系統的垂直結構是直的。在對流層下部，又暖又濕，靜力穩定度向中性靠近，等

θ

面趨于垂直；在對流層上部，這里有副熱帶急流，等

M

面趨于躺平。這有利于趨向對稱不穩定條件，所以沿梅雨鋒雨帶有劇烈的對流。另外，北邊接受到更多的太陽入射輻射，也起到把中國的季風雨帶從5月初的華南向北推到8月初的華北的作用。

圖13 2020年7月6日00時的天氣圖 （a）500 hPa；（b）700 hPa；（c）850 hPa Fig. 13 Weather map at 2020-07-06 00:00 (a) 500 hPa, (b) 700 hPa, (c) 850 hPa

4 經向型雨帶云型和環流特征

4.1 對流層上部南亞高壓的第二種模態和經向型云帶之間的關聯

中國梅雨鋒雨帶持續穩定的環流形勢，在對流層下部有氣旋性匯合，在對流層上部有反氣旋性疏散，兩者相互耦合。對流層上部環流形勢對雨帶的位置、走向和發展程度有重要的影響。

朱福康等指出，對流層上部的南亞高壓有兩種模態。第一種模態即梅雨鋒雨帶環流形勢。這種模態下，反氣旋中心位于西藏高原上空，脊線向東伸向中國東部和西太平洋，它的北側有一支很強的副熱帶急流。這支副熱帶急流所在的地方，對流層頂高度突然改變，其南側對流層頂高、北側對流層頂低。從副熱帶急流向南，它和西藏高原東伸反氣旋脊線之間的東西向帶狀地區最符合對稱不穩定條件，雨帶即在此處。

與持續的梅雨鋒雨帶相伴，在對流層中上部有強烈的潛熱加熱。梅雨鋒雨帶上空被潛熱加熱的氣流，在對流層上部疏散，并繼續向東、向南擴散，在那里下沉，因此對流層下部的副熱帶高壓得以加強北抬。到下一次天氣過程發展起來時，雨帶的位置會更偏北，或對流層上部形勢轉變為第二種模態。

第二種模態的對流層上部反氣旋中心，位于西藏高原以西的中亞上空，有的文獻稱其為伊朗高壓。在中國東部，對流層上部有一個很深的槽，槽的下面或后面是少雨區，槽前的偏南氣流是更向東的日本附近另外一個對流層上部反氣旋的組成部分。

偏南氣流中，有經向度很大的云帶。這支經向型的云帶，往往不如前文所分析的梅雨鋒云帶連續和密實。梅雨鋒云帶常常發生在初夏季節，而經向型的云帶發生時間更晚一些，一般在7—8月。經過一段時間持續梅雨鋒云帶在對流層中上部的潛熱加熱，高空氣流向東、向南擴散下沉，對流層下部的副熱帶高壓加強北抬，到達日本上空甚至更北。副熱帶高壓以南的西太平洋上，有熱帶擾動或臺風活動，它們的外圍氣流可以與經向型云帶發生相互作用。在低層氣流指向（離開）云帶的地方，云帶加強（減弱）；一旦熱帶擾動或臺風爬上云帶，與云帶后面的冷空氣相互作用，變性為溫帶氣旋，則可以發生災難性的區域暴雨。所以在關注經向型云帶的天氣時要注意：云帶的密實部分，在對流層下部有氣旋性渦度或環境的水汽輸送；在對流層上部從衛星導風圖上可以看到明顯的高空輻散。如果云帶中的某一段，高空衛星導風氣流平直，有指向云帶內部的分量，低層環流有離開云帶的分量，那么云帶的這一段不活躍。

4.2 2020年8月27日經向型天氣過程的云圖特征

圖14是2020年8月27日的FY-4A衛星0.65 μm可見光圖、10.8 μm長波紅外、7.1 μm中層水汽以及FY-2G衛星6.9 μm水汽風圖，這些圖代表了2020年8月下旬一次經向型形勢天氣過程的云圖特征。圖15是2020年8月27日00時的天氣圖，可以看到在天氣系統的不同部位，對流層中下部的環流和要素。

圖14中從華北向南伸展到中南半島，云圖上是大范圍的晴空區，水汽圖像上從山東伸向越南北部的是暗區。在這個晴空區的范圍里，各層的風都是北風，而且北風隨高度增加 ，熱成風是北風。對應圖15中的700 hPa和500 hPa上，西藏高原比中國東部更暖。

圖14 2020年8月27日00時的天氣圖 （a）FY-4A 0.65 μm可見光圖像；（b）FY-4A 10.8 μm紅外圖像；（c）FY-4A 7.1 μm水汽圖像；（d）FY-2G 6.9 μm水汽風 Fig. 14 Weather map at 00:00 UTC 27 August 2020 (a) FY-4A 0.65 μm visible image, (b) FY-4A 10.8 μm infrared image, (c) FY-2A 7.1 μm water vapor image, (d) FY-2G 6.9 μm wator vapour motion wind

圖15 2020年8月27日00時的天氣圖 （a）500 hPa；（b）700 hPa；（c）850 hPa Fig. 15 Weather map at 00:00 UTC 27 August 2020 (a) 500 hPa, (b) 700 hPa, (c) 850 hPa

經向云帶從東北經東部沿海各省伸向南海北部和越南中南部。東北的云系特別密實，黃海北端朝鮮半島沿岸的熱帶氣旋正在變性，變為溫帶氣旋，它的云型已經不對稱。北側演變為暖輸送帶云，干帶從氣旋中心南側入侵。

云帶中南部密實的地方有兩段。一段從朝鮮半島到日本以南，這里是熱帶氣旋南側的注入云帶。另一段在南海北部。這兩個地方對流層下部都有氣旋性渦度和匯合氣流，對流層上部都有反氣旋輻散。

從山東到廣東的沿海各省，云帶變得非常松散。云帶上空 850 hPa、700 hPa、500 hPa和衛星導風圖上都是偏南風，其在熱帶氣旋的南側。這幾個層面的風還都有西風分量，從陸地吹向海洋。

5 總結

本文介紹了中國夏季風期間最重要的三種天氣過程：氣旋、梅雨鋒和經向型云帶，以及它們的云圖特征、三度空間結構和發展演變過程。

氣旋是中緯度冷暖空氣匯合最基本的天氣過程，它由三條輸送帶組成：暖輸送帶、冷輸送帶、干帶。暖輸送帶云系西北側邊緣清晰、東南側邊緣模糊不清，冷輸送帶在地面氣旋中心以北從暖輸送帶下面露出，干帶南側伴有急流從冷暖輸送帶交匯處切入氣旋。

梅雨鋒氣旋是氣旋簇中一系列氣旋波里所處緯度最低的。在西藏高原東側的東部地區，由于特定的地形、地理條件所造成的動力、熱力作用，造成對流層上部從高原東伸的脊與北邊的副熱帶急流夾得緊，兩者之間有多方向的外流；而對流層下部有極其潮濕的東西向切變線。這樣的大氣環流三度空間結構配置，趨向于符合對稱不穩定條件，中國東部梅雨鋒氣旋得以穩定持續維持。也正是由于穩定持續雨帶上空的潛熱加熱，使環流形勢發生調整，或副高加強雨帶北抬，或形勢轉變為經向型。

經向型環流形勢在中國東部有一個很深的槽。槽的后部是好天氣區，槽前偏南氣流中有經向度較大的云帶。云帶里不同的區段云系密實程度有差異，這與西太平洋海面上熱帶擾動的活動以及沿云帶低層氣流中的渦度有關。

要關注天氣系統的尺度。不同尺度的天氣系統，有不同的行為規律。對于天氣尺度系統，更大尺度的匯合是重要的。它是帶來斜壓不穩定的兩個基本條件之一：平均氣流有較強的熱成風，即有南北溫度對比。南北溫度對比，既來自太陽入射輻射的緯度變化，也來自更大尺度的匯合。斜壓不穩定的第二個基本條件是合適的波長。最有利于天氣尺度系統發展的波動，是波長為2800 km的Rossby波。

重要天氣過程一定伴隨著貫穿整個對流層的垂直運動。通過貫穿整個對流層的上升運動，對流層上、中、下部的環流緊密地聯系在一起。對流層上部的高空槽，壓在對流層部的殘留斜壓區上空，系統立即發展。發展以后，強烈上升運動區的上面有反氣旋性外流，下面有氣旋性內流。

如果云帶上面的高空風平行于云的走向吹，那么水汽可以向云帶下游方向積累。如果云帶上面的高空風垂直于云的走向吹向云帶內部，那么這樣的三度空間結構可能有兩種相反的效應：云帶上部干燥環境空氣的卷入以及與之相伴的夾卷，抑制對流的發展，使云系消散；但是如果這時候對流層下部特別暖濕，那么高空干冷平流與之配合，達到靜力不穩定的程度，則可以造成劇烈的強對流和惡劣天氣。

天氣系統發展的能量來源之一是水汽。對流層下部大范圍深厚的暖濕氣流，表現為12 m/s以上的低空風急流，相對濕度從地面到700 hPa幾乎飽和，絕對濕度達到以下的數值：925 hPa：19～20 g/kg，850 hPa：15～16 g/kg，700 hPa：10～11 g/kg，500 hPa：4～5 g/kg。