引言

暴雨是我国常见的一种灾害性天气，它不仅可能直接导致洪水泛滥，还可能引发山洪和泥石流等次生灾害。一般来说，我国受夏季风的影响，强降水主要集中在暖季，即4—10月，并主要分布在华南、江淮以及华北和东北等地区（陶诗言，1980；丁一汇等, 2009；朱乾根等，2000）。由于暖季暴雨持续时间长，影响范围大，造成的灾害较为严重，因此暖季暴雨一直以来都备受广大气象学家的关注（倪允琪等，2004；伍荣生等，2004；张文健等，2004）。

除暖季暴雨外，冷季(每年的1—3月及11—12月)也常会发生暴雨。主要集中在我国南方地区（冯俊阳等，2012），有时也有在北方发生的（李青春等，2011）。由于过去一般认为冷季暴雨发生较少、强度较小、灾害较轻，因此与暖季暴雨相比，冷季暴雨迄今未被广泛关注。而事实上，据文献记载，我国南方冷季暴雨并不少见，其中一些过程的强度、持续时间和影响范围也相当可观。例如，1982年11月27—29日长江以南出现一次自西向东的大范围暴雨天气，涉及江苏、浙江和广东等8个省，其中浙江温州市等6个站的24 h降水量超过200 mm，最大降水中心的乐清县降水量达到299 mm（季致建，1996）；1994年12月1—3日广西省的暴雨过程中，36个县（市）出现了暴雨，平南和桂平县日雨量超过100 mm（黄海洪等，1995）；2000年1月23—25日广东东部及珠江口西侧的暴雨过程造成全省11个站雨量超过100 mm，其中惠东县雨量达129 mm（苏百兴等，2001）；2008年11月上旬，广西省18个县（市）出现了大暴雨或特大暴雨，其中防城港市上思县的日雨量达到357.9 mm，灾害造成直接经济损失约9730万元。从上述事实看，冷季暴雨特别是南方冷季暴雨不但常有发生，且强度和灾害也不亚于暖季暴雨，因此有必要对南方冷季暴雨进行深入系统的分析和研究，以提高对这类天气的预报和预警能力，减少灾害损失。

云在天气系统中扮演着复杂而重要的角色，它的演变规律是天气系统演变的直观反映，因此对不同动力条件下云的内部结构及其演变规律的认识，对理解与之相关的天气系统发生发展机制具有重要意义。方宗义（1986)、方宗义等(2006）、李玉兰等（1993）、江吉喜等（1998）、覃丹宇等（2005; 2006）对我国夏季暴雨云系与暴雨的关系进行了大量的研究，并总结了一些云系特征和发展规律：例如，覃丹宇等在分析梅雨锋暴雨时发现，强降水与发源于ITCZ的热带水汽羽活动存在密切关系。近年来，一些学者开始关注华南冷季暴雨云系的发展规律。苏百兴等（2001）和赵江洁（2002）先后利用卫星云图分析2000年1月23—25日和1999年11月6—8日广东和广西两次冬季大暴雨过程中的降水云系。根据他们的描述发现，这类致雨云系的共同特点是在红外云图上表现为数千千米长度的卷云带，在水汽云图上表现为由低纬度向中纬度地区斜伸的水汽舌，水汽舌的西北侧有明显暗区。

在国外，冷季暴雨云系的研究是始于20世纪60年代末期，也属于一个新兴课题。最早注意到这个问题的是Anderson等(1969；1970)以及Sadler(1967)一批气象学者，他们在研究中将这类云系称为“卷云涌”。McGuirk等（1987）通过对连续10年11月至次年的3月冷季强降水事件的红外云图进行分析后指出，绝大多数的冷季强降水与红外云图上起源于热带地区，穿越15°N，并由中高云组成长达数千千米的连续的云带有关，并将这类云系命名为“热带卷云羽”（Tropical Plumes，以下简称TP）。1996年，Blackwell等（1996）又对水汽图像进行了分析，结果发现与暖季极端降水类似，在冷季强降水期间，水汽图像上也有一条明显的由热带地区向中纬度地区伸展的水汽舌，在其西北部有一条非常干（黑）的区域。尽管TP云在卫星水汽图像上表现为一条水汽舌，但是供应云带和降水的水汽来源目前尚未定论。其中一种观点认为水汽主要来自对流层低层。例如，McGuirk等（1988）研究东太平洋地区的一个与热带云羽有关的降水过程后认为，水汽输送主要依靠低层的对流将边界层内的水汽向高层输送来为降水提供水汽。另一种观点则认为水汽输送层主要位于对流层中高层，它们通过高空急流等天气系统将水汽平流到降水区上空(Ziv，2001)。

总的来看，目前国际上针对与冷季暴雨有关的热带卷云羽的研究起步较晚，研究的地理范围相对狭窄，主要集中在太平洋东部（McGuirk et al, 1987; 1988; 1990; Kuhnel, 1989; Iskenderian, 1995; McGuirk, 1993; Blackwell, 2000）以及大西洋沿岸国家（Zohdy, 1989; Knippertz et al, 2003; Knippertz, 2005; Rubin et al, 2007）。而事实上在Iskenderian（1995）给出的冷季TP活动范围统计结果中，在70°～140°E之间还存在一个TP发生次大值区（年平均发生次数在10～20次），该地区天气系统的活动对我国南方降水具有不可忽视的作用。但是目前国际上对该地区的TP云的特征、移动发展规律以及它们与强降水的关系均缺乏了解。另外，虽然国外已经开展对这类云系发生机制的研究，但是仍存在很大的争议，值得开展深入探讨。基于此，本文尝试使用2005—2011年FY-2静止气象卫星的红外（IR）、水汽（WV）通道亮温及其反演资料、2005—2011年TRMM 3B42卫星合成降水率数据（水平分辨率0.25°×0.25°，时间间隔3 h）、ECMWF Interim再分析资料（水平分辨率为0.75°×0.75°，时间间隔6 h）以及地面与探空的常规观测资料等，综合分析与华南冷季暴雨过程相伴的热带卷云羽的特征，以揭示两者之间的关系。

1 热带卷云羽时空分布特征与华南冷季暴雨关系

利用2005—2011年连续7年24 h加密雨量观测资料，对华南地区降水具有代表性的广东、广西以及海南三地的降水量进行了统计分析。结果发现，在所普查的时间段内，上述地区冷季期间每月面积平均雨量（即三省站点雨量累加除以站点个数的月平均值）约为48.1658 mm，约占全年总降水量约13.5%。以24 h降水量≥50 mm记为一个暴雨日，7年内华南冷季期间年平均暴雨日数约为15 d，极值降水平均约为168.8 mm。其中2008年暴雨日数最多，约为20 d，极值降水达273.4 mm，2007年最少，仅为9 d，极值降水约为76.7 mm（表 1）。从上述统计结果看，虽然相对暖季（4—10月）而言，冷季期间的降水占全年总降水量比例较少，但是极值降水量级与暖季强降水基本相当，在某些特定条件下，甚至也会出现特大暴雨级别的强降水。相对于暖季，这种极端天气在低温冰冻的条件下可能会造成更大的灾害。

基于云与降水的关系，本文对7年间与华南冷季强降水有关的云系作进一步分析。从表观特征看，静止气象卫星红外通道云图上，华南冷季强降水云系普遍表现为一条从赤道地区伸展至中纬度地区，由中高云组成长达数千千米的连续的云带，而在水汽通道上则表现为一条从赤道地区伸展至中纬度地区的连续湿区（如图 1所示）。这些特征与McGuirk等（1987）指出的“热带卷云羽”特征相符。基于卫星观测数据的统计结果显示，除了由于缺少2005年1—3月FY-2卫星资料以外，其余时段在70°～140°E范围内TP共爆发了47次，年平均爆发次数约为7次，TP云从爆发至移出我国大陆平均约为2～9 d。从TP云与华南冷季降水关系看，7年中与TP活动相关的降水日数约达281 d，年平均40 d，其中约有80%的华南冷季强降水与TP活动相对应。另外，由图 2b可见，2007和2008年分别是TP的不活跃年和活跃年，爆发次数分别是4和13次，这与降水量的演变规律具有很好的一致性（表 1和图 2a）。上述统计结果表明，我国南方冷季暴雨与热带卷云羽的活动具有密切关系。

从图 2b给出的TP爆发次数的统计可以看到，TP活动除了年际变化以外，还存在月变化。图 3给出的是对7年间11月至次年3月TP爆发概率分布的统计图，由图可见，从爆发月份分布规律来看，在5个月中，11月的TP活动最频繁。即无论在TP活跃年还是不活跃年，该月都会有TP爆发。除11月以外，12和3月的TP爆发概率也相对较高。仔细观察图 2b发现，同年内11和3月TP爆发次数还具有明显的互补关系，即若11月爆发次数多，则3月TP爆发次数就会相对减少，反之亦然。此外，统计结果还表明，在5个月中，1和2月TP云表现得最不活跃。

除了时间分布上存在一定的特征以外，对2005—2011年期间与华南冷季降水有关的TP云产生的源地进行了追踪分析。这里TP云的源地位置是按照TP云穿越15°N之前的赤道辐合带上对流发展最旺盛云团的几何中心来确定的。结果发现，与华南冷季降水有关的TP云产生的源地主要集中在0°～10°N、70°～140°E之间的区域内（图 4a）。当这些位于赤道辐合带上的对流云团开始穿越15°N以后，TP就会进入快速增长阶段，形成上千千米的云带。从月份分布来看，1月的TP云产生源地主要集中在110°E以东的地区，2、3和12月则主要集中在110°E以西的地区，11月则分布范围较广，几乎跨越了70°～140°E（图 4b）。

将70°～140°E以10°间隔进行划分，分为7个区域，利用TRMM卫星估计雨量资料，分别统计TP发源地与降水分布的关系(图 5)。由图可见，100°E以西生成的TP所造成的华南冷季降水强度相对较弱，雨带的南北跨度较大，强降水的落区靠北且表现得比较分散（图 5a～5c）。对华南地区而言，100°E以东（即青藏高原以东）生成的TP是造成该地区冷季强降水的主要源区(图 5d～5g)。受此处生成的TP影响形成的降水区具有明显的西南—东北走向带状分布特征，强降水区主要集中在雨带的西南端。过去很多有关暖季降水的研究表明，大地形（例如青藏高原）对降水分布具有重要影响（赵平等，1991）。从本文的分析结果来看，地形作用对TP引起的华南冷季降水分布差异同样也具有不可忽视的作用。与暖季不同，在冷季，青藏高原对降水分布的热源作用减弱，而对暖湿空气的阻挡作用相对加强。由地形导致的水汽供应不足，可能是造成100°E以西生成的TP引起的华南冷季降水强度相对较弱的可能原因。

2 热带卷云羽移动和再生规律

通过上述分析，对热带卷云羽时空分布特征与华南冷季降水的关系有了初步的了解。目前很多研究发现，降水除了与云系的时空分布特征存在密切关系，还与云系的移动和再生规律相关。Carbone等（2002）以及Wang等（2004；2005；2012）就曾先后利用雷达和卫星资料对暖季降水云系的移动和再生机制进行了分析，他们认为认识和理解云系的移动和再生机制，将有助于提高降水的预报能力。

图 6给出的是2005—2011年TP云移动路径图，图中TP云的移动轨迹是TP云云体在卫星云图上的几何中心连接而成的。由图可见，TP云大多发源在15°N以南的地区，在15°N以南移动路径基本上以西北向为主。当TP云穿越15°N线后，TP云发展出现了两大变化，一方面表现在移动路径上，移动方向出现明显的转折，由原来的西北向转为以东北偏东方向为主；另外一方面表现在TP云增长速度上，云体面积增长速度加快，为之前的几倍。从这些特征看，与华南冷季暴雨有关的热带卷云羽的移动也存在一定的规律性，这些规律与降水存在何种关系值得进行更细致的分析。基于此，本文从收集的2005—2011年华南冷季强降水事件中选取了2个较为典型的天气过程，分别是2008年10月30日至11月4日(个例1) 和2008年2月1日(个例2)，具体的天气概况如表 2所示。其中，个例1天气过程较强（图 7a），个例2相对较弱（图 7b），分别用于分析不同强度的TP云移动再生规律。

时间-距离图（即Hovmöller图）早期主要用于气候中连续信号的诊断，但近年来一些气象学者尝试将这个工具应用于中尺度降水系统演变过程的研究，并取得了一些有意义的进展。例如，Carbone等（2002）利用基于WSR-88D多普勒雷达数据计算的时间-距离图分析了美国大陆暖季降水系统的移动规律；Wang等（2004；2005；2012）利用GMS静止气象卫星红外通道亮温计算的时间-距离图分析了东亚地区夏季降水特征。本文在上述工作的基础上，尝试利用FY-2静止气象卫星红外通道亮温计算的时间-距离图，研究与华南冷季暴雨有关的TP移动再生规律。

为了研究华南地区降水特征，时间-距离图的计算范围选定在0°～30°N、70°～140°E（图 8），该区域基本覆盖了与华南冷季降水有关的TP可能的活动区域。根据图 6给出的TP移动路径图的统计结果可知，TP在15°N南北两侧的特征差异较大，如移速、强度等，因此本文以15°N为分界线，将整个计算区域分割为南区（0°～15°N）和北区（15°～30°N）计算时间-经度图，用于分析TP跨越15°N前后的东西方向移动再生特征。在求解时间-经度图时，本文将计算区域在经度方向上按照0.2°间隔划分为350条窄带，南北方向范围分别为0°～15°N和15°～30°N，然后对FY-2的IR1通道上窄带范围内的像元（约1875个像元）的亮温求平均。其中，为了突出云尤其是发展得较为深厚的云，在计算时，需要对无云区的亮温进行调整。从气候统计结果可知，华南地区在冬季气温仍然可以达到0℃以上，因此对这个区域而言，为了减少区域平均引起的对低亮温的削弱，这里将亮温超过0℃的地区用0℃取代。从试验的效果看，这种处理对时间-距离图的分布形势影响很小。

2.1 热带卷云羽15°N以南纬向传播特征

图 9给出的是表 2中两个天气过程在15°N以南的时间-经度图。结合表 2给出的降水强弱情况分析发现，强降水（个例1）过程的时间-经度图中（图 9a），低亮温区（即云区）都一致地从图的右上角向左下角倾斜，即表明上述过程中，15°N以南的云系大多呈连续西传的特征。从亮温分布看，低于-40℃的云区范围较大，传播距离较远，约达3000 km，维持时间长，特别是在TP云爆发前后，平均持续时间约为48 h。此外，在图中连续云条的东侧可见大量维持时间较短的对流云团，在它们下游方向又有新生对流产生，并呈强弱间隔，彼此相连，最后汇入TP云爆发源区。上述现象表明TP云爆发源区可能是在其东侧大量的分散对流云团产生的外流边界上再生出的新对流彼此相连形成的，或者是通过例如中尺度对流涡旋过程形成的。而TP爆发源区以西(95°E以西)几乎为无云区，这里可能受对流层中高层下沉气流控制。

与强降水过程不同，弱降水（个例2）过程的云系在15°N以南的移动特征以100°E为界，东西两侧的移动规律有明显不同，100°E以西云系的云顶高度较高，深对流云较多，移动较慢，部分云系甚至是准静止或是呈缓慢东移；100°E以东云系的云顶高度相对较低，云团的对流性不强，移动较快，呈一致西移。100°E以西云系与快速西移的弱对流云交汇在95°～100°E附近，TP云正是在这两股云系交汇处爆发（图 9b）。总体而言，弱降水过程中深对流云维持时间较短，平均约12～24 h，云顶高度较低。在整个7000 km×1500 km范围内，对流云分布得比较散乱，无云区的范围很小，或几乎没有。分布规律上表现为以100°E为界，东西分布不均的特点。位于100°E以西的云区上低于-20℃的云区范围较100°E以东大，且维持时间相对较长。

根据云带的倾斜度可以大致推算出云带平均移动速度。例如，2008年10月31日至11月4日，15°N以南云带传播速度达19 m·s^-1。根据ECMWF Interim再分析场数据得到的500 hPa纬向风速可知，该区域天气尺度斜压波的纬向传播速度约为6.5～7.4 m·s^-1，即15°N以南云带纬向传播速度比天气尺度波要快得多（图 9a）。2008年2月1日弱降水过程，100°E以东云带传播速度约为15 m·s^-1，而100°E以西云带传播速度约为12 m·s^-1，天气尺度斜压波的纬向传播速度约为14 m·s^-1左右（图 9b）。从上述两个天气个例的移速规律看，TP云，在它发展初期移动速度与天气尺度波的波速相当或略快。

2.2 热带卷云羽15°N以北纬向传播特征

由TP云移动路径分析已知，热带卷云羽越过15°N后纬向移动传播规律与15°N以南明显不同。从Hovmöller图分析结果看（图 10），无论强弱TP降水过程，在15°N以北的移动传播都表现为受西风气流的控制，向东移动，且移动速度普遍较快。根据2008年10月31日至11月4日以及2008年1月31日至2月1日时间-经度图推算，TP云的平均移动速度约为25～40 m·s^-1。表明TP云在跨越15°N后，云带北侧通常伴随西风急流的活动，西风急流对TP云向东快速传播和平流具有不可忽视的作用。从时间-经度图上云带的分布规律看，100°E以西的对流较弱，几乎为无云区；而100°E以东对流相对较强（图 10）。其中，有些对流系统在越过100°E后向东传播至110°E即消失，例如2008年10月27—29日（图 10a）。从地理位置看，100°～110°E附近正对应青藏高原东边界，上述特征表明即使在冬季，青藏高原的局地强迫作用仍然对云系的生消和移动具有影响。

另外，从强降水过程的时间-经度图的分布特征看（图 10a），云图上看到的长达数千千米的TP云带，实际上是TP云的云盖向东扩展的结果。TP云内强对流区总体移动速度并不快，大部分仍集中在TP云的西南端较小范围内。在这个区域内，对流云分布相对分散，系统性不强，它们主要通过在外流边界再生对流向东缓慢移动。这个规律在弱降水过程的时间-经度图上也有表现，但不是非常明显。上述特征可能是造成华南冷季强降水中只有个别站点强度大而整体降水强度不强的可能原因。

3 结论

本文使用2005—2011年FY-2静止气象卫星的红外（IR）、水汽（WV）通道亮温及其反演资料、2005—2011年TRMM 3B42卫星合成降水率数据（水平分辨率0.25°×0.25°，时间间隔3 h）、ECMWF Interim再分析资料（水平分辨率为0.75°×0.75°，时间间隔6 h）以及地面与探空的常规观测资料等，综合分析了热带卷云羽与华南冷季暴雨的关系及云羽移动和再生等相关特征。

(1) 分析结果表明，虽然相对暖季而言，冷季期间的降水占全年总降水量比例较少，但是极值降水量级与暖季强降水基本相当，有时甚至也会出现特大暴雨级别的强降水。统计表明约有80%的华南冷季强降水与热带卷云羽（简称TP）活动相对应。TP的活跃性与降水量的演变规律具有很好的一致性说明，我国南方冷季暴雨与TP的活动具有密切关系。

(2) 对TP的形成过程进行追踪分析发现，与华南冷季降水有关的TP云产生的源地主要集中在0°～10°N、70°～140°E之间的广阔区域内。对华南地区而言，100°E以东（即青藏高原以东）生成的TP是造成该地区冷季强降水的主要源区。地形作用对TP引起的华南冷季降水分布差异具有不可忽视的作用。

(3) 从TP云时间-经度图的分布特征看，TP云在跨越15°N前，云系大多呈连续西传的特征。TP云，在它发展初期移动速度与大尺度斜压波速相当或略快。较强的TP云受来自对流层中上层的动力强迫影响较大。

(4) TP云在跨越15°N后，云带北侧通常伴随西风急流的活动，西风急流对TP云向东快速传播和平流具有不可忽视的作用。云图上看到的长达数千千米的TP云带，实际上是TP云的云盖向东扩展的结果。云内强对流区总体移动速度不快，大部分集中在TP云的西南端较小范围内。上述特征可能是造成华南冷季强降水中只有个别站点强度大而整体降水强度不强的可能原因。