引言

伴随大风、强降水、冰雹及雷电等剧烈天气活动的强对流天气现象常常给人民生命财产造成严重威胁和损失。由于其具有瞬时性、分散性和局地性等特征，导致预报难度大大增加。随着卫星遥感技术的发展和进步，气象卫星监测手段不断增强，尤其是可以先于地面雷达发现并有效监测快速增长的对流，从而识别出可能带来强天气的对流单体(覃丹宇和方宗义，2014)，因此，利用卫星资料追踪、分析强对流结构的研究日渐深入，卫星已成为短时临近天气监测和预报的重要手段之一。相关研究表明(白洁等，1997；林祥明等，2002)，利用气象卫星资料可以有效监测和预报强对流单体的形成、移动及持续时间。覃丹宇和方宗义(2014)发现通过卫星的光谱通道、通道组合和时间演变判据，可以对初生对流进行监测，并提前预警降水系统的发展，进一步挖掘了其在临近预报中的应用潜力。

同时，很多学者也开展了强对流云团的识别研究，主要采用相对简单高效的温度阈值、分裂窗差阈值、温度梯度阈值等方法(卢乃锰和吴蓉璋，1997)。但由于季节、地域等因素差异，阈值的确定没有统一的标准。祁秀香和郑永光(2009)、郑永光和陈炯(2011)以红外亮温低于-52℃作为强对流云团判别依据对深强对流活动特征进行了研究。宋娟等(2011)采用-32℃红外亮温阈值和基本T算法的云团边界提取手段进行对流云团的识别。江吉喜和范梅珠(2002)提出识别对流云阈值的标准:-54℃~-32℃为一般性对流云，-64℃~-54℃为较强对流云，-80℃~-64℃为穿越对流层顶的强对流云，≤-80℃为极强对流云。

四川省特殊的地形特点和天气形势直接导致了强对流云团在该区域生成和发展的复杂性和特殊性。例如，夏半年青藏高原(川西高原)东侧四川盆地强对流天气的发生、发展、结束与成都大气边界层东北风的出现、持续、消亡相对应，且边界层风场变化超前于强对流天气几小时至一天左右(李跃清，1995)。随着近年来极端天气事件增多，盆地春季雷暴等强对流活动明显增多，短时强降水异常频发，常导致山洪灾害等，给人民生命财产造成了巨大损失。因此，本文利用FY-2E/G双静止卫星、NCEP再分析资料和常规观测资料，应用江吉喜和范梅珠(2002)的识别对流云阈值标准，对2016年5月6日(本文“5·6”特指此过程)四川盆地强对流天气过程中对流云团的发展演变、内在机制进行研究，提高卫星资料在四川盆地短时预报和临近预警中的应用能力。同时，总结提炼出相同天气背景下对流云团生成的天气概念模型，为今后预报此类对流云团提供理论依据。

1 实况与背景

2016年5月5日20时至7日20时，四川盆地出现了一次强降水并伴有大风、冰雹的强对流天气过程，其中，盆地16市出现50 mm以上暴雨或大暴雨，并伴有6级以上的瞬时大风，部分地区达7~8级，闪电共计发生72755次，什邡、达州和泸州等地伴有冰雹。此次强对流天气过程降水强度大，时间和空间分布极其不均匀。

分析发现，4月末至5月5日，盆地气温逐渐回升、气压逐渐下降，且大部地区气压于4日降至1000 hPa左右，最高气温于5日达33~35℃。值得注意的是，暴雨发生前48 h，盆地露点开始跃增，于4日达最大值。如达州露点温度由3日凌晨的10℃跃升至4日的20℃，广元露点温度由0℃升至18℃，且露点温度变化均大于10℃·(48 h)^-1(图 1)。

对于本次过程，前期无论是从冷锋外推还是南支槽移速上判断，都难以准确把握强对流天气的开始时间。另外，对于降水落区和强度，多家模式均出现漏报或预报偏差过大问题。因此，有必要利用高时空分辨率的卫星资料和自动站资料等，做好强对流天气的启动时间、发展强度及可能持续时间的临近预报。

2 对流云团特征分析

从四川盆地小时雨强时间变化图中可看出(图 2)，此次强降水主要集中在6日00—09时和6日13时至7日02时两时段。对比卫星云图分析发现，两个强降水时段均对应一次强对流云团生成、合并、发展的过程。5日22时，绵阳中部、雅安中部和乐山马边三地同时出现α中尺度对流云团，4 h后合并发展，并在6日6时发展为一个MCC，且逐渐向北收缩，基本消亡于14时。第二时段的强降水是由6日15时在泸州叙永、雅安附近新生成的α中尺度对流云团及前MCC云团后部遂宁附近新生成的对流云团合并发展引发的。

综合分析两时段(6日06和22时前后，下同)的强降水和对流云团发展变化可知，强降水主要在对流云团合并时开始出现，于对流云团发展最旺盛时达到最强，且第一阶段合并后的对流云团的形状比第二阶段更规则、云顶亮温更低，造成的强降水更强。

2.1 初生对流单体的特征

对临近预报而言，更早识别和监测能形成降水系统的对流单体尤为重要，而对流单体的云顶亮温、亮温梯度、亮温变率等是其主要特征量。本文采用的是3×3窗口计算云顶亮温梯度，其梯度的计算表达式为：

$ \begin{array}{l} G = \left\{ {{{\left[ {T\left({i + 1, j} \right) - T\left({i - 1, j} \right)} \right]}^2} + } \right.\\ \;\;\;\;\;\;\;{\left. {{{\left[ {T\left({i, j + 1} \right) - T\left({i, j - 1} \right)} \right]}^2}} \right\}^{1/2}} \end{array} $

式中，T为云顶温度(单位：℃), i、j为像素点坐标(卢乃锰和吴蓉璋，1997)。

2016年5月5日22时盆地内还未出现短时强降水，对应同时刻的红外亮温及温度梯度分布显示(图 3a)，绵阳中部和乐山马边对流单体的最低云顶亮温低于-50℃，雅安中部更是低于-60℃，且三地对流云团最大亮温梯度均已超过15℃，由此可以看出，绵阳中部和乐山马边为一般对流云，但雅安中部已为较强对流云。6日12时(图 3b)遂宁附近也还未出现强降水，但新生对流单体的最低云顶亮温已低于-60℃，最大温度梯度大于20℃，为较强对流云。6日16时(图 3c)，盆地西南部、南部暂无明显降水，但雅安荥经、泸州叙永两地对流云团的最低云顶亮温分别已达-45和-63℃，云团边界处最大温度梯度大于20℃。

从对流云团生成位置看，除遂宁对流云为MCC后部发生发展而来外，其余5个云团均产生在高原边坡陡峭地形带处，与青泉等(2015)统计结果一致。青藏高原东侧陡峭复杂的地形，是中小尺度天气系统发生、发展的活跃区，由于高原山地的阻挡作用，严重制约了北方干冷空气的南下和南方暖湿空气的向北输送。低纬度暖湿气流沿高原东侧向北输送，又使得地形影响突出的四川盆地西北部的绵阳、安县、北川一带，盆地西部的雅安、乐山，盆地东北部的达州、巴中附近成为三个主要降水中心(四川省气象局，2014)，这与川西高原地形相关的边界层动力激发作用、弱冷空气入侵等机制有关(李跃清，1995；周长春等，2015)。但四川盆地初生对流单体发生的具体位置及频率等问题还需今后进行细致研究。

单通道阈值法受尺度、纬度、太阳天顶角等因素的影响较大(王寅钧等，2012；朱克云等，2011；Ackerman，1996)，因此，本文还采用多通道及其组合方法分析了两个强降水时段的对流云团。

从5日22时的绵阳中部、雅安中部、乐山马边，6日12时的遂宁和16时的雅安荥经、泸州叙永6地的水汽-红外亮温差分布图可以看出(图 4)，盆地初生对流单体的亮温差均为负值，云顶高度位于对流层低层，其值主要介于-5~0℃，综合同时刻的红外通道可知，初生对流云云顶温度较低，但发展高度未及对流层顶，故积云发展还不成熟。6地初生对流单体的分裂窗-红外亮温差分布比较一致，均大于0，介于0~2℃，为对流云，预示将产生对流性降水，但差值大小和产生的降水强度是否存在正比关系还有待深一步的研究。

综合分析两个阶段初生对流单体的特征发现，四川盆地初生对流单体易发生在青藏高原东侧边坡陡峭区，最低云顶亮温低于-45℃，边缘最大温度梯度大于15℃，一般为15~20℃。同时，若云团的水汽-红外通道亮温差值介于-5~0℃且分裂窗-红外亮温差介于0~2℃，则判断为正在发展的初生对流单体。

2.2 小时雨强与云图

已有研究得出(林祥明等，2002；张驹等，2007)，强降水与TBB低值中心对应较好，小时雨强也随云顶亮温的降低而逐渐增大。从南充和名山两站的小时雨强与卫星通道特征变化图(图 5)可以看出，红外、水汽通道亮温变化较一致，并与水汽-红外亮温差反位相。强降水开始前，红外和水汽亮温均有一明显快速下降过程，水汽-红外通道差值已达0附近，分裂窗-红外亮温差均为正值，温度梯度基本为0℃，说明对流云团发展至对流层顶附近或之上，为穿越对流层顶的强对流云。强降水出现在亮温开始快速回升的初始阶段，此时云顶亮温主要介于-70℃~-60℃，水汽亮温为-70℃~-50℃，但无明显降水时仅为-40℃~-20℃。综合分析可知，强降水是由发展至对流层顶的强对流云产生，小时雨强并非随云顶亮温的降低而逐渐增大，而是最大雨强出现在强对流云团成熟后开始迅速减弱的初始阶段。对流云团发展成熟后，强降水也并非出现在温度梯度最大处，相反，是出现在云顶比较均匀平滑的区域内。

图 6是两个较强时段降水与卫星云图分布图。结合图 3可看出，较大范围的强降水均是由发展成熟的云顶最低亮温约为-70℃的对流云团产生，且强降水主要出现在红外亮温低于-50℃的区域，集中在红外亮温-65℃~-60℃、水汽亮温为-65℃~-60℃的次低值中心区域，并非与云顶最低亮温中心区相吻合。具体来看，6日06时雨量大于30 mm的有54站，最大降水量为73.4 mm，22时雨量大于30 mm的有28站，最大降水量为64.7 mm，强降水分布不均匀且最大雨强差异明显。究其原因，虽然两个阶段云团的云顶最低亮温、发展高度、云团面积基本一致，但前一时段强降水主要由MCC引发，其内部结构、组织性都要优于后一强降水云团，故产生的降水强度也明显偏强。值得注意的是，两个阶段对流云团的最大温度梯度区均无明显强降水产生，再次证明发展成熟的对流云团产生的强降水与温度梯度无明显对应关系。

综合小时雨强和云图分析发现，四川盆地强降水是由发展至对流层顶的强对流云团产生，小时雨强并非随云顶亮温的降低而逐渐增大，最大雨强出现在强对流云团成熟后开始迅速减弱的初始阶段。强降水主要出现在红外亮温低于-50℃的区域，集中在红外亮温-65℃~-60℃、水汽亮温为-65℃~-60℃的云顶较为平滑的次低值中心区域内，并非与云顶最低亮温中心区相吻合，与云顶亮温梯度也无明显对应关系。

3 对流云团的发展条件和触发机制 3.1 环境条件

5日20时(图 7)，地面上自河北至甘肃南部有一冷锋，盆地处于冷锋前部的低压区内。500 hPa上欧亚中高纬为“两槽一脊”型，青藏高原有一高原槽，四川省大部受槽前弱脊控制，其中盆地西北部受西北气流中的小扰动影响，在700 hPa上盆地南部有一横切变，850 hPa盆地大部受东北风控制，且700和850 hPa上自中国东北至河套地区均为负变温区，内蒙古中部有较强冷平流。

温江探空资料分析表明(探空图略，物理量见表 1)，5日08时，850 hPa以下和500 hPa以上均为偏北风，湿层位于750 hPa附近，为西南气流，但厚度只有1 km左右，此时CAPE值为318 J·kg^-1，而650 hPa附近有明显逆温，有利于不稳定能量在低层积聚并促使对流发展到较强的程度。5日20时，CAPE值增大至2651 J·kg^-1，抬升凝结高度(LFC)下降至773.8 hPa，对流抑制能量(CIN)也减少至110 J·kg^-1，抑制较易突破。K指数、强天气威胁指数(SWEAT)、θ_se85(850和500 hPa假相当位温差)分别为40℃、160、14.8℃，而沙氏指数(SI)和抬升指数(LI)较低，分别为-1.2和-5.68℃，表明中层近饱和、对流不稳定特征明显。中层垂直风切变增大至9.6 m·s^-1，有利于较大云团的发展和维持，0℃层高度约为4.7 km，-20℃在7.7 km，较低的0和-20℃层差有利于降水粒子的增大和降水效率的提高。此时，400 hPa以下风随高度顺转，有暖平流，400 hPa以上风随高度逆转，有冷平流，促使对流条件增强。

宜宾探空资料显示(图略)，6日20时，850~500 hPa风随高度顺转有暖平流，地面至600 hPa为湿层，400 hPa附近大气最干燥，表现出明显的“上干下湿”特征。同时，中层700 hPa急流和高空西风气流的发展促使垂直风切变加强，0~6 km垂直风切变加大到16.9 m·s^-1。

可见，对流云团形成于高的对流不稳定能量条件下，中层垂直风切变的加强、中低层暖平流和高层冷平流的发展促使对流云团发展旺盛。

3.2 对流触发

低层假相当位温、相对湿度和风场分析表明(图 8)，盆地位于θ_se等值线密集的能量锋区前沿，5日20时(图 8a)，东南气流受盆地西部沿山地形影响，在绵阳至雅安南部一带形成辐合流场，但东南气流较弱，RH小于70%，不利于对流云团的进一步发展，德阳附近下山的对流云团于22时消亡，与此同时，盆地西南部湿度条件较好，加之白天高空少云造成的辐射增温效应，此区大部在356 K高能区内，而辐合流场的形成随即触发乐山马边、雅安中部先后有对流云团生成。6日02时(图 8b)，两云团在加强北抬的东南气流推动下发展、北移，与在辐合流场北部绵阳附近新生成的对流云团合并。随着东南气流的增强、北抬促使湿区范围增大、辐合加强，加之北方扩散南下的冷空气与之相互作用，08时在盆地东北部发展成低涡，由于水汽输送条件改善，使得扩散南下的冷空气触发了遂宁附近对流云的生成(图 8c)。14时(图 8d)冷空气主体开始进入盆地，348 K控制线扩大南压至宜宾、泸州北部，东南气流被迫南撤，低涡随之减弱、南压，在宜宾南部形成切变线，再次触发对流云团生成。可见，对流云团形成于高能区，发展于高湿区，近地层冷空气扩散南下与气旋式流场中的辐合增强是主要的对流触发机制。

3.3 地面中尺度辐合线

5月5日23时(图 9)，偏东风在陡峭地形的作用下抬升，在雅安、乐山南部形成辐合线，对比卫星云图发现，辐合线北侧有2个对流云团形成发展，这也说明地面中尺度辐合线和扩散南下冷空气的共同作用触发对流。而切变线所在处为山区地形，东北风入流形成的迎风坡效应加强了动力抬升程度，促使对流云团发展。研究表明，四川盆地边界层东北风实质上是冷平流侵入四川盆地的反应，处于特殊地形下的成都是预报关键信息点，当它附近边界层风场转为东北风时，盆地边界层为气旋式流场控制。这样，在有利的气旋式流场条件下，边界层处于明显的正涡度、显著辐合、强烈上升运动的有利动力配置，促使低值系统的发生发展，加剧了边界层内热量、水汽等不断输向自由大气，维持强对流天气(李跃清，1995；李跃清等，1997)。6日17时，泸州至雅安一带均受西南和东北气流形成的中尺度辐合线影响，常在辐合线北侧诱发对流云团生成发展。综合来看，对流云团生成均受东北风影响，且初始位置在盆地山区边缘附近，近地层冷空气的侵入、地面辐合线是触发对流云团生成的重要原因。

根据上面的分析，本文总结出四川盆地此类对流云团产生的天气概念模型：在青藏高原与四川盆地相交接的陡峭复杂地形区，初生对流云团位于地面冷锋的前方、辐合线偏北一侧，发展于高湿区, 呈椭圆形。低层偏南气流输送了不稳定能量，白天晴空太阳辐射的加热作用使大气不稳定能量进一步增加，近地层辐合线北侧偏北冷空气的侵入促使对流不稳定能量释放，对对流的触发和维持有一定的作用，边界层偏东风的出现与加强触发对流云团发生。

4 结论与讨论

本文利用多种资料综合分析了2016年5月6日四川盆地强对流云团的初生特征、与雨强关系、发展环境和对流触发机制，得到以下主要结论:

(1) 四川盆地产生强降水的对流云团易发生在青藏高原东侧边坡陡峭地形带，初生对流云团最低云顶亮温低于-45℃，边缘最大温度梯度为15~20℃，水汽-红外通道亮温差值介于-5~0℃，分裂窗-红外亮温差值介于0~2℃。

(2) 强降水出现在红外和水汽亮温快速下降到最低值、水汽-红外通道差值达0℃附近、分裂窗-红外亮温差为正值、温度梯度为0℃后的几小时内。小时雨强并非随云顶亮温的降低而逐渐增大，最大雨强出现在强对流云团成熟后开始迅速减弱的初始阶段即云顶亮温开始回升的时刻。

(3) 较大范围的强降水均是由发展成熟的云顶最低亮温约为-70℃的对流云团产生，强降水主要出现在红外亮温低于-50℃的区域，集中在红外亮温-65℃~-60℃、水汽亮温为-65℃~-60℃的云顶比较均匀平滑的次低值中心区域，并非与云顶最低亮温中心区相吻合，与云顶亮温梯度也无明显关系。

(4) 对流云团生成区域均受偏东风影响，且生成于高的对流不稳定条件下，发展于高湿区，边界层冷空气扩散南下与气旋式流场中的辐合增强共同触发对流在辐合线以北生成，而中层垂直风切变的加强、中低层暖平流和高层冷平流的发展促使对流云团发展旺盛。

本文虽然分析了四川盆地一次强对流天气过程中的对流云团特征及触发机制，初步得到了初生对流云团的单通道亮温、多通道亮温差、温度梯度等阈值、最大雨强出现的位置及对应对流云团发展演变的阶段、主要的触发机制。但由于本文是对2016年5月四川盆地一次强对流天气过程中几个对流云图进行分析，得到的指标结果还需今后更多个例资料进行补充和修正。另外，由于青藏高原东侧与四川盆地交界的陡峭地形区是中小尺度系统发生、发展的活跃区，可能有很多对流云团都经历这样的发生发展过程，因此，也需要今后采用更多的观测资料深入研究青藏高原东坡对对流系统发生发展的影响、研究更多个例总结出初生对流云团的特征，便于精确识别、监测到初生对流云团，提高强对流天气的预报准确率。